河流（River），是指降水或由地下涌出地表的水汇集在地面低洼处，在重力作用下经常地或周期地沿流水本身造成的洼地流动。

明代徐宏祖（1586年~1641年）所著的《徐霞客游记》有大量记载关于河流的内容。

北魏晚期郦道元（？~527年）所著的《水经注》所记大小河流有1252条，从河流的发源到入海，举凡干流、支流、河谷宽度、河床深度、水量和水位季节变化，含沙量、冰期以及沿河所经的伏流、瀑布、急流、滩濑、湖泊等等都广泛搜罗，详细记载。

河流沿途接纳众多支流，并形成复杂的干支流网络系统，即为水系。

水系形式是一定的岩层构造、沉积物性质和新构造应力场的反应。据此水系形式通常分为树枝状水系、格状水系和长方形水系三类。树枝状水系一般发育在抗侵蚀能力比较一致的沉积岩或变质岩区；格状水系经常出现在岩层软硬相间，地下水源比较丰富的平行褶皱构造区；长方形水系则往往和巨大的断裂构造相联系。

水系形式也可按干支流相互配置的关系或它们构成的几何形态来划分。如众多支流集中汇入干流称为扇状水系；支流比较均匀的分布于干流两侧，交错汇入干流叫羽状水系；一侧支流很少，而另一侧支流众多称为梳状水系；支流与干流平行至河口附近才会合，称为平行水系。

水系形式还可根据水系流向的相互关系划分水器类型，如向心水系，辐射状水系等。

每一条河流和每一个水系都从一定的陆地面积上获得补给，这部分陆地面积便是河流和水系的流域，也就是河流和水系在地面的集水区。河流和水系的地面集水区与地下集水区往往并不重合，但地下集水区很难直接测定。所以，在分析流域特征或进行水文计算时，多用地面集水区代表流域。由两个相邻集水区之间的最高点连接成的不规则曲线，即为两条流域或两个水系的分水线。任何河流或水系分水线内的范围就是它的流域。

流域面积是流域的重要特征之一。河流水量的大小和流域面积大小有直接关系，除干旱区外一般是流域面积愈大河流水量也愈大。

流域形状对河流水量变化也有明显的影响。圆形或卵形流域降水最容易向干流集中，从而形成巨大的洪峰；狭长型流域洪水宣泄比较均匀，因为洪峰不集中。

流域的高度主要影响降水形式和流域内的气温，进而影响流域的水量变化。根据某一高度上的降雨量、降雪量和融雪时间可以估计河流的水情变化。

流域方向或干流方向对冰雪消融时间有一定的影响。如流域向南，降雪可能较快消融，形成径流或渗入土壤；流域向北，则冬季降雪往往迟至次年春季才开始融化。

流域中干支流总长度和流域面积之比，称为河网密度D（千米/平方千米）。其公式如下：

河网密度是地表径流丰富与否的标志之一。流域气候、植被、地貌特征、岩石土壤的渗透性和抗蚀能力，是河网密度大小的决定性因素。

河源与河口的高度差，即是河流的总落差；而某一河段两端的高度差，则是这一河段的落差；单位河长的落差，叫做河流的比降，通常以小数或千分数表示。

河流纵断面能够很好地反映河流比降的变化。以落差为纵轴，距河口的距离为横轴，据实测高度指定出各点的坐标，连接各点即得到河流的纵断面图（下图）。

河流纵断面分为四种类型：全流域比降接近一致的，为直线形纵断面；河源比降大，而向下游递减的，为平滑下凹形纵断面；比降上游小而下游大的，为下落形纵断面；各段比降变化无规律的，可形成折线形纵断面。

流域内岩层的性质、地貌类型的复杂程度及河流的年龄，都影响河流纵断面的形态。在软硬岩层交替处，纵断面常相应出现陡缓转折。山地和平原、盆地交接处，纵断面也发生变化。年轻河流纵断面多呈上落形或折线形；老年河流则多呈平滑下凹形纵断面。后者有时候被称为均衡剖面。

河流中垂直于流向并以河床为下界、水面为上界的断面，是河流的横断面。由于地转偏向力和弯曲河道中和河水离心力的影响，水面具有横比降；由于流速不均匀，水面还发生凹凸变形。所以河水面不是一个严格的平面。

一条河流常常可以根据其地理-地质特征分为河源、上游、中游、下游和河口五段。河源的确定通常是根据“河源唯远”和“水量最丰”的原则。其余各段的划分，则应以河流的主要自然特征为依据。但实际上由于不同研究者分别着重考虑地貌、水文或其他特征，因此，一条河流上下游的划分常常不一致。

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，通常与山地冰川、高原湖泊、沼泽和泉相联系。

上游指紧接河源的河谷窄、比降和流速大、水量小、侵蚀强烈、纵断面呈阶梯状并多急滩和瀑布的河段。

中游水量逐渐增加，但比降已较和缓，流水下切力已开始减小，河床位置比较稳定，侵蚀和堆积作用大致保持均衡，纵断面往往呈平滑下凹曲线。

下游河谷宽广，河道弯曲，河水流速小而流量大，淤积作用显著，到处可见浅滩和沙洲。

河口是河流入海、入湖或汇入更高级河流处，经常有泥沙堆积，有时分汊现象显著，在入海、入湖处形成三角洲。

河流中某一标准面或测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。流域内的径流补给是影响流量、水位变化的主要因素。其他因素也可以影响水位变化，如流水侵蚀或堆积作用造成河床下降或上升；拦河坝改变河流的天然水位情势；水草或冰情等使水流不畅，水位升高；入海河流的河口段和感潮段由于潮汐和风的影响而引起水位变化。可见，水位变化是多种因素同时作用的结果。这些因素具有各自不同的变化周期，如流水侵蚀作用具有多年变化周期，径流补给形式的变化具有季节性周期，潮汐影响具有日变化周期等，因而，河流的水位情势是非常复杂的。

河流水位有年际变化和季节变化，山区冰源河流甚至有日变化。水位变化具有重要的实际意义。根据水位观测资料可以确定洪水波传播的速度和河流水量周期性变化的一-般特征。用纵坐标表示不同时间的水位高度，用横坐标表示时间，可以绘出水位过程线。通过分析水位过程线，可以研究河流的水源、汛期、河床冲淤情况和湖泊的调节作用。

在实际工作中，除了解某一时段水位变化的- -般规律外，还必须知道水位变化的某些特征值，例如平均水位、平均高水位、平均低水位、中水位、常水位等。平均水位是单位时间内水位的平均值。平均高水位与平均低水位则是各年最高水位与最低水位各自的平均值。中水位是一年中观测水位值的中值。常水位指一年中水位最常出现值。

河流各站的水位过程线上，上下游站在同一次涨落水期间位相相同的水位，叫相应水位。可以用纵轴表示上游站水位，以横轴表示下游站水位，绘制出两个测站的相应水位曲线（右图）。相应水位曲线可用于插补或改正另一测站的观测资料或推断某一未设站河段的水位变化过程。根据相应水位出现的时序，可以预报洪水，推算洪峰水位高度及变化情况等。

流速指水质点在单位时间内移动的距离。它决定于纵比降方向上水体重力的分力与河岸和河底对水流的摩擦力之比。通常采用等流速公式，即薛齐公式计算水流某- -时段的平均流速v

式中：R为水力半径，即过水断面面积与水浸部分弧长之比；I为河流纵比降；c为待定系数。

薛齐公式是一个应用很广的基本公式。建立这一公式的基本出发点是:只有动力与摩擦力相等时，水流才沿河槽作等速运动（下图）。

河流中流速的分布是不一致的。河底与河岸附近流速最小，流速从水底向水面和从岸边向主流线递增。绝对最大流速出现在水深的1/10~3/10处，弯曲河道的最大流速接近凹岸处，平均流速与水深6/10处的点流速相等。

单位时间内通过某水断面的水量，叫做流量（立方米/秒）。测出流速和断面积就可以知道流量：

式中，A为断面积，v为平均流速。

河流流量变化会引起流水蚀积过程和水流其他特征的变化，随着流量变化，河流水位也会发生改变。

河流的补给特征是影响河流河水温度状况的主要和因素。由冰川和积雪补给的河流水温自然较低；从大湖泊流出的河流春季水温低而秋季水温高；地下水补给量丰富的河流冬季水温较高。当然还有其他因素，如太阳辐射和流域气温等也会影响河流水温。

河水温度也随时间而变化。夏季水温有明显的日变化，且中低纬河流比高纬河流显著。季节变化表现为夏季水温高，冬季水温低。北方河流冬季常结冻。

河水温度还随流程远近而发生变化。流程愈近，水温与补给水源的温度愈接近；流程愈远，水温受流域气温的影响愈显著。河水与大气及河谷地表的热交换将使水温发生变化。一般来说，由于发源地海拔高，河口海拔低，水温从上游向下游增高。长江发源于青藏高原上唐古拉山北坡各拉丹冬冰川，源区和上游水温都很低，但在经过四川盆地和中下游平原之后，到河口段水温明显升高。

河流水温在很大程度上还受到河流流向的影响。亚欧大陆和北美洲大陆向北流入北冰洋的大小河流，愈向下游水温愈低。甚至一条河流的个别北向河段这一特点也表现得相当突出。例如，兰州以下的黄河河段，北向银川平原和内蒙古高原，冬末春初，兰州附近早已解冻，而宁夏、内蒙古境内河段仍被坚冰封闭。当气温降到0摄氏度以下，水温降到0摄氏度时，河水中开始出现冰晶，岸边形成岸冰。冰晶扩大，浮在水面形成冰块。随着冰块增多和体积增大，河流狭窄处和浅水处首先发生阻塞，最后使整个河面封冻。中国北方河流每年都有时间短不等的封冻期，长的可达1~5个月。

河川径流的形成是一个连续的过程，但可以划分为几个特征阶段，一般为停蓄阶段、漫流阶段和河槽集流阶段。上述三个阶段是指长时间连续降水下发生的典型模式。实际上由于每次降水的强度和持续时间不同，各流域自然条件也不一样，无论是不同流域，或是同一流域在不同降水过程中的径流形成，都可能有差别。

降水落到流域内一部分被植物截留，另一部分被土壤吸收，经过下渗进入土壤和岩石孔隙中形成地下水。所以降水初期不能立即产生径流。降水量超过上述消耗而有余时，便在一些分散洼地停蓄起来。这种现象称为填洼。对于径流形成而言，停蓄阶段是一个耗损过程；但这个阶段对于增加雨水对地下水的补给和减少水土流失具有重要意义。

植物截留和填洼都已达到饱和，降水量超过下渗量时，地表便开始出现沿天然坡向流动的细小水流，即坡面漫流。坡面漫流逐渐扩大范围并分别流向不同的河槽，叫漫流阶段。这个阶段只有下渗起着削减径流形成的作用。而土壤、岩石的下渗强度，从开始下渗即逐步减小，一定时间后常成为稳定值，这个稳定值称为稳渗率。所以漫流阶段的产流强度决定于降水强度和土壤稳渗率之差。各种土壤的下渗强度不同，故产流情况也不一样。在同样降水强度下，砂质土地区产流强度较小，而壤土地区产流强度较大。

坡面漫流作为地表径流向河槽汇集的中间环节，分为片流、沟流和壤中流三种形式，其中沟流是主要形式。水在地表纹沟中流动，流速一般不超过1~2米/秒，但流速和流量都从坡顶向坡底增加，冲刷力也相应地向坡底增强。片流并不多见。壤中流是指水在地表下数厘米的土壤中流动，其速度不大，开始时间也比较晚，但降水停止后仍可持续一段时间。地表土壤物质往往由这种坡面漫流带入河槽。

坡面漫流的水进入河道后沿河网向下游流动，使河流流量增加，叫做河槽集流。河槽集流阶段大部分河水流出河口，小部分渗入河谷堆积物补给地下水。待洪水消退后，地下水又反过来补给河流。河槽集流过程在降水停止后还将继续很长时间。这个阶段包括雨水由坡面进入河网，最后流出出口断面的整个过程，是径流形成的最终环节。

在研究某时段内河流水量变化和比较各河流的径流量时，都必须采用适当的量值来计算。常用的量有以下几种：流量（Q）、径流量（W）、径流模数（M），径流深度（y）、径流变率（模比系数K）、径流系数（ ）。

单位时间内通过某水断面的水量，叫做流量（立方米/秒）。

式中，A为过水断面积，v为水流的平均流速。

在一特定时段内流过河流测流断面的总水量，称为径流量（平方米或平方千米），例如年径流量。计算径流总量的公式为：

式中：T为时间（年、月—）；Q为时段平均流量。

河流的年正常径流量是指多年径流量的算术平均值，即平均每年中流过河流某一断面的水量。它是一个比较稳定的数值，也是一个重要的特征值。只有径流年际变化较小，或者有相当长的观测资料时，才能够精确地计算出河流的正常径流量。

根据实测资料年限长短不同，可以分别采用下列方法推求河流的正常径流量：

①具有30~40年或更长连续观测系列的，可以把径流量的算术平均值作为正常径流量；

②只有短期资料时，选择参证站、参证流域或与径流量有成因联系的变量（如降水量），建立相关关系，延长系列；

③缺乏实测资料时，则以径流等值线方法或应用经验公式估算。

单位时间、单位面积上产出的水量，称为径流模数〔立方米/（年·平方千米）〕。径流模数与流量之间的关系为：

式中：F为流域面积。

在所有计算径流的常用量中，径流模数最能说明与自然地理条件相联系的径流的特征。通常用径流模数来比较不同流域的单位面积产水量。

在研究河流径流时，需要把径流量与降水量进行比较。降水量是用毫米为单位的，径流量也须用毫米为单位。流域面积除该流域一年的径流总量，即得到径流深度：

选取极差标准化方式进行纲化处理后为下式（单位毫米）：

径流模数（M）与径流深度（y）有以下关系：

任何时段的径流值M1、Q1或y1等，与同时段多年平均值M0、Q0或y0之比，称之为径流变率或模比系数：

一定时期的径流深度y与同期降水量x之比，称为径流系数：

径流系数常用百分数表示。降水量大部分形成径流则值大，降水量大部分消耗于蒸发和下渗，则值小。

随着气候的周期性变化，一年中河流补给状况、水位、流量等也相应发生变化。根据一年内河流水情的变化，可以分为若千个水情特征时期，如汛期、平水期、枯水期或冰冻期。

河流处于高水位的时期称为汛期。中国绝大多数河流的高水位是夏季集中降水造成的，故又叫夏汛。夏汛期径流量大，洪峰起伏变化急剧，是全年最重要的水情阶段。各河流的夏汛期长短不一，南方河流因雨季早而且持续时间长，夏汛期也长。春季积雪融化形成的河流高水位叫做春汛。华北、东北的河流都有春汛，但水量比夏汛小，历时也不长。

枯水期是河流处于低水位的时期。中国河流枯水期一般出现在冬季。这段时间河水主要依靠地下水补给，流量和水位变化很小；如果此时河流封冻，又可称冰冻期。

平水期是河流处于中常水位的时期。洪水过后，退水较缓慢，所以从汛期到枯水期之间有一-段过渡时期，水位处于中常状况。中国河流的平水期多在秋季，时间不长。

径流量的年际变化往往由降水量的年际变化引起。通常以径流的离差系数来表示年径流的变化程度。中国中等河流的离差系数，长江以南一般在0.30以下，长江下游、黄河中游各河流和东北山区河流为0.40， 淮河为0.60，海河为0.70。这种大致从南向北增长的趋势，与中国降水量变率的分布趋势基本一致。

河流水位达到某一高度，致使沿岸城市、村庄、建筑物、农田受到威胁时，称为洪水。连续的强烈降水是造成洪水的主要原因，积雪融化也可以造成洪水。流域内的降水分布、强度、降水中心移动路线及支流排列方式，对洪水性质有直接影响。

洪水按来源可分为上游演进洪水和当地洪水两类。上游径流量显著增加，洪水自上而下沿河推进，就形成上游演进洪水。当地洪水则是由所处河段的地面径流直接形成的。由于洪水形成条件不同，洪水过程线也有单峰、双峰、肥瘦等差别。

实际观测发现，同一河流的上游洪峰比较尖锐，变幅大，而下游则渐趋平缓，变幅也逐渐减小。洪水传播速度与河道形状有关，河道整齐的传播快，不规则的传播慢。若河流流经湖泊或泛出河道，则洪水传播速度更慢。

洪水期间，在没有大支流加入的河段中，同一断面上总是首先出现最大比降，接着出现最大流速，然后是最大流量，最后是最高水位。

一年内没有洪水时期的径流，称为枯水径流。枯水期径流呈递减现象，久旱之后可能出现年内最小流量。枯水径流主要来源于流域的地下水补给。

流域的地质和水文地质条件最大限度地影响着地下水的储量及所补给河流的特性。砂砾层能大量储水，并在枯水期缓慢补给河流；黏土则相反。溶洞可以使大量雨水漏到地下深处成为持久而稳定的水源。河槽下切深度和河网密度决定着截获地下水补给的水量大小。湖泊、沼泽、森林及水库的调节作用都能增加枯水径流。中国大多数河流的枯水径流出现在10月至次年3-4月。

降水、冰川积雪融水、地下水、湖泊和沼泽都可以构成河流的水源。不同地区的河流从各种水源中得到的水量不同；即使同一条河流，不同季节的补给形式也不一样。这种差别主要是由流域的气候条件决定的，同时也与下垫面性质和结构有关。例如，热带没有积雪，降水成为主要水源；冬季长而积雪深厚的寒冷地区，积雪在补给中起主要作用；发源于巨大冰川的河流，冰川融水是首要补给形式；下切较深的大河能得到地下水的补给，下切较浅的小河很少或完全没有地下水补给；发源于湖泊、沼泽或泉水的河流，主要依靠湖水、沼泽水或泉水补给。此外，人类通过工程措施，也可以给河流创造新的人工补给条件。

河流水量补给是河流的重要特征之一。了解补给特征，有助于了解河流的水情特征和变化规律。

1、降水补给

雨水是全球大多数河流最重要的补给来源。降水补给为主的河流的水量及其变化与流域的降水量及其变化有着十分密切的关系。中国广大地区尤其是长江以南地区的河流，降水补给占绝对优势。据估计，中国河流年径流量降水补给约占70%。河流水量与降水量分布一样，由东南向西北递减；河流多在夏秋两季发生洪水，也与降水集中于夏秋两季有关。

2、融水补给

融水补给为主的河流的水量及其变化与流域的积雪量和气温变化有关。这类河流在春季气温回升时，常因积雪融化而形成春汛。春季气温和太阳辐射不像降水量变化那样大，所以春汛出现的时间较为稳定，变化也较有规律。中国东北地区有的河流融水补给占全年水量的20%，松花江、辽河、黄河的融水补给可以形成不太突出的春汛。西北山区中山带的积雪及河冰融水，是山下绿洲春耕用水的主要来源。高山冰川融水补给时间略迟，常和雨水一起形成夏季洪峰。

3、地下水补给

河流从地下所获得的水量补给，称地下水补给。地下水是河流较经常的水源，一般约占河流径流量的15%~30%。地下水补给具有稳定和均匀两大特点。深层地下水因受外界条件影响较小，其补给通常没有季节变化，浅层地下水补给状况则视地下水与河流之间有无水力联系而定。

4、湖泊与沼泽水补给

湖泊、沼泽水补给量的大小和变化，取决于湖泊和沼泽对水量的调节作用。湖泊面积愈大水量愈多，调节作用愈显著。一般说来，湖泊沼泽补给的河流水量变化缓慢而且稳定。

5、人工补给

从水量多的河流、湖泊中，把水引入水量缺乏的河流，向河流中排放废水等，都属于人工补给范围。

幅员广阔、河流众多的国家，不可能在短期内对其全部河流进行观测，但是，发展经济迫切需要河流水位、流量变化和水温动态方面的数据。因此，须借助河流分类来解决生产实际中提出的问题。在某一地区内，影响河流特征的气候、土壤、地质、地貌条件大致相同，故河流存在着一-定程度的相似性。在不同地区内，影响河流特征的各种条件差别很大，河流水文要素的变化规律当然不一样。因此，可以根据现有的河流水文资料进行综合分析，将要素变化相似的河流划归一个类型。当规划设计某一缺乏资料的河流时，就可用同类河流的水文变化规律作为参照。

河流分类原则包括以下6个：

①以河流的水源作为河流最重要的典型标志，按照气候条件对河流进行分类；

②根据径流的水源和最大径流发生季节来划分；

③根据径流年内分配的均匀程度来划分；

④根据径流的季节变化，按河流月平均流量过程线的动态来划分；

⑤根据河槽的稳定性来划分；

⑥根据河流及流域的气候、地貌、水源、水量、水情、河床变化等综合因素来划分。

中国流域面积在100平方千米以上的河流约有50000条，其中长江长达6397千米（以沱沱河为源），为世界第三大河。绝大多数河流分布在中国东部和南部，以属太平洋流域的为最多、最大；属印度洋流域的较少；属于北冰洋的最少。此外，还有一个广阔的内陆流域，面积占中国总面积的36.4%，而径流量则仅占中国的4.39%。

中国常以河流径流的年内动态差异为标志进行河流分类，这种分类反映了各类型河流的年内变化特征及其分布规律，对进一步深入研究河流水文和合理利用地表径流提供了科学依据。

包括中国东北地区的大多数河流。其主要水文特征是：

①由于冰雪消融，水位通常在4月中开始上升，形成春汛，但因积雪深度不大，春汛流量较小。

②春汛延续时间较长，可与雨季相连续，春汛与夏汛之间没有明显的低水位。春汛期间因流冰阻塞河道形成的高水位，在干旱年份甚至可以超过夏汛水位。

③河水一般在10月末或11月初结冰，冰层可厚达1米。结冰期间只依靠少量地下水补给，1-2月份出现最低水位。

④纬度较高、气温低、蒸发弱、地表径流比中国北方其他地区丰富，径流系数一般为30%，全年流量变化较小，如哈尔滨松花江洪枯水量之比为15:1。

包括辽河、海河、黄河以及淮河北侧各支流。其主要特征是：

①每年有两次汛峰，两次枯水，3-4月间因上游积雪消融和河冰解冻形成春汛，但不及东北型河流显著。

②夏汛出现于6月下旬至9月，和雨期相符合，径流系数5%~20%，夏汛与春汛间有明显枯水期，有些河流甚至断流，造成春季严重缺水现象。

③雨季多暴雨，洪水猛烈而径流变幅大，如黄河陕县站最大流量与枯水期流量之比为110:1。

包括淮河南侧支流，长江中下游干支流，浙、闽、粤沿海及台湾省各河及除西江上游以外的珠江流域大部分。其特征是：

①地处热带、亚热带季风区，有充沛的雨量作为河水主要来源，径流系数超过50%，汛期早，流量大。

②雨季长，汛期也长，5-6月有梅汛，7-8月出现台风汛。

③最大流量和最高水位出现在台风季节，当台风影响减弱时，雨量减小，径流量亦减小，可发生秋旱。

包括中、下游干支流以外的长江、汉水、西江上游及云贵高原的河流，一般不受降雪和冰冻的影响。.径流与降水变化规律一致，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。

主要包括新疆和甘肃河西地区发源于高山的河流。其特征是：

①主要依靠高山冰雪补给，流量与高山冰川储水量、积雪量和山区气温状况有密切关系。10-4月为枯水期，3-4月有不明显的春汛，7-8月间出现洪峰。

②产流区主要在高山区，出山口后河水大量渗漏，愈向下游水量愈少，大多数河流消失于下游荒漠中，少数汇入内陆湖泊。

以地下水补给为主，或兼有雨水补给；夏季径流明显集中，水位随暴雨来去而急速涨落，雨季的几个月中都可以出现最大流量；冰冻期可长达半年。

青藏高原内部河流以冰雪补给为主，东南边缘的河流主要为雨水补给，7- -8月降雨最多，冰川消融量最大，故流量也最大。春末洪水与夏汛相连。11月至次年4-5月为枯水期。

河流是所在流域内自然地理背景下的产物。河水是以不同形态和经过不同转化途径的降水为补给来源的。显然，只有进入河床的水量足以保持经常流动即足以补偿蒸发和渗漏所造成的损耗时，才能够形成河流。湿润地区河网密集，径流充沛，而干旱地区河网稀疏、径流贫乏，说明河流的地理分布受气候的严格控制。实际上，河流的水文特征包括水源的补给形式及其比例、水位、流量及其季节变化，结冰与否及结冰期长短等，无一不受气候条件制约。例如，降水量多寡决定着径流补给来源的丰缺，蒸发量大小反映着径流损耗的多少，降水的时空分布、降水强度、降水中心位置及其移动方向影响着径流过程和洪峰流量，气温、风和饱和差也因对降水、蒸发有影响而对径流间接起作用。因此可以说，河流是气候的镜子。

除气候外，其他自然地理要素也对径流发生影响。如流域海拔高度、坡度和切割密度直接影响着径流汇聚条件，地表物质组成决定着径流下渗状况，植被则通过对降水的截留影响径流等。

另一方面，河流对地理环境也有显著的影响。河流是地球水分循环的一个重要的、不可或缺的环节，内陆河流把水分从高山输送到内陆盆地底部或湖泊中，实现水分小循环;外流河把大量水分由陆地带入海洋，弥补海水的蒸发损耗，实现水分大循环。同时，热量和矿物质也随水分一起输送。南北向河流把温度较高的水送往高纬地区，或者相反，对流域气温都具有调节作用。而固体物质的随河水迁移，则使地表的高处不断夷平和低处不断被充填。所以河流既是山地景观的创造者，又是大小冲积平原的奠基者，还是内陆和海洋盆地中盐类的积累者。

荒漠地区绝大多数绿洲的形成与河流有密切的联系。流入干旱区的河流，不仅给那里带来水与细粒土，而且使荒漠河岸林和灌溉农业得以发展，从而形成了生机勃勃的绿洲景观。

河流对于人类社会的发展也具有重要意义。它在交通运输、灌溉、发电和水产事业等方面都为人类带来了重要财富。