1　绪论

1.1　蒸散发及研究进展

1.1.1　蒸散发含义

（1）蒸散发。蒸散发包括蒸发和散发，是地表与大气进行水分交换的一种普遍的现象，其中蒸发是指水由液态或固态转化为气态的过程，而散发是指水分由植物的茎叶散逸到大气中的过程，也称为蒸腾（芮孝芳，2004）。蒸散发的能量来源于太阳辐射，其速率还受供水条件和动力条件影响，其中动力来源有分子扩散作用，上、下层空气之间的对流作用以及空气紊动扩散作用（左其亭等，2002）。

蒸散发通常意义上指的是区域尺度上的蒸散发，根据不同的下垫面将蒸散发分为水面蒸发、土壤蒸发和植物散发三个部分，总体称为区域蒸散发（高彦春等，2008）。水面蒸发是指自然状态下水分转化为气态逸出自由水面的过程，从物理角度来讲，当水面运动着的水分子具有的动能大于水分子间的内聚力时，这些水分子就能挣脱水面的束缚变成水汽，这便是水面蒸发。土壤蒸发的过程则是土壤失去水分的主要过程，主要分为三个阶段：第一阶段土壤湿润，供水充足，土壤蒸发主要发生在地表，受气象条件影响；第二阶段由于供给蒸发的水分逐渐减少，土壤蒸发速度开始减慢，此时同时受气象条件和供水条件影响；第三阶段水分只能以薄膜水或气态水的形式向地表移动，土壤蒸发微弱，当土壤含水率小于凋萎系数时，土壤蒸发几乎停止。植物散发主要依靠其根系从土壤中吸收水分并经过根、茎、叶输送到叶面，其中99％的水分会通过开放的气孔散逸到空气中，由于这是一种受土壤环境、植物生理结构和大气状况影响的物理-生理过程，其复杂程度远超水面蒸发和土壤蒸发（芮孝芳，2004）。

（2）潜在蒸散发。供水充分的条件下，单位时间从单位蒸发面积逸散到大气中的水分子数与从空气中返回到蒸发面的水分子数之差值（当为正值时）称为蒸发能力，又称蒸发潜力或潜在蒸发。以上为广义“潜在蒸散发”的定义，实际上水文领域对潜在蒸散发的定义还有以下几种，见表1.1（邱新法等，2003）。

表1.1　水文领域对潜在蒸散发的定义

注　α为常数，Priestley和Taylor认为α=1.26，大量研究表明，α存在一定的变化幅度；Δ为气温等于蒸发面温度时饱和水汽压与温度曲线斜率；γ为干湿表方程中的常数；Rn为净辐射能量；G为土壤热通量；Ea为干燥力，为表述空气温度、湿度、风速等近地层大气物理量对蒸散发影响的综合参数，，其中uz为参考高度z处的风速，为大气温度下的饱和水汽压，ea为大气实际水汽压，f（uz）为风速的函数。

1.1.2　蒸散发研究的重要性

水循环是自然地理环境中最主要的物质循环，深刻影响着全球的气候、自然地理环境的形成和生态系统的演化（宋晓猛等，2013；Wang等，2012）。水循环具体包括降水、径流、水汽输送、地表地下径流、下渗以及蒸散发等过程，其形成的原因有水的三态转化以及太阳辐射和地心引力。在水文循环的整个过程中，水分运动始终遵循着物理学的质量和能量守恒定律，表现为水量平衡和能量平衡原理（左其亭等，2002；芮孝芳，2004）。

水由液态或固态变为气态的蒸散发过程是水文循环的重要过程，是大气和地表之间的“纽带”，同时也是大气系统相互作用的重要因素和动态水文循环系统中维持陆面水分平衡的重要组成部分，对大气循环系统中水汽含量、水汽输送及成云致雨有重要影响（Yair等，2004；Pauwels等，2006）。蒸散发作为实际地表水量活动和地表能量平衡方程的共同参量，是陆面研究中参数和数值变化不可或缺的基础条件之一（赵英时等，2013）。从全球陆面角度看，Rosenberg等（1983）指出到达地球表面的降水有70％通过蒸散发作用回到大气中，在干旱区甚至能达到90％，这表明蒸散发在很大程度上影响着水文循环。同时，蒸散发过程是一个吸热过程，吸收的热量大约占地表可利用能量的59％，即能量平衡中由蒸散发引起的潜热通量占据大部分比例（Trenberth等，2009），有研究表明，若没有潜热通量的降温作用，北半球将会升温15～25℃（Wang等，2012）。因此，清楚地认识并定量描述蒸散发过程中地表和大气之间水分和能量的交换过程以及地表和大气的相互作用机理，对于了解区域水分和能量平衡、合理利用和定量化管理水资源以及正确分析和评估人类活动对生态环境造成的影响有十分重要的现实意义（司建华等，2005；马雪宁等，2012；赵玲玲等，2013）。

蒸散发研究，尤其是非均匀陆面实际蒸散发的研究是一个范围相当广泛的课题，它发生于土壤—植被—大气系统内，是一个相当复杂的连续过程，它涉及土壤水分运动、植物水分传送、蒸发面与大气间的水汽交换和热量交换等多个环节（刘昌明等，2011）。在区域水文学和全球气候学研究中，对于大尺度感热和潜热通量过程状态的了解非常重要，蒸散发研究在大气科学、水文科学、地理科学等学科中都扮演着重要的角色（辛晓洲等，2003；王开存等，2005；王军等，2016）。虽然小尺度和空间尺度上的地表—大气界面的能量和物质输送过程可以成功地用模型表示，但由于其影响因素复杂、涉及知识面广、实测资料少等客观条件限制，对所需要的月、季节和区域尺度过程的了解却是不足的，在实际水循环研究中仍是需要攻克的重要难题（Parlange等，1992a；1992b）。因此，蒸散发研究的深入开展，尤其是区域蒸散发的可靠估算可极大地促进大气科学、水文科学和水文实践的发展。

1.1.3　蒸散发研究进展

蒸散发作为全球水文循环过程中极其重要的环节以及能量平衡的重要组成部分，是水文学领域的重要研究方向。但由于其过程复杂，准确观测和估算难度大，对于蒸散发的研究只有300多年的历史。对于蒸散发的研究起源于17世纪末英国人Edmond Halley进行的蒸散发实验，随后经过一个多世纪的发展，1802年道尔顿提出了综合考虑风、空气温度、湿度对蒸发影响的道尔顿蒸发定律，使蒸发的理论计算具有明确的物理意义，道尔顿蒸发定律对近代蒸发理论的创立有着决定性的作用（刘德辉等，1998）。进入20世纪，随着科技进步开始逐渐出现有关蒸散发的测量和估算方法，如波文比能量平衡法、Penman公式等一系列方法，蒸散发研究进入了快速发展阶段。20世纪70年代以来，随着遥感技术的发展，蒸散发研究由点向面扩展，解决了传统站点观测蒸散发所带来的空间分布问题，准确性得到了极大的提升。

（1）早期探索阶段。水文学是一个古老的学科，最早在公元前3200年古埃及时期有关于水资源工作的记载，但是仅局限于对水文现象的观察以及简单的利用，到希腊以及罗马文明，众多的学者对水进行了研究，才开始有了一些水文观测仪器，并出现了对水文循环的认识，但是对于水文循环中的蒸散发环节还只是停留在观察阶段。直到17世纪末，英国著名学者Edmond Halley才进行了第一次蒸散发实验研究，开创了实验水文学（共同创始人），随后Dobson D在英国利物浦进行了长达4年（1772—1775年）的蒸发测量实验，推动了蒸散发研究的发展。虽然在道尔顿蒸发定律提出来以前有众多学者对蒸散发进行了大量研究，但都局限于观测实验阶段，未能提出具有物理意义的公式或定律。

（2）快速发展阶段。自1802年道尔顿提出蒸发定律后，对于蒸散发的研究进入了机理性研究阶段，尤其进入20世纪，蒸散发研究进入快速发展阶段。1926年，Bowen从能量平衡方程出发，将地表感热通量与显热通量之比定义为波文比，提出了计算蒸发的波文比能量平衡法。1939年Thornthwatie和Holzman利用近地面边界层相似理论，在假定边界层内动量、热量和水汽传输系数相等的基础上提出了计算蒸发的空气动力学方法。1948年，Penman和Thornthwatie同时提出了“蒸发力”的概念及其相应的计算公式。其中Penman公式是从能量平衡和空气动力学理论出发建立的综合分析公式，全面考虑了能量平衡、空气饱和差、风速等可能影响蒸发力的要素，具有坚实的理论基础和明确的物理意义，长期以来得到了广泛的应用。Monteith于1963年在研究作物的蒸发和蒸腾中引入表面阻抗的概念，导出了Penman-Monteith公式，为非均匀下垫面的蒸发研究开辟了一条新途径。Swinbank于1955年，依据近地面层湍流理论，提出了用涡度相关技术直接测量并计算蒸发量的涡度相关法。Bouchet于1963年提出了蒸散互补相关理论，即实际蒸散与潜在蒸散之间存在互补关系。该理论的提出是蒸散发计算领域的又一大突破，意义重大，对后来区域实际蒸散的计算起到了极大的促进作用。20世纪70年代，Priestley和Taylor提出了Priestley-Taylor潜在蒸散发公式，Brutsaert和Stricker基于互补相关理论，以Penman公式作为潜在蒸散发计算公式，以Priestley Taylor作为湿润环境蒸散发公式提出了“平流-干旱”模型。1981年，傅抱璞根据对土壤蒸发过程的物理考虑和量纲分析推导了适用于计算各阶段土壤蒸发的普遍公式。随后1983年Morton以及1989年Granger和Grey分别提出了基于互补相关理论的CRAE模型和Granger-Grey模型。

20世纪60年代之后，还出现了通过模拟土壤—作物—大气连续体（SPAC）能量与物质交换过程，来计算植物蒸腾、土壤蒸发。近20年来随着野外实验研究以及微气象学研究的深入，考虑下垫面温、湿、风廓线的解析模式相继出现，并逐渐发展到能考虑植物含水量变化和降水、截留等因素的影响，这种模式的建立需要微气象学、土壤物理学、植物生理学等学科的综合知识。但这些模式大部分是将土壤蒸发与植物蒸腾放在一起考虑的单层模型。与单层模型相对，Shuttleworth等（1985）对稀疏覆盖表面的蒸散进行研究，在其以前工作的基础上假定群体中热量和水汽为单源汇型，建立了由作物冠层和冠层下地表两部分组成的双元蒸散量的理论模式。另外还有将土壤—作物—大气连续体（SPAC）分多层讨论计算蒸散的多层模型等（Jarvis等，1986）。

（3）技术创新阶段。由于下垫面状况的水平非均匀性，由传统方法和模拟方法求得的点上蒸发数据一般不能代表面上情况。20世纪70年代以来，卫星遥感技术的快速发展以及应用，将其与地面微气象学信息的结合，为大面积蒸发量估算提供了新的途径（高彦春等，2008）。由此，蒸散发计算从传统的由站点获取蒸散发向区域整体获取蒸散发转变，进入了蒸散发研究的技术创新阶段，使蒸散发量的计算更加准确，空间分布更加合理（罗玉峰等，2014；周倜等，2016）。

1973年，Brown和Rosenberg根据能量平衡原理，在蒸散发估算中应用了热红外遥感温度，建立了作物阻抗-蒸散发模型。1977年，Jackson等利用地表实测的气象数据与遥感影像数据资料的结合计算了区域蒸散发。受Jackson等的CWSI理论的启发，Menenti和Choudhur在1993年提出了能量平衡指数模型（SEBI）。由于SEBI没有显性考虑植被覆盖度差异对蒸散发的影响，Moran等在1994年借鉴CWSI理论提出了（Ts-Ta）/VI梯形特征空间模型，Moran等先将CWSI理论同时推广到完全植被覆盖区域和裸土区域，然后利用梯形特征空间将CWSI理论进一步推广到稀疏植被覆盖区域。1998年Bastiaanssen等提出的陆面能量平衡算法（SEBAL），强调了表层阻抗和土壤含水量的关系，其巧妙地避免了气象数据空间差值及订正Ts引起的误差，但同时也导致了空间歧义性问题的出现。为了克服SEBAL模型在山区应用中存在较大误差的不足，Allen等在2005年提出了同样利用（Taero-Ta）-Ts线性关系迭代求解H的METRIC模型，但是其未从根本上解决SEBAL模型存在的如干湿像元选取的不确定性等问题。

2000年，Roerink等对SEBI作了简化、改进等方面的尝试，其中将遥感影像反演的地表温度作为反映土壤含水量的指标，提出了冷热像元的概念，将地表反射率等结合得出关键参数——蒸发比。为了避免人为确定干湿像元或干湿边带来的不确定性，在找到适用性较强的k B-1公式后，苏忠波教授在2002年提出了用地表能量平衡模型（SEBS）来估算地表蒸散发量，由于在进行蒸散发估算时精度较好，已经成功应用于多个地区。此外为了弱化订正Ts引起的不确定性，Norman等在经典双源模型基础上，提出了专为遥感应用设计的平行模型，即N95模型（Norman等，1995），随后Anderson等基于N95模型，结合大气边界层增长模型，提出了新二层模型——TSTIM（Two Source Time-Integrated Model），该模型不需要近地面空气温度的辅助，对地表温度的系统误差也不敏感。

目前由于遥感技术的应用范围不断扩大及分辨率加大，将其与地面观测的数据资料相结合，使得蒸散发的模型越来越多地应用到区域蒸散发的研究中，蒸散发的估算在区域尺度上的扩展与模型验证成为发展的趋势（高彦春等，2008；宋立生等，2017）。