全 文 ：7 ～7孑6
第 1 9卷第 6期
1 999年 11月
生 态 学 报
ACTA ECoLoGICA SINICA
Vo【．19．No．6
Nov ，19g9
用 GSVAT模型研究地表／大气界面传输
墓主 ，林忠辉 ，刘苏峡 J‘z’7 、 什竹 L十f
(1中国科学院地理研究所农 正爵里亍藕 拄术站；2中国科学院地理研究所水文室)
摘要：用麦田水丹和能量平衡资料验证了包括地下承的土壤 植被 大气水热传j旨模型 (GSVAT)，结 果显示，模型能较好
地模拟地表／大气水热传{旨特征． 厦土壤水分的动志变化 通过敏感性丹析 ．探讨n+／气界面 ，土壤／空气界面的节承调
控教应，结果发现这两
美t词：GSVAT模型
十界 汽传鞫的交互影响显著r若同时增加它们的水汽传{旨阻力，节水技果尤其明显
·丝毫璺兰哩耍；蒸墼 圭
Gsvat for transfer among land／atmosphere interface
MO Xing—Guo．LIN Zhong—Hui，LIU Su Xia (1 st“rio for衄 ecology and Envlronm~tal Technolo一
． Institute of 口 ，ChineseAcademy ofSciences· 耐 ing，100101，China；2 Dept ofHydrology，Inst-of Geog
rap ，CAS．Beifng 100101，China)
Abstract：A real{silo model of soil—vegetation atmosphere water and energy transfer including groundwater
(GSVAT)is established here．The modet is validated with data obtained in winter wheat fietd wkh shallow
groundwater，which is collected from recovering to maturity period lasting 71 days．The results show that
GSVAT is capable of simulating energy and water exchange between land／atm0sDhere interface，as well as
soil water dynamic movement．Through the sensitivity analysis，the impacts of resistances among the leaf／
air and the soil／air interfaces on evapotranspirafion is investigated．The results show that these two inter—
ces interact with each other，while both the res{stances are enhanced，the evap0transp rat 0n is reduced
much obviously．
Key words{GSVAT model~land／atmosphere interface；evap0transp ra“0n~soit moisture
文章缡号 ：1000·0933(1999)06—0780·07 中田分类号 ：Q144 文献标识码 ：A
水分在土壤一植被．大气系统 中的迁移和转换是陆面能量平衡和水分循环的重要组成部分。IGBP核心
计划之一的 BAHC(biosphere aspect of hydrology cycle)研究就是 以此为重点，在 田间尺度和区域尺度上
研究植被对水分循环的控制。基于该系统水分和能量交换物理过程和生物物理过程的土壤一植被一大气传输
模型(soil．vegetation—atmosphere transfer，简称 SVAT)0叫_较详细地描述 了冠层辐射传输、精流交换和土
壤垂直方向的水分和能量迁移过程 ，能够揭示陆面／大气物质和能量交换、土壤水热迁移的动态特征 ，以及
该系统各组成要素同的相互作用机制。此外该模型也可以利用遥感表面温度估算区域水热通量
本文首先利用麦 田水分、能量平衡的观测资料验证包括地下水的土壤·植被 大气传输模型(GSVAT)，
分析浅地下水地区冬小麦生育期土壤水分动态变化、作物蒸腾和土壤蒸发变化特征；然后根据模 型的敏感
性分析 ，探讨 土壤一空气界面、叶片一空气界面 的水分调控效应 ，为寻找农 田节水措施提供科学依据 。
I 模型介绍
GSVAT模型 由两部分组成，即土表 冠层·大气湍流交换和非饱和 饱和土壤水势传输 ，主要过程由图
1所 示 。
1．1 冠层、地表辐射收支
假设冠层叶片均匀和随机分布，则冠层和地表吸收的净辐射 R R 可分异 表示为：
基盘项 目：国家自然科学基金项 目(49771019，49880330)~⋯95攀登项目资助
收稿 日期 ：199 7·03 29l修订 日期t1999 06·05
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6，期 莫兴国等 ：用 GSVAT模型研究地表／大气界面传输 781
R 一 (1一 )包 一 (1一 )Q + (i一 ) ‘
一 2 丁 + (i一 ) d (1)
忌 一 (1一 )包 + 聃 L+一 d了
一 d (2)
式中． 为到达冠层顶的太阳短波辐射+L‘为大气
逆辐 射； 为冠层反射 率 ，取 0．19 F 为地 表反射
率．取 0．20 5e 和 为分别为土壤和冠层植物体 比
辐射率 ，取 0．98和 0．95， 、 为分别为冠层短波辐
射和长波辐射透过率 ， 为冠层温度 ， 为地表温
度，d为 Bo]tsman常数。 、 分别 由如下式 子给
出嘲 ：
一 exp(一 0．5Ld ) (3]
一 exp(一 0．8LA1) (4)
其中 ，LA1为叶面积指数
图 1 土壤一植被一大气恃输电路摸拟
Fig i A眦 【。g scheme o soil vegetation atmosphere
tra~ fer
1．2 土 表 一j莅层 一亢 气 揣 瓤 趸 饕
根据 电路相似法．冠层的潜热 LE 、感热通量 H 可表示为：
一 ㈤
一 Pc 拿 (6)
土壤潜热 、感热通量 H，可表示为：
，
一 争等 ㈩
H，一 Pc T~
一
- To (8)
总的潜热 LE、感热通量 H 可表示为 ；
一 争
H — PcPT
—
o
_
- To (1∞
其中，L汽化潜热 ，P空气密度(kg／m )．C 空气定压比热(J／kg·K)， (r， )冠层温度 下的饱和水汽压．
(r， )土壤表面温度 下的饱和水汽压 (hPa) 、 分别为参考高度的水汽压和气温 、T。分别为冠层
源汇高度处的水汽压和温度 ．r口、 、 、 、 为水汽 、热量的传输阻力 ，参数化方法如下：
①冠层到参考高度的 I气动力学阻力rd _6]
(1 三r二 )
r 一—丽}
其中．z 参考高度 ，D 零平面位移 ，取 0．64h，z 冠层粗糙度．取 0
数 ，U．摩擦速度． Karman常数 ，取 0．4。
②冠层叶片边界层阻力
r 一 90(生)
其中，“冠层 内风速 ，d叶片特征尺度，对于小麦取 0．01m。
③地表与冠层同湍流交换阻力 嘲
(11)
13／；，^ 为冠层高度．占大气稳定度订正系
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782 生 态 学 报 I9卷
一J
其中 ，K 冠层揣流交换系数，五 土壤表面粗糙度，取 0．005m， 、K 的计算参见 Kustas 。
④土壤阻力 r 口
一 鲁 +1o
其 中， 田间持水量 ，取 0．35m ／m ， 表层土壤含水量
@冠层阻力 r ⋯
一 (F F FsF·)
其 中，
一 孚，，-o- s 南
一 乩
：一 =瓦
F 一1—0．o6[e，(了 )一e )]
F．一 I— I．6 × 10～ (298一 )
最小气孔阻力，取 110s／m， 土壤含水量 ，屯凋萎湿度，取 0·15m ／m 一
土壤热通量为
G 一 一
其中， 土壤热传导率(J／m ·s．k)， 土壤温度(k)。
根据热量平衡和连续原则
R 一 LE + H
R 一 LE，+ H ，+ G
LE — LE + LE。
H — H + H ．
(I3)
(I4)
(15)
(I6)
(I7)
(I8)
(19)
(20)
(21)
(22)
(23)
(24)
(21)、(22)、(23)和(24)包括 4个变量 了。， ，了 ，方程组闭合，依据迭代法求解
1．3 非饱和一饱和土壤水热运动模型
假如土壤均质 ，忽略温度梯度对土壤水流的影响 ，则 非饱和一饱和土壤 水分运动和热量传导方程可表
示为
C 箬一鲁( + +s。 ㈣)
c一鲁一圭 0 ㈣，
在浅地下水地 区，包气带与地下水交换非常活跃 。如果忽略地下水的补给作用，单纯考虑非饱和带的
水分运动会引起一定的偏差。将非饱和带和饱和带作 为一个整体是处理这种状况的理想方法 ，即当土壤水
分饱和(即处于潜水状态)时，c，一O}在非饱和一饱和界面处，水势连续。这样式(23)就成了包括地下水和包
气带水相互作用的水分运动方程 式(23)、(24)中 ， 土壤水势，c，土壤水容，K 土壤水分传导率 ， 一作物
根系吸水函数，C 土壤热容量。c，，K 的参数化见文献 } ， 的计算方法见文献[3j。式(23)和(24)采用
隐式差分格式离散，然后用追赶法求解。
当土壤水势高于凋萎湿度时，根系吸水项表示为
S 一 E ·r， ，f) (25)
其 中，n ，f)根系的相对密度分布(1／m )
2 模型的验证
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6期 奠兴国等 ：用 GSVAT模型研兜地表／大气界面传输 783
2．1 试验
试验在 中国科学院禹城试验站进行．该站位于鲁西北平原。试验从 1992年 3月 21日小麦返青后开始
到 6月 1日成熟为止 。这一期间．麦 田共灌水 3次 ，每次约为 80ram。试验观测项 目包括冬小麦冠层上方渡
文 比一能量平衡 、冠层温度及土壤水分 、叶面积指数。其中，波文 比一能量平衡观测包括两十高度温度和湿
度、太阳总辐射、反射辐射、净辐射 和土壤热通量 3部分。土壤热通量用两块热流板测量 ，分别埋在行 间和
株间，深度为 2cm 冠层温度用热红外温度计以 45。倾斜角测量。每7d用土钻取土 1次，烘干称重，确定土
壤含水量 。
2．2 验证
图 2为小麦返青到收获时，日净辐射量、日总蒸散量的模拟与实测结果对比。由图 2a可见，净辐射的
模拟和实测结果是相当一致的．图上的点分布在 1；1线两侧报密的范围内．值得注意的是，点子没有集中
于线的一侧 ，说明模型没有系统的偏 差。模拟和实测 日净辐射量的相关 系数 为 0．98，标准偏差为 0．36ram。
0 1 2 3 5 6 7 8 9
实捌 easured (u／d)
7
罩 6
兰
三
3
∞
皋2
l
O
实_删E Measured (呻／d)
圈2 日净辐射量(a)、日总蒸戢量(b)的模拟和实测结果对比
Fig．2 Comparisons of the simulated daily net radiation aad evapotransp[rat~on the measured values(B．net radl—
ation，bIevapotrarmpiration)
由图 2b可见．模拟的日总蒸散量与波文比一能量平衡法的日总蒸散量(称为“实测值”)吻合得比较好．基本
上分布在 1；1线 的两侧，但不如 日净辐射那么密
集。根据逐 日对比发现．在空气水汽饱和差高、平流
较强的天气，日总蒸散量的模拟值和“实测值 出现
较大偏差 ，这是因为在这种情况下 ，波文 比一能量平
衡法和近地层相似理论有较大误差的缘故 模拟和
“实测 日总蒸散量的相关系数为 0．92．标准偏差为
0．61ra m 。
地下水位较浅时．地下水随土壤毛细管上 升，
补充根层土壤水分。地下水位随蒸散耗水而下降．
其下降速度与蒸散强度有关 图3表示地下水位在
灌水后的下降过程 ，模拟结果与实测地下水位 的变
化过程相当一致 ．即开始下降较快，而后有所变缓
为了探讨本模型利用红外遥感温度，计算地表
一 大气热量交换的可行性，将红外遥感温度与土壤一
冠层系统空气动力学温度对比，见图 4 由图可见 ，
两者基本分布在 1：1线两侧，没有 系统偏差，但有
16o[
f
loo l
儒略日(d)DOY
圈3 地下水 位下降过程的摸拟和实测对 比(实线为模拟
值，十号实测值l徭略 日．即 DOY，表示一年中从元月一 日开
始的累计天数)
Fig．3 Comparison O the simulated groundwater Water
table with the measured(Sol line is the simulated．+ the
meRsured|DOY Es the days of year)
9 8 ，^ 6 5 4 3 i O
—I)，g一 jⅢI ≈ 孽I
一
0一 皂§。 。(E3 葺
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些点的偏差较大 ．两者相关 系数 为 0．96．标准差为
1．70"(3，两者 产生偏差的原因 ，一是两者 的物理 含
义有所差别，二是红外温度计本身的测量误差和模
型模拟温度的误差 6¨一。
3 土壤含水量的季节变化
图 为 O～15cm和 O～50cm土壤含水量 的季
节变化，其 中有 3次 灌水和 1次较大的降水过程，
土壤含水量随蒸散和深层渗漏而下降 ，随降水和 灌
溉而增加。在灌水后 ，土壤含水量大幅度增 加，整个
剖面土壤吉水量趋于饱和 ．随后数天内土壤水分下
渗，O～15cm、0～50cm土层 含水量的变化 基本同
步，但 随后蒸发 、蒸腊成 为土 壤 水分 消耗 项 ，0～
15cm层 含水量迅速下降，而 0～50cm 土层含水量
的减小较为平稳 第 1次灌水和第 2次灌水前 0～
]5cm土壤含水量分别为 0．24和 O．26，根层土壤水
分并没有亏缺，灌水主要是为了淋洗因蒸发而累积
在根 层的盐分 ，保证麦苗的正常生长f第 2状灌水
和第 3次灌水时阿阿隔较长 ．灌水前土壤含水量约
为 0．IZ。因 0～]5cm层作物根系密度最高 ，土壤含
水量变化幅度大 ，对作物生长影 响明显 ．从而其含
水量可作为农 田灌溉的重要指示因子。
4 燕腾和土壤蒸发的季节变化
冬小麦返青到成熟的过程中，麦田经历了由部
分覆盖到全部爱盖．又因叶片枯黄、凋落而部分爱
盖 的过程。由图 6可见．返青初期 ，叶面积 指数较
小 ，棵 间土壤能量平衡是 土壤一冠层系统 能量平衡
的重要组成部分 。在小麦返青期，叶面积指数较小 ，
地表接受较多的入射辐射 ，但 由于地 表土壤较干 ．
蒸发较小 ，此 时总蒹散只消耗净辐射 的 60 左右 。
在冬小麦生长旺盛期(DOY100~135)，麦 田因及时
灌溉 ，根层土壤水分充沛．此期间蒸散率保持高值 ，
40
— 35
30
一
25
20
1 5
10
一
0
0 5 10 1 5 20 2 5 30 3 5 40
实测r Measured， ℃)
圈 4 红外遥感温度的模拟和实测对 比
Fig．4 Comparison of the simulated surface temperature
with the radiometrlc sur[ace temperature
O 5
80 iO0 120 140 160
懦略 日(d)D0Y
图 5 土壤含水量的季节变化
Fig．5 Simulated SeSSO~RI variation of soll moisture in root
Z0ne
仅略低于净辐射。在大气干燥 、风速较高时，蒸散甚至超过净辐射，此期间土壤蒸发约为 Imm／d．作物蒸腊
约为 4mm／d。在 DOY138(5月 17日)以后 ，虽然净辐射量很大 ．但因土壤表层含水量较低，土壤蒸发小 ，约
0．5mm／d．蒸散占净辐射的 70 左右。在小麦黄熟期 ，叶片迅速枯黄 ，地表覆盖度降低 ，而固灌水和降水等
原 因，土壤含水量较高 ．土壤蒸发量很大 ，略高于蒸腊 ，占 蒸敬的一半以上。然而总蒸散比前期稍有减步。
从 DOY83(3月 24日)~DOYI53(5月 21日)．麦田接受的净辐射总量为 376mm，总蒸散为 314ram，土壤蒸
发为 76ram．土壤蒸发占总蒸散 的 24 ，接近四分之一 。就整个模拟时段而言 ，总蒸散的模拟值 与水量平衡
法的结果相当接近．偏差小于 5 [I 。说 明模型的模拟结果是 可信的 。
5 土壤一空气界面、叶片一空气界面的水分调控效应
在冬小麦返青到成熟过程 中，土壤一空气界面间的水汽交换是农 田总蒸散 的重要组成部分 。如果采用
控制表层土壤含水量的灌水技术 ，如暗管灌水 ，使表层土壤含水量保持低值 ，从而增加土壤蒸发阻力 ，减少
土壤蒸发 ，降低麦 田总耗水量，节约水分 。利用模型进行敏感性试验 ．分析水分传输阻力变化对系统水汽交
换的影响(图 7)。图 7a为不同土壤阻力下 ，土壤蒸发 蒸腊和蒸散的变化。当土壤阻力很小 ．即表 层土壤保
一 ＼ 一 ； g目 一 *帅群_I
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6期 莫兴国等：用 GSVAT模型研究地表／大气界面传输 785
8
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一
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主
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2
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0
50 90 00 儿 0 120 i30
儒略日 (d) DOY
圉 6 蒸晴和土壤蒸发的季节变化
昏 0 Simu]ated seasonM variation 0f trar~piration and underneath soil evapor~ion
持湿润，土壤蒸发与蒸腾大致相当，土壤-冠层系统吸收的净辐射几乎完全用于蒸散 随着土壤 阻力的增
加，土壤蒸发迅速下降，地表吸收的净辐射更多的用于地面增温，显热由地表向冠层传输，为蒸腾提供热
量，使蒸晴增大，但总蒸散仍减小。土壤蒸发、燕晴的消长过程，体现了冠层一地表的相互作用。若表层土壤
含水量保持 0 Icm ／cm。，即风干含水量，则地表蒸发仅占总蒸散的 9 ，总蒸散比正常减小 I1 。
30 50 70 00 110 l30 l5O
最小气孔阻力
mn st at0 r i t (s／n)
-—⋯ Rn Et Ec ·-一 Es
350
童 30o
一 250
；200
150
目 100
0 —— — —— ～一 一 一 ——
0 000 1000 1500
士壤阻力
Soil Res1 Sta[IC}(s／m1
—·一 R —_一 Et —_一 k —_一 Es
圉 7 土壤一空气界面(a)、叶片一空气界面(b)的术分调控效应
Fig 7 se咐 ltl tI∞ 。f w&tef exchange tO resistanceⅡt soil—air inter~ace and Ieaf—aIf interface
不同作物品种其叶片最小气孔阻力也有所不 同，该阻力显著影响作物蒸腾 ，选育气孔阻力(气孔导度)
高(低)的作物品种，是寻找生物节水措旖的一个方面。图 7b为增加叶片最小气孔阻力而弓『起 的蒸散耗水
变化。增加气孔阻力，不利于作物蒸腾，而蒸腾耗热的减少，必然增加冠层温度 ，导致显热交换增加 ，部分显
热 向地表传输，增加土壤蒸发，但总蒸散仍减小。当最小气孔阻力由 30s／m增加到 140s／m(即变化近
500 )时，总蒸散仅减小 3O 。若同时从增加气孔阻力和土壤阻力入手 ，节水教果将更明显．如表层土壤含
一
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水量保持 0．1cm。／cm ，气孔阻力增 加 50 t则总蒸散将减小 23 ，约 70ram，相当于一次灌水量。可见 ，土
壤 空气界面、叶片一空气界面对农田土壤一植被一大气系统水分传输的耦台调控效应是非常显著的
6 结论
GSVAT模型考虑 了土壤一植被一大气系统 中非饱和一饱和土壤水的相互作用 ，即降水和 灌溉对地下水
的补充 ，地下水通过 毛细管上升对根层土壤的补给。模型能够较好地模拟冬小麦田地表／大气界面能量、水
汽交换通量和土壤水分的动态变化 。根据模型敏感性试验，分析叶／气界面、土／气界面水分传输阻力变化
对系统水汽交换的影响，结果显示，若表层土壤保持风干状态，剐地表蒸发仅占总燕散的 9 ·总蒸散比常
规减小 11 0A}若叶片最小气孔阻力变化约 500 ，总蒸散仅减小 30 。然而如果表层土壤保持风干，气孔阻
力仅增加 50 ．则总蒸散将减小 23 ，耦台节水调控效果明显 ．因而从两方面入手更 易于达到节水 目的。
●考文献
|1] Deardof J W．Efficient predictioa of ground surface temperatu~ and moistu~with inclusion of a layer o vegeta—
tioa． Geop s Rest 1978 r 03}1889～ 1903．
[2] Sellers P J，Randal D A，Collatz G Jt et a1．A revised land surface parameterizaden(SiB2)for atmospheric
GCMs．part I{godel fo rmufatiot1．d Climatet 1996，9l 67～ 705．
[8] Ⅲ de Griend A A㈨ ⅡBoxel J H．Water and surfoce energy balance model with a multilayer canopy representa
tionfor㈣ te sensing purpose． ResourR t 1989，25：940～ 976．
[4] 莫兴国．土壤一植被一大气系统水舟能量传输模拟和验证．气象学报，1998，56(3) 323~332．
[5] CLASS—— A canadian land surface scheme for GCMS，I．Vegetadoa model and coupled run日．／nt．J C／ima —
to／．，1993，13l 347～ 370．
[6] Choudhu~，B J，Monteith J L A four layer model for the heat budget of homogeneous]and su ace．Q J R Met．
． ， 1988·114l 373～398．
[7] Kustas r W．F~tlmates of evapotra~piration with a one~nd two—layer model of heat transfer Over partiat canopy
cover．，．App1． ．·1990 r 29l 704～ 715．
[8 Sun S F．Moisture and heat tra~port in a sod layer forced by atmospheric eondltiorm．M．& thesis，Dept．of Civil
Engineerit~ ，University ofConnecticut，1982．72pp．
[9 j Noihan+J，S Plantom A simple parameteriz~tion of]and surface pre~esses for meteorological models．Mon．Wea．
阿 ．．117：5 ～ 549．
[103 莫兴国+刘苏映．麦田能量转化和水分传输特征．地理学报+1997，82(1)：37~44．
维普资讯 http://www.cqvip.com