1、3.2水资源数量评价,水资源数量评价主要包括地表水资源量计算、地下水资源量计算以及水资源总量计算。 3.2.1降水降水资料的收集降水资料的收集主要是通过水文气象部门的水文站、雨量站、气象站、雷达探测、气象卫星云图等观测获取。在实施水资源评价时，历年的降水资料可通过水文年鉴、水文资料、水文特征值统计等统计资料收集获取，有时需要到水文、气象部门去摘抄。,在收集资料的过程中，要对观测值和特征统计资料做合理性检验。 计算要求降水量计算应以雨量观测站的观测资料为依据，且观测站和资料的选用应符合下列要求：选用的雨量观测站，其资料质量较好、系列较长、面上分布较均匀。在降水量变化梯度大的地区，选用的站要适当加
2、密，同时应满足分区计算的要求；,采用的降水资料应为经过整编和审查的成果；计算分区降水量和分析其空间分布特征，应采用同步资料系列；而分析降水的时间变化规律，应采用尽可能长的资料系列；资料系列长度的选定，既要考虑评价区大多数观测站的观测年数，避免过多地插补延长，又要兼顾系列的代表性和一致性，并做到降水系列与径流系列同步；选定的资料系列如有缺测和不足的年、月降水量，应根据具体情况采用多种方法插补延长，经合理性分析后确定采用值。,计算内容计算各分区及全评价区同步期的年降水量系列、统计参数和不同频率的年降水量；以同步期均值和 点据为主，不足时辅之以较短系列的均值和 点据，绘制同步期平均年降水量和 等值线
3、图，分析降水的地区分布特征；选取各分区月、年资料齐全且系列较长的代表站，分析计算多年平均连续最大四个月降水量占全年降水量的百分率及其发生月份，并统计不同频率典型年的降水月分配；,选择长系列观测站，分析年降水量的年际变化，包括丰枯周期、连枯连丰、变差系数、极值比等；根据需要，选择一定数量的有代表性测站的同步资料，分析各流域或地区之间的年降水量丰枯遭遇情况，并可用少数长系列测站资料进行补充分析。,流域平均降雨量的计算方法算术平均法设 ， ， 为同一时期内各站实测降水量(mm)，为站数，则流域降水量 (mm)为：,计算简单，但当降水量随地形变化较大时，精度较差。,等值线法当流域（或区域）内可选择的降
4、水量观测站较多，且降水量空间分布不均匀时，可以绘制年降水等值线图。然后，量算每两条等值线之间的面积，再通过一定的计算方法就得到相应的降水量。具体步骤：第一步，将各站实测降水量注记在流域地形图上，用绘制等高线的方法绘制出等降水量线；第二步，用求积仪求出每相邻两条等降水量线之间的面积 ，用它乘以该面积两侧等降水量线的水量平均值，得到该面积上的降水总量；,图3-2 降水等值线图,第三步，把各个面积上的降水总量相加，用总面积 去除，即得到流域平均降水量，其计算公式为：式中： 为流域平均降水量，mm； 为流域面积，km2；为两条等降水量线之间所包围的流域面积，km2； ， 分别为面积两侧的等降水量线所代
5、表的降水量值，mm。,泰森多边形法具体做法：把流域内各降水量观测站（包括流域附近的站）绘在流域地形图上；把降水量观测站每三个用虚线连接起来，从而形成许多三角形；在每个三角形各边上做垂直平分线，所有的垂直平分线另构成一个多边形网，每个多边形内有一个降水量观测站（如图6-3）；根据下面假设和计算公式即可求出流域平均降水量。,图3-3 泰森多边形示意图,假设每个多边形上的面降水量等于其中降水量观测站的观测值，其值分别为 ， ， ，设 ， ，为流域内各降水量观测站所控制的多边形面积，流域总面积 ，则流域平均降水量可由下式计算：,降水作为水资源的收入项，决定着不同区域和时间条件下地表水资源的丰富程度和空
6、间分布状态，制约着水资源的可利用程度与数量。表示降水量的年际变化程度： （1）年降水量的极值比Ka （2）年降水量的变差系数Cv值来表示,（1）年降水量的极值比Ka：年降水量的极值比Ka可表示为式中 xmax 最大年降水量； xmin 最小年降水量。 K，值越大，降水量年际变化越大； K：值越小，降水量年际变化小，降水量年际之间均匀。 就全国而言，年降水量变化最大的地区是华北和西北地区，丰水年和枯水年降水量相比一般可达3倍一5倍，部分干旱地区高达10倍以上。南方湿润地区降水量的年际变化比北方要小，一般丰水年的降水量为枯水年的1.5倍2.0倍。,(2)年降水量变差系数Cv，,数理统计中用均方差与
7、均值之比作为衡量系列数据相对离散程度的参数，称为变差系数Cv，又称离差系数或离势系数。变差系数为一无量纲的数。 均方差均方差的表达式为： 式中均方差；均值，其表达式为：,式中 xi观测序列值，i1，2，n； n样本个数。,变差系数Cv,年降水量变差系数Cv值越大，表示年降水量的年际变化越大，反之就越小。 西北地区0.4 华北、黄河中下游0.250.35 东北0.2 南方0.2以下 东南沿南海0.25以上（台风）,6.2.2蒸发水面蒸发影响水面蒸发的因素主要有两类：一是气象因素，如气压、温度、风速、湿度、降水等；二是自然地理因素，如水质、水深、水面和地形等因素。水面蒸发量的计算方法主要有：器测法
8、利用蒸发器直接测量出水面蒸发量 蒸发器的类型可分为埋入式、地面式、漂浮式和大型蒸发池等几类，其中E-601型蒸发器是我国最常用的蒸发器。,器测法计算公式如下：式中：E器为器测蒸发量，mm；P为降水量，mm；W为器内水位差，mm。由于蒸发器受地方环境影响和气候影响，观测的蒸发量与实际水面蒸发量并不一致，需要经过修正才能代表天然水体的蒸发量，其修正公式如下：式中：E水为水面蒸发量，mm；K为折算系数（书P44）。,水量平衡法一般只用于较长时段计算 对于任何水体，在任意时段内都有水量平衡方程式，如下：式中：E为蒸发量；I为入流量；P为降水量；O为出流量；F为渗漏量；W为蓄水变化量。水气输送法假设一个
9、稳定的、均匀的、并且是紊动的气流越过无限的自由水面，可以认为（至少在靠近水面处）流态仅沿垂直方向变化，则水汽输送量（单位时间通过单位面积的水汽量）和水汽含量在输送方向上的梯度有关。,关系式如下：式中：E为水汽垂直通量（即水面蒸发率），g/(cm2s)；为湿空气密度，g/cm3；q为比湿，g/g；z为水面垂直向上的距离，cm；Kw为水汽紊动扩散系数，cm2/s。根据气象动力学原理对该式进行推导，可得出水汽通量法的基本公式。,式中：v为风的剪切速度，cm/s；Km为紊动粘滞系数，cm2/s；P为环境大气压，百帕；e1、e2分别为高程z1、z2处的水汽压，百帕；u1、u2分别为高程z1、z2处的风速
10、，cm/s；其他符号意义同前。,水面蒸发量=水气垂直通气量/水体密度,土壤蒸发土壤蒸发取决于两个条件：一是土壤蒸发能力，二是土壤的供水条件。影响土壤蒸发能力的因素是一系列气象因子，如温度、湿度、风速等；影响土壤供水条件的因素有土壤含水量、土壤孔隙性、地下水位的高低和温度、梯度等。,土壤蒸发量常用的计算方法：经验公式法根据空气动力方程建立的经验公式：式中：E土为土壤蒸发量；Ks为质量交换系数（反映气温、湿度、风等外界条件）；es为土壤表面水汽压。当表土饱和时，es 就等于饱和水汽压es；ea为大气水汽压。器测法,目前，我国常用的仪器是面积为500 cm2的-500型土壤蒸发器。一定时段内的土壤蒸
11、发量，可由下式计算：式中：E土为土壤蒸发量；R为径流量；F为渗漏量；P为降水量；G1、G2为前后两次筒内土样的重量；公式中系数0.02为土壤蒸发器（面积为500 cm2）的蒸发量换算系数。植物蒸腾,植物蒸腾是植物根系从土壤中吸收水分，通过叶面、枝干蒸发到大气中的一种生理过程，其观测往往是在一个生长植物的容器内进行，测量时将土壤表面密封以防止土壤蒸发损失水分，通过定时对植物及容器进行秤重，来测定各个时段植物的蒸发量。但是常常与土壤蒸发一起计算。流域总蒸发量流域内的总蒸发包括水面、土壤、植被和其他方面的蒸发和蒸腾。 一个地区只要气候条件一致，水面蒸发将大致相同，而土壤蒸发、植物蒸腾和其他方面的蒸发
12、则受土壤条件及植被状况的影响。,干旱指数：是衡量一个地区降水量多寡、进行水资源分析的一个重要参数。其定义为某一地区年水面蒸发量E0与年降水量P的比值；,干旱指数表示某一特定地区的湿润和干旱的程度，值大于1.0，表明蒸发大于降水量，该地区的气候偏于干旱，值越大，干旱程度就越严重；反之气候就越湿润。我国干旱指数在地区上的变化范围很大。最低值小于0.5，如长江以南、东自沿海等地；最大值可大于100，如吐鲁番盆地的托克逊站，干旱指数高达318.9。,3.2.3 径流,1.河流径流的补给 河流径流的水情和年内分配主要取决于补给来源。(1)雨水补给 雨水补给是指降水以雨水形式降落。(2)地下水补给 地下水补给河道的水量约占年径流总量的2530。(3)冰川、融雪水补给平均年径流量约50km3，约占全国年径流量的1.9,
