2017, Vol. 36
2. 中国科学院寒区旱区环境与工程研究所 寒旱区陆面过程与气候变化重点试验室, 兰州 730000
蒸发皿作为一种直接观测大气蒸发需求能力的仪器, 在气象、水文、农业灌溉和水资源管理中广泛使用 (Bruton et al, 2000; Rotstayn et al, 2006)。为了更加全面的理解气候变化对水循环的影响, 20世纪末, 科学家开始对蒸发皿蒸发量的长期变化特征进行研究 (Peterson at al, 1995; Brutsaert and Parlange, 1998; Roderick and Farquhar, 2002; Rayner, 2007; Roderick et al, 2007)。Peterson et al (1995)首次报道, 美国、前苏联和东欧的一些区域蒸发皿蒸发量在过去50年呈下降趋势, 并根据蒸发皿蒸发量与云量的相关性将之归因于云量的增加。Brutsaert and Parlange (1998)考虑地面蒸发与蒸发皿蒸发量的区别, 认为美国区域蒸发皿蒸发量的减少是地面蒸发加强造成的。Roderick and Farquhar (2002)并不认同以上观点, 认为在澳大利亚蒸发皿蒸发量的下降主要是由太阳总辐射的下降引起的。Rayner (2007)进一步对澳大利亚蒸发皿蒸发量进行研究时得到风速减小使其下降的结论。Fu et al (2009)和Roderick et al (2009a, 2009b) 对蒸发皿蒸发量变化的研究进行了评述, 认为此项研究依然存在很大的不确定性。与此同期, 对中国蒸发皿蒸发量也进行了大量的研究 (邱新法等, 2003; Liu et al, 2004; 曾燕等, 2007), 结果表明蒸发皿蒸发量整体呈下降趋势, 对其下降的原因的研究结果整体可以总结为:在中国东部主要是气溶胶造成的太阳辐射下降引起的; 而在西北地区则主要是由空气湿度增加和风速减小造成的 (Zuo et al, 2005; 刘波等, 2006; 申双和和盛琼, 2008; 刘敏等, 2009)。
近半个世纪全球大多数区域蒸发皿蒸发量整体呈下降趋势, 这一趋势与人们当初的预期——“全球变暖, 近地层空气将会变干, 地表蒸发将增加”相矛盾, 科学家将这种矛盾现象称为“蒸发佯谬 (Evaporation paradox)”(Brutsaert and Parlange, 1998; Brutsaert, 2006)。总结已有的研究发现, 对蒸发皿蒸发量下降原因的解释至今仍不确定。甚至在以蒸发皿蒸发量进行气候分析时得出地气系统中水汽循环是加速 (Brutsaert and Parlange, 1998; Fu et al, 2004) 和减速 (Bruton et al, 2000; Roderick and Farquhar, 2002) 两种截然相反的结论。导致如此不确定的原因主要有两方面, 一方面是对蒸发皿蒸发量的物理意义不明确, 关于蒸发皿蒸发和实际蒸发之间的区别和联系不够清晰 (Pereira et al, 1995; Kahler and Brutsaert, 2006; 刘波等, 2010), 缺乏对蒸发皿蒸发过程和物理机理的认识和研究 (左洪超等, 2006); 另一方面是以往的研究多为定性分析, 利用相关分析来推测造成蒸发皿蒸发量变化的原因, 因此无法定量研究各环境因子在蒸发皿蒸发过程中的作用和贡献量, 导致不能完整解释多种环境因子对蒸发皿蒸发的非线性作用结果。
最近10余年国际上开始重点针对蒸发皿蒸发的物理过程进行研究, 深入认识和揭示蒸发皿蒸发的物理机制 (Jacobs et al, 1998; Martinez et al, 2006; Lim et al, 2012; 2013), 以求在根本上认识蒸发皿蒸发量的气候意义, 但这些研究均是针对Class A蒸发皿开展的。中国在常规观测中广泛使用的蒸发皿主要为20 cm蒸发皿和E601B蒸发皿, 这两种蒸发皿无论从结构尺寸上, 还是安装方式上, 都与Class A蒸发皿有明显的差异 (Liu et al, 2008; 陈伯龙等, 2013; 2014), 因此研究20 cm和E601B两种蒸发皿的蒸发过程和物理机制便很有必要, 明确不同类型蒸发皿蒸发之间的差异对深入分析蒸发皿蒸发量也有益处。为此, 本研究基于大气边界层理论, 在中国西北干旱区设置了Class A、20 cm和E601B三种不同型号的蒸发皿对比蒸发野外试验, 通过微气象观测手段, 基于能量平衡原理和梯度输送理论对蒸发皿与周围环境之间的相互作用进行研究。研究结果有助于加深认识蒸发皿与周围环境之间的相互作用以及蒸发皿蒸发过程, 有利于明确蒸发皿蒸发量的物理意义, 为定量分析蒸发皿蒸发量变化成因提供基础, 同时也对全面理解蒸发蒸发量长期变化趋势所揭示的气候信号具有较为重要的意义。
2 试验介绍“内蒙古蒸发皿蒸发试验 (Inner Mongolia Pan Evaporation Experiment, IMPEEX)”是兰州大学在国家自然科学基金项目的支持下, 从2012年6月12日到9月28日在内蒙古自治区阿拉善左盟巴润霍德乡蒙古西滩 (103°55′E, 37°45′N, 海拔: 1578 m) 进行的野外试验, 试验地属于中国西北干旱与半干旱区, 位于中国第四大沙漠腾格里沙漠的南缘, 距离沙漠边缘约1 km, 实验场下垫面为均匀平坦的黄土荒漠, 植被有稀疏的骆驼刺和零星低矮杂草 (蒿类)(杨扬等, 2015)。
试验共安装三种不同型号的蒸发皿, 分别为2个Class A蒸发皿, 3个E601B蒸发皿和2个20 cm蒸发皿 (图 1)。为了避免安置在水中的水温观测装置对蒸发量观测精度的影响, 蒸发量和水温观测分别在同类型的不同蒸发皿中独立进行。另外, 利用手持红外温度计 (精度0.2 ℃) 对所有蒸发皿的水面温度进行测量, 除自动观测外, 所有人工观测均在北京时间整点时刻同步进行, 频次为1 h一次。在一些大风、沙尘和降雨等坏天气情况下, 人工观测出现部分缺测时段。试验期间, 每日21:00(北京时, 下同), 将所有蒸发皿中的水补充到规定高度。为减小每次补水引起的水温变化对蒸发的影响, 用第三个E601B蒸发皿做储水设备, 向其余6个蒸发皿统一补水, 保证每次所补水的水温尽量接近于各蒸发皿中水温, 从而减小补水时水温变化对蒸发量的影响。每次补水完毕后, 再用地下井水补充该储水蒸发皿, 用于次日继续补水。
|
图 1 蒸发皿试验场和蒸发皿水温测量设备 Figure 1 The pan evaporation experiment field and water temperature measurement equipment |
Class A蒸发皿 (直径为121 cm, 高为25 cm, 金属不锈钢材质) 统一安装在高度为15 cm的标准木质底座上, 蒸发皿中水深为20 cm。Class A蒸发皿蒸发量 (EpanA) 通过安装在蒸发皿中的自动测量装置观测 (精度0.02 mm), 水温通过固定在蒸发皿中央小支架上的温度传感器观测 (距离水面的深度为5、10和20 cm)。同时, 在蒸发皿底座空隙中装有空气温湿度传感器。
20 cm蒸发皿 (直径20 cm, 高度10 cm, 水深约4 cm, 镀锌铜材质) 安装在距离地面60 cm高的金属支架上。20 cm蒸发皿蒸发量 (EpanD) 通过电子秤 (精度1 g) 称重计算; 水温用固定在水体中央的水银温度计 (精度0.2 ℃) 测量。
E601B蒸发皿 (E601B蒸发皿由主蒸发桶和水槽两部分构成, 主蒸发桶直径61 cm, 侧壁高60 cm, 底部呈锥形, 锥体深度7 cm, 主蒸发桶口沿周围有一圈宽20 cm、深15 cm水槽) 按照中国国家气象局《气象仪器观测标准》统一安装, 主蒸发桶中水面距离口沿10 cm, 水槽中水面与主蒸发桶水面等高。E601B蒸发皿蒸发量 (EpanE) 由固定在蒸发皿口沿的螺旋测微器 (精度为0.1 mm) 测量的水面高度差计算。水温通过固定在小支架上的4个温度传感器测量 (深度为5、10、20和40 cm)。为了测量水体与周围土壤之间的能量交换过程, 在该蒸发皿南侧与北侧, 距离蒸发皿侧壁20 cm的土壤中分别安装3层 (7、16和25 cm) 土壤温度传感器; 同时, 分别在南、北向紧贴蒸发皿侧壁垂直安装有2层 (16和25 cm) 和1层 (25 cm) 土壤热通量板, 在蒸发皿底部水平安装1层土壤热通量板。
相应的微气象观测装置包括一座高12 m的微气象塔, 安装仪器包括3层风速传感器 (10、2、0.5 m); 4层空气温度和相对湿度传感器 (10、2、1.5、0.5 m); 10 m高度装有风向传感器。在微气象塔向南20 m处安装四辐射分量仪, 架设高度为1.5 m。在实验末期, 利用四辐射分量仪对水面尺度较大的Class A蒸发皿设计了水面反照率观测试验。考虑到四辐射分量仪观测源区较大的特点, 辐射仪架设在蒸发皿正上方距离水面0.2 m处。观测时段为9月21-26日连续6天, 天气条件均为晴天。
3 结果分析 3.1 蒸发皿蒸发过程微气象观测分析 3.1.1 蒸发皿蒸发量蒸发皿蒸发是多个气象因子共同作用的结果, 其蒸发过程对天气条件和周围环境的变化十分敏感, 在干旱区晴天蒸发皿蒸发远远强于阴雨天, 大风天气蒸发皿蒸发也大于微风天气。为了详细地考察各蒸发皿蒸发的物理过程以及对比三种蒸发皿蒸发过程的差异, 选择试验期间蒸发皿蒸发过程较为剧烈的7月份的观测结果进行分析, 为了进一步降低自由度, 特别选取当月观测完整、精度较高的10个典型晴天 (分别为7月1-5日、7日、19日、22日、23日和27日) 的微气象观测资料对蒸发皿蒸发的日变化过程进行分析。
通过三种蒸发皿对应的平均日蒸发过程 (图 2) 可以看出, 受太阳辐射强迫作用, 蒸发皿蒸发过程日变化十分明显。对比三者蒸发过程发现, 白天, 20 cm蒸发皿蒸发强度最大, 最大小时蒸发量接近1.2 mm·h-1, ,其次是Class A蒸发皿, 最大蒸发量接近0.9 mm·h-1, E601B蒸发皿蒸发最弱, 最大蒸发量约为0.55 mm·h-1, 。夜间蒸发强度整体较弱, 三者蒸发强度基本在0.1 mm·h-1, 到0.2 mm·h-1, 之间变化, 三种蒸发皿蒸发强度顺序正好与白天相反, 即E601B蒸发皿蒸发最强, 其次为Class A蒸发皿, 20 cm蒸发皿蒸发最弱。
|
图 2 E601B、Class A和20 cm蒸发皿平均日蒸发过程 Figure 2 Diurnal evaporation process of E601B pan, Class A pan and 20 cm pan |
蒸发皿蒸发量是周围环境因子共同作用的结果, 不同类型的蒸发皿与周围环境之间的相互作用存在一定的差异, 从而导致不同蒸发皿蒸发过程的变化特征并不一致。三种蒸发皿蒸发强度对比显示, 20 cm蒸发皿对环境因子变化的响应最快, 其次是Class A蒸发皿, E601B蒸发皿的响应速度最慢。从最大蒸发强度出现的时刻来看, 20 cm蒸发皿对应13:00, Class A蒸发皿为16:00, 而E601蒸发皿蒸发强度变化较平缓, 最大值出现在16:00到18:00之间; 三种蒸发皿的最小蒸发强度一致出现在日出时刻 (05:00)。Class A蒸发皿与E601B蒸发皿的最大蒸发强度出现时刻明显滞后于20 cm蒸发皿, 原因是蒸发皿蒸发强度主要由蒸发皿中水体接收的能量所驱动, 三种蒸发皿与周围环境之间的能量交换过程和强度各不相同, 使得三种蒸发皿中水体的内能变化并不同步, 如20 cm蒸发皿和Class A蒸发皿, 其侧壁接收辐射和热传导的影响远大于E601B蒸发皿侧壁 (土壤和水体之间) 的热传导, 这导致前两种蒸发皿蒸发对环境因子变化的响应较快; 同时, 蒸发皿中的水体体积大小也会影响响应速度, 如20 cm蒸发皿中水体较Class A蒸发皿要小, 结果20 cm蒸发皿蒸发对环境因子变化的响应速度比Class A蒸发皿要快。
3.1.2 蒸发量折算系数在分析蒸发皿蒸发资料时, 常常遇到不同类型蒸发皿蒸发量资料不统一的现象, 如中国北方冻结期间用20 cm蒸发皿观测, 而非冻结期间用E601B蒸发皿观测, 在美洲和澳大利亚等地则长期使用Class A蒸发皿观测。不同类型的蒸发皿观测的蒸发量代表性差异显著 (图 2)。不同类型的蒸发皿观测的蒸发量不仅为分析增加了难度, 同时也增加了分析结果的不确定, 因此, 往往需要对不同类型的蒸发皿观测的蒸发量进行折算。为了确定这三种蒸发皿蒸发量之间的折算系数, 将试验期间Class A蒸发皿和20 cm蒸发皿的日蒸发量分别与E601B蒸发皿的日蒸发量做线性回归分析 (图 3), 两两之间有很好的线性关系。Class A蒸发皿与E601B蒸发皿日蒸发量的比例系数为1.351(图 3a), 20 cm蒸发皿与E601B蒸发皿日蒸发量的比例系数为1.659(图 3b), 回归分析优势度分别达到0.943和0.984。这为三种蒸发皿日蒸发量之间相互转换提供了折算系数, 如20 cm蒸发皿日蒸发量乘以1/1.659便折算为E601B蒸发皿的日蒸发量。
|
图 3 蒸发皿EpanA与EpanE(a), EpanD与EpanE(b) 之间的线性回归关系 Figure 3 The linear regression relationship between EpanA and EpanE(a), EpanD and EpanE(b) with pans daily evaporation |
水温是衡量水体内能的物理量, 蒸发皿蒸发过程中, 蒸发强度与水体内能有密切的联系。通常认为, 水体蒸发是由水面挥发和水汽向周围扩散两个过程组成, 任何影响这两个过程的因素都会影响蒸发速率。水面挥发的强度取决于内能的大小; 扩散则较为复杂, 主要由周围环境的输送过程决定。因此, 水面温度的高低一定程度上影响着水面蒸发的强度。为了检测蒸发皿蒸发过程中水体内能的变化, 试验根据蒸发皿中水体深度设置了多层水温观测, 观测结果如图 4所示。
|
图 4 E601B (a)、Class A (b) 和20 cm (c) 蒸发皿不同深度的水温日变化, 及三种蒸发皿水面温度日变化对比 (d) Figure 4 The water temperature variations at different depths of E601B (a), Class A (b), 20 cm (c) pan, and water surface temperatures of E601B, Class A and 20 cm pan (d), respectively |
E601B蒸发皿共测量5层水温 (0、5、10、20和40 cm), 在水体加热阶段 (09:00到14:00), 水表面温度大于水中温度; 其余时段, 由于水面蒸发消耗的能量大于接收的能量, 使得水面温度逐渐降低, 并且水面温度低于水中温度, 最大温差超过2 ℃(图 4a)。另外, 加热时段浅层水温高于深层水温, 10 cm和20 cm之间存在明显的热量层结, 层结从09:00产生, 18:00消退, 层结温差最大达到2 ℃。从19:00到次日08:00, 水中4层温度变化非常一致。水温变化趋势显示, 水面温度变化过程明显超前于水中温度的变化过程。07:00水面开始增温, 但水中温度09:00才开始增温; 13:00以后, 水面增温结束, 但浅层水温到15:00才结束, 深层直到17:00才停止增温。这种深层水温变化滞后于浅、表层的现象表明水体内能主要由水面接收的太阳辐射能提供, 并且辐射能量从上往下通过热传导缓慢传递。Class A蒸发皿共测量4层水温 (0、5、10和20 cm), 不同深度的水温变化过程与E601B蒸发皿类似 (图 4b), 但由于Class A蒸发皿中水深只有20 cm, 且直径达到1.2 m, 在风的动力作用下, 水体对流较强, 从而3层水温变化基本一致, 无明显的热力层结现象。20 cm蒸发皿由于水体过浅 (不超过4 cm), 只有水面和水中2 cm深度的温度, 变化情形接近Class A蒸发皿 (图 4c)。
蒸发皿为人为设置的小水体, 在观测时与周围环境构成显著的非均匀性, 三种不同型号的蒸发皿相比, E601B蒸发皿、Class A蒸发皿和20 cm蒸发皿与环境之间的非均匀性依次增强, 非均匀性越强, 周围环境对水体的影响也就越显著。三种蒸发皿水面温度的对比 (图 4d) 结果显示, 20 cm蒸发皿水面温度的日变化幅度最大, 日较差超过10 ℃, 其次是Class A蒸发皿, 最小的是E601B蒸发皿。在太阳辐射的作用下, 水体加热旺盛的时段出现在08:00-14:00, 这一时段中20 cm蒸发皿水面温度最大; 随着辐射强迫的减弱, 水体迅速降温 (14:00-21:00), 该时段Class A蒸发皿水面温度最大; 夜间由于E601B埋设在土壤中, 其侧壁的热量散失很小, 所以该时段其水面温度最大。日变化特征对比发现, 由于20 cm蒸发皿和Class A蒸发皿架设在地面之上, 其侧壁能够接收太阳辐射和热传导, 导致这两种蒸发皿中水体的加热时段从07:00开始, 先于E601B蒸发皿约1 h, 但降温出现的时刻分别晚于E601B蒸发皿约1 h和3 h。
3.1.4 蒸发皿侧壁热传导蒸发皿侧壁和底部的能量交换对蒸发强度也有一定的影响, 但却很难准确的直接测量发生在侧壁和底部的热通量。E601B蒸发皿安装时蒸发桶填埋在土壤中, 这便于通过土壤热通量板直接测量发生在桶壁与周围土壤之间的热量传输。在试验中, 考虑向光面和背光面土壤温度差异, 分别在E601B蒸发皿朝南、朝北两个方向, 距离桶壁20 cm的土壤中安装3层土壤温度仪 (7、16和25 cm), 紧贴桶壁朝南方向安装2层土壤热通量板 (16和25 cm)、朝北方向安装1层土壤热通量板 (25 cm), 蒸发皿底部水平安装1层土壤热通量板 (58 cm)。
不同深度的土壤温度和水温对比显示 (图 5a, Tw5~40表示5、10、20和40 cm水温, Ts7~25和Tn7~25分别表示南向和北向7、16和25 cm深度土壤温度), 从11:00到19:00, 4层水温均高于土壤温度, 但在夜间23:00到次日09:00, 水温显著低于土壤温度。在太阳强辐射时段, 南向的土壤温度均高于同深度北向的土壤温度; 在地表冷却时段, 北向的土壤温度高于同深度南向的土壤温度。桶壁周围的热通量的变化相位 (图 5b, Gs16和Gs25表示南向15和25 cm深度热通量, Gn25表示北向25 cm深度热通量, Gb为底部热通量) 刚好与温度变化相位相反, 量值约在±10 W·m-2之间变化。在太阳强辐射时段, 桶壁热通量成负值, 即热量从蒸发皿水体向土壤传输, 其原因是水体比热小于桶壁周围土壤比热, 水体加热较快, 在水温高于土壤温度的情况下热量由水体传向土壤。在地表冷却过程中, 水温下降较快, 土壤降温较慢, 当水温低于土壤温度后, 热通量便成正值。受深度的影响, 蒸发皿底部水温与土壤温度差异相对较小, 因此底部的热通量较侧壁小。日时间尺度的总通量和显示, 侧壁的热通量几乎为零, 底部则为较小的负值。Class A蒸发皿和20 cm蒸发皿都架设在地面之上, 与蒸发皿侧壁和底部直接接触的是流动空气, 这类蒸发皿侧壁和底部的热量传输很难直接观测, 可以通过合理的参数化方案来估计 (Linacre, 1994)。
|
图 5 E601B蒸发皿不同深度水温与周围土壤温度 (a) 及蒸发皿桶壁热通量 (b) 的日变化 Figure 5 Diurnal variations of pan water temperature and sounding soil temperature (a), heat flux through pan wall (b) of E601B in different depth |
蒸发皿水面反照率直接影响着太阳辐射对蒸发皿蒸发的贡献, 由于蒸发皿水体较浅, 蒸发皿水面反照率实际是蒸发皿底部及其所盛水体的综合反照率。Class A蒸发皿平均的水面反照率日变化 (图 6) 受太阳高度角的影响, 日出、日落时刻反照率较大, 整体上符合“U”型结构。白天反照率日变化比较平稳, 观测期间平均反照率为0.087。与均匀地表反照率相比较, 蒸发皿水面反照率又略微呈“W”型。其原因是Class A蒸发皿中水深只有0.2 m, 其反照率既具有水体的特征, 同时又受到蒸发皿底部金属的影响。日出后随着太阳高度角的增加, 反照率迅速减小。当太阳高度角超过某一特定值后, 太阳光线会穿透水体, 在蒸发皿底部金属面上发生镜面反射。随着太阳高度角继续增大, 蒸发皿底部能够接收到太阳直射的面积逐渐增大, 从而叠加到水面反射中的镜面反射量也增加, 这样蒸发皿水面反照率将略微增大。当太阳高度角进一步增大后, 水底接收太阳直射的面积将基本保持不变, 这时蒸发皿水面的反照率便近似达到一固定的常值。日落前和日出后的过程正好相反, 随着太阳高度角的减小, 蒸发皿水面反照率先减小后增加。主要受太阳高度角影响, 蒸发皿水面反照率的日变化具有明显的对称。
|
图 6 Class A蒸发皿水面反照率日变化 Figure 6 Diurnal variation of Class A pan water surface albedo |
蒸发皿蒸发是人为设置的小水体蒸发, 其蒸发量代表大气综合蒸发能力。实际观测时蒸发皿水面与周围地表之间构成显著的非均匀性, 由于这种非均匀性使得蒸发皿与土壤、大气之间存在着复杂的能量交换过程, 但整个蒸发过程都要受到能量守恒的制约。构成蒸发皿能量平衡的主要能量分量有蒸发皿水面净辐射、感热、潜热 (即蒸发皿蒸发相变热量), 水体储热率, 以及蒸发皿侧壁和底部与环境之间的热传导。任何一种能量分量的变化, 都会引起各能量分量平衡状态的变化, 如净辐射增加会引起水温增加, 但水温增加又会引起水面蒸发加强, 强蒸发又会导致水温下降。下面在蒸发皿微气象试验的基础上, 通过计算蒸发皿各能量分量并分析其能量平衡状况。蒸发皿水体能量平衡可以表示为:
| $ R{{n}_{\text{w}}}+LE+H{{s}_{\text{w}}}+Ht+{{S}_{\text{w}}}+{{G}_{\text{w}}}=0, $ | (1) |
其中: Rnw为水面净辐射、Hsw为感热、LE为潜热, Sw为水体储热率, Ht为和Gw分别为蒸发皿侧壁和底部的热传导。实际观测中, 这六部分能量通常并不平衡, 于是在能量平衡方程 (1) 中引入能量剩余项Res, 将方程 (1) 改写为:
| $ R{{n}_{\text{w}}}+LE+H{{s}_{\text{w}}}+Ht+{{S}_{\text{w}}}+{{G}_{\text{w}}}=\text{Res}, $ | (2) |
参照地表净辐射的计算方法 (孟宪红和吕世华, 2012; 张弛等, 2015), 水面净辐射Rnw表示为:
| $ R{{n}_{\text{w}}}=\left(1-{{\alpha }_{\text{w}}} \right)R{{s}^{\downarrow }}+\left(\left(1-\beta \right)R{{l}^{\downarrow }}-{{\varepsilon }_{\text{w}}}\sigma T_{\text{w}}^{4} \right), $ | (3) |
其中: Rs↓为向下短波辐射, 水面反照率αw=0.087, Rl↓为向下长波辐射, 水面长波反射系数β=0.03和发射系数εw=0.97(Martinez et al, 2006), σ为Stefan-Bolzmann常数, Tw为蒸发皿水面温度。
水面潜热由观测的蒸发皿蒸发量确定:
| $ LE=\lambda {{E}_{\text{pan}}}, $ | (4) |
其中: λ为水相变潜热常数, Epan为蒸发皿蒸发量。
水面感热Hsw表示为:
| $ H{{s}_{\text{w}}}={{\rho }_{a}}{{c}_{p}}{{C}_{H}}{{U}_{z}}\left({{T}_{\text{w}}}-{{T}_{\text{z}}} \right), $ | (5) |
其中: ρa为空气密度, cp为空气定压比热, Uz和Tz分别为z高度处水平风速和空气温度, Tw为水面温度, CH为水面感热输送系数, 假设CH与水面潜热输送系数CE相等, CE用以下方法计算:
| $ {{C}_{\text{E}}}=\lambda {{E}_{\text{pan}}}/\lambda {{\rho }_{a}}{{U}_{z}}\left({{q}_{s}}-{{q}_{\text{z}}} \right), $ | (6) |
其中: qs表示温度为Tw的饱和水汽压es所对应的空气比湿, qz为z高度处空气比湿, qs和qz用以下方法计算:
| $ {{q}_{s, z}}=\frac{\varepsilon {{e}_{s, z}}}{P-0.378{{e}_{s, z}}}, $ | (7) |
其中: ε为常数 (ε=0.622), es和ez分别表示水面饱和水汽压和z高度处水汽压 (hPa), P为大气压强 (hPa), 水面饱和水汽压es可用水面温度Tw表示为:
| $ {{e}_{s}}=6.1078\exp \left[ \frac{17.27\left({{T}_{\text{w}}}-273.16 \right)}{{{T}_{\text{w}}}-35.86} \right], $ | (8) |
侧壁热通量Ht参数化为:
| $ Ht=\left(R{{l}^{\uparrow }}-{{\varepsilon }_{\text{w}}}\sigma T_{\text{w}}^{4} \right)\cdot \left(\text{Spa}{{\text{n}}_{a}}/\text{Spa}{{\text{n}}_{u}} \right), $ | (9) |
其中: Spana和Spanu分别为蒸发皿侧壁面积和上表面积, δz为蒸发皿中水深度, (E601B蒸发皿侧壁和底部的热通量由热通量板测量)。
蒸发皿水体储热率Sw表示为:
| $ {{S}_{\text{w}}}={{c}_{\text{w}}}{{\rho }_{\text{w}}}\delta z\frac{\partial {{T}_{\text{w}}}}{\partial t}, $ | (10) |
其中: cw为水比热, ρw为水密度, ∂Tw/∂t为水温随时间的变化率。
蒸发皿底部热通量Gw可以表示为:
| $ {{G}_{\text{w}}}=R{{l}^{\uparrow }}-{{\varepsilon }_{\text{w}}}\sigma T_{\text{w}}^{4}. $ | (11) |
蒸发皿蒸发是周围环境中多种形式的能量共同作用的结果, 其中任何一种形式的能量变化都能造成蒸发速率的变化, 反过来, 蒸发速率的大小也会影响蒸发皿水体与周围环境之间的能量交换过程。图 7为蒸发皿蒸发过程中6种主要能量分量的日变化过程。对比三种蒸发皿中的能量分量可以看到, 6种分量中变化最剧烈的是蒸发皿水面净辐射Rnw和潜热通量λEpan, Rnw的最大值约为800 W·m-2; λEpan的最大值则从20 cm蒸发皿的800 W·m-2(图 7a) 减小到Class A蒸发皿的600 W·m-2(图 7b), 再到E601B蒸发皿的400 W·m-2(图 7c); 另外, 在Class A和E601B蒸发皿中, 水体储热率Sw的变化也比较显著, 在升温时段日最大值达到500 W·m-2, 降温时段日最小值接近-300 W·m-2, 但20 cm蒸发皿由于水体较小, Sw在±100 W·m-2之间变化 (图 7a)。蒸发皿蒸发过程中Sw起到缓冲太阳辐射和调节蒸发的作用, 水体越深, Sw对蒸发强度的影响就越显著。其余三个分量Hsw、Ht和Gtw日变化均比较小, 大概在±100 W·m-2以内变动。值到注意的是Hsw白天为负值, 即空气向水面提供感热能量, 通常情况下, 在晴朗的白天, 近地层空气温度一般要高于架设在地表的蒸发皿水面温度, 从而导致水面感热通量向下传输。
|
图 7 20 cm (a)、Class A (b) 和E601B (c) 蒸发皿蒸发过程中各能量分量的日变化 Figure 7 Diurnal variation of energy components in pan evaporation process for 20 cm (a), Class A (b) and E601B (c) |
能量平衡分析显示, 太阳辐射是驱动蒸发皿蒸发的主要能量。但是随着蒸发皿水体深度的增大, λEpan对Rnw变化的响应时间逐渐增长, 如20 cm蒸发皿的最大λEpan出现在13:00, Class A蒸发皿为15:00, 而E601B蒸发皿的则在16:0020:00之间。从20 cm蒸发皿到Class A蒸发皿, 再到E601B蒸发皿, 蒸发皿中的水体深度从4 cm增加到20 cm, 再到60 cm, 水体深度越深, 其热力惯性越大, 对周围环境的变化响应就越慢。在蒸发过程中, 蒸发皿水体能量并不平衡, Res在蒸发较强的白天时段整体为负值, 最大超过-200 W·m-2, 即蒸发皿蒸发过强, 驱动蒸发皿蒸发的能量不足。出现这种能量不平衡的原因主要是因为能量分析中未考虑侧壁接受的太阳辐射, 导致计算的水体接收的辐射能量偏小。尤其是对于架设在地表之上, 侧壁能够直接获得太阳辐射的20 cm蒸发皿和Class A蒸发皿, 蒸发皿中水体总体获得的太阳辐射量要大于仅按水面计算的太阳辐射量, 这种侧壁获得的太阳辐射能够加强蒸发皿的蒸发, 对于蒸发皿中的小水体而言, 这时产生了明显的“边际效应”现象, 当然“边际效应”比较复杂, 还包括其他形式的能量平流和交换。当蒸发皿侧壁与蒸发皿水面的面积比较大时, 这种“边际效应”现象尤为显著。出现能量不平衡的另一个原因可能是用来刻画蒸发皿侧壁和底部热传导参数化方法不够准确, 同时, 发生在蒸发皿侧壁、底部与周围地表、大气之间的能量交换过程十分复杂, 仅考虑发生在他们之间的热传导也不够全面。
4 结论通过微气象观测方法, 对Class A、20 cm和E601B三种蒸发皿蒸发的物理过程进行野外精细对比观测。选取试验期间典型晴天的高质量试验数据, 对蒸发皿蒸发量、蒸发皿水温、侧壁热通量和蒸发皿水面反照率的日变化特征进行分析, 接着依据观测结果和合理的参数化方案, 分析了蒸发皿水体能量平衡特征。主要研究结论如下:
(1) 三种蒸发皿蒸发量日变化对比显示, 白昼时段20 cm蒸发皿蒸发最强, 其次是Class A蒸发皿, E601B蒸发皿最弱; 20 cm蒸发皿和Class A蒸发皿的日蒸发量分别是E601B蒸发皿的1.659倍和1.351倍。蒸发皿蒸发的强弱由蒸发皿水体从周围环境中获得的能量多少来决定, 而这种能量传输则主要受蒸发皿与周围环境之间形成的非均匀性强度所控制, 从20 cm蒸发皿到Class A蒸发皿, 再到E601B蒸发皿, 这种非均匀性逐渐减弱。
(2) 蒸发皿多层水温观测显示, 在水温变化迅速的上午加热时段, 三种蒸发皿中水体越深, 水温层结越显著, 其中最显著的E601B蒸发皿在10~20 cm深处温度层结达到2 ℃, 这种层结也表明加热水体的能量主要是由上向下传播的水面接收的太阳辐射能。水温与周围空气、土壤之间的温度差异导致蒸发皿侧壁发生热传导, 观测的E601B蒸发皿水体与土壤之间的热通量约在±10 W·m-2之间波动, 但日时间尺度上, 水体与土壤之间的总热通量几乎为零。
(3) 蒸发皿水面的反照率并非单纯水体的反照率, 而是水体与蒸发皿底部的综合反照率, 观测的Class A蒸发皿典型晴天水面反照率呈“U”型日变化, 白昼时段的平均值为0.087。基于观测事实和合理的参数化方案, 针对蒸发皿水体能量平衡分析显示, 太阳辐射和水体储热率是决定蒸发皿蒸发强度的主要能量分量, 而水面感热、侧壁和底部热传导对蒸发量的贡献较小。
| Bruton J M, Hoogenboom G, McClendon R W. 2000. A comparison of automatically and manually collected pan evaporation data[J]. Trans ASAE, 43(5): 1097–1101. DOI:10.13031/2013.3002 | |
| Brutsaert W, Parlange M B. 1998. Hydrologic cycle explains the evaporation paradox[J]. Nature, 396(6706): 30. DOI:10.1038/23845 | |
| Brutsaert W. 2006. Indications of increasing land surface evaporation during the second half of the 20th century[J]. Geophys Res Lett, 33(20): L20403. DOI:10.1029/2006GL027532 | |
| Fu G B, Charles S P, Yu J J. 2009. A critical overview of pan evaporation trends over the last 50 years[J]. Climatic Change, 97(1): 193–214. | |
| Fu G B, Liu C, Chen S, et al. 2004. Investigating the conversion coefficients for free water surface evaporation of different evaporation pans[J]. Hydrol Process, 18(12): 2247–2262. DOI:10.1002/(ISSN)1099-1085 | |
| Jacobs A F G, Heusinkveld B G, Lucassen D C. 1998. Temperature variation in a class:A evaporation pan[J]. J Hydrol, 206(1-2): 75–83. DOI:10.1016/S0022-1694(98)00087-0 | |
| Kahler D M, Brutsaert W. 2006. Complementary relationship between daily evaporation in the environment and pan evaporation[J]. Water Resour Res, 42(5): W05413. DOI:10.1029/2005WR004541 | |
| Lim W H, Roderick M L, Hobbins M T, et al. 2012. The aerodynamics of pan evaporation[J]. Agricultural and Forest Meteorology, 152: 31–43. DOI:10.1016/j.agrformet.2011.08.006 | |
| Lim W H, Roderick M L, Hobbins M T, et al. 2013. The energy balance of a US Class A evaporation pan[J]. Agricultural and Forest Meteorology, 182: 314–331. | |
| Linacre E T. 1994. Estimating US Class A pan evaporation from few climate data[J]. Water Int, 19: 5–14. DOI:10.1080/02508069408686189 | |
| Liu B, Xu M, Henderson M, et al. 2004. A spatial analysis of pan evaporation trends in China, 1955-2000[J]. J Geophys Res, 109(D15): D15102. DOI:10.1029/2004JD004511 | |
| Liu H J, Cohen S, Tanny J, et al. 2008. Estimation of banana (Musa sp.) plant transpiration using a standard 20 cm pan in a greenhouse[J]. Irrigation and drainage systems, 22(3-4): 311–323. DOI:10.1007/s10795-008-9058-2 | |
| Martinez J M M, Alvarez V M, Real M M G, et al. 2006. A simulation model for predicting hourly pan evaporation from meteorological data[J]. J Hydrol, 318(1-4): 250–261. DOI:10.1016/j.jhydrol.2005.06.016 | |
| Pereira A R, Villanova N, Pereira A S, et al. 1995. A model for the class-A pan coefficient[J]. Agricultural and Forest Meteorology, 76(2): 75–82. DOI:10.1016/0168-1923(94)02224-8 | |
| Peterson T C, Golubev V S, Groisman P Y. 1995. Evaporation losing its strength[J]. Nature, 377(6551): 687–688. | |
| Rayner D P. 2007. Wind run changes:the dominant factor affecting pan evaporation trends in Australia[J]. J Climate, 20(14): 3370–3394. | |
| Roderick M L, Farquhar G D. 2002. The cause of decreased pan evaporation over the past 50 years[J]. Science, 298(5597): 1410–1411. | |
| Roderick M L, Hobbins M T, Farquhar G D. 2009a. Pan evaporation trends and the terrestrial water balance:Ⅰ.Principles and observations[J]. Geography Compass, 3(2): 746–760. DOI:10.1111/geco.2009.3.issue-2 | |
| Roderick M L, Hobbins M T, Farquhar G D. 2009b. Pan evaporation trends and the terrestrial water balance Ⅱ.Energy balance and interpretation[J]. Geography Compass, 3(2): 761–780. DOI:10.1111/geco.2009.3.issue-2 | |
| Roderick M L, Rotstayn L D, Farquhar G D, et al. 2007. On the attribution of changing pan evaporation[J]. Geophys Res Lett, 34: L17403. DOI:10.1029/2007GL031166 | |
| Rotstayn L D, Roderick M L, Farquhar G D. 2006. A simple pan-evaporation model for analysis of climate simulations:evaluation over Australia[J]. Geophys Res Lett, 33(17): L17715. DOI:10.1029/2006GL027114 | |
| Zuo H C, Li D L, Hu Y Q, et al. 2005. Characteristics of climatic trends and correlation between pan-evaporation and environmental factors in the last 40 years over China[J]. Chinese Sci Bull, 50(12): 1235–1241. DOI:10.1007/BF03183699 | |
| 曾燕, 邱新法, 刘昌明, 等. 2007. 1960-2000年中国蒸发皿蒸发量的气候变化特征[J]. 水科学进展, 18(3): 311–318. Zeng Yan, Qiu Xinfa, Liu Changming, et al. 2007. Changes of pan evaporation in China in 1960-2000[J]. Adv Water Sci, 18(3): 311–318. | |
| 陈伯龙, 左洪超, 高晓清, 等. 2013. 20 cm蒸发皿蒸发量的数学物理模型研究[J]. 地球物理学报, 56(2): 422–430. Chen Bolong, Zuo Hongchao, Gao Xiaoqing, et al. 2013. A mathematical and physical model study on the 20 cm pan evaporation[J]. Chinese J Geophy, 56(2): 422–430. | |
| 陈伯龙, 左洪超, 高晓清. 2014. 干旱区气象因子对蒸发皿蒸发量的影响[J]. 高原气象, 33(5): 1251–1261. DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2013.00060 Chen Bolong, Zuo Hongchao, Gao Xiaoqing, et al. 2014. Effect of Meteorological Factors on Pan Evaporation in Arid Region[J]. Plateau Meteor, 33(5): 1251–1261. DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2013.00060 | |
| 刘波, 肖子牛, 马柱国. 2010. 中国不同干湿区蒸发皿蒸发和实际蒸发之间关系的研究[J]. 高原气象, 29(3): 629–636. Liu Bo, Xiao Ziniu, Ma Zhuguo. 2010. Relationship between Pan Evaporation and Actual Evaporation in Different Humid and Arid Regions of China[J]. Plateau Meteor, 29(3): 629–636. | |
| 刘波, 马柱国, 丁裕国. 2006. 中国北方近45年蒸发变化的特征及与环境的关系[J]. 高原气象, 25(5): 840–848. Liu Bo, Ma Zhuguo, Ding Yuguo. 2006. Characteristics of the Changes in Pan Evaporation over Northern China during the Past 45 Years and the Relations to Environment Factors[J]. Plateau Meteor, 25(5): 840–848. | |
| 刘敏, 沈彦俊, 曾燕, 等. 2009. 近50年中国蒸发皿蒸发量变化趋势及原因[J]. 地理学报, 64(3): 259–279. Liu Min, Shen Yanjun, Zeng Yan, et al. 2009. Changing the trend of pan evaporation and its cause over the past 50 years in China[J]. Acta Geographica Sinica, 64(3): 259–279. | |
| 孟宪红, 吕世华. 2012. 卫星遥感结合数值模式估算金塔绿洲非均匀地表能量通量[J]. 高原气象, 31(4): 910–919. Meng Xianhong, Lv Shihua. 2012. Estimation of Land Surface Heat Flux in the Heterogeneous Underlying Surface in Jinta Oasis Based on Remote Sensing and Numerical Model[J]. Plateau Meteor, 31(4): 910–919. | |
| 邱新法, 刘昌明, 曾燕. 2003. 黄河流域近40年蒸发皿蒸发量的气候变化特征[J]. 自然资源学报, 18(4): 437–442. Qiu Xinfa, Liu Changming, Zeng Yan. 2003. Changes of pan evaporation in the recent 40 years over the Yellow River Basin[J]. J Natural Resour, 18(4): 437–442. | |
| 申双和, 盛琼. 2008. 45年来中国蒸发皿蒸发量的变化特征及其成因[J]. 气象学报, 66(3): 452–460. Shen Shuanghe, Sheng Qiong. 2008. Changes in pan evaporation and its cause in China in the last 45 years[J]. Acta Meteor Sinica, 66(3): 452–460. | |
| 杨扬, 左洪超, 杨启东, 等. 2015. CLM4.0模式对干旱区荒漠草原过渡带快速变化陆面过程的数值模拟研究[J]. 高原气象, 34(4): 923–934. DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2014.00105 Yang Yang, Zuo Hongchao, Yang Qidong, et al. 2015. Numerical simulation of transient land surface process over desert-steppe transitional zone in arid areas using community land model[J]. Plateau Meteor, 34(4): 923–934. DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2014.00105 | |
| 张弛, 范广洲, 马柱国, 等. 2015. 半干旱区典型下垫面反照率特征的初步分析[J]. 高原气象, 34(4): 1029–1040. DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2014.00071 Zhang Chi, Fan Guangzhou, Ma Zhuguo, et al. 2015. Characteristics of albedo over different underlying surface in the Semi-Arid Area[J]. Plateau Meteor, 34(4): 1029–1040. DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2014.00071 | |
| 左洪超, 鲍艳, 张存杰, 等. 2006. 蒸发皿蒸发量的物理意义、近40年变化趋势的分析和数值实验研究[J]. 地球物理学报, 49(3): 680–688. Zuo Hongchao, Bao Yan, Zhang Cunjie, et al. 2006. An analytic and numerical study on the physical meaning of pan evaporation and its trend in rencent 40 years[J]. Chinese J Geophys, 49(3): 680–688. |
2. Key Laboratory of Land Surface Process and Climate Change in Cold and Arid Regions, Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute Chinese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China