采用MikeSHE模型与Penman-Monteith模型计算蒸散发比较外文翻译资料

 2022-12-11 19:17:07

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14土壤水分蒸发蒸腾损失总量参考

土壤水分蒸发蒸腾损失总量的计算使用气象和营养数据来预测总蒸散和净由于降雨

1拦截降雨的树冠，

2从土壤表面的树冠排水,

3从树冠表面蒸发,

4从土壤表面蒸发,

由植物根部吸收的水及其蒸腾,基于非饱和土壤水分——真正的根区。

在Mikeshe中，ET在后续过程中被分割和建模：剩下的水到达土壤表面,产生地表水径流或非饱和区渗透。

1降雨的比例由植被拦截树冠,水蒸发的一部分。

2浸润的一部分水蒸发的上半部分根区或植物根系发生。

3剩下的渗透水充电地下水饱和区。

主要的ET模型是基于经验方程,符合Kristensen和詹森(1975)的研究,他们是英国皇家兽医和农业大学在丹麦。

除了Kristensen和詹森模型,MIKESHE还包括简化ET模型,用于两层是UZ /ET模型。两层是UZ / ET模型将非饱和区划分为一个根区,ET可能发生和区域根区以下,在不发生。两层是UZ/ET模块是基于一个配方,介绍在燕和史密斯(1994)。它的主要目的是提供一个估计的实际蒸散和水量,充电饱和区。它主要适用于地下水位浅的地区,比如在湿地区域。

14.1 Kristensen和詹森的方法

主要ET模型是基于经验方程,符合Kristensen和詹森(1975)推导出的方程,他们是英国皇家兽医和农业大学在丹麦。在这个模型中,实际蒸散和实际计算在根区土壤水分状况的参考蒸发率、最大根深度和植物的叶面积指数。实证模型中方程是基于实际测量。模型通常假设温度高于0℃,因此,降水不发生。

叶面积指数（LAI）

叶子的面积上单位面积的地面是由叶面积指数定义,叶面积指数。广义时变函数的作物和植被类型在文献中是可用的。在MIKESHE中,你必须为每个指定的时LAI空变化模拟植被类型在生长季节。不同气候条件每年可能需要一个转变的LAI曲线在时间,但通常不会改变曲线的形状。通常,LAI变化介于0到7。

根深

根深的定义是活动的根的最大深度根区。

在本节中,Kristensen和詹森(1975)蒸散模型背后的理论和原则将被详细介绍。

14.1.1 来自雪的ET

雪的ET是从湿雪和干雪存储的ET总和。

ETsnow = ETwetsnow ETdrysnow 首先,从湿雪的ET将被删除,如果存在,

ETwetsnow = ETref sdot; ∆t

其中ETref是参考蒸散(V.2 p . 81)之前被作物系数,减少kc,植被发展中指定表(V.2 p . 240)。

然而,如果没有足够的湿雪ET,然后ET也将被删除从干雪升华

ETdrysnow = ETref sdot; Sf sdot; ∆t

科幻是升华换算系数上发现雪融化,减少的数量等,可以从干雪由于额外的能量需要升华雪。

如果没有足够的雪存储ETsnow将减少雪的,年龄为0。

14.1.2林冠截留

拦截被定义为过程降水保留的树叶,树枝,植物的茎。这个拦截水蒸发直接增加土壤中的水分存储。

拦截过程建模作为一个拦截存储之前必须填充茎流向地面。Imax拦截存储容量的大小,取决于植被类型及其发展阶段,特点是叶面积指数,LAI。因此,

Imax = Cint sdot; LAI (14.3)

Cint在一个拦截系数[L]和叶面积指数。Cint定义拦截系数存储容量的植被。典型值是0.05毫米但更精确值可以通过校准。

注意拦截系数是一个长度单位(mm),而不是速度。这意味着全部拦截在每一个时间步,如果降水可用存储并不是满的。因此,拦截水的总量是依赖于时间的。举个例子,如果你有一个2mm/h/ 12h的沉淀率、总降水量将24mm。然而,总拦截可能2mm之间,如果充分时间步长是12h24mm,如果时间步长是1h,假设每个时间步有2mm的蒸散。

14.1．3从树冠蒸发

来自树冠存储的蒸发等于参考蒸散,如果足够的水已经截获在叶子上,

Ecan = min(Imax, ETref∆t)


其中Ecan是树冠蒸发Eref参考蒸散率和∆t是模拟的时间步长。

注意:树冠的蒸发量与时间有关,由于树冠上的拦截是每一个时间步计算。如果你一半的时间,然后存储水的总量ET将翻倍。水的总量存储在树冠通常是小而沉淀。然而,半干旱的气候,这可能会影响树冠的水平衡。

14.1.4 植物蒸腾作用

植被的蒸腾,Eat,取决于作物绿色材料的密度,(即叶面积指数、LAI)土壤水分在根区和根密度。因此,

Eat = f1(LAI) sdot; f2(theta;) sdot; RDF sdot; ETref

Eat的是实际的蒸腾,f1(LAI)是一个基于叶面积指数函数f2(theta;)是一个根系函数,特指在根区土壤含水量,和RDF是一个根分布函数。

f1(LAI)


这个函数,f1(LAI),表达了依赖的蒸腾植物的叶面积

f1(LAI) = C2 C1LAI

在C1和C2经验参数。

f2(theta;)

第二个函数,f2(theta;)是由

theta;FC是体积含水率在田间持水量,theta;W的体积含水率凋萎点,theta;是实际水分含量和C3是一个经验参数。

如图14.2所示,植物蒸腾的C3将导致更高的值,这意味着土壤干燥快,假设所有其他因素不变。在一个模拟世界中,实际蒸腾将为C3的较大值下降更快。

图14.1函数f1和lai。

根分布函数,RDF

根的水分提取蒸腾随生长季节变化。在自然界中,根发展是一个复杂的过程,这取决于气候条件和土壤水分条件。

因此MIKESHE允许根分布取决于根深度(时变)和一个垂直根系分布,。

假设根提取不同对数与深度

logR(z) = logRo – AROOT sdot; z

Ro在那根萃取土壤表面,AROOT是一个参数描述根质量分布,和z深度低于地面。

根分布函数的值,RDF,然后计算每一层的水提取层的数量除以总数量的水提取的根源。因此,

RDFi = int;z2 R(z)dz / int;LR R(z)dz

分子在那里提取的水的总量在下面层Z1上界和Z2,分母是由根中提取的水的总量和地面之间的最大根深度,LR。

AROOT

水萃取是如何分布的深度取决于AROOT参数。图14.4显示了不同的值分布的蒸腾AROOT,假设蒸腾速度的潜力,没有拦截损失(Cint = 0)和土壤蒸发损失(C2 = 0)。图显示根分布,和随后的蒸腾,AROOT趋于0时变得更加均匀分布。在模拟过程中,总实际蒸腾往往成为更高价值的AROOT因为大多数的水是来自上层,随后干涸得快。实际的蒸腾作用,因此,越来越依赖于土壤进行水向上的能力(毛细上升)层密度高的根。

图14.5显示了根深度的影响,鉴于AROOT相同的值。浅根深度会导致更多的从非饱和区上部层蒸腾,因为更大比例的根源将位于上部的概要文件。然而,这可能会导致较小的实际蒸腾,如果土壤进行水向上的能力是有限的。

因此,AROOT和根深度的因素是重要的参数估计多少水可以从在干燥条件下土壤剖面。

图14.4分数ET提取的深度不同的AROOT值的函数。

图14.5的分数ET提取深度的函数不同的马克西——妈妈根深处。

ET分布是UZ和SZ之间

蒸散是提取自饱和地下水只有当根是在与水接触时——也就是说,当根区连接到水位。这可能发生在两个面上。

?第一个是当水在根区。在大多数自然系统暂时只会发生。如果根是合并了一段时间之后根将缺乏氧气和淹没。

更常见的,根毛细管边缘。在这种情况下,土壤水分蒸发蒸腾损失总量从毛管边缘被水饱和区。

在这两种情况下,Kristensen从地下和詹森方法计算ET。她是MIKESHE UZ模块分发这是UZ和SZ之间的细胞。

在第一种情况下,ET只是分为UZ、SZ依靠分数会远离是UZ的细胞都在地下水位以下。

在第二种情况下,理查兹方程是自然取代,水的饱和区由毛细管现象。然而,重力流方法将忽略毛细管作用和较低的根区可能会变得太干。

14.1.5 土壤蒸发

土壤蒸发、Es、发生上部的非饱和区,由一个基本的蒸发量,ETref。f3(theta;),加上附加多余的土壤水分的蒸发土壤饱和度达到田间持水量。这可以被描述为以下功能:

Es = ETref sdot; f3(theta;) (ETref – Eat – ETref sdot; f3(theta;)) sdot; f4(theta;) sdot; (1–f1(LAI)) (14.9)

ETref参考蒸散,Eat是实际蒸腾(Eq(14.4)),从Eqf1(LAI)。(14.5)和功能f3(theta;)和f4(theta;)是由

?在缺乏植被f1(LAI)可以设置为0,Eat在情商。(14.9)归0。这让我们看到Es变化与ETreftheta;的不同的值。因此ETref可以简化为

ETref = f3(theta;) f4(theta;) – f3(theta;) sdot; f4(theta;) (14.11)

MIKESHE中，土壤蒸发仅限于上层节点在非饱和区,,一般来说,应该是大约10厘米深,或更少。

14.1.6 土壤水分蒸发蒸腾损失总量C1和C2 C3系数

实际蒸腾的方程,Eq。(14.4),和土壤蒸发,Eq。(14.9),包含三个经验系数,C1,C2,C3。使用系数C1和C2的蒸腾作用,f1(LAI)(Eq(14.5))。C3也是一部分。(14.4),但只存在于土壤中——真正的函数,Eq(14.6)。

C1

C1是依赖于植物的。对农作物和草,C1据估计约为0.3。C1影响土壤蒸发蒸腾的比率。这是如图14.7所示。对于较小的C1值相对于蒸腾土壤蒸发变大。对于更高的C1值,

比方法的基本比由C2和LAI的输入值。

C2

对农作物和草,生长在粘土质肥沃的土壤,C2据估计约为0.2。类似于C1,C2影响土壤蒸发和植物蒸腾作用之间的分布,。C2的更高的价值,更大比例的实际ET将土壤蒸发。因为土壤蒸发只发生从最上层节点(最接近地面)是UZ土壤剖面,水从顶部节点加权提取更高。这是占总数的23%和61%提取发生在顶部节点为C2值分别为0和0.5。

因此,改变C2将影响土壤蒸发蒸腾的比例,进而会影响到实际蒸散总量可能在干燥的条件下。更高的C2值将导致更小的值提取总实际蒸散,因为更多的水从顶部节点,随后干涸得快。因此,实际蒸散总量将提高敏感能力通过毛细管作用土壤向上打水。

C3

C3尚未评估实验。通常情况下,一个值的C3 20mm/天,这有点高于10mm的价值/天Kristensen和詹森(1975)提出的。C3可能取决于土壤类型和根密度。更多的水释放在低潜力矩阵,根密度越大,C3的价值应该越高。进一步讨论了Kristensen和詹森(1975)。

C1

C1和C2的影响土壤蒸发和植物蒸腾作用之间的比率。从模型获得的值是运行假设Cint = 0,水分含量高于田间持水量,LAI= 5

14.2双层水平衡方法

双层水平衡方法是另一种更复杂的不饱和流过程耦合Kristensen和詹森模块来描述土壤水分蒸发蒸腾损失总量。双层水平衡的方法是基于史密斯(1994) 制定了一个严格的标准。该模块的主要目的是计算实际蒸散和水量,饱和区。

模块是特别有用的地区浅层地下水位,如沼泽、湿地地区,那里的实际蒸散率接近参考利率。地区的深层干燥不饱和区,该模型并不代表实际的流动力不饱和区。模型只考虑平均共同条件和不占不饱和该关系,地方政府投资公司电导率和土壤含水量,因此,土壤运输水的能力的根源。模型简单假设如果足量,保证水可在根区,水将可蒸散。然而,它通常可以“校准”模型的输入参数,以便在大多数表现的相当好。

双层水平衡方法包括拦截的过程,人工池塘,和蒸散,同时考虑整个非饱和区由两个“层”代表平均条件下非饱和区。方面的描述植被叶面积指数(LAI)和根深度。土壤属性包括一个恒定的渗透能力和凋萎点的土壤水分含量,田间持水量和饱和度。

输出是一个估计实际蒸散和地下水补给的值。

叶面积指数(LAI)

叶子的面积上单位面积的地面是由叶面积指数定义,LAI。广义时变函数LAi的作物和植被类型在文献中是可用的。在MIKESHE,你必须为每个指定LAI的时空变化模拟植被类型在生长季节。不同气候条件每年可能需要一个转变的LAI曲线在时间,但通常不会改变曲线的形状。通常,LAI变化介于0到7。

根深

深的定义是活动的根的最大深度根区。

14.2.1 明确和计算

ET的各种计算和消除是存储在MIKESHE，只在特定时间发生在计算过程中,如以下所述:

1蒸发和升华除去雪(如果存在),

2绕过渗透计算(如果包括),(见简化的宏观孔隙流(旁路流)

3流从平坦的地区包括(如果)计算,

4渗透是UZ/SZ计算,

5蒸发计算树冠,

6蒸发积水计算,计算非饱和区

7蒸腾,然后计算饱和区

8蒸腾,如果额外的参数选项蒸腾在水洼(V.1 p . 310)指定,然后上面三个计算的顺序发生了变化,从计算非饱和区6蒸腾,7蒸腾从计算饱和区,然后从积水8蒸发计算。最后,

9是UZ/SZ水平衡检查,地下水位是纠正,如果必要的。

14.2.2 土壤水分

ET——如果

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