第二章 河流与径流
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WUHEE
第二节
径流及其形成过程
一、水文循环与水量平衡
1. 自然界的水文循环 地球上以液态、固态和气态的形式分布于海洋、陆地 、大气和生物机体中的水体构成了地球上的水圈。 水圈中的各种水体通过不断蒸发、水汽输送、凝结 降落、下渗、地面和地下径流的往复循环过程，称为水 文循环。 水文循环的范围贯穿整个水圈，向上延伸到10km左 右，下至地表以下平均1km深处。
2. 蒸散发
)
蒸散发是水文循环的重要环节。 对径流形成来说，蒸散发则是一种损失。
蒸发：水由液态或固态转化为气态的过程； ) 散发或蒸腾：被植物根系吸收的水分，经由植物 的茎叶散逸到大气的过程。 ) 水面蒸发 土壤蒸发 流域总蒸发或流域蒸散发
) )
陆面蒸发 植物散发
WUHEE
)
蒸发的条件： 蒸发面上要有水分，还要有热能、风引起的 乱流扩散。 蒸发率：单位时间内的蒸发量（mm/d) 充分供水、不充分供水两种情况
（2）土壤蒸发观测
器测法；
ΓΓИ500型
E = 0.02(G1 − G 2 ) − ( R + q ) + P
间接计算法 经验公式
WUHEE
) 植物蒸散发
土壤中的水分经植物吸收后，输送至叶面， 经由气孔逸入大气，称为植物散发； 降水时枝叶截留一部分降水在雨后蒸发的现 象，称为植物蒸发； 植物蒸散发的测定： 器测法： 水量平衡法：
水位变化平缓时，每日8时和20时各观测1次；枯 水气每日8时观测1次；汛期一般每日观测4次。
水位观测资料整理：日平均水位、月平均水位 、年平均水位的计算。 （1）算术平均法 （2）面积包围法
WUHEE
Z=
1 [ Z 0 Δt1 + Z 1 (Δt1 + Δt 2 ) + Z 2 (Δt 2 + Δt 3 ) + ... + Z n −1 (Δt n −1 + Δt n ) + Z n (Δt n )] 48
WUHEE
（2) 断面测量 测深垂线起点距：测深垂线至基线上的起点桩之 间的水平距离，常用经纬仪、平板仪、六分仪、 全球定位系统（GPS）等测量。 水深： 一般用测深杆、 测深锤或测深铅鱼、 超声波回声测声仪 等测量。
WUHEE
（3）流速测验
WUHEE
流速仪转子的转速n与流速v的关系，在流速 仪检定槽中通过实验确定，其关系式一般为： v=Kn+C n=N/T
WUHEE
E = G + (G1 − G 2 )
) 流域总蒸发
包括水面蒸发、土壤蒸发、植物截留蒸发 及植物散发。 确定方法： 1） 单项计算，加权求和，例如面积加权
E=F水/F总×E水+F土/F总×E土
2）水量平衡法 以实测的降水量和径流量反推流域的蒸发量
WUHEE
WUHEE
WUHEE
WUHEE
P1 + P2 + ... + Pn 1 n = ∑ Pi P= n n i =1
WUHEE
(2) 垂直平分法（泰森多边形法） 条件：流域雨量站分布不太均匀，为了更好地反 映各站在计算流域平均雨量中的作用。 假设：流域各处的雨量可由与其距离最近的雨量 站代表。
n fi P1 f1 + P2 f 2 + ... + Pn f n P= = ∑ Pi F F i =1
Pc − R − E c = ΔS c
若以海洋为研究对象，其水量平衡方程为：
Po + R − E o = ΔS o
△Sc——大陆在研究时段内蓄水量的变化量 △So——海洋在研究时段内蓄水量的变化量 对多年平均情况， △Sc 、△So 趋于零。所以：
Pc − R = E c
合并得：
Po + R = E o
WUHEE
下渗实验与分析： 1） 直接测定法 （1）注水法：同心环下渗仪 （2）人工降雨法
F (t ) = P (t ) − R (t )
f (t ) = i (t ) − r (t )
2） 水文分析法：流域水量平衡方程分析
F (t ) = P (t ) − R(t ) − ( S s + S v + S d )
) 降水的形成与分类
（一）降水的形成 水汽、上升运动和冷却凝结三因素 （二）降水的分类 1. 对流雨 降雨强度大，历时短、雨区较小
WUHEE
) 地形雨
WUHEE
) 锋面雨
WUHEE
) 气旋雨
（1）温带气旋雨
WUHEE
（2）热带气旋雨
WUHEE
) 影响我国降水（暴雨）的主要天气系统
高空槽 锋面气旋 低涡 切变线 静止锋 锋区与降雨 副热带高压 热带风暴（台风）
WUHEE
大循环：海陆之间的水分交换过程，又称为外循环。 小循环：海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后，以降水 的形式落到海洋里，或陆地上的水经蒸发凝结又降落 到陆地上，又称为内循环。前者称为海洋小循环，后 者称为陆地小循环。 水文循环是地球上最重要、最活跃的物质循环之一 。正是由于自然界的水文循环，才形成永无终止千变 万化的水文现象。 水文循环也是水资源具有再生性的原因。
)
)
可能最大蒸发率或蒸发能力（EM)： 在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸发量 ，即同一气象条件下可能达到的最大蒸发率
WUHEE
) 水面蒸发的观测
(1) 器测法： 水文部门普遍采用 E601蒸发器。 每日8时观测一次， 得日蒸发量； 月蒸发量 年蒸发量 折算系数：K=E池/E器
WUHEE
(2) 间接计算法 利用气象水文观测资料间接推算蒸发量： 水汽输送法、热量平衡法、彭曼法、水量 平衡法、经验公式法等。 彭曼水面蒸发公式：
WUHEE
WUHEE
降水量观测 （1）器测法 雨量器 分辨率0.1mm。两段制 观测，即每日8时及20 时各观测一次。雨季 增加观测段次，如4段 制、8段制、12段制、 24段制。 每日8时至次日8时降 水量为当日降水量。
WUHEE
（2）自计式 虹吸式： 分辨率：0.1mm 降雨强度适用 范围： 0.01～4.0mm/min 记录纸上画出的曲线， 纵坐标表示累积雨量， 横坐标表示时程， 称累积雨量过程线
红外云图
WUHEE
降雨资料的整理 将观测的雨量进行整理计算，得逐日降水量 和汛期降水摘录表，与其他水文资料一起，刊 布在水文年鉴或存入水文数据库。 降雨时程变化的表示方法：
1、2线：降雨强度过程线 ΔP i= Δt 3线：降雨量累积曲线
t
P (t ) = ∫0 i (t )dt
WUHEE
流域平均雨量计算： (1) 算术平均法 条件：流域内雨量站分布较均匀、地形起 伏变化不大。
1 E= (Qn Δ + rE a ) Δ+r
WUHEE
) 土壤蒸发
（1）土壤蒸发过程 三个阶段： 第一阶段：土壤充分湿润， 供水充足E接近最大蒸发能力EM； 第二阶段：土壤水分减少，W<W田，供水条件变 差，E逐渐减小； E=W/W田×EM 第三阶段：W<W断，水分运动十分缓慢，蒸发率 很小。
WUHEE
P = E
全球多年平均 降水量等于多 年平均蒸发量 ，为1130mm
Pc + Po = E c + E o 或
WUHEE
3. 流域水量平衡
( P + E1 + Rs1 + R g1 ) − ( E 2 + Rs 2 + R g 2 ) = S 2 − S1 P − E − R = ΔS P= R+E
WUHEE
二、水文观测与水文资料收集
1. 降水 水分以各种形式从大气降落到地面。 ) 形式：
)
ห้องสมุดไป่ตู้
雨、雪、霰、雹、露、霜等
)
特征要素： 降水量（mm) 降水历时(min，h，d) 降水强度(mm/h，mm/d) 降水面积(km2) 暴雨中心
WUHEE
) 与降水有关的气象因素 降水发生在大气中的对流层，对流层是地球大气 中最底的一层。
第二章
第一节 河流与流域
河流与径流
WUHEE
一、河流特征 地面径流长期侵蚀地面，冲成沟壑，形成 溪流，最后汇集成河流。 河谷、河槽或河床。 上游、下游、左岸、右岸。 分段：沿水流方向，自高向低可分为河 源、上游、中游、下游和河口五段。 外流河、内流河或内陆河。
WUHEE
河流的基本特征 1. 河流的长度 自河源沿主河道至河口的距离称为河长（km）。 2. 河流的断面： 横断面 中泓线 纵断面
WUHEE
WUHEE
长江：
发源于青藏高原唐古拉山主峰格拉丹东雪山； 长度：干流全长6300余公里； 流域面积：180万平方公里； 上游：宜昌以上，长4504km，面积100km2； 中游：宜昌至湖口，长955km，面积68万km2； 下游：湖口以下，长938km，面积12万km2； 比降：源头为10.8‰，三峡河段为0.18‰， 平原河段0.026‰，河口段0.005‰； 多年平均降雨量：1100mm； 多年平均年径流量：9600亿m3； 含沙量：中下游约为0.5-1.0kg/m3；
对流层的特点：
1. 气温随高度的增加而降低 2. 具有强烈的上升和下降的气流 3. 受地表差异影响，对流层温度、湿度水平分布 不均匀。
对流层又可分三部分：下层（地面-1.5km）
中层（1.5km-6km） 上层（6km-对流层顶部）
WUHEE
对流层中与降水有关的主要气象因素有：
气温、气压、风、湿度、云、蒸发
WUHEE
3. 河道纵比降： 任意河段两端（水面或 水底）的高差△h称为落差， 单位河长的落差称为河道纵比 降。 水面比降、河底比降
J=
(h0 + h1 )l1 + (h1 + h2 )l 2 + ... + (hn −1 + hn )l n − 2h0 L L2
WUHEE
4.水系及河流地貌 定律 斯特拉勒河流分 级法： 河流地貌定律： 河数律 河长律 面积律 河流比降律
WUHEE
翻斗式 分辨率：0.1mm 降雨强度适用 范围： 4.0mm/min以内 称重式 记录降水时全部降 水的重量。优点在于能 够记录雪、冰雹及雨雪 混合降水。
WUHEE
) 雷达探测
气象雷达是利用云、雨、雪等对无 线电波的反射现象来发现目标的。 有效范围：40～200km。
) 气象卫星云图
极轨卫星 地球静止卫星：可见光云图
3. 下渗
水从土壤表面渗入土壤内的运动过程，常用下 渗率的大小来描述下渗强度。 下渗率：单位时间内渗入单位面积土壤中的水 量。记为：f （mm/min，mm/h） 下渗的空间分布： （1）流域中土壤性质的空间分布不同 （2）流域内土壤含水量空间分布不同 （3）降雨在时间空间上分布不均匀 （4）流域内各处地下水位高低不一
WUHEE
二、流域特征 1. 分水线和流域 汇集地面水和地下水的区域 即分水线所包围的区域
闭合流域、非闭合流域
WUHEE
2. 流域基本特征 流域面积（F，km2） 河网密度（∑L/F，km/km2） 流域长度（L）和平均宽度（M） 流域形状系数（M/L） （扇状流域、羽状流域） 流域平均高度和平均坡度 流域自然地理特征 （位置、气候、下垫面）
WUHEE
(3) 等雨量线法 条件：当流域地形变化较大，而雨量站分布较密 ，能结合地形变化绘制等雨量线时。
1 P= F
∑ Pi f i
i =1
n
该方法能考虑流域地形的变化绘制等雨量线，比较好 地反映了降雨在流域上的变化，精度较高。 但是绘制等雨量线需要较多站点的资料，且每次都 要重绘，工作量大。
WUHEE
WUHEE
WUHEE
2、地球上的水量平衡 水量平衡原理：在水文循环过程中，对任一区域 、任一时段进入水量与输出水量之差额必等于其蓄水 量的变化量。 水量平衡方程：
I − O = ΔS
I、O——给定时段内输入、输出该地区的总水量 △S——时段内区域蓄水量的变化量，可正可负。
WUHEE
若以地球的整个大陆作为研究范围，其水量平衡方程为：
dS (t ) f (t ) = i (t ) − r (t ) − dt
WUHEE
3）霍顿下渗公式：
f (t ) = f c + ( f 0 − f c ) e
− βt
f0：起始下渗率 fc：稳定下渗率
β ：系数
WUHEE
4. 水位观测
指河流、湖泊、水库及海洋等水体的自由 水面离开固定基面的高程。 目前全国统一基面：黄海基面 水位观测设备：水尺、自记水位计
WUHEE
5. 流量测验
单位时间通过河流某一断面的水量，m3/s。 1）流速仪测流 （1）测流原理：Q = vω 将河道断面划分为若干部分，用普通测量方法 测算出各部分断面的面积，用流速仪施测流速并计 算各部分面积上的平均流速，两者的乘机，称为部 分流量，各部分流量之和为全断面的流量。 测流工作分为：河道断面测量、流速测量。
第二节
径流及其形成过程
一、水文循环与水量平衡
1. 自然界的水文循环 地球上以液态、固态和气态的形式分布于海洋、陆地 、大气和生物机体中的水体构成了地球上的水圈。 水圈中的各种水体通过不断蒸发、水汽输送、凝结 降落、下渗、地面和地下径流的往复循环过程，称为水 文循环。 水文循环的范围贯穿整个水圈，向上延伸到10km左 右，下至地表以下平均1km深处。
2. 蒸散发
)
蒸散发是水文循环的重要环节。 对径流形成来说，蒸散发则是一种损失。
蒸发：水由液态或固态转化为气态的过程； ) 散发或蒸腾：被植物根系吸收的水分，经由植物 的茎叶散逸到大气的过程。 ) 水面蒸发 土壤蒸发 流域总蒸发或流域蒸散发
) )
陆面蒸发 植物散发
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)
蒸发的条件： 蒸发面上要有水分，还要有热能、风引起的 乱流扩散。 蒸发率：单位时间内的蒸发量（mm/d) 充分供水、不充分供水两种情况
（2）土壤蒸发观测
器测法；
ΓΓИ500型
E = 0.02(G1 − G 2 ) − ( R + q ) + P
间接计算法 经验公式
WUHEE
) 植物蒸散发
土壤中的水分经植物吸收后，输送至叶面， 经由气孔逸入大气，称为植物散发； 降水时枝叶截留一部分降水在雨后蒸发的现 象，称为植物蒸发； 植物蒸散发的测定： 器测法： 水量平衡法：
水位变化平缓时，每日8时和20时各观测1次；枯 水气每日8时观测1次；汛期一般每日观测4次。
水位观测资料整理：日平均水位、月平均水位 、年平均水位的计算。 （1）算术平均法 （2）面积包围法
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Z=
1 [ Z 0 Δt1 + Z 1 (Δt1 + Δt 2 ) + Z 2 (Δt 2 + Δt 3 ) + ... + Z n −1 (Δt n −1 + Δt n ) + Z n (Δt n )] 48
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（2) 断面测量 测深垂线起点距：测深垂线至基线上的起点桩之 间的水平距离，常用经纬仪、平板仪、六分仪、 全球定位系统（GPS）等测量。 水深： 一般用测深杆、 测深锤或测深铅鱼、 超声波回声测声仪 等测量。
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（3）流速测验
WUHEE
流速仪转子的转速n与流速v的关系，在流速 仪检定槽中通过实验确定，其关系式一般为： v=Kn+C n=N/T
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E = G + (G1 − G 2 )
) 流域总蒸发
包括水面蒸发、土壤蒸发、植物截留蒸发 及植物散发。 确定方法： 1） 单项计算，加权求和，例如面积加权
E=F水/F总×E水+F土/F总×E土
2）水量平衡法 以实测的降水量和径流量反推流域的蒸发量
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P1 + P2 + ... + Pn 1 n = ∑ Pi P= n n i =1
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(2) 垂直平分法（泰森多边形法） 条件：流域雨量站分布不太均匀，为了更好地反 映各站在计算流域平均雨量中的作用。 假设：流域各处的雨量可由与其距离最近的雨量 站代表。
n fi P1 f1 + P2 f 2 + ... + Pn f n P= = ∑ Pi F F i =1
Pc − R − E c = ΔS c
若以海洋为研究对象，其水量平衡方程为：
Po + R − E o = ΔS o
△Sc——大陆在研究时段内蓄水量的变化量 △So——海洋在研究时段内蓄水量的变化量 对多年平均情况， △Sc 、△So 趋于零。所以：
Pc − R = E c
合并得：
Po + R = E o
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下渗实验与分析： 1） 直接测定法 （1）注水法：同心环下渗仪 （2）人工降雨法
F (t ) = P (t ) − R (t )
f (t ) = i (t ) − r (t )
2） 水文分析法：流域水量平衡方程分析
F (t ) = P (t ) − R(t ) − ( S s + S v + S d )
) 降水的形成与分类
（一）降水的形成 水汽、上升运动和冷却凝结三因素 （二）降水的分类 1. 对流雨 降雨强度大，历时短、雨区较小
WUHEE
) 地形雨
WUHEE
) 锋面雨
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) 气旋雨
（1）温带气旋雨
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（2）热带气旋雨
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) 影响我国降水（暴雨）的主要天气系统
高空槽 锋面气旋 低涡 切变线 静止锋 锋区与降雨 副热带高压 热带风暴（台风）
WUHEE
大循环：海陆之间的水分交换过程，又称为外循环。 小循环：海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后，以降水 的形式落到海洋里，或陆地上的水经蒸发凝结又降落 到陆地上，又称为内循环。前者称为海洋小循环，后 者称为陆地小循环。 水文循环是地球上最重要、最活跃的物质循环之一 。正是由于自然界的水文循环，才形成永无终止千变 万化的水文现象。 水文循环也是水资源具有再生性的原因。
)
)
可能最大蒸发率或蒸发能力（EM)： 在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸发量 ，即同一气象条件下可能达到的最大蒸发率
WUHEE
) 水面蒸发的观测
(1) 器测法： 水文部门普遍采用 E601蒸发器。 每日8时观测一次， 得日蒸发量； 月蒸发量 年蒸发量 折算系数：K=E池/E器
WUHEE
(2) 间接计算法 利用气象水文观测资料间接推算蒸发量： 水汽输送法、热量平衡法、彭曼法、水量 平衡法、经验公式法等。 彭曼水面蒸发公式：
WUHEE
WUHEE
降水量观测 （1）器测法 雨量器 分辨率0.1mm。两段制 观测，即每日8时及20 时各观测一次。雨季 增加观测段次，如4段 制、8段制、12段制、 24段制。 每日8时至次日8时降 水量为当日降水量。
WUHEE
（2）自计式 虹吸式： 分辨率：0.1mm 降雨强度适用 范围： 0.01～4.0mm/min 记录纸上画出的曲线， 纵坐标表示累积雨量， 横坐标表示时程， 称累积雨量过程线
红外云图
WUHEE
降雨资料的整理 将观测的雨量进行整理计算，得逐日降水量 和汛期降水摘录表，与其他水文资料一起，刊 布在水文年鉴或存入水文数据库。 降雨时程变化的表示方法：
1、2线：降雨强度过程线 ΔP i= Δt 3线：降雨量累积曲线
t
P (t ) = ∫0 i (t )dt
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流域平均雨量计算： (1) 算术平均法 条件：流域内雨量站分布较均匀、地形起 伏变化不大。
1 E= (Qn Δ + rE a ) Δ+r
WUHEE
) 土壤蒸发
（1）土壤蒸发过程 三个阶段： 第一阶段：土壤充分湿润， 供水充足E接近最大蒸发能力EM； 第二阶段：土壤水分减少，W<W田，供水条件变 差，E逐渐减小； E=W/W田×EM 第三阶段：W<W断，水分运动十分缓慢，蒸发率 很小。
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P = E
全球多年平均 降水量等于多 年平均蒸发量 ，为1130mm
Pc + Po = E c + E o 或
WUHEE
3. 流域水量平衡
( P + E1 + Rs1 + R g1 ) − ( E 2 + Rs 2 + R g 2 ) = S 2 − S1 P − E − R = ΔS P= R+E
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二、水文观测与水文资料收集
1. 降水 水分以各种形式从大气降落到地面。 ) 形式：
)
ห้องสมุดไป่ตู้
雨、雪、霰、雹、露、霜等
)
特征要素： 降水量（mm) 降水历时(min，h，d) 降水强度(mm/h，mm/d) 降水面积(km2) 暴雨中心
WUHEE
) 与降水有关的气象因素 降水发生在大气中的对流层，对流层是地球大气 中最底的一层。
第二章
第一节 河流与流域
河流与径流
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一、河流特征 地面径流长期侵蚀地面，冲成沟壑，形成 溪流，最后汇集成河流。 河谷、河槽或河床。 上游、下游、左岸、右岸。 分段：沿水流方向，自高向低可分为河 源、上游、中游、下游和河口五段。 外流河、内流河或内陆河。
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河流的基本特征 1. 河流的长度 自河源沿主河道至河口的距离称为河长（km）。 2. 河流的断面： 横断面 中泓线 纵断面
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长江：
发源于青藏高原唐古拉山主峰格拉丹东雪山； 长度：干流全长6300余公里； 流域面积：180万平方公里； 上游：宜昌以上，长4504km，面积100km2； 中游：宜昌至湖口，长955km，面积68万km2； 下游：湖口以下，长938km，面积12万km2； 比降：源头为10.8‰，三峡河段为0.18‰， 平原河段0.026‰，河口段0.005‰； 多年平均降雨量：1100mm； 多年平均年径流量：9600亿m3； 含沙量：中下游约为0.5-1.0kg/m3；
对流层的特点：
1. 气温随高度的增加而降低 2. 具有强烈的上升和下降的气流 3. 受地表差异影响，对流层温度、湿度水平分布 不均匀。
对流层又可分三部分：下层（地面-1.5km）
中层（1.5km-6km） 上层（6km-对流层顶部）
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对流层中与降水有关的主要气象因素有：
气温、气压、风、湿度、云、蒸发
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3. 河道纵比降： 任意河段两端（水面或 水底）的高差△h称为落差， 单位河长的落差称为河道纵比 降。 水面比降、河底比降
J=
(h0 + h1 )l1 + (h1 + h2 )l 2 + ... + (hn −1 + hn )l n − 2h0 L L2
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4.水系及河流地貌 定律 斯特拉勒河流分 级法： 河流地貌定律： 河数律 河长律 面积律 河流比降律
WUHEE
翻斗式 分辨率：0.1mm 降雨强度适用 范围： 4.0mm/min以内 称重式 记录降水时全部降 水的重量。优点在于能 够记录雪、冰雹及雨雪 混合降水。
WUHEE
) 雷达探测
气象雷达是利用云、雨、雪等对无 线电波的反射现象来发现目标的。 有效范围：40～200km。
) 气象卫星云图
极轨卫星 地球静止卫星：可见光云图
3. 下渗
水从土壤表面渗入土壤内的运动过程，常用下 渗率的大小来描述下渗强度。 下渗率：单位时间内渗入单位面积土壤中的水 量。记为：f （mm/min，mm/h） 下渗的空间分布： （1）流域中土壤性质的空间分布不同 （2）流域内土壤含水量空间分布不同 （3）降雨在时间空间上分布不均匀 （4）流域内各处地下水位高低不一
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二、流域特征 1. 分水线和流域 汇集地面水和地下水的区域 即分水线所包围的区域
闭合流域、非闭合流域
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2. 流域基本特征 流域面积（F，km2） 河网密度（∑L/F，km/km2） 流域长度（L）和平均宽度（M） 流域形状系数（M/L） （扇状流域、羽状流域） 流域平均高度和平均坡度 流域自然地理特征 （位置、气候、下垫面）
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(3) 等雨量线法 条件：当流域地形变化较大，而雨量站分布较密 ，能结合地形变化绘制等雨量线时。
1 P= F
∑ Pi f i
i =1
n
该方法能考虑流域地形的变化绘制等雨量线，比较好 地反映了降雨在流域上的变化，精度较高。 但是绘制等雨量线需要较多站点的资料，且每次都 要重绘，工作量大。
WUHEE
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2、地球上的水量平衡 水量平衡原理：在水文循环过程中，对任一区域 、任一时段进入水量与输出水量之差额必等于其蓄水 量的变化量。 水量平衡方程：
I − O = ΔS
I、O——给定时段内输入、输出该地区的总水量 △S——时段内区域蓄水量的变化量，可正可负。
WUHEE
若以地球的整个大陆作为研究范围，其水量平衡方程为：
dS (t ) f (t ) = i (t ) − r (t ) − dt
WUHEE
3）霍顿下渗公式：
f (t ) = f c + ( f 0 − f c ) e
− βt
f0：起始下渗率 fc：稳定下渗率
β ：系数
WUHEE
4. 水位观测
指河流、湖泊、水库及海洋等水体的自由 水面离开固定基面的高程。 目前全国统一基面：黄海基面 水位观测设备：水尺、自记水位计
WUHEE
5. 流量测验
单位时间通过河流某一断面的水量，m3/s。 1）流速仪测流 （1）测流原理：Q = vω 将河道断面划分为若干部分，用普通测量方法 测算出各部分断面的面积，用流速仪施测流速并计 算各部分面积上的平均流速，两者的乘机，称为部 分流量，各部分流量之和为全断面的流量。 测流工作分为：河道断面测量、流速测量。