第章 水资源计算与管理材料规划Word格式文档下载.docx
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地球上所有的水体。
狭义的水圈：
海洋、河流、湖泊、沼泽、冰川和地下水六大水体。
2）狭义水资源——可被人类直接利用的淡水资源，即河流、淡水湖泊和浅层地下水。
2、我国水资源特点
（1）水资源时空分布不均——南多北少，东多西少，夏季多冬季少。
季节变化（时间分布）
河川径流的季节变化取决于河流的补给情况：
A秦岭以南雨水补给区，取决于降水季节分布。
B东北地区、华北部分地区、黄河上游和西北部分地区，为雨水和冰雪融水补给区，有春、夏两次汛期。
C西北内陆地区祁连山、天山、阿尔泰山、昆仑山及青藏高原部分河流，以冰雪融化补给为主，径流变化与气温密切相关。
（2）水量的年内、年际变化大，水旱灾害频繁发生。
（3）总量多人均少。
（4）水资源浪费严重——自然原因（时空分布不均）和人为原因（工农业生产和生活用水浪费严重）。
（5）污染日益严重——工业、交通、生活用水导致污染。
（6）地下水相对丰富，但要合理开发，贯彻持续利用的思想，防止过度开采。
1
（7）水土流失和泥沙淤积严重
第二节水循环与水平衡1、水循环的概念
1）定义——水循环是指地球上各种形态的水体，在太阳辐射、地心引力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、入渗及径流等环节，不断地发生相态转变、能量交换的周而复始的运动过程。
2）环节——蒸发、输送、降水、径流等四个环节3）类型——大循环、小循环和人为水循环2、水分循环的原因
1）内因——水的“相态”变化，水汽是唯一在常温常压下能够发生相变的气体。
2）外因——太阳辐射（蒸发），大气环流（水汽输送），地球引力（降水）和地表性质（径流）。
即
◇水具有相变特性，气相和液相水均有流动性。
——水循环的基础
◇地球引力的重力作用，太阳辐射的热力效应。
——水循环的源动力
◇水汽流动具有方向性，上升、飘移、降水、下渗、径流。
——往复循环成为可能3、水循环机理
（1）水循环服从质量守衡定律。
整个循环过程保持着连续性,
既没有开始,也没有结尾.从实质上讲,水循环是物质与能量的传输、储存和转化过程，而且存在于每一个环节。
（2）太阳辐射和重力作用，是水循环的基本动力。
水的三态转
化为水循环提供了前提条件；
环境因素在一定程度上影响着水循环的路途、规模和强度。
（3）水循环涉及到整个水圈，并深入大气圈、岩石圈和生物圈。
（4）全球水循环是闭合系统，但局部水循环是开放系统。
（5）地球上的水在交替循环过程中，总是溶解并携带某些物质一起运动。
4、水分循环在地理环境中的作用
1）促使地球上各水体相互联系，使水成为统一的整体——水圈。
2）使各圈层中的水体得到不断更新，使水成为可再生资源——人类可获得永不枯竭的水源和能源，污染的水可以得到更新净化。
3）促使其他物质的运动，改变自然地理环境面貌，形成各种各样的地表景观。
4）水分循环本身不仅是巨大的物质流，而且也是巨大的能量流，对全球能量的传递、输送起重要作用。
5）水循环影响全球气候——水循环通过对地表太阳辐射能的重新再分配，使不同纬度热量的收支不平衡矛盾得到缓解；
水循环的强弱及其途径直接影响到各地的天气现象，甚至决定地区气候的基本特征。
5、水体更替周期
（1）概念——是指水体在参与水循环过程中全部水量被交替更新一次所需的时间。
（2）计算公式
?
T=W/?
W
式中：
T为更替周期（年、月、日），W为水体总量（m3）;
W为水体年平均参与水循环的活动量（m3）。
（3）水体更替周期特点
A全球不同水体的更替周期都不相同。
B水体更替周期是反映水循环强弱的重要指标，也是反映水体水资源可利用的基本参数。
C更替周期长，反映水体参与自然循环比较冷淡；
更替周期短，反映水体参与自然循环比较活跃。
二、水量平衡
水量平衡概念——是指任意选定的区域（或水体），在任意时间段内，其收入的水量与支出水量之差等于该时间段内区域（或水体）内蓄水量的变化量，即水在循环过程中，从总体上来说收支是平衡的。
第三节降水1概念
降水是液态或固态的水汽凝结物，从云中下降至地面的现象。
雨、雪、霰、雹等都是降水现象。
2、降水成因和分类
降水的必要条件：
大气中含有足够的水分和凝结核充分条件：
水蒸气遇到冷空气（气温降低）
分类——根据气流上升冷却的原因不同分：
气旋雨（锋面雨）；
对流雨；
地形雨；
台风雨。
3、降水要素
降水量:
一定时段内降落在某一面积上的总水量。
降水历时：
一场降水自始至终所经历的时间。
降水面积：
降水所笼罩的面积。
降水强度：
单位时间内的降水量。
4、点降水特性分析
（1）降水量过程线：
一段时间内（日、月、年）的降水量随时间的变化过程。
一般以直方图表示。
它是分析流域产汇流的基本资料。
（2）降水量累积曲线：
以时间为横坐标，以自降水开始到各时刻降水量的累计值为纵坐标绘制的曲线，自记雨量计中的曲线即为降水累计曲线。
（3）强度－历时曲线：
根据一场降水资料，统计其不同时段内最大平均雨强，然后以雨强为纵坐标，时间为横坐标绘制而成。
同一场降雨中雨强与历时成反比。
（4）等雨量线：
地区内降水量相等各点的连线。
综合反映了一定时段内降水量在空间上的分布变化规律。
5、面降水的计算
（1）算术平均法——以研究区域内各雨量站同时期的降水量相加除以站数。
X?
X1?
X2?
...?
Xn
n
i?
1
Xi
X——计算区域平均降水量（mm）;
Xi——第i个采样点的雨量值（mm）;
n——采样点的个数.
优缺点：
方法简单但地形起伏不能太大，并且雨量筒分布要比较均匀,且密度较大。
（2）泰森多边形法（垂直平分法）条件：
1）当流域内的雨量和雨量站分布不太均匀时；
2）假定流域各点的降水量可由与其距离最近的雨量站的雨量代表。
原理：
在图上将相邻雨量站用直线连接而成若干个三角形，然后对各连线作垂直平分线，连接这些垂线的交点，得若干个多边形，每个多边形内有一个雨量站，以该多边形面积作为该雨量站所控制的面积。
该方法可适用于雨量筒分布不均匀的地方，但各雨量筒控制的面积始终不变，在不同降雨过程中都视为定值因而会导致一定的误差。
x1f1?
x2f2?
....?
xnfn
f1?
f2?
fn
X——区域平均降水量（mm）
X1，X2，…Xn——各采样点降水量（mm）F——流域面积（km2）
f1，f2，…fn——各采样点相应划分面积（km2）（3）等雨量线法：
条件——流域或区域面积较大，地形起伏，对降水量影响显著，且有足够的雨量站;
方法——先需绘制等雨量线，然后用求积仪或其他方法推求各雨量线的面积，乘以两等雨量线间的平均雨量，最后累加。
充分考虑了降雨的空间分布，计算精度较高，但对雨量筒的数量及代表性有较高要求。
适用于面积较大、地形变化显著但雨量站足够的地区。
6、面降水特性分析（降水特性综合曲线）
（1）平均雨深－面积曲线
反映同一场降雨过程中，雨深与面积间对应关系的曲线，面积越大，平均雨深越小。
曲线绘制方法是：
从暴雨中心开始，分别量取不同等雨量线所包围的面积及此面积内的平均雨深，点绘而成。
（2）面平均雨深－面积－历时曲线
反映同一场降雨过程中，不同降雨历时，其面平均雨深随面积的变化规律。
分别选取不同时段（12、24、72小时）的等雨量线图，求出各时段平均雨深～面积曲线，绘于同一张图上，即可得到。
7、降雨的观测
降雨的观测有雨量筒、自记雨量计和数字型DATALOGGER三类。
但在国内目前多采用雨量筒和自记雨量计，数字型Datalogger仅用于某些专门的研究工作，尚未得到普遍推广应用。
自记雨量计有虹吸和斜斗式2类，但不能用来测雪。
测雪用称重式自记雨量计。
第四节蒸发
1概念——水由液态转变为气体状态的过程。
2分类——水面蒸发和陆面蒸发（土壤蒸发和植物散发）3水面蒸发
1）概念：
在充分供水条件下的蒸发。
（1）实际蒸发量（有效蒸发量）：
为蒸发面跃出的水分子数与返回的水中的水分子数之差。
（2）蒸发潜热：
单位质量水体从液态变为气态所吸收的热量。
2）影响因素——水汽压差（正比）；
风速（正比）；
太阳辐射（正比）；
温度（正比）；
水质（反比）；
蒸发表面积（蒸发面形状）（反比）。
4土壤蒸发
（1）概念——土壤中所含水分以水汽的形式跃入大气的现象。
从本质讲
是土壤失去水分的干化过程。
（2）土壤干化过程划分
A定常蒸发率阶段——土壤含水量大于田间持水量（充分供水条件下），蒸发率相对稳定，其蒸发量等于或近似等于相同气象条件下的蒸发能力。
B蒸发率下降阶段——蒸发率随着含水量的减少而减小。
即土壤中水降到某一临界值后，土壤蒸发进入蒸发率明显下降阶段。
蒸发速度主要取决土壤含水量,气象因素在于其次.
C蒸发率微弱阶段——土壤水由底层向土面的薄膜运动基本停止，即土壤含水量降到第二临界点，土壤液体水供应中断，只能依靠下层水汽向外扩散，土壤蒸发在较深的土层中进行，其汽化扩散的速度主要与上下层水汽压梯度及水汽所通过的路径长短和弯曲程度有关。
（3）影响土壤蒸发的因素——土壤结构（反比）；
土壤色泽（正比）；
地势（正比）；
糙度（正比）。
5植物散发（植物蒸腾）
（1）概念——植物在生长期间，土壤水分经过植物枝干及叶面散逸至大气中的过程。
90%以上的水分经散发作用进入大气.
途径：
A根土渗透势——指由根系中溶液浓度和四周土壤中水的浓度存在梯度差而产生的。
B散发拉力——由于植物散发作用而拉引根部水向上传导的吸引，可占植物总需水量的90%以上。
（2）影响因素——植物种类、土壤含水量、辐射、温度及风等。
6土壤水分测定方法（常用方法）
烘干法——优点：
准确；
缺点：
费时、费工
张力计——优点：
可提供土壤水分的剖面特征，可定点长期观测；
可移动性差，陶瓷头容易损坏。
中子仪法——优点：
对定点土壤水分的监测迅速，可重复性高；
辐射，表层测定误差大。
伽玛射线法——优点：
自动化强，土壤扰动性小和及时测得土壤水分时空变化；
辐射，可移动性差。
时域反射仪TDR——优点：
准确，稳定性好和可移动性好；
便携式TDR对深层土壤水分的监测比较麻烦。
频域反射仪（FDR）——优点：
操作简便，无放射性污染；
无法测定不同土层水分状况。
电测技术——优点：
成本低，仪器安装简单和测量准确性较高；
受土壤盐分影响，具有滞后性。
蒸渗仪——优点：
可移动性差，价格昂贵。
7、蒸发量的观测（确定）
（1）水面蒸发量的确定——主要有器测法（陆地蒸发器、蒸发池和水面漂浮蒸发器）；
经验公式法；
热量平衡法。
其中最常用的是：
陆地蒸发器——地面式蒸发器和埋入式蒸发器；
蒸发池。
（2）土壤蒸发量的确定——有器测法（常用的有土壤蒸发器和大型蒸渗仪）；
水量平衡法；
热量平衡法等。
其中常用的是：
土壤蒸发器；
大型蒸渗仪
（3）植物散发量的确定——有直接测定（器测法、坑测法和棵枝称重法）和分析估算法（水量平衡法、热量平衡法和各种蒸发模型等），其中常用的是：
器测法；
棵枝称重法
（4）流域总蒸发量——指研究区内所有蒸发面上各种蒸发、散发的综合。
常用：
经验公式8潜在蒸发量的计算方法
1）热量平衡—波文比法（EBBR法）
根据能量不灭定律，森林林冠层接受的能量等于支出的能量。
能量平衡方程为：
方程中R辐射差额，G土壤的热通量，F植物体贮热量的变化可以实测得到。
LE蒸散耗热和H乱流交换热通量为未知数。
假定：
乱流水汽交换系数与乱流热交换系数相等
波文比：
B=H/LE=r×
⊿θ/⊿er：
干湿表常数
⊿θ：
两个观测高度上的温度差⊿e：
两个观测高度上的绝对湿度差则：
蒸散量E=（R-G-F）/L（1+B）2）Penman-Monteith方程
Penman公式最早用于计算水面蒸发。
Monteith在Penman公式的基础上引入了冠层阻力的概念后，即可计算林冠的蒸发散。
2
n:
常数n=2
9、蒸发散：
是土壤蒸发和植物蒸腾的总和，除受到能量补给和水汽传输影?
Qn?
?
C?
eT?
e/ra
LE?
响以外，还受蒸发表面水分供给影响。
r（1?
ra/rc）我国蒸发量概况
（1）年总蒸发的地理分布与年降水量在地理位置上的变化大体相当。
自东南向西北有明显的递减趋势。
（2）年总蒸发的年内变化与气象要素与太阳辐射的年内变化过程一致。
夏季有明显的增强，全年最小蒸发量一般出现在12月及1月。
第五节水汽扩散与输送一、水汽扩散水汽扩散：
由于物质、粒子群的随机运动而扩展于给定空间的一种不可逆现象。
扩散过程也伴随着能量的转移，使水汽趋于平衡。
1、分子扩散（分子混合）——如蒸发过程中液面上水分子由于热运动结果，脱离水面而进入空气中并向四周散逸的现象。
3）Thornthwaite公式2、紊动扩散（紊动混合）该公式计算的是蒸散潜力，即最大的蒸散量。
含义是：
由于受到外力作用影响，水分子原有的运动规律受到破坏，呈现“杂
a乱无章的运动”。
10TJ?
特点是：
运动速度的时空分布和过程没有规律，并引起大小不等的涡旋；
E?
0.533D0?
紊动扩散&
gt;
&
分子扩散。
J?
二、水汽输送
水汽输送：
大气中水分因扩散而从一个地方向另一个地方运移或者由低空E:
平均日蒸散量mm/天
D0:
一天的日照时间输送到高空的过程。
水汽输送主要有大气环流输送和涡动输送，并具有强Tj:
月平均气温（j=1,2……,12）烈的地区特征和季节变化规律。
1、水汽输送通量——单位时间内流过单位面积的水汽量。
1.514122、水汽输送散度——单位时间汇入单位体积或从该体积辐散出的水汽量。
Tj?
J:
指数J?
三、影响水汽输送的因素?
5?
大气环流——大气环流决定全球流场和风速场，进而影响全球水汽的分布i?
1?
变化。
a:
经验式地理纬度——表现为影响辐射平衡值，再影响气温和水温的纬向分布。
海陆分布——影响空中水汽含量的多少。
73?
52?
2海拔高度——海拔高度升高，水汽含量相应减少。
a?
6.75?
10?
7.71?
1.79?
.49地形屏障——形成雨坡和雨影区域。
四、我国水汽输送的特点1、存在三个水汽源（极地气团的西北水汽流、南海水汽流和孟加拉湾水汽
流）、三条输入途径（西北水汽流自西北方向入境、南海水汽自粤闽沿海登4）Makkink公式陆北上、孟加拉湾水汽自北部湾入境），并具有明显的季节变化规律；
计算草地的蒸散2、水汽输送既有大气环流引起的平均输送，也有移动性涡动输送，前者与
风场一致，后者与湿度梯度一致；
3、地理位置、海陆分布与地貌上的总体布局，制约了全国水汽输送的基本E?
aRs?
b?
r特征；
4、水汽输送场垂直分布存在明显差异。
：
空气平均温度时饱和水汽压曲线的斜率我国上空水汽的收支特点：
r：
干湿表常数全国净输入水汽量折合平均水深为279mm；
水汽主要从南部和西部边境进Rs:
短波总辐射除以汽化潜热的商入，从东南输出；
长江地区净输入量最大，依次为华南、西南、东北、西a,b经验系数,在荷兰草地，a=0.61,b=-0.12（mm/d）北区，华北地区为负值区；
经向输入占55.8%，纬向输入占44.2%；
输出纬5）Morton公式
向占89.2%，经向占10.8%。
用气候资料计算地区的实际蒸散
第六节入渗（下渗）?
r入渗：
指水从地表渗入土壤和地下的运动过程。
1.76Rne?
2.76Mm?
E?
（e
ed）fA一、入渗物理过程1、入渗过程阶段划分——
（1）渗润阶段；
（2）渗漏阶段；
（3）渗透阶段2、入渗水的垂向分布饱和带——土壤表层，不超过1.5厘米过渡带——饱和带下，一般5厘米水分传递带——过渡带下，土壤含水量沿垂线均匀分布，占饱和含水量的60-80%湿润带——水分传递带下，是含水量随深度迅速递减的水分带，末端是湿润锋面3、入渗要素
6）Priestley-Taylor公式入渗率——指单位面积上单位时间内渗入土壤中的水量，mm/h。
水分供应充足条件下草地的蒸发散入渗能力——指在充分供水条件下的下渗率。
稳定入渗率——下渗率趋于稳定的常值。
Qn二、达西定律——不同类型的圆筒和不同质地的土壤其渗透流量Q与圆筒E?
a?
r横截面面积A和水力比降hw/L成正比，并与土壤透水性质有关。
三、入渗公式E:
蒸散量
1菲利普（1957）入渗公式?
空气平均温度时饱和水汽压曲线的斜率
2霍顿入渗公式r：
四、影响入渗的因素Qn:
净辐射与地面热通量的差值
土壤性质：
取决于土壤的渗透性能及前期含水量；
经验常数1.26-1.29
降雨：
强度、历时、降水时间及空间分布；
7）Ture公式
植被：
枯枝落叶（有滞水作用）、土壤结构；
计算年蒸散量n1/n流域地形：
坡度、坡向；
P/0.9?
（P/E0）
人类活动：
双重性（双面性）E:
年蒸散量mm/年
五、入渗量观测P:
年降雨量mm/年
3常用同心环法——无雨时将内外环用木锤打入土中约10cm（注意：
内外环E0:
土壤水分充足条件下最大年蒸散潜力E0=300+25T+0.05T?
*?
3
应保持四周相等，环口水平）；
起初（土干）采用“定量加水法”——内环定量加水外环不定量，但要同时节水，保持内外水面相似；
然后采用“定面加水法”——根据内环中设置的测针为固定标志，每次加水到针尖，用秒表测定入渗时间可测入渗量。
观测次数：
开始3~5分1次，后不断延长。
第七节径流
径流：
由流域上降水所形成的、沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地流动的水流。
径流形成过程：
从降水到达地面至水流从流域出口断面流出的物理过程。
一、影响河川径流形成和变化的因素1、气象因素——最主要的因素
一次降水产生一次洪峰，降水集中季形成洪水期。
温度高，冰雪融化，产生洪峰。
降水过程对径流的影响是：
如先小雨后大雨，则易形成大洪水。
2、下垫面性质及其他因素
地理位置：
如纬度、距海远近等。
地貌特征：
山地、丘陵、盆地、平原等。
地形特征：
坡度影响（陡坡则下渗少径流多，缓坡下渗多径流少）；
坡向影响（迎风坡径流多，背风坡径流少）。
地质条件：
构造和岩性等影响河网发育及地下水补给。
土壤特性：
影响径流的含沙量
湖沼植被：
植被类型、分布、水理性质等能起调节径流的作用3、人为因素
人工降雨、人为融冰、跨流域引水等会引起河川径流增加；
引水灌溉农田会导致径流减少；
修建水库则改变河川径流的时间分配等。
二、河川径流的形成过程
1、降水阶段——降水阶段是径流形成的初始阶段。
降水量的大小、降水强度以及降水时间变化等均能影响径流量的形成。
2、蓄渗（停蓄）阶段
（1）植物截留
定义——降雨被植物茎叶拦截的现象，取决于植物的稀疏、种类和季节。
大小——植物截留量与降水量、植被类型及其结构、郁闭程度有关。
SMAX=0.935+0.498×
LAI-0.00575×
LAI2式中：
SMAX为最大截留能力（mm），LAI为叶面积指数。
累积截留量的计算
CINT=SMAX×
[1-e-（1-p）×
PCUM/SMAX]式中：
CINT为累积截留量（mm）；
PCUM为累积降雨量（mm）；
p为系数（1-0.046*LAI）；
SMAX为最大截留能力。
（2）下渗——降落在地面的水在分子力、毛管力和重力作用下入渗到
土壤内的运动过程。
下渗的水被土壤吸收和保持，土壤吸收和保持水分的最大能力称为最大持水量。
（3）渗透——下渗水满足土壤最大持水量后多余的水在重力作用下沿着土壤空隙向下运动达到潜水面补给地下水的过程。
（4）填洼——降雨在地面凹穴、洼陷处停滞的过程。
蓄渗阶段的特点——降落的雨水大部分下渗到地下，成为地下水的补给源；
地面上没有流动的水体。
3、产流漫流阶段
（1）含义：
降水满足蓄渗后就开始沿天然坡面逐级流动到不同的河槽里的过程。
（2）类型：
①坡面漫流：
雨水在坡面上呈片状、细沟状运动的现象。
坡面漫流的形态：
层流：
当流速较小时，各流层的液体质点都有条不紊的运动，互不混杂。
紊流：
当流速较大时，各流层的液体质点形成涡体，互相混掺。
坡面漫流的计算与判断：
谢才公式：
v=CR
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