水资源计算与管理

第二章水资源形成及转化关系掌握水循环过程及水量平衡方程，认识地表和地下水径流形成的过程，明确水循环与水资源的关系。第一节水分循环与水量平衡一、水循环

***水循环地球上各种形态水，在太阳辐射、重力作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗、径流五个环节，不断地发生相态转换和周而复始运动过程。内因是水的“三态”变化，其外因是太阳辐射和地心引力。1、水文大循环海陆间的水分交换过程。2、水文小循环海洋上或陆地上的局部的水文循环。3、水循环研究的目的合理开发和利用水资源，研究不同区域不同年份的旱涝形成的规律。二、水量平衡（一）水平衡原理***水量平衡某区域或水体，在任一时段内，其收入与支出水量之差等于该时段区域或水体蓄水变量。1、水量平衡方程式的基本表达式

写成差分形式：

式中，I为水量收入项；Q为水量支出项；Δs为研究时段内区域蓄水变化量。2、水量平衡方程式的通用表达式任一闭合柱体，任一时间内的水量平衡方程式为：(二)通用水量平衡方程（三）闭合及非闭合流域水量平衡方程闭合流域水量平衡方程：P-(E-R)=△S多年平均蓄变量△S=0则有：

对于非闭合流域，其水量平衡方程：P-(E-R)=△W+△S其中△W为相邻流域地下径流交换量。

（1）海洋水量平衡方程式

P海+R-E海=Δs海

多年平均状态下Δs海→0，上式可改写为：

但对各大洋来说，由于各大洋之间存在着水量交换，降水量与入海径流量之和并不等于蒸发量。（2）陆地水量平衡方程式***外流区水量平衡方程对于外流区，任意时段水量平衡方程为：

P外-E外-R地表-R地下=△s外P外-E外-R入海=△s外对于多年平均而言Δs外→0，(四)全球水量平衡方程***内流区水平衡方程

内流区水循环除上空与外界发生水汽交换外，内流区降水全部蒸发。多年平均的水量平衡方程可表述如下：***陆地水量平衡方程

外流和内流区水量平衡方程组合（3）全球水量平衡方程式将上述海洋水量平衡方程式与陆地水量平衡方程式组合一起，就构成全球水量平衡方程式：第二节地表水资源的形成

降水是地表水和地下水补给来源，降水量的多少决定了区域水资源的数量。地表水资源的形成与降水、蒸发、径流密切相关。一、降水（一）降水形成过程与分类水汽、上升运动、冷却凝结是形成降水三因素。1、降水形成的四个过程①大气温度降至露点温度②大气中核凝结形成小水珠或冰晶③小水珠或冰晶增大形成雨滴、雪片或冰雹④

不断的水汽输入维持上述过程

2、降雨的分类按气流上升运动的原因，通常把降雨分成四个类型：1、对流雨

2、地形雨

3、锋面雨

4、气旋雨

（二）降雨的基本要素1.降水量

一定时段内降落在某一点或某一面上的总雨量，用深度表示，以mm计。2.降水历时一次降雨过程从开始到结束所经历的时间，以min、h、d计。对应于某一降水量的时间长度叫降水时间，如1d的降水量、1h的降水量。3.降水强度

单位时间内降水量,以mm/min或mm/h计。

4.降水面积

降水所笼罩水平投影面积,以平方公里计（三）流域平均降雨量的计算1、算术平均法适用于面积小，地形起伏小，气象站点多且布设较均匀的流域。1423652、泰森多边形法适用于降雨分布不均，站点较少，面积不大的流域。3、等雨量线法用于面积大，地形变化显著，雨量站数量多的地区。分块面积(km2)平均雨深(mm)各子块权重a141100.39a2

12

1000.118a321800.206a423600.225a530300.294a612360.118累计1021分块面积(km2)平均雨深(mm)各子块权重A141200..39A2

12

980.118A321800.206A42363.50.225A530470.294A612360.118累计1021区域降水量的计算

二蒸发（一）蒸发的物理机制1、水面蒸发（汽化-扩散）*汽化发生在水体与大气间界面.液态气态

有效蒸发量=蒸发面跃出水量-返回水量水面空气湿度达到饱和，蒸发与凝结达到动态平衡。*水汽扩散由水汽压高的地方水汽压低的地方运动。

据蒸发面不同分为土壤蒸发、植物散发、水面蒸发。前二者之和为陆面蒸发，三者总和，称流域总蒸发。

*水面蒸发量的测定

观测法、经验公式法、热力学模型法、水量平衡法

E－601蒸发器

B、我国水文计算规范推荐的经验公式为:

E：水面蒸发量mm/d;es、

e1.5：分别为水面上和水面上方1.5m处的饱和水汽压hPa；

w1.5：水面上方1.5m处的风速，m/s；

A、B

:为系数，华北地区为0.22和0.32；

Ts为：水面温度*水面蒸发的计算：

A、器测

将水面蒸发器的观测值Eɑ转换为大水体的蒸发量E:

E=K·Eɑ

K--蒸发器的折算系数，因蒸发器类型和季节变化，可查取。

2、土壤蒸发

土壤中水分通过土表进入空气的过程据土壤供水能力高低把土壤蒸发过程分为3个阶段。1、第一阶段稳定蒸发阶段：当土壤含水量大于田间持水量，土壤蒸发强度近似水面:E=Em2、第二阶段蒸发速率下降阶段：W=W田－W断裂含水量土壤蒸发为：E=(W/W田)×Em

3、第三阶段蒸发速率微弱阶段：当土壤含水量降低到断裂含水量以下时时，土壤液体水供应中断，只能靠下层水汽化向外扩散，土壤蒸发较深土层中进行。

3、植物散发指水分从叶面和枝干进入大气的过程。通过植体表面蒸发量小；通过气孔扩散，其量较大。

植物散发发生于根系-土壤溶液界面、叶-气界面。植物散发的动力为渗透压及蒸腾拉力。（二）蒸发的表示方法1、蒸发量蒸发的水层厚度，用mm表示。2、蒸发率单位时间或单位面积蒸发量3、蒸发力充分供水条件下，蒸发面的最大蒸发量。流域蒸发=水面+土壤+植物散发陆地上年降水量有60～70％通过蒸散发返回大气，从水量损失角度来说，流域总蒸发是降雨径流形成过程中唯一损失。流域总蒸发通过估算求得。（三）流域总蒸发量的计算1.水量平衡法任一时段：Ei=Pi–Ri

±△W

Ei时段内区域总蒸发量；Pi、Ri区域平均降水量和径流量;△W

蓄水变量。缺点是误差最终归入蒸发项。

E为流域蒸散发量；W为流域蓄水量；C=0.05-0.15；Em为水面蒸发量；Wa为田间持水量。上式中关于Em的计算，若缺乏实测资料，可采用下述方法估算：***Penman公式

式中:△＝饱和水汽压曲线的的斜率(毫米水银柱/℃)Ho＝幅射平衡项；r─干湿球温度表常数(r≈0.5mm/度)Ea＝由2米高处的风速和2米高处水汽饱合差，共同决定的空气干燥力***桑特(Thornthwaite.C.W.)方程式t选定时段平均温度；I计算12个月平均温度的指数；I为年热能指数；a为I的一个综合地理因素系数；b为修正系数。2.水热平衡法E为流域多年平均蒸发量;R为辐射平衡值;L为蒸发潜热;P为降水量。

基本表达式：3、经验公式***施拉别尔等根据流域降水和径流总量，提出了下式：E:蒸发量；P:降水量；E0:最大可能蒸发量，E0=R/L。***布德科经验公式在施拉别尔和奥里杰科普公式基础上，取二者的几何平均值

式中，th、sh、ch分别为正切、正弦、余弦函数。***奥里杰科普提出了下面流域蒸发计算公式因E0==R/L,代入得：三、径流（一）径流的含义及其组成1、径流含义

指沿地表或地下运动汇人河网向流域出口断面汇集的水流。2、径流组成

A、降雨和融雪径流。我国河流以降雨径流为主，融雪径流发生在西部高山和高纬度地区。B、据径流运动场所分为地表、壤中流、地下径流。（二）径流的表示方法1、流量(Q)单位时间通过某一断面水量，单位为m3／s。可用流量过程线表示。5、径流系数（α）同一时段径流深与降雨深比值。2、径流总量(w)

表示时段T内通过河流某一断面的总水量,单位为m3

。即

W＝Q×T3、径流深（R）

径流总量除以流域面积，单位mm。4、径流模数(M)

流域出口断面流量与流域面积比值，单位：m3/(s.km2)。M=Q/F6、径流变率（模比系数K）任何时段的径流值与同时段多年平均值之比。（如流量、径流深、模数）

1、产流阶段:降雨→渗蓄（垂向运行为主）流域蓄渗既是损失过程，也是流域产流过程。（三）径流的形成过程***径流形成过程指流域降水由地面与地下汇入河川，并流出流域出口断面的过程。分为产流和汇流阶段。（四）产流机制指降水在下渗过程中,水分沿土层垂向运行，各种径流成分产生的原理和过程。1、超渗地表径流的产流机制

Rs（t）为t时刻地表径流深；i、in、e、sd、f

分别为降雨强度、截留率、蒸发率、填洼率、下渗率。当i＞f所产生的地面径流2.壤中径流的产流机制（发生于包气带）

因fB＜fA

，在AB界面处形成临时饱和带，产生饱和积水，沿坡向流动形成壤中流。壤中产流率：rss=fA－fB壤中产流量：3、饱和地面径流产流机制（蓄满产流）

当i<fA

且i>fB

时，界面上形成临时饱和带，产生壤中流。界面积水不断增加，整个包气带饱和,以后降雨直接形成饱和地面径流。产流率：产流量4、地下径流的产流机制对于均质土层：地下产流量等于包气带稳定入渗量。非均质土层：地下产流量等于包气带稳定入渗量减壤中径流量2、汇流阶段（坡地、河网汇流）A、坡地汇流过程（净雨沿坡面和坡地汇入河网）*坡面漫流净雨在坡面上以片状、细沟表面流汇入河网。其速度快，历时短，是形成洪水的主体。(地表径流)*壤中汇流净雨从近地表弱透水层形成的临时饱和流汇入河网。壤中汇流是河流流量主要组成部分。(壤中流)*地下汇流净雨从地下潜水层汇入江河,补给稳定,构成基流

。(地下径流)B、河网汇流过程地表、壤中、地下径流汇入河网，由上游到下游，从支流到干流，直到流出流域出口断面。河岸容蓄、河网容蓄和河网调蓄作用。

第三节地下水资源的形成***广义地下水指埋藏在地面以下，土壤、岩石空隙中的各种状态（气、固、液）的水。***狭义地下水特指饱和带中岩土空隙中的重力水。一、地下水的形成（一）地下水的水源条件（按照补给源的不同）1、渗入水（由入渗形成的地下水）

包括降水补给、河流、湖泊等水体的入渗补给，此外还有渠系及灌溉入渗补给。2、凝结水由大气或岩土空隙水汽凝结补给形成的地下水，量很小。3、埋藏水和初生水埋藏水：沉积岩形成过程残存水；初生水：岩浆岩形成冷凝水。（二）地下水的储存条件1、储存空间含水介质(岩层多孔介质)，岩隙、裂隙、孔隙2、按含水介质分类孔隙水：储存于松散层中的地下水。裂隙水：储存于基岩裂隙中的地下水岩溶水：储存于可溶性岩石溶穴中的地下水3.含水介质的水理性质***水理性质岩土与水的贮容、运移有关性质。（1）容水性

(用容水度Wn表示)

Wn=岩土容水最大体积/岩土总体积（2）持水性(用持水度Wr表示)

Wr=薄膜水与毛管水体积/岩土总体积

（3）给水性(用给水度μ表示)μ=重力水体积÷岩土总体积

***容水度=持水度+给水度（4）透水性用渗透系数K表示cm/s。(一)含水层和隔水层***含水层呈层状的砂、砂砾层。***隔水层透水能力很弱的岩石或粘土。透水层与隔水层结合构成能贮存地下水的地质体。如山区有单斜、背斜、向斜蓄水构造等二、地下水动态和运动（一）、地下水动态地下水的各要素（水位、水量、水质、水温、流速、流向等）在自然和人为因素的综合影响下随时间作有规律的变化。1、地下水动态的影响因素***气象因素：降水、蒸发、气温

降水和蒸发---直接影响地下水的补给与蒸发气温---蒸发强度、浅层地下水水温***水文因素地表水体补给地下水而引起地下水位抬升时，离河流越远水位变幅越小。***人为因素2、地下水均衡方程收入项–支出项=均衡区水量变化量

(Pg+R1+E1+Q1)–(R2+E2+Q2)=△WPg大气降水入渗量；R1地表水入渗量；E1水汽凝结量；Q1外流区地下水流入量；R2补给地表水量；E2地下水蒸发量；Q2流入外区地下水量。△W=△C+μ△H+sc△Hp包气带水变量△C

；μ潜水层给水度，△H潜水位变幅；sc承压水释水系数，△Hp承压水头变幅。（二）地下水运动地下水在岩土空隙中运动称为渗流。渗流分为饱和渗流(潜水和承压水)和非饱和渗流(毛管和结合水)。1、线性渗透定律地下水线性渗透运动可用Darcy定律来表达：

渗透系数K