汇流是指产流水量在某一范围内的集中过程。汇流现象决定于水力学规律。地面径流决定于河道与坡面的水力学规律，已有较成熟的计算方法，如洪水演算；地下径流与壤中流决定于渗流力学规律，也较成熟，如地下水动力学。但对一个流域整体而言，由于各种边界条件十分复杂，难以综合，所以还缺乏有物理根据的汇流理论。常采用的方法有两大类：一类是对流域汇流现象作简化概括，用物理方法作出计算，等流时线可为代表；另一类是用系统分析解决问题，性质属于统计方法，单位线可为代表。

流域上各处产生的各种成分的径流，经坡地到溪沟、河系，直到流域出口的过程，即为流域汇流过程。通常可以把流域分成坡地及河网两个基本部分，因此流域汇流也可以分为坡地汇流与河网汇流两部分。一般说，河网长度远大于坡面长度，河网中的汇流速度也远大于坡面汇流速度，因而河网汇流更为重要。坡地汇流又有地表汇流和地下汇流两个途径。因此，流域出口断面的水文过程线，通常是由槽面降水、坡地表面径流，坡地地下径流（包括壤中流和地下径流）等水源汇集到流域出口断面形成的。

不同水源由于汇集到流域出口断面所经历的时间不同，因此，在出口断面洪水过程线的退水段上，表现出不同的终止时刻。槽面降雨形成的出流终止时刻最早（tr），坡地地面径流的出流终止时刻ts较次，坡地地下径流形成的出流终止时刻tg最迟。

同一种水源，位于流域上不同地点的水质点，由于路径及流速不同，也具有不同的汇流时间。因此在流域汇流的研究中，经常使用最大汇流时间、流域滞时及流域平均汇流时间等术语。

对流域汇流系统来说，系统的输入是净雨过程，系统的输出是出口断面洪水过程，系统的作用是流域调蓄作用，按照系统术语，流域出口断面的洪水过程线又可称为流域。

对其净雨输入过程的响应，简称流域响应。两者之间的关系约为：Q(t)=Φ[I(t)] (3-14)。式中，Q（t）为流域响应，即出口断面洪水过程线；I（t）为流域的净雨输入过程；Φ为系统算子。

系统算子是表示系统输入和输出之间的运算关系。故上式的含义是：对系统输入I（t）施行一定的运算就得到系统的输出。

流域汇流系统的系统算子取决于流域的调蓄作用。在dt时段内进入流域的水量是净雨量I（t）dt，而流出流域的水量是出流量Q（t）dt，涨洪时，由于I（t）dt＞Q（t）dt，段dt内流域蓄水量增加，反之落洪时由于I（t）dt＜Q（t）dt，时段dt内流域蓄水量将减少，这就是流域的调蓄作用。导致流域调蓄作用的物理原因为：降水并非从一个地点注入流域，而且流域各种糙率、坡度等水力条件也不同，各处水质点的速度各异，因此降落在距出口断面较远的，或流速较慢地段的水质点，必须暂时滞留在流域中而引起流域蓄量的变化。

流域汇流系统可划分为线性和非线性两类。一个流域汇流系统，如果既满足叠加性，又满足均匀性，则称之为线性流域汇流系统，否则称为非线性流域汇流系统。

线性流域汇流系统又有时不变和时变之分。如果系统算子中所包含的参数均为常数，则称为线性时不变流域汇流系统，反之，如果系统算子中所包含的参数至少有一个随时间而变化，则称为线性时变流域汇流系统。

1.降水特性的影响暴雨中心的空间分布及其移动方向的影响，不同降水强度反映了对流域汇流的不同供水强度。对相同降雨量来说，雨强越大，降雨损失量越小，产流越快，洪峰流量越大，流量过程越尖瘦。如果暴雨中心分布越近于下游，则汇流历时越短，洪峰出现时间越早，峰量越大，峰形越尖瘦。暴雨中心从上游往下游移动比从下游往上游移动的洪水，汇流更快，峰量更大，更易引起中下游洪水的泛滥。

2.流域的地形坡度的影响地形坡度越陡，汇流速度越快，汇流时间越短，地面径流的损失量就越小，流量过程线越尖瘦。

3.流域形状的影响在其它条件相同时，不同的流域形状会产生不同的流量过程。狭长形的流域汇流时间较长，径流过程平缓；扁形流域因汇流集中，洪水涨落急剧，峰形尖瘦。

4.水力条件的影响在畅流条件下，水位越高、流速越快，汇流历时越短，峰量越大，因而峰形越尖瘦。

50年代以来，在电子计算机大量引进水文领域以后，开始采用数学、物理方法来模拟径流形成过程，作出产汇流的定量计算，在水文计算和水文预报等方面发挥了很好的作用。先后提出了不少流域产汇流模型。到60年代末，全世界已建立了两百多个流域模型，其中著名的有美国流量综合与水库调节模型（SSARR，1958），斯坦福模型（Stanford，1959—1966），萨克拉门托模型（Sacramento），美国农业部水文研究室模型（USDAHL，1970），日本的水箱模型（Tank），英国水文研究所的SHE模型等。70年代以来，中国也提出了多种模型，如新安江模型等。这些模型把流域径流形成的各个要素，如降水，蒸发、截留、下渗、地面径流、壤中流、地下径流及调蓄和流量过程演进，分别用相应的数学物理方法描述，然后按各种要素在径流形成过程中的联系组合起来，成为一个流域模型，下面扼要介绍斯坦福Ⅳ模型和新安江模型。

1.斯坦福Ⅳ模型 1966年由美国斯坦福大学N.H.克劳福特（N.H.　Crawford）和 R.K.林斯雷（R.K.　Linsley）提出，它是以流域水量平衡为基础，概念明确的确定性流域水文模型。模型的输入主要是实测的时段降雨量和时段蒸发能力、输出为模拟的逐时段流量、逐日平均流量和逐日实际蒸发量。输出中河川径流的组成有：①不透水面积上的直接径流；②坡面漫流；③壤中流；④浅层地下径流。融雪蓄积有专门子程序，只有在冬季积雪的寒冷地区才要使用它。

模型中用了上土壤层、下土壤层和地下水的蓄积，因3个含水层的蓄积，控制了土壤水剖面和地下水状态，而壤中流滞蓄和坡面流滞蓄则是临时性蓄积。模型将下渗分为直接下渗（部分落地雨直接下渗到下土壤层）和滞后下渗（上土壤层的水通过垂直运动下渗到下土壤层，经历和增加地表滞蓄和壤中流滞蓄的下渗水）。斯坦福模型最大特点是考虑了下渗、壤中流、坡面漫流在流域面积上分布的不均匀性，并假定下渗容量和壤中流容量都按直线变化。b是某时段直接下渗至下土壤层的流域最大下渗容量（出现在流域上某点），是下土壤蓄积与该层定额蓄积之比的非线性函数，流域上其它各点的下渗容量则从零至b呈直线变化。显然，时段直接下渗量就等于由落地雨强度i与直线ob所决定的斜阴影面积。

壤中流、壤中流滞蓄增量，个时段中流出的出流量为壤中流滞蓄量的一定份额，此值由壤中流退水常数（IRC）决定。即壤中流出流量=壤中流出流系数乘壤中流滞蓄量=（1-IRC1/9　6）×壤中流滞蓄量。

坡面漫流和落地雨的其余部分形成地表滞蓄增量，为落地雨强度×线下的空白三角形面积。在模型结构中，地表滞蓄增量的去路有二，一部分直接补充上土壤层蓄积，进入上土壤层蓄积的部分Pr（以百分比表示），是上土壤层蓄积与该层额定蓄积之比的非线性函数。另一部分（1-Pr）则进入坡面漫流过程，利用一个从试验资料中得到的非线性函数，建立了坡面漫流出流与坡面滞蓄的关系。

地下径流指降雨直接与滞后下渗进入土壤层蓄积，然后一部分进入地下水蓄积。地下水的出流量与地下水蓄积量和地下水坡度成正比。直接径流是指降落在河、湖水面及河槽附近毗连的不透水面积上的雨水。

上述壤中流、坡面漫流、地下径流及直接径流之和，便是河网总汇流。实际总蒸发的组成有：融雪蓄积、截留蓄积、上土壤层蓄积、下土壤层蓄积及地下水蓄积等5方面蒸发源。本模型对蒸发的模拟分3种形式，即不透水面积、可透水面积和地下水的蒸散发。不透水面积的蒸散发以蒸散发能力计；地下水的蒸发与蒸散发能力成正比；对可透水面积的蒸散发又分植物截留、上土壤层和下土壤层3层计算。

注入河槽的流量，要经过河槽的调蓄作用才能到达出口断面，对于河槽调蓄，本模型系用克拉克（Clark）方法进行分时段的演算。

2.三水源新安江模型新安江模型是1973年由华东水利学院建立的一个分散性的概念模型。该模型既有理论基础又便于实际应用，10多年来在中国湿润与半湿润地区的水文预报中广为应用。初建的模型为两水源（地表径流与地下径流），近年来吸取了萨克拉门托模型和水箱模型的长处，将两水源改进为3水源（地表径流、壤中流及地下径流）以及多水源模型，如4水源，即将原3水源中地下径流改为快速地下径流和慢速地下径流两源。这里简要介绍3水源新安江模型的梗概。

3.水源新安江模型的流程图。模型设计将全流域划分为若干个自然条件相似的小流域，然后分别对每个单元从降水开始包括产流、汇流等径流形成的全过程进行分析计算，模型以包气带为转换装置，将实测降雨量P、实测水面蒸发量EM输入；输出为出口流量Q、流域蒸散发E。图中方框内是状态变量，方框外是参数变量。模型结构及计算方法分为4大部分：①蒸散发计算；②产流量计算；③分水源计算；④汇流计算。