【正文】 ? 水量平衡及其研究意義。 ? 流域下墊面因素：包括地理位置 (如緯度、距離海岸遠近、面積、形狀等 )、地貌特征 (如山地、平原、谷地等 )、地質(zhì)條件 (如構(gòu)造、巖性 )、植被特征等 ? ① 地貌因素 ? a 山地高程 ：隨高程增加，冰雪融水補給也增加。 ? 降雨停止后，坡地匯流仍將持續(xù)一定時間 。 ?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，即進入正式的 漫流階段（ 超滲雨水在坡面上呈 片流 、 細(xì)溝流 運動的現(xiàn)象稱為 坡面漫流） 。通常 α 1。 ? 在地下水資源不足的地區(qū)采用 人工回灌 ，則是有計劃、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 則是有計劃有目的的控制下滲，控制地下水的活動。n為指數(shù) ,通常為 。 dFfdt?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)驗公式 ? 下滲理論 根據(jù)土壤水運動的一般原理，用以研究下滲規(guī)律及其影響因素的理論。 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。 ?可能最大降水估算 ? 當(dāng)?shù)乇┯攴糯蠓? ? 基本原理： ? 決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 η。 一些山地的增雨效應(yīng) ?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、降水本身的強度、歷時等特性有關(guān)。 ? 一般規(guī)律 ：面積一定時，歷時越長，平均雨深越大；歷時一定時，則面積越大，平均雨深越小。 ? 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。 ? 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 直達長江， 夏季 退居黃河以北； ? 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 25176。 ? 水汽輸送主要有 大氣環(huán)流輸送 和 渦動輸送 ，并具有強烈的 地區(qū)性 特點和 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。 2. 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。 ? 水面蒸發(fā)量的確定 1. 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。 太陽輻射強烈 → 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。 ? 土壤水由底層向表面的薄膜運動基本停止，土壤液態(tài)供水中斷，僅靠下層 水汽向外擴散 ，此時 土壤蒸發(fā)在較深的土層中進行 。 ? 蒸發(fā)因蒸發(fā)面的不同，可分為 水面蒸發(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) 。如 通用 、 全球 、 海洋 、 陸地 、 流域水量平衡方程等。 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。 ? 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) 。 ?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) ， 其多年平均降水量等于蒸發(fā)量 ，自成一個 獨立的水循環(huán)系統(tǒng) ； ? 地面上并不直接和海洋相溝通， 水分交換以 垂向 為主 ； ? 僅借助于大氣環(huán)流，在高空與外界之間，進行一定量的水汽輸送和交換。 ? 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，水汽含量越少，因而水循環(huán) 強度 具有從海洋向內(nèi)陸深處逐步遞減的趨勢。 如果海洋環(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。 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。 冰川退縮不只是發(fā)生在高山 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 ? 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 。 REE( ???? ）（） 內(nèi)外內(nèi)外 PP）內(nèi)外陸 PPP ?? ( ）（ 內(nèi)外陸 EEE ??RE ?? 陸陸P0ER ??? 外外P 內(nèi)內(nèi) E?P－ 非洲為什么干旱 ? 全球各大洲水量收支 ? 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。 ? 由于供水不足， 毛管水 達不到地表 ，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動 。 ? ③ 大氣中的水平運動和湍流擴散 ? 在近地層中的氣流，既有規(guī)則的 水平運動 ，也有不規(guī)則的 湍流運動 。 各種土壤含水率與蒸發(fā)比 ?2）對植物散發(fā)的影響 ? 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)。 ? 流域總蒸發(fā)量的估算 1. 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。 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 的運移過程。 ? 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。輸入水汽中經(jīng)向占 %，緯向占 %；輸出水汽中緯向占%，經(jīng)向占%。 ? 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 點繪而成的。 三、影響降水的因素 ?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 對降水的強度與時空分布發(fā)生影響的。 ? 可能最大降水，含有 降水上限 的意義，即該地的降水量只可能達到，不可能超越這個數(shù)值。 ?下滲水的垂向分布 ? 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動特征。在下滲最初階段，下滲率較大，稱為 初滲（ f0） ； 隨著下滲不斷進行，土壤含水量增加， 下滲率逐步遞減，遞減的速率先快后慢 。 ? 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 。 植被影響下滲 ?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。常用單位是升 /秒 土層中的水 達到 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 。地下徑流 運動緩慢，變化亦慢 ，補給河流的地下徑流平穩(wěn)而持續(xù)時間長，構(gòu)成流量的基流。 徑流形成中水分垂向、側(cè)向運行示意圖 徑流形成過程 流域匯流過程 流域產(chǎn)流過程 地下水匯流 壤中匯流 地面匯流 河網(wǎng)匯流過程 坡地匯流過程 流域蓄滲過程 三、影響徑流的因素 ? 氣候因素 ? 氣候因素是影響河川徑流最基本、最重要的因素。 流域?qū)涤暝俜峙涔δ苁疽鈭D ?人類改造自然的活動 ?① 增加河川徑流量： ? 人工降雨、跨流域調(diào)水，如南水北調(diào)（目前爭議的一些問題：長江下游由于水量巨減的生態(tài)變化）； ?② 改變河川逕流分配： ? 修筑水庫等各種蓄水工程； ?③ 減少地表逕流： ? 如引水灌溉，修筑水平梯田，人造平原，封山育林等。 ? 降水及降水要素、影響因素。 ? d 巖溶發(fā)育區(qū) ：降雨和徑流差異很大。 ? 此時，由于 河網(wǎng)水位上升速度 大于其 兩岸地下水位的上升速度 ，當(dāng)河水與兩岸地下水之間 有水力聯(lián)系時 ，一部分河水補給給地下水，增加兩岸的地下蓄水量，即 河岸容蓄 。 ? 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。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) 。河川徑流的變化還直接影響著防洪、灌溉、航運和發(fā)電等工程措施。 ? 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 。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，水的運動受控于勢能梯度 ?φ/?z的大小，并服從達西定律。 帶內(nèi)水分的傳遞運行主要靠重力作用。 ? 當(dāng)各種因子處于最優(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 。 （對大尺度氣候沒有影響，只能影響微尺度氣候） ? 觀點三：森林不僅不能增加降水，還可能減少降水。 ? 面降水量的計算方法： ? 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)。 ?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。 ? 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。分水平和垂直輸送通量。 一、擴散現(xiàn)象 ? 擴散 ：是指由于物質(zhì)、粒子等的 隨機運動 而擴展于給定空間的一種 不可逆現(xiàn)象 。 我國部分地區(qū) 不同類型蒸發(fā)器 φ值表 2. 經(jīng)驗公式法 ? 在缺乏實測資料的情況下，可采用經(jīng)驗公式估算水面蒸發(fā)。 當(dāng)溫度 ℃ ，植物幾乎停止生長，散發(fā)量極少； 溫度 ℃ ，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。 ?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)的強弱。包括 水分子從水面逸出 和 水汽分子返回液面 。 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 ， Q為水量的 支出項 ， ds為研究時段內(nèi)區(qū)域或水體內(nèi)的 蓄水變化量 ； ? 分別是計算時段 Δt內(nèi)的 水量收入 、 支出 與 蓄水變化量 。 如墨西哥灣流與