第二章水资源形成与转化

第二章水资源的形成及转化关系,水以各种形式存在于地球上，形成了一个巨大的水圈，水资源在这个水圈中不断地循环转化，不断地更新利用，但是水资源的形成及转化过程极为复杂。本章就水资源的形成及转化问题作出简单的介绍，以及气候变化、人类活动对水资源产生的影响作用。,第一节水循环过程与水量平衡,一、水循环的认识水循环（watercycle），是指地球上各种形态的水，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、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。自然界的水循环是连接大气圈、水圈、岩石圈和生物圈的纽带，是自然环境中发展演变最活跃的因素，并形成了地球上的淡水资源。在海洋与陆地之间，陆地与陆地上空之间，海洋与海洋上空之间时刻都在进行着水循环过程。,水文循环过程如下图所示,海陆间水循环,内陆水循环,海上内循环,这种海陆间的水循环又称大循环，是指海洋水与陆地水之间通过一系列的过程所进行的相互转化。它是陆面补水的主要形式。,是指陆面水分的一部分或者全部通过陆面、水面蒸发和植物蒸腾形成水汽，在高空冷凝形成降水，仍落到陆地上，从而完成的水循环过程。,海上内循环，就是海面上的水份蒸发成水汽，进入大气后在海洋上空凝结，形成降水，又降到海面的过程。,从上面的水循环示意图中，可以看出，水循环不断地发生在陆地之间、海洋之间以及陆地与海洋之间，这就形成所谓的内陆循环、海上循环以及海陆循环。有时也将海陆循环称之为大循环或外循环，内陆循环和海上循环称之为小循环或内循环，前者称为内陆小循环，后者称为海洋小循环。人们常常所说的水循环是指自然界中通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗以及径流等环节形成的水循环，称为自然水循环。通常把有人类活动影响或参与的部分水循环过程称为社会水循环。,水循环的主要环节,水循环是多环节的自然过程，全球性的水循环涉及蒸发、大气水分输送、地表水和地下水循环以及多种形式的水量贮蓄。,降水、蒸发和径流是水循环过程的三个最主要环节，这三者构成的水循环途径决定着全球的水量平衡，也决定着一个地区的水资源总量。蒸发是水循环中最重要的环节之一。由蒸发产生的水汽进入大气并随大气活动而运动。大气中的水汽主要来自海洋，一部分还来自大陆表面的蒸散发。径流是一个地区（流域）的降水量与蒸发量的差值。多年平均的大洋水量平衡方程为：蒸发量=降水量+径流量多年平均的陆地水量平衡方程是：降水量=径流量+蒸发量。,水循环的机理和特点,整个水循环过程既无开始也无结尾，是连续的、永无止境的太阳辐射与重力作用是水循环的基本动力全球水循环是闭合系统，但局部水循环是开发系统水循环赋予水体可再生性,水循环的主要作用,联系的球各圈和各种水体的“纽带”调节了的球各圈层之间的能量，对冷暖气候变化起到了重要的因素通过侵蚀，搬运和堆积，塑造了丰富多彩的地表形象地表物质迁移的强大动力和主要载体,调节器,雕塑家,传输带,影响水循环的因素,自然因素主要有气象条件(大气环流、风向、风速、温度、湿度等)和地理条件(地形、地质、土壤、植被等)。人为因素对水循环也有直接或间接的影响。,人类活动不断改变着自然环境，越来越强烈地影响水循环的过程。人类构筑水库，开凿运河、渠道、河网，以及大量开发利用地下水等，改变了水的原来径流路线，引起水的分布和水的运动状况的变化。农业的发展，森林的破坏，引起蒸发、径流、下渗等过程的变化。城市和工矿区的大气污染和热岛效应也可改变本地区的水循环状况。,水循环的研究意义,水循环把水圈中的所有水体都联系在一起，它直接涉及到自然界中一系列物理的、化学的和生物的过程。水循环对于人类社会及生产活动有着重要的意义。水循环的存在，使人类赖以生存的水资源得到不断更新，成为一种再生资源，可以永久使用；使各个地区的气温、湿度等不断得到调整。人类的活动也在一定的空间和一定尺度上影响着水循环。研究水循环与人类的相互作用和相互关系，对于合理开发水资源，管理水资源，并进而改造大自然具有深远的意义。,二、水循环周期大气中总含水量约1.29105亿m3，而全球年降水总量约5.77106亿m3，由此可推算出大气中的水汽平均每年转化成降水44次，也就是大气中的水汽，平均每8天多循环更新一次。全球河流总储水量约2.12104亿m3，而河流年径流量为4.7105亿m3，全球的河水每年转化为径流22次，亦即河水平均每16天多更新一次。,陆地水更新循环类型及其更新循环周期,三、水量平衡waterbalance,1.定义,水量平衡指任意选择的区域（或流域），在任意的时段内，其收入的水量与支出水量之差等于其蓄水量的变化量。,平衡的基本原理是质量守恒定律，水量平衡是水文现象和水文过程分析研究的基础，也是水资源数量和质量计算及评价的依据。,2.水量平衡方程式,陆地系统：,海洋系统：,任意单元：,3.全球和我国的水量平衡,全球的水量平衡要素中，大洋与大陆不同，前者蒸发量大于降水量，其差值作为大陆水体的来源，参加降水过程；后者则是降水量大于蒸发量，其差值为径流量，成为大洋水量的收入项之一。,与世界大陆相比，中国年降水量偏低，但年径流系数均高，这是中国多山地形和季风气候影响所致。中国内陆区域的降水和蒸发均比世界内陆区域的平均值低，其原因是中国内陆流域地处欧亚大陆的腹地，远离海洋之故。,中国水量平衡要素组成的重要界线，是1200毫米年等降水量。年降水量大于1200毫米的地区，径流量大于蒸散发量；反之，蒸散发量大于径流量，中国除东南部分地区外，绝大多数地区都是蒸散发量大于径流量。越向西北差异越大。水量平衡要素的相互关系还表明在径流量大于蒸发量的地区，径流与降水的相关性很高，蒸散发对水量平衡的组成影响甚小。在径流量小于蒸发量的地区，蒸散发量则依降水而变化。这些规律可作为年径流建立模型的依据。另外，中国平原区的水量平衡均为径流量小于蒸发量，说明水循环过程以垂直方向的水量交换为主。,水资源的形成可以看成是地表水和地下水的形成过程。降雨降落到地面后，一部分由于蒸发作用返回到大气中，一部分通过土壤下渗，一部分可能积蓄在低洼处，当降雨量满足填洼量后开始形成地面径流；下渗到土壤中的水分首先被土壤吸收，当达到田间持水量后，下渗趋于稳定。继续下渗的雨水，一部分从侧面土壤流出，注入河槽形成壤中流，继续下渗的雨水到达地下水面后，形成地下径流。,水资源形成,一、降水1.降水及其特征降水是指液态或固态的水汽凝结物从云中降落到地表的现象,第二节地表水资源的形成,降水（Precipitation）是自大气云层落下的液体或固体水的总称，包括雨（Rainfall）、雪(Snow)、露（Dew）、霜（Frost）、霰（Sleet）、雹（Hail）及冰雨（Glaze）等，其中以降雨和降雪为主。,2.降水的成因,降水的物理成因是空气中的水汽含量达到或超过饱和湿度（即，在一定温度下空气最大的水汽含量），多余的水汽就会发生凝结，凝结的云滴不断合并，增大到不能被气流顶托时，便在重力作用下降落到地面。凝结现象发生在地表则形成露和霜凝结现象发生在地表附近的空气中则形成雾凝结现象发生在高空则形成云尘埃等微粒会加剧凝结的发生,3.降水的特征,通常描述降水特征的量有降水量、降水历时、降水强度、降水面积及暴雨中心等。,降水量指时段内降落在单位面积上的总水量，用mm深度表示。根据时段可分为日降水量、月降水量和年降水量等。降水持续的时间称为降水历时，单位为min、h或d。降水强度为单位时间的降水量，以mm/min或mm/h计。降水笼罩的平面面积为降水面积，以km2计。暴雨集中的较小的局部地区，称为暴雨中心。,4.降水量强度分级,5.降水的类型（1）锋面抬升与锋面雨,（2）地形抬升与地形雨,（3）局地热力对流与对流雨,（4）动力辐合上升与气旋雨,6.流域平均降水量的计算,通常，雨量站所观测的降水记录，只代表该地小范围的降水情况，称点降水量。实际工作中常需要大面积以至全区域的降水量值，即面降水量值（区域平均降水量）。常用的区域平均降水量的计算方法主要有：算术平均法、加权平均法、泰森多边形法、等雨量线法等。在面积较大的流域，最好用泰森多边形法，计算流域的平均降水量；小流域常用加权平均法；在平地上可用算术平均法和等雨量线法。,（1）算术平均法（均值法）,此法是以所研究的区域内各雨量站同时期的降水量相加，再除以站数（n）后得出的算术平均值作为该区域的平均降水量（P），即：P（p1p2pn）/n式中p1,p2,，pn为各测站点同期降水量（mm）P流域平均降水量（mm）n测站数对于地形起伏不大，降水分布均匀，测站布设合理或较多的情况下，算术平均法计算简单、而且也能获得满意的结果。,（2）加权平均法,在对流域基本情况如面积、地类、坡度、坡向、海拔等进行勘察基础上，选择有代表性的地点作为降水观测点，每个测点都代表一定面积的区域，把每个测点控制的面积作为各测点降水量的权重，按下列公式计算区域平均降水量：Pa1p1/A+a2p2/A.+anpn/A式中P区域平均降水量（mm）A区域面积（hm2或km2）a1,a2，.，an每个测点控制的面积（hm2或km2），且Aa1+a2+an。p1,p2.pn每个测点观测的降水量,（3）泰森多边形法（又叫垂直平分法）,其步骤如下：连结各测站，构成三角网。在雨量站分布图上，将区域内及其区域附近的雨量站用直线两两相连，构成许多三角形（包括邻近流域的测站），形成三角形网。然后对每个三角形各边作垂直平分线，这些垂直平分线将区域分成以各测站为核心的若干个多边形。以各个测站对应的多边形在研究区域内的面积作权数，乘以雨量站的降雨量，然后取其平均值即为区域平均降水量。假定每个雨量站的控制面积即为此多边形面积（区域边界内）。,则区域平均降水量可按面积加权法求得：,式中，f1，f2，fn为各测站控制面积，即区域边界内各多边形面积（km2）；f为研究区域面积；P为区域平均降水量；p1,p2.pn为各观测站同期降水量（mm）。将上式改为：P=w1p1+w2p2+.+wnpn式中wfi/f，是各观测站控制面积与区域总面积的比值，又称各观测站的权重系数。,如果流域内的观测点分布不均匀，且有的站偏于一角，站网稳定不变，该方法使用方便，精度较高，并能用计算机迅速运算。不足：此法假设测站间的降水是线性变化，因此没有考虑地形对降水的影响，把各雨量站所控制的面积在不同的降水过程中都视作固定不变，这与实际降水情况不符。如果某一测站出现漏测时，则必须重新计算各测站的权重系数，才能计算出全流域的平均降水量。,4、等雨量线法,一般说来，等雨量线是计算区域平均雨量最完善的方法。它的优点是考虑了地形变化对降水的影响，因此对于地形变化较大（一般是大流域）、流域内又有足够数量的降水观测站，能够根据降水资料结合地形变化绘制出等雨量线图，则应采用本方法。其步骤是：（1）绘制降雨量等值线图；（2）用求积仪或其他方法测算出相邻等雨量线间的面积fi，用fi除以区域总面积得出各相邻等雨量线间面积的权重；（3）以各相邻等雨量线间的雨深平均值乘以相应的面积权重即得权雨量；（4）将各相邻等雨量间面积上权雨量相加即为区域平均雨量。,计算公式如下：P=f1p1/F+f2p2/F.+fnpn/F式中f1,f2.fn各相邻等雨量线间的面积（hm2）p1,p2.pn为各相邻等雨量间的雨深平均值（mm）F区域总面积（hm2或km2）P区域平均降水量(mm)等雨量线法考虑了降水在空间上的分布情况，理论上较充分，计算精确度较高，并有利于分析流域产流、汇流过程。缺点是对雨量站的数量和代表性有较高的要求，在实际应用上受到一定限制。,二、蒸发,蒸发与散发是指液态水分或固态冰雪不断地从水面、陆面、植物表面化为水汽升入空中的过程，是水循环过程中地表水转化为大气水的重要阶段。大陆上一年内的降水约有60%消耗于蒸散发，显然蒸散发是水循环的重要环节。对陆地水来讲，蒸散发是降水转变为径流过程中的一项主要损失。,1.蒸发的物理机制,蒸发因蒸发面性质的不同，可分为水面蒸发、冰面蒸发、土壤蒸发和植物散发等。其中土壤蒸发和植物散发合称为陆面蒸发。流域（区域）上各部分蒸发和散发的总和，称为流域（区域）总蒸发。按蒸发面的供水状况，可分为饱和蒸发面和非饱和蒸发面两种。不同类型的蒸发，其蒸发机制存在一定的差异，现分述如下：,（1）水面蒸发,水域表面的蒸发是最简单的蒸发方式，属于饱和蒸发面。因水面供水充分（有充足水源供应），则蒸发量很大。从分子运动论的观点来看，水面蒸发是发生在水体与大气之间界面上的分子交换现象。在水的表面层，运动比较快而具有较大动能的水分子有可能克服周围分子对它的吸引跑出水面而变成水汽分子。而水汽分子由于受到水面分子的吸引及其相互碰撞，运动方向不断改变，其中有些向水面飞去，又重新落回水中。因此，在同一时间内既有水分子自水面逸出，由液态变为气态；又有水面上的水汽分子返回液面，由气态变为液态。通常所指的蒸发量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。,对于一个封闭系统，水分子运动的能量来自热能。每个水分子离开水体时，都要吸收一定的能量而使水体温度降低，但当继续供给热能时，汽化作用就能不断地进行，结果水分子在水面上累积起来。水面温度愈高，其中水分子运动愈活跃，从水面进入空中的水分子也就愈多，导致水面上空气中的水汽含量也愈多。根据理想气体定律，在恒定的温度和体积下，气体的压力与气体的分子数成正比，因而水汽压也就愈大。同时，空气中的水分子返回水面的机会也增多。当到一定程度时，必然发生出入水面的水汽分子数相等的情况，有效蒸发量为0，达到“饱和平衡状态”，相应的水汽压力称饱和水汽压。水面温度若发生变化又会出现新的平衡状态，所以可用饱和水汽压衡量水面有效蒸发量的变化。,式中：es为温度为t时的饱和水气压，单位为Pae0为0度时的饱和水气压，其值为6.1Pa从上式可以看出：随着温度升高，饱和水汽压按指数规律而迅速增大。而蒸发量仅与饱和水汽压有关。因而空气温度的变化，对蒸发和凝结有重要的影响。,饱和水汽压与水面温度有关（假定近水面的气温水温相等），这一关系可用马格奴斯（Magnu：）经验公式表示：,（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，它与水面蒸发相比较，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。从本质上说，土壤蒸发是土壤失去水分的干化过程，随着蒸发过程的持续进行，土壤中的含水量会逐渐减少，因而其供水条件越来越差。土壤的实际蒸发量亦随之降低。根据土壤供水条件的差别以及蒸发率的变化，可将土壤的干化过程划分为如下3个阶段：,a.定常蒸发率阶段(饱和蒸发阶段）,指当土壤含水量达到田间持水量（最大悬着毛管水）以上或达到饱和时，土壤十分湿润，土壤毛管孔隙全部被水充满，并有重力水存在，土壤层的毛管全部沟通，即供水条件充分，通过毛管作用，土壤中的水分源源不断地输送到土壤表层供蒸发用。此阶段土壤的蒸发率大而且稳定，按蒸发能力进行（属于饱和面蒸发）。此阶段，蒸发速率的大小主要取决于气象条件的影响。,b.蒸发率下降阶段,随着第一阶段的不断进行，土壤中的水分不断减少。当土壤含水量减少到某一临界土壤含水量（其值与田间持水量接近）时，毛管水的连续状态遭到破坏，毛细管的传导作用下降，从土层内部向土壤表层输送水分的能力降低，蒸发率随着土壤含水量的减少而减小，即土壤蒸发进入蒸发率下降阶段。此阶段土壤蒸发的供水条件不充分，随土壤含水量减少，土壤蒸发率明显下降。此阶段，蒸发率大小取决于土壤含水量，而气象因素对它的影响逐渐减小。,c.蒸发率微弱阶段,当土壤含水量进一步降低至毛细管断裂含水量（相当于凋萎含水量）以下时，土壤蒸发进入第三阶段。此时，毛管水不再以连续状态存在，毛管的传导作用停止，土壤水分只能以薄膜水和气态水的形式向表层移动，土壤内部的水分通过汽化，并经土壤孔隙向大气运行，因此，蒸发主要以水汽扩散输送，这种运动形式缓慢，土壤的蒸发强度很小，并且比较稳定。此阶段，土壤蒸发率小而稳定。该阶段的蒸发受气象因素和土壤水分含量的影响都很小。实际蒸发量只取决于下层土壤的含水量和与地下水的联系状况。,（3）植物散发,植物散发又称植物蒸腾，其过程大致是：植物的根系从土壤中吸收水后，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外，90以上的水分在叶片的气腔中汽化而向大气散逸。所以植物蒸发不仅是物理过程，也是植物的一种生理过程，它与土壤环境、植物生理和大气环境之间存在密切关系，比起水面蒸发和土壤蒸发都要来得复杂。,2.蒸发的表示方法,（1）蒸发量（2）蒸发率（3）蒸发力,3.流域总蒸发量的计算,（1）水量平衡法（2）水热平衡法（3）经验公式法（4）干旱指数法,三、径流,径流是水循环的基本环节，又是水量平衡的基本要素，它是自然地理环境中最活跃的因素。从狭义的水资源角度来说，在当前的技术经济条件下，径流则是可资长期开发利用的水资源。河川径流的运动变化，又直接影响着防洪、灌溉、航运和发电等工程设施。因而径流是人们最关心的水文现象。,（一）径流的涵义及其表示方法,1.径流的涵义及其组成径流（runoff):指流域内的大气降水，除掉部分被蒸发耗损外，其余的在重力或静水压力作用下沿着地表面或地下运动的水流。它包括降水沿地表与地下汇入河网，并向出口断面汇集和输送的全部水流。其中，沿地表（坡面与河槽）流动的水流称为地表径流；在地表面以下岩石、土壤和冲积层空隙中流动的水流叫做地下径流。从地表和地下汇入河川后，向流域出口断面汇集、输送和排泄的水流称为河川径流。根据降水的类型可以把径流划分为降雨径流和融雪径流。由降雨形成的径流为降雨径流，由冰雪水融化形成的径流为融雪水径流。我国的河流以降雨径流为主，融雪水径流只是在西部高山和高纬度地区地局部地区或河流的局部地段发生。,由降水开始到到水流流经流域出口断面的整个物理过程，称为径流形成过程。降水的形式不同，径流的形成过程也各异。根据径流运动的场所可以把径流划分为地表径流、壤中流、地下径流，即径流由地表径流、壤中流、地下径流三部分组成。,（二）径流计量单位（径流特征值、径流表示方法）,为了便于对河川径流的分析研究和对不同河川径流进行比较，就必须使用具有一定物理意义的，又能反映径流变化尺度的径流特征值。它是说明径流特征的数值。最常用的径流特征值有：1.流量Q（1）概念及表达式流量是指单位时间内通过某一横断面的水量，常用单位为m3/s。其计算式：QAV式中，A为过水断面面积（m2)；V为断面平均流量（m/s）。,流量有瞬时流量、日平均流量、月平均流量、年平均流量、多年平均流量等。流量是河流的最重要特征。为了便于进行水文分析，常把测得的流量资料绘成曲线图。常用的有流量过程线和水位流量关系曲线。,W,Q,t,t,t1,t2,m3/s,（2）流量过程线流量过程线：是流量随时间变化过程的曲线。其绘制方法，是以纵坐标为流量Q，以横坐标为时间t，按实测资料和时间顺序点绘而成的曲线，便是流量过程线。流量过程线的主要作用是：可反映测站以上流域的径流变化规律；分析流量过程线，相当于对一个流域特征的综合分析研究；根据流量过程线计算某一时段的径流总量和平均流量。,根据需要，可以绘制逐时流量过程线和逐日流量过程线。,逐时流量过程线主要用于分析洪水变化过程。逐日流量过程线是用来研究河流在一年内流量的变化过程，以日期(时间)为横坐标，日平均流量为纵坐标。某一时段(t1t2)内的流量过程线与坐标轴所包围的面积为相应期间的径流总量W，进而可求得该时段内的平均流量。,（3）水位-流量关系曲线,A、水位与流量的关系：河流水位的变化，从本质上看是河流流量的变化，流量增大，水位升高；流量减小，水位降低。因此，水位变化实质上是流量变化的外部反映和表现；另一方面，流量大小可以通过水位高低反映出来，即二者呈某种函数关系Q=f(H)，水位升高，流量增大。即Q=f(H)呈单调递增函数。,B水位流量关系曲线的绘制其绘制方法是：以水位为纵坐标，流量为横坐标，将各次施测的流量与相应的水位点绘在坐标纸上，连接通过点群中心的曲线，便是水位流量关系曲线。一般是下凹上凸曲线。,2.径流总量W径流总量是指在一定时段内通过河流某一横断面的总水量（一般指出口断面）。常用单位为m3，其计算式为：W=QT式中：Q为流量（m3/s）；T为时段（如日、月、年等）长（s）。,3.径流深度R（y)径流深度是指单位流域面积上的径流总量。也即是把径流总量平铺在整个流域面积上所得到的水层深度，常用单位为毫米（mm）。其计算式为：式中：W为径流总量（m3）；F为流域面积（km2）；为单位换算系数。,4.径流模数。径流模数是指单位时间在单位流域面积上的产水量。常用单位为dm3/(skm2），其计算式为：,式中；Q为流量（m3/s）；F为流域面积（km2）；1000为单位换算系数（即lm3水为l000dm3）。,5.径流系数。径流系数是指任一时段内的径流深度（或径流总量）与该时段的降水量（或降水总量）之比值。为无量纲，一般用小数或百分率表示。其计算式为：式中：R为径流深度（mm）；P为降水量（mm）。,6.模比系数K模比系数又称径流变率，是指某一时段径流值（mi，Q或Ri等），与同时段的多年平均径流值（mi，Q或Ri等）之比。其计算式为式中，m，Q，R含义同上。,（二）径流形成过程,指从降水开始到水量流出河流出口断面为止的整个物理过程，称为径流形成过程。因降水形式不同，径流形成过程不一样。我国河流以降雨径流为主。为便于说明，常将降雨径流形成过程概化为四个阶段：流域降雨阶段、流域蓄渗阶段、流域产流和坡地汇流阶段、河网汇流阶段。,1.流域降雨阶段降雨过程为降雨径流的形成提供了必要的物质基础，降雨引起径流。因此，降雨过程是降雨径流形成过程的首要环节。降雨量大小、降雨历时、降雨强度及其时空变化对径流形成过程有着直接的影响。,2.流域蓄渗阶段（停蓄阶段）,降雨初期，除小部分雨水（一般不超过5%）直接降落到河槽水面上（称为槽上降水C）直接形成径流外，绝大部分降水降落在流域表面上（如图，图略），并不立即产生径流，而是消耗于植物截留（In）、地表填洼（D）、下渗（f）与蒸散发（E），并在满足植物截留（In）、地表填洼（D）、下渗（f）与蒸散发（E）之后，才能产生地表径流。因此，降雨初期，流域内的植物截留（In）、地表填洼（D）、下渗（f）与蒸散发（E）过程，对于径流形成来讲，是降雨的耗损过程；但从减少水土流失和增加下渗补给地下水来说，这个阶段具有重要意义。通常把降雨开始之后，到地表径流产生之前，降雨的截留、下渗、填洼及蒸散发等雨水的耗损过程概化为流域的蓄渗阶段（停蓄阶段）。,（1）植物截留（In）（interception）,概念指植物枝叶（茎叶、树冠、树干）或建筑物拦截雨水的现象。截留的特点a.截留过程贯穿（持续）降雨过程的始终（随雨始而始，雨止而止）若流域表面覆盖有植物，则降雨一开始，植物枝叶和树干便开始拦截雨水，截留过程一直持续到雨停为止。降雨初期，在没有满足最大截留量之前，植物下面的地面仅能获得少量降雨（透过雨量）。在截留水量达到最大值（即截留饱和）（枝叶充分湿润、叶面开始滴水，茎叶上出现水流）后，后续的降雨除满足植物茎叶雨间蒸发外，其余的水量全部降落到地表。由于降雨期间空气湿度很大，则蒸发量很小。,b.截留的雨水几乎全部消耗于蒸发截留的雨水，由于重力或风力作用跌落地表及耗于雨间蒸发，雨停后，截留的雨水最终消耗于蒸发。影响因素影响截留的因素主要是降雨特性和植物特性。截留总量与降雨量、降雨历时成正相关，与植物覆盖度、叶面积指数成正相关。,（2）下渗（入渗infiltration）概念指雨水或地表水渗入到地下岩石、土壤空隙中的过程。特点a.下渗过程持续于降雨过程的始终，并在雨停后还将持续一段时间，只要有地表水的地方，便会有下渗的存在。,f,t,fc,(下渗强度）,（双曲线的一支）,b.下渗强度在降雨初期特别大，以后随土壤含水量的增加而逐渐减小，最后趋于稳定。,原因是：降雨初期，土壤干燥，雨水受到土壤分子力、毛管力及雨滴的重力作用，下渗能力很大。随后，随着土壤含水量增加，下渗能力迅速下降，直到土壤含水量达到饱和后，便在重力作用下稳定下渗补给地下水，形成地下径流。,影响下渗的因素影响下渗的因素众多，主要与降雨特性、岩石土壤性质、植物覆盖度等有关。一般地，降雨强度越大、降雨历时越长、岩石土壤透水性能越好、植物覆盖度越高，则下渗量就越大。,C.下渗的水量一部分滞蓄于岩石土壤空隙中，在无雨期耗于蒸发；另一部分补给地下水，产生地下径流，补给河流。因此，前者才是真正的下渗损失量。,（3）填洼（洼蓄）（depressiondetention)概念指坡面流水或超渗雨在流域内大小坑洼停蓄起来的现象。洼地蓄水的来源有两个：其一直接降落在洼地上的超渗雨超渗雨：指降雨强度大于下渗强度的降雨。当降雨强度大于下渗强度时，雨水除满足植物截留、下渗和蒸发外，有一部分将蓄积在地面洼地中，或由于重力作用沿坡面流动形成坡面水流。其二附近坡面流入的水量只有当洼地蓄满以后，才会外流。,填洼的特点a.只有在有超渗雨或坡面流水的地方才会产生填洼即当降雨强度i小于下渗强度f时，全部降雨下渗；当降雨强度大于下渗强度时，就会有部分雨水被填洼。b.填洼的水量最终消耗于蒸发和下渗。影响填洼的因素填洼的水量大小与闭合洼地数量、大小有关。总之，在蓄渗过程中，植物截留、下渗、填洼和蒸散发，都是降雨的损失过程，只有当蓄渗得到满足之后才会产生地表径流。,3.坡地产流和漫流阶段,（1）坡地产流当流域内的降雨量满足了流域蓄渗之后，若降雨持续进行，则开始产生地表或地下径流，称为产流。,包气带在产流中的作用,包气带：指地表面与潜水面之间的岩石土壤层带，是由岩石土壤（包含风化壳）构成的有孔介质蓄水体。包含有空气，为水、土、气三相系统。饱水带：包气带以下即地下水面以下饱含水分的岩石土壤层带，为水、土二相系统。而包气带是水、土粒、空气三相系统，包含空气的岩石土壤层带。包气带是径流的发生场，依靠其本身所具有的吸水、持水、阻水及输水等特性对降水起着调节和再分配作用，在水分的垂向运行过程中，包气带对降雨进行两次再分配。,地面以下潜水面以上的地带。也称非饱和带。它是大气水、地表水同地下水进行水分交换的地带，也是地表污染物进入的通道。包气带由固相（矿物颗粒、有机质）、液相（液态水）及气相(各种气体及气态水)物质构成。此带的液态水，受到吸附力（固相表面对水的吸引）、内聚力（水分子之间的吸引力）及重力的影响。岩土空隙壁面吸附有结合水，细小的毛管空隙中保持着毛管水，空隙中的水超过吸附力和毛管力所能支持的数量时，剩余的水即以重力水形式下渗。,a.第一次再分配（发生在包气带上界面地表面）,雨水降落到地表面以后，当降雨强度I超过下渗能力fp时形成超渗雨，超过下渗部分的雨水形成地表径流Rs；反之，当降雨强度I下渗能力fp时，全部雨水渗入土壤中，不产生地表径流（地面径流）。可见，第一次再分配的结果：是将雨水分成地面径流与地下两部分。,b.第二次再分配,发生于包气带内部，主要是对渗入土壤中的水分进行再分配。这一次再分配远比第一次分配复杂。总体讲，下渗的水分在运行中被分成两个部分：土壤蓄存部分和径流部分。蓄存部分补给包气带田间缺水量部分（包气带缺水量等于包气带田间持水量减去实际含水量）。若下渗量小于包气带缺水量时，下渗水量全部为滞蓄水量，在无雨期蒸发，即不产生壤中流和地下径流。径流部分指当下渗水量F超过包气带缺水量（Wm-W0)时所产生的壤中流(Rss)和地下径流(Rg)。可见，降雨通过包气带的两次再分配作用，可以同时产生三种径流成分：地面径流、壤中流、地下径流。,产流方式,根据气候条件，可将产流分成蓄满产流和超渗产流两种主要形式。a.蓄满产流（饱和产流、超蓄产流）指土壤含水量达到饱和时的产流方式。蓄满：指包气带含水量达到田间持水量（最大毛管水量）。,i（降雨强度）,Rsat,Wm,Rss,Rg,fc,fc,地表面,潜水面,包气带,蓄满产流：指包气带水量达到田间持水量时的产流方式。即，在土壤含水量未达到田间持水量之前不产流，雨水全部被土壤吸收，在满足田间持水量之后，所有的降雨量均产流。其中稳定下渗的水量fc产生地下径流Rg，逐渐补给河流；降雨强度i超过下渗率f部分的水量产生地面径流Rs。,产流条件设包气带最大蓄水容量为Wm，雨前包气带含水量为W0，则包气带缺水量为（Wm-W0)即为下渗损失量。,则只有当降雨量P包气带缺水量（WmW0)时，才能产流。即产流条件是：降雨量P包气带缺水量（WmW0）产流因素对于一个流域来讲，包气带的最大蓄水容量Wm是大体不变的。因此，降雨量P和雨前土壤含水量W0为产流的决定因素。若降雨量大，雨前土壤含水量多，则产流量多；反之，则产流量少。在一次降雨过程中，不管包气带是产流前还是产流过程中，只要达到饱和，则其下渗损失量均为WmW0，与降雨强度无关。由蓄满产流概念可知，蓄满产流的模型可用下列水量平衡方程表示：RP（WmW0)E式中，R为降雨产生的径流量，包括地表径流Rs、地下径流Rg和壤中流Rss；P为一次降雨总量；Wm为包气带蓄水容量；W0为雨前土壤含水量；E为雨间蒸发量。,产生地区蓄满产流多发生在湿润地区，尤其发生在地下水位较高、包气带薄、土壤透水性好的流域。但干旱地区的多雨季节也可产生蓄满产流。我国淮河流域及以南的大部地区和东北的东部，以蓄满产流为主。b.超渗产流（非饱和产流）指包气带土壤层含水量未达到饱和，而降雨强度i下渗强度f产生地面径流的产流方式。由此概念可知：产流条件降雨强度i下渗强度f，包气带含水量W田间持水量Wm，下渗水量F包气带缺水量（WmW0),产流决定因素取决于降雨强度i与下渗强度f的对比关系。当降雨强度i下渗能力fp时，降雨全部下渗，土壤含水量增多，但不产流；只有当降雨强度if时，才会有地表径流产生，其径流率为rs=if产生的径流量为RsPF式中，P为降雨量，F为下渗损失量（下渗量全为损失量），F雨末土壤含水量WE-W0产生地区多发生在干旱、半干旱地区，但湿润地区久旱初雨时期也可发生。尤其发生在地下水位低、包气带厚、土壤透水性差、植被差的地区。我国黄河流域和西北地区，以超渗产流为主。下面从产流条件、损失量、径流量、径流成分、决定产流量的因素和产生地区六个方面列表对比蓄满产流和超渗产流的关系。,总之，无论哪一种产流方式，总是首先在蓄渗得到满足的地方，局部产流。随着降雨过程的持续进行，产流面积不断扩大，最后达到全流域产流。,超渗雨水或超蓄雨水在重力作用下沿着坡面流动的细小水流，叫做坡地漫流或坡面漫流。当蓄渗得到满足以后，开始产生大量的地面径流，进入漫流阶段。在漫流过程中，坡面水流一方面继续接受雨水的补给，分别注入不同的河槽；另一方面又继续消耗于下渗和蒸发。其中下渗的水，一部分在一定条件下形成壤中流；另一部分补给地下水，以地下径流形式流入河槽。坡地漫流是地表径流向河槽汇集的中间环节，分片流、沟流和壤中流三种形式，其中网状细沟流为主要形式，但无固定的槽沟。只有在地面坡度相当大的山区，降雨强度大的情况下，才可能在坡面上形成小的侵蚀沟。,(2)坡地漫流,片流不很常见，分布在坡度不大但坡面较平整的地区，大暴雨（降雨强度很大）情况下，可能产生片流。一般地，坡地漫流的流程不超过数百米，甚至仅几米，汇流历时很短，故对小流域很重要，而对大流域则因历时短而在整个汇流过程中可以忽略。地面径流经过坡地漫流汇入河网。壤中流和地下径流也同样具有沿坡地土层的汇流过程，它们都是在有孔介质中的水流运动。壤中流汇流速度比地表径流慢，但比地下径流快得多，有时与地表径流相互转化，所以时常将二者合称为直接径流。地下径流运动慢，变化也慢，补给河水的地下径流平稳而持续时间长，构成河流的基流。,地表径流、地下径流和壤中流，这三种径流成分的汇流过程，构成了坡地汇流的全部内容。流域上的净雨量（径流量）有8595%都是通过坡地汇流而进入河网的，只有515%的净雨量直接降入河网。可见，坡地汇流在流域汇流过程中占有十分重要的地位。在径流形成过程中，坡地汇流过程起着对各种径流成分在时程上的第一次再分配作用。降雨停止后，坡地汇流仍将持续一段时间。,4.河槽集流阶段（河网汇流）,由降雨产生的地表径流Rs、壤中流Rss和地下径流Rg通过不同路径注入河网后，在河网内沿河槽由上游向下游作纵向的流动和汇集，直到最后流出出口断面的整个物理过程，称为河槽集流或河网汇流。它是降雨径流形成的最终环节。,在河槽集流过程中，随着地表径流和壤中流不断地汇入河网（河槽），使河网水量增加、水位上涨、流量增大，成为流量过程线上的涨洪段（涨水段）。在涨水过程中，由于大量地表径流和壤中流的汇入，河流水量增加，大部分水量沿河网迅速下泄，最后流出出口断面；而有一部分水量被河网容蓄起来，使河网水位升高；还有一小部分水量渗入到河谷两岸堆积物中，补给地下水。当降雨和坡地漫流停止时，河网蓄水和河谷冲积层蓄水达到最大值，而河网汇流过程仍在继续进行。当上游河网补给量（河网总入流量）小于出口断面排泄量时，灌网蓄水开始消退，水位降低、流量减小，形成流量过程线上的退水段。,可见，在涨水段河网（河槽）滞蓄一部分水量，而退水段河网蓄水消退，称为河网调蓄（河槽调节）。另外，在河水与地下水有水力联系情况下，涨水时河水位高于两岸冲积层地下水位，河水向两岸冲积层渗漏补给地下水，即河岸蓄水；退水时，河水位低于河岸地下水位，河流冲积层地下水流出来补给河水，即河岸蓄水消退，称为河岸调节。,在径流形成中，河网汇流过程起着对净雨量（有效雨量）在时程上进行第二次再分配作用，通过河网调节和河岸调节使降雨径流过程历时拉长，出口断面流量过程线变得平缓。在径流形成中通常把从降雨开始，到地表径流和壤中径流产生的过程，称为产流过程；而把坡地汇流和河网汇流过程，统称为流域汇流过程。径流形成过程实质上是雨水在流域内的再分配与运行过程。产流过程中的水以垂向运行为主，空间上的再分配；汇流过程中水以侧向水平运行为主，时程上再分配。,降水,植物截留,不透水面积,填洼及地面滞蓄,土壤蓄存,地下水,河网汇流,出流过程,深层地下水,蒸发,地面径流,表层径流,地下径流,地面径流,降雨径流形成过程中水分运动机制示意图,壤中流,坡面流,地下径流,第三节地下水资源的形成,1、地下水的定义：埋藏在地表以下空隙(孔隙、裂隙、溶隙)中的水称之为地下水。空隙描述孔隙度、裂隙度、溶隙度。2、含水层和隔水层的概念：能够储存并给出一定量水的岩层称为含水层不具透水和给水能力的岩层称为隔水层，两者界限并不绝对。没有绝对不透水的岩层。,岩石中水的存在形式,根据水在空隙中的物理状态，水与岩石颗粒的相互作用等特征，一般将水在空隙中存在的形式分为五种。即：结合水：依靠静电引力和表面力在岩石表明形成薄膜，不能自由运动，与岩石性质有关，颗粒越细，表面越大，结合水越多。重力水：当薄膜厚度增加，表面力减弱，重力大于表面力，形成重力水，可自由运动，是我们关注的重点。毛细水：地下水面以上岩石孔隙中由于毛细作用，形成一定高度毛细水带。固态水：土壤冰冻层内的水。气态水：地下水面以上岩石孔隙中的水蒸气,地下水分类,按埋藏条件可以分为潜水、承压水、上层滞水,含水层：能够透过并给出相当数坛水的岩层；隔水层：是指不具透水和给水能力的岩层两者的区分不是绝对的。形成含水层的条件：,(1)岩层要具有能容纳重力水的空隙(2)具有储存和聚集地下水的地质条件岩层下有隔水层，使水不能向下漏失；水平方向有隔水层阻挡，以免水全部流空。只有这样才能使运动在岩层空隙中的地下水长期储存下来，并充满岩层空隙而形成含水层。(3)具有充足的补给来源,地下水的分类特点,各种地下水的特点,上层滞水：因完全靠大气降水或地有水体直接渗入补给，水量受季节控制特别显著，通常在较厚的砂层或沙砾层中夹杂有粘土或粉质粘土透镜体时容易形成上层滞水，此外，在黄土层中夹有钙质板层时也容易形成。潜水特点：直接受大气降水补给，一般可获得较大的流量但受季节影响较大，而且分布区与补给区是一致的；容易受到污染。水质、水温受季节影响比较大。,承压水的特点：承压水的主要特点是承压，可形成自流井。承压水由于有稳定的隔水顶板和底板，因而与外界的联系较差，与地表的直接联系大部分被隔绝，所以它的埋藏区与补给区不一致。承压含水层的埋藏深度一般都比潜水大，在水位、水量、水温、水质等方面受水文气象因素和人为因素，以及季节变化的影响较小，如南京地区在地下10米以下地层中年温度变化范围已经小于0.1OC。因此富水性好的承压含水层是理想的供水水源。虽然承压含水层的埋藏深度较大，但其稳定水位都常常接近或高于地表，这就为开采利用创造了有利条件。,由自然界的水循环可知，地下水运动既是自然界水的大循环的一个重要的有机组成部分，同时又独立地参与自身的补给、径流、排泄的