由于式中E1为负蒸发量，令E　=　E2　-　E1为时段内净蒸发量；Δs=s2-s1为时段内蓄水变量，则上式可改写为

　　（P　 　R表　 　R地下）-（E R′表 R′地下　 　q）=Δs (2－4)

　　此式即为通用水量平衡方程式。其简繁程度与所研究的对象以及时段长短有关。例如，对于多年平均来说，Δs→0，可忽略不计；但对于短时段水量平衡方程式而言，蓄水变化量Δs非但不可忽略，而且必须细分为地表水体蓄水变量、土壤蓄水变量、地下水蓄水变量等。所以，水量平衡方程式具有较繁的形式。而且由于各项Δs测量与计算比较困难，因此短时段的水量平衡方程式往往不闭合。

　　此外，在水量平衡计算中，各平衡要素不可避免的存在测定误差与计算误差，以及方程中未能周详考虑到的其它要素，所以水量平衡计算中，存在闭合误差η，η值可作为水量平衡方程式的余项而求得。

　　三、全球水量平衡方程

　　全球水量平衡系由海洋和陆地水量平衡联合组成，分别阐释如下：

　　（一）海洋水量平衡方程式

　　如以全球海洋为研究对象，则任意时段内的水量平衡方程为：P海 R-E海=Δs海 (2－5)

　　多年平均状态下Δs海→0，所以上式改写为：

　　式中，P海，E海，R分别为海洋上任意时段降水量、蒸发量及入海径流量，

　　为海洋蓄水变化量。

　　由（2－6）式可知，在多年平均状态下，整个海洋的降水量加上入海径流量与海面水蒸发量处于动态平衡状态。

　　但对各大洋来说，降水量与入海径流量之和并非等于蒸发量，例如，北冰洋区由于气候寒冷，蒸发量小，全年汇入北冰洋的径流量是蒸发量的1.6倍多，再加上洋面降水，北冰洋每年剩余0.73×1013米3水量。据统计太平洋每年剩余0.53×1013米3的水量；而印度洋和大西洋则分别亏损0.15×1013米3和1.1×1013米3的水量。这说明各大洋之间存在着水量交换。

　　（二）陆地水量平衡方程式

　　由于陆地上水循环可区分为外流区水循环系统及内流区水循环系统，所以其水量平衡方程存在两种形式：

　　1.外流区水量平衡方程对于外流区来说，任意时段的水量平衡方程为：

P外-E外-R地表-R地下=△s外 （2－7）

　　对于多年平均而言Δs外→0，并以R=R地表　 　R地下，则有

　　式中；P外，E外，R地表，R地下，△S外分别为外流区任意时段内降水

　　区多年平均降水量，蒸发量及径流量。

　　2.内流区水平衡方程内流区水循环系统基本上呈闭合状态，除上空存在与外界水汽发生交换外，内流区的降水最终全部转化为蒸发，没有水量入海。因此在多年平均情况下的水量平衡方程，具有最简洁的形式：

　　全球内流区总面积约为3000×104平方公里，基本上均是降水不足、蒸发能力旺盛的荒漠、半荒漠和干旱地区，年总降水量为9000×109米3，仅为陆地总降水量的7％左右。

　　3.陆地水量平衡方程将上述外流区和内流区水量平衡方程组合起来，就构成整个陆地系统的水量平衡方程。

　　（三）全球水量平衡方程式

　　将上述海洋水量平衡方程式与陆地水量平衡方程式组合一起，就构成全球水量平衡方程式，洋和陆地的多年平均降水量等于海洋和陆上多年平均蒸发量，即

　　必须指出，在水循环过程中，全球总水量不变，不等于各种水体之间相对数量亦恒定不变。据分析，自本世纪初至60年代期间，全球气温平均上升了1.2℃，由此引起冰川消融，全球冰川体积每年大约减少250×109米3；这些消融的水入海后，使海平面上升了0.7毫米。与此同时，陆地上许多内陆湖泊，亦受蒸发旺盛等影响，水位下降，湖泊蓄水量平均每年减少80×109米3，所减少的水量，最后以降水或径流的形式汇入海洋，相应地促使海平面上升约0.2毫米/年。此外地下水亦因蒸发和开采，每年减少蓄量300×109米3，最后亦汇入海洋，促使海平面相应上升0.8毫米/年。以上三方面加在一起，促使海平面上升1.7毫米/年。在此期间，世界各地修建了一大批水库，总蓄水量超过3000×109米3，引起每年入海径流量减少50×109米3，海平面相应下降0.1毫米/年。这样，在这一时期里世界海平面实际上升率为1.6毫米/年。如表2-4所示。
　　本文标题：水量平衡(2)
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