Page 124 - 2023年第54卷第1期

Ｈ× ＰＥＴ ｔ
ｔ
ＥＴ ＝ （２）
ｔ，ＷＢＭ ｎ ｎ １?ｎ
［Ｈ ＋ ＰＥＴ］
ｔ ｔ
式中：ＥＴ 为第 ｔ月模拟实际蒸发量，ｍｍ；Ｈ为第 ｔ月可供蒸散的总水量，ｍｍ，Ｈ ＝ Ｓ ＋ Ｐ，为流
ｔ，ＷＢＭ ｔ ｔ ｔ － １ ｔ
域月初水储量和本月降水量之和；ＰＥＴ为第 ｔ月的潜在蒸散发，ｍｍ，本研究采用 ＦＡＯ５６ＰＭ 公式 ［２１］
ｔ
计算的参照腾发量为代表；ｎ为模型的第 １个参数，是反应流域下垫面特性的参数，与流域地形、植
被和土壤等大量因素相关，各月采用相同值。
流域蓄泄方程如式（ ３）所示：
２
Ｑ ＝ （Ｈ－ ＥＴ ）?ＳＣ （３）
ｔ，ＷＢＭ ｔ ｔ，ＷＢＭ
式中：Ｑ 为第 ｔ月模拟流域径流深，ｍｍ；ＳＣ为模型的第 ２个参数，可理解为流域蓄泄系数，各月
ｔ，ＷＢＭ
采用相同值。
联立式（１）—（３），即可进行逐月水量平衡计算，从而得到月径流量、蒸散发以及流域蓄水量连续
过程。ＷＢＭ－ ＤＰ的两个参数 ｎ和 ＳＣ采用流域出口断面径流资料率定。本文将 ＷＢＭ－ ＤＰ推算的流域
蒸散发序列记作 ＥＴ 。
ＷＢＭ
２．２ 流域蒸散发精度评价指标 采用绝对值平均误差（ＭｅａｎＡｂｓｏｌｕｔｅＥｒｒｏｒ，ＭＡＥ）、相对的绝对值平
均误差（ ＲｅｌａｔｉｖｅＭｅａｎＡｂｓｏｌｕｔｅＥｒｒｏｒ，ＲＭＡＥ）、中心化均方根误差（ＣｅｎｔｅｒｅｄＲｏｏｔＭｅａｎＳｑｕａｒｅＤｉｆｆｅｒｅｎｃｅ，
ＣＲＭＳＤ）和相关系数（ＣｏｒｒｅｌａｔｉｏｎＣｏｅｆｆｉｃｉｅｎｔ，ＣＣ）项指标，在月尺度上评价汉江流域上游卫星遥感和大
气再分析蒸散发数据的精度。４项指标计算方法如式（４）—（７）所示：
１ Ｎ
ＭＡＥ ＝ ∑ Ｘ－ Ｙ ｔ （４）
ｔ
Ｎ ｔ ＝１
ＲＭＡＥ ＝ ＭＡＥ?Ｙ （５）
１ Ｎ
ＣＲＭＳＤ ＝ ∑ ［（Ｘ－ Ｘ ） － （Ｙ－ Ｙ ）］ ２ （６）
槡
ｔ
ｔ
Ｎ ｔ ＝１
Ｎ Ｎ Ｎ
∑
２
ＣＣ ＝ （Ｘ－ Ｘ）（Ｙ － Ｙ） ∑ （Ｘ－ Ｘ） × ∑ （Ｙ － Ｙ） ２
ｔ
ｔ
ｔ ＝１ 槡 ｔ ＝１ （７）
ｔ ＝１
式中：Ｘ为待评价的卫星遥感或再分析蒸散发数据对应的第 ｔ月流域蒸散发量，ｍｍ；Ｙ为基准序列对
ｔ
ｔ
应的第 ｔ月的流域蒸散发量，ｍｍ，分别为 ＥＴ ＧＲＡＣＥ 和 ＥＴ ＷＢＭ ；Ｎ为月份数；Ｘ和 Ｙ分别为卫星遥感或再
分析蒸散发、基准蒸散发的均值。
３ 研究区域和数据
３．１ 研究区域 本文以汉江流域上游，即丹江口水库控制流域为研究范围。该流域是南水北调中线工程
和引江济渭两项跨流域调水工程水源地，在全国水资源配置中具有重要地位。地理位置介于 １０６°１２′Ｅ—
２
１１１°２６′Ｅ和 ３１°２４′Ｎ—３４°１１′Ｎ（图 １），跨陕西、湖北和河南三省，流域面积约 ９．５万ｋｍ ，约占汉江流
域面积的 ６０％。研究区域地处秦准、大巴山和米仓山等山脉之间，地形复杂，海拔介于 １２７～３４６７ｍ。
３
多年平均降水量约为 ９００ｍｍ，多年平均水面蒸散发量约 １１８０ｍｍ，多年平均径流量约 ３９３．４亿ｍ 。降水
和径流年内分布不均，７—１０月径流量占全年的 ６０％左右。
３．２ 数据资料
（１）蒸散发数据。收集整理了 ２００６—２０１４年的汉江流域逐月气象观测和实际蒸散发数据。潜在蒸
散发由流域内 １９个国家气象站常规地表观测资料，采用 ＦＡＯ５６ＰＭ 公式计算得到，进一步利用反距
离权重法插值得到流域面平均逐月潜在蒸散发，作为 ＷＢＭ－ ＤＰ逐月水文模型的输入因子之一。
本文采用的 ２种遥感反演和 １种大气再分析实际蒸散发数据的基本情况如表 １，三者分别为基于 ３
种不同蒸散发算法的代表性数据，其中 ＭＯＤ１６采用 ＰＭ 模型；ＳＳＥｂｏｐ基于简化地表能量平衡模型；
Ｎｏａｈ基于陆面同化系统。

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