鄱阳湖水面蒸发量的计算与变化趋势分析
新高考地理地形对河流(湖泊)的影响
考点地形对河流（湖泊）的影响如秦岭是长江流域和黄流流域的分界线，南岭是长江流域和黄河流域分界线；盆地多为向心状水系，平原多树枝状水系（羽毛状水系）。
3.地形（落差）影响河流的流速------影响河流开发（水运、水能）一般而言，山区河流流速较快，平原区河流流速较慢。
地形影响河流的航运条件、水能开发-----一般而言，平原、盆地地形河流航运条件较好，山地、丘陵河流航运条件较差。
一般而言，平原、盆地内部水能较贫乏，山地、丘陵、盆地、高原边缘处水能较丰富。
4.地形影响河道剖面。
一般而言，山区河流多呈“V”字型，平原区河流多呈“U”字型。
5、地势较高的区域湖泊多咸水湖这是因为区域内地壳不断抬升，由海洋壳转换为大陆壳，部分湖水无法流出低洼地区，残留在高原面上。
地形对河流小切口分析：“高大的地形”---对河流的影响1、河流发源地、河流空间分布格局。
2、阻挡气流运动（迎风坡），给河流带雨水补给，影响水量与季节变化。
3 、山上可能有冰川积雪，给河流带来冰川融水。
“陡”---对河流的影•流速、含沙量（侵蚀加剧）“山地位置、走向、坡向”---对河流的影响流向、凌汛【拓展提升】1．阅读图文材料，完成下列要求。
地质历史时期，四川盆地曾为古海盆。
距今1.9亿年前，板块运动使四川盆地边缘隆起成山，被海水淹没的区域逐渐上升成陆，形成湖泊，称“巴蜀湖”。
此后气候趋于炎热干燥，盆地内形成了大量盐卤，并保存于地层当中，至今仍被开采利用。
2000多万年前，受喜马拉雅造山运动影响，巫山东西两侧水系溯源侵蚀，共同切穿巫山（山体主要为石灰岩），产生河流袭夺现象，湖水外泄，古长江进而向西南继续袭夺金沙江河道，使金沙江成为长江正源。
下左图示意四川盆地及周边地形和现代水系分布。
下右图示意河流袭夺过程及袭夺地貌形态。
（1）说明巫山东侧河流袭夺西侧河流的条件。
（2）简述河流袭夺后古湖盆自然环境的演变。
（3）四川盆地盐矿资源极其丰富，简述盐矿形成过程。
鄱阳湖流域干旱气候特征研究
鄱阳湖流域干旱气候特征研究闵屾;严蜜;刘健【摘要】Based on daily rainfall and temperature datasets of 127 stations in Lake Poyang catchment during the period of 1960 -2007, the climatic drought which was classified into slight drought, heavy drought and extreme drought by using Z index was studied in this paper. The results show that the frequency of drought in the south part of Lake Poyang area is less than that in the north part and the strength of drought in the south part is stronger than that in the north part. The slight drought mainly occurred from July to December, while the heavy drought and extreme drought mainly occurred from January to June. The range and strength of the drought have been increased since 2000 year, especially in 2003, 2004 and 2007. The slight drought appeared in most months of 2003 with extensive area and heavy strength. The heavy and extreme drought with small area appeared in most months of 2003, except in March - April and June - July. The area and strength of slight drought were small in most months of 2004, but the heavy and extreme drought with extensive area and heavy strength appeared in March and June. The slight drought in July, October and November of 2007 occurred in extensive area, but heavy and extreme drought in May occurred in more than 80% area of Lake Poyang catchment.%本文利用鄱阳湖流域127个站点1960-2007年逐日降水和温度资料,选用Z指数对鄱阳湖流域的气象干旱进行分析,并将干旱分为偏旱、大旱和特旱三个等级.研究结果表明鄱阳湖流域干旱基本呈现出南少北多、南强北弱的空间分布形式.鄱阳湖流域7-12月发生的干旱以偏旱为主,大旱和特旱主要出现在1-6月.线性趋势变化分析表明,2000年以来干旱范围和干旱强度均呈现出增加的趋势,其中,2003、2004和2007年的干旱较为严重.2003年大部分月份偏旱范围广、强度大,全年大旱和特旱出现的范同均较小,但3-4月和6-7月的大旱和特旱强度较大；2004年大部分月份偏旱范围和强度均相对较小,但在3月和6月出现范围较大且强度较强的大旱和特旱；2007年干旱分布更为极端,仅在7、10和11月出现范围较广或强度较大的偏旱,而在5月集中出现面积超过80％的大旱和特旱.【期刊名称】《湖泊科学》【年(卷),期】2013(025)001【总页数】8页(P65-72)【关键词】鄱阳湖流域;气象干旱;Z指数;季节变化【作者】闵屾;严蜜;刘健【作者单位】中国科学院南京地理与湖泊研究所,湖泊与环境国家重点实验室,南京210008;中国科学院南京地理与湖泊研究所,湖泊与环境国家重点实验室,南京210008;中国科学院南京地理与湖泊研究所,湖泊与环境国家重点实验室,南京210008【正文语种】中文鄱阳湖流域位于亚热带湿润季风气候区内，受东亚季风影响，降水的季节变化和年际变化均较大，不仅洪涝灾害频繁出现，干旱灾害也较严重.近50年统计资料表明，在鄱阳湖区，虽然水灾的经济损失大于旱灾，但无论是受灾农田面积还是受灾人口，都是旱灾多于水灾，说明旱灾对社会经济的影响并不亚于水灾［1］.闵骞等［2］分析江西省1995-2006年雨、水情特征，发现在1995-2006年间江西省经历了降水总量由多到少、空间分布由大范围到局部多点、时间分配由长历时到短时段的转变;同时他还指出大范围洪涝灾害减少、旱灾增多、旱情加重，防旱抗旱任务更为繁重.由于降水量的变化是影响极值流量最重要的因素［3］，蒸发量的变化也会对径流造成一定程度的影响［4］，因此，近年来不少专家学者根据降水量和蒸发量的变化来分析鄱阳湖流域的干旱［5-9］.樊任华等［10］基于标准化降水指数，分析了江西夏季干旱时空分布特征，结果表明夏季干旱较为频繁，但干旱的发生以轻旱为主，干旱的频率从10%到30%不等，赣南部分地区发生的频率相对较低.闵骞等［11］根据7-10月蒸发总量与7-10月降水总量定义干旱指数，并结合历史记载资料，分析了鄱阳湖区近1000年来干旱的气候演变特征，表明从大周期上看，本世纪鄱阳湖湖区的气候严重干旱属正常偏少状态;但从小周期看，20世纪前20年湖区气候严重干旱为偏多状态，未来十几年的抗旱形势依然十分严峻.因此，分析鄱阳湖流域的干旱气候特征对人民的生产生活以及社会经济的发展依然有着至关重要的意义.以往分析鄱阳湖流域干旱时，主要针对7-10月的干旱，即伏旱和秋旱，因为鄱阳湖流域夏、秋季节降水相对较少，多发干旱，且夏、秋季节的干旱容易对农业生产造成严重影响.虽然春季是鄱阳湖流域的多雨季节，但据鄱阳湖水文局数据资料统计，自1992年起，都昌水文站3月上旬至5月中旬平均水位正在以每年0.13 m左右的速度下降，说明鄱阳湖的春旱正在加剧.春天是万物复苏、生机勃发的季节，严重的春旱会给渔业乃至生态环境造成深远的影响.另外，以前的研究工作中，多选用降水量或蒸发量作为衡量干旱的标准，而不同时间尺度、不同地区的降水量、蒸发量变化差异较大，直接用降水量和蒸发量在时空尺度上相互比较缺乏合理性，需要选择更加合理的干旱指数来研究鄱阳湖流域的干旱变化.Z指数不仅考虑了降水服从偏态分布的实际，而且也进行了正态标准化处理［12］，使之适合不同时间尺度的旱涝监测和评价，从而得到了广泛的应用［13-21］.因此，本文同样选用Z指数作为划分鄱阳湖流域干旱的标准，且不再局限于7-10月，而是分析全年12个月的干旱时空分布特征，并选取典型干旱年份研究其季节分布差异.图1 鄱阳湖流域气象站点分布Fig.1 Distribution of meteorological stations in Lake Poyang catchment1 资料与方法本文运用国家气象信息中心提供的1960-2007年地面高密度台站逐日降水、温度数据，全国各省共2466个观测站，其中基本基准站756个，一般站1668个，行业站42个，鄱阳湖流域范围内共有162个站点.在使用资料时，进行了质量控制，首先剔除在研究时间段内迁过站的台站.在缺测值方面，如果某个站点中连续缺测的天数超过5 d，那么也将该站点剔除.没剔除的站点中，当出现缺测值时，采用线性插值的方法进行处理，由于剩余站点中缺测值较少，一般为1～2 d，因此对于整体研究影响较小.基于上述条件，本文在鄱阳湖流域(24°～30°N，113°30'～118°30'E)范围内选取了127个站点(图1).本文中选用单站Z指数来划分旱涝等级.具体做法为假定某时段降水量服从PersonⅢ型分布，则可将其概率密度函数转换得到:式中，Cs为偏态系数，φi为标准化变量，n为样本个数.这里将降水量表示为D，即有:经过Z指数变换过程，将降水量转换成为标准的正态变量，以此来减小由于降水分布不均而导致的统计误差，由此，根据标准界值将旱涝分为7级(表1)，将旱涝等级＞4的统称为干旱，旱涝等级=5、6、7的分别称为偏旱、大旱和特旱.2 鄱阳湖流域干旱的时间变化鄱阳湖流域年降水总量在1960s以偏少为主，1970s和1980s年际变化比较明显，从1990年至2007年呈现出由明显偏多转为偏少的变化趋势(图2a).分析鄱阳湖流域年平均温度的年际-年代际变化(图2b)可知，其在1990s中期以前以偏低为主，1997年以来呈现显著的上升趋势.由于温度升高可能导致蒸散异常变化，因此，采用日本高桥浩一郎提出的计算公式［22］来计算鄱阳湖流域各站实际蒸散量.在2000年以前，鄱阳湖流域年蒸散总量与年降水总量呈现出很好的正相关关系，年降水总量偏多(少)时年蒸散总量偏多(少);2000年以来，鄱阳湖流域年降水总量呈现下降的趋势，但是年蒸散总量依然偏多(图2c)，这可能是增温显著造成的.表1 旱涝等级标准Tab.1 Classification of drought and flood等级类型 Z值所占理论频率1 特涝 Z＞1.645 5%2 大涝 1.037＜Z≤1.645 10%3 偏涝 0.524＜Z≤1.037 15%4 正常－0.524≤Z≤0.524 40%5 偏旱－1.037≤Z＜－0.52415%6 大旱－1.645≤Z＜－1.037 10%7 特旱 Z ＜－1.645 5%图2 鄱阳湖流域年平均降水总量(a)、温度(b)、蒸散总量(c)和有效降水量(d)标准化距平以及11年滑动平均曲线Fig.2 Time series of the normalized annual precipitation amount(a)，temperature(b)，evaporation(c)，effective precipitation amount(d)and their 11-year running average in Lake Poyang catchment许多研究表明，在全球增暖的背景下，极端天气与气候事件急剧增加，对国民经济和生态环境造成了严重灾害.因此，我们在定义气象干旱指数时，不仅需要考虑降水异常的作用，也需要考虑由于增暖导致蒸散加剧的影响.本文以降水量减蒸散量(下面称为有效降水量)作为表征干旱强弱的物理量.鄱阳湖流域有效降水量的年际变化基本与年降水总量一致，由于受到增温蒸散加剧的影响，近十年来有效降水量的下降趋势比年降水总量更加明显，其中，2003、2004和2007年有效降水量显著偏少(图2d).因此，下面用有效降水量替代降水量来计算Z指数.首先，为了定量描述鄱阳湖流域干旱出现站点的多少，以绝对值大于0的年份定义为偏多或偏少年，绝对值大于1的年份定义为异常偏多或偏少年.分析发现鄱阳湖流域在1960s中期出现干旱(旱涝等级＞4)的站点偏多，1970s和1980s也有异常偏多的年份存在，如1971、1978及1986年;1990s出现干旱的站点偏少，从2000年以来又呈现出偏多的趋势，说明2000年以来鄱阳湖流域干旱呈现出增加的趋势，尤其是2003、2004和2007年干旱站点异常偏多，这与由有效降水量得到的结果一致，它们之间呈现显著负相关关系(r=－0.94，P＜0.001)，即有效降水量偏少(多)时，干旱等级偏大(小)，这也表明Z指数在表征鄱阳湖流域干旱方面是有效的.1970s以来秋、冬季(11、12月)偏旱出现的站点数较多，另外，冬季1、2月在1980s中期也有较多站点出现偏旱;除1990s以外，夏季(6-8月)出现偏旱的站点数也较多;春季偏旱相对较少(图3a).鄱阳湖流域大旱主要发生在上半年(1-6月)，1960s初1-3月尤其显著;春季(3-5月)发生大旱的站点相对较多(图3b).鄱阳湖流域特旱也存在比较明显的季节和年代际变化，1960s 1-6月出现特旱情况的站点数相对较多，1970s特旱站点数较多的季节出现在2-4月，而1980s以来特旱主要出现在3-6月(图3c).图3 鄱阳湖流域各级干旱站点数的季节-年际变化:(a)偏旱;(b)大旱;(c)特旱Fig.3 Seasonal and interannual variations of the station numbers with different grades of drought occurred in Lake Poyang catchment:(a)slight drought;(b)heavy drought;(c)extreme drought为了更方便地看出鄱阳湖流域各月发生干旱的情况，给出各月各等级干旱发生的频率(图4)，结果表明偏旱的极大值出现在夏季的7月，发生频率达24.0%，其次为秋季的11月，约为21.1%;偏旱的极小值出现在秋季的10月，发生频率为10.4%;而春季3个月份偏旱发生频率均相对较少.大旱发生频率的季节分布特征与偏旱不同，其极大值出现在冬季的2月，发生频率达13.0%，冬季的1、2月份大旱平均发生频率为10.6%(冬季的12月大旱发生频率为0);大旱发生频率的次大值出现在春季的4月，约为12.9%，整个春季平均大旱发生频率为11.3%;秋季大旱发生的频率最小.特旱发生频率的季节变化特征与大旱类似，1-6月特旱发生频率较大，7-12月几乎不发生;且特旱发生频率最大的3个月均出现在春季.进一步分析干旱发生频率发现，全年有3个月份的干旱发生频率大于30.0%，按大小顺序依次为春季的4月、夏季的6月以及冬季的2月.春季干旱平均发生频率为30.8%，其中14.8%为大旱、特旱;夏季的7、8月干旱平均发生频率为25.0%，其中偏旱占22.6%，而6月干旱发生频率为31.6%，其中13.7%为大旱、特旱;秋季干旱平均发生频率为16.9%，其中16.5%为偏旱;冬季的1、2月干旱平均发生频率为29.3%，其中11.8%为大旱、特旱，而12月只有偏旱发生.上述统计结果说明鄱阳湖流域7-12月发生的干旱以偏旱为主，而大旱、特旱主要发生在1-6月. 图4 鄱阳湖流域各级干旱发生频率的季节变化Fig.4 Seasonal frequencies of drought with different grades occurred in Lake Poyang catchment3 鄱阳湖流域干旱的空间分布为了避免由于站点分布不均而导致的空间插值以及统计误差，把24°～30°N，113°30'～118°30'E范围内的127个站点分成1°×1°的小方格，即共有5×6=30个小方格，计算每个小方格中的站点数N.某一年每个小方格中旱涝等级＞4(或旱涝等级=5、6、7)的站点数n与该方格中站点数N的比值表示为该格这一年的干旱(偏旱、大旱、特旱)强度，比值大于0说明该格这一年出现干旱(偏旱、大旱、特旱)，比值为1说明该方格内所有站点均出现干旱(偏旱、大旱、特旱)，即强度达到最大.所有出现干旱的格点总数表示该年发生干旱的范围;某一格在1960-2007年间干旱强度不为0的年份数表示该格发生干旱的频数.本文利用年Z指数对鄱阳湖流域干旱的总体分布特征进行分析.从鄱阳湖流域干旱出现频数的分布表明(图5a)，极大值出现在江西北部鄱阳湖湖区附近，达27年以上，极小值出现在江西东南部，约为20年;鄱阳湖流域多年平均干旱强度(图5b)呈现出与干旱频数相反的分布形式，干旱强度的极小值小于0.60，出现在鄱阳湖湖区附近，而极大值大于0.70，出现在江西东南部.鄱阳湖流域干旱出现频数与多年平均干旱强度的空间相关系数达到－0.78，超过了0.001的显著性水平.图5 鄱阳湖流域干旱出现频数(a)和平均干旱强度(b)Fig.5 Spatial distribution of frequency(a)and averaged strength(b)of drought in Lake Poyang catchment鄱阳湖流域偏旱出现频数的分布形式与干旱频数的分布型基本类似(图略)，二者的空间相关系数达0.94，显著相关，其中偏旱极大值为24年左右，极小值小于14年.鄱阳湖流域偏旱强度分布形式也与干旱强度基本类似，两者空间相关系数约为0.84(图略)，偏旱强度的极大值出现在江西东南部，大于0.50，极小值出现在鄱阳湖湖区附近，小于0.40.鄱阳湖流域大旱、特旱出现频数的分布形式同样与干旱频数基本类似，极大值出现在鄱阳湖湖区，有15年出现大旱，6年出现特旱;极小值出现在鄱阳湖流域东南部，出现大旱的年份小于10年，而出现特旱的年份小于4年.鄱阳湖流域大旱、特旱强度也与干旱强度的分布基本类似(图略)，鄱阳湖湖区附近大旱、特旱强度约为0.35和0.30，而江西南部分别达0.50和0.75以上.以上结果说明鄱阳湖流域的各级干旱基本呈现出南少北多，南强北弱的分布形式.分析干旱范围和干旱强度的变化可知(图略)，2000年以来干旱范围和干旱强度均呈现增加的趋势，尤其是2003、2004和2007年.这三年分别有26、29和21个小方格发生干旱，其中发生大旱和特旱的小方格数分别为 22、24 和 19;这三年干旱强度分别为0.84、0.85 和0.92，而大旱和特旱强度为0.72、0.73 和0.84.这说明这三年干旱发生的范围广、强度大，与上面得到的结论一致.因此，下面具体分析这三年干旱的季节分布特征.4 鄱阳湖流域典型年份的干旱特征利用逐月Z指数分析2003、2004和2007年各级干旱的季节变化特征.2003年除了1、5和11月以外，其他月份的干旱范围均过半，极大值出现在7月，整个鄱阳湖流域均出现干旱;偏旱出现的范围与干旱基本一致，只在3-7月范围略小;各个季节出现大旱的范围均不大，相对较大的月份为2、3、6和7月，约占全流域面积的30%～40%，其他月份均在3个小方格以内;另外，仅在4月有1个小方格出现特旱，其它月份均无特旱出现(图6a).2004年干旱季节变化显著，仅在2、3、4、6和10月干旱面积过半，极大值出现在6月;偏旱范围与干旱范围较一致，仅在3月和6月比干旱范围小;出现大范围大旱、特旱的月份主要集中在3月和6月，其中6月有22个小方格出现大旱以及7个小方格出现特旱，分别约占整个鄱阳湖流域面积的73.3%和23.3%(图6b).2007年干旱的季节变化也非常明显，5月整个鄱阳湖流域均出现干旱，7月也有约93.3%的范围出现干旱，1、8和12月出现干旱的范围小于20.0%;偏旱出现范围最大的月份为7、10和11月也有60.0%以上的范围出现偏旱;大旱、特旱的变化较为极端，主要集中在5月出现，大旱范围达86.7%，而特旱范围也达80.0%(图6c).图6 典型干旱年份各级干旱范围的季节变化:(a)2003年;(b)2004年;(c)2007年Fig.6 Seasonal variations of drought range with different grades occurredin 2003(a)，2004(b)and 2007(c)2003年2、3、7和12月的干旱强度在0.70以上，偏旱强度的变化形式与干旱强度类似，极大值出现在12月，约为0.75，全年平均偏旱强度较大，约为0.51;大旱强度在3、6和7月较大，达0.40以上;特旱虽然只出现在4月，但强度达0.75(图7a).2004年干旱强度极大值出现在6月，仅4个月份干旱强度大于0.50;偏旱强度在1-10月变化幅度较小，约在0.30～0.50之间，全年平均偏旱强度约为0.38;大旱强度极大值出现在6月，为0.55，特旱强度在3月和6月较大，分别为0.54和0.49(图7b).2007年5、7和11月干旱强度大于0.70，极大值出现在5月，达0.95;偏旱强度的极大值出现在11月，为0.75，除7、10和11月以外，其它月份的偏旱强度均小于0.50，全年平均偏旱强度约为0.39;大旱强度极大值出现在4月，为0.51，而5月大旱、特旱强度均较大，分别为0.44和0.55(图7c). 图7 典型干旱年份各级干旱强度的季节变化:(a)2003年;(b)2004年;(c)2007年Fig.7 Seasonal variations of drought strength with different grades occurred in 2003(a)，2004(b)and 2007(c)5 结论本文利用鄱阳湖流域127个站点1960-2007年的逐日降水以及温度资料，选用Z 指数分析了鄱阳湖流域干旱的气候特征.主要结论归纳如下:1)鄱阳湖流域出现干旱的站点总数在整个研究时段内呈现出先减少再增加的趋势，2000年以来鄱阳湖流域干旱站点数明显增加，尤其是2003、2004和2007年.这与鄱阳湖流域区域平均年有效降水总量的年际变化和趋势变化特征一致，说明了Z 指数表征鄱阳湖流域干旱特征的有效性.2)鄱阳湖流域7-12月偏旱发生频率相对较高，且这几个月的干旱主要以偏旱为主，基本不发生大旱、特旱;大旱、特旱主要集中发生在1-6月，其中以春季的发生频率最高.可见上半年尤其是春季鄱阳湖流域的防旱形势更为严峻，应针对这一形势做好防旱工作.3)鄱阳湖流域干旱基本呈现出南部发生次数较少但强度相对较大，而北部发生次数较多但强度相对较小的空间分布形式.应针对这种区域分布特征，分别进行防旱工程的建设.4)200 3、2004和2007年的干旱均呈现出范围广强度大的特征，但它们存在不同的季节变化.2003年除1、5和11月以外，其它月份均有大面积偏旱发生，且全年平均偏旱强度达0.51，全年大旱、特旱出现的范围均相对较小，但3、4、6和7月的大旱、特旱强度较大;2004年仅在2、3、4、5和10月出现较大面积偏旱，且在3月和6月出现范围大且强度强的大旱、特旱;2007年干旱季节分布较为极端，7月偏旱面积达总面积的90%，11月偏旱强度达0.75，但全年平均偏旱强度仅为0.39，大旱、特旱主要集中在5月出现，面积均达到总面积的80%以上，且强度也较大.虽然3年中干旱的出现存在较大的季节差异，但大旱、特旱均出现在上半年，而下半年主要以偏旱为主.可见不同年份由于环流形势的不同，干旱发生的时间及区域均有所不同，应加强环流形势与干旱发生之间关系的研究，做好预测工作，为防旱抗旱提供理论依据.6 参考文献【相关文献】［1]闵骞.平原湖区也须重视防旱——以鄱阳湖区为例.中国减灾，2003，3:39-41.［2]闵骞，芦应根，郭玉银.近12年江西省雨水情特征与防汛抗旱形势分析.中国防汛抗旱，2008，(1):40-46.［3]孙鹏，张强，陈晓宏.鄱阳湖流域枯水径流演变特征、成因与影响.地理研究，2011，30(9):1702-1712.［4]郭华，苏布达，王艳君等.鄱阳湖流域1955-2002年径流系数变化趋势及其与气候因子的关系.湖泊科学，2007，19(2):163-169.［5]刘福茂，刘玉山.江西干旱指数分析.江西水利科技，2004，30(1):13-14.［6]闵骞.鄱阳湖区干旱与变化.江西水利科技，2006，32(3):125-128.［7]李玉林，杨梅，黄少平等.江西省夏季干旱特征分析.应用气象学报，2003，14(增刊):161-169. ［8]闵骞.鄱阳湖干旱的定量判别与抗旱分析.水资源研究，2007，28(1):5-7.［9]闵骞.本世纪初江西省旱情与抗旱分析.水资源研究，2007，28(3):33-35.［10]樊任华，刘成林.基于SPI的江西夏季干旱时空特征分析.江西水利科技，2008，34(4):240-243.［11]闵骞，闵聃.鄱阳湖区干旱演变特征与水文防旱对策.水文，2010，30(1):84-88.［12]幺枕生，丁裕国.气候统计.北京:气象出版社，1990.［13]鞠笑生，杨贤为，陈丽娟等.我国单站旱涝指标确定和区域旱涝级别划分的研究.应用气象学报，1997，8(1):26-33.［14]高波，陈乾金，任殿东.江南南部-华南北部前汛期严重旱涝诊断分析.应用气象学报，1999，10(2):219-226.［15]魏凤英，张婷.东北地区干旱强度频率分布特征及其环流背景.自然灾害学报，2009，18(3):1-7.［16]郭锐，智协飞.中国南方旱涝时空分布特征分析.气象科学，2009，29(5):598-605.［17]李景刚，李纪人，黄诗峰等.基于TRMM数据和区域综合Z指数的洞庭湖流域近10年旱涝特征分析.资源科学，2010，32(6):1103-1110.［18]袁文平，周广胜.标准化降水指标与Z指数在我国应用的对比分析.植物生态学报，2004，28(4):523-529.［19]周后福，方茸，张建军等.基于SVD和修正Z指数的汛期旱涝预测及其应用.气候与环境研究，2010，15(1):64-72.［20]杨晓华，杨小利.基于Z指数的陇东黄土高原干旱特征分析.干旱地区农业研究，2010，28(3):248-253.［21]王宏，余锦华，李宗涛等.基于Z指数的河北省旱涝多尺度变化特征.气象与环境学报，2012，28(1):43-47.［22]高桥浩一郎.月平均气温、月降水量以及蒸发散量的推定方式.天气(日本)，1979，26(12):759-763.。
《鄱阳湖水利枢纽工程规划方案》
《鄱阳湖水利枢纽工程规划方案》1、调度运行方式（1）主汛期：5月1日~8月31日，闸门全部敞开，江湖连通。
（2）蓄水期：9月1日~9月30日，当湖水位达到15.5m（黄海高程系，下同）时，控制闸门开度，使湖水位维持在15.5m 左右；若遇枯水年，9月1日湖水位低于14m，在满足航运、水生态与水环境用水需求的前提下，控制闸门开度，尽快充蓄，并控制湖水位不超过15.5m。
（3）补水期：10月1日~10月31日，加大枢纽泄量，将湖水位降至调控高水位14m，以补充下游因三峡水库蓄水造成的外江水量减少。
（4）供水期：1）11月1日~次年2月底，为满足通航、生态基流需求，枢纽最小下泄流量按925m3/s控制，并尽量使湖泊维持在调控高水位运行；2）3月1日~4月30日，加大枢纽泄量，至4月30日将湖水位降至调控低水位12m。
2、工程布置鄱阳湖水利枢纽工程坝址位于鄱阳湖入江水道，上距星子县城约12km，下至长江汇合口约27km，地理位置为东径116°07′，北纬29°32′，坝址控制鄱阳湖水系全部流域面积。
坝址左岸为长岭山，山顶高程为129m；右岸为屏峰山，山顶高程为149.2m；两山之间湖面宽约2.8km。
坝址处地形较对称，两岸均为岩质边坡，地形、地质条件较好；水道主泓靠右岸屏峰山，基岩埋深相对较浅。
鄱阳湖水利枢纽由闸坝主体工程和自然保护区保护工程两部分组成。
（1）闸坝主体工程从左至右工程布置依次为：土石连接坝段：长107m。
船闸：通航标准为202xt级，采用三线一级船闸，船闸规模按Ⅱ（1）级航道标准通航1顶4驳8000t级船队配套，规划货运量6450万t。
闸室有效尺寸采用240m×34m×4.5m（长×宽×最小槛上水深），船闸段总长396m。
船闸隔流堤：长60.7m。
泄水闸：轴线总长2191m，从左至右依次分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ四个区，共111孔，单孔净宽16m，总净宽1776m。
中国的湖泊
出版者的话１９８０～１９８６年间，我们曾组织出版了一批地理知识读物，着重介绍中国的自然地理基础知识。
这些书出版以后，引起了国内外广大读者的注意和好评。
但因时隔多年，不少读者要求重印，有的建议进行修订，增补更新的资料。
为了满足广大读者的要求，同时适应新时期发展的需要，我们约请了原作者对原书进行修订，增补了新的科研成果并更新资料，修改了原书中一些不必要的或不够准确的内容和提法，文字表述上也进行了修饰。
书中的插图作了部分调整，还新增了彩色照片，以增加读者的感性认识。
为了突出主题，我们将《中国的地形》、《中国的气候及其极值》、《中国的河流》、《中国的湖泊》、《中国的沼泽》、《中国的土壤》、《中国的森林》、《中国的草原》、《中国的沙漠》、《中国的海洋》和《中国的自然保护区》这１１种书汇总起来，组成一套“中国自然地理知识丛书”出版，在开本设计上与原书相比亦有一些变化。
我们还将继续组织编写一些有关的专题，纳入这套丛书之中。
这套丛书适合于中等文化程度的读者自学阅读，又可作为中小学教师和高年级学生的教学参考资料，是一份进行爱国主义和国情教育的好材料。
我们希望这套丛书能受到广大读者的欢迎。
商务印书馆编辑部《中国自然地理知识丛书》内容提要中国是世界最大的国家之一，不仅疆域辽阔，人口众多，自然地理环境亦极其复杂而丰富多彩。
５０００多年前，中华民族的祖先就在这片土地上劳动、生息、繁衍；在漫长的岁月里，又不断地开发、利用和改造着周围的环境。
今天，中国人民正面临着新的考验——建设有中国特色的社会主义，就需要我们每一个人进一步认识这片土地。
这套丛书，系统介绍中国的自然地理基本知识，广及地形、气候、水文、生物、土壤、资源、环境等各个方面，内容丰富，资料新颖，文字流畅。
广大读者，特别是青年同志，将会从中学到多种知识，加深对祖国的了解，更增强民族的自豪感和自信心，以极大的爱国热忱，投入祖国的建设中去。
中国的湖泊湖泊是由湖盆、湖水及水中所含的矿物质、有机质和生物等所组成的。
高二地理陆地上水体间的相互关系试题答案及解析
高二地理陆地上水体间的相互关系试题答案及解析1.读北半球某河流的年径流量变化曲线示意图，可判断该河流可能位于（）A．地中海沿岸B．亚热带大陆东岸C．温带大陆内部D．我国东北地区【答案】 D【解析】观察图可知，该河流有两个汛期，即春汛和夏汛，春汛因冬季积雪融化，而使河流出现一个汛期，在我国分布在东北地区，选D项。
【考点】河流分布2.径流系数就是某一时期的径流量（毫米）与这一时期的降水量（毫米）之比，用百分率表示，它能反映一个地区降水量有多少变成径流补给河流，有多少被蒸发或下渗。
下表是我国部分地区的径流系数，根据表中数据，回答下列小题。
【1】根据表中的数据，分析得出（）A．华北地区和浙江丘陵径流系数差距较大，是因为华北地区蒸发量小B．降水量多的地区径流系数就一定大C．云贵高原的径流系数小于南岭地区，是因为地形平坦D．在其他条件相同的情况下，径流系数山区大于平原地区【答案】D【解析】分析试题情境可知径流系数的影响因素主要有三个：降水量、蒸发量、下渗量。
第(1)题，华北地区径流系数远小于浙江丘陵，说明华北地区蒸发量大，A选项错误。
根据径流系数的定义可知B选项错误。
云贵高原径流系数小于南岭地区，是因其喀斯特地貌发育，下渗严重，C选项错误。
在其他条件相同的情况下，山区较平原坡度大，不利于地表水下渗，故径流系数较大，D选项正确。
【2】调查发现南岭地区径流系数有增大的趋势，下列叙述不正确的是（）A．南岭地区近些年来，森林植被被破坏，对水源涵养有减弱趋势，不稳定径流增大B．径流系数增大，说明南岭地区降水量增大C．南岭地区径流系数增大，河流补给变得稳定，水位季节变化减少D．南岭地区径流系数增大，说明雨水流失量越来越少【答案】B【解析】在影响径流系数的三个因素中，降水量、蒸发量相对稳定，只有下渗量受人类活动影响大。
森林破坏，涵养水源能力减弱，径流系数受短期降水量影响大，故不稳定径流增大，A选项符合事实。
同理，当径流系数增大，意味着下渗减少，对河流的(地下水)补给减少，水位季节变化增大，C选项符合事实。
教学设计1：4.3 湿地干涸及其恢复
第四章生态环境保护第三节湿地干涸及其恢复课时安排：1课时教学目的：1．理解湿地的概念、特点以及导致湿地减少的原因。
2．通过国内外实例深刻认识保护湿地的重要性，逐步树立保护自然的意识。
教学重难点：重点：1、湿地的概念、特点2、认识保护湿地的重要性难点：湿地减少的原因教具准备：多媒体课件教学方法：讲授法、案例分析法、探究教学法等教学过程：复习旧课：原始森林主要分布在哪些地区？导入：热带雨林被称为地球的肺，地球之肾上什么呢？湿地和森林、草地一样都是地球重要的生态系统之一，它号称“地球之肾”，在各类生态系统中，其服务价值居于首位。
一、湿地1、定义：顾名思义：潮湿的土地（1）狭义：生态交错带，是陆地和水域之间的过渡区域。
只包括一般意义上的沼泽和湖泊、海洋的滨岸部分，而不包括湖泊的开阔水体和海岸外面的浅海部分。
（2）广义：“不论其为天然或人工、永久或暂时、静止或流动、淡水或咸水，由沼泽、泥沼、泥炭地或水域所构成的地区，包括低潮时水深6米以内的海域。
”——世界《湿地公约》对湿地的定义?(1)位置：在陆地上或陆地边缘低潮时水深6米以内的海域。
(2)表面形态：沼泽、泥沼、泥炭地或水域。
(3)状态：天然或人工，永久或暂时、静止或流动、淡水或咸水。
2、湿地的价值：（1）生态价值——“地球之肾”------- 维护生态平衡具有调节气候、调蓄水量、净化水体、释放氧气、美化环境、保护生物多样性等功能。
（2）经济价值提供丰富的动植物产品、提供水资源、提供矿物资源、能源和水运。
（3）社会效益观光与旅游、教育与科研价值。
域限定为一个相对的狭窄地区，大大减弱其在环境应发挥的巨大价值。
读下列阅读材料，让学生了解人们对湿地的生态意义认识的变化。
三江平原湿地保护与可持续利用三江平原位于黑龙江省东北部，是黑龙江、乌苏里江、松花江冲积低平原，是我国最大的以沼泽为主的湿地分布区。
本区的资源利用以农业开垦、商品粮生产为主。
新中国成立以来，随着经济的发展和人口的增加，对粮食的需求量不断增长，加大了对边疆开发和建设的力度，三江平原先后出现过三次开荒高潮。
中国的河流和湖泊
温馨提示：此套题为Word版，请按住Ctrl,滑动鼠标滚轴，调节合适的观看比例，答案解析附后。
关闭Word文档返回原板块。
课时提升作业(十六)中国的河流和湖泊(45分钟100分)一、选择题(每小题4分，共48分)下表为我国主要流域水量平衡值(外流域水平衡原理：降水量=径流量+蒸发量)，蒸发系数是一定汇水面积地面蒸发量与降水量的比值。
读表完成1、2题。
流域流域面积(km2) 降水量(mm)蒸发量(mm)蒸发系数(%)453 690 1 438 666 46.3246 000 699 225 32.2 淮河水系261 504 929 738 79.4 长江 1 807 119 1 055 513 48.6557 180 525 380 72.4752 443 492 416 84.61.a、b、c、d分别对应的流域是( )A.珠江、松花江、雅鲁藏布江、黄河B.雅鲁藏布江、珠江、松花江、黄河C.珠江、雅鲁藏布江、松花江、黄河D.雅鲁藏布江、珠江、黄河、松花江2.b水系蒸发系数最低的主要原因是( )A.纬度高B.光照弱C.峡谷深D.气温低【解析】1选C，2选D。
第1题，珠江流域地处亚热带，北回归线横贯流域的中部，气候温和多雨，多年平均气温在14℃～22℃，多年平均降雨量1 200～2 200 mm，根据表格中数据对比，a为珠江；河流流域蒸发量的大小与气温关系密切，气温高，蒸发量大，气温低则蒸发量小。
雅鲁藏布江流域海拔高，气温低，蒸发弱，所以b是雅鲁藏布江；黄河是我国第二长河，所以流域面积大于松花江，而松花江所处纬度高于黄河，蒸发量小于黄河，所以c是松花江，d是黄河。
第2题，影响蒸发的因素有：液体表面的温度；液体的表面积；液体表面的空气流动速度。
雅鲁藏布江位于西藏自治区，海拔高，气温低，蒸发弱。
(2015·三明模拟)下图为我国某河流的年径流量变化曲线示意图，读图回答3、4题。
3.该河流位于( )A.亚热带季风区B.亚热带大陆西岸C.温带季风区D.高寒地带4.能正确反映该河流水文特征的是( )A.有雨水和地下水补给B.有一个汛期C.冬季断流D.年径流量大【解析】3选C，4选C。
例谈湖泊考查的命题趋向
例谈湖泊考查的命题趋向作者：鲁爱华文章来源：本站原创更新时间：2007-1-3 10:49:46湖泊是陆地表面具有一定规模的天然洼地的蓄水体系，是湖盆、湖水以及水中物质组合而成的自然综合体。
陆地表面湖泊总面积约270万平方公里，占全球大陆面积的1.8％左右，湖泊水是陆地表面仅次于冰川的第二大水体。
湖泊作为区域发展的资源条件，与人类关系密切，是高考命题的关注点。
一、建立在空间定位基础上的湖泊识别及成因分析世界上湖泊最集中的地区为古冰川覆盖过的地区，如芬兰、瑞典、加拿大和美国北部。
我国也是一个多湖泊的国家，湖泊面积占全国总面积的8％左右，主要分布在青藏高原和东部平原。
了解湖泊的空间位置及形态特征有助于湖泊的识别。
在空间定位基础上对湖泊进行成因分析是高考命题的常见形式。
按照不同的标准可将湖泊分为不同的种类。
1、按湖盆的成因可将湖泊分为天然湖盆是在内、外力相互作用下形成的，以内力作用为主形成的湖盆主要有构造湖盆（贝加尔湖、坦噶尼喀湖、洱海）、火口湖盆（白头山上的天池）和阻塞湖盆（也叫堰塞湖，镜泊湖、五大连池、岷江上的大小海子）等；以外力作用为主形成的湖盆主要有河成（我国江汉平原上的一些湖泊）、风成（我国内蒙古的湖泊）、冰成（芬兰、瑞典、北美洲及我国西藏的湖泊）、海成（杭州的西湖）以及溶蚀（贵州的草海）等不同类型的湖盆。
2、按湖水补排情况可将湖泊分为吞吐湖和闭口湖两类，前者既有河水注入，又能流出，如洞庭湖；后者只有入湖河流，没有出湖水流，如罗布泊。
按湖水与海洋沟通情况可分外流湖与内陆湖两类：外流湖是湖水能通过河流汇入大海者，内陆湖则与海隔绝。
3、按湖水矿化度分类按湖水含盐度的大小，可分为淡水湖、微咸水湖、咸水湖及盐水湖。
外流湖大多为淡水湖（洞庭湖），内陆湖多为咸水湖、盐水湖（里海）。
4、按湖水营养物质分为贫营养湖、中营养湖、富营养湖。
一般近大城市的湖泊，由于城市污水及工业废水的大量进入，多已成为富营养化的湖泊。
微课题---湖泊的地理特征的分析
火山口湖： 系火山喷火口休眠以后积水而成，其形 状是圆形或椭圆形，湖岸陡峭，湖水深不可测，如 长白山天池深达373米，为中国第一深水湖泊。
堰塞湖： 由火山喷出的岩浆、地震引起的山崩和冰 川与泥石流引起的滑坡体等壅塞河床，截断水流出 口，其上部河段积水成湖，如五大连池、镜泊湖等。
岩溶湖：是由碳酸盐类地层经流水的长期溶蚀而形成 岩溶洼地、岩溶漏斗或落水洞等被堵塞，经汇水而形 成的湖泊，如贵州省威宁县的草海，威宁城郊建有观 海楼，登楼眺望，只见湖中碧波万顷，秀色迷人；湖 心岛上翠阁玲珑，花木扶疏，有水上公园之称。
(2)分析洞庭湖面积减小对环境的不利影响。(8分)
解析：考查湖泊的作用。湖泊是一种湿地，可以结 合湿地功能回答。湖泊面积缩小，调蓄洪水的功能 减弱；面积缩小，自净能力减弱；生物多样性减少； 调节气候的能力减弱。。
答案 ①湖泊调蓄水量能力减弱(或湖泊对河流径流 量的调节作用减弱)，洪涝(旱涝)灾害频繁；②湖泊 水量减少，自净能力减弱，水质下降(水污染加剧)； ③水生生物生存环境破坏，导致生物多样性减少； ④湖泊减小，调节气候能力下降。
“潟”这个字少见于现代汉语，是卤咸地之意，由于较常 见于日语，不少人以为是和制汉字（Sinico-Japanese） ， 其实不然。由于很多人不懂得“潟”这个字，所以经常都 把它写错成为了“泻湖”。 1、具有防洪的功能：潟湖可宣泄区域排水，因而很少发 生水灾。 2、保护海岸的功能：由于外有沙洲的阻挡可防止台风暴 潮侵蚀冲刷海岸。 3、是天然的养殖场：潟湖是鱼、虾、贝和螃蟹的孕育场， 也是邻近渔民的天然养殖场。 4、由于潟湖外侧往往有沙洲作为防波堤，其内风平浪静， 因此有时可以改建为人工港
A.地壳断陷集水
B.火山口集水
C.河流改道
鄱阳湖流域1955-2002年径流系数变化趋势及其与气候因子的关系
—
６月仍然 以饶河流域和信江流域相对较大 ， 而抚河流域较小 ， 特别是 ８月份的径流系数远小于其他 四河 ； 年代际变化上 ，
｜９ ｓ ９ ０ 径流系数增加较为显著． 尽管鄱 阳湖流域 的径流 系数除 了受气候 因子 的影 响外 ， 还受到水 土流失 和地形等 因素的影
响 ， 降水量 的增加 ， 但是 特别是暴雨频率 的增加 仍然是 其主要 影响因素 ， 蒸发量的减小对径流系数的增加也有一定程 度的 影响． 径流系数 与气温并无 明显 的线性相关关 系．
（ ： ａｊ ｇＩｓｔｔ ｏ ｅｇａｈ ｎ ｉ ｏｌ ｙ Ａ ， ａｊ ｇ２ ０ ０ ， ． ｈｎ ） １ Ｎ ｎ ｎ ｎｔｕｅ ｆＧｏｒｐ ｙａ ｄＬｍｎ ｏ ，Ｃ Ｓ Ｎ ｎｉ １０ ８ Ｐ Ｒ Ｃ ｉ ｉ ｉ ｇ ｎ ａ
（ ＳａｅＫｙＬｂｒｔｙｏ Ｈ ｄｏ ｇ — ａｅ ｅ ｕｃ ｎ ｙ ｒｕｉ Ｅ ｇｎｅ ｎ Ｎ ｎｉ １０ ８ Ｐ Ｒ Ｃ ｉ ） ２： ｔｔ ｅ ｏａｏ ｙ ｒｌ ｙＷ ｔ Ｒｓ ｒ ｓ ｄ Ｈ ｄａ ｌ ｎ ｉ ｒ ｇ， ａｊ ｇ２ ０ ９ ， ． ｈｎ ａ ｒｆ ｏ ｒ ｏ ｅＡ ｃ ｅｉ ｎ ａ （ ： ｒｄ ａｅ ｃｏｌ ｔ ｈｎｓ Ａ ａｅ ｙｏ Ｓｉ ｅ， ｅｉｇ１０ ３ Ｐ Ｒ Ｃ ｉ ） ３ Ｇａ ｕ ｔＳｈｏ ｈ Ｃ ｉ ｅ ｃｄ ｍ ｃ ｎ ｓ Ｂ ｉｎ ００ ９，． ． ｈｎ ｆ ｏ ｅ ｅ ｆ ｅ ｃ ｊ ａ （ ＬｎｈｕＢ ｓ ｏ Ｉｓｔ ｅｏ Ｅ ￣ ｑａｅＰｅｉ ｉ ， Ｅ Ｌ ｎｈ ｕ７ ０ ０ ， ． ． ｈｎ ） ４： ｚｏ ａｅｆ ｎｔｕ ａ ｈ ｕ ｋ ｒｄ ｔ ｎ Ｃ Ａ， ｚｏ ３０ ０ Ｐ Ｒ Ｃ ｉａ ａ ｉｔ ｆ ｃｏ ａ
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
收稿日期:2005-11-16作者简介:闵 骞,男,江西省水利厅鄱阳湖水文局,工程师。
5水资源研究6第27卷第2期(总第99期)2006年6月鄱阳湖水面蒸发量的计算与变化趋势分析闵 骞(江西省水利厅鄱阳湖水文局,江西九江332800)摘 要:利用器测折算法与气候模式法,分别计算鄱阳湖周围康山、棠荫、都昌、星子、湖口5站的单站水面蒸发量,以5站两种方法计算值的平均值代表鄱阳湖大湖面的水面蒸发量,求得鄱阳湖1955~2004年各月的水面蒸发量和蒸发水量,结果为:多年平均年蒸发量1081.2mm,年蒸发水量27.06亿m 3。
对年、月水面蒸发量在近50a 来的变化趋势进行了分析,表明除5月份外,其他各月蒸发量和年蒸发量均呈逐渐减少趋势,年蒸发量平均每年减小2.79mm,年蒸发水量平均增加2.01亿m 3,对湖区水资源持续利用和湖泊环境将产生明显影响。
对水面蒸发量递减原因进行了初步探讨。
关键词:水面蒸发量;变化趋势;气候变化影响;鄱阳湖水面蒸发是湖泊水、热循环与平衡的重要因素之一,湖泊水面蒸发研究,历来受到湖泊科学工作者的重视。
对于鄱阳湖水面蒸发,虽然在20世纪80年代初做过一些分析研究[1,2],但只是初步的,况且时过20多年,有必要利用更长序列的实测资料,开展一次新的、较为深入的分析与研究。
本文将实测资料序列延长到2004年,对鄱阳湖年、月水面蒸发量进行了重新计算,并用以分析年、月水面蒸发量在近50a 来的变化规律,供湖泊科学工作者参考。
1 水面蒸发量的计算到目前为止,一直未对鄱阳湖水面蒸发量进行直接观测,只在湖周围设置了多个地面小型蒸发器观测点,对湖面蒸发进行间接测量;为了利用这些间接资料,较准确地计算出鄱阳湖的水面蒸发量,在鄱阳湖北岸的都昌县城郊东湖(由鄱阳湖港汊堵口而成的小湖泊)设立了一处水面蒸发专项实验站)都昌蒸发实验站;该站分别在东湖水面和岸边陆地设置漂浮观测场和地面观测场,进行水面蒸发量及辅助气象项目的同步观测,其中漂浮观测场收集到1980~1987年8a 资料,地面观测场收集到1980~1999年20a 资料。
此外,还在鄱阳湖南岸半岛上设立了康山水文气象站、湖中间岛屿上设立了棠荫水文气象站两个辅助专用站;湖周各县还设有多个气象站。
这些站点均积累了长序列资料,为本文工作提供了极大的便利。
1.1 标准蒸发量与基本资料都昌蒸发站在漂浮筏上安装了E 601型蒸发器,进行漂浮水面蒸发观测,同时还在浮筏上开展水面气温、湿度、风速与不同深度的器内、外水温观测。
漂浮蒸发器周围即为自然水体,且处于自然水体气候条件中,因而可以认为,漂浮蒸发器观测的水面蒸发量比安装在岸边陆地上的地面蒸发器观测的水面蒸发量更接近自然大水体的水面蒸发量。
但由于器壁的阻隔,使得漂浮蒸发器内温热特征与器外自然水体仍有明显差异,造成漂浮蒸发器观测的蒸发量与器外自然水体的蒸发量之间存在一定的差异,需要进行温热改正,作者曾对两者差异进行过专题研究,并提出其改正公式为E =0.9353E 漂@$e P $e 漂[3],其中$e 和$e 漂分别为自然水体和漂浮蒸发器内水体的表面饱和水气压差(hPa)。
鉴于此,本文以漂浮E 601蒸发器蒸发量的改正值,作为自然水体的水面蒸发量,用以推求地面小型蒸发器折算系数和建立自然水体水面蒸发经验公式的标准蒸发量。
鄱阳湖湖面辽宽,故用单站水面蒸发量代表整个湖面水面蒸发量的误差较大。
为提高鄱阳湖水面蒸发量计算的精度,增加湖南岸半岛上的康山站、湖中央岛屿上的棠荫站及湖西北岸星子县气象站、湖北端湖口县气象站,加上都昌站,用5站水面蒸发量的算术平均值,代表鄱阳湖(大湖面)的水面蒸发量。
各站不同年份收集到的水面蒸发资料不尽相同(见表1),但各站地面气象资料是一致的。
表1 鄱阳湖周围5站水面蒸发资料情况年站名水面E 601地面E 301地面580地面520湖口1955~2004星子1955~2004都昌1980~19871962~19631955~19611980~19992000~2004棠荫1964~19681962~19631969~19801981~2004湖口1964~19681955~19631969~19791980~20041.2 计算方法的设计为了尽可能多地使用已有的实测水面蒸发实验资料,选择先计算出各站相应于地面E 601蒸发器的水面蒸发量E 601,再折算成各站相应于自然水体的水面蒸发量E ,尔后以5个站E 值的算术平均值,作为鄱阳湖大湖面的水面蒸发量。
为提高各站水面蒸发量计算的可靠性,另利用都昌蒸发站水面蒸发经验公式,计算各站历年逐月的水面蒸发量,也以5站水面蒸发量的算术平均值作为鄱阳湖大湖面的水面蒸发量。
最后以两种方法计算的水面蒸发量的平均值,作为鄱阳湖历年各月水面蒸发量的最终结果。
1.2.1 器测折算法器测折算法是一种常用的水面蒸发量确定方法,其计算公式为:E c =K 5@E 5(1)式中E c 为标准蒸发器的水面蒸发量;E 5为地面小型蒸发器的水面蒸发量;K 5为地面小型蒸发器的折算系数;5为蒸发器的型号。
因本文先计算各站地面E 601蒸发器的水面蒸发量,故E c =E 601;地面小型蒸发器有5=20cm 和5=80cm 两种,所以K 5分别为地面20cm 口径和80cm 口径蒸发器蒸发量对地面E 601蒸发器蒸发量的折算系数(各站K 5见表1)。
将相应于地面E 601蒸发器的蒸发量E 601,转换成自然水体的蒸发量(即自然大体的水面蒸发量)E ,也使用折算法,即E =K #E 601,其中的K 为漂浮E 601蒸发量的改正值与地面E 601蒸发量的比值,即K =E P E 601。
各站K 值的来源如下:(1)都昌站1988~1999年的K 值,采用都昌蒸发站1980~1987年水、陆资料得出的多年平均K 值,见表2。
(2)都昌站1955~1979年和其他各站1955~2004年的K 值,由都昌蒸发站1980~1987年资料建立的地面E 601蒸发器多年平均折算系数的经验公式计算:K = 2.374(1-r p c )#(T p c )1P4(2)式中K 为地面E 601蒸发器各月的多年平均折算系数;r p c 、T p c 分别为相应月份地面相对湿度、气温的多年平均值,T p c 以e 计。
表2 鄱阳湖周围各站的K 80、K 20及K 值(@10-2)月份康山棠荫都昌K 80K 20K 80K 20K 80K月份康山棠荫都昌K 80K 20K 80K 20K 80K 17878867974727717167707010127478727669818717271737510736673687368739727773767611346266646863821073777677761115676965676398117579838178956676666676610312747687827384注:资料年份:康山K 80为1984~1991年,K 20为1965~1968年和1983~2004年;棠荫K 80为1984~1991年,K 20为1964~1968年和1983~2004年;都昌K 80为1980~1999年,K 为1980~1987年。
1.2.2 气候模式法用都昌蒸发站漂浮筏上1980~1987年资料,建立湖区月水面蒸发量计算的气候学模式为:E = 2.33B (1-f #r )exp(0.06782T )(3)式中E 为月水面蒸发量,mm;B 为每个月的天数,B =28,29,30,31;r 为水面月平均相对湿度;T 为水面月平均气温,e 。
式(3)是在质量转移公式E =NW (e o -e d )基础上经过简化与概化得到的,其推导过程见文献[4]与[5]。
此公式只适用于月、旬长时段水面蒸发量的计算,不可用于日以下短时段水面蒸发量的计算[4,5]。
式(3)中的f 为随季节而变化的参数,f =e T P e 。
为水面气温T 、表面水温t 对应的饱和水汽压的比值,可近似地表示为f U S #ex p[z (T -t )],而T 与t 之间可用线性函数t =a +bT 表示,因此,f 与t 或T 密切相关;但点绘f ~t 或f ~T 相关点子,均呈绳套型曲线分布,表明难以建立单值关系,用以确定f 值;分析表明,f 有显著的季节变化规律,分月统计f 的多年平均值,用以月水面蒸发量计算,可获得较满意的结果,故用都昌蒸发实验站1980~1987年资料,确定各个月的f 值,见表3,供湖区各站计算各月水面蒸发量时引用。
但还须注意,式(3)中的r 和T 都是水面上的气象因子,而在其他各站是没有水面气象因子观测资料的,因而需要对式(3)中的r 与T 进行水、陆转换。
令水面与地面相对湿度的差值为$r ($r =r c -$r ,r c 为地面月平均相对湿度),水面与地面气温的比值为q (q =T P T c ,T c 为地面月平均气温),用都昌蒸发站1980~1987年水面与地面同步观测资料确定的多年平均$r 、q 值列于表3,供鄱阳湖周围其他各站引用。
表3 都昌蒸发站各月f 、$r 、q 值(@10-2)月份f $r q 月份f $r q 191210679111012922102887110139221029841101491110110851101588110111862102688110112902106用式(3)计算都昌蒸发站1980~1987年各月水面蒸发量,绝对误差均方差为0.26mm P d,平均相对误差为7.9%,相对误差在?5%、?10%、?20%以内的合格率分别为45.6%、77.2%和94.9%,可见其拟合误差较小,精度较高,说明由质量转移公式经过简化与概化得到的月水面蒸发量的计算公式,可以在实际工作中使用。
本文以式(2)作为鄱阳湖周围各站点月水面蒸发量计算公式,其结果应该是可靠的。
1.3 水面蒸发量计算结果与季节分配特征采用上述两种方法计算出湖口、星子、都昌、棠荫、康山5站的点水面蒸发量(两种方法计算的月水面蒸发量的误差均在15%以内,故可以采用两种方法计算结果的平均值作为点蒸发量)后,取历年各月5站点蒸发量的平均值,作为鄱阳湖大湖面相应月份的蒸发量。
求得的鄱阳湖1955~2004年平均年、月水面蒸发量(E )见表4。
将各月多年平均蒸发量乘以都昌水位站1955~2004年逐月平均水位对应的湖面面积(F ),即得到鄱阳湖多年平均年、月蒸发水量(W ),同列于表4之中。
由表4可见,鄱阳湖的水面蒸发以8月份最强盛,其次是7月和9月,7~9月水面蒸发量占年蒸发量的44.6%,为水面蒸发旺盛期;以1月份最微弱,其次是2月和12月,12~2月水面蒸发量占年蒸发量的10.7%,是水面蒸发衰弱期。