水资源形成与转化

关于水资源形成与转化第一节水分循环和水量平衡

水循环（watercycle):地球上的各种形态的水在太阳辐射、地球重力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗和径流等环节，不断发生相态转换和空间位置的转移过程，称为水分循环（水文循环）。一、地球上的水分循环第2页,共48页，2024年2月25日，星期天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。第3页,共48页，2024年2月25日，星期天

海陆间水循环（大循环或外循环）

内陆水循环（小循环）

海上内循环（小循环）

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。第4页,共48页，2024年2月25日，星期天水循环的主要环节

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。第5页,共48页，2024年2月25日，星期天径流是一个地区（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，但局部水循环是开放系统水循环赋予水体可再生性第6页,共48页，2024年2月25日，星期天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第7页,共48页，2024年2月25日，星期天影响水循环的因素

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。水循环周期大气中的水汽，平均每8天多循环更新一次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。第8页,共48页，2024年2月25日，星期天（一）、水量平衡原理水量平衡原理是研究各种水文要素之间数量关系的基本原理，也是水资源量估算的基本出发点。水量平衡的基本方程：

I-O=S2-S1=ΔSI:区域在给定时间内收入（输入）水量；O:区域在给定时间内支出（输出）水量；S1和S2:区域在给定时间内的始、末蓄水量；ΔS:区域在给定时间内的蓄水变量；二、水量平衡第9页,共48页，2024年2月25日，星期天（二）、全球水量平衡方程全球海洋水量平衡方程：

P洋+R-E洋=ΔS公式1P洋

:大气降水量；R:入海径流量；E洋:蒸发量；ΔS:海洋蓄水变量；对于多年平均情况，则海洋水量平衡方程：

P洋+R=E洋公式2第10页,共48页，2024年2月25日，星期天

全球陆地水量平衡方程：

P陆-R-E陆=ΔS公式3P陆

:大气降水量；R:流出陆地径流量；E陆:蒸发量；ΔS:陆地蓄水变量；对于多年平均情况，则陆地水量平衡方程：

P陆=R+E陆公式4公式2+公式4：P洋+P陆=E洋

+E陆

P全球=E全球第11页,共48页，2024年2月25日，星期天（三）、流域水量平衡方程流域：指由分水线所包围的河流集水区。分水线：流域之间的分水地带称为分水岭，分水岭上最高点的连线为分水线，即集水区的边界线，包括山脊线和鞍部。

第12页,共48页，2024年2月25日，星期天流域分为：闭合流域和非闭合流域。闭合流域：地上水分水线与地下水分线完全重合。非闭合流域：地上水分水线与地下水分线不一致。对于闭合流域水量平衡方程为：

P–(R+E)=ΔSR:含地表径流Rs和地下径流Rg

多年平均情况：

P=R+E

对于非闭合流域水量平衡方程为：

P–(R+E)=ΔS+ΔW第13页,共48页，2024年2月25日，星期天第二节地表水资源的形成

水资源主要是指某一地区逐年可以恢复和更新的、可以被利用的淡水资源。一个地区的水资源总量为当地降水形成的地表和地下的产水量。

地表水是陆地表面的河流、冰川、湖泊、沼泽等水体的总称。

地表水资源量通常用地表水体的动态水量（河川径流量）来表示。

降水、径流、蒸发是决定区域水资源状态的三个要素。第14页,共48页，2024年2月25日，星期天

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。降水是水资源的总补给来源，是开发、利用水资源的重要依据。（一）降水的成因及分类水汽、上升运动和冷却凝结是形成降水的三个因素。1、对流雨；2、地形雨；3、锋面雨；4、气旋雨一、降水第15页,共48页，2024年2月25日，星期天（二）降水的基本要素1、降水量：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。

2、降水持续的时间称为降水历时，单位为min、h或d。

3、降水强度为单位时间的降水量，以mm/min或mm/h计。

4、降水笼罩的平面面积为降水面积，以km2计。

5、暴雨集中的较小的局部地区，称为暴雨中心。第16页,共48页，2024年2月25日，星期天（三）流域平均降水量的计算常用的区域平均降水量计算方法有：算术平均法、泰森多边形法和等雨量法三种。1.算术平均法（均值法）适用于流域内地形起伏不大、雨量站稠密且分布均匀。

P＝（p1＋p2……＋pn）/nP：流域平均降水量；Pi：各雨量站的同期降水量；n：流域雨量站数。第17页,共48页，2024年2月25日，星期天2.泰森多边形法（垂直平均法）美国气候学家A·H·Thiessen提出了一种根据离散分布的气象站的降雨量来计算平均降雨量的方法，适用于流域内地形起伏不大、雨量站稠密且分布不均匀。（若区域内有高大山脉，此法误差较大）。步骤：①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。②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。③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）。

第18页,共48页，2024年2月25日，星期天

流域内平均降水量计算公式：

f1P1+f2P2+……+fnPnP=

f1+f2+……+fn第19页,共48页，2024年2月25日，星期天3.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。步骤：（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。第20页,共48页，2024年2月25日，星期天

计算公式如下：

P=f1p1/F+f2p2/F.....+fnpn/Ff1,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。第21页,共48页，2024年2月25日，星期天

蒸发是指地球表面的液态或固态水分变成大气中的水汽所有过程的总称。按照性质不同，流域蒸发可以分为水面蒸发（包括冰雪面）、土壤蒸发和植物散发。陆地蒸发：包括土壤蒸发和植物散发。流域(区域)总蒸发：包括各部分蒸发和散发总和。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。二、蒸发第22页,共48页，2024年2月25日，星期天（一）蒸发的物理机制水面蒸发包括两个过程水分化汽和水汽扩散。2.土壤蒸发包括三个阶段：定常蒸发率阶段（属于饱和面蒸发）、蒸发率下降阶段、蒸发率微弱阶段。土壤蒸发的确定方法：水汽输送法、能量平衡法、水量平衡法、器测法、经验公式法等。3.植物散发

第23页,共48页，2024年2月25日，星期天（二）蒸发的表示方法蒸发量一定时间内，水分经蒸发而散布到空气中的水量。2.蒸发率单位时间、单位面积内的蒸发量。3.蒸发力指在充分供水条件下，某一蒸发面的蒸发量（即同一气象条件下可能达到的最大蒸发率）也称为潜在蒸发量或最大可能蒸发量Em。计算：彭曼公式和布德科公式

E0=（Δ（R/L）+γEa）/（Δ+γ）

第24页,共48页，2024年2月25日，星期天（三）流域总蒸发量的计算方法：水量平衡法、水热平衡法和经验公式法。1.水量平衡法当区域内有较长时段的降雨、径流资料时，任意时段区域水量平衡方程的基本形式：

Ei=Pi-Ri±ΔWEi：总蒸发量Pi：降雨量Ri：径流量ΔW：时间段内流域蓄水量的变化量第25页,共48页，2024年2月25日，星期天适用于：当时段内流域的蓄水量变化甚微时，如计算多年平均总蒸发量；较大区域，也常用于检验其他方法的标准。当时间段内ΔW变化较大时（课本图2.6），根据流域的蓄水情况，可将区域蒸散发分为三个阶段：

EmW≥WaE=[1-(1-C)(Wa-W)/(Wa-Wb)]EmWb<W<WaCEmW<WbE:流域蒸散发量Em：流域蒸散发能力W:流域蓄水量C:小于1的系数，一般取值0.15-0.05第26页,共48页，2024年2月25日，星期天蒸散发能力计算公式（桑斯威特公式）：

Em=16b(10T/I)aI=Σiji=(T/5)1.514T:月平均气温I：年热能指数i:月热能指数a,b:函数与修正系数第27页,共48页，2024年2月25日，星期天2.水热平衡法一般表达式：

E/P=φ(R/LP)3.经验公式史拉别尔、奥里杰科普、布德科等人提出经验公式。（四）干旱系数年蒸发能力与年降雨量之比。第28页,共48页，2024年2月25日，星期天

在当前的技术经济条件下，径流则是可以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）径流含义及其组成径流（runoff）：流域内的大气降水，除掉部分被蒸发等耗损外，其余的在重力和静水压力作用下沿着流域地表面和地下汇入河网，并向出口断面汇集和输送的全部水流。三、径流第29页,共48页，2024年2月25日，星期天

按照流经途径的不同，径流分为：地表径流、壤中流、地下流。（二）径流特征值1.流量Q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：

Q＝AV式中，A为过水断面面积（m2)；V为断面平均流量（m/s）。第30页,共48页，2024年2月25日，星期天水位与流量的关系：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。第31页,共48页，2024年2月25日，星期天(2)径流总量W

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。(3)

径流深度R是指单位流域面积上的径流总量。也就是把径流总量平铺在整个流域面积上所得到的水层深度。通常用mm作为单位。W：为径流总量（m3）；F：为流域面积（km2）；第32页,共48页，2024年2月25日，星期天(4)径流模数M是指单位时间在单位流域面积上的产水量。常用单位为dm3/(s·

km2），其计算式为：

M=1000Q/F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）。

径流模数最能说明与自然地理条件相联系的径流特征。通常用径流模数来比较不同流域的单位面积产水量。(5)径流系数（a）指任一时段的径流深度（径流总量）与该时段的降水量（或降水总量）之比值。(6)模比系数(径流变率)K是指某一时段径流值（Mi,Qi或Ri）与同时段多年平均径流值（Mo,Qo或Ro

）之比。第33页,共48页，2024年2月25日，星期天（三）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。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、流域产流和漫流阶段、河网汇流阶段。流域降雨阶段流域蓄渗阶段通常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）。第34页,共48页，2024年2月25日，星期天3.坡地产流和漫流阶段产流：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。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。第35页,共48页，2024年2月25日，星期天直接径流：壤中流和地表径流相互转化，将二者合称为直接径流。基流：地下径流运动慢，变化也慢行，补给河水的地下径流平稳而持续时间长，构成河流的基流。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。第36页,共48页，2024年2月25日，星期天河网调蓄（河槽调节）：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。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。第37页,共48页，2024年2月25日，星期天第三节地下水资源的形成相对地表水而言，埋藏地表面以下各种岩石土层空隙中的水。狭义地下水存在于饱和带岩土层中的重力水。重力水又称为自由水（freewater）:指岩土中在重力作用下自由运动的地下水。一、地下水的形成第38页,共48页，2024年2月25日，星期天地下水形成必须具有两个条件：一、水分来源；二、要有储存水的空间。（一）地下水的水源条件1、渗入水大气降水和地表水2、凝结水大气水汽和包气带岩石土壤空隙中水汽凝结3、埋藏水和除生水第39页,共48页，2024年2月25日，星期天（二）地下水的储存条件岩石土壤层中的空隙是地下水储存的空间。空隙：孔隙、裂隙、溶隙空隙度：岩石中空隙的体积与岩石总体积的比值。岩石的水理性质：指岩石与水接触后表现出的有关性质，即与水分储容和运移有关的性质。包括：（1）容水性；（2）持水性；（3）给水性；（4）透水性K(三)含水层和隔水层饱和带内的岩石土层按照透过和给出水的能力分为含水和隔水层。第40页,共48页，2024年2月25日，星期天(1)含水层:指能够给出并透过相当数量水的饱和岩石土层。(2)隔水层：指那些即不能给出又不能透过水的岩石，或者它给出或者透过的水量都极少。第41页,共48页，2024年2月25日，星期天构成含水层必须具备三个条件：a.岩层要具