水文学中的降水与蒸发机制解析

# 水文学中的降水与蒸发机制解析 ## 1. 降雨结构 降雨结构指的是降雨深度随时间的分布情况，这种分布对流域的水文行为有着显著影响。例如，有两场降雨，它们的持续时间和降雨量相同，但时间分布差异很大。一场降雨大部分雨量集中在降雨初期，另一场则在降雨后期出现高强度降雨，此时土壤至少已部分饱和。因此，第二场降雨可能带来比第一场更高的洪水风险，因为在降雨强度最大时，土壤的蓄水能力已因前期降雨而降低。 一场降雨可以用多个参数来描述，这些参数在同一场降雨中可能有不同的重现期，具体参数如下： - 总降雨深度 - 持续时间 - 平均强度 - 任意时间段的最大强度 - 瞬时强度\(i(t)\)的分布 工程师需要根据具体项目来决定考虑哪些参数。 ## 2. 降水的区域评估 降水的空间分析旨在评估其在空间维度上的变异性。降雨是所有水文过程中变异性最大的过程之一，不仅在时间上，而且在空间上也会因地形和风速等区域或局部参数而有所不同。 需要注意的是，确定某个局部站点的降水测量值是否具有代表性并非易事，因此在进行局部测量的空间整合时必须格外谨慎。不过，只要满足一定的气象条件，就有多种方法可以令人满意地确定平均降水值。 从实际应用角度来看，降水的空间表示在土地和水资源管理项目中非常有用，如排水、估算流域水资源或设计城市排水系统的集水器。通常，区域降水是通过对该区域内的局部雨量计数据进行插值来评估的，这些插值结果可用于以下目的： - 计算流域尺度上的平均降水深度 - 降雨绘图 在计算流域的平均降水之前，验证点降雨记录的质量、均匀性和代表性非常重要。 ## 3. 流域平均降雨量的计算 流域的平均降雨量可以利用流域内或附近多个雨量站的数据进行评估。根据具体情况，可以计算算术平均值或加权平均值。泰森多边形法通过为每个站点分配一个影响区域来计算加权平均值，即将站点测量的降水量值分配给其周围的整个区域，这些区域是通过在地形图上对流域进行几何划分来确定的。 也可以根据区域的等高线曲线和高度降雨梯度为每个站点分配权重。此外，还有其他方法可用于计算流域的平均降雨量，具体如下： - **等雨量线法**：如果有等雨量线（通过降水量相等的点绘制的线），可以直接从等雨量线上读取平均降雨量。 - **插值方法**：特别是克里金法，它可以对可用测量值进行加权，同时最小化估计方差。克里金法基于与相关图或其逆形式（变差图）类似的空间相关函数分析。 ## 4. 点降雨转换为区域平均降雨 某一特定表面离风暴中心越远，该表面上的降水深度就越小。可以绘制曲线来显示降水深度与受风暴影响的表面积之间的关系，从而评估降雨递减因子，即平均水深与最大水深的比值。还可以绘制曲线来显示该比值（称为面积折减因子）与涉及的表面积以及降水持续时间或深度的关系。 ## 5. 蒸发与截留概述 在分析水平衡或理解水循环机制时，水的截留、蒸腾和蒸发过程起着特殊作用。从大陆尺度的水平衡分析可知，除南极洲外，所有大陆都会蒸发一部分降水，如北美洲和亚洲为55%，非洲大陆为75%。这表明该过程对水预算非常重要，不仅涉及水量，还影响地球的气候循环。 即使在较小尺度上，湖泊或大坝水库的蒸发也可能起到重要作用。例如，阿斯旺高坝形成的纳赛尔湖每年蒸发其水量的11%，相当于14立方千米的水，即每年湖面下降3米。同时，植被覆盖区域（如森林）的蒸发损失也不可忽视，亚马逊雨林通过蒸发损失高达80%的入射降水。 水以蒸汽形式返回大气通过三个不同过程：一是降水在到达地面之前被植被截留的部分；二是植物的蒸腾作用；三是重力水的蒸发。 ### 5.1 截留 相当一部分降水不会到达土壤，而是在下落过程中被各种障碍物截留。除了常见的垂直截留，还有水平截留雾或露水的机制，这种现象在世界某些地区（如智利沿海的森林）更为明显。 以智利的埃尔托福镇为例，当地铁矿关闭后，矿业公司带走了供水系统，但该镇通过用网收集雾水得以生存，每张网每天每平方米可收集超过4升水，为村民提供了每人每天25升的用水量。 这里主要关注垂直截留，即从未到达地面的那部分水。截留损失的计算公式为：\(I = P_b – (P_c + P_t)\)，其中\(P_b\)表示总降雨量，\(P_c\)是穿透雨量（穿过植物冠层的降雨），\(P_t\)是茎流（沿树枝和树干流下的水）。 截留和蒸发过程密切相关，由于截留依赖于蒸发，接下来将先详细讨论蒸发。 ### 5.2 蒸发与蒸腾 在对流层（离地球表面最近的大气层，约2 - 3千米厚）中，空气并非干燥，含有一定量的气态水（水蒸气），其来源如下： - 开放水体（海洋、湖泊等）、裸土以及冰雪覆盖表面的物理蒸发 - 植被向大气释放水分的蒸腾作用 - 植被覆盖土壤的蒸散作用 “蒸散作用”是指在植被环境中发生的蒸腾和蒸发的综合过程，由于这两个过程难以区分，所以用一个术语表示。 蒸发和蒸腾是水转化为气态的过程，需要能量。这个过程会导致冷却，而相反的凝结过程会释放热能并使温度升高。蒸发，尤其是蒸散作用，在水循环研究中起着至关重要的作用，不同尺度下蒸散量与入射降水量的关系如下表所示： |尺度|入射降水量（\(P\)）|蒸散量（\(ET\)）|占比| | ---- | ---- | ---- | ---- | |行星尺度|\(116000 km^3\)|\(72000 km^3/year\)|62%| |气候区尺度|\(49000 km^3\)|\(27800 km^3/year\)|57%| |瑞士尺度|\(60 km^3\)|\(19.5 km^3/year\)|33%| |流域尺度|\(2.2\)亿\(km^3\)|\(1.2\)亿\(km^3/year\)|55%| ## 6. 蒸发 ### 6.1 物理过程的描述与公式化 蒸发始于水分子的运动，在液态水中，分子会随机振动和循环，温度越高，分子运动越剧烈，越有能量使分子逸出并进入大气。 道尔顿（1802年）提出了一个定律，将水体的蒸发速率表示为空气饱和 deficit（空气可储存的水量\(e_S – e_a\)，以帕斯卡[Pa]、毫巴[mb]或毫米汞柱[mm Hg]表示）和风速\(u\)的函数，公式如下： \(E = f(u)(e_S - e_a)\) 其中，\(E\)是蒸发速率（或蒸发通量），\(e_a\)是空气中水的实际蒸汽压，\(e_s\)是蒸发表面温度下的饱和水蒸汽压，\(f(u)\)是风速\(u\)的比例常数。 理论上，在给定的压力和温度条件下，蒸发过程会一直持续到实际蒸汽压达到饱和蒸汽压上限（当\(e_S = e_a\)时，蒸发停止）。因此，要发生蒸发，水蒸气的压力梯度必须为正。饱和蒸汽压随温度升高而增加，可用以下公式表示（温度单位为摄氏度）： \(e_S=0.6108 \exp \left(\frac{17.27 T}{T + 237.3}\right)\) ### 6.2 影响蒸发的气象因素 #### 6.2.1 可用热量 从表面蒸发的水量取决于来自太阳的热量，这部分热量会因地理条件（纬度梯度）和水体相对于海平面的高度（高度梯度）而有所不同。蒸发的高度梯度实际上反映了热量梯度，大约每升高100米，温度降低0.65°C。 大气、地面和水体表面之间的热量传递是蒸发的主要驱动力，通过对流和传导发生。这些能量交换总是与水的转移相平衡，水在一处蒸发，在另一处凝结并以降水形式落下，从而维持水循环。 #### 6.2.2 太阳辐射（\(R_S\)） 太阳辐射是天气和气候条件以及水文循环的驱动力，它通过发射、对流、吸收、反射、传