晋祠泉域地表蒸散发的遥感计算与分析

兰 荣 辉

(山西省地质环境监测中心，山西 太原 030024)

1 研究区概况

晋祠泉域位于山西省中部、太原盆地西侧，面积为2 030 km2，其中裸露可溶岩面积391 km2。晋祠泉域总体上西北高、东南低，海拔标高在760 m～2 100 m之间[2]。区内多年(1956年—2012年)平均降水量为462.4 mm，降雨年内分布极不均匀。由于大气降水入渗是晋祠泉域岩溶地下水的主要补给源之一，泉域内植被相对发育，地表蒸散蒸腾作用明显，所以研究晋祠泉域地表蒸散发对于岩溶地下水补给的影响不容忽视。

2 模型原理及数据来源

2.1 模型原理

计算研究区的蒸散发量采用SEBS模型，该模型通过地表能量平衡原理演化而来，地表面能量平衡是指地表面向大气空间支出热量和从空间获取热量相平衡的情况，实际为入射到地表面的太阳净辐射能在地表面的转换和再分配过程。其公示表示为：

Rn=H+LE+F+P

(1)

其中，Rn为净辐射；H为感热通量；LE为潜热通量；F为土壤热通量；P为光合作用消耗量。由于光合作用消耗量一般不计，因此将式(1)转化成式(2)来计算潜热通量LE：

LE=Rn-H-F

(2)

将下载好的遥感数据影像通过ENVI平台可以直接求得一般地表参数，包括净辐射、感热通量、土壤热通量等，然后根据式(2)通过平台求得研究区内每个像元的潜热通量，继而将其转化为蒸散发量[1]。

2.2 数据来源

计算所用到遥感数据为NASA官方网站上获取的MODIS数据，下载2008年—2012年研究区云量较少的数据产品，用MRT再投影工具重新对数据进行投影变换，再提取出计算时所需要的波段。

以文献[2]里所涉及的泉域范围为主要依据，利用ARCGIS平台矢量化作图来绘制泉域的边界矢量数据。

高程数据为地理空间数据云网站数据资源中所获取的90 m分辨率的DEM数字高程数据。

气象数据由中国地面气候资料网站上获取，下载2008年—2012年5年四个气象站(太原、兴县、原平、离石)的气象资料，通过对资料进行整理，得出计算时所用到的气象资料输入数据集(文本文档)。

3 蒸散发量计算及结果验证

3.1 年度蒸散量计算思路

SEBS模型通过预处理过的MODIS数据及气象数据只能计算出某一天的蒸散发量，由于数据云层的影响导致一年好多天都是无数据的，因此，通过计算出来蒸散发量与气象站的同期蒸散量做对比来估算其他天无数据的蒸散发量。

假设通过SEBS模型计算出某月第i天的蒸散发量ESi，通过与第i天气象站观测量EMi的对比得到一个比例系数：

μ=ESi/EMi。

通过此比例系数与其余时段气象站的蒸散发量EMj来估算其余时段的蒸散发量，即：

ESj=μ/EMj。

把估算出来的每天蒸散发量进行相加得到本月的蒸散发量，在得到年度中所有月份的蒸散发量后，进行汇总推算出晋祠泉域全年的蒸散发量[2]。

3.2 结果验证

为了对计算结果进行验证，需引入气象站点获得的实测蒸发值来进行对比，由于气象站资料是通过蒸发皿测得的，因此需要先引入蒸发皿折算系数将其折算为大面积水面蒸发值，再引入水陆折算系数将其折算为陆地蒸发值，最后将两者数据统一为一个标准进行对比。

由于太原气象站离研究区较近，选用太原站的气象数据来进行验证。根据以前学者的研究，水陆折算系数冰期取0.6，非冰期取0.62，蒸发皿折算系数0.9[4]。

通过ENVI计算所得到的蒸散发量存在于每个像素中，选定气象站所在位置可以将数据提取出来。选定2012年每个月无云日的计算量与气象站数据折算结果进行对比，结果见图1。由图1中可以看出两者结果大致统一，数据方面经过计算相对误差都在20%以内，因此可以判定本次遥感计算结果是比较稳定的能够达到精度要求。

4 蒸散发的影响因素

研究区地表蒸散发变化规律：经计算得出研究区2008年—2012年每年的蒸散发量值分别为406.43 mm，379.08 mm，393.45 mm，403.31 mm，429.75 mm。5年间蒸散发量均值为402.4 mm，最大值为2012年的429.75 mm，最小值为2009年的379.08 mm。

图2是晋祠泉域2008年—2012年5年内月际蒸散发曲线。可以得出，晋祠泉域每年的蒸散发变化趋势较为一致，都是冻融期较低，汛期较高。由于冬季植被相继枯萎，浅层地表大部分被冰层覆盖，蒸发蒸腾作用不明显，造成地表蒸发量降低，某些地区会出现蒸散量极低的情况。夏季由于蒸散发量的来源降水量充足，植被茂盛，蒸腾作用较为强烈，此时蒸散发量达到年内峰值。

图3为气温月平均值与蒸散发量月平均值的关系曲线，由图中可以看出两者存在指数正相关的关系，相关系数R2=0.675，因此可以得出结论，气温越高，蒸散发量越高，反之亦然。

为了验证降雨量跟蒸散发量的关系，选取了研究区内的13个气象站，用泰森多边形对每个气象站进行分区，在得出每个气象站的控制面积后，通过与研究区总面积的比值决定每个气象站降雨量所占比例，再进行叠加计算出研究区5年内每月的降雨量。

图4为蒸散发量与降雨量的对比关系。可以看出晋祠泉域每年的降雨量远远大于蒸散发量，而两者在年内的分布情况也较为相似，汛期降水量大，蒸散发强烈，冰期降水量变小，蒸散发量也降为最低。由图4中还可以看出降水量一般年内的最大值较蒸散发量年内最大值晚1个～2个月出现，春季锋面雨带还没到达，而气温回升快，蒸发量大，农作物用水增加，这就造成了华北平原春季干旱的情况。

图5为晋祠泉域蒸散发量与高程对比关系图。由图5中看出高程在1 500 m以内时蒸散发量是随着高程的变大而变大的，随着高程的增加，蒸散发量也变得不稳定，原因可以归结为随着高程到达一定高度，气候条件与植被的蒸腾作用变得不稳定，计算所用到高程较高的点较少，存在一定的误差，造成了图5中线性的不规律波动。

5 结语

1)晋祠泉域2008年—2012年地表蒸散发量年度变化较小，年平均值为402.4 mm。

2)晋祠泉域地表蒸散发量的年内规律为：汛期蒸散量最大，冬季冻融期蒸散量最小。

3)蒸散发量和降水量在年内的变化具有正相关关系，而降水量明显大于蒸散发量，降水量一般年内的最大值较蒸散发量年内最大值晚1个～2个月出现。

4)气温越高，蒸散发量越高，反之亦然。高程在1 500 m以内时蒸散发量是随着高程的变大而变大的，随着高程的增加，蒸散发量变得不稳定。