第4章 气候系统的水循环

第四章气候系统的水循环4.1水的物理性质4.2气候系统中的水4.3水分循环4.4地表面蒸发4.5大气中的水分4.6降水4.7径流4.8气候系统的水分平衡第一节水的物理性质一、水的密度

4℃时最大，1Kg/L二、水的热力属性（1）传热性比其他液体小；不同状态下传热率差异明显；（2）水的比热容大---水受热时，其温度不易升高，失热时其温度不易降低4.1水的物理性质三、水的表面张力：表面张力大，降水时水很容易湿润植被、土壤等四、水的压缩率：很小，可作为不可压缩流体五、水的三相水循环是自然界的水在气、液、固三态之间的不断转化的过程海洋水：海洋是水圈的主体，是地球上水的最大源地。约占地球总水量的96%～97%。陆地水：河流；湖泊；沼泽；地下水；冰川。4.2气候系统中的水2、气候系统水的更新速度水体类别更新时间（年）水体类别更新时间极地冰川10000土壤水1年海洋2500河流水16日高山冰川1600大气水8日深部地下水1400生物水几个小时湖泊水17全球2400年沼泽水5水体的更替周期是指水体在水循环过程中全部水量被交替更新一次所需要的时间，T=W/ΔW。25.2×106km3全球水圈系统大气圈中的水雨、雾、露雪、雹、霰、水水蒸汽生物圈中的水体液（细胞外液）细胞液（细胞内液）生物聚合水化物（键合水）地表圈中的水陆地水海洋水泉水、沼泽水池水、塘水、湖水、冰盖和雪盖江水、河水、冰川河口区水浅海水大洋水海洋沉积物孔隙水岩石圈中的水地下水岩浆水聚合水土壤水1350×106km3占全球总水量的97%0.0006×106km30.013×106km38.4×106km34.3

气候系统的水分循环第3节水分循环水分循环的基本过程水分循环：地球上各种形态的水，在太阳辐射、地球引力以及大气运动等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗以及径流等环节，不断地发生相态转换和周而复始运动的过程。水循环海洋1350×1015m3陆地33.6×1015m3大气0.013×1015m3冰川＝25地下水（活跃）＝8.4湖河＝0.2生物圈＝0.0006E=361×1012m3/YearR0=37×1012m3/YearP=324×1012m3/YearE=62×1012m3/YearP=99×1012m3/Year1117140385425水循环土壤水分(w)陆地水循环海洋水循环全球水循环裸地蒸发雪3851111.类型：

水分循环：水在气候系统各圈层间的永无休止的循环运动；外循环（大循环）：水分由海洋输送到陆地，又回到海洋的循环；内循环（小循环）：由海洋（陆地）通过蒸发的水汽，再以降水的形式直接落到海洋（陆地）的循环。水循环陆地上内流区，其多年平均降水量等于蒸发量，自成一个独立的水循环系统；地面上并不直接和海洋相沟通，水分交换以垂向为主；仅借助于大气环流，在高空与外界之间，进行一定量的水汽输送和交换。塔里木盆地及内流河流塔里木河冰川融水补给是重要来源。2.水分循环的成因：内因：水的三种状态及其相互转化外因：热力（太阳辐射）和动力（地球引力）条件水循环机理与特征1、水循环服从质量、能量守恒定律。水循环是物质与能量的传输、储存和转化的过程。在蒸发环节中，伴随液态水转化为气态水的是能量的吸收，伴随着凝结降水是潜热的释放，所以蒸发与降水就是地面向大气输送热量的过程。由降水转化为地面与地下径流的过程，则是势能转化为动能的过程。这些动能成为水流的动力，消耗在沿途的冲刷、搬运与堆积作用中，直到注入海洋才消耗殆尽。2、太阳辐射与重力作用是水循环的基本动力，此动力不消失，水分循环将永恒存在。水的物理特性，即在常温常压下固态、液态与气态的三相变化是水分循环的基本前提；外部环境包括地理纬度、海陆分布、地貌形态等，它们制约着水分循环的路径、规模与强度。如果海洋环流是水分循环一种，那地球自转也是水循环的重要动力之一。3、水分循环广及整个水圈，并深入大气圈、岩石圈以及生物圈。在水分循环过程中，其循环路径不是单一的，而是通过无数条路径实现循环和相变的，所以水循环系统是由无数不同尺度、不同规模的局部水循环所组合而成的复杂的巨系统。4、全球水分循环是闭合系统，但局部水分循环却是开放系统。5、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，诸如溶于水中的各种化学元素、气体以及泥沙等固体杂质。3.水分循环尺度

全球水循环区域水循环水-土-植系统水循环3.水分循环尺度

(1)、全球水分循环：海陆间的水分循环—大循环，循环的过程慢，水汽运行的路程长．(2)、区域水分循环：海洋或陆地内的水分循环—小循环的过程快，水汽运行的路程短。（开放式循环系统）(3)、水-土-植系统水分循环：土壤、植物和水分构成的相互作用的系统。（开放式循环系统）水分循环是由空间尺度几米到几千米、时间尺度几小时到几个月的相互交叉融合的复杂过程

气候系统内不同尺度水分循环

水-土-植系统4.水分循环的意义：水分循环使地球上水体组成一个连续的、统一的水圈，把气候系统五大圈层联立成既互相联系、又互相制约的有机整体。水分循环与全球气候：水循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者；水分循环通过对地表太阳辐射能的重新分配，使不同纬度热量收支不平衡的矛盾得到缓解；如果没有水循环调节，气温在赤道附近~40˚C，两极地区<-15˚C。如墨西哥湾流与北大西洋西风漂流使55~70˚N之间的北欧地区比同纬度的大西洋西岸高16-20˚C。科罗拉多大峡谷流水作用５、影响水分循环的因素1）气象因素：如风向、风速、温度、湿度等；2）下垫面因素：即自然地理条件，如地形、地质、地貌、土壤、植被等3）人类改造自然的活动：水利措施、农林措施和环境工程措施等

气象因素是主要的，因为蒸发、水汽输送和降水这三个环节，基本上决定于地球表面辐射平衡和大气环流状况。而径流虽与下垫面条件有关，但基本规律还是决定于气象因素。都江堰长江三峡大坝“之最世界防洪效益最为显著水利工程；世界最大的电站；世界工程量最大的水利工程；世界施工难度最大的水利工程；施工期流量最大的水利工程；世界泄洪能力最大的泄洪闸；世界级数最多、总水头最高的内河船闸；世界规模最大难度最高的升船机；世界水库移民最多、工作最为艰巨的移民建设工程。金沙江溪洛渡水电站大坝2003年开始筹建，2005年底主体开工2015年竣工投产总工期约13年。4.4地表面蒸发一、蒸发和蒸散的概念：水分从物体表面既蒸发面向大气逸散的现象称为蒸发。植被地段的地面蒸发和植物蒸腾统称为蒸散。蒸发凝结水二、蒸发率的概念

单位时间从蒸发面单位面积上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的差值（当为正值时）称为蒸发率（或地面水汽输送通量)，用于表示蒸发面蒸发快慢的特征量，mm/h，mm/d,mm/mon,mm/a等蒸发率是蒸发现象的定量描述三、蒸发潜热L=24912.177t0(Jg-1)t0为蒸发面温度蒸发凝结水单位水量蒸发到空气中所需的能量称为蒸发潜热四、蒸发的物理机制1、水面蒸发水面蒸发是在充分供水条件下的蒸发。分子运动角度：水分蒸发是发生在水体与大气界面上的水分子交换现象。包括水分子从水面逸出和水汽分子返回液面。通常说的蒸发量E，即是从蒸发面跃出的水量和返回蒸发面的水量之差值，称为有效蒸发量。能态角度：在液态水和水汽两相共存的系统中，每个水分子都具有一定的动能，逸出水面的首先是动能大的分子，而温度是物质分子运动平均动能的反映，因此，温度越高，水分子动能越大，自水面逸出的水分子越多。由于跃入空气中的分子能量大，蒸发面上水分子的平均动能变小，水体温度因此降低。蒸发伴随着热量的吸收，从液态水变为气态时吸收的热量为蒸发潜热，以L表示，其值与蒸发面的温度T有以下的关系：

L=2491－2.177T（J/g）2、土壤蒸发土壤蒸发是发生在土壤孔隙中的水的蒸发现象。与水面蒸发相比较，不仅蒸发面的性质不同，更重要的是供水条件的差异。土壤水在汽化过程中，除了要克服水分子之间的内聚力外，还要克服土壤颗粒对水分子的吸附力。（与溶液蒸发相似）３植物蒸腾植物蒸腾，其过程大致是：植物根系从土壤中吸收水分后，经由根、茎，叶柄和叶脉输送到叶面，并为叶肉细胞所吸收，其中除一小部分留在植物体内，90%以上的水分在叶片的气腔中汽化而向大气散逸。

由于植物的散发主要是通过叶片上的气孔进行的，而气孔大小则随着外界条件改变而变化，从而控制植物蒸腾的强弱。白天，气孔开启度大，水散发强；夜晚气孔关闭，水散发力弱。五影响蒸发率的三个因素：供水供能动力条件:水汽含量梯度，对流，扩散蒸发皿三种途径采用一定的仪器和某种手段进行直接测定；根据典型资料建立地区经验公式，以进行估算；通过成因分析建立理论公式，进行计算。五、蒸发（地表水汽通量）的计算1.涡动相关法分别是垂直速度、温度、比湿和水平运动的脉动值，湍流脉动仪观测采样频率一般为10Hz五、蒸发（地表水汽通量）的计算2.整体空气动力学方法

热量总体输送系数

T0,T地面及z高度的温度U

是z高度风速

感（显）热输送通量水汽总体输送系数地面温度下的饱和比湿，及空气实际比湿

地表水汽通量3.通量梯度方法（湍流扩散理论）4.气候学计算方法（1）为什么要采用气候学方法？基于超声脉动仪的涡度相关法和基于梯度观测的湍流相似法，都不便利用台站常规气象资料，不能进行大范围、长时间尺度的气候学分析。常规台站对蒸发的观测：

小面积蒸发皿:不能代表自然水面的蒸发和陆面蒸发，也不能代表土壤蒸发和植物的蒸腾，常偏大10%~6倍。

蒸发池：E601型蒸发器，未能普及所有台站。所以，蒸发量计算的准确资料很少，仍主要依赖间接计算求得。4.气候学计算方法（2）热量平衡方法：其中R为地表辐射差额，L为蒸发潜热系数，为土壤热交换量引入鲍文比：（3）Penman（1948）的潜在蒸发计算公式（主要用于开阔水面）Penman—Monteith方法-----考虑地表植被的影响世界粮农组织发展的Penman－Monteith方法（1990－1998）：水面蒸发量的确定器测法直接应用陆地蒸发器、蒸发池及水面漂浮蒸发器测定蒸发量的方法。由于蒸发器的水热条件和天然水面不同，需要进行换算。换算关系式为：E=

φ

E’其中，E为实际蒸发量，E’为蒸发器测定值，

φ为换算系数，受蒸发器的结构、口径大小、季节、气候等条件的不同而有差别。我国部分地区不同类型蒸发器φ值表经验公式法在缺乏实测资料的情况下，可采用经验公式估算水面蒸发。基本特征是选择有实测资料的饱和水汽压、风速等作为主要参数，其他因素统一作为相关系数来考虑。国外有Penman公式、Kuzmin公式，国内有华东水利学院和重庆蒸发站的公式。热量平衡法建立在水面蒸发不仅是水交换过程、还是热量交换过程，并遵循能量守恒原理这一基础上。土壤蒸发量的确定器测法基本原理：通过直接称重或者静水浮力称重的方法测量出土体重量的变化，据此计算土壤蒸发量的变化。也有非称重的蒸渗仪、负压计(张力计)等。经验公式法建立原理与水面蒸发相同，建立的公式结构也相似。植物蒸发量的确定比较复杂，一般可归纳为直接测定和分析估算两种方法。1.直接测定法有器测法、坑测法和棵枝称重法等。2.分析计算法有水量平衡法、热量平衡法和各种散发模型等。流域总蒸发量的估算水量平衡法建立在区域有较长期的降雨和径流资料的基础上，按水量平衡的原理来估算全区域的总蒸发量。不足之处是将各项观测误差和计算误差归入蒸发项内，影响精度。另外对于较短时段区域蓄水变量往往难以估算，影响适用性。水热平衡法如前所述，水面蒸发不仅是水交换过程、还是热量交换过程，所以水量平衡与热平衡有紧密联系。中国年地表蒸发量的空间分布（mm）地表蒸发的分布全球:由副热带向高纬递减;最大值在副热带海洋,可达2000mm以上/a;最小值出现在副热带大陆.中国:从东南（800mm以上/a）向西北（不足50mm/a）减小;夏季最大,冬季最小.蒸发研究的问题实际蒸发观测资料的缺乏大量的蒸发皿蒸发研究无法给出陆地表面的实际蒸发；蒸发皿蒸发、潜在蒸发和实际蒸发的关系（非常复杂）尚不清楚加强观测、卫星遥感资料的使用4.5大气中的水分

一、大气中水含量1、定义：从地面到大气顶单位面积大气柱中的水分含量.2、计算a(z)为高度z处的空气绝对湿度7月1月P(hPa)30-40ºN，110-120ºE区域1971-2000年平均大气水份的垂直变化分布q（g/kg）

全球1971-2000年平均大气水分含量的空间分布（可降水量表示，单位：mm）1月7月赤道向两级递减同纬度上，海洋大于陆地7月，大值区偏向北半球。夏季比冬季多，最大变化在副热带地区。北半球南半球全球1月7月193425202227大气中的平均水汽含量(mm)中国大气年水汽含量的分布（mm）二、大气中的水汽输送1.计算从地面到大气顶水汽（E）单位纬向距离在南北方向上的水平输送:中国东亚季风区1958-1998年夏季平均水汽输送通量矢量分布(100g/cm*s)2.中国夏季水汽输送特征二、大气中的水汽输送降水蒸发大气中水分：副热带向赤道和高纬传输大气水分过剩大气水分不足大气水分不足4.6降水第六节一、定义云中的液态或固态水在重力作用下，克服空气阻力，从空中降落到地面的现象，称为降水.二、形成条件水汽，降水形成的物质基础；水汽凝结的动力条件.三、降水量分布

世界年降水量的分布（1961-1990年平均，mm）中国年降水量的空间分布（1961-1990年，mm）中国年降水量的空间分布（1961-1990年，mm）4.7径流第七节一、径流的形成径流形成过程：由降水到水流汇集至出口断面的整个物理过程降水过程；流域的蓄渗过程：植物截留、下渗、洼地蓄水等过程；坡面漫流过程；河网汇流阶段.二、径流特征量径流总量：一定时间内通过河川横断面的水量，称为径流总量。W=Q*T

径流系数：任意时段内流域平均的径流深度与流域平均降水量之比。α=f/r

径流变率（模比系数）：任何时段的平均径流量与同期多年平均径流量之比。

Ki=QI/Q0三、径流的时间变化1.季节（年）变化，一年内径流（河槽水位）的变化：汛期、平水期、枯水期；2.径流的年际及年代际变化，同一时期不同年份或年代之间的径流之差异。四、中国的径流分布中国年径流量的空间分布（mm）第八节4.8气候系统的水分平衡一、水量平衡概念:水分循环的数量表示，即任一区域在某一时段内,水分收入与支出的差等于该区域在该时段内的水量变化,长期意义下,任一区域水量保持收支平衡.二、地面水量平衡方程陆地海洋通用形式多年平均陆地：海洋：全球：三、地表水分收支状况区域面积106km2降水量104km3蒸发量104km3径流量104km3海洋大陆全球36114951041.29.951.144.96.251.13.7－3.7－地球上水份平衡大洋降水量蒸发量大陆边缘地区的径流与临近大洋交换的水量大西洋印度洋太平洋北冰洋78010101210240104013801140120－200－70－60－230－60－300130350地球各大洋的水分平衡(mm/a)流出流入第七节全球年水量平衡因素水量/km3海洋降水量382000海洋蒸发量419000陆地降水量106000