蒸发力推算科普中国-科学百科 2018-04-25 作者:刘勇 |
对一个小截面积的土壤柱体,如测得降雨量和进出土柱的水量,蒸发量可以作为余量求得。农业试验站设置的土壤蒸发器就利用这个原理。水文单位所设的水量平衡场,就取一个小面积的场地,观测水量平衡若干分量,通过土柱水量平衡法来计算未测的分量和有关参数。
推算蒸发力的原理
水量平衡和热量平衡的原理是推算蒸发力的依据。从湍流热交换也可以计算蒸发量。
区域水量平衡原理
区域在一个时期内的水量平衡方程式
r是降水量,E是蒸发量,δW是土壤水分的增量,f是径流,包括地面和地下的出流和入流。
对一个闭合流域,如考虑1年或多年时期,土壤水分的增量接近于零,水量平衡方程式具有最简单的形式。利用雨量站测得的降水量和从水文站测得的径流量,蒸发量就可以作为方程式的余量而求得。这是计算蒸发量的传统方法。然而,要注意以下问题:第一,在湿润地区,降水和径流的量级比蒸发的量级大,由两个大量(它们的误差也较大)之差求一个小量,误差会很大;第二,雨量是时空分布不均匀的要素,求出的面雨量误差也较大;第三,如果考虑的时段不到1整年,水量平衡方程式中土壤水分增量不可忽略!第四,如果研究的地域不是闭合流域,径流项不那么简单,还要考虑通过流域边界的入流和出流。
土柱水量平衡原理
对一个小截面积的土壤柱体,如测得降雨量和进出土柱的水量,蒸发量可以作为余量求得。农业试验站设置的土壤蒸发器就利用这个原理。水文单位所设的水量平衡场,就取一个小面积的场地,观测水量平衡若干分量,通过土柱水量平衡法来计算未测的分量和有关参数。
地表热量平衡原理
地表热量平衡方程式是
B是净辐射,Q是湍流热通量,L是蒸发潜热,E是蒸发量,LE是蒸发耗热,S是土壤热通量。
测量出除蒸发耗热以外的各分量,就可把蒸发耗热及相应的蒸发量求出。如果计算的时段为1年或多年,土壤热通量可视为零,方程式可简化。不过,净辐射和湍流热通量都是比较难测量的,往往通过间接计算求取,误差也较大。
许多经验公式把蒸发量表示为温度的函数,就是因为温度与净辐射和湍流热通量成正变,而考虑1年以上时期土壤热通量近似于零。
湍流扩散原理
蒸发面的水分汽化后,必须由空气的运动把水汽从较湿的贴地层向较干的上层扩散,才能继续蒸发。这样,蒸发的速率也依赖于上下气层湿度的差异和空气垂直运动的强度,也就是决定于湿度的垂直梯度和湍流的强度。湍流强度与风速和温度的垂直梯度有关。温度、湿度和风速三者的垂直梯度都可以在小气候观测中测定,但这种观测只在短期考察中进行,而不是常规观测。为了计算长期的蒸发量,要设法从短期考察的资料推断长期的情况。一种常用的方法就是利用风与湍流有正变关系,用常规观测的风速代替湍流强度,这就是道尔顿(Dolton)公式
式中es是蒸发面温度相应的饱和水汽压,ed是实际水汽压,f(u)是风速u的函数。
涡旋相关原理
贴地层的湍流涡旋造成空气运动的脉动(高频率的微观的变化)和绝对湿度的脉动。若空气的上下运动和绝对湿度的增减成正相关,即向上的运动往往和湿度的增加同步,就能把水汽向上输送,促进了地面的蒸发。空气和湿度的脉动是微观的,只能利用精密仪器作短期的野外考察,并由短期资料推断长期情况。1
推算蒸发力的方法彭曼公式
以热量平衡方程式为基础,结合湍流交换理论和若干经验关系式,经复杂的代换,导出蒸发力计算公式。历经后人改进,使其中的参数适合各地情况,获得广泛应用。
E0通常表示蒸发力。这里用水面蒸发代替蒸发力。考虑多年平均,略去水中热通量,水面净辐射B等于蒸发耗热LE0加湍流热通量Q。
经验公式
以蒸发的物理过程为依据,把实测蒸发量与有关的气象要素或地理参数建立统计关系公式。在1960年代以前,多建立蒸发量与温度的联系。后来,大型蒸发池资料增加,又有水面上的气象梯度观测,遂建立起许多更准确的经验公式。1
本词条内容贡献者为:
刘勇 - 副教授 - 西南大学资源环境学院
责任编辑:科普云




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