什么是水量平衡值

什么是水量平衡值
什么是水量平衡值

什么是水量平衡值
水量平衡 是水循环的数量表示.在给定任意尺度的时域空间中,水的运动（包括相变）有连续性,在数量上保持着收支平衡.平衡的基本原理是质量守恒定律.水量平衡是水文现象和水文过程分析研究的基础,也是水资源数量和质量计算及评价的依据.水量平衡可与能量平衡结合起来进行研究,即水热平衡的研究.它是现代自然地理学物质与能量交换研究的主要内容之一.水量平衡各要素组合特征（它们的数量和对比关系）构成地理地带划分的物理背景,常用以划分地理区域.因受人类活动影响而出现一系列的环境问题,多数与人们改变了水量平衡有关.
简况 公元前,人类就有了水循环的观念.17世纪时,随着人们对降水量和河流流量的观测增多,促进和加深了人类水量平衡的认识.当时法国的E．马略特确定了塞纳河的年径流少于年降水量的六分之一.此后,许多学者对全球水量平衡进行了多次计算.20世纪60年代以来,由于开发利用水资源的需要,已逐渐转向对中小尺度区域,包括流域及国家范围内的水量平衡研究.中国各地区水文和水资源的研究中,均包含有水量平衡各要素如降水、蒸发、径流、地下水等和水量平衡的计算.
水量平衡方程式 水量平衡方程式可由水量的收支情况来制定.系统中输入的水（I）与输出的水（O）之差就是该系统内的蓄水量（ΔS）,其通式为：
I-O=±ΔS
按系统的空间尺度,大可到全球,小至一个区域；也可从大气层到地下水的任何层次,均可根据通式写出不同的水量平衡方程式.
全球水量平衡方程式可写为：
湖泊、冰雪等水体,各大小流域,山区、平原、盆地、农田、城镇、森林、草场等各种自然土地和土地利用的不同地段.还有按自然和行政划分的海洋区域.它们的区域界线可以是闭合的,也可以是非闭合的.从水量交换的角度也可把水量平衡的区域划分为4个自然系统,并可相应列出水量平衡方程式.
大气系统,其水量平衡方程式为：
A1-A0+E-P=±ΔA
式中A1和A0分别为大气层中除降水与蒸发以外的其他收入水量和支出水量；P和E分别为降水量和蒸发量；ΔA为大气系统中的蓄水量.
流域系统,其水量平衡方程式为：
P-R-E=±ΔS
式中流域蓄水量（ΔS）为降水量（P）减去径流量（R）和蒸发量（E）之差.
土壤系统,其水量平衡方程式为：
P+Cm-R+S1-S0-E=±ΔW
式中Cm为土壤中的凝结水,S1为由地下水和壤中流形式进入土壤层的水；S0为由土壤层向下渗入地下水和壤中流形式流出土壤层的水；ΔW为土壤层中的蓄水量.
地下水系统,其水量平衡方程式为:
αP+U1-U0-Eu=±ΔU
式中α为地下水的降水人渗补给系数；Eu为地下水上升经土壤到地面后的蒸发量；U1为地下流入系统的水量；U0为地下流出系统的水量；ΔU为地下的蓄水量.
以上4个系统的水量平衡可以相互结合列成联立方程,用于水循环或水量交换的研究.对于特定区域、空间层或水体的水量平衡方程可视具体的条件列出.
全球水量平衡 由大洋和大陆的水量平衡组成的全球水量平衡,是全球水循环的定量描述.这种描述从1905年开始以后,不同的学者提出的估算值都不相同（表1）.
从资料的系列和数量看,近期的估算值比较接近实际.全球的水量平衡要素中,大洋与大陆不同,前者蒸发量大于降水量,其差值作为大陆水体的来源,参加降水过程；后者则是降水量大于蒸发量,其差值为径流量,成为大洋水量的收入项之一.在大洋多年平均的水量平衡中,出现了淡水平衡的概念,年平均大洋淡水平衡可用下式表示：
P+R-E=0
式中P为年降水量；R为大陆入海年径流量；E为年蒸发量.在大洋的海冰中还包含着大量的淡水.大陆湖泊、水库、地下水及大陆冰川的蓄水变化,均会导致海平面的升降,对地球的生态环境有重要意义.
中国水量平衡 与世界大陆相比,中国年降水量偏低,但年径流系数均高,这是中国多山地形和季风气侯影响所致.中国内陆区域的降水和蒸发均比世界内陆区域的平均值低,其原因是中国内陆流域地处欧亚大陆的腹地,远离海洋之故（表3）.
中国水量平衡要素组成的重要界线,是1200毫米年等降水量.年降水量大于1200毫米的地区,径流量大于蒸散发量；反之,蒸散发量大于径流量.中国除东南部分地区外,绝大多数地区都是蒸散发量大于径流量,越向西北差异越大.水量平衡要素的相互关系还表明在径流量大于蒸发量的地区,径流与降水的相关性很高,蒸散发对水量平衡的组成影响甚小.在径流量小于蒸发量的地区,蒸散发量则依降水而变化.这些规律可作为年径流建立模型的依据.另外,中国平原区的水量平衡均为径流量小于蒸发量,说明水循环过程以垂直方向的水量交换为主.