趙曉松，李 梅，王仕剛，劉元波**

(1：中國科學(xué)院南京地理與湖泊研究所湖泊與環(huán)境國家重點實驗室，南京 210008) (2：江西省水文局，南昌 330002) (3：江西省鄱陽湖水文局，九江 332800)

鄱陽湖夏季水面蒸發(fā)與蒸發(fā)皿蒸發(fā)的比較*

趙曉松1，李 梅2，王仕剛3，劉元波1**

(1：中國科學(xué)院南京地理與湖泊研究所湖泊與環(huán)境國家重點實驗室，南京 210008) (2：江西省水文局，南昌 330002) (3：江西省鄱陽湖水文局，九江 332800)

水面蒸發(fā)是湖泊水量平衡要素的重要組成部分.基于傳統(tǒng)蒸發(fā)皿觀測蒸發(fā)不能代表實際水面蒸發(fā)，而實際水面蒸發(fā)特征仍不清楚.本研究基于渦度相關(guān)系統(tǒng)觀測的鄱陽湖水體實際水面蒸發(fā)過程，在小時和日尺度分析了水面蒸發(fā)的變化規(guī)律及其主要影響因子，并與蒸發(fā)皿蒸發(fā)進行比較.研究表明，實際水面蒸發(fā)日變化波動劇烈，變化范圍在0～0.4mm/h之間.水面蒸發(fā)的日變化特征主要受風速的影響.鄱陽湖8月份日水面蒸發(fā)量與蒸發(fā)皿蒸發(fā)量在總體趨勢上具有很好的一致性.8月份平均日水面蒸發(fā)速率(5.90mm/d)比蒸發(fā)皿蒸發(fā)速率(5.65mm/d)高4.6%.水面日蒸發(fā)量與蒸發(fā)皿蒸發(fā)量的比值在8月上、中、下旬平均值分別為1.24、1.00、0.92，呈現(xiàn)下降的趨勢.鄱陽湖夏季水面日蒸發(fā)量與風速和相對濕度相關(guān)性顯著，而蒸發(fā)皿蒸發(fā)與凈輻射、氣溫、飽和水汽壓差和相對濕度均呈顯著相關(guān).這是由于蒸發(fā)皿水體容積小，與湖泊相比其水體熱存儲能力小，因此更容易受到環(huán)境因子的影響.

實際水面蒸發(fā)；蒸發(fā)皿蒸發(fā)；渦度相關(guān)；鄱陽湖

水面蒸發(fā)是影響江河湖泊、水庫等自然水體的水量循環(huán)和能量平衡的重要因素.全球陸地表面的蒸發(fā)量約占陸地降水量的60%～65%[1].開展水面蒸發(fā)研究對于認識區(qū)域氣候、旱澇變化趨勢，水資源形成及變化規(guī)律，水資源評價等具有重要的意義.目前，國內(nèi)外對蒸散發(fā)進行計算時，多基于蒸發(fā)器(皿)(如E-601型蒸發(fā)器、φ20cm蒸發(fā)皿)觀測數(shù)據(jù)[2].蒸發(fā)器(皿)由于本身及周圍空氣的動力和熱力條件與流域地表有所不同，測得的蒸發(fā)量并不能代表自然界真實的蒸發(fā)量，有時偏差非常大，并且不同類型儀器的比較也很困難.即使通過蒸發(fā)皿折算系數(shù)的校正也不能很好地反映蒸發(fā)量的動態(tài)變化，因為蒸發(fā)皿折算系數(shù)受多種因素影響而且隨季節(jié)變化[3-4].盡管蒸發(fā)皿觀測的蒸發(fā)量并不能代表真實水體蒸發(fā)，但其長期觀測對認識潛在蒸發(fā)的變化規(guī)律仍具有積極的理論價值.

隨著全球地表溫度升高影響的加劇，氣候變化預(yù)測的研究認為氣溫升高將增加陸地水體的蒸發(fā)量，然而觀測的結(jié)果卻發(fā)現(xiàn)蒸發(fā)皿蒸發(fā)長期變化呈降低的趨勢[5-6].這一現(xiàn)象稱為蒸發(fā)悖論，這一爭論的焦點是關(guān)于自然水體的實際蒸發(fā)機制仍不清楚.目前，渦度相關(guān)系統(tǒng)作為地表水熱通量觀測的國際標準手段，已被廣泛應(yīng)用于地表植被和內(nèi)陸水體中[7-8].國際上利用渦度相關(guān)系統(tǒng)進行的湖泊水體通量觀測，最早報道見于1991年，在印度尼西亞的Toba湖[9]和美國淺水湖泊[10]進行了數(shù)日至數(shù)月不等的短期通量觀測.而長期的湖泊水體觀測始于21世紀初，分別在加拿大的Great Slave湖[11-12]和Great Bear湖[13]和美國Ross Barnett水庫[14].美國的Williams湖[15]、以色列的Eshkol水庫、智利北部Tilopozo濕地[16]和芬蘭南部的Valkea-Kotinen湖[17]等也開展了短期測量.多數(shù)研究基于長期或短期的觀測，分析了不同大小、不同緯度湖泊或水庫等水面蒸發(fā)的特征及在不同時間尺度水面蒸發(fā)的影響因子[17-18].

我國學(xué)者關(guān)于水面蒸發(fā)觀測和估算早期開展了大量研究，主要集中在3個方面：(1) 應(yīng)用不同蒸發(fā)器觀測的水面蒸發(fā)折算系數(shù)的研究[8，19-22].研究表明，折算系數(shù)受到輻射、水溫、風速和儲熱量等時空差異的影響[8，23]，長江流域基于E601蒸發(fā)皿對20m2蒸發(fā)池之間的折算系數(shù)在0.75～1.09之間變化[22]；(2) 水面蒸發(fā)模型的研究[24-29].基于彭曼公式和道爾頓公式建立了全國通用的水面蒸發(fā)公式[26，28]；(3) 水面蒸發(fā)量變化趨勢的研究[4，30-33].基于蒸發(fā)皿蒸發(fā)分析了全國水面蒸發(fā)特征[30]，以及長江流域[33]和鄱陽湖流域[32，34]蒸發(fā)特征及其影響因子.國內(nèi)基于渦度相關(guān)方法觀測湖泊水體水熱通量變化過程的研究才剛剛開始，例如太湖，而其主要關(guān)注內(nèi)容是大氣與湖泊間的水熱交換系數(shù)[35].基于渦度相關(guān)直接觀測湖泊水體蒸發(fā)的研究還未展開.作為我國的最大淡水湖泊，鄱陽湖最大水面面積達到4000余km2.長期以來，鄱陽湖的水面蒸發(fā)量基本上依據(jù)蒸發(fā)皿蒸發(fā)量進行計算[32].實際水面蒸發(fā)過程及主要影響因素不明，這也導(dǎo)致目前該湖的湖泊水量平衡計算中存在較大的不確定性.

本研究基于渦度相關(guān)系統(tǒng)觀測鄱陽湖水體的水面蒸發(fā)，分析不同時間尺度鄱陽湖夏季水面蒸發(fā)的變化特征，比較夏季水面蒸發(fā)與蒸發(fā)皿蒸發(fā)在變化趨勢上的不同以及環(huán)境因子對兩者影響機制的差異，為準確估算湖泊水面蒸發(fā)的長期變化奠定基礎(chǔ).

1 研究方法

1.1 研究站點與觀測儀器

鄱陽湖位于28°30′～30°N，115°30′～117°E(圖1)，本研究的試驗站點位于鄱陽湖東部，都昌縣附近的蛇山島上(29°05′N，116°24′E).鄱陽湖面積為4380km2(不包括軍山湖，2010年鄱陽湖基礎(chǔ)地理信息測量成果)，年內(nèi)水位變化劇烈，平均變幅達11m左右[36].鄱陽湖地屬亞熱帶濕潤季風氣候，湖區(qū)年平均氣溫為17.1℃，多年平均降水量為1570mm，降水集中在4-6月，占全年降水的45%～50%.主風向為北和北偏西風.西北方向距離棠蔭島約2km，距離城鎮(zhèn)邊界的岸邊約6km.蛇山島面積約為0.2km2，南北長500m，東西長450m.棠蔭島面積約為0.8km2.

為減少蛇山島本身對觀測的影響，觀測鐵搭架設(shè)在蛇山島北部，渦度相關(guān)系統(tǒng)儀器安裝在38m的觀測鐵搭上.考慮到島本身的高度，觀測高度距離湖面58m.采用三維超聲風速和CO2/H2O分析儀(EC150， Campbell Scientific Inc.， Logan， UT， USA)測量三維風速和大氣的H2O濃度，采用頻率為10Hz，通過數(shù)據(jù)采集器(CR3000， Campbell Inc.，)進行存儲.用凈輻射儀(CNR4， Kipp & Zonen B.V.， Delft， The Netherlands)觀測輻射平衡的4個組分(向下、向上長波輻射，向下、向上短波輻射).采用小氣候系統(tǒng)儀器觀測氣溫和相對濕度(HMP155A， Vaisala Helsinki， Fenland).渦度相關(guān)系統(tǒng)和小氣候系統(tǒng)安裝高度為38m，輻射觀測安裝高度為2.5m.水熱通量、輻射和小氣候系統(tǒng)數(shù)據(jù)的輸出步長為30min.用水溫計(SWL1-1)測量50cm水深處的水溫.應(yīng)用E601-B蒸發(fā)皿測量蒸發(fā)，地點位于棠蔭島氣象觀測站內(nèi).水溫和蒸發(fā)皿蒸發(fā)的采樣頻率為每天一次，于上午8：00采集數(shù)據(jù).渦度相關(guān)系統(tǒng)儀器和小氣候儀器于2013年7月26日安裝并開始觀測.本文選取2013年8月1日-8月30日數(shù)據(jù)進行分析，避免水位降低后洲灘出露的影響，通量信息主要來自于鄱陽湖水體.測量期間風向以北偏西及南偏東為主.

圖1 鄱陽湖及蛇山島觀測點位置Fig.1 The map of the Lake Poyang and measurement site at Sheshan Island

1.2 數(shù)據(jù)處理過程

對渦度相關(guān)觀測的10Hz數(shù)據(jù)進行篩選和修正.數(shù)據(jù)處理采用目前普遍使用較為成熟的方法，應(yīng)用EddyPro軟件進行處理，包括：(1) 數(shù)據(jù)篩選，4倍標準差剔除野點，信號強度和診斷值判斷數(shù)據(jù)有效性；(2) 應(yīng)用平面坐標擬合方法進行傾斜修正[37]；(3) 頻率損失修正[38]；(4) 感熱的超聲虛溫修正[39]；(5) 密度效應(yīng)修正：WPL修正[40].通過湍流譜分析和平穩(wěn)性檢驗和總體湍流特征檢驗進行數(shù)據(jù)質(zhì)量控制[41-42].獲得3個評價等級的通量數(shù)據(jù)，分別為0(高質(zhì)量)、1(中質(zhì)量)、2(低質(zhì)量)數(shù)據(jù).

渦度相關(guān)技術(shù)是通過快速測定大氣的物理量(如溫度，水汽密度，CO2濃度等) 與垂直風速的協(xié)方差來計算湍流通量的一種方法.通過測量水汽密度可以獲得水汽通量(即潛熱通量LE)：

(1)

在分析中，水面蒸發(fā)(E)單位通常用mm/h或mm/d表示.水面蒸發(fā)可通過潛熱通量轉(zhuǎn)換，公式為E=LE/λ，此時E的單位為kg/(m2·s)，根據(jù)水的密度(kg/m3)，再乘以相應(yīng)的時間步長，即可轉(zhuǎn)換為mm/h或mm/d的蒸發(fā)速率單位.

進行數(shù)據(jù)處理和評價后，輸出30min評價的通量數(shù)據(jù)，用于進一步分析.在進行環(huán)境因子等分析時，需要剔除數(shù)據(jù)質(zhì)量為2的數(shù)據(jù).在計算日蒸散量時，需要對缺失的數(shù)據(jù)進行插補，本研究所選時段數(shù)據(jù)缺失比例為9.5%，當連續(xù)缺失數(shù)據(jù)小于3小時，應(yīng)用線性內(nèi)插方法進行數(shù)據(jù)插補[43].

1.3 通量觀測源區(qū)分析

渦度相關(guān)系統(tǒng)觀測的通量代表了上風向一定范圍內(nèi)的通量信息，即通量源區(qū)(Footprint).對于不均勻的下墊面條件，常需利用Footprint分析了解下墊面不同位置對傳感器所測湍流通量貢獻的大小，及對觀測數(shù)據(jù)做質(zhì)量判別.關(guān)于通量源區(qū)的計算有很多解析模型[44-46].本研究應(yīng)用Hsieh等[44]的方法分析不同大氣條件下Footprint分布，來確定觀測時段內(nèi)通量信息來源.通量源區(qū)分布如圖2所示.8月1日-8月30日期間風向主要來自西北和東南方向.在穩(wěn)定大氣條件下，90%的通量信息來自于上風向距觀測塔5km范圍內(nèi).在不穩(wěn)定大氣條件下，通量源區(qū)的范圍較小，在距觀測塔1～2km范圍內(nèi).當風向為北和西北方向時，且在穩(wěn)定條件下，水熱通量的源區(qū)受到棠蔭島的影響，但棠蔭島的面積僅占該方向通量源區(qū)面積的4%.若考慮到棠蔭島所處位置的通量貢獻率(小于20%)，則棠蔭島對水面蒸發(fā)的影響小于1%.當風向為南和東南方向時，水熱通量的源區(qū)受到蛇山島本身的影響，而蛇山島的面積僅占該方向通量源區(qū)面積的1%，即使是在不穩(wěn)定條件通量源區(qū)范圍較小時，蛇山島的面積占通量源區(qū)面積比例仍小于3%.若考慮到蛇山島所處位置的通量貢獻率(小于40%)，則蛇山島對水面蒸發(fā)的影響約為1%.總體而言，觀測期內(nèi)主要通量信息均來自于水體，受蛇山島和棠蔭島的影響較小，可以忽略.

圖2 源區(qū)Footprint分布圖：穩(wěn)定條件(a)、不穩(wěn)定條件(b)(0°表示北向，90°表示東向，180°表示南向， 270°表示西向)(底圖為Landsat 8 6-5-4波段合成影像，時間為2013年8月2日，水位15.6m)Fig.2 The distribution of footprint for energy fluxes observation around the Sheshan Island under stable atmospheric condition(a) and unstable atmospheric condition(b)

2 研究結(jié)果

2.1 水面蒸發(fā)的日變化特征

圖3 鄱陽湖水熱通量及輻射、氣象要素日變化過程 (8月13日-8月15日)Fig.3 Diurnal variation of energy fluxes， net radiation and meteorological factors over the Lake Poyang from Aug.13 to Aug.15

通過渦度相關(guān)測量的30min平均潛熱通量轉(zhuǎn)換為水面蒸發(fā)速率，選取8月13-15日為代表，分析水面蒸發(fā)速率和主要環(huán)境因子的日變化過程(圖3).根據(jù)凈輻射的分布特征，選取的時間段內(nèi)，8月13日為典型的晴天過程，凈輻射呈單峰正態(tài)分布，最大值達600W/m2，出現(xiàn)在正午12：00左右，而8月14日和15日為多云或陰天的天氣，凈輻射呈波動變化，其日平均值低于晴天.水面蒸發(fā)速率日變化過程較凈輻射呈現(xiàn)更為劇烈的波動變化，且無明顯的日變化規(guī)律.水面蒸發(fā)速率在0～0.4mm/h之間變化，在夜間有零星的負值出現(xiàn).水面蒸發(fā)速率的波動變化與凈輻射、氣溫和飽和水汽壓差(VPD)的日變化過程無顯著相關(guān)，而與風速的波動具有很好的一致性.統(tǒng)計分析顯示，日變化過程中水面蒸發(fā)速率與風速的Pearson相關(guān)系數(shù)為0.27(P=0.001).當風速較大時往往對應(yīng)較高的水面蒸發(fā)速率.這說明在日尺度水面蒸發(fā)速率主要受風速的影響，風速加強了大氣與水面之間的湍流交換作用，從而促進水面蒸發(fā)速率的升高[16-17].盡管風速是水面蒸發(fā)速率變化的主要影響因子，氣溫和飽和水汽壓差也對水面蒸發(fā)有抑制或促進作用[17].例如8月14日的日變化過程，在5：00-10：00之間風速較大，對應(yīng)較高的水面蒸發(fā)速率，10：00之后風速迅速下降，而此時氣溫和飽和水汽壓差升高，促進了水面蒸發(fā)過程，使得水面仍保持較高的蒸發(fā)速率.當20：00之后風速再次升高，對應(yīng)較低的氣溫和VPD值，此時水面蒸發(fā)速率也較低.

2.2 實際水面蒸發(fā)與蒸發(fā)皿蒸發(fā)的比較

基于渦度相關(guān)系統(tǒng)是目前普遍認可的最可靠的實際蒸發(fā)觀測方法[7]，為研究自然水體蒸發(fā)變化規(guī)律提供了直接的證據(jù).與蒸發(fā)皿觀測的蒸發(fā)量進行比較，可以檢驗蒸發(fā)皿蒸發(fā)的代表性和準確性.8月份蒸發(fā)皿日蒸發(fā)量與渦度相關(guān)觀測的水面蒸發(fā)量，及其他環(huán)境因子的變化如圖4所示.由于蒸發(fā)皿蒸發(fā)是上午8：00觀測，其蒸發(fā)量代表前日8：00至當日8：00的蒸發(fā)量.為了與其進行對比，渦度相關(guān)觀測的水面蒸發(fā)采用前日8：00至當日8：00的蒸發(fā)量累計作為當日的蒸發(fā)量.從時間序列圖中可以看出(圖4a)，兩者在一定程度上表現(xiàn)出一致性，在8月初蒸發(fā)量較大，然后呈逐漸降低的趨勢.兩者均呈現(xiàn)波動變化，在相位上略有差異，峰值和谷值不完全同步.總體來看，8月份日均凈輻射、氣溫和飽和水汽壓差均呈下降趨勢.平均風速的變化波動較大，總體呈下降趨勢，但在8月中下旬出現(xiàn)較大風速.在8月初水面蒸發(fā)速率明顯高于蒸發(fā)皿蒸發(fā)速率，而8月25日-8月28日顯著低于蒸發(fā)皿蒸發(fā)速率.蒸發(fā)皿蒸發(fā)速率平均值為5.65mm/d，標準差為1.18mm/d，而渦度相關(guān)的水面蒸發(fā)速率平均值為5.90mm/d，標準差為2.20mm/d.標準差大說明實際蒸發(fā)量存在更大的波動范圍.

散點比較分析表明(圖5)，水面蒸發(fā)速率與蒸發(fā)皿蒸發(fā)速率兩者具有很好的一致性，但觀測點較為分散.渦度相關(guān)水面蒸發(fā)速率略大于蒸發(fā)皿蒸發(fā)速率，斜率為0.3，相關(guān)系數(shù)為0.31，均方根誤差(RMSE)為1.86mm/d.8月累計蒸發(fā)皿蒸發(fā)量為175.0mm，而渦度相關(guān)觀測的水面蒸發(fā)量為183.04mm，較前者高4.6%.閔騫等[34]基于蒸發(fā)皿折算系數(shù)計算鄱陽湖水面蒸發(fā)，1955-2004年平均年蒸發(fā)量為1081.2mm，鄱陽湖年均蒸發(fā)量為1081.2mm(1955-2004年)，其中8月平均蒸發(fā)量為169.5mm，占全年的15.7%，這一數(shù)值低于本研究8月蒸發(fā)量.而對應(yīng)1955-2004年多年平均8月氣溫為28.96℃，也低于本研究中2013年8月的月均氣溫(30.9℃).鄱陽湖夏季8月份實際水面日蒸發(fā)量(EEC)與蒸發(fā)皿日蒸發(fā)量(Epan)的比值

圖5 鄱陽湖2013年8月份蒸發(fā)皿蒸發(fā)與渦度相關(guān)蒸發(fā)對比Fig.5 The comparison of pan evaporation and water evaporation measured by eddy covariance over the Lake Poyang in August， 2013

(EEC/Epan)在0.5～1.7之間變化(圖6).計算EEC/Epan10天平均值得到，8月上旬EEC/Epan平均為1.24，中旬為1.00，下旬為0.92.閔騫[31]分析了鄱陽湖都昌蒸發(fā)站E601蒸發(fā)皿對漂浮水面蒸發(fā)器的折算系數(shù)，發(fā)現(xiàn)折算系數(shù)在6-10月大于1，其他月份小于1.研究表明，這一比值受到不同地點和不同季節(jié)的影響[47].在干旱的以色列地區(qū)，標準Class-A蒸發(fā)皿觀測的水庫蒸發(fā)量與渦度相關(guān)蒸發(fā)量的比值在0.96～1.94之間變化(7-9月)，表現(xiàn)為蒸發(fā)皿蒸發(fā)高于水面蒸發(fā)[47].在Sparkling湖，蒸發(fā)皿蒸發(fā)與湖泊蒸發(fā)存在明顯的季節(jié)變化差異.兩者在7月和8月有很好的一致性，在9-10月水面蒸發(fā)比蒸發(fā)皿蒸發(fā)低30%～40%[18].水面蒸發(fā)與蒸發(fā)皿蒸發(fā)之間的差異是由蒸發(fā)皿本身結(jié)構(gòu)所引起的[48]，受到蒸發(fā)皿容積的限制，蒸發(fā)皿的水量和水深遠遠小于實際湖泊水體，其具有較小的熱儲存能力，更容易受到季節(jié)和環(huán)境的影響[49].

圖6 鄱陽湖2013年8月份實際水面日蒸發(fā)量(EEC) 與蒸發(fā)皿日蒸發(fā)量(Epan)的比值(EEC/Epan)變化Fig.6 Ratio of water evaporation to pan evaporation over the Lake Poyang in August， 2013

2.3 環(huán)境因子影響機制

鄱陽湖夏季水面日蒸發(fā)量和蒸發(fā)皿日蒸發(fā)量與環(huán)境因子(凈輻射Rn、氣溫Ta、風速、飽和水汽壓差VPD、相對濕度RH、水溫Tw和氣溫日較差DT)的相關(guān)分析如表1所示.水面日蒸發(fā)量與風速的相關(guān)性最顯著(r=0.506，通過99%置信區(qū)間檢驗).其次是相對濕度(r=-0.477)和水溫(r=0.456)，而與凈輻射和氣溫無顯著相關(guān)性.蒸發(fā)皿蒸發(fā)量與凈輻射(r=0.569)，飽和水汽壓差(r=0.520)、相對濕度(r=-0.499)和氣溫(r=0.424)均顯著相關(guān)，通過99%置信區(qū)間檢驗.而與其他因子無顯著相關(guān)性(表1).

通過逐步回歸方法，得到水面日蒸發(fā)量與環(huán)境因子相關(guān)關(guān)系的回歸方程：EEC=0.35WS+0.60Tw-0.53DT-0.097RH-4.54(R2=0.628，RMSE=1.44mm/d)，風速、水溫、相對濕度和氣溫日較差通過檢驗進入回歸方程.在日尺度上，方程能解釋潛熱通量變化的63%.蒸發(fā)皿蒸發(fā)量的回歸方程為Epan=0.018Rn+3.193(R2=0.324，RMSE=0.99mm/d)，盡管在單因子分析時有多個因子與蒸發(fā)皿蒸發(fā)量顯著相關(guān)，但僅有凈輻射通過檢驗進入回歸方程，方程僅能解釋蒸發(fā)皿蒸發(fā)量變化的32%.即使考慮氣溫、飽和水汽壓差、相對濕度和氣溫日較差，回歸方程的相關(guān)系數(shù)僅提高到0.40.

通過單因子相關(guān)分析發(fā)現(xiàn)，鄱陽湖夏季水面蒸發(fā)速率和蒸發(fā)皿蒸發(fā)速率與環(huán)境因子的關(guān)系不盡相同.蒸發(fā)皿蒸發(fā)速率與氣溫、凈輻射呈很好的正相關(guān)關(guān)系(R2分別為0.18和0.32)，而水面蒸發(fā)速率與其相關(guān)性則不明顯.兩者與VPD均呈明顯的正相關(guān)關(guān)系.水面蒸發(fā)速率與風速呈顯著正相關(guān)，與氣溫日較差呈負相關(guān)，而蒸發(fā)皿蒸發(fā)速率與兩者無顯著相關(guān)性(表1).水面蒸發(fā)受到動力因素(風速等)和熱力因素(氣溫和凈輻射等)綜合作用的影響[5].任國玉等[30]研究表明，蒸發(fā)量主要受到日照時數(shù)、平均風速和溫度日較差的影響.并通過這些因素呈現(xiàn)的減少趨勢，來解釋我國蒸發(fā)皿蒸發(fā)量近50年來長期趨向減少現(xiàn)象.鄱陽湖夏季水面蒸發(fā)并未表現(xiàn)出與氣溫和輻射等熱力因素顯著相關(guān)，這是因為8月份氣溫和凈輻射等變化幅度不大，因此表現(xiàn)為風速等動力因素是水面蒸發(fā)的主要控制因子.而與大水面的水面蒸發(fā)相比，位于棠蔭島上的蒸發(fā)皿觀測更容易受到周圍環(huán)境的影響.Ven?l?inen等[50]認為水面蒸發(fā)受水體面積影響.由于蒸發(fā)皿水體容積小，與湖泊相比水體熱容量較小，因此與大氣熱交換更加強烈[17].

3 結(jié)論

水面蒸發(fā)研究對于區(qū)域氣候、旱澇變化趨勢，水資源形成及變化規(guī)律，水資源評價等具有重要的意義.本研究基于渦度相關(guān)系統(tǒng)觀測鄱陽湖夏季水面蒸發(fā)，分析了水面蒸發(fā)在小時和日尺度的變化規(guī)律，對比分析了夏季水面蒸發(fā)與蒸發(fā)皿蒸發(fā)在變化趨勢和對環(huán)境因子響應(yīng)方面的差異.水面蒸發(fā)日變化波動劇烈，無明顯的變化規(guī)律.其變化過程與凈輻射無明顯相關(guān)性，而主要受風速的影響.說明在日尺度上，水面蒸發(fā)主要受動力驅(qū)動.鄱陽湖8月份日水面蒸發(fā)量與蒸發(fā)皿蒸發(fā)量具有很好的一致性，均呈下降的趨勢.但其比值變化較大，表現(xiàn)為8月初高值時，蒸發(fā)皿蒸發(fā)低估實際水面蒸發(fā)，而在月末低值時，高估實際水面蒸發(fā).與環(huán)境因子的相關(guān)分析發(fā)現(xiàn)，鄱陽湖夏季日水面蒸發(fā)量主要受風速和相對濕度的影響，而蒸發(fā)皿蒸發(fā)受凈輻射、氣溫、飽和水汽壓差等因素的影響.湖泊水體蒸發(fā)對于了解湖泊水量變化及區(qū)域水循環(huán)和水資源具有重要意義.

表1 鄱陽湖2013年8月份水面日蒸發(fā)速率和蒸發(fā)皿日蒸發(fā)速率與環(huán)境因子的相關(guān)關(guān)系(樣本數(shù)為31)Tab.1 The Pearson correlation analysis within daily water evaporation， pan evaporation and controlling factors over the Lake Poyang in August， 2013 (The number of sample is 31)

*表示通過95%置信區(qū)間檢驗；**表示通過99%置信區(qū)間檢驗.

致謝：感謝鄱陽湖水文局提供蛇山島水文數(shù)據(jù).感謝蛇山島基地工作人員在野外儀器維護等給予的幫助.感謝江西省水文局洪全祥處長、江西省鄱陽湖水文局龔向民副調(diào)研員、中國科學(xué)院南京地理與湖泊研究所馮徽徽博士等對儀器安裝和維護給予的幫助.

[1] Huntington TG. Evidence for intensification of the global water cycle： review and synthesis.JournalofHydrology， 2006， 319(1)：83-95.

[2] 裴步祥.蒸發(fā)和蒸散的測定與計算.北京：氣象出版社，1989.

[3] Grismer M， Orang M， Snyder Retal. Pan evaporation to reference evapotranspiration conversion methods.JournalofIrrigationandDrainageEngineering， 2002， 128(3)：180-184.

[4] 毛 銳，高俊峰.太湖地區(qū)湖泊水面蒸發(fā).北京：科學(xué)技術(shù)文獻出版社，1993.

[5] Brutsaert W， Parlange M. Hydrologic cycle explains the evaporation paradox.Nature， 1998， 396(6706)：30.

[6] Ohmura A， Wild M. Is the hydrological cycle accelerating？Science， 2002， 298(5597)：1345-1346.

[7] Baldocchi DD. Assessing the eddy covariance technique for evaluating carbon dioxide exchange rates of ecosystems： past， present and future.GlobalChangeBiology， 2003， 9(4)：479-492.

[8] 盛 瓊，申雙和，顧 澤.小型蒸發(fā)器的水面蒸發(fā)量折算系數(shù).南京氣象學(xué)院學(xué)報，2007，30(4)：561-565.

[9] Sene K， Gash J， McNeil D. Evaporation from a tropical lake： comparison of theory with direct measurements.JournalofHydrology， 1991， 127(1)：193-217.

[10] Stannard DI， Rosenberry DO. A comparison of short-term measurements of lake evaporation using eddy correlation and energy budget methods.JournalofHydrology， 1991， 122(1)：15-22.

[11] Blanken PD， Rouse WR， Culf ADetal. Eddy covariance measurements of evaporation from Great Slave Lake， Northwest Territories， Canada.WaterResourcesResearch， 2000， 36(4)：1069-1077.

[12] Rouse WR， Oswald CJ， Binyamin Jetal. The role of northern lakes in a regional energy balance.JournalofHydrometeorology， 2005， 6(3)：291-305.

[13] Rouse WR， Blanken PD， Bussières Netal. An investigation of the thermal and energy balance regimes of Great Slave and Great Bear Lakes.JournalofHydrometeorology， 2008， 9(6)：1318-1333.

[14] Liu， H， Zhang Y， Liu Setal. Eddy covariance measurements of surface energy budget and evaporation in a cool season over southern open water in Mississippi.JournalofGeophysicalResearch， 2009， 114(D4)： D04110.

[15] Anderson DE， Striegl RG， Stannard DIetal. Estimating lake-atmosphere CO2exchange.LimnologyandOceanography， 1999， 44：988-1001.

[16] Assouline S， Tyler SW， Tanny Jetal. Evaporation from three water bodies of different sizes and climates： Measurements and scaling analysis.AdvancesinWaterResources， 2008， 31(1)：160-172.

[17] Nordbo A， Launiainen S， Mammarella Ietal. Long-term energy flux measurements and energy balance over a small boreal lake using eddy covariance technique.JournalofGeophysicalResearch， 2011， 116(D2)：D02119.1-D02119.17.

[18] Lenters JD， Kratz TK， Bowser CJ. Effects of climate variability on lake evaporation： Results from a long-term energy budget study of Sparkling Lake， northern Wisconsin(USA).JournalofHydrology， 2005， 308(1)：168-195.

[19] 閔 騫.水面蒸發(fā)器折算系數(shù)晝夜差別初步分析.水文，1988，4：14.

[20] 施成熙，?？嗽?，陳天珠等.水面蒸發(fā)器折算系數(shù)研究.地理科學(xué)，1986，6(4)：305-313.

[21] 牛振紅，孫 明.水面蒸發(fā)折算系數(shù)的對比觀測實驗與分析計算.水文，2003，23(3)：49-51.

[22] 王遠明，李成榮.宜昌站水面蒸發(fā)折算系數(shù)分析.人民長江，1999，30(1)：41-45.

[23] 王 梅，王建波，那景坤.E-601型蒸發(fā)器水面蒸發(fā)實驗分析.黑龍江水專學(xué)報，2004，31(3)：10-12.

[24] 毛 銳.太湖水面蒸發(fā)量預(yù)報模型及其應(yīng)用.湖泊科學(xué)，1992，4(4)：8-13.

[25] 施成熙，卞毓明，朱曉原.確定水面蒸發(fā)模型.地理科學(xué)，1984，4(1)：1-10.

[26] 濮培民.水面蒸發(fā)與散熱系數(shù)公式研究(一).湖泊科學(xué)，1994，6(1)：1-12.

[27] 趙振國.水面蒸發(fā)系數(shù)公式探討.水利學(xué)報，2009，40(12)：1440-1443.

[28] 李萬義.適用于全國范圍的水面蒸發(fā)量計算模型的研究.水文，2000，20(4)：13-17.

[29] 王永義，水面蒸發(fā)計算方法及其檢驗.地下水，2006.28(2)：15-16.

[30] 任國玉，郭 軍.中國水面蒸發(fā)量的變化.自然資源學(xué)報，2006，21(1)：31-44.

[31] 閔 騫.鄱陽湖水面蒸發(fā)規(guī)律初探.水文，1994，6：35-42.

[32] 閔 騫，蘇宗萍，王敘軍.近50年鄱陽湖水面蒸發(fā)變化特征及原因分析.氣象與減災(zāi)研究，2007，30(3)：17-20.

[33] 王艷君，姜 彤，許崇育.長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量及影響因素變化趨勢.自然資源學(xué)報，2005，20(6)：864-870.

[34] 閔 騫，劉 影.鄱陽湖水面蒸發(fā)量的計算與變化趨勢分析(1955-2004年).湖泊科學(xué)，2006，18(5)：452-457.

[35] 肖 薇，劉壽東，李旭輝等.大型淺水湖泊與大氣之間的動量和水熱交換系數(shù)——以太湖為例.湖泊科學(xué)，2012，24(6)：932-942.

[36] 謝冬明，鄭 鵬，鄧紅兵等.鄱陽湖濕地水位變化的景觀響應(yīng).生態(tài)學(xué)報，2011，31(5)：1269-1276.

[37] Wilczak JM， Oncley S， Stage SA. Sonic anemometer tilt correction algorithms.Boundary-LayerMeteorology， 2001， 99(1)：127-150.

[38] Moore C. Frequency response corrections for eddy correlation systems.Boundary-LayerMeteorology， 1986， 37(1/2)：17-35.

[39] Van Dijk AI. Estimates of CO2uptake and release among European forests based on eddy covariance data.GlobalChangeBiology， 2004， 10(9)：1445-1459.

[40] Webb EK， Pearman GI， Leuning R. Correction of flux measurements for density effects due to heat and water vapour transfer.QuarterlyJournaloftheRoyalMeteorologicalSociety， 1980， 106(447)：85-100.

[41] G?ckede M， Foken T， Aubinet Metal. Quality control of CarboEurope flux data-Part 1： Coupling footprint analyses with flux data quality assessment to evaluate sites in forest ecosystems.Biogeosciences， 2008， 5(2)：433-450.

[42] Foken T， G?ockede M，Mauder Metal. Post-field data quality control， in Handbook of micrometeorology. Dordrecht： Springer， 2005：181-208.

[43] Falge E， Baldocchi D， Olson Retal. Gap filling strategies for defensible annual sums of net ecosystem exchange.AgriculturalandForestMeteorology， 2001， 107(1)：43-69.

[44] Hsieh CI， Katul G， Chi T. An approximate analytical model for footprint estimation of scalar fluxes in thermally stratified atmospheric flows.AdvancesinWaterResources， 2000， 23(7)：765-772.

[45] Haenel HD， Grünhage L. Footprint analysis： a closed analytical solution based on height-dependent profiles of wind speed and eddy viscosity.Boundary-LayerMeteorology， 1999， 93(3)：395-409.

[46] Schmid HP. Footprint modeling for vegetation atmosphere exchange studies： a review and perspective.AgriculturalandForestMeteorology， 2002， 113(1)：159-183.

[47] Tanny J， Cohen S， Assouline Setal. Evaporation from a small water reservoir： Direct measurements and estimates.JournalofHydrology， 2008， 351(1)：218-229.

[48] Stauffer RE. Testing lake energy budget models under varying atmospheric stability conditions.JournalofHydrology， 1991， 128(1)：115-135.

[49] Krabbenhoft DP， Bowser CJ， Anderson MPetal. Estimating groundwater exchange with lakes： 1. The stable isotope mass balance method.WaterResourcesResearch， 1990， 26(10)：2445-2453.

[50] Ven?l?inen A， Frech M， Heikinheimo Metal. Comparison of latent and sensible heat fluxes over boreal lakes with concurrent fluxes over a forest： Implications for regional averaging.AgriculturalandForestMeteorology， 1999. 98：535-546.

Comparison of actual water evaporation and pan evaporation in summer over the Lake Poyang， China

ZHAO Xiaosong1， LI Mei2， WANG Shigang3& LIU Yuanbo1

(1：StateKeyLaboratoryofLakeScienceandEnvironment，NanjingInstituteofGeographyandLimnology，ChineseAcademyofSciences，Nanjing210008，P.R.China)(2：HydrologicalBureauofJiangxiProvince，Nanchang330002，P.R.China)(3：HydrologicalBureauofPoyangLake，JiangxiProvince，Jiujiang332800，P.R.China)

Evaporation is an important factor in water balance of lakes. The evaporation pan is a traditional method to observe water evaporation， while it cannot represent actual water evaporation. So the characters of actual water evaporation are still unclear. In this study， the actual water evaporation was measured by an eddy covariance system over the Lake Poyang in August of 2013. We analyze the diurnal and monthly variations of water evaporation and its main influencing factors， and compare it with pan evaporation measured at Tangyin station. The results show that the water evaporation has strong turbulence in diurnal variations in the range of 0-0.4mm/h. The diurnal variation of water evaporation is mainly controlled by the wind speed. The daily water evaporation has similar trend with daily pan evaporation in August over the Lake Poyang. The average water evaporation in August is 5.90mm/d， which is higher than 4.6% for average pan evaporation(5.65mm/d). The ratio of water evaporation to pan evaporation in August shows decreasing trend， and the ten-day average ration was 1.24， 1.00， 0.92， respectively. The daily water evaporation in August has good relationship with wind speed and relative humidity， and pan evaporation was significantly related to net radiation， air temperature， the saturation vapor pressure deficit and relative humidity. This is due to evaporation pan has small volume and weak water heat storage capacity comparing with the lake， thus it easily affected by environmental factors.

Actual water evaporation； pan evaporation； eddy covariance； Lake Poyang

*國家重點基礎(chǔ)研究發(fā)展計劃“973”項目(2012CB417003)、國家自然科學(xué)基金項目(41471022)、中國科學(xué)院南京地理與湖泊研究所“一三五”戰(zhàn)略發(fā)展規(guī)劃項目(NIGLAS2012135001)和江西省水利廳科技項目(KT201121)聯(lián)合資助.2014-03-18收稿；2014-08-18收修改稿.趙曉松(1980～)，女，博士，助理研究員；E-mail：xszhao@niglas.ac.cn.

**通信作者；E-mail：ybliu@niglas.ac.cn.