全 文 ：丘陵赤红壤蒸散量的变化特征及计算模型 3
郭庆荣 3 3 　张秉刚　钟继洪　谭　军　骆伯胜　黄湘兰
(广东省生态环境与土壤研究所 ,广州 510650)
【摘要】　分析了南亚热带丘陵赤红壤区蒸散量的动态变化特征. 结果表明 ,蒸散量存在年际变化和显著的
季节性变化 ,月蒸散量最大值是最小值的 10. 80～15. 41 倍 ,湿季期 (3～9 月) ,蒸散量约占年蒸散总量的
77 % ,旱季期 (10 月～次年 2 月) ,蒸散量约占年蒸散总量的 23 %. 揭示了南亚热带丘陵赤红壤区年降雨总
量、3～9 月的降雨量足以满足蒸散的需求 ,而 10 月～次年 2 月的降雨量不足以满足蒸散的需求 ,蒸散将
消耗土壤水库贮水的规律. 以修正的彭曼公式为基础 ,建立了南亚热带丘陵赤红壤区蒸散量的计算模型.
通过试验实测值与模型计算值的比较 ,证明计算模型的可靠性程度是非常满意的.
关键词 　丘陵赤红壤 　蒸散量 　计算模型 　季节性变化
文章编号 　1001 - 9332 (2003) 04 - 0512 - 03 　中图分类号 S152. 7 + 3 　　文献标识码 　A
Variation characteristics and calculation model of evapotranspiration in latored soils on hills. GUO Qingrong ,
ZHAN GBinggang , ZHON G Jihong , TAN J un , LUO Bosheng , HUAN G Xianglan ( Guangdong Institute of
Eco - envi ronmental and Soil Sciences , Guangz hou 510650 , China) . 2Chin. J . A ppl . Ecol . ,2003 ,14 (4) :512
～514.
The dynamic characteristics of evapotranspiration in latored soil on hills of subtropics regions in south China was
analyzed. The results showed that evapotranspiration presented annual and seasonal fluctuations. The maximum
monthly evapotranspiration was 10. 80～15. 41 times of the monthly minimum. The evapotranspiration in wet
season (March to September) accounted for about 77 % of annual total evapotranspiration , and that in dry season
(October to February of next year) accounted for about 23 %. Although the amount of annual rainfalls could bal2
ance annual total evapotranspiration , rainfalls were insufficient for evapotranspiration in the dry season , and soil
water could be depleted by evapotranspiration. Based on the modified Penman equation , the calculation model of
evapotranspiration in latored soil on hills of subtropics regions in south China was set up. By comparing modeling
results with experimental data , it was proved that the calculation model was very reliable.
Key words 　Latored soil in hills , Evapotranspiration , Calculation model , Seasonal change.3 国家自然科学基金项目 ( 49371035) 、广东省重大专项 ( 206A ,
200102580) . 广东省自然科学基金 (970386)及国家人事部非教育系
统留学回国人员科技活动择优资助项目和广东省农业环境综合治理
重点实验室资助项目.3 3 通讯联系人.
2000 - 10 - 20 收稿 ,2001 - 02 - 20 接受.
1 　引 　　言
蒸散是指构成生态系统各部分的蒸发和蒸腾所
消耗的水分总和 ,包括植被的蒸腾和土壤的蒸发两
个部分 ,蒸散联系着水量平衡和热量平衡 ,是水热交
换的中间环节. 蒸散大小往往决定生态系统中其它
水文过程 ,反映系统中植被、土壤、小气候和其它一
些综合水文特征 ,是制定流域规划、地区水利规划、
水资源利用规划、灌排工程规划设计管理的基本依
据 ;同时 ,由于水分是物质运输和能量的载体 ,特别
是蒸散消耗了输入到系统中的大部分太阳能. 因此 ,
研究蒸散规律对于研究 SPAC 系统水分循环、区域
水量平衡和能量流动都有重要意义.
2 　研究地区与方法
　　试验布置在广州市东郊丘陵区 ,该地年降雨量 1212. 4
～2230. 4 mm ,10 年平均为 1648. 82 mm[10 ] ,年际降雨量分
配不均 ;降雨量年内分配也很不均匀 ,3～9 月占年总量的
62. 83 %～92. 47 % ,10 月～次年 2 月仅占年总量的 7. 53 %
～37. 17 %[10 ] ,因而形成明显的湿季和旱季. 试验区土壤为
低丘花岗岩风化物发育而成的赤红壤 ,赤红壤为南亚热带的
代表性土壤 ,在广东省分布面积占全省土壤总面积的
44. 67 %[2 ] .
　　试验区在 1983 年以全垦方式建成梯地 ,1991 年开始种
植岭南名特优常绿果树 (荔枝、芒果和龙眼) ,果树种植密度
为 3m ×4m ,果园郁闭度为 0. 473. 试验区四周较为开阔 ,果
园面积较大 ,能代表大田的气候条件 ,是我所在南亚热带丘
陵赤红壤区建立的长期定位试验站.
　　试验站有较完备的试验条件 ,设有气象观测站 ,建有
50、100、200m2 的径流观测场多个 ,安装了土壤水分和土壤
温度观测仪器仪表 ,试验站有完善的灌溉设施和降雨模拟设
施. 植物叶水势采用 ZL Z24 型植物水分状况测定仪测定 ,植
应 用 生 态 学 报 　2003 年 4 月 　第 14 卷 　第 4 期 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　
CHIN ESE JOURNAL OF APPL IED ECOLO GY ,Apr. 2003 ,14 (4)∶512～514
物叶片蒸腾速率采用 Li21600 型稳态气孔计测定 ,每株果树
在不同方向上选测 9 个叶片 ,测点选在树冠中上部的叶片
处 ,测定时间与土壤湿度同期.
3 　结果与分析
311 　丘陵赤红壤区蒸散量的动态变化特征
　　丘陵赤红壤区蒸散量的变化特征如表 1 所示.
由表 1 可知 ,由于受气候影响 ,实际蒸散量 ( Ea) 年
际波动比较大 ;再加上受土壤水分含量、土壤物理性
质和作物因素等的影响 ,其年内变化也比较大 ,3～
10 月的月蒸散量明显大于 11 月～次年 2 月的月蒸
散量 ,月蒸散量最大值是最小值的 10. 80～15. 41
倍.
　　丘陵赤红壤区年潜在蒸散总量 ( Ep) 与降雨总
量 ( Pn)的比值小于或等于 1 ,说明降雨总量足以满
足蒸散的需求 ,总体上不存在干旱的问题 ;3～9 月 ,
潜在蒸散量与降雨量的比值小于或等于 1 ,说明此
期降雨量足以满足蒸散的需求 ;而 10 月～次年 2
月 ,潜在蒸散量与降雨量的比值大于 1 ,说明此期降
雨量不足以满足蒸散的需求 ,土壤蒸发和植物蒸腾
将消耗土壤水库中的贮水 ;当然 ,由于大气降雨变化
的偶然性 ,其中极个别数据有些异变. 3～9 月潜在
蒸散量与降雨量的比例基本接近实际蒸散量与降雨
量的比值 ,说明该时段实际蒸散量基本上等于潜在
蒸散量 ,土壤水分对植物需水不存在限制作用.
表 1 　丘陵赤红壤区蒸散量的动态( mm)
Table 1 Dynamic characteristic of evapotranspiration of latored soil in
hills
月
Month
1996
Ea Ep/ Pn Ea/ Pn
1997
Ea Ep/ Pn Ea/ Pn
1998
Ea Ep/ Pn Ea/ Pn
1 59. 56 2. 07 1. 72 35. 31 2. 45 1. 96 52. 98 1. 44 1. 35
2 80. 33 1. 26 1. 20 68. 17 2. 00 1. 51 73. 35 1. 06 1. 06
3 102. 52 0. 84 0. 84 75. 96 0. 84 0. 69 68. 63 0. 99 0. 99
4 76. 30 0. 90 0. 90 68. 32 0. 62 0. 62 93. 01 0. 86 0. 86
5 203. 28 0. 99 0. 89 242. 07 0. 79 0. 72 105. 09 0. 90 0. 87
6 224. 24 1. 00 0. 92 257. 44 0. 85 0. 85 120. 95 1. 01 0. 86
7 250. 70 0. 87 0. 78 201. 05 0. 63 0. 63 191. 27 0. 70 0. 71
8 187. 85 0. 72 0. 72 246. 24 0. 69 0. 68 451. 99 0. 83 0. 83
9 200. 43 0. 95 0. 80 156. 14 1. 00 0. 97 87. 60 2. 63 2. 35
10 168. 08 2. 83 2. 56 47. 77 61. 62/ 0 47. 77/ 0 97. 39 2. 16 1. 87
11 23. 22 6. 34 5. 16 28. 94 49. 97/ 0 28. 94/ 0 38. 85 66. 95/ 0 38. 85/ 0
12 30. 33 8. 98 6. 19 20. 03 16. 58 11. 13 29. 33 9. 44 5. 15
总量 Total 1606. 84 0. 96 0. 87 1447. 44 0. 89 0. 82 1412. 45 0. 99 0. 93
Ea :实际蒸散量 Actual evapotranspiration ,Ep :潜在蒸散量 Potential evapotranspiration ,Pn:降雨量 Precipita2
tion.
312 　丘陵赤红壤区蒸散量的计算模型
31211 水面蒸发 ( E0) 的计算模型 　关于水面蒸发
的计算 ,国内外已有一些研究文献[5 ,7 ,8 ] ,目前计算
水面蒸发常用的经验公式 ,有建立在道尔顿定律基
础上的方法、彭曼方法、拉依赫德曼方法、蒸发器折
算法等. 本文水面蒸发计算采用 Penman 方法 ,其表
达式为 :
　　E0 = [ △/ ( △+γ) ] [ R n (1 - γ0) (0 . 18 + 0 . 55
　　n/ N ) - σTa4 (0 . 56 - 0 . 08 ed ) (0 . 10 + 0 . 90
　　n/ N ) ] + [γ/ ( △+γ) ][0 . 26 ( ea - ed) (0 . 50 +
　　0 . 54 U 2) ]
式中 , R n 为天文辐射 ; r0 为水面反射率 ; n/ N 为日
照百分率 ,σTa4 为气温等于 Ta 时的黑体辐射 ; ed
为空气实际水汽压 ; ( ea - ed) 为空气饱和差 ; U 2 为
2m 高度风速. Penman 公式有可靠的物理基础 ,并
经过许多研究者检验 ,均认为比桑威特公式精确.
Penman 公式中的一些参数是在英国特定的海洋性
气候下确定的 ,因此通常在一些与英国气候条件相
似的国家或地区应用 ,所得结果比较准确. 应用
Penman 方法计算水面蒸发所需的气候资料在气象
站都能得到 ,所以在实际应用时也较方便.
31212 蒸散量的计算模型 　1) 潜在蒸散量 ( Ep) 的
计算模型. Penman 根据热量平衡和湍流扩散方程
的原理 ,利用波文比 ,首先提出了在无平流水汽输送
情况下 ,计算潜在蒸散量的半理论公式[7 ] :
　　Ep = f E0 = f △H +γEm△+γ
式中 , f 为随季节而异 ,从水面变为土壤蒸散的经验
系数. Penman 公式避免了测定表面温度的困难 ,具
有可靠的物理基础 ,已被世界上许多国家广泛采
用[6 ,9 ] . 联合国粮农组织在过去 10 多年研究中采用
Penman 方法 ,并根据使用情况对原公式进行修正.
本文潜在蒸散量的计算采用经修改后的有植被覆盖
的 Penman 修正式 [1 ] :
　　Ep = f { P0P ·
△
γ[ R n (1 - A ) ( a + b
n
N -
σTa4 　
　　　　(0 . 56 - 0 . 079 ed ) (0 . 10 + 0 . 90 n/ N ) ]
　　　　+ 0. 26 ( ea - ed) (1 + cu2) } / (
P0
P ·
△
γ + 1)
式中 , P0 为海平面平均气压 ; P 为台站平均气压 ; A
为表面反射率 ,有植物覆盖时取 0. 20 ; a 和 b 为根据
日照时间估算总辐射量的系数 ; C 为风速系数. 2)
实际蒸散量 ( Ea) 的计算模型. 实际蒸散量不仅受外
界蒸发条件的支配 ,同时还受植物本身的生理特性
以及土壤水分状况的限制. 在干旱缺水时 ,土壤含水
量降低 ,土壤中毛管传导率减小 ,根系吸水速率降
低 ,供水不足 ,引起叶片含水量减少 ,气孔阻力增大 ,
从而导致蒸散量减少 ,则实际蒸散量是天气条件、土
壤水分条件和植物生理学特性的函数 :
　　Ea = f ( s) KcEp
3154 期 　　　　　　　　　　　　　郭庆荣等 :丘陵赤红壤蒸散量的变化特征及计算模型 　　　　　　
　　若考虑以下边界条件 :
　　当 W s ≥ W I > W f 时 , 　Ea = Ep
　　当 W f ≥ W I > W k时 , 　 Ea = f ( s) KcEp
　　当 W I = W k时 , 　Ea = 0
式中 , W s 为土壤饱和含水量 ; W f 为田间持水量 ;
W k 为凋萎含水量. Kc 为植物系数 ,是植物本身生
物学特性的反映 ,其计算是根据各月田间实测蒸散
量和用相同阶段的气象因素计算出的参考作物蒸散
量求得. f ( s ) 主要与土壤水分状况有关 ,研究表
明[4 ] ,蒸散量只与土壤有效水分有关 ,而各种土壤
的有效含水量差别较大 ,所以 f ( s) 表示为相对有效
含水量 ( W i - W k) / ( W f - W k) 的函数较为合适 ,且
f ( s) 是土壤相对有效含水量的幂函数. 因此 ,可以
得出以下关系式 :
　　EaEp = Kc (
W i - W k
W f - W k
) n
式中 , n 是和土壤性质及自然地理因素有关的系数 ;
W i 为蒸散影响深度内的整个土层实际水分含量 ,
蒸散影响深度受许多因素影响 ,本研究依据试验区
植物根系剖面分布特征、土壤剖面分布特征和土壤
层水分含量变化等值线变化特征 ,确定蒸散量的计
算与实测值均以 0～100cm 土层为基准[3 ,11 ] .
31213 丘陵赤红壤区蒸散量的计算模型及准确性检
验 　对 Ea/ Ep 与 ( W i - W k) / ( W f - W k) 的关系进
行拟合分析 (表 2) ,得到如下拟合方程 :
Ea = 1. 02 Ep ( W i - W kW f - W k )
0. 5666
回归分析表明 ,相关系数 r = 0. 9959 ,显著水平
a = 0. 01 . 则南亚热带丘陵赤红壤区蒸散量的计算
表 2 　丘陵赤红壤蒸散量的实测值与计算值的比较
Table 2 Comparison of modeling results and experimental data of evap2
otranspiration of latored soil in hills
时间
Time
Ep Ea 实测值
Experimental
data of Ea
Ea/ Ep ( W i - W k) /
( W f - W k)
Relative available
soil water content
Ea 计算值
Modeling
results of Ea
1996. 4. 2 4. 05 3. 21 0. 79 0. 664 3. 211
5. 5 7. 57 6. 09 0. 80 0. 685 6. 111
6. 7 8. 43 3. 51 0. 42 0. 217 3. 545
7. 3 6. 96 4. 33 0. 62 0. 426 4. 288
8. 9 7. 32 5. 24 0. 72 0. 547 5. 202
9. 2 5. 98 4. 65 0. 78 0. 634 4. 620
10. 6 7. 85 4. 56 0. 58 0. 382 4. 532
1997. 4. 17 6. 43 4. 91 0. 76 0. 616 4. 886
5. 15 4. 27 4. 32 1. 01 1. 013 4. 301
6. 14 7. 57 6. 08 0. 80 0. 654 5. 949
7. 11 8. 25 6. 17 0. 75 0. 585 6. 090
8. 13 7. 53 6. 25 0. 83 0. 697 6. 139
9. 16 7. 21 4. 83 0. 67 0. 488 4. 799
10. 15 6. 98 3. 85 0. 55 0. 325 3. 696
1998. 4. 22 6. 57 4. 81 0. 73 0. 573 4. 789
5. 23 7. 65 5. 92 0. 77 0. 615 5. 810
6. 25 8. 57 5. 25 0. 61 0. 413 5. 189
7. 22 5. 43 5. 79 1. 07 1. 115 5. 776
8. 24 6. 51 7. 35 1. 13 1. 213 7. 263
9. 27 7. 57 5. 45 0. 72 0. 547 5. 377
10. 26 7. 21 4. 03 0. 56 0. 347 3. 959
模型为 :
　　当 W S ≥ W i > W f时 , Ea = Ep
　　当 W f ≥ W i > W k时 ,
　　Ea = 1. 02 Ep ( W i - W kW f - W k )
0. 5666
　　将计算出的 Ep 值和实测的土壤水分值代入上
述公式 ,计算南亚热带丘陵赤红壤区的实际蒸散量 ,
并将计算值与实测值进行比较. 平均误差不超过
5. 0 % ,由于是计算日的蒸散量 ,误差往往与土壤水
分变动的滞后、气象因素及测定误差等有关 ;但总的
看来 ,上述南亚热带丘陵赤红壤区蒸散量的计算模
型的精度和可信度是非常高的 ,说明采用本文丘陵
赤红壤区蒸散量的计算模型的计算效果较好.
　　在本文研究中 ,以修正的 Penman 公式为基础 ,
建立丘陵赤红壤区蒸散量的计算模型 ,是在良好的
物理基础上发展起来的 ,因而具有一定的理论依据 ,
而且建立模型的前提条件与南亚热带丘陵赤红壤区
有一定的相似性 ,因而本文建立的南亚热带丘陵赤
红壤区蒸散量的计算模型具有一定应用价值.
参考文献
1 　FAO. 1979. Agricultral meteorolgy monitoring and crop yield pre2
diction. (in Rome)
2 　Guangdong Soil Survey Office. 1983. Guangdong Soil. Beijing : Sci2
ence Press. 129 (in Chinese)
3 　Guo Q2R(郭庆荣) , et al . 1998. Mathematical models of water cir2
culation in latored soil on hill. Tropic S ubt ropic Soil Sci (热带亚热
带土壤科学) ,7 (2) : 138～142 (in Chinese)
4 　Kang S2Z(康绍忠) ,et al . 1994. Theory of Water Transport in Soil2Plant2
Atmosphere Continuum and Its Application. Beijing : Water Conservancy
and Electric Power Press. 1221～147(in Chinese)
5 　Lei Z2D (雷志栋) , et al . 1988. Soil Water Dynamics. Beijing :
Qinghua University Press. (in Chinese)
6 　Padmanabhamurty B. 1970. Preliminary study of potential evapo2
transpiration by Penman’s method. Indian J Meteorol Geophysics ,
21 (4) :607～612
7 　Penman HL . 1948. Natural Evaporation from Open Water , Bare
Soil and Grass. London : Proc. Boy. Soc. A. 193
8 　Penman , HL . 1962. Weather and Crops. QJ RMS ,88 :377
9 　Wallen CC. 1966. Global Solar Radiation and Potential Evapotran2
spiration in Sweden. Tellus ,18 : (4) :786～800
10 　Zhang B2G(张秉刚) , et al . 1994. Soil water and heat resource in
hills of Guangdong and Its Utilization. Guangzhou : Guangdong Sci2
ence and Technology Press. 26～73 (in Chinese)
11 　Zhang B2G(张秉刚) , et al . 1998. The characteristics of water cycle
of latored soils. Tropic S ubt ropic Soil Sci (热带亚热带土壤科
学) ,7 (2) : 111～115 (in Chinese)
作者简介 　郭庆荣 ,男 ,1966 年生 ,博士 ,副研究员. 主要从
事土壤物理、土壤水分生态条件、作物高产适宜水土环境、节
水农业技术方面的研究工作 ,发表论文 40 余篇. E2mail : qr2
gou @soil. gd. cn
415 应 　用 　生 　态 　学 　报 　　　　　　　　　　　　　　　　　　14 卷