崔逸凡,劉元波

(1:中國科學(xué)院南京地理與湖泊研究所,南京 210008) (2:中國科學(xué)院大學(xué),北京 100049)

湖泊儲存了豐富的水資源,全球共有3.04億個湖泊(≥0.001 km2),占地面積共計420萬km2,占大陸表面積的3%以上[1]。湖泊參與地球各圈層的相互作用,連接大氣圈、水圈和生物圈,在全球水循環(huán)系統(tǒng)中發(fā)揮著重要的作用。湖泊與陸地相比具有更低的反照率、更大的熱容量以及更低的粗糙度,可以吸收更多的太陽輻射,對氣溫變化起到更大的緩沖作用[2-3]。湖泊與大氣之間的水熱交換較陸地更為充分,該過程可以改變周圍的大氣環(huán)流,對局地甚至全球范圍內(nèi)的天氣和氣候狀態(tài)產(chǎn)生顯著影響,并對氣候變化產(chǎn)生敏銳的指示作用[4-6]。同時,湖泊蒸發(fā)作為湖泊水量平衡中的關(guān)鍵環(huán)節(jié),其精確量化可為湖庫水量調(diào)度和水資源管理提供決策支持,并對區(qū)域氣候和旱澇變化趨勢研究具有重要意義。然而,由于湖泊蒸發(fā)觀測難度較大,湖泊蒸發(fā)過程復(fù)雜,使得準(zhǔn)確地捕捉并量化湖泊蒸發(fā)過程,一直是湖沼學(xué)、水文學(xué)和氣象學(xué)等學(xué)科的重要研究內(nèi)容。

早期國內(nèi)外關(guān)于湖泊蒸發(fā)的研究多基于蒸發(fā)皿觀測結(jié)果,主要分析水面蒸發(fā)的影響要素,并提出各地的蒸發(fā)經(jīng)驗公式以及不同蒸發(fā)器之間的折算系數(shù)。但是傳統(tǒng)蒸發(fā)皿觀測的蒸發(fā)量實質(zhì)上與湖泊實際蒸發(fā)量之間存在著明顯的差異[7-9],這導(dǎo)致實際的水面蒸發(fā)特征仍不清楚,尤其是在小時尺度上。隨著技術(shù)的進(jìn)步,波文比儀、渦度相關(guān)技術(shù)和閃爍儀等高精度儀器已應(yīng)用于水汽的長期定位觀測,為正確認(rèn)識湖泊實際蒸發(fā)過程提供了可能。然而,由于湖泊的形態(tài)結(jié)構(gòu)、地理位置和氣候背景不同,導(dǎo)致各湖泊在不同時間尺度上的蒸發(fā)特征不同,其驅(qū)動因素也存在差異[10-11]。理解全球湖泊蒸發(fā)機(jī)制的共性與差異形成原因?qū)τ谔岢鲞m用性更強(qiáng)的湖泊蒸發(fā)計算方法具有重要意義。本文系統(tǒng)梳理了自渦度相關(guān)系統(tǒng)等高精度儀器應(yīng)用以來的國內(nèi)外湖泊蒸發(fā)研究進(jìn)展,總結(jié)了全球湖泊蒸發(fā)的實際特征,概述了湖泊蒸發(fā)的影響因素,指出了湖泊蒸發(fā)研究需要關(guān)注的前沿問題。

1 湖泊蒸發(fā)測算方法

1.1 觀測方法

開展湖泊蒸發(fā)研究的主要觀測方法有蒸發(fā)皿法(pan)、波文比法(Bowen ratio)、渦度相關(guān)法(eddy covariance system)和閃爍儀法(scintillometer)等[12-13]。

早在14-16世紀(jì)的歐洲文藝復(fù)興時期,蒸發(fā)皿開始被用于蒸發(fā)觀測,是最早的蒸發(fā)觀測儀器。它依據(jù)水量平衡原理,根據(jù)蒸發(fā)皿水位變化得到蒸發(fā)量。我國在太湖、宜興團(tuán)氿湖、鄱陽湖等地建設(shè)過包含100 m2、20 m2或10 m2大型蒸發(fā)池的蒸發(fā)實驗站,并結(jié)合E-601型、Φ20 cm小口徑、Φ80 cm盆套式的陸地蒸發(fā)器和E-601型、гги-3000型的漂浮蒸發(fā)器等開展了水面蒸發(fā)及其相關(guān)水文氣象要素的觀測研究[14-15]。世界氣象組織(WMO)將器口面積為20 m2的蒸發(fā)池作為蒸發(fā)器的國際參考標(biāo)準(zhǔn)[16]。然而,由于水面和陸面熱力、動力條件的差異,陸地蒸發(fā)器(皿)觀測的蒸發(fā)量與湖泊實際蒸發(fā)量存在差異,需要進(jìn)行修正[7,17]。濮培民提出可用經(jīng)動力因素修訂后的漂浮蒸發(fā)器觀測的蒸發(fā)量作為湖泊實際蒸發(fā)量,常用的水面E-601型蒸發(fā)器的折算系數(shù)為0.89[17]。該方法原理及操作簡單,造價低,全球的眾多湖泊均有基于此方法的觀測數(shù)據(jù),積累的觀測數(shù)據(jù)時間序列長,其中中國自20世紀(jì)50年代起已有超過60年的觀測資料,可用于分析湖泊蒸發(fā)長期變化趨勢[13]。然而,蒸發(fā)皿觀測也存在一些局限性,如:測量誤差造成的不確定性(飛濺、器壁加熱損失、風(fēng)的影響);凍結(jié)期無法使用;儲熱小;折算系數(shù)難以確定等,導(dǎo)致其對于氣象過程的響應(yīng)相比湖泊更加敏感。趙曉松等[8]在鄱陽湖的觀測研究中發(fā)現(xiàn)蒸發(fā)皿蒸發(fā)表現(xiàn)為在高值時低估,在低值時高估,更容易受到季節(jié)變化的影響。

波文比法以顯熱通量與潛熱通量之比(波文比)概念為基礎(chǔ),依據(jù)能量平衡原理,并假設(shè)熱量和水汽的傳輸系數(shù)相等,通過測量空氣的溫度梯度和濕度梯度,計算獲得地表蒸發(fā)量[18],其野外測量系統(tǒng)常稱為波文比儀。這一方法的物理原理明確,所需實測參數(shù)較少,計算方法簡單,觀測范圍在百米量級。在湖泊水體的蓄熱項可以量化的情況下,能夠獲得較為準(zhǔn)確的蒸發(fā)量,尤其是小型湖泊[19-20]。該方法要求儀器安裝高度有足夠的風(fēng)浪區(qū)長度,并通常適用于較長的時間尺度(周、月、年),以減少由于蓄熱項、凈平流能量項以及其他能量平衡項測量或估算的不確定性及誤差[20]。Metzger等[21]在死海的觀測研究發(fā)現(xiàn)當(dāng)不考慮蓄熱項時,波文比法得到的湖泊潛熱通量在春夏季高估,在冬季低估,并造成年蒸發(fā)量高估22%。高雅琦等[22]在太湖的研究發(fā)現(xiàn),在考慮了蓄熱項后,波文比法與渦度相關(guān)法觀測值接近,相關(guān)系數(shù)為0.99,相對誤差為-8.6%。

渦度相關(guān)法依據(jù)渦度協(xié)方差理論,通過計算垂直風(fēng)速和水汽密度脈動值的協(xié)方差得到水汽通量,再乘以汽化潛熱得到潛熱通量(正值為蒸發(fā)量,負(fù)值為凝結(jié)量)。渦度相關(guān)法原理嚴(yán)謹(jǐn),理論假設(shè)少,沒有經(jīng)驗參數(shù),可以提供潛熱通量的直接觀測結(jié)果,可用于長期定位觀測,獲得連續(xù)的瞬時蒸發(fā)量,觀測范圍在百米量級[18,23-24]。由于渦度相關(guān)儀的傳感器制作精密,在野外長期觀測需要專業(yè)監(jiān)管,維護(hù)保養(yǎng)成本高。當(dāng)使用該方法時,需要對原始數(shù)據(jù)進(jìn)行多項修正,并進(jìn)行源區(qū)分析以獲得來自湖面和有代表性的風(fēng)浪區(qū)。渦度相關(guān)儀被認(rèn)為是進(jìn)行湖泊、水庫等內(nèi)陸水體水熱通量觀測的最可靠手段[13,25]。然而,由于局部平流[26]、能量平衡分量源區(qū)尺度不匹配[27]以及忽略了低頻和高頻湍流[28-29],渦度相關(guān)法存在能量不閉合問題,造成了潛熱通量5%～20%的誤差[27,30],在水體能量平衡閉合度為70%～97%[31]。

閃爍儀法根據(jù)大氣中光的閃爍推算大氣中的熱通量。閃爍儀的發(fā)射端發(fā)射一定波長的電磁波束,在大氣中傳播,由接收端接收。電磁波束在傳播過程中受到大氣溫度、濕度和氣壓波動的影響,根據(jù)空氣折射系數(shù)和莫寧-奧布霍夫相似理論,可計算得到湍流通量。根據(jù)光源波長的不同,可分為光學(xué)閃爍儀和微波閃爍儀。光學(xué)閃爍儀發(fā)射信號折射率的變化對溫度脈動最為敏感,可以用于測量顯熱通量,潛熱通量是根據(jù)能量平衡方程計算得出。微波閃爍儀發(fā)射信號折射率的變化對濕度脈動比較敏感,將光學(xué)閃爍儀和微波閃爍儀結(jié)合起來的雙波長閃爍儀可同時測量顯熱通量和潛熱通量。閃爍儀可以在景觀尺度上對蒸發(fā)進(jìn)行觀測,路徑長度為100～1000 m,觀測足跡相對穩(wěn)定,但其理論基礎(chǔ)復(fù)雜,涉及參數(shù)較多[32]。目前在澳大利亞的Logan’s Dam[33]和中國的巴丹吉林沙漠湖泊[34]均有利用閃爍儀進(jìn)行湖泊蒸發(fā)的研究。閃爍儀法相比于渦度相關(guān)法,觀測空間覆蓋范圍更大,而且受能量平衡不閉合影響較小。McGloin等[33]在澳大利亞Logan’s Dam的觀測研究發(fā)現(xiàn)閃爍儀法測得的潛熱通量比渦度相關(guān)法觀測值大21%。

1.2 數(shù)學(xué)模型

1802年,英國化學(xué)家、物理學(xué)家Dalton通過實驗提出水面蒸發(fā)速率與水汽壓差(水面溫度下的飽和水汽壓同水面上空氣的實際水汽壓的差值)、水面上風(fēng)速成正比,而與水面上氣壓成反比,即Dalton蒸發(fā)定律[35]。該定律為水面蒸發(fā)定量化研究及蒸發(fā)模型的發(fā)展奠定了理論基礎(chǔ)。Dalton定律中包含一個與風(fēng)速有關(guān)的比例系數(shù),其具體數(shù)值不易獲取,需要通過實驗得到,并且對于不同地方的水體沒有通用的數(shù)值。之后,Dalton指出氣壓對水面蒸發(fā)的影響甚微,可以忽略不計,在Dalton公式中省略了氣壓項。1882年Stelling提出將Dalton公式中的風(fēng)速系數(shù)替換為風(fēng)速的一次線性函數(shù),得到了廣泛應(yīng)用[36]。

1915年Schmidt首次利用能量平衡方法得到洋面蒸發(fā)[37],但當(dāng)時該方法中的地表凈輻射、顯熱通量等較難獲取,該方法沒有得到廣泛應(yīng)用。1926年美國物理學(xué)家Bowen從能量平衡角度出發(fā),提出了波文比的概念,用于描述蒸發(fā)過程中的能量分配,即波文比能量平衡法(Bowen ratio energy balance, BREB),解決了顯熱通量難以獲取的問題[38]。1939年Thornthwaite和Holzman基于邊界層相似理論提出了空氣動力學(xué)法,通過近地面層的氣象要素梯度和湍流擴(kuò)散系數(shù)計算得到潛熱通量[39]。1943年水文學(xué)家Horton利用水量平衡方程,計算了水庫蒸發(fā)量[40]。1948年英國物理學(xué)家Penman首次將能量平衡法與空氣動力學(xué)法相結(jié)合,提出了Penman公式,將水面蒸發(fā)速率分解為由輻射引起的和由湍流輸送引起的兩項,消除了在當(dāng)時最難觀測的要素——水面溫度[41]。該方法物理原理可靠,具有較高的精度,是計算水面蒸發(fā)的經(jīng)典方法。20世紀(jì)50-60年代,國外學(xué)者提出了多種輻射-溫度模型和溫度模型,如Makkink模型[42]、Jensen-Haise模型[43]、Hamon模型[44]等。1972年P(guān)riestley和Taylor在Penman公式的基礎(chǔ)上進(jìn)行了簡化,省去了空氣動力學(xué)項,在能量項前引入Priestley-Taylor系數(shù)(通常取值1.26)[45]。1974年Ryan和Harlenman[46]利用平板傳熱比擬和天然水溫的蒸發(fā)公式,將自由對流和強(qiáng)迫對流的作用進(jìn)行線性疊加,認(rèn)為強(qiáng)迫對流蒸發(fā)和風(fēng)速線性相關(guān),提出了R-H模型,在歐美得到廣泛應(yīng)用。1979年de Bruin和Keijman在Priestley-Taylor公式的基礎(chǔ)上進(jìn)行了改進(jìn),舍去Priestley-Taylor系數(shù),得到了deBruin-Keijman公式[47]。

我國從20世紀(jì)50年代開始進(jìn)行水面蒸發(fā)模型研究,主要是根據(jù)我國的氣候特點和地理條件,對Penman模型、Dalton模型、物質(zhì)傳輸模型的參數(shù)進(jìn)行本地化修正。濮培民[9]結(jié)合質(zhì)量守恒原理建立了中國通用的水面蒸發(fā)計算公式,稱之為中國通用公式A。陳惠泉、毛世民等[48]提出了包含風(fēng)速和水氣溫差的水面蒸發(fā)計算模型,后稱之為中國通用公式B,能夠綜合反映水面蒸發(fā)過程中自由對流和強(qiáng)迫對流的共同作用。李萬義[49]提出了包含相對濕度和風(fēng)速指數(shù)函數(shù)的中國通用公式C。21世紀(jì)國內(nèi)學(xué)者從蒸發(fā)物理機(jī)理角度入手,提出了考慮輻射、表面溫度和蒸發(fā)間耦合關(guān)系的最大蒸發(fā)模型[50]以及基于大氣邊界層理論的水面蒸發(fā)模型[51]。

綜上所述,水面蒸發(fā)計算模型可分為空氣動力學(xué)模型(aerodynamics)、能量平衡模型(energy balance)、水量平衡模型(water balance)、綜合模型(combination)、輻射-溫度模型(solar radiation-temperature)、溫度模型(temperature)以及經(jīng)驗公式模型(empirical factors),具體計算公式如表1所示。

表1 水面蒸發(fā)計算模型*Tab.1 Models for estimating surface water evaporation

2 湖泊蒸發(fā)的基本特征

湖泊數(shù)量眾多,但分布在世界不同的區(qū)域。20世紀(jì)90年代以來,隨著渦度相關(guān)系統(tǒng)等觀測技術(shù)的不斷推廣普及,湖泊蒸發(fā)觀測變得可行,相關(guān)的研究報道日趨增加[61-62]。根據(jù)現(xiàn)有的文獻(xiàn)資料,梳理了湖泊蒸發(fā)在日內(nèi)、季節(jié)、年際、年代際4種不同時間尺度的變化特征。

2.1 日內(nèi)變化特征

就全球總體情況而言,湖泊蒸發(fā)存在明顯的單峰日變化:在15:00左右達(dá)到峰值,在傍晚和凌晨時最小(圖1a)[11]。相比陸地蒸發(fā),湖泊蒸發(fā)的日內(nèi)峰值出現(xiàn)較晚:陸面蒸發(fā)的峰值通常出現(xiàn)在正午,與凈輻射同步;而湖泊蒸發(fā)相位遲于陸地,峰值通常出現(xiàn)在午后[63-65]。值得注意的是,少數(shù)湖泊的日內(nèi)蒸發(fā)表現(xiàn)為雙峰或三峰特征。例如,Lensky等[66]在死海觀測到蒸發(fā)顯示出獨(dú)特的雙峰日變化周期,在下午和夜間均出現(xiàn)了蒸發(fā)峰值,分別是由地表凈輻射和風(fēng)速引起的;在日出和日落時分蒸發(fā)最小(圖1b)。Sene等[67]在熱帶湖泊Toba湖觀測到3個峰值的蒸發(fā)日變化(圖1c),與風(fēng)速的日變化過程一致。

圖1 湖泊蒸發(fā)的日內(nèi)變化[11,66-67]Fig.1 Diurnal variation of lake evaporation[11,66-67]

同一湖泊的日內(nèi)變化過程也存在著時空異質(zhì)性。例如,Verburg和Hecky[68]發(fā)現(xiàn)不同的風(fēng)速日內(nèi)變化特征造成Tanganyika湖南北部蒸發(fā)日內(nèi)變化特征的差異:在湖泊北部,蒸發(fā)存在著單峰日變化過程;而在湖泊南部,蒸發(fā)卻存在雙峰日變化過程。Zhao和Liu[69]利用渦度相關(guān)系統(tǒng),在具有水陸季相轉(zhuǎn)換特征的鄱陽湖,觀測到在大水面時期,蒸發(fā)沒有明顯的日變化周期;而當(dāng)洲灘出露,下墊面表現(xiàn)為陸地時,蒸發(fā)存在單峰日變化過程。Franz等[70]在西伯利亞北部一個熱喀斯特湖的觀測發(fā)現(xiàn),在湖泊的凍結(jié)、融化和開放水面3個時期,分別存在著不同的蒸發(fā)日變化特征:在凍結(jié)期,蒸發(fā)在夜間較小,在白天為正值,并在15:00達(dá)到峰值;在融化期,蒸發(fā)全天均為負(fù)值,并在17:30左右達(dá)到峰值;在開放水面期,蒸發(fā)全天為正值,在15:30達(dá)到峰值。

陸地的夜間蒸發(fā)量通常較小[71-72],而湖泊的夜間蒸發(fā)量較大,甚至與日間蒸發(fā)量相當(dāng)。毛銳[7]用100 m2蒸發(fā)池在團(tuán)氿湖的觀測發(fā)現(xiàn)各月晝夜蒸發(fā)量大致相當(dāng)。Wang等[31]根據(jù)渦度相關(guān)觀測的結(jié)果發(fā)現(xiàn)中國太湖的夜間蒸發(fā)量占全年總蒸發(fā)量的48%。在中國的青海湖[73]、鄂陵湖[74]、美國的Ross Barnett水庫[75],也有類似的報道。另外,暖季夜間蒸發(fā)量往往高于冷季,但冷季夜間蒸發(fā)量也仍占較大的比例。Li等[74]在中國鄂陵湖的觀測發(fā)現(xiàn),暖季夜間蒸發(fā)量比冷季高出約5個百分點。Ross Barnett水庫在秋冬季(9-2月)的夜間水分損失占總蒸發(fā)水分損失的45%[76]。

總之,湖泊的日內(nèi)蒸發(fā)特征并非單一,不但表現(xiàn)出單峰特征,也可具有雙峰、甚至三峰特征。即使在同一湖泊,也可能存在兩種以上不同的日變化特征。另外,無論暖季還是冷季,湖泊的夜間蒸發(fā)與其日間蒸發(fā)量級相當(dāng),不可忽視。

2.2 季節(jié)變化特征

湖泊蒸發(fā)量存在顯著的單峰季節(jié)變化:在暖季增加,冷季減小。然而,月蒸發(fā)量達(dá)到峰值的時間,淺水湖與深水湖之間差異明顯。淺水湖泊蒸發(fā)量的峰值主要出現(xiàn)在夏季,呈現(xiàn)夏季高、冬季低的特征[75,77-78]。例如,亞熱帶淺水湖泊太湖(平均深度1.9 m),最大蒸發(fā)量在7月,最小蒸發(fā)量在2月[22]。季節(jié)性淺水湖泊鄱陽湖(平均深度8.4 m)蒸發(fā)強(qiáng)度在8月最大,1月最小,年內(nèi)變化過程線呈單峰型[15]。深水湖由于具有更大的儲熱能力,可以在春夏季儲存大量能量并在秋冬季釋放,其最大蒸發(fā)量主要出現(xiàn)在秋冬季,存在秋冬蒸發(fā)顯著高于夏季蒸發(fā)的現(xiàn)象[79-81],基于淺層蒸發(fā)皿的觀測往往難以捕捉該現(xiàn)象[13]。例如,北美的Superior湖(平均深度148 m),最大蒸發(fā)量在12月,2008-2012年冬季(11月-終冰期)蒸發(fā)量是夏季(6-8月)蒸發(fā)量的15.2倍[82]。Tasumi[83]總結(jié)了日本四個不同深度湖泊的蒸發(fā)季節(jié)變化。其中,最深的湖泊(Towada湖,平均深度80 m)在夏季(5月)蒸發(fā)最小,冬季(11月)蒸發(fā)最大;最淺的湖泊(霞浦湖,平均深度3 m)最大蒸發(fā)量出現(xiàn)在夏季(8月),而其他兩個湖泊的月蒸發(fā)量峰值時間介于兩者之間(圖2)。因此,湖泊蒸發(fā)的季節(jié)性變化,也與湖泊深度等形態(tài)結(jié)構(gòu)特性之間存在一定的聯(lián)系。

圖2 湖泊蒸發(fā)的季節(jié)變化[83]Fig.2 Seasonal variation of lake evaporation[83]

2.3 年際變化特征

蒸發(fā)的年際變化在不同湖泊間各異,總的來說,對于高緯度湖泊,蒸發(fā)的年際變化幅度相對較大,而對于低緯度湖泊,蒸發(fā)的年際變化幅度相對較小。位于高緯度地區(qū)的Emaiksoun湖(71.23°N)、Great Slave 湖(61.60°N)湖泊蒸發(fā)年際變化的變差系數(shù)分別為0.11(3年)[84]、0.12(3年)[81]。在中緯度地區(qū),Perch 湖(46.03°N)年平均蒸發(fā)量的11年變差系數(shù)為0.08[85],Mirror 湖(43.62°N)年平均蒸發(fā)量的6年變差系數(shù)為0.09[20],位于較低緯度的Ross Barnett水庫(32.43°N)、太湖(31.25°N)蒸發(fā)年變差系數(shù)相對較小,分別為0.05(2年)[86]、0.05(7年)[87],其中太湖潛熱通量在2010-2017年間呈增加趨勢,增加率為(1.2±1.9) W/(m2·a)。位于低緯度地區(qū)的Nasser湖(22.98°N)在1995-2004年間沒有明顯的增加或減小趨勢,蒸發(fā)年變差系數(shù)為0.03[88],低于中高緯度地區(qū)的湖泊。因此,湖泊蒸發(fā)的年際變化幅度與所處緯度存在一定關(guān)聯(lián)。另外,對于中高緯度地區(qū)的冰凍湖泊,蒸發(fā)年際間的差異與冰層面積、冰期持續(xù)時間有關(guān),冰層面積大、封凍期長的年份湖泊蒸發(fā)量小。Blanken等[25]在Superior湖的觀測研究發(fā)現(xiàn),具有較大冰覆蓋面積的 2008-2009年(最大90%)比冰覆蓋面積較小的2009-2010年(最大31%)蒸發(fā)量小28%。

2.4 年代際變化趨勢

基于模型模擬的結(jié)果顯示,全球湖泊/水庫及其周邊地區(qū)的蒸發(fā)量在過去幾十年有所增加[89]。對于單個湖泊,荊思佳等[90]利用CLM4-LISSS模型對太湖的蒸發(fā)量進(jìn)行了模擬,結(jié)果表明1958-2017年湖泊蒸發(fā)量呈增加趨勢,增加速率為1.4 mm/a(圖3a)。Xiao等[91]基于CLM4-LISSS模型的模擬結(jié)果顯示W(wǎng)hite Bear 湖年蒸發(fā)量在1979-2016年以3.8 mm/a的速度增加(圖3b)。Karaoun 湖的年蒸發(fā)量在1995-2018年間呈增加趨勢(圖3c),其中年平均蒸發(fā)速率在1985-1989年(1.87 mm/d)和2014-2018年(3.12 mm/d)間幾乎翻了一番[92]。Wang等[89]利用數(shù)值模型,對未來情景進(jìn)行模擬,發(fā)現(xiàn)未來湖泊蒸發(fā)仍存在增加趨勢,其中,2006-2100年全球湖泊蒸發(fā)的平均增加量為140 mm (11 W/m2),增長了16%。低緯度地區(qū)(30°S～30°N)的增加量更明顯,為210 mm (16.5 W/m2)。Mhawej等[92]通過模擬發(fā)現(xiàn)Karaoun湖的年蒸發(fā)量從2018年到2038年將增加55%,而到2068年將增加100%。然而,基于蒸發(fā)皿觀測的結(jié)果顯示一些湖泊的蒸發(fā)年代際變化呈現(xiàn)出減小趨勢。例如,閔騫等[93]分析了鄱陽湖1955-2004年水面蒸發(fā)的變化趨勢,得出鄱陽湖年蒸發(fā)量呈遞減趨勢,平均每年減少2.79 mm(圖3d)。時興合等[94]利用蒸發(fā)皿觀測資料,發(fā)現(xiàn)1958-2007年青海湖年蒸發(fā)量逐步減小,總減小量為120 mm(圖3e)。1962-2008年洱海蒸發(fā)皿的觀測結(jié)果顯示,由于云量增多,水面蒸發(fā)量呈減小趨勢,總減小量為128 mm(圖3f)[95]。由此可見,關(guān)于湖泊蒸發(fā)的多年變化趨勢仍需進(jìn)一步驗證。

圖3 湖泊蒸發(fā)的年代際變化[90-95]Fig.3 Interdecadal variation of lake evaporation[90-95]

3 湖泊蒸發(fā)的影響因素

湖泊蒸發(fā)特征的形成離不開影響蒸發(fā)的各種驅(qū)動因素。從湖-氣相互作用的界面過程來看,水熱交換受水汽壓差、風(fēng)、輻射等要素的影響。從大尺度時空過程來看,湖泊蒸發(fā)也與其結(jié)構(gòu)形態(tài)(表面面積、深度等)和所處的地理位置(緯度、海拔等)等因素之間存在必然的聯(lián)系。

3.1 不同時間尺度湖泊蒸發(fā)的影響因素

湖-氣界面水熱交換受水汽壓差、風(fēng)、輻射等要素的影響,然而,在不同時間尺度上,影響湖泊蒸發(fā)的主要因素并不相同。

在小時至日尺度上,湖泊蒸發(fā)受風(fēng)速和水氣界面水汽壓差的協(xié)同作用影響[76,96],符合Dalton系列模型的理論。水面的飽和水汽壓大于水面上方空氣中的水汽壓,引起水汽由水面向上方空氣中擴(kuò)散,近水體表層空氣中的水汽壓下降,為了使水體表面上水汽趨于飽和,就會有新的水分子汽化逸出水面進(jìn)入上方空氣中,形成了水面蒸發(fā)[97]。因此,水面蒸發(fā)與水汽壓差呈正比,當(dāng)水汽壓差越大時,水分子越容易逸出水面,蒸發(fā)量越大。風(fēng)通過加劇湍流擴(kuò)散作用,帶走水面上方的水汽而使其不易達(dá)到飽和,促進(jìn)水汽交換,進(jìn)而間接影響蒸發(fā)。湖泊蒸發(fā)在日內(nèi)尺度上對風(fēng)的響應(yīng)較為迅速,風(fēng)速的瞬時增加會導(dǎo)致水體蒸發(fā)率驟然上升,造成湖泊蒸發(fā)出現(xiàn)雙峰或多峰的日內(nèi)變化特征。

在月尺度和季節(jié)變化上,湖泊蒸發(fā)主要受地表凈輻射的影響[19,98],地表凈輻射是地球表面短波與長波輻射平衡而產(chǎn)生的凈能量,是蒸發(fā)的主要能量來源。然而,由于水體儲熱的緩沖作用,造成潛熱通量年內(nèi)峰值往往滯后于地表凈輻射,在淺水湖滯后時間通常為1個月[31,77,86],而在深水湖滯后時間可長達(dá)5個月[25,99-100]。在消除滯后影響后,月均潛熱通量與凈輻射量之間存在明顯的相關(guān)關(guān)系[101]。

季節(jié)內(nèi)湖泊蒸發(fā)的變化主要與天氣的變化有關(guān),高蒸發(fā)量事件通常發(fā)生在干冷氣團(tuán)入侵期間。天氣冷鋒與冷鋒后長時間的干冷氣團(tuán),通過增強(qiáng)大氣湍流的熱和動力混合,顯著地促進(jìn)湍流交換,從而引起潛熱產(chǎn)生短期的快速脈沖損失,增大蒸發(fā)量[19,102]。Liu等[76]發(fā)現(xiàn)冷鋒過境期間,日蒸發(fā)量為非事件日的7.3倍,使得Ross Barnett水庫秋冬季的蒸發(fā)量增加了157%。Li等[73]也指出,青海湖的蒸發(fā)會受到冷鋒與干冷氣團(tuán)侵入引起的大風(fēng)事件的頻率、強(qiáng)度和持續(xù)時間等因素的控制。相較于深水湖泊,淺水湖泊對于冷空氣事件的響應(yīng)更加迅速。在中國的太湖(平均深度1.9 m),寒潮、強(qiáng)冷空氣和較強(qiáng)冷空氣過境使得潛熱通量比平時分別增加了4.0、2.1、2.7倍[103]。

湖泊蒸發(fā)的年際變化和年代際變化主要受湖泊能量輸入的影響。Xiao等[87]基于渦度相關(guān)系統(tǒng)在太湖7年的觀測研究表明,入射短波輻射和入射長波輻射的增加是湖泊蒸發(fā)增強(qiáng)的主要原因,而地表反饋的長波輻射則會減弱湖泊蒸發(fā)。Fink等[104]、Hu等[105]、Lazhu等[100]分別在Constance湖、太湖、納木錯的研究中指出,在年代際上湖泊蒸發(fā)的增加是由于入射輻射的增加。在氣候變暖背景下,對于熱帶和溫度湖泊,氣溫升高引起波文比減小,從而改變了地表可利用能量的分配比例,更多的能量用于蒸發(fā),湖泊蒸發(fā)增加;對于寒帶和極地的結(jié)冰湖面,溫度升高造成結(jié)冰期縮短,湖面反照率下降,更多的能量被湖體吸收,進(jìn)而促進(jìn)蒸發(fā)[89]。故在年代際變化上,由于能量輸入的增加,湖泊蒸發(fā)呈增加趨勢。對于開闊湖面,湖面溫度上升速率慢于氣溫,上行長波輻射減小,更多的能量用于蒸發(fā),放大了湖泊蒸發(fā)對變暖的響應(yīng);對于結(jié)冰湖泊,湖面溫度與氣溫的上升速率相當(dāng),上行長波輻射增加,用于蒸發(fā)的能量變少,產(chǎn)生負(fù)反饋,放緩對變暖的響應(yīng)[89]。因此,在增溫情境下,開闊湖面湖泊蒸發(fā)增加量更大。

3.2 湖泊形態(tài)結(jié)構(gòu)對湖泊蒸發(fā)的影響

湖泊表面面積等形態(tài)結(jié)構(gòu)特性會影響湖泊水體及其與大氣邊界層之間的相互作用。湖泊面積會影響風(fēng)速進(jìn)而影響蒸發(fā)量,它與風(fēng)速之間存在明顯的正相關(guān)關(guān)系,但不影響水汽壓差[11]。大型湖泊由于風(fēng)速大、風(fēng)浪大,強(qiáng)風(fēng)和湖體熱對流混合了上層湖水,將湖體儲存的熱量帶到表面,之后強(qiáng)烈的動力湍流和自由對流將其輸送到大氣中,使得蒸發(fā)增加。小湖泊受到平流影響,也會促進(jìn)蒸發(fā)[64,106]。湖泊面積也影響湖面溫度,湖面溫度日變化幅度隨湖泊面積的增加而下降[107]。當(dāng)湖面溫度超過空氣溫度時,會產(chǎn)生不穩(wěn)定的大氣邊界層,湖面溫度相對于氣溫越高,大氣邊界層越不穩(wěn)定,因潛熱和顯熱引起的湖泊熱量損失也就越多[52]。季節(jié)性湖泊水相陸相的交替,高緯度或高海拔湖泊凍結(jié)期與融化期的轉(zhuǎn)換,以及湖泊的萎縮與擴(kuò)展,都會引起湖泊表面面積的變化,從而影響湖泊蒸發(fā)。

湖泊深度對湖泊蒸發(fā)的影響主要是通過改變水體儲熱量來調(diào)節(jié)能量分布,進(jìn)而影響湖泊熱量收支,改變湖泊蒸發(fā)及其變化規(guī)律[108]。由于湖泊相較陸地反照率更低、比熱容更大、熱傳導(dǎo)率更低,使其具有較大的儲熱能力,湖泊水體所吸收太陽輻射的一部分,將用于加熱水體并儲存起來,導(dǎo)致蒸發(fā)峰值在季節(jié)尺度上滯后于輻射峰值。蒸發(fā)峰值遲于凈輻射的滯后時間,與湖泊水深之間存在顯著的相關(guān)關(guān)系[96]:湖泊越深,儲熱能力越強(qiáng),具有更大的熱慣量,滯后時間越長,蒸發(fā)的年內(nèi)峰值出現(xiàn)的越晚;當(dāng)深度達(dá)到一定的臨界值后,滯后時間不再增加。因此,相較于淺水湖泊,深水湖泊蒸發(fā)對于能量變化的響應(yīng)通常需要更長的時間。Wang等[80]分析了納木錯及其鄰近小湖的湖-氣相互作用差異。較深的納木錯具有更大的儲熱能力,使其結(jié)冰期和融化期相對延后,水面溫度、氣溫、潛熱和顯熱的季節(jié)峰值也相對延后。盡管湖泊深度對湖泊蒸發(fā)的影響顯著,但目前湖泊模型還難以充分地刻畫湖泊熱慣量的作用,有待加強(qiáng)這方面的研究[109]。

3.3 地理因素對湖泊蒸發(fā)的影響

緯度和海拔等地理因素通過氣象要素變化而影響湖泊蒸發(fā)量及其變化規(guī)律。不同緯度的太陽高度角不同,各湖泊接收到的太陽輻射量和氣溫等要素大小各異。氣溫通過影響波文比,改變地表可利用能量的分配比例,進(jìn)而影響蒸發(fā)。隨著緯度的降低,波文比隨氣溫上升而下降,分配給蒸發(fā)的能量增加,潛熱對總湍流熱損失的相對貢獻(xiàn)增加。Woolway等[11]分析了全球45個湖泊的湍流通量特征,總結(jié)得出:在低緯度熱帶地區(qū),潛熱通量對湍流熱損失的貢獻(xiàn)可超過90%;而隨著緯度的升高,潛熱通量對湍流熱損失的貢獻(xiàn)減小,在高緯度地區(qū)只有約60%。圖4展示了全球不同地區(qū)典型湖泊的年均蒸發(fā)量(站點信息見附表Ⅰ),圖5給出了湖泊年蒸發(fā)量與湖泊所處緯度、海拔之間的關(guān)系。由圖4、圖5可知,湖泊年蒸發(fā)量與緯度間存在明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系(R2=0.69):湖泊蒸發(fā)隨緯度的增加而減小。低(0°～30°)、中(30°～60°)、高(60°～90°)緯度地區(qū)的平均湖泊年蒸發(fā)量分別為1459.6、953.4、252.6 mm。緯度不僅影響潛熱通量的分配比例,同時影響潛熱通量的季節(jié)變化[11]。隨著緯度的升高,熱收支的變化幅度增加。低緯度湖泊潛熱通量的季節(jié)變化不明顯,月均值近似恒定;而中高緯度湖泊的季節(jié)變化更為明顯。在增溫情景下,低緯度湖泊蒸發(fā)將比中高緯度湖泊具有更高的年際增長率[89]。

圖4 全球湖泊蒸發(fā)觀測站點及湖泊年蒸發(fā)量Fig.4 Global distribution of lake observation sites and annual mean lake evaporation

圖5 湖泊年蒸發(fā)量與湖泊所處緯度、海拔之間的關(guān)系Fig.5 Relationship of annual mean lake evaporation with latitude and altitude

海拔對蒸發(fā)的影響主要是通過間接作用產(chǎn)生的。Woolway等[11]利用統(tǒng)計方法分析得出海拔與湖泊蒸發(fā)間沒有明顯的關(guān)聯(lián)。從圖5中也可以看出,湖泊年蒸發(fā)量與海拔間沒有明顯的相關(guān)關(guān)系。相較于海拔因素,溫度與湖泊蒸發(fā)之間的關(guān)系更為密切,由海拔升高而引起的溫度減小對蒸發(fā)的影響更大[110]。另外,大尺度大氣環(huán)流引發(fā)的逆溫(氣溫隨海拔的增加而增加),也會使得在一定高度段蒸發(fā)隨海拔的升高而增加[111]?？傊?緯度和海拔等地理因素是通過影響氣象要素而間接地影響湖泊蒸發(fā)。

4 結(jié)論與展望

水面蒸發(fā)研究已具有上百年的歷史,但直到20世紀(jì)90年代,隨著渦度相關(guān)系統(tǒng)觀測技術(shù)的不斷推廣普及,湖泊的實際蒸發(fā)觀測才變得可行。由于具有更低的反照率、更大的熱容量以及更低的粗糙度,湖泊的蒸發(fā)呈現(xiàn)出與陸地不同的變化特征。在日內(nèi)過程上,湖泊蒸發(fā)可表現(xiàn)為單峰、雙峰、甚至三峰,夜間蒸發(fā)量略低于日間蒸發(fā)量,但量級相當(dāng);在季節(jié)上,湖泊蒸發(fā)表現(xiàn)出單峰特征,但淺水湖與深水湖不同,淺水湖夏季高冬季低,而深水湖秋冬高;在年際上,高緯度湖泊比低緯度湖泊蒸發(fā)年際變化幅度大;在年代際上,過去數(shù)十年來全球湖泊蒸發(fā)總體呈增加趨勢。

在影響要素上,湖泊蒸發(fā)受到水汽壓差、風(fēng)、輻射等要素的作用,不同時間尺度上的主控因素也不盡相同。在小時至日尺度上,受風(fēng)速和水汽壓差的協(xié)同控制;在月和季節(jié)尺度上,凈輻射影響變得更為突出;在季節(jié)內(nèi),干冷氣團(tuán)入侵會引起蒸發(fā)脈沖事件;在年際和年代際尺度上,受湖泊能量輸入的影響。除氣象要素外,湖泊蒸發(fā)還與湖泊面積和深度等形態(tài)結(jié)構(gòu)及緯度和海拔等地理因素有關(guān)。湖泊面積通過影響風(fēng)速而影響蒸發(fā)量;湖泊深度通過影響水體儲熱量而影響蒸發(fā)的季節(jié)變化,深水湖蒸發(fā)的年內(nèi)峰值通常出現(xiàn)較晚。緯度通過改變氣溫和凈輻射而影響湖泊蒸發(fā)量及季節(jié)變幅,湖泊蒸發(fā)隨緯度的升高而減小;海拔則通過改變氣溫等因素,間接影響湖泊蒸發(fā)。

全球湖泊分布較為分散,湖泊之間的蒸發(fā)差異明顯,風(fēng)浪等因素導(dǎo)致湖泊觀測難度大且造價高,內(nèi)陸水體的實際蒸發(fā)觀測發(fā)展相對滯后,仍有許多問題亟待解決。首先,在觀測手段上,即使是較為可靠的渦度相關(guān)法,也存在難以避免的能量不閉合問題。其次,在過程研究上,湖泊蒸發(fā)不是一個單一的液-汽相變過程,而是受諸多因素的疊加影響,并存在時間尺度相關(guān)的反饋以及空間異質(zhì)性,有關(guān)湖泊蒸發(fā)的過程機(jī)理,還需要進(jìn)一步深入研究。

5 附錄

附表Ⅰ見電子版(DOI: 10.18307/2023.0501)。