第四节　作物耗水量

一、概念

作物耗水量是指作物吸收组成植物体水分的水量，以及通过叶面蒸腾（又称为蒸散）和土壤表面蒸发消耗的水量。因为前者约占不到1%，余下99%的都在太阳辐射的作用下以水汽的形式消耗于后两项，所以一般植物耗水量等于蒸腾量与蒸发量之和，也称为植物需水量。

实际上常常将植物耗水量分为全生育期耗水量和阶段（生育阶段、月、旬等）耗水量。对于多年生植物，如树木、果树、草类等常分为年耗水量，月耗水量，旬耗水量；对于一年生植物，如小麦、棉花、蔬菜等，可分为全生育期（播种或移栽到到收获）耗水量，不同生育阶段的耗水量，月耗水量，旬耗水量等。

二、植物耗水过程能量平衡原理

不论是植物蒸腾，还是土壤蒸发，都需要消耗能量。这部分能量来自太阳的辐射，太阳辐射能量的传输转化过程见图2-6。

太阳辐射经过大气层时，大部分被大气层反射和吸收，到达植物土壤的辐射即为太阳辐射（Rs），其中一部分被反射掉，这部分辐射称为长波辐射［波长3～70um（μm）］，余下的主要用于植物腾发过程中消耗的能量，称为净辐射（Rn）。在植物腾发过程中净辐射的一部分能量用于空气和土壤热交换，以及平流空气热量转移，不过这部分能量很小，且有进有出，因此一般以净辐射作为估算植物腾发的主要能量项就具有足够的精度。

以反射率（α）来反映反射能量（Rr）与入射能量（Rs）的比值：

即

植物和土壤表面的反射率为20%～25%。土壤—植物系统能量平衡基本方程式是：

能量平衡基本方程式体现了植物蒸腾的动力，还必须说明，腾发过程还受两个因素制约：其一是土壤和植物必须有提供蒸腾需要的水源；其二是水分必须有足够的流量输送至土壤表面和植物叶面。如果土壤干燥，土壤水传输阻力加大，植物受水分胁迫时，气孔关闭，水分在植物中流动阻力加大，腾发就会降低。因此，植物蒸腾过程既受有效能量制约，也受土壤水分有效性制约。植物—土壤系统能量平衡原理是估算植物腾发强度的基础。

三、确定植物耗水量的方法

确定植物耗水量的方法可分为直接测定法和计算法。因为植物耗水量不仅取决于植物自身水分特性，而且受所在地气候、土壤、水文条件影响，因而在理论上，当地直接测定特定植物耗水量是最准确直观的。但是，直接测定存在的问题是，影响植物耗水量的条件随着时间和地点而变化，而测定又不可能很多，存在资料的代表性问题；所采用的方法是否合适；所使用的仪器是否先进准确；长期观测需要有大量人力物力投入等。因此，直接测定多用于专门的研究，在喷微灌应用中大多数可以借用条件相近地区的试验资料分析确定，植物耗水量不失为喷微灌技术应用可取的有效方法。根据影响植物耗水量的因素建立的关系式，不仅有较严密的理论依据，而且有相应的实验基础。

（一）田间试验法

1.基于水量平衡原理的方法

基于水量平衡原理田间试验确定植物耗水量的方法有田测法、筒测法、坑测法和蒸渗仪法。在喷微灌技术应用中，田测法是最为常用的方法；筒测法因测量结果误差大，采用不多；坑测法和蒸渗仪法通常用于专门研究，尤其适用于全面灌溉条件下植物耗水量的测定。

一定区域一定时段植物根系活动层内土壤得到的水分数量与植物消耗的、流失的水量之差等于土壤储水量的变化，可用水量平衡方程式（2-11）表达。

地下水补给量是指地下水借土壤毛细管作用上升至植物根系吸水层内而被植物利用的水量，其大小与地下水埋深、土壤性质、植物需水强度和计划湿润层含水量有关，一般认为当地地下水埋深超过3.5m时，补给量可忽略不计。W值的确定应根据当地或条件类似地区的试验和调查资料估算。

在田间只要测定公式（2-11）中除ET外的各因素，就可确定ET，因而该法称为水量平衡法。用水量平衡法测定植物耗水量时，测定数据的代表性，对于全面灌溉主要选择灌区有代表性的位置进行试验观测，或通过合理的试验设计增强数据的代表性。对于局部灌溉，如滴灌，测量土壤含水量时因为土壤湿润区内不同部位含水量存在差异，测点的位置应根据土壤质地、灌水器流量和间距确定。对于壤质土滴灌一般可选择距滴头20～25cm处测量土壤含水量。

当通过测定土壤含水量确定植物耗水量时，式（2-11）的具体计算式为：

θi1和θi2——第j时段第i层土壤时段始末含水量，土壤干容重，%；

其余符号意义同前。

水量平衡法是测定植物蒸发蒸腾量最基本的方法，常用来对其他测定或估算方法进行检验或校核。它可以适用于非均匀土层和各种天气条件，不受微气象学法中许多条件的制约。该法的另一个优点是充分考虑了水量平衡各个要素间的相互关系，遵循物质不灭原则，可以宏观地控制各要素的计算，误差较小。缺点是分量测定中有效降水量、地下水补给量、土壤水蒸发量难以确定，其误差会集中到蒸发量的估算中。另外，由于该方法是根据区域内水量收入和支出的差额来推算所求量，而且测定周期相对较长，所以难以反映腾发的日动态变化规律。

2.热脉冲法也称树液流动法

热脉冲法（Heat　pulse　method，简称HPM）也称树液流动法，能在树木自然生活状态基本不变的情况下测量树干木质部位上升液流流动速度及流量，可以简捷准确地确定树冠蒸腾耗水量，这种方法相对经济可行。热脉冲技术测定液流是基于热补偿原理提出的，它是在植物木质部位水平安装热脉冲发射探针（热源），定时发射热脉冲，间断地加热汁液，并在热源上下方距离不等的地方安装两个热敏探针，测定两点液流的温度。热脉冲发射前两点的温度T1和T2相等，当热脉冲发射后的一瞬间T2增大，而T1不变，随着液流的上升运动，T2降低，T1增加，经过一段时间t后，T2-T1＝0。利用热脉冲平衡后的时间可导出液流通量。利用热脉冲方法测定蒸腾量不受环境条件、冠层结构及根系特性的影响，可以直接在野外测定液流流速，为研究自然条件下植物蒸腾耗水规律提供方便；测定范围广，能用于直径30～300mm的茎液流测定；精度高、反应灵敏，数据可靠，可进行长期连续监测；操作简单、易行；对植物伤害小，不干扰植物生长发育及生长环境。

3.植物生理学法

植物生理学法主要用于测定植株的一部分或整体的蒸腾耗水量，可作为一种分析植株与水分关系的辅助方法。主要包括：快速称重法、气孔计法、风室法、同位素示踪法、热脉冲法等。

（1）快速称重法。用快速天平在田间防风罩内进行，从树冠中部摘叶，称质量后悬挂于高2m处，间隔2min再称质量，单位质量鲜叶的失水量即蒸腾速率。再用平均值与树冠鲜叶质量计算某一时刻的树冠蒸腾耗水量，但测定存在系统误差，影响测量准确度，因为其测量方法改变了植物的生理状况。

（2）气孔计法。将测定时环境相对湿度设定为仪器叶室的平均湿度，通过气孔计直接测定蒸腾速率。选树冠中层正常生长的叶片夹入叶室，分别测定上、下两个表面的蒸腾速率，两者之和即为叶片的蒸腾速率。然后，用平均蒸腾速率与树冠叶面积换算成树冠蒸腾耗水量。

（3）风室法。将研究范围内的小部分林地置于一个透明的风调室内，通过测定进出风调室气体的水汽含量差以及室内的水汽增量来获得蒸腾量。在国外该法已被较广应用于森林。由于该法不能在大面积上应用，而且风调室内气候与自然小气候有差别，因此它不能很好模拟自然小气候，其研究结果只代表蒸散的绝对值，不能代表实际情况，所以，只具有相对的比较意义。

（4）同位素示踪法。具有灵敏度高、方法简便、定位定量准确、符合生理条件等特点。测定不受其他非放射性物质的干扰，可省略许多复杂的物质分离步骤，获得的分析结果符合生理条件，更能反映客观存在的事物本质，具有应用价值，但在野外应用不太方便。

生理学方法的优点是准确、操作简单，适用于测定蒸腾量，尤其是在一些特殊情况下，如地形复杂，孤立小块或单棵植株，用生理学法才能对蒸腾量作出估计。其主要缺点是：样本的代表性可能有问题，难以准确地用单棵或数棵植株的蒸腾量推算出大面积植株的总蒸腾量。因此，在确定森林蒸散时难以应用。

4.红外遥感方法

蒸发计算的传统方法都是以点的观测为基础，由于下垫面物理特性和几何结构的水平非均匀性，一般很难在大面积区域上推广应用。遥感技术的出现为该问题的解决提供了一种新途径。它是一种通过卫星或飞机的高精度探头，在高空遥测地表面温度、地表光谱和反射率等参数，结合地面气象、植被和土壤要素的观测来计算蒸散的方法。由于具有多时相、多光谱等特征，因此能够综合地反映下垫面的几何结构及物理性质，使得遥感方法比常规的微气象学方法精度更高，尤其在区域蒸发计算方面具有明显的优越性。

随着遥感技术的发展及遥感信息定量化研究的不断深入，遥感技术在计算植被蒸发蒸腾量，特别是大、中尺度范围的蒸散量时空分布中，其优越性已日益彰显。首先，由于遥感技术可以不断地提供不同时空尺度的地表特征信息，因而利用这些信息可以将蒸散量计算模型外推扩展到缺乏详尽气象资料的区域尺度，反映出区域同一时刻的蒸散量分布。其次，由于它是通过植被的光谱特性、红外信息结合微气象参数来计算蒸发蒸腾量，从而摆脱了微气象学法因下垫面条件的非均一性而带来的以“点”代“面”的局限性，进而为区域蒸发蒸腾计算开辟了新途径。再次，相对于在地面布设一些稀疏点来进行观测而言，应用遥感技术进行区域尺度植被蒸发蒸腾量的监测计算，较为经济和高效。因此，遥感方法计算植被蒸发蒸腾量为区域水资源合理配置提供了一种更加有效的途径。

（二）计算法

各国学者提出了计算植物腾发量许多方法，大多是基于土壤—植物系统能量平衡原理建立的公式。其中比较著名的是波文比—能量平衡法、涡度相关法和能量平衡—空气动力学阻抗联合法。经过实际的验证和修正，表明能量平衡—空气动力学阻抗联合法具有满意的精度，并具有能直接利用气象观测资料进行计算的优点。该方法是联合国粮农组织推荐的计算方法。目前，国内外喷微灌自动控制系统多采用它确定实时灌溉制度。下面详细介绍能量平衡—空气动力学阻抗联合法。

Penman于1948年将能量平衡原理和空气动力学原理结合起来，首次提出著名的Penman公式，用以计算潜在蒸发量。尔后，于1953年又提出了一种植物单叶气孔的蒸腾计算模型。Covey于1959年将气孔阻抗的概念推广到整个植被冠层表面。Monteith于1965年在Penman和Covey工作的基础上，提出了冠层蒸散计算模型，即著名的Penman—Monteith模型（P—M模型）。该模型全面考虑影响蒸散的大气物理特性和植被的生理特性，具有很好的物理依据，能比较清楚地了解蒸散的变化过程及其影响机制，为非饱和土壤腾发的研究开辟了新的途径，现已得到了广泛研究与应用。

Penman—Monteith公式法是通过计算出参考作物蒸发蒸腾量（ET0），然后乘以作物系数Kc，即为实际植物腾发量。

参考作物腾发量（ET0）是一种假想的参考作物冠层的蒸发蒸腾量。它假设作物高度为0.12m，固定的叶面阻力为70s/m，反射率为0.23，它非常类似于表面开阔、高度一致、生长旺盛、完全覆盖地面而不缺水的绿色草地的蒸发蒸腾量。Penman—Monteith方法只要使用一般气象资料即可计算参考作物蒸发蒸腾的值，实际应用价值和精度都较高。标准化、统一化后的Penman—Monteith公式如下。

ET0计算步骤如下：

（1）确定es、ea。

若缺乏RHmax、RHmin，可用平均相对湿度RHmean（%）值按式（2-17）计算ea。此时：

（2）确定γ。

（3）确定Rn。

（4）确定G。对于月计算：

如果Tm，i＋1未知，则可按式（2-26）计算。

对于时计算或是更短的时间，则以式（2-27）、式（2-28）估算。

（5）确定u2。当实测风速距离地面不是高2m时，用式（2-29）进行调整。

（6）确定Δ。

植物实际腾发量可根据参照植物腾发量和作物系数按式计算。

作物系数Kc是计算植物耗水量的重要参数，20世纪80年代我国灌溉科技工作者对各类作物有限的试验资料进行分析研究，总结部分农作物Kc值，参考表2-17～表2-20确定。必须说明，这些资料是在地面灌溉条件下取得的，如用于滴灌等局部灌溉时应作适当修正。

【计算示例2-2】

计算地点位于东经119.0°北纬34.0°，海拔高度为11m。1980年8月气象资料为：月平均气温为24.2℃，最高日平均气温为28.1℃，最低日平均气温为22.6℃，平均相对湿度为88%，10m高日平均风速为2.3m/s，日平均日照时数为6.49h。1980年7月和9月的平均气温分别为26.3℃和23.2℃。试用Penman—Monteith法计算参照作物需水量。

解：（1）计算es、ea。

已知8月最高日平均气温为28.1℃，最低平均气温为22.6℃，根据式（2-15）、式（2-16）有：

又已知该月平均相对湿度为88%，根据式（2-17）有：

（2）计算γ。已知该地海拔为11m，根据式（2-19）、式（2-20）有：

（3）计算Rn。已知该地位于北纬34.0°，即φ＝34π/180＝0.593rad，1980年8月15日在年内的日序数为228，即J＝228，则：

根据式（2-24）有

日平均日照数n为6.49h，，取as＝0.25，bs＝0.50，则根据式（2-22）、式（2-23）有

又

Tmax，K＝Tmax＋237.16＝28.1＋237.16＝265.26K

Tmin，K＝Tmin＋237.16＝22.6＋237.16＝259.76K

根据式（2-21）有：

（4）计算G。已知7月和9月的平均气温分别为26.3℃和23.2℃，根据式（2-25）有：

Gm，8＝0.07（Tm，9-Tm，7）＝0.07（23.2-26.3）＝-0.217MJ/（m2·d）

（5）计算u2。已知高10m风速为3.2m/s，该地海拔高度为11m，则根据式（2-29）有：

（6）计算Δ。已知8月月平均气温为24.2℃，根据式（2-30）有：

（7）计算ET0。根据上述计算及式（2-14）有：

因此，该地1980年8月日平均参照腾发量为3.86mm/d。