第三章蒸发课件

1、第三章 蒸发,第三章 蒸发,第一节 蒸发过程或其机制第二节 蒸发量的确定第三节 影响蒸发的因素和流域总蒸发的分布,什么叫蒸发？,蒸发是水由液态转变为气态的过程，也是海洋与陆地上的水返回大气的唯一途径。 由于蒸发需要一定的热量，因而蒸发不仅是水的交换过程，亦是热量的交换过程，是水和热量的综合反映。,一、水面蒸发过程或其机制二、土壤蒸发过程或其机制三、植物散发（蒸腾）过程或其机制,蒸发面：水面蒸发、土壤蒸发、植物散发。 土壤蒸发+植物散发=陆面蒸发。 流域（区域）上各部分蒸发和散发的总和，称为流域（区域）总蒸发。 不同类型的蒸发，其蒸发机制存在一定的差异。,（一）水面蒸发过程或其机制 （二）土壤蒸

2、发过程或其机制 （三）植物散发过程或其机制,（一）水面蒸发过程或其机制,水面蒸发是在充分供水条件下的蒸发。 从分子运动论的观点来看，水面蒸发是发生在水体与大气之间界面上的分子交换现象。 包括水分子自水面逸出，由液态变为气态；以及水面上的水汽分子返回液面，由气态变为液态。 通常所指的蒸发量E，即是从蒸发面跃出的水量和返回蒸发面的水量之差值，称为有效蒸发量。,从能态理论观点来看，在液态水和水汽两相共存的系统中，每个水分子都具有一定的动能，能逸出水面的首先是动能大的分子，而温度是物质分子运动平均动能的反映，所以温度愈高，自水面逸出的水分子愈多。 由于跃入空气中的分子能量大，蒸发面上水分子的平均动能变

3、小，水体温度因而降低。 单位质量的水，从液态变为气态时所吸收的热量，称为蒸发潜热，以L表示，其值与蒸发面温度T有以下关系： L=24912.177T（J/g）,反之，水汽分子因本身受冷或受到水面分子的吸引作用而重回水面，发生凝结。 在凝结时水分子要释放热量，在相同温度下，凝结潜热与蒸发潜热相等。 所以说，蒸发过程既是水分子交换过程，亦是能量的交换过程。,（二）土壤蒸发过程或其机制,土壤蒸发是发生在土壤孔隙中的水的蒸发现象。 与水面蒸发相比较，不仅蒸发面的性质不同，更重要的是供水条件的差异。 土壤水在汽化过程中，除了要克服水分子之间的内聚力外，还要克服土壤颗粒对水分子的吸附力。 从本质上说，土壤

4、蒸发是土壤失去水分的干化过程，随着蒸发过程的持续进行，土壤中的含水量会逐渐减少，因而其供水条件越来越差，土壤的实际蒸发量亦随之降低。,据土壤供水条件的差别以及蒸发率的变化，可将土壤的干化过程划分为三个阶段：,1、定常蒸发率阶段 在充分供水条件下，水通过毛管作用，源源不断地输送到土壤表层供蒸发之用， 蒸发快速进行，蒸发率相对稳定， 其蒸发量等于或近似于相同气象条件下的水面蒸发， 在此阶段，土壤蒸发主要受气象条件的影响。,2、蒸发率下降阶段 由于蒸发不断耗水，土壤中的水逐渐减少，当降到某一临界值W田以后（其值相当于土壤田间持水量，A），土壤的供水能力，不能满足蒸发需要，蒸发率将随着土壤含水量的减少

5、而减小，于是土壤蒸发进入蒸发率明显下降阶段。,一个概念田间持水量 指保持水的毛管悬着力与反保持的重力处于平衡时的最大土壤湿度。当土壤含水率超过它时，过剩的水分将不能保持在土壤中。,在此阶段，由于供水不足，毛管水上升能力达不到表土。 土壤水主要以薄膜水的形式，由水膜厚的地方向水膜薄的地方运动，所以蒸发速度明显低于第一阶段。 其蒸发量的大小主要决定于土壤含水量，气象因素则退居次要地位。,3、蒸发率微弱阶段 当土壤含水量逐步降低到第二个临界点W凋（其值相当于植物无法从土壤中吸收水而开始凋萎枯死时的土壤含水量，称凋萎系数；B），土壤蒸发便进入蒸发率微弱阶段。,在此阶段内土壤水由底层向土面的薄膜运动亦基

6、本停止，土壤液体水供应中断，只能依靠下层水汽化向外扩散，此时土壤蒸发在较深的土层中进行。 其汽化扩散的速度主要与上下层水汽压梯度及水汽所通过的路径长短和弯曲程度有关，并随汽化层的不断向下延伸，蒸发愈来愈弱。,（三）植物散发过程或其机制,植物散发又称植物蒸腾。 其过程大致是：植物的根系从土壤中吸收水后，经由根、茎、叶柄和叶脉输送到叶面，并为叶肉细胞所吸收。 其中除一小部分（不到10%）留在植物体内外，90以上的水分在叶片的气腔中汽化而向大气散逸。 所以植物蒸发不仅是物理过程，也是植物的一种生理过程。 比起水面蒸发和土壤蒸发都要来得复杂。,植物对水的吸收与输送功能是在根土渗透势和散发拉力的共同作用

7、下形成的。 根土渗透势的存在是植物本身所具备的一种功能。 它是在根和土共存的系统中，由于根系中溶液浓度和四周土壤中水的浓度存在梯度差而产生的。 这种渗透压差可高达十余个大气压，使得根系象水泵一样，不断地吸取土壤中的水。,散发拉力的形成主要与气象因素的影响有关。 当植物叶面散发水汽后，叶肉细胞缺水，细胞的溶液浓度增大，增强了叶面吸力。 叶面的吸力又通过植物内部的水力传导系统（即叶脉、茎、根系中的导管系统）而传导到根系表面，使得根的水势降低，与周围的土壤溶液之间的水势差扩大，进而影响根系的吸力。,这种由于植物散发作用而拉引根部水向上传导的吸力，称为散发拉力，散发拉力吸收的水量可达植物总需水量的90

8、以上。,由于植物的散发主要是通过叶片上的气孔进行的，所以叶片的气孔是植物体和外界环境之间进行水汽交换的门户。 而气孔则有随着外界条件变化而缩放的性能，从而控制植物散发的强弱。 一般来说，在白天，气孔开启度大，水散发强，植物的散发拉力也大；夜晚气孔关闭，水散发弱，散发拉力亦相应的降低。见下图。,第二节 蒸发量的确定,一、水面蒸发量的确定二、土壤蒸发量的确定三、植物散发量的确定四、流域总蒸发量的确定,包括水面蒸发、土壤蒸发、植物散发以及流域总蒸发量的确定，涉及面比较宽，方法亦多种多样，归纳起来有三种途径： 一、采用一定的仪器和某种手段进行直接测定； 二、根据典型资料建立地区经验公式，以进行估算；

9、三、通过成因分析建立理论公式，进行计算。 评价：这三条途径各有其长处，亦都有局限性。,一、水面蒸发量的确定,（一）器测法 直接运用陆地蒸发器、蒸发池及水面漂浮蒸发器，测定水面蒸发量的方法。 方法简便实用，历史悠久，各地实测资料也较充足，由于蒸发器的水热条件和天然水面不同，所以测出的蒸发量需要通过折算，才能转化为天然水面蒸发量。,（二）经验公式法,经验公式法缺乏实测资料，此类公式国内外很多，基本特征是选择有实测资料的饱和水汽压、风速等作为主要参数，其它因素统一作为有关系数来考虑。 其一般形式为：E =k f(u)(e0 -ez)。式中，f（u）为风速函数；e0为饱和水汽压；ez为水面上z高度的实

10、际水汽压；k为系数。 f（u）通常为直线关系，如f（u）=a+bu；也可能是幂函数，如f（u）=un或其它形式。a、b、n都是随地区条件而异的参数。,（三）水量平衡法,蒸发与水量平衡中的其他要素存在一定的数量关系，因此可通过已知的或通过测量或计算的其他要素的，并利用水量平衡方程来计算蒸发量。,（四）热量平衡法 该方法建立在-水面蒸发不仅是水交换过程、亦是热量交换过程，并遵循能量守恒原理这一基础之上的。,彭曼（Penman）在热量平衡基础上又考虑了水汽的输送，于1948年提出了综合法。以后又经修正成为既有一定理论基础又较实用的计算蒸发量的方法。 由修正后的彭曼公式可知，计算时除了需要热量项的资料

11、外，再就是某一高度（通常定为2米）风速、气温和水汽压资料。 如果热量收支情况较简单，彭曼公式使用起来相当简便。,二、土壤蒸发量的确定,方法也有器测法、经验公式法、水量平衡法、热量平衡法等，简要介绍前两种方法。,（一）器测法 常用仪器有前苏联-500型土壤蒸发器以及大型蒸渗仪； 另有一种负压计，又称张力计； 此外，还有应用射线和中子等核物理手段，测定土壤含水量的变化。,我国安徽省滁州径流实验站在应用射线和中子法测定土壤含水量方面取得了一定经验。 迄今，器测法主要适用于单点土壤蒸发量的测定，对于大面积范围内的土壤蒸发量的测定，由于受到复杂的下垫面条件（包括植被、土壤自身条件）的影响，其方法受到极大

12、的限制。,（二）分析计算法,1.经验公式法 建立原理与水面蒸发相同，所以其公式的结构亦相似。 E土=As(e0-ea) 式中，E为土壤蒸发量；As为反映气温、湿度、风等外界条件的质量交换系数；e0为土壤表面水汽压，当表土饱和时e0等于饱和水汽压；ea为大气水汽压。,2.水量平衡法,三、植物散发量的确定,植物散发量的确定一般可归纳为直接测定和分析估算两种方法。,（一）直接测定法 器测法是将植物栽种在不漏水的圆筒内，视植物生长需要随时浇水，最后求出实验时段始末重量差以及总浇水量，就可计算出散发量。,坑测法是通过两个试坑的对比观测，其中一个栽植物，另一个不栽。两者土壤含水量之差即为散发量； 棵枝称重

13、法是通过裹在植枝上的特制收集器，直接收集植枝分泌出的水分来确定其散发量。 但这些方法均改变了植物生态环境，所以测定的精度受到影响。,（二）分析计算法 有水量平衡法、热量平衡法以及各种散发模型等，如林冠散发模型。 林冠模型基本原理： 任意森林面积上的散发量，是该森林覆盖面积与林冠的综合散发率之乘积，亦即森林总叶面上各部分水汽通量之总和。 如果全部树叶的平均散发率为Et，森林的覆盖面积为F，森林的总叶面积为F，F/F称为树叶面积指数，则可建立如下林冠散发基本模型：Et = Et F/F,水量平衡法 选定某一植物群落，确定其生长始末的土壤含水量，土壤蒸发量，渗透量以及径流量的数值，再根据水量平衡方程

14、确定植物散发量。,四、流域总蒸发量的确定,区域总蒸发是指研究区域内所有蒸发面（水面、土壤、植被、以及潜水蒸发面等）上各种蒸发、散发之综合。 从理论上讲，确定区域总蒸发量最合理的办法应是先求出区域内各单项蒸发量，然后进行综合得出全区总蒸发量。,但在实际工作中由于区域内气象条件与下垫面条件时空变化复杂，现有技术条件下还难以精确求得各单项蒸发量。 因而一般均从全区域综合角度出发，研究并确定全区域总蒸发量。主要方法有水量平衡法、水热平衡法与经验公式法。,（一）水量平衡法,（二）经验公式法,一些研究者以分析流域蒸发的影响因素为基础，应用热量平衡与水量平衡原理，推导出一些计算流域总蒸发量的经验公式，如：,

15、第三节 影响蒸发的因素和流域总蒸发的分布,一、影响水面蒸发的因素二、影响土壤蒸发的因素三、影响植物散发的因素四、流域总蒸发的分布,一、影响水面蒸发的因素,（一）气象因素 （二）水的状况,（一）气象因素,太阳辐射 温度 湿度 风 气压 降水,（二）水的状况,水质 水深 水面大小和形状,二、影响土壤蒸发的因素,（一）气象因素 （二）水的状况 （三）土壤状况,（一）气象因素,太阳辐射 温度 湿度 风 气压 降水,（二）水的状况,土壤含水量 地下水位,（三）土壤状况,土壤孔隙性 土壤颜色 土壤温度梯度,三、影响植物散发的因素,（一）气象因素 （二）水的状况 （三）植物的状况,（一）气象因素,日照 温度 湿度 风,（二）水的状况,土壤含水量 地下水位,（三）植物的状况,植物生理条件 仅指植物的种类和植物生长 阶段在生理上差别。 不同种类的植物的生理结构不完全相同，在相同气象和土壤水分条件下，散发量也不相