【正文】 。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 ％。 冰川水資源與冰川退縮 南極 Adelaide島冰川退縮 (從 1986到 2022， 15年間 )。 ? 水量平衡是地球上水循環(huán)持續(xù)不斷進行下去的基本前提。如 通用 、 全球 、 海洋 、 陸地 、 流域水量平衡方程等。 ? 在流域規(guī)劃、水資源工程系統(tǒng)規(guī)劃與設(shè)計中同樣離不開水量平衡工作。 sttdtdsQI ????????? ?I或sttI ??? 、?? 以陸地上任一地區(qū)為研究對象，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 。 ? 如對于多年平均來說， Δs→0 ，可忽略不計； ? 但對于短時段而言，蓄水變化量 Δs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。 ? 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 Δs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)。 ? 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 = Δs外 ? 對于 多年平均 而言 Δs外 → 0，并以 R= R地表 ＋ R地下 ，則有 ? P外 、 E外 、 R地表 、 R地下 和 Δs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； 0ER ??? 外外P － ?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。 內(nèi)內(nèi) E?P內(nèi)P 內(nèi)E? 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)。 RE ?? 陸陸P0ER ??? 海海P全球全球 E?P水體 蓄水量變化（ 109m3/a） 海平面變化值（ mm/a） 冰川 － 250 湖泊 － 80 地下水 － 300 水庫 50 － 海洋 580 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)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) 。 ? 分子運動角度 ：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 。 ? 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 。 ? 由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。 ? 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 。（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)進行， 土壤中的含水量會逐漸減少 ，因而其 供水條件 越來越差， 土壤的實際蒸發(fā)量也隨之降低 。 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)率減小并進入明顯下降階段。 ? 蒸發(fā)量的大小主要取決于土壤含水量 ，氣象因素處于次要地位。 ? 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 。 ?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中汽化而向大氣散逸。 ? 白天，氣孔開啟度大，水散發(fā)強；夜晚氣孔關(guān)閉，水散發(fā)力弱。 ? 將處在特定氣象環(huán)境中，具有 充分供水條件 的可能達到的最大蒸發(fā)量稱為 蒸發(fā)能力 /潛在蒸發(fā)量 /最大可能蒸發(fā)量 。 ? 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，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， Δt為時段長。 ? 實際情況下的蒸發(fā)可能等于蒸發(fā)能力，可能小于蒸發(fā)能力。 ?影響蒸發(fā)的動力與熱力因素 ? 1）動力學(xué)因素 ? ②大氣垂向?qū)α鬟\動 垂向?qū)α?是指由蒸發(fā)面和空中的 溫差 所引起，運動的結(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 擴大 ，從而加速了蒸發(fā)面的蒸發(fā)。 ? 運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 ，進而影響蒸發(fā)面的蒸發(fā)速度。 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。 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) 。 ? ② 平流時的熱量交換 ? 主要指大氣中 冷暖氣團 運行過程中發(fā)生的與下墊面之間的熱量交換。 ? ③ 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。與此轉(zhuǎn)折點相應(yīng)的土壤含水量，稱為 臨界含水量 。 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 。土壤質(zhì)地不同，土壤的 空隙率 及 連通性 也不同，進而影響土壤中水的運動特性，影響土壤水的蒸發(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)。 ? 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。換算關(guān)系式為： E ? φ E’ 其中， E為實際蒸發(fā)量， E’為蒸發(fā)器測定值， φ為換算系數(shù)，受蒸發(fā)器的結(jié)構(gòu)、口徑大小、季節(jié)、氣候等條件的不同而有差別?；咎卣魇沁x擇有實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。 3. 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。也有非稱重的蒸滲儀、負(fù)壓計 (張力計 )等。 ? 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。 2. 分析計算法 ? 有水量平衡法、熱量平衡法和各種散發(fā)模型等。不足之處是將各項觀測誤差和計算誤差歸入蒸發(fā)項內(nèi)，影響精度。 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。 ? 對于 地表缺水 、 地面橫向水交換過程比較弱的內(nèi)陸地區(qū)來說，水汽擴散和輸送對地區(qū)水循環(huán)過程具有特別重要的意義。擴散現(xiàn)象不僅存在于大氣之中，也存在與液體分子的運動之中。 結(jié)果使得質(zhì)量、動量與能量 不均勻 的 氣團 或 水團 趨向一致 ，即擴散的結(jié)果帶來混合 。 ? 如： 蒸發(fā)過程中液面上的水分子由于熱運動、脫離水面進入空中并向四周散逸的現(xiàn)象。 水中墨水?dāng)U散 ?紊動擴散 /紊動混合 /湍流擴散 ? 與分子擴散一樣，大氣紊動擴散過程中，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。 ? 分子擴散與紊動擴散經(jīng)常是同時存在的。 ? 水汽在輸送過程中， 水汽含量 ， 運動方向與路線 ，以及 輸送強度等隨時會發(fā)生改變， 從而影響到沿途的降水。 ? 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。 ?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： Pi = W1 – W2 + Ei ?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)某一單位面積的水汽量。通常說的水汽輸送通量指水平方向的水汽輸送。 ?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。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。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度。 ? 3）海陸分布的影響 ： ? 海洋是水汽的主要源地，距海遠近直接影響空氣中水汽含量的多少。 ? 垂直于氣流運行方向 的山脈，常常成為阻隔暖濕氣流運移的屏障，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) 。 ? 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。 ? 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。以北地區(qū)盛行緯向水汽輸送， 30 176。 ? 第四 ，水汽輸送場 垂直分布 存在明顯差異。 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。就流域而言，長江流域凈輸入量最大，依次為華南、西南、東北和西北，華北為凈輸出區(qū)。 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。 ? 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。 ? 4）降水面積 ：即降水所籠罩的面積，以平方千米計。 ? 較短的時間單位更能 反映降水的真實過程。 ? 曲線上每個時段的平均坡度是各時段內(nèi)的平均降水強度。