利用大型蒸渗仪模拟土壤_植物_大气连续体水分蒸散_陈建耀

ψm z
+1)]
-s(z
,
t)
(2)
式中 , θ为土壤水体积 含水率(cm3·cm -3), t 为时间(d), z 为 土
层深度(cm), K(θ)非饱和和导 水率(cm·d -1), ψm 为 土壤水 基
质势(cm 水柱), s(z , t)为作物吸水项(mm·cm -1·d-1).方程的
定解条件如下 :
2 材料与方法
农田蒸 散的测定方 法较 多 , 禹城试 验站 采用大 型蒸 渗仪 、 微气象技术 、实验红外遥感技术 、植物生理 测定技术 、水量平 衡 方法等等 .上述方法中 , 大 型蒸 渗仪测 定值 一般 是作为 基准 来
＊ 国家自然科学基金重大资助项目(49391602). ＊＊ 通讯联系人 . 1998 -02 -23 收稿 , 1998 -06 -29 接受 .
应 用 生 态 学 报 1999 年 2 月 第 10 卷 第 1 期 CHIN ESE JO U RNA L OF A PPL IED ECOLOG Y , Feb.1999, 10(1)∶45 ～ 48
利用大型蒸渗仪模拟土壤-植物-大气连续体水分蒸散 ＊
关键词 土壤-植物-大气连续体 蒸散 大型蒸渗仪 试验 模拟
Evapotranspiration of soil-plant-atmospheric continuum - a simulation study with lysimeter .Chen Jiany ao , Liu Changming and W u Kai(Institute of Geography , Academia Sinica , Beijing 100101).-Chin .J .Appl .Ecol ., 1999 , 10(1):45 ～ 48 . Evapotranspira tio n (ET)and evapo ratio n from ground water surface (Eg)are the tw o factors most difficult to determine in all components of field water balance .I n regions with shallow g round water , the g round water play s an obvious ro le o n supply ing the soil wa ter in unsa turated zone by capillary rise , which is of sig nificant importance to the crop grow th .T he experimental data of w ater balance co mponents and relevant parameters of soil-plant-atmospheric continuum model were obtained by ly simeter , Bowen ratio meter , hydraulic ev apotranspirometer , etc .Based on the da ta measured by lysimeter , the simulation v alue of soil-plant-atmospheric continuum mo del w as v erified .T he observ ed data of ET and Eg were comparatively analyzed with their simulation data , and the causes of difference between them were discussed.
大气
土壤性状
植物
净辐射 风速 水气压 温度 降水 光合有效辐射 光照
土壤水分 土壤容重 土壤质地 土壤结构 水力传导度 反射率 地下水位
叶面积指数 植物高度 覆盖度 根系密度 根水势 生长期 作物品种
作物蒸散量
图 1 S PAC 中影响作物蒸散量的环境因子 Fig .1 Environmental f act ors af fecting evapotranspirat ion w ithin SPAC .
转换系数才能作为周围农田的蒸散量 .根据对实测水 、
热条件和水平衡差异的分析 , 此转换系数大致介于 0 .75 ～ 0 .85 之间[ 4] .
在能量平衡方程中(Rn 为净辐射 , G 为土壤热通
量 , λ为汽化潜热):
Rn -G =H +λ＊E T
(3)
若假定显热 H 与潜热 λ＊ET 之比为常数 , 即波
Key words Soil-plant-atmospheric continuum , Evapotranspiration, Lysimeter , Experiment , Simulatio n.
1 引 言
作物蒸散是农田水分运移 、转化的一个重要环节 .
国内外对作物蒸散的计算与实验模拟作了大量实验研 究 , 提供 了多种理 论和经验 的计算 方法 , 如 PenmanM onteith 公式 .Penman 在 1953 年通过对气孔蒸腾的 研究 , 首次提出了计算单个叶片气孔蒸腾的模型 ;Covey 在 1959 年提出了冠层整体气孔阻力的概念 ;1965 年 Monteit h 在 Penm an 和 Covey 等人的研究基础上 , 提出了考虑边界层阻力的作物蒸散计算模式 , 即 Penman-Monteit h 公式 .1966 年澳大利亚水文与土壤物理 学家菲利普(Philip)在总结和分析前人成果的基础上 , 提出了土壤-植物-大气连续体(SPAC)的概念 , 将作物 蒸散作为 SPAC 系统的重要环节或过程来研究 .之后 , 此研究得到不断发展 , 尤其是 80 年代后期兴起的国际 地圈-生物圈计划(IGBP), 把水文循环的生物圈方面 (BAHC)作为四 大核心课 题之一 , 更加促 进了 SPAC 系统研究的深入 .水分从土壤/ 地下水经植物体向大气 层的运移 , 是现代水文学理论中一个崭新的前沿课 题[ 1] .在 SPAC 系统中 , 蒸散发过程是最为关键的环节 之一 , 对其进行研究具有重要的理论和实际意义 . 以土壤水为中心的大气降水 、地表径流 、土壤水和
的水平变换), 因而在一般非洪水年 份 , R =Ri + Rs 为零 .在 无 降雨无灌溉条件下 , 蒸 散量 ET = T + Es 可简单 分解为 潜水 蒸 发与土体变化量两项 , 即 E T =Eg ±ΔS . 以土壤水为中心的 SPAC 系统 , 其关键是 不同过 程或介 质 之间的界面[ 1] , 这也是系 统模 拟的 难点 .平 原地 区 SPA C 系 统
地下水埋深(cm), θs 为饱和含水率(cm3·cm-3).
方程(2)的数值解法及上述其它过 程的模拟 方程可参照 文
献[ 2 , 6] .
3 结果与分析
3 .1 蒸渗仪内外水量与能量平衡分析
据实测资料 , 蒸渗仪内 、外水 、热条件存在差异 , 但
其过程有很好的一致性 , 也即蒸渗仪蒸散量实测值能 代表周围农田的蒸散过程或规律 , 而实测值须乘以一
陈建耀＊＊ 刘昌明 吴 凯 (中国科学院地理研究所 , 北京 100101)
【摘要】 在农田水量转化各分量中 , 蒸散与潜水蒸 发是最 难测定 的 .在地下水 浅埋地 区 , 地下水 通过毛管 上升 而补给包气带土壤水的作用十分明显 , 对作物生 长意义 重大 .利用大 型蒸渗 仪 、波文比 、水力 蒸发器 等仪器 , 获 得了大量水平衡因子的试验数据和土壤-植物-大气连续 体(SPAC)模 型中的有 关参数 .以 大型蒸 渗仪实测 值为 基准 , 验证了农 田土壤-植物-大气连续体模型的模 拟值 , 并主 要就蒸 散和潜水 蒸发量 , 对 实测与 模拟值作 了比 较分析 , 探讨了导致两者差异的原因 .
图 2 土壤水分转化框图 Fig .2 Flow ing chart f or soil moi sture t ransf er .
P +I +Eg =Ip + T +Es +Ri +Rs ±■S
(1)
式中 , P 为降水量 ;I 为灌溉量 ;Eg 为由毛管上升力而引起的 潜
水向土壤水的补充 , 称 之为 潜水 蒸发 ;I p 为深 层渗 漏量 ;T 为
作物蒸腾 ;Es 为土壤蒸发 ;Ri 为壤中 流 ;Rs 为 地表径流 ;ΔS 为
整个土柱水分变化 量 .上式 左边 为蒸渗 仪的 输入项 , 右 边为 输
出项 .在禹城地区 , 水分 运动 以垂向 为主 , 加 上蒸渗 仪内 、外 无
水力联系(设计制造时 , 盛 土容 器边缘 高于 地面 以防止 地表 水
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应 用 生 态 学 报 10 卷
验证 其他方 法 .该试验 站内的新 型蒸渗 仪建成 于 1991 年 2 月 底 , 具有以下优点 :1)直接测定蒸散量和潜水 蒸发量 , 2)能够 跟 踪大 田水 位 , 3)规模 大 , 面积 3 .14m2 , 土体 5m 深 , 重 约3 .4 × 104 kg , 4)精度高 , 分辨率为 60g , 即 0.02mm 水深[ 5] . 依“ 土壤-植物-大气连续体” 这个概念 , 作物蒸散与 土壤 、植 物 、大气条件紧密相关 , 是 3 个条件的复合 函数 .具体影响因 子 见框图 1.依照上述环境影响 因子 , 以蒸 渗仪为中 心 , 在器内 外 布置 了约 30 种 试验观 测仪器或 项目 , 器内 主要有 :中子 管 、负 压计 、水位观测孔 、盐分和温度传感器 、地温表 .器外附 近有 :负 压计 、中子管 、换位式波文比观测仪 、DEM 型轻 便风速 仪 、辐 射 仪 、红外遥感仪器 、LI-6200 型光合作用测定仪 .另外 , 在蒸渗 仪 北侧约 200m 有常规气 象观测 场 、20m2 水面 蒸发池 、水 力蒸 发 器等 .大型蒸渗仪工作原理为水量平衡法 , 各分量转化见图 2 .
地下水之间的转化是调控水循环和农田水分有效利用 的理论依据 .在水量转化各分量中 , 蒸散与潜水蒸发是 最难测定的 .在以往的 SPAC 系统研究中 , 由于潜水蒸 发难于测定 , 往往简单忽略了事 .菲利普 1966 年提出 的 SPAC 系统的一个缺陷就是没有很好考虑地下水在 整个系统中的作用 .在地下水浅埋地区 , 地下水通过毛 管上升而补给包气带土壤水的作用十分明显 , 对作物 生长意义重大 , 上述忽略在此类地区是不适宜的 .本文 利用中国科学院禹城综合试验站内的大型蒸渗仪 、波 文比 、水力蒸发器等仪器 , 获得了大量水平衡因子的试 验数据和 SPAC 模型中的有关参数 .以大型蒸渗仪实 测值为基准 , 验证了农田土壤-植物-大气连续体模型 的模拟值 , 并主要就蒸散和潜水蒸发量 , 对实测与模拟 值作了比较分析 , 探讨了两者差异的原因 .
θ(z , t) t =0 =θ0(z)
初始条件
q(z , t) z =0 =I +Rc -Es
上边界条件
θ(z , t) z =l =θs
下边界条件
式中 , θ0(z)为初始土壤水含 水率 , I 为灌溉量(cm·d-1), Rc 为
穿透雨量(cm·d-1), Es 是农 田棵间 蒸发率(cm·d-1), l 为当 前
水分运移以垂向 为主 , 其 过程 主 要有 :1)植 物 截留 , 2)棵 间 蒸
发 、植物蒸散 , 3)根系 吸水 , 4)土壤 水分的 重新 分配 , 5)潜水 上
升或深层土壤水渗 漏 .据达 西定 律和质 量守 恒原理 , 一 维垂 向
含根系吸水的土壤水分运动方程为 :
θt =-
Hale Waihona Puke Baiduz[
k(θ)(