[拼音]：Zhongguo de dibiaoshui

[外文]：su ce water of China

地表水亦称陆地水，包括河流、冰川、湖泊和沼泽4种水体。我国大小河流总长度约42万公里，流域面积在100平方公里以上的河流约5万多条，河川径流总量27115亿立方米。20世纪80年代我国冰川总面积5.65万平方公里，总储水量约为29640亿立方米，年融水量约达504.6亿立方米。这些冰川分布在许多江河源头，冰川融水为河流的重要补给来源，对西北干旱区河流水量补给影响尤大（见我国的冰川）。 我国湖泊面积在1平方公里以上的有2800余个（不包括时令湖），总面积约8万平方公里。其中面积在1000平方公里以上的有11个。我国湖泊分布很不均匀，以青藏高原和长江中下游平原最为集中，形成我国两大稠密湖区（见我国的湖泊）。此外，近40年来，兴建了许多人工湖泊，各种类型的水库达8.6万多座。我国沼泽分布很广，仅泥炭沼泽和潜育沼泽两类面积即达11万余平方公里，三江平原和若尔盖高原（见若尔盖沼泽）是我国沼泽最集中的两个区域（见我国的沼泽）。以下仅就地表水中的河流情况进行阐述。

我国河流一部分为注入海洋的外流流域；另一部分为流入封闭的湖沼或消失于沙漠，不与海洋沟通的内流流域。划分我国内外流域的主要分水界为北起大兴安岭西麓，经内蒙古高原南缘、阴山、贺兰山、祁连山、日月山、巴颜喀拉山、念青唐古拉山和冈底斯山，向西直抵国界。这一分界线大致与400毫米年降水量等值线或50毫米年径流深度等值线相当。此线以东，除小面积的内陆区外，全属外流流域。此线以西地区中，除额尔齐斯河外，全属内流流域。

在我国外流流域中，太平洋流域面积约占全国总面积的56.7％。分布于青藏高原东部及其以东的广大地区。我国主要的大河，如黑龙江、海河、黄河、淮河、长江、珠江等均属这一流域，它们分别注入鄂霍次克海、渤海，黄海、东海和南海。印度洋流域的面积居第2位，约占全国总面积的6.5％。 分布于青藏高原东南部、南部和西南一角。属于这一流域的河流主要有怒江、雅鲁藏布江和印度河等。这些河流的下游已出国境，流经南亚各国并分别注入安达曼海、孟加拉湾和阿拉伯海。北冰洋流域面积只占全国总面积的0.5％， 偏处于我国西北一隅。属于这一流域的只有额尔齐斯河，为鄂毕河源流之一，流经俄罗斯而注入喀拉海。（见彩图）

我国水系的分布很不均匀，东部季风区，河流多而长，常形成庞大水系，河网密度一般都超过0.3公里/平方公里。其中河网密度较大的为长江三角洲（达6.4～6.7公里／平方公里）。杭嘉湖平原甚至达12.7公里／平方公里。我国西北地区和藏北高原（羌塘高原）内流流域内，河流少而小，且多单独流入盆地，缺乏统一的大水系。河网密度一般均在0.1公里／平方公里以下，在降水和径流都较丰富的阿尔泰山、天山、帕米尔高原一带河网密度方超过0.5公里／平方公里。

我国外流水系的干流大都发源于3大地带:青藏高原的东、南边缘；大兴安岭—冀晋山地—豫西山地—云贵高原连线地区；长白山地—山东丘陵—东南沿海山地连线地区。 发源于第1地带的河流均为源远流长的巨大江河，如长江、黄河、澜沧江、怒江、雅鲁藏布江等，不仅为我国的巨川，亦为世界著名河流。发源于第2地带的河流主要有黑龙江、辽河、海河、、淮河、西江（见珠江）等，除黑龙江外，就长度和水量而言，都不及发源于第1地带的河流。发源于第3地带的河流主要有图们江、鸭绿江、沂河、沭河、钱塘江、闽江、韩江等。这些河流的长度和流域面积都远较上两地带的河流为小，然而水量都较丰富。

我国内流水系均发育于封闭盆地内，大致可分为内蒙古、甘新、柴达木、藏北等4地区。 其中甘新地区的塔里木河、伊犁河、黑河、 石羊河等较其他3地区的河流为长。

我国河流补给分为3种:即雨水补给、融水补给（包括季节积雪融水、冰川融水、消冰水）和地下水补给。前二者又合称地表水源，后者称地下水源。几乎所有的我国河流都获得两种或两种以上的补给，而且补给的种类一般是由南而北、由东而西增加。秦岭淮河以南、青藏高原以东地区，只有雨水和地下水两种补给，且以雨水补给为主，一般都占年径流量的60～70％，浙闽沿海和四川盆地甚至高达80～90％。秦岭淮河以北的河流，亦以雨水补给为主，地下水补给为次，但除这两种补给外，东北地区的河流还有季节积雪融水补给。融水补给约占年径流的10～15％。华北地区季节积雪融水对河流的补给甚微，融水主要由河冰融化所形成的消冰水。西北地区和青藏高原山地河流，除雨水、地下水、季节积雪融水补给外，还有高山冰川融水补给。融水补给占年径流的比重各地不一，总趋势是自四周向内陆随气候干燥度增加而增大。如祁连山北坡东段的石羊河水系，融水补给不及年径流的5％，而西段的疏勒河水系则可达35％左右。天山、昆仑山、喀喇昆仑山的河流，融水补给达年径流的40～50％，甚至有高达60～70％。青藏高原的河流融水补给亦占有相当比重，如珠穆朗玛峰北坡的绒布寺河融水补给亦占年径流的66％。

我国河流以雨水补给为主的时期由南而北逐渐缩短。与此相反，靠地下水补给为主的时期则由南而北逐渐增长。一般在地下水补给为主的时期，水位和流量稳定;在地表水源补给为主的时期，水位和流量变化急剧，洪水均出现于这一时期内。根据地表水源的不同，可将我国河流分为3大类。

（1）雨水补给类。此类河流分布于秦岭淮河以南、青藏高原以东的地区。径流的年内变化主要随降雨情况而定，汛期集中在雨季，流量涨落迅速，常形成峰高量大的洪水过程。由于河流分布在季风控制范围内，季风的进退为河流流量变化的主导因素，随夏季风向西向北推进，河流汛期亦向同一方向延后。其中以湘赣洞庭湖水系(澧水除外)、鄱阳湖水系的汛期最早，始现于3、4月份，以春汛为主，夏汛次之。由此向北到江淮地区，向西到湘西、黔东一带，汛期约推迟1个月，且以夏汛为主，春汛次之。至四川盆地，则以夏汛为主。及至秦岭、大巴山地区，则为夏秋汛，县以秋汛为主。我国东南沿海地区，除春夏汛外，秋季还有台风汛。海南岛以秋汛为主。台湾省东北部四季都可出现洪峰。滇西和藏南地区汛期来临较晚，6月中下旬西南季风暴发，雨季突然来临，河水猛涨，汛期主要出现在夏秋季，以夏汛为主。

（2）雨水融水补给类。这类河流分布在秦岭淮河以北的地区，仍以雨水补给为主，兼有季节积雪融水补给，河流每年发生两次汛水，春汛一般由融水形成（南部兼有部分雨水），峰低、历时短。夏汛（或夏秋汛）由雨水形成，峰高而历时长，流量变化急剧。东北地区春汛较明显，华北地区则不太明显，在春夏汛之间往往出现枯水段。东北北部春夏汛往往相连。

（3）融水雨水补给类。主要分布在西北高山地区和青藏高原，以高山冰川融水和季节积雪融水补给为主，雨水补给次之。汛期内洪水过程变化缓慢，洪峰不高。在以季节积雪融水补给为主的阿尔泰山区的河流，以春汛为主，夏汛次之。而以高山冰川融水补给为主的天山、昆仑山、祁连山的河流，则以夏汛为主。青藏高原的河流，除夏汛外，还有秋汛。

我国各地区地表径流（以年径流等深度表示）由东南向西北递减。东南部的雁荡山、戴云山等山地的径流深度可达1200～1400毫米，台湾省的中央山地更高达2000～4000毫米；而西北的塔里木盆地、 准噶尔盆地边缘径流深度只有5～10毫米，盆地中心甚至无径流产生，形成大片无流区。

在我国年径流深度分布图上有几条很有意义的等值线（以下简称等流线），其中以50％毫米等流线最为重要，它大致自大兴安岭西麓经松辽平原东侧、内蒙古高原南缘、鄂尔多斯高原东缘、藏北高原而止于 南部，由东北至西南斜贯全国。此线在东部大致与400毫米，在西部则与 200毫米年降水量等值线(以下简称等雨线)相接近，并将我国分为东西两部分。东部地表径流丰富;西部地表径流很少。

东部地区 200毫米等流线大致相当于秦岭—淮河线，将我国湿润部分划为南方和北方两区。南方径流甚为丰富，除个别盆地外，地表径流深度均达200毫米以上。反之，北方地表径流很少，除少数山地外，地表径流深度都不足200毫米。

在南方地区，东起杭州湾南部，经会稽山、黄山、武夷山以西、 南岭至十万大山的900毫米等流线亦具特殊意义，它划出了我国径流最丰富的东南地区。

50毫米等流线以西主要为我国干旱和半干旱地区，地表径流很少；10毫米等流线又在这一地区内划出了半干旱和干旱地区。半干旱地区内尚可以产生径流，而干旱地区（山地除外）径流极少甚至无径流产生，形成大片无流区。

根据上述几条重要的等流线（即900、200、50、10毫米）可将我国划分为5个径流带： 即丰水带、多水带、平水带、少水带和缺水带。这些径流带与我国各自然地带亦大致相符。

我国多年平均降水量为61889亿立方米，折合平均降水深度为648毫米； 多年平均河川径流量为27115亿立方米，折合平均径流深度为284毫米；多年平均总蒸发量为34774亿立方米，折合平均蒸发深度为364毫米；平均径流系数为44％。这表明我国径流量尚不及降水量的一半，大部分降水通过蒸发又重新返回大气。

我国主要大河流域水量平衡各要素间的关系各不相同（表2）。淮河以南各河径流系数均在50％以上，亦即一半以上的降水都形成了径流。淮河及其以北各河径流系数都在30％以下，亦即绝大部分的降水都消耗于蒸发。

我国河流年均水温的地区分布形势大体与气温一致。青藏高原和高纬地区水温较低，一般为2～4℃，全国最暖的华南地区，河流年均水温都超过20℃。我国绝大部分地区河流年均水温略高于当地年均气温，差值一般仅1～2℃。但当高山冰雪融水在河流补给中占主要地位的地区则相反，年均水温低于气温1～2℃。

我国河流水温的年内变化过程，大部分地区均为在春、夏增温阶段，水温低于当地气温；秋、冬降温阶段，水温高于当地气温。我国河流水温年变幅一般都较大，年变幅较大地区在华北平原，如子牙河献县站1月和7月平均水温相差在27℃以上。东南沿海各河水温年变幅较小，但仍达15～16℃。青藏高原水温年变幅更小，为5～10℃。年变幅小的地区是云贵高原，有些河段1月和7月平均水温相差甚至不及2℃。

我国境内3/4以上地区的河流，每年冬季都出现程度不同的冰情。我国河流封冻最早地区为大兴安岭北部、阿尔泰山地、 祁连山地西南部及藏北高原。前3地区11月上旬封冻，藏北高原则更早。此后，随时间推移，封冻范围逐渐向南扩大，淮河流域和雅鲁藏布江东部的支流直至1月上旬方封冻。 解冻最早地区亦即封冻最晚地区，淮河流域和雅鲁藏布江流域为1月下旬， 此后向北推移，逐渐扩展到封冻最早地区，其中阿尔泰山地4 月下旬解冻，大兴安岭、祁连山和藏北高原则迟至5月上旬。

封冻和解冻日期之间的日数即为封冻期。我国东部，大兴安岭北部河流的封冻期超过180天；由此向南，松花江流域为130～150天；辽河流域100～130天；滦河、永定河流域70～130天;海河其他水系40～80天；淮河流域10～40天。我国西部，阿尔泰山地河流封冻期在160天以上；到天山、祁连山北麓已减至90天以下，与东部同纬度地区相比，封冻期短得多。这是由于山坡、山麓的水力条件和地下水补给综合影响的结果。塔里木盆地封冻日数较短，不足70天；柴达木盆地为70～120天。藏北高原封冻期达180天之久，而藏南河流则在寒冷年份才封冻。

我国河流封冻地区的范围，逐年随冬季寒潮强度不同而异。据20世纪50年代以来的记录，1956、1957年，淮河流域的河流全部封冻；汉江、巢湖、洞庭湖水系的局部河段也出现封冻；但1954年，淮河流域的河流几乎全不封冻，河流封冻地区较大摆动的范围可以达到纬度5度之多。但在东经110°以西地区，封冻区范围大幅度摆动的现象并不存在。

我国河流冰盖的平均较大厚度，东部地区：大兴安岭北部可达1.5米;往南为1.25米；松花江流域为0.75～1.00米；辽河流域0.50～0.75米；海、滦河流域大多为0.25～0.50米。西部地区：以祁连山地西南部最厚，在1.25米以上;阿尔泰山地区超过1.00米;天山山地在0.75米以上;塔里木盆地小于0.50米;河西走廊为0.50～0.75米。

我国许多河流以多沙著称。外流河流每年携带的悬移质泥沙即达33亿吨，其中大部分输入海中，小部分沉积在下游河道和湖泊内。大量泥沙沉积使某些河流，如辽河、海河、黄河及长江三角洲迅速伸展，有的河流（黄河最为突出）其下游发育成“地上河”。

我国河流的含沙量各地很不相同，以流经第四纪黄土大面积分布地区的河流含沙量较大。如黄河(陕县站)多年平均含沙量为36.9千克／立方米，永定河（官厅站）在修建水库以前为60.8千克/立方米，水库修建后为49.2千克／立方米，辽河（铁岭站）和滦河（滦县站）亦分别为3.60千克／立方米和4.73千克/立方米（表3）。其次是流经较易侵蚀的云南高原的红色岩系和四川盆地的松散的紫色岩系的河流，如元江（曼耗站）的含沙量亦可达3.55千克／立方米，嘉陵江(北碚站)为2.31千克/立方米。含沙量小的是黑龙江流域各河和东南沿海河流，如松花江（佳木斯站）只0.16千克／立方米，闽江（竹岐站）更小，只0.14千克／立方米。流经石灰岩地区的河流含沙量也很小，如西江（梧州站）只0.34千克／立方米。

我国西北干旱地区以阿尔泰山区的河流含沙量为小，一般在0.1千克／立方米以下，天山南坡和昆仑山北坡的河流含沙量较大，如叶尔羌河（喀群站）为4.44千克／立方米，格尔木河（格尔木站）亦达3.27千克／立方米。发源于中山和暴雨形成的临时性水流含沙量特别高，甚至形成泥石流。

黄河是我国输沙量较大的河流，年总输沙量达16亿吨（陕县站），几乎占外流地区输沙量的48％。长江的含沙量就全国而论不高，但因长江年总径流量很大，因而其年总输沙量达5亿吨以上(宜昌站)，仅次于黄河，而居全国第2位；海河（以永定河为代表，为0.8亿吨）为第3位；珠江（以西江为代表）是含沙量较小的河流，但它的年输沙量（0.7亿吨）却占全国第4位。外流地区以东南沿海丘陵山地区的河流（如闽江将近0.08亿吨）和黑龙江流域河流的输沙量(如松花江为 0.1亿吨)为小。雅鲁藏布江的输沙量也比较小（将近0.2亿吨）。

我国西北干旱地区的河流，因集水面积小。年径流总量也不大，即使含沙量较大的河流，年总输沙量不大。如叶尔羌河（喀群站）不过0.3亿吨。

我国河水的矿化度和硬度分布从东南沿海湿润地区到西北内陆干旱地区逐渐增加。随矿化度的变化，河水化学组成亦发生相应变化。

我国大致在沿淮河、秦岭往西经武都、阿坝、索县到黑河连线以南的广大地区， 河水矿化度较小， 约为200～300毫克／升以下，硬度约为3毫克当量／升以下，水化学组成变化不大，多为重碳酸盐水。其中东南沿海地区的矿化度多在50毫克／升以下，硬度小于0.5毫克当量／升。由此向北向西随降水减少，矿化度和硬度均渐增（局部地区除外）。前者由50～100毫克／升，依次增至100～200，200～300毫克／升;后者由0.5毫克当量/升依次增至0.5～1、1～2、2～3毫克当量／升。有些地区由于岩性影响，矿化度较其周围地区为高。如云贵高原石灰岩地区，矿化度达300～500毫克／升，局部地区甚至高达500～1000毫克／升， 硬度亦上升至3～6毫克当量／升， 成为淮河、 秦岭以南矿化度和硬度较高地区。河水化学组成亦由东南沿海的重碳酸盐钠质水向西向北转变为重碳酸盐钙质水。云贵高原还可能有少量硫酸钙、硫酸钠，甚至氯化钙、氯化钠出现。

淮河、秦岭以北地区，河水矿化度和硬度一般都较其以南为高，前者约在200～300毫克／升以上，后者多超过3～6毫克当量／升（局部地区除外）。化学组成的变化也较大，除重碳酸盐水外，还有硫酸盐水和氯化物水。

华北地区河水化学性质的水平和垂直地带性规律都较显著，降水较少的平原地区，矿化度多在400～500毫克／升，硬度多为3～6毫克当量／升。周围山地降水较多，矿化度较低，为200～300毫克／升，硬度为2～3毫克当量／升。水化学组成亦由周围山地向平原依次变化为重碳酸盐钙质水及含有少量硫酸盐和氯化物的重碳酸盐钙质水。

由华北向东北河水矿化度和硬度也减小。大部分山地矿化度不到100毫克/升，硬度为0.5～1.0毫克当量/升，为重碳酸盐钙质水。 松辽平原矿化度增至 300～400毫克／升，硬度增至2～3毫克当量／升，主要为重碳酸盐钙质水。

黄土高原南部河水矿化度为300～400毫克／升，西北部上升到500～1000毫克／升， 硬度亦由2～3毫克当量／升，上升到3～6毫克当量／升，主要为重碳酸盐钙质水和重碳酸盐、碳酸钠钙质水。西部受含盐地层影响的河流，矿化度常可达数千毫克／升，如祖厉河郭城驿站矿化度高达7263毫克／升，硬度高达54毫克当量／升，两者均为全国较高。多为硫酸盐钠质水和氯化物钠质水。

西北地区河流水化学的垂直地带性非常明显，4000米以上的高山地区矿化度在200毫克／升以下， 硬度为1～2毫克当量／升，属重碳酸盐钙质水及重碳酸盐、碳酸钠钙质水。随高度下降，气候变干，矿化度逐渐增高至300～500甚至1000毫克／升，硬度亦增至6～9毫克当量／升，水化学组成亦变为硫酸盐钠质水，至下游进入干旱荒漠地区，矿化度上升到数千毫克／升，硬度增到9毫克当量／升以上，属氯化物钠质水。

我国河流总离子径流量为42445万吨，相当于每平方公里每年有44.2吨盐类随水流失。我国内流流域与外流流域离子径流量相差悬殊，外流区占全国总面积的64％，离子径流量达37.782万吨，占全国总量的89％，平均化学剥蚀力高达21.8微米／年。内流流域占全国总面积的36％，但其离子径流量只有4663万吨，仅占全国的11％，平均化学剥蚀力为2微米／年。

我国外流流域径流深度大，淋溶作用强，离子径流模数大，平均为61.7吨／平方公里·年；内流流域径流深度小，淋溶作用较弱，离子径流模数较小，平均只有12.8吨／平方公里·年。

离子径流模数取决于径流深度和矿化度，由于各地区径流深度和矿化度的组合不同，离子径流模数也具有明显地区性差异。

参考文章

我国的地表水（su cewater of China)我国地理

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