CN112649370A - 一种基于遥感的区域蒸散发计算方法 - Google Patents

Abstract

本发明提供一种基于遥感的区域蒸散发计算方法，涉及区域生态环境评估领域，包括以下步骤：一：利用遥感数据获取相关地表参数；二：根据太阳辐射传输理论，利用地表反照率α，计算地表净辐射通量R_n；三：利用地表净辐射通量R_n和植被覆盖度f_v计算土壤热通量G；四：利用形态学模型计算得出动量粗糙度长度Z_0m和热量粗糙度长度Z_0h；五：利用动量粗糙度长度Z_0m、热量粗糙度长度Z_0h及大气传输相似理论计算显热通量H；六：计算地表潜热通量λE，然后计算蒸发比Λ；七：根据蒸发比Λ，计算区域日蒸散发量E_day。借助于遥感技术的空间连续和时间动态观测的优势，基于形态学方法，改进地表动量粗糙度和零平面位移高度的遥感参数化模型。

Description

一种基于遥感的区域蒸散发计算方法

技术领域

本发明涉及区域生态环境评估领域，特别是涉及一种基于遥感的区域蒸散发计算方法。

背景技术

人口膨胀、资源紧缺和环境污染是我们人类目前面临的三大问题，其中水资源短缺是人类面临的主要问题之一。我国人均水资源占有量约为2200m³，不足世界平均水平的1/3，是世界上13个严重缺水的国家之一，且时空分布极不均衡。因此，水资源短缺问题在我国表现尤为突出，已经成为社会经济发展的重要制约因素。在水资源匮乏程度日益严重的情势下，要求我们必须合理利用和优化配置有限的水资源，进行用水总量和用水定额的管理。水资源管理的发展趋势是开展以区域耗水——蒸散发量管理为核心的水资源需求管理。因此，需要深入了解不同下垫面条件下的蒸散发情况，这在水文、气象、农业、生态、环保等领域显得尤为重要。

蒸散发(Evapotranspiration,ET)既包括地表和植物表面的水分蒸发(Evaporation)，也包括通过植被叶片的水分蒸腾(Transpiration)，涉及水循环、能量循环和物质循环过程，是一个发生在相当复杂体系内的连续过程，是水圈、大气圈和生物圈水分和能量交换的主要过程，同时也是陆地表层水循环中最大、最难估算的分量；同时，在全球气候变化的认识和研究中，蒸散发信息的重要性越来越受到研究者的重视；人们在利用大气环流模式(GCMs)对全球气候变化的预测以及数值天气的预报中发现，蒸散发信息对改善和提高预测预报结果至关重要，一直是国内外水文、气象、生态、农业、地理、土壤、植物等学科领域关心的焦点问题之一。

传统的蒸散发估算方法基于点观测数据建立，在站点上有很高的精度。但由于蒸散发过程其本身问题的时空复杂性，以及下垫面几何结构及物理性质的时空变异性，区域蒸散发的准确模拟仍然是未解决的理论难题。要估算区域的蒸散发，传统的估算方法主要是通过技术性插值实现，但这只是在缺乏大面积连续观测手段条件时的一种权宜之计，是对自然属性分布的一种逼近——而逼近的程度受离散采样点的数目、精度和分布以及自然属性时空异质性的制约。随着人们对陆面过程认识的深入，人类在对地-气系统中物质和能量转换过程的描述的精度要求逐渐提高，传统的通过有限离散观测由点及面推算区域特征分布的方法由于其本身固有的弊端，已不能满足研究和应用的要求，而大范围的密集观测成本高、周期长，且就目前的量测技术而言，要对区域地表蒸散发进行日常监测且要达到应用精度要求尚有难度。因此，估算区域尺度非均匀下垫面的蒸散发分布，必须考虑面域观测或模拟问题。

发明内容

鉴于以上所述现有技术的缺点，本发明的目的在于提供一种基于遥感的区域蒸散发计算方法，借助于遥感技术的空间连续和时间动态观测的优势，基于形态学方法，建立区域尺度的地表动量粗糙度和零平面位移高度的遥感参数化模型，改进目前区域蒸散发模型中这两个动力学参数计算的不足，在区域尺度上建立基于遥感的区域地表蒸散发量计算模型，解决了传统方法固有的缺陷。

本发明提供一种基于遥感的区域蒸散发计算方法，所述方法包括以下步骤：

步骤一：所述相关地表参数包括地表反照率α和植被覆盖度f_v；

步骤二：根据太阳辐射传输理论，利用地表反照率α计算地表净辐射通量R_n；

步骤三：利用地表净辐射通量R_n和植被覆盖度f_v计算土壤热通量G；

步骤四：利用形态学模型计算得出动量粗糙度长度Z_0m，再由动量粗糙度长度Z_0m计算得出热量粗糙度长度Z_0h；

步骤五：利用动量粗糙度长度Z_0m、热量粗糙度长度Z_0h及大气传输相似理论计算显热通量H；

步骤六：建立地表能量平衡方程，根据地表净辐射通量R_n、土壤热通量G和显热通量H计算地表潜热通量λE，然后计算蒸发比Λ；

步骤七：根据蒸发比Λ，计算区域日蒸散发量E_day。

其中，地表反照率α的计算公式为：

式中，α_i(i＝1～7)分别为MODIS第1-7波段的地表反射率，第6波段因噪声比较大而没有考虑；

植被覆盖度的计算公式f_v为：

式中，EVI_min、EVI_max分别为裸土和浓密植被下的增强型植被指数。

优选的，所述相关地表参数还包括地表比辐射率ε₀和叶面积指数LAI等；

地表比辐射率ε₀的计算公式为：

ε₀＝ε_cf_v+ε_s(1-f_v)+4<dε>f_v(1-f_v)；

其中，ε_c和ε_s分别是植被和裸土的比辐射率，分别取值为0.98和0.96，<dε>为区域特征值，取值为0.02；

叶面积指数LAI的计算公式为：

LAI＝-2ln[1-f_v]·cos(φ)，

式中，φ为叶倾角。

于本发明的一实施例中，步骤四中，形态学模型表达式为：

式中，h为冠层高度；ψ_h为粗糙层影响函数；u(z)为离地面高度z处的水平风速；μ_*为摩擦速度，κ是von Karman常数，取值为0.41，d₀为零平面位移高度；

再由动量粗糙度长度Z_0m计算得出热量粗糙度长度Z_0h：

式中，B^-1为斯坦顿数的倒数。

于本发明的一实施例中，d₀用平均动量吸收高度表达为：

式中，β为模型参数；b为冠层宽度，由卫星数据获取；c_d为经验系数；h为冠层高度；A_g冠层面积指数。

于本发明的一实施例中，步骤五中，显热通量H的计算公式为：

(1)根据大气传输相似理论，得到以下公式：

τ₀为地表剪切应力，ρ为实时空气密度，Z_γ为参考高度，C_ρ为空气定压比热容，μ为参考高度处风速，θ₀为地表位温，θ_a为参考高度处的大气位温，θ_v为近地表虚位温；ψ_m为动量稳定度校正函数；ψ_h为热量的稳定度校正函数；

(2)当大气不稳定，即

时，

当大气稳定，即

时，

其中，ζ＝(z_r-d₀)/L，x＝(1-16ζ)^1/4；

(3)在中性层结的条件下，ψ_m＝ψ_h＝0；

(4)联立公式(9)～(11)中的非线性方程并进行迭代运算，可求得分别在大气不稳定和大气稳定时的摩擦速度μ_*、莫宁－奥布赫夫长度L以及显热通量H。

于本发明的一实施例中，步骤六中，地表能量平衡方程为：

λE＝R_n-G-H； (12)

式中，λE为潜热通量，λ为水的汽化潜热，E为实际水分蒸散发总量；

将显热通量H带入地表能量平衡指数公式中计算蒸发比：

于本发明的一实施例中，步骤七中，日蒸发量E_day的具体公式为：

式中，

为日蒸发比，可用蒸发比Λ替代，R_nday为日净辐射通量，可用地表净辐射通量R_n替代；G₂₄为日土壤热通量，可用土壤热通量G替代；λ为水的汽化潜热，ρ_w为水的密度。

如上所述，本发明具有以下有益效果：

1.本发明借助于遥感技术的空间连续和时间动态观测的优势，基于形态学方法，建立区域尺度的地表动量粗糙度和零平面位移高度的遥感参数化模型，改进目前区域蒸散发模型中这两个动力学参数计算的不足，在区域尺度上建立基于遥感的区域地表蒸散发量计算模型。该发明相对于传统的蒸散发估算方法，利用遥感技术反演区域的蒸散发无疑具有较大的优势，遥感数据不但能够提供许多与地表蒸散发过程密切相关的参数，重要的是遥感观测具有空间上连续和时间上动态变化以及方便快捷等优点，解决了传统方法固有的缺陷。

2.利用本发明的蒸散发模型，可以计算四川盆地典型干旱时期内的瞬时蒸散发量，并采用蒸发比法进行日尺度的扩展，实现日蒸散发量的计算。

3.基于能量平衡原理，采用作物缺水指数(CWSI)公式，建立干旱监测指标与地表蒸散发之间的定量关系，可反映区域缺水状况，实现区域干旱监测。

附图说明

图1显示为本发明公开的遥感蒸散发模型计算流程图。

图2显示为本发明公开的四川盆地地表净辐射通量空间分布图。

图3显示为本发明公开的四川盆地原蒸散发模型动力学参数计算结果。

图4显示为本发明公开的四川盆地形态学方法计算的动力学参数结果。

图5显示为本发明公开的四川盆地零平面位移高度时间序列图。

图6显示为本发明公开的四川盆地动量粗糙度长度时间序列图。

图7显示为本发明公开的四川盆地土壤热通量空间分布图。

图8显示为本发明公开的四川盆地实际蒸散发量空间分布图。

图9显示为本发明公开的2006年5月1日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

图10显示为本发明公开的2006年5月9日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

图11显示为本发明公开的2006年5月17日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

图12显示为本发明公开的2006年5月25日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

图13显示为本发明公开的2006年6月10日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

图14显示为本发明公开的2006年6月18日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

图15显示为本发明公开的2006年7月4日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

图16显示为本发明公开的2006年7月20日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

图17显示为本发明公开的2006年8月5日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

图18显示为本发明公开的2006年8月13日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

图19显示为本发明公开的2006年8月29日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

图20显示为本发明公开的2006年9月6日的四川盆地CWSI干旱状况分布图。

具体实施方式

以下通过特定的具体实例说明本发明的实施方式，本领域技术人员可由本说明书所揭露的内容轻易地了解本发明的其他优点与功效。本发明还可以通过另外不同的具体实施方式加以实施或应用，本说明书中的各项细节也可以基于不同观点与应用，在没有背离本发明的精神下进行各种修饰或改变。需说明的是，在不冲突的情况下，以下实施例及实施例中的特征可以相互组合。

需要说明的是，以下实施例中所提供的图示仅以示意方式说明本发明的基本构想，遂图式中仅显示与本发明中有关的组件而非按照实际实施时的组件数目、形状及尺寸绘制，其实际实施时各组件的型态、数量及比例可为一种随意的改变，且其组件布局型态也可能更为复杂。

请参阅图1，本发明提供一种基于遥感的区域蒸散发计算方法，所述方法包括以下步骤：

步骤一：所述相关地表参数包括地表反照率α和植被覆盖度f_v；

步骤二：根据太阳辐射传输理论，利用地表反照率α，计算地表净辐射通量R_n；

步骤三：利用地表净辐射通量R_n、植被覆盖度f_v计算土壤热通量G；

步骤四：利用形态学模型计算得出动量粗糙度长度Z_0m，再由动量粗糙度长度Z_0m计算得出热量粗糙度长度Z_0h；

步骤五：利用动量粗糙度长度Z_0m、热量粗糙度长度Z_0h及大气传输相似理论计算显热通量H；

步骤六：建立地表能量平衡方程，根据地表净辐射通量R_n、土壤热通量G和显热通量H计算地表潜热通量λE，然后计算蒸发比Λ；

步骤七：根据蒸发比Λ，计算区域日蒸散发量E_day。

其中，地表反照率α的计算公式为：

α_i(i＝1～7)分别为MODIS第1-7波段的地表反射率，第6波段因噪声比较大而没有考虑；

叶面积指数LAI的计算公式为：

LAI＝-2ln[1-f_v]·cos(φ)； (2)

f_v为植被覆盖度；φ为叶倾角。

植被覆盖度的计算公式f_v为：

式中，EVI_min、EVI_max分别为裸土和浓密植被下的增强型植被指数。

具体的，所述相关地表参数还包括地表比辐射率ε₀和叶面积指数LAI等；

地表比辐射率ε₀的计算公式为：

ε₀＝ε_cfv+ε_s(1-f_v)+4〈dε〉f_v(1-f_v)； (4)

其中，ε_c和ε_s分别是植被和裸土的比辐射率，分别取值为0.98和0.96，<dε>为区域特征值，取值为0.02；

叶面积指数LAI的计算公式为：

LAI＝-2ln[1-f_v]·cos(φ)； (5)

式中，φ为叶倾角。

具体的，请参阅图2，步骤二中，地表净辐射通量R_n的计算公式为：

R_n＝R_ns-R_nl； (6)

式中，R_n为到达地表的净辐射(MJ/m2/d)；R_ns为到达地表的净短波辐射(MJ·m-2·d-1)；R_nl为地表向上发射的净长波辐射(MJ·m-2·d-1)。

R_ns＝(1-α)R_s； (7)

式中，R_ns为到达到地面的太阳总辐射(MJ·m-2·d-1)。

式中，R_a为宇宙辐射(MJ·m-2·d-1)；a_s、b_s为分别为阴天和晴天宇宙辐射到达地面的比率，取值分别为0.25和0.5；n为实际日照时长(h)，通过实际测量数据获取；N为最大可能日照时长(h)，N＝24ω_s/π，ω_s为日落时刻的角度(rad)。

式中，

为所在地的纬度，北半球为正，南半球为负(rad)；δ为太阳赤纬角，赤道以北为正，赤道以南为负(rad)。

式中，DOY为年内儒略日天数(1月1日为第一天，12月31日为365，假定2月都为28天)。

式中,t为时段长度(t＝1440min)；G_sc为太阳常数(MJ·m-2·min-1)，取值0.0820；dr为日地距离修正系数；其余符号意义同上。

式中，R_nl为地表向上发射的净长波辐射(MJ·m-2·d-1)；σ为Stefan-Boltzmann常数(MJ·K-4·m-2·d-1)，取4.9.3×10-9；T_max，T_min分别为气象站观测的日最低气温和最高气温(K)；e_a为参考高度实际水汽压(kPa)；R_s为到达到地面的太阳总辐射(MJ·m-2·d-1)；R_sol为晴天太阳短波辐射(MJ·m-2·d-1)：

R_so＝(0.75+2×10^-5·Z)R_a； (14)

具体的，请参阅图7，步骤三中，土壤热通量G计算公式：

G＝R_n·[Γ_v+(1-f_v)·(Γ_s-Γ_v)]； (15)

式中，R_n为到达地表的净辐射(MJ/m2/d)，Γ_v和Γ_s分别为完全覆盖时和裸土下的土壤热通量占净辐射的比例，取值分别为0.05和0.315，部分覆盖的土壤热通量采用植被覆盖度f_v进行修正。

基于以上实施例，请参阅图3、图4，步骤四中，形态学模型表达式为：

式中，h为冠层高度(m)；ψ_h为粗糙层影响函数；u(z)为离地面高度z处的水平风速(m/s)；μ_*为摩擦速度(m/s)，κ是von Karman常数，取值为0.41，d₀为零平面位移高度；

令

式中，C_s为地表阻力系数；C_R为粗糙元阻力系数；A_g为冠层面积指数；c为粗糙元遮掩系数。当冠层面积指数(A_g)达到最大值(A_max)时，湍流层内的通量将发生绕流，上式可写成：

再由动量粗糙度长度Z_0m计算得出热量粗糙度长度Z_0h：

式中，B^-1为斯坦顿数的倒数。

基于以上实施例，请参阅图5、图6，d₀用平均动量吸收高度表达为：

式中，β为模型参数；b为冠层宽度，由卫星数据获取；c_d为经验系数；h为冠层高度；A_g为冠层面积指数；

具体的，冠层高度h的计算公式为

h_c.min、h_c.max分别为某种地物的最小、最大冠层高度，林地、稀疏灌木、草地、农作物的h_c.min分别为12.0m、1.5m、0.20m、0.01m，h_c.max分别为15.0m、3.0m、0.35m、0.75m；VI_min、VI_max分别为该地物对应的最小和最大植被指数(VI)，本申请用NDVI计算；冠层面积指数A_g定义为单位地表面积上吸收动量粗糙元的单边叶面积的总和，包括单边绿色植物叶平片叶面积指数LVI_g、茎(枝)和枯萎叶片叶面积指数LVI_s：

式中，LVI_g采用MODIS的LAI指数产品确定；LVI_s计算公式：

式中，n代表月份，

为绿色叶面积指数，1-α为每月枯叶凋落比率。

C_R、C_s(β)、γ_max、c、ψ_h、b和c_d这7个参数是模型参数，其中，C_R、C_s(β)、γ_max、_c将采用Jasinski等(2005)计算的结果值，其余的参数采用Raupach(1991,1992,1994)计算的结果值。

基于以上实施例，步骤五中，显热通量H的计算公式为：

(1)根据大气传输相似理论，得到以下公式：

其中，μ_*为摩擦速度(m/s)，且u_*＝(τ₀/ρ)^1/2，τ₀为地表剪切应力(N/m²)，ρ为实时空气密度(kg·m^-3)，κ是常数0.41，Z_γ为参考高度(m)，d₀为零平面位移高度(m)，C_ρ为空气定压比热容(J·kg^-1·K^-1)；μ为参考高度处风速(m/s)，θ₀为地表位温(K)，θ_a为参考高度处的大气位温(K)；θ_v为近地表虚位温(K)；ψ_m为动量稳定度校正函数；ψ_h为热量的稳定度校正函数；

(2)当大气不稳定，即

时，

当大气稳定，即

时，

其中，ζ＝(z_r-d₀)/L，x＝(1-16ζ)^1/4；

(3)在中性层结的条件下，ψ_m＝ψ_h＝0； (29)

(4)联立公式(27)～(29)中的非线性方程并进行迭代运算，可求得分别在大气不稳定和大气稳定时的摩擦速度μ_*、莫宁－奥布赫夫长度L以及显热通量H。

基于以上实施例，步骤六中，地表能量平衡方程为：

λE＝R_n-G-H； (30)

式中，λE为潜热通量(W/m²)，λ为水的汽化潜热(J·kg^-1)，E为实际水分蒸散发总量；

将显热通量H带入地表能量平衡指数公式中计算蒸发比：

基于以上实施例，请参阅图8，步骤七中，日蒸发量的具体公式为：

式中，

为日蒸发比，可用蒸发比Λ替代，R_nday为日净辐射通量(W/m²)，可用地表净辐射通量R_n替代；G₂₄为日土壤热通量(W/m²)，可用土壤热通量G替代；λ为水的汽化潜热(J·kg^-1)，ρ_w为水的密度(kg·m^-3)。

利用日蒸散发量，基于作物水分胁迫指数对四川盆地旱情进行监测

作物水分胁迫指数(CWSI)的表达式为：

其中，E_day为实际蒸散发量(mm/d)；E₀为潜在蒸散发量，或称蒸散发能力(mm/d)；γ为干湿表常数(kPa/℃)；r_c为冠层边界层阻抗(s/m)；r_a为空气动力学阻抗(s/m)；r_cp为作物处于潜在蒸散时的冠层阻抗(s/m)；Δ为饱和水汽压—温度曲线斜率(kPa/℃)。

式(33)中，理论上E_d≤E₀，且E_d越小，CWSI越大，反映了土壤的供水能力越差，即土壤越易发生干旱，所以CWSI与土壤含水量有密切关系，且共同反映了土壤的干旱程度。当实际的土壤水分小于土壤水分的临界值(一般认为是田间持水量)时，可以认为实际蒸散发量小于潜在蒸散，缺水指数大于0，土壤含水量越少，缺水指数值越接近1。CWSI最开始是针对植被全覆盖条件下提出的，借助于它的定义，E₀采用采用联合国粮农组织FAO推荐的修正Penman-Monteith公式进行计算，来评估各种下垫面覆盖条件下的水分状况。

按CWSI确定的干旱等级标准见表1所示：

干旱等级	CWSI指标
		湿润	0～0.321
正常	0.322～0.616
		轻旱	0.617～0.764
中旱	0.765～0.912
		重旱	0.913～1

表1 CWSI划分的干旱等级标准表

请参阅图9-图20，采用CWSI对2006年四川盆地夏伏连旱(5～8月)的干旱状况进行评估。图中用颜色表示干旱等级，其中，深绿色代表湿润区，绿色代表正常，黄色代表轻旱，红色代表中旱，深红色代表重旱。

综上所述，本发明基于形态学方法，建立区域尺度的地表动量粗糙度和零平面位移高度的遥感参数化模型,解决了传统方法固有的缺陷。所以，本发明有效克服了现有技术中的种种缺点而具高度产业利用价值。

上述实施例仅例示性说明本发明的原理及其功效，而非用于限制本发明。任何熟悉此技术的人士皆可在不违背本发明的精神及范畴下，对上述实施例进行修饰或改变。因此，举凡所属技术领域中具有通常知识者在未脱离本发明所揭示的精神与技术思想下所完成的一切等效修饰或改变，仍应由本发明的权利要求所涵盖。

Claims (6)

1.一种基于遥感的区域蒸散发计算方法，其特征在于，所述方法包括以下步骤：

步骤一：利用遥感数据获取相关地表参数，所述相关地表参数包括地表反照率α和植被覆盖度f_v；

步骤二：根据太阳辐射传输理论，利用地表反照率α，计算地表净辐射通量R_n；

步骤三：利用地表净辐射通量R_n和植被覆盖度f_v计算土壤热通量G；

步骤四：利用形态学模型计算得出动量粗糙度长度Z_0m，再由动量粗糙度长度Z_0m计算得出热量粗糙度长度Z_0h；

步骤五：利用动量粗糙度长度Z_0m、热量粗糙度长度Z_0h及大气传输相似理论计算显热通量H；

步骤六：建立地表能量平衡方程，根据地表净辐射通量R_n、土壤热通量G和显热通量H计算地表潜热通量λE，然后计算蒸发比Λ；

步骤七：根据蒸发比Λ，计算区域日蒸散发量E_day。

2.根据权利要求1所述的方法，其特征在于：步骤四中，形态学模型表达式为：

式中，h为冠层高度；ψ_h为粗糙层影响函数；u(z)为离地面高度z处的水平风速；μ_*为摩擦速度，κ是von Karman常数，取值为0.41，d₀为零平面位移高度；

再由动量粗糙度长度Z_0m计算得出热量粗糙度长度Z_0h：

式中，B^-1为斯坦顿数的倒数。

3.根据权利要求2所述的方法，其特征在于：零平面位移高度d₀用平均动量吸收高度表达为：

式中，β为模型参数；b为冠层宽度，由卫星数据获取；c_d为经验系数；A_g冠层面积指数。

4.根据权利要求1所述的方法，其特征在于：步骤五中，显热通量H的计算过程为：

(1)根据大气传输相似理论，得到以下公式：

τ₀为地表剪切应力，ρ为实时空气密度，Z_γ为参考高度，C_ρ为空气定压比热容，μ为参考高度处风速，θ₀为地表位温，θ_a为参考高度处的大气位温，θ_v为近地表虚位温；ψ_m为动量稳定度校正函数；ψ_h为热量的稳定度校正函数；

(2)当大气不稳定，即

时，

当大气稳定，即

时，

其中，ζ＝(z_r-d₀)/L，x＝(1-16ζ)^1/4；

(3)在中性层结的条件下，ψ_m＝ψ_h＝0；

(4)联立步骤(1)～(3)中的非线性方程并进行迭代运算，可求得分别在大气不稳定和大气稳定时的摩擦速度μ_*、莫宁－奥布赫夫长度L以及显热通量H。

5.根据权利要求1所述的方法，其特征在于：步骤六中，地表能量平衡方程为：

λE＝R_n-G-H；

式中，λE为潜热通量，λ为水的汽化潜热，E为实际水分蒸散发总量；

将显热通量H带入地表能量平衡指数公式中计算蒸发比：

6.根据权利要求1所述的方法，其特征在于：步骤七中，日蒸发量E_day的计算公式为：

式中，

为日蒸发比，可用蒸发比Λ替代，R_nday为日净辐射通量，可用地表净辐射通量R_n替代；G₂₄为日土壤热通量，可用土壤热通量G替代；λ为水的汽化潜热，ρ_w为水的密度。

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