现代气候学第4章气候系统的水循环

第四章气候系统的水分循环本章结构第1节水的物理性质第2节气候系统中的水第3节水分循环第4节地表面蒸发第5节大气中的水分第6节降水第7节径流第8节气候系统的水分平衡水是气候系统的控制器：水是自然界分布最广的物质之一，几乎在地球系统的所有方面都起着支配作用，水与热的不同组合，决定了地球上气候带和自然带的形成。因此，水是气候系统的控制器。分析水分循环，有利于我们认识天气气候变化过程。（凝结、降水增暖大气，蒸发和云是冷却机制）水是生命之源，是气候系统的“血液”，水分循环是气候系统的“血液循环”气候系统的水分循环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第2节气候系统中的水

1.气候系统中水的组成：地面水、地下水、大气水和生物水（1）地面水：储存在海洋、河流、湖泊、冰川、沼泽等水体中的水。（2）地下水：赋存在岩石孔隙、洞穴、溶穴、土壤中的水（3）大气水：悬浮于大气中的水汽、包括以液态和固态形式悬浮于大气中的水（4）生物水：含在生物体内的水分2.气候系统中的水量地球上水总量为：13.86×亿km3

海水：占96.54%陆地的冰川和永久积雪：占总水量的1.74%地下水：占总水量的1.71%总淡水量有：占总水量的2.5%。可利用的淡水量：占总水量的0.014%，以及总淡水量的

0.34%大气水总量：占总水量的0.001%25.2×106km3全球水圈系统大气圈中的水雨、雾、露雪、雹、霰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%0.0006×106km30.013×106km38.4×106km33.气候系统中的水的更新速度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。更替周期是在有规律地逐步轮换这一假设条件下得出的平均所需时间。水体周期水体周期水体周期极地冰川10000a深层地下水1400a河水16d永冻地带地下水9700a湖泊水17a大气水8d世界大洋2500a沼泽水5a生物水12h高山冰川1600a土壤水1aT为更替周期，W为水体总储水量，ΔW为参与水循环的活动量。水体更替周期是反映水循环强度的重要指标，也是反映水资源可利用率的基本参数。事实上，水体的储水量并不是全部都能被利用，只是其中积极参与水循环的那部分水量，由于利用后能得到恢复，才能看作可以利用的水资源；这部分水量的多少，主要决定于水体循环更新速度和周期的长短，循环速度愈快，周期愈短，可开发的水量就愈大。更替周期与水资源可利用率关系应该如何？第3节水分循环一、水分循环的基本过程和类型

1、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。土壤水分(w)陆地水分循环海洋水分循环全球水分循环裸地蒸发雪3851112、水分循环的类型1）水分循环的基本类型根据水分循环的路径与规模差异，将全球的水分循环分为大循环与小循环。A、大循环/外循环：发生于全球海洋与陆地之间的水分交换过程。在循环过程中，水分通过蒸发与降水两个环节进行垂向交换；以水汽输送和径流的形式进行横向交换。B、小循环/内部循环：发生在海洋与大气之间（海洋小循环），或陆地与大气之间（陆地小循环）的水分交换过程。海洋小循环主要包括海面的蒸发与降水两大环节。陆地小循环：从水汽来源看，包括陆地蒸发的水汽及海洋输送的水汽；水汽的地区分布很不均匀，距离海洋越远，水汽含量越少，因而水循环强度具有从海洋向内陆深处逐步递减的趋势。陆地小循环还分为外流区小循环与内流区小循环。外流区小循环除自身垂向的水分交换外，还有多余的水量，以地表径流以及地下径流的形式向海洋输送；与此同时，高空必然有等量的水分从海洋输送到陆地，即陆地小循环还存在与海洋之间的横向水分交换。(流入海洋的河流叫做外流河，供给外流河径流的地区叫外流区；注入内陆湖泊或消失在沙漠戈壁中的河流叫内流河，给内流河提供径流的区域叫内流区)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。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-植系统二、水分循环机理与特征1、水分循环服从质量、能量守恒定律。水分循环是物质与能量的传输、储存和转化的过程。蒸发中有什么物质和能量传递？二、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。三、水分循环作用与效应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。

水圈居于主导地位，正是水圈中的水，通过周流不息的循环运动，积极参与了圈层之间界面活动，并且深入五大圈层内部，将它们耦合在一起。三、水分循环作用与效应2.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；虽然太阳辐射是地球表层的根本热源，但大气得自太阳的直接辐射仅占其吸收总能量的30%，而来自地面的长波辐射占23%，地面与大气间显热交换占11%，来自蒸发的潜热输送占36%。有人计算，如果大气圈中水汽含量比现在减少一半，地球表面平均气温将下降5˚C。三、水分循环作用与效应水分循环与全球气候

水分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；问题：如果没有水分循环，赤道和两极地区温度会怎么变化？如果没有热平流调节高低纬度热量不均，赤道附近会比现在热10˚C，两极地区会比现在冷20˚C。如果没有水循环调节，气温在赤道附近~40˚C，两极地区<-15˚C。三、水分循环作用与效应水分循环与全球气候水循环一方面受到全球气候变化尤其是大气环流活动的影响，另一方面，它又深入大气系统内部，极其深刻地制约了全球气候。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；水分循环的强弱及其路径还直接影响到各地的天气过程。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。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。三、水分循环作用与效应3水分循环与地貌形态和地壳运动地壳构造运动奠定了全球海陆分布及陆地表面高山、深谷、盆地和平原等地表形态的基本轮廓，而水循环过程中的各种物理和化学侵蚀、搬运和沉积过程则在地质构造的基础上重新塑造了全球地貌形态。珠穆朗玛峰冰川作用科罗拉多大峡谷流水作用水循环不仅影响地表形态，而且影响到地壳表层内应力的平衡，是触发地震甚至影响地壳运动的重要原因。新丰江水电站1962年3月19日广东新丰江水库6.1级地震,就是水库蓄水过程中地壳荷载变化导致地壳本身积蓄能量的集中释放。三、水循环作用与效应4水文循环与生态平衡水是生命之源，又是生命有机体的基本组成物质……水循环的强度及其时空变化还制约一个地区的生态环境平衡或失调的关键……海南岛西部属于典型的热带半干旱气候区,是我国惟一的热带稀树干草原沙漠化地区降水影响海南岛东西植被差异三、水循环作用与效应5水分循环与水资源开发利用水是廉价、清洁的能源……如果自然界不存在水循环，那水资源亦不能再生，无法持续利用。我国境内冰川储存的静态水资源约相当于５条长江，每年提供的融水量相当于一条黄河，而我国冰川总面积的80％上以在青藏高原。仅喜马拉雅冰川融水径流量，就占全国冰川融水径流总量的12.7％。特别在西北内陆干旱区，冰川融水更是绿洲地区社会进步、生态环境保护的命脉。冰川水资源与冰川退缩南极Adelaide岛冰川退缩(从1986到2001，15年间)。冰川退缩不只是发生在高山四、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。都江堰都江堰，誉为“世界水利文化的鼻祖”。公元前256年左右修建的，是全世界迄今为止，年代最久、唯一留存、以无坝引水为特征的宏大水利工程长江三峡大坝“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。一、蒸发和蒸散的概念：1.蒸发：水分从物体表面即蒸发面向大气逸散的现象称为蒸发。（广义的蒸发：包括陆面、水面的蒸发和植物的蒸腾，以及冰雪面的冰雪汽化。蒸发是水由液态转变为气态的过程，是海洋和陆地上水返回大气的唯一途径。蒸发同时包含水和热的交换过程。）2.蒸散：植被地段的地面蒸发和植物蒸腾统称为蒸散。第4节地表面蒸发41水相变化蒸发吸收热量凝结释放潜热蒸发和空气湿度(2500J)(334J)(2834J)蒸发潜热L=(2500–2.4t)×103(J/kg)升华潜热L=2.8×

103(J/kg)蒸发42蒸发和蒸散的概念：1.蒸发：水分从物体表面即蒸发面向大气逸散的现象称为蒸发。（广义的蒸发：包括陆面、水面的蒸发和植物的蒸腾，以及冰雪面的冰雪汽化。蒸发是水由液态转变为气态的过程，是海洋和陆地上水返回大气的唯一途径。蒸发同时包含水和热的交换过程。）2.蒸散：植被地段的地面蒸发和植物蒸腾统称为蒸散。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。44流域总蒸发包含水面蒸发、土壤蒸发与植物蒸腾等45蒸发、凝结、饱和

当蒸发和凝结达到动态平衡时，空气达到饱和4647水相变化的判据水面上冰面上水相变化48影响因子：温度

T

E

蒸发面性质

E过冷却水＞E冰蒸发面形状

E凸面＞E平面＞E凹面

液体含盐度含盐度

E

饱和水汽压定义：饱和湿空气中水汽的分压强。反映空气的最大水汽容纳能力饱和水汽压取决于温度随温度指数规律增大饱和水汽压（E）

饱和水汽压和温度的关系。（Clausius-Clapeyronequation）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=2491

2.177t0(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）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，土壤的实际蒸发量也随之降低。3、植物蒸腾植物蒸腾过程大致是：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。3、植物蒸腾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，从而控制植物散发的强弱。白天，气孔开启度大，水散发强；夜晚气孔关闭，水散发力弱。四、影响蒸发的因素1、供水条件通常将蒸发面的供水条件分为充分供水和不充分供水：将水面蒸发以及含水量达到田间持水量以上的土壤蒸发，称为充分供水条件下的蒸发；将土壤含水量小于田间持水量情况下的蒸发为不充分供水条件下的蒸发。将处在特定气象环境中，具有充分供水条件的可能达到的最大蒸发量称为蒸发能力/潜在蒸发量/最大可能蒸发量。常用E0表示。对于水面蒸发，始终是充分供水条件下的蒸发，因此可以将相同气象条件下的自由水面蒸发，视为区域蒸发能力。2、影响蒸发的动力与热力因素1）动力学因素①水汽分子的垂向扩散蒸发面上空的水汽分子，在垂向分布上极不均匀，越近水面层，水汽含量越大，因而存在水汽含量垂向梯度和水汽压梯度，水汽分子有沿着梯度方向运行扩散的趋势，垂向梯度愈显著，蒸发面上的扩散作用愈强烈。2、影响蒸发的动力与热力因素1）动力学因素②大气垂向对流运动垂向对流是指由蒸发面和空中的温差所引起，运动的结果是蒸发面的水汽不断送入空中，使近蒸发面的水汽含量变小，饱和差扩大，从而加速了蒸发面的蒸发。③大气中的水平运动和湍流扩散在近地层中的气流，既有规则的水平运动，也有不规则的湍流运动。运动不仅影响水汽的水平和垂向交换过程，影响蒸发面上的水汽分布，而且也影响温度和饱和差，进而影响蒸发面的蒸发速度。2）热力学因素①太阳辐射：太阳辐射是水面、土壤与植物体热量的主要来源。太阳辐射强烈→蒸发面温度升高→水分子动能增加；饱和水汽压增大→饱和差增大→蒸发速度加大。太阳辐射强度随纬度而变化，并有强烈的季节变化和日变化，各种蒸发面的蒸发强度，也表现出强烈的时空变化。对于植物蒸腾来说，太阳辐射和温度的高低，还可通过影响植物体的生理过程而间接影响其散发。当温度<1.5℃，植物几乎停止生长，散发量极少；温度>1.5℃，散发随温度升高而递增；当温度>40℃时，叶面的气孔失去调节能力，气孔全部打开，散发量激增，但植物一旦耗水过多，将会枯萎。②平流时的热量交换主要指大气中冷暖气团运行过程中发生的与下垫面之间的热量交换。这种交换过程具有强度大，持续时间较短，对蒸发的影响比较大。③蒸发体自身的特性有关

水体的含盐度、浑浊度以及水深的不同，会导致水体的比热、热容量的差异，因而在同样的太阳辐射条件下，其热量变化和蒸发速度也不相同。如矿化度>10克/升，透明度<1米，浓度为1.1-1.12克/厘米3的污水的蒸发量仅为淡水蒸发量的75%.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。全球蒸发的分布全球多年平均年蒸发量的空间分布（mm）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.中国年地表蒸发量的空间分布（mm）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第5节大气中的水分

一、大气中水含量1、大气中的水分来源及组成来自陆地、海洋的水分蒸发。大多情况下气体形态，在一定条件下会凝结而形成雨、雪、雹等，也常以水滴、冰晶的形态存在于大气中。2.定义：从地面到大气顶单位面积大气柱中的水分含量.3、计算a(z)为高度z处的空气绝对湿度(1)(2)(3)(4)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大气中水汽含量垂直分布q（g/kg）

92比湿的空间分布(1000hPa,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）大气中水汽含量不仅与局地蒸发快慢有关，还与水汽输送关系密切。体现了海洋距离远近关系二、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二、大气中的水汽输送

定义:一般说的水汽通量，多指水平水汽通量，它是指单位时间内流经与气流方向正交的单位截面积的水汽通量。

其方向与与风向相同二、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:（P82:图4.8）东西方向的水平输送南北方向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西北干旱—半干旱区１９７１～２０００年夏季气候平均的水汽输送通量分布（黄和陈2010）西北干旱—半干旱区１９７１～２０００年夏季气候平均的纬向水汽输送通量分布西北干旱—半干旱区夏季（６～８月）经向水汽输送通量。实、虚线表示向北、向南输送通量中国及周围地区１９７１～２０００年气候平均的夏季（６～８月）纬向水汽输送通量的分布（单位：ｋｇ·ｍ-1·ｓ-1）。实、虚线表示向东、向西的输送通量夏季（６～８月）经向水汽输送通量。实、虚线表示向北、向南输送通量我国夏季经向与纬向水汽输送通量比值1052.凝结和凝结物2.1凝结条件水汽达到饱和或过饱和状态，并有凝结核存在空气中水汽的饱和或过饱和实现方式：增大水汽含量：e

e＞E降低温度：T

T＜Td实现饱和——方法1106实现饱和——方法2107大气中常见的降温过程①绝热冷却。云的形成②辐射冷却。晴朗夜间，长波辐射冷却③平流冷却。冷暖平流④混合冷却。温差较大的饱和空气混合108109凝结核定义：在水汽凝结过程中起凝结核心作用的固态、液态和气态的气溶胶质粒。

分类：吸湿性凝结核非吸湿性凝结核2.1凝结条件它具有很强的吸水能力，易溶于水。如海水溅沫进入空气的盐粒，工厂排出的二氧化硫和烟粒等，是很活跃的凝结核，一经吸收水分，能形成浓度很大的胚胎，然后以胚胎为中心而进行凝结。非吸湿性凝结核，虽不易或不溶于水，但易为水所润湿，如尘埃、岩石微粒、花粉等，它们可将水汽吸附在其表面上而形成小水滴。110

地面凝结物露、霜、雾凇、雨凇

露和霜：辐射冷却的产物，形成在晴朗无风的夜间和清晨。露：贴地层空气中的水汽在地面发生凝结而形成的小水滴。Td＞0℃霜：贴地层空气中的水汽在地面发生凝华而形成的小冰晶。Td＜0℃热容量小、导热率小、粗糙的地表易形成露和霜。2.2凝结物（地面；空中）111雾凇：附着在树枝及物体迎风面上的白色的疏松的凝结物。分类晶状雾凇（小冰晶）粒状雾凇（小冰粒）雨凇：过冷却雨滴落地后冻结而形成的光滑而透明的冰层。雾凇∨和雨凇∽112

近地层大气中的凝结物雾：飘浮在近地层空气中的小水滴和小冰晶。雾的分类：浓度轻雾（霭）＝能见度1～10km

雾≡能见度＜1km组成冰雾：小冰晶水雾：小水滴成因辐射雾：辐射冷却，晴朗微风和夜间和清晨。平流雾：接触冷却，冷暖空气大规模运动时。平流辐射雾（混合雾）地形雾蒸发雾113雾的类型114雾形成的条件地面空气中水汽充足有充足的凝结核有使水汽凝结的冷却过程（辐射、平流、绝热）风力微弱、层结稳定（

<

m<

d）115

云（自由大气中的水汽凝结物）116

云（自由大气中的凝结物）

定义：水汽凝结物悬浮在自由大气中形成云。

云形成的条件：热力对流动力抬升大气波动地形抬升云的形成117118

云（自由大气中的凝结物）

云的分类：

发生学分类积状云（对流云）层状云波状云成因

微观学分类水云、冰云、混合云

中国《地面气象观测规范》云族（三族）、云属（十属）、云类（29类）119云族云属学名简写低云100M<H<2000M积云Cu积雨云Cb层积云Sc层云St雨层云Ns中云2000M<H<6000M高层云As高积云Ac高云H>6000M卷云Ci卷层云Cs卷积云Cc云的种类120云的种类和它的分布高度121积雨云积云层积云层云雨层云高积云高层云卷云卷积云卷层云各类云与降水122

积状云（阵性，对流，持续时间短，强度大，空间尺度小）积雨云浓积云，淡积云

层状云(连续性，持续时间强，空间尺度大，强度变化小)雨层云卷层云、层积云

波状云：降水强度小，间歇性降水层云，低空123层积云124积云125雨层云126积雨云（低，高）127高层云(中云)128高积云（中云）129卷积云（高云）130卷层云（高云）131卷云（高云）132第六节降水一、定义：降水是大气中的液态或固态水，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。它是水循环过程的最基本环节；是地表、地下径流的来源；降水在空间分布上的不均匀与时间变化上的不稳定性是引起洪涝及旱灾的直接原因。形成条件（1）水汽，降水形成的物质基础；（2）水汽凝结的动力条件.第六节降水二、降水要素及降水特征的表示方法1、降水要素1）降水量：指一定时段内降落在某一面积上的总水量，单位为mm。2）降水历时与降水时间：降水历时指一场降水自始至终所经历的时间；降水时间指对应于某一降水而言，其时间长短通常是人为划定的，在此时段内并非意味着连续降水。3）降水强度：简称雨强,指单位时间内降水量(mm/m，

mm/h)。4）降水面积：即降水所笼罩的面积，以平方千米计。1353.降水3.1降水及其强度降水：从天空降落到地面的固态或液态的水汽凝结物。降水强度（mm/d）：雨小雨0.1～10.0中雨10.1～25.0大雨25.1～50.0暴雨50.1～100.0大暴雨100.1～200.0特大暴雨＞200.0雪小雪＜2.5中雪2.5～5.0大雪＞5.0136雨阵雨毛毛雨雪阵雪雨夹雪阵性雨夹雪霰米雪冰粒冰雹,

降水分类：降水性质连续性降水主要降自雨层云间歇性降水主要降自层积云和高层云阵性降水主要降自积雨云毛毛状降水（毛毛雨）主要降自层云3.2

降水的种类137138雨雪霰霰

米雪雹冰粒降水形态降水成因对流雨地形雨锋面雨台风雨139雨滴，云滴和凝结核140E水＞e＞E冰H2O水冰充分的水汽供应和空气的绝热上升运动。凝结增长云滴的增长凝结过程冲并增长碰并过程乱流碰并重力碰并扩散转移水汽的扩散转移过程：冷暖云滴之间：H2OE暖＞e＞E冷暖冷大小云滴之间：H2OE小＞e＞E大小大过冷却水滴与冰晶之间：（冰晶效应）3.3

降水的形成141冰晶效应142雨滴的碰并过程(大小云滴之间发生冲并而合并增大的过程---冲并增长过程)降水的形态143雨雪雨夹雪冻雨冰雹1441453.4

人工影响降水冷云催化原理：使云中产生适当的冰晶，改变云体微结构的稳定性，促使其产生降水。方法：在云内撒播致冷剂，如干冰，丙烷等，使局部云体剧烈冷却在云内引入人工冰核，如碘化银等暖云催化原理：撒入大水滴或吸湿性核，改变云滴谱分布的均匀性，破坏其稳定状态，促使碰并过程的进行，导致降水。方法：利用吸湿性物质催化暖云降水，如食盐，氯化钙等直接喷撒大水滴影响暖云降水二、影响降水的因素1、地形条件影响地形主要是通过气流的屏障作用与抬升作用对降水的强度与时空分布发生影响的。地形对降水的影响程度决定于地面坡向、气流方向以及地表高程的变化。问题：地形抬升的增雨效应是不是是无限制的？地形的抬升增雨并非是无限制的，当气流被抬升到一定高度后，雨量达最大值。一些山地的增雨效应2、森林对降水的影响森林对降水的影响与森林面积、林冠的厚度、密度、树种、树龄以及地区气象因子、降水本身的强度、历时等特性有关。观点一：森林不仅能保持水土，而且直接增大降水量。（减少径流量，增加蒸发量）观点二：森林对降水的影响不大。（对大尺度气候没有影响，只能影响微尺度气候）观点三：森林不仅不能增加降水，还可能减少降水。（抑制气温升高，削弱对流，从而减少降水量）3、水体的影响陆地上的江河、湖泊、水库等水域对降水量的影响，主要是由于水面上方的热力学、动力学条件与陆面上存在差别而引起的。“雷雨不过江”形象地说明了水域对降水的影响。水域对降水的影响，总体来说是减少降水量（尤其是对流雨），但因季节而有差异。但在迎风的库岸地带，当气流自水面吹向陆地时，因地面阻力大，风速减小，加以热力条件不同，容易造成上升运动，促使降水增加。4、人类活动的影响人类对降水的影响一般都是通过改变下垫面条件而间接影响降水：植树造林、或大规模砍伐森林、修建水库、灌溉农田、围湖造田、疏干沼泽等，其影响的后果有的是减少降水量，有的增大降水量。在人工直接控制降水方面，只能对局部地区的降水产生影响。城市对降水的影响。具体影响的程度、增雨量的大小，则视城市的规模、工厂的多少、当地气候湿润的程度等情况而定。三、降水量分布

世界年降水量的分布（1961-1990年平均，mm）降水局地性强152全球降水的空间分布1531543.5全球降水带的空间分布赤道多雨带：年降水量在2000-3000mm之间，主要是由于气温高，水汽充足，上升气流强，多对流雨而致。副热带少雨带：信风带的西岸，副热带地区的中部，年降水量小于200mm。主要是由于副热带高压的下沉气流控制和信风带的背风海岸，风从陆地吹向海洋而形成的。中纬度多雨带：西风带大陆西岸，年降水量在500-1000mm之间。主要是由于负来自海洋中的暖洋流表面，含水量多；另外此地区又是冷暖空气相交汇的地区，多锋面，多气旋。高纬少雨带：纬度高，气温低，降水少，年降水量小于300mm。纬圈平均降水155蓝：年平均红：夏季平均绿：冬季平均大的降水出现的赤道附近，ITCZ，低层风场辐合区，热带降水为中纬度的3倍最大降水出现于赤道以北7个纬度（7N）北半球夏季降水最大值大于南半球夏季副热带地区有个低值区中纬度(35-55纬度)有个次大降水中心最低值出现在高纬度156中国年降水量的空间分布（1961-1990年，mm）第七节径流

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看，在当前的技术经济条件下，径流则是可长期开发利用的水资源。河川径流的变化还直接影响着防洪、灌溉、航运和发电等工程措施。一、径流的涵义与表示方法1、径流的涵义与径流组成径流：流域的降水，由地面与地下汇入河网、流出流域出口断面的水流。从降水到达地面时刻起，到水流流出口断面的整个物理过程称为径流的形成过程。根据径流形成过程与流经途径不同，河川径流可分为地面径流、壤中流及地下径流。2、径流的表示方法（特征量）1）流量（Q）：单位时间内通过某一断面的水量，单位为m3/s。流量随时间的变化过程可以用流量过程线表示。2）径流总量（W）：T时段内通过某一断面的总水量，单位为m3。可用时段平均流量与时段的乘积表示：W=QT。3）径流深度（R）：将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度，单位为mm。如果T时段内的平均流量是Q（m3/s），流域面积是F（km2），则径流深度R（mm）可有如下公式计算：4）径流模数（M）：流域出口断面流量与流域面积F的比值，随着对Q赋予的意义而不同。常用单位是升/秒·平方千米。计算公式为：5）径流系数（α）：是某一时段的径流深度R与相应的降水深度P的比值，。通常α<1。α越大，降水转变成径流越多6）径流变率（模比系数）（K）：任何时段的平均径流量(Qi)，与同期的多年平均径流量Q0的比值。

Ki=Qi/Q0,Ki>1.0:丰水年，Ki<

1.0:枯水年二、径流的形成过程

由降雨到水流汇集至出口断面的整个物理过程，称为径流的形成过程。1、降雨过程径流是降雨造成的，降雨是造成径流的必要条件，是径流形成过程的初始阶段。降雨过程的特性，直接影响径流的形成过程。二、径流的形成过程2、流域蓄渗过程

植物截留、下渗及洼地蓄水等过程，总称为流域蓄渗过程降雨初期，除一小部分降落到河槽水面上直接形成径流外。其它部分降水并不是立即产生径流，而是消耗于植物截留、下渗、填洼与蒸散发。植物截流量与降水量、植被类型及闭郁程度有关，截流量可达20-30%。植物截留的水量最后消耗于蒸发。下渗发生在降雨过程中与雨后地面有积水的地方。在降雨过程中，若降雨强度不超过下渗能力，雨水全部渗入土壤中。渗入土壤中的水首先满足于土壤的吸收需要，一部分滞蓄于土壤中，在雨停后消耗于蒸发；超出土壤持水力的水将继续向下渗透。若降雨强度超过下渗能力，超出下渗能力的水形成地面积水，蓄积于地面洼地，称填洼。填洼的雨水在雨停后也消耗于蒸发与下渗。如果降水继续进行，满足填洼后的水开始产生地面径流。若流域上继续降雨，渗入土壤的水使包气带含水量不断增加。土层中的水达到饱和后，在一定条件下，部分水沿坡地土层侧向流动，形成壤中径流，也称表层径流。下渗水达到地下水面后，以地下水的形式沿坡地土层汇入河槽，形成地下径流。结果：流域上的水，经过蓄渗过程产生了地面径流、壤中径流和地下径流。3、坡面漫流过程满足填洼后的降水开始产生大量的地面径流，它沿坡面流动，即进入正式的漫流阶段（超渗雨水在坡面上呈片流、细沟流运动的现象称为坡面漫流）。地面径流经过坡面漫流而注入河网，一般说仅在大雨或高强度的降雨后，地面径流才是构成河流流量的主要源流。4、河网汇流过程各种径流成分经坡地汇流注入河网后（汇流开始）沿河网向下游干流出口断面汇集（汇流结束）的过程，称河网汇流过程。坡地汇流注入河网后，使河网水量增加、水位上涨、流量增大，称为流量过程线的涨洪段。此时，由于河网水位上升速度大于其两岸地下水位的上升速度，当河水与两岸地下水之间有水力联系时，一部分河水补给给地下水，增加两岸的地下蓄水量，即河岸容蓄。同时，涨洪阶段，出口断面以上坡地汇入河网的总水量必然大于出口断面的流量；因河网本身可以滞蓄一部分水量，即河网容蓄。当降水和坡地汇流停止时，河岸和河网容蓄的水达最大值，而河网汇流过程仍在继续。当上游补给量小于出口排泄量时，即进入一次洪水过程的退水段。此时，河网蓄水开始消退，流量逐渐减小，水位相应降低，涨洪时容蓄于两岸土层的水份又补充入河网，直到降水在最后排到出口断面为止。此时，河槽泄水量与地下水补给量相等，河槽水流趋向稳定。上述河岸及河槽的调节现象，称为河网调蓄作用。河网调蓄是对净雨量在时程上的又一次再分配，故出口断面的流量过程线比降雨过程线平缓得多。在径流形成中通常将流域蓄渗过程，到形成地面汇流及早期的表层流过程，称为产流过程；坡面漫流与河网汇流合称为流域汇流过程或汇流过程。产流过程中水以垂向运行为主；汇流过程中水以水平侧向运行为主。径流形成过程流域汇流过程流域产流过程地下水汇流壤中汇流地面汇流河网汇流过程坡面漫流过程流域蓄渗过程降雨过程三、影响径流的因素1、气候因素气候因素是影响河川径流最基本、最重要的因素。降水、蒸发直接影响径流。温度、湿度、风等是通过影响降雨和蒸发间接影响径流的。2、流域下垫面因素：包括地理位置(如纬度、距离海岸远近、面积、形状等)、地貌特征(如山地、平原、谷地等)、地质条件(如构造、岩性)、植被特征等①地貌因素a山地高程：随高程增加，冰雪融水补给也增加。b流域坡度：坡度越大，汇流越快，下渗损失少，径流集中。c山地坡向：迎风坡降雨量较大，背风坡雨量稀少(“雨影区”)。d岩溶发育区：降雨和径流差异很大。（如河南林县和安阳市，属于同一雨区，但林县为石灰岩地区，地面径流十分缺乏，不得不修红旗渠，安阳市由于来自林县灰岩水补给，水资源十分丰富）②地质和土壤因素：a蓄水构造

断层、节理、裂隙都有利于蓄存地下水；b土壤类型及性质直接影响下渗和蒸发：如砂土下渗量较粘土大，蒸发量小；砂土地区形成的地表径流小，地下径流大。高寒地区永久冻土层的分布能隔绝地下水的下渗，同时也隔绝了地下水的蒸发作用。③植被因素：增加径流的影响：使地表土增温缓慢，减少地表蒸发；减小径流的作用：植物截流和散发，增加入渗量；延缓地面积雪的融化过程；水土保持作用削减洪峰流量，增加枯水流量。④湖沼因素：主要作用是调节河川迳流量。总之，径流形成过程，除了降雨条件外，另外一个重要因素就是流域下垫面。同样的降水条件下，不同的下垫面可以具有完全不同的径流效应。在流量上、过程形态上和径流的组成上都可能有明显的差别。同一流域下垫面在不同时期可能有不同径流效应(比如土壤湿润状况随季节变化造成影响)。3、人类改造自然的活动①增加河川径流量：人工降雨、跨流域调水，如南水北调（目前争议的一些问题：长江下游由于水量巨减的生态变化）；②改变河川径流分配：修筑水库等各种蓄水工程；③减少地表径流：如引水灌溉，修筑水平梯田，人造平原，封山育林等。四、中国的径流分布中国年径流量的空间分布（mm）第八节气候系统的水分平衡一、水分平衡概念: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、地表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385111中国的水量平衡外流区水分循环数值大于内流区外流区的径流系数大于内流区不同外流区的水分循环数值以及径流系数也不同四、大气的水分平衡1.定义：某一地区在给定的一段时间内，大气柱中总收入的水汽量与总支出的水汽量之差，等于该地区这一时段内大气柱中水汽含量的变化量。2.方程大气柱水气量的变化大气柱水汽流入量大气柱水汽流出量蒸发进入大气柱水汽量降水减少大气柱水汽量根据r-E平衡和大气通量推算出的水汽平均向北通量（1014kg·a-1）纬度70º60º50º40º30º20º10º0º北半球r-E平衡823105189142－42－143165大气通量145513725419487－105103南半球r-E平衡－5－52－186－291气通量－1－42－175－229－163－432251413.分布NN

JanJuly纬圈平均大气水汽收支的分布(单位:105ta-1)，细实线和虚线分别为总涡动和经圈环流水汽的水平辐合，粗实线为水汽的源（大于零）汇（小于零）分布五、地-气系统的水分平衡陆地大气地-气系统水分平衡方程intertropicalconvergencezone;ITCZ热带（赤道）辐合带在25°N到10°S之间本章小结气候系统的水分循环蒸发降水水汽输送径流气候系统的水分平衡全球变暖背景下水循环是否加速？

全球变暖将影响整个水循环过程Bengtson,1998图5(a)1988－2004年可降水(整层水汽)的线性趋势(%/10年)。(b)全球海洋区域可降水量平均的距平时间序列及相应的线性趋势。(c)表征全球平均