蒸发的国内外研究进展.ppt.ppt

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1、蒸发的国内外研究进展小组成员,研究内容,流域蒸散发的研究意义,认识水量平衡时空变异性的发生规律、原因及控制性因素，从而能对其进行定量预测。陆地淡水资源绝大部分来自于降水，而蒸散发则是降水的主要消耗形式，因此，蒸散发的水文研究意义深远。全球气候变化背景下，准确估算蒸散量及其变化趋势，对理解水文循环规律以及科学管理流域水资源产生重要意义。,蒸散发,蒸散发的概念及分类蒸散发的影响因素蒸散发的发展状况蒸散发的国内外研究进展区域蒸散的研究方法进展蒸发悖反现象,蒸散发的概念及分类,概念：蒸散发(ET:Evapotranspiration)表示水分从陆面转化为水蒸气进入大气的所有过程的总和。分类：1.植物的

2、冠层截留蒸发量 2.地表截留蒸发量 3.植被蒸腾量 4.水面蒸发 5.土壤蒸发,蒸散发的影响因素,蒸散发的微观机理：土壤-植被-大气相互作用 蒸散发的宏观规律：流域水量平衡和能量平衡。,蒸散发的水文过程,冠层储水,降雨,蒸发,截留,穿透降水径流,蒸腾,地表径流,土壤蒸发,下渗,土壤水,土壤水再分布,积雪,升华,融化,蒸散发的发展状况,蒸散发的国内外研究进展,国外研究进展国内研究进展,国外研究现状,1802年，Dalton根据空气动力学原理提出计算蒸发公式，首次考虑了风、温度、湿度对蒸发的影响。1926年，Bowen基于地表能量平衡方程提出了波文比法(BREB:Bowen Ratio Energ

3、y Balance)。1948年，Penman建立了能量平衡和空气动力学联合蒸散方程。(两个假设：蒸发面为饱和状态不考虑表面阻抗)1973年，Monteith对Penman模型修正，得到Penman-monteith模型，把植被看做一个整体，假定作物冠层为一片大叶，作物潜热交换发生在叶面上，得出计算植被覆盖地表的实际蒸散模型只计算植物蒸腾。,国外研究现状,1985年，Shuttle-worth和Wallance系列双层蒸散模型，简称双源模型或S-W模型。遥感原理发展之下：1995年，Nouman在S-W模型基础上建立了平衡双层模型。1973年，Brown和Rosenberg根据能量平衡-作物阻

4、抗原理建立了一个作物阻抗-蒸散模型。,国内蒸散发研究现状,1981年，傅抱璞针对山区陆地蒸发建立了基于气象资料的蒸散模型。20世纪80年代末，陈镜明改进了Brown和Rosen-berg提出的遥感蒸发(散)模型。20世纪90年代初，中日合作先后进行了遥感的地表参数反演研究和地表能量通量研究。1990年，田国良等用AVHRR数字图像和地面气象站资料估算了作物蒸散量和土壤含水量。,国内蒸散发研究现状,1994年，陈鸣等用冠、气温度差球的局部地区的蒸散量，进而与卫星红外温度数据相匹配，估算大面积作物的蒸散量。张仁华等对蒸发的一层阻抗模型的空气动力学阻抗提出修正。陈云浩等在建立两种极端条件下的裸土蒸发

5、和全植被覆盖蒸散计算模型基础上，结合植被覆盖度给出了非均匀陆面条件下的区域蒸散发计算方法。,国内蒸散发研究现状,2004年，郭建茂等利用LANDSAT27ETM+卫星遥感资料，引入反演方法。庞治国等提出基于能量平衡方法的遥感反演蒸散发模型。刘志武等利用遥感技术和SEBAL模型估算干旱区的蒸散量。2005年，李红军等采用landsatETM+SEBAL模型来计算获得相关地面特征参数和日蒸散量。,流域ET研究思路,区域蒸散的研究方法进展,蒸发和蒸散的直接测定蒸渗仪法传统单点蒸散计算方法：波文比-能量平衡法 空气动力学法 涡度相关法 P-M及修正方法遥感方法 SEBAL模型 TSEB模型,波文比-能

6、量平衡法,Bowen(1926)从能量平衡公式出发，提出了计算蒸发的波文比-能量平衡法。波文比b是一个表示能量分布的指数。当认为温度和湿度的湍流交换系数相等时，b可以表示为：其中：T1和T2分别表示高度Z1和Z2处的气温；q1和q2分别为对应高度的比湿。将波文比与能量平衡公式结合起来即为波文比-能量平衡法：,空气动力学法,下面是计算显热和潜热通量的空气动力学公式：式中：Cp:空气定压比热；rair:湿润空气的密度；1:蒸发潜热，即单位质量的液态水全部蒸发完变为水汽所需消耗的热量(水的蒸发/凝结潜热为2.45106 Jkg-1)CH和CE分别为温度和湿度的湍流交换系数；u:风速；Ts:地表温度；

7、Ta:空气温度；qsatTs:温度为Ts时的饱和比湿；qa:观测高度的比湿,空气动力学法,若空气接近中性状态，则CH和CE可由以下公式求出：式中：k:von Karman常数；z:风速与气温的测量高度；d:零平面位移高度；zom、zoh、zoq分别为动量、热量和水分传输粗糙度,涡度相关法,Swinbank(1955)提出利用涡度相关技术测量温、湿、风的脉动值，从而计算显热和潜热通量。他认为显热和潜热在很大程度上是通过涡度扰动传输的，因此，可以通过建立垂直风速与传输数量上的波动之间的相关关系直接测量显热和潜热通量。假设地表平均垂直风速为零，湍流通量可以表述如下：式中：w:垂直风速；T:气温与其均

8、值的瞬时偏差；q:比湿与其均值的偏差。一般情况下，需采用1015分钟的均值以及高频率测量的w,T和q值。该方法的特点：直接测量通量，无需太多假设和经验参数，理论基础坚实可靠；其结果常常作为其他方法包括遥感监测ET的检验标准。,P-M及修正方法,P-M公式：应用于非饱和下垫面的蒸散发估算：式中：es-ea:参考高度处空气水汽压差;D:饱和水汽压-温度关系曲线的斜率；g:干湿球常数；gs和ga分别为表面阻抗和空气动力学阻抗；P-M公式是能量平衡公式与空气动力学公式的组合，只是用gs和ga代替了其中的湍流交换系数,P-M及修正方法,对P-M公式的修正Wright(1982)、Allen等(1998)

9、以及ASCE-EWRI(2002)提出精确估算实际蒸散发的方法：将计算的参考蒸散与相应的作物系数Kc相乘。其中参考蒸散一般为水分充足的草地(ET0)或者紫花苜蓿的蒸散(ETr)。得到作物蒸散公式：其中：ETc为作物蒸散;Kc为与作物类型、生长阶段和地表湿度有关的作物系数。Wright(1982)率先将上式中的Kc表述为一个“双重”作物系数，即Kc=Kcb+Ke,其中Kcb为作物基系数，Ke为一描述土壤蒸发的系数Allen等(1998)指出，水分胁迫条件下，还要考虑水分胁迫系数Ks。单一作物系数：“双重”作物系数：,P-M及修正方法,FAO(世界粮农组织)于1998年提出的简化P-M公式：式中：

10、ET0:参考作物蒸散；Rn:作物表面的净辐射 G:土壤热通量(MJ/m2/day)Ta:2米高度处日均温();m2:2米高度处风速；es:饱和水汽压(kPa);ea:实际水汽压(kPa);D:水汽压-温度曲线的斜率(kPa/)g:干湿球常数(kPa/)这里，ET0为一假设水分充足草地的蒸散发，此草地的植株平均高度0.12米；表面阻抗70s/m；反照率0.23。,P-M及修正方法,ASCE(American Society of Civil Engineers)标准P-M公式：式中：ETref：低矮(ET0)或高大植物(ETr)的标准参考蒸散；Cn和Cd两个系数：通过为草地和紫花苜蓿假定不同的表

11、面阻抗而求得，它们随着参考作物类型和计算时间不长而改变。,遥感方法,基本原理：地表能量平衡地表辐射平衡,遥感方法,能量平衡法：该法中各分量都由遥感数据结合地面观测气象数据求得。1E=Rn-H-G 潜热通量=地表净辐射-显热通量-土壤热通量,单位W/m2其中净辐射Rn：式中：Rs:太阳总辐射；a:地表反照率；Lin:大气长波辐射；Lout:地面长波辐射(由地表温 度和地表辐射率计算得到)；e:(宽波段)地表比辐射率；s:斯玻常数；Ts:地表温度。土壤热通量G：由Allen等(1996)提出，LAI为叶面积指数,遥感方法,显热通量H：式中rair:空气密度；Cp:空气定压比热；Taero:空气动力

12、学温度；Ta:参考高度处温度；rah:热传输的空气动力学阻抗地表和高度z之间的rah:式中：d:零平面位移高度；Zom和zoh:动量和热量传输的表面粗糙度长度；uz:高度z处的风速；ymyh:动量和热量传输的稳定度修正因子,遥感方法,对显热通量H的修正(Sugita u*:摩擦速率。SEBAL模型修正：在计算H的过程中，引入Monin-Obukhov理论，通过一个迭代计算过程，提高了H的计算精度。,SEBAL模型,SEBAL模型的提出：Menenti等对这个问题作了较系统的研究，提出了基于遥感方法提取地表反射率、反照率、NDVI等基本参数的方法，并在此基础上利用TM 影像推算地表粗糙度、空气动

13、力学阻力以及土壤表层温度等有关地表参数，通过遥感提供的上述地表参数信息建立了较为成熟的基于地表能量平衡公式的SEBAL模型。在国内，该方面的研究大多侧重于个别地表参数的研究。,SEBAL模型,SEBAL模型估算蒸散发的流程如图：,SEBAL模型,张万昌等(2004)利用以DEM为基础的充分考虑气象因子的地形依存性的PRISM空间内插方法，为遥感结合GIS估算区域陆表能量通量和蒸散发算法提供空间分布的太阳辐射、气温、湿度、大气含水量等初始气象参数，再采用经过地形校正和大气订正等预处理的TM 影像求出地表反射率、反照度、比辐射率和地表温度等参数，以此为基础，利用地表能量平衡算法(SEBAL)计算出

14、地表净辐射、土壤热通量和显热通量等地表热通量，最终求出黑河流域蒸发散，对该反演结果与实地观测资料进行了分析对比，论证了该方法的可行性。,SEBAL模型,近年来，王介民等用TM影像对黑河实验区(HEIFE)的地表能量通量进行了较系统的研究，陈云浩等建立2种极端条件下裸土蒸发和全植被蒸散发计算模型。郭玉川等(2007)指出：利用SEBAL 模型反演西北内陆区地表区域蒸散发是较为理想的,对于存在较大水域与沼泽湿地的地区SEBAL 模型同样具有较高反演精度,因此其具有较好的推广价值。,TSEB模型,潘竟虎等(2010)提出基于TSEB 平行模型的黄土丘陵沟壑区蒸散发遥感估算：,小结：流域ET研究现状综

15、述,到目前发展比较成熟的遥感估算区域蒸散量的模型大体可以分为4类：1.经验半经验模型2.能量余项模型3.数值模型4.全遥感信息模型,蒸发悖反现象,在全球变暖的趋势下，其他因素不变的前提下，可以推测蒸发能力(即潜在蒸散发)将增加(IPCC，2001)，实际蒸散发也随之增加全球水文循环加剧。然而在全球气候变暖的共同趋势下，却发现全球蒸发皿的蒸发量在减弱全球水文循环减缓。以上二者之间的矛盾蒸发悖反现象导致蒸发悖论。,蒸发悖反现象,全球气温升高Global warming,预测潜在蒸散发量增多,全球辐射量减少Global dimming,全球蒸发皿观测值减少,预测实际蒸散发量减少,预测实际蒸散量增多,

16、预测与实测降水量增多,水量平衡分析,全球水文循环加剧！,水文循环响应,全球水文循环减缓！,(IPCC，2001),(IPCC，2001),(DelGenio等,1991)Nature,蒸发悖反现象pan evaporation paradox(Peterson等1995)Nature,(Roderick和Farquhar,2002)Science,(Stanhill和Cohen,2001),(Ramanathan等,2001,2005)(Wild等,2004;Liepert等,2004)能量平衡分析,Science,(Walter等,2004)(Goluber等,2001),蒸发正比理论(Pe

17、terson等,1995)Nature,蒸发互补理论(Brutsaen和Palange,1998)Nature,研究内容,水面蒸发研究进展,水面蒸发研究的主要内容 水面蒸发观测仪器的研究目前我国使用的数字化水面蒸发观测仪器主要有FZZ-1 型遥测蒸发器、AG1 型超声波蒸发传感器、FS-01 型数字式蒸发器。水面蒸发折算系数的研究我国目前采用的水面蒸发资料主要是通过观测蒸发器的蒸发量获得。为了保证水面蒸发计算资料的一致性,首先要进行不同蒸发器折算系数的分析和研究,然后把各种不同型号蒸发器的观测资料统一换算为E601型标准蒸发量。蒸发器折算系数计算公式为:,式中:E池为某时段由某蒸发池观测的水面

18、蒸发量(mm);E器为某时段由某蒸发器观测的水面蒸发量(mm);E601为某时段由E601型蒸发器观测的水面蒸发量(mm)。水面蒸发量变化趋势的研究2000 年,Lawrimore 和Peterson研究发现美国的水面蒸发量总体呈现下降趋势,但湿润的东南部地区除外。2004 年,Linacre指出由于水体表面的辐射量降低,全球大部分地区的水面蒸发量减少,其减小幅度约为0.1 mm/ddec。我国左洪超等人分析了水面蒸发量与环境因子之间的相互关系,指出全国66%的水面蒸发量呈下降趋势,蒸发量与许多气象因子之间存在相关关系,其中与大气相对湿度的关系最密切。任国玉等采用600 余个气象站资料分析发现

19、,从1956年到2000 年,我国水面蒸发量呈现下降趋势,东部、南部和西北地区下降更多,海河和淮河流域减少尤为显著,黄河和辽河流域减少也较为明显,但松花江和西南诸河流域变化不大。,水面蒸发计算模型的研究进展,国外发展概况1948 年英国物理学家彭曼(Penman)首次提出运用空气动力学与能量平衡结合的方法计算水面蒸发量,该模型使用较为普遍,并被FAO(Food and AgriculturalOrganization of United Nations)推荐。但是模型中R 和Ea 的计算方法依据英国特定的海洋性气候条件,异地移用效果较差。1974 年,美国的Ryan Harlenman 借用平

20、板传热比拟和天然水温的蒸发公式,提出了R-H 模型,其特点是自由对流作用与强迫对流作用线性叠加;强迫对流蒸发与风速线性相关,该模型在欧美广泛应用。1990 年美国的Adams 提出用自由对流与强迫对流矢量相加的方法对R-H 模型进行了改进。由于水面蒸发对地形、气象条件的影响非常敏感,加上近地面空气水平平流对仪器观测蒸发量影响突出,使水面蒸发经验模型具有很强的局限性,缺乏空间适应性,难以在其它地区引用。时至今日,尚未有世界通用水面蒸发计算模型问世的报道。,水面蒸发计算模型的研究进展,国内发展概况目前为止,我国见于报道的水面蒸发全国计算公式有3 个。全国通用公式A：:水面以上1.5 m 处的风速(

21、m/s);T:水汽温差();当 T 0 时,04=0,当 T 0时,04=0.01;es:水面水汽压(hPa);ea:水面以上1.5 m 处空气中的水汽压(hPa)。蒸发过程中水-气界面上质量、能量和动量传递过程以及水文、气象要素对水面蒸发的线性影响,提出用玻文比和层结稳定度两个无量纲量,结合蒸发有效风速,建立水面蒸发量的计算模型。再利用不同气候区漂浮筏上取得的水面蒸发实验资料,确定模型中的系数。该公式综合概括了水汽温度,相对、绝对湿度,气压,风速等众多因子对水面蒸发量和蒸发系数的影响,但公式结构复杂,需要气压资料,不便于实际推广应用。,水面蒸发计算模型的研究进展,全国通用公式B：式中符号意义

22、同前。该式利用实验环境参数可控的回流式低速风洞系统中取得的水面蒸发实验资料,建立了包括风速、水汽温度差两个水面蒸发系数在内的计算公式。因此该公式既包含了风力对水面蒸发的作用,又包括了水气温差对水面蒸发的影响,能综合反映水面蒸发过程中自由对流与强迫对流的共同作用,并得到了国内多个蒸发实验基地资料的检验。但是公式系数确定过程中没有考虑不同风速段强迫对流对水面蒸发影响的差异,造成大风速段水面蒸发量计算值偏大。,全国通用公式C：李万义公式 U:相对湿度,以小数计;e0:水面水汽压(hPa);e150:水面以上150 cm 处空气中的水汽压(hPa);W:水面以上150 cm 处的风速(m/s)。该式在

23、对水面蒸发物理过程作部分假设的基础上,提出了一种“适用于全国范围的水面蒸发量计算模型”,并利用内蒙古境内巴彦高勒蒸发实验站19841996 年的资料确定了模型中的系数。此模型的结构比较简单,且模型中蒸发系数和风速指数不是固定值,而是分别由相对湿度和风速决定的参数。与一般水面蒸发计算模型相比,有一定改进,但模型结构在水面蒸发机制与数学原理的关系上,存在一定的矛盾,而且模型系数的确定仅用了单站资料。,研究内容,土壤蒸发研究两个主要方向,对土壤蒸发测量的研究对土壤蒸发计算的研究典型方法研究,土壤蒸发测量方法的研究进展,直接测量法通过仪器直接测出土壤蒸发量,其优点是直接、简便。所用仪器主要有以下几种:

24、蒸发表：一种测定湿润多孔表面水分损失量的仪器。大型蒸渗仪：一种设在田间(反映田间的自然环境)或温室内(人工模拟自然环境)装满土壤的大型仪器,仪器中的土壤表面或者裸露,或者种植各种作物,用来测量裸土蒸发量或作物的腾发量、潜在腾发量以及深层渗漏量。微型蒸渗仪：是测量蒸发的一种简便、实际、精确的方法。,土壤蒸发测量方法的研究进展,间接测量法：是基于水量平衡原理的土壤水量平衡法。该法通过测量土壤含水率变化并结合如下公式求得土壤蒸发量。W:测量土体质量变化;P0:降水量;K:地下水补给量;M:灌溉水量;E0:土壤蒸发量。土壤水量平衡法的主要缺点是测定公式中其他几项的值较困难、精度不高。,土壤蒸发计算方法

25、的研究进展,理论方法1958年Gardner对定水位条件下均质土壤的稳定蒸发进行了理论推导,并对导水率采用以下函数形式表示:式中,a1,a2及m都是和土壤有关的常数。根据土壤水动力学原理推导出潜水极限蒸发强度Emax与地下水埋深H关系如下:,土壤蒸发计算方法的研究进展,1960年Willis对定水位下非均质层状土壤的稳定蒸发进行了理论推导并作了如下假定:大气蒸发能力足够大,蒸发主要受土壤输水能力控制。潜水蒸发强度、各层的土壤水分运动通量和地表蒸发强度相等,即:E=q1=q2=qi=。层间界面处土壤水吸力s是连续的,但含水率及导水率等在界面处可以是不连续的。每层土壤本身是均质的。各层土壤的导水率

26、K(s)均以同一经验公式表示,但经验公式的参数各层可不相同。对每一层土壤可以导出:式中:K(s)为该层土壤的非饱和导水率;d为其厚度;s和s0分别为每层上边界和下边界处的吸力,当已知地表处吸力(或含水率),可通过试算法求出稳定蒸发强度。,经验公式,1979年沈立昌利用地下水长期观测资料分析提出了潜水蒸发双曲型经验公式式中:为经验指数;为经验常数;K为标志土质、植被及水文地质条件等其他因素综合影响的经验常数,其他符号意义同前。1984年清华大学雷志栋等首次根据土壤水动力学原理以及非饱和土壤水稳定理论的研究成果,分析了潜水蒸发量与水面蒸发和潜水位埋深的关系,并提出了经验公式:式中:e为自然对数的底

27、;为经验常数,与土质及地下水埋深有关,其他符号意义同前。1989年唐海行对上式又进行了修改和完善,认为不是常数,而是一个变量。以上这些经验公式,均表明了某种土壤在一定土壤含水率或地下水埋深下和一定大气蒸发能力范围内蒸发所遵循的规律。在实际土壤蒸发计算时主要应用经验公式,但经验公式都是在一定条件下的规律总结,因此局限性较大。,典型研究方法,Kondo,Saigusa and Sato的研究,2,Yamanaka和Kobayashi的研究比较,6,Philip and deVries 模式,土壤蒸发速率由大气条件、土壤表层湿度与土壤内部水分传输共同控制，研究土壤蒸发需要同时考虑土壤与大气间的能量与

28、水分传输。1957年，Philip and deVries开创性地将土壤蒸发看作土壤内部能量与水分交换共同作用的结果，考虑了非等温条件下的土壤蒸发。Philip and deVries认为等温情况下土壤蒸发率为地下水水位与土壤表面相对湿度的函数。当土壤表面相对湿度不是非常大时仅取决于地下水水位。Philip and deVries模式中土壤水分传输方程不仅考虑液态水分传输的影响，还考虑了水蒸气扩散的影响。为了解释土壤中气相温度梯度的局地变化以及所谓液体“孤岛”中的气体流动，模式中引入了水蒸气传输增强因子。,Kondo,Saigusa and Sato的研究,Philip土壤相对湿度计算公式把土

29、壤水分有效性与土壤表层水势与温度联系起来，然而从90年代起，一些学者对公式提出质疑，认为Philip公式具有一定的局限性。Kondo，Saigusa and Sato将土壤蒸发分为两个阶段：第一阶段，水蒸气通过分子扩散从土壤孔隙水表面传输到土壤表面；第二阶段，水蒸气从土壤表面传输到大气中。,Mahfouf and Noilhan的研究,Mahfouf and Noilhan认为土壤蒸发模型大体分两种：空气动力学模型 潜在蒸发与水供应能力模型其中空气动力学模型通常通过所谓的“表面水分有效性”来进行参数化。,Yamanaka的研究,为了较准确的模拟干旱条件下土壤蒸发，需要对土壤表面干旱情况下土壤表

30、面蒸发及内部水蒸气传输机理进行深入的了解与分析。Yamanaka采用蒸发表面深度而不是土壤表面含水量方法来计算裸土蒸发。并给出土壤蒸发计算公式，引入蒸发面深度与蒸发面温度两个参数。计算模型没有考虑干燥表层(DSL)中土壤水分随辐射及土壤温度而引起的水蒸气凝结与再蒸发。Yamanaka采用高分辨率水热耦合模型来研究土壤表面蒸发，主要结论如下：1.由土壤剖面水蒸气密度分布可以看出，土壤干燥表层(DSL)下边界水蒸气密度达到最大值，因此土壤蒸发确实可以在土壤表面之下，并且主要在土壤干燥表层(DSL)下边界进行。,Yamanaka的研究,2.蒸发区即土壤干燥表层的厚度与土壤水力特性以及大气条件有关。在

31、大气条件每天周期变化的情况下，蒸发可以短暂的发生在土壤干燥表层(DSL)的内部。3.蒸发区厚度随着土壤不断蒸发以及每天温度的变化而变化，白天蒸发区内部有可能发生蒸发，而夜间部分蒸发水蒸气有可能会发生凝结。4.对于质地较细的粘土，蒸发区的厚度比质地较粗的砂土大。5.对蒸发区微观结构的深入了解可以对裸土蒸发过程给与更加准确的认识，从而更好的对土壤蒸发进行参数化。,Kobayashi的研究,Kobayashi的观点：土壤干燥表层的形成为土壤蒸发的最后阶段；在土壤干燥表层内，水分仅以水蒸气的形式流动。由于白天干燥土壤表面温度急剧上升，水蒸气通过热扩散传输到大气中，这时温度梯度成为水蒸气传输的驱动力。,

32、Yamanaka和Kobayashi的研究比较,Yamanaka通过对休耕土地和沙丘两种观测地点蒸发过程的研究，来估计土壤表面水分缺失对裸土蒸发限制的影响。Yamanaka采用高分辨率水热耦合模型来研究土壤表面蒸发。两种观测地点土质均为砂土，但土壤颗粒大小分布不同。水传输在干燥表层(DSL)的底部停止，水蒸气传输在土壤干燥表层(DSL)中占主导地位。由于每天太阳辐射与土壤温度的交替周期变化，在土壤干燥表层(DSL)中蒸发与凝结交替进行。土壤蒸发区包括以下两部分：靠近干燥表层(DSL)较薄的一层以及相对较厚的内部层。前者在土壤中的位置随太阳辐射及土壤温度的变化而变化，后者在上午与中午为蒸发区，在

33、傍晚与夜间为凝结区。土壤蒸发的限制开始于土壤干燥表层(DSL)的形成，土壤水分蒸发在干燥表层(DSL)下边界进行。,研究内容,植物散发,概念植物根系依靠渗透压从水中或土壤中吸收水分，受到根细胞生理作用产生的根压和蒸腾拉力的作用将水分输送到叶面，最后通过开放的叶面气孔逸出到大气中，这个过程称为植物的散发或蒸腾。这是一个更为复杂的物理-生理过程，受土壤质地、生长环境、植物生理结构和大气状况的影响。,植物散发,目前的计算方法直接测定法:器测法、坑测法及棵枝稳重法等，适用于理论研究；分析估算法：水文学法、微气象学法、植物生理学法和SRAC水分传输模拟法以及各种模型等，是一种普遍使用并用于ET统计的方法

34、；当今，植物的光合和蒸腾的模拟已经从经验模型发展到生理生态过程模型的时代，出现了对植物叶片和群体生理生态过程的模拟模型。,典型研究方法,零平面模型（zero plane model）蒸散的时间尺度问题研究,零平面模型,基本原理区域内，尤其是干旱区内某一空气柱中上下两个高度内具有水汽梯度。这两个高度可以是近地面高度和植被覆盖层高度，也可以选取其他高度。水汽的蒸发和冷凝导致水汽波动的事实。其他估算方法的不足之处将空气运动作为完全经验边界条件时，应用空气柱的平均特定湿度值或者两个高度处的梯度都会对实际蒸散量进行估算，但这一估算值偏低；应用Thomthwaite-Holzmon的方法将风速和风力剪切考

35、虑进来则会导致估计值偏高。,零平面模型,零平面模型：假设所有的过程(稳定性、波动性；水平对流、蒸散发等)会在过程中空气柱底部的一个近平面内。所有过程都会影响两个高度处的特定湿度(specific humidity)，这与实际高度和空气柱的体积无关。,零平面模型,以内盖夫（Negev）沙漠地区为例，估算区域实际蒸散发。在该平面内，一个月之中平均每小时的湿度q是不同的(假设变化dq)，dq被描述成一个从0开始的累计值。,零平面模型,以Negev沙漠地区为例，估算区域植物蒸腾量,蒸散的时间尺度问题研究,2003年，Robert E.DICKINSON指出，不同进程间的蒸散发和径流分区能够影响土壤含水

36、量及降水的变异性和可预见性，一时引起广大学者的普遍关注。,相关论点,由于植被覆盖层水分的快速蒸发以及根部土壤水分的缓慢运移，从而不同的储水体具有不同的储水能力。不同出水能力的储水体则派生不同时间尺度的蒸散发。最长时间尺度上的水分损失决定着土壤含水量的低速缓慢变化。较长时间尺度的水分损失影响着降水中贡献于土壤的那部分水分。向较短时间尺度的储水体的水分运移能够调动降水的可预见的以及无法预见的变化。,结语,对蒸发及其各个组成要素的研究是广大学者一直以来广为关注的一个话题。国内外研究对流域蒸散发，尤其是对西北地区的蒸散发研究尚不成熟。这就激励年轻的水文学者们勇于开拓和创新，争取为水文事业的发展添贡献出自己的力量！,谢谢大家！欢迎大家多提宝贵意见和建议！,