朔州市水面蒸发量特征分析

1. 有人知道朔州的前景吗

山西是煤矿大省，朔州也是依靠煤矿发展，这种单一经济发展模式如果不改变，等过了它的黄金期也就只能走向没落。生活环境你也应该能想到，很干燥，煤灰，粉尘比较多。朔州属温带大陆性季风气候，根据山西气候区划方案，属晋北温带寒冷半干旱气候区。

朔州市

主要特征是四季分明。春季雨雪少，风沙大，蒸发量大，经常出现干旱天气；夏季雨量集中，间有大雨、暴雨、冰雹等；秋季雨水少，早晚凉爽，中午炎热；冬季风多雪少，气候寒冷。朔州境内气温水平分布的规律是由东南向西北递减。年平均气温一般为3.6℃～7.3℃左右。1月份最冷，平均气温为一14.9℃～一9.4℃，极端最低气温一40.4℃（1971年1月21日）。从3月到5月，每个月气温平均升高8℃左右。7月份为最热，平均气温为19.4℃～22.3℃，最高气温可达38.3℃（1961年6月10日）。秋季每个月气温平均下降7℃左右，一日之内最高气温多出现在下干1时至2时，最低气温多出现在日出之前。朔州地处黄土高原，日照充足。全年日照时数为2600小时～3100小时，年日照率为63%～65%。各月日照数以5月份和6月份最多，月平均281.9小时～284.2小时；11月～12月最少，月平均191.1小时～198.2小时。一日中，日照时数1月～2月和11月～12月每天平均6小时，3月和9月～10月每天平均7小时，4月和7月～8月每天平均8小时，5月～6月每天平均9小时。
全市多年平均（1956年～1984年）降雨量为421.2毫米，最大年降雨量为806.7毫米（1964年），最小年降雨量为193毫米（1965年）。受南太平洋及西印度洋暖湿气流和西伯利亚冷空气的影响，降水量在时空上分布极不均匀，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月降水量约占全年的8%，夏季6月～8月约占65%，秋季9月～11月约占19%，冬季12月份至次年2月份约占7%。降水量在不同的地貌单元上分布也不一样，自西南山区向东部盆地逐渐递减，山丘降水量相对较大，多年平均在450毫米左右，平原区在400毫米左右。朔州干旱频繁，仅中华人民共和国成立以来出现春旱夏旱或春夏连旱的就有20多年，差不多每两年就出现一个旱年。
高等教育
朔州高等师范专科学校（现山西大同大学朔州师范分校）
朔州职业技术学院
山西广播电视大学朔州分校
中北大学朔州电力学院
基础教育
朔城区一中（全国，省示范重点高中）
朔州市一中（重点高中）
朔州市二中（省重点高中）
朔州市三中（原铁路中学）
朔州市四中（原平朔中学）（重点高，初中）
朔州市五中（原神电中学）
朔州市六中（原电建中学）
朔城区二中
朔城区三中
朔城区四中
朔城区五中（重点初中）
朔城区六中
朔城区七中（重点初中）
朔城区八中
朔城区九中（在建）
李林中学（省示范高中）
应县一中（重点中学）
山阴一中（市重点中学）
开发区实验中学（飞翔学校）
朔州市实验学校
朔州市占义学校
朔州市旭日学校
朔州市民福中学
我女朋友是朔州的，教育应该比较好吧 气候不太好

2. 水文地质参数变化

一、太原盆地水文地质参数计算

水文地质参数的选取直接影响着地下水资源计算量的大小和可信度，研究水文地质参数具有十分重要的意义。本次相关的水文地质参数主要有降水入渗补给地下水系数（α）、潜水蒸发极限深度（L）、蒸发强度（ε）、灌溉回渗地下水系数（β）、疏干给水度（μ）、导水系数（T）、弹性储水系数（s）、渗透系数（K）、河流渗漏补给系数、渠系渗漏补给系数等。

（一）降水入渗补给地下水系数（α）

影响降水对地下水的补给量的因素很多，主要有地形、包气带岩性及结构、地下水位埋深、降水特征及土壤前期含水量等。

降水入渗补给系数为降水入渗补给地下水量与降水量之比值。年降水入渗补给系数为年内所有场次降水对地下水入渗补给量总和与年降水总量的比值，其表达式为:

山西六大盆地地下水资源及其环境问题调查评价

式中:α年是年降水入渗补给系数；pri是场次降水入渗补给量，mm；P是年降水量，mm；n是年降水场次数。

用长期动态观测孔求取年降水入渗系数的计算方法:

山西六大盆地地下水资源及其环境问题调查评价

式中:_μ∑Δh_次是年内各次降水入渗补给地下水量之和；P_年是年降水量；Δh_次是某次降水引起的地下水位升幅值。

根据动态资料分析计算，在前人试验的基础上，综合考虑各方面的因素，给出盆地区降水入渗补给地下水系数（详见第四章）。

（二）地下水蒸发极限深度（L）、蒸发强度（ε）

蒸发极限深度就是指浅层水停止蒸发或蒸发量相当微弱时，浅层水位埋深值。蒸发强度就是在极限蒸发深度以上，单位时间浅层水的蒸发量。

影响地下水蒸发的主要因素是地下水位埋深、包气带岩性和水面蒸发强度等。

理论上，当水位埋深处于蒸发极限深度时，地下水在无补给、无开采的条件下，动态曲线近于平直。

地下水蒸发极限深度（L）

蒸发极限深度通常采用迭代法、试算法和经验公式计算（L），公式如下:

迭代法:

试算法:

经验公式法:

式中:ΔT₁、ΔT₂为计算时段，d；H₁、H₂、H₃为时段内水位埋深，m；Z₁、Z₂为时段内水面蒸发强度，m/d；

经计算，太原盆地孔隙水区不同岩性的蒸发极限深度依包气带岩性不同分别为:亚砂、亚粘土互层为3.5m，亚砂土为4.0m，粉细砂、亚砂土互层为4.5m。

地下水蒸发强度

计算公式:

式中:Z₀是液面蒸发强度，mm/d；ΔH是浅层水降落间段的平均水位埋深，mm；Z是蒸发强度，mm/d。

由本区浅层水水位埋深图（详见第四章）可看出，水位埋深小于4m的区域在北部太原市和南部平遥、介休一带，根据上式计算太原、平遥、介休等地的地下水蒸发强度见表3-1。

表3-1 太原盆地孔隙水区地下水蒸发强度

（三）灌溉回渗地下水系数（β）

是指田间灌溉补给地下水的量与灌溉总量的比值。影响灌溉回渗系数和因素主要有岩性、水位埋深、土壤含水率、灌溉定额等多种。

计算公式:

式中:μ是给水度；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是面积，m²。

本次工作在盆地太原市小店区郜村、汾阳市贾家庄镇东马寨村和榆次市杨盘等3个地方布置了3组灌溉入渗试验，地表岩性郜村为粉质粘土、东马寨上部为粉质粘土，下部为粉土，杨盘为粉土，化验室给水度试验结果分别为0.195、0.11、0.143。郜村在37m×37m的面积上布置10眼观测孔，水位埋深1.2～1.3m，累计灌溉水量160m³，10个孔平均水位上升值为0.1912m，根据上式计算得灌溉入渗地下水系数为0.32；东马寨村水位埋深1.95～2.44m，在26m×26m的面积上布置10眼观测孔，灌溉水量60m³，观测孔平均水位上升值为0.465m，计算得灌溉入渗地下水系数为0.58；杨盘布3个观测孔，水位埋深5.76～6.01m，灌溉面积100m²，灌溉水量100m³，平均水位上升高度为0.27m，计算得灌溉入渗系数为0.039。

从以上试验数据可以看出，不同水位埋深、不同岩性地区灌溉入渗系数有很大区别。综合考虑各种因素，灌溉回渗地下水系数选用值见表3-2。

表3-2 灌溉回渗地下水系数

（四）弹性贮水系数S、导水系数T、给水度μ、渗透系数K

盆地区大部分地区都进行过1∶5万比例尺的农田供水水文地质勘查，做过大量单孔和多孔抽水试验，本次在文水文倚、汾阳等5地分别作了5组抽水试验，用非稳定流公式，降深-时间半对数法计算结果如下:文倚导水系数T＝1983.59～2181.95m²/d，渗透系数K＝32.19～35.4m/d，弹性贮水系数S＝1.79×10^-3；汾阳县贾家庄镇东马寨村抽水试验求得导水系数T＝325.84～376.5m²/d，渗透系数K＝5.65～6.53m/d。结合以往本区的工作成果，给出太原盆地浅层孔隙潜水和中深层孔隙承压水水文地质参数，详见参数分区图3-13和参数分区表3-3。

表3-3 太原盆地中深层孔隙承压水及浅层孔隙潜水参数分区

图3-13 太原盆地参数计算分区图

二、大同盆地水文地质参数计算

由本区浅层水2004年水位埋深图可看出，水位埋深小于4m的区域主要分布于盆地中部冲积平原区，盆地南部怀仁、山阴、应县、朔州分布面积较大。根据计算和以往试验资料，本区蒸发强度确定值见下表（表3-4）。

表3-4 大同盆地孔隙水区地下水蒸发强度

据“山西省雁同小经济区水资源评价、供需平衡研究报告”中搜集的本区灌溉回渗试验数据取得不同水位埋深、不同岩性、不同灌溉定额的灌溉回渗系数，灌溉回渗系数选定值见表3-5。

盆地区大部分地区都进行过1/5万比例尺的农田供水水文地质勘查，做过大量单孔和多孔抽水试验。本次工作搜集本区以往抽水试验孔117个，本次在大同县党留庄乡、怀仁县金沙滩镇、怀仁县新发村、怀仁县榆林村、山阴县张庄乡、朔州市城区沙塄乡等6地分别作了6组抽水试验，采用AquiferTest计算程序，非稳定流方法计算，本次抽水孔具体情况和计算结果见表3-6和表3-7 。

表3-5 灌溉回渗地下水系数

表3-6 大同盆地本次抽水试验数据统计

表3-7 大同盆地本次抽水试验计算成果表

结合以往本区的工作成果，给出大同盆地浅层孔隙潜水和中深层孔隙承压水水文地质参数，详见参数分区图3-14、图3-15和参数分区表3-8、表3-9 。

图3-14 大同盆地降水入渗系数分区图

图3-15 大同盆地浅层、中深层孔隙水参数分区图

表3-8 大同盆地浅层孔隙潜水参数分区表

续表

表3-9 大同盆地中深层孔隙承压水参数分区

三、忻州盆地

忻州盆地地下水资源较为丰富，开采条件优越，20世纪70年代之前地下水开采规模较小；70年代初至80年代末随着农业灌溉的普及，工业生产的发展和城市规模的扩大，地下水开采量迅速增加。开采对象以浅层水为主，造成浅层水水位普遍有所下降（但下降幅度不大）。从20世纪90年代至今，虽然地下水开采量具有逐年增大的趋势，但增加幅度较小，且中层井数量逐渐增多，形成了浅层水、中层水混合开采的新模式，地下水位总体处于动态平衡状态。受地下水人工开采的影响，降水入渗系数及导水系数等水文地质参数发生了一定程度的变化。

区内降水入渗系数的变化除了与年降水量及降水特征有关外，主要与浅层地下水位埋深关系较为密切。已有资料表明，在山前倾斜平原区，浅层水位埋深一般大于7m，因水位下降使降水入渗系数发生了不同程度的减小。在冲积平原区浅层水位埋深一般小于7m，水位下降的结果引起了降水入渗系数有所增大。不同地貌单元降水入渗系数的变化见第五章。

从20世纪70年代以来，区内含水层的导水系数发生了较为明显的减小，主要体现在因浅层地下水位下降，使浅层含水层上部处于疏干状态，含水层厚度减小，直接导到导水系数减小。因浅层水水位下降幅度不同，导水系数减小的程度也存在差异，从本次地下水侧向补给量计算断面附近的井孔资料分析，含水层厚度一般减小了3～6m，导水系数由70年代中期的60～250m²/d，减少到目前的50～200m²/d左右。

忻州盆地给水度根据不同地貌单元含水层岩性、分选性及富水性综合确定见表3-10及图3-16 。

表3-10 忻州盆地浅层含水层给水度分区

图3-16 忻州盆地给水度分区图

四、临汾盆地

经过搜集以往资料，调查和计算确定临汾盆地降水入渗系数见表3-11。临汾盆地渗透系数及给水度分区见图3-17，表3-12。

表3-11 临汾盆地平原区降水入渗系数统计

图3-17 研究区渗透系数及给水度分区图

表3-12 临汾盆地参数分区表

五、运城盆地

运城盆地地下水长观网建站年代较远，积累了大量的地下水位监测资料，且经过多次的地质、水文地质勘察、地下水资源评价工作，取得了大量的降水入渗值，参考前人综合成果，结合目前包气带岩性、地下水位埋深，给出运城盆地降水入渗补给系数，见表3-13。

表3-13 运城盆地平原区降水入渗系数统计

渠系有效利用系数除受岩性、地下水埋深影响外，还与渠道衬砌程度有关。修正系数r为实际入渗补给地下水量与渠系损失水量Q_损的比值，是反映渠道在输水过程中消耗于湿润土壤和侵润带蒸散损失量的一个参数，它受渠道输水时间、渠床土质及有无衬砌、地下水埋深等因素的影响。一般通过渠道放水试验获得。本次评价主要参考运城市水利局相关试验成果，见表3-14。

表3-14 运城盆地万亩以上灌区η、r、m值统计

灌溉回归补给系数β值与岩性、植被、地下水埋深及灌溉定额有关，一般通过灌溉入渗试验求得，本次评价主要参照运城市水利部门资料综合确定，详见表3-15。

表3-15 运城盆地灌溉回归系数β取值

河道渗漏补给系数是河道渗漏补给地下水量与河道来水量的比值。其值大小与河床下垫面岩性、流量、地下水位埋深及渗漏段长度有关。运城盆地沿中条山前发育数条季节性河流，河床下垫面主要为砂卵砾石，当洪雨季节，地表河床水位远高于地下水位，为地表水的入渗造就了十分便利的条件。根据河道渗漏资料，可建立如下数学模型:

山西六大盆地地下水资源及其环境问题调查评价

式中:m_河是河道渗漏补给系数；A是计算系数，A＝（1-λ）×（1-φ）^L，φ是单位千米损失率；L是河道渗漏长，km，Q径是河道来水量，m³/s。

据运城市水利部门研究成果，A值约为0.090。

含水层的渗透系数主要由野外抽水试验通过稳定流及非稳定流计算公式求得，各勘探部门在运城盆地先后进行过各种勘察，进行了大量的抽水试验工作，积累了丰富的资料，参考本次抽水试验成果对以往参数进行了修正，取值结果见表3-16 。

表3-16 运城盆地松散岩类K值选定表

降雨入渗补给系数在同岩性、同降雨量情况下，随地下水位埋深的增大，降雨入渗补给系数会达到一个最大值之后趋于减少或变为常数。运城盆地北部的峨嵋台塬及闻喜北塬，其地下水位埋藏深，地表主要以黄土类为主，降水入渗主要依靠黄土垂直节理裂隙及“流海缝”以“活塞式”注入地下，多年来其降水入渗系数基本为常量，经用动态分析法计算其降水入渗系数在0.108～0.11间；在盆地中部的冲湖积平原区，其地表岩性主要以Qp₃＋Qh冲湖积相的亚砂土、亚粘土、粉细砂为主，由于开采强烈，区域水位严重下降，地表数米至几十米内均为饱气带，为降水入渗准备了调蓄空间，加强了降水向地下水的转化。根据盆地地下水长观孔资料及次降雨资料，计算出盆地冲湖积平原地带，降水入渗系数在0.1～0.162之间，总体上上游大于下游。而在东部及南部的山前倾斜平原区，地下水位埋深一般大于5m、乃至几十米，地表岩性大多为亚砂土及亚粘土，尤其是在一些沟口附近，从地表往下几十米范围内为干砂卵砾石，一般降雨基本上不产生地表径流，这无疑加大了降水的转化。据相关资料计算，降水入渗系数高达0.21～0.30。因过去所做的工作不系统，没有对降雨入渗系数进行系统分类，不便比较，但根据运城盆地饱气带岩性、地下水变动情况，除峨嵋台塬及黄土丘陵区变化不大外，其他地区降雨入渗系数无疑有增大趋势。

盆地内抽水井的含水层，大多为数个含水层混合开采。现根据本次抽水计算值，对历次研究成果中的K值加以修正，得出运城盆地各个地貌单元的渗透系数。总体来说，黄河岸边低阶地区K值最大为11.3～14.6m/d，中条山山前倾斜平原次之，为5.45～6.12m/d，最次为闻喜北垣K＝1.10m/d左右。

根据地貌单元、含水层岩性、地下水水力特征及各参数特征，将运城盆地划分为10个参数分区，见表3-17及图3-18。

表3-17 运城盆地水文地质参数分区

六、长治盆地

根据水文地质条件，长治盆地参数分区见图3-19，表3-18 。

图3-18 运城盆地水文地质参数分区表

图3-19 长治盆地参数分区图

表3-18 长治盆地浅层孔隙潜水参数分区

（一）降水入渗补给系数变化

根据《太原市地下水资源评价报告》研究成果，盆地区亚砂土、极细砂、细砂的降水入渗系数随着地下水位埋深的增大而增大，当水位埋深超过一定值以后，降水入渗系数开始趋于稳定；降水量越大，降水入渗系数在相同的岩性和地下水位埋深条件下也越大。对于亚砂土、极细砂、细砂在相同水位埋深和降水情况下，细砂的降水入渗系数>极细砂的>亚砂土的。总体来说，颗粒越粗，降水入渗系数也越大。

α随降水量的变化，非饱和带在降水入渗补给地下水过程中起调节作用，降水入渗补给过程要滞后于降水过程，其滞后时间的长短、特征与非饱和带的重力水蓄水库容关系密切，地下水埋深越大，其蓄水库容也越大，调节能力也越强，滞后现象也越明显。

在亚砂土、极细砂和细砂3种岩性中，降水量相等时，降水入渗系数从大到小的顺序为细砂、极细砂、亚砂土。场次降水量的影响表现为α次先是随着降水量的增大而变大，当降水量超过一定数值后，α次反而呈减少趋势，这个降水量即是最佳降水量。α年与α次有相同的规律性，从入渗机制分析，α年也存在最佳年降水量。

当地下水埋深为零时，降水入渗补给系数亦为零，然后随埋深的增加由小变大；当地下水埋深到达某一定值时，降水入渗补给系数达到最大值即最佳降水入渗补给系数，并由此随埋深的增加由大到小，到达一定的埋深时，趋于定值。地下水埋深对降水入渗补给系数的影响，可从3方面来说明。

埋深反映了蓄水库容的大小。当埋深为零时，即蓄水库容为零，这时无论降水量多大，均无入渗补给的可能。当埋深增加时，地下水库得到了降水入渗补给量，此时降水入渗补给系数大于零，降水入渗补给系数随埋深的增加而增大。当地下水达到最佳埋深时，其对应的降水入渗补给系数为最佳降水入渗补给系数，原因是由于条件一致的地区中的依次降水，其入渗补给量随地下水埋深的变化必存在一个最大值。当地下水埋深较小时，由于地下水蓄水库容较小，形成蓄满产流，不能使降水全部入渗；当地下水埋深再增大时，则损失较最佳埋深为大，故降水入渗补给系数随埋深的增加而减小。对于不同级别的降水量，α最大值出现的地下水位埋深区域也不同。最佳埋深与岩性和降水量有关。

地下水埋深在某种程度上反映了土壤水分的多少。土壤水垂直分布大体可概化为3种状况。第1种情况是地下水埋深较小，毛管上升水总能到达地表；第2种情况是地下水埋深较大时，毛管上升水无法到达地表；第3种情况是地下水埋深介于两者之间，在此埋深内，由于地下水位是升降变化，毛管上升水有时达到地表，有时达不到地表。这3种情况将对降水入渗补给量有不同的影响。第1种情况，降水一开始，水即可通过毛管在重力作用下迅速向下移动，地下水位在降水开始后很快上升。第2种情况，降水首先应满足土壤缺水的需要，而后在重力作用下通过空隙下渗补给地下水。其渗漏途径较第1种情况长，入渗方式也有差异。

图3-20 渗透系数与深度关系图

不同地下水位埋深条件对降水入渗补给系数取值的影响。盆地太谷均衡实验场的水分势能实验最大深度为8.2m，有观测点41个。多年资料的分析结果表明，土壤水分势能变化从地面往下可分为3个变化带———剧烈变化带、交替变化带和稳定带，剧烈变化带埋深为0～1.1m，土壤水分势能变幅大于200×133Pa；交替变化带埋深1.1～3.6m，土壤水分势能变幅大于（100～200）×133Pa之间；埋深3.6m以下为稳定带，其土壤水分势能变幅小于100×133Pa，其中埋深在4.5～5.0m以下的稳定特性更为明显，其土壤水分势能的变幅一般不超过50×133Pa，其土壤水分全年为下渗状态。表明埋深在5.0m以下为稳定入渗补给，反映在降水入渗补给系数上随埋深增加，α_年将趋于稳定，故当埋深大于5.0m时，α_年值可取定值，不再随埋深而变化。原因是地下水埋深已到达或超过地下水极限埋深，损失趋于定值，水分不向上运动，必然向下运动，故形成了降水入渗补给系数随地下水埋深变化的稳定值。

（二）渗透系数变化

孔隙含水介质的渗透能力不仅取决于粒径大小、颗粒级配、胶结程度，还与其埋深有关。同一岩性的孔隙含水介质，随着深度的增加，介质被压密，渗透系数会减小。

根据河北平原山前冲洪积扇扇顶区数百个钻孔资料的统计，各种含水介质的渗透系数随埋深增加呈指数衰减，部分深层不同岩性渗透系数随埋深的变化规律参考下述经验公式:

岩性为卵砾石时，渗透系数与埋深关系式:

K＝K₀e^-0.0131h R＝0.877

岩性为砂砾石时，渗透系数与埋深关系式:

K＝K₀e^-0.0116h R＝0.869

岩性为中粗砂时，渗透系数与埋深关系式:

K＝K₀e^-0.0057h R＝0.896

K为埋深处的渗透系数；K₀为地表浅层的渗透系数；h为埋深；R为相关系数。

因此，对于同一种岩性，其渗透系数大小与深度有关（图3-20）。

3. 江河湖泊的水面上，正常每天蒸发的水应该有多少

这个得看你说什么水的蒸发量咯。。。

一般来说，在容器或者水体（比如江河湖泊）中的专水蒸发量是看容器开口属的面积，也就是你所说的水面积。。

但是如果单纯就是水的话，那么面积大小与蒸发量就没啥关系了，主要看水所处的温度和气压大小。。。水在真空中，是瞬间蒸发或者瞬间凝结的，无论多大面积或者体积。。。所以没有你说的蒸发量，因为水要不就全没了，要不就全变成冰。。。

4. 朔州的地理环境

朔州属温带大陆性季风气候，根据山西气候区划方案，属晋北温带寒冷半干旱气候区。主要特征是四季分明。春季雨雪少，风沙大，蒸发量大，经常出现干旱天气；夏季雨量集中，间有大雨、暴雨、冰雹等；秋季雨水少，早晚凉爽，中午炎热；冬季风多雪少，气候寒冷。
朔州境内气温水平分布的规律是由东南向西北递减。年平均气温一般为3.6℃～7.3℃左右。
1月份最冷，平均气温为一14.9℃～一9.4℃，极端最低气温一40.4℃（1971年1月21日）。从3月到5月，每个月气温平均升高8℃左右。7月份为最热，平均气温为19.4℃～22.3℃，最高气温可达38.3℃（1961年6月10日）。
秋季每个月气温平均下降7℃左右，一日之内最高气温多出现在下干1时至2时，最低气温多出现在日出之前。全年日照时数为2600小时～3100小时，年日照率为63%～65%。各月日照数以5月份和6月份最多，月平均281.9小时～284.2小时；11月～12月最少，月平均191.1小时～198.2小时。一日中，日照时数1月～2月和11月～12月每天平均6小时，3月和9月～10月每天平均7小时，4月和7月～8月每天平均8小时，5月～6月每天平均9小时。年平均接受太阳辐射量为137.48千卡/厘米2，其中5月、6月、7月3个月接受辐射量47.77千卡/厘米2。
朔州市多年平均（1956年～1984年）降雨量为421.2毫米，最大年降雨量为806.7毫米（1964年），最小年降雨量为193毫米（1965年）。 朔州境内西、南、北三面环山，中部和东部是平川，整个地势由西向东倾斜。西部山地主要山峰有鱼渠岭、双华岭、大梁山等，海拔在1750到2000米之间。南部山区主要山峰紫金山，海拔2127米，山高峰巍，悬崖绝壁，坡度在35到40度间，山上多松、桦等。北部山地主要山峰有黑驼山，海拔2147米，为城区最高点。中东部为平川区，面积约占城区总面积的70%，恢河横跨其间，为主要农产区。境内主要河流有恢河、黄水河、七里河、源子河等，均为桑干河支流。

5. 测量水面如河流的蒸发量是用什么仪器测量的原理是什么什么型号

中文名称：水面蒸发 英文名称：free water surface evaporation 定义：水体自由表面的水分子由液态转专化为气态逸出属水面的过程。水面蒸发可分为汽化和扩散两个过程。 应用学科：地理学（一级学科）；水文学（二级学科） 单位时间从水面蒸发的水量称水面蒸发率,以毫米/日计。水面蒸发量可用仪器直接观测确定，也可估算。中国采用的直接观测水面蒸发的仪器有20厘米直径小型蒸发器，80厘米直径套盆式蒸发器。60年代初选用 E-601型蒸发器为全国标准仪器。蒸发实验站则采用20和 100平方米蒸发池和漂浮蒸发器。大水体的蒸发量的确定要用各种蒸发器测得的蒸发量乘以折算系数。折算系数随蒸发器面积大小，季节和气候区等不同而异。

6. 水面蒸发

河流、湖泊、水库等天然水体的蒸发，是供水十分充足条件下的蒸发过程，其蒸发量一般称为蒸发力。为获取准确的水面蒸发量，各国学者选用不同的蒸发测量器具进行研究，1972年世界气象组织（WMO）蒸发工作组认为，以20 m² 蒸发池研究浅水湖泊的蒸发可以得到满意的结果。也就是说，20 m² 蒸发池可作为研究、测定水面蒸发量相对准确的标准。我国也曾在重庆、宜兴、官厅等地建立蒸发试验站，做过100 m² 和20 m² 蒸发池的对比试验，结果表明折算系数平均为0.99。广西、广东、湖北、江苏、重庆等地均建有标准蒸发池，作为当地研究和测定水面蒸发量的标准。

表3-1 国内各类型蒸发器年蒸发折算表

目前，我国普遍用于测定水面蒸发量的测量仪器主要有3种：口径为20cm的E₂₀蒸发器，口径为80cm的蒸发器E₈₀和口径为618±2mm的E₆₀₁蒸发器。E₂₀蒸发器是一般气象站常用的仪器。1973年以前，水利部门使用普遍E₈₀蒸发器，1973年以后E₆₀₁蒸发器逐步得到推广。上述3种仪器测得的蒸发量与标准蒸发池相比存在不同的差距，因此，在使用蒸发量资料时需要用蒸发折算系数进行折算。其中以E₆₀₁蒸发器折算系数较小，与实际水面蒸发量较为接近。国内各类型蒸发器年蒸发折算系数见表3-1。国内各蒸发试验站蒸发折算系数见表3-2。E₆₀₁蒸发器结构见图3-4。

值得注意的是，气象部门提供的蒸发量，大部分是E₂₀蒸发器的蒸发量，并不能代表该地区实际的蒸发量，只能说明蒸发的相对强度。因此，在使用这些资料对水面蒸发量进行估计时，必须确定合理的折算系数。

表3-2 国内各蒸发试验站蒸发折算系数

图3-4 E₆₀₁水面蒸发器

7. 水库水面蒸发量怎么计算

水库水面蒸发量计算公式如下：
V=0.1αAZ。
其中：V—水库水面蒸发损失，单位为版万立方米；α—计算权月的蒸发换算系数；A—计算月的相应平均库水位的水面积，单位为平方公里；Z—计算月的蒸发总量，单位为毫米。

8. 水面日蒸发量和水面面积有关吗，一般来说北京地区水面蒸发量是多少

水面蒸发过程是在自由对流与强迫对流共同作用下进行的，即水面蒸发版包括自由对流蒸发权和强迫对流蒸发两部分，与日照时数、平均风速和温度日较差同水面蒸发量具有显著的正相关性。水面日蒸发量和水面面积肯定有关，但关系不是很大

9. 朔州2011年1-11月份气象资料，包括气温、降雨量、湿度、蒸发量、风力风向等

气温：旬平均气温介于21.4~24.5℃，与历年同期比较，偏高1.2~2.2℃。其中应县24.0℃，偏高2.0℃。右玉21.0℃，较历年同期偏高1.9℃；平鲁21.2℃，偏高1.3℃；城区23.3℃，偏高2.0℃；山阴23.0℃，偏高1.0℃；怀仁24.4℃，偏高2.1℃；旬极端最高气温出现在9日，山区（右玉）为31.5℃，川区（怀仁）为34.9℃。

降水：旬内降水量介于1.1~24.5mm，与历年同期比较属特少，其中应县偏少3成，右玉偏少5成，怀仁偏少7成，平鲁、城区、山阴偏少9成多。

日照：旬日照时数介于74~101小时，与历年同期均值比较城区基本持平，其它县区偏多4~21小时。

大风：右玉、应县各出现大风1次。

墒情： 各县区普测墒情分析：右玉属轻度干旱，平鲁属中度干旱，朔城区、怀仁、应县属重度干旱，山阴县为水浇地不具代表性。
各区县气温（℃）降水（mm）日照（小时）资料

县区 右 玉 平 鲁 城 区 山 阴 怀 仁 应 县
气温 平 均 21.0 21.2 23.3 23.0 24.4 24.0
历年值 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 计 18.4 4.5 1.1 4.7 10.4 24.5
历年值 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 计 86 97 74 96 94 101
历年值 82 76 75 82 81 83
距 平 4 21 -1 14 13 18

7月28日土壤墒情

土壤相对湿度（%）

县 区 土 壤 深 度（厘米）
10 20 30 40 50
右 玉 52 59 59 69 61
平 鲁 49 47 48 66 65
朔城区 28 33 43 47 51
山 阴 72 95 89 82 63
怀 仁 36 36 37 30 40
应县 27 37 28 40 86
希望对楼主有用

10. 梓山湖水面蒸发量如何计算

自己做实验试试吧，看是怎么样子的，