1、第二章第二章 地球上的水循环地球上的水循环第一节第一节 水循环概述水循环概述(4)一、一、水循环的基本过程和类型水循环的基本过程和类型 二、水循环机理与特征二、水循环机理与特征 三、水体的更替周期三、水体的更替周期 四、水循环作用与效应四、水循环作用与效应第二节第二节 水量平衡水量平衡(35)一、水量平衡的相关概念一、水量平衡的相关概念 二、通用水量平衡方程二、通用水量平衡方程 三、全球水量平衡方程三、全球水量平衡方程第三节第三节 蒸发蒸发(47)一、蒸发的物理机制一、蒸发的物理机制 二、影响蒸发的因素二、影响蒸发的因素 三、蒸发量的计算三、蒸发量的计算本章结构本章结构第四节：水汽扩散与输送第
2、四节：水汽扩散与输送(80)一、扩散现象一、扩散现象 二、水汽输送二、水汽输送第五节第五节 降水降水(97)一、降水要素及降水特征的表示方法一、降水要素及降水特征的表示方法 二、面降水的计算二、面降水的计算 三、影响降水的因素三、影响降水的因素 四、可能最大降水四、可能最大降水第六节第六节 下渗下渗(121)一、下渗的物理过程一、下渗的物理过程 二、下渗理论与经验公式二、下渗理论与经验公式 三、影响下渗的因素三、影响下渗的因素第七节第七节 径流径流(136)一、径流的涵义与表示方法一、径流的涵义与表示方法 二、径流的形成过程二、径流的形成过程 三、影响径流的因素三、影响径流的因素第一节 水循环
3、概述一、一、水循环的基本过程和类型水循环的基本过程和类型 1、水循环的基本过程、水循环的基本过程 水循环水循环：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。你能想到的水你能想到的水循环循环/水循环现水循环现象有哪些？象有哪些？可以设想这可以设想这里是起点里是起点2、水循环的类型与层次结构、水循环的类型与层次结构 1）水循环的基本类型）水循环的基本类型 根据水循环的路径与规模差异，将全球的水循环分为大循环与小循环。A、大循环、大循环/外循环外循环：发生于全球海洋(、大气、大气)与陆地之间的水分交换过程
4、。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垂向交换；以水汽输送和径流的形式进行横向交换横向交换。B、小循环、小循环/内部循环内部循环：发生在海洋与大气之间（海洋小循环海洋小循环），或陆地与大气之间（陆地小循环陆地小循环）的水分交换过程。海洋小循环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：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，因而水循环水循环强度强度具有从海洋向内陆深处逐步递减的趋势。陆地小循环陆地小循环还分为外流区外流区小循环小循环与内流区内流区小循环小循环。外流区外流区小循环除自身垂向的水分
5、交换垂向的水分交换外，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横向水分交换。试举例外流区小循试举例外流区小循环和内流区小循环环和内流区小循环习题：陆地上内流区内流区，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。塔里木盆地塔里木盆地及内流河流及内流河流冰川融水补给冰川融水补给是重要来源。是重要来源。冰川退缩冰川退缩内流区和海洋之间内流区和海洋之间有联系吗？有联系吗？问
6、题 大循环大循环：发生于全球海洋与陆地之间的水分交换过程；发生在海洋与大气之间，或陆地与大气之间的水分交换过程。洋流算不算水循环的过程洋流算不算水循环的过程?大大洋环流算不算洋环流算不算(小的小的)水循环水循环?水循环的定义应该算！水循环的动力水循环的动力；水循环影响范围。讨论：讨论：2）全球水循环系统的层次结构）全球水循环系统的层次结构二、水循环机理与特征二、水循环机理与特征 1、水循环服从、水循环服从质量质量、能量能量守恒定律守恒定律。水循环是物质物质与能量能量的传输、储存和转化的过程。蒸发中有什么物质和能量传递？二、水循环机理与特征二、水循环机理与特征 1、水循环服从、水循环服从质量质量
7、、能量能量守恒定律守恒定律。水循环是物质物质与能量能量的传输、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，所以蒸发与降水与降水就是地面向大气输送地面向大气输送热量热量的过程。由降水转化为地面与地下径流的过程，则是势能势能转化为动能动能的过程。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消耗殆尽。2、太阳辐射、太阳辐射与重力作用重力作用是水循环的基本动力，此动力不消失，水循环将永恒存在。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
8、们制约着水循环的路径、规模与强度。如果海洋环流是水循环一种，那地球自转也如果海洋环流是水循环一种，那地球自转也是水循环的重要动力之一。是水循环的重要动力之一。3、水循环广及整个水圈，并深入大气圈、岩石圈以及生物圈、水循环广及整个水圈，并深入大气圈、岩石圈以及生物圈。在水循环过程中，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局部水循环所组合而成的复杂的巨系统。4、全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是开放系统、全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是开放系统。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、地球上的水分在
9、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。体杂质。但通常意义上的水文循环仅指水分循环。三、水体的更替周期三、水体的更替周期 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/W。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为更体周期，为更体周期，
10、W为水体总储水量，为水体总储水量，W为参与水循环的活动量。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？更替周期与水资源可利用率关系应该如何？四、水循环作用与效应四、水循环作用与效应 水文循环与地球圈层构造 地球表层系由大气圈、岩石圈、生物圈以及水圈组合而成。在这一有序的庞大层次结构
11、中，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4大圈层内部，将它们耦合在一起。四、水循环作用与效应四、水循环作用与效应 水文循环与全球气候 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。l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而来自地面的长波辐射占23%，地面与大气间，地面与大气间显热交换占
12、显热交换占11%，来自蒸发的潜热输送占，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一半，地球表面平均气温将下降5C。四、水循环作用与效应四、水循环作用与效应 水文循环与全球气候 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；问题：如果没有水循环，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，如果
13、没有热平流调节高低纬度热量不均，赤道附近会比现在热赤道附近会比现在热10C，两极地区会比，两极地区会比现在冷现在冷20C。如果没有水循环调节，气温在赤道附近如果没有水循环调节，气温在赤道附近40C，两极地区，两极地区-15C。四、水循环作用与效应四、水循环作用与效应 水文循环与全球气候 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
14、流使如墨西哥湾流与北大西洋西风漂流使5570N之间之间的北欧地区比同纬度的大西洋西岸高的北欧地区比同纬度的大西洋西岸高16-20C。如墨西哥湾流与北大西洋西风漂流使如墨西哥湾流与北大西洋西风漂流使5570N之间之间的北欧地区比同纬度的大西洋西岸高的北欧地区比同纬度的大西洋西岸高16-20C。四、水循环作用与效应四、水循环作用与效应 水文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。珠穆朗玛峰珠穆朗玛峰冰川作用冰川作用科罗拉多大峡谷科罗拉多
15、大峡谷流水作用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。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。冰盖卸载后均衡回调冰盖卸载后均衡回调主要分布在南极、主要分布在南极、格陵兰、格陵兰、北美和北北美和北欧欧等在冰河期形成等在冰河期形成过大冰盖的地方。过大冰盖的地方。四、水循环作用与效应四、水循环作用与效应 水文循环与生态平衡 水是生命之源，又是生命有机体的
16、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降水影响海南岛东西植被差异东西植被差异四、水循环作用与效应四、水循环作用与效应 水文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我国境内冰川储存的静态水资源约相当于条态水资源约相当于条长江，每年提供的融水长江，每年提供的融水量相当于一条黄河，而量相当于一条黄河，而我国冰川总面积的我国冰川总面积的8080上以在青藏高原。仅喜上以在青藏高原。仅喜马拉雅冰川融水径
17、流量，马拉雅冰川融水径流量，就占全国冰川融水径流就占全国冰川融水径流总量的总量的12.712.7。特别在。特别在西北内陆干旱区，冰川西北内陆干旱区，冰川融水更是绿洲地区社会融水更是绿洲地区社会进步、生态环境保护的进步、生态环境保护的命脉。命脉。冰冰川川水水资资源源与与冰冰川川退退缩缩南极南极Adelaide岛冰川退缩岛冰川退缩(从从1986到到2019，15年间年间)。冰川退缩不只是发生在高山冰川退缩不只是发生在高山四、水循环作用与效应四、水循环作用与效应 水文循环与水文现象和水文学科的发展 水循环是地球上一切水文现象的根源研究地球上的水文循环，是认识和掌握自然界错综复杂的水文现象的一把钥匙水
18、循环与水量平衡的研究引导了以往水文学科的发展，亦将指导水文学的未来第二节第二节 水量平衡水量平衡一、水量平衡的相关概念一、水量平衡的相关概念p 1、水量平衡及水量平衡方程、水量平衡及水量平衡方程 水量平衡水量平衡：任意选择的区域或水体，在任意时段内，其收入收入与支支出出水量之间的差额必等于该时段内某区域或水体蓄水的变化量蓄水的变化量。水量平衡是地球上水循环持续不断进行下去的基本前提。水量平衡方程水量平衡方程是水循环的数学表达式，根据不同类型的水循环，可建立不同的水量平衡方程。如通用通用、全球全球、海洋海洋、陆地陆地、流域流域水量平衡方程等。水量平衡研究的意义水量平衡研究的意义 通过水量平衡研究
19、，可以定量地揭示水循环过程与全球地理环境、自然生态系统之间的联系、相互制约的关系，揭示水循环过程对人类的影响及人类活动对水循环的消极影响和积极控制作用；水量平衡是研究水循环系统内在结构和运行机制、分析系统内蒸发、降水及径流等各环节之间内在联系、揭示自然界水文过程基本规律的主要方法 水量平衡是分析水资源现状评价与供需预测研究工作的核心。在流域规划、水资源工程系统规划与设计中同样离不开水量平衡工作。二、通用水量平衡方程二、通用水量平衡方程 水量平衡方程式的通式：I是水量的收入项收入项，Q为水量的支出项支出项，ds为研究时段内区域或水体内的蓄水变化量蓄水变化量；分别是计算时段t内的水量收入水量收入、
20、支出支出与蓄水变化蓄水变化量量。sttdtdsQII或sttI、以陆地上任一地区为研究对象，沿该地区边界作一垂直柱体，以地表地表作为柱体的上界上界,以地面下某一深度地面下某一深度为柱体的下界下界(以界面上不发生水分垂直交换的深度为准),则水量平衡方程式可写做为：P为时段内降水量；E1、E2分别为时段内水汽凝结量和蒸发量；R表、R表分别为时段内地表流入与流出的水量；R地下、R地下分别为时段内地下流入与流出的水量；S1、S2分别为时段内始末蓄水量。q为时段内工农业以及生活净用水量净用水量；2211RRsqREsREP，地下，表地下表 令E=E2E1为时段内净蒸发量净蒸发量；s=S2S1为时段内蓄水
21、变化量，则上述水量平衡方程式可以变化为：此式为通用水量平衡方程式通用水量平衡方程式，其简繁程度与研究对象及时段长短有关。如对于多年平均来说，s0，可忽略不计；但对于短时段而言，蓄水变化量s非但不可忽略，而且必须细分为地表水体蓄水变化量、土壤蓄水变化量、地下水蓄水变化量等。sqREP)R()RR(，地下，表地下表三、全球水量平衡方程三、全球水量平衡方程 全球水量平衡系由海洋海洋和陆地陆地水量平衡联合组成。p 1、海洋水量平衡方程式、海洋水量平衡方程式 以全球海洋为研究对象，则任意时段任意时段内的水量平衡方程式为：多年平均多年平均状态下s海0，所以 即在多年平均状态下，整个海洋的降水量加上入海径流
22、量与海面水蒸发量处于动态平衡状态。对于各大洋来说，降水量与入海径流量之和并非等于蒸发量？海海海sPER0ER海海Pp 2、陆地水量平衡方程式、陆地水量平衡方程式陆地上水循环可分为外流区外流区与内流区内流区，其水量平衡方程式可分为外流区和内流区水量平衡方程。1）外流区水量平衡方程）外流区水量平衡方程 对于外流区外流区来说，任意时段的水量平衡方程为：P外E外R地表R地下=s外 对于多年平均而言s外0，并以R=R地表R地下，则有 P外、E外、R地表、R地下和s外分别为外流区任意时段内降水量、蒸发量、入海的地表与地下径流量和蓄水量变化；0ER外外P2）内流区水量平衡）内流区水量平衡 内流区水循环基本上
23、呈闭合状态，除了上空存在与外界水汽发生交换外，内流区的降水最终全部转化为水汽，没有水量入海。因此在多年平均情况多年平均情况下的水量平衡方程为：分别为内流区多年平均降水量降水量、蒸发量蒸发量。内内EP内P内E 3）陆地水量平衡方程）陆地水量平衡方程 陆地水量平衡方程是由外流区外流区与内流区内流区水量平衡方程的组合：由于 ，全球陆地平均降水量P 陆为800mm，平均蒸发E 陆为485mm，两者之差为315mm，它与入海径流量R 相当。REE(）（）内外内外PP）内外陆PPP(）（内外陆EEERE陆陆P0ER外外P内内EP非洲为什么干旱?全球各大洲水量收支p 3、全球水量平衡方程式、全球水量平衡方程
24、式全球水量平衡方程式是海洋海洋水量平衡方程式与陆地陆地水量平衡方程式的组合：海洋水量平衡方程式：陆地水量平衡方程式：P 海P 陆=E 陆E 海 即海洋与陆地的多年平均降水量等于海洋与陆地多年平均蒸发量，即 在水循环过程中，全球总水量不变，但各种水体之间相对数量却是不断变化的。RE陆陆P0ER海海P全球全球EP水体水体蓄水量变化（蓄水量变化（109m3/a）海平面变化值（海平面变化值（mm/a）冰川冰川2500.7湖泊湖泊800.2地下水地下水3000.8水库水库500.1海洋海洋5801.6全球各种水体动态变化及引起的海平面变化全球各种水体动态变化及引起的海平面变化第三节第三节 蒸发蒸发 蒸发
25、是水由液态转变为气体状态的过程，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。蒸发因蒸发面的不同，可分为水面蒸发水面蒸发、土壤蒸发土壤蒸发与植物散发植物散发等；土壤蒸发和植物散发合称为陆面蒸发陆面蒸发；流域上各部分蒸发和散发的总和称为流域总蒸发流域总蒸发。流域总蒸发可能包含水面蒸发流域总蒸发可能包含水面蒸发、土壤蒸发土壤蒸发与植物散发植物散发等一、蒸发的物理机制一、蒸发的物理机制p1、水面蒸发、水面蒸发 水面蒸发是在充分供水条件充分供水条件下的蒸发。分子运动角度分子运动角度：水分蒸发是发生在水体与大气界面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
26、面。通常说的蒸发量E，即是从蒸发面跃出跃出的水量和返回返回蒸发面的水量之差值差值，称为有效蒸发量有效蒸发量。能态角度能态角度：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蒸发潜热潜热，以L表示，其值与蒸发面的温度T有以下的关系：L=24912.177T（J/g）为什么说蒸发是物质和能量的转换？能量的转换是怎样的？
27、问题：p2、土壤蒸发、土壤蒸发土壤蒸发土壤蒸发是发生在土壤孔隙中的水的蒸发现象。l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。l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，因而其供水条供水条件件越来越差，土壤的实际蒸发量也随之降低。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三个阶段：1）定常蒸发率阶段）定常蒸发率阶段：在充分供水条件下，水通过毛管毛管作用作用，源源不断地输送到土壤表层供给蒸发，蒸发快速
28、进行，蒸发率相对稳定；蒸发量等于或近似于相同气象条件下的水面蒸发；此阶段土壤蒸发主要受气象条件的影响（如风速、饱和差）。裸露土壤蒸发过程示意图裸露土壤蒸发过程示意图2）蒸发率下降阶段）蒸发率下降阶段 当蒸发达到某一临界值W田（约为土壤田间持水量），土壤的供水能力不能满足蒸发需要，蒸发率减小并进入明显下降阶段。由于供水不足，毛管水毛管水达不到地表，土壤水主要以薄膜水薄膜水的形式，由水膜厚的地方向水膜薄的地方运动。蒸发量的大小主要取决于土壤含水量，气象因素处于次要地位。毛管上升水毛管上升水毛管悬着水毛管悬着水悬着水带悬着水带3）蒸发微弱阶段）蒸发微弱阶段 当蒸发达到第二临界值W凋（凋萎系数，凋萎系
29、数，其值相当于植物无法从土壤中吸水而开始凋谢枯死时土壤含水量），土壤蒸发便进入蒸发率微弱阶段。土壤水由底层向表面的薄膜运动基本停止，土壤液态供水中断，仅靠下层水汽向外扩散水汽向外扩散，此时土壤蒸发在较深的土层中进行。汽化扩散速度主要与上下层水汽压梯度水汽压梯度及水汽所通过的路径长短路径长短和弯弯曲程度曲程度有关，并随汽化层的不断向下延伸，蒸发越来越弱。p3、植物散发、植物散发 植物散发又称植物蒸腾植物蒸腾，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。p3、植物散发、植
30、物散发 由于植物的散发主要是通过叶片上的气孔气孔进行的，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。二、影响蒸发的因素二、影响蒸发的因素p 1、供水条件、供水条件 通常将蒸发面的供水条件分为充分供水充分供水和不充分供水不充分供水：将水面蒸发以及含水量达到田间持水量以上的土壤蒸发，称为充充分供水条件下的蒸发分供水条件下的蒸发；将土壤含水量小于田间持水量田间持水量情况下的蒸发为不充分供水条件下不充分供水条件下的蒸发的蒸发。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蒸发能力/潜在蒸发量潜在蒸发量/最
31、大可能蒸发量最大可能蒸发量。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，视为区域蒸发能力蒸发能力。蒸发能力的表示方法：蒸发能力的表示方法：由于在充分供水条件下，蒸发面与大气之间的显热交换很小，可以忽略不计，因而辐射平衡的净收入基本上消耗于蒸发，蒸发能蒸发能力力可以表示为：Ep为蒸发能力，L为蒸发潜热，R为辐射平衡值，t为时段长。对于特定的蒸发面，其蒸发能力并不是常数，受到太阳辐射太阳辐射、温温度度、饱和差饱和差以及风速风速等条件的影响。实际情况下的蒸发可能等于蒸发能力，可能小于蒸发能力。pR tELpE LR tp2、影响蒸发的动力与热力因素、影响蒸发的动
32、力与热力因素 1）动力学因素）动力学因素 水汽分子的垂向水汽分子的垂向扩散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水汽含量垂向梯度和水水汽压梯度汽压梯度，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。p2、影响蒸发的动力与热力因素、影响蒸发的动力与热力因素 1）动力学因素）动力学因素 大气垂向对流运动大气垂向对流运动垂向对流垂向对流是指由蒸发面和空中的温差温差所引起，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，饱和差饱和差扩大，从而加速了蒸发面的蒸发。大气中的水平运动和湍流扩散大气中
33、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水平运动，也有不规则的湍流运动湍流运动。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）热力学因素 太阳辐射：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。对于植物散发来说，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，散发随温度升高而
34、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。平流时的热量交换平流时的热量交换 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。蒸发体自身的特性有关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。如矿化度如矿化度10克克/升，透明度升，透明度1米，米，浓度为浓度为1.1-1.12克克/厘米厘米3的污水的污水的蒸发量仅为淡的蒸发量仅为淡水蒸发量的水蒸发量的75%.p3、土壤
35、特性和土壤含水量的影响、土壤特性和土壤含水量的影响 1）对土壤蒸发的影响）对土壤蒸发的影响 不同质地的土壤，其含水量与土壤蒸发比土壤蒸发比(E/EM)之间关系线都有一个转折点。与此转折点相应的土壤含水量，称为临界含水量临界含水量。当实际的土壤含水量大于大于此临界值时，则蒸发量与蒸发能力之比蒸发量与蒸发能力之比接近于1，即土壤蒸发接近于蒸发能力，并与土壤含水量无关。各种土壤含水率与蒸发比各种土壤含水率与蒸发比 当土壤含水量小于小于临界值，则蒸发比与含水量呈直线关系。在此情况下，土壤蒸发不仅与含水量含水量呈正比，而且还与土壤的质土壤的质地地有关。土壤质地不同，土壤的空隙率及连通性也不同，进而影响土
36、壤中水的运动特性，影响土壤水的蒸发。各种土壤含水率与蒸发比各种土壤含水率与蒸发比2）对植物散发的影响）对植物散发的影响 植物散发的水来自根系吸收土壤中的水，所以土壤的特性和土壤含水量会影响植物散发。对影响的程度有不同的认识,有的学者认为植物的散发量与留存在土壤内可供植物使用的水大致成正比；有的认为土壤有效水的减少到植物凋萎含水量前散发与有效水无关。三、蒸发量的计算三、蒸发量的计算p三种途径三种途径 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。p水面蒸发量的确定水面蒸发量的确定p器测法器测法直接应用陆地蒸发器、蒸发池及水面漂
37、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 E E E其中，E为实际蒸发量，E为蒸发器测定值，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值表p经验公式法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。p热量平衡法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。p土壤蒸发
38、量的确定土壤蒸发量的确定p器测法器测法基本原理：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。p经验公式法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。p植物蒸发量的确定植物蒸发量的确定 比较复杂，一般可归纳为直接测定和分析估算两种方法。比较复杂，一般可归纳为直接测定和分析估算两种方法。p直接测定法直接测定法有器测法、坑测法和棵枝称重法等。p分析计算法分析计算法有水量平衡法、热量平衡法和各种散发模型等。p流域总蒸发量的估算流域总蒸发量的估算p水量平衡法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
39、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。p水热平衡法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。第四节：水汽扩散与输送第四节：水汽扩散与输送 水汽扩散与输送是地球上水循环过程的重要环节，是将海水、陆地水与空中水联系在一起的纽带。对于地表缺水、地面横向水交换过程比较弱的内陆地区来说，水汽扩散和输送对地区水循环过程具有特别重要的意义。一、扩散现象一、扩散现象 扩散扩散：是指由于物质、粒子等的随机运动随机运动而扩展于给定空间的一种不可逆现象。
40、扩散现象不仅存在于大气之中，也存在与液体分子的运动之中。在扩散过程中伴随着质量转移质量转移，还存在动量动量和热量转移热量转移。结果使得质量、动量与能量不均匀不均匀的气团或水团趋向一致趋向一致，即扩散的结果带来混合。澳大利亚山火造成的白色烟雾向东南方扩散澳大利亚山火造成的白色烟雾向东南方扩散2009-2-7p1、分子扩散、分子扩散 分子扩散分子扩散/分子混合分子混合，是大气中的水汽，各种水体中的水分子运动的普遍形式。如：如：蒸发过程中液面上的水分子由于热运动、脱离水面进入空中并向四周散逸的现象。如：如：在静止的水面上瞬时加入有色溶液，可观察有色溶液在水中扩散的过程。水中墨水扩散水中墨水扩散p2、
41、紊动扩散、紊动扩散/紊动混合紊动混合/湍流扩散湍流扩散 与分子扩散一样，大气紊动扩散过程中，也具有质量转移，动能转移和热量转移，其转移的结果促使质量、动量、热量趋向均匀。与分子扩散相比，紊动扩散系数是前者的千百倍，即紊动扩散作用远较分子扩散作用强。分子扩散与紊动扩散经常是同时存在的。二、水汽输送二、水汽输送 水汽输送是指大气中的水分由一地向另一地、或由低空输送到高空的运移过程。水汽在输送过程中，水汽含量，运动方向与路线，以及输送强度等随时会发生改变，从而影响到沿途的降水。水汽输送过程中，还伴随有动量动量和能量能量的转移，因而对沿途的气温、气压等其他气象因子会产生一定影响。水汽输送主要有大气环流
42、大气环流输送输送和涡动输送涡动输送，并具有强烈的地区性特点和季节变化，有时以环流输送为主，有时以涡动输送为主，总体以前者为主。水汽输送主要集中于对流层的下半部，其中最大的输送量出现在近地面层的850900百帕左右的高度，由此向下向上水汽输送量均迅速减小，至500400百帕以上高度处，水汽输送量很小。p1、大气水分平衡方程式、大气水分平衡方程式 对于一个给定区域范围上的气对于一个给定区域范围上的气柱，根据水量平衡原理，可建立该柱，根据水量平衡原理，可建立该气柱大气水分平衡方程式：气柱大气水分平衡方程式：(W1+Ei)(W2+Pi)=W 对于长时间段对于长时间段 W=0，于是，于是区域内降水量可用
43、下式表达：区域内降水量可用下式表达：Pi=W1 W2+Eip2、水汽输送通量和水汽通量散度、水汽输送通量和水汽通量散度l水汽输送通量表示在单位时间内水汽输送通量表示在单位时间内流经某一单位面积的水汽量。分流经某一单位面积的水汽量。分水平和垂直输送通量。通常说的水平和垂直输送通量。通常说的水汽输送通量指水平方向的水汽水汽输送通量指水平方向的水汽输送。水汽输送通量是一个向量，输送。水汽输送通量是一个向量，输送方向与风速相同。输送方向与风速相同。l水汽通量散度：指单位时间内汇水汽通量散度：指单位时间内汇入单位体积或从该体积辐散出去入单位体积或从该体积辐散出去的水汽量，也是一个向量。任何的水汽量，也是
44、一个向量。任何地点的水汽通量散度都可由风和地点的水汽通量散度都可由风和温度资料计算出来。散度为正表温度资料计算出来。散度为正表示该地为水汽源，降水较少；反示该地为水汽源，降水较少；反之为水汽汇，降水较多。之为水汽汇，降水较多。p3、影响水汽输送的主要因素、影响水汽输送的主要因素 1）大气环流的影响）大气环流的影响 水汽的输送有两种形式，大气环流输送和涡动输送，其中环流输送处于主导地位。由于大气环流决定的全球流场流场和风速场风速场，而流场和风速场直接影响全球水汽的分布变化，以及水汽输送的路径和强度。2）地理纬度的影响）地理纬度的影响 地理纬度的影响主要表现为影响辐射平衡值，影响气温气温、水温水温
45、的纬向分布，进而影响蒸发蒸发以及空中水汽含量空中水汽含量的纬向分布，基本规律是水汽含量随纬度的增高而减少。3）海陆分布的影响）海陆分布的影响：海洋是水汽的主要源地，距海远近直接影响空气中水汽含量的多少。4）海拔高度与地形屏障作用的影响）海拔高度与地形屏障作用的影响：一是随着地表海拔高度的增高，近地层湿空气层逐渐变薄，水汽含量相应减少。垂直于气流运行方向的山脉，常常成为阻隔暖湿气流运移的屏障，迫使迎风坡为多雨区而背风坡绝热升温，湿度降低，水汽含量减少，成为雨影区雨影区。一些雨影区一些雨影区p4、我国水汽输送的基本特点、我国水汽输送的基本特点我我国国水水汽汽主主要要来来源源在在哪哪里？里？第一第一
46、，存在三个基本水汽来源，三条输出入路径，并有明显季节变化。西北水汽流西北水汽流自西北方向入境，于东南方向出境，大致呈纬向分布，冬季直达长江，夏季退居黄河以北；南海水汽流南海水汽流自广东、福建沿海登陆北上，至长江中下游地区偏转并由长江口出境，夏季可深入华北平原，冬季退缩到北纬25以南地区，水汽呈明显的经向分布，该水气流水汽含量大。孟加拉湾水汽流孟加拉湾水汽流通常自北部湾入境，流向广西，云南，继而折向东北方向，并在贵阳-长沙一线与南海水汽流汇合,而后进入长江中下游地区，然后出海,全年中一春季最盛,冬季限于华南沿海。第二第二，水汽输送既有大汽平均环流引起的平均输送，又有移动性涡动输送。第三第三，地理
47、位置地理位置、海陆分布海陆分布与地貌地貌上总体格局，制约了全国水汽输送的基本态势。青藏高原青藏高原决定了我国水汽输送场形成南北两支水汽流，北纬30以北地区盛行纬向水汽输送，30 以南具有明显的经向输送；秦岭秦岭淮河一线淮河一线成为我国南北水汽流经常汇合的地区，是水汽流辐合带；海陆分布海陆分布制约了我国上空湿度场的配置，呈现从东南沿海向西北内陆递减的趋势，进而影响了我国降水的地区分布。第四第四，水汽输送场垂直分布存在明显差异。850百帕气层上百帕气层上，一年四季水汽输送场形势比较复杂；700百帕气层上百帕气层上，在淮河流域以北盛行西北水汽流，淮河以南盛行西南水汽流，两股水汽流在北纬3035 一带
48、汇合后东流入海；500百帕高度上百帕高度上，一年四季水汽输送呈现纬向分布；低层低层大气中则经向输送比较明显；自低层到高层存在经向到纬向的顺时针向切变。我国的水汽输送我国的水汽输送主要从南部和西主要从南部和西部入境部入境(占总输入占总输入量的量的89.1%)89.1%)，从，从东部输出东部输出(占总输占总输出量出量88.8%)88.8%)。就。就流域而言，长江流域而言，长江流域净输入量最流域净输入量最大，依次为华南、大，依次为华南、西南、东北和西西南、东北和西北，华北为净输北，华北为净输出区。输入水汽出区。输入水汽中经向占中经向占55.8%55.8%，纬向占纬向占44.2%44.2%；输；输出水
49、汽中纬向占出水汽中纬向占89.2%89.2%，经向占，经向占10.8%10.8%。第五节第五节 降水降水p意义：意义：降水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。一、降水要素及降一、降水要素及降水特征的表示方法水特征的表示方法p1 1、降水要素、降水要素l 1 1）降水量）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）降水历时与降水时间：降水历时降水历时指一场降水自始至终所经历的时间；降水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
50、水。3）降水强度）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）降水面积：即降水所笼罩的面积，以平方千米计。p2、降水特征的表示方法、降水特征的表示方法 1）降水过程线）降水过程线：以一定时段（时、日、月或年）为单位所表示的降水量在时间上的变化过程，可用曲线或直线图表示。较短的时间单位更能反映降水的真实过程。2）降水累积曲线）降水累积曲线：以时间为横坐标，纵坐标表示自降水开始到各时刻降水量的累积值累积值。曲线上每个时段的平均坡度是各时段内的平均降水强度。若所取时段很短，即t0，可得出瞬时雨强i，即i=dp/dt。I=P/t 3）等降水量线）等降水量线（等雨量线）指
