地表径流（runoff），是由大气降水形成的，并通过流域内不同路径进入河流、
湖泊或海洋的水流。习惯上也表示一定时段内通过河流某一断面的水量，即径流量。
按降水形态分为降雨径流和融雪径流。按形成及流经路径分为生成于地面、沿地面流动的地面径流；在土壤中形成并沿土壤表层相对不透水层界面流动的表层流，也称
壤中流；形成地下水后从水头高处向水头低处流动的地下水流。广义上，径流还包括固体径流和化学径流。径流是引起河流、湖泊、地下水等
水体水情变化的直接因素。其形成过程是一个从降水到水流汇集于流域出口断面的整个过程。降雨径流的形成过程包括降雨、截留、
下渗、填洼、流域蒸散发、坡地汇流和河槽汇流等。融雪径流的形成需要有一定的热量，使雪转化为液体。在融雪期间发生降雨，就会形成雨雪混合径流。影响径流的因素有降水、
气温、地形、
地质、土壤、
植被和人类活动等。
由
地下水的补给区向排泄区流动的地下水流。是
径流的一个组成部分。除存在于封闭的地质构造中的埋藏水和潜水面水平的潜水湖以外，地下水都处于不断的流动过程中。大气降水降落到地面以后，入渗的水一部分以薄膜水和毛细管悬着水形式蓄存在
包气带中，使土壤含水量逐渐达到田间持水量，多余部分则以重力水形式
下渗形成饱水带，这部分水继续流动,到达地下水面,由水头高处流向水头低处，由补给区流向排泄区，成为地下径流。地下径流或排出地表形成泉或排入溪沟构成河川径流的一部分，也有的直接排入海中。
按地下水的埋藏条件并考虑地下水的成因和水动力条件，地下径流可分为浅层地下径流和深层地下径流。浅层地下径流通常指冲积层地下水──
潜水所形成的径流，它在地表以下第一个常年含水层中，补给来源主要是大气降水和地表水的渗入。深层地下径流由埋藏在隔水层之间的
含水层中的
承压水所形成。地下水承受一定的压力，在水头作用下运动。受水文、气候条件的影响比浅层地下径流小。一般深层地下径流变化甚小，在一定条件下，
河流得到它的补给。
在一个大
流域内，地下径流有局部的和区域的。局部地下径流从河间地带接受补给，排泄到邻近河谷，流程短，流速大。区域地下径流从流域边缘的山区接受补给，排泄到流域水位最低的河流。流程长，流速低，水交替缓慢，水质较差（见图）。在一个小流域内，有时地下水流域与地表水流域不完全一致。在石灰岩分布地区，有时地下径流从一个地表水流域接受补给，而汇入另一个地表水的流域的出口断面。 地下水在岩土空隙中流动，所受的阻力比地表水流所受的阻力大得多，其流动规律可用
达西定律描述。自然界中含水层的
渗透系数一般小于100米/日，水力坡度一般也不大于1/100,地下水渗透速度一般仅几米/日,甚至不到1米/日。因此，地下径流过程线都很平缓。
坡地土壤并非均质，沿垂直方向通常都存在层理，各层的导水率各不相同。从坡地表面下渗的雨水，在一定条件下会积蓄于相对不透水层上部，形成暂时的饱和带，引起侧向水流运动，构成壤中流。即使积蓄的水分不能使土层饱和，也会导致壤中水分侧向运动，进而影响壤中径流的形成。于维忠阐述了界面产流的机理，沈冰等通过室内透水坡面降雨产流实验，证实在均质土壤中由于垂向吸力势大于水平向动能，故在短历时内没有壤中流发生，这间接表明土层界面的存在是壤中流产生的必要条件。随着雨水继续向下渗透，水分会在深层形成永久饱和带，在永久饱和带中的侧向水流运动则属于地下径流。
进行降雨径流预报的经验方案和水文模型中的地下水汇流计算有所不同。经验方案P+P。-R中R是直接径流，但没有如何从降雨中计算地下径流的产流和地下径流汇流方法，只能在预报出直接径流过程Q后加上基流，实际上经验方案没有考虑地下径流的产流过程。在水文模型如新安江模型、TOPMODEL模型中有系统的地下径流产流和汇流计算方法，汇流一般采用线性水库模型。用线性水库来模拟地下水库，基本上是合理的。根据地下径流的水量平衡方程和蓄泄关系即可求得地下径流过程值。解法很多，常用的有马斯京根法和出流系数法。