Nguyên lý thủy văn ( NXB ĐH Quốc gia Hà Nội ) - Chương 4 pptx

94

Chơng 4
Bốc hơi
4.1. Khái niệm về bốc hơi
Thuật ngữ bốc hơi đợc các nhà vật lý học dùng để miêu tả quá trình chuyển
hóa chất lỏng thành chất khí. Đối với nhà thủy văn học, thuật ngữ này đợc sử dụng
để mô tả quá quá trình mất nớc từ bề mặt ẩm sang khí thông qua sự bảo toàn vật
chất và quá trình chuyển hóa. Nớc bốc hơi và vận chuyển từ bề mặt vào khí quyển.
Sự bốc hơi xảy ra với nớc ngoài trời (gồm: sông, hồ, biển ) đất trống hoặc thực vật.
Thêm vào đó còn có sự bốc hơi của nớc từ bề mặt thực vật, chủ đề này đã đợc thảo
luận trong chơng III. Nớc đợc thực vật hấp thụ trực tiếp gọi là sự thoát hơi nớc
(
transpiration
). Thành phần bốc hơi này bao gồm nớc do thực vật lấy từ đất sau đó
chuyển lên cây, lá và thoát ra không khí từ bề mặt lá. Nớc đợc lấy từ độ sâu nhờ rễ
cây, sự thoát hơi nớc có thể kéo dài rất lâu ngay cả khi nớc bị giữ lại trên lớp tán lá
thực vật và bị giữ lại trong tầng đất trên.
Mặc dù theo định nghĩa, sự bốc hơi nớc bao gồm tất cả các quá trình chất lỏng
chuyển thành hơi nớc. Rất nhiều quyển sách của Mỹ thích dùng thuật ngữ
Evapotranstration
cho toàn bộ quá trình bốc hơi nớc (Ví dụ Brooks, 1997; Jensen,
1990 ). Ngời Mỹ muốn nhấn mạnh các quá trình bốc hơi từ đất và bề mặt nớc và cả
sự thoát hơi nớc từ thực vật. Tơng tự thế, các nhà nông nghiệp dùng thuật ngữ

Consumptive use
để nhấn mạnh thực vật cần thiết lấy nớc trong quá trình tạo ra
sản phẩm thực vật biểu diễn tầm quan trọng của sử dụng nớc mà không nói đến sự
mất đơn thuần.

ở

phạm vi toàn cầu, sự bốc hơi nớc và ma là hai thành phần cơ bản của vòng
tuần hoàn nớc. Sự bốc hơi trả lại khí quyển một lợng nớc tơng tự lợng ma rơi
xuống bề mặt trái đất. Khoảng 2/3 lợng nớc ma của toàn bộ bề mặt trái đất trở lại
khí quyển dới dạng bốc hơi, làm cho nó trở thành thành phần đơn lớn nhất trong
vòng tuần hoàn nớc trên Trái đất (Baumagarter và Reichel năm 1975). Cũng trên
phạm vi toàn cầu, bề mặt trái đất chỉ cung cấp một phần nớc đợc bốc hơi, phần lớn
nớc bốc hơi từ bề mặt biển và đại dơng. Điều này gây ảnh hởng lớn đến sự vận
chuyển nớc từ đại dơng đến các lục địa ở phạm vi rộng, do đó tăng thêm lợng ma
cho các vùng đất.
Sự bốc hơi cũng rất quan trọng trong việc kiểm soát toàn bộ năng lợng của trái
đất, ớc tính khoảng 75% bức xạ mặt trời thuần đến bề mặt trái đất phục vụ phần lớn
cho bốc hơi. Phần bức xạ làm ấm khí quyển kết hợp với mặt đất bằng dẫn nhiệt và đối
lu và đợc gọi là sensơ (cảm ứng) nhiệt hay năng lợng vì hiệu ứng này đợc đo hoặc
cảm nhận đợc qua sự thay đổi nhiệt độ. Năng lợng này đợc dùng để bốc hơi hay
ngng tụ đợc gọi là hiển nhiệt. Điều này kéo theo sự thay đối trạng thái thay đổi
nhiệt độ. Hiển nhiệt bốc hơi

là 2.47xMJkg
-1
ở 10
0
C và đó là một yếu tố rất quan
trọng trong tĩnh học và tích trữ nhiệt (energy budgets). Tổng năng lợng cần để
95

chuyển một đơn vị thể tích nớc sang hơi nớc là khoảng gấp 6 lần năng lợng dùng
để đun nớc từ 0 đến 100
0
C. Phải nhấn mạnh rằng không có sự khác biệt vật lý nào
của bốc hơi từ nớc, đất và thực vật (Shuttleworth, 1993). Sự khác biệt duy nhất là

trong bản chất của sự kiểm soát bốc hơi các bề mặt này. Do đó, trong chơng này, quá
trình bốc hơi đợc miêu tả đầu tiên, sau đó là đề cập sự khác biệt quan trọng giữa các
bề mặt khác nhau.
4.2 Quá trình bốc hơi
Tính chất vật lý của quá trình bốc hơi có liên quan tới hai khía cạnh: (a) sự
cung cấp năng lợng cần thiết tại bề mặt bốc hơi đối với hiển nhiệt bốc hơi, và (b) sự
diễn ra các quá trình khuyếch tán trong không khí trên bề mặt bốc hơi nhằm cung
cấp một điều kiện (mean) di chuyển hơi nớc sang quá trình bốc hơi.
Bằng nhiều thuật ngữ đơn giản, quá trình bốc hơi đợc mô tả nh sau: Các
phần tử trong khối nớc, hoặc mặt hồ lớn hoặc màng mỏng trên một hạt đất đều luôn
luôn chuyển động. Tăng thêm nhiệt độ cho nớc thì sẽ làm các phần tử nhận thêm
năng lợng và di chuyển nhanh hơn. Kết quả là gia tăng khoảng cách giữa các phần
tử và sự liên kết giữa các phần tử giảm đi. Do đó ở nhiệt độ cao hơn, nhiều phần tử ở
gần bề mặt sẽ có khả năng thoát khỏi bề mặt đi vào lớp thấp của không khí ở bên
trên. Thực tế, tất cả các bề mặt nớc đều đa hơi nớc đến một phạm vi rộng hoặc
hẹp hơn.Tơng tự, để làm khô khí quyển thì luôn cần một ít nớc bốc hơi, các phần
tử nớc trong lớp không khí thấp cũng luôn luôn chuyển động, và một số sẽ xuyên
qua khối nớc ở dới để đi lên.
á
p suất riêng (hay tập trung) bị ảnh hởng bởi các
phần tử hơi nớc đợc gọi là áp suất hơi nớc.
á
p suất riêng thờng đợc dùng thay
cho áp suất tổng cộng, vì vậy những thay đổi của áp suất không khí có thể đo đợc.
á
p suất hơi nớc biến đổi rất lớn, đặc biệt trong khoảng 0.1 đến 4 KPa, so với áp suất
khí quyển tổng cộng là khoảng 100KPa (Oke, 1987; Trenberth, 1992).
Tốc độ bốc hơi tại một thời điểm sẽ phụ thuộc vào cân bằng giữa tốc độ bốc hơi
của các phần tử nớc đi vào khí quyển và tốc độ ngng tụ của các phần tử từ khí
quyển (

Hình 4.1
). Nếu nhiều phần tử nớc đi vào khí quyển nhiều hơn từ khí quyển
trở lại mặt đất, khi đó xảy ra sự bốc hơi, ngợc lại nếu các phần tử nớc trở lại nhiều
hơn bay vào lúc đó xảy ra quá trình ngng tụ.

Hình 4.1 Bốc hơi là cân bằng thuần giữa tốc độ bốc hơi của các phần tử nớc đi vào khí quyển và tốc
độ ngng tụ của các phần tử từ khí quyển.
Trong điều kiện tĩnh tuyệt đối, chuyển động thuần của các phần tử hơi nớc từ
bề mặt bốc hơi vào lớp không khí bên trên sẽ tăng dần lợng nớc trong lớp thấp nhất
của không khí bên trên. Điều này không thể tiếp tục tăng và cuối cùng áp suất hơi
nớc tăng cho đến khi tốc độ ngng tụ và bốc hơi là cân bằng nhau, và sự bốc hơi sẽ
diễn ra liên tục. Không khí lúc đó sẽ bị bão hòa. áp suất hơi nớc ảnh hởng đến sự
96

bão hòa hơi nớc đợc gọi là
áp suất hơi nớc bão hòa
SVP, và đôi khi đợc ký
hiệu là e
o
. Tuy nhiên, thờng thì quá trình khuyếch tán sinh ra do xáo trộn rối và xáo
trộn đối lu khí quyển tầng thấp và khí quyển tầng cao, vì thế làm giảm đáng kể
lợng hơi nớc và cho phép sự bốc hơi diễn ra. Không khí ấm có thể giữ ẩm nhiều hơn
không khí lạnh và SVP tăng theo logarít của nhiệt độ, ví dụ một giá trị 1.228KPa ở
10
0
C và 3.169 ở 25
0
C.
Aristotle là ngời đầu tiên ghi nhận rằng cả lợng nhiệt mặt trời và gió rất
quan trọng trong kiểm soát (điều kiển) sự bốc hơi, và ta có thể nhận thấy rằng tốc độ

bốc hơi trên bề mặt nớc cụ thể sẽ đợc kiểm soát bởi một số biến khí tợng: Năng
lợng đầu vào, độ ẩm của không khí và tốc độ di chuyển của không khí làm cho hơi
nớc tạo ra để di chuyển từ bề mặt bốc hơi.
Nghiên cứu sự bốc hơi tập trung vào phơng pháp nhiệt lực học và khí động lực
học hoặc là sự kết hợp hai yếu tố trên. Vấn đề đợc đề cập trớc có liên quan đến sự
cân bằng năng lợng của bề mặt bốc hơi (cung cấp hiển nhiệt cần thiết). Các vấn đề
đợc đề cập sau lại liên quan đến thông lợng hơi nớc từ bề mặt bốc hơi.
4.2.1 Nhân tố nhiệt lực học ảnh hởng đến bốc hơi
Phơng pháp nhiệt học hay cân bằng năng lợng đối với sự bốc hơi liên quan
đến ớc tính năng lợng ẩn nhiệt có sẵn đối với nớc để thay đổi trạng thái từ lỏng
sang khí. Nếu năng lợng tổng cộng dùng trong bốc hơi có thể tính đợc, thì ta biết
đợc hệ số hiển nhiệt và tơng đối đơn giản để tính đợc độ sâu của nớc bốc hơi.
Phơng pháp này gồm hai bớc chính:
(a) Xác định năng lợng có sẵn tại bề mặt bốc hơi
(b) Chia năng lợng thành sự vận chuyển hiển nhiệt và ẩn nhiệt

á
p dụng phơng pháp cân bằng năng lợng để ớc tính bốc hơi từ bề mặt nớc
do Angstrom tìm ra (1920).
Bức xạ thuần sẵn có R
n
(đầu vào trừ đầu ra), một phần đợc sử dụng để đốt
nóng không khí bên trên (H), một phần đốt nóng bề mặt đất, nớc và thực vật (G),
một phần sử dụng bốc hơi hiển nhiệt (

E) và cuối cùng một phần không đáng kể sử
dụng để phát triển thực vật.
Do vậy, phơng trình cân bằng năng lợng có thể viết dới dạng biểu thức sau:
R
n

=H + E + G (4.1)

ở
đây R
n
có thể đo bằng máy vô tuyến thuần và G đo bằng nhiệt độ đất, nhng
hiển nhiệt đối lu (H) biến đổi giữa không khí và bề mặt nớc không thể dễ đo đợc
trực tiếp. Lợng bốc hơi E(mm), đợc nhân với hệ số ẩn nhiệt để chuyển sang đơn vị
năng lợng. Bớc thứ hai của phơng trình cân bằng năng lợng là xác định tổng
lợng nớc đợc sử dụng trong bốc hơi, E





GHR
E
h
(4.2)
Bowen(1926) cho rằng tỷ số của thông lợng hiển nhiệt và ẩn hiệt (
E
H

), bây
giờ còn gọi là Bowen

, có thể xác định từ đo nhiệt độ không khí và áp suất hơi nớc
tại hai mực, v v
97

as
as
ee
TT



(4.3)

ở
đây

đợc gọi là biểu ẩm không đổi (số này biến đổi hàng tuần theo nhiệt
độ), T
s
là trung bình nhiệt độ bề mặt, T
a
là trung bình nhiệt độ không khí, e
s
là áp
suất hơi nớc bão hòa tại nhiệt độ T
s
, e
a
áp suất hơi nớc thực tế của không khí tại độ
cao cho trớc (thông thờng 1 hoặc 2 mét ). Phơng pháp này đợc giả thiết rằng hệ
số vận chuyển rối nhiệt và hơi nớc bằng khuyết tán rối là cân bằng.

1
GR
E
n
(4.4)
Do đó giá trị của

thấp đối với những vùng bốc hơi ở nơi bức xạ lớn nhất sử
dụng cho việc bốc hơi và cao hơn ở những nơi ít nớc và sự vận chuyển hiển nhiệt
vợt trội hơn. Vì thế, giá trị điển hình của

tăng từ 0.1 đối với vùng biển nhiệt đới và
0.1-0.3 đối với rừng ẩm ớt, từ 0.4 -0.8 đối với rừng ôn đới và đồng cỏ, và 2-6 cho vùng
bán khô cằn và hơn 10 hoặc cao hơn nữa đối với sa mạc (Oke, 1987).
Phơng pháp này đòi hỏi đo đạc chính xác sự bức xạ, thông luợng nhiệt đất và
mặt cắt (profil) thẳng đứng của nhiệt độ và độ ẩm. Mặc dù các số đo đó có thể thu
đợc qua nghiên cứu tình huống chúng cũng cho thấy giới hạn thực tế để áp dụng vào
phơng pháp cân bằng năng lợng trong việc tính toán bốc hơi hàng ngày.
Bảng 4.1 Giá trị albedo trung bình điển hình đối với bề mặt tự nhiên đợc lựa chọn (dựa vào số liệu thu thập
của Lee, 1980; Brutsaert, 1982; Oke,1987)
Bề mặt Điều kiện Albedo
Nớc
Tuyết
Đất

Cỏ
Vùng nông
nghiệp
Rừng (Tạm
thời)
Rừng (Có hình
chóp)
Góc thiên đỉnh nhỏ tới
lớn
Old đến Fresh
ẩm/ớt sang nhẹ/khô
0.05 - 0.15
0.30 - 0.90
0.05 - 0.35
0.20 - 0.30
0.15 - 0.25
0.15 - 0.20
0.05 - 0.15
Cân bằng năng lợng tại bề mặt bốc hơi ảnh hởng chủ yếu bởi albedo (khả
năng phản xạ) của bề mặt, phần bức xạ đến mà bị phản xạ trở lại khí quyển. Các giá
trị điển hình chỉ ra trong bảng 4.1 đối với cỏ, vùng nông nghiệp và cây cối. Cần phải
chú ý rằng giá trị thực thay đổi theo thời gian. Các giá trị
albedo
thay đối theo góc
mặt trời và màu sắc của thực vật, nh đã minh họ trong hình 4.2. Nói chung, với góc
mặt trời và màu sắc thực vật nhất định, giá trị
albedo
sẽ tăng đối với thực vật cao hơn
là thực vật thấp vì có nhiều khả năng hấp thụ bằng cách nhận phản xạ trên vòm trời.
Toàn bộ

albedo
của bề mặt trái đất (đất và đại dơng) khoảng 0.15 (
albedo
ở hành
tinh cao hơn khoảng 0.3 so với mặt đất do sự có mặt của mây). Nếu không có hệ thực
vật bao phủ vùng nào thì theo Shuttleworth (1993) có giá trị là 0.23.
4.2.2 Nhân tố khí động học
98

Phơng pháp khí động học (hoặc dòng chảy của hơi) liên quan đến sự khuyếch
tán hơi nớc đi lên từ bề mặt bốc hơi, và liên quan đến sức làm khô của không khí,
bao gồm độ ẩm, tốc độ nớc khuyếch tán khỏi bề mặt bốc hơi vào khí quyển.
Nói chung, bốc hơi từ một bề mặt nhất định trong điều kiện khô, ấm là lớn
nhất, kém nhất trong điều kiện lạnh và ẩm ớt, vì khi đó không khí ấm, áp suất hơi
nớc bão hòa (e
s
) của nớc cao và khi không khí khô, áp suất hơi nớc thực (e
a
) của
nớc trong không khí thấp.Bởi vì, trong điều kiện khô,ẩm độ hụt bão hòa (e
s
-e
a
) là lớn
và ngợc lại trong điều kiện ẩm, lạnh là nhỏ. Do vậy có một mối quan hệ cơ bản giữa
độ lớn độ hụt bão hòa và tốc độ bốc hơi.

Hình 4.2 Các giá trị albedo tỷ lệ nghịch với góc mặt trời, ở đây chỉ ra 3 vùng nông nghiệp. Chú ý các giá
trị albedo tăng sau điểm sơng vào 18/08 (dựa vào biểu đồ gốc của Monteith và Szeicz, 1961).
Rõ ràng là, gió càng mạnh thì càng ảnh hởng đến hoạt động rối trong không

khí và nhiệt độ khác nhau rất lớn giữa bề mặt và lớp không khí bên trên, lớn nhất sẽ
là hiệu ứng của đối lu.
Phơng pháp động lực học đối với bốc hơi từ bề mặt từ bề mặt ẩm đầu tiên
đợc Dalton (1802) nhấn mạnh trong thuật ngữ rất chất lợng. Ông cũng cho rằng
nếu các nhân tố khác giữ không đổi thì sự bốc hơi tỷ lệ thuận với tốc độ gió và độ hụt
áp suất hơi nớc, v v. Ví dụ, sự khác nhau của áp suất hơi nớc bão hòa tại nhiệt độ
99

của bề mặt nớc so với áp suất hơi nớc thực của không khí bên trên càng lớn thì bốc
hơi càng lớn. Định luật Dalton mặc đầu cha bao giờ khai triển thành công thức toán
học, nhng quy tắc này có nhiều điểm tơng đơng với nghiên cứu về bốc hơi
E = f(u)(e
s
-e
a
) (4.5)
trong đó f(u) là một hàm của tốc độ gió, e
s
là áp suất hơi nớc bão hòa tại bề
mặt, e
a
là áp suất hơi nớc thực của không khí tự do tại một độ cao tham khảo (thông
thờng tại 1 - 2m).
Dới áp suất thấp nhất vài milimét không khí di chuyển thành hàng thẳng
hoặc trơn, đờng cong đều theo một hớng, gọi là chuyển động tầng (laminar). Khi
trên lớp không khí này, ma sát giữa không khí lớn và mặt đất tạo thành lốc và xoáy
và không khí di chuyển động hỗn loạn, quanh co, lên xuống bất thờng gọi là
chuyển
động rối
, tiêu biểu bằng mặt cắt đờng dòng và gió giật với sự rối loạn lớn. Đây là lớp

biên hành tinh, ở đây chuyển động rối là lớn phụ thộc vào độ gồ nghề của bề mặt và
sức mạnh của gió. Sự đối lu do ma sát rối là cơ chế chủ yếu cho những tính chất tồn
tại và di chuyển của không khí, giống nh hơi nớc, động lợng, nhiệt, CO
2
đi xa khí
quyển, hoặc hớng về bề mặt đất. Cờng độ xoáy càng lớn càng ảnh hởng đến sự
phân tán hay khuyếch tán của phần tử hơi nớc vào khí quyển.
Quá trình có những đặc tính này vận chuyển qua một chất lỏng đợc gọi là
sự
khuyếch tán
. Trong tầng lớp biên gần với bề mặt vận chuyển thẳng đứng theo dạng
khuyếch tán phần tử, trong khi ở quy mô lớn với gió thổi trên bề mặt khuyếch tán rối
tự nhiên trở nên rất quan trọng và sẽ là nguyên nhân chủ đề thảo luận phần sau.
Thông lợng thẳng đứng của thực thể này (s) trên một khoảng ccách thẳng
đứng (z) tơng đơng với gradent tập trung (ds/dz):
dz
ds
KFlux
(4.6)
Nhân tố tơng đơng K đợc gọi là hệ số vận chuyển rối (
hoặc đôi khi gọi là
khuyếch tán xoáy rối
). K không phải là hằng số mà biến đổi theo kích thớc các xoáy
và khoảng cách trên bề mặt. Các giá trị điển hình từ 10
-5
m
2
s
-1
(gần đến bề mặt) đến

10
+2
m
2
s
-1
(Grance, 1983). Vì giá trị này phụ thuộc nhiều vào đặc điểm của chuyển
động rối hơn là thực thể riêng biệt của chuyển động. Các nhà khí tợng thờng sử
dụng giả thiết đơn giản, gọi là Quy tắc tơng đơng, cho rằng các thực thể khác
nhau vận chuyển với điều kiện tơng đơng nhau nên giá trị K luôn bằng nhau.
Sự xáo trộn rối trong lớp biên làm cho không khí đồng nhất, vì nó mang đặc
tính khí quyển từ nơi tập trung cao đến nơi tập trung thấp (nh nhiệt và hơi nớc) và
vì vậy làm cho chúng cân bằng tại tất cả các độ cao. Do vậy, hơi nớc công thêm vào
đáy lớp biên bằng bốc hơi sẽ phân tán và khuyếch tán ở trên, gradient lợng ẩm của
không khí cao nhất tại bề mặt đất và thấp nhất tại đỉnh của lớp xáo trộn rối. Vì cờng
độ xáo trộn không đổi, khi tăng tốc độ bốc hơi sẽ thấy rõ sự tăng gradient ẩm trong lớp
biên. Tơng tự, với tốc độ bốc hơi không đổi, sự biến đổi của gradient ẩm sẽ thay đổi
lại cờng độ xáo trộn. Theo đó, có thể xác định đợc tốc độ bốc hơi từ bất cứ bề mặt
nào nhờ gradient ẩm và cờng độ xáo trộn rối. Lợng ẩm và tốc độ giá cần đợc đo
đạc tại hai độ cao tối thiểu đợc biết trong lớp xáo trộn.
Thông lợng thẳng đứng của một thực thể, T, giữa độ cao a và b có thể xem xét
trong mối liên hệ ràng buộc sau:
100

a
ba
r
TT
Flux

(4.7)

ở
đây r
a
là hệ số khí động lực hoặc sự cản (resistance) lớp biên (



b
a
a
dzKr /1
),
nghĩa là đo đợc sự ràng buộc tính bằng hơi nớc di chuyển ra ngoài bề mặt của thực
vật vào khí quyển xung quanh.
Độ xáo trộn gần nh liên hệ với vận tốc gió và bề mặt gồ ghề, mặc dầu ma sát
rối này có thể tăng do rối đối lu nơi có gradient thích hợp ở nhiệt độ không khí trung
bình đi ra khỏi bề mặt bốc hơi.
Lợng xáo trộn đối lu phụ thuộc vào tính ổn đinh của khí quyển, nó đợc
kiểm soát bởi gradient nhiệt độ thẳng đứng của không khí - tốc độ giảm áp môi
trờng - ERL (
xem mục 2.1.1
). Nếu ERL tơng tự với tốc độ giảm áp đoạn nhiệt khô,
DALR (
khoảng 0.98
o
C trên 100m
) một phần tử không khí vận chuyển đi lên (hoặc đi

xuống) do rối sẽ làm thay đổi nhiệt độ không khí và do đó mật độ thay đổi tơng tự
trong không khí xung quanh. Đây đợc gọi là
ổn định phiếm định
và rối vận chuyển
do tác động đối lu, v v dựa vào gradient áp suất ngoài. Những điều kiện này có xu
hớng xuất hiện xung quanh thời gian mặt trời mọc và lặn và ngày âm u và trời đầy
mây (
Grace, 1983
).
Mặt khác, nếu gradient nhiệt độ thẳng đứng của không khí khác với DALR,
khi đó có thêm rối ảnh hởng đến đối lu tự do. Dựa vào profil nhiệt độ thẳng đứng
này có thể tăng (
điều kiện bất ổn định
) hoặc giảm (
điều kiện ổn định
) tổng vận
chuyển rối. Dới các điều kiện bất ổn định (ELR>DARL) một phần tử không khí đi
lên làm lạnh chậm hơn ELR và vì vậy nó nhẹ hơn không khí xung quanh và tiếp tục
đi lên. Trong những điều kiện này sự di chuyển thẳng đứng của các xoáy đợc gia
tăng. Ngợc lại, trong điều kiện ổn định phần tử không khí làm lạnh nhanh hơn
không khí xung quanh và vì vậy chuyển động thẳng đứng bị giảm đi.
Tính ổn định của không khí thuờng thay đổi vào ban ngày; ELR tăng suốt
ngày, đạt đến giá trị cực đại vào đầu giờ chiều. Kết hợp với hoạt động của đối lu và
tăng tính nổi của không khí cùng với tăng cờng độ rối và độ sâu lớp biên hành tinh
từ 1-2 km. Ngợc lại, vào ban đêm, mặt đất lạnh đi và điều kiện giảm áp thờng đợc
thay thế bằng nghịch nhiệt. Điều này làm giảm tính nổi của không khí, ẩm ớt làm
giảm hoạt động đối lu cho đến khi khử đợc hiệu ứng chuyển động rối không khí vào
những đêm trời yên tĩnh, hầu hết xảy ra dòng chảy tầng.
4.3 Ước tính bốc hơi
Mặc đầu bốc hơi rất quan trọng trong vòng tuần hoàn nớc, rất khó để đo dạc

và tính toán và nó là thành phần quan trọng nhất trong cân bằng nớc để xác định độ
chính xác (Oliver, 1983). Không nh một số biến thủy văn khác, nh dòng chảy hay
ma có thể đo trực tiếp lợng bốc hơi nói chung đợc đo gián tiếp. Một số phơng
pháp trực tiếp đã đợc phát triển và sẽ đợc đề cập dới đây, nhng chúng không
đợc sử dụng rộng rãi bên ngoài môi trờng nghiên cứu.
Có hai phơng pháp lớn để đo sự bốc hơi (Shuttleworth, 1993). Cách tính đơn
giản và dễ nhất bao gồm đo đạc sự mất nớc lỏng tại bề mặt và cách tính phức tạp
hơn gần đây là dùng phơng pháp thông qua thông lợng hơi nớc thẳng đứng.
101

4.3.1 Sự mất nớc lỏng-phơng pháp đo bốc hơi đơn giản
Có vài phơng pháp truyền thống để đo sự mất nớc lỏng (
ví dụ Shaw, 1994
).
Mỗi phơng pháp đều có u điểm và hạn chế của nó. Thiết bị đo bốc hơi gồm một bể
nhỏ đầy nớc mà từ đó nớc bốc hơi qua một vật chất xốp tơng tự nh một bề mặt
bốc hơi. Sự mất nớc bề mặt ẩm cho ta dấu hiệu về sức làm khô không khí, nhng kết
quả này không thay đổi theo độ sâu của sự mất nớc trên bề mặt đất. Một đo đạc hữu
ích có thể đa ra từ sự bốc hơi thờng đợc gọi là pan, một thùng nớc để ngoài trời.
Bằng việc đo đạc thờng xuyên sự thay đổi các mực nớc và bằng việc hiệu chỉnh ma
và đối với bất cứ nớc thêm vào hay chuyển đi (
để giữ mực nớc ở một phạm vi nào
đó
) sự mất nớc do bốc hơi có thể đợc xác định (WMO, 1994). Do chế tạo và hoạt
đông đơn giản của chúng, thùng bốc hơi pan đợc sử dụng rộng rãi và có trên 20 loại
khác nhau trên thế giới. Một số thùng bốc hơi pan này, bao gồm cả loại đợc sử dụng
rộng rãi nhất, Class pan A của cục thời tiết Mỹ, đợc đặt trên mặt đất trong khi
những cái khác đợc đặt trong lòng đất với mép của chúng nằm cao hơn mặt đất vài
centimet. Thật không may do tất cả diện tích bề mặt của chúng nhỏ (
điển hình 1-3m

2
)
đợc thiết kế cho thùng bốc hơi pan dạng hồ (pans exaggerration lake evaporation).
Hơn nữa, ở đấy nó có tính chất dễ thay đổi; chúng không chỉ là vấn đề trên bề mặt
của một pan nổi (raise pan) và dòng nhiệt thay đổi từ mặt đất cho đến pan chìm
(sunken pan), chúng cũng bị ảnh hởng do bình lu. Kết quả, chúng ta cần áp dụng
hệ số thực nghiệm pan để giảm giá trị nhằm làm phù hợp với hồ và thực vật xung
quanh. Giá trị hàng năm của hệ số pan Class A để sử dụng cho các hồ thờng đợc
giá thiết là 0.7 (Winter, 1981) nhng hệ số này biến đổi lớn giữa các năm và giữa các
vị trí và biến đổi này rất lớn trên những chu kỳ ngắn nh các tháng riêng lẻ (Oroud,
1998). Pan thậm chí cung cấp chỉ số bốc hơi nhỏ hơn từ một bề mặt đất hơn là đối với
bề mặt nớc ngoài trời, do có vài sự khác biệt bao gồm sự phản xạ nhiệt, bề mặt gồ
ghề và tích trữ nhiệt. Tuy nhiên, chúng vẫn đợc sử dụng rộng rãi, đặc biệt đối với
các nớc phát triển. Doorenbos và Pruitt (1977) cung cấp hớng dẫn lựa chọn hệ số
pan để ớc tính sự vận chuyển nớc cho mùa màng-giá trị này thay đổi từ 0.4 đến
0.85 phụ thuộc vào điều kiện đất đai.
Một kỹ thuật khác là xây dựng cân bằng nớc cho thủy văn tách ra khối đất và
thực vật đợc gọi là thẩm kế. Thiết kế đơn giản nhất là đặt một cái thùng hình ống
vào hố đào dới đất, nhng điều này hơi khác về căn bản về cách làm đối với đất và
thực vật. Một trạng thái tốt hơn là ở đây đất thấm nớc nằm trên một lớp đất không
thấm nh đất sét nặng, kéo theo một bức tờng hay màng che đợc đa vào trong một
cái mơng cắt đào đến đáy lớp đất sét. Khi đó, sự bốc hơi có thể tính toán từ cân bằng
khối lợng của sự khác nhau giữa ma và nớc thoát đi, mỗi cách này đều dẫn đến sai
số đo. Tuy nhiên, phơng pháp cân bằng nớc sử dụng tại các địa điểm cần chọn cẩn
thận và kiểm soát hoạt động của thẩm kế và đôi khi mở rộng nghiên cứu đầy đủ (toàn
bộ) các yếu tố khác của sự hứng nớc ma. Kết quả đo đạc đã cung cấp một số bằng
chứng hữu ích nhất và hợp lý về tốc độ bốc hơi cũng nh những biến đổi của chúng do
sự thay đổi thực vật hay đất sử dụng (
xem mục 9.3
).

Có các kỹ thuật đặc biệt khác để đo sự bốc thoát hơi của cây. Độ quang hợp của
các lá riêng lẻ có thể sử dụng ẩm kế (prometer) để đo, mặc dù đây là công việc nặng
nhọc. Tốc độ vận chuyển nhựa cây cùng với những thân cây riêng lẻ có thể sử dụng
cân bằng nhiệt và kỹ thuật xung điện để đo (Swanson, 1994; Smith và Allen, 1996),
và sự bốc thoát hơi của toàn bộ thực vật có thể tính đợc bằng việc sử dụng phơng
102

pháp cân đơtơri (Calder, 1992). Tất cả các phơng pháp này đều gặp trở ngại từ việc
ngoại suy từ những cây riêng lẻ cho cả rừng.
4.3.2 Phơng pháp phức tạp-thông lợng hơi nớc
Phơng pháp cơ bản là đo vận chuyển thẳng đứng của hơi nớc từ bề mặt bốc
hơi cùng với lớp biên rối. Nếu đo gần bề mặt thì tốc độ dòng hơi nớc đi lên gần đúng
với tốc độ trao đổi bề mặt.
Có hai phơng pháp cơ bản (Oke, 1987): phơng pháp mặt cắt hay phơng
pháp thông lợng gradient dựa vào đo đạc gradient thẳng đứng và phơng pháp
thông lợng xoáy hay tơng quan xoáy đợc đo trực tiếp thông lợng hơi nớc.
(a) Phơng pháp đo mặt cắt dựa vào giả thiết rằng trên một bề mặt đồng nhất
rộng những xoáy rối sẽ vận chuyển động lợng, nhiệt và hơi nớc cân bằng lẫn nhau
và vì thế các hệ số vận chuyển của chúng có thể giả thiết bằng nhau trên một khoảng
độ cao nhất định. Ta có thể sử dụng một trong hai cách.
Đầu tiên, phơng pháp mặt cắt khí động học đo sự khác nhau trong hai đặc
tính trên một phạm vi độ cao và biết đợc một thông lợng của chúng thì thông lợng
khác có thể có đợc. Do vậy, bằng đo đạc tốc độ gió tại hai độ cao và thông lợng của
độ đứt gió - và giả thiết bảo toàn cân bằng hơi nớc và nhiệt độ nh đối với động
lợng - thông lợng hiển nhiệt có thể có đợc từ đo đạc áp suất hơi nớc tại cung một
độ cao. Cũng tơng tự thông lợng ẩn nhiệt có đợc bằng việc đo nhiệt độ không khí
tại hai mực này. Phơng pháp này yêu cầu đo đạc chính xác và trên thực tế số đo ở
hai độ cao trên là thích hợp. Giả thiết ổn định phiếm định (không có hiệu ứng nổi)
hạn chế điều kiện có thể sử dụng.
Thứ hai, tỷ số Bowen hay phơng pháp cân bằng mặt cắt làm giảm hạn chế giả

thiết về hệ số vận chuyển của hơi nớc (K
v
) và hiển nhiệt (K
h
) là nh nhau, nhng có
thể khác với hệ số động lợng (K
m
). Do vậy, phơng pháp này không hạn chế đến điều
kiện phiếm định. Nó đợc chia ra từng phần năng lợng có sẵn, R
n
, giữa ẩn nhiệt và
hiển nhiệt dựa theo tỷ số






1
GR
Q
n
E
(4.8)
Cần thiết đo bức xạ thuần, nhiệt độ không khí và độ ẩm tại hai độ cao (
tính


từ phơng trình 4.3
), cộng với thông lợng nhiệt đất, G. Nó cung cấp đo đạc chính xác

hơn phơng pháp khí động lực. Cần chú ý cẩn thận trên bề mặt gồ ghề nh rừng
canopy; khi đó sẽ có xáo trộn rối nhiều hơn, gradient thẳng đứng sẽ nhỏ hơn bề mặt
nhẵn. Những giới hạn độ chính xác của dụng cụ đo (
ví dụ nhiệt độ sai khác đến 10
-3
o
C
) cần thiết đo trên khoảng độ cao lớn, có lẽ tơng đơng với độ cao của rừng. Vấn đề
đo đạc thông lợng nhiệt đất đã đợc Passerat de Silans mô tả 1997.
Trong cả hai phơng pháp xác định thông lợng thờng áp dụng cho gradient
trung bình trong khoảng thời gian tối thiểu là 30 phút để làm trơn những dao động
ngẫu nhiên và chúng không ổn định đối với các trạm ở đó yêu cầu thông lợng trung
bình trên chu kỳ ngắn (Monteith và Unsworth, 1990). Tốc độ bốc hơi đợc xác định
dựa vào độ ẩm rất nhỏ và tốc độ gió khác nhau trên một phạm vi không cao lắm trong
lớp biên. Tuy nhiên, số lần và độ chính xác của những công cụ thám sát phải rất cao.
(b) Phơng pháp thông lợng xoáy hay phơng pháp tơng quan là đo trực
tiếp nhất thông lợng hơi nớc với lý thuyết giả thiết ít nhất và vì vậy là kỹ thuật khí
103

tợng đợc a chuộng (Shuttleworth, 1993). Đo thông lợng hơi nớc (hiển nhiệt)
trong không khí hỗn loạn yêu cầu đo tức thời và đồng thời tốc độ thẳng đứng và mật
độ hơi nớc (hoặc nhiệt độ không khí). Do vậy, đối với hơi nớc để vận chuyển đi lên
bằng chuyển động rối của không khí cần thiết trung bình chuyển động đi lên của
không khí là ẩm hơn với dòng không khí đi xuống tơng ứng.
Phơng pháp này lần đầu tiên đợc Swinhank (1951) đề cập. Hệ thống thí
nghiệm đợc triển khai trong nhiều năm (ví dụ Taylor và Dyer, 1958; McIlroy, 1971),
nhng chỉ đến cuối năm 1980 mới phát triển cần đến độ chính xác và dung lợng tính
toán mang lại hệ quả đáng tin cậy có thể đợc sử dụng trong những chu kỳ dài. Viện
thủy văn Hydra của Anh Quốc (tập đoàn Shuttleworth, 1988) có một hệ thống tơng
quan xoáy so với thiết bị đo gió siêu âm cùng với cảm biến nhiệt và ẩm kết hợp với

một mạch vi xử lý để phân tích tổng hợp các kết quả đo đạc đợc trên cánh đồng. Đây
là công cụ đo xách tay thuận tiện đầu tiên sử dụng trong nghiên cứu đồng ruộng trên
thế giới, sử dụng con số liên tục tính toán thông lợng với một mạch vi xử lý công
suất nhỏ. Những phát triển tiếp theo bao gồm xem xét đến chuyển động không khí ba
chiều để cung cấp những số đo trên địa hình gồ ghề, và chỉ ra thông lợng CO
2
.
Moncrieff (1997) đã mô tả một hệ thống tợng tự dựa vào cảm biến có sẵn.
Những loại dụng cụ đo nh vậy thực tế phải có khả năng thay đổi rất lớn đối
với vận tốc độ gió thẳng đứng và toàn bộ nghiên cứu (nhiệt và ẩm) và có khả ăng tạo
ra quá trình và hợp nhất lợng dữ liệu rất lớn. Thời gian cần thiết để phản ứng lại
phụ thuộc vào kích thớc của rối. Trên một cách rừng gồ ghề với gió xoáy lớn bộ cảm
biến hoạt động ở tần số 0.1-10Hz là đủ, trong khi trên bề mặt có thể cần đến tần số
tuơng ứng 0.001 (Monteith và Unsworth, 1990).
Nhiều dụng cụ cần thiết để đo nh vậy cha đợc chuẩn hóa, đòi hỏi giới hạn
bảo dỡng và kỹ thuật bão dỡng khá tốn kém. Nhờ vào các yêu cầu số liệu đặc biệt
đối với ớc tính bốc hơi hàng ngày đợc chú trọng nhờ đó lợng bốc hơi có thể ớc tính
từ mô hình thực nghiệm và bán thực nghiệm của hệ thống bốc hơi.
ở
đây đầu vào mô
hình bao gồm ớc tĩnh sẵn có, đặc biệt bốc hơi tổng cộng từ bề mặt phủ thực vật và là
phơng pháp thông thờng tính tổng lợng bốc hơi.
Mẫu đo
Tất cả các phơng pháp để đo bốc hơi từ nớc, đất hay các bề mặt thực vật,
cùng với các phơng pháp lý thuyết đã thảo luận ở phần còn lại của chơng này đều
gặp vấn đề về điểm mẫu đo. Hầu hết đều gặp vấn đề không chính xác của bình lu,
mà bình lu tỷ lệ với kích cỡ của bề mặt bốc hơi. Do đó thực tế thờng rất khó biết
những số đo này biểu diễn đúng giá trị của bốc hơi ở cánh đồng, đờng dẫn nớc hay
quy mô vùng. Tuy nhiên, Gasn (1986) chuyển một phơng pháp đơn giản vùng đo đạc
khí tợng quy mô nhỏ nh một hàm của độ cao và độ gô ghề khí động lực.

4.4 Bốc hơi từ các bề mặt khác nhau
Nh đã đề cập từ trớc, bản chất vật lý của bốc hơi là không quan tâm đến bề
mặt bốc hơi, những bề mặt khác nhau sẽ chịu một quá trình bốc hơi khác nhau. Sự
khác nhau này đợc thảo luận dới đây đối với ba loại bề mặt lớn: nớc ngoài trời, đất
và lớp phủ thực vật.
4.4.1 Bốc hơi từ nớc ngoài trời
104

Bốc hơi từ bề mặt nớc ngoài trời là trạng thái đơn giản nhất, có ít hạn chế bốc
hơi. Theo định nghĩa sự cung cấp nớc nhiều đến mức nó không hạn chế đến tỷ lệ mất
nớc. Theo đó tốc độ bốc hời từ hồ có thể rất cao - 200 mm/năm ở các vùng khô cằn
(Van der Leeden, 1990). Cần phải tính đến điều này khi xây dựng hồ chứa mới vì sự
mất nớc thêm từ bề mặt nớc ngoài trời sẽ làm hạn chế cung cấp nớc từ các bể chứa.
Tốc độ bốc hơi nớc ngoài trời đợc xác địng bởi một số nhân tố, cả khí tợng
(
năng lợng, độ ẩm, gió
) và vật lý (
đặc biệt là kích cỡ của bề mặt bốc hơi
), kết hợp với
một số yếu tố bên ngoài ảnh hởng đến quá trình bốc hơi.
Tốc độ bốc hơi nói chung dựa theo sự thay đổi của bức xạ, đợc xác định bởi trữ
lợng nhiệt tại bề mặt bốc hơi. Bốc hơi có thể tăng khi nhiệt đô không khí tăng, và có
thể giữ một lợng hơi nớc lớn dới mực bão hòa. Chuyển động của không khí là cần
thiết để di chuyển lớp không khí ẩm thấp nhất tiếp xúc với bề mặt nớc và để xáo trộn
chúng với lớp khô hơn ở trên. Do đó tốc độ bốc hơi luôn bị ảnh hởng bởi quy mô của
chuyển động rối của không khí. Thực tế, mối liên hệ tốc độ gió và bốc hơi chỉ giữ ở một
mức độ gió nhất định, đôi khi tốc độ gió tăng lên thì không tăng bốc hơi vì sự bốc hơi bị
giới hạn bởi điều kiện năng lợng và các điều kiện ẩm.
Trên một bề mặt cho trớc, tốc độ bốc hơi dới các điều kiện khí tợng có thể
thay đổi kết quả vật lý khác nhau, quan trọng nhất là vùng bề mặt nớc.

Kích thớc của bề mặt nớc
Khi không khí di chuyển từ mặt ngang của hồ lớn ban đầu bốc hơi sẽ cao và khi
độ ẩm của không khí tăng lên và nhiệt độ không khí giảm thì tốc độ bố hơi sẽ giảm.
Đối với hồ lớn, bốc hơi lớn nhất sẽ giảm xuống tổng cộng theo độ sâu của hồ nớc, mặc
dù thể tích tổng cộng của hơi nớc có thể sẽ tăng theo kích thớc của bề mặt nớc.
Đối với bề mặt rộng nh đại dơng, độ ẩm của không khí phần lớn phụ thuộc
vào khoảng cách không khí di chuyển, ngoại trừ các vùng ven biển. Kết quả, sự bốc
hơi sẽ không thay đổi trên một vùng rộng và gần nh liên quan tới lợng năng lợng
nhiệt có sẵn.
ở
một trờng hợp khác, bề mặt nớc nhỏ do đó bốc hơi Pan gây ảnh
hởng lên nhiệt độ hay độ ẩm của lớp không khí nằm trên mặt nớc. Lợng hơi nớc
nhỏ rời bề mặt, thậm chí với tốc độ bốc hơi cao, nhanh chóng khuyếch tán vì vậy tốc độ
bốc hơi cao liên tục đợc không đổi. Sự bốc hơi địa phơng tăng lên tại các nơi đợc
gọi là ốc đảo. Tiếp theo, có mối liên hệ ngợc giữa tốc độ bốc hơi và kích thớc bề mặt
bốc hơi. Sự khác nhau này lớn nhất nếu độ ẩm của không khí đi vào các vùng khác
nhau là rất khác nhau.
Độ sâu nớc

ả
nh hởng của độ sâu nớc hồ phân bố theo mùa cũng có ảnh hởng đáng kể
tới bốc hơi, do nhiệt dung của nớc và sự xáo trộn nớc trong hồ. Chế độ nhiệt theo
mùa của một hồ nông sẽ xấp xỉ gần với chế độ nhiệt độ không khí theo mùa, vì vậy,
tốc độ cực đại của bốc hơi sẽ xuất hiện suốt mùa hè và tốc độ bốc hơi cực tiểu suốt
mùa đông. Tuy nhiên, đối với hồ rộng, sâu, có thể có sự trễ thời gian vài tháng; trong
suốt mùa xuân và mùa hè, nhiệt đến bề mặt nớc có xáo trộn đi xuống và bốc hơi
thấp hơn ở bề mặt nớc nông. Tuy nhiên, trong mùa đông, nớc có thể ấm hơn không
khí và tích trữ nhiệt trong hồ có thể giải phóng ra cho nên bốc hơi sẽ cao hơn mong
đợi từ đo đạc khí tợng. Vấn đề tính toán tích trữ nhiệt là thô thiển để ớc tính bốc
hơi trong thời gian ngắn và đòi hỏi đo đạc thờng xuyên profil nhiệt độ của nớc. Tuy

nhiên, trong một năm, sẽ có ít thay đổi tích trữ nhiệt và tổng bốc hơi hàng năm là ít
105

biến đổi.
Tính mặn của nớc
Nếu vật chất hòa tan trong một chất lỏng, chuyển động của các phần tử chất
lỏng bị ngăn chặn lại và áp suất hơi nớc của chất lỏng là thấp (Định luật Raoult).
Do vây, tính mặn của nớc có thể ảnh hởng đến tốc độ bốc hơi vì SVP trên nớc mặt
là thấp hơn nớc sạch tinh khiết. Bốc hơi giảm 1% nếu độ mặn tăng 1%. Theo đó, bốc
hơi từ nớc biển (trung bình độ muối 35
0
/
00
, hay g/kg ) là khoảng 2-3 % ít hơi là bốc
hơi từ nớc sạch. Mặc dù hiệu ứng này thờng nhỏ đủ để trừ hao khi so sánh tốc độ
bốc hơi từ bề mặt nớc sạch khác, điều này rất quan trọng đối với bất kỳ nớc mặn
nào nh hồ nớc mặn, ví dụ nh Biển Chết (Calder và Neal, 1984). Ngời ta thờng
chấp nhận rằng tốc độ bốc hơi từ đất bao phủ tuyết thờng là thấp. Điều này có thể
liên quan đến các điều kiện đã ghi chú đối với vùng bị tuyết che phủ (
xem mục 3.7
).
Tuyết ở trên mặt nớc thờng xuất hiện ở địa phơng và thời gian của năm khi bức
xạ đến và nhiệt độ không khí là thấp. Hơn nữa, lớp phủ tuyết có sự phản xạ nhiệt cao
và nói chung là bề mặt trơn ngăn chặn vận chuyển rối của nhiệt và hơi nớc (Calder,
1986). Sự bốc hơi có thể chỉ xuất hiện khi áp suất của hơi nớc nhỏ hơn so với bề mặt
tuyết. Sự bố hơi từ bề mặt tuyết sẽ tăng khi nhiệt độ điểm sơng tăng đến 0
0
C và
nhiệt độ tăng dới độ đông kết và tốc độ tuyết tan phải vợt quá tốc độ bốc hơi. Vì thế
cần năng lơng lớn hơn 10 lần để thăng hoa tuyết (thay đổi từ rắn sang hơi) hơn là

làm tan nó, Khối lợng nớc tan từ tuyết và năng lơng có sẵn khi dòng chảy về căn
bản lớn hơn tổng lợng bố hơi.
4.4.2 Bốc hơi từ đất trống
Bốc hơi từ bề mặt đất là bốc hơi của màng nớc xung quanh hạt đất và sự lấp
đầy không gian giữa chúng và nó bị ảnh hởng bởi cùng các nhân tố khí tợng nh
bốc hơi nớc từ bề mặt nớc tự do. Tuy nhiên, tốc độ bốc hơi từ đất thờng nhỏ hơn
bốc hơi từ bề mặt nớc tự do dới các điều kiện khí tợng bởi vì sự cung cấp nớc của
đất có thể giới hạn bởi tổng lợng nớc của đất và bằng khả năng đất vận chuyển
nớc đến bề mặt. Những nhân tố này đợc mô tả chi tiết hơn trong
Chơng 6
(nớc
của đất) và chỉ mô tả ngắn ngọn ở đây.
Trong vùng bán khô hạn, với thực vật tự nhiên tha, bốc hơi đất có thể trở
thành thành phần của bốc hơi tổng cộng (Jacobs và Verhoef, 1997; Kabat, 1997).
Ngợc lại, đối với vùng nhiều sông và thực vật, nh phía Đông Bắc Châu âu, bốc hơi
từ thực vật nói chung cung cấp hầu hết bốc hơi tổng cộng. Ngoại trừ, đất trồng trống
và vùng đất trẻ, khoảng cách các mùa vụ lớn, ở đây bốc hơi từ bề mặt đất có thể làm
cạn kiệt nớc bề mặt đất và có khả năng ảnh hởng đến sự sinh trởng và sản lợng
mùa màng.
Lợng nớc của các lớp bề mặt đất trống có ảnh hởng trực tiếp đến tốc độ bốc
hơi. Sự bốc hơi giảm nhanh sau khi ma vì lợng nớc bề mặt tràn đầy cho đến khi
bề mặt đất khô là bằng 0. Khi không có rễ cây, chuyển động của nớc đến bề mặt từ
lớp đất ẩm ở dới đợc kiểm soát bởi tính mao dẫn và do đó sẽ có xu hớng thay đổi
với đặc tính đất.
ở
vùng đất tốt, có ít lỗ rỗ tổ ong, tính mao dẫn có hiệu quả trên một
khoảng cách thẳng đứng lớn khoảng 1mét trở lên, ngợc lại ở vùng cát thô thì chỉ
khoảng vài centimét. Tuy nhiên, tốc độ vận chuyển nớc có xu hớng thay đổi ngợc
với độ cao của thang mao dẫn. Vì vậy ở các điièu kiện đặc biệt phổ biến sự cung cấp
nớc đối với bề mặt nớc qua hoạt động của mao dẫn tăng đáng kể tổng lợng bốc hơi.

106

ở
những vùng khô nóng, gradient hơi nớc của các lớp đất bề mặt luôn tồn tại và hơi
nớc có thể vận chuyển lên bề mặt. Độ dày của lớp bốc hơi sẽ lớn đối với đất tốt
(Yamanake, 1998). Đất màu sẽ có xu hớng ảnh hởng lớn đến bốc hơi; đất tối sẽ hấp
thụ nhiều nhiệt hơn đất sáng và dẫn đến tăng nhiệt độ bề mặt có thể tăng tốc độ bốc
hơi. Chế độ ma cũng quan trọng đối với sự bổ sung nớc cho đất và nó cũng tơng tự
nh đối với sự mất nớc chặn giữ trên bộ lá thực vật. Bốc hơi trung bình từ bề mặt
đất sẽ lớn nếu bề mặt đất thờng xuyên ẩm do thỉnh thoảng ma rào hơn là đất thỉnh
thoảng bị ớt do lợng ma tơng đơng từ một số cơn bão lớn.
Mô hình sử dụng thờng xuyên nhất của bốc hơi đất trống là của Ritchie
(1972), gồm hai phần. Sau khi ma, ban đầu bốc hơi đạt tốc độ cực đại, tiếp đến giảm
đi nh một hàm thời gian.
Đo bốc hơi bằng kỹ thuật cảm ứng từ xa
Sensor từ xa có một vai trò quan trọng cung cấp diện tích ớc tính của bốc hơi
cho một phạm vi quy mô lớn từ các cánh đồng riêng lẻ đến lu vực chính của các con
sông. Sự bốc hơi có thể đo trực tiếp bằng các kỹ thuật cảm ứng từ xa và các kỹ thuật
hiện hành nhất kết hợp với các biến tơng đối dễ đo (
nh phản xạ bức xạ mặt trời và
nhiệt độ bề mặt
) cộng thêm số đo khí tợng mặt đất, để tạo ra cân bằng năng lợng
mặt trời hoàn chỉnh. Xem xét các phơng pháp chính đợc Moran và Jacksson (1991)
và Rango (1994) đa ra. Ví dụ sử dụng hình ảnh GOES đợc đề cập bởi Leith và
Solomon (1985) và của Meteosat và NOAA và hình ảnh tia hông ngoại do Seguin
(1985). Hình 4.3 chỉ ra một ví dụ bản đồ bốc hơi hàng ngày với quy mô cánh
đồng/nông trại ở Hà Lan dựa vào đờng quét hồng ngoại, đợc Soer (1980) báo cáo.
4.4.3 Bốc hơi từ lớp phủ thực vật
Điều thú vị nhất đối với các nhà thủy văn học là sự mất hơi nớc liên quan đến
bề mặt thực vật, bao gồm cả mùa màng nông nghiệp và cây cối tự nhiên. Ngời ta sớm

nhấn mạnh rằng bốc hơi tổng cộng từ thực vật tổng bốc hơi của nớc chặn giữ từ bề
mặt ẩm của thực vật (
xem Chơng 3
) và bốc thoát hơi thực vật. Hệ thống bốc thoát hơi
cung cấp một ví dụ đặc trng của quá trình bốc hơi, ở đó nớc bốc hơi từ một chuỗi
thực vật liên quan đến nhau.
Sự bốc thoát hơi gần giống với sự quang hơp, mà sự quang hợp là quá trình cần
thiết để thực vật hình thành cácbonhydrat, là nền tảng đối với sự sống thực vật. Đối
với hầu hết các thực vật phơng trình phản ứng có thể viết nh sau:
OHOOHCOHCO
22612622
66126
(4.9)
Do vậy, thực vật lấy CO
2
từ không khí và kết hợp với nớc để tao thành
carbohydrate
và O
2
mất đi từ thực vật nh một sản phẩm khí. Chuỗi quang hợp,
thịt lá trong bộ lá đợc bảo vệ bởi lớp biểu bì bên ngoài củng cố cấu trúc lá và bảo vệ
chuỗi bên trong từ thiệt hại vật lý , từ tấn công của vi khuẩn nhỏ và cũng ngăn chặn
sự làm khô. Phần lớn các lỗ nhỏ đợc gọi là khí khổng (gọi tắt khí khổng) trên toàn bộ
lá khuyếch tán CO
2
và O
2
suốt quá trình quang hợp, nhng chúng cũng cho phép mất
hơi nớc từ thực vật.
107

Hình 4.3 Một ví dụ của bản đồ bốc hơi hàng ngày sử dụng sensor từ xa của nhiệt độ bề mặt cho một
vùng gần Losser ở Hà Lan (Bản sao với sự cho phép cảu G.R.J.Soer, 1980, ớc tính vùng bốc thoát hơi
và điều kiện độ ẩm đất sử dụng sensor từ xa đo nhiệt độ bề mặt của mùa vụ )
Hình 4.4 minh họa bốc thoát hơi phức tạp cho thực vật đơn trong bề mặt lớp
phủ thực vật, và chỉ ra rằng nó phụ thuộc vào một chuỗi quá trình vận chuyển nớc.
Đất, thực vật và khí quyển hình thành các phần dòng chảy liên tục để ngăn chặn lẫn
nhau.
ở
đây nớc di chuyển với tốc độ khác nhau và trải qua sự thay đổi cả hóa học
và vật lý. Nớc ở một điểm trong profil đất di chuyển dới ảnh hởng của gradient
ẩm hớng về lông cây (hair) của rễ, đợc hấp thụ sau đó di chuyển đi lên thân cây
thực vật thông qua các ống nhỏ (
xylen
) trong thân cây gỗ.
Sự bốc thoát hơi - điều không muốn nhng phải chấp nhận?
Rất ít nớc đợc các rễ thực vật mang lên , mà thực tế đợc giữ lại trong đất,
hầu hết sự mất nớc do bốc thoát hơi. Sự mất hơi nớc xuất hiện cùng với sự nghịch
đảo con đờng để hấp thụ CO
2
trong quang hợp.

Hình 4.4 Dòng bốc thoát hơi của thực vật đơn trong về mặt lớp phủ thực vật, chỉ ra một sự chặn giữ
chính đối với sự di chuyển nớc.

Sự bốc thoát hơi có thể gọi là '
necessary evil
' bởi vì sự đồng hóa CO
2

từ khí
108

quyển yêu cầu sự thay đổi khí mạnh mẽ trong khi ngăn chặn sự mất nớc thừa yêu
cầu sự thay đổi khí giữ thấp (
Raschke, 1976
). Tuy nhiên, sự bốc thoát hơi gây hiệu
ứng làm lạnh thực vật trong thời tiết nóng (vì nhiệt đợc sử dụng trong ẩn nhiệt hóa
hơi) và sự di chuyển của nớc vận chuyển chất dinh dỡng qua thực vật.
Thực vật có thể kiểm soát sự mất nớc bằng thay đổi sự mở ra của lỗ hổng khí
khổng. Do vậy, hậu quả của lợng nớc thiếu trong thực vật giảm sự hấp thụ CO
2
,
dẫn đến giảm bớt tốc độ sinh trởng thực vật và cần tới nớc cho mùa màng nông
nghiệp.
Cell nớc thế năng
Cell là các nhân tố cấu trúc cơ bản trong thực vật và kiểm soát thực vật cơ sở
tơng ứng với nớc khi di chuyển qua thực vật. Thành Cell là có nhiều lỗ nhỏ và và
nớc di chuyển qua các Cell do chênh lệch thế năng nớc. Nếu một lỗ sẽ quá chậm để
thay thế sự mất nớc do sự bốc thoát hơi, nó không có vai trò quan trong của thẩm
thấu. Đây là dòng nớc qua một cái màng đợc tách hai trạng thái tập trung khác
nhau. Thế năng nớc,

, trong một Cell thực vật có thể chỉ ra nh:
P




(4.10)

Trong đó

là thế năng thấm thấu, P là thế năng áp suất của thành Cell ở bên
trong, hay sức trơng. Tại thời điểm sự thiếu nớc cực trị, áp suất trơng có thể giảm
đến 0, do sự mất này trở nên mềm rũ hay mền thân cây và điều kiện thực vật có thể
nói là bị héo. Loại bỏ sự duy trì của thế năng nớc thấp bằng tích lũy tập trung cao
của muối trong Cell nhựa cây của chúng, dẫn đến vô hiệu thế năng thấm thấu lớn.
Điều này đợc bù đắp đặc biệt bởi thế năng sức trơng dơng. Suốt hoạt động bốc
thoát hơi một phần làm mất nớc của các Cell làm giảm thế năng sức trơng, và làm
tăng sụ tập trung nhựa Cell, ở đây do thế năng thấm thấu trở nên ẩm hơn. Hiệu ứng
kết hợp thấp hơn thế năng nớc của các Cell lá. Do vậy, sự mất hơi nớc do sự bốc
thoát hơi thờng làm giảm thế năng của nớc, mà thế năng nớc tác động nh một lực
hút vận chuyển từ Cell này đến Cell khác phái thông qua hệ thống từ lá đến rễ và có
khả năng lấy nớc thậm chí các cây cao nhất chống lại trọng lực. Thế năng nớc trong
thực vật tơng tự đối với thế năng nớc của đất đợc mô tả chi tiết trong Chơng 6.
Dòng nớc từ đất di chuyển theo sự giảm gradient thế năng nớc,

, xuất hiện
đối ngợc với sự ngăn chặn sự di chuyển (
ví dụ nh đất đến rễ, rễ đến lá, là đến khí
quyển
). Môi thành phàn phần này có thể biểu diễn phơng trình vận chuyển chung:
r
Flux
21



(4.11)

ở
đây r đợc gọi là sự cản. Đối với một hệ thống bao gồm một chuỗi ngăn chặn,
giống nh toàn bộ thực vật, sự cản tổng cộng R, tơng tự với định luật Ohm
'
s, đơn
giản là tổng của các sự cản riêng lẻ (ví dụ R = r
1
+r
2
+r
3
+ ). Trong sinh lý học thực
vật để thuận tiện thay thế sự cản bằng độ dẫn nghịch đảo (ví dụ
r
1
g
), do đó hệ số
cản là mắc song song, giống nh các lá riêng biệt, cấu trúc toàn bộ tán lá là tổng của
cấu trúc riêng lẻ, (ví dụ nh G = g
1
+g
2
+g
3
+ ). Do đó, với một thế năng nớc khác
nhau nhất định, thông lợng là tỷ lệ trực tiếp với độ dẫn.
Xem xét một trạng thái ổn định đều của dòng bốc thoát hơi thông qua chuỗi
ngăn chặn sẽ cân bằng, do vậy:
109

gp
as
g
a1
p
1s
rr
rr
Flux







(4.12a và 4.12b )

ở
đây thế năng nớc là

s
tại bề mặt đất-rễ,

1
là ở lá, và

a
ở trong không
khí, hệ số cản trong thực vật là r

p
và pha khí là r
g
. Mặc dầu đây đợc đơn giản hóa, do
giả thiết rằng dòng ổn định đều và hệ số cản không đổi (các điều kiện này ít khi xuất
hiện trong thực tế). Với cách đơn giản này đã cung cấp một một dạng hữu ích của
dòng nớc trong thực vật. Bằng ký hiệu các giá trị theo màu đối với thế năng tại các
điểm khác nhau trong hệ thực vật, quan hệ quan trọng với hệ số cản khác nhau trong
kiểm soát thông lợng bốc thoát hơi có thể đợc minh họa (ví dụ Weatherley, 1976).
Do vậy, nếu nớc của đất là bão hòa (ví dụ

s
= 0), thế năng nớc trong lá

1
=-
2MPa và thế năng nớc trong không khí,

a
=-100MPa (độ ẩm tơng đối ~ 50%),
thay các giá trị này vào phơng trình 4.12a chỉ ra
50~
r
r
p
g
. Điều này chỉ ra rằng sự
cản của pha khí lớn hơn rất nhiều sự cản của thực vật và ngợc lại sẽ kiểm soát sự
ảnh hởng của sự bốc thoát hơi.
Hầu hết những nhà vật lý nghiên cứu quá trình bốc thoát hơi gán cho kiểm

soát 'nguyên thủy' đối với khí khổng, mặc dầu một số điều kiện có sự cản của rễ mà
quan trong nhất là kết hợp với dòng bốc thoát hơi (Kramer và Boyer, 1995).
Những nhân tố ảnh hởng tới sự bốc thoát hơi từ lớp phủ thực vật là lớn và sẽ
thay đổi phụ thuộc vào các điều kiện. Mô tả ở đây sẽ tập trung vào hai ảnh hởng
chính lên thực vật, ví dụ kiểm soát khí khổng và sự hút nớc của rễ.
Kiểm soát khí khổng
Khí khổng trung bình chiếm khoảng 1% tổng diện tích lá trong phạm vi rộng
của các loài thực vật (Monteith và Unsworth, 1990). Chúng thờng chỉ xuất hiện xa
trục bề mặt (phía sau) của lá. Chúng có thể hoàn toàn không có mặt phía trên lá, trục
lá, bề mặt lá, đặc biệt đối lới các cây lá rộng. Mỗi khí khổng bao gồm một cặp các cột
thon dài xung quanh lỗ hổng khí khổng. Thành cột của lỗ hổng luôn thấm nớc đợc
sử dụng để hòa tan khi tổng hợp khí CO
2
và O
2
trong quang hợp, ở đây chúng di
chuyển ổn định cùng với thực vật bằng khuyếch tán. Khi nớc bốc hơi từ các thành
này, áp suất hơi nớc trong lỗ hổng khí khổng tăng lên và khuyếch tán các phần tử
hơi nớc mang đến thông qua khí khổng vào trong không khí bên ngoài.
Khí khổng kết hợp hiệu ứng trung bình của sự thay đổi khí, cần đến trong
quang hợp, nghĩa là giới hạn thiệt hại nguy hiểm đối với thực vật do mất nớc. Kích
thớc của lỗ hổng thực vật cá thể thay đổi do sự thay đổi sức trơng của các
guard
cells
. Khi sức trơng của lỗ tổ ong mở trên lá (
guard cells
)là thấp hơn lỗ đóng. Vì khí
khổng có cấu trúc quang hợp chính, chúng vô cùng nhạy đối với sự thay đổi cờng độ
ánh sáng. Do vậy, phần lớn các thực vật có thể ban ngày để thay đổi khí khổng; chúng
thờng mở suốt ngày (

cho quá tình quang hợp
) và khép lại vào ban đêm khi trời tối để
ngăn ngừa sự mất nớc không cấn thiết khi quang hợp không xảy ra. Chúng rất cũng
nhạy đối với sự tập trung khí CO
2
, khí khổng mở ra nếu sự tập trung giảm xuống.
110

Sự cản khí khổng của lá (r
1
) ngăn cản quá trình quang hợp, tự thực vật áp đặt
lên và và đã chỉ ra trong mục 4.5.1 dới đây.
Nói chung, khí khổng kiểm soát khuyếch tán hơi nớc kết hợp với duy trì sức
trơng lá. Tuy nhiên, các nhân tố ảnh hởng sự cản khi khổng là thay đổi và hiểu
đợc cơ chế chỉ sụ chậm lại. Điều này đợc Federer (1995) và Sharkey và Ogawa
(1987) mô tả và tính toán bởi ions Kali vào
guard cells
, hiệu ứng sự tập trung carbon
dioxide và vai trò của axít abscisic. Hiệu ứng ánh sáng xuất hiện chút ít sự khác
nhau giữ các loài, với khí khổng mở hoàn toàn của một phần 10 ánh sáng đầy đủ (ví
dụ Turner và Begg, 1973). Do vây, với ngày nắng, sự cản khí khổng trên các lá bộc lộ
sự giảm nhanh khi mặt trời lặn, giữ lại một giá trị cực tiểu cả ngày nếu cung cấp
nớc đối với lá là đủ và tăng lên khi mặt trời mọc (Federer, 1975).
Các nhân tố vật lý có thể rất quan trọng bởi vì sự khác nhau giữa các loài ở r
1
.
Ví dụ, tốc độ giảm của sự bốc thoát hơi từ cây thạch nam là do sự cản khí khổng của
nó lớn (~ 50-170sm
-1
theo Wallace, 1984; Miranda, 1984). Kết quả này do khí khổng

chỉ xuất hiện bên trục của lá ở đờng rãnh với lông cây mịn, vì vậy mà sự di chuyển
của hơi nớc bị suy yếu (Hall, 1987).
Khi sự bốc thoát hơi xuất hiện, thế năng nớc của lá giảm xuống, do vậy tăng
dòng đi vào của nớc từ vùng thế năng cao hơn trong thân cây, rễ cây và đất. Nếu đất
đủ ẩm, giá trị nhỏ nhất của sự cản (ví dụ độ dẫn cực đại) có thể duy trì suốt cả ngày và
bốc hơi kiểm soát bởi các nhân tố khí tợng. Tuy nhiên, khi sự bốc hơi từ lá vợt quá
tốc độ cung cấp nớc để chúng đi qua hệ thống đất đến thân, thế năng nớc của lá tới
hạn đã đạt đợc, tại đó khí khổng bắt đầu khép lại, đó giới hạn sự mất nớc. Giá trị
tới hạn này phụ thuộc vào lịch sử loài thực vật và lá cây địa phơng. Ví dụ các lá cây
trên tán cây (canopy) có thể có giá trị thấp hơn, vì vậy các lá cây ở dới tán cây đóng
sớm hơn (Steveson và Shaw, 1971), ám chỉ cung cấp nớc u đãi đối với các lá mở ra
(
exposed
) trong tán cây trên (Federer, 1975). Sự cản khí khổng tăng lên trên giá trị
cực tiểu và sự thiếu nớc giảm bốc hơi thực tế dới mức độ giảm thế năng thông qua
cơ chế kiểm soát khí khổng. Chính xác khi sự cản khí khổng xuất hiện vẫn không rõ
nh khi Federer (1975) quan trắc, 'Đây là lớp câu hỏi về giá trị của trạng thái nớc
của đất đợc gọi là kiểm soát khí khổng. Nó đợc minh họa rất khó khăn mối quan hệ
tiêu biểu giữa khí tợng, thực vật và đất ảnh hởng lên sự bốc hơi.
Sự khác nhau của các thực nghiệm xuất hiện khá đa dạng. Công việc nghiên
cứu đã chỉ ra rằng kiểm soát khí khổng của bốc hơi trong các điều kiện đất ẩm. Ví dụ
Shepherd, 1972; MCNaughton và Black, 1973 đã cùng nghiên cứu sự bốc hơi xuất
hiện không làm giảm dới thế năng của nớc trong lá cây cho đến khi giá trị lợng
nớc của đất đạt đợc là rất nhỏ (Ví dụ Veihmeyer, 1972; Ritchie, 1973). Các thực
nghiệm nh loại này đã đợc Turner (1986) xem xét lại.
Với hệ đất-thực vật-khí quyển nhất định có đặc điểm do sự thay đổi lợng nớc
theo không gian và thời gian, điều này có lẽ cũng không quá ngạc nhiên rằng các loại
thực vật khác nhau, sinh trởng trong đất khác nhau và các điều kiện khí quyển
khác nhau, sẽ hạn chế sự bốc hơi tại các giá trị khác nhau của trạng thái nớc của
đất. Thực vậy, có thể đồng ý rằng đáng chú ý nhiều nhất là sự tơng tự của bốc thoát

hơi từ loài rừng khác nhau ở Châu Âu đợc Roberts chú ý (1983; 1999) và giải thích
các số hạng tơng tự có thể cả r
1-min
và cũng nh mối liên hệ giữa r
1
và độ ẩm khí
quyển. Hơn nữa, Robert đã gợi ý rằng cùng giá trị r
1-min
ở rừng Châu Âu có thể dẫn
111

đến các loài cây có liên quan đến khía cạnh di truyền đối với cùng điều kiện nớc của
đất.
Đây cũng là một cảm biến, ở đó sự hoà hợp của tính không đồng nhất phức tạp
của thế năng nớc và sự chặn giữ bề mặt của các lá riêng lẻ. Do vậy, sự bốc hơi từ tán
lá thực vật là tổng của sự bốc hơi mất từ tất cả các bề mặt lá riêng lẻ. Nếu
chỉ số
diện tích lá
L là diện tích bề mặt của tất cả các lá trên một đơn vị diện tích đất, và
nếu
1
r
là trung bình sự cản bề mặt lá thì toàn bộ sự cản bề mặt của tán lá r
c
(cũng có
thể gọi là sự cản của tán lá hay sự cản bề mặt trọng tải) có thể có liên quan nh sau:

L
r
r

c
1

(4.13)
Điều này đợc mô tả nh
kiểm soát toàn bộ vật lý của sự bốc thoát hơi
(Lee,
1980). Do loại trừ đối với lớp phủ thực vật tha thớt của chỉ số diện tích lá thờng lớn
hơn đơn vị, độ lớn sự cản khí khổng nói chung thấp hơn sự cản khí khổng lá. Nên chú
ý rằng, kỹ thuật thờng (ví dụ Szeicz, 1973) chia trung bình r
1
cho chỉ số diện tích lá
biểu diễn tổng quát. Nó không cho phép cấu trúc tán lá và sự tơng tác khí hậu nhỏ
giữa cac lá riêng lẻ, nh giảm bức xạ đến tán lá thấp hơn. Do vậy, mối liên hệ của
trung bình r
1
với r
c
là một
thiếu sót chính
trong hiểu biết (Federer, 1979).
Trong thực tiễn, L là khó tính toán, hay đo đạc của kiểm soát khí khổng và tán
lá và quy mô tán lá thờng không phụ thuộc vào r
1
(Kelliher, 1975). Hệ số r
1
có thể
đợc đa ra từ độ xốp trên các lá riêng lẻ, trong khi đó r
c
đối với các tán lá thờng

đợc đa ra bằng phơng trình Penman-Monteith (xem mục 4.6.2).
Đây là các kết quả nghiên cứu đợc xem xét trong các giai đoạn nghiên cứu
khác nhau đợc đa ra trong bảng 4.2.
Bảng 4.2 Thuật ngữ và biểu tợng cho số hạng cản khác nhau đối với hơi nớc di chuyển sử dụng trong kiểm
tra này. Chú ý rằng có sự mâu thuẫn lớn trong sử dụng các biểu tợng này: trong một số trờng hợp r
s
sử
dụng cho sự cản của tán lá, trong khi ở một nơi khác sử dụng cho sự cản khí khổng của lá. Trong thực tiễn có
sự khác nhau ít trong các giá trị của sự cản tán lá và sự cản bề mặt.
Sự cản Mô tả
Sự cản khí động lực, r
a

Khí khổng (hay sự cản bề
mặt) đối với các là riêng lẻ, r
1

Canopy (hay sự cản bề mặt
trọng tải), r
c

Sự cản bề mặt, r
s

Thay đổi theo độ cao thực vật và tốc
độ gió
Thu đợc từ porometry trên các lá
đơn lẻ

Thu đợc từ quy mô dới r

1
sử dụng
chỉ số diện tích lá.
Thu đợc bằng cách tính toán từ
phơng trình Penman-Monteith và sự hiểu
biết khí tợng. Bao gồm sự cản phi sinh lý
học (đất và litter). Do vậy, r
s
= r
c
+r
soil

Sự cản khí không liên tục thay đổi theo thời gian vì các nhân tố ảnh hởng, đặc
biệt là thay đổi cờng độ ánh sáng. Smith (1985) tím thấy rằng r
c
cho lúa mỳ làm ẩm
tốt đủ thay đổi theo chỉ số diện tích lá và độ hụt áp suất hơi nớc, nh đã chỉ ra trong
hình 4.5. Tơng tự, Stewart (1988) chia ra mô hình bán thực nghiệm liên hệ giữa r
c

và yếu tố khí tợng đối với rừng thông.
112

Cho nhiều mục đích khác nhau đây là các giá trị bốc thoát hơi nớc thực vật có
tính chất trung bình, cực đại, cực tiểu cho các thực vật trên thế giới đợc chỉ ra trong
bảng 4.3.
Kiểm soát rễ
Xem xét kiểm soát khí khổng trớc đây nhấn mạnh sự cần thiết của cung cấp
nớc cho đất-thực vật đầy đủ để các lá duy trì thế năng nớc của lá trên mực tới hạn.

Thực vậy, các nghiên cứu truyền thống của thực vật hớng tới nghiên cứu vai trò của
rễ cây nh tính ì, chìm đồng nhất trong nớc của đất, mặc dầu tính liên tục này đã
đợc đặt câu hỏi (Turner, 1986; Montieth, 1985).
Sự chú ý này có mục đích là dới một số trạng thái rễ đóng vai trò là cảm biến
đầu tiên của ứng suất nớc hơn là lá. Nó xuất hiện khi sự thiếu nớc đối với rễ cây có
thể do sự thay đổi trong sự thay trao đổi chất của rễ, cùng với sự tăng lên sản phẩm
axít abscisic và sự nhiễu loạn trong chuyển hóa nitrát. Nó có thể mang lại những tín
hiệu hóa sinh đến các lá thực vật ảnh hởng đến sự thay đổi quá trình quang hợp,
bao gồm sự giảm độ dẫn khí khổng và tốc độ quang hợp, không chú ý tới dòng thế
năng nớc của lá (Kramer và Boyer, 1995). Ngợc lại, chồi cây phát triển trong vùng
nớc đủ trong đất phụ thuộc vào nớc vào những ngày nắng và điều kiện này dờng
nh chắc chắn rằng rễ cây có thể trở thành sensor đầu tiên của nớc. Một số tranh
luận đối ngợc đã biểu diễn trong chuỗi cá bài báo của Kramer (1998), Passioura
(1988) và Schulze (1988).

Hình 4.5 Sự cản tán lá của màu mang thay đổi đáng kể chỉ số diện tích lá và dộ hụt áp suất hơi nớc
(Smith, 1985)
Các thực vật lấy nớc từ suốt thời gian khô hạn dẫn đến làm giảm nớc của đất
113

xung quanh rễ và dẫn đến làm giảm tính dẫn của đất và sẽ tăng đáng kể sự cản đối
với dòng chất lỏng. Quy mô và hiệu qủa của hệ thống rễ giúp xác định tổng lợng
nớc có sẵn bao phủ thực vật và giảm nhanh trong điều kiện khô, tốc độ bốc hơi thực
giảm dới tốc độ giảm thế năng của hơi nớc trong lá cây (xem mục 4.6.1).
Bảng 4.3 Giá trị cực đại trung bình của độ dẫn khí khổng (mms
-1
). (Các giá trị từ Kelliher, 1975).
Loại thực vật Lá đơn lẻ, g
max

Tải trọng thực vật,
G
max

Cỏ ôn đới
Ngũ cốc
Cây có quả hình
nón
Thực vật phù du
Rừng nhiệt đới
Cây bạch đàn
8
11
5.7
4.6
6.1
5.3
7
32.5
21.2
20.7
13
17
Rễ thực vật hấp thụ nớc theo gradient của thế năng nớc giảm trong đất đến
rễ và sự xuất hiện này trở thành hai cơ chế của sự hấp thụ (Kramer và Boyer, 1995).
Sự bốc hơi thực vật bay hơi nhanh từ lỗ hổng của lá làm giảm thế năng nớc trong lá
đợc hút từ thân cây thực vật dẫn đến làm giảm thế năng của lá và di chuyển nớc
vào rễ. Ngợc lại, thực vật bốc hơi chậm gây ra hiện tợng thấm do áp suất trong các
lỗ hổng nhỏ trong thân cây. Đây có thể do dòng đi vào của nớc từ đất và có thể đa
đến áp suất dơng làm cho nớc có thể rỉ ra từ các vết sứt của cây.

Xem xét độ sâu của rễ gợi lên rằng một khu rừng sẽ bốc hơi nhiều hơn đồng cỏ
bởi toàn bộ cây cỏ rễ sâu hơn cỏ. Tuy nhiên, mối liên hệ giữa mật độ rễ và nớc hấp
thụ không đơn giản nh thế này. Từ cánh đồng thí nghiệm (ví dụ McGowan, 1984;
McGowan và Tzimas, 1985) đã chỉ ra rằng nớc của đất đợc lấy từ rễ của cây trồng
không chỉ phụ thuộc vào sự phát triển rễ và thế năng nớc của đất, mà còn phụ thuộc
vào sự khác nhau của thế năng có thể phát triển giữa đất và rễ.
Số đo từ thí nghiệm trong suốt và sau thời kỳ hạn hán lớn ở Anh của năm
1975-1976 trên ba vụ liên tục của cây mỳ mùa đông phát triển ở một cánh đồng nh
nhau chỉ ra rằng cây trồng với hệ rễ lớn nhất, quả thực có một hệ rễ lớn khác thờng,
sinh trởng trong năm hạn hán thứ hai, 1976, có đủ khả năng hút nớc của đất và vì
vậy làm đất khô trong mùa vụ 1975 và 1977. Số liệu thế năng nớc của thực vật chỉ
ra rằng sự khô hạn nớc trong đất kết hợp với sự thiếu khả năng để điều chỉnh sự
thấm lọc đáng kể, dẫn đến sự mất nớc sớm của sức trơng lá và khép kín khí khổng
(McGowan, 1984). Sự điều chỉnh thẩm thấu rất quan trọng vì nó xác định hiệu quả
của nớc đợc thực vật sử dụng và đợc nói rất rõ trong kết quả của ngời đi tiên
phong nghiên cứu vấn đề này là Hsaio (1976) và Turner (Begg và Turner, 1976; Joné
và Turner, 1978). Sự hút do rễ có thể liên hệ rõ hơn với thế năng của nớc trong ống
nhỏ của thân cây, rễ cây cực tiểu.
4.4.4 Các nhân tố đất
Các cố giắng rất lớn để tìm ra mối liên hệ sự bốc hơi thực vật từ trạng thái
nớc của đất. Tuy nhiên, điều này sẽ rõ hơn, các điều kiện nớc của đất ảnh hởng
bởi bốc hơi từ các bề mặt thực vật gần nh liên kết với kiểm soát thực vật sử dụng
nớc qua khí khổng và hệ thống rễ mà điều này rất khó để phân loại chúng. Ngợc
114

lại, tơng quan giữa thế năng nớc của đất và bốc hơi thờng đợc khảo sát tỉ mỷ
thông qua môi trờng của các đờng cong khô biểu diễn tỷ lệ lợng thoát hơi và
không nhấn mạnh lợng thoát hơi đối với thực vật trong các điều kiện giảm nớc có
sẵn (hình 4.6). Biểu diễn một hộp đen thay thế cho hiểu biết chi tiết của mối liên hệ
phức tạp dất-thực vật-nớc và cần thiết kết hợp với thí nghiệm giả để kiểm tra khí

động lực và sự cản sinh lý đối với vận chuyển nớc liên tục hệ đất-thực vật-khí quyển.

Mặt dù, các giới hạn rất rộng của chúng, các đờng cong khô có đủ khả năng
thuận lợi để tạo ra sự hiểu biết, đo đạc và mô hình hóa bốc hơi từ lớp phủ thực vật và
các kết quả này đợc thiết lập từ các kỹ thuật nghiệp vụ cơ bản cho ớc tính bốc hơi
thực tế (xem mục 4.6.3).
Đây là một vấn đề đã đợc tranh luận trên phạm vi chung trong việc xác định
hàm lợng nớc của đất - từ giới hạn trên của nớc giữ lại ở sức chứa của cánh đồng
sau đó tháo nớc ban đầu hết đối với nớc d giữ lại ở điểm khô héo (cũng xem mục
6.3).
Sự bốc thoát hơi nớc hiệu quả của các thực vật là chủ đề đã đợc thảo luận
nhiều và hình 4.6 chỉ ra sự thay đổi của mối quan hệ giữa hệ số thoát hơi nớc và độ
ẩm đất. Tại một điểm cực trị (đờng A) đã đợc xét sự bốc thoát hơi liên tục ở một tốc
độ cực đai cho đến khi nớc có sẵn trong đất để thực vật có thể chịu đựng đợc giảm
dới một mực tới hạn (điểm khô héo) khi rễ cây ngừng hấp thụ nớc (ví dụ
Velhmeyer, 1972; Velhmeyer vf Hendrickson, 1955). Giới hạn của điểm làm cho cây
héo này thay đổi khá rộng và phụ thuộc vào sự lan tỏa của bộ rễ trong đất. Tại nhiều
cực trị khác của điểm làm héo cây chỉ rõ sự bốc hơi giảm phụ thuộc vào độ ẩm đất
(đờng B), trớc khí tầng khô héo đợc nghiên cứu, bởi vì độ dẫn nớc của đất sẽ
giảm hàm lợng nớc của đất (xem mục 6.4) (ví dụ Thornthwite và Mather, 1955).

Hình 4.6 Vài hình dạng có thể của sự thay đổi tỉ số thoát hơi thực tế để không nhấn mạnh sự thoát hơi
đối với thực vật nh nớc có sẵn trong đất là giảm từ sức chứa cánh đồng (FC) đến điểm khô héo (WP).
Xem nguyên văn cho chi tiết
115

Giữa hai mô hình này (đờn A và B) cực trị này có một vài mô hình trung gian,
một mô hình đợc biết tốt nhất đợc Penman (1994) đa ra là không thay đổi rễ
(đờng C). Điều này có thể đợc mô tả khi độ hụt ẩm đất cực đại dới sức chứa cánh
đồng (xem mục 6.3.4) có thể xây dựng đợc việc kiểm tra bốc hơi. Đây là giả thuyết cơ

bản bởi vì toàn bộ nớc vận chuyển tơng đối chậm qua đất, dễ dàng lợng ẩm hiệu
quả ảnh hởng hạn chế đến nớc trong vùng lân cận của hệ thống rễ (Pearl, 1954).
Do vậy và nó sẽ là giới hạn độ sâu của đất mà bộ rễ phát triển tới. Penman chỉ ra
hằng số rễ phụ thuộc lớn vào độ sâu rễ và vì vậy trở thành đặc tính đầu tiên của thực
vật (Penman, 1963). Giá trị độ sâu bộ rễ cho cỏ đợc Penman ớc tính giữa khoảng 70
và 120mm, 250-300mm hay hơn cho một số cây khác. Trên thực tế, hằng số rễ do
Penman tìm ra thậm chí đúng cho các loài tơng tự sinh trởng trên cùng loại đất và
không đúng cho những cây khác có thể thay đổi từ năm này sang năm khác.
Ngày nay, mô hình đơn giản này đã đợc xem xét trong sự hiểu biết tốt hơn
của chúng ta về sinh lý học của mối quan hệ thực vật-nớc và đã có những ớc tính
phù hợp.
4.5 Thành phần bốc hơi từ lớp phủ thực vật
Các thành phần riêng của bốc hơi tổng cộng từ lớp phủ thực vật, ví dụ bốc hơi
từ đất trống, bốc thoát hơi từ thực vật và bốc hơi nớc thay bằng bề mặt thực vật, đã
từng đợc mô tả và đã đợc mô tả trong các chơng trớc. Mặc dầu mối liên hệ các
thành phần bốc hơi chủ yếu này đã đợc mô tả tuy vậy vẫn tồn tại câu hỏi: "Thành
phần bốc hơi nào là quan trọng?" Để trả lời câu hỏi này cần tìm hiểu các điều kiện
địa phơng. Trong vùng thực vật bao phủ là dày và các thành phần bốc hơi liên tục
thì câu trả lời là ít quan trọng. Phổ biến hơn, ở nơi khác câu trả lời phụ thuộc vào ẩm
có sẵn của quá trình bốc hơi, cụ thể bốc hơi từ một lớp phủ thực vật độ ẩm đất và tính
không ẩm của đất và các điều kiện khác.
Đầu tiên, cần thiết chỉ ra sự cản mà ngăn cản dòng bốc hơi.
4.5.1 Sự cản thông lợng hơi nớc.
Có hai sự cản chủ yếu đối với sự bốc hơi từ thực vật: khí động lực (kiểm soát
interception) và khí khổng (kiểm soát sự bốc thoát hơi).
Độ gồ ghề khí động lực của thực vật ảnh hởng đến vai trò của quá trình rối và
phân tán trong bốc hơi. Nó thờng biến đổi giữa khoảng 10m đến 100ms
-1
, và chỉ có
phụ thuộc vào đặc tính vật lý của lớp phủ thực vật. Độ cao thực vật sẽ đóng vai trò rõ

khi hệ số trao đổi rối tăng lên do một nhân tố của hai nhân tố trên thay đổi theo độ
cao thực vật có độ cao khoảng 2 hoặc 3cm đến 10cm, hay gấp đôi độ cao thực vật 90cm
(Rijtema, 1968). Tơng tự, sự cản khí động lực đối với cây có độ lớn ít hơn đối với cỏ,
bởi vì cây không chỉ cao mà yếu tố khác đại diện cho một bề mặt gồ ghề tơng đối đối
với gió và có hiểu quả hơn để phát sinh tác động đối lu xoáy trong hầu hết các điều
kiện khí tợng ảnh hởng đến cơ chế chính của vận chuyển hơi nớc thẳng đứng
(Calder, 1979).
Bảng 4.4 Giá trị đặc trng của sự cản khí động lực và sự cản khí khổng (sm
-1
). (Số liệu từ Szeicz, 1969;
Kelliher, 1995; Miranda, 1984; Oke, 1987; Hall, 1987)

Sự cản khí động
lực, r
a

Sự cản khí
khổng, r
l

Sự cản
canopy, r
c

116

Nớc
ngoài trời
Cỏ
Đất

trồng
Thực vật
Rừng
125
50-70
30-60
20-80
5-10
0
100-400
100-500
200-600
200-700
0
40-70
50-100
60-100
80-150
Hơi nớc phân tán qua khí khổng lá vào khí quyển tơng ứng với các biến khí
tợng (năng lợng có sẵn, độ hụt hơi nuớc và tốc độ gió), và một phần phụ thuộc vào
loại thực vật (độ dẫn khí khổng và đặc điểm cấu trúc của tán lá ảnh hởng độ dẫn khí
động học). Sự cản khí khổng hay bề mặt là quan trọng chính trong quá trình bốc hơi
bởi vì nó luôn có biên độ lớn hơn sự cản khí động lực, thông thờng thay đổi giữa 100
và 1000sm
-1
(Lee, 1980).
Bảng 4.4 chỉ ra các giá trị đặc trng của sự cản khí động học và sự cản khí
khổng và minh họa sự cản khí động học lớn hơn trên bề mặt nhẵn (nớc, mùa vụ
ngắn) hơn là trên bề mặt cao, thực vật gồ ghề hơn. Ngợc lại, độ lớn sự cản khí khổng
là lớn hơn đối với rừng hơn là đối vói thực vật thấp.

Hình 4.7 minh họa các thành phần bốc thoát hơi từ thực vật và cờng độ của
bốc hơi trong số hạng sự cản khí động lực và sự cản bề mặt của lớp phủ thực vật khác
nhau. Nó chỉ ra tính toán các tốc độ bốc hơi đối với điều kiện khí tợng điểm hình vào
một ngày mùa hè lạnh ở Anh (ví dụ, bức xại thuần = 00Wm
-2
; độ hụt ẩm 0.5KPa;
nhiệt độ không khí =10
0
C ). Tốc độ bốc hơi từ cỏ và cây tùng bách là tơng tự với các
điều kiện khô (ví dụ, interception) nhng khi lá ẩm thì tốc độ bốc hơi khác đáng kể,
tăng lên bởi 5-15 đối với cây nhng chỉ 1.5 đối với cỏ (Cander, 1979).
Sự khuyếch tán rối phụ thuộc vào cả tốc độ gió và độ gồ ghề bề mặt, do vậy r
a

có quan hệ nghịch đảo đối với tốc độ gió trong cách dự báo, đã chỉ ra ví dụ nh đờng
lý thuyết trong hình 4.8. Số liệu quan trắc tại Wallingford và Balquhidder cũng chỉ ra
trong toán đồ xác định lại quan hệ trên là nghịch đảo giữa r
a
và tốc độ gió và thực tế
đã chỉ ra đây không đa đến dạng dự báo bằng lý thuyết về tính phân lớp khuyếch
tán rối. Hall (1987) đã trích dẫn một vài nghiên cứu kết hợp với Finnigan (1979),
Demmead (1984) và Grant (1986) đã chỉ ra rằng rối quy mô lớn trong dạng gió giật
mạnh không liên tục là cơ chế chính trong vận chuyển hơi nớc và làm yếu mối quan
hệ phân loại dự báo giữa r
a
và tốc độ gió trung bình.
117


Hình 4.7 Tính toán tốc độ bốc hơi (mmh

-1
) đối với cỏ và rừng tùng bách, khi hàm của khí động lực (r
a
)
và sự cản bề mặt (r
s
) đối với điều kiện ngày mùa hè lạnh điển hình ở Anh (dựa vào biểu đồ gốc của
Calder, 1979)
4.5.2 Sự ngăn chặn và sự bốc thoát hơi
Đây là một vài thừa nhận chung đối với độ cao và sự bốc hơi thực vật ẩm của
nớc bị chặn giữ sẽ có tốc độ cao hơn bốc thoát hơi bằng khuyếch tán khí khổng. Ví dụ
thành phần đợc giữ lại chiếm u thế trong bốc hơi tổng cộng. Hơn nữa, nó giống nh
sự bốc hơi của nớc chặn giữ có liên quan quan trọng hơn tại bề mặt ẩm do ma xuất
hiện chính vào ban đêm hơn là ban ngày (Pearce, 1980). Thậm chí trong những vùng
ma lớn, các bề mặt thực vật thờng khô hơn bề mặt ẩm ớt và mối quan hệ quan
trọng của thành phần chặn giữ và thành phần bốc thoát hơi trong một chu kỳ một
năm sẽ phản ánh mối quan hệ giữa các điều kiện thực vật ẩm ớt và khô giống nh
sự tơng tác của cấu tợng đất (associated soil), thực vật và các điều kiện khí quyển.
Ví dụ, Shuttleworth (1988a) đã báo cáo rằng, trong một vùng của rừng nhiệt đới
Amazonia
, bốc hơi trung bình trên một năm bằng 5% bốc hơi khả năng lợng nớc bị
giữ. Tuy nhiên, bốc hơi trung bình tháng ẩm vợt quá bốc hơi thế năng đợc tính toán
bằng khoảng 10% và vùng đầm lầy đợc ớc tính bằng tỉ lệ nhỏ nhất trong các tháng
khô.
118


Hình 4.8 Quan hệ lý thuyết và quan trắc giũa sức cản khí động lực và tốc độ gió trung bình (dựa vào
biểu đồ gốc của Hall, 1987)
Không ngạc nhiên rằng dấu hiệu thay đổi lớn thậm chí với những vùng rất

nhỏ địa hình và đa đến kết luận quác trình bốc hơi rất phức tạp. Bảng 4.5 chứng
minh tầm quan trọng của loại khí hậu và loại thực vật vào cân bằng giữa thành phần
chặn giữ và thành phần bốc thoát hơi của tổng bốc hơi hành năm
Bảng 4.5: So sánh ma hàng năm (P), chặn giữ nớc (I) và bốc thoát hơi (T) đối với các vùng khí hậu
khác nhau và đặc điểm thực vật khác nhau. Tổng lợng hàng năm đợc làm tròn gần đến 10mm. (Dựa
vào số liệu của Calder, 1976; Calder, Hall và Adlard, 1992; Hall, 1987; Hall và Harding, 1993; Law, 1958;
Shuttleworth, 1988a)
Đất trồng P(mm) I(mm) T(mm) 1/T
UK cây có quả
hình nón:
Balquhidder
Plynlimon
Stocks
Thetford
Cây thạch nam
Cỏ
Rừng nhiệt đới
Cây khuynh diệp

2500
1820
980
600
2500
2500
2640
700

710
520

370
210
350
200
330
80

280
310
340
350
170
160
990
1000

2.5
1.7
1.1
0.6
2.1
1.3
0.3
0.1
Ví dụ, đối với diện tích rừng tùng bách ở Anh, sự chặn giữ nớc (
I
) lớn hơn
nhiều so với bốc thoát hơi (T) đối với vùng ma hàng năm cao nh Plynlimon ở miền
trung xứ Wales, nguợc lại đối với vùng ma thấp nh Thetford ở phía đông nớc Anh,
sự bốc thoát hơi lại lớn hơn lợng giữ nớc. Sự khác nhau này không có nguyên nhân

rõ ràng phụ thuộc vào tổng lợng ma. So sánh các kết quả ở rừng nhiệt đới
Amazon

đã chỉ ra tầm quan trong của chế độ ma, cuờng độ đối lu bão, loại thực vật. Sự khác
nhau là do loại thực vật đợc chỉ ra đối với đất trồng Balquhidder rất ẩm ở phía bắc
Scotland.
ở
đây sự mất nớc chặn giữ của cây thạch nam gấp hai lần cỏ, nhng vẫn
thấp hơn nhiều so với rừng. Cuối cùng, đa ra kết quả nghiên cứu cho rừng