环境管理第四章地球的大气环境第四章陆地水和海洋.docx
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环境管理第四章地球的大气环境第四章陆地水和海洋
平顶山学院教案
2006—2007学年第一学期
《自然地理学》
环境与地理科学系
2007年12月6日
第四章陆地水和海洋
第一节河流
教学目标：
1.掌握河流、水系与流域的有关概念；
2.理解并掌握河流水情要素、年径流量的有关概念；
3.掌握正常年径流的计算、年内变化、年际变化、洪水与枯水
一、河流、水系和流域
（一）河流、水系和流域的概念
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，这就是河流。
河流沿途接纳很多支流，并形成复杂的干支流网络系统，这就是水系。
一些河流以海洋为最后的归宿，另一些河流注入内陆湖泊或沼泽，或因渗漏、蒸发而消失于荒漠中，于是分别形成外流河和内陆河。
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。
实际上，它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是重合的，但地下集水区很难直接测定。
所以，在分析水文地理特征或进行水文计算时，多用地面集水区代表河流的流域。
由两个相邻集水区之间的最高点连接成的不规则曲线，即为两条河流或两个水系的分水线。
对于任何河流或水系来说，分水线之内的范围，就是它的流域。
（二）水系形式
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映。
据此，水系形式通常分为树枝状、格状和长方形三类。
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，称扇状水系；支流比较均匀地分布于干流两侧，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，称梳状水系；支流与干流平行，至河口附近才汇合，称平行水系，等等。
有时，还可根据水系流向的相互关系划分水系类型，如向心水系、辐散状水系等。
（三）河流的纵横断面
河源与河口的高度差，称河流的总落差；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，据实测高度值定出各点的坐标，连接各点即得到河流的纵断面图。
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曲线形。
后者有时被称为均衡剖面。
河槽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河水离心力的影响，水面具有横比降；由于流速分布不均匀，水面还发生凹凸变形。
所以河水面几乎不可能是一个严格的平面。
（四）河流的分段
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，纵断面往往成平滑下凹曲线。
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、湖处形成三角洲。
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，一条河流的上中下游常有不同的划分。
（五）流域特征对河流的影响
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。
除干燥区外，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，从而引起巨大的洪峰；狭长形流域，洪水宣泄比较均匀，因而洪峰不集中。
流域的高度主要影响降水形式和流域内的气温，而降水形式和气温又影响到流域的水量变化。
根据某一高度上的降雨，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。
当然，流域所在的地理纬度和温度状况对冰雪消融的影响更为重要。
流域中干支流总长度和流域面积之比，称为河网密度D，（km/km2）。
其式为
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、岩石和土壤的渗透性和抗蚀能力，是河网密度大小的决定性因素。
二、水情要素
河流是通过它的流水活动影响和改变地理环境的。
为了认识河流的特征及其地理意义，必须首先了解有关河流水情的一些基本概念。
（一）水位
河流中某一标准基面或测站基面上的水面高度，叫做水位。
水位高低是流量大小的主要标志。
流域内的降水和冰雪消融状况等径流补给是影响流量，同时也是影响水位变化的主要因素。
但是，其他因素也可以影响水位变化，例如：
流水侵蚀或堆积作用造成河床下降或上升；河坝改变了河流的天然水位情势；河中水草或河流冰情等使水流不畅，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，等等。
可见，水位变化是多种因素同时作用的结果。
这些因素各具有不同的变化周期，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，湖泊的调节作用。
在实际工作中，除了解某一时期内水位变化的一般规律外，还必须知道水位变化中的某些特征值，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。
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。
（二）流速
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。
可以运用等流速公式，即薛齐公式计算水流某一时段的平均流速v：
式中，R为水力半径；I为河流纵比降；c为待定系数。
这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。
设A为河槽过水断面面积；△l为水体长度；w为单位体积水的重量；为单位面积的摩擦力；△x为水体移动的距离；R＇为河水断面水浸部分弧长；△z为水体重心向下移动的高度。
当水体作等速运动时，水体受河床阻力而作功：
P1=R＇△l△x
此时水体下落所释放的位能为：
P2=wA△l△z
∵P1=P2
∴wA△l△z=R＇△l△x
式中，b为经验系数，它与河槽过水断面深度、大小和形状有关，因此，
在水力学中广泛应用薛齐公式估算水流平均速度。
从公式中可以看到，平均流速v与水力半径R及河流的纵比降I成正比，这就提供了计算上的方便。
（三）流量
在单位时间内通过某过水断面的水量，叫做流量，单位是m3/s。
测出流速和断面的面积，就可以知道流量：
流量是河流的重要特征值之一。
流量的变化将引起流水蚀积过程和水流的其他特征值的变化。
随着流量的变化，水位也发生变化。
流量和水位之间有着内在联系。
而A=f2（H）
那末，Q=f1（H）·f2（H）=F（H）
这个公式所表示的曲线就是水位流量关系曲线。
它的实际意义在于，可以利用水位资料推求流量，所以在水文工作中用途很广。
在实际工作中，还常常需要绘制另一种曲线——流量过程线。
以横轴表示时间，纵轴表示流量，连接各坐标点，得出Q=f（t）曲线，即流量过程线。
在横轴和两纵线间，过程线所包围的面积，等于相应期间的径流总量。
一条河流的流量过程线是这一河流各种特征的综合。
分析流量过程线相当于综合研究一个流域的特征。
（四）河水温度与冰情
河流的补给特征是影响河水温度状况的主要因素。
由冰川和积雪补给的河流，水温必然较低；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，冬春季水温较高。
还有许多其他因素影响河水温度，例如，太阳辐射和流域的气温状况，等等。
河水温度也随时间而变化。
夏季水温有明显的日变化，而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。
北方河流并可以发生结冻现象。
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，水温受流域气温状况的影响则愈显著。
河水与大气及河谷地表的热交换将使水温发生变化。
一般说来，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的格拉丹冬冰川。
源区和上游水温都很低，但它经过四川盆地和中下游平原之后，到河口地段水温升高。
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，冬末春初，兰州附近早已解冻，而宁夏境内河段仍被坚冰封闭。
当气温降到0℃以下，水温降到0℃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。
随着冰块的增多和体积增大，河流狭窄处和浅水处首先发生阻塞，结果使整个河面封冻。
我国北方河流每年都有时间长短不等的封冻期，长的可达4—5个月。
三、河流的补给
（一）河流补给的形式
降落在地表的雨水，除部分被植物截留、下渗和蒸发以外，其余的形成地表径流，汇入河网，补给河流。
冰川、积雪、地下水、湖泊和沼泽，也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是不相同的，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，同时也与下垫面的性质和结构有关。
例如热带地区没有积雪，降水成为主要的水源；冬季长而积雪深厚的寒冷地区，积雪在补给中起着主要的作用；发源于巨大冰川的河流，冰川融水是首要的补给形式；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不能得到地下水补给；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补给条件，这就是人工补给。
河流水量补给是河流的重要特征之一。
了解了补给特征，有助于了解河流的水情特征和变化规律。
（二）各种补给的特点
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。
我国广大地区，尤其是长江以南地区的河流，降水补给占绝对优势。
据估计，我国河流的年径流量中，降水补给约占70％，河流水量与降水量分布一样，表现出由东南向西北递减的趋势；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的变化，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。
我国东北北部地区有的河流融水补给可占全年水量的20％，松花江、辽河、黄河的融水补给，可以形成不太突出的春汛。
西北山区河流中山地带的积雪及河冰融水，是山下绿洲春耕用水的主要来源。
高山冰川的融水补给时间略迟，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，一般约占河流径流总量的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，调节作用就愈显著。
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。
四、河川径流
（一）径流的形成和集流过程
径流的形成是一个连续的过程，但是可以划分为几个不同的特征阶段。
了解这些阶段的特点，对于水文分析是重要的。
1.停蓄阶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，然后经过下渗，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。
降水进行到大于上述消耗时，便在一些分散洼地停蓄起来。
这种现象称为填洼。
停蓄于洼地的水也不能立即变为径流，所以这个阶段叫做停蓄阶段。
对于径流形成而言，停蓄阶段是一个耗损过程；但是，从增加雨水对地下水的补给和减少水土流失来说，这个阶段是具有重要意义的。
2.漫流阶段降水进行到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里，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。
坡面漫流是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，沟流又是主要的形式。
水在地表纹沟中流动，流速一般不超过1—2m/s，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，但降水停止后它仍可持续一段时间。
地表的土壤物质往往就是由这种坡面漫流带入河槽的。
3.河槽集流阶段坡面漫流的水进入河道中，沿河网向下游流动，使河流流量大为增加，叫做河槽集流。
河槽集流阶段，大部分河水流出河口外，只有小部分渗过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，它是径流形成的最终环节。
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，所以，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，都可能有不同程度的差别。
（二）径流计量单位
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：
1.流量Q在单位时间内通过河道过水断面的水量，称为流量（m3/s）。
其式为
Q=Av
式中，A为过水断面面积；v为水流的平均流速。
2.径流总量W在一特定时段内流过河流测流断面的总水量，称为径流总量（m3或km3），例如年径流总量。
计算径流总量的公式为
式中，T为时间（秒）；Q为时段平均流量。
3.径流模数M单位时间单位面积上产出的水量，称为径流模数（m3/s·km2或l/s·km2）。
径流模数与流量之间的关系的公式为
式中，F为流域面积（km2）。
当流量单位由米3化为升时，应乘以1000。
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。
4.径流深度y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
由于W和F都须要化为毫米，所以上式可写为
径流模数M与径流深度y之间，有以下关系已知W=QT
可得
这个水量是以一年计算的，即
T=31.5×106（s）
所以y与M的关系可以表示为
如果把T作为以百万计的秒数，则
5.径流变率（模比系数K）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，称为径流变率或模比系数
6.径流系数α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α值大，降水量大部分消耗于蒸发和下渗，则α值小。
（三）正常径流量
河流的年正常径流量是指多年径流量的算术平均值，即一年中流过河流某一断面的平均水量。
它是一个比较稳定的数值，也是一个重要的特征值。
只有河流的径流年际变化比较小，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。
算术平均值能够比较简单地概括一系列观测数据。
假定某个水文要素的观测共有n项，各项的数值分别为x1、x2、x3……xn，则其算术平均值为
足，必须考虑系列的离散程度。
例如有下面两个系列
第一系列：
51015； 第二系列：
11019
间，后者却变化于1—19之间。
研究任何系列的离散程度，必须以均值为中心来考察。
系列中某一个值
称为离均差或简称离差。
各离差平均值等于零。
显然，用离差平均值来说明系列的离散程度是无效的。
因此必须采用离差值的平方的平均数，然后开方，作为鉴定系列离散程度的参数，这个参数称为均方差σ。
按此式计算上述两系列的均方差，则得到σ=4.08，σ=7.35第一系列的均方差小于第二系列，说明第一系列数值集中，变化较小。
但是，均方差也有明显的局限性，它并不适合于比较两个具有不同均值的系列，例如，
第一系列：
51015；第二系列：
99510001005
这两个系列的均方差相同，说明两个系列的绝对离散程度是一样的，但因其均值分别为10和1000，第一系列中最大最小值与均值之比为1/2，第二系列却是1/200。
为了克服这种缺点，数理统计中用均方差与均值之比作为衡量相对离散程度的参数，这就是离差系数Cv。
按此式计算，上述两系列的离差系数分别为
这说明第二系列的变化程度远较第一系列小。
Cv值反映各年中具体水量的相对变动程度，在径流计算中很重要。
（四）径流的变化
1.年内变化随着气候条件的周期性变化，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特征，可以分为若干个水情特征时期，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。
我国绝大多数河流的高水位是夏季集中降雨造成的，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，我国南方河流因雨季早而持续时间长，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。
我国河流的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，退水比涨水慢，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。
我国河流的平水期大多数出现在秋季，时间不长。
2.年际变化径流量的年际变化往往是由降水量的年际变化引起的。
通常以径流的离差系数来表示年径流的变化程度。
我国中等河流的离差系数，长江以南一般在0.30以下，长江下游及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，与我国降水量变率的分布趋势基本一致。
（五）特征径流
1.洪水河流的水位达到某一高度，致使沿岸城市、村庄、建筑物、农田受到威胁的水位，称为洪水位。
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，以及支流排列方式，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。
这就表明洪水位的升降愈向上游愈急速。
洪水的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。
2.枯水一年内没有洪水时期的径流，称为枯水径流。
枯水期间，径流呈递减现象，久旱之后，可能出现一年中最小的流量。
枯水径流主要来源于流域的地下蓄水量。
流域的地质和水文地质条件，最大程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；粘土则相反。
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、森林以及水库的调节作用都能增加枯水径流。
我国大多数河流的枯水径流出现在10月至次年3—4月。
五、河流与地理环境的相互影响
河流是所在流域内自然地理总背景下的产物。
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，即在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，径流充沛而干燥地区河网稀疏径流贫乏，说明河流的地理分布受着气候的严格控制。
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。
除气候条件外，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、不可缺少的环节，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
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