Khi m−a rơi tác động lên bề mặt đất, sự tích luỹ đầu tiên có thể là điền trũng, thấm bổ sung ẩm cho đất và tạo n−ớc ngầm, hoặc vận chuyển nh− là dòng sát mặt rồi nhập vào sông ngòi. L−ợng điền trũng đ−ợc thoả mãn ngay từ những trận m−a đầu, sau đó đến l−ợng làm ẩm đất, (xem hình 1.18) cuối cùng là dòng chảy tràn.
Hình 1.18. Phân bố dòng chảy mặt
Một khái niệm kinh điển của dòng chảy sông ngòi là dòng chảy mặt đ−ợc Horton đ−a ra từ năm 1933 rằng, dòng chảy tràn là th−ờng xuyên và trải rộng trên cả vùng. sau này các nhà nghiên cứu khác đề nghị dùng khái niệm dòng chảy mặt đa dạng trong tự nhiên (Betson,1964). Khái niệm này cho thấy rằng chỉ có một phần dòng chảy đóng góp th−ờng xuyên cho l−u vực để tạo dòng và nó không lớn hơn 10% l−u vực đóng góp cho dòng chảy mặt. Môi tr−ờng đô thị với diện tích lớn bao phủ vật chất không thấm, phần trăm dòng chảy mặt có thể lớn hơn.
chuyển động qua một lớp đất ngang, nông ch−a bão hoà đ−ợc gọi là dòng chảy sát mặt. Năm 1972 Freeze kết luận rằng dòng chảy bên d−ới chỉ có thể là thành phần quan trọng cung cấp cho kênh, rãnh ở vùng s−ờn đồi lồi, và do đó đất có khả năng thấm cao. Trên s−ờn lõm vào, thung lũng bão hoà đất −ớt đ−ợc tạo ra bằng cách tăng mặt n−ớc ngầm. Dòng chảy mặt phân bố rộng và v−ợt qua dòng chảy d−ới bề mặt.
Dòng chảy mặt chuyển động nhanh về phía ngòi, lạch hoặc sông nhỏ, sau đó dòng chảy đi vào các kênh và sông lớn hơn nh− là dòng kênh hở. Trên sông tốc độ và độ sâu có thể đ−ợc đo đạc tại các mặt cắt đặc biệt theo thời gian, nó cho phép tính biểu đồ thuỷ văn hoặc đ−ờng cong l−u l−ợng theo thời gian. Sau đó m−a ngừng rơi trữ l−ợng n−ớc thoát đi, hoàn thành vòng tuần hoàn n−ớc. N−ớc chảy trong kênh còn bao hàm cả l−ợng dòng chảy cơ bản đi vào từ sự đóng góp của n−ớc ngầm và n−ớc trong lỗ hổng đất đá kể kả khi không có m−a. L−u l−ợng từ m−a rơi hiệu quả sau khi đã trừ đi l−ợng tổn thất tạo ra dòng chảy trực tiếp.Tổng l−ợng dòng chảy trực tiếp cộng với dòng chảy cơ bản là dòng chảy sát mặt. Khoảng thời gian m−a rơi trên phần diện tích l−u vực đóng góp vào đỉnh lũ và c−ờng độ m−a rơi xác định c−ờng độ dòng chảy đỉnh lũ. Nếu duy chì c−ờng độ m−a rơi không đổi trong một thời gian dài, trữ l−ợng lớn có thể đạt đ−ợc và tiến đến trạng thái l−u l−ợng cân bằng chỉ ra trong hình 1.19. Điều kiện l−u l−ợng cân bằng hiếm khi đạt đ−ợc trong tự nhiên m−a thực sự thay đổi trên toàn l−u vực.
Hình 1.19. Biểu đồ l−u l−ợng cân bằng
Các thành phần của biểu đồ thuỷ văn
Hình dạng của biểu đồ thuỷ văn đ−ợc tạo nên bởi các phần tử : (1) Dòng chảy mặt,
(2) Dòng chảy sát mặt,
(3) N−ớc ngầm hoặc dòng chảy cơ bản, (4) Giáng thuỷ trên sông.
Dòng chảy mặt chỉ hình thành khi c−ờng độ m−a rơi v−ợt quá c−ờng độ thấm (i > f). Hình dạng thực sự của biểu đồ thuỷ văn phần lớn đ−ợc xác định bởi kích cỡ, hình dạng độ dốc và trữ l−ợng trong l−u vực, và đ−ợc xác định bởi c−ờng độ và khoảng thời gian m−a rơi nhập vào. Những nhân tố này đ−ợc thảo luận chi tiết trong ch−ơng hai với ảnh h−ởng của đô thị hoá và thay đổi sự sử dụng đất.
Sự thay đổi toàn vẹn biểu đồ n−ớc trong m−a và địa lý thuỷ văn l−u vực một bức tranh riêng biệt của sự trả lời thuỷ lực đặt trong từng điều kiện tự nhiên. Dòng chảy trực tiếp trong hầu hết các trận bão nhận đ−ợc từ các nguồn nhỏ gần sông nhất, nh−ng để diễn tả thực sự vị trí của những vùng đó không nằm trong phạm vi của thuỷ lực học. Hoàn thành việc đo đạc biểu đồ thuỷ văn để đo l−ợng m−a rơi là sự tiếp cận tin cậy để dự báo dòng chảy, nh− là diễn tả trong ch−ơng 2.
1.7.