1、32第三章 蒸发量的计算与分析蒸发，它是特定地区水量支出的主要项目之一。蒸发量的分析计算通常包括水面蒸发和陆地蒸发两个方面。第一节 水面蒸发水面蒸发的分析计算，旨在研究陆地的蒸发能力，探讨陆地蒸发量的时空分布规律，为水平衡要素分析和水资源总量的计算提供依据。1. 蒸发能力一个地区水分消耗的潜力，一般用蒸发能力来表示。在充分供水条件下，湿润土壤的蒸发能力 E0，可以根据蒸发器观测的水面蒸发量 E 间接估算而得，即E = E0 （3-1）式中， E陆地蒸发能力（mm） ；E0某种蒸发器测得的水面蒸发量（mm） ；经验系数。现有型号蒸发器有 E601 型蒸发器、直径 80cm 套盆式蒸发器、直径 2
2、0cm 蒸发器。其中以 E601 型蒸发器水面蒸发量最接近标准蒸发器的水面蒸发量。图 3.1 口径为 80cm 的蒸发器33图 3.2 E601 蒸发器图 3.3 雨量器342. 多年平均水面蒸发量等值线图的绘制与合理性分析影响水面蒸发量主要有湿度、温度、风速和日照等气候因素，而气候因素又与地形及下垫面条件有关。在一般条件下，气温随高程的增加而降低，风速和日照则随高程的增加而增大，综合影响的结果是水面蒸发量随着高程的增加而减小。据研究，平原地区蒸发量一般要大于山区，水土流失严重、植被稀疏的干旱地区蒸发量要大于植被良好、湿度较大的地区。利用水面蒸发量随高程增大而减小的普遍规律，可对多年平均水面蒸
3、发量等值线图进行合理性检查。浙江、福建两省部分地区 E601 型蒸发器多年平均水面蒸发量等值线见图 3.4，具有由东南向西北递减的趋势，东南沿海为 1400 mm，其余大部分地区基本被 10001200mm 等值线所包围，其中沿武夷山、雁荡山山脉为年降水量高值区，该区湿度大、气温低，因而形成了水面蒸发量为 800mm 的低值区。图 3.4 浙江福建两省部分地区 E601 型蒸发器多年平均年水面蒸发量等值线第二节 陆地蒸发陆地蒸发又称流域蒸发，它是特定区域天然情况下的实际蒸发量。陆地蒸发等于地表水体蒸发、土壤蒸发和植物散发量的总和。现行陆地蒸发量的估算方法有以下两大类：1）在闭合流域内，根据水量
4、平衡原理，由多年平均年降水量和年径流量的差值间接求得，即35(3-2)RPE式中， 多年平均年陆地蒸发量（mm） ；多年平均年降水量（mm） ；P多年平均年径流量（mm） 。R2）根据水热平衡或热量平衡原理，通过对气象要素的分析，建立地区经验公式计算陆地蒸发量。在水资源分析计算中，一般要求研究陆地蒸发量的地区分布规律，故应编制与年降水、年径流同步系列的多年平均年陆地蒸发量等值线图。1. 多年平均年陆地蒸发量的计算单站及区域多年平均年陆地蒸发量的计算方法有下列几种：（1）代表流域法 在一定区域内，选择足够数量的代表流域，分别用多年平均年降水量减去多年平均年径流量，即为各流域重心处的单站多年平均年
5、陆地蒸发量。在此基础上，采用加权法或等值线法，便可求得区域多年平均年陆地蒸发量。用这种方法推算的陆地蒸发量，其精度取决于降水、径流资料的可靠程度和代表流域是否闭合。因此，分析前应对代表流域的降水、径流资料以及流域地形、地貌、水文地质条件等情况进行深入了解与分析，从中选择比较可靠的资料作为计算依据。（2）交叉点法或网格法 将一定区域的多年平均年降水量和径流量等值线图相重叠，等值线交叉点上降水量和径流量的差值，即为该点的多年平均年陆地蒸发量。也可将多年平均年降水量和年径流量等值线图划分为若干网格，再在每个网格内选取若干特征点，每点均用上述方法算得相应的多年平均年陆地蒸发量。在此基础上，采用加权法或
6、等值线法推求区域多年平均年陆地蒸发量。（3）水热平衡法 基本原理在气候并不十分湿润的地区，陆地蒸发量 E 通常随着降水量 P 和太阳辐射平衡值 而变化，并且 E和 P、 均成正比关系。在边界条件 /LP0 和 /LP情况下， E/P 和 /LP 之间的关系可用下式来表达：（3-3）)(LPE式中， 某种函数符号；L蒸发潜热，可取为 2512J/g；其它符号意义同前。公式（3-3）即为综合考虑陆地蒸发量、降水量和太阳辐射平衡值的经验关系。在代表流域内， P 为已知项， L 为定值，太阳辐射平衡值 可由中国物理气候图集中查得，有条件时也可采用适当公式计算，陆地蒸发量 E 则可按代表流域的水量平衡方
7、程来推求。对于山地丘陵区，选择若干具有充分降水和径流资料的代表站（断面以上流域应无引用水量或引用水量极小） ，多年平均水量平衡方程为（3-4）山山山 RP式中， 、 、 分别为山丘区多年平均年陆地蒸发量、降水量和径流量，据此计算 、山E山 山 PE/，并建立二者之间的经验关系，进而推求设计区域的多年平均年陆地蒸发量和年径流量。PL/36对于平原地区，多年平均水量平衡方程可以写为（3-5）平平平 ERP式中， 、 、 分别为平原区多年平均年降水量、径流量和陆地蒸发量。平 平 平式（3-5）右端 又可分解为平 平 包平 潜平 E式中， 多年平均潜水蒸发量；平 潜E 多年平均包气带蒸发量。平 包于是
8、，公式（3-5）便可改写为（3-6）平 包平 潜平平 ERP即 （3-7）平平平 包平 潜E比较式（3-4）与式（3-7）可知，山丘区与平原区多年水量平衡方程式的形式虽然相仿，但其物理意义却有所差别。山丘地区陆地蒸发量 主要反映了包气带蒸发量，而平原地区的陆地蒸发量则指包气带蒸发量与潜水蒸发量之和（不包括外地径流流入平原时的蒸发量） ，即总蒸发量。综上所述，当依据实测资料建立了代表流域的水热平衡经验关系后，便可在缺乏实测径流资料的设计区域，只根据降水量、太阳辐射平衡值及下垫面特征，直接推求区域多年平均年陆地蒸发量和年径流量。如果 、 P 等均以年（月）为计算时段，也可计算逐年（月）陆地蒸发量和
9、径流量。计算实例 在北方干旱、半干旱区 山地丘陵区 黑龙江省牤牛河大碾子沟以上流域集水面积为 5182km2，其流域重心127 50、 44 50，用水热平衡法计算其多年平均年径流量步骤如下：1）根据中国物理气候图集查得大碾子沟以上流域重心处太阳辐射平衡值 =228180.6J（cm 2a） 。计算该流域多年平均年降水量 =70.8 cm，由此得 / =1.28。PP2）量算流域重心处高程 G=323 m, 据下表 3.1 选定参数 a=0.404。表 3.1 黑龙江省山丘区 a 值取值条件流域平均高程 G（m） a 备注200 G 2 时为大涝。表 3.3 某站年降水量模比系数差积曲线计算表42图 3.9 某站年降水量模比等比数列数差积曲线（3）供需比指标法 该法以某一生长期内总有效供水量与总需水量之比 r 作指标，即r (3-10)mPGWRY式中， r某一生长期内总有效供水量与总需水量的比值；p生长期降水量(mm)； G生长期地下水对根系活动层的补给量(mm)；W生长期根系活动层含水量(mm)；R无效降水量，包括径流量，深层渗漏量和其它损失量(mm)；Y生长期作物正常生长的需水量(mm)；Wm生长期作物必需的其它水量(mm)。 一般规定，当 r 1.3 时为偏涝。
