生态用水计算方法介绍

生态用水的内涵与外延涉及因素众多，既有确定性和不确定性的因素，又有资料和观测方法上的问题，因此目前学术界尚无一致公认的计算生态用水的理论，本文认为其基础理论主要是生态平衡的理论，其中包括水量平衡、水热平衡、水沙平衡、水盐平衡及有关植被蒸散计算的理论，详见图1.1。

基于水量平衡理论生态用水计算方法：一般大区域尺度的江河（湖海）水、大气水、陆地（土壤和生物）水以及地下水，因水循环和流动引起单向或双向补给的转换运动，即形成降水、地表水、土壤水和地下水相互转换关系（亦称四水转换或转化），以其水量平衡原理描述和定义各分量及相应计算模型。从生态系统尺度来看，水循环过程也是包括水分在大气、地表、土壤、地下与植物中运动的一个庞大的系统，地表水、土壤水和地下水是陆地上普遍存在的三种形式的水体，它们无论是在自然生态系统中还是人工生态系统中都与人类生产、生活关系密切。它们均是由各个时期的降雨补给所形成，降水分配为地表水、土壤水与地下水的数量与过程相当复杂，各种水体系统转化与交换十分频繁。地表水主要有河流水和湖泊水，主要由大气降水补给，以地面径流，地表水体蒸发和土壤入渗的形式转化为大气水、地表水和土壤水。土壤水为包气带含水量，上层接受降水和地表水的补给，下面接受浅层地下水的补给，主要消耗于土壤蒸发和植物蒸腾并转化为大气水。只在饱和状态下水分才会下渗补给地下水或形成壤中流汇入河川称为地表径流，土壤水具有供给植物水分和连通地表水和地下水的重要作用。地下水为储存于地下含水层的水量，通过降水和地表水的下渗所补给，它以河川基流的形式汇入地表水，地下水上升又返回土壤补给土壤水并以潜水蒸发的形式返回大气，可见自然界的水量交换是多方面、多环节、多回路的，并且相互影响反馈，这种错综复杂的关系可用图1.2来示意。

图1.1　生态用水计算的理论

自1905年德国科学家E.A.布吕克纳（Bruckner）首次提出全球水量平衡的概念以来，许多科学家对不同尺度的水量平衡进行了研究和计算，取得了很大进展。对于任意区域，在任意时间内，来水量等于出水量与区域内蓄水变量之和，即

水量收入－水量支出＝蓄水变量

图1.2　区域水分转换关系示意图

或

总补给量－总排泄量＝蓄水变量

若把区域内地表水、土壤水和地下水作为一整体，则天然情况下的总补给量为降水量，总排泄量为河川径流量、总蒸发量和地下潜流量之和，总补给量与总排泄量之差为区域内地表、土壤和地下的蓄水变量（陈丽华，2002）。

以水量平衡原理为依据的计算方法因所处区域的条件不同，由于各水量要求取舍与计算有所不同。此种方法需要进行定量长期定位观测才能得出相应的结论。

基于能量平衡原理的植被蒸散量计算的方法：生态用水计算中主要的一项工作是确定植物蒸散量。对于蒸散量的估算，关键是最大可能蒸散量的确定，有关最大可能蒸散量的计算方法虽然有很多种，但是，因其是在一定的背景下推导出来的，应用于不同的地区、不同的季节都可能产生一定的误差。最大可能蒸散量指在植物生长期土壤水分供应不受限制时，高度均匀、生长茂盛的低矮开阔草地上的蒸腾量，也称参照蒸散量或潜在蒸散量。其计算方法主要有桑斯维特（Thornthwaite）公式和彭曼（Penman）公式（或其改进型）两种，其理论依据均是能量平衡原理。

桑斯维特公式是以气温来代表用于蒸散的能量的一种计算方法，其优点是仅需要月平均气温，计算简单，且春夏季的计算结果较为准确。对于只具有一般气象资料，而缺乏植被蒸散及相关观测资料的地区，是一种简便易用的方法。

彭曼法公式（或其改进型）是在充分供水、供肥、无病虫害理想条件下获得植物需水量，即植被的最大需水量，理论上讲并不是维持植物生长、不发生凋萎的生态用水量，但是该方法主要利用能量平衡原理，理论上比较成熟完整，实际上具有很好的操作性。针对我国对植物生态用水量计算方法研究还比较薄弱的实际情况，该方法可近似计算植物生态用水量。

以上两种方法均需通过植物系数和植物潜在蒸散量来计算植物实际蒸散需求量，因此植物系数观测、分析、选取与确定是十分关键的（胡振华，2001；张卫强，2005）。

国内植被生态用水其他计算方法：目前运用得比较多的方法有潜水蒸发蒸腾模型、直接计算方法、间接计算方法、土壤湿度法、土壤含水量定额法、基于遥感和GⅠS技术的研究方法等。

（1）潜水蒸发蒸腾模型。植被生态用水量是陆地生态用水量的一部分，其计算主要是基于“植被观”，计算原理为传统的水量平衡理论（王礼先，2000；王根绪，程国栋等，2002）。“植被观”的生态用水是在某一地下水埋深的植被面积与对应地下水埋深的潜水蒸发值的乘积，潜水蒸发与地下水位密切相关，一般的，潜水蒸发随着地下水埋深的增大而减小（雷志栋等，1988；张秀英，2002）。基于植被蒸腾与地下潜水位之间的关系，具有代表性的计算模型为阿维里扬诺夫公式和沈立昌公式。

阿维里扬诺夫潜水蒸发模型公式为

式中 E——潜水蒸发，mm；

H——地下水位，埋深m；

Hmax——极限地下水埋深，m；

E0——水面蒸发，mm；

a，b——与植物有关的待定系数。

Hmax是停止蒸发时的地下水埋深，在干旱区，Hmax在一般情况下以5m为限，大于这一深度的潜水蒸发量几乎等于零，这也是目前水文地质计算中普遍采用的值。

通过蒸发蒸腾模型的计算得到不同地下水位埋深的潜水蒸发量，用某一地下水位埋深下的植被生态系统的面积与该地下水位埋深的潜水蒸发量相乘得到的乘积就是所求植被生态的生态用水量。

沈立昌潜水蒸发公式为

式中 E——潜水蒸发，mm；

H——地下水位埋深，m；

μ——给水度；

E0——水面蒸发，mm；

a，b——与植物有关的待定系数；

K——标志土质、植被、水文地质条件及其他因素的综合系数。

沈立昌公式是双曲线型公式，公式的待定系数多，对于缺乏大量实验资料的区域来说，很难确定参数a，b，K的值，且给水度也只是区间值。沈立昌公式无极限地下水埋深的约束，干旱区潜水蒸发是随着地下水埋深增加而减小的，一般当地下水埋深达到5m时，几乎不存在潜水蒸发。此法适用于地下水埋深浅的沙区与绿洲，山区丘陵区则无法采用。

（2）间接计算方法。在干旱与半干旱平原、沙区天然植被生态用水量，主要靠适宜的地下水埋深来满足，因而保持适宜地下水埋深的潜水蒸发量，可以间接作为其生态用水量。间接计算方法就是根据潜水蒸发量的计算来间接计算生态用水。即用某一植被类型在某一潜水位的面积乘以该潜水埋深下的潜水蒸发量与植被系数，得到的乘积即为生态用水。

其计算公式为（王芳，2000）

式中 WSTi——植被类型i的生态用水量；

Ai——植被类型i的面积；

Wgi——植被类型i所处某一地下水埋深时的潜水蒸发量；

K——植被系数。

植被影响系数K是植被地段的潜水蒸发量除以无植被地段的潜水蒸发量所得的系数，常由实验确定。

在式（1.3）中，除K外，Wgi亦是一个很重要的变量。Wgi为植被类型i所处某一地下水埋深时的潜水蒸发量。根据新疆地理所的研究，在干旱区的计算式为

式中 hi——地下水位i的埋深；(www.xing528.com)

h0——潜水蒸发极限埋深，干旱区在一般情况下以5m为限；

E20——20m2蒸发池蒸发量，缺乏E20实测数据可采用E601型蒸发器测得的E0进行计算。

（3）直接计算方法。以某一区域某一类型植被的面积乘以其生态用水定额，计算得到的水量即为生态用水（左其亭，2002），计算公式为

式中 Ai——植被类型i的面积；

ri——植被类型i的生态用水定额。

考虑到有些干旱半干旱地区降水的作用，并兼顾到计算的通用性，把生态用水定额ri定义为降水量接近为0时的生态用水量ri0减去平均降水量h。即

式中 ri——某地区植被类型i的生态用水定额；

ri0——降水量接近为0时植被类型i的生态用水量，为常值；

h——某地区平均降水量。

该方法只适用于基础工作较好的地区与植被类型，如绿洲、城市园林绿地生态用水。其计算的关键是要确定不同生态用水类型植被的生态用水定额。但由于影响植被耗水的因子非常多，各种自然条件下植被的耗水量很难测定。

（4）土壤含水量定额法。认为林地生态用水量是由林地最小蒸散量和土壤最小含水量组成（杨志峰等，2003），该方法计算公式如下

式中 MEWQ——林地年（月）最小生态用水量，m3；

Wmin——林地月（年）土壤最小含水定额，m3/m3；

（ETmin）j——第j月林地最小蒸散定额，mm；

A——满足某种生态功能的林地合理面积，m2；

H——土壤深度，m。

计算林地生态用水量，首先要确定林地土壤最小含水定额和林地月最小蒸散定额，其次要确定林地面积。研究认为，维持树木生命和基本生长所需要的土壤有效含水量，占田间持水量的40%～50%。Penman认为，在水分供应不充足的条件下，实际蒸散量与潜在蒸散量成正比，当林地土壤保持为最小含水定额时，实际蒸散量为潜在蒸散量的60%，即为林地的最小蒸散定额，其中潜在蒸散量可根据Penman公式计算。

（5）土壤湿度法。在一定范围内，牧草的需水量和土壤水分呈正相关，该类计算可用于同一地区或降水量、土壤质地相近地区需水量的估算（左其亭，2002），其计算公式为

E＝awb

或

式中 E——牧草需水量；

w——土壤生育期平均湿度；

a，b——常数，由经验或实验确定。

这种方法仅适用于有灌溉条件的牧草，不适合其他植被。

水土保持生态用水量计算方法：水土保持生态用水是我国大规模水土流失治理必须回答的问题（国外因水土流失治理规模小）。由于水土保持措施仅拦蓄降水径流，并不参与灌溉，计算其生态用水总量没有实际意义（杨爱民，2004）。主要是计算其减水量，可以用单项措施定额法或对比流域试验法。

河道内生态用水量的计算方法有以下几种。

（1）河道冲沙用水量计算方法。河流上游的山丘区来水挟带着大量的泥沙，进入下游平坦地区以后，由于坡度骤然变缓，而导致水流速度降低、河流泥沙沉淀，常常淤塞河道。而河道的淤塞又引起泄洪的困难，每遇洪水发生，往往造成洪涝灾害等环境问题。由于河流带来的泥沙主要沉积在河床与河滩地段以及在引水灌溉的渠系内，少量泥沙可淤积在被灌溉的农田上，故水沙平衡主要指河、渠的冲淤平衡。为了输沙排沙需要一定的水量，称为沙量平衡用水量。这部分水量因自然条件不同而异，如沙量的多少、水量的大小、河道坡度、河床与河滩的水利学性质等。当其他条件不变的条件下，水量的减少，是造成河淤积的主要原因，计算方法多基于水沙平衡原理，依据水文观测资料采用水力学方法进行计算。

（2）标准基本流量设定计算法。计算河道内生态用水量最常用的是基流量计算方法（丰华丽，2003）：即按设定统一标准的对应的流量作为河流基流量，如Montana法是将多年平均径流量作为一定保护目标下的流量需求；7Q10法将最近10年最枯月平均流量或90%保证率最枯月平均流量作为河流基本流量。

（3）河道内水生生物（含湿生植物）用水量的计算方法。物理栖息地计算法，即根据河流特征、流量和物种栖息地之间的关系，建立量化模拟模型并据此确定河流基本流量值（丰华丽，2003），如河道内流量增加法（ⅠFⅠM法）、物理栖息地模拟模型法（PHABSⅠM法）。

水力学法基于水力学原理，建立流量和生境之间的关系，用于预测适宜河道内栖息地数量的变化，但不考虑生物因素的响应。

最后，基于遥感和GⅠS技术的计算方法是根据植被生长需水地域分异规律，通过遥感手段、GⅠS（地理信息系统）软件和实测资料相结合计算生态用水量。主要思路为：首先利用遥感与GⅠS技术进行生态分区，然后通过生态分区与水资源分区叠加分析确定流域各级生态分区的面积及其需水类型，再进一步分析生态分区与水资源分区的空间对应关系，确定生态耗水的范围和标准（定额），并以流域为单元进行降水平衡分析和水资源平衡分析，在此基础上计算生态用水量（王芳，2000），适用于在大尺度范围内进行宏观计算。