进行土壤水盐运移规律的研究，需要了解蒸发的变化规律，这对于确定上边界条件是必要的。我们知道，农田水分消耗的主要途径之一是植株蒸腾和株间蒸发。植株蒸腾是指作物将根系从土壤中吸入体内的水分，通过叶片的气孔蒸散到大气中的现象，蒸腾作用（transpiration）的强弱用蒸腾强度T表示（mm/d）。株间蒸发是指植株间土壤或田面的水分蒸发，蒸发作用（evaporation）的强弱常用蒸发强度E来表示（mm/d）。在自然界中，这两种水分蒸发的过程很难截然分开，常把两者作为一个量来计算，称为腾发量（evapotranspiration）（或腾发强度）ET（mm/d）。本文在此进行表土蒸发强度的计算，其目的是为了确定以后土壤水分运动数值模拟的上边界条件。

土壤水的蒸发，发生在土层的表面，蒸发强度的大小主要取决于两方面的因素。一是受辐射、气温、湿度和风速等气象因素的影响。显然，这是蒸发的外界条件，它既决定水分蒸发过程中的能量供给又影响到蒸发表面水汽向大气的扩散过程，综合起来称为大气蒸发能力。二是受土壤中含水率大小的影响，这是土壤水分向上输送的条件，也即土壤的供水能力。土壤自下部土层向上的输水能力，其数值随含水率的降低而减小。

蒸发一般可分为两个阶段。当土壤含水率大于临界含水率θc（土壤的输水能力大于外界的蒸发能力）时，土壤蒸发强度等于水面蒸发强度E0，如果外界蒸发能力不变，则蒸发强度保持稳定，这一阶段为稳定蒸发阶段。当θ＜θc时，随着含水率的降低，蒸发强度逐渐减小，这一阶段为蒸发强度递减阶段。根据室内外试验资料，表土蒸发强度E与水面蒸发强度E0和土壤含水率θ有以下经验关系：

土壤水盐运移数值模拟

式中：θc为临界含水率（cm3/cm3）；α、b为经验系数。

一些试验资料表明，上式也同样适用于有作物覆盖的情况，只是作物生长阶段不同，系数α、b有所变化（郭元裕，1986）。

本章根据1997年11月至1999年10月长江河口地区水盐动态观测点的实测负压数据，由定位通量法计算表土蒸发量E，然后由最小二乘法求出E与θ的经验公式。由达西定律定位点处的通量为（z向下为正）

土壤水盐运移数值模拟

式中：q为水分通量（cm/d）；h1（hH2O）、h2（hH2O）为两测点处的负压（cm）；hH2O为两测点平均负压（cm）；Δz为两测点间的距离（cm）；K为非饱和水力传导度（cm/d）。

计算时水力传导度取两测点间的几何平均值：

土壤水盐运移数值模拟

选择近地表处的两支张力计的实测负压资料，由上式即可计算出近地表处的通量。由于研究区各监测断面张力计布置比较稀疏，每个测点为三支，埋深分别为20cm、50cm、100cm，为了获得近地表处的负压数据，运用三次样条插值（cubic spline interpolation），由VB编程计算出地表10cm处的土壤负压，这样利用10cm和20cm的负压资料即可计算出近地表处的通量。由于距离地面比较近，因此可以近似地作为地表处的通量，即地表蒸发量。因每条监测断面上的三个监测点地理位置和土壤质地比较相近，因此在公式拟合时放在一起拟合。根据计算结果，拟合出的经验公式如下：

寅阳（R=0.710）粉砂壤土

土壤水盐运移数值模拟

大兴（R=0.701）粉砂壤土

土壤水盐运移数值模拟

兴隆沙（R=0.822）粉质粘壤土

土壤水盐运移数值模拟

式中：E为表土蒸发强度（mm/d）；E0为水面蒸发强度（mm/d）；θ为地表20cm（张力剖面的第一个测点）处的含水率（cm3/cm3）。

由于受实验数据的限制，计算结果中缺乏稳定蒸发阶段的数据，因而上述公式中没有稳定阶段的经验公式。拟合曲线见图2.4.1。

图2.4.1 E/E0—θ关系拟合曲线图