蒸发计算方法综述

1、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

2、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

3、。参考作物蒸发蒸腾量（ET。）：为一种假想参考作物的蒸发蒸腾速率。假想作物的 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、 生长旺盛、完全覆盖地面且不缺水的绿色草地蒸发蒸腾量。ET0的计量单位以水深表示， 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（E20面积20m2或E100面积 100m2）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

4、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80型有套盆 及无套盆蒸发器和20型小型称重式蒸发器。20世纪60年代，在前苏联rrN 3000型蒸 发器的基础上，结合我国的实际情况，研制出E601型（61.8 cm）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

5、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。E =（e1 - e2 ）

6、*（ ）（1）式中：E 7水面蒸发量；e1 7水面水汽压；e 2 地面一定高度处水汽压；nW ） 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（e1 - e2）综合反映了湿、温两项要素的作 用。nW）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：E = P - R + NW（2）式中：E 一陆面蒸发量；P 一降雨量；R 一径

7、流量；AW 蓄水变量。对于多年平 均情况 AW = 0，则：E = P R（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，

8、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。

9、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:R - G = H + 人 ET（4）式中：R 太阳净辐射；G 土壤热通量；H 一感热通量；人.ET 一

10、潜热通量，人水汽化潜热，ET 植物蒸发蒸腾量。波文比定义为（5）综合式（4）和（5）可得:人.ET = Rn - G1 +P（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p的确定。根据经验关系，感热通量、潜热通量可表示为:人.et = paCk 隹Y v dz（7）（8）式中：P 一空气密度；C一空气定压比热；k 一感热交换系数；k 一潜热交换系aPhv数；Y 一湿度计常数。根据雷诺相似原理，假定感热和潜热的交换系数相等，即k广七,合并式(5)、式(7) 和式(8)可得：立=丫笠(9)de / dzAe利用波文比系统测得气，G，A和Ae后，就能够计算出该区域的

11、潜热通量和相应 的植物蒸发蒸腾量。波文比-能量平衡法素以物理概念明确、计算方法简单而著称，且对大气层没有特 别的要求和限制。该法只需要两个高度的要素观测值，不用求湍流交换系数，而且精度 较高，可作为其他蒸发蒸腾量测定方法的准判别标准。但是，使用波文比系统观测的区 域要具有开阔、均一的下垫面，且天气平稳少变，辐射和风速都没有过于剧烈的变化。 该模型长期以来得到了较好的应用，但在下垫面极为潮湿或平流逆温条件下，计算结果 偏低，精度下降。3.4.2涡度相关法涡度相关法建立在澳大利亚微气象学家Swinbank在1951年提出的涡度相关理论的 基础之上，是一种通过直接测定和计算下垫面感热和潜热的湍流脉动

12、值而求得植物蒸发 蒸腾量的方法。计算公式如下：h = p C WT(10)X. ET = rkpWqi(11)式中：X 7水汽化潜热；H 感热通量；X - ET 潜热通量；p 空气密度；Cp 空气的定压比热；t，讨，q 一垂直温度、风速和湿度脉动值。涡度相关法的误差可能来源于理论假设与客观实际的偏差，也可能由仪器设备本身 或使用不当造成。由于感应头、记录仪的频率响应特性限制及有限的观测时间，不可能 观测到对垂直通量起作用的整个湍流频率范围，主要表现在对高频部分的截断，其高频 损失程度还与仪器架设高度、大气稳定度有关。另外，测量垂直风速脉动量时，仪器安 装倾斜也可能导致误差。与其他方法相比，涡度

13、相关法不是建立在经验关系基础之上的，而是严格依据空气动力学理论推导而来，其物理学基础最为完备。它通过直接测量各种物理属性的湍流脉 动值来确定交换量，不受平流限制，具有较高的精度和良好的稳定性。它只需要在一个 高度上进行观测，作业非常灵活，而且仪器的可移动性强，在森林等高杆植物或高粗糙 度地表安装很方便，使其应用更加广泛。但是，由于是一种直接测定技术，所以不能解 释植物蒸发蒸腾的物理过程和影响机制。另外，对干旱缺水地区，因空气中水汽含量较 少，测出的植物蒸发蒸腾量往往误差较大。3.4.3空气动力学法空气动力学法（紊流扩散法或质量迁移法）是基于地面边界层梯度扩散理论，由 Holzman和Thorn

14、thwais e于1939年首次提出。它认为：近地面层温度、水气压和风速等 各种物理属性的垂直梯度受大气传导性制约，可根据温度、湿度和风速的梯度及廓线方 程，求解出潜热和热通量。该方法的假定只在均匀下垫面条件下成立，且需要能够正确地测定植物上方不同高 度处的气压，对下垫面及空气稳定度要求严格，否则误差较大；在测定范围上受到极大 的限制，不适宜大面积的应用。但该方法对于了解蒸发的物理过程、机制以及蒸发的动 态变化过程有深远影响。Penman-Monteith 方法1948 Penman1948 Penman法是依据能量平衡和紊流扩散原理导出的计算参考作物腾发量的方法。目前该方法仍为湿润下垫面蒸散

15、计算的主要方法。该方法需要气温、相对湿度、日照时 数、风速等资料计算参考作物腾发量，具体计算公式为：ET =0(R -G)+ 6.43+ 0.537旦2)C -e )A+y(12)a式中：R 净辐射，MJ2 .）；G 土壤热通量，MJm2 .）；e ， e 气温 为T时的水汽压和饱和水汽压，kp.；七一高度2m处的风速，m / s ； X 一水的汽化潜热,MJ / kg。3.5.2 FAO-24 PenmanFAO-24 Penman法是1948 Penman方程的一修正式，它包含了 一更敏感的风函数, 需要资料与1948 Penman法相同，具体计算公式如下：ET = A (R - G)+

16、6.43 G + 0.862旦)C - e ) /X(13)0A + Y nA + Y2 s a /3.5.3 Penman-Monteith 方法Penman-Monteith法以能量平衡和水汽扩散理论为基础,既考虑了空气动力学和辐 射项的作用，又涉及了作物的生理特征，弥补了 Penman法忽略土壤对水汽传输的表面阻 力作用的缺点；同时也不用改变任何参数即可适用于世界各个地区，估值精度较高且具 有较好的可比性，只是所需参数过多，需要专门的气象站进行观测。1998年联合国粮农 组织(FAO)推荐将其作为计算参考作物腾发量的唯一标准方法，该方法和1948 Penman法 需要相同的数据资料，具体

17、计算公式为：0.408A(R - G)+Y 900 日(e - e )ET =/ T + 273 2 s_七(14)0A + y(1 + 0.34)2红外遥感法20世纪70年代以来，随着遥感技术的不断发展，利用遥感遥测技术计算植被蒸发蒸 腾量ET的红外遥感法应运而生。遥感蒸发蒸腾量的估算主要是利用可见光、近红外及 热红外波段的反射和辐射信息及其变化规律进行相关地表参数(如地表反照率、植被指 数等)的反演后，结合近地层大气的风速、温度和湿度等信息，建立模型进行求取。目前所发表的模型主要归为统计模型和物理模型两大类。各模型的共同点在于都需 要首先反演地表反照率和地表温度，再求得地表可利用能量，然后

18、或者利用简单的参考 蒸发蒸腾量计算公式计算，或者进一步推算感热通量，再利用能量平衡方程求得植被蒸 发蒸腾量。随着遥感技术的发展及遥感信息定量化研究的不断深入，遥感技术在计算植被蒸发 蒸腾量，特别是大、中尺度范围的ET时空分布中，其优越性已日益彰显。主要表现在:由于遥感技术可以不断地提供不同时空尺度的地表特征信息，因而利用这些信息 可以将ET计算模型外推扩展到缺乏详尽气象资料的区域尺度，反映出区域同一时刻的 ET分布。(2)由于它是通过植被的光谱特性、红外信息结合微气象参数来计算蒸发蒸 腾量，从而摆脱了微气象学法因下垫面条件的非均一性而带来的以“点”代“面”的局 限性，进而为区域蒸发蒸腾计算开辟

19、了新途径。(3)相对于在地面布设一些稀疏点来 进行观测而言，应用遥感技术进行区域尺度植被蒸发蒸腾量的监测计算较为经济和高 效。近些年来，虽然在非均匀及稀疏植被下垫面能量传输机制的研究方面取得了较大的 进展,但在遥感信息与蒸发蒸腾机理模型的链接中仍存在一些问题：地表温度的反演问题。热红外传感器探测的是地表辐射温度又称为地球表面 的“皮肤”温度(Skin Temperature)。然而，地表远非“皮肤”状或均一的二维实体，各 样的组分及其各异的几何结构均增加了地表真实温度的反演难度。蒸发蒸腾模型中利用 遥感地表温度或代替较难获得的空气动力学温度计算感热通量，或进行一些参数的计算 (如W D I )。因而,地表温度的反演准确度直接影响着蒸发蒸腾量估算的精确度。尺度问题。包括时间延拓和空间延