《现代水文学》 第三章 水文确定性理论

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1、Zuo Qiting第三章 水文确定性理论 Zuo Qiting降水与蒸散发下渗与土壤水运动原理地下水运动原理3.13.23.3第三章 水文确定性理论主要内容3.4产汇流原理Zuo Qiting3.1 降水与蒸散发3.1.1 降水降水（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。Zuo Qiting3.1.1.1 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

2、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。Zuo Qiting降水量强度分级Zuo Qiting3.1.1.2 降水的形成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。Zuo Qiting3.1.1.3 降水的分

3、类按照气流对流运动对降雨的影响，可将 降雨分为四种类型：1气旋雨 随着气旋或低压过境而产生的降雨，称 为气旋雨，它是我国各季降雨的重要天气系统之 一。气旋雨可分为非锋面雨和锋面雨两种。 2. 地形雨 当潮湿的气团前进时，遇到高山阻挡， 气流被迫缓慢上升，引起绝热降温，发生凝结， 这样形成的降雨，称为地形雨。 Zuo Qiting3对流雨 当地面受热，接近地面的空气气温增高，密 度变小，于是发生对流，如果空气潮湿，上升的气流 便会产生大雨或伴有雷电称为对流雨。 4台风雨 台风雨是热带海洋上的风暴带来的降雨。这 种风暴是由异常强大的海洋湿热气团组成的，台风经 过之处暴雨狂泻，一次可达数百毫米，有时

4、可达 l000mm以上，极易造成灾害。Zuo Qiting3.1.1.4 降水的观测降水的测定可以通过雨量器、雷达测雨和 卫星测雨。雨量器观测的是点降水数据，雷达 测雨和卫星测雨可以提供面降水数据。在实际应用中，需要基于雨量器的实测点雨 量来估算流域的面雨量。通常采用的方法有：算 术平均法、等值线法、泰森（Thiessen）多边形 法等。Zuo Qiting3.1.1.5 降雨的统计模型降雨的统计模型可以分为：（1）空间模型，表示特定时段累计雨量的空间变化； （2）时间模型，表示点雨量随时间的累计； （3）时-空模型，同时表示空间与时间变化。 Zuo Qiting3.1.2 蒸散发蒸散发（Ev

5、apotranspiration）包括蒸发（ Evaporation）和散发（Transpiration）。蒸发是水 由液态或固态转化为气态的过程。散发（或蒸腾）是 水分经由植物的茎叶散逸到大气中的过程。根据蒸发面的不同，可分为：水面蒸发、土壤蒸 发和植物散发。通常将土壤蒸发和植物散发合称为陆 面蒸发。在一个流域内，一般包括水面、土壤和植被等， 发生在流域整体上的总蒸发称为流域总蒸发，或者流 域蒸散发。Zuo Qiting3.1.2.1 蒸散发的物理过程 （1）水面蒸发的物理过程水面蒸发是指自然状态下，水分转化为气态逸出自 由水面的过程。由物理学可知，水分子时刻都在不停运动着，当水 面的某些水

6、分子具有的动能大于水分子之间的内聚力时 ，就能够挣脱水面的束缚变成水汽，这便是蒸发现象。 同时，空气中的水分子在做无规则运动时，一些水分子 撞击到水面，部分被弹回，部分被水面捕获重新变为液 态分子，这便是凝结现象。蒸发与凝结同时进行，逸出水面的水分子量与水面 捕获的水分子量之差值，即是实际的蒸发量。Zuo Qiting（2）土壤蒸发的物理过程土壤蒸发是土壤中的水分以水汽的形式逸入大气的 现象。土壤是一种有孔的介质，具有吸收、保持和输送 水分的能力。根据土壤蒸发的基本规律，可归纳出土壤蒸发的三个 特点：一是当土壤含水量大于田间持水量时，土壤蒸发量 主要取决于气象条件，土壤蒸发量等于土壤蒸发能力；

7、二 是当土壤含水量介于毛细管断裂含水量和田间持水量之间 时，土壤蒸发既与气象条件（即土壤蒸发能力）有关，又 与土壤含水量有关；三是当土壤含水量小于毛细管断裂含 水量时，土壤蒸发既与土壤含水量关系不大，又与气象条 件关系不大，而保持一个小而大体稳定的值。Zuo Qiting土壤蒸发过程示意图 1.0IIIIIIWZuo Qiting（3）植物的散发过程植物根系依靠渗透压（由于根细胞液与土壤水的浓 度不同，而产生的渗透压差）从水中或土中吸收水分， 受到根细胞生理作用产生的根压和蒸腾拉力的作用将水 分输送到叶面，最后通过开放的叶面气孔逸出到大气中 ，这个过程称为植物的散发或蒸腾。植物散发比水面蒸发和

8、土壤蒸发更加复杂，是一种 物理生理过程，受土壤环境、植物生理结构和大气状 况的影响。 Zuo Qiting3.1.2.2 蒸散发的观测与估算（1）水面蒸发的观测与估算确定水面蒸发量的大小，通常有2种途径：器皿法和间 接估算法。1、器皿法是用蒸发器或蒸发池直接观测水面蒸发量。水 文和气象部门采用的水面蒸发器主要有：-20型、- 80套盆式、E601型蒸发器，以及水面面积为20m2和100m2 的大型蒸发池。2、间接估算法是利用气象或水文观测资料间接推算蒸发 量，具体方法有：水汽输送法、热量平衡法、彭曼法、 水量平衡法、经验公式法等。Zuo Qiting（2）土壤蒸发的观测与估算1、器测法，即用土

9、壤蒸发器测定时段土壤蒸发量。这类 仪器很多，常用的有苏联-500型土壤蒸发器以 及大型蒸渗仪。测定的基本原理是：通过直接称重或 静水浮力称重的方法测出土体重量的变化，据此计算 出土壤蒸发量的变化。另外还有一种负压计，又称张 力计，是利用土壤含水量与土壤水吸力的关系来测定 土壤的含水量变化，从而确定土壤的蒸发量。2、间接计算法，即从土壤蒸发的物理概念出发，以水量 平衡、热量平衡、紊流扩散等理论为基础，建立包含 影响蒸发的一些主要因素在内的理论、半理论半经验 或经验公式来估算土壤的蒸发量。Zuo Qiting（3）植物蒸散发的观测与估算 1、直接测定法，包括器测法、坑测法及棵枝称重法等。器 测法是

10、将植物栽种在不漏水的圆筒内，视植物的生长需 要随时浇水，最后求出实验时段始末重量差以及总浇水 量，即可计算出散发量。坑测法是对两个试坑进行对比 观测，其中一个栽植物，另一个不栽。最后计算两者土 壤含水量之差，即为散发量。棵枝称重法是通过裹在植 枝上的特制收集器，直接收集植枝分泌出的水分来确定 其散发量。2、分析估算法，包括水量平衡法，热量平衡法以及各种散 发模型（如林冠散发模型）等。其中，水量平衡法是依 据水量平衡原理，在测定出研究区植被生长期始末的土 壤含水量、土壤蒸发量、降雨量、径流量和渗漏量后， 推算出植被生长期的散发量。Zuo Qiting3.1.2.3 流域蒸散发的计算流域蒸散发包括

11、水面蒸发、土壤蒸发、植 被截留水蒸发和植物散发。其计算思路有两种 ：一是，单独计算流域内各单项蒸散发量，然 后加权求和；二是，对流域进行综合研究，并 根据水量平衡、能量平衡、经验模式、互补相 关和遥感等方法，计算流域总蒸散发。由于下垫面的复杂性，流域蒸散发计算一般采用 第二种思路，计算过程通常涉及两个重要的步骤：（ 1）潜在蒸散发的计算；（2）实际蒸散发的估算。Zuo Qiting（1）潜在蒸散发的计算1、潜在蒸散发的定义潜在蒸散发（Potential Evaportranspiration）亦称 为可能蒸散发或蒸散发能力，简而言之，是指下垫面充 分供水时的蒸散发。 目前关于潜在蒸散发的定义还

12、存在很大的分歧， 不同学者根据不同的假设条件，提出了具有本质差别 的定义。 Zuo Qiting2、潜在蒸散发的计算潜在蒸散发受到陆面可利用的能量、饱和差 和空气温度等因素的影响，其计算可以采用经验 公式法和综合理论法。（a）经验公式法，是将温度、湿度、辐射或蒸发皿资料 直接与陆面的潜在蒸散发建立经验关系（刘绍民等， 1996），以此来计算潜在蒸散发。（b）综合理论法，是综合考虑了能量平衡、空气饱和 差、风速等因素，可以比较精确地计算潜在蒸散发的 方法。Zuo Qiting（2）实际蒸散发的估算由于流域下垫面的复杂性，流域实际蒸散 发的计算仍是一个需要不断深入研究的难点问 题。目前，关于实际蒸

13、散发的估算方法有多种 ，主要包括：水量平衡法、水热平衡法、互补 相关法和遥感法等。其中，利用卫星遥感并结 合模型模拟研究非均匀陆面上的蒸散发是一个 新的趋势。 Zuo Qiting1、水量平衡法根据水量平衡原理，对于一个闭合流域，其 水量平衡方程可简单表示为：式中：P、E、R、W 流域降水量、蒸散发量、 径流量和蓄水量变化值，mm。对于多年平均情况，流域蓄水量变化值趋于0 ，即，因此，流域水量平衡方程可简化为：（3.1.18）式中： 、 、 流域多年平均蒸散发量、降 水量、径流量，mm。Zuo Qiting2、水热平衡法蒸发过程涉及到水量和热量的交换，综合考 虑水量和热量的平衡关系计算流域蒸散

14、发的方 法，称为水热平衡法。经常使用的几种基于水 热平衡的蒸散发计算公式包括：Schreiber公式 、Oldekop公式、Budyko公式、傅抱璞公式和 Zhang L.公式等。Zuo Qiting3、互补相关法（Complementary Relationship）1963年，Bouchet首次提出了互补相关理 论。Bouchet认为，可能蒸散发的大小取决于 实际蒸散发，即实际蒸散发是因，可能蒸散发 是果。实际蒸散发与可能蒸散发成反比。Morton（1983）等人用大量的实验数据证 明了局地蒸发潜力与实际蒸散发之间的互补相 关确实存在，而且两者成负指数关系。Zuo Qiting蒸散发互补相

15、关关系理论的意义在于： 考虑了区域蒸散发对近地层大气的反馈作用，即由于 陆面上有效供水量的减少，引起陆面蒸散发量的减少 ，陆面温度升高，使近地层的气温升高，湿度降低， 湍流增强，导致潜在蒸散发增加。反之，由于陆面上 有效供水量的增加，引起陆面蒸散发量的增加，陆面 温度降低，使近地层气温降低，空气湿度增加，湍流 减弱，导致潜在蒸散发减小。 明确了实际蒸散发与潜在蒸散发之间的因果关系，即 是由于陆面有效供水的减少导致潜在蒸散发的增加， 而不是潜在蒸散发的增加导致实际蒸散发的减小。 Zuo Qiting4、遥感（RS）法目前，利用遥感研究蒸散发的方法有很多（郭晓寅， 程国栋，2004），可概况为以下

16、三种： 1统计模型。利用瞬时的遥感观测值，并对感热通 量H、潜热通量LE和净辐射Rn与土壤热通量G的关系进 行假定，来确定日蒸散发量。 2物理模型。这些模型大多是用剩余法来计算潜热 通量LE，即 。土壤热通量G可用净 辐射Rn与NDVI来计算，感热通量H用下式计算。Zuo Qiting（3.1.28）式中： 空气密度，kg.m-3； 空气的定压比 热，J.kg-1.-1； 空气动力学热输送阻抗，s.m-1 ，受风速、大气稳定度和表面粗糙度的影响； 表 面动力温度，由于不能直接用遥感测量，一般用地 表温度代替。对于全植被覆盖区域，两者之差小于2； 对于部分植被覆盖区域，两者之差可达10。感热通量H的计算公式Zuo Qiting（3）数值模型。经验方法和物理模型都是用瞬时的遥感资 料来估算蒸散发，再按一定的比例关系转换成日蒸散发量 ，而数值模型则能够连续模拟能量通量过程的时间变化， 并用遥感资料及时更新。与经验方法和物理模型相比，数 值模型的优点是：首先，它考虑了