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水量平衡

水循环的数量表示在给定任意尺度的时域空间中,水的运动(包括相变)有连续性,在数量上保持着收支平衡。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。

水量平衡可与能量平衡结合起来进行研究,即水热平衡的研究。它是现代自然地理学物质与能量交换研究的主要内容之一。水量平衡各要素组合特征(它们的数量和对比关系)构成地理地带划分的物理背景,常用以划分地理区域。因受人类活动影响而出现一系列的环境问题,多数与人们改变了水量平衡有关。

公元前,人类就有了水循环的观念。17世纪时,随着人们对降水量和河流流量的观测增多,促进和加深了人类对水量平衡的认识。当时法国的E.马略特确定了塞纳河的年径流少于年降水量的六分之一。此后,许多学者对全球水量平衡进行了多次计算。20世纪60年代以来,由于开发利用水资源的需要,已逐渐转向对中小尺度区域,包括流域及国家范围内的水量平衡研究。中国各地区水文和水资源的研究中,均包含有水量平衡各要素如降水蒸发径流地下水等和水量平衡的计算。

水量平衡方程式  水量平衡方程式可由水量的收支情况来制定。系统中输入的水(I)与输出的水(O)之差就是该系统内的蓄水量(△S),其通式为:

I-O=±△S按系统的空间尺度,大可到全球,小至一个区域;也可从大气层地下水的任何层次,均可根据通式写出不同的水量平衡方程式。

全球水量平衡方程式可写为:

式中c为大陆的降水量;为海洋的降水量;为大陆的蒸发量;为海洋的蒸发量。局部区域可理解为任意给定的空间,如河流、湖泊、冰雪等水体,各大小流域,山区、平原、盆地、农田、城镇、森林、草场等各种自然土地和土地利用的不同地段。还有按自然和行政划分的海洋区域。它们的区域界线可以是闭合的,也可以是非闭合的。从水量交换的角度也可把水量平衡的区域划分为4个自然系统,并可相应列出水量平衡方程式。

大气系统,其水量平衡方程式为:

Ai-+E-P=±△A

式中Ai和 分别为大气层中除降水蒸发以外的其他收入水量和支出水量;PE分别为降水量和蒸发量;△A为大气系统中的蓄水量。

流域系统,其水量平衡方程式为:

P-R-E=±△S

式中流域蓄水量 (△S)为降水量(P)减去径流量(R)和蒸发量(E)之差。

土壤系统,其水量平衡方程式为:

P +Cm-R +Si--E=±△W

式中Cm为土壤中的凝结水,Si为由地下水壤中流形式进入土壤层的水;为由土壤层向下渗入地下水和壤中流形式流出土壤层的水;△W为土壤层中的蓄水量。

地下水系统,其水量平衡方程式为:

αP +Ui--Eu=±△U

式中 α为地下水降水入渗补给系数;Eu为地下水上升经土壤到地面后的蒸发量Ui为地下流入系统的水量;为地下流出系统的水量;△U为地下的蓄水量。

以上 4个系统的水量平衡可以相互结合列成联立方程,用于水循环水量交换的研究。对于特定区域、空间层或水体的水量平衡方程可视具体的条件列出。

由大洋和大陆的水量平衡组成的全球水量平衡,是全球水循环的定量描述。这种描述从1905年开始以后,不同的学者提出的估算值都不相同(表1)。  从资料的系列和数量看,近期的估算值比较接近实际。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。在大洋多年平均的水量平衡中,出现了淡水平衡的概念,年平均大洋淡水平衡可用下式表示:

P +R-E=0

式中P为年降水量R为大陆入海年径流量;E为年蒸发量。在大洋的海冰中还包含着大量的淡水。大陆湖泊、水库、地下水及大陆冰川的蓄水变化,均会导致海平面的升降,对地球的生态环境有重要意义。

大陆水量平衡各洲都不相同,降水量蒸发量径流量、入海径流量等收支情况见表(表2 )。

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(表3 )。

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。

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