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法律状态
2018-01-16
授权
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2015-12-23
实质审查的生效 IPC(主分类):G06F19/00 申请日:20150716
实质审查的生效
2015-11-04
公开
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技术领域
本发明涉及一种非饱和带土壤水分消耗特性的评价方法，是一种生态环境资源的评价方法，是一种通过构建非饱和带水循环全信息模拟为支撑的宏观大尺度土壤水分消耗特性的评价理论的方法。
背景技术
传统上，有关土壤水分的消耗的研究主要集中在土壤耕作层，以蒸发蒸腾和深层渗漏为对象，仅是消耗数量的说明，不仅不能反应土壤水分的蒸发蒸腾的消耗特性，而且也主要集中在农田尺度，不能全面反映整个非饱和带土壤水分的动态转化特性，使得土壤层的深层渗漏也被作为消耗项而考虑。实质上，在整个水资源系统，深层渗漏是对地下水的补充，并没有真正消耗。
目前较大区域范围内，有关蒸发蒸腾消耗的研究，也主要集中于数量方面，并无消耗特性的定量方法。即使在数量评价方法，也由于采用反应水分动态转化机理的工具方法的不同而差异较大。目前在有关非饱和带土壤水分消耗的数量定量评价方法，主要概括为以下两方面：基于田间尺度的土壤水动态均衡方法，以及区域土壤水蒸发蒸腾的定量模拟研究方法。其中，
基于田间尺度土壤水运动的均衡方法：其根本原理是以水平衡为基础，在确定的时空条件下，以作物根系层深度为研究对象，研究土壤非饱和带系统水分均衡各要素间的关系。土壤水分蒸发蒸腾消耗项是其重要的平衡项。其中蒸发量利用土壤深度和土壤含水量的指数关系进行估算；植被蒸腾量是通过潜在蒸腾量、叶面积指数的非线性关系进行估算。对于潜在蒸腾量，通常是以经典土壤蒸发评价方法为工具，目前有关潜在蒸发蒸腾研究的标志性定量方法是Penman公式，以及基于此改进的Penman-Moteith公式。Penman-Monteith 公式，以及Hargreavcs方法, Pricestley-Talyor方法。这些均是在综合考虑能量平衡与动力学之间作用关系后，又引入表面阻抗后建立的。其基本特点是对于单剖面土壤水转化模拟具有原理明确，操作简单。尽管如此，由于其研究范围主要集中的根系活动层，不能从全剖面分析非饱和带土壤水分的蒸发蒸腾消耗。而且相关研究结果也主要是土壤耕作层土壤水分数量的定量评价，不能反应蒸发蒸腾的消耗效用。同时，这些观测和计算方法均是在一些地面站点进行的，由于人力物力的限制，很难用于较大区域，存在着以点代面，以偏概全，不能完全反映研究区域的时空间变异性等问题。
区域土壤水蒸发蒸腾的定量模拟模型：目前有关区域土壤蒸散发消耗的定量评价模型均以能量平衡为基础的研究。
目前有关能量平衡的土壤水分蒸发蒸腾模型，遥感反演蒸发蒸腾的定量模型，是考虑蒸发蒸腾的驱动力是能量，因而以能量平衡为基础，在综合考虑净辐射通量Rn、土壤热通量G和显热通量H的基础上实现的。对于陆面能量转化模型法：其基本原理是按照陆地表面受到的能量等于植被冠层以及土壤层能量收支之和间接确定蒸发蒸腾的。尽管在土壤水分蒸发蒸腾的定量化过程中，逐渐将土壤非饱和带分为单层模型、双层模型和多层模型，使得土壤非饱和带中土壤特性的考虑做了深入的考虑，但是在计算中仍采用地表能量平衡方程进行计算，即将植被冠层以下与其之下的土壤层进行区分，并在处理中按照相互叠加，认为两个系统的能量是相互联系，植被冠层的释放或接受的总通量是分层通量之和达到系统能量的平衡。
总之，区域土壤蒸发蒸腾模型，尽管陆面能量平衡模型，克服了遥感直接反演蒸发蒸腾缺少机理的认识，且使土壤水运动转化行为逐渐从机理上得到深刻的揭示，特别是加深了对SPAC系统内的蒸发蒸腾的认识，但是均主要立足于能量系统，建立在能量平衡的基础上，仍存在难以综合反应能量平衡和水量平衡的作用，同时也不能很好的反映空间大尺度条件下土壤水分的时空变异性。此外，以上众多的定量模型，均可以实现不同空间尺度基于能量平衡的土壤水分消耗数量的定量评价，并不能完全给出非饱和带土壤水分消耗效用特性的定量评价。
然而，由于非饱和带土壤水分处于水循环过程的中间环节，其动态转化过程，一方面，作为水循环的构成，影响着区域水分的收支；另一方面，由于其动态转化过程又与能量平衡密切相关，直接关系着区域能量的循环转化。因此，综合能量平衡和水量平衡，开展区域尺度非饱和带土壤水分消耗特性评价，对深入开展水资源需求管理、维持生态关系健康具有重要的意义。
发明内容
为了克服现有技术的问题，本发明提出了一种非饱和带土壤水分消耗特性的评价方法。所述方法综合水量和能量过程，在大空间尺度流域/区域土壤水分详细模拟基础上，全面揭示不同土地利用条件下整个非饱和带土壤水分消耗特性的评价技术方法。该方法能够综合陆面水循环全过程，并实时考虑水分蒸发蒸腾过程的能量驱动作用，在保障模拟精度的基础上，能够给出精度较高的评价成果。
本发明的目的是这样实现的：一种非饱和带土壤水分消耗特性的评价方法，所述的方法包括如下步骤：
构建“非饱和带土壤水分子系统的动态转化模型”的步骤：用于在水平方向上，确定非饱和带不同下垫面条件下对应的土壤水子系统水循环要素，采用基于矩形网格的空间离散技术或基于子流域的空间离散技术，在垂直方向上，通过地表水和地下水子系统之间通量的交换，从陆地表面到地下含水层，从上到下划分为植被或建筑物截留层、地表洼地储留层、土壤表层、过渡带层、浅层地下水层和深层地下水层，综合自然和人工水循环不同子过程模拟，实现以地表和地下水循环通量为边界的非饱和带土壤水分详细模拟的模型；
区域非饱和带土壤水循环模拟的步骤：用于使用土壤水分运动方程进行模拟：
土壤表层： ，
土壤中层：，
土壤底层：，
式中：Q为重力排水、QD为吸引压引起的水分扩散、Es为土壤蒸发消耗通量、Etr为表层土壤蒸发、R为土壤层的壤中流、d为土壤层厚度、θ为表层土壤的最大蓄水量、j为不同土壤层，其中j = 0 为洼地储蓄层、j = 1为土壤表层、j = 2为土壤中层，即第二层，j = 3 为土壤底层，即第三层；
水文模型与遥感反演土壤水分蒸发蒸腾的数据同化的步骤：用于采用陆面能量平衡模型，提供地表温度、反照率和植被属性，对其反演的相应空间分辨率土壤水分的蒸发蒸腾数据，通过ArcGIS的空间统计功能，展布到非饱和带土壤水分子系统的动态转化模型的水文响应单元，然后，针对时间和相应空间观测数据进行数据同化，以遥感反演与模型模拟相结合的模拟结果与单一模型模拟结果进行判断，确定同化后的模型结果；
确定蒸发蒸腾结构的步骤：用于结合非饱和带土壤水分的转化原理，结合土地利用变化，通过非饱和带土壤水分子系统的动态转化模型模拟获得不同土地利用下的蒸发蒸腾消耗分项和最后的计算单元的综合土壤水分蒸发蒸腾，按照土地利用方式的不同，土壤水资源消耗结构主要归纳为即农作物或植被域植被蒸腾、农作物或植被域土壤棵间蒸发、农业产业系统裸土蒸发，以及难利用土地裸土蒸发四大类型，确定蒸发蒸腾结构；
进行土壤水分消耗特性定量评价的步骤：用于根据蒸发蒸腾结构，结合土壤水分在蒸发蒸腾过程中其对人类生产和生态的效用不同，按照土壤水分服务功能的差异，将土壤水资源的消耗效用分为生产性消耗和非生产性消耗，在此基础上，土壤水分在消耗过程中对人类社会经济作用的大小进一步区分为高效消耗和低效消耗；同时，考虑土壤水分消耗的可调控性，针对土地利用，以能否在实践中指导土壤水资源的高效利用为基本原则，进一步对其可调控性做出界定。
进一步的，所述的“非饱和带不同下垫面条件下对应的土壤水子系统水循环要素的确定”包括以下子步骤：
基本计算单元的确定，以全流域DEM分析和实测水系矢量图为基础，通用地理信息系统工具对水循环模拟系统进行划分的多个子流域；
基本计算单元中不同土地利用所对应的非饱和带土壤水分蒸发蒸腾的确定，通过计算单元内可能的土地利用形式分别对应的面积，进行面积加权确定不同计算单元的蒸发蒸腾、不同单元不同土地利用的蒸发、蒸腾项以及综合蒸发蒸腾项；
，（N=1，nlanduse），
，（N=1，ncell），
（N1=1，ncell； N2= 1，nlanduse），
计算出计算单元综合土壤水分蒸发蒸腾、同种土地利用情况下不同计算单元的蒸发蒸腾以及区域的蒸发蒸腾量。
进一步的，所述的“与地表水和地下水子系统之间通量的交换”包括：在一个时间步长内，计算单元内水循环模拟系统先完成地表水循环过程，和地下水与土壤水子系统的交流并计算各子流域内水循环的各项通量，，其中与土壤水分有关的垂向循环通量包括降水入渗补给量和河道、水库、湿地、渠系的地表水体渗漏补给量、基流排泄量，以及潜水蒸发：
平原区无侧向壤中流的计算单元：
，
山丘区有侧向壤中流的计算单位：
，
式中： Smax为时段内单位面积土体最大土壤含水量，Wt1为前一时段单位面积土体土壤含水量，P为降水量通量，I截流量为植被截留量；Rs为降水形成的地表径流量；D填洼量为填洼水量；P地表水下渗为地表水下渗量，E2为潜水蒸发通量，根据地下水埋深的不同而不同，当潜水埋深较大时，可忽略不计；Rg为深层渗漏通量，R水平侧向净流入量为侧向壤中流，t1、t2为计算时段的起始和终止时间，以上变量的单位均为cm3/cm2。
进一步的，所述的基于子流域的空间离散技术，所述的基于子流域的空间离散技术的水循环模拟系统是SWAT水循环模拟系统或WEP水循环模拟系统。
进一步的，所述的数据同化方法是最优插值法、四维变分法、Kalman滤波、扩展Kalman滤波、集合Kalman滤波中的一种。
本发明产生的有益效果是：本发明利用基于子流域空间离散的耦合地表地下水循环模型的非饱和带土壤水分动态转化模型，以此为基础给出的土壤水分的消耗特性的定量评估方法，能够实现在大空间尺度流域或区域土壤水分的定量模拟和消耗特性的定量评估。本发明还可以利用网格单元与子流域方式很好的反映大区域下垫面的变化，采用遥感蒸发蒸腾的数据同化方法，有利于充分体现水量平衡和能量平衡对土壤水分蒸发蒸腾的驱动和制约关系。结合土地利用的消耗特性评价理论，有利于指导土壤水分合理利用。本发明所述方法技术方法通用，易于推广应用。
附图说明
下面结合附图和实施例对本发明作进一步说明。
图1是本发明的实施例一所述的方法的流程示意图；
图2是本发明的实施例一所述的基于网格的空间离散技术示意图；
图3是本发明的实施例一所述的基于子流域的空间离散技术示意图；
图4是本发明的实施例一所述的计算单元垂向结构示意图；
图5是本发明的实施例一所述的遥感土壤水分蒸发蒸腾与水文模型模拟结果的数据同化流程图；
图6是本发明的实施例一所述的区域尺度非饱和带土壤水分的循环结构示意图；
图7是本发明的实施例一所述的土壤水资源消耗结构和消耗效用的关系图。
具体实施方式
实施例一：
本实施例是一种非饱和带土壤水分消耗特性的评价方法，流程如图1所示。本实施例在构建大尺度非饱和带土壤水分消耗效用界定方法基础上，通过构建非饱和带土壤水分循环模拟模型，实现一种基于水循环和能量循环过程的非饱和带土壤水分消耗特性的定量评价方法。
由于在自然水循环过程中，整个非饱和带土壤水分是一个补给和排泄同时进行的过程量。其补给项包括降水入渗到土壤并保持在非饱和带内的水量，以及潜水蒸发项，可将其表示为式：
S = Pinput+ EQ = Wt1 + P – Rg – Rs – I – D - Rlr+ EQ ，
其中，符号S为非饱和带内一定时段土壤水分通量；Pinput为降水蓄存在土壤水系统的补给通量；Wt1为前一时段t1单位面积土体土壤含水量；P为降水通量；Rg为深层渗漏通量（降水对地下水的补给）；Rs为降水形成的地表径流通量；I为冠层截留通量；D为洼地储流通量；Rlr为侧向壤中流量；EQ为潜水蒸发量。以上变量的单位均为：cm3/cm2。
在接受补给的同时也在消耗。因而，在一定阶段，非饱和带一定时段土壤水分通量也是消耗量和未消耗量之和，可表示为式（2）：
S = T + Es +ΔW = ET +ΔW，
其中，Es为土壤蒸发消耗通量（包括裸地土壤蒸发和植被棵间土壤蒸发），T为植被蒸腾消耗通量，二者共同构成土壤水分的消耗通量，即蒸发蒸腾量（ET）；ΔW为时段土壤水蓄变量，可认为是土壤水分未被消耗量；在多年平均尺度上，土壤水蓄变量ΔW→0。因此，在多年平均尺度上，土壤水分等于蒸发蒸腾消耗量。以上变量的单位均为：cm3/cm2。
由土壤水分的动态转化过程可见，在自然水循环过程中，降水入渗补给形成的土壤水分最终均以蒸发蒸腾的形式完全被消耗。要提高其利用效率，完全取决于区域蒸发蒸腾量；而蒸发蒸腾的结构和消耗特性取决于土地利用类型。为此，结合土地利用，按照资源服务功能的不同，将土壤水分的消耗效用分为生产性消耗和非生产性消耗，按照对人类社会经济作用的大小进一步区分为高效消耗和低效消耗。对于非生产性消耗也常被称为无效消耗；针对土壤水分利用的可调控性，界定为：可调控性消耗和不可调控消耗。具体如下：
难以利用土地的蒸发消耗量：为非生产性不可调控的消耗。原因：尽管该部分消耗能对周围的生态环境发挥一定的作用，但其土地利用上的人类活动较少，被利用的可能性甚微。因而将其定为非生产性消耗，相对于经济社会系统则可认为是无效消耗量。又该部分消耗量由于调控需要的投资巨大而被认为不可调控消耗。
植被棵间的蒸发消耗量：此部分消耗效用与植被的郁闭度有关。当植被郁闭度较大时，尽管该部分水量没有直接参与植株干物质的生成，但是可通过调节农田和植被区域的小气候而影响生物量的产生，因而认为是生产性有效消耗量。但是相对于植被干物质的形成其利用效用较低，该部分蒸发量又可认为是低效消耗量。当植被郁闭度较小时，由于大量棵间蒸发对于农田植被气候的调节作用降低，其主要功能为生态效用，在经济社会中的直接作用甚微，因而认为此部分消耗中的绝大部分是非生产性消耗。
植被的蒸腾消耗量：认为是生产性高效消耗。由于该部分土壤水资源直接参与植株干物质的形成，为此，认为此部分消耗是生产性消耗，且属于高效消耗量。
与此同时，又考虑到土壤水分可利用的特性，针对人工可干预的程度进一步界定其可调控性。其中对于可通过人工干预，能够较为方便的改变其利用效率和方式，土壤水分消耗可以认为是可调控的；其他难以人工干预或由于付出代价较大而难以调控现实的，认为是不可调控的。结合土地利用特性，可控土壤水分的消耗主要包括农田土壤水分消耗和人工林果地土壤水分消耗。其他难利用土地上的消耗均可以认为是不可控消耗。
在以上界定方法的基础上，利用以上非饱和带土壤水分定量模拟模型可实现整个饱和带土壤水分消耗的定量评价计算。
本实施例所述的方法包括如下步骤：
构建“非饱和带土壤水分子系统的动态转化模型”的步骤：用于在水平方向上，确定非饱和带不同下垫面条件下对应的土壤水子系统水循环要素，采用基于矩形网格的空间离散技术或基于子流域的空间离散技术，在垂直方向上，通过地表水和地下水子系统之间通量的交换，从陆地表面到地下含水层，从上到下划分为植被或建筑物截留层、地表洼地储留层、土壤表层、过渡带层、浅层地下水层和深层地下水层，综合自然和人工水循环不同子过程模拟，实现以地表和地下水循环通量为边界的非饱和带土壤水分详细模拟的模型。
区域非饱和带土壤水分动态模拟模型：土壤水分循环是水循环的中间过程，与大气降水、地表产汇流以及地下水动态过程密切相关，同时与土地利用、植被生长特征密切相关。为此，构建区域非饱和带土壤水分动态模拟模型，首先，在水平方向上，采用基于网格或子流域套等高带为基本计算单元，以考了流域/区域内地形的差异；在垂直方向上，从上到下划分为植被或建筑物截留层、地表洼地储留层、土壤表层、过渡带层、浅层地下水层和深层地下水层等。此外，为考虑计算单元内土地利用的不均匀性，可采用了针对计算单元将土地归成数类。通常土地利用按照当前普遍采用的分类方式，归为裸地植被域、灌溉农田、非灌溉农田、水域和不透水域5大类。裸地植被域又可分为裸地、草地和林地3类，不透水域分为城市地面与都市建筑物2类，这样分别计算各类土地类型的地表面水热通量，取其面积平均法可计算出计算单元的地表面热通量。另外，非饱和带土壤层的不同分层数，可根据需求的不同分为不同层。这样可以很好地反映表层土壤的含水率随深度的变化，而且能够更加便利的描述土壤蒸发、草或作物根系吸水、树木根系吸水的不同深度土壤水分的变化特征。
基于水循环过程的非饱和带土壤水分动态模拟模型的构建，实现基于水循环过程的非饱和带土壤水分转化结构的详细模拟。本步骤通过编制非饱和带土壤水分动态模型，详细模拟不同土地利用条件下、不同土壤层水分的动态转化，进而实现对非饱和带土壤水分消耗的定量评价。
采用基于子流域/网格技术的空间离散模型的水循环模拟，以确定大尺度区域范围内水循环通量的时空分布，从而产生非饱和带土壤水分动态转化的定量评价工具，其模拟计算结果为进行土壤水分消耗特性评价提供需求的数据信息。
水循环模拟系统可以基于网格或子流域空间离散技术。其中基于网格单元，如图2所示。在图2中，标记21表示坡面流，标记22表示河道汇流，标记23表示支流河道，标记24表示主河道。对于子流域空间离散技术，如图3所示。在图3中，标记31表示流域出口，标标记32表示子流域内的河道，标记33表示子流域，标记34表示子流域单元内坡面汇流。在垂直方向上，即计算单元的垂向结构，对于两种空间离散方法，均从陆地表面到地下含水层，从上到下划分为植被或建筑物截留层、地表洼地储留层、土壤表层、过渡带层、浅层地下水层和深层地下水层等，见图4，综合不同水循环子过程模拟，可实现以地表和地下水循环通量为边界的土非饱和带土壤水分的详细模拟。
区域非饱和带土壤水循环模拟的步骤：用于使用土壤水分运动方程进行模拟：
土壤表层： ，
土壤中层： ，
土壤底层： ，
式中：Q为重力排水、QDj，j+1为吸引压引起的j层与j+1层土壤间的水分扩散；、Etrij为植被蒸发；R2j为j土壤层的壤中流；、d为土壤层厚度、θ为表层土壤的最大蓄水量，j为不同土壤层，其中j = 0 为洼地储蓄层、j = 1 为土壤表层、j = 2 为土壤中层，即第二层，j = 3 为土壤底层，即第三层。
上述公式为土壤水分动态转化的模拟原理基于以下积分形式的Richards土壤水分运动方程。不同分项的计算如下：
，
式中：Q0 为洼地储蓄层的重力排水量；Q0max为洼地储蓄层中最大重力排水量； QDj，j+1为吸引压引起的j层与j+1层土壤间的水分扩散；Q1 为表层土壤的重力排水量；kj（θj）为体积含水率θj对应的土壤导水系数；φj（θj）为体积含水率θj对应的土壤吸引压； dj为第j层土壤层厚度；W为土壤的蓄水量（W=θd）；W10为表层土壤的初期蓄水量；W1max为表层土壤的最大蓄水量。j为不同土壤层，其中j = 0为洼地储蓄层、j = 1 为土壤表层、j = 2为土壤中层，即第二层，j = 3 为土壤底层，即第三层。
通过以上分析对比，可实现本实施例的首要目标即大尺度非饱和带土壤水分动态模拟，可以较为清楚的提供非饱和带土壤水分动态转化的结构和过程。
水文模型与遥感反演土壤水分蒸发蒸腾的数据同化的步骤：用于采用陆面能量平衡模型，提供地表温度、反照率和植被属性，对其反演的相应空间分辨率土壤水分的蒸发蒸腾数据，通过ArcGIS的空间统计功能，展布到非饱和带土壤水分子系统的动态转化模型的水文响应单元，然后，针对时间和相应空间观测数据进行数据同化，以遥感反演与模型模拟相结合的模拟结果与单一模型模拟结果进行判断，确定同化后的模型结果。
采用SEBS/SEBAL等遥感模型提供数据来源；利用1×1 km的SEBS反演结果通过ArcGIS的空间统计功能计算得到基本计算单元卫星过境蒸发蒸腾消耗的遥感反演结果；然后，再选择可采用的方法，包括最优插值法、四维变分法、Kalman滤波、扩展Kalman滤波、集合Kalman滤波、退火算法等；与水文模型中的基本计算单元通过时间更新和计算更新两个步骤进行蒸发蒸腾数据的同化，以遥感反演方差与模型模拟方差的比例为判断依据，最后确定同化后的模型结果。数据同化流程见图5。具体同化步骤是：以模型模拟结果作为初值，对比计算单元模型模拟结果与相应时段、相应遥感反演结果，通过选择不同的判断准则，如均方根误差（RMSE），对比二者效果，如果RMSE太小，同化程序将不起作用；如果其太大，遥感反演结果完全代替对应时段和区域的模型模拟结果，开展空间水平衡分析，更新模型初始值，开始新一轮的模型模拟；当模型模拟若干步，将新的模拟结果与遥感反演对比，然后再更新本阶段初始值，开始新一轮模拟。重复以上步骤，即可实现数据同化，得到同化后结果。在过程中，同化更新模型模拟值的程度取决于遥感反演方差与模型模拟方差的比例。
通过以上分析，可实现本实施例遥感蒸发蒸腾量的数据同化，可实现本实施例的综合考虑水平衡和能量平衡的大尺度非饱和带土壤水分动态模拟结果中蒸发蒸腾量的准确性。
确定蒸发蒸腾结构的步骤：用于结合非饱和带土壤水分的转化原理，结合土地利用变化，通过非饱和带土壤水分子系统的动态转化模型模拟获得不同土地利用下的蒸发蒸腾消耗分项和最后的计算单元的综合土壤水分蒸发蒸腾，按照土地利用方式的不同，土壤水资源消耗结构主要归纳为即农作物或植被域植被蒸腾、农作物或植被域土壤棵间蒸发、农业产业系统裸土蒸发，以及难利用土地裸土蒸发四大类型，确定蒸发蒸腾结构。
土壤水的不同蒸发蒸腾过程，通过采用了“马赛克”结构考虑计算单元内土地利用变异性问题，将分别计算每个计算单元的蒸发蒸腾均按照土地利用的差异，区分为包括植被截留蒸发、土壤蒸发、水面蒸发和植被蒸腾等不同分项；然后，综合进行面积加权，即可得出计算单元的土壤水分的蒸发蒸腾消耗量。对于不同土地利用条件下土壤水分消耗的具体计算如下：
1）裸地-植被域土壤水分蒸发蒸腾量Esv由下式计算:
Esv = Etr1+Etr2 +ES
Eir = Ttr3 +Es
Eni = Ttr4 +Es
式中：Ttr植被蒸腾（来自干燥叶面），下标1为高植被（森林、都市树木），下标2为低植被（草，灌木），下标3位灌溉农作物，下标4为非灌溉农作物；Es为裸地土壤蒸发。
其中的植被蒸腾在充分考虑植被群落面积以及阻抗及太阳辐射能量的基础上，由Penman-Monteith公式计算：
式中，Veg为裸地-植被域的植被面积率；d为湿润叶面的面积率；RN为净辐射量；G为传入植被体内的热通量；rc为植物群落阻抗。蒸腾属于土壤、植物、大气连续体SPAC水循环过程的一部分，受光合作用、大气湿度、土壤水分等的制约。
植被蒸腾是通过根系吸水由土壤层供给。假定根系吸水率随深度线性递减、根系层上半部的吸水量占根系总吸水量的70％，则可得
式中，Ttr为蒸腾； lr为根系层的厚度；z为离地表面的深度；Sr(z)为深度z处的根系吸水强度；Ttr(z)为从地表面到深度z处的根系吸水量。
根据以上公式，根据给出的植物根系层厚，即可算出其从土壤各层的吸收的水量（蒸腾量）。
结合植被根系的分布认为，草地与农作物等低植物的根系分布于土壤层的第1、2层，而树木等高植物的根系分布于土壤层的所有3层。
2）对于灌溉农田（EIR）和非灌溉农田（ENI）的作物蒸腾计算，其计算与裸地－植被域类似。结合土壤各层的水分移动模型，可算出各层的蒸腾量。
3）裸地土壤蒸发由下述修正Penman公式计算：
式中，b为土壤湿润函数或蒸发效率；q为表层（一层）土壤的体积含水率；qfc为表层土壤的田间持水率；qm 为单分子吸力（为1000~10000个大气压）对应的土壤体积含水率。
综合以上不同土地的土壤水分消耗，加权后即可得出非饱和带土壤水分的最终消耗量，具体如下式算出：
式中，Fsv、Fir、Fni分别为计算单元内裸土植被域、灌溉农田及非灌溉农田的面积率（%）；Esv、Eir、Eni分别为计算单元内裸土植被域、灌溉农田及非灌溉农田的蒸发蒸腾量。在计算过程中，对于土壤蒸发和植被蒸腾分别采用Noilhan－Planton模型和Penman-Monteith公式进行了详细计算。
模拟过程中与遥感反演蒸发蒸腾数据的结合：为提高非饱和带土壤水分消耗模拟的精度，充分考虑能量的驱动，在以上模拟计算的同时，可采用卡尔曼滤波等数据同化方法，将遥感反演的对应时段不同土壤层中蒸发蒸腾与模型模拟结果进一步结合，然后依据同化后数据为基础，进一步耦合到模型系统，进一步开展下一计算时段土壤水分的蒸发蒸腾。
进行土壤水分消耗特性定量评价的步骤：用于根据蒸发蒸腾结构，结合土壤水分在蒸发蒸腾过程中其对人类生产和生态的效用不同，按照土壤水分服务功能的差异，将土壤水资源的消耗效用分为生产性消耗和非生产性消耗，在此基础上，土壤水分在消耗过程中对人类社会经济作用的大小进一步区分为高效消耗和低效消耗；同时，考虑土壤水分消耗的可调控性，针对土地利用，以能否在实践中指导土壤水资源的高效利用为基本原则，进一步对其可调控性做出界定。
结合非饱和带土壤水分消耗结构（见图6，区域尺度非饱和带土壤水分的循环结构），和不同土地利用条件下非饱和带系统中土壤水分消耗界定的消耗特点（见图7，土壤水资源消耗结构和消耗效用的关系），即对于土壤水分消耗可依据对人类生产和生态的效用不同，按照资源服务功能的不同，将土壤水分的消耗效用分为生产性消耗和非生产性消耗，其中生产性消耗主要是指土壤水分在经济社会系统中发挥作用的部分；非生产性消耗主要是指土壤水分的自然生态作用功能的部分，是相对于经济社会的产出而言的。在此基础上，针对发挥不同消耗功能又按照对人类社会经济作用大小进一步区分为高效消耗和低效消耗。对于非生产性消耗也常被称为无效消耗。此外，考虑到土壤水分难以调控的现实，结合土地利用，进一步区分为可调控消耗和难调控消耗。
通过以上分析，可实现本实施例最后目标，即大区域基于水循环和能量循环过程的非饱和带土壤水分消耗特性的定量评价。
实施例二：
本实施例是实施例一的改进，是实施例一以关于“非饱和带不同下垫面条件下对应的土壤水子系统水循环要素的确定”的细化。本实施例所述的“非饱和带不同下垫面条件下对应的土壤水子系统水循环要素的确定”包括以下子步骤：
1）基本计算单元的确定，以全流域DEM分析和实测水系矢量图为基础，通用地理信息系统工具对水循环模拟系统进行划分的多个子流域；
2）基本计算单元中不同土地利用所对应的非饱和带土壤水分蒸发蒸腾的确定，通过计算单元内可能的土地利用形式分别对应的面积，进行面积加权确定不同计算单元的蒸发蒸腾、不同单元不同土地利用的蒸发、蒸腾项以及综合蒸发蒸腾项；
，（N=1，nlanduse） （1）
，（N=1，ncell） （2）
，（N1=1，ncell；N2= 1，nlanduse）（3）
计算出基本计算单元综合土壤水分蒸发蒸腾、同种土地利用情况下不同计算单元的蒸发蒸腾以及区域的蒸发蒸腾量。
实施例三：
本实施例是实施例一的改进，是实施例二关于“与地表水和地下水子系统之间通量的交换”的细化。本实施例所述的“与地表水和地下水子系统之间通量的交换”包括：在一个时间步长内，计算单元内水循环模拟系统先完成地表水循环过程，和地下水与土壤水子系统的交流并计算各子流域内水循环的各项通量，，其中与土壤水分有关的垂向循环通量包括降水入渗补给量和河道、水库、湿地、渠系等的地表水体渗漏补给量、基流排泄量，以及潜水蒸发等：
（1）平原区无侧向壤中流的计算单元
（4）
（2）山丘区有侧向壤中流的计算单位
（5）
式中： Smax为时段内单位面积土体最大土壤含水量，Wt1为前一时段单位面积土体土壤含水量，P为降水量通量，I截流量为植被截留量；Rs为降水形成的地表径流量；D填洼量为填洼水量；P地表水下渗为地表水下渗量，E2为潜水蒸发通量，根据地下水埋深的不同而不同，当潜水埋深较大时，可忽略不计；Rg为深层渗漏通量，R水平侧向净流入量为侧向壤中流，t1、t2为计算时段的起始和终止时间，以上变量的单位均为cm3/cm2。
实施例四：
本实施例是实施例一的改进，是实施例一关于基于子流域的空间离散技术的细化。本实施例所述的基于子流域的空间离散技术的水循环模拟系统是SWAT水循环模拟系统或WEP水循环模拟系统。
其中SWAT水循环模型系统：是美国农业部的农业研究中心于1994年开发的，其最初目的是预测大流域复杂多变的土壤类型、土地利用方式和管理措施条件下，土地管理对水分、泥沙和化学物质的长期影响。经过了近20年的发展，该模型可将水分运动、泥沙输送、作物生长和营养成分的循环等物理过程很好的反映在模型中，可以相对系统的考虑自然水循环过程中非饱和带土壤水分的动态转化形式，其中包括的植物模型有利于分析植被对土壤水分的利用。
WEP水循环模型系统：是一种基于水与能量转化过程的分布式水循环模型。该模型开始于1995年，经过近20年的发展，WEP模型得到不断改进完善，具有河川径流预报、河网水系洪水演算、地下水位预测、山区积雪分布预测、土壤水分预测等基本功能；而且对非饱和带土壤水分运动的模拟中强化了植物耗水与热输送过程的模拟。最为重要的，在于该模型还可以开发了水资源配置模块、宏观经济模型与其的接口，能够综合反映人类活动影响，因此，该模型能够对自然和人工共同作用下的非饱和带土壤水分的动态转化给出详细的模拟，可很好的支撑土壤水分的消耗特性分析。
实施例五：
本实施例是实施例一的改进，是实施例一关于数据同化方法的细化。本实施例所述的数据同化方法是最优插值法、四维变分法、Kalman滤波、以及在Kalman滤波基础上发展的如集合kalman滤波，等多种滤波方法的一种。
最优插值法是，其基本原理是假设背景场误差的协方差矩阵是定常数，协方差矩阵模型通常是随着距离呈指数递减的函数，即对于每个模式变量，只有在其附近的少数观测才能决定分析的增量。是在一定假设条件下，最优插值是使分析值在极小方差意义上是真值的最优估计算法。在最优插值法中，网格点的分析值是网格点的初步估值或称为模型预报值加上修正值来确定。其中的修正值由对应点的观测值与初估值的偏差加权获得，权重的确定是按照分析值误差最小来决定，即在明确预报误差协方差矩阵与观测误差协方差矩阵的基础上，通过求解权重系数矩阵获得。
四维变分法：是三维变分法的简单推广，该方法是利用在空间和一定的时间窗口内的观测资料，结合数值模式和先验信息，在一定的泛函意义上最优确定初值、边值和模式参数等控制变量，由此获得的预报与观测之间的距离最小的过程。
Kalman滤波：是一种利用线性系统状态方程，通过观测数据对状态变量的预测估计进行修正进而得到状态变量的最优估计。其假设背景场的误差协方差矩是非常定的，通常采用均方误差最小原则，利用协方差矩阵预报方程来计算。集合Kalman滤波，是在kalman滤波基础上发展的，其判断误差是利用蒙特卡洛方法给出背景场误差统计特征的预报。
最后应说明的是，以上仅用以说明本发明的技术方案而非限制，可为在水资源和生态环境领域中应用，也可在此基础上，在不同区域上和不同土壤层范围内修正使用，但不脱离本发明技术方案的精神和范围。
机译： 在对能量消耗减少量进行评价的能量消耗减少量评价方法中，使用了能量消耗减少量评价方法。
机译： 基于体积的土壤水分含量测定装置，利用土壤水分含量测定方法，利用土壤水分含量测定方法检验土壤水分含量的方法
机译： 基于胶凝粘度特性的稻米淀粉特性评价方法
