蒸发互补关系在不同时间尺度上的变化规律及其机理

作者:杨汉波;杨大文;雷志栋;孙福宝;丛振涛 刊名:中国科学(E辑:技术科学) 上传者:桂焕银

【摘要】蒸发互补关系中的湿润环境蒸散发量一般采用Priestley-Taylor(P-T)公式进行计算.基于海河流域38个子流域的水文气象观测数据及山东位山通量实验站的观测数据,发现P-T公式中参数α值的年际变化规律是随降水量的增加而增大;季节变化规律是冬季大夏季小;日内变化则从清晨到正午逐渐减小,从正午到傍晚逐渐增大.上述变化的机理可以解释为:年际变化是因为大气系统对陆面蒸散发变化的负反馈作用,同时大气系统本身的开放性削弱了这种反馈作用;季节变化是由海陆间平流输送的季节性变化引起;日内变化是因为大气系统对地表能量变化的响应具有一定的滞后性.

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流域实际蒸散发量的估计对于理解水文循环规律,指导流域水资源规划和管理等具有重要意义,但目前还难以在大范围内直接测量,因此通常采用间接计算的方法.近年来基于蒸发互补理论的模型应用较为广泛,如互补相关陆面蒸散发(CRAE)模型[1],平流-干旱(AA)模型[2],Granger模型[3]等.蒸发互补关系源于Bouchet[4]在1963年对无平流影响时大气对陆面蒸散反馈的基本假设:实际蒸散发量的减少率(E)等于潜在蒸散发量的增加率(Ep),即333其中:为饱和水汽压-温度曲线的斜率;为湿度计常数;为汽化潜热(MJ/kg);Rn和G分别代表净辐射通量和土壤热通量,单位MJ/(m2d);是参数(标准值取1.26),反映了可利用能量Rn?G可能转化为潜热通量的能力[6].在实际的流域系统中,平流对蒸发互补关系的影响需要考虑,一些学者引入平流项对(2)式进行了修正[7,8].但在更多的研究中,并没有采用这种方式,而是在利用(3)式计算Ew时采用变化的参数值,这其中隐含了对平流影响的考虑.Brutsaert和Chen[9]建议的取值范围为1.0~1.5,Hobbins等[10]认为值为1.05~1.32,莫兴国[7]则采用了=1.08.杨汉波等[11]通过定性的理论分析并结合中国内陆108个流域水文气象数据的分析,指出由于平流的影响,参数的大小与纬度和离海洋的距离相关,从而解释了互补关系的区域变异性特征.除了区域变异性外,以前的研究成果还反映出的时间变异性特征.刘绍民等[12]利用互补模型在对黄河流域1981~2000年的蒸散发研究中,发现干旱年份采用和正常年份相同的值计算得出的蒸散发误差比较大.在对互补理论的研究中,同样依据FIFE(theFirstInternationalLandSurfaceClimatologyFieldExperimental)计划#40和#944观测站的数据,Pettjohn和Salvucci[13]采用1987~1989年的7,8月的观测数据拟合得到=1.10,而Szilagyi[13]利用#40站1987年5~10月及#944站1989年7,8月的数据分别拟合=1.18及1.15.互补相关模型不需要下垫面参数(如土壤含水量等),因此被广泛应用于区域蒸散发量的估算[1,12,15,16],包括了月尺度[17,18],日尺度[2]和小时尺度[19].在实际应用中,参数的时间变异性将影响实际蒸散发的计算精度,需要进一步分析其变化规律及机理.为此,本文将分析P-T公式中参数的年际、季节及日内的变化规律并解释其机理.1潜在蒸散发和湿润环境蒸散发本文中,潜在蒸散发采用了Penman的定义:假设在对非饱和陆面供水并使之充分湿润的过程中,净辐射通量、近地层气温和水汽压均保持不变,蒸散面的温度变化并达到新的平衡状态,在这种平衡状态下的蒸散发称为潜在蒸散发[15],可以由Penman公式[20]计算:pn2s()/6.43(10.536)()/,ERGUpp=+?++?+?(4)式中:ps为饱和水汽压(kPa),p为实际水汽压(kPa),U2为2m处的风速(m/s).通常将(4)式中的+(Rn?G)/称为辐射项(记为Rrad),+?6.43(1+0.536U2)?(ps?p)/称为空气动力学项(记为Raero).假设在对非饱和陆面供水并使之充分湿润的过程中,净辐射通量保持不变,而蒸散面的温度与近地层气温、水汽压都发生变化并达到新的平衡状态,在这种新的平衡状态下的蒸散发称为湿润环境蒸散,又称无平流条件下的可能蒸散发(advection-freepo

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