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地球上的水連續不斷地變換地理位置和物理形態(相變)的運動過程，稱水分循環，又稱水循環或水文循環。水的三態轉化特性是產生水分循環的內因，太陽輻射和重力作用則是水分循環的動力。根據水分循環的過程，自然界的水分循環可分為大循環和小循環兩種類型。
大循環；就是從海洋上蒸發的水氣，被氣流帶到大陸上空，在適當的條件下凝結，又以降水的形式降落到地表，一部分降水可被植被攔截或被植物散發；降落到地面的水可以形成地表徑流；滲入地下的水一部分以表層壤中流和地下徑流形式進入河道，成為河川徑流的一部分;貯於地下的水，其一部分上升至地表而蒸發，另一部分向深層滲透，在一定的條件下溢出成為不同形式的泉水;地表水和返回地面的地下水，最終沿著江河水系或地下水系而注入海洋。這樣，就完成了地球上的水分大循環，又稱海陸水循環或全球水循環。 小循環；又分為兩種：其一是海洋小循環，就是從海洋表面蒸發的水氣，在海洋上空成雲致雨，然後再降落到海洋表面上，這樣的局部水分循環過程，稱為海洋小循環。 另一是陸地小循環，就是從陸地表面蒸發的水氣，在內陸上空成雲致雨，然後再降落到大陸表面上，這樣的局部水分循環過程，就叫陸地小循環。 大循環是由許多小循環組成的複雜過程，從海洋蒸發的水氣，其中一部分被氣流帶至大陸上空，遇冷凝結降雨，在海洋邊緣地區部分降雨形成徑流返回海洋，部分水氣則蒸發上升，隨同海洋輸送來的水氣再向內陸輸送，到離海洋更遠的地方，凝結降雨，然後再蒸發上升到空氣團中去，這樣愈向內陸水氣愈少，直至遠離海洋的更內陸，由於水氣含量更少而不能形成降雨為止。這種循環過程稱為內陸循環。在內陸循環過程中，形成徑流回到海洋的水分，對內陸循環不再發生作用，而蒸發後吹向內陸的水分則繼續參加內陸循環，這種水分包括大氣下層的水氣，土壤上層的水分，所有這些水分，經過再蒸發順著氣流的運行而推向內陸，增加內陸循環的水氣。 一個地區如地面和地下儲水比較豐富，蒸發水氣量較多，內陸循環就比較活躍。在內陸循環旺盛的地區，活躍的內陸循環在促進凝結降水方面起了一定的作用，因此增大陸面蒸發，對改善陸地降水狀況，特別是溫濕狀況是有好處的。 水分循環是多環節的自然過程，全球性水分循環一般都包含有降水、蒸發、徑流和水氣輸送等幾個重要環節，現分述如下: 3.1.1降水 從雲霧中降落到地面的各種水，包括液態水或固態水，如雨、雪、雹、霰等。通常空氣中直接凝結在地面或地物上而形成的液態水或固態水，如露、霜等，也都包含在降水量之中。水氣在上升過程中，因周圍氣壓逐漸降低，體積膨脹，溫度降低而逐漸變為細小的水滴或冰晶漂浮在空中形成雲。當雲滴增大到能克服空氣的阻力和上升氣流的頂托，且在降落時不被蒸發掉才能形成降水。水氣分子在雲滴表面上的凝聚，大小雲滴在不斷運動中的合併，使雲滴不斷凝結(或凝華)而增大。雲滴增大成為雨滴、雪花或其他降水物，最後降至地面。 液態降水為不同大小的水滴，包括雨和毛毛雨。固態降水的形狀多種多樣，包括雪、霰、米雪、冰粒、冰雹等。各種降水物的大小和密度不同，因此其落速相差也很大。液態雨水滴直徑一般為O.5~6mm 。小雨滴呈球形，直徑在lmm以上的雨滴呈扁球形，雨滴越大，形狀越扁平。超過一定大小的雨滴就會破碎，所以自然界很少觀測到直徑大於6mm 的雨滴。毛毛雨是指細小而十分均勻的稠密液態降水，其直徑一般略大於O.2mm，但絕對小於O.5mm 。它從層雲或霧中下降時，在空中飄浮，難以用眼睛分辨其下降情況。凍雨是指雨滴與空中或地面物體碰撞而凍結的雨。當大氣溫度低於O℃ 時，雨滴在空中保持過冷卻狀態，當它同溫度低於O℃的物體或地面相碰時，立即凍成外表光滑而透明的冰層。凍雨的一個典型例子就是，在電線或樹枝上常邊淌邊凍而形成長長的被稱為雨淞的冰掛。雪是由較大的冰晶(雪晶)組成，雪晶一般大於O.3mm，其基本形狀呈六角形。由於生長環境的溫度和濕度的差異，沿不同晶軸方向增長的速率也不同，形成了板狀、星狀、針狀、立體枝狀和線軸狀等多種多樣的雪晶。霰又稱雪丸或軟雹，是白色不透明的圓錐形或球形的顆粒狀固態降水，直徑為2~5mm，下降時呈陣狀，觸及硬地面常反跳。它是由各自凍結的小雲滴組合在一起而成的，密度小而鬆脆易碎。米雪是白色不透明，比較扁或比較長的小顆粒固態降水，直徑常小於lmm，觸及硬地面不反跳。冰粒是透明的丸狀或形狀不規則的固態降水，較硬，觸到硬地時一般都能反跳，直徑為數毫米。冰雹又稱雹，或雹塊，從對流雲中產生的球狀、錐狀、橢球狀或形狀不規則的堅硬固態降水。雹塊通常為白色、乳白色和無色透明的固體，表面有的光滑，有的粗糙，直徑一般大於5mm 。在大多數的降雹中，雹塊最大尺度一般小於3cm，特別的大於lOcm。異常巨大的雹塊非常少見。 降水的特性主要取決於上升氣流、水氣供應和雲的微物理特徵，其中尤以上升氣流最為重要。通常按上升氣流的特性，可將降水分成對流性的、系統性的和地形性的三種。 對流降水是在大氣靜力不穩定的條件下產生的。其水平尺度很小，約O.1~50km，生命史很短，僅幾十分鐘，但上升速度很快(1~20m/s) 。降水粒子在雲中形成以後，其落速往往小於氣流的升速，因而積聚在雲的中部和上部，不能下落。由於大量降水粒子的拖曳或其他原因，使上升氣流速度減慢到小於降水粒子的落速時，降水粒子就陡然下落。因而，對流性降水的開始和停止都比較突然，降雨強度的變化也很大。 系統性降水是鋒面、氣旋、切變線等天氣系統，引起大範圍的上升運動。這些系統的水平尺度很大， 1000~ 3000mm ，持續時間較長，通常1~3 天，但上升速度很小，一般為1~50cm/s，局部地區可達100cm/s。這種大範圍的連續性降水，有時雖然出現間歇，但降水強度沒有急劇的變化。 地形性降水是濕空氣受山脈等地形抬升而產生的降水，地形作用一般使山的迎風面的降水量增大，背風面的降水量減少。 實際的降水往往是複合型的。如系統性降水常常因地形抬升而加強;在大範圍空氣輻合的天氣系統中，往往有中間尺度天氣系統和中小尺度天氣系統產生對流性降水。世界降水量沿緯度的分布就是上述情況綜合的結果。世界年降水量一般分布情況是由赤道向南、北逐漸減少。過了副熱帶高壓帶，往南、北又趨增多。過了盛行西風帶後降水量又趨減少，兩極地區年降水量較小。 降水量通常是用在不透水的平面上所形成的水層來計量的，單位為毫米，常用雨量器、自記雨量計，近年來也用遙測法來進行測量。中國日降水量時制採用北京標準時，並以8 時為日分界。中國年降水量從東南沿海向西北內陸呈逐漸減小的趨勢。這既與全球降水量沿緯度方向的變化趨勢一致，又明顯表現出由於中國大陸所處的地理位置，自東向西的逐漸減小趨勢，是全球氣候系統與海陸分布的綜合效應。其中降水最多的是台灣的中部山區，年平均雨量可達的4OOmm，最少的是新疆塔克拉瑪干大沙漠，年平均不足lOmm。 3.1.2蒸發 溫度低於水的沸點時，水氣從水面、冰面或其他含水物質表面逸出的過程稱蒸發。蒸發是海洋和陸地水分進入大氣的惟一途徑，是水分循環的主要環節之一。 自然條件下的蒸發是很複雜的，大氣邊界層中的氣象條件對蒸發有明顯的影響。陸面蒸發包括各種水體的水面蒸發、土壤蒸發、植物蒸發、冰雪蒸發、潛水蒸發等。 水面蒸發是指水面的分子從液態轉化為氣態逸出水面的過程。影響水面蒸發的主要因素有:水氣壓差、風速、氣溫和水質等。水面蒸發直接體現熱量交換與水量交換過程的聯繫，包括水分化汽(又稱汽化)和水氣擴散兩個過程：水分汽化，水體內部水分子處在連續運動狀態，其速度各不相同。當水面的一些分子，得到的功能大於其他分子對它的吸引力，就逸出水面。由於水氣分子的不規則運動，有一部分水氣分子回到水中，產生凝結，實測的蒸發量指從水面逸出的水分子數量與返回水中的水分子數量之差；‚水氣擴散，有3 種形式：由於水氣壓差而引起的水氣分子從水氣壓高處向水氣壓低處輸送，稱分子擴散；由於溫度而引起的下層暖濕空氣上升而上層冷乾空氣下沉，稱對流擴散；由於刮風，水分子隨風吹離，稱紊動擴散。 土壤蒸發是土壤中的水分通過上升和汽化，從土壤表面進入大氣的過程。除影響水面蒸發的相同因素外，尚有土壤含水量、地下水埋深、土壤結構、土壤色澤、土壤表面特徵、地形等因素影響土壤蒸發。 土壤蒸發持續進行的條件是：經常有熱量到達土面，提供水分汽化所需的汽化熱；土面水氣壓高於大氣水氣壓；土面能持續得到土內水分。根據各種形態水分的運動情況，土壞蒸發分3個階段：毛細管運行階段，當土壤濕潤時，水充滿土壤孔隙，水分通過毛細管作用，不斷快速地向地表運行，水分在地表汽化和擴散，土壤水分蒸發強烈；‚薄膜運行階段，當蒸發耗水使土壤含水量降低，小於毛細管水斷裂含水量時，毛細管水斷開，毛細管傳導作用停止，土壤水分則以薄膜水形式，由水膜厚的地方向水膜薄的地方運動。由於這種運動緩慢，土壤蒸發明顯減弱。此時，蒸發不僅在地表進行，土壤內部水分也可汽化，並經土壤孔隙向大氣擴散；ƒ擴散運行階段，當土壤含水量降低，接近凋萎係數時，土壤水分由底層向土面的薄膜運動已基本停止，地表土壤內只有氣態水進行擴散，蒸發率甚小。此時地表乾土層很厚，水分不能滿足作物需求。此外，也有根據士壤蒸發率的變化情況，把土壤蒸發過程分為：大氣蒸發力控制階段(即蒸發率不變)‚土壤導水率控制階段(即蒸發率降低) ;ƒ擴散控制階段(即乾土層的蒸發由水氣擴散控制) 。 植被蒸散是在植物生長期水分從葉面和枝幹蒸發進入大氣的過程，又稱植物蒸騰。植物根系從土壤中吸收水分，經導管向上移動，在根壓和蒸騰拉力作用下，水分移動可達樹梢的葉子。葉子由許多薄壁細胞組成，葉子表皮有許多氣孔，氣孔在兩個保衛細胞之間，水分進入保衛細胞時，細胞膨脹，其毗連薄壁分開，使氣孔打開，進行散發。如果水分減少至一定程度，保衛細胞鬆弛，氣孔關閉。影響氣孔開閉的主要因素是光線強度、葉的水分補給、空氣的溫度與濕度、生物化學變化。氣孔通常白天開著，黑夜關閉，植物散發主要在白天進行，散發強度中午最大，夜間僅為白天的1/10 左右。溫度在4.5℃ 以下時，植物幾乎停止生長，散發極少;在4.5℃以上時，每增加10℃ '散發強度約增加l倍;在40℃以上時，植物失去氣孔調節性能，氣孔大開，散發大量水分。 潛水蒸發是潛水向包氣帶輸送水分，並通過土壤蒸發或(和)植物散發進入大氣的過程。由於土壤蒸發和植物散發，在土壤表層或根系中消耗水分，潛水通過毛細作用不斷向上補給水分，保持土壤蒸發和植物散發持續進行。單位時間內潛水的蒸發量稱潛水蒸發率。影響潛水蒸發率的主要因素有: 氣候條件，如太陽輻射、氣溫、濕度、風速等; ‚潛水埋藏深度；ƒ包氣帶岩性；„植被類型及生長階段。 流域總蒸發是流域內土壤蒸發、水面蒸發、植被蒸發等的總稱，又稱流域蒸散發。在水文學中，通常又指這些蒸發量的總和。陸地上的年降水量有60 %~70%通過蒸發和散發返回大氣，因此總蒸發是水文循環的重要組成要素，它是乾早和半乾旱地區水文循環中陸相排水的主要水文過程。從水量損失的角度來說，總蒸發是降雨徑流形成過程中的惟一損失，是流域水量平衡計算的重要項目之一。流域總蒸發不是靠實測而是通過估算求得，因為大面積上，各項蒸發量不可能分別測定。總蒸發量的估算，目前大概有以下幾種方法：水量平衡法，以水量平衡方程為依據，理論基礎嚴謹，關鍵在於各分項的準確測定或計算；‚質量傳輸法，以著名的道爾頓方程為代表，方程既簡單又明確，但在實際應用上有不少困難；ƒ空氣動力學法，在近地表空氣層中，由於亂流擴散的作用，產生了三個垂直通量，分別針對不同的傳輸對象，在傳輸方式上遵循動量通量傳輸、顯熱通量傳輸、水氣通量傳輸的基本規律；„渦度相關法，用"渦度相關"的理論估算熱量和水氣垂直通量，理論基礎堅實可靠；…能量平衡法；†阻力法，將能量和物質在土壤¾植被¾大氣連續體(SPAC)中的運動，看成為類似於電荷在導線中的流動；‡綜合法，最著名的首推英國彭曼所擬定的蒸發測定，他在十分嚴格的物理基礎上，建立了一個世界上知名的蒸發公式。 3.1.3水氣輸送 大氣中的水分隨著氣流從一個地區輸送到另一個地區或由低空輸送到高空的現象，稱水氣輸送，是水文循環的一個環節。水氣輸送分水平輸送和垂直輸送兩種，前者主要把海洋上的水氣帶到陸地，是水氣輸送的主要形式；後者由空氣的上升運動，把低層的水氣輸送到高空，是成雲致雨的重要原因。 大氣中的水氣雖然只占地球總水量的極小部分，但由於空氣的流動性很大和大氣同地球表面的水分交換率極高，使水氣輸送成為全球水分循環中最活躍的一環。 水氣輸送用水氣通量和水氣通量散度描述。水平輸送的水氣通量指單位時間流經單位垂直面積的水氣量。方向與風向相同，單位為g/(hPa·cm·s)，水平輸送的水氣通量可分解為經向輸送和緯向輸送兩個分量。緯向輸送的水氣通量，規定向東輸送為正，向西輸送為負；經向輸送的水氣通量，規定向北輸送為正，向南輸送為負。垂直輸送的水氣通量指單位時間流經單位水平面積的水氣量，規定向上輸送為正，向下輸送為負，單位為g/(cm·s) 。水氣通量散度指單位時間匯入單位體積或從該體積輻散出去的水氣量，單位為g/(hPa·cm·s) 。由風和濕度資料可計算出任一地點的水氣通量散度，並可用等值線表示出廣大範圍內的水氣通量散度場。散度為正的地區表示水氣自該地區向四周輻散，稱該地區為水氣源；散度為負的地區表示四周有水氣向該處匯集，稱該地區為水氣匯。 3.1.4徑流 徑流一般是指降雨及冰雪融水，在重力作用下，沿著流域的不同路徑(地表或地下)流入河流、湖泊或海洋的水流。 徑流是水文循環的一個重要環節，是河流水文情勢變化的根本因素。 徑流有不同類型，按水流來源有降雨徑流和融雪徑流；按運動方式可分地表徑流和地下徑流，地表徑流又分坡面流和河槽流。 此外，還有水流中含有固體物質(泥沙)形成的固體徑流、水流中含有化學溶解物質構成的離子徑流等。 降水是徑流形成的首要環節。降在河槽水面上的雨水可以直接形成徑流。流域中的降雨如遇植被，要被截留一部分。降在流域地面上的雨水滲入土壤，當降雨強度超過土壤滲入強度時產生地表積水，並填蓄於大小坑窪，蓄於坑窪中的水滲入土壤或被蒸發。坑窪填滿後即形成從高處向低處流動的坡面流。坡面流裡許多大小不等、時分時合的細流(溝流)向坡腳流動，當降雨強度很大和坡面平整的條件下，可成片狀流動。從坡面流開始至流入河槽的過程稱為漫流過程。河槽匯集沿岸坡地的水流，使之縱向流動至控制斷面的過程為河槽集流過程。自降雨開始至形成坡面流和河槽集流的過程中，滲入土壤中的水使土壤含水量增加並產生自由重力水，在遇到滲透率相對較小的土壤層或不透水的母岩時，便在此界面上蓄積並沿界面坡向流動，形成地下徑流(表層流和深層地下流) ，最後匯入河槽或湖、海之中。在河槽中的水流稱河槽流，通過流量過程線分割可以分出地表徑流和地下徑流。 徑流是流域中氣候和下地面各種自然地理因素綜合作用的產物。徑流的分布特性首先取決於氣候條件。在同一氣候區，山區流域徑流量一般大於平原；地質、土壤條件不同，流域的滲水性不同，滲水性強的流域產生的徑流量少，反之則多。受高度的影響，徑流有垂直差異特點。流域面積的尺度決定著徑流量的大小，植被、湖泊、沼澤則有調節徑流的功能。徑流的時空變化特性還深受人類活動的影響：砍伐森林會使水土流失加劇，洪峰徑流劇增；水庫等蓄水工程的興建，會增加流域的持水能力，調節徑流；工業、農田的大量用水會減少河川徑流量；跨流域引水能減少被引水流域的徑流量，增加引入流域的徑流量。 影響徑流的氣候因素和自然地理因素都有一定的地區分布規律，氣候因素還具有明顯的周期性變化規律，所以徑流現象也相應地存在著地區性和周期性，其有地區分布不均、季節和年際變化大的特點。在中國，徑流分布趨勢同降水的分布基本一致，由東南沿海向西北內陸遞減。但這種分布的不均勻比降水更為嚴重。由於中國的河流大多處於季風區，總的說來，徑流的年內分配具有夏季豐水、冬季枯水和春秋過渡的規律。徑流的多年變化也很大，例如地處中國中部准河流域(蚌埠站)測得的最大與最小年徑流量比值可高達23.7。南方地區歷年的枯水流量變幅較小，北方地區變幅較大。河川徑流量的大小及其變化特性通常用徑流特徵值表示。 中國地處西伯利亞乾冷氣團和太平洋暖濕氣團進退交鋒地區，一年內水氣輸送和降水量的變化，主要取決於太平洋暖濕氣團進退的早晚，西伯利亞冷氣團的強弱變化，以及七、八月間太平洋西部的颱風情況。 中國的水氣主要來自東南海洋，並向西北方向移動，首先在東南沿海地區形成較多的降水，越向西北，水氣量越少。來自西南方向的水氣輸入也是中國水氣的重要來源，主要是由於印度洋的大量水氣隨西南季風進入中國西南，因而引起降水，但由於崇山峻嶺阻隔，水氣不能深入內陸腹地。西北邊疆地區，水氣來源於西風環流帶來的大西洋水氣。此外，北冰洋的水氣，藉強盛的北風，經西伯利亞、蒙古、進入中國西北，因風力較大而穩定，有時甚至可直接通過兩湖盆地而達珠江三角洲，但所含水氣量少，引起的降水量並不多。中國東北方的那霍次克海的水氣隨東北風來到東北地區，對該地區的降水起著相當大的作用。 綜上所述，中國水氣主要從東南和西南方向輸入，水氣輸出口主要是東部沿海。輸入的水氣，在一定條件下凝結、降水成為徑流。其中大部分經東北的黑龍江、圖們江、領芬河、鴨綠江、遼河，華北的標河、海河、黃河，中部的長江、准河，東南沿海的錢塘江、區區江、閩江、華南的珠江，西南的元江、瀾滄江以及台灣各河注入太平洋；小部分經怒江、雅魯藏布江等流入印度洋；還有很小一部分經額爾齊斯河注入北冰洋。 |
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水量平衡是水分循環的數量表示，是質量守恆定律在水文循環中的特定表現形式。在給定任意尺度的時域空間中，水的運動(包括相變)有連續性，在數量上保持收支平衡。水量平衡的研究區域可以是某個流域、湖泊、沼澤、海洋，或某個特定地區，也可以是整個地球。水量平衡的時段可以是日、月，也可以是年、數十年或更長的時間。
水量平衡可用水量平衡方程式來表示，系統中輸入的水(I)與輸出的水(O )之差就是該系統內的蓄水量變化，通用形式為: I – O =±△S 很顯然，由於空間尺度和研究時段的不同，輸入項I和輸出項O 所包含的內容也就有多有少，明顯不一。全球水量平衡方程式可簡化為： Pc + Pο = Ec + Eo 式中， Pc為大陸的降水量；Pο為海洋的降水量；Ec為大陸的蒸發量; Eo為海洋的蒸發量，蓄水量變化趨向於零。 如果將全球粗略地劃分為海洋和大陸，則從長時段看海洋和陸地水的收支是平衡的。對於海洋來說，多年平均蒸發量應該等於多年平均降水量及從陸地流入海洋的多年平均徑流量之和，其水量平衡方程式為： Eo= Po+ R 而對大陸來說，多年平均蒸發量應該等於其多年平均降水量和從陸地流出的多年平均徑流量之差，即 Ec= PC - R 這種由海洋和大陸水量平衡組成的全球水量平衡，是全球水分循環的定量描述。這種描述從1905年開始以後，受到全世界學者的廣泛重視，不同學者提出的估算結果也不盡相同，從資料的系列和數量來看，近期的估算值比較接近實際情況。這主要是由於兩個方面的原因：一是隨著時間的推移，人們對水文循環的過程、機理等認識愈來愈清楚，有利於對全球水量平衡做出更為精確的估算；二是水文、氣象的觀測點站在不斷增多，觀測手段、儀器、設備在不斷更新，觀測人員素質在不斷提高。這些觀測結果，為估算全球水量平衡奠定了基礎。 大陸水量平衡各洲也截然不同，各大洲降水量、蒸發量、徑流量、入海徑流量等平衡狀況見表3.2 。 確定國家水量平衡有兩個目的：一是為全中國水資源的合理利用提供理論依據和實用價值；二是為編製海域、大陸以及世界綜合水量平衡取得必要的資料。 通常國界線很少與分水嶺相吻合，而是跨越河流流域的，因此，河川徑流量就有可能跨過國界從一個國家流進另一個國家的國土。因此，一個國家的多年平均水量平衡可按下列的簡化方程計算： P-E-Rso+ Rsi=O 式中，Rsi是從該國流出國境的總水量(河川徑流量) ; Rsi是通過河流從外國流入到中國的總水量(河川徑流量)；這裡假設蓄水量變化和地下水變化均為零。 對於擁有若干條大河流，較大面積的國家，全中國水量平衡可以通過先確定各流域的水量平衡，然後在此基礎上，綜合出全中國水量平衡的各個要素，中國就是如此。與世界大陸相比，中國年降水量偏低，但年徑流係數略高，這是中國多山地形和季風氣候影響所致。中國內陸區域的降水和蒸發均比世界內陸區域的平均值低，其原因是中國內陸流域地處歐亞大陸的腹地，遠離海洋之故。 |
