朔州市水面蒸發量特徵分析

1. 有人知道朔州的前景嗎

山西是煤礦大省，朔州也是依靠煤礦發展，這種單一經濟發展模式如果不改變，等過了它的黃金期也就只能走向沒落。生活環境你也應該能想到，很乾燥，煤灰，粉塵比較多。朔州屬溫帶大陸性季風氣候，根據山西氣候區劃方案，屬晉北溫帶寒冷半乾旱氣候區。

朔州市

主要特徵是四季分明。春季雨雪少，風沙大，蒸發量大，經常出現乾旱天氣；夏季雨量集中，間有大雨、暴雨、冰雹等；秋季雨水少，早晚涼爽，中午炎熱；冬季風多雪少，氣候寒冷。朔州境內氣溫水平分布的規律是由東南向西北遞減。年平均氣溫一般為3.6℃～7.3℃左右。1月份最冷，平均氣溫為一14.9℃～一9.4℃，極端最低氣溫一40.4℃（1971年1月21日）。從3月到5月，每個月氣溫平均升高8℃左右。7月份為最熱，平均氣溫為19.4℃～22.3℃，最高氣溫可達38.3℃（1961年6月10日）。秋季每個月氣溫平均下降7℃左右，一日之內最高氣溫多出現在下干1時至2時，最低氣溫多出現在日出之前。朔州地處黃土高原，日照充足。全年日照時數為2600小時～3100小時，年日照率為63%～65%。各月日照數以5月份和6月份最多，月平均281.9小時～284.2小時；11月～12月最少，月平均191.1小時～198.2小時。一日中，日照時數1月～2月和11月～12月每天平均6小時，3月和9月～10月每天平均7小時，4月和7月～8月每天平均8小時，5月～6月每天平均9小時。
全市多年平均（1956年～1984年）降雨量為421.2毫米，最大年降雨量為806.7毫米（1964年），最小年降雨量為193毫米（1965年）。受南太平洋及西印度洋暖濕氣流和西伯利亞冷空氣的影響，降水量在時空上分布極不均勻，一般是70%的水量集中在每年的6月～9月。按季分配，春季3月～5月降水量約佔全年的8%，夏季6月～8月約佔65%，秋季9月～11月約佔19%，冬季12月份至次年2月份約佔7%。降水量在不同的地貌單元上分布也不一樣，自西南山區向東部盆地逐漸遞減，山丘降水量相對較大，多年平均在450毫米左右，平原區在400毫米左右。朔州乾旱頻繁，僅中華人民共和國成立以來出現春旱夏旱或春夏連旱的就有20多年，差不多每兩年就出現一個旱年。
高等教育
朔州高等師范專科學校（現山西大同大學朔州師范分校）
朔州職業技術學院
山西廣播電視大學朔州分校
中北大學朔州電力學院
基礎教育
朔城區一中（全國，省示範重點高中）
朔州市一中（重點高中）
朔州市二中（省重點高中）
朔州市三中（原鐵路中學）
朔州市四中（原平朔中學）（重點高，初中）
朔州市五中（原神電中學）
朔州市六中（原電建中學）
朔城區二中
朔城區三中
朔城區四中
朔城區五中（重點初中）
朔城區六中
朔城區七中（重點初中）
朔城區八中
朔城區九中（在建）
李林中學（省示範高中）
應縣一中（重點中學）
山陰一中（市重點中學）
開發區實驗中學（飛翔學校）
朔州市實驗學校
朔州市佔義學校
朔州市旭日學校
朔州市民福中學
我女朋友是朔州的，教育應該比較好吧 氣候不太好

2. 水文地質參數變化

一、太原盆地水文地質參數計算

水文地質參數的選取直接影響著地下水資源計算量的大小和可信度，研究水文地質參數具有十分重要的意義。本次相關的水文地質參數主要有降水入滲補給地下水系數（α）、潛水蒸發極限深度（L）、蒸發強度（ε）、灌溉回滲地下水系數（β）、疏干給水度（μ）、導水系數（T）、彈性儲水系數（s）、滲透系數（K）、河流滲漏補給系數、渠系滲漏補給系數等。

（一）降水入滲補給地下水系數（α）

影響降水對地下水的補給量的因素很多，主要有地形、包氣帶岩性及結構、地下水位埋深、降水特徵及土壤前期含水量等。

降水入滲補給系數為降水入滲補給地下水量與降水量之比值。年降水入滲補給系數為年內所有場次降水對地下水入滲補給量總和與年降水總量的比值，其表達式為:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:α年是年降水入滲補給系數；pri是場次降水入滲補給量，mm；P是年降水量，mm；n是年降水場次數。

用長期動態觀測孔求取年降水入滲系數的計算方法:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:_μ∑Δh_次是年內各次降水入滲補給地下水量之和；P_年是年降水量；Δh_次是某次降水引起的地下水位升幅值。

根據動態資料分析計算，在前人試驗的基礎上，綜合考慮各方面的因素，給出盆地區降水入滲補給地下水系數（詳見第四章）。

（二）地下水蒸發極限深度（L）、蒸發強度（ε）

蒸發極限深度就是指淺層水停止蒸發或蒸發量相當微弱時，淺層水位埋深值。蒸發強度就是在極限蒸發深度以上，單位時間淺層水的蒸發量。

影響地下水蒸發的主要因素是地下水位埋深、包氣帶岩性和水面蒸發強度等。

理論上，當水位埋深處於蒸發極限深度時，地下水在無補給、無開採的條件下，動態曲線近於平直。

地下水蒸發極限深度（L）

蒸發極限深度通常採用迭代法、試演算法和經驗公式計算（L），公式如下:

迭代法:

試演算法:

經驗公式法:

式中:ΔT₁、ΔT₂為計算時段，d；H₁、H₂、H₃為時段內水位埋深，m；Z₁、Z₂為時段內水面蒸發強度，m/d；

經計算，太原盆地孔隙水區不同岩性的蒸發極限深度依包氣帶岩性不同分別為:亞砂、亞粘土互層為3.5m，亞砂土為4.0m，粉細砂、亞砂土互層為4.5m。

地下水蒸發強度

計算公式:

式中:Z₀是液面蒸發強度，mm/d；ΔH是淺層水降落間段的平均水位埋深，mm；Z是蒸發強度，mm/d。

由本區淺層水水位埋深圖（詳見第四章）可看出，水位埋深小於4m的區域在北部太原市和南部平遙、介休一帶，根據上式計算太原、平遙、介休等地的地下水蒸發強度見表3-1。

表3-1 太原盆地孔隙水區地下水蒸發強度

（三）灌溉回滲地下水系數（β）

是指田間灌溉補給地下水的量與灌溉總量的比值。影響灌溉回滲系數和因素主要有岩性、水位埋深、土壤含水率、灌溉定額等多種。

計算公式:

式中:μ是給水度；Δh是由灌溉引起的地下水位平均升高值，m；Q是灌溉水量，m³；F是面積，m²。

本次工作在盆地太原市小店區郜村、汾陽市賈家莊鎮東馬寨村和榆次市楊盤等3個地方布置了3組灌溉入滲試驗，地表岩性郜村為粉質粘土、東馬寨上部為粉質粘土，下部為粉土，楊盤為粉土，化驗室給水度試驗結果分別為0.195、0.11、0.143。郜村在37m×37m的面積上布置10眼觀測孔，水位埋深1.2～1.3m，累計灌溉水量160m³，10個孔平均水位上升值為0.1912m，根據上式計算得灌溉入滲地下水系數為0.32；東馬寨村水位埋深1.95～2.44m，在26m×26m的面積上布置10眼觀測孔，灌溉水量60m³，觀測孔平均水位上升值為0.465m，計算得灌溉入滲地下水系數為0.58；楊盤布3個觀測孔，水位埋深5.76～6.01m，灌溉面積100m²，灌溉水量100m³，平均水位上升高度為0.27m，計算得灌溉入滲系數為0.039。

從以上試驗數據可以看出，不同水位埋深、不同岩性地區灌溉入滲系數有很大區別。綜合考慮各種因素，灌溉回滲地下水系數選用值見表3-2。

表3-2 灌溉回滲地下水系數

（四）彈性貯水系數S、導水系數T、給水度μ、滲透系數K

盆地區大部分地區都進行過1∶5萬比例尺的農田供水水文地質勘查，做過大量單孔和多孔抽水試驗，本次在文水文倚、汾陽等5地分別作了5組抽水試驗，用非穩定流公式，降深-時間半對數法計算結果如下:文倚導水系數T＝1983.59～2181.95m²/d，滲透系數K＝32.19～35.4m/d，彈性貯水系數S＝1.79×10^-3；汾陽縣賈家莊鎮東馬寨村抽水試驗求得導水系數T＝325.84～376.5m²/d，滲透系數K＝5.65～6.53m/d。結合以往本區的工作成果，給出太原盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水水文地質參數，詳見參數分區圖3-13和參數分區表3-3。

表3-3 太原盆地中深層孔隙承壓水及淺層孔隙潛水參數分區

圖3-13 太原盆地參數計算分區圖

二、大同盆地水文地質參數計算

由本區淺層水2004年水位埋深圖可看出，水位埋深小於4m的區域主要分布於盆地中部沖積平原區，盆地南部懷仁、山陰、應縣、朔州分布面積較大。根據計算和以往試驗資料，本區蒸發強度確定值見下表（表3-4）。

表3-4 大同盆地孔隙水區地下水蒸發強度

據「山西省雁同小經濟區水資源評價、供需平衡研究報告」中搜集的本區灌溉回滲試驗數據取得不同水位埋深、不同岩性、不同灌溉定額的灌溉回滲系數，灌溉回滲系數選定值見表3-5。

盆地區大部分地區都進行過1/5萬比例尺的農田供水水文地質勘查，做過大量單孔和多孔抽水試驗。本次工作搜集本區以往抽水試驗孔117個，本次在大同縣黨留庄鄉、懷仁縣金沙灘鎮、懷仁縣新發村、懷仁縣榆林村、山陰縣張庄鄉、朔州市城區沙塄鄉等6地分別作了6組抽水試驗，採用AquiferTest計算程序，非穩定流方法計算，本次抽水孔具體情況和計算結果見表3-6和表3-7 。

表3-5 灌溉回滲地下水系數

表3-6 大同盆地本次抽水試驗數據統計

表3-7 大同盆地本次抽水試驗計算成果表

結合以往本區的工作成果，給出大同盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水水文地質參數，詳見參數分區圖3-14、圖3-15和參數分區表3-8、表3-9 。

圖3-14 大同盆地降水入滲系數分區圖

圖3-15 大同盆地淺層、中深層孔隙水參數分區圖

表3-8 大同盆地淺層孔隙潛水參數分區表

續表

表3-9 大同盆地中深層孔隙承壓水參數分區

三、忻州盆地

忻州盆地地下水資源較為豐富，開采條件優越，20世紀70年代之前地下水開采規模較小；70年代初至80年代末隨著農業灌溉的普及，工業生產的發展和城市規模的擴大，地下水開采量迅速增加。開采對象以淺層水為主，造成淺層水水位普遍有所下降（但下降幅度不大）。從20世紀90年代至今，雖然地下水開采量具有逐年增大的趨勢，但增加幅度較小，且中層井數量逐漸增多，形成了淺層水、中層水混合開採的新模式，地下水位總體處於動態平衡狀態。受地下水人工開採的影響，降水入滲系數及導水系數等水文地質參數發生了一定程度的變化。

區內降水入滲系數的變化除了與年降水量及降水特徵有關外，主要與淺層地下水位埋深關系較為密切。已有資料表明，在山前傾斜平原區，淺層水位埋深一般大於7m，因水位下降使降水入滲系數發生了不同程度的減小。在沖積平原區淺層水位埋深一般小於7m，水位下降的結果引起了降水入滲系數有所增大。不同地貌單元降水入滲系數的變化見第五章。

從20世紀70年代以來，區內含水層的導水系數發生了較為明顯的減小，主要體現在因淺層地下水位下降，使淺層含水層上部處於疏干狀態，含水層厚度減小，直接導到導水系數減小。因淺層水水位下降幅度不同，導水系數減小的程度也存在差異，從本次地下水側向補給量計算斷面附近的井孔資料分析，含水層厚度一般減小了3～6m，導水系數由70年代中期的60～250m²/d，減少到目前的50～200m²/d左右。

忻州盆地給水度根據不同地貌單元含水層岩性、分選性及富水性綜合確定見表3-10及圖3-16 。

表3-10 忻州盆地淺層含水層給水度分區

圖3-16 忻州盆地給水度分區圖

四、臨汾盆地

經過搜集以往資料，調查和計算確定臨汾盆地降水入滲系數見表3-11。臨汾盆地滲透系數及給水度分區見圖3-17，表3-12。

表3-11 臨汾盆地平原區降水入滲系數統計

圖3-17 研究區滲透系數及給水度分區圖

表3-12 臨汾盆地參數分區表

五、運城盆地

運城盆地地下水長觀網建站年代較遠，積累了大量的地下水位監測資料，且經過多次的地質、水文地質勘察、地下水資源評價工作，取得了大量的降水入滲值，參考前人綜合成果，結合目前包氣帶岩性、地下水位埋深，給出運城盆地降水入滲補給系數，見表3-13。

表3-13 運城盆地平原區降水入滲系數統計

渠系有效利用系數除受岩性、地下水埋深影響外，還與渠道襯砌程度有關。修正系數r為實際入滲補給地下水量與渠系損失水量Q_損的比值，是反映渠道在輸水過程中消耗於濕潤土壤和侵潤帶蒸散損失量的一個參數，它受渠道輸水時間、渠床土質及有無襯砌、地下水埋深等因素的影響。一般通過渠道放水試驗獲得。本次評價主要參考運城市水利局相關試驗成果，見表3-14。

表3-14 運城盆地萬畝以上灌區η、r、m值統計

灌溉回歸補給系數β值與岩性、植被、地下水埋深及灌溉定額有關，一般通過灌溉入滲試驗求得，本次評價主要參照運城市水利部門資料綜合確定，詳見表3-15。

表3-15 運城盆地灌溉回歸系數β取值

河道滲漏補給系數是河道滲漏補給地下水量與河道來水量的比值。其值大小與河床下墊面岩性、流量、地下水位埋深及滲漏段長度有關。運城盆地沿中條山前發育數條季節性河流，河床下墊面主要為砂卵礫石，當洪雨季節，地表河床水位遠高於地下水位，為地表水的入滲造就了十分便利的條件。根據河道滲漏資料，可建立如下數學模型:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:m_河是河道滲漏補給系數；A是計算系數，A＝（1-λ）×（1-φ）^L，φ是單位千米損失率；L是河道滲漏長，km，Q徑是河道來水量，m³/s。

據運城市水利部門研究成果，A值約為0.090。

含水層的滲透系數主要由野外抽水試驗通過穩定流及非穩定流計算公式求得，各勘探部門在運城盆地先後進行過各種勘察，進行了大量的抽水試驗工作，積累了豐富的資料，參考本次抽水試驗成果對以往參數進行了修正，取值結果見表3-16 。

表3-16 運城盆地鬆散岩類K值選定表

降雨入滲補給系數在同岩性、同降雨量情況下，隨地下水位埋深的增大，降雨入滲補給系數會達到一個最大值之後趨於減少或變為常數。運城盆地北部的峨嵋台塬及聞喜北塬，其地下水位埋藏深，地表主要以黃土類為主，降水入滲主要依靠黃土垂直節理裂隙及「流海縫」以「活塞式」注入地下，多年來其降水入滲系數基本為常量，經用動態分析法計算其降水入滲系數在0.108～0.11間；在盆地中部的沖湖積平原區，其地表岩性主要以Qp₃＋Qh沖湖積相的亞砂土、亞粘土、粉細砂為主，由於開采強烈，區域水位嚴重下降，地表數米至幾十米內均為飽氣帶，為降水入滲准備了調蓄空間，加強了降水向地下水的轉化。根據盆地地下水長觀孔資料及次降雨資料，計算出盆地沖湖積平原地帶，降水入滲系數在0.1～0.162之間，總體上上游大於下游。而在東部及南部的山前傾斜平原區，地下水位埋深一般大於5m、乃至幾十米，地表岩性大多為亞砂土及亞粘土，尤其是在一些溝口附近，從地表往下幾十米范圍內為干砂卵礫石，一般降雨基本上不產生地表徑流，這無疑加大了降水的轉化。據相關資料計算，降水入滲系數高達0.21～0.30。因過去所做的工作不系統，沒有對降雨入滲系數進行系統分類，不便比較，但根據運城盆地飽氣帶岩性、地下水變動情況，除峨嵋台塬及黃土丘陵區變化不大外，其他地區降雨入滲系數無疑有增大趨勢。

盆地內抽水井的含水層，大多為數個含水層混合開采。現根據本次抽水計算值，對歷次研究成果中的K值加以修正，得出運城盆地各個地貌單元的滲透系數。總體來說，黃河岸邊低階地區K值最大為11.3～14.6m/d，中條山山前傾斜平原次之，為5.45～6.12m/d，最次為聞喜北垣K＝1.10m/d左右。

根據地貌單元、含水層岩性、地下水水力特徵及各參數特徵，將運城盆地劃分為10個參數分區，見表3-17及圖3-18。

表3-17 運城盆地水文地質參數分區

六、長治盆地

根據水文地質條件，長治盆地參數分區見圖3-19，表3-18 。

圖3-18 運城盆地水文地質參數分區表

圖3-19 長治盆地參數分區圖

表3-18 長治盆地淺層孔隙潛水參數分區

（一）降水入滲補給系數變化

根據《太原市地下水資源評價報告》研究成果，盆地區亞砂土、極細砂、細砂的降水入滲系數隨著地下水位埋深的增大而增大，當水位埋深超過一定值以後，降水入滲系數開始趨於穩定；降水量越大，降水入滲系數在相同的岩性和地下水位埋深條件下也越大。對於亞砂土、極細砂、細砂在相同水位埋深和降水情況下，細砂的降水入滲系數>極細砂的>亞砂土的。總體來說，顆粒越粗，降水入滲系數也越大。

α隨降水量的變化，非飽和帶在降水入滲補給地下水過程中起調節作用，降水入滲補給過程要滯後於降水過程，其滯後時間的長短、特徵與非飽和帶的重力水蓄水庫容關系密切，地下水埋深越大，其蓄水庫容也越大，調節能力也越強，滯後現象也越明顯。

在亞砂土、極細砂和細砂3種岩性中，降水量相等時，降水入滲系數從大到小的順序為細砂、極細砂、亞砂土。場次降水量的影響表現為α次先是隨著降水量的增大而變大，當降水量超過一定數值後，α次反而呈減少趨勢，這個降水量即是最佳降水量。α年與α次有相同的規律性，從入滲機制分析，α年也存在最佳年降水量。

當地下水埋深為零時，降水入滲補給系數亦為零，然後隨埋深的增加由小變大；當地下水埋深到達某一定值時，降水入滲補給系數達到最大值即最佳降水入滲補給系數，並由此隨埋深的增加由大到小，到達一定的埋深時，趨於定值。地下水埋深對降水入滲補給系數的影響，可從3方面來說明。

埋深反映了蓄水庫容的大小。當埋深為零時，即蓄水庫容為零，這時無論降水量多大，均無入滲補給的可能。當埋深增加時，地下水庫得到了降水入滲補給量，此時降水入滲補給系數大於零，降水入滲補給系數隨埋深的增加而增大。當地下水達到最佳埋深時，其對應的降水入滲補給系數為最佳降水入滲補給系數，原因是由於條件一致的地區中的依次降水，其入滲補給量隨地下水埋深的變化必存在一個最大值。當地下水埋深較小時，由於地下水蓄水庫容較小，形成蓄滿產流，不能使降水全部入滲；當地下水埋深再增大時，則損失較最佳埋深為大，故降水入滲補給系數隨埋深的增加而減小。對於不同級別的降水量，α最大值出現的地下水位埋深區域也不同。最佳埋深與岩性和降水量有關。

地下水埋深在某種程度上反映了土壤水分的多少。土壤水垂直分布大體可概化為3種狀況。第1種情況是地下水埋深較小，毛管上升水總能到達地表；第2種情況是地下水埋深較大時，毛管上升水無法到達地表；第3種情況是地下水埋深介於兩者之間，在此埋深內，由於地下水位是升降變化，毛管上升水有時達到地表，有時達不到地表。這3種情況將對降水入滲補給量有不同的影響。第1種情況，降水一開始，水即可通過毛管在重力作用下迅速向下移動，地下水位在降水開始後很快上升。第2種情況，降水首先應滿足土壤缺水的需要，而後在重力作用下通過空隙下滲補給地下水。其滲漏途徑較第1種情況長，入滲方式也有差異。

圖3-20 滲透系數與深度關系圖

不同地下水位埋深條件對降水入滲補給系數取值的影響。盆地太谷均衡實驗場的水分勢能實驗最大深度為8.2m，有觀測點41個。多年資料的分析結果表明，土壤水分勢能變化從地面往下可分為3個變化帶———劇烈變化帶、交替變化帶和穩定帶，劇烈變化帶埋深為0～1.1m，土壤水分勢能變幅大於200×133Pa；交替變化帶埋深1.1～3.6m，土壤水分勢能變幅大於（100～200）×133Pa之間；埋深3.6m以下為穩定帶，其土壤水分勢能變幅小於100×133Pa，其中埋深在4.5～5.0m以下的穩定特性更為明顯，其土壤水分勢能的變幅一般不超過50×133Pa，其土壤水分全年為下滲狀態。表明埋深在5.0m以下為穩定入滲補給，反映在降水入滲補給系數上隨埋深增加，α_年將趨於穩定，故當埋深大於5.0m時，α_年值可取定值，不再隨埋深而變化。原因是地下水埋深已到達或超過地下水極限埋深，損失趨於定值，水分不向上運動，必然向下運動，故形成了降水入滲補給系數隨地下水埋深變化的穩定值。

（二）滲透系數變化

孔隙含水介質的滲透能力不僅取決於粒徑大小、顆粒級配、膠結程度，還與其埋深有關。同一岩性的孔隙含水介質，隨著深度的增加，介質被壓密，滲透系數會減小。

根據河北平原山前沖洪積扇扇頂區數百個鑽孔資料的統計，各種含水介質的滲透系數隨埋深增加呈指數衰減，部分深層不同岩性滲透系數隨埋深的變化規律參考下述經驗公式:

岩性為卵礫石時，滲透系數與埋深關系式:

K＝K₀e^-0.0131h R＝0.877

岩性為砂礫石時，滲透系數與埋深關系式:

K＝K₀e^-0.0116h R＝0.869

岩性為中粗砂時，滲透系數與埋深關系式:

K＝K₀e^-0.0057h R＝0.896

K為埋深處的滲透系數；K₀為地表淺層的滲透系數；h為埋深；R為相關系數。

因此，對於同一種岩性，其滲透系數大小與深度有關（圖3-20）。

3. 江河湖泊的水面上，正常每天蒸發的水應該有多少

這個得看你說什麼水的蒸發量咯。。。

一般來說，在容器或者水體（比如江河湖泊）中的專水蒸發量是看容器開口屬的面積，也就是你所說的水面積。。

但是如果單純就是水的話，那麼面積大小與蒸發量就沒啥關系了，主要看水所處的溫度和氣壓大小。。。水在真空中，是瞬間蒸發或者瞬間凝結的，無論多大面積或者體積。。。所以沒有你說的蒸發量，因為水要不就全沒了，要不就全變成冰。。。

4. 朔州的地理環境

朔州屬溫帶大陸性季風氣候，根據山西氣候區劃方案，屬晉北溫帶寒冷半乾旱氣候區。主要特徵是四季分明。春季雨雪少，風沙大，蒸發量大，經常出現乾旱天氣；夏季雨量集中，間有大雨、暴雨、冰雹等；秋季雨水少，早晚涼爽，中午炎熱；冬季風多雪少，氣候寒冷。
朔州境內氣溫水平分布的規律是由東南向西北遞減。年平均氣溫一般為3.6℃～7.3℃左右。
1月份最冷，平均氣溫為一14.9℃～一9.4℃，極端最低氣溫一40.4℃（1971年1月21日）。從3月到5月，每個月氣溫平均升高8℃左右。7月份為最熱，平均氣溫為19.4℃～22.3℃，最高氣溫可達38.3℃（1961年6月10日）。
秋季每個月氣溫平均下降7℃左右，一日之內最高氣溫多出現在下干1時至2時，最低氣溫多出現在日出之前。全年日照時數為2600小時～3100小時，年日照率為63%～65%。各月日照數以5月份和6月份最多，月平均281.9小時～284.2小時；11月～12月最少，月平均191.1小時～198.2小時。一日中，日照時數1月～2月和11月～12月每天平均6小時，3月和9月～10月每天平均7小時，4月和7月～8月每天平均8小時，5月～6月每天平均9小時。年平均接受太陽輻射量為137.48千卡/厘米2，其中5月、6月、7月3個月接受輻射量47.77千卡/厘米2。
朔州市多年平均（1956年～1984年）降雨量為421.2毫米，最大年降雨量為806.7毫米（1964年），最小年降雨量為193毫米（1965年）。 朔州境內西、南、北三面環山，中部和東部是平川，整個地勢由西向東傾斜。西部山地主要山峰有魚渠嶺、雙華嶺、大梁山等，海拔在1750到2000米之間。南部山區主要山峰紫金山，海拔2127米，山高峰巍，懸崖絕壁，坡度在35到40度間，山上多松、樺等。北部山地主要山峰有黑駝山，海拔2147米，為城區最高點。中東部為平川區，面積約占城區總面積的70%，恢河橫跨其間，為主要農產區。境內主要河流有恢河、黃水河、七里河、源子河等，均為桑乾河支流。

5. 測量水面如河流的蒸發量是用什麼儀器測量的原理是什麼什麼型號

中文名稱：水面蒸發 英文名稱：free water surface evaporation 定義：水體自由表面的水分子由液態轉專化為氣態逸出屬水面的過程。水面蒸發可分為汽化和擴散兩個過程。 應用學科：地理學（一級學科）；水文學（二級學科） 單位時間從水面蒸發的水量稱水面蒸發率,以毫米/日計。水面蒸發量可用儀器直接觀測確定，也可估算。中國採用的直接觀測水面蒸發的儀器有20厘米直徑小型蒸發器，80厘米直徑套盆式蒸發器。60年代初選用 E-601型蒸發器為全國標准儀器。蒸發實驗站則採用20和 100平方米蒸發池和漂浮蒸發器。大水體的蒸發量的確定要用各種蒸發器測得的蒸發量乘以折算系數。折算系數隨蒸發器面積大小，季節和氣候區等不同而異。

6. 水面蒸發

河流、湖泊、水庫等天然水體的蒸發，是供水十分充足條件下的蒸發過程，其蒸發量一般稱為蒸發力。為獲取准確的水面蒸發量，各國學者選用不同的蒸發測量器具進行研究，1972年世界氣象組織（WMO）蒸發工作組認為，以20 m² 蒸發池研究淺水湖泊的蒸發可以得到滿意的結果。也就是說，20 m² 蒸發池可作為研究、測定水面蒸發量相對准確的標准。我國也曾在重慶、宜興、官廳等地建立蒸發試驗站，做過100 m² 和20 m² 蒸發池的對比試驗，結果表明折算系數平均為0.99。廣西、廣東、湖北、江蘇、重慶等地均建有標准蒸發池，作為當地研究和測定水面蒸發量的標准。

表3-1 國內各類型蒸發器年蒸發折算表

目前，我國普遍用於測定水面蒸發量的測量儀器主要有3種：口徑為20cm的E₂₀蒸發器，口徑為80cm的蒸發器E₈₀和口徑為618±2mm的E₆₀₁蒸發器。E₂₀蒸發器是一般氣象站常用的儀器。1973年以前，水利部門使用普遍E₈₀蒸發器，1973年以後E₆₀₁蒸發器逐步得到推廣。上述3種儀器測得的蒸發量與標准蒸發池相比存在不同的差距，因此，在使用蒸發量資料時需要用蒸發折算系數進行折算。其中以E₆₀₁蒸發器折算系數較小，與實際水面蒸發量較為接近。國內各類型蒸發器年蒸發折算系數見表3-1。國內各蒸發試驗站蒸發折算系數見表3-2。E₆₀₁蒸發器結構見圖3-4。

值得注意的是，氣象部門提供的蒸發量，大部分是E₂₀蒸發器的蒸發量，並不能代表該地區實際的蒸發量，只能說明蒸發的相對強度。因此，在使用這些資料對水面蒸發量進行估計時，必須確定合理的折算系數。

表3-2 國內各蒸發試驗站蒸發折算系數

圖3-4 E₆₀₁水面蒸發器

7. 水庫水面蒸發量怎麼計算

水庫水面蒸發量計算公式如下：
V=0.1αAZ。
其中：V—水庫水面蒸發損失，單位為版萬立方米；α—計算權月的蒸發換算系數；A—計算月的相應平均庫水位的水面積，單位為平方公里；Z—計算月的蒸發總量，單位為毫米。

8. 水面日蒸發量和水面面積有關嗎，一般來說北京地區水面蒸發量是多少

水面蒸發過程是在自由對流與強迫對流共同作用下進行的，即水面蒸發版包括自由對流蒸發權和強迫對流蒸發兩部分，與日照時數、平均風速和溫度日較差同水面蒸發量具有顯著的正相關性。水面日蒸發量和水面面積肯定有關，但關系不是很大

9. 朔州2011年1-11月份氣象資料，包括氣溫、降雨量、濕度、蒸發量、風力風向等

氣溫：旬平均氣溫介於21.4~24.5℃，與歷年同期比較，偏高1.2~2.2℃。其中應縣24.0℃，偏高2.0℃。右玉21.0℃，較歷年同期偏高1.9℃；平魯21.2℃，偏高1.3℃；城區23.3℃，偏高2.0℃；山陰23.0℃，偏高1.0℃；懷仁24.4℃，偏高2.1℃；旬極端最高氣溫出現在9日，山區（右玉）為31.5℃，川區（懷仁）為34.9℃。

降水：旬內降水量介於1.1~24.5mm，與歷年同期比較屬特少，其中應縣偏少3成，右玉偏少5成，懷仁偏少7成，平魯、城區、山陰偏少9成多。

日照：旬日照時數介於74~101小時，與歷年同期均值比較城區基本持平，其它縣區偏多4~21小時。

大風：右玉、應縣各出現大風1次。

墒情： 各縣區普測墒情分析：右玉屬輕度乾旱，平魯屬中度乾旱，朔城區、懷仁、應縣屬重度乾旱，山陰縣為水澆地不具代表性。
各區縣氣溫（℃）降水（mm）日照（小時）資料

縣區 右 玉 平 魯 城 區 山 陰 懷 仁 應 縣
氣溫 平 均 21.0 21.2 23.3 23.0 24.4 24.0
歷年值 19.1 19.9 21.3 22.0 22.3 22.0
距 平 1.9 1.3 2.0 1.0 2.1 2.0
降

水 合 計 18.4 4.5 1.1 4.7 10.4 24.5
歷年值 38.6 39.4 36.2 32.6 33.9 33.4
距 平 -20.2 -34.9 -35.1 -27.9 -23.5 -8.9
日

照 合 計 86 97 74 96 94 101
歷年值 82 76 75 82 81 83
距 平 4 21 -1 14 13 18

7月28日土壤墒情

土壤相對濕度（%）

縣 區 土 壤 深 度（厘米）
10 20 30 40 50
右 玉 52 59 59 69 61
平 魯 49 47 48 66 65
朔城區 28 33 43 47 51
山 陰 72 95 89 82 63
懷 仁 36 36 37 30 40
應縣 27 37 28 40 86
希望對樓主有用

10. 梓山湖水面蒸發量如何計算

自己做實驗試試吧，看是怎麼樣子的，