水資源計(jì)算與管理

第二章水資源形成及轉(zhuǎn)化關(guān)系掌握水循環(huán)過(guò)程及水量平衡方程，認(rèn)識(shí)地表和地下水徑流形成的過(guò)程，明確水循環(huán)與水資源的關(guān)系。第一節(jié)水分循環(huán)與水量平衡一、水循環(huán)

***水循環(huán)地球上各種形態(tài)水，在太陽(yáng)輻射、重力作用下，通過(guò)蒸發(fā)、水汽輸送、凝結(jié)降水、下滲、徑流五個(gè)環(huán)節(jié)，不斷地發(fā)生相態(tài)轉(zhuǎn)換和周而復(fù)始運(yùn)動(dòng)過(guò)程。內(nèi)因是水的“三態(tài)”變化，其外因是太陽(yáng)輻射和地心引力。1、水文大循環(huán)海陸間的水分交換過(guò)程。2、水文小循環(huán)海洋上或陸地上的局部的水文循環(huán)。3、水循環(huán)研究的目的合理開(kāi)發(fā)和利用水資源，研究不同區(qū)域不同年份的旱澇形成的規(guī)律。二、水量平衡（一）水平衡原理***水量平衡某區(qū)域或水體，在任一時(shí)段內(nèi)，其收入與支出水量之差等于該時(shí)段區(qū)域或水體蓄水變量。1、水量平衡方程式的基本表達(dá)式

寫(xiě)成差分形式：

式中，I為水量收入項(xiàng)；Q為水量支出項(xiàng)；Δs為研究時(shí)段內(nèi)區(qū)域蓄水變化量。2、水量平衡方程式的通用表達(dá)式任一閉合柱體，任一時(shí)間內(nèi)的水量平衡方程式為：(二)通用水量平衡方程（三）閉合及非閉合流域水量平衡方程閉合流域水量平衡方程：P-(E-R)=△S多年平均蓄變量△S=0則有：

對(duì)于非閉合流域，其水量平衡方程：P-(E-R)=△W+△S其中△W為相鄰流域地下徑流交換量。

（1）海洋水量平衡方程式

P海+R-E海=Δs海

多年平均狀態(tài)下Δs?！?，上式可改寫(xiě)為：

但對(duì)各大洋來(lái)說(shuō)，由于各大洋之間存在著水量交換，降水量與入海徑流量之和并不等于蒸發(fā)量。（2）陸地水量平衡方程式***外流區(qū)水量平衡方程對(duì)于外流區(qū)，任意時(shí)段水量平衡方程為：

P外-E外-R地表-R地下=△s外P外-E外-R入海=△s外對(duì)于多年平均而言Δs外→0，(四)全球水量平衡方程***內(nèi)流區(qū)水平衡方程

內(nèi)流區(qū)水循環(huán)除上空與外界發(fā)生水汽交換外，內(nèi)流區(qū)降水全部蒸發(fā)。多年平均的水量平衡方程可表述如下：***陸地水量平衡方程

外流和內(nèi)流區(qū)水量平衡方程組合（3）全球水量平衡方程式將上述海洋水量平衡方程式與陸地水量平衡方程式組合一起，就構(gòu)成全球水量平衡方程式：第二節(jié)地表水資源的形成

降水是地表水和地下水補(bǔ)給來(lái)源，降水量的多少?zèng)Q定了區(qū)域水資源的數(shù)量。地表水資源的形成與降水、蒸發(fā)、徑流密切相關(guān)。一、降水（一）降水形成過(guò)程與分類水汽、上升運(yùn)動(dòng)、冷卻凝結(jié)是形成降水三因素。1、降水形成的四個(gè)過(guò)程①大氣溫度降至露點(diǎn)溫度②大氣中核凝結(jié)形成小水珠或冰晶③小水珠或冰晶增大形成雨滴、雪片或冰雹④

不斷的水汽輸入維持上述過(guò)程

2、降雨的分類按氣流上升運(yùn)動(dòng)的原因，通常把降雨分成四個(gè)類型：1、對(duì)流雨

2、地形雨

3、鋒面雨

4、氣旋雨

（二）降雨的基本要素1.降水量

一定時(shí)段內(nèi)降落在某一點(diǎn)或某一面上的總雨量，用深度表示，以mm計(jì)。2.降水歷時(shí)一次降雨過(guò)程從開(kāi)始到結(jié)束所經(jīng)歷的時(shí)間，以min、h、d計(jì)。對(duì)應(yīng)于某一降水量的時(shí)間長(zhǎng)度叫降水時(shí)間，如1d的降水量、1h的降水量。3.降水強(qiáng)度

單位時(shí)間內(nèi)降水量,以mm/min或mm/h計(jì)。

4.降水面積

降水所籠罩水平投影面積,以平方公里計(jì)（三）流域平均降雨量的計(jì)算1、算術(shù)平均法適用于面積小，地形起伏小，氣象站點(diǎn)多且布設(shè)較均勻的流域。1423652、泰森多邊形法適用于降雨分布不均，站點(diǎn)較少，面積不大的流域。3、等雨量線法用于面積大，地形變化顯著，雨量站數(shù)量多的地區(qū)。分塊面積(km2)平均雨深(mm)各子塊權(quán)重a141100.39a2

12

1000.118a321800.206a423600.225a530300.294a612360.118累計(jì)1021分塊面積(km2)平均雨深(mm)各子塊權(quán)重A141200..39A2

12

980.118A321800.206A42363.50.225A530470.294A612360.118累計(jì)1021區(qū)域降水量的計(jì)算

二蒸發(fā)（一）蒸發(fā)的物理機(jī)制1、水面蒸發(fā)（汽化-擴(kuò)散）*汽化發(fā)生在水體與大氣間界面.液態(tài)氣態(tài)

有效蒸發(fā)量=蒸發(fā)面躍出水量-返回水量水面空氣濕度達(dá)到飽和，蒸發(fā)與凝結(jié)達(dá)到動(dòng)態(tài)平衡。*水汽擴(kuò)散由水汽壓高的地方水汽壓低的地方運(yùn)動(dòng)。

據(jù)蒸發(fā)面不同分為土壤蒸發(fā)、植物散發(fā)、水面蒸發(fā)。前二者之和為陸面蒸發(fā)，三者總和，稱流域總蒸發(fā)。

*水面蒸發(fā)量的測(cè)定

觀測(cè)法、經(jīng)驗(yàn)公式法、熱力學(xué)模型法、水量平衡法

E－601蒸發(fā)器

B、我國(guó)水文計(jì)算規(guī)范推薦的經(jīng)驗(yàn)公式為:

E：水面蒸發(fā)量mm/d;es、

e1.5：分別為水面上和水面上方1.5m處的飽和水汽壓hPa；

w1.5：水面上方1.5m處的風(fēng)速，m/s；

A、B

:為系數(shù)，華北地區(qū)為0.22和0.32；

Ts為：水面溫度*水面蒸發(fā)的計(jì)算：

A、器測(cè)

將水面蒸發(fā)器的觀測(cè)值Eɑ轉(zhuǎn)換為大水體的蒸發(fā)量E:

E=K·Eɑ

K--蒸發(fā)器的折算系數(shù)，因蒸發(fā)器類型和季節(jié)變化，可查取。

2、土壤蒸發(fā)

土壤中水分通過(guò)土表進(jìn)入空氣的過(guò)程據(jù)土壤供水能力高低把土壤蒸發(fā)過(guò)程分為3個(gè)階段。1、第一階段穩(wěn)定蒸發(fā)階段：當(dāng)土壤含水量大于田間持水量，土壤蒸發(fā)強(qiáng)度近似水面:E=Em2、第二階段蒸發(fā)速率下降階段：W=W田－W斷裂含水量土壤蒸發(fā)為：E=(W/W田)×Em

3、第三階段蒸發(fā)速率微弱階段：當(dāng)土壤含水量降低到斷裂含水量以下時(shí)時(shí)，土壤液體水供應(yīng)中斷，只能靠下層水汽化向外擴(kuò)散，土壤蒸發(fā)較深土層中進(jìn)行。

3、植物散發(fā)指水分從葉面和枝干進(jìn)入大氣的過(guò)程。通過(guò)植體表面蒸發(fā)量??；通過(guò)氣孔擴(kuò)散，其量較大。

植物散發(fā)發(fā)生于根系-土壤溶液界面、葉-氣界面。植物散發(fā)的動(dòng)力為滲透壓及蒸騰拉力。（二）蒸發(fā)的表示方法1、蒸發(fā)量蒸發(fā)的水層厚度，用mm表示。2、蒸發(fā)率單位時(shí)間或單位面積蒸發(fā)量3、蒸發(fā)力充分供水條件下，蒸發(fā)面的最大蒸發(fā)量。流域蒸發(fā)=水面+土壤+植物散發(fā)陸地上年降水量有60～70％通過(guò)蒸散發(fā)返回大氣，從水量損失角度來(lái)說(shuō)，流域總蒸發(fā)是降雨徑流形成過(guò)程中唯一損失。流域總蒸發(fā)通過(guò)估算求得。（三）流域總蒸發(fā)量的計(jì)算1.水量平衡法任一時(shí)段：Ei=Pi–Ri

±△W

Ei時(shí)段內(nèi)區(qū)域總蒸發(fā)量；Pi、Ri區(qū)域平均降水量和徑流量;△W

蓄水變量。缺點(diǎn)是誤差最終歸入蒸發(fā)項(xiàng)。

E為流域蒸散發(fā)量；W為流域蓄水量；C=0.05-0.15；Em為水面蒸發(fā)量；Wa為田間持水量。上式中關(guān)于Em的計(jì)算，若缺乏實(shí)測(cè)資料，可采用下述方法估算：***Penman公式

式中:△＝飽和水汽壓曲線的的斜率(毫米水銀柱/℃)Ho＝幅射平衡項(xiàng)；r─干濕球溫度表常數(shù)(r≈0.5mm/度)Ea＝由2米高處的風(fēng)速和2米高處水汽飽合差，共同決定的空氣干燥力***桑特(Thornthwaite.C.W.)方程式t選定時(shí)段平均溫度；I計(jì)算12個(gè)月平均溫度的指數(shù)；I為年熱能指數(shù)；a為I的一個(gè)綜合地理因素系數(shù)；b為修正系數(shù)。2.水熱平衡法E為流域多年平均蒸發(fā)量;R為輻射平衡值;L為蒸發(fā)潛熱;P為降水量。

基本表達(dá)式：3、經(jīng)驗(yàn)公式***施拉別爾等根據(jù)流域降水和徑流總量，提出了下式：E:蒸發(fā)量；P:降水量；E0:最大可能蒸發(fā)量，E0=R/L。***布德科經(jīng)驗(yàn)公式在施拉別爾和奧里杰科普公式基礎(chǔ)上，取二者的幾何平均值

式中，th、sh、ch分別為正切、正弦、余弦函數(shù)。***奧里杰科普提出了下面流域蒸發(fā)計(jì)算公式因E0==R/L,代入得：三、徑流（一）徑流的含義及其組成1、徑流含義

指沿地表或地下運(yùn)動(dòng)匯人河網(wǎng)向流域出口斷面匯集的水流。2、徑流組成

A、降雨和融雪徑流。我國(guó)河流以降雨徑流為主，融雪徑流發(fā)生在西部高山和高緯度地區(qū)。B、據(jù)徑流運(yùn)動(dòng)場(chǎng)所分為地表、壤中流、地下徑流。（二）徑流的表示方法1、流量(Q)單位時(shí)間通過(guò)某一斷面水量，單位為m3／s?？捎昧髁窟^(guò)程線表示。5、徑流系數(shù)（α）同一時(shí)段徑流深與降雨深比值。2、徑流總量(w)

表示時(shí)段T內(nèi)通過(guò)河流某一斷面的總水量,單位為m3

。即

W＝Q×T3、徑流深（R）

徑流總量除以流域面積，單位mm。4、徑流模數(shù)(M)

流域出口斷面流量與流域面積比值，單位：m3/(s.km2)。M=Q/F6、徑流變率（模比系數(shù)K）任何時(shí)段的徑流值與同時(shí)段多年平均值之比。（如流量、徑流深、模數(shù)）

1、產(chǎn)流階段:降雨→滲蓄（垂向運(yùn)行為主）流域蓄滲既是損失過(guò)程，也是流域產(chǎn)流過(guò)程。（三）徑流的形成過(guò)程***徑流形成過(guò)程指流域降水由地面與地下匯入河川，并流出流域出口斷面的過(guò)程。分為產(chǎn)流和匯流階段。（四）產(chǎn)流機(jī)制指降水在下滲過(guò)程中,水分沿土層垂向運(yùn)行，各種徑流成分產(chǎn)生的原理和過(guò)程。1、超滲地表徑流的產(chǎn)流機(jī)制

Rs（t）為t時(shí)刻地表徑流深；i、in、e、sd、f

分別為降雨強(qiáng)度、截留率、蒸發(fā)率、填洼率、下滲率。當(dāng)i＞f所產(chǎn)生的地面徑流2.壤中徑流的產(chǎn)流機(jī)制（發(fā)生于包氣帶）

因fB＜fA

，在AB界面處形成臨時(shí)飽和帶，產(chǎn)生飽和積水，沿坡向流動(dòng)形成壤中流。壤中產(chǎn)流率：rss=fA－fB壤中產(chǎn)流量：3、飽和地面徑流產(chǎn)流機(jī)制（蓄滿產(chǎn)流）

當(dāng)i<fA

且i>fB

時(shí)，界面上形成臨時(shí)飽和帶，產(chǎn)生壤中流。界面積水不斷增加，整個(gè)包氣帶飽和,以后降雨直接形成飽和地面徑流。產(chǎn)流率：產(chǎn)流量4、地下徑流的產(chǎn)流機(jī)制對(duì)于均質(zhì)土層：地下產(chǎn)流量等于包氣帶穩(wěn)定入滲量。非均質(zhì)土層：地下產(chǎn)流量等于包氣帶穩(wěn)定入滲量減壤中徑流量2、匯流階段（坡地、河網(wǎng)匯流）A、坡地匯流過(guò)程（凈雨沿坡面和坡地匯入河網(wǎng)）*坡面漫流凈雨在坡面上以片狀、細(xì)溝表面流匯入河網(wǎng)。其速度快，歷時(shí)短，是形成洪水的主體。(地表徑流)*壤中匯流凈雨從近地表弱透水層形成的臨時(shí)飽和流匯入河網(wǎng)。壤中匯流是河流流量主要組成部分。(壤中流)*地下匯流凈雨從地下潛水層匯入江河,補(bǔ)給穩(wěn)定,構(gòu)成基流

。(地下徑流)B、河網(wǎng)匯流過(guò)程地表、壤中、地下徑流匯入河網(wǎng)，由上游到下游，從支流到干流，直到流出流域出口斷面。河岸容蓄、河網(wǎng)容蓄和河網(wǎng)調(diào)蓄作用。

第三節(jié)地下水資源的形成***廣義地下水指埋藏在地面以下，土壤、巖石空隙中的各種狀態(tài)（氣、固、液）的水。***狹義地下水特指飽和帶中巖土空隙中的重力水。一、