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基于能量平衡的蒸散发模型研究进展 1 蒸散发的地理分布模型 蒸发和植被蒸发是土壤、气和生物圈（et）的主要过程，也是水循环中最重要的组件之一。人类研究蒸散发已有很长的历史,尤其是近半个世纪以来,从计算可能蒸发的Penman公式的建立,到估算非饱和面蒸发的Penman-Monteith公式的提出,再到基于植物生理、微气象学的土壤-植被-大气传输模型,人们试图从理论上模拟和估算蒸散发。而为了得到真实的蒸散发值,亦发展起来众多实测方法,如器测法、波文比-能量平衡法、田间水量平衡法、涡度相关法等。大量的理论和实践证明,蒸散发及其时空分布与气象状况、土壤水分、植被等因素彼此关联而又相互制约,难以准确获取。传统估算和实测蒸散发的方法大都基于局地尺度。由于在较大空间尺度内陆面特征和水热传输具非均匀性,因此传统方法难以获得区域尺度的蒸散发。遥感技术的兴起使估算区域尺度的蒸散发成为可能:非接触大面积的遥感地表辐射和温度状况,直接提供了土壤-植被-大气系统的界面能量信息;多光谱、多角度的遥感资料可反演蒸散发估算所涉及的下垫面特征参数;多时相的热惯量遥感可反映土壤和植被水分状况。自20世纪70年代以来,涌现出许多估算蒸散发和地表通量的模型,而估算蒸散发的传统方法也由于利用遥感数据所提取的信息在时空尺度上得以扩展。 2 地表能量及地表辐射强度r 利用遥感手段估算区域蒸散发(潜热)的基本思想是竖直方向的能量平衡。忽略光合作用耗能和水平方向能量输入的能量平衡方程为: 式中,R为净辐射通量,G为土壤热通量,H为感热通量,λE为潜热通量。R由太阳入射角、地表反照率、地表比辐射率、地表温度和大气下行辐射等确定。G通常由R和下垫面特征参数如叶面积指数、NDVI等确定。H和λE的确定是遥感蒸散发模型的核心,而不同的遥感蒸散发模型在确定感热通量和潜热通量的过程中具有不同的角度和建构思想。利用遥感数据可以获取能量平衡各项所需的地表温度、地表比辐射率以及地表反照率、叶面积指数、植被覆盖度等下垫面特征参数。由于不同遥感模型的设计原理、对气象要素和经验关系依赖程度以及研究对象的特点不同,使其具有不同的实用性和反演精度。 2.1 空气动力学温度taero模型 刻画净辐射通量和湍流热交换有两种方式。一种是将能量界面当作组分均匀的单层“大叶”,对土壤和植被不做区分。另一种是分别考虑土壤和植被水热传输特性及其相互作用的多层模型,其中双层模型被广泛应用。 对于单层模型,感热通量的基本表达式为: 式中,Taero为空气动力学温度,即土壤和植被水热汇(源)处的温度;Ta为参考高度(一般认为在冠层上方2m)处的温度;ra是空气动力学阻抗,是风速、大气稳定度和动量传输粗糙长度zm的函数;rex被称为“剩余动力学阻抗”。剩余动力学阻抗由热量传输阻抗大于动量传输阻抗引起。McNaughton和Van den Hurk认为剩余动力学阻抗与冠层的特征有关,但从1973年开始,Garratt和Hicks用[ln(zm/zh)]/(0.4u*)来估计剩余动力学阻抗rex,其中,In(zm/zh)=2,u*是摩擦速度。剩余动力学阻抗近30年来一直是微气象学领域研究的课题之一。Kustas等人用辐射温度Trad代替式中的空气动力学温度Taero,热量传输粗糙长度与动量传输粗糙长度的关系用kB-1表示,即zm=zhexp(kB-1)。kB-1与陆面特征、植被高度及结构等因素有关。在下垫面均匀条件下,通常取zm/zh=10,即kB-1=2.3。因此,式(2)和式(3)又可表示为: 通常,遥感数据可获得地面辐射温度Trad,但Trad与温度剖面曲线zh高度的空气动力学温度Taerd不同。不同的模型在处理Taero和Trad的差异上有不同的思路。例如Stewart等用“剩余阻抗”作为Trad代替Taero的调节因子,以减小二者的误差。但剩余阻抗往往与观测角度、风速等因素有关,其确定往往具有较大的经验性。值得指出的是“剩余阻抗”与前述“剩余空气动力学阻抗”不是一个物理概念,在实践中应该区别对待。Troufieau等人直接对空气动力学和地表温度差进行调整,通过实验确定经验系数,以消除Trad代替Taero的差异,并将kB-1系数或剩余动力学阻抗整合在温度差的调整中,因此感热通量又可表示为: 式中,α和β为实验所确定的经验系数,与植被和地表特征有关。由于植被参数和地表特征的空间非均匀性,导致α和β亦有较大的空间非均匀性和不确定性,从而导致该方法在实践中难以应用。 上述单层模型在求解出感热通量以后,潜热通量就是净辐射通量扣除土壤热通量和感热通量的剩余,因此又称为“剩余法”或“余项法”。单层模型在反演植被覆盖度较高、下垫面均匀的陆面蒸散发时精度较高,并且由于所涉及的空气动力学阻抗能够根据下垫面特征及常规气象观测资料较为容易