第二章-水循环

1、第二章第二章 自然界的水文循环自然界的水文循环 第一节第一节 水循环概述水循环概述 一、水循环基本过程一、水循环基本过程 1 1、水循环的定义、水循环的定义 地球上各种形态的水，在太阳辐射、地地球上各种形态的水，在太阳辐射、地 心引力等作用下，通过心引力等作用下，通过蒸发、水汽输送、蒸发、水汽输送、 凝结降水、下渗以及径流凝结降水、下渗以及径流等环节，不断发等环节，不断发 生相态转换和周而复始运动的过程。生相态转换和周而复始运动的过程。 2 2、水循环、水循环5 5个基本环节个基本环节 水汽蒸发水汽蒸发 水汽输送水汽输送 凝结降水凝结降水 水分入渗水分入渗 地表、地下径流地表、地下径流 径流生

2、成径流生成 水循环水循环-hydrological cycle-hydrological cycle 凝凝 结结-condensation-condensation 降降 水水-precipitation-precipitation（P P） 蒸蒸 发发-evaporation-evaporation（E E） 水汽输送水汽输送-water vapor transport-water vapor transport（V V） 入入 渗渗-infiltration -infiltration （I I） 径径 流流-runoff-runoff（R R） 地表水地表水-surface water-

3、surface water 地下水地下水-ground water-ground water 水循环基本术语水循环基本术语 水水 循循 环环 示示 意意 图图 降水降水P 蒸发蒸发E 地地 表表 径径 流流 RS E P 陆地陆地 基岩基岩 下渗下渗F 海洋海洋 包气带包气带 地下径流地下径流Rg 壤中流壤中流RSS 蒸腾蒸腾ET 水的不断蒸发、输送、凝结、降落、产流、汇流的往复循环过程水的不断蒸发、输送、凝结、降落、产流、汇流的往复循环过程 3 3、水循环机理、水循环机理 内因：水的三态转化内因：水的三态转化 外因：太阳幅射、重力作用外因：太阳幅射、重力作用 水循环服从于质量守恒定律水循环服

4、从于质量守恒定律 太阳辐射和重力作用是水循环的基本动力太阳辐射和重力作用是水循环的基本动力 水循环是联系地球系统水圈水循环是联系地球系统水圈- -大气圈大气圈- -岩石圈岩石圈- - 生物圈的纽带生物圈的纽带 全球水循环是闭合系统，但局部是开放系统全球水循环是闭合系统，但局部是开放系统 水分会溶解、携带某些物质水分会溶解、携带某些物质一起一起循环运动循环运动 u水循环服从于质量守恒定律水循环服从于质量守恒定律 整个循环过程保持着连续性，既无开始，也没整个循环过程保持着连续性，既无开始，也没 有结尾。从实质上说，水循环乃是有结尾。从实质上说，水循环乃是物质物质与与能量能量的传的传 输、储存和转化

5、过程，而且存在于每一环节。在蒸输、储存和转化过程，而且存在于每一环节。在蒸 发环节中，伴随液态水转化为气态水的是热能的消发环节中，伴随液态水转化为气态水的是热能的消 耗，伴随着凝结降水的是潜热的释放，所以蒸发与耗，伴随着凝结降水的是潜热的释放，所以蒸发与 降水就是地面向大气输送热量的过程。降水就是地面向大气输送热量的过程。 u太阳辐射和重力作用是水循环的基本动力太阳辐射和重力作用是水循环的基本动力 太阳辐射太阳辐射是地表热能的主要源泉，它促使冰雪融是地表热能的主要源泉，它促使冰雪融 化，水分蒸发，空气流动等，是水分循环的动力。化，水分蒸发，空气流动等，是水分循环的动力。 重力重力是促使空中水滴

6、降落和地面、地下径流流归海是促使空中水滴降落和地面、地下径流流归海 洋的动力。外部环境包括地理纬度、海陆分布、地洋的动力。外部环境包括地理纬度、海陆分布、地 貌形态等则制约了水循环的路径、规模与强度。貌形态等则制约了水循环的路径、规模与强度。 水循环广及整个水圈，并深入大气圈、岩石水循环广及整个水圈，并深入大气圈、岩石 圈及生物圈。圈及生物圈。 其循环路径并非单一的，而是通过无数条路线其循环路径并非单一的，而是通过无数条路线 实现循环和相变的，所以水循环系统是由无数不同实现循环和相变的，所以水循环系统是由无数不同 尺度、不同规模的尺度、不同规模的局部水循环局部水循环所组合而成的复杂巨所组合而成

7、的复杂巨 系统。系统。 全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是 开放系统。开放系统。 地球与宇宙之间，地球与宇宙之间， 水分虽有交换，但是量很少，可水分虽有交换，但是量很少，可 以看作是封闭系统以看作是封闭系统 地球圈层内部，既有水分输入又有水分输出，是开地球圈层内部，既有水分输入又有水分输出，是开 放系统放系统 地球上的水分在交替循环过程中，总是溶解地球上的水分在交替循环过程中，总是溶解 并携带着某些物质一起运动并携带着某些物质一起运动 例如溶于水中的各种化学元素、气体以及泥沙等固例如溶于水中的各种化学元素、气体以及泥沙等固 体杂质等。体杂质等。 二、水

8、循环的类型与层次结构二、水循环的类型与层次结构 1 1、水循环的基本类型、水循环的基本类型 按循环途径和规模分为：按循环途径和规模分为： A A：大循环：大循环 全球海洋全球海洋陆地之间的水分交换过程陆地之间的水分交换过程 B B：小循环：小循环 海洋海洋大气、陆地大气、陆地大气的水分交换过大气的水分交换过 程程 海洋小循环海洋小循环 陆地小循环陆地小循环 内流区小循环内流区小循环 外流区小循环外流区小循环 小循环小循环 水循环类型水循环类型发生领域发生领域水汽交换水汽交换基本环节基本环节 海陆间循环海陆间循环海洋与陆地海洋与陆地 间间 垂向交换垂向交换 横向交换横向交换 蒸发、输送、凝结、蒸

9、发、输送、凝结、 降水、下渗、径流降水、下渗、径流 海上内循环海上内循环海洋与海空海洋与海空 间间 垂向交换垂向交换 蒸发、凝结、降水蒸发、凝结、降水 陆地外流区陆地外流区 循环循环 陆地与陆空，陆地与陆空， 河流与海洋河流与海洋 间间 垂向交换垂向交换 横向交换横向交换 蒸发蒸发/蒸腾、凝结、蒸腾、凝结、 降水、下渗、径流降水、下渗、径流 陆地内流区陆地内流区 循环循环 陆地与陆空陆地与陆空 间间 垂向交换垂向交换 蒸发蒸发/蒸腾、凝结、蒸腾、凝结、 降水、下渗、径流降水、下渗、径流 水文大循环（自然）水文大循环（自然） 人为水循环（侧支循环）人为水循环（侧支循环） 人为水循环可以严重地改变

10、天然水循环，处理人为水循环可以严重地改变天然水循环，处理 不好，会产生一系列水问题与生态环境问题。不好，会产生一系列水问题与生态环境问题。 2.全球水循环系统的层次结构全球水循环系统的层次结构 三、水体的更新周期三、水体的更新周期 1 1、定义、定义 水体在参与水循环过程中，全部水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。量被交替更新一次所需的时间。 T -T -更新周期（年、日、时等）；更新周期（年、日、时等）； W -W -水体总贮水量；水体总贮水量； W-W-某时段内某时段内( (年、日、时等年、日、时等) )平均参平均参 与水循环的水量。与水循环的水量。 W W T

11、各种水体更替周期各种水体更替周期 水体水体 周期周期水体周期水体周期 极地冰川极地冰川 10000a沼泽水沼泽水5a 永冻地带地下冰永冻地带地下冰 9700a土壤水土壤水1a 世界大洋世界大洋 2500a河水河水 16d 高山冰川高山冰川 1600a大气水大气水8d 深层地下水深层地下水 1400a生物水生物水 12h 湖泊水湖泊水17a 静态水静态水动态水动态水 2 2、意义、意义 反映水循环强度的重要指标反映水循环强度的重要指标 反映水资源反映水资源可利用率可利用率的基本参数的基本参数 因为从水资源永继利用的角度来衡量，水体的储水因为从水资源永继利用的角度来衡量，水体的储水 量并非全部都能

12、利用，只有其中积极参与水循环的那部量并非全部都能利用，只有其中积极参与水循环的那部 分水量，由于利用后能得到恢复，才能算作可资利用的分水量，由于利用后能得到恢复，才能算作可资利用的 水资源量。而这部分水量的多少，主要决定于水资源量。而这部分水量的多少，主要决定于水体的循水体的循 环更新速度和周期的长短，循环速度愈快，周期愈短，环更新速度和周期的长短，循环速度愈快，周期愈短， 可开发利用的水量就愈大。可开发利用的水量就愈大。 1.水循环与地球圈层构造水循环与地球圈层构造 水循环是联系大气圈、水圈、岩石圈和生物圈的水循环是联系大气圈、水圈、岩石圈和生物圈的 纽带，并成为它们之间的能量调节器纽带，并

13、成为它们之间的能量调节器 水循环的一系列过程中，通过降水、地表径流、水循环的一系列过程中，通过降水、地表径流、 入渗、地下径流、蒸发和植物蒸腾等各个环节，使入渗、地下径流、蒸发和植物蒸腾等各个环节，使 地球四大圈层相互联系起来，并在地球四大圈层相互联系起来，并在物质流物质流的同时，的同时， 伴随伴随能量流能量流。 四、水循环的作用与效应四、水循环的作用与效应 2.水循环与全球气候水循环与全球气候 u水循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者水循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者 u水循环通过对地表太阳辐射能的重新再分配，使不水循环通过对地表太阳辐射能的重新再分配，使不 同纬度热量收支不

14、平衡矛盾得到缓解同纬度热量收支不平衡矛盾得到缓解 u水循环的强弱及其路径，还会直接影响到各地的天水循环的强弱及其路径，还会直接影响到各地的天 气过程，甚至可以决定地区的气候基本特征气过程，甚至可以决定地区的气候基本特征 3.水循环与地貌形态及地壳运动水循环与地貌形态及地壳运动 u水循环塑造了地表形态水循环塑造了地表形态 u水循环可以影响到地壳表层内应力的平衡，是触发水循环可以影响到地壳表层内应力的平衡，是触发 地震，甚至引起地壳运动的重要原因地震，甚至引起地壳运动的重要原因 新丰江水库新丰江水库19591959年年1010月开始蓄水，同年月开始蓄水，同年1111月记录到地月记录到地 震活动。震

15、活动。19621962年水位年水位110.5110.5米时发生震级米时发生震级6.16.1的强震。的强震。截截 至至1986年底，新丰江大坝附近记录到的地震次数达年底，新丰江大坝附近记录到的地震次数达30万万 次，其中烈度大于次，其中烈度大于2度的有度的有1.3万次。地震曾引起万次。地震曾引起上下游上下游 贯穿性裂缝和水平裂缝。从贯穿性裂缝和水平裂缝。从19611961年年3 3月起到月起到19671967年止，年止， 对新丰江大坝做了两期工程加固。对新丰江大坝做了两期工程加固。 4.水循环与生态平衡水循环与生态平衡 u没有水循环就不会有生命活动，亦不存在生物圈没有水循环就不会有生命活动，亦不

16、存在生物圈 u对不同地区来说，水循环强度及其时空变化，影响对不同地区来说，水循环强度及其时空变化，影响 着一个地区的生态环境（热带雨林、热带稀疏草原、着一个地区的生态环境（热带雨林、热带稀疏草原、 热带沙漠）热带沙漠） u对同一地区来讲，水循环强度的时空变化，是造成对同一地区来讲，水循环强度的时空变化，是造成 本区洪、涝、旱等自然灾害的主要原因本区洪、涝、旱等自然灾害的主要原因 5.水循环与水资源开发利用水循环与水资源开发利用 水资源具有再生性和可以永继利用的特点，但并水资源具有再生性和可以永继利用的特点，但并 不意味着不意味着“取之不尽，用之不竭取之不尽，用之不竭”，当水资源开发，当水资源开

17、发 强度超过地区水循环更新速度或者遭受严重的污染，强度超过地区水循环更新速度或者遭受严重的污染， 那么就会面临水资源不足，甚至枯竭的严重局面。那么就会面临水资源不足，甚至枯竭的严重局面。 6.水循环与水文现象以及水文科学的发展水循环与水文现象以及水文科学的发展 水循环与水量平衡的研究引导了以往水文学的发水循环与水量平衡的研究引导了以往水文学的发 展，亦将指导水文学的未来，展，亦将指导水文学的未来，促进水文科学的发展。促进水文科学的发展。 五、水循环的影响因素五、水循环的影响因素 1 1、自然因素：、自然因素：气象条件、地理条件气象条件、地理条件 2 2、人为因素、人为因素 1 1）有利影响）有

18、利影响 w修建水库、跨流域调水、引水灌溉修建水库、跨流域调水、引水灌溉-改变地表径改变地表径 流流 w植树造林植树造林-蒸发蒸发 w人工降雨人工降雨-降水降水 2 2）不利影响）不利影响 过度抽取地下水过度抽取地下水 大面积滥伐森林大面积滥伐森林 排干湖、沼排干湖、沼 1.1.定义定义 所谓所谓水量平衡水量平衡，是指任意选择的区域，是指任意选择的区域( (或水或水 体体) )，在任意时段内，其收入的水量与支出的之，在任意时段内，其收入的水量与支出的之 间差额必等于该时段区域间差额必等于该时段区域( (或水体或水体) )内蓄水的变内蓄水的变 化量，即水在循环过程中，从总体上说平衡。化量，即水在循

19、环过程中，从总体上说平衡。 第二节 水量平衡 2.水量平衡研究的意义 u通过水量平衡研究，可以定量地揭示水循环过 程与全球地理环境、自然生态系统之间的相互 联系，以及水循环过程对人类社会的深刻影响 u水量平衡是研究水循环系统内在结构和运行机 制的基础 u水量平衡分析又是水资源现状评价与供需预测 研究工作的核心 u在流域规划方面，水量平衡方法发挥着重要的 作用 根据物质不灭定律，水量平衡原理的概念根据物质不灭定律，水量平衡原理的概念 就是对于任一区域就是对于任一区域, ,任一时段内，输入量与输任一时段内，输入量与输 出量的差值等于该区域内水体储水量的变化。出量的差值等于该区域内水体储水量的变化。

20、 根据此原理可列出水量平衡方程：根据此原理可列出水量平衡方程： I-Q=I-Q= W W 1.海海洋水量平衡洋水量平衡 以全球海洋为研究对象，则任意时段内的 水量平衡方程式： P海 海+R-E海海=s海海 多年平均状态下多年平均状态下s海 海0 上式改写为：上式改写为： P海 海+R-E海海=0 三三 全球全球的水量平衡的水量平衡 2.陆陆地水量平衡地水量平衡 u外外流区水量平衡方程流区水量平衡方程 对于外流区来说，任意时段的水量平衡对于外流区来说，任意时段的水量平衡 方程为：方程为： P外 外-E外外-R地表地表-R地下地下=s外外 对于多年平均而言对于多年平均而言s外 外0，且 ，且R=R

21、地表 地表 +R地下 地下则有： 则有： P外 外-E外外-R=0 u内流区水量平衡方程 P内 内=E内内 陆地水量平衡陆地水量平衡 将陆地外流区和内流区水量平衡方程组合起 来，就构成整个陆地系统的水量平衡方程： （P外 外+P内内） ）-（E外 外+E内内） ）=R 也就是：也就是： P陆 陆-E陆陆=R 3.3.全全球水量平衡方程球水量平衡方程 即 stst PPEE PE 人类活动对水分循环和水量平衡的影响人类活动对水分循环和水量平衡的影响 河流灌溉取水、修筑水坝、跨流域调水等可改变 水循环过程，并影响水量平衡。 蒸发是指液态水分或固态冰雪不断地从水面、蒸发是指液态水分或固态冰雪不断地从

22、水面、 陆面、植物表面化为水汽升入空中的过程，是陆面、植物表面化为水汽升入空中的过程，是 水循环过程中地表水转化为大气水的重要阶段。水循环过程中地表水转化为大气水的重要阶段。 一、蒸发的物理机制一、蒸发的物理机制 相关的基本概念：相关的基本概念： 蒸蒸 发：发：水分子从物体表面向大气逸散的现象称为蒸发水分子从物体表面向大气逸散的现象称为蒸发 蒸发潜热：蒸发潜热：单位水量蒸发到空气中所需的能量称为蒸发潜热单位水量蒸发到空气中所需的能量称为蒸发潜热 凝结潜热：凝结潜热：单位水量从空气中凝结返回水面所释放的能量称为凝结潜热单位水量从空气中凝结返回水面所释放的能量称为凝结潜热 蒸发率：蒸发率：单位时间

23、从单位面积蒸发面逸散到大气中的水分子数与从大单位时间从单位面积蒸发面逸散到大气中的水分子数与从大 气中返回到蒸发面的水分子数之差值称为蒸发率气中返回到蒸发面的水分子数之差值称为蒸发率 蒸发能力：蒸发能力：供水充分条件下，单位时间从单位面积蒸发面逸散到大气中的供水充分条件下，单位时间从单位面积蒸发面逸散到大气中的 水分子数与从大气中返回到蒸发面的水分子数之差值称为蒸发能力水分子数与从大气中返回到蒸发面的水分子数之差值称为蒸发能力 蒸发分类蒸发分类 蒸发面类型：蒸发面类型： 水面蒸发水面蒸发 冰雪蒸发冰雪蒸发 土壤蒸发土壤蒸发 植物散发植物散发 流域蒸散发流域蒸散发 陆面蒸发陆面蒸发 气象因素气象

24、因素 水体因素水体因素 1.水面蒸发水面蒸发（evaporation from water surface） 是充分供水条件下的蒸发是充分供水条件下的蒸发，因此水面蒸发率与水面蒸发能力，因此水面蒸发率与水面蒸发能力 是完全相同的。是完全相同的。 u蒸发过程中只需要克服水分子之间的内聚力蒸发过程中只需要克服水分子之间的内聚力 太阳辐射太阳辐射 蒸发所需之能量主要蒸发所需之能量主要 来自太阳辐射。来自太阳辐射。 图为某地月平均水面图为某地月平均水面 蒸发量与太阳辐射热蒸发量与太阳辐射热 的对比曲线，可见两的对比曲线，可见两 者变化十分一致。者变化十分一致。 温度温度 水温增加，水分子运动速度加快，

25、因而易于逸出 水面而跃入空气中。因此，水面蒸发量随水温的增 加而增加。气温是影响水温的主要因子，但不像水 温影响水面蒸发那样直接。 湿度湿度 在同样温度下，空气湿度小时的水面蒸发量要 比空气湿度大时的水面蒸发量大。空气湿度常用 饱和差表示。饱和差越大，空气湿度越小，反之 则湿度越大。 气压气压 空气密度增大，气压就增高。气压增高将压制水 分子逸出水面，因此，水面蒸发量随气压的增高而 减小。但气压高，空气湿度就降低，这又有利于水 面蒸发。 风速风速 风吹过水面时，要携带走水面上空的水汽，这有 利于增加水面水分子的逸出量。 一般言之，水面蒸发量随风速的增加而增加。但 当风速达到某一临界值时，水面蒸

26、发将不再增加。 水面小大及形状水面小大及形状 水面面积大，其上空大量的水汽不易被风立即吹 散，因而水汽含量多，不利于蒸发。反之，则有利 于水面蒸发。水面形状是通过风向来影响水面蒸发 的。 土壤蒸发过程土壤蒸发过程 毛管断裂含水量毛管断裂含水量 ( (3) ) 田田 间间 持持 水水 量量 ( (2) ) ( (1) ) E/Em 克服水分子间的内聚力 克服土壤分子对水的吸附力 根据土壤供水条件的差别以及蒸发率的变化，根据土壤供水条件的差别以及蒸发率的变化， 可将土壤的干化过程划分为如下可将土壤的干化过程划分为如下3个阶段：个阶段： 2.土壤蒸发土壤蒸发（evaporation from soi

27、ls） 指土壤的失水干化过程指土壤的失水干化过程 u定常蒸发率阶段定常蒸发率阶段 ( (饱和蒸发阶段）饱和蒸发阶段） 在充分供水条件，水通过毛管作用，源源不断地在充分供水条件，水通过毛管作用，源源不断地 输送到土壤表层供蒸发之用，蒸发快速进行，蒸发输送到土壤表层供蒸发之用，蒸发快速进行，蒸发 率相对稳定，其蒸发量等于或近似相同气象条件下率相对稳定，其蒸发量等于或近似相同气象条件下 的水面蒸发。在此阶段，土壤蒸发主要受气象条件的水面蒸发。在此阶段，土壤蒸发主要受气象条件 的影响。的影响。 由于蒸发不断耗水，土壤中的水分不断减少。当土壤含由于蒸发不断耗水，土壤中的水分不断减少。当土壤含 水量减少到

28、某一临界土壤含水量（其值相当于田间持水量水量减少到某一临界土壤含水量（其值相当于田间持水量 接近）时，土壤的供水能力不能满足蒸发的需要时，蒸发接近）时，土壤的供水能力不能满足蒸发的需要时，蒸发 率随着土壤含水量的减少而减小，即土壤蒸发进入蒸发率率随着土壤含水量的减少而减小，即土壤蒸发进入蒸发率 下降阶段。此阶段蒸发量的大小决定于土壤的含水量，气下降阶段。此阶段蒸发量的大小决定于土壤的含水量，气 象因素则退居次要地位象因素则退居次要地位 u蒸发率下降阶段蒸发率下降阶段 田间持水量田间持水量：指土壤中所能保持的分子水和毛细管悬着水：指土壤中所能保持的分子水和毛细管悬着水 的最大量。的最大量。 当土

29、壤含水量逐步降低到第二个临界点（其值相当土壤含水量逐步降低到第二个临界点（其值相 当于凋萎系数），土壤蒸发便进入蒸发率微弱阶段。当于凋萎系数），土壤蒸发便进入蒸发率微弱阶段。 此阶段内土壤水由底部向土面的薄膜运动亦基本停此阶段内土壤水由底部向土面的薄膜运动亦基本停 止，土壤液体水供应中断，只能依靠下层水汽化向止，土壤液体水供应中断，只能依靠下层水汽化向 外扩散外扩散 u蒸发率微弱阶段蒸发率微弱阶段 调萎系数：调萎系数：土壤中水分不能为植物根系所吸收而导致植物土壤中水分不能为植物根系所吸收而导致植物 发生永久性凋萎时相应的土壤含水率。发生永久性凋萎时相应的土壤含水率。 3、植物散发（、植物散发（

30、transpirationbyplants） 植物从土壤中吸取水分，然后输送到茎和叶面，植物从土壤中吸取水分，然后输送到茎和叶面， 大部分水分从叶面和茎逸散到空气中，这就是散发大部分水分从叶面和茎逸散到空气中，这就是散发 现象。现象。 u根土渗透势：由于根系中溶液浓度与周围土壤水根土渗透势：由于根系中溶液浓度与周围土壤水 浓度存在差异而产生的渗透压差。浓度存在差异而产生的渗透压差。 u散发拉力：由于植物叶面散发水汽而引起叶肉细散发拉力：由于植物叶面散发水汽而引起叶肉细 胞的溶液浓度和植物内部水力传导系统浓度的差异胞的溶液浓度和植物内部水力传导系统浓度的差异 而产生的拉力。而产生的拉力。 二、蒸

31、发的影响因素二、蒸发的影响因素 1 1、供水条件、供水条件 u充分供水（充分供水（W W田 田） ） u不充分供水（不充分供水（W W田 田） ） 2 2、影响蒸发的动力学因素与热力学因素、影响蒸发的动力学因素与热力学因素 动力学因素：动力学因素： u水汽分子的垂向扩散水汽分子的垂向扩散 u大气垂向对流运动大气垂向对流运动 u大气中的水平运动和湍流扩散大气中的水平运动和湍流扩散 热力学因素：热力学因素： u太阳辐射太阳辐射 u平流时的热量交换平流时的热量交换 3.土壤特性与土壤含水量的影响土壤特性与土壤含水量的影响 u对土壤蒸发的影响对土壤蒸发的影响 u对植物散发的影响对植物散发的影响 蒸发器

32、蒸发器蒸发实验站蒸发实验站 水汽扩散与水汽输送，是地球上水循环过程的水汽扩散与水汽输送，是地球上水循环过程的 重要环节，是将海水、陆地水与空中水联系在一起重要环节，是将海水、陆地水与空中水联系在一起 的纽带。正是通过扩散运动，使得海水和陆地水源的纽带。正是通过扩散运动，使得海水和陆地水源 源不断地蒸发升入空中，并随气流输送到全球各地，源不断地蒸发升入空中，并随气流输送到全球各地， 再凝结并以降水的形式回归到海洋和陆地。所以水再凝结并以降水的形式回归到海洋和陆地。所以水 汽扩散和输送的方向与强度，直接影响到地区水循汽扩散和输送的方向与强度，直接影响到地区水循 环系统。环系统。 第四节第四节 水汽

33、扩散与输送水汽扩散与输送 一、水汽扩散一、水汽扩散（water vapour diffusion） 1 1、涵义涵义 指由于物质、粒子群等的随机运动而扩展于给定空间指由于物质、粒子群等的随机运动而扩展于给定空间 的一种不可逆现象。的一种不可逆现象。 2、分类分类 u分子扩散：由水分子热运动而产生的分子扩散现象分子扩散：由水分子热运动而产生的分子扩散现象 u紊动扩散紊动扩散：由于受到外力的影响，水分子呈现：由于受到外力的影响，水分子呈现 “杂乱无章杂乱无章”的运动的运动 扩散的结果带来混合，促使质量、动量、热量趋扩散的结果带来混合，促使质量、动量、热量趋 向均匀向均匀 二、水汽输送二、水汽输送（

34、water vapour transport） 1、概念、概念 指大气中水分因扩散而由一地向另一地运移，指大气中水分因扩散而由一地向另一地运移， 或由低空输送到高空的过程。或由低空输送到高空的过程。 区域降水量的大小取决于出入该区域的水汽区域降水量的大小取决于出入该区域的水汽 量的多少量的多少 水汽输送主要有水汽输送主要有大气环流输送大气环流输送和和涡动输送涡动输送两两 种形式。种形式。 2 2、衡量水汽输送量的参数、衡量水汽输送量的参数 u水汽输送通量：表示在单位时间内流经某一单位面水汽输送通量：表示在单位时间内流经某一单位面 积的水汽量。积的水汽量。 u水汽通量散度：指单位时间汇入单位体积

35、或从该体水汽通量散度：指单位时间汇入单位体积或从该体 积辐散出的水汽量。积辐散出的水汽量。 3.影响水汽输送的主要因素影响水汽输送的主要因素 u大气环流的影响大气环流的影响 水汽输送有两种形式，其中大气环流输送占主水汽输送有两种形式，其中大气环流输送占主 导地位，这是和大气流场和风速场有关。而流场和导地位，这是和大气流场和风速场有关。而流场和 风速场直接影响全球水汽的分布变化，以及水汽输风速场直接影响全球水汽的分布变化，以及水汽输 送的路径和强度。送的路径和强度。 u地理纬度的影响地理纬度的影响 地理纬度的影响主要表现为影响辐射平衡值，地理纬度的影响主要表现为影响辐射平衡值， 影响气温、水温的

36、纬向分布，进而影响蒸发以及空影响气温、水温的纬向分布，进而影响蒸发以及空 中的水汽含量的纬向分布，基本规律是水汽随着纬中的水汽含量的纬向分布，基本规律是水汽随着纬 度的增高而减少度的增高而减少 u海陆分布的影响海陆分布的影响 海洋是水汽的主要源地，因而距海远近直接影海洋是水汽的主要源地，因而距海远近直接影 响空中水汽含量的多少，这也是我国东南沿海暖湿响空中水汽含量的多少，这也是我国东南沿海暖湿 多雨，向西北内陆发展，水循环弱，降水少的原因多雨，向西北内陆发展，水循环弱，降水少的原因 u海拔高度与地形屏障作用的影响海拔高度与地形屏障作用的影响 随着海拔升高，近地层湿空气逐步变薄，水汽含量减少随着

37、海拔升高，近地层湿空气逐步变薄，水汽含量减少 一些山脉往往成为阻隔暖湿气流运移的屏障，迫使迎风坡成一些山脉往往成为阻隔暖湿气流运移的屏障，迫使迎风坡成 为多雨区，背风坡成为雨影区为多雨区，背风坡成为雨影区 4.我国水汽输送基本特点我国水汽输送基本特点 u存在三个基本水汽来源，三条输出入路径，并有明存在三个基本水汽来源，三条输出入路径，并有明 显的季节变化显的季节变化 u水汽输送既有大气平均环流引起的平均输送，又有水汽输送既有大气平均环流引起的平均输送，又有 移动性涡动输送。移动性涡动输送。 u地理位置、海陆分布与地貌上总体格局，制约了全地理位置、海陆分布与地貌上总体格局，制约了全 国水汽输送的

38、基本态势。国水汽输送的基本态势。 u水汽输送场垂直分布存在明显差异水汽输送场垂直分布存在明显差异 第五节第五节 降水降水 一、概念一、概念 指从云雾中降落到地面的液态水或固态水的现象指从云雾中降落到地面的液态水或固态水的现象 的统称，包括雨、雪、露、霜、霰、雹等现象，它的统称，包括雨、雪、露、霜、霰、雹等现象，它 是水循环的重要环节之一。是水循环的重要环节之一。 降水是水循环的最基本环节，地表径流的本源，降水是水循环的最基本环节，地表径流的本源， 地下水的主要补给来源，是引起洪涝、旱灾的直接地下水的主要补给来源，是引起洪涝、旱灾的直接 原因。原因。 二、降水要素二、降水要素 1 1、降水量、降

39、水量毫米毫米(mm)(mm) 降水量是指在一定时间内降落在某一面积上的水量，降水量是指在一定时间内降落在某一面积上的水量， 一般用一般用mmmm表示。表示。 2 2、降水历时与降水时间、降水历时与降水时间 小时、天小时、天 u降水历时降水历时是指从降水开始到降水结束所经历的时间。一是指从降水开始到降水结束所经历的时间。一 般以小时、天表示。般以小时、天表示。 u降水时间降水时间是对应于某一降水的时间长短，其时间长短一是对应于某一降水的时间长短，其时间长短一 般是人为设定，一般为天、月等，如般是人为设定，一般为天、月等，如1 1日最大降水量，日最大降水量， 此时的一日即为降水时间，此时的一日即为

40、降水时间， 3 3、降水强度、降水强度（毫米（毫米/ /分）或（毫米分）或（毫米/ /时）时） 简称雨强，指单位时间内的降水量。简称雨强，指单位时间内的降水量。 4 4、降水面积、降水面积平方公里平方公里(km(km2 2) ) 即降水所笼罩的面积，以平方公里计。即降水所笼罩的面积，以平方公里计。 我国年降水量图我国年降水量图 三、降水特征的表示方法三、降水特征的表示方法 为了充分反映降水的空间分布与时间变化规律，为了充分反映降水的空间分布与时间变化规律， 常用常用降水过程线、降水累积曲线、等降水量线降水过程线、降水累积曲线、等降水量线以及以及 降水特性综合曲线降水特性综合曲线表示降水的特性。

41、表示降水的特性。 1、降水过程线降水过程线 指以时间为横坐标，降水量为纵坐标绘制成的降水指以时间为横坐标，降水量为纵坐标绘制成的降水 量随时间的变化曲线。可用降水量柱状图或曲线图量随时间的变化曲线。可用降水量柱状图或曲线图 表示。表示。 2、降水累积曲线、降水累积曲线 以时间为横坐标，纵坐标表示自降水开始到各时以时间为横坐标，纵坐标表示自降水开始到各时 刻降水量的累积值刻降水量的累积值 3、等降水量线等降水量线 是区域内降水量相等地各点连成的曲线，它反映是区域内降水量相等地各点连成的曲线，它反映 区域内降水的分布变化规律，在等降水量线图上可区域内降水的分布变化规律，在等降水量线图上可 以查出各

42、地的降水量和降水面积，但无法确定降水以查出各地的降水量和降水面积，但无法确定降水 历时和降水强度。历时和降水强度。 4、降水特性综合曲线降水特性综合曲线 降水特性综合曲线是反映降水特性的一些曲线，降水特性综合曲线是反映降水特性的一些曲线， 常用的有常用的有降水强度历时曲线、平均雨深面积曲线、降水强度历时曲线、平均雨深面积曲线、 雨深面积历时曲线雨深面积历时曲线三种三种 降水强度历时曲线降水强度历时曲线 历时愈短，历时愈短， 雨强愈高雨强愈高 平均雨深面积曲线平均雨深面积曲线 一般规律是面积越一般规律是面积越 大，平均雨深越小。大，平均雨深越小。 曲线的绘制方法是，曲线的绘制方法是， 从等雨量线

43、中心起，从等雨量线中心起， 分别量取不同等雨分别量取不同等雨 量线所包围的面积量线所包围的面积 及此面积内的平均及此面积内的平均 雨深，点绘而成雨深，点绘而成 雨深面积历时曲线雨深面积历时曲线 其一般规律是，面积一定时，历时越长，平均雨其一般规律是，面积一定时，历时越长，平均雨 深越大；历时一定时，则面积越大，平均雨深越小深越大；历时一定时，则面积越大，平均雨深越小 四、面降水量的计算四、面降水量的计算 通常，雨量站所观测的降水记录，只代表该地小通常，雨量站所观测的降水记录，只代表该地小 范围的降水情况，称点降水量。实际工作中常需要范围的降水情况，称点降水量。实际工作中常需要 大面积以至全区域

44、的降水量值，即面降水量值。大面积以至全区域的降水量值，即面降水量值。 常用的区域平均降水量的计算方法主要有：算术常用的区域平均降水量的计算方法主要有：算术 平均法、加权平均法、泰森多边形法、等雨量线法平均法、加权平均法、泰森多边形法、等雨量线法 等。等。 1、算术平均法算术平均法 此法是以所研究的区域内各雨量站同时期的降水此法是以所研究的区域内各雨量站同时期的降水 量相加，再除以站数（量相加，再除以站数（n）后得出的算术平均值作）后得出的算术平均值作 为该区域的平均降水量（为该区域的平均降水量（P），即：），即： P（p1p2pn）/n 对于地形起伏不大，降水分布均匀，测站布设合理或较多的对于

45、地形起伏不大，降水分布均匀，测站布设合理或较多的 情况下，算术平均法计算简单、而且也能获得满意的结果情况下，算术平均法计算简单、而且也能获得满意的结果 2、垂直平分法垂直平分法 连结各测站，构成三角网。连结各测站，构成三角网。 然后对每个三角形各边作垂直平分线，得到若干个然后对每个三角形各边作垂直平分线，得到若干个 多边形多边形 然后以多边形面积作为该雨量站所控制的面积然后以多边形面积作为该雨量站所控制的面积 3.等雨量线法等雨量线法 P=（f1p1+f2p2.+fnpn） ）/F 适用于面积较大，地形变化显著而有足够数量雨量站适用于面积较大，地形变化显著而有足够数量雨量站 的地区的地区 4.

46、4.客观运行法客观运行法 先将区域分成若干网络，得出很多格点，而后用先将区域分成若干网络，得出很多格点，而后用 邻近各雨量站的雨量资料确定格点雨量，再求出各邻近各雨量站的雨量资料确定格点雨量，再求出各 格点雨量的算术平均值，既为流域的平均降雨量。格点雨量的算术平均值，既为流域的平均降雨量。 五、影响降水的因素五、影响降水的因素 影响降水的因素主要有：影响降水的因素主要有： u地理位置地理位置 u大气环流大气环流 u天气系统天气系统 u下垫面条件下垫面条件 u人类活动人类活动 地理位置的影响地理位置的影响 1、纬度位置、纬度位置 一般说来，低纬地区气温高，蒸发量大，空气中一般说来，低纬地区气温高

47、，蒸发量大，空气中 水汽含量大，故降水多。地球上有水汽含量大，故降水多。地球上有2/3的雨量降落在的雨量降落在 南北纬南北纬30度之间，以赤道带最多，逐渐向两极递减。度之间，以赤道带最多，逐渐向两极递减。 2、海陆位置、海陆位置 海洋是水汽的主要源地，因而距海远近直接影响海洋是水汽的主要源地，因而距海远近直接影响 空中水汽含量，进而影响陆地上的降水量。我国降空中水汽含量，进而影响陆地上的降水量。我国降 水量大致从东南沿海向西北内陆递减。水量大致从东南沿海向西北内陆递减。 大气环流（季风）大气环流（季风） 在季风气候区，冬夏季风的性质不同，对降水的在季风气候区，冬夏季风的性质不同，对降水的 影响

48、也不同。夏季风从海洋吹向陆地，把大量的海影响也不同。夏季风从海洋吹向陆地，把大量的海 洋水汽带到了陆地上，就有可能形成降水天气，冬洋水汽带到了陆地上，就有可能形成降水天气，冬 季风从陆地吹向海洋，性质是干燥的，一般不会形季风从陆地吹向海洋，性质是干燥的，一般不会形 成降水，天气晴朗。如东亚季风区，夏季高温多雨，成降水，天气晴朗。如东亚季风区，夏季高温多雨， 冬季寒冷干燥；南亚季风区，在西南季风影响的季冬季寒冷干燥；南亚季风区，在西南季风影响的季 节形成雨季，东北季风控制时候形成旱季。节形成雨季，东北季风控制时候形成旱季。 天气系统（气旋与锋面）天气系统（气旋与锋面） 特殊的大气运动也是形成降水

49、的重要因素，在特殊的大气运动也是形成降水的重要因素，在 气旋控制下，盛行的是旋转上升气流，往往能达到气旋控制下，盛行的是旋转上升气流，往往能达到 过饱和状态，形成降水，如中纬度地区就多气旋雨，过饱和状态，形成降水，如中纬度地区就多气旋雨， 台风、飓风带来大量的降水；在冷暖性质不同的气台风、飓风带来大量的降水；在冷暖性质不同的气 流交汇地区，往往会形成锋面雨，在锋面附近暖空流交汇地区，往往会形成锋面雨，在锋面附近暖空 气上升也会达到过饱和状态，从而形成降水。我国气上升也会达到过饱和状态，从而形成降水。我国 东部地区的降水就是以锋面雨为主。东部地区的降水就是以锋面雨为主。 1、地形的影响、地形的影

50、响 u地形主要是通过气流的屏障作用与抬升作用对降水地形主要是通过气流的屏障作用与抬升作用对降水 的强度与时空分布发生影响的的强度与时空分布发生影响的 u地形对降水的影响程度决定于地面坡向、气流方向地形对降水的影响程度决定于地面坡向、气流方向 以及地表高程的变化以及地表高程的变化 下垫面条件下垫面条件 2、森林对降水的影响、森林对降水的影响 森林对降水的影响极为复杂，至今还存在着各种森林对降水的影响极为复杂，至今还存在着各种 不同的看法不同的看法 3、水体对降水的影响、水体对降水的影响 大水体表面由于空气阻力小，风速大，气流辐散大水体表面由于空气阻力小，风速大，气流辐散 等因素的影响，降水量减少

51、等因素的影响，降水量减少 谚语：雷雨不过江谚语：雷雨不过江 人类活动的影响人类活动的影响 u间接影响：改变下垫面（城市）间接影响：改变下垫面（城市） u直接影响：人工降雨等直接影响：人工降雨等 六、可能最大降水六、可能最大降水 可能最大降水（可能最大降水（probable maximum precipitation,简简 称称PMP） 指在现代地理环境和气候条件下，特定的区域在特指在现代地理环境和气候条件下，特定的区域在特 定的时段内，可能发生的最大降水量。定的时段内，可能发生的最大降水量。 研究意义研究意义：可以推算出可能最大洪水：可以推算出可能最大洪水,为水利工程设为水利工程设 计提供需要

52、计提供需要 1975年八月，河南省南部驻马店地区出现暴雨，年八月，河南省南部驻马店地区出现暴雨， 板桥水库和石漫滩水库两座大型水库及竹沟、田岗等板桥水库和石漫滩水库两座大型水库及竹沟、田岗等 数五十八座中小型水库几乎同时溃坝，遂平、西平、数五十八座中小型水库几乎同时溃坝，遂平、西平、 汝南、平兴、新蔡、漯河，临泉七个县城被水淹数米汝南、平兴、新蔡、漯河，临泉七个县城被水淹数米 深，共深，共29个县市受灾，涉及一千二百万人，毁房个县市受灾，涉及一千二百万人，毁房680 余万间，冲毁京广线铁路一百多公里，京广线中断余万间，冲毁京广线铁路一百多公里，京广线中断18 天，影响正常通车天，影响正常通车4

53、8天，直接经济损失约为天，直接经济损失约为100亿。亿。 板桥水库溃坝事件板桥水库溃坝事件 19751975年年7 7月底，第三号台风在美国关岛附近的洋面月底，第三号台风在美国关岛附近的洋面 上形成，上形成，8 8月月3 3日台风穿过台湾中部，日台风穿过台湾中部，8 8月月4 4日上午日上午2 2时在时在 中国福建省的龙岩登陆。中国福建省的龙岩登陆。8 8月月5 5日台风雨区中心移到河南日台风雨区中心移到河南 省南部，一日最大雨量量为省南部，一日最大雨量量为672672毫米，毫米，8 8月月6 6日暴雨强度日暴雨强度 减弱，一日最大雨量仍有减弱，一日最大雨量仍有514514毫米，毫米，8 8月

54、月7 7日暴雨强度增日暴雨强度增 加，一日最大雨量达到加，一日最大雨量达到10051005毫米。当时最大的两个暴雨毫米。当时最大的两个暴雨 中心，正好位于淮河上游的板桥水库和石漫滩水库的上中心，正好位于淮河上游的板桥水库和石漫滩水库的上 游，三天的降雨量超过游，三天的降雨量超过16001600毫米（当地年平均降水量为毫米（当地年平均降水量为 800800毫米）。水库溃坝的时间发生在毫米）。水库溃坝的时间发生在8 8月月8 8日凌晨一时左日凌晨一时左 右，当时人们还在梦乡之中。最大溃坝流量达到右，当时人们还在梦乡之中。最大溃坝流量达到7820078200 立方米秒。比立方米秒。比19811981

55、年长江洪水宜昌站的洪峰流量年长江洪水宜昌站的洪峰流量 7200072000立方米秒还大，这个流量超过了宜昌站实际测立方米秒还大，这个流量超过了宜昌站实际测 到的历史最大洪水量。据称死亡人数达万人之多。到的历史最大洪水量。据称死亡人数达万人之多。 第六节第六节 下渗下渗 一、概念一、概念 下渗下渗(Infiltration)(Infiltration) 水从地表渗入土壤和地下的运动过程，是水在水从地表渗入土壤和地下的运动过程，是水在 水分子力、毛细管引力和重力的作用下在土壤中发水分子力、毛细管引力和重力的作用下在土壤中发 生的物理过程，是径流形成和水循环过程的重要环生的物理过程，是径流形成和水循

56、环过程的重要环 节。节。 它是地表水与地下水、土壤水联系的纽带它是地表水与地下水、土壤水联系的纽带 二、下渗的物理过程二、下渗的物理过程 1、下渗过程阶段划分、下渗过程阶段划分 水分的下渗是在重力、分子力和毛管力的综合作水分的下渗是在重力、分子力和毛管力的综合作 用下进行的，其下渗过程就是这三种力的平衡过程，用下进行的，其下渗过程就是这三种力的平衡过程， 整个下渗过程按照作用力的组合变化和运动特征，整个下渗过程按照作用力的组合变化和运动特征， 可以划分为三个阶段：可以划分为三个阶段： 渗润阶段渗润阶段 在土壤十分干燥时，下渗水分主要是在分子力作在土壤十分干燥时，下渗水分主要是在分子力作 用下，

57、被土壤颗粒吸附形成吸湿水，进而形成薄用下，被土壤颗粒吸附形成吸湿水，进而形成薄 膜水（膜状水），当土壤含水量大于岩土最大分膜水（膜状水），当土壤含水量大于岩土最大分 子持水量（薄膜水的最大数值）时，这一阶段逐子持水量（薄膜水的最大数值）时，这一阶段逐 渐消失，并向下一阶段过渡。渐消失，并向下一阶段过渡。 渗漏阶段渗漏阶段 随着土壤含水率的不断增大，当表层土壤中薄膜随着土壤含水率的不断增大，当表层土壤中薄膜 水得到满足后水得到满足后,影响下渗的作用力由分子力转化影响下渗的作用力由分子力转化 为毛管力和重力。在为毛管力和重力。在毛管力和重力毛管力和重力的共同作用下，的共同作用下， 使下渗水分在土壤

58、孔隙中作不稳定运动，并逐步使下渗水分在土壤孔隙中作不稳定运动，并逐步 充填毛管孔隙、非毛管孔隙，使表层土含水达到充填毛管孔隙、非毛管孔隙，使表层土含水达到 饱和。饱和。 渗透阶段渗透阶段 在土壤孔隙被水分充满、达到饱和状态后，水分在土壤孔隙被水分充满、达到饱和状态后，水分 主要在主要在重力重力作用下继续向深层运动，此时，下渗作用下继续向深层运动，此时，下渗 的速度基本达到稳定。水分在重力作用下向下运的速度基本达到稳定。水分在重力作用下向下运 行，称为渗透。行，称为渗透。 渗漏的特点是渗漏的特点是非饱和水流运动非饱和水流运动，而渗透则属于，而渗透则属于饱饱 和水流运动和水流运动。 2、下渗水的垂

59、向分布、下渗水的垂向分布 1943年，包德曼（年，包德曼（Bodman）和考尔曼（）和考尔曼（Colman） 通过实验发现，下渗水在土体中的垂向分布可划分通过实验发现，下渗水在土体中的垂向分布可划分 为四个带，反映了下渗水的垂向运动特征。为四个带，反映了下渗水的垂向运动特征。 u饱和带饱和带：位于土壤表层。在持续不断地供水条件下，：位于土壤表层。在持续不断地供水条件下， 土壤含水量处于饱和状态，但无论下渗强度有多大，土壤含水量处于饱和状态，但无论下渗强度有多大， 土壤浸润深度怎样增大，饱和带的厚度不超过土壤浸润深度怎样增大，饱和带的厚度不超过1.5厘厘 米米 u过渡带过渡带：在饱和带之下，土壤

60、含水量随深度的增加：在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加 急剧减少，形成一个水的过渡带。过渡带的厚度不急剧减少，形成一个水的过渡带。过渡带的厚度不 大，一般在大，一般在5厘米左右厘米左右 u 水分传递带水分传递带：水分传递带位于过渡带之下，其特点：水分传递带位于过渡带之下，其特点 是土壤含水量沿垂线均匀分布，基本保持在饱和含是土壤含水量沿垂线均匀分布，基本保持在饱和含 水量与田间持水量之间，在数值上大致为饱和含水水量与田间持水量之间，在数值上大致为饱和含水 量的量的6080左右。带内水分的传递运行主要靠重左右。带内水分的传递运行主要靠重 力作用，因此，在均质土中，带内水分下渗率接近力作用，因此