基于DEM的分布式流域水文物理模型
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一般而言 ,分布式降雨径流模型不仅能推求一 个或多个站的流量 ,而且能推求如地表径流和地下 径流的空间水文信息. 但在实际上 ,由于分布式降 雨径流模型只拟合一个或多个站的水文过程而不 是拟合不易得到的空间水文信息 ,因此要检验推求 的空间信息的精度还有一定的困难.
分布式降雨径流模型是水文科学发展的前沿 和方向 ,它主要研究四种不同类型的问题 ,即 :径流 模拟 ;模拟人类活动 (如森林砍伐 ,抽取地下水和灌 溉) 对径流的影响 ;水质和土壤侵蚀模拟 ;水文过程 物理机理的研究.
流域表面上每个网格单元大约都在同一几何
平面上 ,可用一维圣维南方程的运动波近似法来模 拟坡面水流运动 ,即 :
5h 5t
+
5q 5l
=
r v
=
S
1/ f
2
h2/
3
/
n
(15)
其中 : Sf = S0 ; h = αqβ; α =
3
n s0
5;β=
3 5
.
式中 : h 为地面水平均深度 ,m ; q 为单宽流量 ,m2/
郭生练 ,熊立华 ,杨 井 ,彭 辉 ,王金星
(武汉水利电力大学 水利水电工程学院 ,湖北 武汉 430072)
摘要 :在全面综述分析国内外文献的基础上 ,提出和建立了一个基于 DEM 的分布式流域水文物理模型 ,并用来
模拟小流域的降雨径流时空变化过程 ,得到了较好的模拟结果. 论文分为模型结构和应用检验两部分. 本文论述 模型结构和数值解法 ,详细分析植物截留 ,蒸散发 ,融雪 ,下渗 ,地表地下径流方向和洪水演进等水文物理过程.
可由下式估算 :
δ = 23. 5sin
360 ( D + 284) 365
(7)
式中 : D 表示日历天数. ωh 由下述公式估计 :
ωh = 当地标准时间 + 12. 00 + 4 ( Le - Ls) + EOT
(8) 其中 :
EOT = 0. 258cosΓ - 7. 416sinΓ 3. 648cos (2Γ) - 9. 228sin (2Γ)
s ; r 为净入通量 ,m/ s ; l 为当地地表坡长 ,m ; t 为
时间 ,s ; Sf 为摩阻坡度 ; S0 为地表坡度 ; v 为地表径
流流速 ,m/ s ; n 为地表曼宁糙率系数.
1. 6 地下径流的演进
地下径流广泛作为河流的基流而存在. 许多研
究表明 :简单的模型 ,如运动波模型和地下水库模
关键词 :分布式水文物理模型 ;降雨径流 ;模型结构 ;数学方程 中图分类号 :P 33 文献标识码 :A
近年来 ,流域模拟面临着许多新的挑战 ,包括 需要处理空间变化和尺度的问题 ,需要明确考虑水 文 、地球化学 、环境生态 、气象和气候之间的耦合. 而现有的水文模型 (系统模型和概念性模型) ,由于 其自身存在着许多不足和局限性 ,无法适应上述这 些挑战[1 ,2] . 随着地理信息系统 ( GIS) ,数字化高程 模型 (DEM) 和遥感技术的迅速发展 ,分布式水文物 理模型的研制和建立已成为可能. 从代表性的 SHE 模型开始[3] ,人们先后研制建立了一些分布式水文 模型. 由于这些分布式水文模型用 DEM (或网格) 来描述流域地形地貌 ,因此通常也叫基于 DEM 或 基于网格的模型[4 ] .
显然 ,若土壤含水量大于其孔隙度ξ , 那么地
下径流将从地下破土而形成叫“Dunne- type”的地表
径流 ,即国内所熟知的蓄满产流. 像霍顿地表径流
一样 ,蓄满产流是另一种径流形成机理.
1. 7 径流方向
怎么决定地表径流方向 ,即怎样把较高单元的
型 ,在模拟地下水响应和地下水位时 ,其结果与基
于 Rechards 方程组的复杂模型一样好[4 ,6] . 在分布
式物理模型中 ,运动波模型广泛地用来模拟地下径
流[4] ,其计算公式如下 :
qs = K(θ) ·hs ·sinβ
(16)
ξ5 hs 5t
=-
K(θ)
·si
nβ·55
hs ls
+
rs
(17)
郭生练等 :基于 DEM 的分布式流域水文物理模型
3
雪的要求 ,但大多数降雨径流模型采用一种很简便 的方法考虑融雪径流 ,如温度指数方法 ,即假设积 雪和融雪是温度的函数. 本文假设融雪率 (用 SW 表示) 是一个常数 ,融雪仅仅发生于温度比下层高 得多的地表土壤层. 于是 ,融雪中一部分产生地表 径流 ,另一部分下渗到深层土壤. 1. 4 下 渗
在上述四个研究问题中 ,地表径流模拟是最基 本和最重要的一环. 如果分布式模型不能准确模拟 流域水流运动的空间变化 ,那么其他三个目标就更 难实现. 从这方面来讲我们希望分布式水文模型不 但能在洪水预报中发挥作用 ,而且还将在环境保护 方面取得重大进展. 尽管目前许多概念性模型已经 比较成熟 ,相信分布式水文物理模型的研究和发 展 ,将进一步提高概念性水文模型的水平.
留 ,便得净雨 ,即
N P ( t) = GP ( t) - IA ( t)
(3)
其中 : N P ( t) 表示净雨量. 所有的截留雨量被认为
全部蒸发进入大气层而不返回地面.
1. 2 蒸散发
决定植被覆盖流域地表蒸散发 ET 的因素很
多 ,主要有太阳辐射 ,日云量 ,反射率 ,植物叶面指
数 ,可供土壤水 ,大气温度. 本模型采用下列公式来
θ
=
ξ·hs
Ds
=
ξ·
z
hs - z0
(18)
式中 : qs 为基岩上地下径流单宽流量 ,m2/ s ; K 为 水力传导率 ,m/ s ,是土壤含水率 θ的函数 ;β为基
岩的坡度 ; hs 为土壤中有效水深 ,m ; rs 为直接的源 漏项之和 (如蒸发和下渗) ,m/ s ; Ds 为土壤的深度 , m ; z 为地表高程 ,m ; z0 为基岩高程 ,m ; ls 为当地 基岩坡长 ,m.
直接短波辐射 ,W·m - 2 ; Rso (s) 为大气散射太阳辐
射能量 ,W·m - 2 ; θz 为太阳天顶角 ; A 为宇宙视辐
射度 ,W·m - 2 ; B , C 是系数. 太阳天顶角定义为 :
cosθz = sinL ·sinδ + cosL ·cosωh (6)
式中 : L 为纬度 ;δ为太阳倾角 ;ωh 为日出时角.δ
(1) 紧密耦合型 :这类模型的主要特点是应用数 值分析来建立相邻网格单元或子流域之间的时间和 空间关系. 这类模型包括 SHE 模型和它的变形 ,这
种分布式模型正是人们所指的水文物理的模型. (2) 松散耦合型 :这类模型的主要特点是在每
个单元网格或子流域上应用现有概念性集总模型 来推求净雨 ,再进行汇流演算 ,推求出口断面流量.
依照霍顿下渗理论 ,当雨强超过下渗能力 ,则 超渗雨形成地面径流 ,这种地表径流也叫霍顿地表 径流. 下渗能力 f c 一般可表示为饱和水力传导率 Ks 和土壤含水量θ的函数 ,如格林 - 安普特公式 :
fc
=
Ks (1
Biblioteka Baidu
+
Sw) Z
(13)
式中 : Sw 为下渗锋面处的负压水头 ,m ; Z 为下渗
IA ( t) = min{ IC ( t) , GP ( t) }
(1)
式中 : IA ( t) 为叶面实际蓄积雨深 ,m ; GP( t) 为毛
雨量 ,m. 另一个简单计算 IA 的方法是用 GP ( t) 乘
一个系数来表示 ,即
IA ( t) = Cic ·GP ( t)
(2)
其中 : Cic 是截留因子且 Cic < 1. 从毛雨中减去截
和空气温度的经验关系 , 其中温度系数 CT 用经验
关系表示 :
CT = max{ ( a ·T + b) ,0}
(10)
式 中 : a , b 为 经 验 常 数 , a = 0. 025 ℃- 1 , b =
0. 075 ; T 是空气的温度 , ℃. 综合所有的因素 ,实
际蒸散发可由下式估计 :
按照 DEM 描述流域地形的方式 ,下述物理过 程的数学公式适用于流域表面的每一个网格单元. 这里涉及的水文物理过程包括植物截留 ,蒸散发 , 融雪 ,下渗 ,地表径流和地下径流. 1. 1 植物截留
在植被覆盖的流域 ,叶面对毛雨进行截留与蒸 散发. 用来描述植物截留能力的物理参数是植物蓄 积容量 IC , IC 与植物叶面指数 ( LAI) 和地表的平 均植被覆盖率 VCF 有关. 实际的截留雨量深 IA ( t) 由下式决定 :
资助项目.
2
武汉水利电力大学学报
2000
本文在综述分析前人研究的基础上 ,提出和建 立了一个基于 DEM 的分布式水文物理模型 ,模拟 整个流域的径流过程 ,分析径流形成机理 ,研究是 超渗产流还是蓄满产流对地表径流的形成起主要 作用 ,在每一网格上用地形高程来建立地表径流之 间的关系.
1 模型结构和数学物理方程
第 33 卷第 6 期 2000 年 12 月
武汉水利电力大学学报 J . Wuhan Univ. of Hydr. & Elec. Eng.
Vol. 33 No. 6 Dec. 2000
文章编号 :1006 - 155X(2000) 06 - 001 - 05
基于 DEM 的分布式流域水文物理模型
分布式模型与概念性集总模型有着显然不同 的结构. 在集总模型中 ,单元区域内的物理过程一 般由几层垂直方向的蓄水体构成 ,水平方向则采用 简单或概化后的汇流模型. 分布式模型着重考虑不 同单元之间和子流域之间的水平联系 ,这种联系起 因于径流方面和河网 ,但正是这种联系直接地决定 着分布式模型的结构和复杂性 ,分布式模型可分为 如下两种不同结构 :
锋面的深度 ,m ,是土壤含水量的函数. 于是 ,实际
的下渗率用下式计算 :
f = min{ f c , r0}
(14)
式中 : r0 是土壤的外部供水率.
现有的计算公式都表述了下渗能力随土壤含
水量的增加而降低的关系. 鉴于不同流域饱和水力 传导率的空间变化性 ,下渗能力也有某种空间分 布 ,这种分布对霍顿地表径流的形成有很大的 影响. 1. 5 地表径流的演进
可表示为 :
N Rso ( t) = (1 - α) ·Ccloud ·Rso ( t)
(9)
式中 : NRso 为太阳净辐射 ,W·m - 2 ; α 为反射率 ;
Ccloud 为云量覆盖因子系数. 考虑太阳净辐射 NRso
外 ,实际蒸散发还与 LAI , 土壤湿度 , 空气温度有
关. 为研究空气温度对蒸散发的影响 ,需要建立 ET
ET ( t) =
k1 ·VD F ( t)
·LAI ( t)
LA I0
+
k2 ·[1 -
VCF( t) ]
·θξ( t)
·CT
·ρ·NλR[soT(
t (
) t
)
]
(11)
式中 : ET 为实际的蒸散发率 ,m/ s ; k1 为植被的蒸散
发校正系数; k2 为裸土蒸发校正系数;θ为土壤含水 量;ξ为土壤的孔隙率;ρ为水的密度 ,ρ = 1 000 kg/
m3 ; λ为水汽化潜热 ,kJ/ kg ,是温度的函数 :
λ = 2501 - 2. 3601 ·T
(12)
实际蒸散发 ET 首先从植物截留雨量 IA 开始 , 若
ET > IA ,则剩余量 ET - IA 将从地面径流和土壤
水中蒸发.
1. 3 融 雪
现在有许多物理模型足以满足模拟积雪和融
第 6 期
Γ=
360 365. 242
(
D
-
1)
以上当地标准时间从半夜开始 , Ls 为地理标
准纬度 , Le 为当地纬度. 在有云的情况下 ,到达地
面的太阳辐射明显减少 ,辐射通量每时每刻都在不
规则地变化. 植被覆盖的地表反射也将削弱净太阳
辐射. 这种反射能力也叫 (地表) 反射率. 考虑到云
量和地表反射率对辐射的影响 ,晴天的太阳净辐射
收稿日期 :2000 - 02 - 20 作者简介 :郭生练 (1957 - ) ,男 ,福建龙岩人 ,教授 ,博士生导师 ,主要研究方向为水文学及水资源利用. 基金来源 :国家自然科学基金 (59779008) 、国家重点基础研究发展规划“973”项目 ( G19990436) 和教育部跨世纪人才基金
估算晴天地表水平获得的太阳能量[5] :
Rso = Rso (d) + Rso (s) = cosθzIdn + C ·Idn (4)
Idn Idn
= A ·exp ( =0
B / cosθz)
若
co
sθz
若 cosθz
> <
0 0
(5)
式中 : Rso 为晴天太阳辐射 ,W·m - 2 ; Rso (d) 为太阳
分布式降雨径流模型是水文科学发展的前沿 和方向 ,它主要研究四种不同类型的问题 ,即 :径流 模拟 ;模拟人类活动 (如森林砍伐 ,抽取地下水和灌 溉) 对径流的影响 ;水质和土壤侵蚀模拟 ;水文过程 物理机理的研究.
流域表面上每个网格单元大约都在同一几何
平面上 ,可用一维圣维南方程的运动波近似法来模 拟坡面水流运动 ,即 :
5h 5t
+
5q 5l
=
r v
=
S
1/ f
2
h2/
3
/
n
(15)
其中 : Sf = S0 ; h = αqβ; α =
3
n s0
5;β=
3 5
.
式中 : h 为地面水平均深度 ,m ; q 为单宽流量 ,m2/
郭生练 ,熊立华 ,杨 井 ,彭 辉 ,王金星
(武汉水利电力大学 水利水电工程学院 ,湖北 武汉 430072)
摘要 :在全面综述分析国内外文献的基础上 ,提出和建立了一个基于 DEM 的分布式流域水文物理模型 ,并用来
模拟小流域的降雨径流时空变化过程 ,得到了较好的模拟结果. 论文分为模型结构和应用检验两部分. 本文论述 模型结构和数值解法 ,详细分析植物截留 ,蒸散发 ,融雪 ,下渗 ,地表地下径流方向和洪水演进等水文物理过程.
可由下式估算 :
δ = 23. 5sin
360 ( D + 284) 365
(7)
式中 : D 表示日历天数. ωh 由下述公式估计 :
ωh = 当地标准时间 + 12. 00 + 4 ( Le - Ls) + EOT
(8) 其中 :
EOT = 0. 258cosΓ - 7. 416sinΓ 3. 648cos (2Γ) - 9. 228sin (2Γ)
s ; r 为净入通量 ,m/ s ; l 为当地地表坡长 ,m ; t 为
时间 ,s ; Sf 为摩阻坡度 ; S0 为地表坡度 ; v 为地表径
流流速 ,m/ s ; n 为地表曼宁糙率系数.
1. 6 地下径流的演进
地下径流广泛作为河流的基流而存在. 许多研
究表明 :简单的模型 ,如运动波模型和地下水库模
关键词 :分布式水文物理模型 ;降雨径流 ;模型结构 ;数学方程 中图分类号 :P 33 文献标识码 :A
近年来 ,流域模拟面临着许多新的挑战 ,包括 需要处理空间变化和尺度的问题 ,需要明确考虑水 文 、地球化学 、环境生态 、气象和气候之间的耦合. 而现有的水文模型 (系统模型和概念性模型) ,由于 其自身存在着许多不足和局限性 ,无法适应上述这 些挑战[1 ,2] . 随着地理信息系统 ( GIS) ,数字化高程 模型 (DEM) 和遥感技术的迅速发展 ,分布式水文物 理模型的研制和建立已成为可能. 从代表性的 SHE 模型开始[3] ,人们先后研制建立了一些分布式水文 模型. 由于这些分布式水文模型用 DEM (或网格) 来描述流域地形地貌 ,因此通常也叫基于 DEM 或 基于网格的模型[4 ] .
显然 ,若土壤含水量大于其孔隙度ξ , 那么地
下径流将从地下破土而形成叫“Dunne- type”的地表
径流 ,即国内所熟知的蓄满产流. 像霍顿地表径流
一样 ,蓄满产流是另一种径流形成机理.
1. 7 径流方向
怎么决定地表径流方向 ,即怎样把较高单元的
型 ,在模拟地下水响应和地下水位时 ,其结果与基
于 Rechards 方程组的复杂模型一样好[4 ,6] . 在分布
式物理模型中 ,运动波模型广泛地用来模拟地下径
流[4] ,其计算公式如下 :
qs = K(θ) ·hs ·sinβ
(16)
ξ5 hs 5t
=-
K(θ)
·si
nβ·55
hs ls
+
rs
(17)
郭生练等 :基于 DEM 的分布式流域水文物理模型
3
雪的要求 ,但大多数降雨径流模型采用一种很简便 的方法考虑融雪径流 ,如温度指数方法 ,即假设积 雪和融雪是温度的函数. 本文假设融雪率 (用 SW 表示) 是一个常数 ,融雪仅仅发生于温度比下层高 得多的地表土壤层. 于是 ,融雪中一部分产生地表 径流 ,另一部分下渗到深层土壤. 1. 4 下 渗
在上述四个研究问题中 ,地表径流模拟是最基 本和最重要的一环. 如果分布式模型不能准确模拟 流域水流运动的空间变化 ,那么其他三个目标就更 难实现. 从这方面来讲我们希望分布式水文模型不 但能在洪水预报中发挥作用 ,而且还将在环境保护 方面取得重大进展. 尽管目前许多概念性模型已经 比较成熟 ,相信分布式水文物理模型的研究和发 展 ,将进一步提高概念性水文模型的水平.
留 ,便得净雨 ,即
N P ( t) = GP ( t) - IA ( t)
(3)
其中 : N P ( t) 表示净雨量. 所有的截留雨量被认为
全部蒸发进入大气层而不返回地面.
1. 2 蒸散发
决定植被覆盖流域地表蒸散发 ET 的因素很
多 ,主要有太阳辐射 ,日云量 ,反射率 ,植物叶面指
数 ,可供土壤水 ,大气温度. 本模型采用下列公式来
θ
=
ξ·hs
Ds
=
ξ·
z
hs - z0
(18)
式中 : qs 为基岩上地下径流单宽流量 ,m2/ s ; K 为 水力传导率 ,m/ s ,是土壤含水率 θ的函数 ;β为基
岩的坡度 ; hs 为土壤中有效水深 ,m ; rs 为直接的源 漏项之和 (如蒸发和下渗) ,m/ s ; Ds 为土壤的深度 , m ; z 为地表高程 ,m ; z0 为基岩高程 ,m ; ls 为当地 基岩坡长 ,m.
直接短波辐射 ,W·m - 2 ; Rso (s) 为大气散射太阳辐
射能量 ,W·m - 2 ; θz 为太阳天顶角 ; A 为宇宙视辐
射度 ,W·m - 2 ; B , C 是系数. 太阳天顶角定义为 :
cosθz = sinL ·sinδ + cosL ·cosωh (6)
式中 : L 为纬度 ;δ为太阳倾角 ;ωh 为日出时角.δ
(1) 紧密耦合型 :这类模型的主要特点是应用数 值分析来建立相邻网格单元或子流域之间的时间和 空间关系. 这类模型包括 SHE 模型和它的变形 ,这
种分布式模型正是人们所指的水文物理的模型. (2) 松散耦合型 :这类模型的主要特点是在每
个单元网格或子流域上应用现有概念性集总模型 来推求净雨 ,再进行汇流演算 ,推求出口断面流量.
依照霍顿下渗理论 ,当雨强超过下渗能力 ,则 超渗雨形成地面径流 ,这种地表径流也叫霍顿地表 径流. 下渗能力 f c 一般可表示为饱和水力传导率 Ks 和土壤含水量θ的函数 ,如格林 - 安普特公式 :
fc
=
Ks (1
Biblioteka Baidu
+
Sw) Z
(13)
式中 : Sw 为下渗锋面处的负压水头 ,m ; Z 为下渗
IA ( t) = min{ IC ( t) , GP ( t) }
(1)
式中 : IA ( t) 为叶面实际蓄积雨深 ,m ; GP( t) 为毛
雨量 ,m. 另一个简单计算 IA 的方法是用 GP ( t) 乘
一个系数来表示 ,即
IA ( t) = Cic ·GP ( t)
(2)
其中 : Cic 是截留因子且 Cic < 1. 从毛雨中减去截
和空气温度的经验关系 , 其中温度系数 CT 用经验
关系表示 :
CT = max{ ( a ·T + b) ,0}
(10)
式 中 : a , b 为 经 验 常 数 , a = 0. 025 ℃- 1 , b =
0. 075 ; T 是空气的温度 , ℃. 综合所有的因素 ,实
际蒸散发可由下式估计 :
按照 DEM 描述流域地形的方式 ,下述物理过 程的数学公式适用于流域表面的每一个网格单元. 这里涉及的水文物理过程包括植物截留 ,蒸散发 , 融雪 ,下渗 ,地表径流和地下径流. 1. 1 植物截留
在植被覆盖的流域 ,叶面对毛雨进行截留与蒸 散发. 用来描述植物截留能力的物理参数是植物蓄 积容量 IC , IC 与植物叶面指数 ( LAI) 和地表的平 均植被覆盖率 VCF 有关. 实际的截留雨量深 IA ( t) 由下式决定 :
资助项目.
2
武汉水利电力大学学报
2000
本文在综述分析前人研究的基础上 ,提出和建 立了一个基于 DEM 的分布式水文物理模型 ,模拟 整个流域的径流过程 ,分析径流形成机理 ,研究是 超渗产流还是蓄满产流对地表径流的形成起主要 作用 ,在每一网格上用地形高程来建立地表径流之 间的关系.
1 模型结构和数学物理方程
第 33 卷第 6 期 2000 年 12 月
武汉水利电力大学学报 J . Wuhan Univ. of Hydr. & Elec. Eng.
Vol. 33 No. 6 Dec. 2000
文章编号 :1006 - 155X(2000) 06 - 001 - 05
基于 DEM 的分布式流域水文物理模型
分布式模型与概念性集总模型有着显然不同 的结构. 在集总模型中 ,单元区域内的物理过程一 般由几层垂直方向的蓄水体构成 ,水平方向则采用 简单或概化后的汇流模型. 分布式模型着重考虑不 同单元之间和子流域之间的水平联系 ,这种联系起 因于径流方面和河网 ,但正是这种联系直接地决定 着分布式模型的结构和复杂性 ,分布式模型可分为 如下两种不同结构 :
锋面的深度 ,m ,是土壤含水量的函数. 于是 ,实际
的下渗率用下式计算 :
f = min{ f c , r0}
(14)
式中 : r0 是土壤的外部供水率.
现有的计算公式都表述了下渗能力随土壤含
水量的增加而降低的关系. 鉴于不同流域饱和水力 传导率的空间变化性 ,下渗能力也有某种空间分 布 ,这种分布对霍顿地表径流的形成有很大的 影响. 1. 5 地表径流的演进
可表示为 :
N Rso ( t) = (1 - α) ·Ccloud ·Rso ( t)
(9)
式中 : NRso 为太阳净辐射 ,W·m - 2 ; α 为反射率 ;
Ccloud 为云量覆盖因子系数. 考虑太阳净辐射 NRso
外 ,实际蒸散发还与 LAI , 土壤湿度 , 空气温度有
关. 为研究空气温度对蒸散发的影响 ,需要建立 ET
ET ( t) =
k1 ·VD F ( t)
·LAI ( t)
LA I0
+
k2 ·[1 -
VCF( t) ]
·θξ( t)
·CT
·ρ·NλR[soT(
t (
) t
)
]
(11)
式中 : ET 为实际的蒸散发率 ,m/ s ; k1 为植被的蒸散
发校正系数; k2 为裸土蒸发校正系数;θ为土壤含水 量;ξ为土壤的孔隙率;ρ为水的密度 ,ρ = 1 000 kg/
m3 ; λ为水汽化潜热 ,kJ/ kg ,是温度的函数 :
λ = 2501 - 2. 3601 ·T
(12)
实际蒸散发 ET 首先从植物截留雨量 IA 开始 , 若
ET > IA ,则剩余量 ET - IA 将从地面径流和土壤
水中蒸发.
1. 3 融 雪
现在有许多物理模型足以满足模拟积雪和融
第 6 期
Γ=
360 365. 242
(
D
-
1)
以上当地标准时间从半夜开始 , Ls 为地理标
准纬度 , Le 为当地纬度. 在有云的情况下 ,到达地
面的太阳辐射明显减少 ,辐射通量每时每刻都在不
规则地变化. 植被覆盖的地表反射也将削弱净太阳
辐射. 这种反射能力也叫 (地表) 反射率. 考虑到云
量和地表反射率对辐射的影响 ,晴天的太阳净辐射
收稿日期 :2000 - 02 - 20 作者简介 :郭生练 (1957 - ) ,男 ,福建龙岩人 ,教授 ,博士生导师 ,主要研究方向为水文学及水资源利用. 基金来源 :国家自然科学基金 (59779008) 、国家重点基础研究发展规划“973”项目 ( G19990436) 和教育部跨世纪人才基金
估算晴天地表水平获得的太阳能量[5] :
Rso = Rso (d) + Rso (s) = cosθzIdn + C ·Idn (4)
Idn Idn
= A ·exp ( =0
B / cosθz)
若
co
sθz
若 cosθz
> <
0 0
(5)
式中 : Rso 为晴天太阳辐射 ,W·m - 2 ; Rso (d) 为太阳