2.6 径流形成过程
2.6.1 概述
径流是指降水形成的沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地等处流动的水流。其中，沿着地面流动的水流称为地面径流，或称地表径流；沿着土壤、岩石孔隙流动的水流称为地下径流。水流汇集到河流后，在重力作用下沿着河道流动的水流称为河川径流。河川径流的来源是大气降水，降水分为降雨和降雪两种主要形式，所以河川径流分为降雨径流和融雪径流。我国大部分河流为降雨径流，冰雪融水径流只在局部地区的河流或河流的局部河段发生，所以本节主要讨论降雨径流。
径流过程是地球上水文循环中最为重要的一环。在水文循环过程中，陆地上34%的降水转化为地面径流和地下径流汇入海洋。径流过程又是一个复杂多变的过程，它与人类同水旱灾害的斗争、水资源的开发利用、水环境保护等生产生活活动密切相关。因此，研究和揭示径流的变化规律，分析它与其他水文要素以及各影响因素之间的相互关系，掌握径流形成的基本理论和分析计算方法是十分重要的。
2.6.2 径流形成过程
流域内自降雨开始到水流汇集到流域出口断面整个物理过程称为径流的形成过程。径流的出现是一个相当复杂的过程，为了便于分析，一般把它概括为产流过程和汇流过程两个阶段，如图2.15所示。
图2.15 径流形成过程示意图
1.产流过程
降落到流域内的雨水，除了少量直接降落到河面上成为径流外，一部分雨水会滞留在植物的枝叶上，称为植物截留，植物截留的雨量最终消耗于蒸发。落到地面的雨水，首先向土中下渗。当降雨强度小于下渗强度时，雨水全部渗入土中；当降雨强度大于下渗强度时，雨水按下渗能力下渗，超出下渗能力的雨水称为超渗雨。超渗雨会形成地面积水，积蓄于地面上大大小小的坑洼，称为填洼。填洼的雨水最终消耗于下渗和蒸发。随着降雨的继续，满足填洼的地方开始产生地面径流。下渗到土中的雨水，首先被土壤颗粒吸收，成为包气带土壤水，并使土壤含水量不断增加，当土壤含水量达到田间持水量后，下渗趋于稳定，继续下渗的雨水，将沿着土壤的孔隙流动，一部分会从坡侧土壤孔隙渗出，注入河槽，这部分水流称为表层流或壤中流；另一部分雨水会继续向深处下渗，补给地下水，使地下水面升高，并沿水利坡度方向补给河流，或以泉水漏出地表，形成地下径流。
流域产流过程实际上是降雨扣除损失的过程，降雨量扣除损失后的雨量就是净雨量。显然，净雨和它形成的径流的数量上是相等的，即净雨量等于径流量，但两者的过程却完全不同，净雨是径流的来源，而径流则是净雨汇流的结果；净雨在锋雨结束时就停止了，而径流却要延续很长时间。相应地，把形成地面径流的那部分净雨称为地面净雨，形成表层径流的称为表层流净雨，形成地下径流的称为地下净雨。
2.汇流过程
净雨沿坡面从地面和地下汇入河网，然后再沿河网汇集到流域出口断面。这一过程称为流域的汇流过程，前者称为坡地汇流，后者称为河网汇流。
（1）坡地汇流过程。坡地汇流分为三种情况。①超渗雨满足填洼后产生的地面净雨沿坡面流到附近河网的过程，称为坡面漫流。坡面漫流是由无数股彼此时分时合的细小水流组成，通常没有明显的固定沟槽，雨强很大时可形成片流。坡面漫流的流程比较短，一般不超过数百米，历时亦短。地面净雨经坡面漫流注入河网，形成地面径流，大雨时地面径流是河流水量的主要来源。②表层流净雨沿着坡面表层流动时，从侧向土壤孔隙流出，注入河网，形成表层流径流。表层流径流流动比地面径流慢，到达河槽也比较迟，但对历时较长的暴雨过程，数量可能很大，是河流水量的主要组成部分。表层流和地面径流在流动过程中会相互转化，例如，在坡顶土壤中流动的表层流，可能在坡脚流出，然后以地面径流的形式流入河槽；地面径流在坡面漫流过程中，也可能有一部分会渗入土壤中流动变成表层流。③地下净雨向下渗透到地下潜水面，然后沿水力坡度最大方向流入河网形成浅层地下径流；部分地下净雨补给承压水，然后从岩石裂隙等处渗出流入河流，成为深层地下径流。这一过程称为坡地地下汇流。深层地下径流流动很慢，所以降雨结束后，地下水流可以持续很长时间，较大的河流可以终年不断，这是河川的基本流量，水文学中称为基流。
在径流形成过程中，坡地汇流过程对净雨在时程上进行第一次再分配，降雨结束后，坡地汇流仍持续一段时间。
（2）河网汇流过程。各种成分的径流经坡地汇流注入河网，从支流到干流，从上游到下游，最后流出流域出口断面，这个过程称为河网汇流过程或河槽集流过程。坡地水流进入河网，会使河槽水量增加，若流入河槽的水量大于流出的水量，部分水量暂时储蓄在河槽中，使水位上升，这就是河流洪水的涨水过程。随着降雨的结束和坡地漫流量的逐渐减少直至完全停止，进入河槽的水量也随之减少，若流入的水量小于流出的水量，则水位下降，这就是退水阶段。这种现象称为河槽的调蓄作用，河网汇流过程中河槽的这种调蓄作用是对净雨在时程上进行的第二次再分配。
一次降雨过程，经植物截留、下渗、填洼、蒸发等损失后，流入河网的水量一定比降雨量少，且经过坡地汇流和河网汇流，使出口断面的径流过程远比降雨过程缓慢，历时也长，时间滞后，图2.16清楚地显示了这种关系。
必须指出，降雨、产流和汇流，是从降雨开始到水流流出流域出口断面经历的全部过程，它们在时间上没有截然分解，而是同时交错进行的。
2.6.3 径流的表示方法
河川径流一年内和多年期间的变化特性，称为径流情势，前者称为径流的年内变化或年内分配，后者称为年际变化。河川径流情势，常用流量、径流量、径流深、流量模数和径流系数来表示。
1.流量
单位时间内通过河流某一断面的水量称为流量，记为Q，以m3/s计。流量随时间的变化过程，用流量过程线表示，记为Q-t，如图2.16所示，图中流量为瞬时数值。流量过程线上升部分为涨水段，下降部分为退水段，最高点的流量值称为洪峰流量，简称洪峰，记为Qm。
工程水文中常用的流量有：年最大洪峰流量、日平均流量、旬平均流量、月平均流量、季平均流量、年平均流量、多年平均流量和指定时段的平均流量等。
图2.16 流域降水-净雨-径流关系示意图
2.径流量
时段T内通过河流某一断面的总水量称为径流量，记为W，以m3、万m3或亿m3计。
图2.16中T时段内的径流量为ABCDE包围的面积，即
式中： Q（t）为t时刻的流量，m3/s；t1、t2为时段始、末时刻。
实际工作中，常将流量过程线划分为n个计算时段，如图2.17所示，当Q0=Qn时，按式（2.23）计算：
式中：Δt为计算时段，h。
由此可求出时段T内的平均流量：
若已知时段平均流量，则径流量又可用平均流量计算：
式中： T为径流历时，T=t2-t1，s；
为时段T内平均流量，m3/s。
3.径流深
将径流量W平铺在整个流域面积上所得的水层深度称为径流深，记为R，以mm计，即
式中：W为时段T内径流量，m3；F为流域面积，km2。
4.流量模数
流域出口断面流量Q与流域面积F的比值称为流量模数，记为M，以L/（s·km2）计，即
图2.17 径流量计算示意图
5.径流系数
某时段径流深R与形成该径流深相应的流域平均降水量P的比值称为径流系数，记为α。
因为R<P，所以α<1。
【例2.1】 某站控制流域面积F=121000km2，多年平均降水量
=767mm，多年平均流量
=822m3/s，试计算该流域多年平均径流量、多年平均径流深、多年平均流量模数和多年平均径流系数。
解：（1）年平均径流量：
（2）多年平均径流深：
（3）多年平均流量模数：
（4）多年平均径流系数：
2.6.4 我国河川年径流分布和变化概况
我国年径流具有较明显的地区性分布规律，总的趋势由南向北和从东向西递减；新疆、甘肃交界以西，则由西向东递减。同时，由于我国地势复杂，不同地区下垫面条件差异较大，使用某些地区年径流分布呈现非地域性变化的特点。年径流不仅地区上变化明显，年内各月、年际之间也有明显的不同。
1.年径流的地理分布
我国多年平均年径流总量27115亿m3，平均年径流深284mm，即年降水总量的43.8%转化为河川径流。年径流地理分布总的趋势由东南向西北递减。100mm年径流深等值大致与400mm年降水量等值线相当，走向基本一致，等值线以东为半湿润区和湿润区，等值线以西为半干旱区和干旱区。按径流深的大小，可分为丰水带、多水带、过渡带、少水带、干涸带等5个径流带。
（1）丰水带。年径流深大于800mm，包括华东和华南沿海地区、台湾、海南、云南西南部及藏东南地区。年径流深最大值在台湾中央山地和西藏东南雅鲁藏布江下游靠近中印边界一带，达2000～4000mm，东南沿海主要山地也是高值区，在1600～2000mm。年径流系数一般在0.5以上，部分山地超过0.8。
（2）多水带。年径流深在200～800mm，包括长江流域大部、淮河流域南部、西江上游、云南大部，以及黄河中上游一小部分地区，部分山地年径流深可达1000～2000mm。年径流系数一般为0.4～0.6。
（3）过渡带。年径流深在50～200mm，包括大兴安岭、松嫩平原一部分、三江平原、辽河下游平原、华北平原大部、燕山和太行山、青藏高原中部、祁连山山区，以及新疆西部山区。这一带内平原地区年径流深大部分为50～100mm，年径流系数0.1左右，山区年径流深100～200mm，年径流系数0.2～0.4。
（4）少水带。年径流深在10～50mm，包括松辽平原中部、辽河上游地区、内蒙古高原南部、黄土高原大部、青藏高原北部及西部部分丘陵低山区。本带内平原地区年径流深一般为10～25mm，黄土高原10～50mm，部分山区可达50mm以上。年径流系数一般为0.1左右，个别地区小于0.05。
（5）干涸带。年径流深小于10mm，包括内蒙古高原、河西走廊、柴达木盆地、准噶尔盆地、塔里木盆地、吐鲁番盆地。该带内不少地区基本不产流，年径流系数仅0.01～0.03。
2.年径流的年内变化
年径流的年内变化主要取决于河流的补给条件。我国大部分河流靠雨水补给，只有新疆、青海等地的部分河流靠冰川或融雪补给。华北、西北及东北的河流虽然也受冰雪融水补给，但仍以降雨补给为主，可称为混合补给。但不论哪种补给，径流情势都具有以年为循环的周期性规律，季节性变化剧烈，一年内有明显的汛期，冬季、春季为枯水期，北方河流冬季、春季有封冻期。汛期河水暴涨，易造成洪水泛滥；枯水期水量很小，水源不足。一般汛期连续最大4个月径流量占全年径流总量的60%以上，其中长江以南、云贵高原以东和西南大部分地区为60%～70%，松辽平原、华北平原、淮河流域大部分地区为70%～80%，广大西部地区为60%左右。以冰雪融水补给的河流，由于流域内热量的变化比较小，所以年内分配比较均匀。地下水补给比例大的河流，其年内变化也比较小。大江大河因接纳不同地区河流的汇入和地下径流的补给，径流年内分配也比较均匀。
3.年径流的年际变化
年径流的年际变化较降水更为剧烈，北方大于南方，水量越贫乏的地区，丰枯年间的水量相差越大。若以历年实测最大和最小年径流量的比值为指标，长江以南各河一般小于3倍；淮河、海滦河各支流可达10～20倍，部分平原河流甚至更大。也就是年径流具有不重复的特点，即同一个流域，各年的径流情势不可能完全相同，有的年份汛期、枯期出现早一些；有的则迟一些。有的年份汛期、枯期水量大一些，有的年份则小一些，各年径流情势的变化不论是时间上还是数量上不会完全重复出现。除此之外，年径流的年际变化还存在连续枯水和连续丰水的现象。如黄河在近60年中曾出现过1922—1932年共11年的少水期，该期间内年径流的平均值比正常年份偏少24%；也曾出现过1943—1951年连续9年的丰水期，该段时间内年径流的平均值比正常年份偏多19%。