水资源评价与管理-降水与蒸发

第二章降水与蒸发内容摘要

本章主要介绍水汽含量的估算方法，雨量测站和资料选用的要求，降水资料的三性审查，降水量分析计算的内容，蒸发的基本概念，水面蒸发、陆面蒸发和干旱指数的计算方法。降水量、蒸发量及Cv值等值线图的绘制方法等。目录第一节大气水分的循环与平衡第二节降水资料的收集与审查第三节降水资料的插补展延第四节降水量分析计算第五节蒸发的概念第六节水面蒸发分析计算第七节陆面蒸发分析计算第八节干旱指数的确定第九节蒸发计算提供的主要成果大气水的概念以水汽、水滴和冰晶形式存在于大气中的水。大气水是降水的来源。每天全球有12％的大气水降落到陆地或海面上。其全球大气水平均更新时间为8.1天。水汽水滴冰晶第一节大气水分的循环与平衡

①可以进行三态转化。在地球的温度和压力条件下，水汽是大气中唯一的可以进行物质三态（气体、液体、固体）互相转化的物质。氮、氧、氩，则仅以气体状态存在于大气中大气水的三个特殊性第一节大气水分的循环与平衡

②频繁地进出下垫面。干空气可以进、出海水和土壤（地球下垫面）的数量非常小，气象学里几乎忽略这个物理过程。但是，大气水分的情况就不同了。每年进出下垫面（海洋和土壤）的水分的数量几乎是空中水分数量的50倍。发生在大气下界的这个激烈过程就是大气水分以“降雨、下雪”的形式进入下垫面和以“蒸发”形式从下垫面排除。第一节大气水分的循环与平衡

③固体和液体的水分以小颗粒的集合状态（即云）存在于空中。大气密度大约是以固体的冰或者液体的水的千分之一，从物理学知识看，大气中的冰或者水就应当以自由落体的高速度掉下来（析出大气）。但是，大气中的固体、液体水分不是一般意义下的冰和水，它们都是以非常小的颗粒状态存在于大气中。这些小颗粒的集体就是我们熟悉的各种“云”。这些云在大气中广泛存在，自由飘动。一旦以小颗粒状态存在于地球中的水分（云）迅速变成了大颗粒，它们就加快了下降速度。几分钟的时间它们就从高空落到下垫面（降雨和下雪）。第一节大气水分的循环与平衡

①大气水的含量不是常数，一般高纬度低于低纬度。在纬度70°，平均大气水汽含量为0.2％；50°为0.9％；赤道为2.6％。②水汽密度随高度显著变化。大约90％的水汽含量集中在地面以上0～5km大气层中。大气水的分布特征第一节大气水分的循环与平衡

大气水分循环

大气水分循环的要素是大气水汽含量、大气降水和蒸发。

大陆上(或海洋上)的水分循环有两个系统,即水分内循环和水分的外循环。水分的内循环是指大陆上(或海洋上)水分蒸发的水汽进入大气,经凝结成云,产生降水,降落到原大陆上(或原海洋上)所完成的循环。水分的外循环是指从海洋上蒸发的水汽中一部分随着气流输送到大陆上空与大陆上蒸发的水汽汇合,凝结成云,形成降水,降落到地面,除部分被蒸发外,其余均经江河等迳流流回海洋,补偿海洋蒸发失去的水分,所完成的海洋与大陆间的水分循环。第一节大气水分的循环与平衡

第一节大气水分的循环与平衡

为大气水汽含量（可降水量的变量）的变量。式中各变量可以取多年平均值。若区域大气水平衡方程：则得第一节大气水分的循环与平衡

区域大气水输出方式①由大气平流方式直接输出研究区域；②通过降水和地表凝结，使部分大气水转化为地表水或地下水，其中一部分通过河网流出研究区；③降落在地表的雨水（雪），通过蒸发又转化为大气水，在一定的天气条件下，它又有一部分降落到地面，形成河流径流，流出区域外，剩下的部分随着大气环流以大气水的形态输出研究区外。第一节大气水分的循环与平衡

大气水分输送量的计算

①将评价区概化为经向和纬向直角多边形，采用边界附近探空气象站的风向、风速和温度资料，计算各边界的水汽输入量和输出量；②统计评价区水汽的总输入量、输出量和净输入量，并分析年内、年际变化；③根据评价区内探空气象站的湿度资料，估算评价区上空大气中的水汽含量。ps为地面气压；pz为计算断面的上界气压（102pa）；q为比湿（g/kg）；v为风速矢量（m/s）；g为重力加速度。第一节大气水分的循环与平衡

我国大气水分输送量及其年内、年际变化

中国大陆上空历年输入量、输出量及其净输入量变化比较大。中国大陆上空的水汽主要是从南边界输入，占42％，东边界输入占23.5％；输出主要是东边界，占68％。所以，我国水汽输送的特点是以经向输入（59.3％）和纬向输出（69.7％）为主。水汽输入随季节变化，不同的边界有不同的季节变化。第一节大气水分的循环与平衡

第二节降水资料的收集与审查

降水资料收集

来源雨量站水文年鉴水文手册水文资料水文特征统计资料要求1）尽可能使选择资料的雨量站在评价区内分布均匀，同时又能反映地形变化对降水量的影响。如多雨地区和降水量变化梯度大的地区，尽可能多选站；山丘区地形对降水量的影响大，尽可能多选站；平原区降水量变化梯度小，应选站均匀。2）尽可能选择资料质量好，系列较长的资料3）还要收集评价区域外围的降水资料，利于资料插补延长和比照。第二节降水资料的收集与审查

降水资料审查

主要包括：可靠性、一致性和代表性审查，简称为“三性”审查。可靠性审查可靠性审查是指对原始资料的可靠程度进行鉴定。审查内容观测方法与成果可靠性；整编方法和成果质量。重点审查特大、特小值（对频率曲线的影响很大），解放前及“文革”期间的资料（质量不高）。第二节降水资料的收集与审查

审查方法与邻近站资料比较一是降水量等值线图法（逐年的或多年的），对偏差较大或较小的进行审查；

二是相关分析法，即绘制审查站年或月降水系列同邻近站（单站或多站平均）的相应系列的相关曲线图，对离差较大的点据进行审查和修正。在审查和修正过程中必须考虑地形的影响。与其它水文要素比较可以根据降雨径流关系（一般有稳定相关关系）进行资料审查。第二节降水资料的收集与审查

一致性审查

一致性是指一个系列不同时期的资料成因是否相同。破坏一致性的原因大范围的气候条件变化，这在短时间内发生的可能性较小，如温室效应、厄尔尼诺现象等。第二节降水资料的收集与审查

人类活动干扰造成的周围环境变化，如大范围的森林砍伐、农田灌溉、城市化等，可用顺时序修正法，将变化后的资料修正变化前为“天然”状态，若人类活动干扰前资料较短，也可以用逆时序修正法，视干扰后的状态为“天然”。第二节降水资料的收集与审查

观测方法改变或测站迁移（周围环境变化），可用逆时序修正法，将变化前的资料修正到变化后的状态。第二节降水资料的收集与审查

审查方法单累积曲线法设有年降水系列Xi（i=1，2，…

），则有式中：Xct第t时段的累积降水量。若降水资料一致性好，过程线的总趋势呈单一直线关系或具有周期性摆动，若降水资料一致性破坏，则会形成多条斜率不同的直线。该方法也可用模比系数k值过程线来判断。第二节降水资料的收集与审查

陕西蒲城县雨量站年降水量单累积曲线第二节降水资料的收集与审查

双累积曲线法当分析站周围有较多雨量站，且认为这些雨量站降水资料一致性较好时，可通过绘制单站（分析站）累积降水量与多站平均累积降水量关系曲线，对分析站降水资料的一致性进行审查。这种方法称为双累积曲线法。第二节降水资料的收集与审查

陕西蒲城县雨量站降水量双累积曲线第二节降水资料的收集与审查

代表性审查

资料代表性是指样本资料的统计特性能否很好地反映总体的统计特性，也称系列代表性。主要是通过对年降水系列的周期、稳定期和代表期分析来揭示系列对总体的代表程度的。

第二节降水资料的收集与审查

周期分析（方差分析、差积曲线、滑动平均值过程线法）方差分析法

方差分析法是一种数理统计学方法。设某年降水系列X（共n项）具有周期m。先设试验周期m'（2，3，…，n/2或(n-1)/2），则n个数据按m'年时间间隔分组。各组数据间的离差平方和（S1）和组内离差平方和（S2）为：式中：nj为第j组数据的项数；Xij为第j组数据的第i个数值；为年降水系列的平均值；为第j组的平均值。第二节降水资料的收集与审查

则，统计量F（均方差比）为且服从分布。第二节降水资料的收集与审查

给定一个显著水平，可在F分布表上查得相应的临界值，并令m=，若，不存在m年周期；，存在m年周期。但降水系列周期具有模糊性，因此，也常用模糊假设检验来判别。第二节降水资料的收集与审查

例：某站年降水时间序列长度22年，利用方差分析法分析周期。利用方差分析法计算结果可知：该序列由一个6年周期和一个11年周期叠加而成。试验周期年数组间离差平方和S1组间自由度f1组内离差平方和S2组内自由度f2方差比F0.0520.089137.9200.054.35310.5227.5193.643.5241.23336.8180.203.1650.97437.1170.112.96623.8514.2165.352.85714.9623.1151.612.7983.96734.1140.232.76918.1819.9131.482.77104.87933.1120.202.791128.2109.79113.172.85第二节降水资料的收集与审查

第二节降水资料的收集与审查

差积曲线法

差积曲线法是将每年的降水量与多年平均降水量的离差逐年依次累加，然后绘制这种差积值与时间的关系曲线进行周期分析的方法。该法的基本计算公式为：差积曲线通常用来划分降水、径流的丰水期、枯水期和平水期。当差积曲线有上升时,表示丰水期;当下降时,表示枯水期;当没有明显的上升或下降时,表示平水期。第二节降水资料的收集与审查

第二节降水资料的收集与审查

滑动平均值过程线法所谓滑动平均，就是在一个系列中，先确定若干年为计算平均值的“滑动”计算时段，求得一个均值，将其作为中间年份的修匀值，然后向后“滑动”一年，形成新的计算时段，计算均值。重复上述步骤直至计算时段的最后一个数据为系列的最后一个数据为止。预测：知识拓展年降水量（mm）3年滑动平均5年滑动平均1976630.41977400.1550.81978622.0468.0501.81979382.0492.9513.11980474.7514.5535.11981686.7557.1574.31982510.0671.6651.01983818.1697.9666.61984765.7712.1583.61985552.4530.0601.11986271.8473.8554.41987597.3484.7499.31988585.0557.5480.71989490.1511.51990459.4第二节降水资料的收集与审查

第二节降水资料的收集与审查

水文要素周期分析方法知识拓展谱分析法

谱分析方法把时间系列看成是多种不同频率的规则波(正弦波或余弦波)迭加而成,比较不同频率波的方差大小,从而找出波动的主要周期。水文时间系列谱分析的主要方法有功率谱法、最大嫡谱分析法等。其中最大嫡谱分析方法具有突出的分辨能力,峰值偏离小,提取的主次周期更符合实际。小波分析法

小波分析是一种时、频多分辨率分析方法,具有时频局部化功能,可以对函数和信号系列进行多尺度细化分析,以分析不同尺度(周期)随时间的演变情况。小波分析不仅能将水文时间系列的频率特征在时间域上展现出来,分析出其主要周期,而且能清晰地给出各种时间尺度(周期)的强弱和分布情况以及旱涝变化趋势和突变点。第二节降水资料的收集与审查

稳定期与代表期分析稳定期分析的目的：是通过降水系列某种指标或参数达到稳定的历时来确定代表期的方法。代表期是指样本系列的统计参数能够较好地代表总体（长系列）的时期。稳定期或代表期的分析方法：（1）累积平均值过程线法；（2）长短系列相对误差比较法。第二节降水资料的收集与审查

累积平均值过程线法这是一种用降水系列的累积平均值与时间的关系用图示方法分析降水系列稳定期的方法。该法的计算公式为：一般采用逆时序。判断系列稳定期，主要是看累积平均值是否接近系列（长系列）均值，即模比系数是否接近1。第二节降水资料的收集与审查

年降水量（mm）2010521521.01.012009490.9506.00.982008464.3492.10.952007532.6502.20.972006461.1494.00.962005521498.50.972004406.2485.30.942003876.1534.21.032002425.6522.11.012001457.6515.61.002000431.6508.00.98…………平均516.51983该序列的代表期为1983-2010年。长短系列相对误差分析法当周期不长而实测系列足够长时，累积平均值模比系数过程必然收敛于K＝1.0这条水平线。但是一些水文系列的周期不规则，资料系列较短，必须借助邻近长系列测站分析成果来间接分析论证系列的稳定性。通常是对长系列资料通过对长短系列统计参数相对误差分析来了解其稳定期亦即代表性的。短系列，是指对一个长系列样本按不同时段划分后形成的子系列。较长的系列中包含了较短的系列，即系列的起点相同，终点不同。第二节降水资料的收集与审查

1965年代表期为1965年-2000年根据相对误差，n＝35为该站代表期较好第二节降水资料的收集与审查

第三节降水资料的插补与展延

降水资料插补延长系列的插补展延是指设法将实测系列中缺测年份的资料补起来，或将系列的两端外延。目的

扩大样本容量，减个抽样误差，提高统计参数的精度。在区域性水资源分析与评价中取得不同测站的同期降水资料系列，以使计算成果具有同步性。插补延长方法

常用的降水资料插补延长方法有：地理插值法、相似法、相关分析法。地理插值法地理插值法也称为内插法，其精度取决于测站与测站之间的地理位置（包括距离、地形等下垫面条件），以及气候条件等。其方法有：移用法、算术平均值法、加权平均值法、降水量等值线图法。第三节降水资料的插补与展延

移用法由于在小范围内降水量在面上的分布是比较均匀的，如果两个雨量站距离相近，且气候、地形条件一致，可直接移用邻近站（参证站）同年或同月降水量。算术平均值法当插补站周围有分布较均匀的雨量站，且地理与气候条件基本一致，降水量在面的分布较均匀，各相邻站的降水量数值较接近时，可用算术平均法插补。第三节降水资料的插补与展延

加权算术平均值法

当研究区内地形变化不大时，可按插补站所在区的各雨量站(除插补站外)占研究区域面积的权数，计算出区域平均降水量，然后计入插补站，求出研究区内(包括插站)各站占研究区的面积权数，并用计算的区域平均降水量的插补站的面积权数推求插补站的降水量。第三节降水资料的插补与展延

为插补站第三节降水资料的插补与展延

降水量等值线法

利用研究区已有的雨量站资料绘制降水量等值线图，然后，根据插补站在区域内的位置读取该站的降水量插补值。用该方法插补或延长降水资料，精度较高，但工作量很大，尤其是需要插补或延长的年限较长时，需逐年绘制等值线图。第三节降水资料的插补与展延

相似法

当测站实测资料系列太短，用其它方法插补降水量难度大时，可用相似法，亦称气候系数法。相似法假设插补站与参证站降水量长短系列的均值有等比关系，即

该法的优点是使用方便，计算工作量少，不足是无法插补出逐年降水量值。第三节降水资料的插补与展延

相关分析法

当研究区域内拟插补延长测站的降水量与区域内部或外部系列较长的其它测站的降水量或其它水文、气象要素之间有密切关系时，可建立插补站降水量与邻近站降水量或其它水文气象要素之间的相关关系，并用此关系来插补或延长降水系列。常将待插补的降水量（年或月）称为研究变量，将用来建立相关关系借以插补研究变量的参变量称为参证变量。

第三节降水资料的插补与展延

步骤：（1）选择参证变量

选择的参证变量除必须具备与研究变量间有较好的物理成因关系外，还应满足两个条件：

一是它与研究变量应有一定数量的同步观测资料，若点据太少，不能反映两变量间统计规律的全部；二是参证变量的系列要足够长，足以用同期资料建立的关系插补出计算需要的研究变量的缺失部分。

第三节降水资料的插补与展延

（2）建立相关关系

1）点绘相关点据图

2）建立回归方程

3）相关系数

（3）降水资料的插补延长

必须注意假相关和辗转相关。插补时相关系数必须大于0.8。相关线两端外延部分不超过用于建立相关线的实测资料经验范围的10％。第三节降水资料的插补与展延

第四节降水量的分析计算

内容①各分区及全评价区同步期的年降水量系列、统计参数和不同频率的年降水量；②绘制同步期平均年降水量和Cv等值线图，分析降水的地区分布特征；③选各分区月、年资料齐全且系列较长的代表站，分析计算多年平均连续最大四个月降水量占全年降水量的百分率及发生月份，并统计不同频率典型年的降水月分配；④选择长系列测站，分析年降水量的年际变化，包括丰枯周期、连枯连丰、变差系数、极值比等。⑤根据需要，选择一定数量的有代表性测站的同步资料，分析各流域或地区之间的年降水量丰枯遭遇情况，并可用少数长系列测站资料进行补充分析。一、面平均降水量的计算

算术平均值法适用于区域内地形起伏不大，降水分布较均匀，或站网较密，测站分布均匀等情况。泰森多边形法适用于雨量站和降水量分布较不均匀的情况。等雨量线图法适用于地形对降水影响显著，并有足够水量的雨量站。第四节降水量的分析计算

二、降水量频率分析

统计参数的确定

常用的统计参数有样本均值、样本系列的变差系数和偏态系数。目前，我国普遍采用图解适线法来确定这些统计参数：首先计算这些参数的初始值，然后再通过图解适线来确定参数。参数的初始值确定方法有矩法、三点法。图解适线计算经验频率；绘制经验频率曲线；计算统计参数。第四节降水量的分析计算

成果合理性检查年降水量统计参数的合理性分析主要通过对比分析进行。通过与区域一般规律的对比分析，或与邻近站的成果对比分析，间接地可以判断计算成果是否合理、可靠。第四节降水量的分析计算

在配线过程中，由矩法初估的统计参数对应的理论频率曲线与实测点据的配合不一定好。其原因是：

1）年降水量等实测资料有观测和整编误差。

2）实测点据的经验频率不准确。具体样本，有抽样误差。

3）统计参数的计算误差。如矩法计算的统计参数可能偏小。4）模型误差。用P-Ⅲ型分布具有相当大的经验性。测验误差、整编误差可通过改进方法消减；计算误差通过配线优选的手段给予考虑；但另外两项目前尚无法消除。不同频率的年、月降水量

第四节降水量的分析计算

第四节降水量的分析计算

第四节降水量的分析计算

第四节降水量的分析计算

三、年降水量统计参数等值线图（一）等值线图绘制绘制等值线图（即均值和变差系数等值线图）的目的：①研究年降水量年际变化的地理规律；②估算无资料地区各种指定频率的年降水量。绘制等值线之前，要搜集本地区的水汽来向，降水成因、冷暖锋面活动规律以及地形对降水的影响等情况，以便对降水的地区分布趋势的了解。所有站点的统计参数应根据它们的精度、地形代表性、系列长短等因素分为主要点据、一般点据和参考点据三类，以不同的符号标注在工作底图上，主要点据是勾绘等值线的骨干，参考点据仅作为参考。勾绘等值线时，一方面要考虑统计参数的大小和精度，另一方面要注意地理位置。第四节降水量的分析计算

年降水量等值线线距为：降水量＞2000mm，线距1000mm；降水量800～2000mm者，线距200mm；降水量100～800mm，线距100mm；降水量50～100mm，线距50mm；降水量＜50mm，线值25mm。勾绘等值线先从主要山脉各段开始，再勾绘山间盆地的四周坡地和方向一致的河谷，并分小区建立降水量与高程的关系，以内插出各高程处的降水量，然后顺着山脉和河谷的走向，参照地形等高线逐段勾绘、连接。但要注意的是，因地形等高线往往非常弯曲，而等值线却只宜与大尺度的地形分水线走向大体一致，所以等值线不能完全按等高线走向勾绘。等值线切忌横向穿越分水岭。第四节降水量的分析计算

第四节降水量的分析计算

第四节降水量的分析计算

（二）合理性检查①从气候，地形及其它地理条件等方面检查，研究等值线的梯度分布、弯曲情况、高值区和低值区的配置等是否合理；②与相邻区的等值线是否能拼接；③将降水量等值线图与年径流等值线图、年蒸发量发等值线图对照比较，根据水量平衡原理协调平衡。第四节降水量的分析计算

四、区域多年平均及不同频率降水量①计算各分区的多年平均及不同颇率的年降水量。将各分区界限标绘在评价区域年降水量均值和CV值等值线图上，用求积仪量算各分区所包围的等值线间的面积，采用面积加权法计算出各分区的年降水量多年平均值，并确定分区面积重心处的CV值和CS/CV值，然后利用模比系数就可计算各种频率的年降水量（单位为mm），再乘以相应各分区的面积（km2）即得各分区以亿m3表示的不同频率年降水量。②计算全区域多年平均及不同须率年降水量。全区多年平均年降水量等于各分区多年平均年降水量之和。但全区域不同频率的年降水量，不能用各分区不同频率年降水量相加来计算，需要首先推求全区域年降水量系列，经频率计算后方得全区不同频率的年降水量。

同频率相加是水资源评价中最易犯的错误第四节降水量的分析计算

四、降水量的时程分配与变化（一）降水的时程变化（1）降水量的年内分配降水量的年内分配可反映出年内不同时间降水量的多少，除各月的分配外，通常还推求连续四个月最大降水量来反映降水量的集中程度。①用多年平均连续最大四个月降水量占全年降水量的百分数和相应的发生月份，粗略地反映年内降水量分布的集中程度和发生季节；第四节降水量的分析计算

第四节降水量的分析计算

第四节降水量的分析计算

②按不同降水类型划分区域，并在各个区域中选择代表站，统计不同典型年（丰、中、枯等）的降水月分配，以此反映本地区降水的年内分配情况。由于连续四个月占全年降水量的百分数在地区上的变化较小，故不需对所有的测站进行分析计算，只需选择资料质量好，分布均匀，资料系列较长的测站进行，在站点较密的地区，大致可选全部分析选用测站的三分之一左右。第四节降水量的分析计算

③降水量的年内变化程度还可采用降水不均匀系数（CL）表示，计算公式为：式中x0为年降水量平均到各月之值（以12个月计算），即年降水量/12，mm；xi为年内各月降水量中超过x0的降水量，mm；n为大于x0的月份总数。

第四节降水量的分析计算

（2）降水量的年际变化①降水量的多年变化年降水量的Cv值或其等值线图，可很好地反映一个雨量站或地区年降水量多年变化性征，Cv值大，说明降水量的年际变化大，反之则小。极值比法和距平发可以反映降水量的多年变化幅度。第四节降水量的分析计算

②降水量的多年变化丰、枯阶段分析应着重对一些长系列测站的旱涝周期变化，连旱连涝规律以及波及范围很大的大旱、大涝年份和情况作出分析说明，着重分析近50年来实有系列的旱涝变化。降水量的多年变化丰、枯阶段分析可以用差积曲线和滑动平均过程线进行分析，但是它们只能反映大的丰枯变化趋势，不能确切反映连丰、连枯的程度，而连丰或连枯程度对水资源多年调节和供水规划有着很重要的意义第四节降水量的分析计算

游程理论分析

为年降水量的均方差设年降水量为离散序列，选定标准量

正变差

负变差

如果由1个负变差居先，后跟连续K个正变差项，即表示有一个长度为K的正游程，反之为负游程。正游程表示连续丰水的年数。负游程表示连续枯水的年数，连丰、连枯年段发生的概率用下式计算：

S为统计系列中丰水年（或枯水年）的总数；Sl为包括K＝l在内的各种长度连丰（或连枯）年发生频次的累积值。第四节降水量的分析计算

第四节降水量的分析计算

③降水量的变化趋势通过建立年降水量距平值与年份（序号）之间的直线相关方程，根据斜率判断降水量的变化趋势的一种方法。如直线斜率为正，就表示降水量有增加趋势；反之，如直线斜率为负，就表示降水量有减少趋势。还有很多方法：如肯德尔秩次相关检验、R/S分析、滑动平均值法等。（二）降水量的空间分布降水量的空间分布可用降水量等值线图来反映，包括多年平均降水量等值线图及多年最大四个月平均降水量等值线图等。第四节降水量的分析计算

①多雨带：年降水量均值超过1600mm；②湿润带：年降水量均值为800～1600mm；③半湿润带：年降水量均值为400～800mm；④半干旱带：年降水量均值为200～400mm；⑤干旱带：年降水量均值少于200mm。第四节降水量的分析计算

五、降水量计算需提供主要成果降水量计算与分析应主要提供以下成果：

（1）雨量站分布图；

（2）多年平均降水量等值线图；

（3）年降水量变差系数等值线图；

（4）年降水量偏差系数与变差系数比值分区图；（5）多年平均连续最大四个月降水量占全年降水量百分率图；（6）主要测站年降水量及其特征值统计表；（7）主要测站典型年降水量月份配表；（8）其它。对于评价区域小的县级行政区，若无条件，可不提供上述各种图件。第四节降水量的分析计算

第五节蒸发的概念一、蒸发类概念水分从液态变为汽态的过程称为蒸发。蒸发过程在自然界中到处都在进行。发生在海、洋、江、河，湖、库等水体水面的蒸发，称为水面蒸发。发生在土壤表面或岩体表面的蒸发，通常称为土壤蒸发。发生在植物表面的蒸发，称为植物蒸腾或散发。有植被覆盖的土地上的蒸发，包括土壤表面蒸发和植物表面的蒸腾，统称为腾发或蒸散。潜水蒸发在地下水埋深比较浅的平原或河谷盆地，由于土壤和植物表面的蒸散作用，使土壤包气带含水量减少，导致潜水面处土壤水分向上运动，源源流向非饱和区而造成潜水量消耗，故称为潜水蒸发。潜水蒸发不是直接意义上的蒸发，因为它不是直接从液态变为汽态的过程。第五节蒸发的概念蒸发与降水间的数量关系据计算，地球上每年蒸发总量约5×1023m3。陆地上的水分年蒸发总量约为降水量的70％左右。在半干旱、半湿润的华北平原区，由于灌溉作用，多年平均蒸发总量约为年降水量的1.1～1.4倍。在干旱地带的绿洲，如新疆农垦区，年蒸发总量往往达到年降水量的数倍。因此，无论湿润区或干旱区，蒸发都是这些地区水分循环过程中的一个重要环节，是水量平衡支出项中的主要组成部分。第五节蒸发的概念蒸发、水循环与水土环境蒸发使江、河、湖、库损失大量水资源，使农田土壤变干。农田蒸发量的测试与计算是确定农田灌溉定额和灌水制度的基本依据。蒸发不仅关系到各种水体的水分损失，而且直接关系到土壤盐碱化和沙化等问题。蒸发是地表水、土壤水、地下水向大气水的一种逆转过程。这个过程是生态环境不可缺少的部分。蒸发又是“四水”转化过程中的一个基本环节。第五节蒸发的概念第五节蒸发的概念影响蒸发的形成及蒸发率大小因素①受辐射、气温、湿度、气压、风速等气象因素影响。这些因素虽是蒸发的外界条件，但它既决定水分在蒸发过程中的能量供给，又影响蒸发的水汽向大气中进行扩散的过程。②受土壤含水率的大小及其分布的影响。这是提供蒸发水源的条件。第五节蒸发的概念③受植物生理特性的影响。土壤水分主要经植物根系吸收，由叶面向大气散失。散发强度与叶面指数有密切关系。植物种类不同，叶面指数不同，叶面的扩散功能也不同。相同植物在不同的生长阶段，叶面指数也不同。④受土壤岩性、结构和潜水埋深影响。水面蒸发主要受①的影响。裸土条件下的蒸发主要受①②因素的影响。有植被条件下的陆面蒸发主要受到①②③因素的作用。而潜水蒸发则受到以上各方面因素的共同作用。第五节蒸发的概念蒸发量蒸发量可以通过两种方法获得：①实测方法；②计算方法。但是计算方法必须通过实验方法检验。因此，观测实验是取得可靠蒸发量的基础，而计算则是取得大面积上各种蒸发量的简便方法。蒸发评价的主要内容蒸发是影响水资源数量的重要水文要素。评价内容包括：水面蒸发、陆面蒸发和干旱指数。第五节蒸发的概念第六节水面蒸发量分析计算一、水面蒸发量的分析计算自然水体的水面蒸发反映一个地区的蒸发能力。水面蒸发量可以通过两种方法获得：实测方法和计算方法。（一）实测方法如果有实测的大面积水体蒸发资料，可直接利用，但是大水面实测资料很难得到。（二）计算方法计算方法主要包括：蒸发器折算系数法、道尔顿经验公式法、彭曼经验公式。

蒸发器折算系数法即利用观测的小水面蒸发资料，以及小水面蒸发与大水面蒸发之间的关系，推求大水面蒸发量。国内水文气象站网使用的水面蒸发器国内水文气象站网主要使用三种类型的水面蒸发器，即φ20型、φ80（套盆）型和E601型。第六节水面蒸发量分析计算φ20型：小型水面蒸发器，口径20cm，高10cm的金属（铁和铜）圆盆。应用广泛。1960年后，水文部门主要用于冬季冰期蒸发量的测量。φ80（套盆）型：由内筒和套盆组成，口径80cm，筒高（器深）及水深规格由两种：一是器深40cm，水深35cm；二是器深30cm，水深20cm。1960年以前使用较多。后改用E601型蒸发器。第六节水面蒸发量分析计算E601型蒸发器：由蒸发筒、水圈、溢流筒和测针组成。该蒸发器是我国水文部门在前苏联ГГИ3000型蒸发器的基础上，结合我国的实际情况研制的。口径61.8cm，高68.7cm，面积3000cm2。器内日蒸发量的计算：第六节水面蒸发量分析计算世界气象组织（WMO）推荐的水面蒸发器主要由三种：美国A级蒸发器、前苏联ГГИ3000型蒸发器、20m2蒸发池。(1)美国A级蒸发器：直径121cm、深25.5cm。(2)前苏联ГГИ3000型蒸发器：口径61.8cm，中心深度68.5cm，面积3000cm2。(3)20m2蒸发池：蒸发表面20m2的圆柱形平底蒸发池，深2m。世界气象组织提出以20m2蒸发池国际临时标准，ГГИ3000型蒸发器和美国A级蒸发器为站网用蒸发器。第六节水面蒸发量分析计算蒸发器的折算系数除标准蒸发器外，每种蒸发器必须由自己的折算系数。经折算后的蒸发量，才与自然水体的蒸发量相接近。例如：世界气象组织（WMO）推荐的ГГИ3000型蒸发器和美国A级蒸发器全球性折算系数分别为0.9和0.7。其折算系数计算公式为:式中：K为由某种类型的水面蒸发器实测蒸发值折算成天然水面蒸发量的折算系数；e0为某种类型水面蒸发器实测蒸发值（mm）；E0为水面蒸发标准值，即大型蒸发器观测值（mm）。第六节水面蒸发量分析计算可以根据折算系数和实测蒸发器水面蒸发量计算大面积水面蒸发量。第六节水面蒸发量分析计算道尔顿经验公式法如长江水利委员会经验公式E20相当于20m2蒸发池的蒸发量（mm/d）；u200为2m高度处风速（m/s）；e200为2m高处百叶箱温度条件下的水汽压（mb）；es为水面温度条件下的水汽压（mb）。第六节水面蒸发量分析计算彭曼经验公式1948年彭曼（H.L.Penman）提出的以空气动力学与能量平衡方程联立的综合法。式中：E自由水面蒸发量（mm/d）；Δ为气温等于Ta时饱和水汽压曲线的斜率（mb/℃）；Rn为水面净辐射（mm/d）；r干湿表常数；Ea为空气干燥力函数（mm/d）。第六节水面蒸发量分析计算1956年第六节水面蒸发量分析计算彭曼公式产生于欧洲低海拔的湿润地区。由于世界各地的自然地理情况相差很大，因此，许多研究者在应用彭曼公式计算水面蒸发量或估算蒸发能力时，常常结合本地区情况对彭曼公式作某些修正。其中，一些修正对于世界各地区的应用都有参考意义，也有一些修正只适用于本地区的特定条件。我国比较典型的有中国科学院地理所洪嘉琏和中央气象局气象科学院裴步祥修正公式，应用时可参考有关书籍。第六节水面蒸发量分析计算二、水面蒸发量的空间分布水面蒸发是反映区域蒸发能力的主要指标。水面的空间分布特征主要是通过等值线图的来反映。（1）水面蒸发等值线图的绘制绘制方法与降水量等值线图一样。（2）水面等值线图的合理性检查蒸发量随高程增加而降低（高程增加，气温降低，但风速和日照则相反）；山区比平原区小；植被稀疏比植被良好高等。第六节水面蒸发量分析计算三、水面蒸发量的时程分配（1）水面蒸发的年内分配水面蒸发是反映一个地区气候干旱与否的重要指标。一年内不同月份的蒸发条件不同，其蒸发量也不同。因此，主要分析不同月份和不同季节蒸发量所占总蒸发量的比重。（2）水面蒸发的年际分配水面蒸发的大小，主要受气温、风速、太阳辐射等影响。可用统计参数来反映。第六节水面蒸发量分析计算一、陆面蒸发陆面蒸发即流域的实际蒸发，系流域内土壤和水体蒸发以及植被蒸腾散发的总和。它受众多因素的影响。其影响因素主要包括：①下垫面条件，水面、裸露面、植被面和冰川雪面等；②气候条件，在湿润和十分湿润地区，主要受气温、太阳总辐射量、干燥度的影响。而在比较干旱的地区，主要受降水即供水条件的制约。第七节陆面蒸发量分析计算二、陆面蒸发量计算方法计算陆面蒸发量的方法有：水量平衡法、热量平衡法、紊流扩散法和经验法。（一）水量平衡法即由流域的年降水量和年径流量相减得到。方法简便，精度低。第七节陆面蒸发量分析计算（二）热量平衡法应用能量(或热量)平衡原理估算蒸腾蒸发量的方法称为能量平衡法。在蒸腾蒸发过程中，水的汽化需要消耗能量，而能量的来源是太阳辐射。下垫面（即土壤或植物表面）所得到的净辐射能量，可用净辐射计测得。式中：Rn为净辐射能量；BT为土壤热通量（可用热通量计直接测得）；β为Bowen比；L为汽化潜热。第七节陆面蒸发量分析计算（三）紊流扩散法紊流扩散法又称为空气动力学法或质量迁移法。由于地面粗糙不平，流经近地面的空气质点的流径相互不平行，且以极不规则的方式相互掺混着，形成紊流（湍流、或称为乱流）状态。由于空气紊流的这种特点，能将其中的微粒及运动属性迅速地弥散，其速率较分子扩散大数个数量级，这种作用称为紊流扩散。紊流扩散法是以地表和大气间的紊流交换理沦为基础的蒸腾蒸发量计算方法。它是假定