气候系统的水分循环.ppt
第三章 气候系统的水分循环,水是自然界分布最广的物质之一。由于水能在常温状态下具有气态、液态和固态相互转化的独特的物理性质，因而水几乎在地球系统的所有方面都起着支配作用，积极参与地球上自然环境的发展过程。水与热量的不同组合，决定了地球上的气候带和自然带的形成。可以说，水是控制气候系统的控制器。,4.1 基本概念,气候系统中的水 地球上水总量有14亿km3。其中约96.5%存在于海洋，其次是陆地的冰川和永久积雪，约占总水量的1.74%，如果这些冰雪全部融化，则海面将会升高70米上下，三是地下水，约占总水量的1.68%，这是非常丰富的水源。不足3%的淡水，又有2/3以固态的冰、雪分布于极地和高山。与人类生产、生活密切的淡水，如河水、淡水湖水和浅层地下淡水，其储量仅有104.6亿立方米，仅占地球淡水储量的0.34%，这一淡水资源又常以洪水形式直接流入大海，无法利用，可见可利用的淡水资源是十分珍贵的。,世界总水量,4.1.2 水分循环,水圈中的水在自然界中不断循环、转化，同时又带着热量和物质影响着气候系统的水分平衡和热量平衡，随大气环流而产生各种天气现象，又同时影响着大气环流。水分循环的内因是固态、液态、气态水随着温度的不同而转移变换，外因主要是太阳辐射和地心引力。,1、大循环与小循环,海陆之间的水分交换称为大循环，也称外循环(图4.1)。海洋面上蒸发的水汽，再以降水形式直接落到海洋面上，或从陆地蒸发的水汽再以降水形式落到陆面上，这种循环为小循环（亦种内循环）。,在水分循环过程中 水分通过降水、蒸发、下渗、径流等方式进行水分交换，由于地面受太阳辐射强弱的不同及地理条件的差异，造成了水循环在各地区和不同年份都有很大的差别，也形成了多水的湿润地区和少水的干旱地区，每个地区在时程上也存在着洪涝和干旱的差别。,3、影响水分循环的因素,1)气象因素：如风向、风速、温度、湿度等：2)下垫面因素:即自然地理条件，如地形、地质、地貌、土壤、植被等；3)人类改造自然的活动：包括水利措施、农林措施和环境工程措施等。,4.2地表面的蒸发,蒸发是水分从液态变气态的物理过程。地表水受热而蒸发，是水分循环的最基本的一环，可以认为是水分循环过程的起点，是地表水分平衡、热量平衡的重要组成部分。广义的蒸发应包括陆面、水面的蒸发和植物的蒸腾，以及冰雪面的冰雪汽化。植被地段的地面蒸发和植物蒸腾又统称为蒸散。,表示蒸发面蒸发快慢的特征量通常是用蒸发速度(亦称为蒸发率或地面水汽输送通量)，是指某一地面在单位时间内从单位面积上蒸发出的水汽量。表示在某一时段内蒸发大小，通常用用时段蒸发量表示。可能蒸发也称为蒸发力、位势蒸发，彭曼指出，在水分充分供给时，用天气资料计算的长着大面积相似作物的地面蒸发量为可能蒸发。可能蒸发（或蒸发力）在气象上或水文上常用E0表示。,1、全球分布,降水量（）（以毫米表示）、蒸发量（）（以毫米表示）和水汽的经向输送（）（以1013千克表示）的年平均纬度分布,我国年蒸发量分布（单位：毫米）,4.3大气中的水分,4.3.1 大气中的含水量 若大气中平均总的含水量全部凝结成水，均匀分布在地球上，其水深仅约25厘米。大气中水汽含量的计算是指单位面积上大气柱中的水汽含量。,大气中水汽含量可以利用大气湿度随高度变化的分布曲线积分而求得。即 如变换成等压面上的比湿来计算，则为 这里a(z)为绝对湿度随高度z变化的函数，q(P)为比湿随气压P变化的函数，P0为地面气压，P、Z为大气柱顶的气压和高度，g为重为加速度。可见，只要知道了湿度随高度的分布函数，就可以计算出整层大气柱的水汽含量。,水分循环深刻地影响着气候系统各子系统的演变，影响自然界中一系列的物理过程、化学过程和生物学过程，影响人类社会的发展和生产活动。自然环境的变化和人类活动又反过来影响水分循环。1）水分循环使地球上各水体组合成一个连续的、统一的水圈，并把气候系统五大圈层（大气圈、岩石圈、生物圈、冰雪圈和水圈）联立组成既互相联系、又互相制约的有机整体。2）水分循环使地球上的物质和能量得到输送。它把地表上获得的太阳辐射能重新分布，使地区之间得到调节；水量和热量的不同组合，又使地表形成不同的自然带，组成丰富多彩的自然景观。如大气降水落到地面后，除了部分蒸发和下渗外，地表形成径流，径流的冲刷和侵蚀作用，创造了各种地貌形态，水流把冲刷出来的大量泥沙输送到低洼的地区，经长期堆积作用形成平原；部分低洼地由于地面水的蓄积形成湖泊、沼泽。所有这些形态的塑造，水循环都建立了卓越的功勋。3）水分循环使海洋与陆地之间的联系十分紧密。海洋向陆地输送水分，影响陆地上一系列的气象、气候变化过程，而陆地向海洋输送泥沙、有机质和营养盐，也影响海洋的物理、化学和生物变化。4）水分循环使地球上的水周而复始地补充、消耗和变化，供人们利用，是可再生的资源。水分循环的强弱、循环路径等都会影响区域内水资源可开发利用的程度，对生态环境和经济发展均有重大影响。,1月(a)和7月（b）的平均大气水含量，用可降水的厘米值表示,全球1月（a）和7月（b）平均大气水分含量的空间分布（可降水量表示，单位：mm）（缪启龙根据NCEP1971-2000年资料绘制）,表4.3 大气中的平均水汽含量(可降水量表示),我国全年大气中平均水汽含量分布图（毫米）,大气中的水汽输送,水汽输送主要是对流层中下层的现象，表示跨越纬圈的向北的总的水汽输送。由下式计算 式中 v 是直于该区方向各高度的平均风速，q(z)为各高度的水汽含量，z为气柱高度。单位为,根据 r-B 平衡和根据大气通量推算出的水汽平均向北通量（1014kga-1）,(单位：105tons-1。细实线、点线和粗实线分别为行星尺度涡动、天气尺度涡动和总涡动的通量。粗虚线为经圈环流的通量),4.4 降水,降水是陆地上水资源的唯一来源，它包括雨、雪、雹、霰等大气中降落到地面的液态、固态的所有水分。降水分布一方面取决于大气中水汽的来源，即海陆分布；另一方面也决定于大气运动，地球上降水分布与流场的辐合、辐散紧密相关。因此，气流的辐合、辐散是支配降水带状分布的首要因子。海陆分布和地形起伏则是降水非地带分布的重要原因。,世界年降水量（mm）的分布（缪启龙根据CMAP1978-2008年资料绘制,我国年降水量分布（毫米）,4.5地表径流,4.5.1 径流的形成 由降雨到水流汇集至出口断面的整个物理过程，称为径流形成过程。1、降雨过程 径流是降雨所造成的，降雨是造成径流的必要条件，降雨过程是径流形成过程的一个组成部分，也可以看作是径流形成过程的初始阶段,2、流域的蓄渗过程,降雨到达地面时，植物和建筑物要截留一部分降雨。为截留水量。雨到达地面后，雨水从地面渗入土壤，称之为下渗。降雨强度大于下渗强度时，坡面上就有积水和流水，这种积水和流水称之为超渗雨。植物截留、下渗及洼地蓄水等过程，总称为流域的蓄渗过程。,3、坡面漫流过程,坡面上开始出现沿坡地流动的水流，通常称之为坡面漫流。坡面漫流的发展过程称之为坡面汇流。坡面漫流在径流形成过程中，对净雨(降水结扣除损失后称之为净雨或有效降雨。净雨量又可称为产流量)在时程上起到了再分配的作用。,4、河网汇流阶段,坡面上的净雨，经漫流注入河网，在河网内沿河槽作纵向运动的过程称为河网汇流。,径流的特征量,1、径流总量（W），在一定时间内通过河川横断面的水量称为径流总量，为时段的平均流量。2、径流系数（a），任意时段内流域平均的径流深度（f）与流域平均的降水量（r）之比 3、径流变率，亦称模比系数。任何时段的平均径流量Qi，与同期的多年平均径流量Q0之比，即,径流的时间变化,1、年内变化，是指径流在一年内各月水量的分配情况，汛期、平水期、枯水期或冰冻期。2、径流的年际变化，是指径流量随着气候变化而有年与年之间的差异，有的年份多，有的年份少，这主要是由于降水量的年际变化引起的。,我国的径流分布,我国全年径流量(毫米)分布,4.6.气候系统的水分平衡,地表的水分平衡1、地表水分平衡方程 式中I为在某一定时段内输入该区域的各种水量之和；D为在该时段内从该区域输出的各种水量之和；W1、W2分别为该区城在这一时段的开始和结束时的总储水量，W为该时段内储水量的变化量。,若以地球的大陆作为研究对象，其水量平衡方程为 若以海洋为研究对象，则其水量平衡方程为 这里，且Ec、Es，分别为陆地和海洋上的蒸发量，rc、rs分别为陆地和海洋上的降水量；f为大陆的地表径流；Wc、Ws分别为陆地和海洋在研究的时段内储水量的变化量。,对于海洋和陆地，从多年平均看来，并没有发现明显的增减趋势。因此，Wc、Ws可近似看作为零。于是，在多年平均情况下，大陆的水分平衡方程为海洋的水分平衡方程为 式中Ecy、Esy分别为陆地和海洋上的多年平均蒸发量，rcy、rsy分别为陆地和海洋上的多年平均降水量，fy为陆地流入海洋的多年平均径流量。,将上面两式相加，则可得到全球的水分平衡方程,这里E、r分别为全球的总蒸发量和总降水量。,4.6.2 大气的水分平衡,l、大气的水分平衡方程 大气柱中总收入的水汽量与总支出的水汽量之差，应等于该地区这一时段内大气柱中水汽含量的变化量，可以表示为若被研究地区t1时刻时大气柱中的水汽含量为qat1，至t2时刻时大气柱中的水汽含量为qat2，则从t1到t2这段时间内，大气柱中水汽含量的变化量即为,大气柱中总收入的水汽量Wai。主要包括：1)地面蒸发至大气中的水汽量E；2)由外界输送给该地区内整后大气中的水汽量Qai。大气柱中总支出的水汽量Wag，主要包括:1)该地大气凝结降落给地面的水量r；2)该地区整层大气柱向外输送出去的水汽量Qag。我们把被研究地区大气柱中输入和输出的水量差称为该地区大气柱中水汽的净输送量。,把地面蒸发给大气的水量和大气凝结降落至地面的水量差称为该地区内的地气间的水汽净交换量 由此代入上式，就可得到大气柱内的水分平衡方程为 由上可知，大气中的水分平衡问题，涉及到大气中的水汽含量，大气中的水汽输送量，及大气和地面的水分交换量。,图4.17纬向平均大气水汽收支的纬向分布（上：1月，下：7月）单位:105ton-1，细实线和虚线分别为滑动和环流水平通量的辐合；,图4.17是垂直积分的纬向平均大气水汽收支的纬向分布。由图可见，冬、夏季不同纬度上的大气水分干衡有较大差异。北半球在冬季O40N大气中水汽收入大于支出为水汽源区，而4090N大气中水汽收入小于支出为水汽区。夏季，在10N附近则变为一个收入小支出的大气水汽区，3040N也成为一个水汽汇区，而2030N仍为一个明显水汽源区;而在5090N的大气水汽汇的绝对值比冬季小许多。该图还表明水平通量的水平辐合及源汇强度具有相同的量级。,4.6.3 地-气系统的水分平衡,1、地-气系统的水分平衡方程 地面水分平衡方程为 大气中的水分平衡方程为 因此，地-气系统的水分平衡方程为,图4.18（a）年平均降水和蒸发以及它们的差额（b）根据PE差额求得的大气经向通量,2、地-气系统水分平衡的分布,图4.20 根据图中E和P的量值算得的水分经向通量,图4.21每个半球热带和温带全部降水和蒸发速率的总合，以及区域内蒸发与降水的比率,
