蒸发计算方法综述

蒸发计算方法综述

摘要：蒸发是地球表面水量和能量平衡中的重要分量，对于区域气候、旱涝变化趋势，水资源形成及变化规律，水资源评价等方面的研究有着重要作用。本文列举了常用的几种蒸发计算方法，对每种方法的优缺点进行了简要概括，并提出了未来蒸发计算方法的发展方向。

关键词：蒸发计算方法

1 关于蒸发的几个概念

蒸发（Evaporation）是水循环和水平衡的基本要素之一。水分从液态变为汽态的过程称为蒸发。它涉及地球表层中能量循环和物质转化最为强烈的活动层——土壤-植物-大气系统(SPAC)，常受下垫面条件(如地形、土壤质地、土壤水分状况等)、植物生理特性(如植物种类、生长过程等)和气象因素(如太阳辐射、温度、湿度、风速等)等诸多因素的影响。因此，蒸发蒸腾问题成为水文学、气象学、农学等多个学科领域的关注焦点。

发生在海洋、江河、湖库等水体表面的蒸发，称为水面蒸发，它仅受太阳辐射等气象因素的热能条件制约，故又可称为蒸发能力。发生在土壤表面或岩体表面的蒸发，通常称为土壤蒸发。发生在植物表面的蒸发，称为植物蒸腾或植物蒸散发。发生在一个流域或区域内的水面蒸发、土壤蒸发和植物蒸腾的总和称为流域蒸散发或陆地蒸发。陆地蒸发不仅取决于热能条件，还取决于可以供应蒸发的水分条件，即供水条件。

蒸发蒸腾（Evaportranspiration，简称ET)包括土壤蒸发和植被蒸腾，在全球水文循环中起着重要的作用。

ET）：为一种假想参考作物的蒸发蒸腾速率。假想作物的参考作物蒸发蒸腾量（

高度为0.12m，固定的叶面阻力为70s/m，反射率为，非常类似于表面开阔、高度一致、

ET的计量单位以水深表示，生长旺盛、完全覆盖地面且不缺水的绿色草地蒸发蒸腾量。

单位为mm；或用一定时段内的日平均值表示，单位为mm/d。

2 直接测定法

蒸发皿测定法

1687年英国天文学家Halley使用蒸发器测定蒸发量揭开了水面蒸发观测的序幕。蒸

发皿测定法主要包括大型蒸发池和小型蒸发器。大型蒸发池(20E 面积20m 2或100E 面积100m 2）的蒸发资料虽然能够代表大水体的实际水面蒸发，但由于造价太高，不可能所有蒸发站网都推广使用；而小型蒸发器具有代表性（与自然水体蒸发量接近)、稳定性(偶然误差小)和实用性(经济实用易于推广)的特点。建国前我国曾广泛采用80Φ型有套盆及无套盆蒸发器和20Φ型小型称重式蒸发器。20世纪60年代，在前苏联ΓΓN 3000型蒸发器的基础上，结合我国的实际情况，研制出601E 型(8.61Φcm)蒸发器在全国水文部门统一采用。不同直径的蒸发皿观测的蒸发量与天然水面蒸发量是有差别的，因此，在计算水面蒸发损失时，应根据蒸发折算系数的时空变化规律和各地对比观测资料的分析成果，乘以水面蒸发折算系数使用。

蒸渗仪法

蒸渗仪法是一种基于水量平衡原理发展起来的植物蒸发蒸腾量测定方法。所谓蒸渗仪法，就是将蒸渗仪(装有土壤和植物的容器)埋设于土壤中，并对土壤水分进行调控，有效地反映实际的蒸发蒸腾过程；再通过对蒸渗仪的称量，就可以得到蒸发蒸腾量。目前，常用的蒸渗仪主要有称重型和渗漏型两种。

蒸渗仪法是一种直接测定的方法，其误差来源较多。蒸渗仪内外土壤的空间变异性、植物种类及其密度分布差异直接影响蒸渗仪法的精度。蒸渗仪法的一个显著优点就在于它能直接测定蒸发蒸腾耗水量。

3 蒸发计算公式

Dalton 公式

1802年，英国的道尔顿（Dalton ）根据乱流扩散理论，综合考虑风速、空气温度、湿度对蒸发量的影响，提出了道尔顿模型，该模型对近代蒸发理论的创立起到了决定性的作用。

()()W e e E φ•-=21 （1）

式中：E —水面蒸发量；1e —水面水汽压；2e —地面一定高度处水汽压；()W φ—风速函数。(1)式说明：水汽压力差反映了蒸发面的湿度和一定高度上的湿度梯度。又

因温度的层结作用直接影响到湿度梯度，所以()21e e -综合反映了湿、温两项要素的作用。()W φ反映涡旋的动力作用和水汽交换的强弱。应用道尔顿这个模式，可以根据各地大型蒸发池的观测结果求出各地水面蒸发的经验公式。

水量平衡法

水量平衡法是计算陆面蒸发的最基本方法，在一个闭合流域内，如不考虑相邻区域的水量调入与调出，其水量平衡方程可以写作：

W R P E ∆±-= （2）

式中：E —陆面蒸发量；P —降雨量；R —径流量；W ∆—蓄水变量。对于多年平均情况0≈∆W ，则： R P E -= （3）

因此，只要知道多年平均降水量和径流量，就可以求得多年平均陆面蒸发量。由于降水量和径流量都可以实测，所以这是计算区域多年平均陆面蒸发量较为可靠的方法。

水量平衡法常用来对其他测定或估算方法进行检验或校核。它可以适用于非均匀下垫面条件和各种天气条件，不受微气象学法中许多条件的制约。该方法的另一个优点是充分考虑了水量平衡各个要素间的相互关系，遵循物质不灭原则，可以宏观地控制各要素的计算，计算误差较小。

这种方法也存在一些不足之处，它要求水量平衡方程中各分量的测定值足够精确，且要弄清计算区域边界范围内外的水分交换量，而这些又往往难以做到很精确。这种方法用于测定一小块地或一个小流域时精度较高；但当流域较大时，计算的区域边界很难确定，流域内雨量站分布不均等容易导致计算精度降低。另外，这种方法得到的只是一个时段内(通常一周以上)流域总的蒸发蒸腾量，因而不能反映蒸发蒸腾量的动态变化过程。

水热平衡法

水热平衡法是综合考虑水量和热量计算蒸发量的一种方法。决定陆面蒸发的主要因索是水分供应条件或蒸发面的湿润程度及蒸发能力，降水量是反映陆面水分供应条件的指标，辐射平衡是代表可能供应蒸发的潜在热能，可以近似地反映蒸发能力的大小，这是水热平衡法的基本思路。代表性的公式有：斯拉伯公式、奥里杰科普公式和布德科公式

等。

微气象学方法

随着计算机科学和气象科学的迅速发展，数据的自动采集与处理系统日益先进，在此基础之上，微气象学方法已发展成为常见的蒸发蒸腾测量测定方法。微气象学方法主要包括波文比-能量平衡法、涡度相关法、空气动力学法等。

3.4.1 波文比-能量平衡法

1926年Bowen 从能量平衡方程出发，提出了计算水面蒸发的波文比-能量平衡模型。该方法的两大理论支柱是能量平衡原理和边界层扩散理论。假定植物和土壤是一个蒸发界面，水分子可以从此界面逸出而进入大气，那么，对于这个面的垂直方向上的能量收支平衡可用下式描述：

ET H G R n ⋅+=-λ （4）

式中：n R —太阳净辐射；G —土壤热通量；H —感热通量；ET ⋅λ—潜热通量，λ—水汽化潜热，ET —植物蒸发蒸腾量。

波文比定义为

ET

H ⋅=

λβ （5） 综合式（4）和（5）可得：

βλ+-=⋅1G R ET n （6） 式（6）即为用波文比-能量平衡法估算植物蒸发蒸腾量的公式，其关键在于波文比β的确定。

根据经验关系，感热通量、潜热通量可表示为：

z T k C H h

p a ∂∂-=ρ （7） z e k C ET v

p

a ∂∂-=⋅γρλ （8） 式中：a ρ—空气密度；P C —空气定压比热；h k —感热交换系数；v k —潜热交换系数；γ—湿度计常数。