第1章 绪论
1.1 青藏高原与西南河流源区
1.1.1 地理区位
青藏高原西起帕米尔高原，东到横断山，北界为昆仑山、阿尔金山和祁连山，南抵喜马拉雅山；其东西长约2800 km，南北宽约300～1500 km，总面积约250万km2(张镱锂等，2002；贾文毓和李引，2005)。作为世界上海拔*高的高原，青藏高原具有除南极和北极外世界上*大的冰川。因此，它是亚洲诸多河流的发源地，是数十亿人的基本水源，被誉为“亚洲水塔”。青藏高原山地占比很大，这些山地区域地形陡峭、地势多变。该区海拔可低至60 m，高至8000 m以上，其平均高程超过4000 m，与同纬度地区相比要高很多，*高峰珠穆朗玛峰高程达到8848.86 m。青藏高原东南部山区高程变化十分剧烈，西北部则分布着大量冰川，中部则属于高原区域，大气稀薄。由于独*的地理条件和复杂的自然环境，青藏高原对亚洲乃至全球的气候都有重要影响。
西南河流源区处于以青藏高原为主的“泛第三极”核心区域，主要包括青藏高原的东部、东南部和南部及其毗邻地区(图1.1)。众所周知，西南地区是我国水资源*丰富的地区，统计表明，2012～2014年我国西南诸河地区水资源总量为5256.2亿～5449.5亿m3，占全国比例为17.8%～20.0%。西南地区水资源的集中，又以西南河流源区为*。该地区孕育了长江、黄河以及雅鲁藏布江、澜沧江和怒江等大型河流。按照流域划分，西南河流源区可分为雅鲁藏布江流域、澜沧江流域、河西走廊内陆河(南部部分)、长江上游、怒江流域(包括伊洛瓦底江)、黄河上游、藏南诸河及青海湖水系共8个一级流域。西南河流源区大型河流的常年径流深位于全国主要水系前列，如藏南诸河常年径流深约为1200 mm，雅鲁藏布江约为600 mm，澜沧江约为400 mm(长江水利委员会，2014)。同时，西南河流源区又是我国水资源的战略储备区，怒江、澜沧江和雅鲁藏布江每年的出境水量约为5000亿m3，与我国年总用水量的6000亿m3 接近。
在气候变化的背景下，西南河流源区的水资源情势受到显著影响。鉴于地表能量收支是水资源研究的关键环节之一，本书围绕西南河流源区的地表能量收支参量开展了持续研究。需要说明的是，“西南河流源区”这一概念尚未有严格的地理范围界定，本书以北纬25°～40°、东经74°～104°为界，根据流域确定其范围。在能量收支关键参量中，选取地表温度、近地表气温、短波辐射和长波辐射四个参量，考虑到更为广泛的科学意义和实用价值，针对这4个参量的研究围绕整个青藏高原进行。考虑到西南河流源区水资源研究和水电资源开发的直接需求，地表蒸散发这一关键参量的研究则围绕西南河流源区进行。
图1.1 青藏高原、西南河流源区的地理区位
1.1.2 自然环境
1. 地形
图1.2展示了青藏高原的数字高程模型，并叠加了西南河流源区边界。青藏高原是一个东宽西窄、被高大山脉环抱所烘托拔起的庞大高台，其南北两侧地形陡峭，向内地势和缓降低；高原东南部群山遍布；高原西部的帕米尔高原地势很高(戴加洗，1990)。从地形上看，青藏高原可分为藏北高原、藏南谷地、柴达木盆地、祁连山脉、青海高原和川藏高山峡谷区等6个部分。行政区划上包括我国西藏自治区全部和青海、新疆、甘肃、四川、云南等省(自治区)的部分以及不丹、尼泊尔、印度、巴基斯坦、阿富汗、塔吉克斯坦、吉尔吉斯斯坦等国家的部分或全部(周存忠，1991；王杰和罗正齐，1997；王嘉良，2001)。西南河流源区绝大部分区域为山地，水系发达，地表径流纵横交错。西南河流源区西部和北部分布有众多海拔超过4000 m的高山地区，西部很多区域的海拔超过5000 m；西南河流源区东南部及边缘地区则分布有较多海拔低于4000 m的区域，部分区域海拔在2000～4000 m及2000m以下剧烈变化，呈现出山谷纵横的特点。
图1.2 青藏高原数字高程模型
2. 下垫面类型
图1.3为根据MODIS地表覆盖分类产品(MCD12Q1)提取的青藏高原2015年的地表覆盖类型，并与西南河流源区边界叠加。总体上，青藏高原西南河流源区下垫面类型多样，如冰雪、高原湖泊分布较广。不同地表覆盖类型的分布具有明显的地带性。就西南河流源区而言，下垫面以草地为主，在其东部、东南部和边缘等较低海拔的地区，分布有较多的森林。在西南河流源区南部的雅鲁藏布江流域和怒江流域等高海拔地区，还分布有较多的永久性积雪。此外，大型河流沿西—东、西北—东南分布。开展西南河流源区能量收支参量研究，有必要对特殊下垫面予以专门考虑。
图1.3 青藏高原地表覆盖类型
3. 气候气象
由于地形地貌、大气环流和天气系统的综合影响，青藏高原总体表现出气温低、温度年较差小、太阳辐射与日照充足的特点。就温度分布而言，青藏高原表现出自东南向西北“高—低—高”的格局，这与其海拔走势一致(海拔越高温度越低)；降水量则表现出从东南向西北逐渐减少的特点(徐丽娇等，2019)。干洁稀薄的大气对太阳辐射的削弱作用较小，使得强烈的太阳辐射作用在地表上，可以加速地面的升温，在部分地区形成“热岛效应”，使积雪融化。发达的水系和复杂的地形造就了青藏高原-西南河流源区多云雾的天气特征。图1.4展示的是根据Aqua MODIS地表温度产品统计得到的2014年1月和7月该产品缺失像元的情况，直接反映了云覆盖的概率。在2014年1月，源区东南部受云影响较小，而西北部受影响则较大，极少数地区缺失天数长达25天以上；在2014年7月，青藏高原西部云出现的概率降低，而整个西南河流源区云出现的概率增大，光学卫星观测受到很大的影响。因此，该地区多云雾的天气特征给卫星光学遥感的应用带来巨大挑战。
图1.4 2014年1月与7月青藏高原Aqua MODIS地表温度产品的缺失值统计
1.2 地表能量收支
地表能量平衡方程不考虑平流引起的能量输送，认为地表接收的地表净辐射通过感热通量、潜热通量和土壤热通量的形式支出，地表净辐射与这三个分量之和相等。在辐射平衡环节，地表接收的辐射分量主要包括下行短波辐射(downward shortwave radiation)和下行长波辐射(downward longwave radiation)。其中，下行短波辐射主要来自太阳辐射，而太阳辐射在传送到地球的过程中会被大气吸收、散射，而吸收太阳辐射后的大气又通过下行长波辐射向地表传送能量。下行短波辐射和下行长波辐射减去地表反射的短波辐射(上行短波辐射：upward shortwave radiation)和地表发射及反射的长波辐射(上行长波辐射：upward longwave radiation)后就是地表接收的净辐射。
地表接收的净辐射是地表水热过程的能量基础。地表与大气之间交换的热量可以分为感热通量和潜热通量。感热通量是指由于温度变化而引起的大气与下垫面之间发生的湍流形式的热交换。其更广泛的定义是在加热或冷却过程中，温度升高或降低情况下物体维持原有相态所需吸收或放出的热量通量。自然界潜热通量的主要形式为水的相变，因此大气科学和遥感科学也将其定义为下垫面与大气之间水分的热交换。地面蒸发(水体或裸地表面)或植被蒸腾统称为蒸散发(evapotranspiration，ET)。蒸散发与下垫面表面温度、下垫面饱和水汽压、参考高度空气水汽压、空气动力学阻抗、下垫面表面阻抗等有关。土壤热通量则是地表层温差引起的热量传送，与土壤类别、水分等相关。综上可知，地表能量收支是一个十分复杂的过程，其中涉及众多的能量收支参数和热量交换过程。加之前文所述的西南河流源区的复杂特点，该地区能量收支的研究面临比常规研究区更大的挑战。
1.2.1 地表温度与近地表气温
地表温度(land surface temperature，LST)是地球表面与大气之间界面的重要参量之一，一方面它是地表与大气能量交互作用的结果和直接体现，另一方面它对于地气过程具有复杂的反馈作用(Wu et al.，2015；Xia et al.，2019)。
展开
