皇甫川流域蒸散量遙感估算及動態變化研究

于紅博，楊 劼，宋炳煜

（1．內蒙古草地生態重點實驗室，呼和浩特010021；2．內蒙古師范大學 地理科學學院，呼和浩特010022）

水循環是全球氣候系統中的一個主要組成部分，在水循環的幾個環節中，蒸散占據非常重要的地位，熱量的釋放和吸收是伴隨著蒸散過程同時進行的，全球約60%左右的降水被蒸散所消耗，在農田系統中則有99%的用水被蒸散消耗［1］。特別是在黃土丘陵溝壑干旱半干旱地區，降水稀少，蒸發力強，平均土壤水分含量低，水分奇缺是客觀存在并難以改變的外部因素［2］，因此水在這一地區成為植物生長與植被建設的主要限制因子［3－7］。清楚地認識蒸散，對于合理利用有限水資源具有重大意義［1］。本研究選擇有大量數據積累的鄂爾多斯高原皇甫川流域為研究區，運用遙感方法，結合氣象資料，對1996年、2003年和2007年3期影像進行處理，估算出該流域的日蒸散量，通過對比分析來初步探究黃土丘陵溝壑區區域蒸散量的變化。這對科學有效地利用干旱地區的有限水資源，對生態環境發展的可持續性以及水資源的可持續利用都具有重要的現實意義。

1 研究區概況與試驗方法

1．1 研究區概況

皇甫川流域是黃河中游的一級支流，發源于鄂爾多斯高原與黃土高原的過渡地帶，是半干旱區一條典型的季節性河流，在陜西省境內入黃河，介于39．2°—39．9°N，110．3°—111．2°E，全長120km，面積約為3 240km2，位于鄂爾多斯高原的東部，屬于溫帶干旱半干旱典型草原區。

皇甫川流域較大的地勢高差和較強的暴雨侵蝕使流域水系充分發育，加上現代加速的人為水土流失，將流域切割塑造成梁峁窄小，溝壑密布，地形破碎的丘陵溝壑地貌，屬于強烈水土流失區，是水土保持綜合治理的主要區域。氣溫自西北向東南遞增，年平均氣溫6．2～7．2℃，≥10℃積溫2 900～3 500℃。該流域光能資源豐富，日照充足，大部分地區年日照時數在3 000h以上。歷年平均降雨量420～379mm，并集中在夏季，6—8月份的降雨量占總降水量的61%。年平均蒸發量很大，為年平均降水量的2．7倍左右。年平均相對濕度53%～56%。冬春季風力強盛且頻繁，平均風速2～3m／s，大風日數10～30d。地帶性土壤為以砒砂巖為母質的栗鈣土［8］。天然植被以小半灌木和草本植物居多，建群種有百里香（Thymusserpyllum）、本 氏 針 茅 （Stipabungeana）等。人工植被以人工油松（Pinustabulaeformis）、小葉楊 （Populussimonii）、沙 柳 （Salixpsammophyla）、沙 棘 （Hippophaerhamnoides）、中 間 錦 雞 兒（Caraganaintermidia）為主。農作物以玉米（Zea mays）和糜子（Panicummiliaceum）等為主。

1．2 試驗方法

本研究主要數據來源于本項目組對皇甫川流域2001—2007年的大量數據積累，主要測量的數據如下有：

1．2．1 群落特征調查 草本樣方調查面積為1m×1m，對群落總蓋度和植物種類組成以及每一物種的高度、密度、投影蓋度、生物量（鮮重和干重）進行調查和記錄。灌木樣方調查面積為10m×10m，測定每一植株的冠幅和株高，并選取樣株用刈割法烘干稱重，記錄全樹總葉干重。

1．2．2 葉面積與葉干重的測定 對采集的每個葉片用坐標紙計算葉面積，然后將葉片在60℃的烘箱中烘干，稱重，建立葉面積和葉干重的回歸關系。對灌叢確定標準株，采用整樹刈割法，烘干稱重，由全株葉干重推算全株總葉面積。群落葉干重由標準株葉干重和標準株的數量推得。

1．2．3 蒸騰測定 采用三種方法：用快速離體稱重法測定草本蒸騰強度；用LI－6400便攜式光合系統測定草本和灌木葉片蒸騰速率；用熱耗散法（TDP）測定單株灌木的液流量。

1．2．4 群落蒸散量的測定 草本群落采用土柱稱重法。稱重時間為觀測日的5：00—19：00，每隔1h或2h稱重一次。根據土柱重量變化獲得每小時土柱蒸散的平均值，以此計算出草本樣地的蒸散量。每3 d重做一次土柱樣品。灌木林的蒸散量＝灌木的蒸騰量＋棵間蒸散量。

1．2．5 氣象數據 用自動氣象站連續監測太陽總輻射（kW／m2）、空氣溫度（℃）、空氣相對濕度（%）、2m高處風速（km／h）、2m 高處風向（deg．）、10cm 土層處土壤溫度（℃）、雨量（mm）等環境因子，每0．5h記錄一次。由氣象部門提供1996年8月29日（沙圪堵氣象站）、2003年9月2日和2007年8月12日（薛家灣氣象站）8時、14時及日平均的地溫、氣溫、大氣相對濕度、風速、實際水氣壓、大氣壓，還有這3d的實際日照時數。

1．2．6 遙感數據 遙感影像資料為1996年8月29日、2003年9月2日（包括皇甫川流域的大部分區域，大約有10%的面積沒有被囊括進來）和2007年8月12日（包括皇甫川流域的大部分區域，大約有10%的面積沒有被囊括進來）皇甫川流域的Landsat－5TM衛星數據。

1．2．7 數據處理 用PCI、Erdas和ArcGIS軟件對遙感影像進行處理、分析和制圖。其中對影像的預處理部分包括輻射定標、大氣校正、幾何校正和圖像裁剪。

2 理論及研究方法

本研究的方法體系如圖1所示，主要基于地表能量平衡原理估算流域蒸散量。首先估算地表特征參數各分量，然后得到地表能量平衡各分量，由此算出日瞬時蒸散量，通過積分運算，將時間尺度擴大到日蒸散量。由于地表能量平衡方程只適用于陸地，因此將其中的水體單獨進行處理，利用Penman公式進行水體日蒸發的計算［9］，最后整合到流域日蒸散中。

圖1 遙感反演流域日蒸散量技術流程圖

2．1 日蒸散量

謝賢群［10］根據任一時刻的太陽輻射通量密度的日變化是正弦關系的原理，研究表明日蒸散量與某一時刻的蒸散量存在正弦關系，并對該正弦關系從［0，NE］進行積分得：

式中：ETd——日蒸散量（mm／d）；ETinst——ti時刻的蒸散量（mm）；t——從日出到時刻ti的時間間隔（h）；NE——日蒸散時數，即清晨蒸散開始時刻到傍晚蒸散減弱到接近于0時的時間長度（h），一般在日出后一小時和日落前一小時蒸散接近于0，因此，NE取比理論日照時數少2h。

2．2 瞬時蒸散量

根據潘志強等［11］的研究，瞬時蒸散量采用下式計算：

式中：λ——蒸發潛熱［2．49×106W／（m2·mm）］；LE——潛熱通量（W／m2）。

2．3 潛熱通量

Priestley和Taylor于1972年提出了一種直接計算潛熱通量的方法［12］：

式中：Rn——地表凈輻射通量（W／m2）；G——土壤熱通量 （W／m2）；Δ——飽 和 水 汽 壓 斜 率 （kPa／K）；γ——潛在蒸散常數（kPa／K），郭曉寅［13］提出在溫帶半干旱地區的α與NDVI、地表溫度Ts（℃）和大氣溫度Ta（℃）之差有如下關系：

α＝0．615－0．0343（Ts－Ta）＋0．85NDVI （4）

2．4 凈輻射通量

地面由于吸收太陽總輻射和大氣逆輻射而增加熱量，同時又向外放射長波輻射而損失熱量。地面收入輻射能減去支出，所得輻射能的差值稱為地面輻射差額［14］。地表凈輻射通量的區域分布是由短波凈輻射和長波凈輻射共同決定的［15］，即地球表面的輻射平衡方程可表示為：

式中：Rn——地表凈輻射通量（W／m2）；Q——太陽總輻射（W／m2）；Rl↓——大氣下行長波輻射（W／m2）；Rl↑——地表長波輻射（W／m2）；α——地表反射率。2．4．1 太陽總輻射 有大氣時到達地表的太陽總輻射［14］為：

式中：h——太陽高度 角；P——大 氣 透明系 數；dr——天文單位日地距離；I0——太陽常數，這里取1 366．67W／m2。大氣透明系數P與緯度φ之間的關系為［14］：

2．4．2 大氣下行長波輻射 大氣下行長波輻射Rl↓（晴天）由式（8）［16］計算得到：

式中：a＝0．35，b＝10．0K／hPa；Ta——百葉箱中的大氣溫度（K）；e0——百葉箱中的水汽壓（hPa）；σ——斯蒂芬—波爾茲曼常數，σ＝5．67×10－8W／（m2·K4）。

2．4．3 地表長波輻射 地表長波輻射Rl↑根據斯蒂芬—波爾茲曼定律，可表示如下：

式中：ε——地表比輻射率；σ——斯蒂芬—波爾茲曼常數；Ts——地表溫度（K），地表溫度由遙感影像反演得到［17－18］。

2．5 土壤熱通量

土壤熱通量是熱量平衡方程中的重要組成部分，它指的是由于傳導作用而存儲在土壤和植被中的那部分能量，表征土壤表層與深層間的熱交換狀況。在地表能量平衡方程中，表示地表可利用能量，雖然地表土壤熱通量相對其它三個量比較小，卻不容忽視。土壤熱通量根據馬耀明等［15］的研究由式（10）得到：

式中：Ts——地表溫度（℃）；α——地表反射率；Rn——地表凈輻射通量（W／m2）；NDVI——歸一化植被指數。

2．6 水體日蒸發

在土壤熱通量和潛熱通量的計算過程中，將水體當作裸地進行處理。但水體和土壤的性質差別很大，因此，在計算日蒸散時，應將水體單獨進行處理。本研究首先利用改進的歸一化差異水體指數（MNDWI）提取水體信息［19］，利 用 Penman 公 式進行計算［9］，然后將結果整合到日蒸散量中。

2．7 結果檢驗

運用本項目組進行群落調查、實驗研究以及數據分析處理得到的2003年主要群落蒸散實測值對該方法進行點上驗證，結果如表1所示。最小相對誤差為4．77%，為本氏針茅群落；最大相對誤差34．43%，為壩耕地。平均相對誤差為17．47%，在誤差允許范圍之內。壩耕地的估算值與實測值相比偏小，誤差較大。

表1 2003年流域蒸散模擬值與實測值對比

利用FAO推薦的估算參考作物蒸散的Penman－Monteith公式對1996年和2007年皇甫川的壩耕地、裸地和林地（側柏）進行了檢驗，根據FAO推薦的作物系數，取農作物系數為1．15，裸地為0．8，林地為1．08。檢驗結果如表2所示。

表2 遙感估算流域蒸散與FAO（P－M）方法值對比

由表2可知，最大相對誤差為19．88%，最小相對誤差為7．24%，平均相對誤差為12．87%，均在誤差允許范圍之內。證明該遙感方法具有一定的適用性。

3 結果與分析

反演得到的1996年和2007年的日蒸散量分別如圖2所示（2003年與2007年時間相距較近，地表狀況變化不大），3a蒸散量的直方圖如圖3所示。由圖2可看出，反演得到的日蒸散量分布與地表狀況比較吻合，植被覆蓋區日蒸散量較裸地區（裸河床、砒砂巖、沙地以及城區）大，植被密集的地方（河床兩側的農田、林區）蒸散值較大，明顯高于植被稀疏的地區，由于該區溝壑密布，陽坡的蒸散量明顯高于陰坡，日蒸散量最大的對應于水體，最小的為裸地。

圖2 皇甫川流域不同時期TM影像反演的日蒸散量

由于2007年8月12日的潛熱通量比1996年8月29日的潛熱通量低，所以得到的蒸散量除水體外總體比1996年的小。水體由于2007年8月12日風速較大而使空氣的動力作用受到較大影響，得到的蒸發量較1996年的大。由直方圖可知，3個年份日蒸散量的分布范圍基本一致，主值區間為1～4mm／d，特別是2003年與2007年由于時間相距較近，地表狀況變化不大，蒸散量分布情況相差無幾。由于其瞬時蒸散量由大到小依次為：1996年、2003年、2007年，且基本都在8月份，日長相接近，因此得到的日蒸散量順序與此一致。經過統計分析，皇甫川流域8月份平均日蒸散量隨年代的增加呈遞減趨勢，由1996年的2．50mm／d，到2003年和2007年分別降到2．32 mm／d和2．29mm／d。蒸散量減小一是因為整個流域植被蓋度逐年減小，根據遙感方法得到的3期影像的蓋度值表明，整個流域平均植被蓋度呈下降趨勢，由1996年的17．33%降到2007年的11．25%；二是由于自1999年以來開始實行的“退耕還林還草”政策使農田面積有所減小，1996—2007年11a間農田的面積減少了5．25%。

按生活型分類的各植被覆蓋的地表，其日蒸散量均為正態分布，其分布峰值（指各直方圖中占像元素最多的值，并不是日蒸散量最大值）為，1996年：農田2．64 mm／d，喬木林2．58mm／d，灌木林2．44mm／d，半灌木林2．62mm／d，草本2．65mm／d，裸地1．40mm／d；2003年：農田2．37mm／d，喬木林2．88mm／d，灌木林2．32mm／d，半灌木林2．11mm／d，草本2．61mm／d，裸地1．85mm／d；2007年：農田2．37mm／d，喬木林2．27mm／d，灌木林2．11mm／d，半灌木林1．96 mm／d，草本2．04mm／d，裸地1．60mm／d。

圖3 皇甫川流域日蒸散量分布直方圖

4 結 論

利用遙感反演得到的日蒸散量分布與地表狀況比較吻合，植被覆蓋區日蒸散量較裸地區（裸河床、砒砂巖、沙地以及城區）的日蒸散量大，植被密集的地方（河床兩側的農田、林區）蒸散值較大，明顯高于植被稀疏的地區，由于該區溝壑密布，陽坡的蒸散量明顯高于陰坡，日蒸散量最大的對應于水體，最小的為裸地。

分別用實測數據和FAO推薦的Penman－Monteith公式對結果進行了驗證，平均相對誤差分別為17．49%和12．87%，在誤差允許范圍之內，證明該遙感方法具有一定的適用性。通過對比分析，從1996年到2003年再到2007年，8月份流域日蒸散量呈逐年遞減的趨勢。

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