全 文 ：植物生态学报 2008, 32 (5) 1052~1060
Journal of Plant Ecology (Chinese Version)

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收稿日期: 2007-11-26 接受日期: 2008-02-25
基金项目: 国家自然科学基金(30700079 和 40671033)
* 通讯作者 Author for correspondence E-mail: yfwang@gucas.ac.cn
The first author E-mail: wlfhfz@163.com
基于VIP模型对内蒙古草原蒸散季节和
年际变化的模拟
王永芬1 莫兴国3 郝彦宾1 郭瑞萍3 黄祥忠1 王艳芬1, 2*
(1 中国科学院研究生院生命科学学院,北京 100049) (2 中国科学院研究生院资源与环境学院,北京 100049)
(3 中国科学院地理科学与资源研究所生态网络观测与模拟重点实验室,北京 100101)
摘 要 利用内蒙古羊草草原(Leymus chinensis)生态系统通量观测站的气象数据、野外实测和MODIS叶面积指数
(Leaf area index, LAI), 应用基于生态系统过程的VIP(Vegetation interface process)模型, 以半小时为步长, 模拟分析
了羊草草原生态系统2003～2005年(分别为平水年、平水年和干旱年)蒸散及其分量的变化过程。通过与通量数据
对比, VIP模型能够很好地模拟羊草草原生态系统的蒸散过程(R2 = 0.80), 在峰值大小和变化趋势上, 模拟值与实
测值有较好的一致性。模拟结果显示: 3年蒸散量分别为337、338和223 mm; 在降水相对充沛的2003和2004年, 蒸
腾量为192和171 mm, 而降水相对较少的2005年, 蒸腾量仅为96 mm; 年平均蒸腾和蒸发对蒸散的贡献基本持平;
生长季蒸散占全年的83%, 6月开始, 蒸腾大于蒸发, 蒸散和蒸腾的月总值均在7、8月达到最大值,两月蒸散占全年
的43%。LAI是影响蒸散的主要因素, 其次是降水, 而净辐射对蒸散的影响较小。在生长季, 蒸发的季节变化平缓,
蒸散的差异主要体现在蒸腾的差异。
关键词 羊草草原 VIP模型 蒸散 降水 冠层导度
SIMULATING SEASONAL AND INTERANNUAL VARIATIONS OF ECOSYS-
TEM EVAPOTRANSPIRATION AND ITS COMPONENTS IN INNER MONG-
OLIA STEPPE WITH VIP MODEL
WANG Yong-Fen1, MO Xing-Guo3, HAO Yan-Bin1, GUO Rui-Ping3, HUANG Xiang-Zhong1 and WANG
Yan-Fen1, 2*
1College of Life Science, Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China, 2College of Resources and Environment,
Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China, and 3Key Laboratory of Ecosystem Network Observation and
Modeling, Institute of Geographical Sciences and Natural Resources Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China
Abstract Aims Evapotranspiration (ET) plays an important role in arid and semiarid temperate
grassland where water availability is a major limiting factor for ecosystem functions. Understanding
temporal variation of ET can help explain the surface-atmosphere interaction and its ecological function
in grassland ecosystems. Partitioning total ET into its components of evaporation from soil (E) and
transpiration from plants (T) is important for understanding the biotic and abiotic factors that control
water balance. Our objectives were to simulate the seasonal and interannual variations of ET and its
components, analyze the contribution of the components to ET and analyze influencing factors.
Methods We used flux data derived from eddy covariance technology over Inner Mongolia steppe
(43°32′ N, 116°40′ E), measured LAI and MODIS data from 2003 to 2005 and parameterized VIP
(Vegetation interface processes) model to simulate ET of the grassland. The results were validated using
half-hourly latent heat fluxes (LE) and net radiation (Rn) estimated from eddy covariance measurements.
Important findings VIP model can effectively simulate latent heat fluxes of the grassland (R2=0.80).
In 2003 and 2004, precipitation (P) was near average and annual ET was 337 and 338 mm, respectively,
which were greater than P. In the drier year of 2005, annual ET was 223 mm, which was higher than P.
On average, E and T made relatively equivalent contributions to ET. About 83% of annual ET occurred
王永芬等: 基于 VIP 模型对内蒙古草原
5 期 蒸散季节和年际变化的模拟 DOI: 10.3773/j.issn.1005-264x.2008.05.010 1053
during the growing season. E was the primary component of ET before June and was exceeded by T
after that. The monthly totals of both ET and T reached maxima in July and August. Total ET during
July and August accounted for 43% of the annual amount. ET was strongly correlated with LAI and
moderately correlated with P. E changed little during the growing season, and the difference in ET was
accounted for T.
Key words Leymus chinensis steppe, VIP model, evapotranspiration, precipitation, canopy conductance
DOI: 10.3773/j.issn.1005-264x.2008.05.010
在干旱半干旱地区, 水分是生态系统功能过
程的关键驱动因子。年际间水热因子的耦合作用
决定了植物群落组成和生态系统生产力是否因水
分胁迫而受影响及影响程度, 从而决定着植物多
样性、群落稳定性与生态系统生产力的动态特征。
内蒙古草原处于干旱半干旱地区, 是欧亚大陆温
带草原中最具有代表性并且对全球气候变化影响
较为敏感的地带(张新时等, 1997)。在这一地区,
降雨量低且时空变异大, 水分是限制植物生长的
主要因子。蒸散是陆地生态系统水文循环的重要
环节 , 直接影响生态系统的生物地球化学循环 ,
进而影响生态系统的其它功能过程。生态系统的
许多过程, 如土壤水分变化、植被生长和养分循
环等都与蒸散过程有密切的联系, 同时, 蒸散过
程也受气候、土壤特性和植被生长状况的影响
(Wilson & Baldocchi, 2000; Gentine et al., 2007)。
掌握蒸散随时间的变化及其影响因素, 量化植被
蒸腾和土壤蒸发对蒸散的贡献, 有助于深入理解
草原生态系统主要功能过程及其关键影响因子 ,
对于合理利用水资源, 加强牧草管理等具有十分
重要的意义。
对内蒙古草原的已有研究表明 : 蒸散与气
温、土壤含水量、光合有效辐射、饱和水汽压差
和叶面积指数等有关, 降水影响着蒸散的季节波
动(宋炳煜等, 1995; 牛海山等, 2000)。这些生物和
非生物过程密切结合, 共同影响蒸散及其分量的
变化过程。然而, 这些研究成果主要为野外实验
观测, 而且并非连续而长期的蒸散数据, 不能从
整体上区分植被蒸腾和土壤蒸发对蒸散的影响 ,
很难对未来气候变化响应做出预测。有些研究表
明, 用模型的方法开展干旱半干旱地区生态系统
的蒸散研究, 分析不同尺度研究区域蒸发和蒸腾
对蒸散的贡献以及影响因素可能是一种有效途径
(Nouvellon et al., 2000; Domingo et al., 2001;
Nagler et al., 2007; Chen et al., 2007)。
本文基于VIP模型(莫兴国等, 2000, 2005; Mo
et al., 2004), 利用气象数据和叶面积指数数据 ,
以半小时为步长, 模拟了内蒙古羊草草原2003～
2005 3年蒸散的变化过程, 并用高密度的观测数
据对模型进行验证, 旨在解析羊草草原蒸散的季
节和年际变异特征及其主要影响因子。
1 研究方法
1.1 模型描述
VIP(Vegetation interface process)模型, 是一
种基于过程的分布式生态水文模型, 可以模拟一
个点到区域范围内的生态水文过程, 主要用于模
拟生态系统的能量交换、水分循环和碳循环。本
文使用的VIP模型版本中, 与水热平衡相关过程
的模拟主要包括基于阳叶和阴叶的辐射平衡模
拟、基于Penman-Monteith公式的冠层和地表双源
能量平衡模拟和土壤水分模拟。
在双源能量平衡模块中, 冠层蒸腾潜热 λ Ec
和地表蒸发潜热 λ Es的计算公式如下:
)1(
)1(
/0
fr
ac
c
acpnc
c W
r
r
rDCR
E −
++Δ
+Δ=
γ
ρλ
)1(
/)( 0
as
s
aspns
s
r
r
rDCGR
E
++Δ
+−Δ=
γ
ρλ
其中 , Ec和Es分别为冠层蒸腾和土壤蒸发(mm),
λ 为水的汽化潜热(J·kg–1), Rnc和Rns分别为冠层
和土壤吸收的净辐射(W·m–2), ra为叶面空气动力
学阻力(s·m–1), rc为冠层阻力(s·m–1), ras为土壤表
面到冠层高度的空气动力学阻力(s·m–1), rs为土
壤阻力(s·m–1), G为土壤热通量(W·m–2), γ为干湿
表常数(hPa·℃–1), ρ为空气密度(kg·m–3), Cp为空
气定压比热(J·kg–1·℃–1), Δ为温度-饱和水汽压关
系曲线斜率(hPa·℃–1), D0为冠层高度处的饱和水
汽压差(hPa), Wfr为冠层湿度函数, 部分变量的计
算见附录A。

1054 植 物 生 态 学 报 www. plant-ecology.com 32 卷
模型的输入数据包括空气温度、相对湿度、
风速、气压、太阳短波辐射、天空长波辐射和降
水, 以及叶面积指数。
1.2 站点描述
1.2.1 研究区域概况
研究地点(43°32′ N, 116°40′ E)位于内蒙古锡
林郭勒盟锡林河流域, 这里发育了欧亚大陆典型
草原中最具代表性的羊草(Leymus chinensis)草原,
该类型草原是锡林河流域面积最大分布最广的草
原。气候属于大陆性半干旱温带草原气候, 年平
均气温–0.4 ℃, 年降水量为350～450 mm, 其中
70%集中于7、8月。冬春寒冷干燥多风, 夏秋温
暖湿润, 无霜期仅为90～110 d。地带性土壤为栗
钙土, 有典型栗钙土和暗栗钙土两个亚类。以羊
草 、 小 禾 草 为 主 的 群 落 和 以 大 针 茅 (Stipa
grandis)、克氏针茅(Stipa krylovii)和蒿类为主的群
落, 构成典型草原的主体。建群种为羊草, 优势种
为冰草(Agropyron cristatum)、大针茅、糙隐子草
(Cleistogenes squarrosa) 和 寸 草 苔 (Carex
duriuscula)。
1.2.2 观测系统及数据处理
观测系统包括一套开路涡度相关系统和常规
气象要素观测系统, 涡度相关系统包括一个三维
超声波测风仪(CSAT3, Campbell Scientific Inc.,
MS, USA)和一个开路CO2/H2O 远红外CO2气体
分析仪(Li-7500, Li-Cor, Inc., NE, USA), 测量距
地面2.5 m高的CO2、潜热和感热通量,采样频率是
10 Hz, 数据每半小时输出1次, 记录在数据采集
器中。气象要素观测系统主要测量距离地面1.5和
2.5 m高的温度、相对湿度、风速及距地面1.5 m
高的辐射, 同时监测土壤含水量(TDR观测, 深度
为0.05、0.2和0.5 m)、土壤热通量(0.05 m)以及降
水量。除降水每小时输出1次外, 其余气象数据均
是每半小时输出1次平均值 , 记录在数据采集器
中。通量数据在进行分析之前, 先进行坐标旋转
和WPL修正(Webb et al., 1980), 之后剔除因降
水、标定和仪器故障等原因造成的异常数据, 剩
下的数据用来进行模型的验证。
2004和2005年生长季 , 采用干重系数法 (杜
占池等, 2001)每15 d进行1次叶面积指数的测定,
2003年没有进行叶面积指数的实际测量, 模型中
采用MODIS传感器的8 d合成的叶面积指数数据。
2 模拟结果与讨论
2.1 模型验证
用内蒙古草原通量观测站2003～2005年所测
的净辐射和潜热通量对模拟结果进行了验证。净
辐射和潜热通量模拟值与实测值相关性较高(图
1), 二者比较接近1:1线, 均方根误差(RMSE)分
别为33 W·m–2和24 W·m–2。王秋凤等(2004)应用
BEPS模型对长白山森林生态系统水热通量进行
了模拟, 顾峰雪等(2006)应用CEVSA模型对亚热
带针叶林水汽通量进行了模拟, 模拟结果的R2分
别为0.75和0.90, 可见, VIP模型和其它模型是可
比的。为了检验VIP模型在日尺度上对内蒙古草
原蒸散的模拟效果, 本研究对剔除异常点之后的
潜热通量数据进行了插补(Falge et al., 2001),
2003年7月底和2004年3月对日蒸散估计有些偏

图1 2003～2005年潜热通量、净辐射模拟值与实测值
Fig.1 The simulated and measured latent heat flux (LE) and net radiation (Rn) from 2003 to 2005
王永芬等: 基于 VIP 模型对内蒙古草原
5 期 蒸散季节和年际变化的模拟 DOI: 10.3773/j.issn.1005-264x.2008.05.010 1055

差, 其它时段模拟值与实测值的变化趋势较为一
致(图2)。综上可以看出, VIP模型能够较好地模拟
蒸散的变化。
2.2 蒸散的年际和季节变化
研究地点位于锡林河南岸熔岩台地上, 地下
水位较深(＞10 m), 降水是该地区唯一的水分补
给来源, 在有植被覆盖的情况下, 地表径流和深
层土壤水分补给都很少, 可以忽略不计(盖煜等,
2004), 群落蒸散是草原水分平衡过程中最重要
的输出部分。2003～2005年降水、蒸散、蒸腾和
蒸发的年总值如图3所示, 从年降水量来看, 2003
和2004年为平水年, 这两年蒸散量高, 年蒸散量


图2 2003～2005年日蒸散量模拟值(线)与实测值(点)
Fig.2 The simulated (line) and measured (dot) daily evapotranspiration (ET ) from 2003 to 2005




图3 2003～2005年总的降水(P)、蒸散(ET)、植被蒸腾(T)
和土壤蒸发(E)
Fig. 3 The annual total precipitation (P),
evapotranspiration (ET), transpiration from plant (T) and
evaporation from soil (E) from 2003 to 2005
蒸腾、蒸发、蒸散为模拟值, 降水为实测值 T, E and
ET were simulated values, and P was measured value


低于年降水量; 2005年为干旱年, 年降水量只有
145 mm, 相应蒸散量最低(223 mm)。2005年植被
蒸腾明显低于其它两年, 这是由于降水减少导致
植被生长受到严重胁迫, 生物量和叶面积明显降
低, 8月植物已经出现大面积的枯黄萎蔫现象。蒸
腾占蒸散的比例为43%～57%。年平均土壤蒸发、
冠层蒸腾、冠层截留占蒸散的比例分别为47%、
52%和1%, 蒸发和蒸腾的比例基本持平 ,蒸腾
占降水的51%。Nouvellon等(2000)用Penman-
Monteith双层模型模拟了美国亚利桑那州矮草草
原蒸散过程, 发现植被蒸腾占蒸散的20%, 而美
国科罗拉多州草原, 年降水量的68%～78%用于
植被蒸腾(Ferretti et al., 2003), 可见, 内蒙古羊草
草原用于植被蒸腾的水分明显高于亚利桑那州矮
草草原, 但低于科罗拉多州草原。年蒸散量与年
降水量变化趋势基本一致。总体看来, 3年总降水
量稍大于总蒸散量, 在羊草草原, 降水能够满足


1056 植 物 生 态 学 报 www. plant-ecology.com 32 卷
蒸散的需求, 这与王静 1 )的研究结果一致。
蒸散分量随季节的变化 , 是地表植被覆盖
变化的反应和量度(陈丹等, 2006)。在羊草草原 ,
蒸散主要发生在生长季 (5～ 9月 ), 占全年的
83%, 其它季节均较低 , 生长季蒸腾占蒸散的
59%。最大蒸散量和最大蒸腾量均出现在7、8
月 , 这两个月蒸散占全年的43%, 蒸腾占蒸散
的66%, 这个结果比宋炳煜 (1995)1991年7月在
雨后间歇期对羊草草原蒸散实际观测的结果略
低 , 羊草群落蒸腾占蒸散的75%。2003年7月和
2004年8月 , 降水丰富 , 从图4可以看出 , 蒸散
量明显低于降水量 , 2003年大部分时间月降水
量高于月蒸散量 , 2005年除9月 , 月蒸散量均低
于同期降水量 , 全年处于水分亏缺状态 , 用于
蒸散的水源还包括土壤中储存的水分 , 这些水
分主要来自前一年晚秋和冬季的降水 , 也包括
前几年积累的降水(Nagler et al., 2007)。从10月
到次年5月 , 蒸散主要来源于土壤蒸发 , 10月以
后土壤蒸发开始迅速下降 , 次年春天由于温度
回升又开始逐渐升高 , 冬季几乎为零。从6月开
始 , 蒸腾大于蒸发 , 到9月份 , 二者基本持平。
羊草草原生长季蒸腾、蒸发的日模拟值如图5所
示 , 日最大蒸散量不超过5 mm, 日平均蒸腾和
蒸发量分别为1.0和0.7 mm, 接近于王静 1)在围
封的羊草样地内测得的羊草群落日蒸散量(1.45
mm)。土壤蒸发变化平缓 , 大部分数值位于
0.5～1.0 mm之间。2003和2004年植被蒸腾变化
较大 , 日蒸腾量最大值出现在2003年7月底8月
初, 大约为3 mm·d–1。 2003和2004年蒸腾远远
大于蒸发 , 最高可达蒸发的3倍 , 2005年蒸腾和
蒸发基本相等。平均来看, 整个生长季, 蒸发占
蒸散的40%, 低于土壤侵蚀严重的黄土高原草
地(67%)(Kimura et al., 2006)。Ferretti等(2003)
用稳定性同位素方法区分美国科罗拉多州草原
的蒸腾和蒸发 , 蒸发几乎为零 , 两类草原年平
均降水量相似 (羊草草原350 mm; 科罗拉多州
草320 mm), 而羊草草原阵性降水较多, 并且每
次的降水量很小 , 甚至只能到达土壤表层 , 通

1) Wang J (王静)(2005). Analysis on the Characteristics of the
Community Composition, Evapotranspiration and Ecological Use of
Water of the Typical Steppe in the Middle Reaches of Xilin River
Basin(锡林河中游典型草原群落组成与蒸散特征及生态用水分
析).MS dissertation， Department of Ecology and Environmental
Science，College of Life Science，Inner Mongolia University，Huhhot，
23.(in Chinese)
过蒸发而返回大气中。
2.3 环境条件和植被对蒸散的影响
2003和2004年生长季降水分别为354和345
mm, 高于同时期降水量的平均值(315 mm), 降
水大小相似 , 然而降水的季节分配不同 , 从而
导致了这两年蒸散的差异。降水影响与蒸散有
关的各种生物和非生物过程。2003年雨季来临
早, 5～7月降水约占全年的2/3, 5月降水量已经
接近60 mm, 有利于植物生长初期各器官的发
育, 7月降水量为115 mm, 为处于生长盛期的植
物提供了充足的水分 , 有助于植物生物量的积
累和叶面积的扩张 (图5), 8月平均叶面积指数
LAI达到1.77。2004年雨季推迟 , 最大降水出现
在8月(121 mm), 前期的相对干旱影响了蒸散。
叶面积指数与蒸腾的季节变化极其相似 , 即叶
面积指数越大, 蒸腾量越高。3年土壤蒸发差异
小 , 生长期内虽然降水和温度等条件均有利于
土壤蒸发 , 由于植被覆盖的增加 , 并且研究地
点处于围封状态下 , 地面上的凋落物也会阻止
部分降水的下渗 , 土壤蒸发保持一个相对稳定
的状态 , 使得蒸散的变化主要体现在蒸腾上 ,
即使是极度干旱的2005年, 生长季降水只有126
mm, 蒸发也没有明显降低 , 因为大部分降水被
土壤表面的凋落物截获或者只能润湿土壤表层 ,
不 能 引 起 根 层 土 壤 含 水 量 的 变 化 (Sala &
Lauenroth, 1982), 很快通过蒸发而损失掉。
从表1可以看出, 蒸散、蒸腾和蒸发与LAI、
饱和水汽压差、降水和净辐射有很强的相关性。
通过多元线性回归方程可知, LAI对蒸散和蒸腾的
影响最强, 降水对蒸发的影响最强, 进一步证明
了上述提到的蒸发并没有因为植被盖度的增加而
增大, 蒸散的差异主要体现在蒸腾的差异。
2.4 冠层导度的年际和季节变化
气孔控制着植被与大气的水汽交换, 通常将
气孔导度推广到冠层导度, 冠层导度可以反映植
被水分汽化所受的障碍, 蒸腾大时, 冠层导度通
常比较大(莫兴国, 1997; Li et al., 2005)。图6反映
了3年中5～9月冠层导度的季节变化 (9:0 0～
16:00的平均值)。冠层导度在植被生长过程中表
现为先增大后减小的趋势。7、8月, 冠层导度较
大, 冠层导度的增加导致了蒸腾的增加。冠层导
度约为0～6 mm·s–1, 类似于蒙古肯特省放牧草原
(平均值0.4～4.7 mm·s–1, 日最大值小于10 mm·s–1
王永芬等: 基于 VIP 模型对内蒙古草原
5 期 蒸散季节和年际变化的模拟 DOI: 10.3773/j.issn.1005-264x.2008.05.010 1057



图4 2003～2005年逐月降水-蒸散、蒸腾/蒸散
Fig. 4 The monthly P-ET and T/ET from 2003 to 2005
P、ET、T: 同图3 See Fig. 3



图5 2003～2005年生长季蒸腾、蒸发、叶面积指数的季节变化
Fig. 5 Seasonal variations of daily total T, E and LAI in the growing season from 2003 to 2005
T、E: 同图3 See Fig. 3 LAI: Leaf area index


(Li et al., 2006)。2003年冠层导度最大, 2005年最
小, 特别是从2005年8月开始, 冠层导度明显小于
其它两年, 这些变化影响着蒸腾。冠层导度受环
境条件和植被生长状况的影响, 比如太阳辐射、
空气饱和水汽压差、温度、土壤湿度和植被叶面
积(Wever et al., 2002)。3年中, 不同的环境和植被
状况导致了不同的冠层导度, 从而使得蒸腾有着
明显的差异。

1058 植 物 生 态 学 报 www. plant-ecology.com 32 卷

表1 蒸散、蒸发、蒸腾与净辐射、叶面积指数、饱和水汽压差与降水的相关系数及多元线性回归方程(p<0.000 1)
Table 1 The correlation coefficients of ET, E, T and Rn, LAI, VPD, P and the multiple liner regression equations
变量
Variable
叶面积指数
LAI
饱和水汽压差
VPD
降水
P
净辐射
Rn
方程
Equation
蒸散 ET 0.970 0.800 0.916 0.826 ET = –0.930 + 1.091 LAI + 0.042 VPD +0.046 P +
0.002 Rn (r = 0.994)
蒸发E 0.775 0.900 0.753 0.883 E = 0.692 + 0.034 LAI + 0.037 VPD + 0.050 P+
0.002 Rn (r = 0.942)
蒸腾T 0.992 0.696 0.924 0.740 T = –1.614 + 1.047 LAI + 0.005 VPD – 0.008 P+
0.001 Rn (r = 0.993)
ET: Evapotranspiration E: Evaporation from soil T: Transpiration from plant Rn: Net radiation LAI: Leaf area
index VPD: Vapor pressure deficit P: Precipitation




图6 2003～2005年冠层导度的季节变化
Fig.6 Seasonal variation of daily canopy conductance from 2003 to 2005

3 结 论
运用VIP模型, 模拟了内蒙古羊草草原2003～
2005年蒸散及其主要分量的变化过程, 通过与通
量观测数据对比, 发现该模型能够很好地模拟内
蒙古草原蒸散的动态变化。按降水量划分, 3年可
以分为两个降水年型, 其中2003和2004年为平水
年, 2005年为干旱年, 年平均蒸腾与蒸发所占的
比例基本持平。生长季蒸散占全年蒸散的83%,
日最大蒸散量不超过5 mm, 整个生长季蒸发变
化平缓。到5月为止, 蒸散主要以蒸发为主, 6月开
始, 蒸腾高于蒸发, 7、8月蒸腾和蒸散最大, 这两
个月蒸散占全年的43%。LAI是影响蒸散的主要因
素 , 其次为降水 , 而净辐射对蒸散的影响很小 ,
蒸散的差异主要体现在蒸腾上。
本文只模拟了3年的蒸散过程 , 模拟的是没
有经过放牧的天然草原, 下一步工作将考虑放牧
对蒸散的影响, 以便深入了解人类活动对草原水
文循环的影响机制。
参 考 文 献
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附录A
A.1
rac=
LAI
ae
u
w
a
c
cc
15.0 ))
2
(1()(50 −−−

其中, w为平均叶宽(0.005 m), uc为冠层高度
处的风速(m·s-1), ac为冠层风速衰减系数(2.5), LAI
为叶面积指数。
A.2
气温大于0 ℃时
rc=
)
1
1(
1
0
0
bLAI
C
P
VPD
VPD
fAwc
s
nctn +
+

气温小于等于0 ℃时
rc=
stnCbc
1

其 中 , ctn 为 气 孔 导 度 的 转 换 系 数
(mol·m–2·s–1转换成m·s–1), wc为气孔导度的土壤水
分胁迫因子, f为常数(11.0), An 为净同化速率
(mol·m–2·s–1), VPD为叶表面饱和水汽压差(hPa),
VPD0为经验常数(15 hPa), P0为大气压(Pa), Cs为
叶表面CO2浓度(Pa), b为常数(0.008)。
A.3
ras=
))
)(
exp()(exp(
)exp(
c
ohc
c
os
c
c
cc
h
dza
h
za
ka
ah +−−−
hc为冠层高度 (m), zos为土壤表面粗糙高度
(0.01 m), zoh为热量的粗糙高度(m), k为湍流交换
系数, d: 零平面位移(m, 草地: d=0.67 hc))。
A.4
rs=exp )4.225-(8.206 1
satw
swc
其中, swc1为表层土壤体积含水量, wsat为饱
和土壤体积含水量 (0.410 m3·m-3)(潘林林等 ,
1996)。
A.5
Rnc = Rn–Rns
=Rn–Rn exp( θsin
5.0 LAI− )
=Rn (1–exp( θsin
5.0 LAI− ))
其中, Rn为净辐射(W·m–2), θ为太阳高度角。
A.6
Wfr= 3
2
max )(
r
r
W
W

其中, Wr为冠层截获的降水量(mm), Wrmax为
冠层截获的最大降水(Wrmax(mm)=0.2LAI)。



责任编委: 周广胜 责任编辑: 姜联合