水资源形成与转化.ppt

*,单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,水资源形成与转化,第一节 水分循环和水量平衡,水循环（,water cycle):,地球上的各种形态的水在太阳,辐射、地球重力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、,下渗和径流等环节，不断发生相态转换和空间位置的转移过,程，称为水分循环（水文循环）。,一、地球上的水分循环,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。,海陆间水循环（大循环或外循环）,内陆水循环（小循环）,海上内循环（小循环）,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,。,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，但局部水循环是开放系统,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。,水循环周期,大气中的水汽，平均每,8,天多循环更新一次,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。,（一）、水量平衡原理,水量平衡原理是研究各种水文要素之间数量关系的基本原,理，也是水资源量估算的基本出发点。,水量平衡的基本方程：,I-O=S,2,-S,1,=,S,I:,区域在给定时间内收入（输入）水量；,O:,区域在给定时间内支出（输出）水量；,S,1,和,S,2,:,区域在给定时间内的始、末蓄水量；,S:,区域在给定时间内的蓄水变量；,二、水量平衡,（二）、全球水量平衡方程,全球海洋水量平衡方程：,P,洋,+R-E,洋,=,S,公式,1,P,洋,:,大气降水量；,R:,入海径流量；,E,洋,:,蒸发量；,S:,海洋,蓄水变量；,对于多年平均情况，则,海洋水量平衡方程：,P,洋,+R=E,洋,公式,2,全球陆地水量平衡方程：,P,陆,-R-E,陆,=,S,公式,3,P,陆,:,大气降水量；,R:,流出陆地径流量；,E,陆,:,蒸发量；,S:,陆地,蓄水变量；,对于多年平均情况，则,陆地水量平衡方程：,P,陆,=R+E,陆,公式,4,公式,2+,公式,4,：,P,洋,+P,陆,=E,洋,+E,陆,P,全球,=E,全球,（三）、流域水量平衡方程,流域：指由分水线所包围的河流集水区。,分水线：流域之间的分水地带称为分水岭，分水岭上最高点的,连线为分水线，即集水区的边界线，包括山脊线和鞍部。,流域分为：闭合流域和非闭合流域。,闭合流域,：地上水分水线与地下水分线完全重合。,非闭合流域,：地上水分水线与地下水分线不一致。,对于闭合流域水量平衡方程为：,P (R+E)=,S,R:,含地表径流,Rs,和地下径流,Rg,多年平均情况,：,P=R+E,对于非闭合流域水量平衡方程为：,P (R+E)=,S+,W,第二节 地表水资源的形成,水资源主要是指某一地区逐年可以恢复和更新的、可以,被利用的淡水资源。,一个地区的,水资源总量,为当地,降水,形成的地表和地下的,产水量。,地表水,是陆地表面的河流、冰川、湖泊、沼泽等水体的,总称。,地表水资源量,通常用地表水体的,动态水量,（河川径流量）,来表示。,降水、径流、蒸发,是决定区域水资源状态的三个要素。,(1)含水层:指能够给出并透过相当数量水的饱和岩石土层。,(5)径流系数（a）,方法：水量平衡法、水热平衡法和经验公式法。,稳而持续时间长，构成河流的基流。,水汽、上升运动和冷却凝结是形成降水的三个因素。,按照性质不同，流域蒸发可以分为水面蒸发（包括冰雪面）、土壤蒸发和植物散发。,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。,岩石土壤层带，是由岩石土壤（包,（一）降水的成因及分类,第三节 地下水资源的形成,第二节 地表水资源的形成,承压水埋藏在地下两个隔水层之间，与地表是没有任何,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。,降水是水资源的总补给来源，是开发、利用水资源的重要依据。,（一）降水的成因及分类,水汽、上升运动和冷却凝结是形成降水的三个因素。,1,、对流雨；,2,、地形雨；,3,、锋面雨；,4,、气旋雨,一、降水,（二）降水的基本要素,1,、降水量：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。,2,、降水持续的时间称为降水历时，单位为,min,、,h,或,d,。,3,、降水强度为单位时间的降水量，以,mm/min,或,mm/h,计。,4,、降水笼罩的平面面积为降水面积，以,km,2,计。,5,、暴雨集中的较小的局部地区，称为暴雨中心。,（三）流域,平均,降水量的计算,常用的区域平均降水量计算方法有：,算术平均法、泰森多边形法,和,等雨量法,三种。,1.,算术平均法（均值法）,适用于流域内地形起伏不大、雨量站稠密且分布均匀。,P,（,p,1,p,2,p,n,）,/n,P,：,流域平均降水量；,P,i,：,各雨量站的同期降水量；,n,：,流域雨量站数。,2.,泰森多边形法（垂直平均法）,美国气候学家,AHThiessen,提出了一种根据离散分布的气象站的降雨量来计算平均降雨量的方法，适用于流域内地形起伏不大、雨量站稠密且分布不均匀。（若区域内有高大山脉，此法误差较大）。,步骤：,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。,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。,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）。,流域内平均降水量计算公式：,f,1,P,1,+f,2,P,2,+f,n,P,n,P=,f1+f2+fn,3.,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。,步骤：,（,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,f1,f2.fn,各相邻等雨量线间的面积（,hm,2,）,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。,蒸发是指地球表面的液态或固态水分变成大气中的水汽所有过程的总称。,按照性质不同，流域蒸发可以分为,水面蒸发,（包括冰雪面）、,土壤蒸发,和,植物散发,。,陆地蒸发：包括,土壤蒸发,和,植物散发,。,流域,(,区域,),总蒸发：包括各部分蒸发和散发,总和,。,大陆上一年内的降水约有,60%,消耗于蒸散发，显然蒸散发是水循环的重要环节。对陆地水来讲，蒸散发是降水转变为径流过程中的一项主要损失。,二、蒸发,（一）蒸发的物理机制,水面蒸发,包括两个过程水分化汽和水汽扩散。,2.,土壤蒸发,包括三个阶段：定常蒸发率阶段（,属于饱和面蒸发,）,、蒸发率,下降阶段、蒸发率微弱阶段。,土壤蒸发的确定方法：水汽输送法、能量平衡法、水量平衡法、,器测法、经验公式法等。,3.,植物散发,（二）蒸发的表示方法,蒸发量,一定时间内，水分经蒸发而散布到空气中的水量。,2.,蒸发率,单位时间、单位面积内的蒸发量。,3.,蒸发力,指在充分供水条件下，某一蒸发面的蒸发量（即同一气象条件,下可能达到的,最大蒸发率,）也称为潜在蒸发量或最大可能蒸发,量,Em,。,计算：彭曼公式和布德科公式,E0=,（,（,R/L,）,+Ea,）,/,（,+,）,（三）流域总蒸发量的计算,方法：,水量平衡法、水热平衡法,和,经验公式法。,1.,水量平衡法,当区域内有较长时段的降雨、径流资料时，任意时段区域水量,平衡方程的基本形式：,Ei=Pi-Ri,W,Ei,：总蒸发量,Pi,：降雨量,Ri,：径流量,W,：时间段内流域蓄水量的变化量,适用于：当时段内流域的蓄水量变化甚微时，如计算多年平均,总蒸发量；较大区域，也常用于检验其他方法的标准。,当时间段内,W,变化较大时（课本图），根据流域的蓄,水情况，可将区域蒸散发分为三个阶段：,Em WWa,E=1-(1-C)(Wa-W)/(Wa-Wb)Em Wb W Wa,CEm W Wb,E:,流域蒸散发量,Em,：流域蒸散发能力,W:,流域蓄水量,C:,小于,1,的系数，一般取值,降水是水资源的总补给来源，是开发、利用水资源的重要依据。,狭义地下水存在于饱和带岩土层中的重力水。,对于非闭合流域水量平衡方程为：,P (R+E)=S+W,算术平均法（均值法）,（一）径流含义及其组成,I=ij,对于多年平均情况，则海洋水量平衡方程：,同路径注入河网后，在河网内沿河槽由上游向下游作纵向的流,一般说来，等雨量线是计算区域平均雨量最完善的方法。,是指陆面水分的一部分或者全部通过陆面、水面蒸发和植,海陆间水循环（大循环或外循环）,5、暴雨集中的较小的局部地区，称为暴雨中心。,多年平均情况：P=R+E,计算：彭曼公式和布德科公式,构成含水层必须具备三个条件：,由降雨产生的地表径流Rs、壤中流Rss和地下径流Rg通过不,蒸散发能力计算公式（桑斯威特公式）：,Em=16b(10T/I),a,I=,i,j,T:,月平均气温,I,：年热能指数,i:,月热能指数,a,b:,函数与修正系数,2.,水热平衡法,一般表达式：,E/P,=,(,R/LP,),3.,经验公式,史拉别尔、奥里杰科普、布德科等人提出经验公式。,（四）干旱系数,年蒸发能力与年降雨量之比。,在当前的技术经济条件下，径流则是可以长期开发利用的水资源。河川径流的运动变化，又直接影响着防洪、灌溉、航运和发电等工程设施。因而径流是人们最关心的水文现象。,（一）径流含义及其组成,径流（,runoff,）：流域内的大气降水，除掉部分被蒸发等耗损外，其余的在重力和静水压力作用下沿着流域地表面和地下汇入河网，并向出口断面汇集和输送的全部水流。,三、径流,按照流经途径的不同，径流分为：,地表径流,、,壤中流,、,地下流,。,（二）径流特征值,1.,流量,Q,流量是指单位时间内通过某一横断面的水量，常用单位为,m,3,/s,。其计算式：,Q,AV,式中，,A,为过水断面面积（,m,2,),；,V,为断面平均流量（,m/s,）。,水位与流量的关系：,河流水位的变化，从本质上看是河流流量的变化，流量增大，水位升高；流量减小，水位降低。因此，水位变化实质上是流量变化的外部反映和表现；另一方面，流量大小可以通过水位高低反映出来，即二者呈某种函数关系,Q=f(H),，水位升高，流量增大。即,Q=f(H),呈单调递增函数。,(2),径流总量,W,是指在一定时段内通过河流某一横断面的总水量（一般指出口断面）。常用单位为,m,3,，其计算式为：,W=QT,式中：,Q,为流量（,m,3,/s,）；,T,为时段（如日、月、年等）长。,(3),径流深度,R,是指单位流域面积上的径流总量。也就是把径流总量平铺在整个流域面积上所得到的水层深度。通常用,mm,作为单位。,W,：为径流总量（,m,3,）；,F,：为流域面积（,km,2,）；,(4),径流模数,M,是指单位时间在单位流域面积上的产水量。常用单位为,dm,3,/(s km,2,），其计算式为：,M,=,1000 Q/F,式中：,Q,为流量（,m,3,/s,）；,F,：为流域面积（,km,2,）；,1000,为单位换算系数（即,lm,3,水为,l000dm,3,）。,径流模数最能说明与自然地理条件相联系的径流特征。,通常用径流模数来比较不同流域的单位面积产水量。,(5),径流系数（,a,）,指任一时段的径流深度（径流总量）与该时段的降水量（或降水总量）之比值。,(6),模比系数,(,径流变率,),K,是指某一时段径流值（,Mi,Qi,或,Ri,）与同时段多年平均径流值（,Mo,Qo,或,Ro,）之比。,（三）径流形成过程,指从降水开始到水量流出河流出口断面为止的整个物理过程，称为径流形成过程。,常将降雨径流形成过程概化为四个阶段：,流域降雨阶段,、,流域蓄渗阶段,、,流域产流和漫流阶段,、,河网汇流阶段,。,流域降雨阶段,流域蓄渗阶段,通常通常把降雨开始之后，到地表径流产生之前，降雨的,截留、下渗、填洼及蒸散发等雨水的耗损过程概化为流域的蓄,渗阶段（停蓄阶段）。,3.,坡地产流和漫流阶段,产流,：当流域内的降雨量满足了流域蓄渗之后，若降雨持续进,行，则开始产生地表或地下径流。,包气带,：指地表面与潜水面之间的,岩石土壤层带，是由岩石土壤（包,含风化壳）构成的有孔介质蓄水体。,包含有空气，为水、土、气三相系,统。,饱水带：,包气带以下即地下水面以,下饱含水分的岩石土壤层带，为水,、土二相系统。,直接径流,：壤中流和地表径流相互转化，将二者合称为直接径,流。,基流,：地下径流运动慢，变化也慢行，补给河水的地下径流平,稳而持续时间长，构成河流的基流。,4.,河槽集流阶段（河网汇流）,由降雨产生的,地表径流,Rs,、,壤中流,Rss,和,地下径流,Rg,通过不,同路径注入河网后，在河网内沿河槽由上游向下游作纵向的流,动和汇集，直到最后流出出口断面的整个物理过程，称为河槽,集流或河网汇流。它是降雨径流形成的最终环节。,河网调蓄（河槽调节）,：在涨水段河网（河槽）滞蓄一部分水,量，而退水段河网蓄水消退。,在径流形成中通常把从降雨开始，到地表径流和壤中径流产生,的过程，称为,产流过程,；,而把坡地汇流和河网汇流过程，统称为,流域汇流过程,。,第三节 地下水资源的形成,相对地表水而言，埋藏,地表面以下,各种岩石土层空隙中的水。,狭义地下水存在于饱和带岩土层中的重力水。,重力水又称为自由水（,free water,）,:,指岩土中在重力作用下自,由运动的地下水。,一、地下水的形成,地下水形成必须具有两个条件,：一、水分来源；二、要有储存,水的空间。,（一）地下水的水源条件,1,、渗入水,大气降水和地表水,2,、凝结水,大气水汽和包气带岩石土壤空隙中水汽凝结,3,、埋藏水和除生水,（二）地下水的储存条件,岩石土壤层中的空隙是地下水储存的空间。,空隙：,孔隙、裂隙、溶隙,空隙度：岩石中空隙的体积与岩石总体积的比值。,岩石的水理性质,：指岩石与水接触后表现出的有关性质，即与,水分储容和运移有关的性质。包括：,（,1,）容水性；（,2,）持水性；（,3,）给水性；（,4,）透水性,K,(,三,),含水层和隔水层,饱和带内,的岩石土层按照,透过和给出水的能力,分为含水和隔水,层。,(1),含水层,:,指能够给出并透过相当数量水的饱和岩石土层。,(2),隔水层,：指那些即不能给出又不能透过水的岩石，或者它给出或者透过的水量都极少。,构成含水层必须具备三个条件：,a.,岩层要具有能容纳重力水的空隙,b.,具有储存和聚集地下水的地质条件,岩层下有隔水层，使水不能向下漏失；水,平方向有隔水层阻挡，以免水全部流空。只有,这样才能使运动在岩层空隙中的地下水长期储,存下来，并充满岩层空隙而形成含水层。,c.,具有充足的补给来源,二、地下水的动态和运动,（一）地下水的动态,地下水的动态：,指地下水水位、水量、水温和水质等要素随时,间和空间所发生的变化现象和过程。,（二）地下水的运动,地下水在岩石空隙中的运动称,为渗流（渗透）,。,上层滞水,水,水,三、地下水的类型,1.,包气带水：指位于潜水面以上空隙未被水充满而包含空气的岩土层中的水，主要是土壤水和上层滞水。,2.,上层滞水：存在于包气带中局部隔水层或弱透水层之上的重力水。,3.,潜水：埋藏在地表下第一个稳定隔水层上具有自由表面的重力水。,孔隙、裂隙、溶隙,4.,承压水：指充满于两个稳定隔水层之间的含水层中的地下水。,承压水,埋藏在地下两个,隔水层,之间，与地表是没有任何,联系的的，类似于真空状态，如果打通,隔水层,，那么由于压力的作用水会瞬间喷涌出来。,谢谢观看,谢谢观看,