蒸散是植被及地面整体向大气输送的水汽总通量, 是水分平衡的主要分量, 包括系统蒸发和植物蒸腾。蒸散是一个复杂的连续过程, 全面了解蒸散需要气象、土壤、植物、水文等多学科知识; 其对探求全球水分循环规律、正确认识陆地生态系统的结构和水文功能具有重要意义。全球约60%左右降水被蒸散所消耗, 在农田系统中则有99%用水被蒸散消耗(smarty et al., 1998; Kite, 2000)。蒸散作为水循环的重要环节对于了解水循环过程、合理利用有限水资源有重大意义(Sellers et al., 1996)。

此外, 蒸散作为水文和生物过程连接因子是衡量生态系统生产力的重要指标(Aber et al., 1992); 作为能量平衡的组成部分则反映了系统可利用能, 可作为生物多样性、生物区域分布的指示因子(张新时, 1989a; 1989b;Currie, 1991)。同时蒸散与全球变化密切相关, 对诸如CO₂浓度变化等敏感, 对研究植被与全球变化间的相互关系意义重大(Dow et al., 2000; 许振柱等, 2003)。

但直至目前为止蒸散研究多以均质下垫面(草地、农田等)研究为重点, 而非均质下垫面研究的大多数理论与方法都直接来源于均质下垫面蒸散研究, 且都建立在其基本假设之上(Allen et al., 1998; Angel et al., 2004)。然而, 不同下垫面在结构与功能上存在着显著差异, 很多假设在不同下垫面不能很好地应用, 导致在蒸散研究中, 仍没有通用的方法, 因此总结蒸散研究现有理论和方法, 研究其适用性, 发展基于新技术和新途径的研究方法成为必然。

1 植被蒸散传统研究方法

人类对蒸散研究可追溯到公元前6世纪古希腊人对蒸发的观察和研究, 就研究手段发展而言可分为古希腊古罗马时代, 17、18世纪最初实验测量时代和近代基本理论方法发展时代3个阶段(Brutsaert, 1982)。古希腊时期对蒸散研究多是对现象的简单推理, 缺乏实验数据; 古罗马时期的研究受古希腊思想理论的影响, 多是对古希腊理论的回顾和评述, 但在后期也开始注重对实际观察。到17、18世纪, 研究开始注重实际观测, 但由于科技发展水平限制, 当时研究仪器方法相当简单, 多是通过容器中水深度或质量的变化测定蒸散量。之后逐渐形成了相对标准的蒸散测定容器, 可看作是蒸渗仪的雏形。1802年Dalton蒸发理论的提出奠定了近代蒸散研究的理论基础(Brutsaert, 1982)。之后, 随着相关学科的发展, 许多学者在理论和实验方面开展了大量蒸散研究, 逐渐形成了水量平衡、波文比法、涡动相关法、模型模拟等一系列成熟可靠的蒸散研究方法(Monteith, 1975)。

传统蒸散研究方法可以分为实际测定和估算2类。实际测定方法包括水文学方法、微气象学方法、植物生理方法; 估算方法是通过模型计算蒸散, 主要包括分析模型和经验模型2类。

水文学方法是基于物质守衡原理发展的方法, 分为水量平衡法、蒸渗仪法。水量平衡法发展和应用已有很长的历史(Greacen et al., 1984; 马雪华, 1993), 但准确测量水量平衡中全部变量较为困难, 实际应用中发展了许多简化形式, 可用于较小样地或大流域, 时间尺度可以从周到年或更长(Brutsaert, 1982; Mastrorilli et al., 1998)。现在其仍是流域尺度水文过程研究中简便有效的方法, 并作为其他估算方法的验证途径(刘世荣等, 2003; Mo et al., 2004)。蒸渗仪可分为称重式和非称重式2类, 由于易于操作和相对低廉的费用常被用于蒸散模型的验证手段(Allen et al., 1998)。但使用中要注意样地代表性及保持表面连续性, 避免平流效应影响, 尽量降低"绿岛效应"导致的测定误差(Brutsaert, 1982; 刘昌明等, 1999)。

微气象学方法是根据微气象原理直接或间接测算蒸散, 包括空气动力学法、涡度相关法、波文比能量平衡法等。微气象学方法测定蒸散都是在假定空气动量、能量和水气湍流扩散系数相等前提下进行的, 即在中性层结大气条件下才能获得较为准确结果, 而在非中性层结条件下要对参数进行相应调整(Monteith, 1975), 因此这类方法的应用需特别注意平流对仪器的影响以及仪器本身灵敏度等的要求, 以免得出错误测定结果(Brutsaert, 1982; Perez et al., 1999; 刘昌明等, 1999)。

植物生理学方法一般测定较短时间内植株某部分(叶片、茎杆)或整株或数株的水分耗损, 包括示踪法、气室系统法、气孔计法、植株液流法等。其中液流法不受环境条件、树冠结构及根系特性的影响, 方法简单, 是测定树木蒸腾较为常用的方法(Grainer et al., 1996; 尹光彩等, 2003), 主要包括热平衡法、热脉冲法、热扩散法。液流法测定单株或几株植物蒸腾可以获得较好的结果, 但群落整体的蒸腾往往更有科学意义。液流法耦合到林分水分消耗可得较好效果(Grainer et al., 1996), 但并不稳定, 必须很好地研究尺度耦合过程(Vertessy et al., 1995; Stan et al., 2000)。许多学者将液流法与其他方法进行对比, 均得到较为一致的蒸散结果(Dugas et al., 1993; Saugier et al., 1997);但在植物处于低蒸腾速率时往往出现较大偏差, 而天或更长时间尺度则误差很小(Cohen et al., 1993)。此外, 液流法只测量植被蒸腾, 忽略了土壤蒸发, 而土壤蒸发有时可达总蒸散的20%(Brutsaert, 1982), 因此在计算群落蒸散时还应考虑土壤蒸发。

蒸散模型中的分析模型以Penman-Monteith(P-M)模型和Shuttleworth-Wallce(S-W)模型最为成熟和常用; 经验模型则包括联合国粮农组织作物系数法、Priestley-Taylor经验公式、Blancy-Criddie公式、Thornthwaite公式等。P-M模型具有很好的物理依据, 能较清楚地了解蒸散的变化过程及其影响机制, 应用广泛(Mo et al., 2004)。但模型视冠层为均质整体, 假设冠层显热、潜热通量发生于同一理论表面, 同时空气动力学阻抗也在这个高度和参比高度间求得(刘昌明等, 1999)。S-W模型的建立则弥补了P-M模型的不足, 可分离植被蒸腾和土壤蒸发, 模型所需参数较多, 但对研究不同植被类型和下垫面蒸散意义重大。分析模型基于全面的大气物理和植被生理理论, 理论基础坚实, 但模型所需参数较多不易获取。经验模型所需参数则较少, 应用相对简单, 其中以作物系数法和Priestley-Taylor经验公式法较为常用。作物系数法应用关键是获取各阶段作物系数, 但作物系数的确定非常复杂, 在不同的区域需要进行校正且方法主要是针对农作物, 无法应用于其他复杂下垫面(Allen et al., 1998)。应用Priestley-Taylor公式的关键是选取适宜α值。大量研究表明α＝1.26具有广泛性, 应用于不同的区域都得到了较为理想的结果(Angel et al., 2004)。但研究也表明α与蒸汽压、土壤水分、风速、辐射等有关(张志明, 1984)。公式忽略了空气动力学项, 未考虑蒸汽压、风速、平流等对蒸散的影响, 计算值比其他方法得到的蒸散值偏低(Angel et al., 2004), 模型参数简单可与遥感资料很好地结合(Jiang et al., 2001)。

2 蒸散研究的新技术途径

当今全球变化背景下, 水文大气科学研究倾向于流域乃至全球尺度; 而传统蒸散研究方法得到的结果多是点数据, 需扩展到流域及全球尺度。许多国际项目通过在不同区域建立观测点组成检测网络以满足大尺度研究的需求, 但研究需要开展大规模实验, 投入大量专业技术人员及仪器设备, 费用昂贵(Chehbouni et al., 2000; Watts et al., 2000)。近几十年闪烁通量技术、遥感技术的应用为大尺度蒸散研究带来新的契机(Hill, 1992; Chehbouni et al., 2000; Lagouarde et al., 2000; 张仁华等, 2001)。

2.1 闪烁通量法

闪烁通量仪是1种测量空气折射系数湍流强度的设备, 其通过测定值与显热通量的关系利用一定算法可转换为下垫面平均显热通量。仪器由一个发射器和一个接受器组成。发射器发射一定波长的电磁波在经过一定路径的湍流大气后由发射器进行接受, 接收器直接测量空气折射系数n的结构参数C_n², C_n²受大气温度、湿度和压力波动影响(Lagouarde et al., 2000)。由C_n²求得温度结构参数C_T²(Hill, 1992; Chehbouni et al., 2000), 公式如下：

(1)

式中：T_a为空气温度; γ为空气折射系数; P为大气压; β为波纹比。定义温度尺度函数T_*如下：

(2)

式中：H为显热通量; ρ为空气密度; c_p为空气定压比热; u_*为摩擦风速。在稳定条件下通过下式关联温度结构参数和温度尺度(De Bruin et al., 1995)：

(3)

式中:z_s为光束高度, d为零位移高度。函数f在不同大气稳定条件下计算方法不同(Hill, 1992; De Bruin et al., 1995)：

(4)

(5)

Monin-Obhukov长度L由下式计算：

(6)

然后通过叠代过程得到显热通量, 计算过程有一层算法和C_T²廓线法(De Bruin et al., 1995; Lagouarde et al., 2000)。一层算法首先通过(1)、(3)式得到T_*, 然后计算摩擦风速。

(7)

式中：z_u为风速测量处高度; z₀为粗糙长度; ψ_m稳定函数由下式计算。

(8)

(9)

显热通量由(2)式计算。由于显热通量决定大气稳定性, 进而影响混乱传输, 因此需要通过叠代过程计算(z-d)/L、u_*、ψ_m。首先假设(z-d)/L=0, 由(1)至(9)式叠代计算H。

C_T²廓线法则是在不同高度测定C_n², 由(1)、(3)、(4)、(5)式可得不同高度C_T²比值r：

(10)

式中：z_s1、z_s2为不同测量高度。上式假设通量不随高度变化, 即Monin-Obhukov相似理论成立, L由(10)式计算。

(11)

(12)

将(3)式用于各层测定计算T_*, 摩擦风速则由(6)式计算, 显热通量最终由(2)式得出, 潜热通量则由能量平衡求得。一层算法是较为常用的算法, 若能准确估算粗糙长度则可得到较理想结果, 与波文比、涡动相关等其他方法所测结果较为一致(De Bruin et al., 1995)。C_T²廓线法为最近发展的算法, 研究表明其结果与其他方法有较大偏差, 尤其是在近中性或不稳定大气条件下不能应用(Hill, 1992; Lagouarde et al., 2000)。

闪烁通量技术的发展仅30年左右, 但已受到研究者的青睐(De Bruin et al., 1995; Chehbouni et al., 2000)。研究表明其有其他方法不具备的许多优点。首先其可以测定几百米到数公里不同尺度的通量值, 更具代表性, 对于遥感信息验证及尺度问题的解决都非常有益(De Bruin et al., 1995; Chehbouni et al., 2000; 黄妙芬等, 2004)。仪器受下垫面影响小, 可测定不同下垫面通量, 克服了其他方法对下垫面敏感的缺点(Meijninger et al., 2000)。此外, 平流、风速等对其影响也较小。但研究也表明作为新方法其有不足之处, 仍有待于进一步完善。一般, 仪器在夜间测定值可达10%误差(Meijninger et al., 2000)。在平坦下垫面粗糙长度可较为准确获取, 方法应用理想; 在下垫面复杂区域(植被变化、地势起伏较大), 由于温度尺度受粗糙长度影响, 而此条件下准确估算粗糙长度又较为困难, 如何获得理想结果有待进一步研究(Lagouarde et al., 2000)。研究也表明仪器的安装高度及距离对测定结果有较大影响, 应用中如何选择合适高度及距离非常重要(Lagouarde et al., 2000)。

2.2 遥感蒸散研究

传统蒸散测算方法多是点数据, 在推广到大尺度时由于下垫面几何结构及物理性质的非均质性, 很难取得准确结果, 遥感技术的出现和发展为此带来新希望。多时相、多光谱及多倾角遥感资料能够综合反映出下垫面几何结构和湿热状况, 特别是表面热红外温度与其他资料结合能够较客观地反映近地层湍流热通量大小和下垫面干湿差异, 使得遥感方法在区域蒸散计算方面比常规的微气象方法精度高(张仁华等, 2001)。

随着遥感技术的发展和应用, 利用遥感技术计算蒸散成为近年来水文研究的重要趋势。遥感中可见光、近红外和热红外波段的数据反映了植被覆盖与地表温度的时空分布特征, 可用于能量平衡中净辐射、土壤热通量、感热通量组分的计算(Coll et al., 1997; Sobrino et al., 2000)。利用遥感研究蒸散有很多种方法, 主要有经验统计及半经验模型、物理模型和数值模型(Kustas et al., 1996)。经验统计及半统计模型是利用瞬时遥感观测值, 并通过净辐射、显热潜热通量的假设关系确定日蒸散量, 以简化法较常用, 一般是通过遥感地表辐射温度计算日蒸散量(Lagouarde et al., 1992; Caselles et al., 1998)。其表达式为:

(13)

式中：R_n24和LE₂₄分别是24 h净辐射和蒸散量; T₀₁₃和T_a13分别是当地时间13:00地表辐射温度和气温; B和n是经验参数, 由NDVI的函数确定(Carlson et al., 1995)。

物理模型多是以余项法计算潜热通量：

(14)

式中G通过与R_n、NDVI关系计算, H则利用下式计算：

(15)

式中：T_aero为表面动力温度, T_a为参考高度处气温, r_ah为空气动力学阻抗。T_aero不能用遥感技术直接测量, 一般是用地表温度T_s代替。对于全植被覆盖两者差异较小(Huband et al., 1986), 对于部分植被覆盖区域两者之差可达10 ℃(Kustas, 1990), 之后考虑T_aero和T_s差异的单源和双源模型避免了这些缺点(Lhomme et al., 1994; Troufleau et al., 1997)。近20多年, Penman-Monteith、Shuttleworth-Wallce等数值分析模型被应用到遥感蒸散研究中(Carlson et al., 1981)。

经验统计及半经验模型、物理模型是通过遥感获取瞬时值以余项法得到潜热通量, 其关键是准确获得各种表面温度, 在植被完全覆盖下垫面可获得较好结果; 但此类方法以蒸散比率法估算日蒸散, 不能反映蒸散连续变化且假设关系在夜间及晨昏时刻通常不成立(Zhang et al., 1995)。数值模型可模拟能量通量连续变化并用遥感资料及时更新; 但需输入土壤、植被参数及连续气象资料, 而这些在区域尺度上很难获取。

3 蒸散研究发展趋势与展望

蒸散研究从Dalton提出蒸发理论至今已有200多年, 取得了许多重要进展。当前研究倾向于2个大的方向, 即侧重于物理、生理生态机制的小尺度及微观尺度蒸散研究和全球变化背景下的大尺度蒸散研究, 许多新技术方法也被应用于研究中。

蒸散主要包括植被蒸腾蒸发、土壤蒸发, 各自所占比例时空变异非常大(Reynolds et al., 2000; Ferrettil et al., 2003)。许多仪器方法可以测定蒸散组分, 但在尺度扩展、实地测定及空间代表性等方面存在缺陷而无法准确分离蒸散各组分(Jarvis, 1995; Reynolds et al., 2000)。近来稳定同位素用于蒸散研究, 可对蒸散各组分进行定量研究(Ferrettil et al., 2003), 与涡动协方差、波文比法结合可在生态系统尺度上对蒸散各组分进行精确量化和分离, 进而可用于校正许多模型参数。

全球变化包括气候变化、大气组成变化及土地利用与土地覆盖变化等几个方面, 其变化引起植物生理生态特性改变, 从而受植被生理生态因子影响的植被蒸散也随之变化(许振柱等, 2003)。全球变化对蒸散的影响及蒸散对环境变化的响应是当前许多研究的焦点(Lockwood, 1999; Goyal, 2004)。研究表明土地利用及覆盖改变可引起蒸散的明显变化(Mahmood et al., 2003);CO₂浓度倍增则使气孔导度下降30%~50%, 蒸腾下降10%~25%, 冠层水平蒸散下降22% (Clenton et al., 1997), 同时CO₂浓度增加使气温上升, 降水时空格局改变; 温度上升使蒸散显著增加(Lockwood, 1999; Goyal, 2004), 降水时空格局变化则使蒸散时空分布及蒸散各组分所占比例显著改变(Reynolds et al., 2000)。

大尺度蒸散研究以遥感技术为主要手段, 当前遥感数据分辨率从几米到几公里不等, 与点测量或经验公式结果结合可将蒸散外推到更大区域, 是空间尺度扩展的有效手段。闪烁通量技术的应用, 提取和验证遥感信息更加方便和准确(支克广等, 2002; 黄妙芬等, 2004)。但大像元尺度遥感数据存在亚像元非均质性问题, 往往对蒸散估算带来很大误差(郭晓寅等, 2004)。遥感数据在时间上多为几天获取1次, 高频遥感数据可达1天1次(刘玉洁等, 2001)。但遥感数据为瞬时值, 而农业、气象、水文等所需至少以天为尺度, 因此需将瞬时值扩展为天或更长时间尺度。时间尺度转换包括简化法、自我保持法、相似法、Priestely-Tailor法等(Brutsaert, 1982; Crago, 1996), 其中以自我保持法最为常用(Brutsaert et al., 1992; Zhang et al., 1995)。

蒸散研究未来趋势必定是向蒸散物理机制、生理机制的深层次研究的综合发展, 这要求有更高精度蒸散测定仪器或估算方法, 而且不同下垫面所得蒸散值应具有可比性。而当前蒸散研究手段很难达到要求。因此, 深入研究和完善现有理论方法, 探讨新方法、新思路是蒸散研究的必由之路。未来蒸散研究应重点围绕以下几个方面开展：1)实测法是估算法必须的验证手段, 必须对观测仪器方法进行研究和发展, 提高观测精度, 为估算法提供基础。闪烁仪、涡动相关仪等新仪器的应用为蒸散观测精度的提高带来契机, 将成为未来蒸散观测的主流。2)同位素等新方法与茎液流等传统方法结合, 深入研究蒸散的物理、生理机制, 对全球变化与蒸散相互作用机制研究非常重要, 同时也利于蒸散理论的进一步发展完善, 为建立广泛适用的蒸散模型奠定基础。3)尺度转换是许多领域共同面临的难题, 目前尺度转换方法还存在诸多问题。就空间尺度而言, 小尺度到大尺度转换的取样代表性、边界层特性等限制了方法的准确性; 而大尺度到小尺度转换虽考虑了各种外界蒸散影响因子, 但其简化了植被自身生理因子在转换为小尺度时存在的困难(Jarvis, 1995)。遥感方法可跨越不同空间尺度, 但存在时间尺度转换问题, 其时间尺度转化是在许多假设前提下实现, 但假设条件并不完全准确, 需要进一步完善发展。这些问题的解决将使尺度研究取得突破进展, 同时为耦合不同尺度模型及建立适用于跨尺度模型奠定基础。4)蒸散模型是在实测基础上得到数学物理模式进行蒸散估算。蒸散估算已有众多模型, 但多数模型应用都有一定的假设条件和地域限制性, 缺乏适用于不同尺度的普适模型。模型方法与遥感结合最有可能耦合小尺度和中、大尺度, 因此如何发展精确性高可用于不同尺度的模型将是解决尺度问题的主要手段, 也是未来研究的重点和难点问题。