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1、第2章 地球上的水循环,2.1 水循环概述2.1.1 水循环的基本过程和类型（一）水循环的基本过程 地球上或某一区域内，在太阳辐射和重力的作用下，水分通过蒸发、水汽输送、降水、入渗、径流等过程不断变化、迁移的现象。水通过“三态”转换在地球系统中无休止的循环过程称为水循环。,你能想到的水循环/水循环现象有哪些？,可以设想这里是起点,整个水分循环过程包括了蒸发、降水、径流3个阶段和水分蒸发、水汽输送、凝结降水、水分下渗、径流5个环节。,（二）水循环的分类,1)大循环/外循环：大区域（领域）内的循环，发生于全球海洋与陆地之间的水分交换过程，也称外循环。在循环过程中，水分通过蒸发与降水两个环节进行垂向
2、交换；以水汽输送和径流的形式进行横向交换。2)小循环/内循环：小区域（领域）内的循环，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，也称内循环。,2)小循环/内循环：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：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
3、地小循环还存在与海洋之间的横向水分交换。,（三）水循环的机理,1）水文循坏与地球圈层构造 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。2）水文循坏与全球气候 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
4、程。,问题：如果没有水循环，赤道和两极地区温度会怎么变化？,（四）水循环的科学意义,3）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。,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。,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
5、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,5）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。,6）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,气候因素（主要）温度、湿度、风速和风向下垫面因素地理位置、地表状况、地形等/影响蒸发、径流人为因素调节径流、加大蒸发、增加降水等通过改变下垫面性质、形状来影响水分循环,（五）影响水分循环的因素,（六）水分循环的周期 水分循环
6、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。,T为更体周期，W为水体总储水量，W为参与水循环的活动量。,2.2 水量平衡（一）定义：水量平衡：是指任意区域的任意时段内，其收入与支出的水量差等于该时段区域的蓄水变量。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：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、全球、海洋、陆地、流域水量平衡方程等。,1、水量平衡方程式的通式：,I 是水量的收入项，Q为水量的支出项，ds为研究时段内区域（或水体）内的蓄水变化量；
7、分别是计算时段t内的水量收入、支出与蓄水变化量。,2、流域（通用）水量平衡方程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，以地表作为柱体的上界,以地面下某一深度为柱体的下界(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；,流域是汇集地面水和地下水的区域，也即是分水线包围的集水区。有地面集水区和地下集水区两类。,闭合流域,地面分水线与地下分水线重合
8、的流域称为闭合流域；地面分水线与地下分水线不重合的流域称为非闭合流域。,注意：流域是相对于某一出口断面的。当不指明断面时，即指对河口断面以上区域。,非闭合流域,令E=E2E1为时段内净蒸发量；s=S2S1为时段内蓄水变化量，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，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。,3、海洋水量平衡方程式以全球海洋为研究对象，则任意时段内的水量平衡方程式为：多年平均状态下s海0，所以即在多年平均状态下，整个海
9、洋的降水量加上入海径流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？北冰洋和太平洋每年都有水量剩余，而印度洋和大西洋则有水量亏损，各大洋之间存在着水量交换,4、陆地水量平衡方程式 陆地上水循环可分为外流区与内流区，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对于外流区来说，任意时段的水量平衡方程为：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；,2）内流区水量平衡内流区水循环基本上呈闭合状态，除了上空存在与外界水汽发
10、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下的水量平衡方程为：分别为内流区多年平均降水量、蒸发量。,3）陆地水量平衡方程陆地水量平衡方程是由外流区与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。,5、全球水量平衡方程式 全球水量平衡方程式是海洋水量平衡方程式与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：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。,（二）水量平衡
11、研究的意义通过水量平衡研究，可以对研究地区的水资源做出正确评价；若将式 两边均除以，则 式中，为多年平均蒸发系数,为多年平均径流系数，两者之和等于1。这两个系数在不同的自然地理区内是不同的，它们综合地反映了一个地区的干湿程度。干旱区蒸发系数大，径流系数小；湿润区则蒸发系数小，径流系数大。有利于更深刻的认识水分循环和其他水文现象；,有利于揭示水分循环和水文现象对自然地理环境和人类活动的影响；水量平衡分析，揭示自然界水文过程基本规律的主要方法，通过水量平衡的研究，可以定量地揭示水循环过程对人类社会的深刻影响，以及人类活动对水循环过程的消极影响和积极控制的效果。例如，全球的温室效应，使冰川加剧消 融
12、，冰川蓄水量减少；为水文观测提供检验依据和改进方法；通过水量平衡研究，可了解各 地区的水资源总量，为水资源的开发利用提供依据，亦能校核水文计算成果。为水利工程的规划设计提供基本参数，为评价工程的可行性和实际效益提供参考。,3.3 蒸发3.3.1 蒸发的物理机制 1、蒸发的定义 蒸发是水由液态转变为气体状态的过程，是海洋和陆地上水回大气的唯一途径。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、土壤蒸发与植物散发等；土壤蒸发和植物散发合称为陆面蒸发；流域上各部分蒸发和散发的总和称为流域总蒸发。,2、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
13、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=24912.177T（J/g）,问题：为什么说蒸发是物
14、质和能量的转换？能量的转换是怎样的？,2、蒸发的物理机制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。,2、蒸发的物理机制2）土壤蒸发 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：,定常蒸发率阶段：在充分供水条件下，水通过毛管作用，源源不断地输送到土壤表
15、层供给蒸发，蒸发快速进行，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）。,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，毛管水达不到地表，土壤水主要以薄膜水的形式，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。,蒸发微弱阶段 当蒸发达到第二临界值W凋（凋萎系数，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
16、液态供水中断，仅靠下层水汽向外扩散，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及水汽所通过的路径长短和弯曲程度有关，并随汽化层的不断向下延伸，蒸发越来越弱。,3）植物散发 植物散发又称植物蒸腾，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，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。,3.3.2 影响蒸发的因素1、供水条件通常将蒸发面
17、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。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
18、蒸发面，其蒸发能力并不是常数，受到太阳辐射、温度、饱和差以及风速等条件的影响。实际情况下的蒸发可能等于蒸发能力，可能小于蒸发能力。,3.3.2 影响蒸发的因素2、影响蒸发的动力与热力因素1）动力学因素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。,3.3.2 影响蒸发的因素2、影响蒸发的动力与热力因素1）动力学因素大气垂向对流运动 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，
19、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 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。,3.3.2 影响蒸发的因素2、影响蒸发的动力与热力因素1）热力学因素太阳辐射：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
20、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 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%.,3）土壤特性和土壤含水量的影响对土壤蒸发的影
21、响 不同质地的土壤，其含水量与土壤蒸发比(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。当实际的土壤含水量大于此临界值时，则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。,当土壤含水量小于临界值，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呈正比，而且还与土壤的质地有关。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,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
22、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。,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=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,经验公式法在缺乏实测资料的情况下，可采用经验
23、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。直接测定法有器测法、坑测法和棵枝称重法等。,分析计算法有水量平衡法、热量平衡法和各种散发模型等。,
