环境影响评价师

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水文学的一些基本概念

水量平衡

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。水量平衡概念是建立在现今的宇宙背景下。地球 上的总水量接近于一个常数，自然界的水循环持续不断，并具有相对稳定性这一客 观的现实基础之上的。

从本质上说，水量平衡是质量守恒原理在水循环过程中的具体体现，也是地球 上水循环能够持续不断进行下去的基本前提。一旦水量平衡失控，水循环中某一环 节就要发生断裂，整个水循环亦将不复存在。反之，如果自然界根本不存在水循环 现象，亦就无所谓平衡了。因而，两者密切不可分。水循环是地球上客观存在的自 然现象，水量平衡是水循环内在的规律。

蒸发

在常温下水由液态变为气态进入大气的过程称为蒸发。空气中的水汽主要来自 地表水、地下水、土壤和植物的蒸发。有了蒸发作用，水循环才得以不断进行。

水面蒸发的速度和数量取决于许多因素（气温、气压、湿度、风速等），其中 主要决定于气温和绝对湿度的对比关系。气温决定了空气的饱和水汽含量，而绝对 湿度则是该温度下空气中实有的水汽含量，该两水汽含量之差称为饱和差。蒸发速 度或强度与饱和差成正比，即饱和差愈大，蒸发速度也愈大。

风速是影响水面蒸发的另一重要因素。蒸发的水汽容易积聚在水面上而妨碍进 一步蒸发，风将水面蒸发出来的水汽不断吹走，蒸发加快，因此，风速愈大，蒸发 就愈强烈。

蒸发包括水面蒸发、土面蒸发、叶面蒸发等。通常用水面蒸发量的大小表征一个 地区蒸发的强度。气象部门常用蒸发皿（直径数十分米的圆皿）测定某一时期内蒸发 水量，以蒸发的水柱高度毫米数表示蒸发量，如北京的多年平均年蒸发量为1 102 mm。

必须注意，气象部门提供的蒸发量是指水面蒸发量，只能说明蒸发的相对强度， 而不代表实际的蒸发水量。因为通常一个地区不全是水面，并且，用小直径的蒸发 皿测得的蒸发量比实际的水面蒸发量要偏大许多。

降水

当空气中水汽含量达饱和状态时，超过饱和限度的水汽便凝结，以液态或固态 形式降落到地面，这就是降水。空气冷却是导致水汽凝结的主要条件。暖湿气团由 于各种原因变冷就可以产生降水。其中最常见的是锋面降水。当暖湿气团与冷气团 相遇时，在两者接触的锋面上，水汽大量凝结形成降水。气象部门用雨量计测定降

水量，以某一地区某一时期的降水总量平铺于地面得到的水层高度毫米数表示。

降水是水循环的主要环节之一，一个地区降水量的大小，决定了该地区水资源 的丰富程度，对地下水资源的形成具有重要影响。

以上介绍了主要气象要素的基本概念，这些气象要素的变化决定了大气的物理 状态。在一定地区一定时间内，各种气象因素综合影响所决定的大气物理状态称为 天气。而某一区域天气的平均状态（用气象要素多年平均值表征），称为该地区的 气候。无论是变化迅速的气象要素，还是变化缓慢的气候因素，对于自然界水文循 环过程，以至地下水的时空分布都具有重要影响。

下渗

下渗又称入渗，是指水从地表渗入土壤和地下的运动过程。它不仅影响土壤水 和地下水的动态，直接决定壤中流和地下径流的生成，而且影响河川径流的组成。 下渗强度指的是单位面积上单位时间内渗入土壤中水量，用下渗率/表示，常用毫 米/分或毫米/小时计。在超渗产流地区，只有当降水强度超过下渗率时才能产生径 流。可见，下渗是将地表水与地下水、土壤水联系起来的纽带，是径流形成过程、 水循环过程的重要环节。

在天然条件下，下渗过程往往呈现不稳定和不连续性形成这种情况的原因是多 方面的，归纳起来主要有以下四个方面。

土壤特性的影响。土壤特性对下渗的影响，主要决定于土壤的透水性能及 土壤的前期含水量。其中透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大小有关。一般 来说土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其透水性能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。

降水特性的影响。降水特性包括降水强度、历时、降水时程分配及降水空 间分布等。其中降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量，在降水强度/小于下 渗率/的条件下，降水全部渗入土壤，下渗过程受降水过程制约。在相同土壤水分 条件下，下渗率随雨强增大而增大。尤其是在草被覆盖条件下情况更明显。但对裸 露的土壤，由于强雨点可将土粒击碎，并充填土壤的孔隙中，从而可能减少下渗率。 此外，降水的时程分布对下渗也有一定的影响，如在相同条件下，连续性降水的下 渗量要小于间歇性下渗量。

流域植被、地形条件的影响。通常有植被的地区，由于植被及地面上枯枝 落叶具有滞水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流，增大了下渗量。而地 面起伏，切割程度不同，要影响地面漫流的速度和汇流时间。在相同的条件下，地 面坡度大、漫流速度快，历时短，下渗量就小。

人类活动的影响。人类活动对下渗的影响，既有增大的一面，也有抑制的 一面。例如，各种坡地改梯田、植树造林、蓄水工程均增加水的滞留时间，从而增 大下渗量。反之砍伐森林、过度放牧、不合理的耕作，则加剧水土流失，从而减少 下渗量。在地下水资源不足的地区采用人工回灌，则是有计划、有目的的增加下渗

水量；反之在低洼易涝地区，开挖排水沟渠则是有计划有目的控制下渗，控制地下 水的活动。从这意义上说，人们研究水的入渗规律，正是为了有计划、有目的控制 入渗过程，使之朝向人们所期望的方向发展。

径流

径流是水文循环的重要环节和水均衡的基本要素，系指降落到地表的降水在重 力作用下沿地表或地下流动的水流。因此，径流可分为地表径流和地下径流，两者 具有密切联系，并经常相互转化。据统计，全球大陆地区_平均有47 000 km3的水 量通过径流返回海洋，约占陆地降水量的40%。这部分水量大体上是人类可利用的 淡水资源。

地表径流和地下径流均有按系统分布的特点。汇注于某一干流的全部河流的总 体构成一个地表径流系统，称为水系。一个水系的全部集水区域，称为该水系的流 域。流域范围内的降水均通过各级支流汇注于干流。相邻两个流域之间地形最高点 的连线即为分水线，又称分水岭。这些概念同样可用于地下水，但地下水的系统不 像地表水系那样明显和易于识别，具有自己的一些特点。

在水文学中常用流量、径流总量、径流深度、径流模数和径流系数等特征值说 明地表径流。水文地质学中有时也釆用相应的特征值来表征地下径流。

流量（0):系指单位时间内通过河流某一断面的水量，单位为m3/s。Q流量 等于过水断面面积F与通过该断面的平均流速F的乘积，艮P:

Q=VXF

径流总量（F):系指某一时段/内，通过河流某一断面的总水量，单位为m3。 可由下式求得：

W=QXt

径流模数（M):系指单位流域面积F (km2)上平均产生的流量，以US ? km2 为单位，计算式为：

M=Q/FX\03

径流深度（y):系指计算时段内的总径流量均匀分布于测站以上整个流域面积 上所得到的平均水层厚度，单位为mm，计算式为：

Y=W/FX\03

径流系数(ah为同一时段内流域面积上的径流深度y(mm)与降水量尤（mm) 的比值KAT,以小数或百分数表示。

水文循环

水文循环是发生于大气水、地表水和地壳岩石空隙中的地下水之间的水循环， 水文循环的速度较快，途径较短，转换交替比较迅速。

水文循环是在太阳辐射和重力共同作用下，以蒸发、降水和径流等方式周而复 始进行的。平均每年有577 000km3的水通过蒸发进入大气，通过降水又返回海洋

和陆地。

地表水、包气带水及饱水带中浅层水通过蒸发和植物蒸腾而变为水蒸气进入大 气圈。水汽随风飘移，在适宜条件下形成降水。落到陆地的降水，部分汇集于江河 湖沼形成地表水，部分渗入地下。渗入地下的水，部分滞留于包气带中（其中的土 壤水为植物提供了生长所需的水分），其余部分渗入饱水带岩石空隙之中，成为地 下水。地表水与地下水有的重新蒸发返回大气圈，有的通过地表径流或地下径流返 回海洋。水文循环的过程参见图3-17中的7?10及图3-18。

图3-17自然界的水循环

(据阿勃拉夫）

1 一来自地幔源的初生水；2—返回地幔的水；3—岩石重结晶脱出水（再生水）；4一沉积成岩时排出 的水；5—和沉积物一起形成的埋藏水；6—与热重力和化学对流有关的地内循环；7—蒸发和降水（小循环）； 8—蒸发和降水（大循环）；9~地下径流；10—地表径流

水文循环分为小循环与大循环。海洋与大陆之间的水分交换为大循环。海洋或 大陆内部的水分交换称为小循环。通过调节小循环条件，加强小循环的频率和强度， 可以改善局部性的干旱气候。目前人力仍无法改变大循环条件。

地壳浅表部水分如此往复不已地循环转化，乃是维持生命繁衍与人类社会发展 的必要前提。一方面，水通过不断转化而水质得以净化；另一方面，水通过不断循 环水量得以更新再生。水作为资源不断更新再生，可以保证在其再生速度水平上的 永续利用。大气水总量虽然小，但是循环更新一次只要8天，每年平均更换约45 次。河水的更新期是16天。海洋水全部更新一次需要2 500年（中国大百科全书?大 气科学?海洋科学?水文科学，1987)。地下水根据其不同埋藏条件，更新的周期 由几个月到若干万年不等。

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（责任编辑：中大编辑）

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