水文学原理（全套课件下111P）

第五章土壤水土壤的质地、结构及“三相关系”土壤水的存在形式土壤水的能量状态土壤水运动的控制方程第一节土壤的质地、结构(SoiltextureandStructure)1、土壤的质地(Soiltexture)

土壤：陆地表面由矿物质、有机物质、水、空气和生物组成，具 有肥力，能生长植物的未固结层。

矿物质： 土壤矿物质是岩 石经过风化作用形 成的不同大小的矿 物颗粒(砂粒、土粒 和胶粒)。土壤矿物 质种类很多，化学 组成复杂，它直接 影响土壤的物理、 化学性质，是作物 养分的重要来源。1、土壤的质地(Soiltexture)

指土壤中所含的团体颗粒(solidparticles)的大小,即粒径 大小(thesizeofsoilparticles)；定性、定量特性。 定性（qualitative):粗糙的感觉，细腻的感觉。 定量(quantitative):指土壤中各种不同粒径的固体颗粒的 组成比例。第一节土壤的质地、结构(SoiltextureandStructure)第一节土壤的质地、结构(SoiltextureandStructure)1、土壤的质地(Soiltexture)

一般将土壤中的固体颗粒的粒径分成三种粒径范围： 砂粒（sand)、粉粒(silt)和粘粒（clay).

现在还没有公认的粒组或粒级的分类标准，但有两种可 以接受的分类方法（美国农业部、国际土壤学会）淤泥胶质物

目前所使用的土壤名称基本上都是根据土壤中的砂粒、粉粒和粘粒的比重来命名的。土壤质地三角形（soiltexturaltriangle)就是确定土壤名称的工作图。例题：砂粒：40％粉粒：40％粘粒：20％壤土土壤质地三角形2、土壤的结构(SoilStructure)指土壤中固体颗粒的排列方式，排列方向和团聚状况，有时也指土壤中孔隙的几何形状及大小。2、土壤的结构(SoilStructure)直到目前为止仍没有一个测定和定量土壤结构的实际方法。

团粒结构是指近似球形，疏松多孔的小团聚体，其直径约为0.25-10mm。团粒结构是农业生产上最理想的结构。1、土壤的“三相”关系(threephasesofsoilsystem)土壤是一个“三相”共存的体系：固相(solidphase):固体颗粒(soilparticles)液相(liquidphase):孔隙中的水(waterinporesorvoids)气相(gaseousphase)：空隙中的空气(airinporesorvoids)第二节土壤中的“三相”关系(“Threephases”)土壤中“三相”关系概念图f2、与土壤“三相”有关的土壤物理量1)2)3)4)

表示土壤中气、液相比例的物理量孔隙度、孔隙比 表示土壤中固体比例的物理量 固体密度、干容重 表示土壤中液相比例的物理量 质量含水率、容积含水率、饱和度 表示土壤中气相比例的物理量充气孔隙度ρb==ρs=MsVs固体密度：Ms

Vt

MsVs+Vw+Va干容重：与土壤“三相”有关的物理量：一般土壤ρs=2.6~2.7g/cm3

fa表示土壤中固相比例的物理量：==度：θs==与土壤“三相”有关的物理量：fb表示土壤中液相比例的物理量：wsM=M质量含水率：ωVw

Vt

VwVs+Vf容积含水率：θ饱和VwVf

VwVw+Va一定要以百分比表示！ωρb

ρw三者关系：θ=f==充气孔隙度：fa==与土壤“三相”有关的物理量：fc表示土壤中气相比例的物理量：Vf

Vt

Va+VwVa+Vw+Vs孔隙度：孔隙比：Vf

Vs

VfVt−Vfe==Va

Vt

VaVs+Vw+Va一定要以百分比表示！第三节土壤水的存在形式(SoilWaterClassification)

存于包气带中的水称为土壤水，指吸附于土壤颗粒和存在于土壤孔隙中的水。1、土壤水的定义(definitionofsoilwater)2、土壤水作用力(Forcesgoverningsoilwater)分子力(molecularforce)：土壤颗粒表面的分子对水分子的吸引力称为分子力。毛管力(capillaryforce)：土壤中的毛管现象引起的力称为毛管力。重力(gravitationalforce)：土壤中水分受到的地心引力称为重力。3、土壤水分类(soilwaterclassification)

吸湿水(hygroscopicwater)：由分子力所吸附的水 分称为吸湿水（31个大气压）。

被干燥土粒表面分子引力所强烈吸附的水分表现出固态水的性质，没有溶解能力，不能移动。3、土壤水分类(soilwaterclassification)薄膜水(filmwater)：由土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜称为薄膜水（31—6.25个大气压）。3、土壤水分类(soilwaterclassification)

毛管水(capillarywater)：土壤孔隙中由毛管力所持 有的水分称为毛管水。毛管上升水(Ascendingwaterincapillarytube)：地下水凭借毛管作用 上升进入到土壤孔隙中。毛管悬着水(Suspendedwaterincapillarytube)：凭借毛管作用保持 在靠近地面土层中的水分。3、土壤水分类(soilwaterclassification)重力水(Gravitationalwater)：在重力作用下将沿土壤孔隙流动，这部分水称为重力水。渗透重力水(Percolatinggravitationalwater)：在重力作用下，沿土壤中非毛管孔隙向下渗透的水。支持重力水(Sustainedgravitationalwater)：由地下水所支持而存在于毛管孔隙中的连续水体或由土层中相对不透水层阻止渗透水继续向下而形成的水体。4、土壤水分常数(soilwaterconstants)

某些特征条件下的土壤含水率，称为土壤水分常数。 即对一定质地和结构的土壤来说，各种类型的土壤均均存在一个可能的极限值，称土壤水分常数。4、土壤水分常数(soilwaterconstants)最大吸湿量(hygroscopiccoefficient)：在饱和空气中，土壤能够吸附的最大水汽量称为最大吸湿量。最大分子持水量(maximummolecularmoistureholdingcapacity)：由土粒分子力所结合的水分的最大量称为最大分子持水量。

凋萎含水量(wiltingpoint)：植物根系无法从土壤中吸 收水分，开始凋萎，开始枯死时的土壤含水量称为凋 萎含水量。毛管断裂含水量(moisturecontentatcapillaryrupture)：毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含水量。田间持水量(fieldcapacity)：土壤中所能保持的最大毛管悬着水量。饱和含水量(soilmoisturecontentsaturation)：土壤中所有孔隙被水充满时的土壤含水量。美国农业部土壤类型田间持水量

3-3

cmcm凋萎含水量

3-3

cmcm有效孔隙率

3-3

cmcm砂土（Sand）0.080.030.43壤质砂土（Loamysand）0.150.060.42砂质壤土（Sandyloam）0.210.090.4粉砂壤土（Siltloam）0.320.120.46粉砂土（Silt）0.280.080.52壤土（Loam）0.290.140.43砂质粘壤土（Sandyclayloam）0.270.170.39粉砂粘壤土（Siltyclayloam）0.360.210.48粘壤土（Clayloam）0.340.210.46砂质粘土（Sandyclay）0.310.230.41粉砂粘土（Siltyclay）0.370.250.49粘土（Clay）0.360.270.474、土壤水分常数(soilwaterconstants)5、土壤水分常数的水文学意义(HydrologicalSignificanceofSoilWaterConstants)干燥最大吸湿量凋萎系数最大分子毛管断裂田间 持水量含水量持水量

饱和含水量土壤水分常数

作用力(×104Pa)9800030414761.30.78作用力类型分子 力毛管 力重力土壤水类型吸湿水膜状水毛管水重力水束缚水自由水≈05、土壤水分常数的水文学意义(HydrologicalSignificanceofSoilWaterConstants)干燥最大吸湿量凋萎系数最大分子毛管断裂田间饱和 持水量含水量持水量含水量土壤水分常数下渗快缓慢稳定蒸散发少随θ增加 而增加蒸散发 能力稍大一些径流产生地下径流无地下径流 可能产生地表径流5、土壤水分常数的水文学意义(HydrologicalSignificanceofSoilWaterConstants)凋萎含水量(wiltingpoint)田间持水量(fieldcapacity)饱和含水量(soilmoisturecontentsaturation)第四节土壤水的能量状态(EnergyStatusofSoilWater)1、土水势(soilwaterpotential)——土壤水所具有的势能，称为土水势。标准参照状态：在大气压下，与土壤同温度、具 有固定高度的一个假想纯自由水面的储水池。土水势分析的关键点：（1）标准参照面的确定（2）正方向的确定第四节土壤水的能量状态(EnergyStatusofSoilWater)1、土水势(soilwaterpotential)（1）重力势(gravitationalpotential)将一定数量的土壤水举起就要克服重力做功，此即为重力势。（2）压力势(pressurepotential)饱和土壤中任一深度处的水滴，因受到来自其上的水压力的作用而具有的势能称为静水压力势。（3）基模势(Matricpotential)由分子力和毛管力引起的土水势称之和。

第四节土壤水的能量状态

(EnergyStatusofSoilWater)1、土水势(soilwaterpotential)

总势：各种分势的和势。ψ=ψp+ψgψ=ψm+ψg饱和土壤非饱和土壤土壤水的运动方向总是从总势大的地方指向总势小的地方。当土壤水总势梯度不等于零时，土壤水就处于运动状态；当总势梯度为零时，土壤水就处于静止状态。土水势

(cm)ABCDEF151515151515ψg71525353521ψp800000ψm00-10-20-20-6DE7cm

10cm 14cm C F 10cm B8cm A1、土水势(soilwaterpotential)例题：有一“U”形土柱，一端浸泡在水槽中。水槽的水面保持 不变，假定土柱无蒸发，土柱内也无土壤水运动。试确定土 柱中各点的基模势。2、土壤水分特性曲线(Water-RetentionCharacteristics)脱水过程通常称基模势的负值为吸力ψ，即ψ＝－ψm吸力与土壤含水量的关系称为土壤水分特性曲线。不同土壤质地，其ψ－θ曲线是不同的；不同土壤结构，其ψ－θ曲线也是不同的。1、饱和水流的达西公式(Flowinsaturatedsoil-DarcyEquation)第五节土壤水运动的控制方程2、非饱和水流的达西公式(Flowinunsaturatedsoil-DarcyEquation)3、非饱和水流运动的基本微分方程(Flowinunsaturatedsoil-ContinuityEquation)

第五节土壤水运动的控制方程1、饱和水流的达西公式(Flowinsaturatedsoil-DarcyEquation)∂ψ

∂xυ=−Ksυ=−Ks∇ψ

饱和传导率Ks与土壤含水量θ无关。

HenryDarcy (1803-1858)υ=−K(θ)

第五节土壤水运动的控 制方程2、非饱和水流的达西公式(Flowinunsaturatedsoil-DarcyEquation)

∂ψ

∂x

υ=−K(θ)∇ψLorenzoA.Richards饱和传导率K(θ)与土壤含水量θ有关。(1904-1993)三的方向公式形式相同。假定土壤各向同性，则三各方向K(θ)相同。第五节土壤水运动的控制方程3、非饱和水流运动的基本微分方程(Flowinunsaturatedsoil-ContinuityEquation)第五节土壤水运动的控制方程3、非饱和水流运动的基本微分方程(Flowinunsaturatedsoil-ContinuityEquation)第五节土壤水运动的控制方程++=−∂(ρwυz)

∂z∂(ρwυy)

∂y∂(θρw)

∂t∂(ρwυx)

∂xxzy单位时间内，流入控制体的水量-流出控制体的水量=控制体内土壤水的改变量=−∇V∂θ

∂t[K(θ)]+[K(θ)]+[K(θ)][K(θ)]第五节土壤水运动的控制方程V=−K(θ)∇Φ=−∇V∂θ

∂t∂Φ ∂z

∂∂z∂Φ ∂y

∂∂y∂Φ ∂x

∂∂x=∂θ

∂t∂Φ ∂z

∂∂z=∂θ

∂t只考虑垂向时：非饱和水流的达西公式非饱和水流连续性方程——非饱和水流控制方程(RichardsEquation)第六章下渗Infiltration6.1下渗的物理过程Physicalprocessofinfiltration6.2非饱和下渗理论讲授内容Theoryofunsaturatedinfiltration6.3饱和下渗理论Theoryofpondedinfiltration6.4经验下渗曲线Empiricalinfiltrationcurves6.5天然条件下的下渗Infiltrationundernaturalconditions6.1下渗的物理过程6.1.1与下渗有关的基本概念6.1.2下渗机理6.1.3下渗能力与土壤水分剖面的关系6.1.1与下渗有关的基本概念Basicconceptsrelatedtoinfiltration度方向的变化曲线，又称土壤含水率垂向分布(Verticaldistributionofsoilθ/ωz1z2moisturecontent)。

z

土壤水分剖面

土壤水分剖面(Soilwater0profile):土壤含水率沿深6.1.1与下渗有关的基本概念Basicconceptsrelatedtoinfiltration

下渗(Infiltration):水分透过土壤层面沿垂直和 水平方向渗入到土壤中的运动过程。θz垂向下渗t0t1t200水平吸收θ供水区域x6.1.1与下渗有关的基本概念Basicconceptsrelatedtoinfiltration下渗率(Infiltrationrate):单位时间通过单位面积的土壤层面渗入到土壤中的水量(mm/min,mm/h)。下渗能力/容量(Infiltrationcapacity):供水充分条件下的下渗率。下渗现象的定量表示：6.1.1与下渗有关的基本概念Basicconceptsrelatedtoinfiltration下渗曲线(Infiltrationcurve):下渗能力随时间变化的曲线。0fp累积下渗曲线(Cumulativeinfiltrationcurve):从下渗开始至某时刻按下渗能力下渗到土壤中的总水量与该时间的关系曲线。0t

tFp~t(累积下渗曲线)

fp~t(下渗曲线)θ不同初始含水量 下渗曲线6.1.2下渗机理Mechanismofinfiltration0tfp第一阶段 第二阶段下渗的三个阶段下渗的三个阶段

渗润阶段：分子力

渗漏阶段：毛管力

第三阶段渗透阶段：重力饱和带饱和含水量水分传递带湿润带

湿润锋田间持水量深度(m)含水量(%)6.1.2下渗机理Mechanismofinfiltration

下渗过程中的土壤水分剖面

饱和带水分传递带湿润带湿润锋0θnθffp==∫θ0z(θ,t)dθfp==∫θ0z(θ,t)dθ+fc6.1.3下渗能力与土壤水分剖面的关系RelationshipsbetweeninfiltrationcapacityandsoilwaterprofiledFp

dt

dθndtθnz土壤水分剖面0θ0忽略重力作用：

dFp

dθn

dt dt

考虑重力作用：6.2非饱和下渗理论6.2.1下渗方程的导出6.2.2忽略重力作用的下渗方程的解6.2.3完全下渗方程的解⎢D(θ)∂z⎥−k(θ)∂zdφm下渗方程的坐标系统k(θ)=6.2.1下渗方程的导出Derivationofinfiltrationequationθz0地面zdθD(θ)=K(θ)

dK(θ)

dθ∂z⎣⎦∂⎡∂θ⎤∂θ=∂θ

∂t非饱和下渗方程：

扩散项重力项

扩散率(Diffusivity)[D(θ)]=θ(z,0)=θ0∂θ

∂z∂θ

∂t

∂∂zθ(0,t)=θnθ(∞,t)=θ0假设：a忽略重力；

b供水充分，表面无积水；

c均质半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀。定解问题的构成：泛定方程初始条件6.2.2忽略重力作用的下渗方程的解Solutionoftheinfiltrationequationneglectinggravity定解条件上边界条件下边界条件∂θ∂z22=D∂θ

∂tθ(z,0)=θ0θ(0,t)=θnθ(∞,t)=θ0)

z2Dt=erfc(

θ−θ0θn−θ0Laplace变换12−fp=(θn−θ0)Dπt下渗曲线：6.2.2忽略重力作用的下渗方程的解Solutionoftheinfiltrationequationneglectinggravity

情况一：扩散率为常数=D(θ)∂z+∂2θ

2

∂θ

∂tθ(z,0)=θ0θ(0,t)=θnθ(∞,t)=θ012∂D(θ)∂θ

∂z∂z

Boltzmann变换

z(θ,t)=η(θ)t1212−stfp=6.2.2忽略重力作用的下渗方程的解Solutionoftheinfiltrationequationneglectinggravity

情况二：扩散率随土壤含水量呈单值变化下渗曲线：⎢D(θ)∂z⎥−k(θ)∂z∂⎡∂θ⎤∂θ=∂θ

∂t∂z⎣⎦θ(z,0)=θ0θ(0,t)=θnθ(∞,t)=θ0泛定方程

初始条件上边界条件下边界条件6.2.3完全下渗方程的解Solutionofthecompleteinfiltrationequation

定解问题的构成：∂θ∂2θ∂t∂z)+exp()erfc()⎥⎡exp(−kt2/4D)⎢kπt/4Dkt2⎤2∂θ

∂z−k

=Dθ(z,0)=θ0θ(0,t)=θnθ(∞,t)=θ0⎣=

z+kt⎤2Dt⎦kz d1⎡z−kt2⎢erfc(2Dt

θ−θ0θn−θ0⎢

)⎥+kθn4D⎥⎦−erfc(2(θn−θ0)k

26.2.3完全下渗方程的解Solutionofthecompleteinfiltrationequation

情况一：扩散率为常数且水力传导度与土壤含水 量呈直线关系Laplace变换下渗曲线：

fp=⎢D(θ)∂z⎥−k(θ)∂zs−1/2∂⎡∂θ⎤∂θ=θ(z,0)=θ0∂θ

∂t∂z⎣⎦θ(0,t)=θnθ(∞,t)=θ02tfp=+(A+k(θ0))1/2+f2tz(θ,t)=f1t6.2.3完全下渗方程的解Solutionofthecompleteinfiltrationequation

情况二：扩散率不为常数且水力传导度与土壤含水量非直线关系下渗曲线：⎡exp(−kt2/4D)kt2⎤s−1/212−fp=(θn−θ0)Dπt1212−stfp=⎢⎣fp=

)⎥+kθn4D⎥⎦−erfc(⎢k2πt/4D(θn−θ0)k

22tfp=+(A+k(θ0))6.2非饱和下渗理论:小结Summary下渗曲线：6.3饱和下渗理论Energystatusofsoilwater6.3.1下渗基本方程的建立

Establishmentofthebasicinfiltrationequations6.3.2下渗曲线的导出Derivationoftheinfiltrationcurve基本假定：下渗锋面以上土壤含水量达到饱和，以下仍为初始土壤含水量；湿润锋向下移动的条件是其上部土层达到饱和含水量。6.3.1下渗基本方程的建立Establishmentofthebasicinfiltrationequations0

zθ0t1t2

t3

t4θn

概化的湿润锋移动受力分析：

土壤表面水层的净水压力； 土壤饱和水柱的重力； 下渗锋面处的毛管吸力； 下渗锋面以下的空气剩余压力。合力：H=hp+l+Hc−(p−p0)6.3.1下渗基本方程的建立EstablishmentofthebasicinfiltrationequationlhpP0PHc湿润锋湿润锋上的作用力6.3.1下渗基本方程的建立dldt)Hc

l=Ks(1+l+Hc

lfp=KsEstablishmentofthebasicinfiltrationequations

动力方程：水量平衡方程：

fp=(θn−θ0)dldt)Hc

l=Ks(1+l+Hc

lfp=Ksfp=Ks+0.5KsHc(θn−θ0)t−1/2=Ks+At−1/2动力方程：水量平衡方程：fp=(θn−θ0)KsHc(θn−θ0)

Fpfp=Ks+6.3.2下渗曲线的导出DerivationoftheinfiltrationcurveGreen-AmptEquationa−212tfp=科斯加柯夫公 式：6.4经验下渗曲线Empiricalinfiltrationcurves

基本思路：对通过观测实际问题取得的下渗资料，选配合适 的函数形式，并率定其中的参数，从而求得相应的下渗曲线。霍顿公式：−ktfp=fc+(f0−fc)e菲利普公式：ptf+fc=−12a26.5天然条件下的下渗

6.5.1均匀雨强时的下渗

6.5.2变雨强时的下渗6.5.3非均质土壤中的下渗

6.5.4坡度对下渗的影响

6.5.5下渗的影响因素6.5.1均匀雨强时的下渗Infiltrationprocesswithconstantrainfallintensityt0情况一：降雨强度大于初始下渗能力

若i≥fp0，则整个下渗过程均按下渗能力下渗

fp

i

fp0

R F6.5.1均匀雨强时的下渗Infiltrationprocesswithconstantrainfallintensity情况二：降雨强度小于稳定下渗率

若i≤fc，则整个下渗过程均按雨强下渗

fptFfcitt06.5.1均匀雨强时的下渗Infiltrationprocesswithconstantrainfallintensity情况三：降雨强度大于稳定下渗率而小于初始下渗能力

若fc<i<fp0，则先按雨强下渗，后按下渗能力下渗

fp

是t0时刻吗？

i累积下渗量(mm)下渗率(mm/min)100.0 80.0 60.0 40.0 20.0 0.00150累积下渗量曲线

501000.002.001.003.005.004.00015050100

时间(min)时间(min)

下渗率曲线tfpiAB

Ct0tpDE6.5.1均匀雨强时的下渗Infiltrationprocesswithconstantrainfallintensity

情况三：降雨强度大于稳定下渗率而小于初始下渗能力6.5.2变雨强时的下渗Infiltrationprocesswithvariablerainfall-intensity6.5.3非均质土壤中的下渗Infiltrationinheterogeneoussoils

情况一：土壤质地上粗下细对下渗的影响界面湿粗细-1000饱和度(%)

0基模势界面干粗细-1000饱和度(%)

0基模势积水6.5.3非均质土壤中的下渗Infiltrationinheterogeneoussoils

情况二：土壤质地上细下粗对下渗的影响细很粗-1000饱和度(%)

0基模势细很粗-1000饱和度(%)

0基模势积水前积水后6.5.3非均质土壤中的下渗Infiltrationinheterogeneoussoils情况三：土壤质地由上至下逐渐变细对下渗的影响-1000饱和度(%)

0基模势jOzKsKsjj6.5.4坡度对下渗的影响Impactsoftopographicslopeoninfiltrationiα

icosαα

isinα

αi土壤中胶质的含量土壤中的化学、生物作用地面覆盖物及耕作温度作用空气含量水质6.5.5下渗的影响因素Factorsinfluencinginfiltration第七章蒸发与散发Chapter7EvaporationandTranspiration

7.1蒸发现象及其控制条件Evaporationphenomenonanditsgoverningconditions7.2水面蒸发讲授内容Evaporationfromopenwatersurface7.3土壤蒸发Soilevaporation7.4植物散发Transpiration7.5流域蒸散发Watershedevapotranspiration7.1蒸发现象及其控制条件7.1.1与蒸发有关的基本概念7.1.2蒸发分类7.1.3控制蒸发的条件7.1.1与蒸发有关的基本概念Basicconceptsrelatedtoevaporation蒸发(Evaporation)：水分子从物体表面（蒸发面），向大气逸散的现象。凝结(Condensation)：水汽分子从空气中返回水面的现象。蒸发潜热(Latentheatofevaporation)：蒸发必须消耗能量，单位水量蒸发到空气中所需的能量。凝结潜热(Latentheatofcondensation)：凝结要释放能量，单位水量从空气中凝结返回水面释放的能量。7.1.1与蒸发有关的基本概念Basicconceptsrelatedtoevaporation蒸发率(Evaporationrate):单位时间内通过单位蒸发面逸散到大气中的水分子数与从大气返回到蒸发面的水分子数之差值（当为正值时），称蒸发率。一般用mm/dormm/a表示。7.1.2蒸发分类Classificationofevaporation

根据蒸发面类型分

类：

水面蒸发(Evaporationfromopenwatersurface)土壤蒸发(Soilevaporation)植物散发(Planttranspiration)冰雪蒸发(Evaporationfromice-snowsurface)流域蒸散发

(Watershed evaporation)7.1.3控制蒸发的条件Conditionsgoverningevaporation供水条件(Watersupplyconditions):蒸发面存储的水分的多少。能量条件(Energyconditions):蒸发面上水分子获得能量的多少。动力条件(Dynamicconditions):水汽输送条件。水汽分子扩散(Moleculardiffusion)对流作用(Convection)平流作用(空气紊动)(Turbulentdiffusion)7.1.3控制蒸发的条件Conditionsgoverningevaporation蒸发能力(Evaporationcapacityorpotentialevaporation)：在充分供水条件下，单位时间通过单位蒸发面逸散到大气中的水分子数与从空气中返回到蒸发面的水分子数之差值（当为正值时）称为蒸发能力。7.2水面蒸发7.2.1影响水面蒸发的因素7.2.2水面蒸发的确定7.2.1影响水面蒸发的因素Factorsinfluencingevaporationfromopenwatersurface气象因素(Meteorologicalfactors)太阳辐射(Solarradiation)温度(Temperature)湿度(Humidity)气压(Airpressure)风速(Windvelocity)7.2.1影响水面蒸发的因素Factorsinfluencingevaporationfromopenwatersurface水体因素(Waterbodyrelatedfactors)水面大小(Watersurfacearea)水面形状(Shapeofwaterbody)水深(Waterdepth)水质(Waterquality)•理论途径(Theoreticalmethods)7.2.2水面蒸发的确定Estimationofevaporationfromopenwatersurface

•器测法(Instrumentalmeasurement)

热量平衡法

(Energybalancemethod)

空气动力学法(Aerodynamicmethod)

混合法

(Hybridmethod)

水量平衡法

(Waterbalancemethod)•经验途径(Empiricalmethods)器测法(Instrumentalmeasurement)7.2.2水面蒸发的确定Estimationofevaporationfromopenwatersurface

20cm口径蒸发器80cm口径套盆蒸发器E601蒸发器

20m2和100m2的大型蒸发池

蒸发器观测的数值不能直接作为大水体的水面蒸发值，必须乘以一折算系数。折算系数与蒸发器类型、自然环境、季节变化等因素有关。实际工作中，应根据当地实测资料分析。20cm口径蒸发器7.2.2水面蒸发的确定Estimationofevaporationfromopenwatersurface7.2.2水面蒸发的确定EstimationofevaporationfromopenwatersurfaceE601蒸发器确定水面蒸发的理论途径(Theoreticalmethods)利用气象或水文观测资料间接推算蒸发量。7.2.2水面蒸发的确定EstimationofevaporationfromopenwatersurfaceE==7.2.2水面蒸发的确定Estimationofevaporationfromopenwatersurface

确定水面蒸发的理论途径(Theoreticalmethods)

——热量平衡法(Energybalancemethod)

Qn−Qh+Qv−Qe=Qθ

Bowen比：R=QhQe

QeρwLQn+Qv−Qθ

ρwL(1+R)E=f(S,ta)S:日照；ta:气温7.2.2水面蒸发的确定Estimationofevaporationfromopenwatersurface确定水面蒸发的理论途径(Theoreticalmethods)——空气动力学法(Aerodynamicmethod)主要考虑饱和差d和风速u对水面蒸发的影响。E=f(d,u)(QnΔ+rEa)

1Δ+rE=7.2.2水面蒸发的确定Estimationofevaporationfromopenwatersurface

确定水面蒸发的理论途径(Theoreticalmethods)

——混合法(Hybridmethod)

彭曼公式(Penman’sequation)S2