课件-蒸散发过程模拟

(2)
(3)
b
§5 流域蒸散发
E/Em
3 流域蒸散发的计算方法
1.0
W Wa Em , 1 C E 1 (Wa W ) Em ,Wb W Wa Wa Wb W Wb CEm ,
Wb
Wa
W
§5 流域蒸散发
4 流域蒸散发能力的计算
基于水热耦合平衡的方法。
通常采用的方法是基于彭曼假设的方法，即认为 流域实际蒸散发量与潜在蒸发量成正比，根据潜在蒸 发量和流域内土壤及植被情况来估算。
§5 流域蒸散发
(1) 基于彭曼假设（Penman’s hypothesis）的方法 最简单的方法：
E aE0
式中， 为经验系数，与流域下垫面条件如土壤含水量、 植被等有关，并且随季节而变化。
<600
600-800 800-1000
>2000
1600-2000 1400-1600 800-1000 1200-1400 1000-1200 800-1000 600-800 说明：该分布图 由E601转换求到 的多年平均水面 蒸发。
1000-1200
§3 土壤蒸发
1 土壤蒸发过程
第一阶段 土壤含水量超过田间 持水量 第二阶段土壤含水量介于田间 持水量与毛管断裂含水量之 间
§4 植物散发
1、散发现象
植物从土壤中吸取水分，然后输送到茎和叶面， 大部分水分从叶面和茎逸散到空气中，这就是散 发现象。
§4 植物散发
2影响植物散发的因素 温度 气温（1.5℃） 土温
日照（直射、散射；白天、夜间10%） 土壤含水量（凋萎系数） 植物生理特性（种类和生长阶段）
§5 流域蒸散发
（二）
蒸发的分类 水面蒸发
蒸发面类型：
冰雪蒸发 土壤蒸发 植物散发 流域蒸散发 陆面蒸发
晾 衣 服
能量条件 ——蒸发面上水分子获得能量的多少 动力条件 ——蒸发面上空水汽输送的速度如何 供水条件 ——蒸发面上储存的水量多少 气象条件
§2
水面蒸发
（1） 水面蒸发的物理机制
（2） 水面蒸发的影响因素
§5 流域蒸散发
5 流域蒸散发的空间变化
一般而言，随高程增加，流域蒸散 发能力会有所减小
流域上各处土壤、植被一般不完全相同，土壤含水量 空间分布也不均匀，因此，为考虑它们对流域蒸散发 的影响，可分区进行流域蒸散发计算。
分布式水文模型
§5 流域蒸散发 流域总蒸散发量的估算方法
估算流域蒸散发量的方法可概括为三类: (1) 基 于彭曼假设的方法，(2) 基于互补理论的方法，(3)
E E0 2 E w
该方法适用于非湿润地区。
§5 流域蒸散发
(3) 基于水热耦合平衡（Coupled water-energy balance）的方法 Budyko（1974）提出了建立水热耦合平衡 方程的构想，认为年实际蒸散发量与年降水量的 比值是年降水与年潜在蒸发量比值的函数，即：
流域蒸散发：流域上不同蒸发面（水面、裸 土、岩石、植被等）的蒸发和散发总称为流 域蒸散发。（一般，流域内水面占的比重不 大，所以土壤蒸发和植物散发是流域蒸散发 决定性部分。）
1 流域蒸散发的影响因素
影响土壤蒸发和植物散发的因素即是影响流域总蒸发的因素。 综合起来，影响因素包括： （1）气象条件（日照、温度、湿度、风速等）； （2）流域内土壤含水量； （3）流域内土壤、植被分布； （4）地形、地貌 。
§5 流域蒸散发
2 流域蒸散发规律 E/Em
1.0 (1)
(1) > a，E=Em（注: a< f) 供水充分，蒸散发量大而稳定。 (2) b<< a，E=( ) Em（注: b< m) a 供水不充分，蒸散发量随 的减小 而减小。 (3) < b，E=CEm，C=0.05~0.10
4、蒸发的时空分布 （一）空间分布：赤道大 两极小 海南、广东：年平均1400mm 西北：年平均200mm 高山：700mm 平原：>700mm （二）时间上的变化特点 夏季 >冬季
中午> 凌晨
塔里木盆地、柴塔木 盆地：< 25 mm
陆面蒸发量的低值区 300mm
陆面蒸发量的高值区
海南岛东部 >1000 mm
年蒸发能力与年降水量之比反映气候干湿程 度，称为干旱指数： E0 P 式中，E0 ～ 年蒸发能力；P ～ 年降雨 量。 > 1.0，即蒸发能力超过降水量，说明该 地区气候偏于干旱；反之， < 1.0，则 气候湿润。
干旱指数与降水分带的关系
气候分带 十分湿润带 湿润带 半湿润带 半干旱带 干旱带 年降水量 （mm） > 1600 800 ~ 1600 400 ~ 800 200 ~ 400 < 200 年径流深 （mm） > 800 200 ~ 800 50 ~200 10 ~ 50 <10 干旱指数（） < 0.5 0.5 ~ 1.0 1~3 3~7 >7
（3 ） 水面蒸发的确定方法 （4） 水面蒸发的时空分布特征
（1） 水面蒸发的物理机制
水面蒸发---最简单的蒸发方式---饱和蒸发面 现象描述：当水面上一些水分子获得的能量大于水分子之
间的内聚力时，就会突破水面而跃入空气之中
水汽分子同时从空气中返回水面，称为凝结现象 单位时间从单位蒸发面积逸散到大气中的水分子数与从大 气中返回到蒸发面的水分子数之差值（当为正值时）称为 蒸发率，通常用时段蒸发量表示，单位为mm/h, mm/d,
' ' E m K1 E w K1 K 2 E w K Ew ' Em — 流域蒸散发能力；Ew — 水面蒸发；Ew — 蒸发器蒸发。
K1 — 流域蒸散发能力与水面蒸发的换算系数； K 2 — 水面蒸发与蒸发器观测蒸发的换算系数； K — 流域蒸散发能力与蒸发器蒸发的换算系数。
mm/a等
（2） 影响因素
气象因素：
太阳辐射 温度 湿度 风速 气压
思考题：
① 温度对蒸发量的影响中，气温 与水温相比哪个影响更直接？
② 气压对蒸发有什么影响？
③ 水面面积大小如何影响蒸发？ ④ 水面形状通过什么来影响水面 蒸发？ ⑤ 水质如何影响蒸发？海水蒸发 量大还是淡水蒸发量大？
自然地理因素：
讨论与思考: 1、为什么说有时候土壤也是饱和蒸发面？ 2、蒸发量在什么情况下等于蒸发能力？ 3、影响蒸发的因素有哪些？
水文模型中的蒸散发估算方法
1. 数据下载 http://data.cma.gov.cn/中国气象数据网
2. 数据预处理 参照说明文件，整理成标准数据集
3. 选取适当方法，计算潜在蒸散发 4. 分析计算结果，比较不同方法的差异
位置、地形 水面面积 水面形状 水质 水深
（3） 水面蒸发的确定方法
① 实验观测法
② 理论方法
③ 经验公式法
① 实验观测法
20cm口径蒸发器
E601蒸发器： 面积3000cm2
② 理论方法
热量平衡法
（基于能量守恒定律和蒸发需要消耗热量的概念而建立）
Hs = Rn-H-He+Ha
Rn Hs 水体储热变量 (J/min) Rn 净辐射 (J/min) H 水体传导感热损失 He 蒸发耗热量 Ha= Hai-Hao 入出流热量差 (J/min)
基于能量的方法
百度文库
基于温度的方法
以上公式中参数含义及算法见参考文献[27]
基于空气动力学的方法
综合法
10
15
20
25
0
5
-5
Example
1 8 15 22 29 36 43 50 57 64 71 78 85 92 99 106 113 120 127 134 141 148 155 162 169 176 183 190 197 204 211 218 225 232 239 246 253 260 267 274 281 288 295 302 309 316 323 330 337 344 351 358
E / P F ( E0 / P)
傅抱璞（1981）在Budyko假设的基础 上，导出了水热耦合平衡方程的解析表达式 1/ 如下： E E E
P 1 1 0 P P
0
§ 6 我国蒸散发分布规律
1、我国北方雨量少，温度低，平均年总蒸发量一般在 50~500mm之间 南方雨量多，温度高，平均年总蒸发量一般在 400~900mm之间。（部分地区，如台湾有高达 1000mm的） 2、受地形影响，不同地区即使年降水量接近相同，而 蒸发量都可能不同。在山区，降水不易滞留，迅速形 成径流，减少蒸发的机会。而平原地区则相反。 3、与地质和土壤因素有关。
式中： E—水面蒸发量； e1 —水面水汽压； e2—地面一定高度处水 汽压； W —风速函数。
水量平衡法
（基于水量平衡原理计算水面蒸发的公式）
P E R S
其中，蒸发、径流及储水量的变化都是未知数 所以，在没有足够的水文观测资料时，无法采用 水量平衡法计算水面蒸发
③ 经验公式法
E/Em
( 1) 田 间 持 水 量
( 2) ( 3)
第三阶段土壤含水量小于等于 毛管断裂含水量
毛管断裂含水量

① 土壤含水量>W田：土壤中存在着自由重力水，土层中毛细管 上下沟通，供水充分，土壤蒸发只受气象条件的影响。蒸 发量大而稳定。 ② W断<W<W田：土壤中毛细管的连续状态将逐渐受到破坏，土 层内部由毛细管作用上升到表面的水分也将逐渐减少，蒸 发量与气象因素和土壤含水量有关。
大部分经验公式以道尔顿模型为基础 Mayer, 1942
E=C(ews-ea)(1+u/10)
式中 E——水面蒸发 ews——水面温度下的饱和水汽压 ea ——空气水汽压 u——风速 C——经验系数，一般取C=0.36
（4）水面蒸发的时空分布特征
注：蒸发面蒸发量，以北京站为例
中国多年平均水面蒸发量空间分布图
He H
Hai
Hs
Hao
空气动力学法
（基于扩散理论导得的水面蒸发计算公式 又称为空气动力学公式） 背景资料： 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。
E e1 e2 W
蒸散发过程模拟
蒸发 水面 蒸发 实际 蒸散发
散发 土壤 蒸发 潜在 蒸散发
蒸腾 植物 散发 参考 蒸散发
主要内容
1. 2. 3. 4. 5. 6.
蒸发现象及其控制条件 水面蒸发
土壤蒸发 植物散发 流域蒸散发 我国蒸散发分布规律
§1 蒸发现象及其控制条件
蒸发与散发是水文循环过程中自降水到达地面后由液态 （或固态）转化为水汽返回大气的一个阶段。它是指水分子从 物体表面即蒸发面,向大气逸散的现象。 （一） 蒸发的表示方法 1、蒸发量 在一定时段内水分经蒸发而散布于大气中的水量。 以 mm 计 2、蒸发（能）力--最大可能蒸发量 蒸发力是在下垫面足够湿润条件下，保持水分充分供应 时的蒸发量，又称为最大可能蒸发量(mm) 3、蒸发速度 单位时间内的蒸发量，表示蒸发强度(mm/d)
确定土壤蒸发量的方法也有器测法、经验公式法、水量平 衡法、热量平衡法等。 1.器测法 用以测定土壤蒸发量的仪器很多。常用的有苏联 ГГИ-500型土壤蒸发器以及大型蒸渗仪。 2.经验公式法 土壤蒸发经验公式的建立原理与水面蒸发 相同，所以其公式的结构亦相似。 E土=Ds(es’-ea) 式中，E土为土壤蒸发量；Ds为反映气温、湿度、风等 外界条件的质量交换系数；es’为土壤表面水汽压，当表土 饱和时， es’等于饱和水汽压；ea为大气水汽压。
③ W<W断，这时毛管水不再连续，毛管向土壤表面输送水分 的机制遭到破坏，水分只能以膜状水形式或气态水形式向 上层土壤表面移动。
§3 土壤蒸发
2 影响土壤蒸发的因素
气象因素 日照、温度、湿度、风速等
土壤特性 土壤孔隙性 供水条件 土壤含水量、地下水位
地下水位的影响：地下水埋深越大，蒸发率越小。
3 土壤蒸发量的确定
分类计算法：将流域按植被（或土地利用） 分类计算，在按面积加权平均。 水体：E E0
裸地：E f ( ) E0 植被：E f ( ) K c E0
§5 流域蒸散发
(2) 基于互补理论（Complementary theory）的方法 基于Bouchet假设的蒸发互补理论则认为流 域的蒸发能力（潜在蒸发）与实际蒸散发成互补 关系，即: