匯流

降形流，產流域斷彙集程。稱流域匯流，徑流形概化程階段。匯流坡匯流及河網匯流階段。

坡匯流 指降雨產流產沿坡河槽彙集程。坡產流，徑流輸移。坡匯流包括坡、層徑流匯流。坡流呈溝狀片狀，產流河網流程，匯流歷較短。坡糙率，坡陡，流慣忽略。層匯流匯流均屬孔介質流運。運流緩慢。層匯流速匯流，匯流速低（土壤）。

，采量衡程坡流蓄泄系描述流坡匯流運規律。坡流流量程包含坡匯流曲線徑流式推求，運波描述。層流流化，簡化，采線蓄泄系(洪預)描述。徑流流規律，土壤非飽及飽流程算。

河網匯流 許多大小不同的河槽構成相互貫通的、完整的泄水系統，稱為河網。水流沿著河槽向下游的運動過程稱河槽匯流。在這個系統中各級河槽的水流向下游的流動稱為河網匯流。河槽匯流實際上就是洪水波在河槽中的運動過程，其水流運動規律可用不穩定流的聖維南方程組描述。在天然河槽，特別是在河網中，沿程旁側入流的加入、干支流水流的相互影響和沿程水力特性的差異等，使洪水波的運動更為複雜。在水文學中，常採用水流連續定理和蓄泄關係來描述河網匯流，也就是應用徑流成因公式來求其出流過程。隨著流域面積增大，河網匯流時間越來越大於坡地匯流時間，以致河網在徑流的時程再分配上起主要作用。相反，當流域面積減小時，坡地匯流對徑流時程再分配的作用，則逐漸變得顯著。

有降雨特性和下墊面因素兩大類。降雨特性是指降雨的時空分佈和降雨強度的變化。降雨在時空分佈上的不均勻，決定了流域上產流的不均勻和不同步。水流流程的長短和沿程承受調節作用的大小直接影響著流域匯流過程。若暴雨中心在上游，則出口斷面的洪水過程的洪峰出現時間較遲，洪水過程線峰形也較平緩，反之，當暴雨中心在下游，則洪水過程線峰形尖瘦，洪峰出現時間較早。下墊面因素主要是指流域坡度、河道坡度、水系形狀、河網密度及土壤和植被等。當水系呈扇狀分佈，因沿程水量注入比較集中，其洪水過程線的起落較陡。森林或植被較好的流域，水流阻力大，匯流速度減低，洪水過程也較平緩。

指根據給定流域上一場降雨的凈雨量的時空分佈，推求流域出口斷面徑流量的變化過程（或稱流量過程）。中小流域的匯流計算，一般在徑流成因公式基礎上經過一定概化和簡化後進行，其中常用的流域匯流曲線是流域單位過程線（包括經驗單位線、成因單位線和綜合單位線等）或等流時線面積分配曲線。較大流域的匯流計算比較複雜，主要應考慮：①輸入（凈雨或總入流）在時程上的變化和面分佈的不均勻性；②流域上不同地點的入流需要經過不同的調蓄作用；③流域的蓄泄關係（指流域出口斷面流量與流域蓄水量之間的定量關係）一般是非線性的。匯流計算方法很多，按流域蓄泄關係特性可分為線性和非線性匯流模型；按輸入空間分佈特徵可分為集總參數和分佈參數模型；按徑流成分可分為地表徑流、表層徑流和地下徑流模型，按流域匯流階段可分為坡地匯流與河槽或河網匯流計算模型等。

地面、地下徑流的匯流速度相差很大。地面徑流的流速以幾米每秒計，地下徑流則以幾米每天計。因此，流域出口流量中地面與地下的徑流比例對流量過程的特性起著決定性的作用。當雨強大時，地面徑流的比例大時，流域匯流就快，流量過程猛漲猛落，形成洪水。而當雨小或無雨時，地下徑流的比例大，流域匯流就慢，流量過程十分平穩，形成枯水。各個流域的氣候、地質等條件相差很大，因此徑流比例的差別也很大，表現在流量過程線上，差異十分明顯，成為河流的重要水文特徵之一。

流域上各處產生的各種成分的徑流，經坡地到溪溝、河系，直到流域出口的過程，即為流域匯流過程。通 常可以把流域分成坡地及河網兩個基本部分，因此流域匯流也可以分為坡地匯流與河網匯流兩部分。一般說，河網長度遠大於坡面長度，河網中的匯流速度也遠大於坡面匯流速度，因而河網匯流更為重要。坡地匯流又有地表匯流和地下匯流兩個途徑。因此，流域出口斷面的水文過程線，通常是由槽面降水、坡地表面徑流，坡地地下徑流（包括壤中流和地下徑流）等水源彙集到流域出口斷面形成的。不同水源由於彙集到流域出口斷面所經歷的時間不同，因此，在出口斷面洪水過程線的退水段上，表現出不同的終止時刻。槽面降雨形成的出流終止時刻最早（），坡地地面徑流的出流終止時刻較次，坡地地下徑流形成的出流終止時刻最遲。

同一種水源，位於流域上不同地點的水質點，由於路徑及流速不同，也具有不同的匯流時間。因此在流域匯流的研究中，經常使用最大匯流時間、流域滯時及流域平均匯流時間等術語。

對流域匯流系統來說，系統的輸入是凈雨過程，系統的輸出是出口斷面洪水過程，系統的作用是流域調蓄作用，按照系統術語，流域出口斷面的洪水過程線又可稱為流域。

對其凈雨輸入過程的響應，簡稱流域響應。兩者之間的關係約為：(3-14)。式中，Q（t）為流域響應，即出口斷面洪水過程線；I（t）為流域的凈雨輸入過程；Φ為系統運算元。

系統運算元是表示系統輸入和輸出之間的運算關係。故上式的含義是：對系統輸入I（t）施行一定的運算就得到系統的輸出。

流域匯流系統的系統運算元取決於流域的調蓄作用。在dt時段內進入流域的水量是凈雨量，而流出流域的水量是出流量，漲洪時，由於，段dt內流域蓄水量增加，反之落洪時由於，時段dt內流域蓄水量將減少，這就是流域的調蓄作用。導致流域調蓄作用的物理原因為：降水並非從一個地點注入流域，而且流域各種糙率、坡度等水力條件也不同，各處水質點的速度各異，因此降落在距出口斷面較遠的，或流速較慢地段的水質點，必須暫時滯留在流域中而引起流域蓄量的變化。

流域匯流系統可劃分為線性和非線性兩類。一個流域匯流系統，如果既滿足疊加性，又滿足均勻性，則稱之為線性流域匯流系統，否則稱為非線性流域匯流系統。

線性流域匯流系統又有時不變和時變之分。如果系統運算元中所包含的參數均為常數，則稱為線性時不變流域匯流系統，反之，如果系統運算元中所包含的參數至少有一個隨時間而變化，則稱為線性時變流域匯流系統。

1.降水特性的影響暴雨中心的空間分佈及其移動方向的影響，不同降水強度反映了對流域匯流的不同供水 強度。對相同降雨量來說，雨強越大，降雨損失量越小，產流越快，洪峰流量越大，流量過程越尖瘦。如果暴雨中心分佈越近於下游，則匯流歷時越短，洪峰出現時間越早，峰量越大，峰形越尖瘦。暴雨中心從上游往下游移動比從下游往上游移動的洪水，匯流更快，峰量更大，更易引起中下游洪水的泛濫。

2.流域的地形坡度的影響地形坡度越陡，匯流速度越快，匯流時間越短，地面徑流的損失量就越小，流量過程線越尖瘦。

3.流域形狀的影響在其它條件相同時，不同的流域形狀會產生不同的流量過程。狹長形的流域匯流時間較長，徑流過程平緩；扁形流域因匯流集中，洪水漲落急劇，峰形尖瘦。

4.水力條件的影響在暢流條件下，水位越高、流速越快，匯流歷時越短，峰量越大，因而峰形越尖瘦。

50年代以來，在電子計算機大量引進水文領域以後，開始採用數學、物理方法來模擬徑流形成過程，作出產匯流的定量計算，在水文計算和水文預報等方面發揮了很好的作用。先後提出了不少流域產匯流模型。到60年代末，全世界已建立了兩百多個流域模型，其中著名的有美國流量綜合與水庫調節模型（SSARR，1958），斯坦福模型（Stanford，1959—1966），薩克拉門托模型（Sacramento），美國農業部水文研究室模型（USDAHL，1970），日本的水箱模型（Tank），英國水文研究所的SHE模型等。70年代以來，中國也提出了多種模型，如新安江模型等。這些模型把流域徑流形成的各個要素，如降水，蒸發、截留、下滲、地面徑流、壤中流、地下徑流及調蓄和流量過程演進，分別用相應的數學物理方法描述，然後按各種要素在徑流形成過程中的聯繫組合起來，成為一個流域模型，下面扼要介紹斯坦福Ⅳ模型和新安江模型。

1.斯坦福Ⅳ模型 1966年由美國斯坦福大學N.H.克勞福特（N.H.　Crawford）和 R.K.林斯雷（R.K.　Linsley）提出，它是以流域水量平衡為基礎，概念明確的確定性流域水文模型。模型的輸入主要是實測的時段降雨量和時段蒸發能力、輸出為模擬的逐時段流量、逐日平均流量和逐日實際蒸發量。輸出中河川徑流的組成有：①不透水面積上的直接徑流；②坡面漫流；③壤中流；④淺層地下徑流。融雪蓄積有專門子程序，只有在冬季積雪的寒冷地區才要使用它。

匯流

模型中用了上土壤層、下土壤層和地下水的蓄積，因3個含水層的蓄積，控制了土壤水剖面和地下水狀態，而壤中流滯蓄和坡面流滯蓄則是臨時性蓄積。模型將下滲分為直接下滲（部分落地雨直接下滲到下土壤層）和滯後下滲（上土壤層的水通過垂直運動下滲到下土壤層，經歷和增加地表滯蓄和壤中流滯蓄的下滲水）。斯坦福模型最大特點是考慮了下滲、壤中流、坡面漫流在流域面積上分佈的不均勻性，並假定下滲容量和壤中流容量都按直線變化。b是某時段直接下滲至下土壤層的流域最大下滲容量（出現在流域上某點），是下土壤蓄積與該層定額蓄積之比的非線性函數，流域上其它各點的下滲容量則從零至b呈直線變化。顯然，時段直接下滲量就等於由落地雨強度i與直線ob所決定的斜陰影面積。壤中流、壤中流滯蓄增量，個時段中流出的出流量為壤中流滯蓄量的一定份額，此值由壤中流退水常數（IRC）決定。即壤中流出流量=壤中流出流係數乘壤中流滯蓄量=（1-IRC1/9　6）×壤中流滯蓄量。

坡面漫流和落地雨的其餘部分形成地表滯蓄增量，為落地雨強度×線下的空白三角形面積。在模型結構中，地表滯蓄增量的去路有二，一部分直接補充上土壤層蓄積，進入上土壤層蓄積的部分Pr（以百分比表示），是上土壤層蓄積與該層額定蓄積之比的非線性函數。另一部分（1-Pr）則進入坡面漫流過程，利用一個從試驗資料中得到的非線性函數，建立了坡面漫流出流與坡面滯蓄的關係。

地下徑流指降雨直接與滯後下滲進入土壤層蓄積，然後一部分進入地下水蓄積。地下水的出流量與地下水蓄積量和地下水坡度成正比。直接徑流是指降落在河、湖水面及河槽附近毗連的不透水面積上的雨水。

上述壤中流、坡面漫流、地下徑流及直接徑流之和，便是河網總匯流。實際總蒸發的組成有：融雪蓄積、截留蓄積、上土壤層蓄積、下土壤層蓄積及地下水蓄積等5方面蒸發源。本模型對蒸發的模擬分3種形式，即不透水面積、可透水面積和地下水的蒸散發。不透水面積的蒸散發以蒸散發能力計；地下水的蒸發與蒸散發能力成正比；對可透水面積的蒸散發又分植物截留、上土壤層和下土壤層3層計算。

注入河槽的流量，要經過河槽的調蓄作用才能到達出口斷面，對於河槽調蓄，本模型系用克拉克（Clark）方法進行分時段的演算。

2.三水源新安江模型新安江模型是1973年由華東水利學院建立的一個分散性的概念模型。該模型既有理論基礎又便於實際應用，10多年來在中國濕潤與半濕潤地區的水文預報中廣為應用。初建的模型為兩水源（地表徑流與地下徑流），近年來吸取了薩克拉門托模型和水箱模型的長處，將兩水源改進為3水源（地表徑流、壤中流及地下徑流）以及多水源模型，如4水源，即將原3水源中地下徑流改為快速地下徑流和慢速地下徑流兩源。這裡簡要介紹3水源新安江模型的梗概。

3.水源新安江模型的流程圖。模型設計將全流域劃分為若干個自然條件相似的小流域，然後分別對每個單元從降水開始包括產流、匯流等徑流形成的全過程進行分析計算，模型以包氣帶為轉換裝置，將實測降雨量P、實測水面蒸發量EM輸入；輸出為出口流量Q、流域蒸散發E。圖中方框內是狀態變數，方框外是參數變數。模型結構及計算方法分為4大部分：①蒸散發計算；②產流量計算；③分水源計算；④匯流計算。