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第二章水资源的形成及转化关系水以各种形式存在于地球上，形成了一个巨大的水圈，水资源在这个水圈中不断地循环转化，不断地更新利用，但是水资源的形成及转化过程极为复杂。本章就水资源的形成及转化问题作出简单的介绍，以及气候变化、人类活动对水资源产生的影响作用。第一节水循环过程与水量平衡一、水循环的认识水循环（watercycle），是指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。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。在海洋与陆地之间，陆地与陆地上空之间，海洋与海洋上空之间时刻都在进行着水循环过程。水文循环过程如下图所示大气降水水汽水平运动蒸腾内陆海陆间海上地面蒸发滴落蒸腾地表径流滴落水面蒸发根系吸收根系吸收地下径流海洋根系吸收•海陆间水循环•内陆水循环•海上内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。从上面的水循环示意图中，可以看出，水循环不断地发生在陆地之间、海洋之间以及陆地与海洋之间，这就形成所谓的内陆循环、海上循环以及海陆循环。有时也将海陆循环称之为大循环或外循环，内陆循环和海上循环称之为小循环或内循环，前者称为内陆小循环，后者称为海洋小循环。人们常常所说的水循环是指自然界中通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗以及径流等环节形成的水循环，称为自然水循环。通常把有人类活动影响或参与的部分水循环过程称为社会水循环。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。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，但局部水循环是开发系统水循环赋予水体可再生性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。人类活动不断改变着自然环境，越来越强烈地影响水循环的过程。人类构筑水库，开凿运河、渠道、河网，以及大量开发利用地下水等，改变了水的原来径流路线，引起水的分布和水的运动状况的变化。农业的发展，森林的破坏，引起蒸发、径流、下渗等过程的变化。城市和工矿区的大气污染和热岛效应也可改变本地区的水循环状况。水循环的研究意义水循环把水圈中的所有水体都联系在一起，它直接涉及到自然界中一系列物理的、化学的和生物的过程。水循环对于人类社会及生产活动有着重要的意义。水循环的存在，使人类赖以生存的水资源得到不断更新，成为一种再生资源，可以永久使用；使各个地区的气温、湿度等不断得到调整。人类的活动也在一定的空间和一定尺度上影响着水循环。研究水循环与人类的相互作用和相互关系，对于合理开发水资源，管理水资源，并进而改造大自然具有深远的意义。•二、水循环周期大气中总含水量约1.29×105亿m3，而全球年降水总量约5.77×106亿m3，由此可推算出大气中的水汽平均每年转化成降水44次，也就是大气中的水汽，平均每8天多循环更新一次。全球河流总储水量约2.12×104亿m3，而河流年径流量为4.7×105亿m3，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。陆地水更新循环类型及其更新循环周期河水16天三、水量平衡waterbalance1.定义水量平衡指任意选择的区域（或流域），在任意的时段内，其收入的水量与支出水量之差等于其蓄水量的变化量。平衡的基本原理是质量守恒定律，水量平衡是水文现象和水文过程分析研究的基础，也是水资源数量和质量计算及评价的依据。2.水量平衡方程式陆地系统：UREcPc海洋系统：UEmRPm任意单元：QQ出入Q3.全球和我国的水量平衡全球的水量平衡要素中，大洋与大陆不同，前者蒸发量大于降水量，其差值作为大陆水体的来源，参加降水过程；后者则是降水量大于蒸发量，其差值为径流量，成为大洋水量的收入项之一。与世界大陆相比，中国年降水量偏低，但年径流系数均高，这是中国多山地形和季风气候影响所致。中国内陆区域的降水和蒸发均比世界内陆区域的平均值低，其原因是中国内陆流域地处欧亚大陆的腹地，远离海洋之故。中国水量平衡要素组成的重要界线，是1200毫米年等降水量。年降水量大于1200毫米的地区，径流量大于蒸散发量；反之，蒸散发量大于径流量，中国除东南部分地区外，绝大多数地区都是蒸散发量大于径流量。越向西北差异越大。水量平衡要素的相互关系还表明在径流量大于蒸发量的地区，径流与降水的相关性很高，蒸散发对水量平衡的组成影响甚小。在径流量小于蒸发量的地区，蒸散发量则依降水而变化。这些规律可作为年径流建立模型的依据。另外，中国平原区的水量平衡均为径流量小于蒸发量，说明水循环过程以垂直方向的水量交换为主。水资源的形成可以看成是地表水和地下水的形成过程。降雨降落到地面后，一部分由于蒸发作用返回到大气中，一部分通过土壤下渗，一部分可能积蓄在低洼处，当降雨量满足填洼量后开始形成地面径流；下渗到土壤中的水分首先被土壤吸收，当达到田间持水量后，下渗趋于稳定。继续下渗的雨水，一部分从侧面土壤流出，注入河槽形成壤中流，继续下渗的雨水到达地下水面后，形成地下径流。水资源形成•一、降水1.降水及其特征降水是指液态或固态的水汽凝结物从云中降落到地表的现象第二节地表水资源的形成降水（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。2.降水的成因降水的物理成因是空气中的水汽含量达到或超过饱和湿度（即，在一定温度下空气最大的水汽含量），多余的水汽就会发生凝结，凝结的云滴不断合并，增大到不能被气流顶托时，便在重力作用下降落到地面。凝结现象发生在地表则形成露和霜凝结现象发生在地表附近的空气中则形成雾凝结现象发生在高空则形成云尘埃等微粒会加剧凝结的发生3.降水的特征通常描述降水特征的量有降水量、降水历时、降水强度、降水面积及暴雨中心等。降水量指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。降水持续的时间称为降水历时，单位为min、h或d。降水强度为单位时间的降水量，以mm/min或mm/h计。降水笼罩的平面面积为降水面积，以km2计。暴雨集中的较小的局部地区，称为暴雨中心。4.降水量强度分级5.降水的类型（1）锋面抬升与锋面雨•（2）地形抬升与地形雨•（3）局地热力对流与对流雨•（4）动力辐合上升与气旋雨6.流域平均降水量的计算•通常，雨量站所观测的降水记录，只代表该地小范围的降水情况，称点降水量。实际工作中常需要大面积以至全区域的降水量值，即面降水量值（区域平均降水量）。•常用的区域平均降水量的计算方法主要有：算术平均法、加权平均法、泰森多边形法、等雨量线法等。在面积较大的流域，最好用泰森多边形法，计算流域的平均降水量；小流域常用加权平均法；在平地上可用算术平均法和等雨量线法。（1）算术平均法（均值法）•此法是以所研究的区域内各雨量站同时期的降水量相加，再除以站数（n）后得出的算术平均值作为该区域的平均降水量（P），即：•P＝（p1＋p2……＋pn）/n•式中p1,p2,…，pn——为各测站点同期降水量（mm）•P——流域平均降水量（mm）•n——测站数•对于地形起伏不大，降水分布均匀，测站布设合理或较多的情况下，算术平均法计算简单、而且也能获得满意的结果。（2）加权平均法•在对流域基本情况如面积、地类、坡度、坡向、海拔等进行勘察基础上，选择有代表性的地点作为降水观测点，每个测点都代表一定面积的区域，把每个测点控制的面积作为各测点降水量的权重，按下列公式计算区域平均降水量：•P＝a1p1/A+a2p2/A.....+anpn/A•式中P——区域平均降水量（mm）•A——区域面积（hm2或km2）•a1,a2，....，an——每个测点控制的面积（hm2或km2），且A＝a1+a2+…+an。•p1,p2....pn——每个测点观测的降水量（3）泰森多边形法（又叫垂直平分法）•其步骤如下：•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）。•则区域平均降水量可按面积加权法求得：式中，f1，f2，…，fn为各测站控制面积，即区域边界内各多边形面积（km2）；f为研究区域面积；P为区域平均降水量；p1,p2....pn——为各观测站同期降水量（mm）。将上式改为：P=w1p1+w2p2+....+wnpn式中w＝fi/f，是各观测站控制面积与区域总面积的比值，又称各观测站的权重系数。•如果流域内的观测点分布不均匀，且有的站偏于一角，站网稳定不变，该方法使用方便，精度较高，并能用计算机迅速运算。•不足：此法假设测站间的降水是线性变化，因此没有考虑地形对降水的影响，把各雨量站所控制的面积在不同的降水过程中都视作固定不变，这与实际降水情况不符。如果某一测站出现漏测时，则必须重新计算各测站的权重系数，才能计算出全流域的平均降水量。4、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。其步骤是：（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。计算公式如下：P=f1p1/F+f2p2/F.....+fnpn/F式中f1,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。二、蒸发蒸发与散发是指液态水分或固态冰雪不断地从水面、陆面、植物表面化为水汽升入空中的过程，是水循环过程中地表水