:水良平衡

水平衡

水量：循环的水量在任何给定尺度的时域空间中，水的运动(包括相变)都具有连续性，并保持定量平衡。平衡的基本原理是质量守恒定律。水平衡是分析和研究水文现象和水文过程的基础，也是水资源数量和质量计算和评价的基础。水平衡可以和能量平衡结合起来研究，即研究水和热平衡。它是现代自然地理学研究物质与能量交换的主要内容之一。水平衡要素的组合特征(数量和相关性)构成了地理分区的物理背景，常用于地理区域的划分。人类活动导致了一系列的环境问题，这些问题大多与人类改变水平衡有关。

早在公元前，人类就有了水循环的概念。在17世纪，对降水和河流流量的观测增加，提高了我们对水平衡的认识。当时，法国的E.马吕斯确定塞纳河的年径流量不到年降水量的六分之一。此后，许多学者对全球水平衡进行了多次计算。20世纪60年代以来，由于水资源开发利用的需要，包括流域在内的中小地区和国内的水平衡研究逐渐转向研究。中国各地区水文水资源研究包括降水、蒸发、径流、地下水等水分平衡因子的计算。

水平衡方程可以从水收支中得到。系统输入水量(I)与输出水量(O)之差即为系统储水量(S)。一般公式为：

投入=S

根据系统的空间尺度，它可以大到整个世界，也可以小到一个区域。也可以从大气到地下水的任何层次，可以根据通式写出不同的水量平衡方程。

全球水平衡方程可写成：

大陆降水为圶c型；海洋降水：圶；是大陆的蒸发；是海洋的蒸发。局部区域可以理解为任何给定的空间，如河流、湖泊、冰雪等水体，大小不等的江河流域、山脉、平原、流域、农田、城镇、森林、草原等自然土地和土地利用的不同地段。也有按自然和行政划分的海洋区域。它们的区域边界可以是封闭的，也可以是非封闭的。从水交换的角度来看，也可以将水平衡区划分为四个自然系统，并列出相应的水平衡方程。

大气系统，其水平衡方程为：

ai进行+ E-P=

式中，Ai和A分别为大气中除降水和蒸发外的水分的收入和支出。P为降水量，E为蒸发量。A是大气系统的储水量。

流域系统水量平衡方程为：

P-R-E=S

式中，流域蓄水量(S)为降水量(P)减去径流量(R)与蒸发量(E)之差。

土壤系统水分平衡方程为：

P +Cm-R +Si-S-E=W

0

地下水系统水量平衡方程为：

P + Ui-U-Eu=U

式中，为降水入渗补给地下水系数；Eu是地下水从土壤上升到地表后的蒸发量。Ui为流入地下系统的水量；U为地下出水系统水量；U为地下储水量。

以上四种系统的水平衡可以相互结合，形成联立方程，用于研究水循环或水交换。可以根据具体情况列出特定区域、空间层或水体的水平衡方程。

全球水平衡全球水平衡是对全球水循环的定量描述，包括海洋和大陆之间的水平衡。自1905年开始描述以来，不同的学者提出了不同的估计(表1)。

从数据的序列和数量来看，最近的估计更接近现实。在全球水平衡的因素中，海洋不同于大陆。海洋蒸发量大于降水，差值作为大陆水体参与降水过程的来源。后者是降水量大于蒸发量，差值为径流量，成为海水的收入项目之一。在海洋年平均水量平衡中，出现了淡水平衡的概念。年平均海洋淡水平衡可表示为：

P +R-E=0

式中，P为年降水量；R是大陆每年入海的径流量；E为年蒸发量。海洋中的海冰也含有大量的淡水。大陆湖泊、水库、地下水和大陆冰川储水量的变化都会导致海平面的上升和下降，这对地球的生态环境具有重要意义。

大陆的水平衡因大陆而异。降水、蒸发、径流和入海径流的平衡情况见表(表2)。

与世界大陆水平衡相比，中国年降水量较低，但年径流系数较高，这是受中国山地气候和季风气候的影响。中国内陆地区降水和蒸发量均低于世界内陆地区平均水平。原因是中国内陆盆地地处欧亚大陆腹地，远离海洋(表3)。

中国水平衡要素的重要边界是1200 mm年降水量。在年降水量大于1200mm的地区，径流大于蒸散。相反，蒸散量大于径流量。除东南部分地区外，中国大部分地区蒸散量大于径流量。越往西北走，这种差异越大。水平衡要素的相关性也表明，在径流大于蒸发量的地区，径流与降水高度相关，蒸散发对水平衡的影响较小。在径流量小于蒸发量的地区，蒸散量随降水而变化。这些规律可作为建立年径流模型的基础。此外，中国平原的水分平衡表现为径流量小于蒸发量，表明水循环在垂直方向上以水交换为主。

中国科学院编委会：07555 -79000，科学出版社，北京，1981。《世界水平衡与地球水资源》，联合国教科文组织出版社，巴黎，1978年。