趙曉松，劉元波，吳桂平

(中國(guó)科學(xué)院南京地理與湖泊研究所湖泊與環(huán)境國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京 210008)

鄱陽(yáng)湖是我國(guó)第一大淡水湖，承接贛江、撫河、信江、饒河、修水5 大河流來水，形成一個(gè)完整的流域系統(tǒng).鄱陽(yáng)湖流域包括5 個(gè)子流域和一個(gè)湖區(qū)，其中鄱陽(yáng)湖湖區(qū)是指5 個(gè)子流域控制水文站以下、包括鄱陽(yáng)湖體在內(nèi)的空間范圍[1].受到鄱陽(yáng)湖5 個(gè)子流域徑流和上游長(zhǎng)江來水的共同作用，鄱陽(yáng)湖水位呈現(xiàn)明顯的季節(jié)性變化，其水域面積也隨之產(chǎn)生劇烈波動(dòng)，湖區(qū)大片灘地呈現(xiàn)明顯的季節(jié)性干濕交替變化，這些水位波動(dòng)和水文過程決定著鄱陽(yáng)湖獨(dú)特的水量平衡特征.從水量平衡角度看，鄱陽(yáng)湖的入流項(xiàng)包括五河徑流、湖區(qū)產(chǎn)流和湖區(qū)降雨，出流項(xiàng)包括湖口向長(zhǎng)江的出流量和湖區(qū)蒸發(fā).其中湖區(qū)降水量通過氣象站點(diǎn)觀測(cè)得到，五河徑流量和湖口出流量可通過子流域控制水文站和湖口水文站觀測(cè)得到，而鄱陽(yáng)湖湖區(qū)的產(chǎn)流量則很難獲得.這是因?yàn)楹^(qū)地形以平原區(qū)為主，其產(chǎn)匯流過程復(fù)雜，難以應(yīng)用傳統(tǒng)的水文站點(diǎn)進(jìn)行徑流觀測(cè)，因此無法直接獲取湖區(qū)的徑流量.而基于水量平衡原理，通過估算湖區(qū)內(nèi)的蒸散量，可間接獲得湖區(qū)徑流量.蒸散作為湖區(qū)水量平衡中的重要分量，分析其時(shí)空變化規(guī)律有助于增加對(duì)湖區(qū)產(chǎn)匯流過程的認(rèn)識(shí)，對(duì)闡明湖區(qū)的水量平衡過程具有重要的意義.

相對(duì)于傳統(tǒng)的水文氣象學(xué)方法，遙感方法具有空間上連續(xù)和時(shí)間動(dòng)態(tài)變化的特點(diǎn)，通過遙感手段獲得區(qū)域地表蒸散得到越來越廣泛的應(yīng)用[2-3].目前，基于改進(jìn)的Penman-Monteith 公式應(yīng)用MODIS 數(shù)據(jù)已獲得了全球蒸散產(chǎn)品(MOD16)[4-5]，但該產(chǎn)品尚缺失水體和濕地部分的蒸散.針對(duì)鄱陽(yáng)湖湖區(qū)水陸交換頻繁，地表覆被類型改變的特征，本文選取溫度-植被指數(shù)三角法估算湖區(qū)蒸散.該方法不受地表覆被變化的影響，同時(shí)不需大量的觀測(cè)數(shù)據(jù)便可有效估算區(qū)域蒸散，在多個(gè)區(qū)域得到很好的應(yīng)用[6-7].Jiang 等[8]、Batra 等[9]和Wang 等[10]基于地面溫度-植被指數(shù)三角法應(yīng)用MODIS 和AVHRR 數(shù)據(jù)估算了美國(guó)南部大平原日蒸散量.Nishida 等[11]將該方法應(yīng)用于美國(guó)區(qū)域蒸散量估算.Stisen 等[7]基于MSG-SEVIRI 數(shù)據(jù)估算了塞內(nèi)加爾河流域蒸散.Wang 等[12]提出了基于晝夜溫差和植被指數(shù)特征空間的三角法估算蒸散.Tang 等[13]改進(jìn)了地面溫度-植被指數(shù)三角法干濕邊的確定方法，并基于MODIS 數(shù)據(jù)反演了干旱和半干旱地區(qū)的蒸散.國(guó)內(nèi)多數(shù)應(yīng)用能量平衡原理模型估算區(qū)域蒸散，詹志明等[14]應(yīng)用AVHRR 數(shù)據(jù)，基于SEBS 模型估算隴西黃土高原陸面蒸散.田輝等[15]利用MODIS 資料估算了黑河流域蒸散.杜嘉等[16]基于MODIS 產(chǎn)品和SEBAL 模型估算三江平原日蒸散量.

本研究基于MODIS 遙感數(shù)據(jù)，應(yīng)用溫度-植被指數(shù)三角法反演2000-2009年鄱陽(yáng)湖湖區(qū)蒸散，分析湖區(qū)蒸散的時(shí)空特征以及環(huán)境因子對(duì)湖區(qū)蒸散的影響，為深入理解湖區(qū)水量平衡規(guī)律奠定基礎(chǔ).

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

鄱陽(yáng)湖湖區(qū)為鄱陽(yáng)湖流域除去贛江、撫河、信江、饒河和修水5 個(gè)子流域后剩余的區(qū)域，包括五河入湖尾閭段、鄱陽(yáng)湖濕地以及周圍平原區(qū)(圖1).湖區(qū)集水面積為2.1×104km2，約占鄱陽(yáng)湖流域面積的13%.湖區(qū)包括鄱陽(yáng)湖水域及環(huán)湖農(nóng)田和林地.鄱陽(yáng)湖水域面積隨水位的季節(jié)變化而變化，當(dāng)鄱陽(yáng)湖水位達(dá)22.59 m時(shí)，最大水域面積為3850 km2[17](對(duì)應(yīng)圖1 最大水面區(qū)域)，而當(dāng)水位為7.68 m 時(shí)，水域面積為730 km2，僅為最大水域面積的18.8%(對(duì)應(yīng)圖1 最小水面區(qū)域)，洲灘和草洲大面積出露.湖區(qū)地屬亞熱帶濕潤(rùn)季風(fēng)氣候，流域內(nèi)年平均氣溫為17.1℃，多年平均降雨量為1570 mm.降水時(shí)空分布不均，具有明顯的季節(jié)性和區(qū)域性.降水集中在4-6月，占全年降水的45%～50%.

1.2 數(shù)據(jù)源

1.2.1 氣象水文數(shù)據(jù) 應(yīng)用鄱陽(yáng)湖湖區(qū)南昌站和波陽(yáng)站2 個(gè)氣象站點(diǎn)(1957-2009年)氣象因子數(shù)據(jù)，包括輻射、氣溫、降水?dāng)?shù)據(jù)等.所有數(shù)據(jù)來自國(guó)家氣象數(shù)據(jù)中心.1957-2009年的氣象數(shù)據(jù)用于氣象要素的多年平均值的計(jì)算，2000-2009年以來的氣象要素和輻射數(shù)據(jù)用于分析對(duì)流域蒸散的影響.所有數(shù)據(jù)無缺失.

1.2.2 蒸散數(shù)據(jù) 選取蒸滲儀系統(tǒng)觀測(cè)的地表蒸散數(shù)據(jù)進(jìn)行分析.蒸滲儀系統(tǒng)位于江西省南昌縣生態(tài)試驗(yàn)站(28°30'N，115°54'E)(圖1)的觀測(cè)場(chǎng)地.觀測(cè)場(chǎng)海拔高度47 m，地表覆被有均勻生長(zhǎng)的草地，日常以降水灌溉為主，不施以人工灌溉.試驗(yàn)場(chǎng)地具有較好的代表性，受地形坡度和風(fēng)速的影響較小，觀測(cè)時(shí)間為2007年9月-2008年8月.蒸滲儀系統(tǒng)觀測(cè)的地表蒸散用于點(diǎn)尺度蒸散驗(yàn)證.

圖1 鄱陽(yáng)湖湖區(qū)及湖泊水域邊界分布Fig.1 Lake Poyang region and boundary of lake waters

表1 MODIS 產(chǎn)品的基本信息Tab.1 The information of MODIS products

1.2.3 遙感數(shù)據(jù) 應(yīng)用MODIS 衛(wèi)星產(chǎn)品作為蒸散反演的輸入數(shù)據(jù).所需數(shù)據(jù)包括MODIS 地面溫度/發(fā)射率產(chǎn)品(MOD11_L2)、地表反射率產(chǎn)品(MOD09_GQ，GA)、地理定位產(chǎn)品(MOD03)、大氣闊線產(chǎn)品(MOD07)等(表1).所有產(chǎn)品數(shù)據(jù)來自于MODIS 數(shù)據(jù)中心(LP DAAC)(https://lpdaac.usgs.gov/).由于原始MODIS 產(chǎn)品為 HDF-EOS 格式、ISIN (Integerized Sinusoidal)投影，因此需要經(jīng)過格式轉(zhuǎn)換、軌道鑲嵌、截子區(qū)、重投影等預(yù)處理，最終轉(zhuǎn)換為WGS-84坐標(biāo)系統(tǒng)下GeoTiff 格式的文件.由于MODIS 各產(chǎn)品的分辨率不一致，為了反演流域蒸散需要，應(yīng)用最近鄰法(nearest neighbor)將各參數(shù)重采樣到500 m.MODIS 的近紅外、可見光、熱紅外波段極易受天氣和云層遮掩的影響，使得可以用于估算蒸散量的時(shí)相總數(shù)受到了極大限制.根據(jù)MODIS 云檢測(cè)產(chǎn)品進(jìn)行篩選，選取2000-2009年鄱陽(yáng)湖湖區(qū)云覆蓋區(qū)面積比例小于15%(有效面積大于85%)的影像349 景，對(duì)于存在數(shù)據(jù)缺失的產(chǎn)品，應(yīng)用最近鄰法進(jìn)行數(shù)據(jù)插補(bǔ)，獲得空間連續(xù)的數(shù)據(jù)產(chǎn)品用于反演流域蒸散.

1.3 遙感反演蒸散方法

基于 Priestley-Taylor[18]公式，蒸散可表示為:

式中，λET 為實(shí)際蒸散(W/m2)，λ 為水的汽化潛熱(2.45×106J/kg)，Rn為凈輻射(W/m2)，G 為土壤熱通量(W/m2)，Φ 為 Priestley-Taylor 參數(shù)，Δ 為飽和水汽壓曲線斜率(kPa/℃)，是氣溫的函數(shù)，γ 為干濕表常數(shù)(kPa/℃).蒸散可以用蒸散比(EF)和有效能量(Rn-G)來表示，即:

式中，EF 定義為蒸散與有效能量的比值，表達(dá)式為:

式中，Priestley-Taylor 參數(shù)Φ 可根據(jù)研究區(qū)域內(nèi)地面溫度和歸一化差值植被指數(shù)(NDVI)的空間分布來確定[6，8]，Jiang 等[6]根據(jù) NDVI-地面溫度的特征空間，提出了區(qū)域蒸散估算的三角法.

式中，Φmax為1.26.Tmin為區(qū)域內(nèi)的最低地面溫度，代表植被密集，水分供應(yīng)充足，蒸散處于潛在蒸散的水平，構(gòu)成地面溫度與NDVI 三角分布的下邊界，定義為濕邊.Tmax為不同NDVI 所對(duì)應(yīng)的最高溫度，構(gòu)成了三角分布的外邊界，定義為干邊.T0為每個(gè)像元點(diǎn)的地面溫度.不同T0對(duì)應(yīng)的Φ 值根據(jù)干濕邊線性內(nèi)插得到.NDVI的表達(dá)式為:NDVI=(NIR-RED)/(NIR+RED)，其中NIR 為近紅外波段，RED 為紅光波段.通過MOD11-L2產(chǎn)品提取得到地面溫度，基于MOD09-GQ 產(chǎn)品的紅光波段和近紅外波段計(jì)算得到NDVI，構(gòu)建地面溫度與NDVI 的特征空間，確定干濕邊，根據(jù)公式(4)計(jì)算得到Φ，進(jìn)而得到每個(gè)像元的EF 值.

根據(jù)能量平衡方程，蒸散的反演需要估算凈輻射和土壤熱通量.凈輻射是地表熱量交換的基礎(chǔ)，包括向下短波輻射、向上短波輻射、向下長(zhǎng)波輻射和向上長(zhǎng)波輻射4 個(gè)分量.一般通過分別估算4 個(gè)分量來獲得凈輻射.基于大氣短波傳輸?shù)膮?shù)化方案及反照率等參數(shù)估算向下和向上短波輻射[19].同時(shí)基于MODIS 氣溫和地面溫度數(shù)據(jù)以及大氣和地表發(fā)射率計(jì)算向下和向上長(zhǎng)波輻射[20].最后根據(jù)地表能量交換計(jì)算凈輻射，具體反演方法參見文獻(xiàn)[21].土壤熱通量在白天占凈輻射的5%～20%，通常根據(jù)對(duì)凈輻射和NDVI 的參數(shù)化方程來估算[22].

由于遙感反演的蒸散值為衛(wèi)星過境時(shí)刻的瞬時(shí)值，根據(jù)實(shí)際的應(yīng)用，需要將瞬時(shí)值轉(zhuǎn)化為日蒸散量和年蒸散量.根據(jù)正弦模型將瞬時(shí)凈輻射轉(zhuǎn)換為日凈輻射[23]，由于蒸散比在一天當(dāng)中基本保持穩(wěn)定[24]，因此日蒸散值可以通過蒸散比與日凈輻射相乘計(jì)算得到.對(duì)于年蒸散量的估算，本研究基于日凈輻射與日蒸散總量有很好的線性相關(guān)關(guān)系(R2=0.65，P ＜0.01)，根據(jù)連續(xù)的觀測(cè)日凈輻射對(duì)年內(nèi)缺失的蒸散值進(jìn)行插補(bǔ)，再與遙感反演的日蒸散累加，最終得到全年的蒸散值.

1.4 湖泊水體提取方法

由水體和植被的光譜反射率特征，近紅外波段對(duì)于判別水陸邊界和陸地植被最為有效[25].一般地，在近紅外波段，植被的反射率明顯高于水體的反射率，而在紅光波段，水體的反射率高于植被的反射率[26].為了突出水陸邊界，并減少衛(wèi)星遙感影像受太陽(yáng)高度角和傳感器視角及大氣狀況的影響，NDVI 常被用于水體提取的判別參數(shù)[27-28].根據(jù)區(qū)域NDVI 的空間分布，水體對(duì)應(yīng)的NDVI 值較低，一般為負(fù)值，而植被和土壤對(duì)應(yīng)的NDVI 則較高.由于受到時(shí)相因素等影響[29]，判斷水陸邊界的閾值并不固定，譚衢林等[30]指出應(yīng)用NDVI提取水域分布的閾值在-0.1 ～0.3 之間.本文基于遙感影像NDVI 直方圖的分布，通過人機(jī)交互方法確定合適閾值(閾值范圍在0 ～0.2 之間)，提取湖泊水域面積.

圖2 遙感反演蒸散精度檢驗(yàn)Fig.2 Evaluation of accuracy for retrieved ET using remote sensing

2 結(jié)果與分析

2.1 蒸散結(jié)果驗(yàn)證

對(duì)于遙感反演的流域蒸散，基于地表蒸滲儀觀測(cè)的蒸散數(shù)據(jù)進(jìn)行點(diǎn)尺度的驗(yàn)證.在蒸滲儀觀測(cè)期內(nèi)，獲得27 d 遙感反演的日尺度晴天蒸散值，提取觀測(cè)點(diǎn)對(duì)應(yīng)遙感像元的蒸散值，與對(duì)應(yīng)日期的實(shí)測(cè)蒸散值進(jìn)行比較(圖2).結(jié)果顯示，遙感反演蒸散值與實(shí)測(cè)蒸散具有很好的相關(guān)性，散點(diǎn)分布在1∶1 線兩側(cè)，斜率為0.97，相關(guān)系數(shù)(R2)為 0.43，均方根誤差(RMSE)為0.57 mm/d.在日尺度上，遙感反演蒸散的絕對(duì)誤差為0.07 ±0.63 mm/d.觀測(cè)期內(nèi)應(yīng)用蒸滲儀觀測(cè)的實(shí)際年蒸散量為746.1 mm[31]，基于遙感三角法估算的年蒸散量為706.5 mm，相對(duì)誤差為5.4%.而目前基于遙感方法反演的區(qū)域蒸散誤差一般在15%～30%之間[3，32].這說明基于MODIS 遙感數(shù)據(jù)的地面溫度-植被指數(shù)三角法能夠很好地應(yīng)用于鄱陽(yáng)湖湖區(qū)蒸散的反演.

2.2 鄱陽(yáng)湖湖區(qū)蒸散變化特征

基于時(shí)間尺度擴(kuò)展方法，可以獲得年尺度的湖區(qū)蒸散量.2000-2009年鄱陽(yáng)湖湖區(qū)平均蒸散量為797 mm，變化在685 ～921 mm 之間.湖區(qū)蒸散較高的年份出現(xiàn)在2004年，較多年平均高15.61%.其次為2003 和2007年，其蒸散量略低于2004年.而蒸散偏低的年份出現(xiàn)在2006年，較多年平均偏低14%.鄱陽(yáng)湖湖區(qū)多年平均降水量為1570 mm，低于整個(gè)流域的平均降水量.蒸散的年際變化與降水并無明顯的相關(guān)性.如2004、2006、2007、2008 和2009年均為湖區(qū)降水偏少的年份(較多年平均偏少12%～35%)，但蒸散的變化卻具有明顯差異，2004年蒸散明顯偏高，而2006年蒸散低于平均值，2007年等其他年份則與平均蒸散持平(表2).

為了進(jìn)一步說明湖區(qū)水量平衡過程，將湖區(qū)蒸散量分為水體蒸發(fā)量和植被(非水體)蒸散量(表2).年水體蒸發(fā)量明顯高于植被蒸散量，2000-2009年平均水體蒸發(fā)量為1107 mm，范圍在1024 ～1218 mm 之間.受到氣候變化等條件影響，近十年水體蒸發(fā)量高于1980-2004年多年平均的水體蒸發(fā)量(1034 mm)[33].水體蒸發(fā)主要受輻射、氣溫和風(fēng)速等氣象要素影響，2002年水體蒸發(fā)量最小，這與2002年降水偏多而輻射相對(duì)偏低有關(guān);2008年水體蒸發(fā)量最大，則是受到2008年氣溫和輻射偏高的影響.湖區(qū)植被蒸散量近十年平均為774 mm，變化范圍為661 ～910 mm.植被蒸散量占降水的比例平均為55%，只有在2001、2002、2005 和2006年比例小于50%，其他年份均大于50%.在降水偏少的2007年，蒸散占降水的比例高達(dá)78%.從湖區(qū)匯水區(qū)域的水量平衡來看，蒸散是湖區(qū)降水的主要支出項(xiàng).若不考慮地表水和地下水的年際變化，匯水區(qū)域的徑流系數(shù)約為0.45，湖區(qū)平均徑流深為796 mm，小于鄱陽(yáng)湖流域5 個(gè)子流域的平均徑流系數(shù)0.58 和平均徑流深1114.7 mm[34].結(jié)合湖區(qū)的匯水區(qū)域面積，估算湖區(qū)平均產(chǎn)匯流量為136.51×108m3，而鄱陽(yáng)湖流域五河控制站多年平均入湖水量為1229.81×108m3[34]，湖區(qū)產(chǎn)匯流量約為五河子流域入湖水量的11.1%.

表2 2000-2009年鄱陽(yáng)湖湖區(qū)蒸散和降水特征Tab.2 Variation of ET，precipitation during 2000-2009 over the Lake Poyang region

湖區(qū)月蒸散量具有顯著的季節(jié)變化規(guī)律，以2004-2007年為例分析其變化規(guī)律(圖3).其中平水年(2005年)蒸散量和降水量與平均值最為接近，因此以2005年為基準(zhǔn)進(jìn)行分析.2004年各月蒸散量均大于2005年，7月之前，湖區(qū)NDVI 主要受農(nóng)田作物的影響，2004年NDVI 高于2005 基準(zhǔn)年，在水分供給充足的區(qū)域，NDVI 高則提高了植被的蒸騰作用.進(jìn)入枯水期后，2004年低水位持續(xù)的天數(shù)少，水域面積大于其他年份，因此8月份以后蒸散量仍然較大.2006年蒸散量除8月外，其他月份均小于2005年.2006年7月前NDVI低于2005年.8-9月份以后，鄱陽(yáng)湖逐漸進(jìn)入枯水期，水位降低使得洲灘出露，濕地植被開始生長(zhǎng)，使得8月蒸散量也明顯增加.2007年除7月和8月湖區(qū)蒸散量大于2005年外，其他月份與2005年相當(dāng).2007年氣溫較多年平均偏高，特別是7月和8月.這也是造成2007年7-8月蒸散量偏高的原因.9月以后，湖區(qū)降水明顯偏少，水位降低使得水域面積減少，從而引起蒸散量的減少.

圖3 2004-2007年鄱陽(yáng)湖湖區(qū)月蒸散變化特征Fig.3 Monthly variation of ET in the Lake Poyang region during 2004-2007

2.3 鄱陽(yáng)湖區(qū)蒸散影響因子分析

蒸散過程受多種因素的影響，主要包括3 個(gè)方面:一是太陽(yáng)輻射的能量供給條件;二是地表水分條件，與地表土壤水分和植被狀況有關(guān);三是水汽輸送條件，取決于氣溫、濕度和風(fēng)速等因素[35-36].太陽(yáng)輻射是蒸散過程的主要驅(qū)動(dòng)力，輻射對(duì)空氣和植物體產(chǎn)生增溫效應(yīng)，也是植物生長(zhǎng)的能源提供者.在日尺度上，基于遙感反演的鄱陽(yáng)湖湖區(qū)蒸散、觀測(cè)凈輻射與湖區(qū)蒸散量具有很好的線性相關(guān)關(guān)系(R2=0.65)，且不同年份蒸散量對(duì)凈輻射的響應(yīng)曲線差異不明顯.氣溫對(duì)蒸散的影響，是通過氣溫升高加快下墊面的水分運(yùn)動(dòng)，從而增加地表的蒸散速率，不同年份月蒸散量與氣溫總體呈指數(shù)相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)大于0.8，平水年、豐水年和枯水年份氣溫與蒸散量的指數(shù)關(guān)系差異不顯著.以往研究表明，松嫩平原[37]和長(zhǎng)江源區(qū)[38]蒸散量與氣溫和降水量均呈顯著的正相關(guān)關(guān)系.相對(duì)而言，湖區(qū)蒸散量與降水量的關(guān)系則比較復(fù)雜，在平水年(如2005年)和豐水年(如2002年)，月降水量與蒸散量無顯著相關(guān)關(guān)系，而枯水年呈弱的負(fù)相關(guān)關(guān)系，但不同年份存在一定差異.這是由于在干旱和半干旱地區(qū)，水分條件是地表蒸散過程的限制因子，降水越多則越有利于蒸散作用.而在鄱陽(yáng)湖區(qū)等濕潤(rùn)地區(qū)，水分條件充足，蒸散作用則更多地受到輻射和氣溫等因素的影響.

圖4 2004、2006 和2007年鄱陽(yáng)湖湖區(qū)氣溫與蒸散量的相關(guān)關(guān)系Fig.4 The relationship of air temperature and ET in the Lake Poyang region in 2004，2006 and 2007

本文以枯水年份具有代表性的2004、2006 和2007年為例，分析蒸散量與環(huán)境因子的關(guān)系.2004、2006 和2007年蒸散量均與氣溫呈顯著的指數(shù)相關(guān)關(guān)系(圖4)，相關(guān)系數(shù)均大于0.89.2004年指數(shù)方程為:ET=39.6 exp(0.033 Ta);2006年指數(shù)方程為:ET=26.4 exp(0.038 Ta);2007年指數(shù)方程為:ET =23.4 exp(0.052 Ta).2004年和2006年月蒸散量對(duì)溫度響應(yīng)曲線的指數(shù)相近，但方程的底數(shù)2004年明顯大于2006年，即相同溫度下2004年蒸散量大于2006年，這與2004年凈輻射偏大有關(guān).而2007年方程的底數(shù)較小，但指數(shù)最大，說明月蒸散量對(duì)溫度的變化更為敏感，受溫度影響較大，同時(shí)也與當(dāng)年的植被生長(zhǎng)及水分條件有關(guān).

與蒸散量對(duì)輻射和溫度的響應(yīng)不同，2004、2006和2007年湖區(qū)蒸散量與降水量距平的關(guān)系具有明顯差異(圖5).2004年降水量距平與蒸散量距平無顯著相關(guān)性，說明2004年蒸散量的季節(jié)變化格局主要受輻射和溫度的影響，而與降水量無關(guān).2006年蒸散量距平與降水量呈弱的負(fù)相關(guān)關(guān)系，2007年則呈顯著負(fù)相關(guān)(P ＜0.01).從年降水總量看，2006年不是典型的氣象干旱年份，但卻是典型的水文干旱年份.2006年干旱事件主要受長(zhǎng)江來水減少的影響，而流域降水的影響不大[39].2007年湖區(qū)降水量較多年平均偏少34%，是近十年偏少最多的年份.從年內(nèi)的降水格局來看，2007年降水量偏少主要集中在1-8月，由于受到五河來水的補(bǔ)給，湖區(qū)不受到水分虧缺的影響，因此表現(xiàn)為降水量距平與蒸散量呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系.

圖5 2004、2006 和2007年鄱陽(yáng)湖湖區(qū)降水量距平與蒸散量距平的關(guān)系Fig.5 The relationship of precipitation departure and ET departure in the Lake Poyang region in 2004，2006 and 2007

圖6 2004-2007年湖泊水域面積比例距平變化Fig.6 Seasonal variation of water surface percentage departure of Lake Poyang during 2004-2007

由于鄱陽(yáng)湖水位存在著季節(jié)性漲落，水位變化改變湖泊水域面積，影響地表覆被類型、洲灘出露面積和出露時(shí)間，從而影響鄱陽(yáng)湖濕地蒸散.水域面積的大小直接反映了洲灘的出露面積，基于NDVI閾值提取水域面積，用于分析其對(duì)蒸散的影響.在枯水年份水位變化大，對(duì)蒸散量的影響也較大.因此，以2005年平水年為參照，選取典型枯水年份(2004、2006 和2007年)，分析其水位對(duì)蒸散量的影響.2004-2007年月平均水域面積比例距平表明，2004 和2005年月水域面積與多年平均值相當(dāng)，只有在個(gè)別月份略高或略低，比例不超過5%(圖6).2006年退水期提前，自7月開始水域面積顯著低于多年平均值，2007年水域面積明顯偏低的月份出現(xiàn)在5、11 和12月.

基于遙感反演的2004-2007年日蒸散速率與對(duì)應(yīng)日期的水域面積相關(guān)關(guān)系如圖7a 所示.水域面積比例與蒸散速率呈正相關(guān)關(guān)系，這與水體蒸散較大直接相關(guān).然而相關(guān)系數(shù)僅為0.40，特別是在水域面積較低時(shí)，散點(diǎn)偏離較大，相關(guān)性很小.進(jìn)一步以2005 和2006年為例進(jìn)行分析發(fā)現(xiàn)(圖7b)，平水年(2005年)水域面積與濕地蒸散速率呈顯著正相關(guān)，相關(guān)系數(shù)為0.86.從2005年單位面積濕地蒸散量中水體和洲灘蒸散量所占比例可以看出(圖8a)，當(dāng)水域面積大于40%時(shí)，水體蒸散量比例大于洲灘植被蒸散量.在輻射和溫度的影響下，濕地蒸散量總體隨水域面積減小而降低.當(dāng)11月下旬(DOY330)水域面積小于40%時(shí)，洲灘植被蒸散量比例開始大于水體蒸散量，但此時(shí)濕地蒸散非常小，因此其受水域面積的影響不大.而在典型的水文干旱年份2006年(圖7b)，當(dāng)水域面積 ＞30%時(shí)，與蒸散呈正相關(guān)，而當(dāng)水域面積＜30%時(shí)，水域面積與蒸散呈負(fù)相關(guān).這是因?yàn)?006年退水早(圖8b)，8月中旬(DOY228)后水域面積比例迅速下降，洲灘提前出露，適宜的氣象條件有利于植被生長(zhǎng)，使得洲灘植被蒸散速率增加.洲灘植被蒸散量比例明顯大于水體蒸散量，當(dāng)2006年9月28日(DOY271)水域面積降至13%時(shí)，植被蒸散量比例達(dá)84%.洲灘比例的增加使得洲灘總蒸散量大于水體蒸散量，從而使得水域面積小時(shí)，濕地蒸散隨水域面積增大而減小.

圖7 2004-2007年(a)和2005、2006年(b)鄱陽(yáng)湖濕地水域面積與蒸散的關(guān)系Fig.7 The relationship of ET and water surface area of Lake Poyang wetland from 2004 to 2007 (a)and in 2005，2006 (b)

圖8 2005年(a)和2006年(b)水體蒸散量、洲灘蒸散量和水域面積比例變化Fig.8 Comparison of ET of water body and lake meadow and variation of water surface area in 2005 (a)and 2006 (b)

3 結(jié)論

本文基于遙感反演鄱陽(yáng)湖湖區(qū)近十年地表蒸散，分析湖區(qū)蒸散的時(shí)空特征，探討了氣象因子及湖泊水位對(duì)流域蒸散的影響，有助于增強(qiáng)對(duì)鄱陽(yáng)湖湖區(qū)水量平衡關(guān)系的深入理解.主要結(jié)論如下:基于地表蒸滲儀觀測(cè)的蒸散量驗(yàn)證表明，地面溫度-植被指數(shù)三角法能夠很好地應(yīng)用于湖區(qū)蒸散估算.鄱陽(yáng)湖湖區(qū)蒸散量年際變化顯著，2000-2009年多年平均蒸散量為797 mm，其中多年平均水體蒸發(fā)量為1107 mm，而植被蒸散量為774 mm.蒸散是湖區(qū)匯水區(qū)域水量平衡中重要的水分支出項(xiàng).湖區(qū)匯水區(qū)域的徑流系數(shù)約為0.45，平均徑流深為796 mm.湖區(qū)產(chǎn)匯流量約為五河子流域入湖水量的11.1%.鄱陽(yáng)湖湖區(qū)蒸散主要受凈輻射和氣溫的影響，蒸散量與氣溫呈顯著的指數(shù)相關(guān)關(guān)系.2004年月蒸散量對(duì)溫度響應(yīng)關(guān)系大于2006年，而2007年月蒸散對(duì)溫度的變化更為敏感.2007年降水量距平與蒸散量呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，其他年份相關(guān)性不顯著.水域面積與蒸散速率總體呈正相關(guān)關(guān)系，但在水文干旱嚴(yán)重的2006年，當(dāng)水域面積＜30%時(shí)，水域面積與蒸散呈負(fù)相關(guān)，這與洲灘比例增加及濕地總蒸散量中洲灘蒸散量比例大于水體蒸散量有關(guān).

致謝:感謝中國(guó)科學(xué)院南京地理與湖泊研究所張奇研究員提供蒸滲儀蒸散數(shù)據(jù)，水文遙感課題組趙東波、劉燕春和彭建在遙感數(shù)據(jù)前期處理中給予的幫助.

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