第1章 蒸散
蒸散过程在自然界中到处发生，是水消耗一定的能量从液态转变为气态的过程。水在相变过程中所伴随的潜热转化是大气中能量传输的方式之一。它对云、雾、降水的形成和发展以及其他天气现象的产生都具有重要影响。基于水的来源与机理，可以将蒸散分为植物冠层截留蒸发、植被蒸腾、植被棵间蒸发、地表截留蒸发、土壤水蒸发、水面蒸发等。其中，发生在海洋、江、河、湖、水库等水体表面的蒸发称为水面蒸发；发生在土壤或岩石表面的蒸发称为土壤蒸发；水经过植物生命体气孔而汽化的过程称为植被蒸腾；蒸散主要包括土壤蒸发和植被蒸腾(Burman and Pochop，1994)，它是土壤-植被-大气系统中能量水分传输及转变的主要途径。水分由液体转变为气体的过程需要吸收热量，因此陆表蒸散过程的汽化潜热也是热量平衡的主要项(Brutsaert，1982a)。在到达地表的太阳辐射中，约有48%的能量被用于陆表蒸散过程，而陆地上约64%的降水以蒸散方式重新进入大气，参与地表水循环(Oliver H R and Oliver S A，2013)。因此陆表蒸散是陆地表层水循环中除降水之外的*大分量，也是陆面过程中地气相互作用的重要过程之一(吴炳方等，2011；田国良等，2014)。
蒸散是流域水文-生态过程耦合的纽带，是流域能量与物质平衡的结合点，也是农业、生态耗水的主要途径。随着全球气候变化、流域水资源等问题的日益突出，蒸散的研究尺度逐渐从传统的点或斑块尺度转向区域、全球尺度。掌握流域的蒸散时空结构，将极大地提升人们对流域水文和生态过程的理解及水资源管理能力。掌握农田的蒸散时空结构，将更好地开展农业水管理。传统的地表蒸散观测方法主要包括水文学法、微气象学法、植被生理法等，观测仪器包括蒸发皿、小型与大型称重式蒸渗仪、涡动相关仪、大孔径闪烁仪（large aperture scintillometer，LAS）、波文比能量平衡观测系统、热扩散液流测量系统、稳态气孔仪等。传统的地表蒸散观测技术通常是基于单点、小尺度的测量，难以推广到区域尺度(Wang and Dickinson，2012)。
面对流域尺度地表蒸散的需求，遥感技术提供了一种新的监测手段。20 世纪 70 年代初，遥感数据就被用于局地和区域尺度陆表蒸散的估算(Price，1980；Soer，1980；Jackson et al.，1981；Hatfield et al.，1983)。随着极轨气象卫星的出现，高时间分辨率遥感数据满足了估算陆表蒸散的特殊要求。卫星遥感技术并不能直接测量陆表蒸散，而是测量与陆表蒸散计算有关的环境参数，进而间接估算陆表蒸散(吴炳方等，2011)。光学传感器的发展体现为高光谱、高空间分辨率的特点，微波遥感的发展体现为多极化技术、多波段和多工作模式的特点，这为不同的遥感蒸散模型的发展提供了多种数据源。与点尺度上的测量相比，遥感技术可快速获取大范围的连续空间覆盖信息，优越性突出(Rango，1994；Vinukollu et al.，2011)。近年来，随着陆表蒸散理论和遥感技术的进一步成熟，陆表蒸散遥感估算方法得到了迅速发展，并在区域陆表蒸散研究中发挥了不可替代的作用。
1.1 蒸散原理
蒸散作为一种物理现象，其本质是水从液态到气态的转化。这种转化通常需要经过两个过程。首先，外界的能量供应为水分子提供动能，支持其从液体表面逸出；之后，空气的湍流运动将逸出的水分子从液体表面附近转移到大气中，避免其重新凝结(Brutsaert，2005)。其中，外界的能量主要来源于太阳辐射，而空气的湍流运动主要由风速和风向的变化引起。这两个过程分别代表着以能量驱动蒸散和以湍流驱动蒸散的两种方式（图1-1），均属于在微观尺度上对蒸散过程的机理进行描述。
图1-1 蒸散原理示意
能量驱动主要描述蒸散的产生过程，而湍流驱动主要描述蒸散的转移过程，前者关注蒸散表面所接受的能量平衡状态，而后者主要涉及地表-大气间的物质和能量传输以及空气动力学理论。在机理层面上，这两种方法分别基于不同的原理，且分属于蒸散过程中的两个方面，因此可以在各自的基础上发展出对蒸散进行定量描述和计算的理论。但是，能量驱动蒸散产生后需要空气的湍流运动对水汽进行运输，同时水汽随空气湍流运动的移动也以能量驱动蒸散的发生为前提。两者相互依存，共同组成一个完整的蒸散过程。
在以往的众多研究中，受理论发展和观测技术的限制，人们往往对能量平衡和空气动力学进行单独考虑，从而发展了一系列分别基于能量平衡理论或空气动力学理论的蒸散模型。随着对蒸散机理的不断认识和观测技术的不断发展，蒸散模型开始同时考虑能量平衡和空气动力学，并在此基础上不断改进和完善，大大提高了蒸散估算的准确性和机理性。
除了以上两种基于蒸散原理发展的理论外，水量平衡理论作为对水循环过程的宏观表述，也可对蒸散进行定量的描述。水量平衡理论将蒸散作为陆表水循环中的一个组成部分。该理论认为，在不同的空间尺度下，自然生态系统中的水在地表-大气间循环，降水将水从大气层转移到地表，然后水通过地表径流或地下渗流向河流、湖泊和海洋转移，而蒸散又将水以水蒸气的形式转移到大气中，形成一个循环，如图1-2所示。在确定空间边界的区域内，输入的水量（降水、径流流入、灌溉等）与输出的水量（蒸散、径流流出、下渗等）相等。因此，在确定其他变量的前提下，蒸散作为余项可以计算得到。图1-2水循环示意
资料来源：美国地质勘探局（United States Geological Survey，USGS）
在以上三种描述蒸散的方法中，基于空气动力学理论的方法是对水汽传输的直接描述，而基于能量平衡理论的方法是对驱动水汽传输的能量变化进行描述，属于间接描述。两者均可独立或共同对蒸散进行表达。水量平衡法作为另一种对蒸散进行定量描述的方法，将陆表蒸散作为整个水循环过程中的一个组成部分进行考虑，并未探究蒸散发生的机理和过程，其计算原理简单合理。在水量平衡法中，蒸散是余项，需要对水循环中的其他组分有预先的了解和估计，而在对降水和径流进行测算过程中会不可避免地产生误差，进而对计算的蒸散造成较大的绝对误差，因此该方法在实际应用中并不常用。此外，水量平衡法也不适合对蒸散进行预测，无法应用于蓄水和灌溉等实际工程项目。
1.2 空气动力学
空气动力学理论以风的变化为主要驱动因素，以相似关系和湍流半经验理论为基础，为湍流扩散方程和变量廓线方程提供合理的假定与定量化的描述，从而实现对湍流运动中的物理量通量的求解。在近地层内，地表的高低起伏以及与空气间强烈的摩擦作用，导致风速和风向不断变化，从而产生大气湍流运动。湍流运动会带动能量和物质在大气垂直方向的传输，如动量、热量和水汽等。
空气动力学方法通过描述近地层气流的动力学特征来解释物质和能量输送过程的微气象学方法。该方法假设近地层中物质和能量输送与其物理属性在不同位置间的梯度成正比，其输送的比例系数受大气层结条件等影响湍流运动的因素的限制。该方法通过各要素的垂直分布来计算物质和能量通量，因此又称为垂直梯度法。
1.2.1 近地边界层的湍流运动
近地边界层又称近地层，处于大气边界层的*底层，直接与地表接触，受地面各种条件的强烈影响，其厚度变化较大，一般为几十米至一二百米。在近地层内，大气运动以湍流为主要特征，湍流运动引起的各种属性在垂直方向的交换输送对各种物理量的输送起主导作用。近地层很薄，因此可以近似地认为近地层中动量、热量和水汽的垂直湍流输送通量几乎不随高度变化，风向也几乎不随高度变化，故近地层亦被称为常通量层(Stull，1988；孙菽芬，2005)。
1.湍流现象及其作用
在近地边界层内，由于地表面摩擦的强烈影响，风向和风速在短时间内呈不规则的变化，这种不规则的气流流动形式称为湍流。湍流是流体在特定条件下所表现出的一种特殊的运动现象，可以理解为流体的速度、物理属性等在时间和空间上的脉动现象，湍流运动不仅是随机的三维风场，还包括由风场变化引起的随机标量场，如温度、水汽、CO2浓度等(Pope，2001；于贵瑞和孙晓敏，2006)。在湍流运动过程中，不同层空气的混合作用直接带动了动量、热量、水汽和CO2等在垂直方向上的输送，即地表-大气间的能量和物质交换。
定量描述湍流的基本思想是把所有的物理量分解成平均值和脉动值，这种研究湍流运动的基本方法称为雷诺分解法(Reynolds，1886)。以风速为例，将某个时段内的平均风速标记为 u，则某个时刻的瞬时风速u与平均风速之差即为脉动值u′，其关系可以表示为 u=u+u′。同样地，可以将湍流的其他各物理变量表示为以下分解形式。
垂直方向风速：
（1-1）
位温：
（1-2）
比湿：
（1-3）
其他物理量：
（1-4）
脉动值可以看作叠加在平均值上的涨落，可正可负，且脉动值较平均值小得多，变化极不规则。因此，一个实际的物理量可以分解为较规则的平均值和极不规则的脉动值两部分。
2.湍流物理量的定量描述
湍流输送对于边界层风场和温度场的形成起着重要的作用。当大气上下层的动量传输不同时，会引起大气层内的风速变化；同样地，当大气上下层的热量传输不同时，就会引起大气层内的温度变化。这种物理量在不同层间的输送量称为通量。某物理量s（单位体积中的质量，即密度）的通量F定义为
F=ws（1-5）
当s分别代表动量（τ）、位温（θ）、比湿（q）等物理量时，根据上述提到的雷诺分解法及相应的雷诺平均规则，式（1-5）可分别用于表示不同物理量的通量。
动量通量：
（1-6）
感热通量：
（1-7）
水汽通量：
（1-8）
式中，ρ为空气密度；u′为水平方向（x轴方向）的风速；u*为摩擦风速；cp为空气的定压比热。
理论上，通过直接测量垂直风速和比湿的脉动值（w′和q′），就可以根据式（1-8）计算得到水汽通量。然而，对于以上两个物理量的测量要求较为严格，且测量的仪器价格高，测量精度也难以满足需求，目前该方法仅在较为特殊的试验中才有条件进行。
以上分析的都是垂直方向的通量，即物理量随湍流在垂直方向的输送量。在水平方向上，由于大气边界层中大部分情况下垂直方向的平均风速非常小（w≈0），水平方向的平流通量可以忽略不计。但是在复杂地形区域、强风等情况下，物理量沿坡度方向和水平方向也存在明显的输送量，从而产生很大的通量，这种通量称为泄流和平流通量。当泄流和平流通量较大甚至与垂直方向的通量相当时，就不能将其忽略。
1.2.2 湍流相似理论
边界层理论研究的目的是对湍流运动方程组求解。根据流体力学的基础知识，要从理论上准确地求解流体运动控制方程是非常困难的。现有的基本物理知识还并不足以描述以基本原理为基础的边界层规律。然而，边界层的观测结果经常会出现一些稳定且可重复的特征，显示出变量的一致性和可重复性，这表明能够使用一些经验关系式对有关变量的变化进行描述。这些经验关系式称为相似关系，亦称为相似理论。借助相似理论，可以对所关心的变量进行量纲分类和归纳分类，建立无因次变量之间的经验关系，这些关系具有普适性，因而可以指导实验和理论研究，并可以推广应用到其他时间和空间(孙菽芬，2005)。
相似理论的基础是π定理，该定理描述湍流的过程并将其变量组合成无因次组，根据实验或资料确定无因次组的值，然后对资料进行曲线拟合求出回归关系，以描述这些无因次组之间的关系和有关的比例因子大小(Buckingham，1914；Hanche-Olsen，2004)。通过以上过程可以得到经验方程或一组形状类似的曲线，这种经验方程即为相似关系。基于相似理论和π定理，可以用来寻找描述变量变化的相似关系，
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