《水资源计算与管理》全套教案(大学期末复习资料)

《水资源计算与管理》教学材料第一章绪论一、水的重要性——水是生命的创造者；水是气候环境的调节器；水是地球表面的“雕塑家”；水是农业的命脉；水是工业血液；水是能源与交通的重要载体；概括：水是人类生存的基础，环境的核心，可持续发展的中心，水直接关系到国家的稳定。二、水文学的主要研究对象——自然界中的水总是以一定的水体形态存在的，如江河、湖泊、海洋、地下水、冰川、土壤水等水体，这些水体则是水文学的研究对象。三、水文现象的主要特点——（1）循环性——水不断通过蒸发、水汽输送、降水和径流等环节进行周而复始循环；（2）周期性——分别以多年、年、月、日等为单位的周期；（3）随机性——指水文现象在时间上和空间上都有随机性；（4）相似性——地理及气候条件相似的河流其水文现象具有一定的相似性；（5）特殊性——不同的下垫面条件产生不同的水文变化特点。循环性是基础，周期性和随机性是时程变化特征，相似性和特殊性是地区变化特征。四、水文学研究方法——成因分析法（从物理成因出发，研究水文现象的形成过程并建立水文特征值和有关因素间的数学物理模型，作为水文计算的依据并用于未来的水文情势预报。特点：对数据的依赖性很强）；数理统计法（以概率论为基础，根据实测资料，运用数理统计原理，求得水文现象特征值的统计规律，建立水文现象与其影响因素间的经验关系。特点：简单易行，但精度不高。在目前的研究中占主导地位）；地理综合法（根据水文现象的地区特性，利用大量的实测资料，找出其地区特性与分布规律，以经验公式、水文参数或水文特征特征值的等值线图形式表示。特点：可为资料短缺地区提供相关水文信息，但精度不高）五、水资源的分类按形成条件——地表水资源和地下水资源按用水部门的用水情况——消耗性水资源和非消耗性水资源按工程措施——天然水资源和调节水资源六、水资源的特性循环性——水循环，水体的相互转化性；储量的有限性——生态保护；用途的广泛性——工业、农业、生活等；不可替代性——生命之源；利害两重性——涝旱；时空分布的不均匀性——南北、冬夏、年份差异；可再生性——通过循环再生；公共性——大家的。第二章水循环及径流的形成第一节地球上的水体一、水在地理环境中的地位和作用1、水是地球上分布最广的物质——以气态弥漫于空间，以液态和固态遍布于地表、埋藏于地下。2、水是地理环境中最重要的组成部分——水是溶剂，能参与生物的新陈代谢，是生命体的主要成分。3、水文现象的变化能促使物质和能量的转移和循环——水在相变过程中促使物质和能量的转化和循环，把地球上的各要素紧密连成一个整体。4、水对地表形态起重要的塑造作用——由于水的外力作用，造就了丰富多彩的地貌形态。5、水是巨大的廉价的能源，可供发电；同时也是丰富的资源——我国工业和人口的分布大多是依水分布的。二、地球上的水资源1、水资源的概念1）广义水资源——指水圈里所有的水体。广义的水圈：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。（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。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/DW式中：T为更替周期（年、月、日），W为水体总量（m3）;DW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。式中：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。优缺点：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。式中：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。优缺点：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。曲线绘制方法是：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；缺点：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；缺点：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；缺点：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；缺点：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；缺点：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；缺点：受土壤盐分影响，具有滞后性。蒸渗仪——优点：准确；缺点：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）；经验公式法；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：水量平衡法；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：R=LE+H+G+F+AR:辐射差额H:乱流交换热通量L:汽化潜热G:土壤的热通量E:水汽通量（垂直方向）F:植物体贮热量的变化LE:蒸散耗热A:光合作用消耗的热量（小于R的3%，一般忽略）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)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。L:汽化潜热E:水汽通量（垂直方向）LE:蒸散耗热：空气平均温度时饱和水汽压曲线的斜率r：干湿表常数Qn:净辐射与地面热通量的差值：空气密度ρe:空气中的水汽压e*(T):空气温度为T时的饱和水汽压ra:空气动力学阻力rc:冠层阻力Thornthwaite公式该公式计算的是蒸散潜力，即最大的蒸散量。E:平均日蒸散量mm/天D0:一天的日照时间Tj:月平均气温(j=1,2……,12)J:指数a:经验式4）Makkink公式计算草地的蒸散：空气平均温度时饱和水汽压曲线的斜率r：干湿表常数Rs:短波总辐射除以汽化潜热的商a,b经验系数,在荷兰草地，a=0.61,b=-0.12(mm/d)5）Morton公式用气候资料计算地区的实际蒸散E:蒸散量：空气平均温度时饱和水汽压曲线的斜率r：干湿表常数Rne:净辐射除以潜热系数Led:空气露点湿度下的饱和水汽压Rs：天空短波辐射总量ea:空气的饱和水汽压当T>=0度fA=47.5cal/cm2.天.mbT<0度fA=54.6cal/cm2.天.mbMm=(1.37R1-0.394Rs)/LR1:净长波辐射6）Priestley-Taylor公式水分供应充足条件下草地的蒸发散E:蒸散量：空气平均温度时饱和水汽压曲线的斜率r：干湿表常数Qn:净辐射与地面热通量的差值a:经验常数1.26-1.297）Ture公式计算年蒸散量E:年蒸散量mm/年P:年降雨量mm/年E0:土壤水分充足条件下最大年蒸散潜力E0=300+25T+0.05T3n:常数n=29、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响以外，还受蒸发表面水分供给影响。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。2、紊动扩散（紊动混合）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“杂乱无章的运动”。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；紊动扩散>>分子扩散。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。2、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。三、影响水汽输送的因素大气环流——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变化。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。海拔高度——海拔高度升高，水汽含量相应减少。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；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特征；4、水汽输送场垂直分布存在明显差异。我国上空水汽的收支特点：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%；输出纬向占89.2%，经向占10.8%。第六节入渗（下渗）入渗：指水从地表渗入土壤和地下的运动过程。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、入渗要素入渗率——指单位面积上单位时间内渗入土壤中的水量，mm/h。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。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1菲利普（1957）入渗公式2霍顿入渗公式四、影响入渗的因素土壤性质：取决于土壤的渗透性能及前期含水量；降雨：强度、历时、降水时间及空间分布；植被：枯枝落叶（有滞水作用）、土壤结构；流域地形：坡度、坡向；人类活动：双重性（双面性）五、入渗量观测常用同心环法——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。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=CR½J1/2曼宁公式：v=1/nR2/3J1/2水流流态的判别－－雷诺数（Reynolds）Re=V×R/u式中：v为流速，R为水力半径，u为运动粘滞系数。对于明渠流而言，当Re<=500时为层流，大于500时为紊流。②壤中流（地下径流）——发生在非均质或层次性土壤中的透水层与相对不透水层界面上。当上层水流渗达两层交界面时，因下层土壤导水性能小于上层，出现饱和积水，当上层土壤含水量大于田间持水量时，在下层界面上形成自由水，随着上层继续供水，饱和水层继续增厚，从而形成壤中流。③流域产流A、超渗产流——发生在地下水埋藏深、包气带厚度大、土壤透水性差、植被也较差的丘陵区或干旱地区。在降雨条件下，入渗锋面不超过0.5m，达不到整个包气带。特点——降雨强度大于入渗速率时才开始产流，径流量和产流面积并不是随着降雨的继续而增大，而是有增有减。B、蓄满产流——主要发生在包气带较薄、植被较好、土壤透水性强、入渗强度大的地区。土壤比较湿润、接近地下水面有毛管带、土壤层缺水量较小，一次降水入渗锋面很容易与毛管水建立水力联系，包气带很容易达到饱和。降水量和土壤前期含水量对径流起决定性作用。特点——先满足包气带最大蓄水的地方先产流；径流量和产流面积随着降雨的继续会增大；同一降水量条件下，前期含水量越大，径流量越大；在满足最大蓄水量以前径流系数小于1，满足以后径流系数等于1。C、复合形式——主要发生在包气带厚度在2－4m左右，土壤透水性能中等，年内及多年降水很不稳定，且地下水位变幅较大的地区。干旱期地下水位较低，以超渗产流为主，汛期地下水位上升，以蓄满产流为主。我国一些地区的产流方式我国淮河以南湿润地区，以蓄满产流为主，年径流系数在0.5左右；东北部分地区（松花江流域）虽然降雨量并不多，但因冻土带的存在，在植被覆盖良好的地区，土层薄，表土疏松、透水性强、降雨相对集中，也以蓄满产流为主。西北地区：干燥、土层厚、地下水位低，以超渗产流为主，但在高原草地、沼泽地带、有常年积雪补给的地方，也以蓄满产流为主。华北、东北的西南部，以超渗产地流为主，但一些植被较差的土石山区，具有一定风化层的地方，会出现超渗和壤中流的交替形式。在滨海平原，地势低洼，地下水水位很高，同时年内降水分配不均，多出现超渗和蓄满的交替形式，淮北地区也会出现超渗和蓄满的交替形式。产流漫流的条件——要有供水条件；要有足够大的供水强度；对壤中流和地下径流而言，还需要存在临时饱和带，对饱和地面径流而言，地表全层需要饱和；产流需要侧向动力（水力坡度、水流归槽的条件）；所有产流形式都发生在一定的包气带界面上，上界面产生地面径流，中界面产生壤中流和饱和地面径流，下界面产生地下径流。产流漫流阶段的特点——形式以细小的沟流、片流和壤中流；没有固定的流路，时分时合，流速小、流程短。4、河网汇流阶段含义：各种径流成分经过坡地汇流注入河网后，沿河网向下游干流出口断面汇集的过程。特点：流量不断增多，水位上升。5、流域汇流阶段（1）汇流过程与汇流时间流域汇流过程：流域上各处产生的各种成分的径流，经坡地到溪沟、河系，直到流域出口的整个过程。汇流可以分为坡地汇流和河网汇流两个部分。不同成分的径流汇集到流域出口断面所经历的时间不同，直接降到河槽内的径流汇流最快，其次是坡面径流，再次是壤中流，最后是地下径流。同一类型的径流，因在流域上的分布不同，因而具有不同的汇流途径和汇流时间。最大流域汇流时间：是指流域中路径最大的水质点流到出口断面的时间。流域滞时：是指流域出口断面洪水过程线的形心出现时间与净雨过程形心出现时间的间隔。（2）影响流域汇流的因素①降水特性：暴雨中心的空间分布及其移动方向，暴雨中心越靠近流域出口，则流量过程线越陡，汇流越快；相同降雨量条件下，雨强越大，则降雨损失越小，产流越快，洪峰越大。②地形坡度：地形坡度越陡，汇流速度越快，汇流时间越短，流量过程线越陡。③流域形状：在其他条件相同的条件下，不同流域形状会产生不同的流量过程线，狭长形的流域汇流时间较长，径流过程线比较平缓，而扁行的流域有汇流集中，洪水涨落迅速，洪水过程线比较偏陡。④水力条件：在畅流条件下，水位越高、流速越快，则汇流时间越小，流量过程线就越陡。三、年径流的有关概念年径流量：一个年度内通过河流某断面的水量。多年平均径流量：实测多年年径流量的平均值。正常年径流量：当统计的实测年限趋于无限大时，多年平均流量将趋向于一稳定值，该值即为正常年径流量。它反映了天然情况下河流储藏水资源的理论数量，同时也反映了能开发利用的地面水资源的最大程度。四、径流特征值1、流量Q：单位时间内通过河流某一断面的水量。单位m3/s2、径流总量W：一定时期内通过河流某一横断面的总水量。单位：m3。3、径流深R：径流量均匀地铺在整个流域面积上所相当的水层深度。单位：mm。4、径流模数M：流域出口断面流量与流域面积之比值。单位：m3/（s.km2）。5、径流系数：某一时期内的径流深与相应的流域平均降雨深的比值。取值范围为0～1。6、径流变率（模比系数K）：指任何时段的径流量或径流模数或径流深与同时段多年平均的径流量或径流模数或径流深之比。五、数理统计方法基础知识1、概念事件：随机试验的结果。随机事件：某种事件在试验结果中可以发生也可以不发生。概率：P（A）=m/nP（A）为一定条件下出现随机事件A的概率；n为试验所有可能结果总数；m为有利于A事件出现的可能结果数；古典概率：试验的所有可能结果都是等可能的，并且试验可能结果的总数是有限的。频率：对于非古典概型的事件，只能通过试验来估计概率。设事件A在n次试验中出现了m次，则称W（A）=m/n为事件A在n次试验中出现的频率。当试验次数n不大时，事件的频率有明显的随机性。但当试验次数足够大时，事件的频率与其概率十分接近。经验概率：当事件不能归结为古典概型时，可以通过多次试验，把事件的频率作为事件的概率近似值，这样得到的概率为经验概率或统计概率。频率的加法定理两个互斥事件（不能同时发生）和的概率等于这些事件概率之和，即P（A+B）=P（A）+P（B）式中：P（A+B）为事件A与B之和的概率；P（A）为事件A的概率；P（B）为事件B的概率；如事件A与B并非互斥，则事件和的概率为：P（A+B）=P（A）+P（B）-P（AB）式中：P（AB）为同时发生事件A和B的概率。频率的乘法定理：对于两个独立事件，该两项事件同时发生的概率等于这两事件概率的乘积，即P（AB）=P（A）P（B）式中P（AB）为同时发生事件A和B的概率；对于不独立的事件，乘法定理为：P（AB）=P（A）P（B/A）或P（AB）=P（B）P（A/B）P（A/B）为事件A在事件B发生情况下的概率；P（B/A）为事件B在事件A发生情况下的概率。例:设某地区位于河流A与河流B的汇合点，当任一河流泛滥时，该地区即被淹没。设在某时期内河流A泛滥的概率为0.1，河流B泛滥的概率为0.2，又知当河流A泛滥时河流B泛滥的概率为0.3。求在该时期内这个地区被淹没的概率。又当河流B泛滥时，河流A泛滥的概率为多少？P（A+B）=P（A）+P（B）-P（AB）=P（A）+P（B）-P（B/A）P（A）=0.1+0.2-0.3*0.1=0.27由于P（A/B）P（B）=P（B/A）P（A）则当河流B泛滥时，河流A泛滥的概率为：P（A/B）=P（B/A）*P（A）/P（B）=0.3*0.1/0.2=0.15随机变量：是指表示随机试验结果的一个数量。离散型随机变量：若随机变量仅能取得区间某些间断的离散数值，则称该随机变量为离散型随机变量。连续型随机变量：若随机变量可以取得一个有限区间内的任何数值，则称该随机变量为连续型随机变量。2、随机变量的概率分布随机变量可以取得所有可能值中的任何一个值，但取得某一可能值的机会并不相同，有的机会大，有的机会小。也就是说随机变量是以一定的概率来取某个可能值的，即随机变量的取值与其概率之间有一定的对应关系。P（X=x1）=p1，P（X=x2）=p2P（X=x3）=p3，P（X=x4）=p4一般将这种对应关系称为随机变量的概率分布规律，简称为概率分布。对连续性随机变量而言，由于其取值可能无限，所以取具体某个值的概率趋于零，只能研究某个区间的概率，即用随机变量落在某个区间的概率来分析其概率分布规律。如：圆周长1m的轮子，在平板上滚动，若将轮周分成许多等分，刚好落在0.7-0.8m的概率为1/10，落在0.70-0.71m间的概率为1/100，落在0.70m处的概率为0。对于随机变量，通常还研究随机变量取值大于某一值的概率，即研究X>x的概率，可表示为P（X>x）。显然P（X>x）是x的函数，这个函数称为随机变量X的分布函数，即F（x）=P（X>x）它代表X的取值大于x的概率。上图表示某雨量站年雨量的分布曲线。若x=800mm，由分布曲线知P（X>800）=0.6。这表明该站年雨量从多年平均来看，超过800mm的可能性为60%。根据曲线分析该站年降水在800-900mm之间的概率为多少？根据加法定理，随机变量落在（x，x+Δx）内的概率为：P（x+Δx>X>x）=F(x)-F(x+dx)由图可知,年降水量落在800-900之间的概率为0.6-0.24=0.34。重现期：表示某一水文特征值平均多少年出现一次。即指在许多试验中，某一事件重复出现的时间间隔的平均数。总体：随机变量在一定范围内可以取得不同的数值，其中不同的数值的出现均有一定的频率，则随机变量所能取值的全体称为总体。样本：从总体中抽出的一部分研究对象。样本容量：样本所含项数的多少。3、随机变量的分布参数平均数设随机变量有以p1、p2、、、pn为概率的可能值x1、x2、、xn，其平均值为：平均数是个非常重要的参数，它代表了随机变量的重心，可以代表随机变量的水平。众数是表示概率密度分布峰值所对应的数，对于离散型随机变量，当pi>pi+1，且pi>pi-1时，pi对应的值xi就是分布的众数。对于连续性随机变量，众数就是使得分布密度函数f（x）为极大的x值。中位数是把概率密度分布两个相等部分的数，对于离散型随机变量，将随机变量所有的取值按大小次序排列，中位数为位置居中的数字。对连续型随机变量，中位数将概率密度曲线下的面积划分为各等于1/2的两个部分。适用于样本适用于总体标准差——设系列中随机变量取值为x1，x2…xn，各值对x’的离差为（x1－x’）,（x2－x’）,…（xn－x’）。则均方差为：适用于样本适用于总体离势系数——标准差虽然说明随机变量分布的离散程度，但对于两个不同的随机变量，如果它们的平均数不同，就无法用标准差来比较这两个随机变量。Cv=σ/x偏态系数——对于随机变量，平均数为分布的重心，离势系数显示了离散程度，而分布对重心是否对称，这两个参数都不能说明，需要引进反映随机变量是否对称的参数—偏态系数。偏态系数为正表示正偏；偏态系数为负表示负偏。4、几重常用的概率分布曲线正态分布——自然界中有很多随机变量，具有一种很类似的概率密度分布，在数学中通常称为正态分布。皮尔逊III型分布——皮尔逊III型曲线是一条一端有限一端无限的不对称单峰曲线5、相关分析实际工作中经常会遇到两种或两种以上的随机变量，这些变量之间存在着一定的联系。研究分析两种或两种以上随机变量之间的关系，称为相关分析。完全相关（函数关系）；零相关；统计相关：它既不象函数关系那么亲密，也不象零相关那么毫无关系，而是介于这两极端之间的关系。如果把这种关系点在坐标上，能发现点据很散乱，但却具有明显的趋势，这种趋势可以用数学关系拟合。相关的种类简相关：指两个变量之间的相关关系。有直线相关和曲线相关；正相关与负相关；复相关：三个或三个以上变量的相关。也有直线和曲线相关之分。回归方程的确定——图解法：分析法。第三章地球上的各大水体第一节海洋一、海洋概述地球总面积有5.1亿km2，其中海洋3.61亿km2，占70.8%。地球上的海洋是连成一片的，形成浩瀚的大洋。世界大洋分为四部分，即太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。太平洋是世界第一大洋。（一）研究海洋的意义1、海洋对地理环境影响巨大——对气候的调节、对海岸的塑造等。2、海洋资源丰富——海洋具有有生物资源、矿产资源、是资源、化学资源、动力资源等。据估计：海底石油总储量达3000亿吨以上，占全球的1/3，目前有80多个国家和地区发现了石油和天然气，50多个国家在海上进行石油钻探，40多个国家投入开采，年产油量占全世界总产油量的1/4。3、海洋是国际间贸易往来的重要通道——因为海上往来便利。4、海洋是国防建设的门户——从鸦片战争开始，帝国主义就从含上向我国入侵。5、注意海洋环境保护——海洋资源保护和防止海洋环境污染。（二）海洋分布特征——总的特征是：分布面积广，海洋之间相互沟通，形成统一的世界大洋。1、南北半球——赤道为界南半球——陆地占19%，海洋占81%北半球——陆地占39%，海洋占61%2、东西半球——西经20度和东经160度为界东半球——陆地占35%，海洋占65%西半球——陆地占20%，海洋占80%3、水陆半球水半球（中心位于南纬38度，180度）——陆地占9.5%，海洋占90.5%陆半球（中心位于北纬38度，0度）——陆地占47.3%，海洋占52.7%4、结论1）任一半球海洋面积均大于陆地面积2）北纬60-70度陆地几乎连成一片，南纬56-65度海洋几乎连成一片3）北极为海，南极为陆（三）海洋分类和划分根据地理位置和水文特征分为主体部位（洋和海）与附属部位（海湾与海峡）1、洋1）含义——远离大陆，深度大，面积广，不受大陆影响，具有较稳定的理化性质和独立的潮汐系统及强大的洋流系统，是海洋的中心部分，占海洋总面积的89%。2）分类——四大洋（即太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋），面积、深度等见课本表格。总之，地大不如海大，山高不如水深3）海洋分界线太平洋与大西洋分界线——南美合恩角沿西经67度到南极洲。太平洋与印度洋分界线——马六甲海峡北端——苏门答腊群岛西岸——爪哇岛南岸——帝汶岛——阿拉弗拉海——澳大利亚的伦敦德里角——巴斯海峡至塔斯马尼亚岛的东南角沿东经147度到南极洲。太平洋与北冰洋的分界线——白令海峡。印度洋与大西洋分界线——非洲南端的厄加勒斯角沿东经20度至南极洲。2、海1）含义——靠近大陆，深度浅，面积小，兼受洋、陆影响，具有不稳定的理化性质，潮汐现象明显，洋流系统手大洋控制。2）分类A、地中海——介于两个以上的洲（或大陆）之间，并有海峡与相邻海洋相通的水域。如地中海、红海、加勒比海等。B、边缘海——位于大陆边缘的水域，一部分以大陆为界，另一部分以岛屿、半岛、群岛与大洋分开。如东海、黄海、南海等。C、内海——伸入大陆内部的水域，仅有狭窄的水道与相邻海洋相通。如渤海、波罗的海等。D、外海——虽位于大陆边缘，但与洋有广阔联系的海。如阿拉伯海、巴伦支海等。E、岛间海——大样中由一系列岛屿所环绕形成的水域。如爪哇海、苏拉威斯海等。3、海湾——指海洋伸入陆地的部分，深度和宽度向陆地逐渐减小。其水文特征是：潮差较大、水体较平静。如湄洲湾、孟加拉湾、阿拉伯海等。4、海峡——指连通海洋与海洋的狭窄的天然通道。其水文特点是水流急，潮速大，上下层或左右两侧还水理化性质不同、流向不同。沟通两海——渤海海峡（渤海和黄海）；台湾海峡（东海和南海）等。沟通两洋——麦哲伦海峡（太平洋和大西洋）；白令海峡（太平洋和北冰洋）等。沟通海洋——直布罗陀海峡（地中海和大西洋）等。二、海水的理化性质（一）海水的化学成分1、海水是成分复杂的混合溶液，但最主要的化学成分是H和O。因为海水总体积中水占96-97%。此外，海水中还包含溶解质——各种无机盐类、有机化合物等的溶解物质溶解气体——氧气、二氧化碳等固体物质——有机无机固体、胶体颗粒等2、海水中含有80多种化学元素大量元素——指丰度（每升海水中含有元素的毫克数）大于1mg的。主要有12种（Cl、Na、Mg、S、Ca、K、Br、C、Sr、B、Si、F）。微量元素——指丰度在1mg以下。有70多种，其中P、N等对海洋生物的生长繁殖有重要作用，又称营养元素。（二）海水的盐度和氯度1、盐度——指1000克海水中，将溴、碘以氯置换后，其所含氯、溴、碘的总克数。Cl‰2、氯度——指1000克海水中，将溴、碘以氯置换后，把所有的碳酸盐转化为氯化物，所有的溴化物、碘化物全部转化为氯化物，所有的有机物质全部氧化后，其所含的固体物质的总克数。S‰S‰=0.030+1.805Cl‰=34.6+0.0175（E—P）3、世界大洋表层盐度的地理分布世界大洋表层平均盐度为35‰，但各海洋分布不同，太平洋34.9‰，大西洋35.4‰，印度洋34.8‰。大洋表层盐度分布特征是：赤道附近盐度较低，南北纬20度附近最大，随纬度升高而减小。寒暖流交汇处等盐度线密集，盐度梯度大。盐度极高值在红海（S‰=41‰），最低值在波罗的海（S‰=7-12‰），其中的波的尼亚湾仅为2-3‰。4、影响盐度分布的因素气象因素——降水盐度下降；蒸发盐度升高；结冰盐度增大；融冰盐度减小等。洋流因素——暖流盐度增大；寒流盐度减小。径流因素——径流量多盐度下降。（三）海水的温度到达海面的太阳辐射约50%消耗于海面蒸发，40%被反射，50%被大气吸收，5%增加海水表层温度（通过上下层热交换和洋流扩散）。1、海水温度的时间变化1）日变化——最高值14-16时，最低值4-8时，主要受太阳辐射日变化影响2）年变化——最高值夏季，最低值冬季，见课本图。2、表层海水温度的地理分布全球海洋平均温度为17.4度（全球气温平均为14度），但各大洋不一样，太平洋19.1度；大西洋16.9度，印度洋17度，北冰洋-1.7~-3度。其中年均温高于20度的海域占1/2以上，高于25度的约占1/3，所以海洋是很温暖的海水温度变化在-1.7~30度之间，最高温度在赤道以北（热赤道），最低值在两极寒暖流交汇处等温度线密集等温线在北半球不规则，而在南半球接近平行于纬线（四）海水的密度1、定义——单位体积中的海水质量。ρ=1.022-1.028g/cm32、影响因素——与温度成反比，与盐度成正比，与压力成正比海水最大密度温度随盐度增加而降低，并低于结冰温度。因为借并温度也随盐度增加而降低，但降低较慢。（五）颜色和透明度1、水色——指海水的颜色，即阳光经过海水折射、散射以后的光谱色。1）影响因素——取决于海水对太阳光线的吸收和反射；还与海中的悬浮质、浮游生物的颜色有关。2）颜色——一滴海水是无色的；大片海水是蔚兰色的（因为海水对波长较长的红橙黄吸收多，而对青兰紫反射多）。如红海就是因为水中红藻大量繁殖而成。3）测定——用水色计（一支由22个颜色不同的玻璃管组成）测量。号码越小，水色越高，海水越兰。2、透明度——指海水透光能力的大小。用一直径为30厘米中间刻有黑线的白色圆盘放入水中，所能看到的最大深度就是透明度。透明度最好的是大西洋中部的马尾藻海（66.5米），最差的是黄河河口处仅0.5米。三、海水的运动（一）潮汐1、定义——由月球和太阳的引力引起的海面周期性升降现象，分为垂直方向的海面升降和水平方向的周期性运动。主要要素有：涨潮——海面升高，海水涌向海岸落潮——海面下降，海水从岸上后退高潮——涨潮时海水面最高处低潮——落潮时海水面最低处大潮——高低潮差最大时小潮——高低潮差最小时顺潮——朝向太阳和月球一面形成的潮汐对潮——背向太阳和月球一面形成的潮汐引潮力——由月球和太阳的引力差死海面发生升降。月球引力大于太阳引力（引力与质量成正比，与距离成反比）2、潮汐类型半日潮——一个太阴日里海水涨落两次。如黄海和东海大多属之全日潮——一个太阴日里海水涨落一次。如北部湾混合潮——不规则潮汐。如南海3、涌潮——在一些喇叭型河口区，由于受到地形束狭及河底抬高的影响，常出现涌潮。特点——潮波来势迅猛，潮端陡立，水花飞溅，潮上涌。其势如万马奔腾、排山倒海，异常壮观，又称怒潮。如我国的钱塘大潮。（二）潮流1、含义——在引潮力作用下产生的海水周期性水平运动。2、要素涨潮流——指海水由外海向内海、海湾和沿岸流动落潮流——指海水由内海、海湾和沿岸向外海流动3、类型按时间分——半日潮流、全日潮流和混合潮流按运动形式分回转流——受潮波和地转偏向力作用，海水流向在一日或半日内北半球顺时针回转360度。往复流——受地形抬升隔浅限制，海水只能形成往复运动，多产生于海峡、河口和狭窄海湾处。（三）波浪1、定义——指海水在内外力作用下，海水质点以某原有平衡位置为中心作周期性的圆周运动，并引起波行的传播。外力——风、地震、行船、气压差、日月引力等内力——重力、水压力、表面张力等传播——是波形的传播，不是水质点的向前运动2、波浪的要素波峰——波浪的最高部分（或指静水面以上部分）波谷——波浪的最低部分（或指静水面以下部分）波高——波峰与波谷的垂直距离波长——两相邻波峰之间的水平距离周期——水质点经两相邻波峰的时间3、波浪的类型1）根据成因分类A、风浪——有风的作用而产生的波浪。其特点是波高大于波长，属于短波性质，波形不对称，迎风波度小于背风波度，严重者发生碎波。B、气压波——指由于气压骤变或暴雨集中等因素引起的C、潮波——由潮汐张罗而引起的海面波动D、地震波——由地震或火山喷发而引起的波浪2）按波形传播形式分A、前进波——波形不断向前传播B、驻波——指两组振幅、波长、周期相同而传播方向相反的波迭加形成的波浪。一般发生在半封闭的海区和海港中，又称港湾副振动。其特点是水质点在波腹处只做垂直运动，在波节处只做水平运动。3）根据波长与水深的关系分A、深水波——水深大于1/2波长（无海底摩擦力影响），水质点运动轨迹是正圆形若投一木块到水中（实验）发现：波峰来临时木块有向上向前运动，而波谷来临时木块向下向后运动，从前一个波峰位置到后一个波峰位置水质点刚好完成一个圆周运动，时间是波浪的周期，轨迹是一个正圆形。B、浅水波——水深在1/25波长与1/2波长之间，水质点的运动轨迹是椭圆形C、非常浅水波——水深小于1/25波长，水质点的运动轨迹是直线变速运动4、波浪的折射——当波浪传播方向与岸线斜交时，同一列波在近岸较浅的一端因受摩擦力而减低速度，离岸远而深的一端仍保持原有的运动速度，从而使波峰线发生偏转，并有与岸线平行的趋势，称为波浪的折射。结果：平直海岸——波峰线转向与等深线一致的趋势弯曲海岸——岬角处波能集中发生侵蚀，港湾处波能扩散发生堆积5、波浪的破碎和拍岸浪——当波浪传播到岸边时，由于受到摩擦力的阻挡使波长变短，波速减缓，波高增大，波顶速度大于波底，波形不对称，当波峰部分超过波谷部分时会发生倒卷或破碎。破浪——发生在离岸有一定距离的海区拍岸浪——发生在近岸地区，能量很大（拍岸浪可把13吨重的岩石抛20米高，对海岸地貌的形成和海底泥沙的推动有重要作用）（四）洋流1、概念——指海水从一个海区水平或垂直地流向另一个海区的大规模运动。特点是：大规模、较稳定、有规律2、类型1）根据水温分为——暖流和寒流2）根据洋流的持久性分——定向海流和不定向海流3）根据地理位置分——赤道流、大洋流、极地流、沿岸流4）根据成因分——风海流、密度流、补偿流世界大洋表层洋流分布模式——中低纬度大陆东岸是暖流，西岸是寒流；中高纬度大陆东岸是寒流，西岸是暖流。暖流沿岸多降水，温度高；寒流沿岸气温低，雾多。3、洋流异常——厄尔尼诺现象和拉尼娜现象指发生在秘鲁厄瓜多尔沿岸每隔5-6年海水温度会异常升高（或降低）进而破坏大气环流导致全球气候和海洋灾害。因为大热惯性系统温度的小异常会造成小热惯性系统温度的大异常。据估算：100米海水层冷却0.1度的热量会使整个大气平均加热6度。四、海洋资源和海洋环境保护（一）海洋资源——是巨大的资源宝库1、定义——指与海水本身有着直接关系的物质和能量。2、主要海洋资源类型1）海水化学资源——海水中所含各种盐类的总重量达5亿亿吨，总体积为13.4亿km3。若把这些盐平铺在陆地上可增厚150米。2）海底矿产资源——最主要的是石油和天然气资源。据估计，大陆架油气储量约1500亿吨。此外，海洋还有大量的锰结核、磷钙矿、含金属的泥沙沉积物等。3）海洋动力资源——可利用的有波浪、潮汐、海流及海水温差、盐差、压力差等发电。据推算：全球海洋大约储有潮汐能10-27亿千瓦，波能10-53亿千瓦，海流能10-30亿千瓦，温差能10-20亿千瓦，浓度能26-35亿千瓦等。利用海洋动力资源的特点——经济、不占土地、不受气候影响、不按环境目前利用情况——已经进入实用阶段，如浙江利用潮汐发电（一天发4次电）4）海洋生物资源——地球上生物的总生产力为1540亿吨有机碳/年，海洋产出1350亿吨，其中最主要的是浮游生物和甲壳动物。海洋中有20多万种生物，每年可产出30×108吨水产品，养活300×108人。在陆地资源日益紧缺的情况下，海洋是很好的后备资源。5）海洋空间资源——海洋可为人类生存提供广阔的空间。目前已经建立有水下军事服务的实验室、军事设施、水下油库以及人工岛等。（二）海洋环境保护1、海洋资源开发利用中的环境问题（1）过度捕捞降低了海洋生物资源的生产能力（2）盲目围海造田破坏了海涂的生态系统（3）无节制的污染物排放严重破坏海洋生态环境2、海洋环境保护应查明海洋自净能力，限制进入海洋的污染物数量，积极开展废水净化处理。此外：还要适当的生产安排和合理的资源开发。如合理利用海涂，将使近岸带生物活动基地得到保护；合理开采海滨砂矿，可使海岸保持平衡，避免侵蚀加剧；禁止对鱼类和其他水产资源的滥捕滥捞，可防止其数量锐减和灭绝等。第二节河流一、河流（一）河流、水系和流域1、河流1）指陆地表面集水的线状洼地。内陆河：分布在内陆干旱地区，流线短，水系不发达，间歇性强，淹没于沙漠或注入湖泊。如孔雀河、塔里木河等。外流河：较长的流线、发达的水系，丰富的水量，汇集了各级支流注入的大量径流，最终流入海洋的河流。我国东部大多数河流属之。2）河流分段——每条河流均有河口、河源、上中下游三段。河源——河流的发源地，可以是冰川、地下水、湖泊、沼泽等。原则是“河源维远”河口——河流的归宿，可以是海洋、河流、湖泊、沼泽等上游——坡度大、流速大，多急流瀑布，河谷形状呈“V”形，地貌以侵蚀为主，利用蓄洪发电，河槽为基岩。中游——坡度平缓、流速减小、流量增多，河谷形状为“U”形，利用调蓄分洪，河槽为粗沙。下游——坡度最小、流速最慢、流量最大，河谷形状为“∪”形，地貌以淤积为主，河槽为细沙。3）河流纵横剖面要素横断面——指与水流方向相垂直的断面（两边以河岸为界，下面以河底为界，上面是水面线），也称过水断面。它是计算流量的重要要素。纵断面——指沿河流中线或溪线的剖面，它表示河流纵坡与落差的沿程分布，是推算河流水能蕴藏量的主要依据。落差——河源与河口的高程差比降——单位河长的落差2、水系——每条河流都由许多干、支流构成一个统一的水系1）水系及特征干流——长度最长、水量最大的河流支流——长度较短、水量较下的河流，分一级支流、二级支流和三级支流等。2）水系类型A、树枝状水系——干流与支流呈树枝状分布。多数河流属于这种。B、扇状水系——干流与支流呈扇形分布。如海河水系，易涝C、羽状水系——支流从左右两侧相间流入干流。如滦河D、平行状水系——几条主流呈平行排列注入干流。如淮河水系，易涝E、格子状水系——干流与支流呈格子状分布。如闽江水系3、流域1）定义：水系的集水区域。即分水岭（线）所包围的区域。2）流域的几何特征流域面积——分水线所包围的面积河网密度——流域中干支流总长度与流域面积的比值流域长度——从河口通过横断流域的若干割线的中点而达流域最远点的连线，也称流域的轴长流域平均宽度——指流域面积与流域长度的比值流域形状系数——指流域平均宽度与流域长度的比值（二）河流的水情要素1、水位1）定义——指某河水水面在某一时间的绝对高程。基面——高程的起算点绝对基面——采用某一平均海平面。我国采用1956年黄海海平面作为起算点。测站基面——采用水文站历年最低水位以下0.5-1米作为起算点。2）影响因素——主要是气象因素。如降水与蒸发；消融与冻融；侵蚀和堆积；潮汐和风等会影响感潮河段等。3）水位的变化——取决于补给形式。如冰雪融水补给为主的河流——年、日变化明显雨水补给为主的河流——年内变化明显河口地区（感潮河段）——与潮汐周期有关4）特征水位最高水位——研究时段的水位最高值最低水位——研究时段内水位的最低值平均水位——单位时间内水位的平均值相应水位——在河流各站的水位过程线上下游占在同一次涨落潮期间位相相同的水位。它对洪水预报、洪峰的变化预测等有重要意义。2、流速1）定义——指河流中水质点在单位时间内移动的距离。2）流速的分布（河道）A、纵向（垂直分布）——在无风或风力很小时，最大流速出现在水面以下1/3水深处，平均流速分布在水面以下0.6水深处。B、横向（水平分布）——畅流期：水深最大处流速最大；封冻期：最大流速出现在最大水深的中央。3）流速的测量——可用浮标法或流速仪测。3、流量1）定义——指单位时间内流经某一过水断面的水量。2）流量过程线——指流量随时间变化的连续曲线。3）水位-流量关系曲线——因为流量的测量难，而水位测量容易，对某一河道而言，河流横断面是一定的，所以流量和水位之间是有关系的（存在流量-水位关系曲线），根据水位值可以推算出流量值。水位高，流量大。4、泥沙1）定义——指组成河床或随水流动的矿物、岩石颗粒。对河道的演变及水情要素影响很大。如泥沙淤积河床抬升过水断面减小水位上升泄洪不畅泛滥成灾黄河泥沙含量高，每年带走泥沙16亿吨，有12亿吨入海，造陆地面积31.3km2/年。2）泥沙特征值A、含沙量——指每立方米水中所含泥沙的重量。如黄河多年平均含沙量34kg/m3。B、输沙量——指一定时段内通过一定过水断面的泥沙总量。如黄河在出口端面的输沙量12亿吨/年。C、侵蚀模数——指每平方公里流域面积上每年被侵蚀并汇入河流的泥沙重量。（三）河流河川径流的计算1、流域产流计算方法（1）径流分割（退水流量过程线）退水曲线是流域蓄水量消退的过程线，不同成分的径流消退过程不一样，可取若干条流量过程线的退水部分，绘在透明纸上，沿时间轴左右移动，使退水线的尾部重合，最后画一条光滑的下包曲线，即为标准的地下水退水曲线。洪水起涨时刻的流量由深层地下水和前次降水形成的径流组成，与本次降水无关，应分割掉。流域的深层地下水比较稳定，可以取历年最枯流量的平均值或本年汛前最枯流量用水平线分割。如下图：A点的流量由AF和FG两部分组成，AF是前次洪水的退水，FG是深层地下水（较稳定，可取本年汛前最枯流量用水平线分割，如图中FD线），它们与本次降雨无关，应割去；虚线AE表示前期洪水的退水曲线，若无本次降水，河川径流应沿AE变化。本次降水引起的洪水变化如图中ABC部分；但后因连续降水，C点河川径流又上涨，故C点以后仍需用退水曲线分割。经过分割，本次降雨的洪水过程为：由本次降水引起的径流过程为ABCDEA，其径流总量为：R=3.6SQDt/F式中：R径流深（mm）；Q流量（m3/s）；Dt计算时段（h）；3.6为单位转化系数。（2）前期影响雨量的计算土壤前期含水量是影响径流的一个重要因素，降雨时前期含水量越大则产流量越大，土壤含水量的资料相对较少，同时含水量在流域空间上的分布差异很大，在水文学中用前期影响雨量Pa作为土壤含水量的一种指标。①Pa的计算如前后两日全晴，前期雨量的计算公式如：Pa,t+1=KPa,t（1）式中：Pa,t为t日的前期影响雨量（mm），Pa,t+1为t+1日的前期影响雨量（mm），K为土壤含水量的日消退系数。如在t日有降雨量Pt，但没有产流，则：Pa,t+1=K（Pa,t+Pt）（2）如在t日有降雨量Pt，产生径流Rt，则：Pa,t+1=K（Pa,t+Pt-Rt）（3）上式中Rt不容易在原始资料中求得，实际计算中用前期影响雨量不超过土壤的最大含水量IM作为土壤含水量的上限，一般利用（2）式计算逐日前期影响雨量，当Pa>IM时取Pa等于IM，Pa应分站计算，全流域的Pa应加权平均。②土壤最大含水量IM及消退系数KIM是指流域十分干旱情况下，降雨产流过程的最大损失量，等于田间持水量和凋萎系数间的差值，它包括截流、填洼及渗入到土壤中不能成为径流的水量。流域IM值可以用多次久旱不雨后一次降雨量较大并且全流域产流的资料进行对比分析得到，先计算流域平均雨量P及其所产生的径流R，因为久旱所以Pa=0，所以：IM=P-R-Em（4）式中：Em为雨期蒸发量。消退系数K用气象因子确定，流域日蒸发量是该日气象条件（气温、日照、湿度、风等）和土壤蓄水量的函数。K=1-Em/IM（5）式中流域的日蒸发能力Em并没有实测值，可用E601蒸发器的观测值，它的值随着地区和季节的不同而变化。前期影响雨量从何时起算？一般而言计算时间越长，则精度高，但计算工作量大，时间短则误差大，一般取前30天就可以满足计算精度的要求，如果前期一段时间无雨，则可取Pa=0，一场大雨后，土壤饱和，可取Pa=IM。（3）降雨径流关系图与蓄满产流①降雨径流关系图按照上述方法，计算出流域内多次暴雨的流域平均雨量P、对应的径流量R和本次暴雨开始时的流域土壤含水量Pa，即可以Pa为参数绘制降雨（P）－流域土壤含水量（Pa）－径流量（R）三变量相关图。在相关图的绘制过程中，应反复分析、验证，使相关图能够比较准确地反映本流域的实际情况。相关图绘制好以后，可以作为本流域径流计算的基本依据。在湿润地区，降雨－土壤含水量－径流相关图的上段表现为一组平行的等距离直线，这一特点有利于降雨、径流关系的延长。应用降雨径流相关图不但可以推求一次降雨的总径流量，也可以进行不同时段的径流量计算。降雨径流相关图适用于蓄满产流降雨径流的计算，因其是蓄满产流，所以可以表示为：R=P-（IM-Pa）（6）上式说明当降雨满足土层蓄水后全部降水都变为径流，所以在降雨径流相关图的上段是45°的直线。上式同时表明在蓄满产流过程中，径流量与降雨强度没有关系，它仅影响径流的时间分布。②总径流量的划分在知道径流总量的情况下，还需要对地面径流和地下径流进行划分，其中的关键是对稳定入渗速率的计算和确定。（4）径流系数法用径流系数估计径流量时，只需把降雨量和径流系数相乘即得到径流量，径流系数可以从径流系数等值线图中查找。该方法仅可以进行径流量的粗略估计，精度较差。（5）下渗曲线与超渗产流在超渗产流区不能应用降雨径流相关图进行径流量的计算，因为在超渗产流区降雨强度对径流的影响很大，而在降雨径流相关图中没有降雨强度这一参数，因此在计算超渗产流时多采用下渗容量曲线法。下渗容量曲线：是指在充分供水条件下流域下渗能力的过程曲线。将降雨强度减去下渗率就得到净雨过程，这样求得的净雨只包括地面径流，而不包括地下径流。流域上每次降雨的实际下渗曲线并不相同，造成这种差异的原因——土壤含水量和降雨强度。不同前期含水量条件的下渗曲线，可以近似由前期含水量等于0时的下渗曲线求得。如要求得前期含水量为20的下渗曲线，可在图中做垂线，使图中阴影部分面积等于20，垂线右侧的曲线即为土壤含水量为20时的下渗曲线。用下渗曲线求净雨时，必须注意：如降雨强度小于下渗速率，实际下渗率则为实际降雨强度，但此时需将这段时间的降水也加在土壤前期含水量里面去，重新选择下渗曲线，进行径流量的计算。当自然条件不变时，流域下渗曲线基本保持不变，该曲线可以通过野外入渗实验获得。该方法用于超渗产流的计算，概念清楚，但需要较为准确的入渗资料，但这些资料有时比较缺，所以限制了该方法的应用。初损后渗法：初损后渗法将实际下渗过程简化为初损和后渗两个过程。初损水量和后渗水量之和即为该次降雨过程的总损失量。初损水量是大量产流以前的总损失量，除植物截留、地表填洼外，全为入渗水量，以流域平均水深表示。后渗是流域产流以后的下渗水量，以平均下渗率表示，一次降雨所形成的径流深R可以表示为：R=P-I0-ftR-P0式中：P为次降雨量（mm），I0为初损量（mm），f为平均后渗率（mm/h），tR为后渗历时（h），P0为后期不产流的雨量（mm）。A初损雨量的确定各次降雨的初损可根据实测洪水过程线和雨量累积曲线定出。小流域汇流时间短，出口断面的流量起涨点大体可作为产流开始时间，因而起涨点以前的累积降雨即为初损雨量。对较大流域，要考虑到流域内各雨量点至出口断面汇流时间不相等，可分站按不同汇流时间，定出流量起涨以前的时刻，并取该时刻以前的累积雨量的平均值作为流域的初损雨量。可用历史资料，把初损雨量与相应的前期含水量、降雨强度及月份（考虑土地利用的季节变化）制成相关图，进行径流计算和预报。B平均后渗率的计算初损雨量得到以后可用下式计算后渗率：f=（P-R-I0-P0）/t=（P-R–I0–P0）/（t–t0–t‘）t为降雨历时，t0为初损历时，t’为降雨后期不产流的降雨历时。可用多次降雨径流资料求得流域平均后渗率，取其平均值用于径流预报。2、流域汇流计算方法（1）等流时线法①概念：流域上各点的径流汇集到出口断面的速度有快有慢，汇流时间各不相同。把流域内汇流时间相等的各点连接成的线，称为等流时线。②等流时线的绘制A选定汇流时断tD，一般取tD等于降雨时段Dt。B求出流域平均汇流速度V，对于较大流域，坡面汇流时间很短，因此坡面的汇流时间可以忽略不计。V可以取河流水流平均流速（V=mI1/2R2/3））（式中，m为河槽平均糙率系数；I为河槽纵比降；R为水力半径）。但对于小流域而言。坡面汇流很重要，所以必须考虑（V=l1/t1+l2/t2）（l1为流域最长坡地的长度；l2为主河槽长度；t1为坡地汇流历时；t2为河槽汇流历时）C以Ds=VtD为相邻等流时线的间距，自流域出口逐条向上游绘制等流时线，将流域分成若干等时面积。③出口流量过程的计算假定把流域分成5个等流时面积DS1、DS2、DS3、DS4、DS5，现有h1、h2、h33个时段的均匀净雨量，根据等流时线的概念，第一块等流时面积DS1上的第一时段净雨h1，在第一个时段内流到了流域出口断面，则第一时段内的平均流量Q1为：Q1=wD1h1/Dt第二时段内流出的水体为wD1上第二时段净雨量h2和wD2上第一时段的净雨量h1，平均流量Q2为：Q2=（wD1h2+wD2h1）/DtQ3=（wD1h3+wD2h2+wD3h1）/Dt（2）单位线法①概念：单位线是指单位时间内，均匀分布的单位净雨量在流域出口断面形成的地面径流过程线。利用单位线来推求洪水汇流过程线的方法为单位线法。单位净雨深为10mm，时段可以不等。②基本假定A倍比假定：如果单位时段内的净雨深不是一个单位，而是n个单位，那么它所形成的地面径流过程线的流量值为单位线流量的n倍，其历时与单位线相同。B叠加假定：如果净雨历时不是一个时段，而是m个时段，那么各时段净雨所形成的径流过程线之间互不干扰，出口断面的流量等于各时段净雨所形成流量的总和。③单位线的分析与推求A根据实测的暴雨径流资料制作单位线时，首先应选择历时较短的暴雨及该次暴雨所产生的明显的孤立的洪峰作为分析对象。B求出本次暴雨各时段的流域平均雨量，扣除损失，得出各时段净雨深hi，净雨时段Dt。C由实测流量过程线分割地下径流，同时计算地面径流深，必须使净雨深等于地面径流深åhi=y。D将除去地下径流的径流过程线各时段的纵坐标值，除以净雨量的单位数（一个单位为10mm）即可得到单位线。将该单位线代如其他朵时段净雨的洪水中进行检验，通过计算的流量过程线与实测值进行比较，进一步进行修正完善。（3）存在问题①等流时线法：A实际流域的汇流速度是变化的，等流时线也应该是变化的，但绘制等流时线时采用平均流速，等流时线固定不变，与实际情况不符。B降落在同一等流时面上的净雨，在同一时段内同时流出流域出口断面，没有考虑流域的调蓄作用，洪水过程线偏陡。②单位线法：单位线法是将流域线性化的结果，事实上河水的运动并不是线性的，所以与实际情况存在一定的差异。净雨在流域上的分布并不一定均匀，同时暴雨中心的运动方向也对单位线有影响。低