科學研究
科研曆史
明代徐宏祖（1586年~1641年）所著的《徐霞客遊記》有大量記載關于河流的内容。
科研成果
北魏晚期郦道元（？~527年）所著的《水經注》所記大小河流有1252條，從河流的發源到入海，舉凡幹流、支流、河谷寬度、河床深度、水量和水位季節變化，含沙量、冰期以及沿河所經的伏流、瀑布、急流、灘濑、湖泊等等都廣泛搜羅，詳細記載。
河流系統
水系
綜述
河流沿途接納衆多支流，并形成複雜的幹支流網絡系統，即為水系。
水系形式
水系形式是一定的岩層構造、沉積物性質和新構造應力場的反應。據此水系形式通常分為樹枝狀水系、格狀水系和長方形水系三類。樹枝狀水系一般發育在抗侵蝕能力比較一緻的沉積岩或變質岩區；格狀水系經常出現在岩層軟硬相間，地下水源比較豐富的平行褶皺構造區；長方形水系則往往和巨大的斷裂構造相聯系。
水系形式也可按幹支流相互配置的關系或它們構成的幾何形态來劃分。如衆多支流集中彙入幹流稱為扇狀水系；支流比較均勻的分布于幹流兩側，交錯彙入幹流叫羽狀水系；一側支流很少，而另一側支流衆多稱為梳狀水系；支流與幹流平行至河口附近才會合，稱為平行水系。
水系形式還可根據水系流向的相互關系劃分水器類型，如向心水系，輻射狀水系等。
流域
綜述
每一條河流和每一個水系都從一定的陸地面積上獲得補給，這部分陸地面積便是河流和水系的流域，也就是河流和水系在地面的集水區。河流和水系的地面集水區與地下集水區往往并不重合，但地下集水區很難直接測定。所以，在分析流域特征或進行水文計算時，多用地面集水區代表流域。由兩個相鄰集水區之間的最高點連接成的不規則曲線，即為兩條流域或兩個水系的分水線。任何河流或水系分水線内的範圍就是它的流域。
流域面積
流域面積是流域的重要特征之一。河流水量的大小和流域面積大小有直接關系，除幹旱區外一般是流域面積愈大河流水量也愈大。
流域形狀
流域形狀對河流水量變化也有明顯的影響。圓形或卵形流域降水最容易向幹流集中，從而形成巨大的洪峰；狹長型流域洪水宣洩比較均勻，因為洪峰不集中。
流域高度
流域的高度主要影響降水形式和流域内的氣溫，進而影響流域的水量變化。根據某一高度上的降雨量、降雪量和融雪時間可以估計河流的水情變化。
流域方向
流域方向或幹流方向對冰雪消融時間有一定的影響。如流域向南，降雪可能較快消融，形成徑流或滲入土壤；流域向北，則冬季降雪往往遲至次年春季才開始融化。
河網密度
流域中幹支流總長度和流域面積之比，稱為河網密度D（千米/平方千米）。其公式如下：
河網密度是地表徑流豐富與否的标志之一。流域氣候、植被、地貌特征、岩石土壤的滲透性和抗蝕能力，是河網密度大小的決定性因素。
河流要素
河流斷面
比降
河源與河口的高度差，即是河流的總落差；而某一河段兩端的高度差，則是這一河段的落差；單位河長的落差，叫做河流的比降，通常以小數或千分數表示。
縱斷面
河流縱斷面能夠很好地反映河流比降的變化。以落差為縱軸，距河口的距離為橫軸，據實測高度指定出各點的坐标，連接各點即得到河流的縱斷面圖（下圖）。
河流縱斷面分為四種類型：全流域比降接近一緻的，為直線形縱斷面；河源比降大，而向下遊遞減的，為平滑下凹形縱斷面；比降上遊小而下遊大的，為下落形縱斷面；各段比降變化無規律的，可形成折線形縱斷面。
流域内岩層的性質、地貌類型的複雜程度及河流的年齡，都影響河流縱斷面的形态。在軟硬岩層交替處，縱斷面常相應出現陡緩轉折。山地和平原、盆地交接處，縱斷面也發生變化。年輕河流縱斷面多呈上落形或折線形；老年河流則多呈平滑下凹形縱斷面。後者有時候被稱為均衡剖面。
橫斷面
河流中垂直于流向并以河床為下界、水面為上界的斷面，是河流的橫斷面。由于地轉偏向力和彎曲河道中和河水離心力的影響，水面具有橫比降；由于流速不均勻，水面還發生凹凸變形。所以河水面不是一個嚴格的平面。
河流分段
綜述
一條河流常常可以根據其地理-地質特征分為河源、上遊、中遊、下遊和河口五段。河源的确定通常是根據“河源唯遠”和“水量最豐”的原則。其餘各段的劃分，則應以河流的主要自然特征為依據。但實際上由于不同研究者分别着重考慮地貌、水文或其他特征，因此，一條河流上下遊的劃分常常不一緻。
河源
河源指河流最初具有地表水流形态的地方，因此也是全流域海拔最高的地方，通常與山地冰川、高原湖泊、沼澤和泉相聯系。
上遊
上遊指緊接河源的河谷窄、比降和流速大、水量小、侵蝕強烈、縱斷面呈階梯狀并多急灘和瀑布的河段。
中遊
中遊水量逐漸增加，但比降已較和緩，流水下切力已開始減小，河床位置比較穩定，侵蝕和堆積作用大緻保持均衡，縱斷面往往呈平滑下凹曲線。
下遊
下遊河谷寬廣，河道彎曲，河水流速小而流量大，淤積作用顯著，到處可見淺灘和沙洲。
河口
河口是河流入海、入湖或彙入更高級河流處，經常有泥沙堆積，有時分汊現象顯著，在入海、入湖處形成三角洲。
河流水位
河流中某一标準面或測站基面上的水面高度，叫做水位。水位到底是流量大小的主要标志。流域内的徑流補給是影響流量、水位變化的主要因素。其他因素也可以影響水位變化，如流水侵蝕或堆積作用造成河床下降或上升；攔河壩改變河流的天然水位情勢；水草或冰情等使水流不暢，水位升高；入海河流的河口段和感潮段由于潮汐和風的影響而引起水位變化。可見，水位變化是多種因素同時作用的結果。這些因素具有各自不同的變化周期，如流水侵蝕作用具有多年變化周期，徑流補給形式的變化具有季節性周期，潮汐影響具有日變化周期等，因而，河流的水位情勢是非常複雜的。
河流水位有年際變化和季節變化，山區冰源河流甚至有日變化。水位變化具有重要的實際意義。根據水位觀測資料可以确定洪水波傳播的速度和河流水量周期性變化的一-般特征。用縱坐标表示不同時間的水位高度，用橫坐标表示時間，可以繪出水位過程線。通過分析水位過程線，可以研究河流的水源、汛期、河床沖淤情況和湖泊的調節作用。
在實際工作中，除了解某一時段水位變化的- -般規律外，還必須知道水位變化的某些特征值，例如平均水位、平均高水位、平均低水位、中水位、常水位等。平均水位是單位時間内水位的平均值。平均高水位與平均低水位則是各年最高水位與最低水位各自的平均值。中水位是一年中觀測水位值的中值。常水位指一年中水位最常出現值。
河流各站的水位過程線上，上下遊站在同一次漲落水期間位相相同的水位，叫相應水位。可以用縱軸表示上遊站水位，以橫軸表示下遊站水位，繪制出兩個測站的相應水位曲線（右圖）。相應水位曲線可用于插補或改正另一測站的觀測資料或推斷某一未設站河段的水位變化過程。根據相應水位出現的時序，可以預報洪水，推算洪峰水位高度及變化情況等。
河流流速
流速指水質點在單位時間内移動的距離。它決定于縱比降方向上水體重力的分力與河岸和河底對水流的摩擦力之比。通常采用等流速公式，即薛齊公式計算水流某- -時段的平均流速v
式中：R為水力半徑，即過水斷面面積與水浸部分弧長之比；I為河流縱比降；c為待定系數。
薛齊公式是一個應用很廣的基本公式。建立這一公式的基本出發點是:隻有動力與摩擦力相等時，水流才沿河槽作等速運動（下圖）。
河流中流速的分布是不一緻的。河底與河岸附近流速最小，流速從水底向水面和從岸邊向主流線遞增。絕對最大流速出現在水深的1/10~3/10處，彎曲河道的最大流速接近凹岸處，平均流速與水深6/10處的點流速相等。
河流流量
單位時間内通過某水斷面的水量，叫做流量（立方米/秒）。測出流速和斷面積就可以知道流量：
式中，A為斷面積，v為平均流速。
河流流量變化會引起流水蝕積過程和水流其他特征的變化，随着流量變化，河流水位也會發生改變。
水溫冰清
河流的補給特征是影響河流河水溫度狀況的主要和因素。由冰川和積雪補給的河流水溫自然較低；從大湖泊流出的河流春季水溫低而秋季水溫高；地下水補給量豐富的河流冬季水溫較高。當然還有其他因素，如太陽輻射和流域氣溫等也會影響河流水溫。
河水溫度也随時間而變化。夏季水溫有明顯的日變化，且中低緯河流比高緯河流顯著。季節變化表現為夏季水溫高，冬季水溫低。北方河流冬季常結凍。
河水溫度還随流程遠近而發生變化。流程愈近，水溫與補給水源的溫度愈接近；流程愈遠，水溫受流域氣溫的影響愈顯著。河水與大氣及河谷地表的熱交換将使水溫發生變化。一般來說，由于發源地海拔高，河口海拔低，水溫從上遊向下遊增高。長江發源于青藏高原上唐古拉山北坡各拉丹冬冰川，源區和上遊水溫都很低，但在經過四川盆地和中下遊平原之後，到河口段水溫明顯升高。
河流水溫在很大程度上還受到河流流向的影響。亞歐大陸和北美洲大陸向北流入北冰洋的大小河流，愈向下遊水溫愈低。甚至一條河流的個别北向河段這一特點也表現得相當突出。例如，蘭州以下的黃河河段，北向銀川平原和内蒙古高原，冬末春初，蘭州附近早已解凍，而甯夏、内蒙古境内河段仍被堅冰封閉。當氣溫降到0攝氏度以下，水溫降到0攝氏度時，河水中開始出現冰晶，岸邊形成岸冰。冰晶擴大，浮在水面形成冰塊。随着冰塊增多和體積增大，河流狹窄處和淺水處首先發生阻塞，最後使整個河面封凍。中國北方河流每年都有時間短不等的封凍期，長的可達1~5個月。
河川徑流
形成過程
綜述
河川徑流的形成是一個連續的過程，但可以劃分為幾個特征階段，一般為停蓄階段、漫流階段和河槽集流階段。上述三個階段是指長時間連續降水下發生的典型模式。實際上由于每次降水的強度和持續時間不同，各流域自然條件也不一樣，無論是不同流域，或是同一流域在不同降水過程中的徑流形成，都可能有差别。
停蓄階段
降水落到流域内一部分被植物截留，另一部分被土壤吸收，經過下滲進入土壤和岩石孔隙中形成地下水。所以降水初期不能立即産生徑流。降水量超過上述消耗而有餘時，便在一些分散窪地停蓄起來。這種現象稱為填窪。對于徑流形成而言，停蓄階段是一個耗損過程；但這個階段對于增加雨水對地下水的補給和減少水土流失具有重要意義。
漫流階段
植物截留和填窪都已達到飽和，降水量超過下滲量時，地表便開始出現沿天然坡向流動的細小水流，即坡面漫流。坡面漫流逐漸擴大範圍并分别流向不同的河槽，叫漫流階段。這個階段隻有下滲起着削減徑流形成的作用。而土壤、岩石的下滲強度，從開始下滲即逐步減小，一定時間後常成為穩定值，這個穩定值稱為穩滲率。所以漫流階段的産流強度決定于降水強度和土壤穩滲率之差。各種土壤的下滲強度不同，故産流情況也不一樣。在同樣降水強度下，砂質土地區産流強度較小，而壤土地區産流強度較大。
坡面漫流作為地表徑流向河槽彙集的中間環節，分為片流、溝流和壤中流三種形式，其中溝流是主要形式。水在地表紋溝中流動，流速一般不超過1~2米/秒，但流速和流量都從坡頂向坡底增加，沖刷力也相應地向坡底增強。片流并不多見。壤中流是指水在地表下數厘米的土壤中流動，其速度不大，開始時間也比較晚，但降水停止後仍可持續一段時間。地表土壤物質往往由這種坡面漫流帶入河槽。
河槽集流階段
坡面漫流的水進入河道後沿河網向下遊流動，使河流流量增加，叫做河槽集流。河槽集流階段大部分河水流出河口，小部分滲入河谷堆積物補給地下水。待洪水消退後，地下水又反過來補給河流。河槽集流過程在降水停止後還将繼續很長時間。這個階段包括雨水由坡面進入河網，最後流出出口斷面的整個過程，是徑流形成的最終環節。
徑流計量
綜述
在研究某時段内河流水量變化和比較各河流的徑流量時，都必須采用适當的量值來計算。常用的量有以下幾種：流量（Q）、徑流量（W）、徑流模數（M），徑流深度（y）、徑流變率（模比系數K）、徑流系數（）。
流量
單位時間内通過某水斷面的水量，叫做流量（立方米/秒）。
式中，A為過水斷面積，v為水流的平均流速。
徑流量
在一特定時段内流過河流測流斷面的總水量，稱為徑流量（平方米或平方千米），例如年徑流量。計算徑流總量的公式為：
式中：T為時間（年、月—）；Q為時段平均流量。
河流的年正常徑流量是指多年徑流量的算術平均值，即平均每年中流過河流某一斷面的水量。它是一個比較穩定的數值，也是一個重要的特征值。隻有徑流年際變化較小，或者有相當長的觀測資料時，才能夠精确地計算出河流的正常徑流量。
根據實測資料年限長短不同，可以分别采用下列方法推求河流的正常徑流量：
①具有30~40年或更長連續觀測系列的，可以把徑流量的算術平均值作為正常徑流量；
②隻有短期資料時，選擇參證站、參證流域或與徑流量有成因聯系的變量（如降水量），建立相關關系，延長系列；
③缺乏實測資料時，則以徑流等值線方法或應用經驗公式估算。
徑流模數
單位時間、單位面積上産出的水量，稱為徑流模數〔立方米/（年·平方千米）〕。徑流模數與流量之間的關系為：
式中：F為流域面積。
在所有計算徑流的常用量中，徑流模數最能說明與自然地理條件相聯系的徑流的特征。通常用徑流模數來比較不同流域的單位面積産水量。
徑流深度
在研究河流徑流時，需要把徑流量與降水量進行比較。降水量是用毫米為單位的，徑流量也須用毫米為單位。流域面積除該流域一年的徑流總量，即得到徑流深度：
選取極差标準化方式進行綱化處理後為下式（單位毫米）：
徑流模數（M）與徑流深度（y）有以下關系：
或
徑流變率（模比系數）
任何時段的徑流值M1、Q1或y1等，與同時段多年平均值M0、Q0或y0之比，稱之為徑流變率或模比系數：
徑流系數
一定時期的徑流深度y與同期降水量x之比，稱為徑流系數：
徑流系數常用百分數表示。降水量大部分形成徑流則值大，降水量大部分消耗于蒸發和下滲，則值小。
徑流變化
年内變化
随着氣候的周期性變化，一年中河流補給狀況、水位、流量等也相應發生變化。根據一年内河流水情的變化，可以分為若千個水情特征時期，如汛期、平水期、枯水期或冰凍期。
河流處于高水位的時期稱為汛期。中國絕大多數河流的高水位是夏季集中降水造成的，故又叫夏汛。夏汛期徑流量大，洪峰起伏變化急劇，是全年最重要的水情階段。各河流的夏汛期長短不一，南方河流因雨季早而且持續時間長，夏汛期也長。春季積雪融化形成的河流高水位叫做春汛。華北、東北的河流都有春汛，但水量比夏汛小，曆時也不長。
枯水期是河流處于低水位的時期。中國河流枯水期一般出現在冬季。這段時間河水主要依靠地下水補給，流量和水位變化很小；如果此時河流封凍，又可稱冰凍期。
平水期是河流處于中常水位的時期。洪水過後，退水較緩慢，所以從汛期到枯水期之間有一-段過渡時期，水位處于中常狀況。中國河流的平水期多在秋季，時間不長。
年際變化
徑流量的年際變化往往由降水量的年際變化引起。通常以徑流的離差系數來表示年徑流的變化程度。中國中等河流的離差系數，長江以南一般在0.30以下，長江下遊、黃河中遊各河流和東北山區河流為0.40， 淮河為0.60，海河為0.70。這種大緻從南向北增長的趨勢，與中國降水量變率的分布趨勢基本一緻。
特征徑流
洪水
河流水位達到某一高度，緻使沿岸城市、村莊、建築物、農田受到威脅時，稱為洪水。連續的強烈降水是造成洪水的主要原因，積雪融化也可以造成洪水。流域内的降水分布、強度、降水中心移動路線及支流排列方式，對洪水性質有直接影響。
洪水按來源可分為上遊演進洪水和當地洪水兩類。上遊徑流量顯著增加，洪水自上而下沿河推進，就形成上遊演進洪水。當地洪水則是由所處河段的地面徑流直接形成的。由于洪水形成條件不同，洪水過程線也有單峰、雙峰、肥瘦等差别。
實際觀測發現，同一河流的上遊洪峰比較尖銳，變幅大，而下遊則漸趨平緩，變幅也逐漸減小。洪水傳播速度與河道形狀有關，河道整齊的傳播快，不規則的傳播慢。若河流流經湖泊或泛出河道，則洪水傳播速度更慢。
洪水期間，在沒有大支流加入的河段中，同一斷面上總是首先出現最大比降，接着出現最大流速，然後是最大流量，最後是最高水位。
枯水
一年内沒有洪水時期的徑流，稱為枯水徑流。枯水期徑流呈遞減現象，久旱之後可能出現年内最小流量。枯水徑流主要來源于流域的地下水補給。
流域的地質和水文地質條件最大限度地影響着地下水的儲量及所補給河流的特性。砂礫層能大量儲水，并在枯水期緩慢補給河流；黏土則相反。溶洞可以使大量雨水漏到地下深處成為持久而穩定的水源。河槽下切深度和河網密度決定着截獲地下水補給的水量大小。湖泊、沼澤、森林及水庫的調節作用都能增加枯水徑流。中國大多數河流的枯水徑流出現在10月至次年3-4月。
河流補給
補給形式
降水、冰川積雪融水、地下水、湖泊和沼澤都可以構成河流的水源。不同地區的河流從各種水源中得到的水量不同；即使同一條河流，不同季節的補給形式也不一樣。這種差别主要是由流域的氣候條件決定的，同時也與下墊面性質和結構有關。例如，熱帶沒有積雪，降水成為主要水源；冬季長而積雪深厚的寒冷地區，積雪在補給中起主要作用；發源于巨大冰川的河流，冰川融水是首要補給形式；下切較深的大河能得到地下水的補給，下切較淺的小河很少或完全沒有地下水補給；發源于湖泊、沼澤或泉水的河流，主要依靠湖水、沼澤水或泉水補給。此外，人類通過工程措施，也可以給河流創造新的人工補給條件。
河流水量補給是河流的重要特征之一。了解補給特征，有助于了解河流的水情特征和變化規律。
補給特點
1、降水補給
雨水是全球大多數河流最重要的補給來源。降水補給為主的河流的水量及其變化與流域的降水量及其變化有着十分密切的關系。中國廣大地區尤其是長江以南地區的河流，降水補給占絕對優勢。據估計，中國河流年徑流量降水補給約占70%。河流水量與降水量分布一樣，由東南向西北遞減；河流多在夏秋兩季發生洪水，也與降水集中于夏秋兩季有關。
2、融水補給
融水補給為主的河流的水量及其變化與流域的積雪量和氣溫變化有關。這類河流在春季氣溫回升時，常因積雪融化而形成春汛。春季氣溫和太陽輻射不像降水量變化那樣大，所以春汛出現的時間較為穩定，變化也較有規律。中國東北地區有的河流融水補給占全年水量的20%，松花江、遼河、黃河的融水補給可以形成不太突出的春汛。西北山區中山帶的積雪及河冰融水，是山下綠洲春耕用水的主要來源。高山冰川融水補給時間略遲，常和雨水一起形成夏季洪峰。
3、地下水補給
河流從地下所獲得的水量補給，稱地下水補給。地下水是河流較經常的水源，一般約占河流徑流量的15%~30%。地下水補給具有穩定和均勻兩大特點。深層地下水因受外界條件影響較小，其補給通常沒有季節變化，淺層地下水補給狀況則視地下水與河流之間有無水力聯系而定。
4、湖泊與沼澤水補給
湖泊、沼澤水補給量的大小和變化，取決于湖泊和沼澤對水量的調節作用。湖泊面積愈大水量愈多，調節作用愈顯著。一般說來，湖泊沼澤補給的河流水量變化緩慢而且穩定。
5、人工補給
從水量多的河流、湖泊中，把水引入水量缺乏的河流，向河流中排放廢水等，都屬于人工補給範圍。
河流分類
分類意義
幅員廣闊、河流衆多的國家，不可能在短期内對其全部河流進行觀測，但是，發展經濟迫切需要河流水位、流量變化和水溫動态方面的數據。因此，須借助河流分類來解決生産實際中提出的問題。在某一地區内，影響河流特征的氣候、土壤、地質、地貌條件大緻相同，故河流存在着一-定程度的相似性。在不同地區内，影響河流特征的各種條件差别很大，河流水文要素的變化規律當然不一樣。因此，可以根據現有的河流水文資料進行綜合分析，将要素變化相似的河流劃歸一個類型。當規劃設計某一缺乏資料的河流時，就可用同類河流的水文變化規律作為參照。
分類原則
河流分類原則包括以下6個：
①以河流的水源作為河流最重要的典型标志，按照氣候條件對河流進行分類；
②根據徑流的水源和最大徑流發生季節來劃分；
③根據徑流年内分配的均勻程度來劃分；
④根據徑流的季節變化，按河流月平均流量過程線的動态來劃分；
⑤根據河槽的穩定性來劃分；
⑥根據河流及流域的氣候、地貌、水源、水量、水情、河床變化等綜合因素來劃分。
中國分類
綜述
中國流域面積在100平方千米以上的河流約有50000條，其中長江長達6397千米（以沱沱河為源），為世界第三大河。絕大多數河流分布在中國東部和南部，以屬太平洋流域的為最多、最大；屬印度洋流域的較少；屬于北冰洋的最少。此外，還有一個廣闊的内陸流域，面積占中國總面積的36.4%，而徑流量則僅占中國的4.39%。
中國常以河流徑流的年内動态差異為标志進行河流分類，這種分類反映了各類型河流的年内變化特征及其分布規律，對進一步深入研究河流水文和合理利用地表徑流提供了科學依據。
東北型河流
包括中國東北地區的大多數河流。其主要水文特征是：
①由于冰雪消融，水位通常在4月中開始上升，形成春汛，但因積雪深度不大，春汛流量較小。
②春汛延續時間較長，可與雨季相連續，春汛與夏汛之間沒有明顯的低水位。春汛期間因流冰阻塞河道形成的高水位，在幹旱年份甚至可以超過夏汛水位。
③河水一般在10月末或11月初結冰，冰層可厚達1米。結冰期間隻依靠少量地下水補給，1-2月份出現最低水位。
④緯度較高、氣溫低、蒸發弱、地表徑流比中國北方其他地區豐富，徑流系數一般為30%，全年流量變化較小，如哈爾濱松花江洪枯水量之比為15:1。
華北型河流
包括遼河、海河、黃河以及淮河北側各支流。其主要特征是：
①每年有兩次汛峰，兩次枯水，3-4月間因上遊積雪消融和河冰解凍形成春汛，但不及東北型河流顯著。
②夏汛出現于6月下旬至9月，和雨期相符合，徑流系數5%~20%，夏汛與春汛間有明顯枯水期，有些河流甚至斷流，造成春季嚴重缺水現象。
③雨季多暴雨，洪水猛烈而徑流變幅大，如黃河陝縣站最大流量與枯水期流量之比為110:1。
華南型河流
包括淮河南側支流，長江中下遊幹支流，浙、閩、粵沿海及台灣省各河及除西江上遊以外的珠江流域大部分。其特征是：
①地處熱帶、亞熱帶季風區，有充沛的雨量作為河水主要來源，徑流系數超過50%，汛期早，流量大。
②雨季長，汛期也長，5-6月有梅汛，7-8月出現台風汛。
③最大流量和最高水位出現在台風季節，當台風影響減弱時，雨量減小，徑流量亦減小，可發生秋旱。
西南型河流
包括中、下遊幹支流以外的長江、漢水、西江上遊及雲貴高原的河流，一般不受降雪和冰凍的影響。.徑流與降水變化規律一緻，7-8月洪峰最高，流量最大，2月份流量最小。河谷深切，洪水危害不大。
西北型河流
主要包括新疆和甘肅河西地區發源于高山的河流。其特征是：
①主要依靠高山冰雪補給，流量與高山冰川儲水量、積雪量和山區氣溫狀況有密切關系。10-4月為枯水期，3-4月有不明顯的春汛，7-8月間出現洪峰。
②産流區主要在高山區，出山口後河水大量滲漏，愈向下遊水量愈少，大多數河流消失于下遊荒漠中，少數彙入内陸湖泊。
内蒙古型河流
以地下水補給為主，或兼有雨水補給；夏季徑流明顯集中，水位随暴雨來去而急速漲落，雨季的幾個月中都可以出現最大流量；冰凍期可長達半年。
青藏高原型河流
青藏高原内部河流以冰雪補給為主，東南邊緣的河流主要為雨水補給，7- -8月降雨最多，冰川消融量最大，故流量也最大。春末洪水與夏汛相連。11月至次年4-5月為枯水期。
價值意義
河流是所在流域内自然地理背景下的産物。河水是以不同形态和經過不同轉化途徑的降水為補給來源的。顯然，隻有進入河床的水量足以保持經常流動即足以補償蒸發和滲漏所造成的損耗時，才能夠形成河流。濕潤地區河網密集，徑流充沛，而幹旱地區河網稀疏、徑流貧乏，說明河流的地理分布受氣候的嚴格控制。實際上，河流的水文特征包括水源的補給形式及其比例、水位、流量及其季節變化，結冰與否及結冰期長短等，無一不受氣候條件制約。例如，降水量多寡決定着徑流補給來源的豐缺，蒸發量大小反映着徑流損耗的多少，降水的時空分布、降水強度、降水中心位置及其移動方向影響着徑流過程和洪峰流量，氣溫、風和飽和差也因對降水、蒸發有影響而對徑流間接起作用。因此可以說，河流是氣候的鏡子。
除氣候外，其他自然地理要素也對徑流發生影響。如流域海拔高度、坡度和切割密度直接影響着徑流彙聚條件，地表物質組成決定着徑流下滲狀況，植被則通過對降水的截留影響徑流等。
另一方面，河流對地理環境也有顯著的影響。河流是地球水分循環的一個重要的、不可或缺的環節，内陸河流把水分從高山輸送到内陸盆地底部或湖泊中，實現水分小循環;外流河把大量水分由陸地帶入海洋，彌補海水的蒸發損耗，實現水分大循環。同時，熱量和礦物質也随水分一起輸送。南北向河流把溫度較高的水送往高緯地區，或者相反，對流域氣溫都具有調節作用。而固體物質的随河水遷移，則使地表的高處不斷夷平和低處不斷被充填。所以河流既是山地景觀的創造者，又是大小沖積平原的奠基者，還是内陸和海洋盆地中鹽類的積累者。
荒漠地區絕大多數綠洲的形成與河流有密切的聯系。流入幹旱區的河流，不僅給那裡帶來水與細粒土，而且使荒漠河岸林和灌溉農業得以發展，從而形成了生機勃勃的綠洲景觀。
河流對于人類社會的發展也具有重要意義。它在交通運輸、灌溉、發電和水産事業等方面都為人類帶來了重要财富。
