(三)河流的断面 
河流的断面分为纵断面及横断面。
(1)纵断面。沿河流中线(也有取沿程各横断面上的河床最低点)的剖面，测出中线上(或河床最低点)地形变化转折点的高程，以河长为横座标，高程为纵座标，即可绘出河流的纵断面图。纵断面图可以表示河流的纵坡及落差的沿程分布。
(2)横断面。河槽中某处垂直于流向的断面，称为在该处河流的横断面。它的下界为河底，上界为水面线，两侧为河槽边坡，有时还包括两岸的堤防。横断面也称为过水断面，它是计算流量的重要参素。
(四)水尺与水位
水尺是直接观读江河、湖泊、水库、灌渠水位的标尺。水尺的历史悠久，直至现代仍在广泛使用。
河流或者其它水体的自由水面离某一基面零点以上的高程称为水位。水位的单位是米，一般要求记至小数2位，即0.01ｍ。以水位为纵轴，时间为横轴，可绘出水位随时间的变化曲线，称为水位过程线。

五)基面
变化曲线基面是指计算水位和高程的起始面。在水文资料中涉及的基面有：绝对基面、假定基面、测站基面、冻结基面等四种。
（1）绝对基面。是将某一海滨地点平均海水面的高程定义为零的水准基面。我国各地沿用的水准高程基面有大连、大沽、黄海、废黄河口、吴淞、珠江等基面。我国于1956年规定以黄海(青岛)的多年平均海平面作为统一基面，为中国第一个国家高程系统，从而结束了过去高程系统繁杂的局面。但由于计算这个基面所依据的青岛验潮站的资料系列（1950年～1956年）较短等原因，中国测绘主管部门决定重新计算黄海平均海面，以青岛验潮站1952年～1979年的潮汐观测资料为计算依据，并用精密水准测量接测位于青岛的中华人民共和国水准原点，得出1985年国家高程基准高程和1956年黄海高程的关系为：
1985年国家高程基准高程=1956年黄海高程-0.029m。
1985年国家高程基准已于1987年5月开始启用，1956年黄海高程系同时废止。１９８５年国家高程基准与旧有高程系统换算如表４-４所示。
(2)假定基面。为计算测站水位或高程而暂时假定的水准基面。常在水文测站附近没有国家水准点，而一时不具备接测条件的情况下使用。
(3)测站基面。是水文测站专用的一种假定的固定基面。一般选为低于历年最低水位或河床最低点以下0.5ｍ～1.0ｍ。
(4)冻结基面。也是水文测站专用的一种固定基面。一般测站将第一次使用的基面冻结下来，作为冻结基面。
表４-４ 1985年国家高程基准与旧有高程系统换算概值 　
注：本表采用“1985年国家高程基准”换算值；换算值为大致平均数。单位以ｍ计。1985年国家高程基准高程＝旧有高程＋改正数。　

(六)流速 
流速是指水流质点在单位时间内所通过的距离。渠道和河道里的水流各点的流速是不相同的，靠近河(渠)底、河边处的流速较小，河中心近水面处的流速最大，为了计算简便，通常用横断面平均流速来表示该断面水流的速度。
(七)径流与径流量
流域地表面的降水，如雨、雪等，沿流域的不同路径向河流、湖泊和海洋汇集的水流叫径流。在某一时段内通过河流某一过水断面的水量称为该断面的径流量。径流是水循环的主要环节，径流量是陆地上最重要的水文要素之一，是水量平衡的基本要素。
(八)径流量的表示方法及其度量单位 
(1)流量Q 。指单位时间内通过某一过水断面的水量。常用单位为立方米每秒（m３/s）。各个时刻的流量是指该时刻的瞬时流量，此外还有日平均流量、月平均流量、年平均流量和多年平均流量等。
(2)径流总量W。时段Δｔ内通过河流某一断面的总水量。以所计算时段的时间乘以该时段内的平均流量，就得径流总量W，即W=QΔｔ。它的单位是立方米(m３)。以时间为横坐标，以流量为纵坐标点绘出来的流量随时间的变化过程就是流量过程线。流量过程线和横座标所包围的面积即为径流量。
(3)径流深R。指计算时段内的径流总量平铺在整个流域面积上所得到的水层深度。它的常用单位为毫米（mm）。
若时段为Δｔ(s)，平均流量为Q(m3/s)，流域面积为A(ｋｍ２)，则径流深R(mm)由下式计算：

R=QΔｔ / (1000A)

(4)径流模数M。一定时段内单位面积上所产生的平均流量称为径流模数M。
它的常用单位为m3/(s·ｋm2)，计算公式为：
M=Ｑ／Ａ
(5)径流系数α。为一定时段内降水所产生的径流量与该时段降水量的比值，以小数或百分数计。
(九)径流的形成过程

从降雨到达地面至水流汇集、流经流域出口断面的整个过程，称为径流形成过程。
径流的形成是一个极为复杂的过程，为了在概念上有一定的认识，可把它概化为两个阶段，即产流阶段和汇流阶段。
1.产流阶段。当降雨满足了植物截留、洼地蓄水和表层土壤储存后，后续降雨强度又超过下渗强度，其超过下渗强度的雨量，降到地面以后，开始沿地表坡面流动，称为坡面漫流，是产流的开始。如果雨量继续增大，漫流的范围也就增大，形成全面漫流，这种超渗雨沿坡面流动注入河槽，称为坡面径流。地面漫流的过程，即为产流阶段。
2汇流阶段。降雨产生的径流，汇集到附近河网后，又从上游流向下游，最后全部流经流域出口断面，叫做河网汇流，这种河网汇流过程，即为汇流阶段。
(十)潮汐
在太阳和月球引潮力作用下，地球表面的大气圈、海水和地壳发生周期性相对运行的现象，称为潮汐。这些相对运行分别称为大气潮汐、海洋潮汐和地壳潮汐。由于地球、月球和太阳三者运行的相对位置周期性变化，潮汐的大小和涨落时间逐日不同。又因各地纬度不同和受地形、水文、气象等因素的影响，各地潮汐也有差异和各自的变化。月球距地球较近，其引潮力为太阳的2.17倍，故潮汐现象主要随月球的运行而变。
(十一)潮汐的分类 
潮汐类型按周期不同，可分为日周潮、半日周潮和混合潮。在一个太阴日（约24h50min）内发生一次高潮和一次低潮的现象称为全日周潮；发生两次高潮和两次低潮的现象称为半日周潮。在半日周潮海区中，如两次高潮和低潮的潮位、涨落潮历时不等，且通常半月中有数天出现全日周潮的现象，称为混合潮。混合潮又可分为不正规日周潮和不正规半日周潮。各地潮汐的类型，可根据主要太阴日分潮与主要太阴半日分潮的平均潮高的比值来确定。

(十二)潮位与潮差 
1.潮位
受潮汐影响周期性涨落的水位称潮位，又称潮水位，中国通常以黄海基面作为水位高程的零点。
(1）平均潮位。逐时观测记录潮位的平均值。某一定时期（一日，一月，数月，一年或多年等）的平均潮位称该时期的平均海面。潮汐具有18.61年长周期的变化，因此，一般以19年的观测资料求得潮位平均值。
（2）平均高潮位。某一定时期内的高潮位的平均值。
（3）平均低潮位。某一定时期内的低潮位的平均值。
（4）最高潮位。某一定时期内的最高高潮位值。
（5）最低潮位。某一定时期内的最低低潮位值。
（6）设计高潮位。工程设计采用的高潮位值，一般采用设计重现期相应于的高潮位值。
（7）设计低潮位。工程设计采用的低潮位值，一般采用设计重现期相应于的低潮位值。
2.潮差
在一个潮汐周期内，相邻高潮位与低潮位间的差值，又称潮幅。潮差大小受引潮力、地形和其他条件的影响，随时间及地点而不同。中国沿海潮差分布的趋势是东海沿岸最大，渤海、黄海次之，南海最小。
（1）平均潮差。某一定时期内的潮差的平均值，是潮汐的一个重要特征值。中国东海沿岸平均潮差约5m，渤海、黄海约2ｍ～3m，南海小于2m。
（2）最大潮差。某一定时期内的潮差的最大值，是潮汐的一个重要工程特征值。中国著名的钱塘江河口潮汐，最大潮差近9m。世界上最大潮差发生在加拿大的芬地湾，达19.6m。
（3）最大可能潮差。由天文因素决定的最大可能出现的潮差。
（4）最小潮差。某一定时期内的潮差的最小值。

(十三)天文潮和气象潮及风暴潮 
潮位一般由天文潮和气象潮两部分组成的。
天文潮是地球上海洋受月球和太阳引潮力作用所产生的潮汐现象。它的高潮和低潮潮位和出现时间具有规律性，可以根据月球、太阳和地球在天体中相互运行的规律进行推算和预报。
气象潮是由水文气象因素（如风、气压、降水和蒸发等）所引起的天然水域中水位升降现象。除因短期气象要素突变，如风暴所产生的水位暴涨暴落（风暴潮）外，气象潮一般比天文潮小。
风暴潮是由气压、大风等气象因素急剧变化造成的沿海海面或河口水位的异常升降现象。风暴潮是一种气象潮，由此引起的水位升高称为增水，水位降低称为减水。风暴潮可分为两类：一类是由热带气旋引起的；另一类是由温带气旋引起的。在热带气旋通过的途径中均可见到气旋引起的风暴潮。温带气旋所引起的风暴潮在沿海各地都可能发生，且主要发生在冬、春两季。这两类风暴潮的差异是：前者是水位的变化急剧，而后者水位变化较为缓慢，但持续时间较长。这是由于热带气旋较温带气旋移动得快，而且风和气压的变化也往往急剧的缘故。
(十四)大、小潮汛 
由于月球以一月为周期绕地球运动，随着月球、太阳和地球三者所处相对位置不同，潮汐除周日变化以外，并以一月为周期形成一月中两次大潮和两次小潮。在朔（初一）、望(十五)日，由于月球、太阳和地球运行位置处于一直线上，月球和太阳的引潮力相互叠加，此时海面升降最大，形成一月中两次最高的高潮和最低的低潮，称为大潮。在上弦日(初七或初八)与下弦日(廿二或廿三)，由于月球、太阳和地球相互运行的位置，接近直角三角形，月球、太阳对地球的引潮力相互消减，此时海面升降最小，称为小潮。事实上，由于自然环境和海水运动的惯性以及海底摩阻力等的影响，大潮通常发生在朔、望日后2ｄ～3ｄ（习惯上称为迟后），小潮通常发生在上弦、下弦后2ｄ～3ｄ。习惯上把大小潮称为大小潮汛。
(十五)感潮河段水文特性 
河川兼受径流和潮汐动力作用的河段称感潮河段。由于潮汐具有周期性的变化，在涨潮、落潮更替阶段，流向也随之朝相反的方向改变；流速和流量亦随潮位的不同而变化，同一断面流向也很复杂，这种影响自河口沿河上溯，可传播到很远才逐渐消失。由于流量的不同，感潮影响的程度也有差异，如长江下游(鄱阳湖湖口以下)多年平均最大流量为多年平均最小流量的10倍～20倍，因此，该河段受感潮的影响，在洪水期常波及到芜湖(距河口500ｋｍ)，而枯水期则可延伸至大通(距河口624ｋｍ)。感潮河段还可能受到风暴潮引起的增水和减水的影响。

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