華北平原地區土壤蒸散發計算模型范文
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1、土壤蒸散發影響因素
土壤蒸散發包括土壤蒸發和植物蒸發（散發），是半干旱半濕潤的黑龍港地區水文循環主要的支出項。近幾十年來由于人類對大自然改造能力的大幅度提高，土壤蒸散發量在水文循環中的比例大幅度提高，局部地區、部分年份的蒸散發量甚至大于降水量—深層地下水開采量、外流域引水量的一部分也消耗于蒸散發。區域蒸散發量的主要影響因素有土壤、氣象、作物三個方面。
1.1土壤因素
影響土壤蒸散發的土壤因素可分為土壤含水量、地下水埋深、土壤質地及結構、土壤色澤與地表特征。
（1）土壤含水量
土壤含水量是影響土壤水分蒸發的主要因素。土壤含水量高時，土壤蒸發實質上接近自由水面蒸發，蒸發率比較穩定。隨著土壤含水量減少，非飽和滲透系數降低，補給蒸發的水分響應減少。當土壤含水量減少至非飽和滲透系數接近零時，土壤蒸發全部以水汽擴散方式進行。
（2）地下水埋深
地下水埋深越淺，土壤蒸發量越大。如果地下水面接近地面，其蒸發量甚至大于光滑水面的蒸發量。因為蒸發表面面積增大了、反射率減少了。
（3）土壤質地及結構
土壤質地及結構關系孔隙的數量、體積及其連通性，也影響到非飽和滲透系數。根據水分在非飽和土壤移動情況，各種土壤的非飽和滲透系數的大小為：粘土>輕粘土>細砂壤土>沙土。設粘土土壤（直徑小于0.07mm）的蒸發量為100%，則直徑0.25~0.5mm的土壤蒸發量為81%，而直徑1.0~2.0mm的土壤為22.2%.
（4）土壤色澤及地表特征
土壤色澤影響土壤吸收太陽輻射，因而影響于土壤溫度和蒸發。土壤顏色愈深，蒸發量越大。黃色土壤的蒸發量比白色的大7%，棕色土壤的蒸發量比白色的大19%，黑色土壤的蒸發量比白色的大32%（對太陽光的反射率不同）。
由于風的紊動作用，高地的土壤蒸發量較谷地和盆地的大，粗糙地面的蒸發量較平滑地面的大。地表坡向不同，吸熱也有差異。15°的南向斜坡的土壤蒸發量作為100%，則東向斜坡的蒸發量為86%，北向斜坡為71%.[1]
1.2氣象因素
主要包括輻射與氣溫、濕度、風和降水方式四個方面內容
（1）輻射與溫度
連續蒸發必需有連續供給汽化潛熱的能量，太陽輻射是汽化潛熱能量的來源，黑龍港流域天文輻射量較小，但是晴天的機會多，獲得太陽的能量多，所以土壤蒸發量大于天文輻射大，但是經常陰天的南方地區。氣溫和地溫對于蒸發的影響很直接，氣溫決定空氣中飽和水汽含量和水汽擴散的快慢，地溫決定土壤中水分子的活躍程度，因此氣溫和地溫越高，土壤蒸發越強烈。
（2）空氣濕度
大氣的相對濕度是影響蒸發的重要因素。當溫度為17℃~18℃，平均相對濕度從91%降到75%，日蒸發量從2.5mm增至6.3mm.在大氣中水汽接近飽和的季節，土壤蒸發速度較小。此外地面以上的濕度梯度越大，土壤蒸發越強烈。
（3）風速
風使接近土壤表面的空氣連續不斷地被擾動，將接近飽和的空氣帶走，以較干燥空氣代替。風速越大，蒸發作用越強。當風速為5.4m/s時，從100m3方形土柱中蒸發的水量為7.8g/小時，而當風速為0時，蒸發量僅為0.3g/小時。[2]
（4）降水方式
土壤中可供蒸發的水分與降水的數量、降水方式有關。降水量多，蒸發量大。同量的降水如果分成幾次小雨降下來，蒸發也多。
1.3植物類別和生長期
（1）植物品種
仙人掌、松樹等針葉植物的蒸散發量小，南方的大葉植物蒸散發量相對較大。同一種植物，因為遺傳因素、種植密度、生長狀況不同蒸散發量不同。
（2）植物的生長階段
植物生長初期，苗小生長慢，葉面面積小，土壤蒸散發以土壤蒸發為主。隨著植物生長，葉面積增大以及氣溫升高，植物散發逐步占主導地位，蒸散發總量增加。生長后期，由于植株衰老，散發能力降低，蒸散發總量減少。
土壤蒸散是涉及“土壤—植物—大氣”系統的比較復雜的物理過程。其計算模型可用下式建立：
（1）
（2）
式中：
——反映大氣和植物因素的陸面蒸散能力；
——反映土壤因素的以土壤有效含水量為指標的一個函數；
——用修正后彭曼公式計算得到的土壤足夠濕潤情況下的土壤蒸散量，它反映大氣因素；
Q——地熱傳導修正量；
R——反映植物因素的植物散發系數；
下面就上述各個量的確定方法分別討論：
2.1陸面蒸散能力（Em）的計算。
用衡水水文實驗站20平方米蒸發量代表自然水體的蒸發量E0與彭曼公式計算得到的蒸發值E計相比較，發現其差值很有規律：E計4~8月份系統偏大、9月到次年2月系統偏小。用回歸分析方程及相關系數；
4—8月：相關系系數r=0.943（3）
9—次年2月：相關系系數r=0.920（4）
式中E計為本站資料代入彭曼公式計算值。
彭曼公式開始主要用于水面蒸發計算，但公式的基本假定也適用植被地段表面的情況，即當土壤表面有充分水分供應時，可以得出主要取決于氣象條件的可能蒸發值。兩者不同之處在于下墊面差別，可用反射率這個參數反映。
2.1.1地熱傳導（Q）的確定
彭曼公式在推導過程中，忽略了地熱傳導。然而土壤的熱量與植物生長有密切聯系，白天地表面得到輻射熱量，一部分向地表以下的土層傳導并匯集在土壤中，夜間它又成為表面熱源增大蒸發。一年中的溫暖季節土壤吸收和儲存熱量，到寒冷季節則把熱量釋放出去。
如果把土壤分為耕作層和較深的土層（0—40厘米為耕作層，40—160厘米為下層），土壤熱通量的計算式為：
式中：Q—土壤熱通量焦耳
Z—耕作層深度cm
CP—土壤容積熱容量焦耳/（cm3.度）
T40—40厘米地溫℃
T160—160厘米地溫℃
h—平均熱傳導系數焦耳/（cm.℃）
△T—計算時段內溫度變化℃
式（5）中，表達土壤性質的土壤容積熱容量Cp、平均熱傳導系數h在自然條件下測定比較困難，但可用Cp、h與土壤濕度的關系來表達。
2.1.2植物散發系數（R）的確定
在有作物生長的農田里，水分一方面通過土壤表面蒸發，另一方面通過土壤中的根系吸收到作物體內，然后由作物葉面的氣孔輸送到大氣中，實現作物與大氣間的水分交換。各作物在不同的發育期，根系對土壤水分的吸收能力不同。假設作物發育期生理因素用散發系數R表示，通過對兩臺相同土壤蒸發器不同處理條件下（一個種作物、一個裸地）蒸散量的分析，得到種冬小麥、夏玉米等作物本地區散發系數R與美國人布蘭?？死锏聽栍嬎愕母珊蛋敫珊档貐^的蒸散能力而引入的反映生長階段對蒸散的影響的改正系數趨勢一致。
2.2土壤因素（W）的確定
土壤水分的蒸散是通過土壤表面和植被表面進行的。在蒸散過程中，表層以下的水分以毛管水的形式向上運動，運動的速度和土壤的有效含水量有一定的關系。土壤中水量的多少是蒸散發生的內因。對衡水實驗站的實測資料進行分析表明，直到土壤含水量減少到比田間持水量低到某一數值時實際蒸散量等于蒸散能力，當土壤含水量或有效水分繼續減少時，土壤逐漸變干，土壤蒸散量迅速變小。下圖為1986、1987年衡水實驗站1.0米土層內，相對有效水分（W-WP）/（Wk-Wp）與實際蒸散量和蒸散能力之比Et/Em的關系圖。
從上圖可知，當相對有效水分（W-WP）/（Wk-Wp）小于65%時，Et/Em與相對有效水分的關系接近線性。當相對有效水分大于65%時，Et=Em.
用數學式子表示：
（W-WP）/（Wk-Wp）≥65%時，Et=Em
（W-WP）/（Wk-Wp）＜65%時，Et＜Em
并且Et=Em.（W-WP）/（Wk-Wp）（6）
式中：W—土層含水量（mm）；
Wp———蒸散等于零，即土壤水分不能供蒸散時的土層水量（mm）
Wk—田間持水量（mm）
因此W-Wp—為土層的有效含水量，而Wk-Wp為土層的有效水分總量。假設在下水位較深，土壤上層與深層水分交換可忽略不計。由于土壤含水量和凋萎點是隨深度而變化的，如分層計算，蒸發量可由土層的水分變化來表示，設Wk-Wp=b則
（7）
式中—土壤層次；Z0—土層深度；如Z0=1.0米，則
（8）
即1.0米深土層中的有效水分，在無外界附加水分（如無降水）時土壤含水量隨時間呈單調下降變化，若Em為時間t內的可能蒸散發量，則由（7）式得：
（9）
（9）式是一個線性微分方程，對它兩邊積分后可得時間間隔t內的蒸散量Et為：
（10）
式中、為時段t開始和結束時1.0米深土層的儲水量，如果時段t內有附加降水（如在第n日有降水P），且降水后土壤含水量未達到臨界含水量，時段t內的蒸發量Et為：
（11）
即增加了一個附加的蒸發項。
如果時段t內有附加降水（如在第n日有降水P），且降水后土壤含水量超過臨界含水量，時段t內的蒸發量Et為：
（12）
如時段內有兩次以上降雨，可根據上述原理，按計算模型得出蒸散量。
在實際蒸散量的計算中，由于土壤性質和作物種類及發育期的不同，臨界含水量Wk有一個變動的范圍。為了確定比較可靠的Wk值，在不同的作物及同一作物的不同發育期，在已知土壤為不夠濕潤的情況下，利用土壤蒸發器實測的蒸散量反求臨界含水量Wk.由上式得：
（13）
其中與生物學上的凋萎點的觀念有些不同，因為當土壤含水率低于生物凋萎點而高于最大吸濕度時，仍有明顯的蒸散發生。參考土壤濕度觀測資料取Wp最大吸收濕度=穩定凋萎點/1.34，計算中取Wp=42mm.通過反求發現：作物在不同的發育階段臨界含水量Wk有明顯的規律變化。如冬小麥在播種到返青臨界含水量與裸地基本相同，平均值為300mm，在拔節后迅速減小到230mm，至灌漿達到最小值180mm，主要發育期臨界含水量平均為了220mm.在土壤蒸散條件下，當土壤水分低于田間持水量時，土壤中的懸著水將隨著土壤表層水分的減少向上運動，這種從深層向土壤表層的水分補充是比較緩慢的，使蒸散受到一定的限制。在有作物生長的土壤中，作物根系散布在較深的土層中，當土壤表層因蒸發而使水分減少時，由于深層土壤水分變化較小，對作物根系的吸收無明顯影響，相應的臨界含水量必然低于裸土和作物小苗期的臨界含水量。模型計算中取5月～9月的Wk=220mm，其它月份Wk=300mm.
3、模型的檢驗
用上述方法計算的土壤蒸散量其結果和實測值比較，除個別點（由于土壤蒸發器維修、土柱換土造成土柱含水率分布與自然狀況不一致，蒸散量受影響）相差較大外，總的變化趨勢是一致的。以1986和1987年為例，月均值相差小于10%的點占55%；月均值相差小于20%的點占80%以上，年蒸散量差值均在10%以內。表明該模型能達到一定的精度。
綜合上述分析，本模型把“土壤—大氣—植物”三個系統聯系起來，幾乎考慮了影響作物蒸散量的所有因素，而這些因素又都不難從現有氣象臺站日常觀測資料中得到，為實際應用提供了便利條件。
結語：
（1）計算機的普及為模型的數學計算創造了廣闊的前景，可以在短時間內計算出任一時段的土壤實際蒸散量，進而推算土壤的水分狀況。而這些是土壤墑情預報和水資源調度急需解決的問題。依據蒸散模型建立一個蒸散和土壤水分監測系統對水資源極度饋乏的河北省尤其必要。
（2）土壤蒸散涉及到多個學科，模型的準確性、可靠性還要在以后的實際運用中進一步檢驗。
參考文獻：
[1]裴步詳，蒸發和蒸散的測定與計算，氣象出版社，1989年
[2]施成熙，農業水文學，農業出版社，1984年
摘要：土壤蒸散發量的計算，在墑情預報、降雨徑流計算及水資源評價中都占有重要的地位。利用水力式土壤蒸發器及其配套的氣象、輻射、水面蒸發儀器觀測資料，綜合考慮“土壤—植物—大氣”系統中的各個因素對土壤蒸散的影響，建立了適于黑龍港流域的土壤散量計算模型。
關鍵詞：土壤蒸散發含水率土壤—植物—大氣系統地熱傳導