1.1 降雨产流基本理论
1.1.1 降雨产流过程
一场降雨中究竟有多少水量能够转换为河道径流是水文学研究中的重要问题之一，降雨后水的去向、在流域内滞留的时间以及流向河道的水流路径等都是降雨-产流过程中需要解决的问题。降雨到达地面后被分解为两部分：一部分以地表径流（overland flow）的形式直接流入到河道内；另一部分则入渗（infiltration）到土壤中，入渗水量可能在土壤中进行侧向流动，较快地进入到河道中，即壤中流（interflow或subsurface flow），也有部分入渗水量以深层渗漏（percolation）的形式补给地下水，维持河道内的稳定流量，通常称之为基流（baseflow）。图1-1即为降雨产流过程的概略描述，图中如陆面蒸发、叶面蒸腾等各种基本概念在此不再赘述。
图1-1 降雨产流过程概略图
径流中的地表径流（surface runoff）和壤中流通常会在较短的时间内流入河道（具体时间视情况而定），而通过深层渗漏到达地下水的部分水流入渗速度非常缓慢，可能需要较长一段时间才能到达河道内，如几周、几个月甚至几年的时间。传统水文学中通常将这种快速流与慢速流的形式作为对径流（runoff）与基流的描述和区别，快速流通常源于降雨，而慢速流的主要成分则为地下水径流或者壤中流。但是Kirchner（2003）通过研究认为事实并非如此，在许多小流域中河道径流对降雨响应迅速，但示踪同位素的波动却受到严重抑制，这说明在这些流域中的暴雨径流大多是“旧水”（old water），随之而来的问题是流域是如何将这些水储存了几周或几个月后却又在降雨发生的短短的几分钟或几个小时内释放呢？这也是目前流域水文学研究中存在自相矛盾的问题之一［12］。那么一次降雨径流中如何区分“新水”（new water）与“旧水”呢？这些“旧水”究竟储存了多长时间呢？对水分运移时间分布的量化和模拟可以很好地回答上述问题。水分从土壤/地下运移到河网的时间（即水分运移时间）可以用来描述该流域内水分的储存、水流路径的非均匀性及来源过程，是生物地球化学过程以及流域对人类活动、污染物及土地利用变化敏感性的重要约束条件。如何将运移时间用于定量描述流域水流过程及降雨产流模型的进一步发展和检验仍是未来水文研究面临的挑战之一［13］。
1.1.2 产流机制
降雨产流主要取决于下垫面结构及降雨特性，霍顿于1935年提出的产流理论指出了产流的基本物理条件：降雨强度超过地面下渗能力和包气带的缺水量得到充分补给，即下渗水量与蒸发量之差超过包气带的缺水量［14］，即一场降雨是否能够产流主要受控于包气带在地表的“筛子”作用和包气带土层的“门槛”作用［15，16］。这也为“蓄满产流”和“超渗产流”的提出奠定了理论基础，同时也是新安江二水源流域水文模型划分地表水、地下水的依据［17］。霍顿产流理论只能解释均质包气带的产流机制，随着研究的深入，人们发现在一些表层土壤十分疏松且下渗能力很大的地区即使降雨强度不够大，也会有地面径流产生［18，19］，对此现象，经典的霍顿产流并不能解释。
自20世纪60年代起，Hewlett［20］就关注到这个问题，直至20世纪70年代初期，Kirkby［21］等在大量的水文学试验的基础上提出了山坡水文学产流理论，对壤中流和饱和地面径流的形成机制进行了详细的阐述：两种透水性能不同的土层交汇部分存在着相对不透水界面，该相对不透水界面上能够形成临时饱和带并发生侧向流动，即壤中径流。如果该界面上土层的透水性远远大于下土层，则随着降雨的继续，临时饱和带逐渐向上扩延直至上层土壤达到饱和；此时如仍有降雨补给，则会形成地面径流，即饱和地面径流。
山坡水文学的发展使得产流机制的研究更为深入，人们对自然界复杂的产流现象的认识也进一步加深。芮孝芳等［19］对近几十年来的产流理论及计算方法的发展进行了详细的阐述，指出了现有产流机制中存在的不足，即忽略了地形坡度和土层各向异性对产流的影响。此外，壤中流和地下水径流形成过程中非饱和侧向流的作用也没有得到充分考虑。他认为对地形坡度、土层各向异性及非饱和侧向流的作用进行深入的试验和分析，将会有力地推动产流机制的进一步研究。于维忠［22］和芮孝芳等［［15，16，19］］进一步剖析了地面径流、壤中流、饱和地面径流及地下水径流的产生机制，将其归为界面产流规律，即任何一种径流成分都是在两种不同透水性介质的界面上形成的。
主要的产流机制如图1-2所示，每一种产流机制在产流量、径流峰值及到达河道的时间上对降雨/融雪的响应不同，其每一个过程的重要程度主要受气候、地质、地形、土壤特性、植被及土地利用的影响，主要产流过程可能会随着降雨强度的改变而不断变化［23］。
图1-2 产流机制分类（Beven，2011）
超渗产流也叫霍顿坡面流（infiltration excess overland flow），是由定量水文学之父霍顿（Horton）于1933年提出的［图1-2（a）］，将土壤入渗能力（infiltration capacity）引入到水文模型中［24］；20世纪60年代，美国水文学家对降雨产流进行了大量的试验研究和分析，通过在田纳西河流域的研究发现，由于土壤性质的空间变异性对土壤入渗能力的影响及降雨空间变异性，一次降雨中并非整个流域都会发生超渗产流。因此Betson（1964）提出了流域部分产流（partial area）的理论，即一场降雨条件下仅有一小部分流域面积存在超渗产流，他认为既然入渗能力随着土壤水分的增加而减小，且水流沿山坡向下流动会使坡脚土壤更为湿润，那么产流面积也会由刚开始的河道附近逐渐向坡顶扩展［图1-2（b）］。坡面产流后沿着坡向流动到土壤入渗能力较高的地方就会入渗到土壤中（“run-on”process），同时，如果产流历时较短，这部分产流量很可能全部入渗而无法汇入河道。超渗产流通常发生在没有植被或者植被稀少的地方，半干旱地区的牧地及耕地在强降雨条件下会有超渗产流发生。此外，城市区域的水泥路面也可观测到非常明显的超渗产流。
在大部分土壤入渗能力较高的湿润区，植被覆盖可使土壤免受雨水击打和冲刷，同时由于土壤中的腐殖质及微生物活动使得土壤结构比较松散，降雨强度很难超过土壤入渗能力，超渗产流几乎不可能发生，只有当降雨区域达到饱和后才会有产流发生，即饱和产流机制（saturation excess overland flow）［25］，如图1-2（c）所示。地下径流的产流机制如图1-2（d）所示。
由于前期条件、土壤特性及降雨强度不同，同一流域在不同的时间或地点也可能有超渗产流、饱和产流及单一壤中流3种不同的产流机制发生。此外，在土壤水平边界渗透性能非常低的地方可能形成超渗产流，致使土壤中产生部分滞留水甚至会使非饱和带的表层土壤达到饱和［26］［图1-2（e）］。由于浅层地下水位的波动性，饱和区面积也会随着时间和季节变化，即为变源区（variable source area）［27］，Dunne对不同环境下的主要降雨产流机制转换进行总结归纳［28］，如图1-3所示。
图1-3 山坡降水产流主要控制过程及转化示意图（Dunne，1978）
产流机制和产流过程不仅与降水过程中的条件有关，前期条件（antecedent conditions）以及对陆地水文循环过程的理解与描述也是降水产流中需要定量分析的，这对水文模型的不断发展至关重要。上述对产流机制及产流过程在概念上进行了简述，事实上流域产流过程是非常复杂的，每个流域或山坡的地形、土壤及物理属性等都是不同的，因此水文模型面临的挑战就是如何平衡物理概化与模型复杂性，以及在水文模型中扩充/增加对物理属性的详细描述。目前对于产流的理解包含了水分在土壤孔隙及大孔隙中的运移，这些水分在土壤中的运移一般遵照流体运动的物理法则，但是由于缺乏对其详细的流体几何学的了解而无法应用流体运动理论，最终也只能对产流过程进行概化或参数化。水文模型就是将这种实际的物理过程进行概化并通过数学描述的形式来模拟实际降水产流过程，如何减小模拟与实际过程的差异以便更好地模拟降水产流过程是目前水文研究中的热点之一。