中国地表径流及径流地带.docx
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中国地表径流及径流地带
中国地表径流及径流地带
中国地表径流分布很不均匀，由于气候、地址、地形、土壤、植被等自然条件及人类活动的影响，。
在本文中主要介绍中国地表径流的空间分布、时程分布以及中国地表径流形成的影响因素。
一、中国地表径流的空间分布
这一部分我们将从中国的流域水系、年径流量、径流模数和年径流深四个角度进行分析说明。
（一）中国的流域与水系
1、流域概况
我国河流可划分为外流流域与内流流域两大部分。
外流流域包括太平洋流域、印度洋流域和北冰洋流域，分布在我国东部、南部和新疆西北部一角，总面积达61,213百平方公里，占我国领土总面积的63.8%。
内流流域处于欧亚大陆内流流域的东部，分布在我国西部的蒙新干旱地区和青藏大高原内部，面积达34,787百平方公里，占我国领土总面积的36.2%。
（具体见表1）
流域
流域面积
（百平方公里）
占全国总面积
的百分数（%）
外流流域
太平洋
鄂霍次克海
日本海
黄海、渤海
东海
南海
直接注入太平洋
8,612
327
16,692
20,443
8,274
111
9.0
0.4
17.4
21.3
8.6
0.1
小计
54,459
56.8
印度洋
安达曼海、孟加拉湾
阿拉伯海
5,582
663
5.8
0.7
小计
6,245
6.5
北冰洋
喀拉海
509
0.5
合计
61,213
63.8
内流流域
内蒙内流区
西北内流区
西藏内流区
松嫩内流区
3,273
23,741
7,289
482
3.4
24.7
7.6
0.5
合计
34,787
36.2
总计
96,000
100
表1中国内外流域面积
我国内、外流域的主要分界线，北起中、苏国界大兴安岭西麓，大致沿东北—西南向南下，经内蒙古高原南缘、阴山山脉、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，止于我国西端国境，大致与400mm等降水量线重合。
分水线以东，除鄂尔多斯高原和松嫩平原有面积不大的内流区，其余均为外流区；以西除新疆西北角的额尔齐斯河流域为外流区，其余全属内流流域。
●外流域中的内流区
a.鄂尔多斯高原
之所以在这里出现内流区，是因为：
首先，这里属于温带大陆性气候，降水较少且时空分布极为不均，日照强烈，蒸发量大（如图）；其次，由于该地的构造基底属于鄂尔多斯盆地，所以本来径流量不大的河流最终汇入内陆湖盆；再者，由于该地区沿河农业的灌溉用水，更加减少了地表径流量，致使河流在中途断流，形成内流区。
b.松嫩平原北部
该地区成为内流区主要原因是地壳运动和河道变迁。
早在几十万年前，松嫩平原就发展形成一个大型凹陷盆地，平原东、北、西面山地的各条河流相继延伸到平原内，后来，平原产生差异性沉降，河水漫溢消失在地势低洼的平原内。
因地下水排泄和循环慢，地表径流也缓慢，蒸发较弱，地表季节性或常年积水，平原内最终形成一大片封闭的永久性淡水沼泽区（如图），也就是我们熟悉的扎龙湿地。
●内流域中的外流区
系指新疆西北角的额尔齐斯河流域（如图），额尔齐斯河发源于阿尔泰山南坡（大西洋西风气流的迎风坡），由于下面构造凹陷形成深大断裂，以及准噶尔盆地西、北部的破碎山口地形影响，河流发源后沿阿尔泰山南麓向西北流，最后流入鄂毕河注入喀拉海，形成了我国内流流域中的外流区。
2、水系特征
（1）水系的分布
我国水系的分布很不均匀，绝大多数河流分布在东南半壁的外流流域，而内流流域的河流很少，水系很不发育。
这种不均匀的分布现象，主要是由气候和地形条件决定的。
我国外流流域处于东亚季风区，年降水充沛，水源充足，而且地表起伏显著，极少有封闭地形，从而河流众多，并形成许多庞大水系，构成我国基本的河流网。
我国的内流流域，由于距海遥远，边缘又受山地和高原环绕，来自海洋的气团至此势力已弱，并受山地阻挡难以深入，降水极为稀少，而且地处中亚荒漠和半荒漠地带，蒸发极为旺盛，缺少地表径流，此外，内陆河流还有高山的冰雪融水补给（约占河流总补给量的10%），但流路都较短，出山后大多消失于沙漠之中，难以形成较大的水系，因而河流稀少，水网不发育。
从河流流向来看，我国外流河的流向，除东北和西南地区部分河流以外，受我国地形总趋势所控制，主要干流大都自西向东。
这种流向形式，在我国水文地理上有重要的意义。
由于我国的雨带往往近于东西向，且从南向北推移时降水渐减，雨带与大部分河流干流相平行，其结果不仅决定了我国河流径流量由南向北递减的基本趋势，而且当雨带移至或停滞于某一流域时，往往上、中、下游同时接受大量降水，使河流水量迅速增加，造成洪水过多现象。
雨带移过以后，全流域常常同时减少流量，从而使河川径流的年内分配比较集中。
（2）河网密度
我国河网密度的地区变化很大，差距悬殊。
一般来说，其分布的总趋势是由东南向西北逐渐减少，山区河流的河网密度都比较大。
具体情况如下表：
地区
河网密度（公里/平方公里）
外流流域
长江三角洲、珠江三角洲
1-2
淮河流域以南、云贵高原以东
0.5（山区>0.7）
云贵高原、四川盆地
<0.5（成都平原除外）
秦岭、淮河
以北
山西高原、渤海滨海低地、
三江低地
0.3-0.5
大小兴安岭山地、
长白山地、山东丘陵
0.2-0.3
东北平原、华北平原、黄土高原
0.1-0.2
嫩江下游地区
<0.05
内流流域
山区
0.1-0.5
西藏内流流域
东部
0.2-0.3
西部
0.1-0.2
内蒙古高原、塔里木盆地、
准噶尔盆地、柴达木盆地
<0.05
（二）中国的地表径流量
中国河流众多，流域面积在100km2以上的河流有5万多条，流域面积在1,000km2以上的河流有1,500多条。
外流流域面积约占全国陆地总面积的63.8%，内流流域约占36.2%。
全国多年平均年径流量为27,115×108m3,折合平均年径流深为284mm。
从河流的分布来看，长江、珠江、淮河、黄河、海河、辽河、松花江、雅鲁藏布江等8大江河多年平均径流量16,980×108m3，占全国年径流量的62.6%。
从地区分布看，西北内陆诸河多年平均年径流量占全国的4.3%。
东北的黑龙江与辽河流域占6.1%。
长江流域径流量为9,513×108m3，占全国年径流量的35.1%，居第一位；珠江流域年平均径流量为4,685×108m3，居第二位；雅鲁藏布江流域年径流量为1,654×108m3，居第三位。
全国冰川总面积约58,500km2，总储水量约51,000×108m3，冰川年融水径流量仅560×108m3，约占全国年径流总量的2%，占西部甘、新、青、藏四省区河川径流量的10.62%，是西部河流的补给来源之一。
具体分布情况如下表：
（三）中国径流模数
径流模数是单位流域面积上单位时间所产生的径流量。
单位立方米/秒*平方千米。
在所有计算径流的常用量中，径流模数消除了流域面积大小的影响，最能说明与自然地理条件相联系的径流特征。
通常用径流模数对不同流域的径流进行比较。
计算公式为：
M=Q×1000/F
式中，Q为流量（立方米/秒），可以是瞬时流量，也可以是某时段的平均流量；F为流域面积（平方公里）。
中国径流模数的分布，总的趋势是南部大于北部，山地多于平原，近海大于内陆，与降水量分布的趋势大体上一致。
南岭山地与东南沿海的多雨地区是中国地表径流最丰富的地方，径流模数大都在35秒公升/平方公里以上，其中桂林、清源-河源、龙泉-蒲城等三个雨量中新（雨量均在2,200毫米以上），径流模数达40或45秒公升/平方公里上下。
海南岛的东南部也大致如此。
台湾由于降水特别丰富，所以地表径流模数极大，平均估计为70秒公升/平方公里上下，是我国地表径流最多的地方。
浙闽海滨地带，特别是福建沿海的雨影区，由于雨量较少，地表径流也显著减少，径流模数只在30秒公升/平方公里上下。
江南丘陵地区径流模数大都在30-35秒公升/平方公里之间，长江中下游平原、四川盆地的周围和云青高原径流模数大致在10-20秒公升/平方公里之间。
其间山地如大别山、大巴山、川西山区，一般可达30秒公升/平方公里上下，其中峨眉山由于降雨特多，地表径流模数更高达40-45秒公升/平方公里上下，成为中国西部地表径流最丰富的地方。
在平原及盆地中部则径流模数较小，如四川盆地、汉中盆地、江汉平原等地便是如此。
云青高原和广西的西北部，一般在15-20秒公升/平方公里，其中云南的东部，甚至不到10秒公升/平方公里。
南盘江上游及滇池流域更少到7秒公升/平方公里以下，成为中国南部地表径流最贫乏的地区。
淮河、秦岭和白龙江在地表径流分布上是一个很有意义的界线，大致与径流模数10秒公升/平方公里的等值线相当。
自此以北，径流模数迅速减小，黄土高原南部只有2秒公升/平方公里，大部地区仅在1秒公升/平方公里上下。
黄淮平原为5秒公升/平方公里上下，淮河中下游严重内涝的低洼地区，径流模数甚至不到5秒公升/平方公里。
山东半岛和太行山区是秦岭淮河以北地表径流比较丰富的地区，迎风坡径流模数最多可达5-7秒公升/平方公里，山东半岛较高山岭甚至可达10秒公升/平方公里。
长白山地之地表径流最为丰富，一般地区径流模数为7-15秒公升/平方公里，鸭绿江上中游甚至可达15-20秒公升/平方公里，成为中国北部地表径流最多的地区。
小兴安岭的高山地带减少到12秒公升/平方公里上下。
大兴安岭的北部与南部差别很大，一般在7-2秒公升/平方公里之间。
东北平原与海河平原的地表径流极少，东北平原的北部甚至地表水完全消失。
河北平原上也由于人工筑堤的关系，地表径流也不能进入河川，河流经过这里，径流呈现向下递减的形势。
河流两侧大都为无流区，或有断头河存在。
中国西北的干燥地带除了山区径流较多以外，由于降水太少，气候干燥，终年全无表流，因之大部地方成了内流区域或无流区。
高山上的地表径流主要的来源是积雪，此外山地夏季降雨较多，也与径流有一定的关系，因此祁连山区、天山与昆仑山，便成为我国西北地区河流的发源地。
祁连山和天山号称“沙漠中的湿岛”，高山径流可达7或10秒公升/平方公里以上。
昆仑山及阿尔金山大部分属于干燥山区，所产径流较少。
阿尔泰山，地表径流也较丰富，多在7秒公升/平方公里以上，其高山地带更达10秒公升/平方公里，这是由于这里冬季积雪较多和春季多雨造成的。
中国西南部地表径流分布很悬殊。
如澜沧江、怒江流域受印度洋气流的影响很大，降水比较丰富，特别是高黎贡山以西和喜马拉雅山的南麓连接印度阿萨密多雨的地区，地表径流必然会显著的增高。
至于沿河而上，必然渐渐减少，到了4,000米以上的高原上，地表径流就更少了。
此外，这里东南部的纵谷区域，地表径流的垂直分布和背风面、迎风面的分布情况亦必有很大悬殊，高山之上地表径流较多，河谷地带则较少。
中国地表径流分布的情况与生态景观的关系也很密切，二者的对应关系如下表：
径流模数（秒公升/平方公里）
生态景观
0
荒漠半荒漠
<2
草原和森林草原
2-3
森林草原
>3
10左右
夏绿林
10-15
混交林
20左右
亚热带及热带常绿林
径流分布对土壤的形成也有一定的关系，二者的对应关系如下表：
径流模数（秒公升/平方公里）
土壤性状
<3
盐碱化
3-10
钙化
>20
酸性反应
地表径流对地形的剥蚀能力，虽不完全决定于径流模数的大小，但在我国的情况，则西北部的干旱地区，由于地表径流很少或全无表流，所以水的营力很小，由内营力形成的地形保存的较好。
北方的半干燥地带由于分布着大面积的黄土，径流虽少，但对黄土的侵蚀能力，亦很强烈。
至于径流模数大过3-6秒公升/平方公里的地区，由于地表流水较多，则主要的是水的营力了，因此地表径流的分布在中国地形的发育过程中，也存在着重要的作用。
地表径流的分布与人类活动的关系更为重要。
主要表现在农业灌溉上，虽然它还与供水季节有关，但在中国的情况下（降水季节与农业用水季节基本上一致），只要来水季节正常，地表径流在20秒公升/平方公里以上的地区，可说是水量特别丰富的地区，农业灌溉不患缺水;20-10秒公升/平方公里的地区，农业用水也比较丰富;10-7秒公升/平方公里的地区，是水量适度的地区;但到了5-2秒公升/平方公里的地区，则灌溉时患缺水，要求从径流丰富的地区引水;2-1秒公升/平方公里的地区，则水量严重不足，灌溉用水，必须加以控制与合理分配;至于0.5秒公升/平方公里以下，则人畜用水都感困难了。
（四）中国地表年径流深
径流深是指在某一时段内通过河流上指定断面的径流总量除以该断面以上的流域面积所得的值。
它相当于该时段内平均分布于该面积上的水深，如下式：
R=W/1000F
通常根据径流深的大小来衡量河川径流量。
我国年径流的地理分布虽然复杂，地区差别也相当明显，但年径流的形成主要受大气降水量的控制，所以年径流分布总趋势是：
南方高于北方，近海高于内陆，山地高于平原，迎风坡一侧高于背风坡一侧。
根据年降水量多少及径流深的
大小将我国划分为以下几个径流带：
1、丰水带年降水量＞1,600毫米，年径流深度＞900毫米，主要包括广东、福建、台湾大部，湖南、浙江、江西山地，西藏东南角，广西、云南南部。
2、多水带年降水量800～1,600毫米，年径流深度200～900毫米，主要包括秦岭—淮河一线以南，南岭以北，贵州、四川及云南大部。
3、过渡带400～800毫米，年径流深度50～200毫米，主要包括黄淮海平原，山西、陕西，东北大部、四川西北部、西藏东部。
4、少水带年降水量200～400毫米，年径流深度10～50毫米，包括东北西部、新疆西北部、内蒙古、甘肃、宁夏、青海大部、西藏西部。
5、缺水带（干涸带）年降水量<200毫米，，年径流深度<10毫米，包括南疆、河西走廊、准噶尔盆地、柴达木盆地西部、内蒙古西部，以及贺兰山以西沙漠区。
二、中国地表径流的时程分布
中国水资源在时间上的分配也极不均匀，主要集中在夏季，虽然这种雨热同期的情况对农业的发展十分有利，但是，我国大部分地区受季风控制，降水量的年际和年内变化都很大，而且越是缺水的地区变率就越大。
同样，河川径流在年际和年内均有较大的变率。
降水量和径流量的年际和年内的变率大，不仅给人们开发利用带来困难，而且也是水旱灾害频繁的根本原因。
1.年际变化
我国气候受季风影响，降水量年际变化大，水资源的时间分布亦极不均匀，时而为丰水年，时而为枯水年，经常发生旱、涝及连旱连涝灾害。
年降水量年际变化通常用Cv值来表示，Cv即变差系数，系数大表示变化大，反之则小。
在兰州秦岭一线以及长江中游以南地区，Cv值一般在0.25以下，其中西南诸河通常在0.20以下，是全国年降水量Cv值最小的地区。
淮河流域、黄河流域及华北地区，介于0.25～0.35之间。
东北的东部为0.20～0.25，西部0.25～0.30。
广大西北地区，大部分在0.40以上。
各地年降水量的年际变化的大小，还可用降水极值的对比Km值来加以说明。
各地历年最大年降水量与最小年降水量的比值Km值小，说明变化小。
西北地区的Km值最大，可超过8（山地除外）；华北为4～6；东北一般为3～4；南方较小，通常为2～3；西南＜2。
与年降水量相应的径流的年际变化情况，总的趋势两者基本一致，且由南向北逐渐增大。
但受到流域的径流补给来源以及下垫面等因素影响，径流量的年际变化与年降水量也有许多不同的地方。
如西北干旱区的一些河流，由于有高山冰雪融水的补给，有的河流补给比重还相当大，它与雨水补给部分起到相互补偿的作用，即某年天气炎热，降水少而融水多；反之降雨多时则融水少，因此，其年径流的Cv值就小，一般在0.20以下。
另外，以地下水补给为主的河流，年径流的Cv值也小。
中国年径流变差系数Cv的地区分布，在江淮丘陵和秦岭一线以南在0.5以下，两湖盆地以南一般在0.3～0.4之间；淮河流域在0.6～0.8之间；华北平原可超过1.0，个别河流达1.30以上，是我国年径流变差系数最大的地区；东北山地一般在0.5以下，而松辽平原、三江平原可达0.8以上；黄河流域一般在0.6以下；内陆河流域除山地在0.2～0.3外，几个大盆地为0.6～0.8；内蒙古高原的西部＞1.0，最大达到1.2。
同样，年径流极值变化幅度也比年降水量为大。
通常Cv值大的河流Km值也大，长江以南各河一般在5.0以下，北方河流可相差十几倍。
全国较大的Km值都发生在半干旱、半湿润地区。
如潮白河苏庄站为19.3，为全国之最。
径流的年际变化，除丰枯交替外，还出现了许多连丰或连枯的情况。
宁夏在1956～1979年的系列中就出现了1969～1976年连续8年偏枯或枯水年份，黄河的陕县站也出现过1922～1933年连续11年的枯水年份。
2.年内变化
虽然中国各地的年降水量和年径流量都集中在夏季，但各地的集中程度和情况也有很大的差异。
水资源的年内变化不仅对旱、涝灾害有着直接的影响，同时与水资源的利用也有密切的关系（如表2）
径流年内分配不均匀状况可用集中度Cn和集中期D表达，即径流量年内分配集中的程度和最多水出现的时间。
我国径流集中度分布的总趋势是自东而西、自南而北逐渐增高。
我国南方月径流集中度一般为40～50，北方为60～70，最高的地区为山东和辽东半岛，东北内流区和新疆的阿尔泰山、昆仑山区达70以上。
集中期南方出现在7月中旬。
表2中国河川径流年际与年内比较
三、中国地表径流形成的自然地理因素
在自然地理因素交互错综的影响下，地表径流的形成是一个复杂的过程。
这些影响中，气候条件起着主导的作用;其它因素—地质、地形、土壤、植被的作用较小，而且它们通常表现在对降水、蒸发、渗透过程的影响上。
自然条件为人类的经济活动所改变，也能使地表径流增加或减少。
1.中国气候对径流形成的影响。
在气候因素中最主要的是降水和蒸发，因为径流的基本来源是大气降水，去掉地面蒸发便是地表径流，因此，地表径流的形成在极大程度上决定于降水量与蒸发量（地面蒸发量与蒸发量有直接关系）。
中国降水量分布的整个趋势，是由东南沿海向西北内陆递减的。
但蒸发量的分布则由于中国南部空气的饱和程度较大，北部空气非常干燥的缘故，与降水的分布情况恰恰相反，总的趋势是由西北内陆向东南沿海递减。
华北平原降水不过的500毫来上下，蒙古高原大部地区降水不及200毫米，但蒸发量都在1,700-2,200毫米之间;黄土高原和松辽平原降水不过400-500毫米，淮河平原降水不过800毫米上下，但蒸发量可达1,200-1,500毫米;长江中下游及长白山区的降水和蒸发都在1，000毫米上下，南岭山地及东南沿海降水高达1,500-1,800毫米，但蒸发量大都不及1,000毫米，而在800-900毫米之间（沿海地区及各河谷地蒸发量在1,000毫米以上）;四川盆地及青州高原蒸发量减小到700-800毫来，降水量约为1,000毫米上下。
因此，我们如将中国的降水量与蒸发量从西北到东南作一个剖面，恰如拉丁字母的X字形。
基于这种情况，中国地表径流的分布趋势虽与降水量的分布大体一致，但在数量上的差别更加悬殊。
因此，中国北部的半干燥地带，地表径流很少，草原地带一般降水不能形成地表径流。
只有雨季的暴雨地表发生流水。
至于西北的荒漠半荒漠地带由于暴雨量也很少，则降水完全不能形成地表径流，而成为完全无表流的区域。
地表径流还与大地的冰冻有关，我国东北区的北部及西藏高原的海拔较高部分，有岛屿状的永久冻土层分布其间，冻土层能够割绝地表水的下渗，夏初以后地面长期湿润化，可使降水大部变作径流，也是增加地表径流的一个因素。
此外，冬季地面冻结很深的地方，到了春季也会使融雪的水量大部分变作地表径流。
同时由于冰冻也割绝了地下水分的蒸发作用，使地下水拥挤在下层，到了春暖季节，大地解冻，地下水便非常活跃。
我国北方河川春季的涨水，往往与此有关，不完全是融雪和消冰的缘故。
因此，大地冰冻现象的存在，也是增加地表径流的因素。
2.在地表径流形成过程中，地形条件也起着重要的作用。
因为山地不仅多雨，而且由于坡度陡斜的关系，径流集中较快，降水变作河川径流的比重较大，再加上岩石暴露，不易漏水，因此在山区往往比同降水量的平原地区有更多的地表径流量。
中国是多山的国家，山地占去了我国大部分面积，因此对河流径流量的影响是很大的。
从中国径流模数分布来看，差不多每一个较高的山区，都是一个多径流的中心。
最显著的如大别山区、大巴山区、秦岭山区、大瑶山区、幕阜山-九岭山区、小兴安岭区等地，都是如此。
但盆地中央及平原洼地则地表径流少的多。
如淮南山地此淮北平原的地表径流大数倍;最悬殊的是陕西渭河的两侧，南面的秦岭山区较之渭北平原和黄土高原的径流模数大10倍以上;辽河的流域面积，虽然大部分处在其西侧的平原地带，但径流的来源则多出自东部山地。
此外，山地的迎风侧由于降水较多，亦产生较多的径流量，如大兴安岭的东侧、六盘山东南侧、太行山的东侧及川西山地的东侧等地都是如此。
此种情况在江南丘陵虽不太明显，但区内较高的山岭也有此种作用，如福建的戴云山、广西的瑶山和十万大山、海南岛和台湾的中部山地，都有这种现象。
地形对径流的影响在西北干燥地区表现的更为明显，那里只有阿尔泰山、天山、昆仑山和祁连山是产生地表径流的地区，由于高山大都高出永久积雪线，有些高大山岭尚有现代冰川，但山的下部则很干燥，因此可按径流情况分为三种地带，上部为径流形成带，中部为径流运转带，山脚下为径流散失带。
只有径流形成带能产生径流，成为西北地区唯一的水源供给地。
组成地表岩石的性质，也对地表径流的形成发生一定的影响，如果地表是不透水的结晶岩石，裂隙少，节理不发育，则降水形成的径流要多。
如果是组织疏松、节理发育的岩石，则降水形成的径流要少些。
在中国的广大平原中，河流泛滥常将携带的固体径流沉积在两岸，形成自然堤。
许多地段又筑有人工堤防，堤外径流被堤防所隔艳，不能流入河中，便在堤外低洼处形成内涝，因之这些地区的径流，对河流的流量影响很小。
在北方的干燥和半干燥的平原地区，甚至河水补给地下水，河水流量是向下递减的。
但在淮河流域及其以南地区，由于降水较多，堤外的水可在洪峰退后，一部分通过地下水补给方式渗入河槽，以增加河川的径流量，长江中下游平原的情况也是如此。
湖泊、沼泽和洼地（季节性的沼泽）以及水道网渠化了的地方，由于水面占地面的此数增高，使地面的实际蒸发量增加，更能显著地减少地表径流，因为中国南部水面蒸发量可当陆面蒸发量的2倍，在北方可达数倍至十数倍。
由于许多水都被蒸发掉，所以地表径流便很少。
松嫩平原、三江平原、海河平原、黄淮平原以及长江中下游平原等地，特别是区内湖泊、沼泽和渠道网集中的区域，形成的地表径流都比其邻近地区少得多。
3.地表组成物质及土壤是气候因素与地表径流的媒介，在地表径流形成过程中也是重要因素。
地表覆盖物的性质及其厚度，对降水的渗漏有密切关系。
中国南部的山区，由于气候的关系，常有深厚的残积层存在，渗透力很强，水分渗入地下后，一部分被吸引到地下，一部分因蒸发而重新上升，因此足以减少地表径流量。
但在北方较高的山地，则往往童山秃秃，岩石裸露，缺乏残积层覆盖，因此降水急速下注，形成山洪，易于出现强大的径流。
我国北方的半干燥地带，分布有大约40万方公里的黄土区域，黄土土层比较深厚，虽缺乏团粒构造，但渗透力很强，再加上这个地区降雨较少，蒸发旺盛，所以黄土分布地区地表径流比其他降水量相同地区地表径流少得多（但由于黄土表层有机质极少，团粒构造极不发育，土壤的饱和含水量与持水能力很差，所以只有在雨季能形成较多的地表径流）。
同样在中国西北干燥地带的沙漠和沙丘分布地区，也能影响径流的减少，由于这里降水很少，渗入土中的水分大部分不能达到潜水面，因之一般的不能形成地表径流。
但在降水较多的风沙地带，如鄂尔多斯南部边缘，由于降水能迅
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