地表水亦稱陸地水，包括河流、冰川、湖泊和沼澤4種水體。中國大小河流總長度約42萬公裡，流域面積在100平方公裡以上的河流約5萬多條，河川徑流總量27115億立方米。20世紀80年代中國冰川總面積5.65萬平方公裡，總儲水量約為29640億立方米，年融水量約達504.6億立方米。這些冰川分佈在許多江河源頭，冰川融水為河流的重要補給來源，對西北乾旱區河流水量補給影響尤大（見中國的冰川）。中國湖泊面積在1平方公裡以上的有2800餘個（不包括時令湖），總面積約8萬萬平方公裡。其中面積在1000平方公裡以上的有11個。中國湖泊分佈很不均勻，以青藏高原和長江中下遊平原最為集中，形成中國兩大稠密湖區（見中國的湖泊）。此外，近40年來，興建瞭許多人工湖泊，各種類型的水庫達8.6萬多座。中國沼澤分佈很廣，僅泥炭沼澤和潛育沼澤兩類面積即達11萬餘平方公裡，三江平原和若爾蓋高原（見若爾蓋沼澤）是中國沼澤最集中的兩個區域（見中國的沼澤）。以下僅就地表水中的河流情況進行闡述。
河流流域和水系 中國河流一部分為註入海洋的外流流域；另一部分為流入封閉的湖沼或消失於沙漠，不與海洋溝通的內流流域。劃分中國內外流域的主要分水界為北起大興安嶺西麓，經內蒙古高原南緣、陰山、賀蘭山、祁連山、日月山、巴顏喀拉山、念青唐古拉山和岡底斯山，向西直抵國界。這一分界線大致與400毫米年降水量等值線或50毫米年徑流深度等值線相當。此線以東，除小面積的內陸區外，全屬外流流域。此線以西地區中，除額爾齊斯河外，全屬內流流域。
在中國外流流域中，太平洋流域面積約占全國總面積的56.7％。分佈於青藏高原東部及其以東的廣大地區。中國主要的大河，如黑龍江、海河、黃河、淮河、長江、珠江等均屬這一流域，它們分別註入鄂霍次克海、渤海，黃海、東海和南海。印度洋流域的面積居第2位，約占全國總面積的6.5％。分佈於青藏高原東南部、南部和西南一角。屬於這一流域的河流主要有怒江、雅魯藏佈江和印度河等。這些河流的下遊已出國境，流經南亞各國並分別註入安達曼海、孟加拉灣和阿拉伯海。北冰洋流域面積隻占全國總面積的0.5％，偏處於中國西北一隅。屬於這一流域的隻有額爾齊斯河，為鄂畢河源流之一，流經俄羅斯而註入喀拉海。（見彩圖）
中國水系流域
本圖上中國國界線系按照中國地圖出版社1989年出版的1:400萬《中華人民共和國地形圖》繪制。
表1 中國外流、內流流域面積
中國水系的分佈很不均勻，東部季風區，河流多而長，常形成龐大水系，河網密度一般都超過0.3公裡/平方公裡。其中河網密度最大的為長江三角洲（達6.4～6.7公裡／平方公裡）。杭嘉湖平原甚至達12.7公裡／平方公裡。中國西北地區和藏北高原（羌塘高原）內流流域內，河流少而小，且多單獨流入盆地，缺乏統一的大水系。河網密度一般均在0.1公裡／平方公裡以下，在降水和徑流都較豐富的阿爾泰山、天山、帕米爾高原一帶河網密度方超過0.5公裡／平方公裡。
中國外流水系的幹流大都發源於3大地帶：青藏高原的東、南邊緣；大興安嶺—冀晉山地—豫西山地—雲貴高原連線地區；長白山地—山東丘陵—東南沿海山地連線地區。發源於第1地帶的河流均為源遠流長的巨大江河，如長江、黃河、瀾滄江、怒江、雅魯藏佈江等，不僅為中國的巨川，亦為世界著名河流。發源於第2地帶的河流主要有黑龍江、遼河、海河、、淮河、西江（見珠江）等，除黑龍江外，就長度和水量而言，都不及發源於第1地帶的河流。發源於第3地帶的河流主要有圖們江、鴨綠江、沂河、沭河、錢塘江、閩江、韓江等。這些河流的長度和流域面積都遠較上兩地帶的河流為小，然而水量都較豐富。
中國內流水系均發育於封閉盆地內，大致可分為內蒙古、甘新、柴達木、藏北等4地區。其中甘新地區的塔裡木河、伊犁河、黑河、石羊河等較其他3地區的河流為長。
河流的補給和水情類型 中國河流補給分為3種：即雨水補給、融水補給（包括季節積雪融水、冰川融水、消冰水）和地下水補給。前二者又合稱地表水源，後者稱地下水源。幾乎所有的中國河流都獲得兩種或兩種以上的補給，而且補給的種類一般是由南而北、由東而西增加。秦嶺淮河以南、青藏高原以東地區，隻有雨水和地下水兩種補給，且以雨水補給為主，一般都占年徑流量的60～70％，浙閩沿海和四川盆地甚至高達80～90％。秦嶺淮河以北的河流，亦以雨水補給為主，地下水補給為次，但除這兩種補給外，東北地區的河流還有季節積雪融水補給。融水補給約占年徑流的10～15％。華北地區季節積雪融水對河流的補給甚微，融水主要由河冰融化所形成的消冰水。西北地區和青藏高原山地河流，除雨水、地下水、季節積雪融水補給外，還有高山冰川融水補給。融水補給占年徑流的比重各地不一，總趨勢是自四周向內陸隨氣候幹燥度增加而增大。如祁連山北坡東段的石羊河水系，融水補給不及年徑流的5％，而西段的疏勒河水系則可達35％左右。天山、昆侖山、喀喇昆侖山的河流，融水補給達年徑流的40～50％，甚至有高達60～70％。青藏高原的河流融水補給亦占有相當比重，如珠穆朗瑪峰北坡的絨佈寺河融水補給亦占年徑流的66％。
中國河流以雨水補給為主的時期由南而北逐漸縮短。與此相反，靠地下水補給為主的時期則由南而北逐漸增長。一般在地下水補給為主的時期，水位和流量穩定；在地表水源補給為主的時期，水位和流量變化急劇，洪水均出現於這一時期內。根據地表水源的不同，可將中國河流分為3大類。
①雨水補給類。此類河流分佈於秦嶺淮河以南、青藏高原以東的地區。徑流的年內變化主要隨降雨情況而定，汛期集中在雨季，流量漲落迅速，常形成峰高量大的洪水過程。由於河流分佈在季風控制范圍內，季風的進退為河流流量變化的主導因素，隨夏季風向西向北推進，河流汛期亦向同一方向延後。其中以湘贛洞庭湖水系(澧水除外)、鄱陽湖水系的汛期最早，始現於3、4月份，以春汛為主，夏汛次之。由此向北到江淮地區，向西到湘西、黔東一帶，汛期約推遲1個月，且以夏汛為主，春汛次之。至四川盆地，則以夏汛為主。及至秦嶺、大巴山地區，則為夏秋汛，縣以秋汛為主。中國東南沿海地區，除春夏汛外，秋季還有臺風汛。海南島以秋汛為主。臺灣省東北部四季都可出現洪峰。滇西和藏南地區汛期來臨較晚，6月中下旬西南季風暴發，雨季突然來臨，河水猛漲，汛期主要出現在夏秋季，以夏汛為主。
②雨水融水補給類。這類河流分佈在秦嶺淮河以北的地區，仍以雨水補給為主，兼有季節積雪融水補給，河流每年發生兩次汛水，春汛一般由融水形成（南部兼有部分雨水），峰低、歷時短。夏汛（或夏秋汛）由雨水形成，峰高而歷時長，流量變化急劇。東北地區春汛較明顯，華北地區則不太明顯，在春夏汛之間往往出現枯水段。東北北部春夏汛往往相連。
③融水雨水補給類。主要分佈在西北高山地區和青藏高原，以高山冰川融水和季節積雪融水補給為主，雨水補給次之。汛期內洪水過程變化緩慢，洪峰不高。在以季節積雪融水補給為主的阿爾泰山區的河流，以春汛為主，夏汛次之。而以高山冰川融水補給為主的天山、昆侖山、祁連山的河流，則以夏汛為主。青藏高原的河流，除夏汛外，還有秋汛。
地表徑流的分佈與徑流帶的劃分 中國各地區地表徑流（以年徑流等深度表示）由東南向西北遞減。東南部的雁蕩山、戴雲山等山地的徑流深度可達1200～1400毫米，臺灣省的中央山地更高達2000～4000毫米；而西北的塔裡木盆地、準噶爾盆地邊緣徑流深度隻有5～10毫米，盆地中心甚至無徑流產生，形成大片無流區。
在中國年徑流深度分佈圖上有幾條很有意義的等值線（以下簡稱等流線），其中以50％毫米等流線最為重要，它大致自大興安嶺西麓經松遼平原東側、內蒙古高原南緣、鄂爾多斯高原東緣、藏北高原而止於西藏南部，由東北至西南斜貫全國。此線在東部大致與400毫米，在西部則與200毫米年降水量等值線(以下簡稱等雨線)相接近，並將中國分為東西兩部分。東部地表徑流豐富；西部地表徑流很少。
東部地區200毫米等流線大致相當於秦嶺—淮河線，將中國濕潤部分劃為南方和北方兩區。南方徑流甚為豐富，除個別盆地外，地表徑流深度均達200毫米以上。反之，北方地表徑流很少，除少數山地外，地表徑流深度都不足200毫米。
在南方地區，東起杭州灣南部，經會稽山、黃山、武夷山以西、南嶺至十萬大山的900毫米等流線亦具特殊意義，它劃出瞭中國徑流最豐富的東南地區。
50毫米等流線以西主要為中國幹旱和半幹旱地區，地表徑流很少；10毫米等流線又在這一地區內劃出瞭半幹旱和幹旱地區。半幹旱地區內尚可以產生徑流，而幹旱地區（山地除外）徑流極少甚至無徑流產生，形成大片無流區。
根據上述幾條重要的等流線（即900、200、50、10毫米）可將中國劃分為5個徑流帶：即豐水帶、多水帶、平水帶、少水帶和缺水帶。這些徑流帶與中國各自然地帶亦大致相符。
水量平衡 中國多年平均降水量為61889億立方米，折合平均降水深度為648毫米； 多年平均河川徑流量為27115億立方米，折合平均徑流深度為284毫米；多年平均總蒸發量為34774億立方米，折合平均蒸發深度為364毫米；平均徑流系數為44％。這表明中國徑流量尚不及降水量的一半，大部分降水通過蒸發又重新返回大氣。
中國主要大河流域水量平衡各要素間的關系各不相同（表2）。淮河以南各河徑流系數均在50％以上，亦即一半以上的降水都形成瞭徑流。淮河及其以北各河徑流系數都在30％以下，亦即絕大部分的降水都消耗於蒸發。
表2 中國主要大河流域水量平衡值
河流水溫和冰情 中國河流年均水溫的地區分佈形勢大體與氣溫一致。青藏高原和高緯地區水溫最低，一般為2～4℃，全國最暖的華南地區，河流年均水溫都超過20℃。中國絕大部分地區河流年均水溫略高於當地年均氣溫，差值一般僅1～2℃。但當高山冰雪融水在河流補給中占主要地位的地區則相反，年均水溫低於氣溫1～2℃。
中國河流水溫的年內變化過程，大部分地區均為在春、夏增溫階段，水溫低於當地氣溫；秋、冬降溫階段，水溫高於當地氣溫。中國河流水溫年變幅一般都較大，年變幅最大地區在華北平原，如子牙河獻縣站1月和7月平均水溫相差在27℃以上。東南沿海各河水溫年變幅較小，但仍達15～16℃。青藏高原水溫年變幅更小，為5～10℃。年變幅最小的地區是雲貴高原，有些河段1月和7月平均水溫相差甚至不及2℃。
中國境內3/4以上地區的河流，每年冬季都出現程度不同的冰情。中國河流封凍最早地區為大興安嶺北部、阿爾泰山地、祁連山地西南部及藏北高原。前3地區11月上旬封凍，藏北高原則更早。此後，隨時間推移，封凍范圍逐漸向南擴大，淮河流域和雅魯藏佈江東部的支流直至1月上旬方封凍。解凍最早地區亦即封凍最晚地區，淮河流域和雅魯藏佈江流域為1月下旬，此後向北推移，逐漸擴展到封凍最早地區，其中阿爾泰山地4月下旬解凍，大興安嶺、祁連山和藏北高原則遲至5月上旬。
封凍和解凍日期之間的日數即為封凍期。中國東部，大興安嶺北部河流的封凍期超過180天；由此向南，松花江流域為130～150天；遼河流域100～130天；灤河、永定河流域70～130天；海河其他水系40～80天；淮河流域10～40天。中國西部，阿爾泰山地河流封凍期在160天以上；到天山、祁連山北麓已減至90天以下，與東部同緯度地區相比，封凍期短得多。這是由於山坡、山麓的水力條件和地下水補給綜合影響的結果。塔裡木盆地封凍日數較短，不足70天；柴達木盆地為70～120天。藏北高原封凍期達180天之久，而藏南河流則在寒冷年份才封凍。
中國河流封凍地區的范圍，逐年隨冬季寒潮強度不同而異。據20世紀50年代以來的記錄，1956、1957年，淮河流域的河流全部封凍；漢江、巢湖、洞庭湖水系的局部河段也出現封凍；但1954年，淮河流域的河流幾乎全不封凍，河流封凍地區最大擺動的范圍可以達到緯度5度之多。但在東經110°以西地區，封凍區范圍大幅度擺動的現象並不存在。
中國河流冰蓋的平均最大厚度，東部地區：大興安嶺北部可達1.5米；往南為1.25米；松花江流域為0.75～1.00米；遼河流域0.50～0.75米；海、灤河流域大多為0.25～0.50米。西部地區：以祁連山地西南部最厚，在1.25米以上；阿爾泰山地區超過1.00米；天山山地在0.75米以上；塔裡木盆地小於0.50米；河西走廊為0.50～0.75米。
河流的泥沙 中國許多河流以多沙著稱。外流河流每年攜帶的懸移質泥沙即達33億噸，其中大部分輸入海中，小部分沉積在下遊河道和湖泊內。大量泥沙沉積使某些河流，如遼河、海河、黃河及長江三角洲迅速伸展，有的河流（黃河最為突出）其下遊發育成“地上河”。
中國河流的含沙量各地很不相同，以流經第四紀黃土大面積分佈地區的河流含沙量最大。如黃河(陜縣站)多年平均含沙量為36.9千克／立方米，永定河（官廳站）在修建水庫以前為60.8千克/立方米，水庫修建後為49.2千克／立方米，遼河（鐵嶺站）和灤河（灤縣站）亦分別為3.60千克／立方米和4.73千克/立方米（表3）。其次是流經較易侵蝕的雲南高原的紅色巖系和四川盆地的松散的紫色巖系的河流，如元江（曼耗站）的含沙量亦可達3.55千克／立方米，嘉陵江(北碚站)為2.31千克/立方米。含沙量最小的是黑龍江流域各河和東南沿海河流，如松花江（佳木斯站）隻0.16千克／立方米，閩江（竹岐站）更小，隻0.14千克／立方米。流經石灰巖地區的河流含沙量也很小，如西江（梧州站）隻0.34千克／立方米。
表3 主要河流泥沙特征值
中國西北幹旱地區以阿爾泰山區的河流含沙量為最小，一般在0.1千克／立方米以下，天山南坡和昆侖山北坡的河流含沙量較大，如葉爾羌河（喀群站）為4.44千克／立方米，格爾木河（格爾木站）亦達3.27千克／立方米。發源於中山和暴雨形成的臨時性水流含沙量特別高，甚至形成泥石流。
黃河是中國輸沙量最大的河流，年總輸沙量達16億噸（陜縣站），幾乎占外流地區輸沙量的48％。長江的含沙量就全國而論不高，但因長江年總徑流量很大，因而其年總輸沙量達5億噸以上(宜昌站)，僅次於黃河，而居全國第2位；海河（以永定河為代表，為0.8億噸）為第3位；珠江（以西江為代表）是含沙量較小的河流，但它的年輸沙量（0.7億噸）卻占全國第4位。外流地區以東南沿海丘陵山地區的河流（如閩江將近0.08億噸）和黑龍江流域河流的輸沙量(如松花江為0.1億噸)為最小。雅魯藏佈江的輸沙量也比較小（將近0.2億噸）。
中國西北幹旱地區的河流，因集水面積小。年徑流總量也不大，即使含沙量較大的河流，年總輸沙量不大。如葉爾羌河（喀群站）不過0.3億噸。
河流的水化學 中國河水的礦化度和硬度分佈從東南沿海濕潤地區到西北內陸幹旱地區逐漸增加。隨礦化度的變化，河水化學組成亦發生相應變化。
中國大致在沿淮河、秦嶺往西經武都、阿壩、索縣到黑河連線以南的廣大地區，河水礦化度較小，約為200～300毫克／升以下，硬度約為3毫克當量／升以下，水化學組成變化不大，多為重碳酸鹽水。其中東南沿海地區的礦化度多在50毫克／升以下，硬度小於0.5毫克當量／升。由此向北向西隨降水減少，礦化度和硬度均漸增（局部地區除外）。前者由50～100毫克／升，依次增至100～200，200～300毫克／升；後者由0.5毫克當量/升依次增至0.5～1、1～2、2～3毫克當量／升。有些地區由於巖性影響，礦化度較其周圍地區為高。如雲貴高原石灰巖地區，礦化度達300～500毫克／升，局部地區甚至高達500～1000毫克／升，硬度亦上升至3～6毫克當量／升，成為淮河、秦嶺以南礦化度和硬度最高地區。河水化學組成亦由東南沿海的重碳酸鹽鈉質水向西向北轉變為重碳酸鹽鈣質水。雲貴高原還可能有少量硫酸鈣、硫酸鈉，甚至氯化鈣、氯化鈉出現。
淮河、秦嶺以北地區，河水礦化度和硬度一般都較其以南為高，前者約在200～300毫克／升以上，後者多超過3～6毫克當量／升（局部地區除外）。化學組成的變化也較大，除重碳酸鹽水外，還有硫酸鹽水和氯化物水。
華北地區河水化學性質的水平和垂直地帶性規律都較顯著，降水較少的平原地區，礦化度多在400～500毫克／升，硬度多為3～6毫克當量／升。周圍山地降水較多，礦化度較低，為200～300毫克／升，硬度為2～3毫克當量／升。水化學組成亦由周圍山地向平原依次變化為重碳酸鹽鈣質水及含有少量硫酸鹽和氯化物的重碳酸鹽鈣質水。
由華北向東北河水礦化度和硬度也減小。大部分山地礦化度不到100毫克/升，硬度為0.5～1.0毫克當量/升，為重碳酸鹽鈣質水。松遼平原礦化度增至300～400毫克／升，硬度增至2～3毫克當量／升，主要為重碳酸鹽鈣質水。
黃土高原南部河水礦化度為300～400毫克／升，西北部上升到500～1000毫克／升，硬度亦由2～3毫克當量／升，上升到3～6毫克當量／升，主要為重碳酸鹽鈣質水和重碳酸鹽、碳酸鈉鈣質水。西部受含鹽地層影響的河流，礦化度常可達數千毫克／升，如祖厲河郭城驛站礦化度高達7263毫克／升，硬度高達54毫克當量／升，兩者均為全國最高。多為硫酸鹽鈉質水和氯化物鈉質水。
西北地區河流水化學的垂直地帶性非常明顯，4000米以上的高山地區礦化度在200毫克／升以下，硬度為1～2毫克當量／升，屬重碳酸鹽鈣質水及重碳酸鹽、碳酸鈉鈣質水。隨高度下降，氣候變幹，礦化度逐漸增高至300～500甚至1000毫克／升，硬度亦增至6～9毫克當量／升，水化學組成亦變為硫酸鹽鈉質水，至下遊進入幹旱荒漠地區，礦化度上升到數千毫克／升，硬度增到9毫克當量／升以上，屬氯化物鈉質水。
中國河流總離子徑流量為42445萬噸，相當於每平方公裡每年有44.2噸鹽類隨水流失。中國內流流域與外流流域離子徑流量相差懸殊，外流區占全國總面積的64％，離子徑流量達37.782萬噸，占全國總量的89％，平均化學剝蝕力高達21.8微米／年。內流流域占全國總面積的36％，但其離子徑流量隻有4663萬噸，僅占全國的11％，平均化學剝蝕力為2微米／年。
中國外流流域徑流深度大，淋溶作用強，離子徑流模數大，平均為61.7噸／平方公裡·年；內流流域徑流深度小，淋溶作用較弱，離子徑流模數較小，平均隻有12.8噸／平方公裡·年。
離子徑流模數取決於徑流深度和礦化度，由於各地區徑流深度和礦化度的組合不同，離子徑流模數也具有明顯地區性差異。