07-下渗和径流
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（一）径流的涵义与径流组成： • 径流：流域的降水，由地面与地下汇入河网， 流出流域出口断面的水流。 • 液态降水形成降雨径流，固态降水则形成冰雪 融水径流。 • 由降水到达地面时起，到水流流经出口断面的 整个物理过程，称为径流形成过程。
• 降水的形式不同，径流的形成过程也各异。我 国的河流以降雨径流为主，冰雪融水径流只是 在西部高山及高纬地区河流的局部地段发生。
地面洼地通常都有一定的面积和蓄水容量，填洼的雨水 在雨停后也消耗于蒸发和下渗。 平原和坡地流域，地面洼地较多，填洼量可高达100毫 米，一般流域的填洼水量约10毫米左右。
流域上的降水，经过蓄渗过程产生了 地面径流，壤中径流和地下径流三种。
地面径流——随着降雨继 续进行，满足填洼后的水 开始产生地面径流。 壤中径流——继续不断降 雨，渗入土壤的水使包气 带含水量增加。土层中的 水达到饱和后，部分水沿 坡地土层侧向流动，形成 壤中径流。 地下径流——下渗水流达 到地下水面后，以地下水 的形式沿坡地土层汇入河 槽。
（三）河网汇流过程
（一）流域蓄渗过程：
降雨初期，除一小部分（≤5％）降落在河槽水面上 的雨水直接形成径流外，大部分降水并不立即产生 径流，而消耗于植物截留、下渗、填洼与蒸散发。 植物截留——雨水被植物的枝叶拦截的现象。被截 留的雨量包括：滞留在枝叶表面上的水量、雨期内 枝叶上的蒸发量。
• 植物截留量的大小与降雨量、降雨历时、枝叶的郁 闭度和表面积等有关。
（一）下渗过程的阶段划分：
• 地表的水沿着岩土的空隙下渗，是在重力、分 子力和毛管力的综合作用下进行的。 • 分子力、毛管力随着土壤水分的增加而减小， 当毛管孔隙充水达到饱和时，水分主要在重力 作用下运动。 • 整个下渗的物理过程按照作用力的组合变化及 其运动特征，可划分如下3个阶段：
1.渗润阶段： • 分子力，当土壤含水量达到岩土最大分子持水量时逐渐消失。 2.渗漏阶段： • 毛管力、重力，直至全部空隙达到饱和。 3.渗透阶段： • 重力，稳定流动。
流域蓄渗及汇流过程示意图
• 壤中流在总径流中的比例与流域土壤和地质条件 有关。
当表层土层薄而透水性好，下伏有相对不透水层时， 可能产生大量的壤中流。在这种情况下，虽然其流速 比地面径流缓慢，如遇中强度暴雨时，壤中流的数量 可以增加很多，而成为河流流量的主要组成部分。
• 壤中流与地面径流有时可以相互转化。
4.稳定下渗率： fc 计算公式：
下渗率曲线及累积下渗量曲线示意图
二、 下渗经验公式 应用：可用于灌溉工程的建设、降雨径流计算工作； 获取方法：先通过实验，获得下渗曲线，再从图形来 模拟下渗曲线的数学表达式； 一般形式：这类表达式就是经验公式，共同的特征是 具有下渗率随时间递减的函数形式。
1.霍顿公式（1940）： • f = fc+（f0-fc）e-βt
流域蓄渗及汇流过程示意图
（二）坡地汇流过程 • 坡面漫流——超渗雨水在坡面上呈片流、细沟流运 动的现象。 1. 地面径流——满足填洼后的降水开始产生大量的地 面径流，它沿坡面流动进入正式的漫流阶段。
流域蓄渗及汇流过程示意图
• 流量——在漫流过程中，坡面水流一方面继续接受 降雨的直接补给而增加地面径流，另一方面又在运 行中不断地消耗于下渗和蒸发，使地面径流减少。
2.霍尔坦公式 1961年美国农业部霍尔坦提出一种下渗概念模型。 下渗率f是土壤缺水量的函数： • f = fc+a(s－F)n
a——系数，随季节而变，一般在0.2—0.8之间； S——表层土壤可能最大含水量； F——累积下渗量或初始含水量； N——指数，通常为1.4。 • 在降雨期，由于累积下渗量逐渐增加，缺水量（s－F）逐步 减少，下渗率f趋近于fc 。
• 优点：便于考虑前期含水量对下渗的影响。
三、影响下渗的因素
在天然条件下，实际的下渗过程远比理想模式 要复杂得多，往往呈现不稳定和不连续性。形成这 种情况的原因是多方面的，归纳起来主要有以下四 个方面：
（一）土壤特性的影响：
主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。 •• P80 图2－29：显示不同性质土壤之间下渗率的差别。 透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大小有关。 • P80图2—30：土壤前期含水量的大小，决定了土壤 初渗量及初期吸水能力的大小。 一般来说土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其透水性 能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。
1.饱和带 ： 位于土壤表层； 在持续不断地供水条件下， 土壤含水量处于饱和状态， 但无论下渗强度有多大， 土壤浸润深度怎样增大， 饱和带的厚度不超过1.5厘米。
2.过渡带： 饱和带之下，土壤含水量随深 度的增加急剧减少。过渡带一 般在5厘米左右。
3.水分传递带： •过渡带之下，土壤含水量沿垂线 均匀分布，在数值上大致为饱和 含水量的60—80％左右。 •带内水分的传递运行主要靠重力 作用，在均质土中，带内水分下 渗率接近于一减，称 湿润带。
• 湿润带的末端称为湿润 锋面，锋面两边土壤含 水量突变。此锋面是上 部湿土与下层干土之间 的界面。
（三） 下渗要素
1.下渗率f：单位面积上单位时间内渗入土壤中水量。 2.下渗能力fp：充分供水条件下的下渗率。
F
3.初始下渗率： f0
第六节 下渗（Infiltration）
一、概念 下渗 水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到 土壤中的运动过程。
下渗不仅影响土壤水和地下水的动态， 直接决定壤中流和地下径流的生成。
下渗是将地表水与地下水、土壤水联系 起来的纽带。 下渗是水循环中最难定量的要素之一。
一、下渗的物理过程
• 既有增大的一面，也有抑制的一面。
正反馈：坡地改梯田、植树造林、蓄水工程均增加水的滞留 时间，从而增大下渗量。 负反馈：砍伐森林、过度放牧、不合理的耕作，则加剧水土 流失，从而减少下渗量。
利用：在地下水资源不足的地区采用人工回灌，则是有计划、 有目的的增加下渗水量；反之在低洼易涝地区，开挖排水 沟渠则是有计划有目的控制下渗，控制地下水的活动。 人们研究水的入渗规律，正是为了有计划、有目的控 制入渗过程，使之朝向人们所期望的方向发展。
•
根据形成过程及径流途径不同，河川径流又可由 地面径流、地下径流及壤中流（表层流）三种径 流组成。
① 地（面）表径流（surface runoff）：指沿着地表 向河流、湖泊、沼泽、海洋等汇聚的水流； ② 地下径流（groundwater runoff）：指沿潜水层或 隔水层的含水层，向河、湖，沼、海等汇聚的地 下水流； ③ 壤中流（subsurface runoff）：指包气带土壤中的 一种饱和水流，汇流速度介于以上两者。
5.径流系数：
• α——某一时段的径流深度R与相应的降水深度P 之比值。
• 含义：径流系数说明在降水量中有多少水变成了 径流，它综合反映了流域内自然地理要素对降 水——径流关系的影响。
• 计算公式： α=R/P
二、径流的形成过程
径流的形成过程：一个极为错综复杂的物理过程： （一）流域蓄渗过程
（二）坡地汇流过程
• 状态——坡面水流可能呈紊流或层流，其流态与降 雨强度有关，水的运行受重力和摩阻力所支配。 • 流程——一般不超过数百米，历时较短，故对小流 域很重要。
2. 壤中流（表层流）主要发生在近地面透水性较弱的 土层中，它是在临时饱和带内的非毛管孔隙中侧向 运动的水流，它的运动服从达西定律。通常壤中流 汇流速度比地面径流慢，比地下径流快得多。
第七节
径流（Runoff）
• 径流是水循环的基本环节，又是水量平衡的基本要 素，是自然地理环境中最活跃的因素。
从狭义的水资源角度来说，在当前的技术经济条件下，径流 则是可资长期开发利用的水资源。
河川径流的运动变化，又直接影响着防洪、灌溉、航运和发 电等工程设施。
一、径流的涵义及其表示方法
（三）流域植被、地形条件的影响 • 有植被的地区，由于植被及地面上枯枝落叶具有滞 水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流， 增大了下渗量。 • P81图2—33 • 地面起伏，切割程度不同，要影响地面漫流的速度 和汇流时间。在相同的条件下，地面坡度大、漫流 速度快，历时短，下渗量就小。
（四）人类活动的影响（坡地改梯田、植树造林等）
下渗——发生在降雨期间及雨停后地面尚有积水的 地方。下渗强度的时空变化很大。
降雨过程中，当降雨强度小于下渗能力时，雨水将全部 渗入土壤中。渗入土中的水，首先满足土壤吸收的需要， 一部分滞蓄于土壤中，在雨停后耗于蒸发，超出土壤持 水力的水将继续向下渗透。
填洼——当降雨强度大于下渗能力时，超出下渗强 度的降雨（也称超渗雨），形成地面积水，蓄积于 地面洼地。
f——t时刻下渗率， fc——稳定下渗率， f0——初始下渗率， β——常数，下渗曲线的递减参数， e——自然对数底。 • fc、f0由实测资料中直接求出， β则需根据实测资料作图推求。
• 霍顿公式反映了下渗强度随时间递减规律，并最终趋 于稳定下渗。 • 优点：结构简单，在充分供水条件下与实际资料配合 较好，至今仍被广泛应用。
3个阶段并无截然的分界，特别是在土层较厚的情况下，3个 阶段可能同时交错进行。
有的将渗润与渗漏阶段结合起来，统称渗漏，渗漏的特点是 非饱和水流运动，而渗透则属于饱和水流运动。
（二）下渗水的垂向分布
包德曼和考尔曼1943年通过实验发现，在积 水条件下（保持5毫米水深），下渗水在土体中的 垂向分布，大致可划分为4个带。
2. 降水的时程分布对下渗也有一定的影响： • 如在相同条件下，连续性降水的下渗量要小于间歇 性降水的下渗量。
（因为在每次间歇期间，土壤水分仍继续进行分布，一部分 深入下层，一部分耗于蒸发，因此表层下渗能力得到不同 程度的恢复。）
• 在每一后继降水的初期下渗强度有所恢复，然后迅 速下降，其下渗率较前次为小。
一般地说，当雨量相同时，降雨历时越长，枝叶的郁闭度 和表面积越大，植物截留量越大。 在枝叶充分湿润后，叶面开始滴水，枝茎上出现水流，这 时植物截留量达最大值；后续的雨水便可全部透过枝叶落 到地面上。
植物截留延续在整个降雨过程，雨止后，被截留的 雨水消耗于蒸发，回归大气中。
• 据陕西黄龙实验站观测，不同林冠的累积截留量达 45~100毫米，占观测期内降雨量的12-22%。 • 森林茂密的植被，年最大截留量可达年降水量的 20-30％。
（二）降水特性的影响
1. 降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量：
• • 在降水强度小于下渗率的条件下，降水全部渗入土壤，下 渗过程受降水过程制约。 在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大。尤其 是在草被覆盖条件下情况更明显。但对裸露的土壤，由于 强雨点可将土粒击碎，并充填土壤的孔隙中，从而可能减 少下渗率（如黄土高原）。
（二）径流的表示方法
1.流量：
• Q——单位时间内通过某一断面的水量，立方米/秒。 • 流量随时间的变化过程，用流量过程线表示。 • 常用的还有日平均流量、月平均流量、年平均流量等指定时 段的平均流量。
2.径流总量：
• W——T时段内通过某一断面的总水量，立方米。 • 有时也用时段平均流量与时段的乘积表示：W = QT
3.径流深度：
• R——将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层深 度，毫米。 • 径流深度R（毫米）可由下式计算： R=QT/1000F Q ——T时段内的平均流量为 （立方米/秒）； F——流域面积（平方公里）。
4.径流模数：
• M——流域出口断面流量与流域面积F的比值，升/秒· 平方 公里。 • 计算式：M=1000Q/F
以上3种径流的汇流过程，构成了坡地汇流的 全部内容，它们之间的量级有大小、过程有缓急， 出现时刻有先后，历时有长短之差别。 对一个具体的流域而言，它们并不一定同时存 在于一次径流形成过程中。 在径流形成中，坡地汇流过程起着对各种径流 成分在时程上的第一次再分配作用。降雨停止后， 坡地汇流仍将持续一定时间。
例如，在坡地上部渗入土中流动的壤中流，可能在坡 地下部以地面径流形式汇入河槽，部分地面径流也可 能在漫流过程中渗入土壤中流动。
3. 地下径流——均匀透水的土壤有利于水渗透到地下 水面，形成地下径流。 • 地下径流运动缓慢，变化也慢，补给河流的地下径 流平稳而持续时间长，构成流量的基流。
流域蓄渗及汇流过程示意图
• 降水的形式不同，径流的形成过程也各异。我 国的河流以降雨径流为主，冰雪融水径流只是 在西部高山及高纬地区河流的局部地段发生。
地面洼地通常都有一定的面积和蓄水容量，填洼的雨水 在雨停后也消耗于蒸发和下渗。 平原和坡地流域，地面洼地较多，填洼量可高达100毫 米，一般流域的填洼水量约10毫米左右。
流域上的降水，经过蓄渗过程产生了 地面径流，壤中径流和地下径流三种。
地面径流——随着降雨继 续进行，满足填洼后的水 开始产生地面径流。 壤中径流——继续不断降 雨，渗入土壤的水使包气 带含水量增加。土层中的 水达到饱和后，部分水沿 坡地土层侧向流动，形成 壤中径流。 地下径流——下渗水流达 到地下水面后，以地下水 的形式沿坡地土层汇入河 槽。
（三）河网汇流过程
（一）流域蓄渗过程：
降雨初期，除一小部分（≤5％）降落在河槽水面上 的雨水直接形成径流外，大部分降水并不立即产生 径流，而消耗于植物截留、下渗、填洼与蒸散发。 植物截留——雨水被植物的枝叶拦截的现象。被截 留的雨量包括：滞留在枝叶表面上的水量、雨期内 枝叶上的蒸发量。
• 植物截留量的大小与降雨量、降雨历时、枝叶的郁 闭度和表面积等有关。
（一）下渗过程的阶段划分：
• 地表的水沿着岩土的空隙下渗，是在重力、分 子力和毛管力的综合作用下进行的。 • 分子力、毛管力随着土壤水分的增加而减小， 当毛管孔隙充水达到饱和时，水分主要在重力 作用下运动。 • 整个下渗的物理过程按照作用力的组合变化及 其运动特征，可划分如下3个阶段：
1.渗润阶段： • 分子力，当土壤含水量达到岩土最大分子持水量时逐渐消失。 2.渗漏阶段： • 毛管力、重力，直至全部空隙达到饱和。 3.渗透阶段： • 重力，稳定流动。
流域蓄渗及汇流过程示意图
• 壤中流在总径流中的比例与流域土壤和地质条件 有关。
当表层土层薄而透水性好，下伏有相对不透水层时， 可能产生大量的壤中流。在这种情况下，虽然其流速 比地面径流缓慢，如遇中强度暴雨时，壤中流的数量 可以增加很多，而成为河流流量的主要组成部分。
• 壤中流与地面径流有时可以相互转化。
4.稳定下渗率： fc 计算公式：
下渗率曲线及累积下渗量曲线示意图
二、 下渗经验公式 应用：可用于灌溉工程的建设、降雨径流计算工作； 获取方法：先通过实验，获得下渗曲线，再从图形来 模拟下渗曲线的数学表达式； 一般形式：这类表达式就是经验公式，共同的特征是 具有下渗率随时间递减的函数形式。
1.霍顿公式（1940）： • f = fc+（f0-fc）e-βt
流域蓄渗及汇流过程示意图
（二）坡地汇流过程 • 坡面漫流——超渗雨水在坡面上呈片流、细沟流运 动的现象。 1. 地面径流——满足填洼后的降水开始产生大量的地 面径流，它沿坡面流动进入正式的漫流阶段。
流域蓄渗及汇流过程示意图
• 流量——在漫流过程中，坡面水流一方面继续接受 降雨的直接补给而增加地面径流，另一方面又在运 行中不断地消耗于下渗和蒸发，使地面径流减少。
2.霍尔坦公式 1961年美国农业部霍尔坦提出一种下渗概念模型。 下渗率f是土壤缺水量的函数： • f = fc+a(s－F)n
a——系数，随季节而变，一般在0.2—0.8之间； S——表层土壤可能最大含水量； F——累积下渗量或初始含水量； N——指数，通常为1.4。 • 在降雨期，由于累积下渗量逐渐增加，缺水量（s－F）逐步 减少，下渗率f趋近于fc 。
• 优点：便于考虑前期含水量对下渗的影响。
三、影响下渗的因素
在天然条件下，实际的下渗过程远比理想模式 要复杂得多，往往呈现不稳定和不连续性。形成这 种情况的原因是多方面的，归纳起来主要有以下四 个方面：
（一）土壤特性的影响：
主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。 •• P80 图2－29：显示不同性质土壤之间下渗率的差别。 透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大小有关。 • P80图2—30：土壤前期含水量的大小，决定了土壤 初渗量及初期吸水能力的大小。 一般来说土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其透水性 能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。
1.饱和带 ： 位于土壤表层； 在持续不断地供水条件下， 土壤含水量处于饱和状态， 但无论下渗强度有多大， 土壤浸润深度怎样增大， 饱和带的厚度不超过1.5厘米。
2.过渡带： 饱和带之下，土壤含水量随深 度的增加急剧减少。过渡带一 般在5厘米左右。
3.水分传递带： •过渡带之下，土壤含水量沿垂线 均匀分布，在数值上大致为饱和 含水量的60—80％左右。 •带内水分的传递运行主要靠重力 作用，在均质土中，带内水分下 渗率接近于一减，称 湿润带。
• 湿润带的末端称为湿润 锋面，锋面两边土壤含 水量突变。此锋面是上 部湿土与下层干土之间 的界面。
（三） 下渗要素
1.下渗率f：单位面积上单位时间内渗入土壤中水量。 2.下渗能力fp：充分供水条件下的下渗率。
F
3.初始下渗率： f0
第六节 下渗（Infiltration）
一、概念 下渗 水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到 土壤中的运动过程。
下渗不仅影响土壤水和地下水的动态， 直接决定壤中流和地下径流的生成。
下渗是将地表水与地下水、土壤水联系 起来的纽带。 下渗是水循环中最难定量的要素之一。
一、下渗的物理过程
• 既有增大的一面，也有抑制的一面。
正反馈：坡地改梯田、植树造林、蓄水工程均增加水的滞留 时间，从而增大下渗量。 负反馈：砍伐森林、过度放牧、不合理的耕作，则加剧水土 流失，从而减少下渗量。
利用：在地下水资源不足的地区采用人工回灌，则是有计划、 有目的的增加下渗水量；反之在低洼易涝地区，开挖排水 沟渠则是有计划有目的控制下渗，控制地下水的活动。 人们研究水的入渗规律，正是为了有计划、有目的控 制入渗过程，使之朝向人们所期望的方向发展。
•
根据形成过程及径流途径不同，河川径流又可由 地面径流、地下径流及壤中流（表层流）三种径 流组成。
① 地（面）表径流（surface runoff）：指沿着地表 向河流、湖泊、沼泽、海洋等汇聚的水流； ② 地下径流（groundwater runoff）：指沿潜水层或 隔水层的含水层，向河、湖，沼、海等汇聚的地 下水流； ③ 壤中流（subsurface runoff）：指包气带土壤中的 一种饱和水流，汇流速度介于以上两者。
5.径流系数：
• α——某一时段的径流深度R与相应的降水深度P 之比值。
• 含义：径流系数说明在降水量中有多少水变成了 径流，它综合反映了流域内自然地理要素对降 水——径流关系的影响。
• 计算公式： α=R/P
二、径流的形成过程
径流的形成过程：一个极为错综复杂的物理过程： （一）流域蓄渗过程
（二）坡地汇流过程
• 状态——坡面水流可能呈紊流或层流，其流态与降 雨强度有关，水的运行受重力和摩阻力所支配。 • 流程——一般不超过数百米，历时较短，故对小流 域很重要。
2. 壤中流（表层流）主要发生在近地面透水性较弱的 土层中，它是在临时饱和带内的非毛管孔隙中侧向 运动的水流，它的运动服从达西定律。通常壤中流 汇流速度比地面径流慢，比地下径流快得多。
第七节
径流（Runoff）
• 径流是水循环的基本环节，又是水量平衡的基本要 素，是自然地理环境中最活跃的因素。
从狭义的水资源角度来说，在当前的技术经济条件下，径流 则是可资长期开发利用的水资源。
河川径流的运动变化，又直接影响着防洪、灌溉、航运和发 电等工程设施。
一、径流的涵义及其表示方法
（三）流域植被、地形条件的影响 • 有植被的地区，由于植被及地面上枯枝落叶具有滞 水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流， 增大了下渗量。 • P81图2—33 • 地面起伏，切割程度不同，要影响地面漫流的速度 和汇流时间。在相同的条件下，地面坡度大、漫流 速度快，历时短，下渗量就小。
（四）人类活动的影响（坡地改梯田、植树造林等）
下渗——发生在降雨期间及雨停后地面尚有积水的 地方。下渗强度的时空变化很大。
降雨过程中，当降雨强度小于下渗能力时，雨水将全部 渗入土壤中。渗入土中的水，首先满足土壤吸收的需要， 一部分滞蓄于土壤中，在雨停后耗于蒸发，超出土壤持 水力的水将继续向下渗透。
填洼——当降雨强度大于下渗能力时，超出下渗强 度的降雨（也称超渗雨），形成地面积水，蓄积于 地面洼地。
f——t时刻下渗率， fc——稳定下渗率， f0——初始下渗率， β——常数，下渗曲线的递减参数， e——自然对数底。 • fc、f0由实测资料中直接求出， β则需根据实测资料作图推求。
• 霍顿公式反映了下渗强度随时间递减规律，并最终趋 于稳定下渗。 • 优点：结构简单，在充分供水条件下与实际资料配合 较好，至今仍被广泛应用。
3个阶段并无截然的分界，特别是在土层较厚的情况下，3个 阶段可能同时交错进行。
有的将渗润与渗漏阶段结合起来，统称渗漏，渗漏的特点是 非饱和水流运动，而渗透则属于饱和水流运动。
（二）下渗水的垂向分布
包德曼和考尔曼1943年通过实验发现，在积 水条件下（保持5毫米水深），下渗水在土体中的 垂向分布，大致可划分为4个带。
2. 降水的时程分布对下渗也有一定的影响： • 如在相同条件下，连续性降水的下渗量要小于间歇 性降水的下渗量。
（因为在每次间歇期间，土壤水分仍继续进行分布，一部分 深入下层，一部分耗于蒸发，因此表层下渗能力得到不同 程度的恢复。）
• 在每一后继降水的初期下渗强度有所恢复，然后迅 速下降，其下渗率较前次为小。
一般地说，当雨量相同时，降雨历时越长，枝叶的郁闭度 和表面积越大，植物截留量越大。 在枝叶充分湿润后，叶面开始滴水，枝茎上出现水流，这 时植物截留量达最大值；后续的雨水便可全部透过枝叶落 到地面上。
植物截留延续在整个降雨过程，雨止后，被截留的 雨水消耗于蒸发，回归大气中。
• 据陕西黄龙实验站观测，不同林冠的累积截留量达 45~100毫米，占观测期内降雨量的12-22%。 • 森林茂密的植被，年最大截留量可达年降水量的 20-30％。
（二）降水特性的影响
1. 降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量：
• • 在降水强度小于下渗率的条件下，降水全部渗入土壤，下 渗过程受降水过程制约。 在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大。尤其 是在草被覆盖条件下情况更明显。但对裸露的土壤，由于 强雨点可将土粒击碎，并充填土壤的孔隙中，从而可能减 少下渗率（如黄土高原）。
（二）径流的表示方法
1.流量：
• Q——单位时间内通过某一断面的水量，立方米/秒。 • 流量随时间的变化过程，用流量过程线表示。 • 常用的还有日平均流量、月平均流量、年平均流量等指定时 段的平均流量。
2.径流总量：
• W——T时段内通过某一断面的总水量，立方米。 • 有时也用时段平均流量与时段的乘积表示：W = QT
3.径流深度：
• R——将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层深 度，毫米。 • 径流深度R（毫米）可由下式计算： R=QT/1000F Q ——T时段内的平均流量为 （立方米/秒）； F——流域面积（平方公里）。
4.径流模数：
• M——流域出口断面流量与流域面积F的比值，升/秒· 平方 公里。 • 计算式：M=1000Q/F
以上3种径流的汇流过程，构成了坡地汇流的 全部内容，它们之间的量级有大小、过程有缓急， 出现时刻有先后，历时有长短之差别。 对一个具体的流域而言，它们并不一定同时存 在于一次径流形成过程中。 在径流形成中，坡地汇流过程起着对各种径流 成分在时程上的第一次再分配作用。降雨停止后， 坡地汇流仍将持续一定时间。
例如，在坡地上部渗入土中流动的壤中流，可能在坡 地下部以地面径流形式汇入河槽，部分地面径流也可 能在漫流过程中渗入土壤中流动。
3. 地下径流——均匀透水的土壤有利于水渗透到地下 水面，形成地下径流。 • 地下径流运动缓慢，变化也慢，补给河流的地下径 流平稳而持续时间长，构成流量的基流。
流域蓄渗及汇流过程示意图