地球上水循環(huán)-PPT課件

1、第二章 地球上的水循環(huán)第一節(jié) 水循環(huán)概述(4) 一、 水循環(huán)的基本過程和類型 二、水循環(huán)機(jī)理與特征 三、水體的更替周期 四、水循環(huán)作用與效應(yīng)第二節(jié) 水量平衡(35) 一、水量平衡的相關(guān)概念 二、通用水量平衡方程 三、全球水量平衡方程第三節(jié) 蒸發(fā)(47) 一、蒸發(fā)的物理機(jī)制 二、影響蒸發(fā)的因素 三、蒸發(fā)量的計(jì)算本章結(jié)構(gòu)第四節(jié)：水汽擴(kuò)散與輸送(80) 一、擴(kuò)散現(xiàn)象 二、水汽輸送第五節(jié) 降水(97) 一、降水要素及降水特征的表示方法 二、面降水的計(jì)算 三、影響降水的因素 四、可能最大降水第六節(jié) 下滲(121) 一、下滲的物理過程 二、下滲理論與經(jīng)驗(yàn)公式 三、影響下滲的因素第七節(jié) 徑流(136) 一、

2、徑流的涵義與表示方法 二、徑流的形成過程 三、影響徑流的因素第一節(jié) 水循環(huán)概述一、 水循環(huán)的基本過程和類型1、水循環(huán)的基本過程水循環(huán)：地球上各種形態(tài)的水，在太陽輻射、地心引力等作用下，通過蒸發(fā)、水汽輸送、凝結(jié)降水、下滲以及徑流等環(huán)節(jié)，不斷地發(fā)生相態(tài)轉(zhuǎn)換和周而復(fù)始運(yùn)動的過程。你能想到的水循環(huán)/水循環(huán)現(xiàn)象有哪些？可以設(shè)想這里是起點(diǎn)2、水循環(huán)的類型與層次結(jié)構(gòu)1）水循環(huán)的基本類型根據(jù)水循環(huán)的路徑與規(guī)模差異，將全球的水循環(huán)分為大循環(huán)與小循環(huán)。A、大循環(huán)/外循環(huán)：發(fā)生于全球海洋(、大氣)與陸地之間的水分交換過程。在循環(huán)過程中，水分通過蒸發(fā)與降水兩個環(huán)節(jié)進(jìn)行垂向交換；以水汽輸送和徑流的形式進(jìn)行橫向交換。B、

3、小循環(huán)/內(nèi)部循環(huán)：發(fā)生在海洋與大氣之間（海洋小循環(huán)），或陸地與大氣之間（陸地小循環(huán)）的水分交換過程。海洋小循環(huán)主要包括海面的蒸發(fā)與降水兩大環(huán)節(jié)。陸地小循環(huán)：從水汽來源看，包括陸地蒸發(fā)的水汽及海洋輸送的水汽；水汽的地區(qū)分布很不均勻，距離海洋越遠(yuǎn)，水汽含量越少，因而水循環(huán)強(qiáng)度具有從海洋向內(nèi)陸深處逐步遞減的趨勢。陸地小循環(huán)還分為外流區(qū)小循環(huán)與內(nèi)流區(qū)小循環(huán)。外流區(qū)小循環(huán)除自身垂向的水分交換外，還有多余的水量，以地表徑流以及地下徑流的形式向海洋輸送；與此同時，高空必然有等量的水分從海洋輸送到陸地，即陸地小循環(huán)還存在與海洋之間的橫向水分交換。試舉例外流區(qū)小循環(huán)和內(nèi)流區(qū)小循環(huán)習(xí)題：陸地上內(nèi)流區(qū)，其多年平均降

4、水量等于蒸發(fā)量，自成一個獨(dú)立的水循環(huán)系統(tǒng)；地面上并不直接和海洋相溝通，水分交換以垂向?yàn)橹?；僅借助于大氣環(huán)流，在高空與外界之間，進(jìn)行一定量的水汽輸送和交換。塔里木盆地及內(nèi)流河流冰川融水補(bǔ)給是重要來源。冰川退縮內(nèi)流區(qū)和海洋之間有聯(lián)系嗎？問題大循環(huán)：發(fā)生于全球海洋與陸地之間的水分交換過程；發(fā)生在海洋與大氣之間，或陸地與大氣之間的水分交換過程。洋流算不算水循環(huán)的過程?大洋環(huán)流算不算(小的)水循環(huán)?水循環(huán)的定義應(yīng)該算！水循環(huán)的動力；水循環(huán)影響范圍。討論：2）全球水循環(huán)系統(tǒng)的層次結(jié)構(gòu)二、水循環(huán)機(jī)理與特征1、水循環(huán)服從質(zhì)量、能量守恒定律。水循環(huán)是物質(zhì)與能量的傳輸、儲存和轉(zhuǎn)化的過程。蒸發(fā)中有什么物質(zhì)和能量傳遞

5、？二、水循環(huán)機(jī)理與特征1、水循環(huán)服從質(zhì)量、能量守恒定律。水循環(huán)是物質(zhì)與能量的傳輸、儲存和轉(zhuǎn)化的過程。在蒸發(fā)環(huán)節(jié)中，伴隨液態(tài)水轉(zhuǎn)化為氣態(tài)水的是能量的吸收，伴隨著凝結(jié)降水是潛熱的釋放，所以蒸發(fā)與降水就是地面向大氣輸送熱量的過程。由降水轉(zhuǎn)化為地面與地下徑流的過程，則是勢能轉(zhuǎn)化為動能的過程。這些動能成為水流的動力，消耗在沿途的沖刷、搬運(yùn)與堆積作用中，直到注入海洋才消耗殆盡。2、太陽輻射與重力作用是水循環(huán)的基本動力，此動力不消失，水循環(huán)將永恒存在。水的物理特性，即在常溫常壓下固態(tài)、液態(tài)與氣態(tài)的三相變化是水循環(huán)的基本前提；外部環(huán)境包括地理緯度、海陸分布、地貌形態(tài)等，它們制約著水循環(huán)的路徑、規(guī)模與強(qiáng)度。如果

6、海洋環(huán)流是水循環(huán)一種，那地球自轉(zhuǎn)也是水循環(huán)的重要動力之一。3、水循環(huán)廣及整個水圈，并深入大氣圈、巖石圈以及生物圈。在水循環(huán)過程中，其循環(huán)路徑不是單一的，而是通過無數(shù)條路徑實(shí)現(xiàn)循環(huán)和相變的，所以水循環(huán)系統(tǒng)是由無數(shù)不同尺度、不同規(guī)模的局部水循環(huán)所組合而成的復(fù)雜的巨系統(tǒng)。4、全球水循環(huán)是閉合系統(tǒng)，但局部水循環(huán)卻是開放系統(tǒng)。5、地球上的水分在交替循環(huán)過程中，總是溶解并攜帶著某些物質(zhì)一起運(yùn)動，諸如溶于水中的各種化學(xué)元素、氣體以及泥沙等固體雜質(zhì)。但通常意義上的水文循環(huán)僅指水分循環(huán)。三、水體的更替周期水體的更替周期是指水體在水循環(huán)過程中全部水量被交替更新一次所需要的時間，T=W/W。更替周期是在有規(guī)律地逐步

7、輪換這一假設(shè)條件下得出的平均所需時間。水體周期水體周期水體周期極地冰川10000a深層地下水1400a河水16d永凍地帶地下水9700a湖泊水17a大氣水8d世界大洋2500a沼澤水5a生物水12h高山冰川1600a土壤水1aT為更體周期，W為水體總儲水量，W為參與水循環(huán)的活動量。水體更替周期是反映水循環(huán)強(qiáng)度的重要指標(biāo)，也是反映水資源可利用率的基本參數(shù)。事實(shí)上，水體的儲水量并不是全部都能被利用，只是其中積極參與水循環(huán)的那部分水量，由于利用后能得到恢復(fù)，才能看作可以利用的水資源；這部分水量的多少，主要決定于水體循環(huán)更新速度和周期的長短，循環(huán)速度愈快，周期愈短，可開發(fā)的水量就愈大。更替周期與水資源

8、可利用率關(guān)系應(yīng)該如何？四、水循環(huán)作用與效應(yīng)水文循環(huán)與地球圈層構(gòu)造 地球表層系由大氣圈、巖石圈、生物圈以及水圈組合而成。在這一有序的龐大層次結(jié)構(gòu)中，水圈居于主導(dǎo)地位，正是水圈中的水，通過周流不息的循環(huán)運(yùn)動，積極參與了圈層之間界面活動，并且深入4大圈層內(nèi)部，將它們耦合在一起。四、水循環(huán)作用與效應(yīng)水文循環(huán)與全球氣候 水循環(huán)一方面受到全球氣候變化尤其是大氣環(huán)流活動的影響，另一方面，它又深入大氣系統(tǒng)內(nèi)部，極其深刻地制約了全球氣候。水循環(huán)是大氣系統(tǒng)能量的主要傳輸、儲存和轉(zhuǎn)化者；雖然太陽輻射是地球表層的根本熱源，但大氣得自太陽的直接輻射僅占其吸收總能量的30%，而來自地面的長波輻射占23%，地面與大氣間顯熱

9、交換占11%，來自蒸發(fā)的潛熱輸送占36%。有人計(jì)算，如果大氣圈中水汽含量比現(xiàn)在減少一半，地球表面平均氣溫將下降5C。四、水循環(huán)作用與效應(yīng)水文循環(huán)與全球氣候 水循環(huán)一方面受到全球氣候變化尤其是大氣環(huán)流活動的影響，另一方面，它又深入大氣系統(tǒng)內(nèi)部，極其深刻地制約了全球氣候。水循環(huán)是大氣系統(tǒng)能量的主要傳輸、儲存和轉(zhuǎn)化者；水循環(huán)通過對地表太陽輻射能的重新分配，使不同緯度熱量收支不平衡的矛盾得到緩解；問題：如果沒有水循環(huán)，赤道和兩極地區(qū)溫度會怎么變化？如果沒有熱平流調(diào)節(jié)高低緯度熱量不均，赤道附近會比現(xiàn)在熱10C，兩極地區(qū)會比現(xiàn)在冷20C。如果沒有水循環(huán)調(diào)節(jié)，氣溫在赤道附近40C，兩極地區(qū) -15C。四、水

10、循環(huán)作用與效應(yīng)水文循環(huán)與全球氣候 水循環(huán)一方面受到全球氣候變化尤其是大氣環(huán)流活動的影響，另一方面，它又深入大氣系統(tǒng)內(nèi)部，極其深刻地制約了全球氣候。水循環(huán)是大氣系統(tǒng)能量的主要傳輸、儲存和轉(zhuǎn)化者；水循環(huán)通過對地表太陽輻射能的重新分配，使不同緯度熱量收支不平衡的矛盾得到緩解；水循環(huán)的強(qiáng)弱及其路徑還直接影響到各地的天氣過程。如墨西哥灣流與北大西洋西風(fēng)漂流使5570N之間的北歐地區(qū)比同緯度的大西洋西岸高16-20C。如墨西哥灣流與北大西洋西風(fēng)漂流使5570N之間的北歐地區(qū)比同緯度的大西洋西岸高16-20C。四、水循環(huán)作用與效應(yīng)水文循環(huán)與地貌形態(tài)和地殼運(yùn)動 地殼構(gòu)造運(yùn)動奠定了全球海陸分布及陸地表面高山、深

11、谷、盆地和平原等地表形態(tài)的基本輪廓，而水循環(huán)過程中的各種物理和化學(xué)侵蝕、搬運(yùn)和沉積過程則在地質(zhì)構(gòu)造的基礎(chǔ)上重新塑造了全球地貌形態(tài)。珠穆朗瑪峰冰川作用科羅拉多大峽谷流水作用水循環(huán)不僅影響地表形態(tài)，而且影響到地殼表層內(nèi)應(yīng)力的平衡，是觸發(fā)地震甚至影響地殼運(yùn)動的重要原因。新豐江水電站1962年3月19日廣東新豐江水庫6.1級地震, 就是水庫蓄水過程中地殼荷載變化導(dǎo)致地殼本身積蓄能量的集中釋放。冰蓋卸載后均衡回調(diào)主要分布在南極、格陵蘭、北美和北歐等在冰河期形成過大冰蓋的地方。四、水循環(huán)作用與效應(yīng)水文循環(huán)與生態(tài)平衡 水是生命之源，又是生命有機(jī)體的基本組成物質(zhì)水循環(huán)的強(qiáng)度及其時空變化還制約一個地區(qū)的生態(tài)環(huán)境

12、平衡或失調(diào)的關(guān)鍵海南島西部屬于典型的熱帶半干旱氣候區(qū),是我國惟一的熱帶稀樹干草原沙漠化地區(qū)降水影響海南島東西植被差異四、水循環(huán)作用與效應(yīng)水文循環(huán)與水資源開發(fā)利用 水是廉價、清潔的能源如果自然界不存在水循環(huán)，那水資源亦不能再生，無法持續(xù)利用。我國境內(nèi)冰川儲存的靜態(tài)水資源約相當(dāng)于條長江，每年提供的融水量相當(dāng)于一條黃河，而我國冰川總面積的80上以在青藏高原。僅喜馬拉雅冰川融水徑流量，就占全國冰川融水徑流總量的12.7。特別在西北內(nèi)陸干旱區(qū)，冰川融水更是綠洲地區(qū)社會進(jìn)步、生態(tài)環(huán)境保護(hù)的命脈。 冰川水資源與冰川退縮南極Adelaide島冰川退縮(從1986到2019，15年間)。 冰川退縮不只是發(fā)生在高

13、山四、水循環(huán)作用與效應(yīng)水文循環(huán)與水文現(xiàn)象和水文學(xué)科的發(fā)展 水循環(huán)是地球上一切水文現(xiàn)象的根源研究地球上的水文循環(huán)，是認(rèn)識和掌握自然界錯綜復(fù)雜的水文現(xiàn)象的一把鑰匙水循環(huán)與水量平衡的研究引導(dǎo)了以往水文學(xué)科的發(fā)展，亦將指導(dǎo)水文學(xué)的未來第二節(jié) 水量平衡一、水量平衡的相關(guān)概念1、水量平衡及水量平衡方程水量平衡：任意選擇的區(qū)域或水體，在任意時段內(nèi)，其收入與支出水量之間的差額必等于該時段內(nèi)某區(qū)域或水體蓄水的變化量。水量平衡是地球上水循環(huán)持續(xù)不斷進(jìn)行下去的基本前提。水量平衡方程是水循環(huán)的數(shù)學(xué)表達(dá)式，根據(jù)不同類型的水循環(huán)，可建立不同的水量平衡方程。如通用、全球、海洋、陸地、流域水量平衡方程等。水量平衡研究的意義通

14、過水量平衡研究，可以定量地揭示水循環(huán)過程與全球地理環(huán)境、自然生態(tài)系統(tǒng)之間的聯(lián)系、相互制約的關(guān)系，揭示水循環(huán)過程對人類的影響及人類活動對水循環(huán)的消極影響和積極控制作用；水量平衡是研究水循環(huán)系統(tǒng)內(nèi)在結(jié)構(gòu)和運(yùn)行機(jī)制、分析系統(tǒng)內(nèi)蒸發(fā)、降水及徑流等各環(huán)節(jié)之間內(nèi)在聯(lián)系、揭示自然界水文過程基本規(guī)律的主要方法水量平衡是分析水資源現(xiàn)狀評價與供需預(yù)測研究工作的核心。在流域規(guī)劃、水資源工程系統(tǒng)規(guī)劃與設(shè)計(jì)中同樣離不開水量平衡工作。二、通用水量平衡方程水量平衡方程式的通式：I是水量的收入項(xiàng)，Q為水量的支出項(xiàng)，ds為研究時段內(nèi)區(qū)域或水體內(nèi)的蓄水變化量； 分別是計(jì)算時段t內(nèi)的水量收入、支出與蓄水變化量。以陸地上任一地區(qū)為研

15、究對象，沿該地區(qū)邊界作一垂直柱體，以地表作為柱體的上界,以地面下某一深度為柱體的下界(以界面上不發(fā)生水分垂直交換的深度為準(zhǔn)),則水量平衡方程式可寫做為：P為時段內(nèi)降水量； E1 、 E2分別為時段內(nèi)水汽凝結(jié)量和蒸發(fā)量； R表、 R表分別為時段內(nèi)地表流入與流出的水量； R地下、 R地下分別為時段內(nèi)地下流入與流出的水量；S1 、 S2分別為時段內(nèi)始末蓄水量。q為時段內(nèi)工農(nóng)業(yè)以及生活凈用水量； 令E= E2E1為時段內(nèi)凈蒸發(fā)量；s= S2S1為時段內(nèi)蓄水變化量，則上述水量平衡方程式可以變化為：此式為通用水量平衡方程式，其簡繁程度與研究對象及時段長短有關(guān)。如對于多年平均來說，s0，可忽略不計(jì)；但對于短

16、時段而言，蓄水變化量s非但不可忽略，而且必須細(xì)分為地表水體蓄水變化量、土壤蓄水變化量、地下水蓄水變化量等。三、全球水量平衡方程全球水量平衡系由海洋和陸地水量平衡聯(lián)合組成。1、海洋水量平衡方程式以全球海洋為研究對象，則任意時段內(nèi)的水量平衡方程式為：多年平均狀態(tài)下s海0，所以即在多年平均狀態(tài)下，整個海洋的降水量加上入海徑流量與海面水蒸發(fā)量處于動態(tài)平衡狀態(tài)。對于各大洋來說，降水量與入海徑流量之和并非等于蒸發(fā)量？2、陸地水量平衡方程式陸地上水循環(huán)可分為外流區(qū)與內(nèi)流區(qū)，其水量平衡方程式可分為外流區(qū)和內(nèi)流區(qū)水量平衡方程。1）外流區(qū)水量平衡方程對于外流區(qū)來說，任意時段的水量平衡方程為：P外E外R地表R地下=

17、 s外對于多年平均而言s外0，并以R= R地表R地下，則有P外、E外、R地表、R地下和s外分別為外流區(qū)任意時段內(nèi)降水量、蒸發(fā)量、入海的地表與地下徑流量和蓄水量變化；2）內(nèi)流區(qū)水量平衡內(nèi)流區(qū)水循環(huán)基本上呈閉合狀態(tài)，除了上空存在與外界水汽發(fā)生交換外，內(nèi)流區(qū)的降水最終全部轉(zhuǎn)化為水汽，沒有水量入海。因此在多年平均情況下的水量平衡方程為： 分別為內(nèi)流區(qū)多年平均降水量、蒸發(fā)量。3）陸地水量平衡方程陸地水量平衡方程是由外流區(qū)與內(nèi)流區(qū)水量平衡方程的組合： 由于 ，全球陸地平均降水量P 陸為800mm，平均蒸發(fā)E 陸為485mm，兩者之差為315mm，它與入海徑流量R 相當(dāng)。非洲為什么干旱?全球各大洲水量收支3

18、、全球水量平衡方程式全球水量平衡方程式是海洋水量平衡方程式與陸地水量平衡方程式的組合：海洋水量平衡方程式：陸地水量平衡方程式： P 海P 陸= E 陸E 海即海洋與陸地的多年平均降水量等于海洋與陸地多年平均蒸發(fā)量，即在水循環(huán)過程中，全球總水量不變，但各種水體之間相對數(shù)量卻是不斷變化的。水體蓄水量變化（109m3/a）海平面變化值（mm/a）冰川2500.7湖泊800.2地下水3000.8水庫500.1海洋5801.6全球各種水體動態(tài)變化及引起的海平面變化第三節(jié) 蒸發(fā)蒸發(fā)是水由液態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)闅怏w狀態(tài)的過程，是海洋和陸地上水返回大氣的唯一途徑。蒸發(fā)同時包含水和熱的交換過程。蒸發(fā)因蒸發(fā)面的不同，可分為水

19、面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)與植物散發(fā)等；土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)合稱為陸面蒸發(fā)；流域上各部分蒸發(fā)和散發(fā)的總和稱為流域總蒸發(fā)。流域總蒸發(fā)可能包含水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)與植物散發(fā)等一、蒸發(fā)的物理機(jī)制1、水面蒸發(fā)水面蒸發(fā)是在充分供水條件下的蒸發(fā)。分子運(yùn)動角度：水分蒸發(fā)是發(fā)生在水體與大氣界面上的水分子交換現(xiàn)象。包括水分子從水面逸出和水汽分子返回液面。通常說的蒸發(fā)量E，即是從蒸發(fā)面躍出的水量和返回蒸發(fā)面的水量之差值，稱為有效蒸發(fā)量。能態(tài)角度：在液態(tài)水和水汽兩相共存的系統(tǒng)中，每個水分子都具有一定的動能，逸出水面的首先是動能大的分子，而溫度是物質(zhì)分子運(yùn)動平均動能的反映，因此，溫度越高，水分子動能越大，自水面逸出的水分子越多。由

20、于躍入空氣中的分子能量大，蒸發(fā)面上水分子的平均動能變小，水體溫度因此降低。蒸發(fā)伴隨著熱量的吸收，從液態(tài)水變?yōu)闅鈶B(tài)時吸收的熱量為蒸發(fā)潛熱，以L表示，其值與蒸發(fā)面的溫度T有以下的關(guān)系： L=24912.177T（J/g）為什么說蒸發(fā)是物質(zhì)和能量的轉(zhuǎn)換？能量的轉(zhuǎn)換是怎樣的？問題：2、土壤蒸發(fā)土壤蒸發(fā)是發(fā)生在土壤孔隙中的水的蒸發(fā)現(xiàn)象。與水面蒸發(fā)相比較，不僅蒸發(fā)面的性質(zhì)不同，更重要的是供水條件的差異。土壤水在汽化過程中，除了要克服水分子之間的內(nèi)聚力外，還要克服土壤顆粒對水分子的吸附力。（與溶液蒸發(fā)相似）土壤蒸發(fā)是土壤失去水分的干化過程，隨著蒸發(fā)過程的持續(xù)進(jìn)行，土壤中的含水量會逐漸減少，因而其供水條件越來

21、越差，土壤的實(shí)際蒸發(fā)量也隨之降低。根據(jù)土壤供水條件的差別以及蒸發(fā)率的變化，可將土壤的干化過程劃分為三個階段：1）定常蒸發(fā)率階段：在充分供水條件下，水通過毛管作用，源源不斷地輸送到土壤表層供給蒸發(fā)，蒸發(fā)快速進(jìn)行，蒸發(fā)率相對穩(wěn)定；蒸發(fā)量等于或近似于相同氣象條件下的水面蒸發(fā)；此階段土壤蒸發(fā)主要受氣象條件的影響（如風(fēng)速、飽和差）。裸露土壤蒸發(fā)過程示意圖2）蒸發(fā)率下降階段當(dāng)蒸發(fā)達(dá)到某一臨界值W田（約為土壤田間持水量），土壤的供水能力不能滿足蒸發(fā)需要，蒸發(fā)率減小并進(jìn)入明顯下降階段。由于供水不足，毛管水達(dá)不到地表，土壤水主要以薄膜水的形式，由水膜厚的地方向水膜薄的地方運(yùn)動。蒸發(fā)量的大小主要取決于土壤含水量，

22、氣象因素處于次要地位。毛管上升水毛管懸著水懸著水帶3）蒸發(fā)微弱階段當(dāng)蒸發(fā)達(dá)到第二臨界值W凋（凋萎系數(shù)，其值相當(dāng)于植物無法從土壤中吸水而開始凋謝枯死時土壤含水量），土壤蒸發(fā)便進(jìn)入蒸發(fā)率微弱階段。土壤水由底層向表面的薄膜運(yùn)動基本停止，土壤液態(tài)供水中斷，僅靠下層水汽向外擴(kuò)散，此時土壤蒸發(fā)在較深的土層中進(jìn)行。汽化擴(kuò)散速度主要與上下層水汽壓梯度及水汽所通過的路徑長短和彎曲程度有關(guān)，并隨汽化層的不斷向下延伸，蒸發(fā)越來越弱。3、植物散發(fā)植物散發(fā)又稱植物蒸騰，其過程大致是：植物根系從土壤中吸收水分后，經(jīng)由根、莖，葉柄和葉脈輸送到葉面，并為葉肉細(xì)胞所吸收，其中除一小部分留在植物體內(nèi)，90%以上的水分在葉片的氣腔

23、中汽化而向大氣散逸。3、植物散發(fā)由于植物的散發(fā)主要是通過葉片上的氣孔進(jìn)行的，而氣孔大小則隨著外界條件改變而變化，從而控制植物散發(fā)的強(qiáng)弱。白天，氣孔開啟度大，水散發(fā)強(qiáng)；夜晚氣孔關(guān)閉，水散發(fā)力弱。二、影響蒸發(fā)的因素1、供水條件通常將蒸發(fā)面的供水條件分為充分供水和不充分供水：將水面蒸發(fā)以及含水量達(dá)到田間持水量以上的土壤蒸發(fā)，稱為充分供水條件下的蒸發(fā)；將土壤含水量小于田間持水量情況下的蒸發(fā)為不充分供水條件下的蒸發(fā)。將處在特定氣象環(huán)境中，具有充分供水條件的可能達(dá)到的最大蒸發(fā)量稱為蒸發(fā)能力/潛在蒸發(fā)量/最大可能蒸發(fā)量。對于水面蒸發(fā)，始終是充分供水條件下的蒸發(fā)，因此可以將相同氣象條件下的自由水面蒸發(fā)，視為區(qū)

24、域蒸發(fā)能力。蒸發(fā)能力的表示方法：由于在充分供水條件下，蒸發(fā)面與大氣之間的顯熱交換很小，可以忽略不計(jì)，因而輻射平衡的凈收入基本上消耗于蒸發(fā)，蒸發(fā)能力可以表示為：Ep為蒸發(fā)能力， L為蒸發(fā)潛熱，R為輻射平衡值，t為時段長。對于特定的蒸發(fā)面，其蒸發(fā)能力并不是常數(shù)，受到太陽輻射、溫度、飽和差以及風(fēng)速等條件的影響。實(shí)際情況下的蒸發(fā)可能等于蒸發(fā)能力，可能小于蒸發(fā)能力。2、影響蒸發(fā)的動力與熱力因素1）動力學(xué)因素水汽分子的垂向擴(kuò)散蒸發(fā)面上空的水汽分子，在垂向分布上極不均勻，越近水面層，水汽含量越大，因而存在水汽含量垂向梯度和水汽壓梯度，水汽分子有沿著梯度方向運(yùn)行擴(kuò)散的趨勢，垂向梯度愈顯著，蒸發(fā)面上的擴(kuò)散作用愈

25、強(qiáng)烈。2、影響蒸發(fā)的動力與熱力因素1）動力學(xué)因素大氣垂向?qū)α鬟\(yùn)動垂向?qū)α魇侵赣烧舭l(fā)面和空中的溫差所引起，運(yùn)動的結(jié)果是蒸發(fā)面的水汽不斷送入空中，使近蒸發(fā)面的水汽含量變小，飽和差擴(kuò)大，從而加速了蒸發(fā)面的蒸發(fā)。大氣中的水平運(yùn)動和湍流擴(kuò)散在近地層中的氣流，既有規(guī)則的水平運(yùn)動，也有不規(guī)則的湍流運(yùn)動。運(yùn)動不僅影響水汽的水平和垂向交換過程，影響蒸發(fā)面上的水汽分布，而且也影響溫度和飽和差，進(jìn)而影響蒸發(fā)面的蒸發(fā)速度。2）熱力學(xué)因素太陽輻射：太陽輻射是水面、土壤與植物體熱量的主要來源。太陽輻射強(qiáng)烈蒸發(fā)面溫度升高水分子動能增加；飽和水汽壓增大飽和差增大蒸發(fā)速度加大。太陽輻射強(qiáng)度隨緯度而變化，并有強(qiáng)烈的季節(jié)變化和日變

26、化，各種蒸發(fā)面的蒸發(fā)強(qiáng)度，也表現(xiàn)出強(qiáng)烈的時空變化。對于植物散發(fā)來說，太陽輻射和溫度的高低，還可通過影響植物體的生理過程而間接影響其散發(fā)。當(dāng)溫度 1.5，散發(fā)隨溫度升高而遞增；當(dāng)溫度40 時，葉面的氣孔失去調(diào)節(jié)能力，氣孔全部打開，散發(fā)量激增，但植物一旦耗水過多，將會枯萎。平流時的熱量交換主要指大氣中冷暖氣團(tuán)運(yùn)行過程中發(fā)生的與下墊面之間的熱量交換。這種交換過程具有強(qiáng)度大，持續(xù)時間較短，對蒸發(fā)的影響比較大。蒸發(fā)體自身的特性有關(guān) 水體的含鹽度、渾濁度以及水深的不同，會導(dǎo)致水體的比熱、熱容量的差異，因而在同樣的太陽輻射條件下，其熱量變化和蒸發(fā)速度也不相同。如礦化度10克/升，透明度1米，濃度為1.1-1

27、.12克/厘米3的污水的蒸發(fā)量僅為淡水蒸發(fā)量的75%.3、土壤特性和土壤含水量的影響1）對土壤蒸發(fā)的影響不同質(zhì)地的土壤，其含水量與土壤蒸發(fā)比(E/EM)之間關(guān)系線都有一個轉(zhuǎn)折點(diǎn)。與此轉(zhuǎn)折點(diǎn)相應(yīng)的土壤含水量，稱為臨界含水量。當(dāng)實(shí)際的土壤含水量大于此臨界值時，則蒸發(fā)量與蒸發(fā)能力之比接近于1，即土壤蒸發(fā)接近于蒸發(fā)能力，并與土壤含水量無關(guān)。各種土壤含水率與蒸發(fā)比當(dāng)土壤含水量小于臨界值，則蒸發(fā)比與含水量呈直線關(guān)系。在此情況下，土壤蒸發(fā)不僅與含水量呈正比，而且還與土壤的質(zhì)地有關(guān)。土壤質(zhì)地不同，土壤的空隙率及連通性也不同，進(jìn)而影響土壤中水的運(yùn)動特性，影響土壤水的蒸發(fā)。各種土壤含水率與蒸發(fā)比2）對植物散發(fā)的影

28、響植物散發(fā)的水來自根系吸收土壤中的水，所以土壤的特性和土壤含水量會影響植物散發(fā)。對影響的程度有不同的認(rèn)識,有的學(xué)者認(rèn)為植物的散發(fā)量與留存在土壤內(nèi)可供植物使用的水大致成正比；有的認(rèn)為土壤有效水的減少到植物凋萎含水量前散發(fā)與有效水無關(guān)。三、蒸發(fā)量的計(jì)算三種途徑采用一定的儀器和某種手段進(jìn)行直接測定；根據(jù)典型資料建立地區(qū)經(jīng)驗(yàn)公式，以進(jìn)行估算；通過成因分析建立理論公式，進(jìn)行計(jì)算。水面蒸發(fā)量的確定器測法直接應(yīng)用陸地蒸發(fā)器、蒸發(fā)池及水面漂浮蒸發(fā)器測定蒸發(fā)量的方法。由于蒸發(fā)器的水熱條件和天然水面不同，需要進(jìn)行換算。換算關(guān)系式為：E = E其中，E為實(shí)際蒸發(fā)量，E為蒸發(fā)器測定值， 為換算系數(shù)，受蒸發(fā)器的結(jié)構(gòu)、口

29、徑大小、季節(jié)、氣候等條件的不同而有差別。我國部分地區(qū)不同類型蒸發(fā)器值表經(jīng)驗(yàn)公式法在缺乏實(shí)測資料的情況下，可采用經(jīng)驗(yàn)公式估算水面蒸發(fā)?；咎卣魇沁x擇有實(shí)測資料的飽和水汽壓、風(fēng)速等作為主要參數(shù)，其他因素統(tǒng)一作為相關(guān)系數(shù)來考慮。國外有Penman公式、Kuzmin公式，國內(nèi)有華東水利學(xué)院和重慶蒸發(fā)站的公式。熱量平衡法建立在水面蒸發(fā)不僅是水交換過程、還是熱量交換過程，并遵循能量守恒原理這一基礎(chǔ)上。土壤蒸發(fā)量的確定器測法基本原理：通過直接稱重或者靜水浮力稱重的方法測量出土體重量的變化，據(jù)此計(jì)算土壤蒸發(fā)量的變化。也有非稱重的蒸滲儀、負(fù)壓計(jì)(張力計(jì))等。經(jīng)驗(yàn)公式法建立原理與水面蒸發(fā)相同，建立的公式結(jié)構(gòu)也相似

30、。植物蒸發(fā)量的確定 比較復(fù)雜，一般可歸納為直接測定和分析估算兩種方法。直接測定法有器測法、坑測法和棵枝稱重法等。分析計(jì)算法有水量平衡法、熱量平衡法和各種散發(fā)模型等。流域總蒸發(fā)量的估算水量平衡法建立在區(qū)域有較長期的降雨和徑流資料的基礎(chǔ)上，按水量平衡的原理來估算全區(qū)域的總蒸發(fā)量。不足之處是將各項(xiàng)觀測誤差和計(jì)算誤差歸入蒸發(fā)項(xiàng)內(nèi)，影響精度。另外對于較短時段區(qū)域蓄水變量往往難以估算，影響適用性。水熱平衡法如前所述，水面蒸發(fā)不僅是水交換過程、還是熱量交換過程，所以水量平衡與熱平衡有緊密聯(lián)系。第四節(jié)：水汽擴(kuò)散與輸送水汽擴(kuò)散與輸送是地球上水循環(huán)過程的重要環(huán)節(jié)，是將海水、陸地水與空中水聯(lián)系在一起的紐帶。對于地表

31、缺水、地面橫向水交換過程比較弱的內(nèi)陸地區(qū)來說，水汽擴(kuò)散和輸送對地區(qū)水循環(huán)過程具有特別重要的意義。一、擴(kuò)散現(xiàn)象擴(kuò)散：是指由于物質(zhì)、粒子等的隨機(jī)運(yùn)動而擴(kuò)展于給定空間的一種不可逆現(xiàn)象。擴(kuò)散現(xiàn)象不僅存在于大氣之中，也存在與液體分子的運(yùn)動之中。在擴(kuò)散過程中伴隨著質(zhì)量轉(zhuǎn)移，還存在動量和熱量轉(zhuǎn)移。結(jié)果使得質(zhì)量、動量與能量不均勻的氣團(tuán)或水團(tuán)趨向一致，即擴(kuò)散的結(jié)果帶來混合。澳大利亞山火造成的白色煙霧向東南方擴(kuò)散2009-2-71、分子擴(kuò)散分子擴(kuò)散/分子混合，是大氣中的水汽，各種水體中的水分子運(yùn)動的普遍形式。如：蒸發(fā)過程中液面上的水分子由于熱運(yùn)動、脫離水面進(jìn)入空中并向四周散逸的現(xiàn)象。如：在靜止的水面上瞬時加入有色

32、溶液，可觀察有色溶液在水中擴(kuò)散的過程。水中墨水?dāng)U散2、紊動擴(kuò)散/紊動混合/湍流擴(kuò)散與分子擴(kuò)散一樣，大氣紊動擴(kuò)散過程中，也具有質(zhì)量轉(zhuǎn)移，動能轉(zhuǎn)移和熱量轉(zhuǎn)移，其轉(zhuǎn)移的結(jié)果促使質(zhì)量、動量、熱量趨向均勻。與分子擴(kuò)散相比，紊動擴(kuò)散系數(shù)是前者的千百倍，即紊動擴(kuò)散作用遠(yuǎn)較分子擴(kuò)散作用強(qiáng)。分子擴(kuò)散與紊動擴(kuò)散經(jīng)常是同時存在的。二、水汽輸送水汽輸送是指大氣中的水分由一地向另一地、或由低空輸送到高空的運(yùn)移過程。水汽在輸送過程中，水汽含量，運(yùn)動方向與路線，以及輸送強(qiáng)度等隨時會發(fā)生改變，從而影響到沿途的降水。水汽輸送過程中，還伴隨有動量和能量的轉(zhuǎn)移，因而對沿途的氣溫、氣壓等其他氣象因子會產(chǎn)生一定影響。水汽輸送主要有大氣

33、環(huán)流輸送和渦動輸送，并具有強(qiáng)烈的地區(qū)性特點(diǎn)和季節(jié)變化，有時以環(huán)流輸送為主，有時以渦動輸送為主，總體以前者為主。水汽輸送主要集中于對流層的下半部，其中最大的輸送量出現(xiàn)在近地面層的850900百帕左右的高度，由此向下向上水汽輸送量均迅速減小，至500400百帕以上高度處，水汽輸送量很小。1、大氣水分平衡方程式 對于一個給定區(qū)域范圍上的氣柱，根據(jù)水量平衡原理，可建立該氣柱大氣水分平衡方程式：(W1 + Ei) (W2 + Pi) = W 對于長時間段 W = 0，于是區(qū)域內(nèi)降水量可用下式表達(dá)：Pi = W1 W2 + Ei2、水汽輸送通量和水汽通量散度水汽輸送通量表示在單位時間內(nèi)流經(jīng)某一單位面積的水

34、汽量。分水平和垂直輸送通量。通常說的水汽輸送通量指水平方向的水汽輸送。水汽輸送通量是一個向量，輸送方向與風(fēng)速相同。水汽通量散度：指單位時間內(nèi)匯入單位體積或從該體積輻散出去的水汽量，也是一個向量。任何地點(diǎn)的水汽通量散度都可由風(fēng)和溫度資料計(jì)算出來。散度為正表示該地為水汽源，降水較少；反之為水汽匯，降水較多。3、影響水汽輸送的主要因素1）大氣環(huán)流的影響水汽的輸送有兩種形式，大氣環(huán)流輸送和渦動輸送，其中環(huán)流輸送處于主導(dǎo)地位。由于大氣環(huán)流決定的全球流場和風(fēng)速場，而流場和風(fēng)速場直接影響全球水汽的分布變化，以及水汽輸送的路徑和強(qiáng)度。2）地理緯度的影響地理緯度的影響主要表現(xiàn)為影響輻射平衡值，影響氣溫、水溫的緯

35、向分布，進(jìn)而影響蒸發(fā)以及空中水汽含量的緯向分布，基本規(guī)律是水汽含量隨緯度的增高而減少。3）海陸分布的影響：海洋是水汽的主要源地，距海遠(yuǎn)近直接影響空氣中水汽含量的多少。4）海拔高度與地形屏障作用的影響：一是隨著地表海拔高度的增高，近地層濕空氣層逐漸變薄，水汽含量相應(yīng)減少。垂直于氣流運(yùn)行方向的山脈，常常成為阻隔暖濕氣流運(yùn)移的屏障，迫使迎風(fēng)坡為多雨區(qū)而背風(fēng)坡絕熱升溫，濕度降低，水汽含量減少，成為雨影區(qū)。一些雨影區(qū)4、我國水汽輸送的基本特點(diǎn)我國水汽主要來源在哪里？第一，存在三個基本水汽來源，三條輸出入路徑，并有明顯季節(jié)變化。西北水汽流自西北方向入境，于東南方向出境，大致呈緯向分布，冬季直達(dá)長江，夏季退

36、居黃河以北；南海水汽流自廣東、福建沿海登陸北上，至長江中下游地區(qū)偏轉(zhuǎn)并由長江口出境，夏季可深入華北平原，冬季退縮到北緯25以南地區(qū)，水汽呈明顯的經(jīng)向分布，該水氣流水汽含量大。孟加拉灣水汽流通常自北部灣入境，流向廣西，云南，繼而折向東北方向，并在貴陽-長沙一線與南海水汽流匯合,而后進(jìn)入長江中下游地區(qū)，然后出海,全年中一春季最盛,冬季限于華南沿海。第二，水汽輸送既有大汽平均環(huán)流引起的平均輸送，又有移動性渦動輸送。第三，地理位置、海陸分布與地貌上總體格局，制約了全國水汽輸送的基本態(tài)勢。青藏高原決定了我國水汽輸送場形成南北兩支水汽流，北緯30以北地區(qū)盛行緯向水汽輸送，30 以南具有明顯的經(jīng)向輸送；秦嶺

37、淮河一線成為我國南北水汽流經(jīng)常匯合的地區(qū)，是水汽流輻合帶；海陸分布制約了我國上空濕度場的配置，呈現(xiàn)從東南沿海向西北內(nèi)陸遞減的趨勢，進(jìn)而影響了我國降水的地區(qū)分布。第四，水汽輸送場垂直分布存在明顯差異。850百帕氣層上，一年四季水汽輸送場形勢比較復(fù)雜；700百帕氣層上，在淮河流域以北盛行西北水汽流，淮河以南盛行西南水汽流，兩股水汽流在北緯3035 一帶匯合后東流入海；500百帕高度上，一年四季水汽輸送呈現(xiàn)緯向分布；低層大氣中則經(jīng)向輸送比較明顯；自低層到高層存在經(jīng)向到緯向的順時針向切變。我國的水汽輸送主要從南部和西部入境(占總輸入量的89.1%)，從東部輸出(占總輸出量88.8%)。就流域而言，長江

38、流域凈輸入量最大，依次為華南、西南、東北和西北，華北為凈輸出區(qū)。輸入水汽中經(jīng)向占55.8%，緯向占44.2%；輸出水汽中緯向占89.2%，經(jīng)向占10.8%。第五節(jié) 降水意義：降水是水循環(huán)過程的最基本環(huán)節(jié)；是地表、地下徑流的來源；降水在空間分布上的不均勻與時間變化上的不穩(wěn)定性是引起洪澇及旱災(zāi)的直接原因。一、降水要素及降水特征的表示方法1、降水要素 1）降水量：指一定時段內(nèi)降落在某一面積上的總水量，單位為mm。2）降水歷時與降水時間： 降水歷時指一場降水自始至終所經(jīng)歷的時間； 降水時間指對應(yīng)于某一降水而言，其時間長短通常是人為劃定的，在此時段內(nèi)并非意味著連續(xù)降水。3）降水強(qiáng)度：簡稱雨強(qiáng),指單位時間

39、內(nèi)降水量(mm/m，mm/h)。4）降水面積：即降水所籠罩的面積，以平方千米計(jì)。2、降水特征的表示方法1）降水過程線：以一定時段（時、日、月或年）為單位所表示的降水量在時間上的變化過程，可用曲線或直線圖表示。較短的時間單位更能反映降水的真實(shí)過程。2）降水累積曲線：以時間為橫坐標(biāo)，縱坐標(biāo)表示自降水開始到各時刻降水量的累積值。曲線上每個時段的平均坡度是各時段內(nèi)的平均降水強(qiáng)度。若所取時段很短，即t0，可得出瞬時雨強(qiáng)i，即i=dp/dt。I = P/t3）等降水量線（等雨量線）指地區(qū)內(nèi)降水量相等各點(diǎn)的連線。等雨量線綜合反映了一定時段內(nèi)降水量在空間上的分布變化規(guī)律。從圖上可以看出各地的降水量，以及降水的

40、面積，但無法判斷出降水強(qiáng)度隨時間的變化過程。4）降水特征綜合曲線A、強(qiáng)度歷時曲線：根據(jù)一場降水的記錄，統(tǒng)計(jì)其不同歷時內(nèi)最大的平均雨強(qiáng)，以雨強(qiáng)為縱坐標(biāo)，歷時為橫坐標(biāo)點(diǎn)繪而成。同一場降雨過程中雨強(qiáng)與歷時成反比關(guān)系，即歷時愈短，雨強(qiáng)愈高。B、平均深度面積曲線：繪制方法：從等雨量線中心起，分別取不同等雨量線所包圍的面積以及此面積內(nèi)的平均雨深點(diǎn)繪而成的。反映同一降水過程中，雨深與面積之間對應(yīng)關(guān)系的曲線，一般規(guī)律是面積越大，平均雨深越小。C、雨深面積歷時曲線：繪制方法：對于同一場降雨，分別選取不同歷時的等雨量線，以雨深、面積為參數(shù)作出平均雨深面積曲線并綜合點(diǎn)繪于同一圖上。一般規(guī)律：面積一定時，歷時越長，平

41、均雨深越大；歷時一定時，則面積越大，平均雨深越小。二、面降水的計(jì)算雨量站所觀測的降水記錄，只代表某小范圍的降水情況，稱點(diǎn)降水量。實(shí)際工作中常需要大面積以至全區(qū)域的降水量值，即面降水量值。面降水量的計(jì)算方法：1、算術(shù)平均法：將所研究的區(qū)域內(nèi)各雨量站同期的降水量相加，再除以站數(shù)（n）后得出的算術(shù)平均值作為該區(qū)域的平均降水量（P），即：簡單易行，適合于區(qū)域內(nèi)地形起伏不大，雨量站網(wǎng)稠密且分布較均勻的地區(qū)。算術(shù)平均法:2、垂直平分法/泰森多邊形法：方法原理：在圖上將相鄰雨量站用直線連接而成若干個三角形；對各連線作垂直平分線；連接這些垂線的焦點(diǎn)，得若干個多邊形，各個多邊形內(nèi)有一個雨量站；以該多邊形面積（f

42、i）作為該雨量站所控制的面積。區(qū)域平均降水量可按面積加權(quán)法求得：泰森多邊形法應(yīng)用比較廣泛，適用于雨量站分布不均勻的地區(qū)。缺點(diǎn)是把各雨量站所控制的面積在不同的降水過程中都視作固定不變，這與實(shí)際降水情況不符。3、等雨量線法：方法：先繪制出等雨量線，再用求積儀或其他方法量得各相鄰等雨量線間的面積fi；fi乘以兩等雨量線間的平均雨深Pi，得出該面積上的降水量；將各部分面積上降水總量相加，再除以全面積，即得出區(qū)域平均降水量：式中，n為等雨量線間面積塊數(shù)；F為區(qū)域面積。f1, p1f2, p2等雨量線法適用于面積較大，地形變化顯著而有足夠數(shù)量雨量站的地區(qū)。該方法考慮了降水在空間上的分布情況，理論上較充分，

43、計(jì)算精確度較高，并有利于分析流域產(chǎn)流、匯流過程。缺點(diǎn)是對雨量站的數(shù)量和代表性有較高的要求，在實(shí)際應(yīng)用上受到一定限制。4、客觀運(yùn)行法：方法：先將區(qū)域(流域)劃分為若干網(wǎng)格，得到很多格點(diǎn)，用鄰近各雨量站雨量資料確定各格點(diǎn)雨量，再求出各格點(diǎn)雨量的算術(shù)平均值，即為流域的平均降水量。各格點(diǎn)雨量的推求以格點(diǎn)周圍各雨量站到該點(diǎn)的距離平方的倒數(shù)為權(quán)重，各站降雨量的加權(quán)平均數(shù)。三、影響降水的因素1、地形條件影響地形主要是通過氣流的屏障作用與抬升作用對降水的強(qiáng)度與時空分布發(fā)生影響的。地形對降水的影響程度決定于地面坡向、氣流方向以及地表高程的變化。問題：地形抬升的增雨效應(yīng)是不是是無限制的？地形的抬升增雨并非是無限制

44、的，當(dāng)氣流被抬升到一定高度后，雨量達(dá)最大值。一些山地的增雨效應(yīng)2、森林對降水的影響森林對降水的影響與森林面積、林冠的厚度、密度、樹種、樹齡以及地區(qū)氣象因子、降水本身的強(qiáng)度、歷時等特性有關(guān)。觀點(diǎn)一：森林不僅能保持水土，而且直接增大降水量。 （減少徑流量，增加蒸發(fā)量）觀點(diǎn)二：森林對降水的影響不大。 （對大尺度氣候沒有影響，只能影響微尺度氣候）觀點(diǎn)三：森林不僅不能增加降水，還可能減少降水。 （抑制氣溫升高，削弱對流，從而減少降水量）3、水體的影響陸地上的江河、湖泊、水庫等水域?qū)邓康挠绊?，主要是由于水面上方的熱力學(xué)、動力學(xué)條件與陸面上存在差別而引起的?！袄子瓴贿^江”形象地說明了水域?qū)邓挠绊憽Ｋ?/p>

45、域?qū)邓挠绊懀傮w來說是減少降水量（尤其是對流雨），但因季節(jié)而有差異。但在迎風(fēng)的庫岸地帶，當(dāng)氣流自水面吹向陸地時，因地面阻力大，風(fēng)速減小，加以熱力條件不同，容易造成上升運(yùn)動，促使降水增加。4、人類活動的影響人類對降水的影響一般都是通過改變下墊面條件而間接影響降水：植樹造林、或大規(guī)模砍伐森林、修建水庫、灌溉農(nóng)田、圍湖造田、疏干沼澤等，其影響的后果有的是減少降水量，有的增大降水量。在人工直接控制降水方面，只能對局部地區(qū)的降水產(chǎn)生影響。城市對降水的影響。具體影響的程度、增雨量的大小，則視城市的規(guī)模、工廠的多少、當(dāng)?shù)貧夂驖駶櫟某潭鹊惹闆r而定。四、可能最大降水1、概念和意義可能最大降水（PMP）或可能

46、最大暴雨（PMS），指在現(xiàn)代地理環(huán)境和氣候條件下，特定區(qū)域在特定時段內(nèi)，可能發(fā)生的最大降水（或暴雨）量?？赡茏畲蠼邓?，含有降水上限的意義，即該地的降水量只可能達(dá)到，不可能超越這個數(shù)值?？赡茏畲蠼邓奶岢觯饕琼槕?yīng)水利工程建設(shè)的安全需要。因?yàn)橛煽赡茏畲蠼邓捌鋾r空分布，通過流域產(chǎn)流和匯流計(jì)算，可推算出相應(yīng)的洪水，稱為可能最大洪水（PMF）。2、可能最大降水估算當(dāng)?shù)乇┯攴糯蠓ɑ驹恚簺Q定暴雨的因素可歸結(jié)為空中水汽含量（即理論上的可能降水量w），以及降水效率。降水效率決定于氣流的幅合及垂直運(yùn)動的強(qiáng)度。通?？梢杂隄癖萷/w作為效率的指標(biāo)，即實(shí)際降水占可降水的比值愈大，降水效率就愈高。當(dāng)各種因子處于

47、最優(yōu)組合情況下，p/w值最大，效率最高，其相應(yīng)的暴雨稱為高效暴雨。綜合我國130多場大暴雨的可降水量w，與相應(yīng)的24小時雨量P24之間的關(guān)系，顯示出在在高效暴雨條件下的P24與w之間存在近似的線性關(guān)系。從而建立可能最大暴雨量pm的計(jì)算公式：p為選定的高效暴雨量；wm、w分別為當(dāng)?shù)乜赡茏畲蟊┯甑目山邓亢彤?dāng)?shù)氐湫偷目山邓?。第六?jié) 下滲下滲又稱入滲，是指水從地表滲入土壤和地下的運(yùn)動過程。它不僅影響土壤水和地下水的動態(tài)，直接決定壤中流（表層徑流）和地下徑流的生成，而且影響河川徑流的組成。下滲是將地表水與地下水、土壤水聯(lián)系起來的紐帶，是徑流形成過程、水循環(huán)過程的重要環(huán)節(jié)。一、下滲的物理過程1、下滲過

48、程的階段劃分整個下滲的物理過程按照作用力（重力、分子力和毛管力）的組合變化及其運(yùn)動特征，可分為3個階段：1）滲潤階段：降水初期，若土壤干燥，下滲水主要受分子力作用，被土粒所吸附形成吸濕水，進(jìn)而形成薄膜水；當(dāng)土壤含水量達(dá)到巖土最大分子持水量時，開始向下一階段過渡。2) 滲漏階段：隨著土壤含水率（量）的不斷增大，分子作用力漸由毛管力和重力作用取代，水在巖土孔隙中作不穩(wěn)定流動，并逐漸充填土壤孔隙，直到基本達(dá)到飽和為止，下滲過程向第三階段過渡。3) 滲透階段： 在土壤孔隙被水充滿達(dá)到飽和狀態(tài)時，水分主要受重力作用呈穩(wěn)定流動。滲潤與滲漏階段的特點(diǎn)是非飽和水流運(yùn)動，而滲透則屬于飽和水流運(yùn)動。2、下滲水的垂

49、向分布在積水條件下（保持5毫米水深），下滲水在土體中的垂向分布，大致可劃分為4個帶，反映了下滲水的垂向運(yùn)動特征。1）飽和帶：飽和帶位于土壤表層。在持續(xù)不斷的供水條件下，土壤含水量處于飽和狀態(tài)，其厚度不超過1.5厘米。2）過渡帶：在飽和帶之下，土壤含水量隨深度的增加急劇減少，形成一個水的過渡帶。過渡帶的厚度一般在5厘米左右。下滲過程中水的垂直分布田3）水分傳遞帶：位于過渡帶之下，其特點(diǎn)是土壤含水量沿垂線均勻分布，在數(shù)值上大致為飽和含水量的6080左右。帶內(nèi)水分的傳遞運(yùn)行主要靠重力作用。在均質(zhì)土中，帶內(nèi)水分下滲率接近于一個常值。下滲過程中水的垂直分布田4）濕潤帶：水分傳遞帶之下，則是含水量隨深度迅

50、速遞減的濕潤帶。濕潤帶的末端稱為濕潤鋒面，鋒面兩邊土壤含水量突變。鋒面上部是濕土，下層是干土。隨著下滲歷時的延長，濕潤鋒面向土層深處延伸，直至與地下潛水面上的毛管水上升帶相銜接。在此過程中，如中途停止洪水，地表下滲結(jié)束，但土壤水仍將繼續(xù)運(yùn)動一定時間。下滲過程中水的垂直分布田3、下滲要素1）下滲率f（下滲強(qiáng)度）：單位面積上單位時間內(nèi)滲入土壤中的水量，常用毫米/分或毫米/小時計(jì)。2）下滲能力fp（下滲容量）：充分供水條件下的下滲率。3）穩(wěn)定下滲率fc：簡稱“穩(wěn)滲”，指下滲鋒面達(dá)到一定深度后下滲率達(dá)到的穩(wěn)定的值。在下滲最初階段，下滲率較大，稱為初滲（f0）；隨著下滲不斷進(jìn)行，土壤含水量增加，下滲率逐

51、步遞減，遞減的速率先快后慢。當(dāng)下滲鋒面推進(jìn)到一定深度后，下滲率趨于常值。此下滲率稱為“穩(wěn)定下滲率fc”。下滲量隨時間的增長過程下滲率隨時間的變化過程二、下滲理論與經(jīng)驗(yàn)公式1、下滲理論 根據(jù)土壤水運(yùn)動的一般原理，用以研究下滲規(guī)律及其影響因素的理論。分為非飽和下滲理論和飽和下滲理論。非飽和下滲理論：建立在包氣帶中水動力平衡和質(zhì)量守恒原理基礎(chǔ)上。從水動力平衡角度分析，非飽和巖土中的水組合要依靠負(fù)壓力(即水和土粒表面之間吸附力)克服重力而存在，水的運(yùn)動受控于勢能梯度 -/z的大小，并服從達(dá)西定律。一維表達(dá)式為:z = - k() (/z) + k() 為深度z處地下水滲透速度，k為滲透系數(shù)，為勢(水頭

52、)。飽和下滲理論：無限深的均質(zhì)土壤積水下滲，地面積水深H0，假定濕潤鋒以上土壤處于飽和，鋒面以下含水量有飽和含水量s急劇過渡到土壤原有含水量i，并假定原含水量均勻分布，濕潤鋒受到下方土壤吸附力為s(如下圖所示)。根據(jù)水流達(dá)西定律和水量平衡方程可建立飽和下滲基本模式。fp = ks (H0 + s + L)/L fp為水流向下滲透速度，ks為飽和水力傳導(dǎo)度。根據(jù)達(dá)西定律：下滲經(jīng)驗(yàn)公式：對下滲的研究最初是為了適應(yīng)灌溉工程的建設(shè)需要而開展的。先通過實(shí)驗(yàn)獲得下滲曲線，再從圖形來模擬下滲曲線的數(shù)學(xué)表達(dá)式。這類表達(dá)式就是所謂的經(jīng)驗(yàn)公式。f = fc + (f0 - fc) e -t fc為穩(wěn)定下滲率，f0

53、為初始下滲率，為常數(shù)?；纛D公式反映了下滲強(qiáng)度隨時間遞減的規(guī)律，并最終趨于穩(wěn)定下滲。霍頓公式：應(yīng)用較普遍f = fc + (s - F) n 為系數(shù),隨季節(jié)變化,一般在0.2-0.8之間;s為表土土壤可能最大含水量;F為累積下滲量或初始含水量;n為指數(shù),通常為1.4。霍爾坦公式：1961年美國農(nóng)業(yè)部霍爾坦(Holton)提出的概念模型，認(rèn)為下滲率就是土壤缺水量的函數(shù)。公式為：三、影響下滲的因素 自然界中的實(shí)際下滲過程往往呈現(xiàn)不穩(wěn)定和不連續(xù)性。1、土壤特性的影響土壤特性對下滲的影響主要在于土壤的前期含水量及其透水性能。透水性能與土壤的質(zhì)地、孔隙的多少及大小有關(guān)。一般來說土壤顆粒愈粗，孔隙直徑愈大，

54、透水性能愈好，下滲能力愈強(qiáng)。不同土壤累積下滲曲線土壤前期含水量影響下滲2、降水特性的影響降水強(qiáng)度直接影響土壤下滲強(qiáng)度及下滲水量。當(dāng)降水強(qiáng)度i小于下滲率f時，降水全部滲入土壤，下滲過程受降水過程制約。在相同土壤水分條件下，下滲率隨雨強(qiáng)增大而增大。但對裸露的土壤，由于強(qiáng)雨點(diǎn)可將土粒擊碎，并充填于土壤孔隙中，從而可能減小下滲率。降水的時程分布對下滲也有一定的影響，如在相同條件下，連續(xù)性降水的下滲量要小于間歇性降水的下滲量。3、流域植被、地形條件的影響由于植被及地面上枯枝落葉具有滯水作用，增加了下滲時間，從而減少了地表徑流，增大了下滲量。相同條件下，地面坡度大、漫流速度快，歷時短，下滲量小。植被影響下

55、滲4、人類活動的影響問題：哪些人類活動可能影響下滲量？人類活動既可增大下滲量，也可減少下滲量。各種坡地改梯田、植樹造林、蓄水工程均增加水的滯留時間，從而增大下滲量?？撤ド?、過度放牧、不合理的耕作，則加劇水土流失，從而減少下滲量。在地下水資源不足的地區(qū)采用人工回灌，則是有計(jì)劃、有目的的增加下滲水量；反之在低洼易澇地區(qū)，開挖排水溝渠則是有計(jì)劃有目的的控制下滲，控制地下水的活動。第七節(jié) 徑流 徑流是水循環(huán)的基本環(huán)節(jié)，又是水量平衡的基本要素，它是自然地理環(huán)境中最活躍的因素。從狹義的水資源角度看，在當(dāng)前的技術(shù)經(jīng)濟(jì)條件下，徑流則是可資長期開發(fā)利用的水資源。河川徑流的變化還直接影響著防洪、灌溉、航運(yùn)和發(fā)電

56、等工程措施。一、徑流的涵義與表示方法1、徑流的涵義與徑流組成徑流：流域的降水，由地面與地下匯入河網(wǎng)、流出流域出口斷面的水流。從降水到達(dá)地面時刻起，到水流流出口斷面的整個物理過程稱為徑流的形成過程。根據(jù)徑流形成過程與流經(jīng)途徑不同，河川徑流可分為地面徑流、壤中流及地下徑流。2、徑流的表示方法1）流量（Q）：單位時間內(nèi)通過某一斷面的水量，單位為m3/s。流量隨時間的變化過程可以用流量過程線表示。2）徑流總量（W）：T時段內(nèi)通過某一斷面的總水量，單位為m3。可用時段平均流量與時段的乘積表示：W = QT。3）徑流深度（R）：將徑流總量平鋪在整個流域面積上所求得的水層深度，單位為mm。如果T時段內(nèi)的平均

57、流量是Q（m3/s），流域面積是F（km2），則徑流深度R（mm）可有如下公式計(jì)算：4）徑流模數(shù)（M）：流域出口斷面流量與流域面積F的比值，隨著對Q賦予的意義而不同。常用單位是升/秒平方千米。計(jì)算公式為：5）徑流系數(shù)（）：是某一時段的徑流深度R與相應(yīng)的降水深度P的比值， 。通常 1。6）模比系數(shù)（K）：某一時段的徑流總量W與平均徑流量Q的比值。K= W/Q二、徑流的形成過程1、流域蓄滲過程降雨初期，除一小部分降落到河槽水面上直接形成徑流外。其它部分降水并不是立即產(chǎn)生徑流，而是消耗于植物截留、下滲、填洼與蒸散發(fā)。植物截流量與降水量、植被類型及閉郁程度有關(guān)，截流量可達(dá)20-30%。植物截留的水量最

58、后消耗于蒸發(fā)。下滲發(fā)生在降雨過程中與雨后地面有積水的地方。在降雨過程中，若降雨強(qiáng)度不超過下滲能力，雨水全部滲入土壤中。滲入土壤中的水首先滿足于土壤的吸收需要，一部分滯蓄于土壤中，在雨停后消耗于蒸發(fā)；超出土壤持水力的水將繼續(xù)向下滲透。若降雨強(qiáng)度超過下滲能力，超出下滲能力的水形成地面積水，蓄積于地面洼地，稱填洼。填洼的雨水在雨停后也消耗于蒸發(fā)與下滲。如果降水繼續(xù)進(jìn)行，滿足填洼后的水開始產(chǎn)生地面徑流。若流域上繼續(xù)降雨，滲入土壤的水使包氣帶含水量不斷增加。土層中的水達(dá)到飽和后，在一定條件下，部分水沿坡地土層側(cè)向流動，形成壤中徑流，也稱表層徑流。下滲水達(dá)到地下水面后，以地下水的形式沿坡地土層匯入河槽，形成地下徑流。結(jié)果：流域上的水，經(jīng)過蓄滲過程產(chǎn)生了地面徑流、壤中徑流和地下徑流。2、坡地匯流過程滿足填洼后的降水開始產(chǎn)生大量的地面徑流，它沿坡面流動，即進(jìn)入正式的漫流階段（超滲雨水在坡面上呈片流、細(xì)溝流運(yùn)動的現(xiàn)象稱為坡面漫流）。地面徑流經(jīng)過坡面漫流而注入河網(wǎng)，一般說僅在大雨或高強(qiáng)度的降雨后，地面徑流才是構(gòu)成河流流量的主要源流。在漫流過程中，既接受降雨的直接補(bǔ)給而增加地面徑流；也因下滲和蒸發(fā)而使地面徑流減少。坡面漫流通常都是在蓄滲容易得到滿足的地方先發(fā)生，如透水性較差的地面或較潮濕的地方。坡面水流可能呈紊流或?qū)恿?，其流態(tài)與降雨強(qiáng)度有關(guān)。坡面漫流的流程一般不超過數(shù)百米，歷時亦短，故對小