全 文 ：长白山阔叶红松林冬季雪面蒸发特征*
李辉东1,2 摇 关德新1**摇 王安志1 摇 吴家兵1 摇 金昌杰1 摇 施婷婷3
( 1森林与土壤生态国家重点实验室, 中国科学院沈阳应用生态研究所, 沈阳 110164; 2中国科学院大学, 北京 100049; 3南京
信息工程大学, 南京 210044)
摘摇 要摇 利用 2002—2005 年冬季积雪期涡度相关水汽通量和微气象观测资料,对长白山阔
叶红松林雪面蒸发动态及其与气象因子的关系进行分析.结果表明: 该涡度相关观测系统积
雪期能量平衡闭合度为 79. 9% ,潜热通量占净辐射的 21. 4% . 研究期间,该区蒸发日变化呈
单峰曲线形式,蒸发速率在融雪期大于稳定积雪期. 30 min 平均蒸发速率与净辐射呈线性关
系,与气温呈二次曲线关系;蒸发日总量与净辐射呈二次曲线关系,与气温呈指数关系.积雪
期蒸发日总量呈下降鄄稳定鄄上升的动态变化趋势,且上升期>下降期>稳定期,蒸发日总量最
大值为 0. 73 mm·d-1,最小值为 0. 004 mm·d-1 . 2002—2003、2003—2004 和 2004—2005 年
积雪期蒸发总量分别为 27. 6、25. 5 和 22. 9 mm,占同期降水量的 37. 9% 、19. 5%和 30. 0% ,平
均蒸发日总量分别为 0. 17、0. 19 和 0. 17 mm·d-1 .
关键词摇 涡度相关摇 雪面蒸发摇 潜热摇 日变化摇 气象因子
文章编号摇 1001-9332(2013)04-1039-08摇 中图分类号摇 P464; S715摇 文献标识码摇 A
Characteristics of evaporation over broadleaved Korean pine forest in Changbai Mountains,
Northeast China during snow cover period in winter. LI Hui鄄dong1,2, GUAN De鄄xin1, WANG
An鄄zhi1, WU Jia鄄bing1, JIN Chang鄄jie1, SHI Ting鄄ting3 ( 1State Key Laboratory of Forest and Soil
Ecology, Institude of Applied Ecology, Chinese Academy of Sciences, Shenyang 110164, China;
2University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3Nanjing University of Informa鄄
tion Science & Technology, Nanjing 210044, China) . 鄄Chin. J. Appl. Ecol. ,2013,24(4): 1039-
1046.
Abstract: Based on the measurement data of water vapor flux by open鄄path eddy covariance system
and of the micrometeorological factors in broad鄄leaved Korean pine forest in Changbai Mountains
during the snow cover period from 2002 to 2005, this paper analyzed the dynamics of snow cover
evaporation and the relationships between the evaporation and meteorological factors. The energy
balanced ratio during the snow cover period was 79. 9% , and the latent heat flux accounted for
21郾 4% of net radiation. The diurnal variation of the evaporation presented a single鄄peak curve, and
the evaporation rate during snow鄄melting period was higher than that during stable snow cover peri鄄
od. The half鄄hour evaporation presented liner relationship with net radiation and quadratic relation鄄
ship with air temperature. The daily evaporation presented quadratic relationship with net radiation
and exponential relationship with air temperature. The daily evaporation presented a dynamic trend
of decreasing鄄stable鄄increasing, with the maximum at increasing stage and the minimum at stable
stage. The maximum value of the daily evaporation was 0. 73 mm·d-1, and the minimum value
was 0. 004 mm·d-1 . During the snow cover periods of 2002-2003, 2003-2004 and 2004-2005,
the annual evaporation was 27. 6, 25. 5, and 22. 9 mm, accounting for 37郾 9% , 19. 5% , and
30郾 0% of the precipitation in the same periods, respectively. The mean value of the daily
evaporation in the three periods was 0. 17, 0. 19, and 0. 17 mm·d-1, respectively.
Key words: eddy covariance; snow evaporation; latent heat; diurnal variation; meteorological
factor.
*国家自然科学基金项目(41105112,31240041,31070546,30970483)资助.
**通讯作者. E鄄mail: dxguan@ iae. ac. cn
2012鄄09鄄25 收稿,2013鄄01鄄28 接受.
应 用 生 态 学 报摇 2013 年 4 月摇 第 24 卷摇 第 4 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇
Chinese Journal of Applied Ecology, Apr. 2013,24(4): 1039-1046
摇 摇 积雪具有独特的辐射和热力学特征,强烈影响
地表的能量平衡[1-2]、大气环流和区域水量平
衡[3-4],是区域乃至全球气候的主要影响因素之
一[5-6],包括雪面蒸发在内的陆地表层积雪动态变
化及其影响研究已成为当今气候学、水文学和生态
学研究的热点[7-8] . 目前,全球季节性积雪覆盖约
34%的地球表面,积雪时间长达 26 周[6],相较于生
长季,尽管冬季雪面蒸发速率较小,但由于覆盖面广
且积雪时间较长,故蒸发总量较大. 因此,研究雪面
蒸发对于正确理解区域水文过程和水量收支平衡、
合理开发利用水资源、应对全球变化与水资源安全
具有重要意义.
我国稳定积雪区达 420伊104 km2,其中,包括内
蒙古在内的东北地区多达 120 伊104 km2 [9],是我国
季节积雪水资源的主要蕴藏区之一.目前,中国关于
积雪蒸发研究主要集中在天山和青藏高原等西部地
区[10-11],对东北区域的积雪蒸发至今没有研究报
道.长白山区常年积雪,作为中国北部积雪季节最长
的地区之一,长白山区年均积雪日数达 170 d 以
上[9],是东北积雪区的典型代表,研究长白山区的
积雪蒸发特征有助于理解东北区域的能量与水量平
衡特征,可为应对气候变化和水资源短缺提供理论
依据.
本文基于长白山阔叶红松林 2002—2005 年冬
季积雪期涡度相关水汽通量和微气象观测资料,测
定冬季雪面蒸发量,并分析其动态特征及其与气象
因子的关系.
1摇 研究地区与研究方法
1郾 1摇 研究地概况
本研究在中国科学院长白山森林生态系统定位
站 1 号标准地阔叶红松林内进行(42毅24忆 N,128毅6忆
E,海拔 738 m),该区年均气温 3郾 6 益,最冷月(1
月)平均气温-18郾 6 益,极端低温可达-32 益,年均
降水量 695 mm,其中,冬季降雪可达 131 mm,年积
雪期长达 170 d.研究区地势平缓、均质,有足够的风
浪区长度(大于 500 m).林下为山地暗棕色森林土,
主要建群种有红松 (Pinus koraiensis)、椴树 ( Tilia
amurensis)、蒙古栎 ( Quercus mongolica )、水曲柳
(Fraxinus mandshurica)和色木槭(Acer mono). 林分
为复层结构,平均株高 26 m,立木约 560 株·hm-2,
总蓄积量 380 m3·hm-2 .
1郾 2摇 观测方法
观测点建有高 62 m的微气象观测塔,开路涡度
相关系统(OPEC)安装在 40 m 高度,包括三维超声
风速仪(CSAT3,Campbell,USA)和 CO2 / H2O红外气
体分析仪(Li7500,LiCor Inc, USA),脉动信号采样
频率为 10 Hz,通过数据采集器(CR5000, Campbell,
USA)采集并按 30 min 计算通量平均值进行存储.
塔上还安装了 7 层气象要素传感器,高度分别为
2郾 5、8、22、25郾 5、32、50、62 m,测量要素有空气温湿
度(HMP45C,Vaisala,Helsinki,Finland),林地土壤
温度的测量深度分别为 0、5、20、50、100 cm (105
Tand 107T, Campbell, USA),在林内 5 cm土壤深处
安置 2 个土壤热通量板(HFP01,HFP01SC,Hukse鄄
Flux, Netherlands)测量土壤热通量,原始采样频率
为 2 Hz,通过数据采集器(CR10X鄄TD,CR23X鄄TD,
Campbell, USA)采集并按 30 min 计算平均值进行
存储.同时,在长白山森林生态系统定位站森林气象
观测场同步进行温湿风压和雪深的气象常规观测.
1郾 3摇 数据处理与质量控制
1郾 3郾 1 数据阈值判定 摇 降水、凝露等天气,落在
OPEC系统传感器感应窗口的水滴会导致测量值异
常,需要对采集的数据进行阈值判断.根据当地冬季
气候特征,各项观测值的合理取值范围规定为:净辐
射( - 200,800),土壤热通量 ( - 100, 100 ),气温
(-35,30),潜热(-100,250),显热(-150,500).
1郾 3郾 2 储热量的计算 摇 储热量变化(吟Q)公式如
下:
吟Q=Sa+ Sv+ Ss+ Sg+ G (1)
式中:Sa为观测高度下的气层储热量变化;Sv为植被
储热量变化;Ss为积雪储热量变化;Sg为表层土壤
(5 cm 以 上 ) 储 热 量 的 变 化; G 为 深 层 土 壤
(5 cm以下)储热量的变化. G 由安装在林内土壤
5 cm深处的土壤热通量板直接测量,Sa、Sv、Ss和 Sg
参照文献[12-14]方法计算.
1郾 3郾 3 积雪期阶段划分摇 根据气象站积雪观测及通
量塔下方的地表温度观测数据,将整个积雪期划分
为稳定积雪期和融雪期两个阶段.
稳定积雪期指积雪稳定、无显著融雪现象的时
期,初始日定义为气象站有连续积雪观测的初日,结
束日定义为林内 0 cm地面温度上升到-0郾 2 益并趋
于稳定的初日. 本研究包括 2002 年 11 月 1 日至
2003 年 3 月 22 日、2003 年 11 月 27 日至 2004 年 3
月 11 日、2004 年 11 月 26 日至 2005 年 3 月 20 日、
2005 年 11 月 29 日至 2005 年 12 月 31 日.
融雪期指春季来临前有显著融雪现象的时期,
定义为从林内地表温度稳定在-0郾 2 益开始到林内
0401 应摇 用摇 生摇 态摇 学摇 报摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 24 卷
积雪融尽.本文包括 2003 年 3 月 23 日至 4 月 9 日、
2004 年 3 月 11 日至 4 月 10 日、 2005 年 3 月 20 日
至 4 月 4 日.
1郾 3郾 4 数据插值摇 计算蒸发日总量时,对低于 2 h的
潜热通量异常值根据前后数据进行线性插补,对高
于 2 h的异常值不计其日总量,直接将该日排除.对
缺失的蒸发日总量,利用微气象观测数据,采用蒸发
日总量与净辐射的拟合方程进行插补,详见式(5).
2摇 结果与分析
2郾 1摇 能量平衡闭合
能量平衡闭合度是评价涡动相关系统湍流通量
观测数据质量的重要指标. 本文采用能量平衡比率
(EBR)计算整个冬季(10 月 1 日至次年 4 月 30 日)
和积雪期的能量平衡闭合度:
EBR = 移LE + Hs
移Rn -G-驻Q
(2)
式中:LE为潜热通量;Hs为感热通量;Rn为净辐射.
研究区整个冬季 EBR 为 83郾 7% ,积雪期 EBR
为 79郾 9% ,达到国际平均闭合度(79% )水平[15] .整
个冬季和积雪期,潜热通量在净辐射中的比率分别
达到 26郾 8%和 21郾 4% .
2郾 2摇 气象条件
净辐射、气温、饱和差和风速在稳定积雪期与融
雪期的平均日变化趋势相同,呈单峰曲线形式(图1).
表 1摇 稳定积雪期和融雪期不同气象要素日平均值
Table 1 摇 Mean values of different meteorological factors
during stable snow cover period and snow鄄melting period
时期
Period
净辐射
Net radiation
(J·m-2
·s-1)
气温
Air
temperature
(益)
饱和差
Vapor
pressure
deficit
(kPa)
风速
Wind
speed
(m·s-1)
稳定积雪期
Stable snow cover period
24郾 71 -11郾 94 0郾 15 2郾 83
融雪期
Snow鄄melting period
106郾 16 0郾 46 0郾 43 3郾 45
数值夜间较低,日出后开始升高,中午前后达到峰
值,之后开始下降,夜间重新趋于较低的稳定状态.
不同的是净辐射在 12:00 左右达到峰值,而温度、水
汽压和风速的峰值都滞后于净辐射 1 ~ 2 h.融雪期
和稳定积雪期的平均净辐射分别为 106郾 16 和
24郾 71 J·m-2·s-1 .融雪期的气温、饱和差、风速平
均值和净辐射均大于稳定积雪期的相应值(表 1).
2郾 3摇 雪面蒸发日变化及阶段动态
2郾 3郾 1 潜热日变化摇 研究区积雪期潜热的日变化特
征表现为:夜间较低(接近 0)且变化较小,日出后逐
渐升高,中午(11:30—12:00)达到最大,然后降低
直到日落后又趋于稳定(图 2). 积雪期雪面能量平
衡中,感热所占的比例明显高于潜热,与生长季情
况[13]相反,这主要是因为冬季积雪期植被处于休眠
状态,植物蒸腾消耗潜热较小.
图 1摇 稳定积雪期和融雪期不同气象要素的平均日变化
Fig. 1摇 Mean diurnal variations of different meteorological factors during stable snow cover period and snow鄄melting period郾
玉:稳定积雪期 Stable snow cover period; 域:融雪期 Snow鄄melting period. 下同 The same below.
14014 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 李辉东等: 长白山阔叶红松林冬季雪面蒸发特征摇 摇 摇 摇 摇
2郾 3郾 2 不同阶段雪面蒸发平均日变化摇 稳定积雪期
和融雪期的蒸发速率平均日变化趋势相同,呈单峰
曲线形式:夜间较低且较稳定,日出以后开始升高,
12:00 达到峰值,蒸发速率的峰值分别为 5郾 85伊10-6
和 16郾 98伊10-6 mm·s-1,然后开始下降,夜间趋近于
0(图 3).这与净辐射、气温、饱和差和风速的平均日
变化趋势相同,只是气温和饱和差峰值的出现时间
较蒸发速率延迟 2 h 左右. 两期蒸发速率大小相差
较大,融雪期大于稳定积雪期,这与两期辐射、气温、
饱和差和风速的差异相同,辐射、气温、饱和差和风
速较大的阶段,蒸发速率也相对较大.
2郾 4摇 雪面蒸发与气象因子的关系
研究雪面蒸发与气象因子的关系有助于正确判
断影响雪面蒸发的主要因子,更好地理解雪面蒸发
的物理过程以及气象因子的影响规律.
2郾 4郾 1 雪面蒸发与净辐射的关系摇 30 min 平均蒸发
速率(E1 / 2 h)与净辐射(Rn)之间呈线性相关关系(图
4a),融雪期和稳定积雪期的拟合方程分别为:
图 2摇 积雪期潜热日变化
Fig. 2摇 Diurnal variation of latent heat during snow cover peri鄄
od郾
图 3摇 稳定积雪期和融雪期蒸发的平均日变化
Fig. 3摇 Mean diurnal variation of evaporation during stable snow
cover period and snow鄄melting period郾
摇 摇 E1 / 2 h =0郾 0218Rn+ 2郾 3666摇 R2 =0郾 6884 (3)
E1 / 2 h =0郾 0119Rn+ 0郾 8329摇 R2 =0郾 5911 (4)
相同净辐射条件下,融雪期蒸发速率明显大于
稳定积雪期,这是由于蒸发受净辐射、空气温度和饱
和差等多个气象要素影响,在净辐射相同情况下,与
稳定积雪期相比,融雪期空气温度和饱和差较高,更
利于雪面蒸发耗热.
稳定积雪期和融雪期净辐射日总量差别明显,
重合部分较少,将整个积雪期数据拟合为一个曲线,
结果发现,蒸发日总量(Ed)和 Rn之间符合二次曲线
关系(图 4b),拟合方程为:
Ed =0郾 0021Rn2+0郾 0203Rn+0郾 0463
R2 =0郾 7915 (5)
2郾 4郾 2 雪面蒸发与气温的关系摇 30 min 平均蒸发速
率(E1 / 2 h )与气温 ( Ta )之间呈二次曲线关系 (图
5a),稳定积雪期和融雪期拟合方程分别为:
E1 / 2 h =0郾 0346Ta 2+0郾 601Ta+2郾 5722
R2 =0郾 5075 (6)
E1 / 2 h =0郾 0088Ta 2+0郾 4203Ta+4郾 9445
R2 =0郾 2634 (7)
融雪期 Ta明显高于稳定积雪期.在相同空气温
度条件下,融雪期蒸发速率明显大于稳定积雪期,这
是由于蒸发受净辐射、空气温度和饱和差等多个气
图 4摇 蒸发与净辐射的关系
Fig. 4摇 Relationship between evaporation and net radiation郾
芋:整个积雪期 Snow cover period. a)30 min平均值 30 min mean val鄄
ue; b)日总量 Daily amount. 下同 The same below.
2401 应摇 用摇 生摇 态摇 学摇 报摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 24 卷
象要素影响,在空气温度相同情况下,与稳定积雪期相
比,融雪期净辐射和饱和差相对较高,促进雪面蒸发.
稳定积雪期和融雪期气温差别明显,重合部分
较少,将整个积雪期数据拟合为一个曲线,发现蒸发
日总量(Ed )与气温 ( Ta )之间近似指数关系 (图
5b),拟合方程为:
Ed = 0郾 3678exp(0郾 1057Ta)摇 R2 = 0郾 7634 (8)
2郾 5摇 蒸发日总量及动态
2002—2005 年,研究区蒸发日总量最大值为
0郾 73 mm·d-1(2003 年 4 月 6 日),最小值为 0郾 004
mm·d-1(2002 年 12 月 4 日). 一个完整的积雪期
内,蒸发日总量基本呈下降鄄稳定鄄上升的动态变化
特征,与净辐射和气温的变化特征相同(图 6),说明
蒸发日总量与净辐射和气温密切相关,这与前面得
到的结论相同.在波动程度方面,蒸发日总量和净辐
射的波动较小,气温的波动程度明显大于蒸发日总
量和净辐射,说明蒸发日总量与气温的相关性相对
较低,而与净辐射相关性较高,这证实了利用净辐射
插补蒸发日总量的合理性.
图 5摇 蒸发与空气温度的关系
Fig. 5摇 Relationship between evaporation and air temperature郾
图 6摇 积雪期蒸发日总量及气象因子的动态变化特征
Fig. 6摇 Dynamic variation characteristics of daily evaporation and meteorological factors during snow cover period郾
34014 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 李辉东等: 长白山阔叶红松林冬季雪面蒸发特征摇 摇 摇 摇 摇
表 2摇 积雪期雪面蒸发日总量及气象因子变化
Table 2摇 Dynamics of daily evaporation and meteorological factors during snow cover period
时间
Time
下降期 Descent phase
蒸发
Evaporation
(mm·d-1)
净辐射
Net radiation
(MJ·m-2
·d-1)
气温
Air temperature
(益)
稳定期 Steady phase
蒸发
Evaporation
(mm·d-1)
净辐射
Net radiation
(MJ·m-2
·d-1)
气温
Air temperature
(益)
上升期 Rising phase
蒸发
Evaporation
(mm·d-1)
净辐射
Net radiation
(MJ·m-2
·d-1)
气温
Air temperature
(益)
2002—2003 0郾 103 1郾 88 -8郾 61 0郾 067 0郾 62 -13郾 90 0郾 276 4郾 94 -6郾 51
2003—2004 0郾 202 5郾 56 -8郾 15 0郾 080 0郾 46 -12郾 64 0郾 354 5郾 10 -6郾 08
2004—2005 - - - 0郾 049 0郾 34 -11郾 92 0郾 177 5郾 44 -10郾 86
2002—2003 年的下降期、稳定期和上升期分别为 2002 年 11 月 1 日至 27 日、2002 年 11 月 28 日至 2003 年 2 月 25 日、2003 年 1 月 30 日至 4 月
9 日,2003—2004 年的下降期、稳定期和上升期分别为 2003 年 11 月 27 日至 12 月 2 日、2003 年 12 月 3 日至 2004 年 2 月 25 日、2004 年 2 月 26
日至 4 月 10 日,2004—2005 年的稳定期和上升期分别为 2004 年 11 月 26 日至 2005 年 1 月 9 日、2004 年 1 月 10 日至 2005 年 4 月 4 日 During
snow cover period of 2002-2003, the descent phase lasted from November 1st 2002 to November 27th 2002, the steady phase lasted from November 28th
2002 to February 25th 2003, and the rising phase lasted from January 30th 2003 to April 9th 2003郾 During snow cover period of 2003-2004, the descent
phase lasted from November 27th 2003 to December 2nd 2003, the steady phase lasted from December 3rd 2003 to February 25th 2004, and the rising
phase lasted from February 26th 2004 to April 10th 2004郾 During snow cover period of 2004-2005, the steady phase lasted from November 26th 2004 to
January 9th 2005 and the rising phase lasted from January 10th 2004 to April 4th 2005郾
摇 摇 根据蒸发日总量的动态变化特征,研究区积雪
期蒸发日总量动态变化过程可划分为下降期、稳定
期和上升期 3 个阶段. 2002—2003 年,下降期、稳定
期和上升期的蒸发日总量平均值分别为 0郾 103、
0郾 067 和 0郾 276 mm·d-1,上升期>下降期>稳定期,
与 3 个时期净辐射和空气温度平均值的变化相同.
2003—2004 年,3 个时期的蒸发日总量、净辐射和空
气温度平均值变化特征与前一年相同,但其下降期
明显短于上一年,这是由于 2003 年下半年降雪天气
出现时间晚于前一年. 2004—2005 年,这个现象更
明显,蒸发日总量变化没有下降期而只有稳定期和
上升期(表 2).
2002—2003、2003—2004 和 2004—2005 年积雪
期蒸发总量分别为 27郾 6、25郾 5 和 22郾 9 mm,平均蒸
发日总量分别为 0郾 17、0郾 19 和 0郾 17 mm·d-1,降雪
总量分别为 72郾 8、131郾 1 和 76郾 6 mm,蒸发总量分别
占降水量的 37郾 9% 、19郾 5%和 30郾 0% .
3摇 讨摇 摇 论
3郾 1摇 雪面蒸发研究方法
地表积雪蒸发过程的早期研究主要是通过直接
观测积雪特征(如雪深、密度等)对蒸发过程进行推
算[16-17],但直接观测存在费时费力、采样频率低和
数据量少等缺点,涡度相关技术的出现极大地解决
了这些问题.作为国际公认的碳水通量研究的主流
方法,涡度相关法具有响应速度快、采样频率高、连
续性好和直接测量精度高等优势[18],不仅可以保证
积雪蒸发速率的高精度连续长期测量,还具有测量
空间大(几百米到千米)等优点[19],在积雪蒸发研究
问题上已被广泛采用[20-22] . 但是,由于大气中物理
过程、地形、探头姿态以及极端寒冷天气等对仪器的
影响,涡度相关数据存在数据缺失和数据失真等问
题[23] .因此,冬季积雪蒸发的涡度相关数据分析工
作还需要进一步加强.
3郾 2摇 森林雪面蒸发
对于森林下垫面来说,一部分降雪被林冠截留,
剩余部分直接落到林地,其积雪蒸发过程包括林下
地表雪蒸发和林冠截留雪蒸发 2 个子过程[24] .对不
同森林类型,研究者对林下和林冠两个子过程关注
度有所差别.对针叶林,特别是北方森林,一般几乎
都关注林冠截留雪蒸发[25-26];对阔叶林,虽然研究
者对树干截留雪蒸发表示关注[27],但大多都只强调
林下地表积雪蒸发过程.目前,同时考虑林下地表和
林冠截留雪蒸发的研究尚属罕见,尤其对针阔混交
林积雪蒸发相关研究尚不多见[28] .将森林下垫面看
做一个整体,研究不同林分组成对森林生态系统雪
面蒸发的影响以及森林与其他植被生态系统雪面蒸
发比较研究都值得进一步探讨.
3郾 3摇 不同区域雪面蒸发
对于积雪蒸发速率和蒸发量已有很多报道.
Kattelmann 和 Elder[29]通过内达华山脉高山盆地
1985—1987 年 2 个积雪期的研究发现,雪面蒸发分
别占同期降雪量的 18%和 33% ,差异在于后一时期
处于干旱期,积雪量只有正常年份的三分之一.加拿
大和美国学者在北极圈西部复杂地形区和内达华高
山地区观测到蒸发速率很高的数值,分别为 2郾 35
mm·d-1[30]和 2郾 17 mm·d-1[31] .在加拿大西部的观
测发现,冬季雪面蒸发总量占同期降雪量的 15% ~
40% [32],占年均降雪量的 12% ~ 33% [33] . Suzuki
等[34]在西伯利亚东部观测发现雪面蒸发量占同期
(10 月至次年 4 月) 总降雪量的 25郾 6% . Zhang
4401 应摇 用摇 生摇 态摇 学摇 报摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 24 卷
等[35]分析欧亚蒙古冰冻圈 19 年的山区气象站和 24
年平原气象站的数据发现,平原地区和山地地区的
年均积雪蒸发量分别为 11郾 7 和 15郾 7 mm,分别占降
雪量的 20郾 3%和 21郾 6% .
由于涡度相关数据本身存在数据缺失和数据失
真等问题,就冬季雪面蒸发研究方法还需结合常规
观测和动气动力学等方法做深入探讨.同时,不同区
域雪面蒸发研究结果差别较大,这是因为影响雪面
蒸发的因素有很多,时空、地形地貌、植被类型和植
被结构等差异都会造成雪面蒸发速率和蒸发量的不
同.因此,研究雪面蒸发速率、蒸发量的大小和动态
变化需要结合不同类型的研究区域做进一步研究.
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作者简介摇 李辉东,男,1989 年生,硕士研究生.主要从事生
态系统与大气间物质能量交换研究. E鄄mail: sdlihuidong@
126. com
责任编辑摇 杨摇 弘
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