数量评价之地表水

1、3.2水资源数量评价 水资源数量评价主要包括地表水资源量计算、地下水资源量计算以及水资源总量计算。 3.2.1降水 降水资料的收集 降水资料的收集主要是通过水文气象部门的水文站、雨量站、气象站、雷达探测、气象卫星云图等观测获取。 在实施水资源评价时，历年的降水资料可通过水文年鉴、水文资料、水文特征值统计等统计资料收集获取，有时需要到水文、气象部门去摘抄。 1 在收集资料的过程中，要对观测值和特征统计资料做合理性检验。 计算要求 降水量计算应以雨量观测站的观测资料为依据，且观测站和资料的选用应符合下列要求： 选用的雨量观测站，其资料质量较好、系列较长、面上分布较均匀。在降水量变化梯度大的地区，选

2、用的站要适当加密，同时应满足分区计算的要求； 2 采用的降水资料应为经过整编和审查的成果； 计算分区降水量和分析其空间分布特征，应采用同步资料系列；而分析降水的时间变化规律，应采用尽可能长的资料系列； 资料系列长度的选定，既要考虑评价区大多数观测站的观测年数，避免过多地插补延长，又要兼顾系列的代表性和一致性，并做到降水系列与径流系列同步； 选定的资料系列如有缺测和不足的年、月降水量，应根据具体情况采用多种方法插补延长，经合理性分析后确定采用值。3 计算内容 计算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； 以同步期均值和 点据为主，不足时辅之以较短系列的均值和 点据，绘

3、制同步期平均年降水量和 等值线图，分析降水的地区分布特征； 选取各分区月、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其发生月份，并统计不同频率典型年的降水月分配； 4 选择长系列观测站，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； 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。 5流域平均降雨量的计算方法 算术平均法 设 ， ， 为同一时期内各站实测降水量(mm)，为站数，则流域降水量 (mm)为： 计算简单，但当降水量随地形变化较大时，精度

4、较差。 6 等值线法 当流域（或区域）内可选择的降水量观测站较多，且降水量空间分布不均匀时，可以绘制年降水等值线图。然后，量算每两条等值线之间的面积，再通过一定的计算方法就得到相应的降水量。 具体步骤： 第一步，将各站实测降水量注记在流域地形图上，用绘制等高线的方法绘制出等降水量线； 第二步，用求积仪求出每相邻两条等降水量线之间的面积 ，用它乘以该面积两侧等降水量线的水量平均值，得到该面积上的降水总量； 7260240220200180200220240220图3-2 降水等值线图8 第三步，把各个面积上的降水总量相加，用总面积 去除，即得到流域平均降水量，其计算公式为： 式中： 为流域平均降

5、水量，mm； 为流域面积，km2； 为两条等降水量线之间所包围的流域面积，km2； ， 分别为面积两侧的等降水量线所代表的降水量值，mm。9 泰森多边形法 具体做法： 把流域内各降水量观测站（包括流域附近的站）绘在流域地形图上； 把降水量观测站每三个用虚线连接起来，从而形成许多三角形； 在每个三角形各边上做垂直平分线，所有的垂直平分线另构成一个多边形网，每个多边形内有一个降水量观测站（如图6-3）； 根据下面假设和计算公式即可求出流域平均降水量。 10图3-3 泰森多边形示意图11 假设每个多边形上的面降水量等于其中降水量观测站的观测值，其值分别为 ， ， ，设 ， ， 为流域内各降水量观测站

6、所控制的多边形面积，流域总面积 ，则流域平均降水量可由下式计算： 12降水作为水资源的收入项，决定着不同区域和时间条件下地表水资源的丰富程度和空间分布状态，制约着水资源的可利用程度与数量。表示降水量的年际变化程度：（1）年降水量的极值比Ka（2）年降水量的变差系数Cv值来表示13（1）年降水量的极值比Ka： 年降水量的极值比Ka可表示为式中 xmax 最大年降水量； xmin 最小年降水量。 K，值越大，降水量年际变化越大；K：值越小，降水量年际变化小，降水量年际之间均匀。就全国而言，年降水量变化最大的地区是华北和西北地区，丰水年和枯水年降水量相比一般可达3倍一5倍，部分干旱地区高达10倍以上

7、。南方湿润地区降水量的年际变化比北方要小，一般丰水年的降水量为枯水年的1.5倍2.0倍。14(2)年降水量变差系数Cv，数理统计中用均方差与均值之比作为衡量系列数据相对离散程度的参数，称为变差系数Cv，又称离差系数或离势系数。变差系数为一无量纲的数。 均方差 均方差的表达式为：式中均方差； 均值，其表达式为：15式中 xi观测序列值，i1，2，n；n样本个数。16 变差系数Cv 17年降水量变差系数Cv值越大，表示年降水量的年际变化越大，反之就越小。西北地区0.4华北、黄河中下游0.250.35东北0.2南方0.2以下东南沿南海0.25以上（台风）186.2.2蒸发 水面蒸发 影响水面蒸发的因

8、素主要有两类：一是气象因素，如气压、温度、风速、湿度、降水等；二是自然地理因素，如水质、水深、水面和地形等因素。 水面蒸发量的计算方法主要有： 器测法利用蒸发器直接测量出水面蒸发量 蒸发器的类型可分为埋入式、地面式、漂浮式和大型蒸发池等几类，其中E-601型蒸发器是我国最常用的蒸发器。19 器测法计算公式如下： 式中：E器为器测蒸发量，mm；P为降水量，mm；W为器内水位差，mm。 由于蒸发器受地方环境影响和气候影响，观测的蒸发量与实际水面蒸发量并不一致，需要经过修正才能代表天然水体的蒸发量，其修正公式如下： 式中：E水为水面蒸发量，mm；K为折算系数（书P44）。20 水量平衡法一般只用于较

9、长时段计算 对于任何水体，在任意时段内都有水量平衡方程式，如下： 式中：E为蒸发量；I为入流量；P为降水量；O为出流量；F为渗漏量；W为蓄水变化量。 水气输送法 假设一个稳定的、均匀的、并且是紊动的气流越过无限的自由水面，可以认为（至少在靠近水面处）流态仅沿垂直方向变化，则水汽输送量（单位时间通过单位面积的水汽量）和水汽含量在输送方向上的梯度有关。 21 关系式如下： 式中：E为水汽垂直通量（即水面蒸发率），g/(cm2s)；为湿空气密度，g/cm3；q为比湿，g/g；z为水面垂直向上的距离，cm；Kw为水汽紊动扩散系数，cm2/s。 根据气象动力学原理对该式进行推导，可得出水汽通量法的基本公

10、式。 22 式中：v为风的剪切速度，cm/s；Km为紊动粘滞系数， cm2/s；P为环境大气压，百帕；e1、e2分别为高程z1、z2处的水汽压，百帕；u1、u2分别为高程z1、z2处的风速，cm/s；其他符号意义同前。 水面蒸发量=水气垂直通气量/水体密度23 土壤蒸发 土壤蒸发取决于两个条件：一是土壤蒸发能力，二是土壤的供水条件。 影响土壤蒸发能力的因素是一系列气象因子，如温度、湿度、风速等；影响土壤供水条件的因素有土壤含水量、土壤孔隙性、地下水位的高低和温度、梯度等。24 土壤蒸发量常用的计算方法： 经验公式法 根据空气动力方程建立的经验公式： 式中：E土为土壤蒸发量；Ks为质量交换系数（

11、反映气温、湿度、风等外界条件）；es为土壤表面水汽压。当表土饱和时，es 就等于饱和水汽压es；ea为大气水汽压。 器测法 25 目前，我国常用的仪器是面积为500 cm2的-500型土壤蒸发器。一定时段内的土壤蒸发量，可由下式计算： 式中：E土为土壤蒸发量；R为径流量；F为渗漏量；P为降水量；G1、G2为前后两次筒内土样的重量；公式中系数0.02为土壤蒸发器（面积为500 cm2）的蒸发量换算系数。 植物蒸腾26 植物蒸腾是植物根系从土壤中吸收水分，通过叶面、枝干蒸发到大气中的一种生理过程，其观测往往是在一个生长植物的容器内进行，测量时将土壤表面密封以防止土壤蒸发损失水分，通过定时对植物及容

12、器进行秤重，来测定各个时段植物的蒸发量。但是常常与土壤蒸发一起计算。 流域总蒸发量 流域内的总蒸发包括水面、土壤、植被和其他方面的蒸发和蒸腾。 一个地区只要气候条件一致，水面蒸发将大致相同，而土壤蒸发、植物蒸腾和其他方面的蒸发则受土壤条件及植被状况的影响。 27干旱指数：是衡量一个地区降水量多寡、进行水资源分析的一个重要参数。其定义为某一地区年水面蒸发量E0与年降水量P的比值； 28干旱指数表示某一特定地区的湿润和干旱的程度，值大于1.0，表明蒸发大于降水量，该地区的气候偏于干旱，值越大，干旱程度就越严重；反之气候就越湿润。 我国干旱指数在地区上的变化范围很大。最低值小于0.5，如长江以南、东

13、自沿海等地；最大值可大于100，如吐鲁番盆地的托克逊站，干旱指数高达318.9。 293.2.3 径流1.河流径流的补给 河流径流的水情和年内分配主要取决于补给来源。(1)雨水补给雨水补给是指降水以雨水形式降落。(2)地下水补给地下水补给河道的水量约占年径流总量的2530。(3)冰川、融雪水补给 平均年径流量约50km3，约占全国年径流量的1.930 2径流的时空分布(1)径流的区域分布(2)径流量的动态变化降水补给的河流冰川、融雪 、降水混合补给的河流地下水补给的河流Cv值。秦岭以南年Cv值0.5以 上，淮河流域大部分0.60.8之间；华北平原地区Cv1.0，东北地区山地1.0，最大可达 l

14、.2以上。(3)年径流量的季节变化关键取决于河川径流的补给来源和变化规律.313河流径流的表示方法 （1）河流径流：定义：流域上的降水，除去损失以后，经由地面和地下途径汇入河网，形成流域出口断面的水流，称为河流径流，简称径流。（2）径流过程：径流随时间的变化过程，称为径流过程。（3）分类：32表示径流的特征值主要有；流量Qt、径流总量Wt、径流模数M、径流深度Rt，、径流系数。33(1)流量Q：为单位时间内通过河流某一断面的水量，单位以m3s表示。(2)径流总量Wt：指在一定的时段内通过河流过水断面的总水量，单位为m3。t时段内的平均流量为Qt ，则t时段的径流总量为： 34(3)径流深Rt：

15、是设想将径流总量平铺在整个流域面积所得的水深，单位为mm。 其计算公式为：式中 t 时间，s； Wt 径流总量，m3 Qt平均流量，m3s； F一流域面积，km2；Rt，一某时段t的径流深度，mm。35(4)径流模数M：为单位流域面积上产生的流量，单位为m3(skm2)。可表示为： 36径流系数 ：为某时段内的径流深度与同一时段内降水量之比，以小数或百分比计，其计算公式为： 式中 R某时段内的径流深度，mm； P同一时段内的降水量，mm。 由于径流深度是由降水量形成的，对于闭合流域径流深度将小于降水量，即 l。 373.2.4 地表水资源量 地表水资源量评价，主要以河流、湖泊、水库等水体作为评

16、价对象。 对于一个流域来说，河川径流量就是全流域可能被利用的地表水资源量。河川径流量在时程上不断变化，但在较长时间内可以保持动态平衡，故通常可用多年平均的河川径流量作为地表水资源量。 此外，为了充分有效地利用水资源，还应对不同保证率的干旱年份的可利用量做出评价。 38 基本规定 地表水资源数量评价应包括下列内容：单站径流资料统计分析；主要河流（一般指流域面积大于5 000 km2的大河）年径流量计算；分区地表水资源数量计算；地表水资源时空分布特征分析；入海、出境、入境水量计算；地表水资源可利用量估算；人类活动对河川径流的影响分析。 39 单站径流资料统计分析应符合下列要求：凡资料质量较好、观测

17、系列较长的水文站均可作为选用站，包括国家基本站、专用站和委托观测站。各河流控制性观测站为必须选用站；受水利工程、用水消耗、分洪决口影响而改变径流情势的观测站，应进行还原计算，将实测径流系列修正为天然径流系列；统计大河控制站、区域代表站历年逐月的天然径流量，分别计算长系列和同步系列年径流量的统计参数；统计其他选用站的同步期天然年径流量系列，并计算其统计参数；主要河流年径流量计算。选择河流出山口控制站的长系列径流量资料，分别计算长系列和同步系列的平均值及不同频率的年径流量。40 主要河流年径流量计算，选择河流出口控制站的长系列径流量资料，分别计算长系列和同步系列的平均值及不同频率的年径流量。 分区

18、地表水资源数量计算应符合下列要求： 针对不同情况，采用不同方法计算分区年径流量系列：当区内河流有水文站控制时，根据控制站天然年径流量系列，按面积比修正为该地区年径流系列；在没有测站控制的地区，可利用水文模型或自然地理特征相似地区的降水径流关系，由降水系列推求径流系列；还可通过绘制年径流深等值线图，从图上量算分区年径流量系列，经合理性分析后采用； 41计算各分区和全评价区同步系列的统计参数和不同频率的年径流量； 应在求得年径流系列的基础上进行分区地表水资源数量的计算。 入海、出境、入境水量计算应选取河流入海口或评价区边界附近的水文站，根据实测径流资料采用不同方法换算为入海断面或出、入境断面的逐年

19、水量，并分析其年际变化趋势。 42 地表水资源时空分布特征分析应符合下列要求： 选择集水面积为3005000km2的水文站（在测站稀少地区可适当放宽要求），根据还原后的天然年径流系列，绘制同步期平均年径流深等值线图，以此反映地表水资源的地区分布特征；按不同类型自然地理区选取受人类活动影响较小的代表站，分析天然径流量的年内分配情况； 选择具有长系列年径流资料的大河控制站和区域代表站，分析天然径流的多年变化。43地表水资源可利用量估算应符合下列要求：地表水资源可利用量是指在经济合理、技术可能及满足河道内用水并顾及下游用水的前提下，通过蓄、引、提等地表水工程措施可能控制利用的河道外一次性最大水量（不

20、包括回归水的重复利用）；某一分区的地表水资源可利用量，不应大于当地河川径流量与入境水量之和再扣除相邻地区分水协议规定的出境水量。 44 人类活动对河川径流量的影响分析应符合下列要求： 查清水文站以上控制区内水土保持、水资源开发利用及农作物耕作方式等各项人类活动状况； 综合分析人类活动对当地河川径流量及其时程分配的影响程度，对当地实测河川径流量及其时程分配作出修正。河川径流量计算 河川径流量的计算方法有：代表站法、等值线法、年降水径流函数关系法等。 45 代表站法 在计算流域内，如果能够选择一个或几个基本能控制本流域大部分面积、实测径流资料系列较长、精度满足要求的代表性水文站，且流域内上、下游自

21、然地理条件比较一致，可以用代表性水文站的年径流量按面积比的方法，推算流域多年平均年径流量。 假如流域仅有一个控制站，且上、下游的降水量差别较大，自然地理条件也不太一致，但下垫面却相差不大，这样，可以用降水量作为权重来计算流域多年平均年径流量。46 流域多年平均年径流量为： 式中：W为流域多年平均年径流量；Wa为控制站以上面积的实测径流量；Pa、fa为控制站以上面积的平均年降水量、集水面积；Pb、fb为控制站控制面积以外的平均年降水量、集水面积。 等值线法 借用包括该区在内的全区多年平均年径流深等值线图，查算出流域内的平均年径流深，乘以流域面积，来计算流域多年平均年径流量。流域面积不大且缺乏实测

22、径流资料或者是有实测径流资料但流域面积较大且不能控制全区47R1R2R3R4R5f1f2f3f4f5图6-4 多年平均年径流深等值线图48 其计算公式如下： 式中： 为流域多年平均年径流量； 为流域面积； 为两条等年径流量线之间所包围的流域面积； 为等年径流量线所代表的年径流量值，mm。 有时，为了确保计算结果的可靠性，还可以用邻区有实测径流资料的相似流域，采用均值比法进行适当修正和验算。 49关键是要根据大量的实测资料来建立降水径流函数关系式 年降水径流函数关系法 假如研究流域有足够年份的实测降水、径流资料或相邻相似代表流域有足够年份的实测降水、径流资料，则可以建立年降水径流函数关系。这样，

23、就可以用年降水资料来推算年径流量。 计算公式如下： 式中：A、B为模型的经验参数；e为自然对数的底。50 区域地表水资源量计算 区域地表水资源量估算的主要内容有区域面积的确定、区域年径流系列的组成及统计参数的计算等。 区域径流系列的计算 区域径流系列的计算，可采用以下方法：区域内河流上、下游的自然地理条件较一致，且有一个或几个代表性较好的水文站控制本区域的大部分面积，可按面积比求出历年的年径流量，组成径流量系列；51区域内仅有一个控制站，其上游与下游的降水量相差较大，但下垫面却相差不大，可采用代表站法来计算区域的年径流量；区域内的水文站控制面积很小，或区域由几个独立的水系组成，且仅个别水系有水

24、文站时，可采用年降水径流函数关系法，由历年的降水量推算出历年的径流量；区域内无控制站，降水资料也缺乏时，可先采用等值线法，根据年径流量均值等值线查算得区域的均值，然后再在邻近地区寻找有实测径流资料的相似流域，用均值比法修正相似流域的历年径流量系列，再移到无资料区域，作为本区域的径流量系列。 52 山丘区的地表水资源量计算 在天然条件下，山丘区的河川径流量通常就是水资源总量（此指闭合流域），地表水资源量即地表径流量。 将历年的河川径流过程分割为地表径流Rs和地下径流Rg，便得到Rs和Rg两个系列，分别对径流量R、地表径流量Rs、地下径流量Rg和降水量P进行统计分析，并求出RP、RsP、RgP的统计关系曲线及相应参数（如图6-5所示），由此可推求各种频率下的水资源总量、地表水资源量和地下水资源量。5311001000900800700600500400300 0 100 200 300 400 R、Rs、Rg (