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(完整版)水文学教案
绪 论
一、水文学的研究对象及主要内容
(一）研究对象
1、 水文学—-研究地球上水的性质、分布、循环、运动变化规律及其与地理环境、人类社会之间相互关系的科学。
2、水体——以一定形式存在于自然界中水的总称。水的形态包括大汽水、河流水、湖泊水、海洋水、湖泊水、沼泽水、冰川水、地下水、土壤水、生物水等。
（二）水文学研究的主要内容及本课程的内容结构
1、主要内容
（1）水分循环及水量平衡（水文学的核心内容)
（2)水的数量、质量及分布
（3）各种水体的性质（物理性质、化学性质)
（4）各种水体的类型结构及运动规律
（5）水在地理环境中的作用(与生态系统、地理环境、人类活动之间的关系）
（6)水资源开发利用及人类活动的水文效应
2、本课程的内容结构

二、水文学的发展简介
水文学经历了从萌芽到成熟、从经验到理论、从定性到定量的历史发展过程。
（一)水文现象定性描述阶段
1、时期：远古——14世纪未
2、标志
（1)世界上最早的水文观测：中国和埃及（大禹冶水、随山刊木）
（2)水经注吕氏春秋定性描述各大河流的源流、水情、水文循环的初步概念
（3）特点水文观测定性描述经验积累
（二)水文科学的形成阶段
1、时期:15世纪初——19世纪未
2、特点：
（1）概念描述进入定量描述
（2）水文理论的形成
3、标志
(1）1674年p.佩罗提出了水量平衡概念
（2）1775年谢才提出了谢才公式（明渠畅流等流速公式）
（3）1802年道尔顿提出蒸发公式
（4）1856年达西定律形成
（三)应用水文学阶段
1、时期：20世纪-20世纪五十年代
2、特点
(1）水文观测理论体系进一步完善
（2)应用水文学发展
3、标志
（1）工程水文学成为应用水文学的主要分支
(2）产汇流理论计算公式
（3）森林水文学、城市水文学的形成
（四）现代水文学阶段
1、时期：20世纪50年代以来
2、特点：
（1）水文技术科学的发展
(2）分支科学不断诞生
（3)研究方法趋向综合
(4)水资源开发利用、管理、评价成为重点
3、标志
（1)雷达测雨
（2）中子散射法测土壤含水量
（3）放射性示踪测流
（4)同位素测沙
（5）卫星遥感及GIS的利用
（6）水文模拟、随机分析、系统分析方法
（7）水文研究自动化
（8）水资源的评价、管理、优化利用

三、水文学体系
(一）按水体的分类（对象）（传统分类法）
（二)系统水文学体系
1、水文学的学科体系
2、普通水文学:水文学基本理论、方法
3、水文测验学
4、区域水文学
（1）流域水文学 (2）河口水文学 （3）山地水文学
（4)平原水文学 (5）坡地水文学 （6)干旱区水文学
(7）岩溶区水文学
5、应用水文学
（1）工程水文学 （2）城市水文学 (3）森林水文学
（4）农业水文学 （5）土壤水文学
6、新技术方法
（1）随机水文学 （2）模糊水文学 （3）系统水文学
（4)遥感水文学 （5)同位素水文学

四、水文学地理研究方向及其与其它学科的联系
（一）水文学的地理研究方向
1、水文学的三个研究方向
（1）地理学方向 （2）地球物理学方向 （3)工程学方向
2、水文学地理方向（地理水文学）
（1）水文学与地理学共同隶属、分别分支
（2）侧重水体运动变化的自然规律，总体演化趋势，与其它地理要素相互关系的综合研究；水体差异的区域性研究
（3）特点:宏观性、区域性、综合性
（二)水文学在地理学中的地位
1、地理学的学科体系
2、水文学是地理学自然地理的学科分支学科
自然地理包括气候学、地貌学、水文学、土壤地理学、生物地理学等。

五、水文现象的基本特点
（一）水文现象-—水循环过程中,水的存在和运动的各种形态，统称为水文现象。
（二）水文现象的特点
1、水循环永无止境
2、周期性与随机性（时间变化上)
（1）、周期性：年周期、季周期、月周期、日周期
（2）、随机性:不重复性
3、地区颁布上的相似性和特殊性
（1）相似性：地带性规律
（2）特殊性：区域性（差异性）

六、水文学的研究方法
（一）、传统研究方法
1、成因分析法（物理学原理为基础进行水文解释)
2、数理统计法 相关分析—-经验性模型
3、地理综合防治法——等值线法（地带性规律、非地带性规律）
（二）、新技术方法

第一章 地球上水的性质与分布

第一节 地球上水的物理性质

地球上水的物理性质包括:水的形态及其转化、水的热力学性质、水温、水的密度、水色及透明度
一、水质形态及其转化
地球上的水以气态、液态和固态三种形式存在,在常温条件下三相可以互相转化。
（一）水分子的结构
1、单水分子结构
（1）单水分子结构图
（2）氧原子附近形成负极，氢原子附近形成正极；水分子具有极性
2、水分子聚合体
由于水分子具有极性，故有聚合体
(1）双水分子聚合体
（2）三水分子聚合体
（二）水的三态及其转化
1、冰点与沸点
在一个标准大气压下，纯水0℃为冰点，100℃为沸点
2、水的三态与水温
(1） 不同水温水分子聚合体的分布（％）
类型
温度

冰（0℃）

水（0℃）

4℃

38 ℃

98 ℃

单水
0
19
20
29
36
双水
41
58
59
50
51
三水
59
23
21
21
13

（2）三个结论
a) 随着水温的升高，单水分子比例升高,聚合体比例下降，当温度高于100℃以上时，主要为单水分子。当温度高于100℃呈气态时，水主要由单水分子组成。
b) 随着温度的降低，水分子聚合体不断增多,单水分子不断减少。水温达到0℃结冰时，单水分子为零，三水分子增多，因三水分子结构特性，使液态水变成固态冰时，体积膨胀10％,若冰变成液态水时，体积减小10％。
c) 水温在3。98℃时，二水分子占比重大，而二水分子结合紧密，故密度最大，其为1。
（三）固态水(冰）的结构
1、冰的结构的形成:氢键起着强烈的缔合作用
（1)每个氢键以等键距与另外四个氧原子相连结,在冰晶中的水分子则具有比较完整的正四面体结构形态
（2)键角增为109°28¢，键距亦增至1。01A。
2、冰晶中的内在矛盾主要表现为氢键的凝聚力和氢核的振动、水分子的热运动，前者为吸引 因素,后二者为排斥因素。
（四)液态水结构的主要理论模型
1、连体理论
2、混合体理论
3、闪动簇团”模型

二、水的热学性质
（一）概念
1、水的热学性质：水的三态转化时的吸热与放热
2、潜热:三态转化过程中吸收和放出的热量称为潜热
3、水的蒸发：水的溶解潜热大于其它液体
4、水的热容量及潜热特点对地球上的热量变化有调解作用

三、水温
（一）海水水温
1、海水的热量收支平衡
（1）热量的收入
a) 来自太阳和天空的短波辐射
b) 来自大气的长波辐射
c) 地壳内热通过海底传给海水的热量
d) 海面水汽凝结时放出的热量
e) 洋流带来的热量
f) 海水运动产生的热量
g) 化学的、生物的和放射性物质放出的热量
h) 海水垂直交换中所得的热量
(2)热量的支出
a) 海面辐射放出的热量
b) 海水蒸发时所消耗的热量
c) 洋流带走的热量
海水垂直交换中耗掉的热量
（3)热量平衡
a）多年平均情况
各海区的收支不平衡
2、海水温度的分布
（1）海水温度的水平分布
a) 三大洋表面年平均水温约为17.4℃，其中太平洋最高，达19。1℃;印度洋17.0℃;大西洋16。9℃。
b) 三大洋表面年平均水温的分布特点是：北半球高于南半球，在南北纬0°—30°之间以印度洋水温最高，在南北纬50°-60°之间大西洋水温相差悬殊。
c) 世界大洋表面水温分布的总趋势是：水温从低纬向高纬递减；在南北回归线之间的热带海区水温最高；大洋东西两侧，水温分布有明显差异；在寒暖流交汇处等温线特别密集，水温水平梯度很大；夏季大洋表面水温普遍高于冬季，而水温的水平梯度则冬季大于夏季.
（2)水温的垂直分布
a) 从海面向海底呈不均匀递减的趋势
b) 南北纬40℃之间海水垂直结构
3。海水温度的时间变化
（1）日变化
a) 变化总体上小
b) 随纬度增加，日变化减小
c) 近海区水温日变化大于远海区(深海区）
d) 最低与最高水温各地出现的时间有差异
最高：14时—16时
最低：4时—6时
e) 日变深度一般可达10—20米最高可过60—70
（2）水温的年变化
a) 影响水温年变的因素有：太阳辐射、洋流性质、季风和海陆位置
b) 水温年变的地理分布规律；
a) 从赤道和热带海区向中纬海区增大，然后向高纬海区减小；
b) 在同一热量带，大洋西侧较东侧变幅大，靠近海岸地区更大；
c) 南北两半球相比，北半球各纬度带的年较差大于南半球；
d) 水温年变深度,一般可达100—150 米，最大深度可达500 米左右.
4、海冰
（1)冰点和最大密度温度都随盐度的增加而降低,但降低的数值不同
a) 当海水的盐度大于24。695×10—3 时,冰点温度低于最大密度温度；
b) 当盐度小于24。695×10—3 时，冰点温度高于最大密度温度;
c) 只有盐度在24.695×10—3 时,海水的冰点温度与最大密度温度相同，为-1。332℃。
(2）海水难以结冰的原因
a) 含盐量高,冰点低；
b) 密度增大，对流运动显著;
c) 结冰后，表层海水密度增大，对流运动加强；
d) 结晶核的存在，结冰难度大。
（二）河水温度
1、影响河水水温的因素
1) 太阳辐射
2) 气温
3) 补给来源
a) 冰水补给
b) 雨水补给
c) 地下水补给
2、水温的分布
（1）水平分布：大体上与气温分布一致
(2）垂直变化：具有成层性和日变性
3、水温的时间变化：与气温的时间变化一致
（三）湖泊、水库水温
1、影响因素
界面蒸发、凝结垂直紊流对流热交换大气辐射太阳辐射
2、水温的分布
(1）水平分布
（2）垂直分布：水温垂直分布梯度
a) 正温层分布：上层水温高，下层低，但不低于4℃
b) 逆温层：上层水温低，下层水温高,但不高于4℃
c) 同温层:上下水温一致
3、湖水水温的变化
(1）日变化 （2）年变化：年较差较气温差小
(四）地下水的水温
1、地下水的埋藏深度不同,温度变化规律也不同.
1) 近地表的地下水的水温受气温的影响,具有周期性变化
2) 一般在日常温层以上，水温有明显的昼夜变化
3) 在年常温层以上，水温具有季节性变化。在年常温层中，地下水温度
变化很少，一般不超过0.1℃。而在年常温层以下，地下水温则随深度的增
加而逐渐升高,其变化规律决定于一个地区的地热增温级。地热增温级是指
在常温层以下，温度每升高1℃所需增加的深度，单位为m/℃。各处地热增
温级不同，一般为33m/℃.
2、 地下水温度分类
状态
非常
冷水
极冷水
冷水
温水
热水
极热水
沸水
温度
＜ 0℃
0℃ - 4℃
4 ℃— 20℃
20 ℃— 37℃
37℃ — 42℃
42 ℃— 100℃
＞ 100℃

3、地下热水分类
相
类型
热水名称
水温

液相

热水
低温热水
20℃-40℃

中温热水
40℃ — 60
高温热水
60℃ — 100℃

液气相

过热水
低温过热水
〉100℃
高温过热水
>374℃

四、水的密度
(一）纯水的密度
1、水分子结构的三种形式
1) 四面体结构
2) 类石英晶体结构
3) 最紧密的堆积结构
2、温度与密度的关系
温度
—20℃
—10℃
0℃的冰
0℃的水
3.98℃
10℃
50℃
密度
0.9403
0.9186
0。9167
0.9999
1。000
0.9997
0.9584
(二）海水密度
1、概念
1) 海水密度：单位体积内所含海水的质量，其单位为g/cm3.
2) 海水的比重：即指在一个大气压力条件下，海水的密度与水温3.98℃时蒸馏水密度之比。
3) 现场密度:在现场温度、盐度和压力条件下所测定的海水密度
4) 条件密度：在一个标准大气压（p=0）下的海水密度
5) 密度可用海水状态方程表示：
ρ(s,t,p）=ρ(s,t，0）/[1—10ρ/k(s，t，p）
2、海水密度的分布
（1）大洋表面密度的分布
a) 大洋表面密度随纬度的增高而增大，等密度线大致与纬线平行;
b) 赤道地区由于温度很高,盐度较低，因而表面海水的密度很小，约1。02300。
亚热带海区盐度虽然很高，但那里的温度也很高，所以密度仍然不大，一般在1.02400 左右。极地海区由于温度很低，所以密度最大。
（2）垂直分布
a) 总趋势：密度向下递增；
b) 在南北纬20°之间液体海底（50-100米)深度上密度垂直梯度最大，密度的突变层（跃层），对声波有折射作用。

五、水色与透明度
(一）水色
1、影响水色的因素：
(1）水体的光学性质（吸收、反射、折射、散射）
（2)水中悬浮物质、浮游生物的颜色
(3)天空状况、水体底质的颜色
2、海水呈蓝色的原因:光的散射作用
3、水水色的测定
（1）测量：水色计
（2）度量:号码1-21 代表水色。号码越小，水色越高，号码越大,水色越低。
（二）透明度
1、透明度：表示各种水体能见程度的一个量度
2、测量方法：透明度板(白色圆盘直径为30 厘米）能见深度
3、水色与透明度的关系水色越高，透明度越高

第二节 地球上水的化学性质

一、天然水的化学性质
水的化学性质包括:化学物质成分、矿化过程、矿化度、硬度等
（一）天然水的化学成分
1、天然水中的各种物质按性质通常分为三大类：
1）悬浮物质：粒径大于100 纳米的物质颗粒
例如泥沙、粘土、藻类、细菌等不溶物质。
2）胶体物质：粒径为100—1 纳米的多分子聚合体，其中无机胶体主要是次生粘土矿物和各种含水氧化物.有机胶体主要是腐殖酸.
3）溶解物质：粒径小于1 纳米的物质
包括各种盐类、气体和某些有机化合物。
2、天然水中形成各种盐类的主要离子
（1)主要阳离子:K+、Na+、Ca2+、Mg2+
（2）主要阴离子
（3）其它阴阳离子
3、矿化度:天然水中，各种元素的离子、分子与化合物的总量;
矿化过程：各种溶解质在天然水中的累积和转化。
（二）天然水的矿化过程
1、溶滤作用
（1）概念:土壤和岩石中某些成分进入水中的过程
(2）类型：
a) 全等溶解矿物，例如，氯化物、硫酸盐、碳酸盐；
b) 不全等溶矿物，主要是硅酸盐和铝硅酸盐.
2）吸附性阳离子交替作用
(1）概念:天然水中离子从溶液中转移到胶体上，是吸附过程。同时胶体上原来吸附的离子,转移到溶液中是解吸过程。
（2)特征：
a) 离子交换是可逆反应，处于动态平衡；
b) 离子交换以当量关系进行；
c) 离子交换遵守质量作用定律。
(3)吸附容量：胶体吸附的饱和容量
（4）胶体对各种阳离子的吸附能力不同，并有如下顺序：
H+＞Fe3+＞Al3+＞Ba2+＞Ca2+＞Mg2+＞K+＞NH 4+＞Na+＞Li+
3、氧化作用
(1）天然水中的氧化作用，包括使围岩的矿物氧化和使水中有机物氧化。
（2）实例
a) 2FeS2+7O2+2H2O=2FeSO4+2H2SO4
12FeSO4+3O2+6H2O=4Fe（SO4）3+2FeO3·3H2O
b）CaCO3+H2SO4=CaSO4+CO2↑+2H2O
4、还原作用
(1）在还原环境里，天然水若与含有机物的围岩(油泥、石油等）接触,或受到过量的有机物污染，碳氢化合物可以使水中的硫酸盐还原。
(2）实例
CH4+CaSO4=CaS+CO2↑+2H2O CaS+CO2+H2O=CaCO3↓+H2S
5、蒸发浓缩作用
6、混合作用
(1)概念:两种或几种矿化度不同，成分各异的天然水相遇,混合以后的矿化度和化学组成都要发生变化。
(三）、天然水的分类
1、按水化学成分分类
（1)特点
a) 按照水中各种主要离子成分的相对含量等指标
b) 以公式的形式来表示水的基本化学性质
（2）实例：北京小汤山温泉
2、按矿化度分类
矿化度
水的名称
矿化度大小
低矿化
淡水
＜ 1
弱矿化
微咸水
1-24
中矿化
咸水
24—35
强矿化
盐水
35-50
高矿化
卤水
＞ 50
3、阿列分类法
（1）特点
a) 按离子成分分类
b) 地表水分类
（2)方法
a) 按占优势的阴离子将天然水分为三类：重碳酸盐类（C）、硫酸盐类（S）、
b) 氯化物类（Cl）按占多数的阳离子分为钙质(Ca）、镁质（Mg）、钠质（Na）
c) 三组在每一组内又按各种离子摩尔的比例关系，分为四个水型：
Ⅰ型:［HCO3—]＞［Ca2++Mg2+]。Ⅰ型水是低矿化水
Ⅱ型：［HCO3—］＜［Ca2++Mg2+］＜[HCO3-+SO42—）Ⅱ型水是低矿化和
中等矿化水
Ⅲ型：［HCO3-+SO42—］＜［Ca2++Mg2+]或［Cl—］＞［Na+]。Ⅲ型水包括高
矿化度的地下水、湖水和海水。
Ⅳ型：［HCO3-］=0。Ⅳ型水是酸性水，pH＜4.5 时，水中游离的CO2 和H2CO3、􊍈 CO3—的浓度为零。
（3)例如， 表示Ⅱ 27 1— 9 CCa重碳酸盐类、钙组、Ⅱ型水。
4、C。A。舒卡列夫的分类方法
(1)特点
a) 按主要离子成分的摩尔百分数地下水分类
b) 考虑了水的矿化度。
(四)、水体的化学性质
1、大气水的化学组成及其特性
1) 溶解气体含量近于饱合
2) 降水普遍呈酸性
3) 溶解质含量低,矿化度低，未达到饱合
2、海水的化学组成及特点
(1)化学组成
1）含有80多种化学元素：主要化学元素是氯、钠、镁、硫、钙、钾、溴、碳、锶、硼、硅、氟等12 种，其含量约占全部海水化学元素含量的99.8—99。9％；
2)海水组成的恒定性。
(2）海水的盐度
1）概念
a) 单位质量海水中所含溶解物质的质量，叫海水盐度.
b) 绝对盐度（SA)定义为海水中溶解物质的质量与海水质量的比值
实用盐度（S）在温度为15℃、压强为一个标准大气压下的海水样品的电导率，与质量比为 32。4356×10-3的标准氯化钾（KCl)溶液的电导率的比值K15来定义。
2）影响盐度在时间上与空间上的因素
a、增盐过程
a) 蒸发
b) 结冰
c) 高盐洋流流入
d) 与高盐海水涡动、对流混合
e) 含盐沉积物的溶解
b、减盐过程
a) 降水
b) 融冰
c) 低盐洋流流入
d) 与低盐海水涡动、对流混合
e) 大陆上的淡水流入
3）世界大洋盐度分布
a、水平分布（大洋表面）
a) 世界大洋平均盐度34。69‰。红海41‰，波罗的海<10‰
b) 从亚热带海区向低纬和高纬递减，形成鞍形
c) 南半球地带性较北半球明显
d) 大洋西岸盐度梯度大于东岸
b、盐度的垂直分布
a) 亚热带海区高盐度延伸800—1000米
b) 中纬度地区变化复杂
c) 高纬度地区向下渐增,1500米以下盐度值不变
4）盐度的变化
a、日变化 日变化的幅度很小
b、年变化
3、河水化学成分的特点
1) 河水的矿化度普遍低 一般河水矿化度小于1 克/升，平均只有0。15—0。35 克/升;
2) 河水中各种离子的含量差异很大；
3) 河水化学组成的空间分布有差异性；
4) 河水化学组成的时间变化明显。
4、湖水化学成分的特点
1）湖水的矿化度有差异 按照矿化度，通常将湖泊分为淡水湖、微咸水湖、咸水湖、盐湖；
2）湖中生物作用强烈 各地的淡水湖泊都有不同程度的富营养化的趋势；
3）湖水交替缓慢，深水湖有分层性.
5、地下水的化学特征
1) 土壤和岩石圈各种元素及化合物都可能存在于地下水中
2) 矿化度变化范围大
3) 地下水的化学成分的时间变化极为缓慢，常需以地质年代衡量.
4) 地下水与大气接触有很大的局限性

第三节 地球上水的分布与水资源

一、地球上水的分布
(一)地球上各种水体构成水圈，海洋是水圈子的主体
1、大气水
1) 随高度增加，含量减少,1500—2000米的空气含水量减少为地表的一半，5000米的高空减少为1/10。
2) 大气水最高可达平流层顶部，约5500米。
2、地下水
地表以下10千米以内的地表含水层中的重力水
3、土壤水
储存于地表上部约2千米厚土层内的水
4、海洋水:海洋水平均水深3700米,平铺地表2640米
5、冰川与永久雪盖
6、永冻土底冰
7、湖泊水
8、沼泽水
9、河床水
10、生物水
（二）各种水体在地球上的分布

二、水资源的含义及特点
（一）水资源的含义
1、广义水资源：地球上的一切水体狭义水资源
2、狭义的水资源：它仅仅指在一定时期内,能被人类直接或间接开发利用的那一部分动态水体。
（1）技术上可行
（2)经济上的合理
（3）生态上的可接受性
（二）水资源特点
1. 自然资源与自然条件的双重性
2. 水资源的循环再生性与有限性
3. 时空分布的不均匀性
4. 利用的广泛性和不可代替性
5. 利与害的两重性
6. 供需的矛盾性

三、世界水资源
（一)衡量水资源量的指标
1、年降水量
2、年径流量、多年平均径流量
3、世界陆地年径流量总量（包括南极水）：4。68万平方千米，折合平均水深314毫米
（二）世界水资源的分布
1、各大洲水资源的分布
2、主要国家水资源量
（1）年径流量超过1000亿立方米的国家：巴西、俄罗斯、加拿大、美国、印度尼西亚、中国、印度
（2）人均径流量情况（最多的国家为加拿大)
（三）世界水资源的问题与对策
四、我国的水资源
（一)水资源的总量及人均量
1. 陆地多年平均降水量
2. 多年平均地表水资源量
3. 多年平均地下水资源量
4. 多年平均径流量
5. 平均产水模数
(二）水资源的利用分区
1、北方区
1) 东北诸河海河
2) 黄河
3) 淮河和山东半岛诸河
4) 黄河
5) 内陆河
2、南方区
1) 长江 2）华南诸河 3)西南诸河 4）东南诸河
（三)水资源的空间分布
1、地区分布总趋势与降水一致，由东南沿海向西北内陆递减
2、山地风坡相对高值区，平原盆地山地背风坡相对低值区
3、五个径流带
带名
年降水量
年径流量
年径流系数
多雨-丰水带
大于1600 毫米
超过800 毫米
0。5 以上
湿润-多水带
800—1600 毫米
200—800 毫米
0.25—0。5
半湿润—过渡带
400-800 毫米
50-200 毫米
0.1—0.25
半干旱-少水带
200—400 毫米
10—50 毫米
0。1 以下
干旱—干涸带
小于200 毫米
不足10 毫米
0。1 以下
（四)时间分配
1、年际变化
（1）极值比 中国大多为2—8
（2）径流变差系数
2、季节变化
(1）年内分配系数 （2）与补给关系密切
a) 雨水补给区
b) 雨水与冰雪融水补给区
c) 冰川融水补给区
d) 地下水补给区
（五）水资源条件和问题
1、水资源问题
1) 水资源总量不少，但人均、亩均水量较少
2) 水资源的地区分布很不均匀
3) 与人口、耕地的分布不相适应
4) 水土流失、泥沙淤积、生态破坏严重
5) 水体污染及地下水超采
2、对策
a) 水环境的保护 b）水资源的合理利用
第二章 地球上的水循环

第一节 水循环概述
一、水循环基本过程
（一）定义：
水循环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。
（二）水循环成因:
1。外因：太阳辐射，地球引力
2.内因：水的三态转化
（三） 水循环基本过程(环节)

二、水循环机理
（一） 水循环服从于质量守恒定律。
（二） 太阳辐射与重力作用，是水循环的基本动力。
（三） 水循环广及整个水圈，并深入大气圈、岩石圈及生物圈。
（四） 全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是开放系统.
（五） 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质一起运动.

三、水循环的类型与层次结构
(一）水循环的基本类型
1。大循环发生于全球海洋与陆地之间的水分交换过程，由于广及全球，故名大循环,又称外循环。
主要特点 ⅰ 贯及全球
ⅱ 垂向交换与水平交换并存
ⅲ E渗＞P渗 E陆＜P陆
ⅳ 海洋有致水汽输送转化为陆地地表或地下径流
2.小循环
（1）概念 发生于海洋与大气之间，陆地与大气之间水分交换过程。
（2）海洋小循环，陆地小循环
(3)特点
ａ海洋小循环：垂直交换。
ｂ大陆外流小循环；垂直交换和水平交换
ｃ内陆小循环
（二）全球水循环系统的层次结构
如前所述,全球水循环是由海洋的、陆地的以及海洋与陆地之间的各种不同尺度，不同等级的水循环所组合而成的动态大系统。由于这些分子水循环系统既紧密联系，相互影响，又相对独立。所以对这个全球性的动态大系统，可以根据海陆分布，各分子系统的尺度、规模不同,以及相互之间上下隶属关系,建立如图2—3 所示的水循环分子等级系统。
陆地水循环系统结构比海洋水循环系统要复杂，而且在四级以下还可进一步区分，例如长江流域为四级水循环系统，汉江作为长江的一级支流,就属于五级水循环系统,而丹江是汉江的支流，是长江的二级支流，因而属于六级水循环系统。

四、水体更替周期
（一)概念：
水体的更替周期，是指水体在参与水循环过程中全部水量被交替更新一次所需的时间，通常可用下式作近似计算:
T=W／△W
式中，T 为更替周期（年或日、时）；W 为水体总贮水量（米3）;ΔW
为水体年平均参与水循环的活动量(米3/年)。举例：大洋更替周期
W=13.68×10
（二） 各种水体更替周期（教材P44表2—1）

五、水循环的作用与效应（地理意义）
（一）水文循环与地球圈层构造
1。水循环量地球基本物质循环过程
2.地球圈层的联结纽带
3.地质大循环`生物大循环的动力
(二）水循环与全球气候
1.水循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者。
2.水循环通过对地表太阳辐射能的重新再分配,使不同纬度热量收支不平衡矛盾得到缓解。
3.水循环的强弱、路径直接影响各地天气过程及天气特征。
（三）水循环与地貌形态及地壳运动
1.流水作用塑造地貌
2.影响地壳内引力的变化
（四）水循环与生态平衡
1.水是生命之源
2.生态平衡、生物多样性影响因素
3. 洪涝、旱灾等的致害因素
（五）水循环与水资源开发利用
1。水循环与水资源的特点
2.水资源的合理利用
（六）水循环与水文现象以及水文学科的发展
1。是水文现象的根源
2.水文学科研究的出发点

第二节 水量平衡

一、水量平衡概述
（一）水量平衡概念
所谓水量平衡，是指任意选择的区域（或水体）,在任意时段内，其收入的水量与支出的水量之间差额必等于该时段区域（或水体)内蓄水的变化量,即水在循环过程中，从总体上说收支平衡。
(二）研究意义
水量平衡研究是水文、水资源学科重大基础研究课题，同时又是研究和解决一系列实际问题的手段和方法。因而具有十分重要的理论意义和实际应用价值.
1。理论意义
（1）通过水量平衡的研究，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相互联系、相互制约的关系；
（2)是研究水循环系统内在结构和运行机制，分析系统内蒸发，降水及径流等各个环节相互之间的内在联系，揭示自然界水文过程基本规律的基本方法
(3）水文学科的核心内容
2。 实践意义
（1）揭示水循环与人类活动之间的联系
（2）水文测验站网的布局,观测资料的代表性、精度及其系统误差等分析判断的指标
（3）水量平衡分析又是水资源现状评价与供需预测研究工作的核心
(4）流域规划,水资源利用规划

二、通用水量平衡方程
(一）瞬时通用水量平衡方程
I-Q=ds／dt
（二)某一时段水量平衡方程
1. I△t-Q△t=△s
2. 对于陆地上任一垂直柱体，以地表作为柱体的上界,以地面下某深度处的平面为下界，则可在上述水量平衡基本表达式的基础上，列出如下方程式：
p+E1+R 表+R 地下 + S1=E2+R′表+R′地下 + q + s2
即（P + R 表 + R 地下）—（E+R′表+R′地下 + q）=Δs，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 表和R′表分别为时段内地表流入与流出的水量；R 地下、R′地下分别为时段内从地下流入与流出的水量；q 为时段内工农业及生活净用水量；s1、s2 分别为时段始末蓄水量。

三、全球水量平衡方程
全球水量平衡系由海洋和陆地水量平衡联合组成，分别阐释如下：
(一）海洋水量平衡方程式
如以全球海洋为研究对象，则任意时段内的水量平衡方程为：P 海+R-E海=Δs 海
多年平均状态下Δs 海→0,所以上式改写为:
P海+ R - E海= 0
（二）世界各大洋水量收支
北冰洋 +0.73× 1013m3
太平洋 +0。53× 1013m3
大西洋 -1.1× 1013m3
印度洋 -0。15× 1013m3
（二）陆地水量平衡方程式
1.外流区水量平衡方程
P 外—E 外-R 地表—R 地下=△s 外
对于多年平均而言s 外→0
P 外—E 外-R=0
2。内流区 P内—E内=0
3。 陆地水量平衡方程
多年平均状况 P外+P内—(E外+E内）—R=0
即 P陆—E陆—R=0
（三）全球水量平衡方程式
(P陆+P海）—(E陆+E海）=0
即 P全球=E全球
(四） 世界各种水体动态变化
水体 储水量变化 海平面变化值
冰川 —250 0。7
湖泊 —80 0。2
地下水 —300 0.8
水库 +50 —0.1
海洋 +580 1.6

第三节 蒸发
一、蒸发的物理机制
（一）蒸发类型
按供水条件蒸发界面不同进行分类
1.水面蒸发
（1） 供水充分
（2） 发生界面：水面
2。 土壤蒸发：发生在土壤孔隙中水的蒸发现象
(1)供水条件（充分或不充分)
（2）发生界面（土壤表层及内部）
3。植物散发
（二）物理机制
1.水面蒸发物理机制
（1）从分子运动论的观点来看，水面蒸发是发生在水体与大气之间界面上的分子交换现象
（2）从能态理论观点看,既是水分子交换过程，亦是能量的交换过程
a。蒸发潜热：单位质量的水，从液态变为气态时所吸收的热量;
b.L=2941-2。177T（J／g）；
c。凝结潜热。
（3）影响水面蒸发因素、气象条件
a.风
b.饱和气压差
2.土壤蒸发是发生在土壤孔隙中的水的蒸发现象
（1）供水条件的差异；
（2）克服水分子之间的内聚力和土壤颗粒对水分子的吸附力；
（3)蒸发使土壤干化；
（4)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如下三个阶段:
1）。定常蒸发率阶段
a。完全潮湿表层（充分供水） ｂ。水通过毛管作用，源源不断地输送
ｃ。蒸发快速进行，蒸发率相对稳定 ｄ。影响因素：气象因素
2）.蒸发率下降阶段
ａ供水条件 W含＜W田,
ｂ蒸发率逐渐减小
ｃ毛管水上升能力达不到表土。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
ｄ蒸发速度明显低于第一阶段
ｅ影响因素：土壤含水量
3）。蒸发率微弱阶段
ａ.供水条件：W含＜W凋
ｂ。薄膜运动亦基本停止，下层水汽化向外扩散
ｃ。影响因素：上下层水汽压梯度和水汽所通过的路径长短和弯曲程度
3.植物散发：90%以上的水分在叶片的气腔中汽化而向大气散逸
(1）作用势
ａ根土渗透势：根系中溶液浓度和四周土壤中水的浓度存在梯度差
ｂ散发拉力:植物散发作用而拉引根部水向上传导的吸力
（2）影响因素
ａ植物类型：叶片气孔差异
ｂ土壤含水量
ｃ气象条件（气温、湿度、风）

二、影响蒸发的因素
（一)供水条件
1.充分供水:W＞W田
2.蒸发能力（潜在蒸发量或最大可能蒸发量）：特定的气象环境中，具有充分供水条件的可能达到的最大蒸发量（Ep)
Ep=R△t／L
R：辐射平衡值 △t 时段长 L蒸发潜热
3。蒸发能力要随着太阳辐射、温度、水汽压差以及风速等条件的变化而不同
4。 E实际〈Ep
(二）动力学和热力学因素
1.动力学因素
（1）水汽分子的垂向扩散与水汽含量垂向梯度和水汽压梯度有关；
(2）大气垂向对流运动扩大了大气和水面饱和水汽压差；
（3)大气中的水平运动和湍流扩散影响水汽的水平和垂向交换，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
（1）太阳辐射
（2)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
（三）土壤特性和土壤含水量的影响
1。 不同质地的土壤含水量与土壤蒸发比之间的关系.
ａ砂土 ｂ表土 ｃ下层土
2. 对植物散发的影响

三、蒸发量的计算
（一）测度指标
1.蒸发量E
2。蒸发率ｅ
（二）测算思路
1.实测
2.经验推求
3.理论推导
（三）水的蒸发量测定
1。器测法
(1)仪器：陆地蒸发器 蒸发池 水面漂浮蒸发器
（2）原理 E=αE′ (E′ 测量值，α 折算系数)
2。经验公式法
（1）原理：利用饱和水汽压、风速推测
E = kf（u)（e0 — ez)
（2）几个经验公式
a。Penman 公式 E=0。35(1+0。2u2)(e0-e2)
b。Kuzmin 公式 E=6.0（1+0。21u8）（e0—e8）
c.华东水利学院 E = 0 22 e - e 1+ 0 31u 0 200 200. （ ) . 2
d.重庆蒸发站公式 E=0.14n(e0-e200)（1+0.64u200)
3.热量平衡法
（1）原理:水量平衡 热量平衡