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。
坡麵漫流作為地表徑流向河槽匯集的中間環節，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，衝刷力也相應地向坡底增強。片流並不多見。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麵漫流帶人河槽。
河槽集流階段
坡麵漫流的水進人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，小部分滲入河穀堆積物補給地下水。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將繼續很長時間。這個階段包括雨水由坡麵進人河網，最後流出出口斷麵的整個過程，是徑流形成的最終環節。
徑流計量
綜述
在研究某時段內河流水量變化和比較各河流的徑流量時，都必須采用適當的量值來計算。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（模比係數k）、徑流係數（?）。
流量
單位時間內通過某水斷麵的水量，叫做流量（立方米/秒）。
?
式中，a為過水斷麵積，v為水流的平均流速。
徑流量
在一特定時段內流過河流測流斷麵的總水量，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麵的水量。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，才能夠精確地計算出河流的正常徑流量。
根據實測資料年限長短不同，可以分別采用下列方法推求河流的正常徑流量：
1具有30~40年或更長連續觀測係列的，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係的變量（如降水量），建立相關關係，延長係列；
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、單位麵積上產出的水量，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係為：
式中：f為流域麵積。
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係的徑流的特征。通常用徑流模數來比較不同流域的單位麵積產水量。
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。流域麵積除該流域一年的徑流總量，即得到徑流深度：
選取極差標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）有以下關係：
徑流變率（模比係數）
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係數：
徑流係數
一定時期的徑流深度y與同期降水量x之比，稱為徑流係數：
徑流係數常用百分數表示。降水量大部分形成徑流則?值大，降水量大部分消耗於蒸發和下滲，則值小。
徑流變化
年內變化
隨著氣候的周期性變化，一年中河流補給狀況、水位、流量等也相應發生變化。根據一年內河流水情的變化，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。
河流處於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。
枯水期是河流處於低水位的時期。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。
平水期是河流處於中常水位的時期。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，水位處於中常狀況。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。通常以徑流的離差係數來表示年徑流的變化程度。中國中等河流的離差係數，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。這種大致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致。
特征徑流
洪水
河流水位達到某一高度，致使沿岸城市、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。流域內的降水分布、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麵徑流直接形成的。由於洪水形成條件不同，洪水過程線也有單峰、雙峰、肥瘦等差別。
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
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。
坡麵漫流作為地表徑流向河槽匯集的中間環節，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，衝刷力也相應地向坡底增強。片流並不多見。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麵漫流帶人河槽。
河槽集流階段
坡麵漫流的水進人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，小部分滲入河穀堆積物補給地下水。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將繼續很長時間。這個階段包括雨水由坡麵進人河網，最後流出出口斷麵的整個過程，是徑流形成的最終環節。
徑流計量
綜述
在研究某時段內河流水量變化和比較各河流的徑流量時，都必須采用適當的量值來計算。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（模比係數k）、徑流係數（?）。
流量
單位時間內通過某水斷麵的水量，叫做流量（立方米/秒）。
?
式中，a為過水斷麵積，v為水流的平均流速。
徑流量
在一特定時段內流過河流測流斷麵的總水量，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麵的水量。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，才能夠精確地計算出河流的正常徑流量。
根據實測資料年限長短不同，可以分別采用下列方法推求河流的正常徑流量：
1具有30~40年或更長連續觀測係列的，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係的變量（如降水量），建立相關關係，延長係列；
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、單位麵積上產出的水量，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係為：
式中：f為流域麵積。
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係的徑流的特征。通常用徑流模數來比較不同流域的單位麵積產水量。
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。流域麵積除該流域一年的徑流總量，即得到徑流深度：
選取極差標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）有以下關係：
徑流變率（模比係數）
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係數：
徑流係數
一定時期的徑流深度y與同期降水量x之比，稱為徑流係數：
徑流係數常用百分數表示。降水量大部分形成徑流則?值大，降水量大部分消耗於蒸發和下滲，則值小。
徑流變化
年內變化
隨著氣候的周期性變化，一年中河流補給狀況、水位、流量等也相應發生變化。根據一年內河流水情的變化，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。
河流處於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。
枯水期是河流處於低水位的時期。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。
平水期是河流處於中常水位的時期。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，水位處於中常狀況。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。通常以徑流的離差係數來表示年徑流的變化程度。中國中等河流的離差係數，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。這種大致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致。
特征徑流
洪水
河流水位達到某一高度，致使沿岸城市、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。流域內的降水分布、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麵徑流直接形成的。由於洪水形成條件不同，洪水過程線也有單峰、雙峰、肥瘦等差別。
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