水平气压梯度力
气压分布不均产生气压梯度，使空气具有由高压区流向低压区的趋势。在讨论空气运动时，通常把存在水平气压梯度时单位质量空气所受的力，称为水平气压梯度力G。水平气压梯度力是使空气运动即形成风和决定风向、风速的主导因素。 
地转偏向力
由于地球转动而使在地球上的物体发生方向偏转的力，称为地转偏向力。A2vw sin ϕ地转偏向力的大小同风速和所在纬度的正弦成正比。在风速相同的情况下，则随纬度增高而增大。赤道上地转偏向力等于零；两极地转偏向力最大，等于2vw。
地转风
指自由大气中空气作等速、直线运动。地转风与水平气压场之间存在着一定的关系，即白贝罗风压定律：在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；在南半球则相反。
梯度风
自由大气中的空气作曲线运动时，作用于空气的气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力达到平衡时的风。梯度风仍然遵循白贝罗风压定律。
热成风
水平温度分布不均将导致气压梯度随高度发生变化，风也相应随高度发生变化。由水平温度梯度引起的上下层风向量差。热成风与等温线的关系同地转风与等压线的关系相似，即在北半球背热成风而立，高温在右，低温在左；南半球相反。
埃克曼螺线
把北半球摩擦层中不同高度上风的向量投影到同一水平面上，可得到一条风向风速随高度变化的螺旋曲线，称为埃克曼螺线。它表示北半球摩擦层中风随高度呈螺旋式旋转分布；随着高度的升高，风速逐渐增大，风向向右偏转，最终风向与等压线完全一致。
大气环流
指大范围内具有一定稳定性的各种气流运行的综合现象。垂直尺度有对流层、平流层、中间层或整个大气圈的大气环流；时间尺度有一至数日、月、年、半年、一年直至多年的平均大气环流。其主要表现形式包括全球行星风系、三圈环流、定常分布的平均槽脊和高空急流、西风带中的大型扰动、季风环流。大气环流构成全球大气运行的基本形势，是全球气候特征和大范围形势的主导因素与各种尺度天气系统活动的背景条件。
行星风系
不考虑海陆和地形的影响，地面盛行风的全球性型式称为行星风系。依据全球气压系统分布情况和风压关系，可以判断盛行风的情况。全球地面行星风系主要包括三个盛行风带：
1.信风带：由于南北纬30°~35°附近副热带高压和赤道低压之间存在的气压梯度，从副热带高压辐散的一部分气流便流向赤道，因受地转偏向力作用，在北半球形成东北风，南半球为东南风。其位置、范围和强度随副热带高压带作用规律的季节性变化。这种可以预期在一定季节海上盛行的风系，称为信风（贸易风）
2.西风带：南北纬35°~60°之间，因副热带高压与副极地低压之间存在气压梯度，从副热带高压辐散的气流 ，一部分流向高纬度，因受地转偏向力的作用，变成偏西方向即西风。西风带内，速度极快的气旋性风暴很是常见。
3.极地东风带：自极地高压向外辐散的气流，因地转偏向力的作用变成偏东风，故称极地东风带。纬度60°附近，是极地东风与中纬西风相互交接地带。两种气流性质差异很大，暖气流沿冷气流爬升，冷暖气流之间形成所谓极锋面，致使天气多变。 
三圈环流
假设地球不自转，且表面均匀，由于赤道和两极受热不均，赤道上空的空气流向极地，而低层气流自极地流向赤道，补偿赤道上空流出的空气。这样，在赤道和极地之间就会形成一个南北向的闭合环流。但地球不停自转，空气一旦开始运动，地转偏向力便随之发生作用。在地转偏向力作用下，南北半球分别形成三圈环流。
信风环流圈
又称Hadley环流圈，是一个直接的热力环流，约占30个纬度。暖空气在热带辐合带上升，到高空向高纬输送，受地转偏向力的作用，气流向东偏转，出现高空西风。空气在副热带纬度下沉分为两支，一支流向赤道，在低纬地区形成闭合环流，即信风环流圈。
中纬环流圈
又称Ferrel环流圈。中纬度约35°~65°地带，从高空到地面都盛行偏西风，但地面附近具有指向低纬的风速分量，上层具有指向高纬的风速分量，分别与副热带高压带下沉气流和副极地低压带上升气流相结合，因而构成一个环流圈。
极地环流圈
由副热带高压带流向极地的气流，在地转偏向力的作用下，在中纬度地区形成偏西风。当它到达极地低压带时，与极地高压吹来的偏东风在纬度60°附近相遇形成极锋。暖空气沿极锋向极地方向上滑，在地转偏向力作用下变成偏西气流，最后在极地冷却下沉，补偿极地地面流失的空气质量。于是，在纬度60°附近和极地之间构成一个闭合环流圈。
 
季风（Monsoon）
大陆和海洋之间的广大地区，以一年为周期、随着季节变化方向相反的风系，称为季风。季风是海陆间季风环流的简称，它是由大尺度的海洋和大陆间的热力性质差异形成的大范围热力环流。夏季由海洋吹向大陆的风为夏季风；冬季由大陆吹向海洋的风为冬季风。一般说来，夏季风由暖湿热带海洋气团构成；冬季风由干冷的极地大陆气团构成。海陆热力性质差异并非季风形成的唯一原因，其它因素如海陆分布的相对位置、形状和大小，行星风带的季节位移、南北半球相互作用和大地形，尤其是青藏高原的作用对亚洲季风的形成均起着关键性的作用。
局地环流
行星风系与季风都是大范围气压场控制下的大气环流。由局部环境如地形起伏、地表受热不均等引起的小范围气流，称为局地环流。包括海陆风、山谷风、焚风等地方性风。
海陆风
在沿海地区，白天风从海上吹向陆地；晚间风从陆地吹向海洋，以一日为周期，这就是海陆风环流。由海陆热力差异引起，但影响范围局限于沿海，风向转换以一天为周期。白天陆地增温比海面快，陆面气温高于海面，因而下层风由海面吹向陆地，上层则有反向气流。夜间陆地降温快，而海面降温缓慢，海面气温高于陆面，海岸和附近海面形成与白天相反的热力环流，气流由陆地吹向海面。
山谷风
当大范围水平气压场较弱时，山区白天地面风从谷地吹向山坡（谷风）晚间地面风从山坡吹向谷地（山风）以一日为周期，这就是山谷风环流。白天，山坡空气比同高度的自由大气增温强烈，暖空气沿坡上升，成为谷风。夜间山坡辐射冷却，降温迅速，而谷地中同高度空气冷却较慢，形成与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷，成为山风。
焚风
气流受山地阻挡被迫抬升，迎风坡空气上升冷却，起初按干绝热直减率降温（1℃/100m）当空气达到饱和状态时，水汽凝结，气温按湿绝热直减率降低（0.5~0.6℃/100m）大部分水分在迎风坡降落。气流越山后顺坡下沉，基本上按干绝热直减率增温，以致背风坡气温比迎风坡同高度气温高，从而形成相对干热的风，这就是焚风。焚风效应对植被类型与生态特征、成土过程和土壤类型都有一定影响。焚风在我国西南山地特别显著。
气团
是指在广大区域内水平方向上温度、湿度、铅直稳定度等物理属性较均匀的大块空气团。气团内部物理属性相近，其天气现象也大体一致，因此气团具有明显的天气意义。环流条件改变，气团将在大气环流牵引下离开源地。一旦移动到新的环境，就会改变原有属性，获得新属性，这种过程，称为气团变性。气团按热力性质分冷气团和暖气团。冷、暖气团是根据气团温度与所经下垫面的温度对比来定义的。一般而言，由低纬流向较高纬度的是暖气团；反之为冷气团。按气团源地的地理位置和下垫面性质分类则可分为冰洋大陆气团Ac）冰洋海洋气团Am）极地大陆气团Pc）极地海洋气团Pm）热带大陆气团Tc）热带海洋气团（Tm）赤道气团（E）华东、云南等地。夏季，Pc退居长城以北，Tm影响我国大部。这两种不同性质气团交绥，是形成夏季降水的主要原因。 
锋
温度或密度差异很大的两个气团相遇形成的狭窄过渡区域，称为锋。锋是占据三维空间的天气系统。两个气团的界面称为锋面，锋与地面的交线叫锋线。锋面两侧的空气温度、湿度、气压、风、云等气象要素有明显差异，锋面坡度越大天气变化越剧烈。锋面坡度倾向冷气团一侧，倾角随高度的增加逐渐变小。天气图上，锋附近等温线特别密集，这是确定锋线的重要标志。根据锋移动过程中冷暖气团的替代情况，可分为冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋四种类型。
1.冷锋:是冷气团主动向暖气团方向移动的锋；
2.暖锋:是暖气团主动向冷气团方向移动的锋；
3.准静止锋:是指很少移动或移动速度非常缓慢的锋；
4.锢囚锋:是指锋面相遇，
根据形成锋的气团源地类型，又可将锋分为冰洋锋、极锋、赤道锋三种类型。我国东部地区以极锋活动平均到达位置，作为划分季风影响范围的界限。
冰洋锋
指冰洋气团（北极气团或南极气团）与极地气团的分界面。北半球的北极锋和南半球的南极锋，统称为冰洋锋。
极锋
极地气团和热带气团之间的半永久性的锋。它并没有完全连续成带环绕半球。锋区内斜压性强，经向温度差大，是大气能量积蓄区。在适宜的天气形势下，常有气旋发生或发展于其上，常伴有暴雨、强风等严重天气，是中高纬最重要的锋系和主要大气系统之一。
极锋向上延伸的高度比副热带锋低，有时仅限于对流层中下层。在东亚，平均位置在北纬45-50度之间，但随着季节变化而南北位移的幅度很大。我国大部分地区都在它的活动范围之内。它的位置和我国雨带的活动关系密切，对我国天气影响很大。
赤道锋
又称热带锋或热带内锋，由赤道气团与热带海洋气团或变性极地气团交绥所构成。由于两种气团温度、湿度都很大，密度差异又较小，锋面坡度几乎垂直，同处于对流性不稳定状态，两股气流辐合上升，凝结高度仅有300～400米，形成丰沛降水。
影响我国的赤道锋约于7、8月间登陆，但很少能够越过长江，9月以后，赤道锋逐渐南移，10月停滞于南海，11月到达赤道以南。赤道锋对我国东南沿海的气候有较大影响，孕育在赤道锋上的台风常常给这里带来狂风暴雨。

气旋
是由锋面上或不同密度空气分界面上发生波动形成的，占有三度空间、中心气压比四周低的水平空气涡旋。气流运动由四周向中心旋转运动，旋转方向在北半球为逆时针，南半球为顺时针。根据气旋产生的地理位置，可分为温带气旋和热带气旋两种类型。温带气旋主要出现在东亚、北美、地中海等地区；热带气旋是形成于热带海洋上的一种具有暖心结构的气旋性涡旋。
反气旋
反气旋是占有三度空间的，中心气压比四周高的大型空气涡旋。气流运动由中心向四周旋转运动，旋转方向在北半球为顺时针，南半球为逆时针。根据温压结构，可分为冷性反气旋（冷高压）和暖性反气旋（暖高压）根据生成地区，可分为极地反气旋、温带反气旋、副热带反气旋等。
气候
指某一地区多年间大气的一般状态及变化特征。它既反映平均状况，也反映极端状况，是各种天气现象的多年综合。
天气：短时间内各气象要素综合的大气状况和变化，具有复杂多变的特点。
气候系统
20世纪70年代以来提出的新概念。现在一般把气候系统特性概括分为：热力学特性；运动学特性；含水性；静力学特性。气候系统各部分之间的相互作用除物理过程外，还有复杂的化学、生物过程，这些过程在不同时间和空间尺度上有着复杂的反馈机制，并构成了一个耦合的气候系统。一般来说，完整的气候系统由五部分组成：大气圈、海洋、冰雪圈、陆面（岩石圈）厄尔尼诺（EL Nino）与拉尼娜（La Nina）厄尔尼诺与拉尼娜及其伴随的气候异常是当前举世瞩目的一个问题。所谓厄尔尼诺是指赤道东太平洋海面水温异常增暖现象，是全球气候和海洋环境异常的一种信号。在有的年份，由于大气环流变异，亚热带环流周期性南移，东南信风减弱，引起赤道逆流南下，热带暖水淹没了较冷的秘鲁寒流，海温升高，上涌还水与沿岸冷水消失，导致海洋生物和寄食鸟类死亡、腐烂，并释放大量H2S进入大气，赤道东太平洋秘鲁流的这种变化，如果水温增加超过0.5℃，持续时间达6个月以上，称为厄尔尼诺。它的主要特征是，从南美洲的秘鲁和厄瓜多尔至赤道太平洋出现大范围的持续的海水温度升高，时间可达1~2年。无确定出现周期，一般为2~7年。因出现在圣诞节前后，故称“厄尔尼诺”,西班牙语意为“圣婴”拉尼娜现象在厄尔尼诺之后出现，也是来自海洋的作用，西太平洋海水温度上升，降雨量增多。拉尼娜，西班牙语意为“圣女”。
沃克环流
正常情况下，位于南太平洋副热带高压东侧的南美西海岸（90°W附近）强烈的下沉气流受冷海水影响降温后，随偏东信风西流，到达太平洋赤道附近（120°E）受热上升，转向成为高空西风，以补充东部冷海区的下沉气流。于是在赤道太平洋垂直剖面图上，就出现一种大气低层为偏东风，上层为偏西风的东西向闭合环流。
 
南方涛动（Southern Oseillation）
是指热带太平洋与热带印度洋之间气压变化呈反相关的振荡现象。与厄尔尼诺现象几乎同时发生。合称ENSO，是全球海气相互作用的强烈信号。在厄尔尼诺现象发生时，南方涛动指数（SOI）达到赤道最低值，也就是说印度尼西亚和西太平洋地区气压升高，东太平洋气压降低，赤道对流东移，由此带来了全球热带的气候异常和对中高纬度大气环流的气候的显著影响。

水循环（Hydrologic cycles）
地球上的水从来不是静止不动的，而是不断通过运动和相变从一个地圈转向另一个地圈，或从一种空间转向另一种空间。水循环是一个复杂的过程，但蒸发无疑是其初始的、最重要的环节。海陆表面的水分因太阳辐射而蒸发进入大气。在适宜条件下水汽凝结发生降水。其中大部分直接降落在海洋中，形成海洋水分与大气间的内循环，另外一部分水汽被输送到陆地上空以雨的形式降落到地面，出现三种情况：一是通过蒸发和蒸腾返回大气。二是渗入地下形成土壤水和潜水，形成地表径流最终注入海洋。后者即是水分的海陆循环，三是内流区径流不能注入海洋，水分通过河面和内陆尾闾湖面蒸发进入大气圈。各种形式的水循环以不同周期自然更新。水循环使各种自然地理过程得以延续，也使人类赖以生存的水资源不断得到更新从而永续利用。因此，无论对自然界还是对人类社会都具有非同寻常的意义。

水量平衡
是水循环的数量表示。据质量守恒定律，球或任一区域水量都应保持收支平衡。收入则高支出，低收入则低支出。降水量、蒸发量和径流量作为水循环的三个重要环节，同时也是水量平衡的三个重要因素。球水量平衡方程：Pc+P 0=E c+E 0 （Pc 为大陆降水量；P0为海洋降水量；Ec 为大陆蒸发量，E0为海洋蒸发量）。，方程式表示全球降水量=全球蒸发量。年大洋淡水平衡公式为P+R-E =0或P+R =E ，即大洋年降水量+入海径流量=大洋年蒸发量。
洋
洋的主体应该是指地球表面连续的广阔水体，远离大陆，面积广阔，深度大，较少受大陆影响，具有稳定的物理化学性质。盐度平均为35‰。水色高，透明度大。具有独立的洋流系统和潮汐系统。洋的沉淀物为钙质软泥、硅质软泥和红粘土。世界大洋分四部分（省略）
海
洋与陆地之间的水域称为海。大洋的边缘因接近或伸入陆地而或多或少与大洋主体分离的部分称为海。海从属于洋，或者说海是洋的组成部分。海的面积和深度都远小于洋。由于靠近大陆，有河流注入，海水的理化性质受陆地影响。基本上没有自己独立的洋流系统和潮汐，也不具有洋那样明显的垂直分层。依据海与大洋分离的情况和其他地理标志，可以把海分为内海（地中海）边缘海、外海和岛间海等。
内海
或称地中海，四周几乎完全被陆地包围，只有一个或多个海峡与洋或邻海相通。位于一个大陆内部或两个大陆之间。
边缘海
位于大陆边缘，以半岛或岛屿与大洋或邻海相分隔，但直接受外海洋流和潮汐的影响。
外海
虽位于大陆边缘，但与洋有广阔联系的海。
岛间海
大洋中由一系列岛屿所环绕形成的水域。 
海水盐度和氯度
海水盐度是指海水中全部溶解固体与海水重量之比，通常以每千克海水中所含的克数表示。每千克海水中所含氯的克数，海水的氯度。准海水的氯度为19.381‰。水盐度因海域所处位置不同和受降水、蒸发和入海径流的影响而有差异。它是研究海水物理、化学性质及其有关过程的一个重要指标。盐度=34.6+0.0175（E－P）P代表降水量，E表示蒸发量）海水运动使不同区域中海水主要化学成分含量的差别减小到最低程度，因而其含量具有相对稳定性。高纬地区，雨量特别充沛的赤道带和有巨大河流入海的沿岸区盐度较低，而副热带高压带盐度最高。
潮汐
由月球和太阳引力引起海面周期性的升降现象。海面升高，海水涌上海岸，叫涨潮。海面下降，海水从岸上后退，叫落潮。涨潮时海水最高处称为高潮，落潮时海水面最低处称为低潮。高潮与低潮的高差，即是潮差。潮差是以朔望月为周期变化的。潮差最大时，叫大潮，潮差最小时叫小潮。潮汐从低纬向高纬减小，两极地区不再有大潮和小潮的区别。根据潮汐的周期变化，可分为半日潮、混合潮和全日潮三种类型。
1.半日潮：一天有两次高潮和低潮，相邻两次高潮和低潮的潮位和涨、落潮的时间相差不多。
2.混合潮：一天虽有两次高潮和低潮，但潮位和涨、落潮时间有很大差别。
3.全日潮：大多数日期一天有一次高潮和低潮。
潮流
海水受月球和太阳引力而发生潮位升降的同时，发生海水周期性的水平流动。流也分为半日潮流、混合潮流和全日潮流三种类型。潮流在一个周期里出现两次最大速度和最小速度。地形愈狭窄，最大与最小流速差值愈大。

波浪
海洋中的波浪是指海水质点以其原有平衡位置为中心，在垂直方向上作周期性圆周运动的现象。波浪包括波峰、波谷、波长和波高四个要素。波浪按成因可分为风浪、海啸、潮波、气压波、船行波等；还可按波长和水深的相对关系分为深水波（短波）和浅水波（长波）按作用力情况可分为强制波和自由波。 
洋流
大范围的海水沿着一定方向有规律的水平流动，就是洋流（海流）洋流是海水的主要运动形式。风力是洋流的主要动力，地转偏向力、海陆分布和海底起伏等也有不同程度的影响。按照成因，可分为摩擦流、重力－气压梯度流和潮流三类。根据流动海水温度的高低，分暖流和寒流。暖流比流经海区的温度高，有增温增湿作用；寒流比流经海区温度低，有减温减湿作用。
水团
大洋中具有特别温度和盐度值的、性质相同的大团水体。水团的分类即以垂直方向上的密度平衡面和形成水团的源地为根据。
海洋资源
狭义：在海水中生存的生物，溶解于海水中的化学元素和淡水，海水中蕴藏的能量以及矿产资源。
广义：海洋资源除上述物质和能量外，还包括港湾，航线，水产养殖空间，海洋上的风，海底地热，海洋景观，海洋空间以及海洋的纳污能力等。
陆地水
是自然地理环境要素之一。陆地水的存在形式，运动和变化，作为活跃的外动力条件之一对地表形态的形成和改造，以及对气候、植被等其它自然要素的作用，尤其是作为不可缺少的资源对人类生活的重要影响，充分显示了它们在地球自然景观形成、发展和人类社会发展中的重要性。陆地水主要以河流、湖泊、沼泽、冰川和地下水等形式存在。 
河流与水系
降水或由地下水涌出地表的水，汇集在地面低洼处，在重力作用下经常的或周期地沿流水本身造成的洼地流动，这就是河流。其成因主要是地面水在本身重力作用下，不断侵蚀地面的结果。河流沿途接受不同级别的支流，形成复杂的干支流网络系统，这就是水系。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映。
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。水系形式也可以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：扇状水系、羽状水系、梳状水系和平行水系等等。此外还可根据水系流向的相互关系划分为向心水系、辐散水系等。
流域
每一条河和每一个水系都从一定的陆地面积上获得补给，这部分陆地面积就是河流和水系的流域，也就是河流和水系在地面的集水区。流域一般包括上游、中游、下游和河口等地理单元，涵盖淡水生态系统、陆地生态系统、海洋和海岸带生态系统。水是流域不同地理单元与生态系统之间联系的最重要纽带。流域特征包括：流域面积、河网密度、流域形状、流域高度、流域方向或干流方向。
1.流域面积：流域地面分水线和出口断面所包围的面积，在 水文上又称集水面积，单位是平方公里。这是河流的重要特征之一，其大小直接影响河流和水量大小及径流的形成过程。
2.河网密度：流域中干支流总长度和流域面积之比。单位是公里/平方公里。其大小说明水系发育的疏密程度。受到气候、植被、地貌特征、岩石土壤等因素的控制。
3.流域形状：对河流水量变化有明显影响。 
4.流域高度：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。流域方向或干流方向对冰雪消融时间有一定的影响。
流域方向或干流方向对冰雪消融时间有一定的影响。流域根据其中的河流最终是否入海可分为内流区(或内流流域)和外流区(外流流域)。
河流落差与河流的比降 
河源与河口的高度差，即是河流的总落差；而某一河段的高度差，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。河流的纵断面能很好地反映河流比降的变化。 
河流的横断面
河槽中垂直于流向并以河床为下界、水面为上界的断面。
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。
河流的水情要素
为了认识河流的特征及其地理意义，描述水情变化的一些基本概念，如水位、流速、流量、含沙量以及河流的温度和冰情等。
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。流域内的径流补给是影响流量、水位变化的主要因素。
水位过程线
用纵坐标表示不同时间的水位高度，横坐标表示时间， 以绘出水位过程线。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。
相应水位
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。可以用纵轴表示上游站水位，以纵轴表示下游站水位，绘制出两个测站的相应水位曲线。
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堤对水流的摩擦力之比。
薛齐公式
即等流速公式。用来计算某一时段的平均流速v=c(RI)1/2 。式中，R为水力半径，为过水断面面积与水侵部分弧长之比；I为河流纵比降；c为待定系数。 
流量
单位时间内通过某过水断面的水量，叫做流量（m 3 /s）Q=A•V 。式中，A为断面积；v为平均流速。流量是河流的重要特征之一。量变化将引起流水侵蚀过程和水流的其它特征值的变化。着流量的变化水位也发生变化。流量和水位之间有着内在的联系。 
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。河流的流量过程线是这一河流各种特征的综合。
河流输沙量
一定时间内通过河道某个断面的所有泥沙数量。
河流含沙量
单位体积和水中所含泥沙的质量。
侵蚀模数
在河流流域单位面积上每年被水流侵蚀而带走的泥沙的数量。t/km 2*a
径流总量
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（m 3或km 3）W=Q T ，式中，T为时间（年、月）Q为时段平均流量。
径流模数
单位面积单位时间上的产水量。单位m 3 /a?km 3。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，能说明与自然地理条件相联系的径流特征。常用径流模数对不同流域的径流进行比较。M=Q/F，式中，F为流域面积（km 2）。 
径流深度
研究河流径流时，需要把径流量与降水量进行比较。流域面积除该流域一年的径流总量，即得到径流深度。y=W/F
径流变率
（模比系数K）：任何时段的径流值M1、Q1或y1与同时段多年平均值M0、Q0或y0之
比。
径流系数
一定时期的径流深度y与同期降水量x之比α=y/x。径流系数常用百分比表示，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。