全 文 ：黑河上游山区草地蒸散发观测与估算*
阳摇 勇1,2**摇 陈仁升1,2 摇 宋耀选1,2 摇 刘俊峰1,2 摇 韩春坛1,2 摇 刘章文1,2
( 1中国科学院寒区旱区环境与工程研究所黑河上游生态鄄水文试验研究站, 兰州 730000; 2中国科学院内陆河流域生态水文
重点实验室, 兰州 730000)
摘摇 要摇 蒸散发是水循环的重要组成部分,但高海拔山区的观测难度导致对于该区实际蒸散
发以及蒸散发对山区水循环影响的认识相对缺乏.利用两个小型称量式蒸渗仪(micro鄄lysime鄄
ter)对黑河山区 2009 年 7 月至 2010 年 6 月的草地日蒸散发进行实地观测,结合实测结果,对
FAO鄄56 Penman鄄Monteith(F鄄P鄄M)、Priestley鄄Taylor(P鄄T)和 Hargreaves鄄Samani(H鄄S)3 种蒸散
发估算方法在山区的适用性进行分析,并讨论试验点的蒸发皿系数.结果表明:观测期间,试
验点总蒸散发 439. 9 mm,占同期降水量的 96. 5% ,且蒸散发呈现明显的季节分配:5—10 月
的蒸散发为 389. 3 mm,占全年蒸散发的 88. 5% . 3 种估算方法都能较好计算山区夏季蒸散
发,且适用性顺序依次为 P鄄T> F鄄P鄄M> H鄄S,但 3 种方法都不能有效估算山区冬季的蒸散发.
试验点夏季日蒸发皿系数在 0. 7 ~ 0. 8,而冬季无稳定的日蒸发皿系数.
关键词摇 黑河上游摇 蒸散发摇 蒸渗仪摇 蒸发皿系数
文章编号摇 1001-9332(2013)04-1055-08摇 中图分类号摇 P339摇 文献标识码摇 A
Measurement and estimation of grassland evapotranspiration in a mountainous region at the
upper reach of Heihe River basin, China. YANG Yong1,2, CHEN Ren鄄sheng1,2, SONG Yao鄄xu鄄
an1,2, LIU Jun鄄feng1,2, HAN Chun鄄tan1,2, LIU Zhang鄄wen1,2 ( 1Qilian Alpine Ecology & Hydrology
Research Station, Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute, Chinese
Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China; 2Key Laboratory of Inland River Ecohydrology, Chi鄄
nese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China) . 鄄Chin. J. Appl. Ecol. ,2013,24 (4): 1055 -
1062.
Abstract: Evapotranspiration (ET) is an important component of water cycle, but its measurement
in high altitude mountainous region is quite difficult, inducing the insufficient understanding on the
actual ET in high altitude mountainous region and the effects of ET on this region爷s water cycle. In
this paper, two small type weighing mini鄄lysimeters were applied to measure the daily ET in a piece
of grassland in a high altitude mountainous region of the Heihe River basin from July 1st, 2009 to
June 30th, 2010. Based on the measured data, the methods of FAO鄄56 Penman鄄Monteith (F鄄P鄄
M), Priestley鄄Taylor (P鄄T), and Hargreaves鄄Samani (H鄄S) were employed to estimate the ET to
analyze the applicability of the three methods for the mountainous region, and the pan coefficient at
the measurement spots was discussed. During the measurement period, the total annual ET at the
measurement spots was 439. 9 mm, accounting for 96. 5% of the precipitation in the same period,
and the ET showed an obvious seasonal distribution, being 389. 3 mm in May-October, accounting
for 88. 5% of the annual value. All the three methods could be well applied to estimate the summer
ET but not the winter ET, and their applicability followed the sequence of P鄄T > F鄄P鄄M > H鄄S. At
the measurement spots, the daily pan coefficient in summer was 0. 7-0. 8, while that in winter was
quite variable.
Key words: upper reach of Heihe River basin; evapotranspiration; micro鄄lysimeter; pan coeffi鄄
cient.
*国家自然科学基金重大计划之重点支持项目 (91025011)、国家自然科学基金项目 (91125013)和国家优秀青年自然科学基金项目
(41222001)资助.
**通讯作者. E鄄mail: yy177@ lzb. ac. cn
2012鄄09鄄05 收稿,2013鄄01鄄23 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): 1055-1062
摇 摇 蒸散发(evapotranspiration,ET)指土壤蒸发和植
被蒸腾之和,其控制着土壤向大气传输的水汽并且
影响植被生长、土壤含水量、下渗以及径流过程等,
是水循环的中心环节[1] .高海拔山区多是众多河流
的源区,是中下游水资源利用的重要来源[2],理解
和分析该区的蒸散发过程对于明确山区水循环以及
生态环境保护都有重要意义.
蒸散发一般通过蒸渗仪( lysimeter)、波文比和
涡动相关等方法测量,后两者因为空间和地表均质
性的要求导致其在地形复杂山区的应用误差较
大[3],大型蒸渗仪的安装和维护在山区具有一定困
难,且费用过于昂贵.尽管小型蒸渗仪在测量蒸散发
时有一定局限性,如尺寸大小以及土壤表面含水量
的影响等[4],但经过众多研究者关于其可靠性的讨
论和应用[5-7]认为,小型称重式蒸渗仪(micro鄄lysim鄄
eter)因易于安装和原理简单等原因已成为测量蒸
散发的有效方法.
除直接观测蒸散发外,国际上已发展众多估算
蒸散发的方法,应用最广泛的有 Penman鄄Monteith[8]
和 Priestley鄄Taylor[9]等,上述两种方法虽具备较详细
的物理机制,但在实际应用过程中,需要大量长期连
续的气象观测数据,于是 Hargreaves 和 Samani[10]发
展了一种以温度为基本参数的经验公式,并在多个
地区都得到了较好应用. 水面蒸发是我国气象站的
基本常规观测项目,利用蒸发皿系数估算蒸散发是
较好的方法.虽然以上方法在世界各地都得到了不
同程度的应用[11-17],但多集中于低海拔农业地区,
对于高海拔山区的适用性却很少讨论,原因在于观
测难度导致山区实测蒸散发数据严重缺乏,难以对
各种估算方法的准确性进行验证,导致关于高海拔
山区的蒸散发过程及其对山区水循环影响的认识相
对缺乏[18-19] .为此,本试验利用小型蒸渗仪观测山
区草地蒸散发,并依据其观测结果,测试国际上运用
较多的若干蒸散发估算方法在山区的适用性,并讨
论试验点的蒸发皿系数.
1摇 试验区概况及试验布设
1郾 1摇 试验区概况
试验区位于中国科学院寒区旱区环境与工程研
究所黑河上游生态鄄水文试验研究站葫芦沟试验小
流域内.葫芦沟小流域属祁连山黑河源区野牛沟流
域干流右岸一级支流,流域面积 23郾 1 km2,海拔
2960 ~ 4820 m,跨度 1860 m,垂直景观梯度分异
明显.
在葫芦沟流域出口右岸平坦开阔处(38毅16忆 N,
99毅52忆 E,海拔 2980 m),布设 25 m伊25 m标准气象
场(图 1).观测项目包括降水、蒸发、气温、湿度、地
温、日照、冻土等.自 2009 年 6 月 1 日起,按照气象
观测规范每天人工观测 3 次,观测时间分别为8:00、
14:00 和 20:00.试验区为季节性冻土区,植被类型
为高寒草原,主要植被有针茅(Stipa purpurea)、青藏
苔草(Carex moorcroftii)、线叶嵩草(Kobresia capillifo鄄
lia)、矮嵩草 ( Kobresia humilis) 和冷蒿 ( Artemisia
frigida)等.草层高度 5 ~ 20 cm,根系长 30 ~ 35 cm,
盖度约 95%以上,其中,嵩草和苔草为优势种群.该
试验区是理想的山区草地蒸散发研究区域.
在标准气象场内,除人工观测基本气象要素外,
2009 年 6 月布设综合环境观测系统 ( ENVIS,德
国),观测要素包括辐射、温、湿、风、压、CO2含量、降
水、土壤表面热流、土壤温度、土壤体积含水量等,通
过 ENVIS数据采集系统自动存储数据. ENVIS 系统
的传感器主要包括:总辐射(CM7B,KIPP&ZOEN,荷
兰)、净辐射(TYPE8ll0,Wein&CO郾 KG,澳大利亚)、
气压( PTB100,Vaisala,芬兰) 、气温与湿度传感器
图 1摇 葫芦沟流域标准气象场及其在黑河源区的位置示意图
Fig. 1摇 Sketch map of location of standard meteorological observed field in the headwaters of Heihe River郾
6501 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
(HMP45D, Vaisala,芬兰)、地热通量 ( HFT鄄3 与
HFP01,Campbell Scientific Ltd. ,英国)、风向与风速
(RITA Gray 与 LISA,Siggelkow Geratebau Gmbh,德
国)、降水(RG50,SEBA Hydrometrie GmbH,德国)、
土壤体积含水量(TRIME鄄EZ,IMKO,德国)、土壤温
度(T8,IMKO,德国)、CO2浓度(GMM222,Vaisala,芬
兰).利用综合观测仪器可以获得每半小时的两层
气温和相对湿度(距离地面高度 150、250 cm)、两层
风速(距离地面高度 150、250 cm)、风向(距离地面
高度 150 cm)、CO2浓度(距离地面高度 250 cm)、降
水、净辐射(距离地面高度 250 cm)、总辐射(距离地
面高度 250 cm)、土壤热通量(土壤深度 5 cm)、7 层
液态含水量和地温(土壤深度 0、20、40、60、80、120
和 160 cm)等微气象数据.
1郾 2摇 试验布设
参照 Zhang等[7]在测量天山高寒草甸、西伯利
亚冻原蒸散发中所用的小型蒸渗仪,宋克超等[20]设
计了内径 31郾 5 cm、深 25 ~ 30 cm 的小型蒸渗仪,用
于测量黑河浅山区高寒草甸的蒸散发过程,效果较
好. Yang等[21]根据以上研究设计两种小型蒸渗仪:
内径 27 cm、深 27 cm,内径 31郾 5 cm、深 40 cm,在距
离试验点约 40 km的黑河上游野牛沟气象站附近的
草地进行蒸散发试验,结果显示,两者都能较好地测
量山区草地夏季蒸散发,但内径 31郾 5 cm、深 40 cm
的蒸渗仪由于包含试验区草地根系层,能更好反映
实际蒸散发.因此,本次试验选择小型蒸渗仪尺寸为
内径31郾 5 cm、深40 cm(图2),在葫芦沟人工标准
图 2摇 试验用蒸渗仪及其示意图
Fig. 2摇 Picture and sketch of test micro鄄lysimeter郾
气象站内布设 2 个,每天 20:00 进行称量(电子天平
感量 2 g,约相当于 0郾 026 mm蒸发量).蒸散发观测
与气象站常规气象要素观测同步进行,观测时做好
防风处理,保证测量精度.
1郾 3摇 测量和估算方法
1郾 3郾 1 蒸渗仪方法摇 蒸渗仪方法主要利用质量守恒
来计算蒸散发量,每天称量,其算式为[21]:
ET=10驻W / S+Pr-I (1)
式中:ET 为日蒸散发(mm);DW 是每天的质量差
(g);S 为蒸渗仪口径面积 ( cm2 );Pr为日降水量
(mm);I为日下渗量(mm). 当降水较大时,由于溅
落和坡面漫流导致误差较大,故不考虑日降水
逸10 mm时的蒸散发.
1郾 3郾 2 FAO鄄56 Penman鄄Monteith公式摇 迄今,计算陆
面蒸散发最常用的公式是 Penman鄄Moneith(PM)公
式.联合国粮农组织(FAO)通过总结各国学者在不
同地区的研究提出了改进后的 Penman鄄Moneith 公
式[8]:
EFPM =
0郾 408驻(Rn-G)+酌
900
T+273u2(es-ea)
驻+酌(1+0郾 34u2)
(2)
式中: EFPM 为日蒸散发 ( mm ); Rn 为净辐射
(MJ·m-2·d-1);G 为土壤热通量(MJ·m-2·d-1);
T为参考高度(2 m)的气温(益); u2为参考高度的
风速 (m·s-1); es为饱和水汽压 (kPa);ea 为实际
水汽压(kPa);驻 为饱和水汽压随温度变化的斜率
(kPa·益 -1);酌为干湿计常数(kPa·益 -1).
1郾 3郾 3 Priestley鄄Taylor 公式 摇 1972 年, Priestley 和
Taylor[9]在收集分析世界各国蒸发资料的基础上,提
出了著名的 Priestley鄄Taylor方程,算式如下:
EPT =琢
驻
驻+酌(Rn-G) (3)
式中:EPT为日蒸散发 (mm). Shuttleworth[22] 以及
Gavin和 Agnew[23]给出参数 琢 在 0郾 34 ~ 1郾 74,参考
宋克超等[20]和 Yang等[21]在类似区域的计算,本试
验取 琢 为 1郾 26.
1郾 3郾 4 Hargreaves鄄Samani 公式 摇 FAO鄄56 Penman鄄
Monteith和 Priestley鄄Taylor 方程计算蒸散发时均利
用能量运动原理,需要大量的、长时间序列的各种气
象参数观测资料. 为了简单计算蒸散,Hargreaves 和
Samani[10]提出一个利用较少观测数据计算蒸散发
的方程:
EHS =0郾 0023(Tmax-Tmin) 0郾 5(Tmean+17郾 8)Ra (4)
式中:EHS为日蒸散发 (mm);Ra为辐射的水当量
75014 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 阳摇 勇等: 黑河上游山区草地蒸散发观测与估算摇 摇 摇 摇 摇 摇
(mm·d-1),通过 Allen 等[8]提供的公式[Radiation
(mm·d-1 )抑0郾 408Radiation(MJ·m-2 ·d-1 )]计
算;Tmax、Tmin和 Tmean分别为日最高、最低和平均气温
(益); 0郾 0023 为经验参数[10] .
1郾 3郾 5 蒸发皿系数 摇 除以上 3 种计算蒸散发的方
法,还有一种简单估计蒸散发的方法,即通过确定蒸
发皿系数(pan coefficient,Kp)来估算实际蒸散发.蒸
发皿系数指实际蒸散发与蒸发皿观测水面蒸发的比
值.蒸发皿水面蒸发是受到辐射、风速、温度和相对
湿度影响的饱和水面蒸发[24],所以利用蒸发皿系数
估计蒸散发是可信的[25] .由于水面蒸发和植被覆盖
土壤蒸发是不同的[26],所以需要通过一个系数来确
定实际蒸散发与蒸发皿水面蒸发的关系[27] .蒸发皿
水面蒸发数据来源于标准气象场内,蒸发皿(20 cm
口径)根据气象观测规范布设在 70 cm高度处.
1郾 4摇 数据处理
文中所有数据处理及绘图均在 Microsoft Excel
中完成.
2摇 结果与分析
2郾 1摇 实测蒸散发
通过在试验区布置两个同样大小的小型蒸渗仪
来观测山区草地的实际蒸散发.观测时间为 2009 年
7 月 1 日至 2010 年 6 月 30 日.由图 3 可以看出,两
个蒸渗仪实测蒸散发基本一致且呈现良好的相关性
(R2 =0郾 99),利用两者平均值可代表试验点实际蒸
散发.
摇 摇 2009 年 7 月至 2010 年 6 月,研究区蒸发量为
439郾 9 mm,全年蒸散发呈现明显的季节分配,其中,
5—10 月为 389郾 3 mm,占全年蒸散发的 88郾 5% ,说
明植被生长期和雨季的蒸散发占全年蒸散发的主要
部分;11—4月的蒸散发为50郾 6 mm,占年总蒸散发
图 3摇 试验点两个蒸渗仪实测蒸散发的对比
Fig. 3摇 Comparison between measured ET from two lysimeters郾
的 11郾 5% ,冬天因为辐射降低、土壤冻结,故蒸散发
微弱.同期降水量为 455郾 7 mm(表 1),蒸散发占降
水的 96郾 5% ,说明蒸散发是山区水循环的重要组成
部分.
2郾 2摇 实测与估算蒸散发的对比
利用 FAO鄄56 Penman鄄Monteith(F鄄P鄄M)、 Priest鄄
ley鄄Taylor( P鄄T)和 Hargreaves鄄Samani(H鄄S)分别计
算试验点蒸散发发现,3 个蒸散发计算值与实测蒸
散发的符合度呈明显的季节差异性. 从图 4 可以看
出,3 种方法计算的蒸散发都在夏季(7 月)与蒸渗
仪实测蒸散发具有较好的相关性,而冬季(1 月)的
相关性很差.在夏季,P鄄T公式所计算的蒸散发与实
测值拟合效果略好于 F鄄P鄄M,H鄄S 的拟合效果最差.
冬季,3 种方法计算的草地蒸散发结果都高于蒸渗
仪实测值,且相关性均很差,R2分别为 0郾 07、0郾 03 和
0郾 03. 3 种方法计算的蒸散发在不同月份与实测值
的相关系数(R2)随温度降低而逐渐变差,夏季的相
关性最好,冬季的相关性最差(表 2). 3 种方法中,
P鄄T计算值与实测值的相关性最好,F鄄P鄄M 次之,H鄄
S最差,这与 H鄄S 方法中只依靠气温和辐射计算有
关.由于复杂的气候条件,F鄄P鄄M、P鄄T和 H鄄S 均不适
合山区草地蒸散发全年的计算,前两者可以用来计
算夏季的蒸散发.原因可能在于蒸散发估算方法都
来源于低海拔农田地区,山区在夏季类似于农业区
温暖气候,下垫面湿润,基本符合估算方法的物理原
理;而山区的冬季气温较低,土壤冻结,植被蒸腾极
为微弱,在其他地方能有效运用的蒸散发估算方法
难以在山区得到有效应用.
表 1摇 各月及全年蒸渗仪观测的蒸散发与降水量
Table 1 摇 Monthly precipitation and measured evapotrans鄄
piration at the research site (2009-2010)
月份
Month
蒸散发
ET (mm)
降水
Precipitation (mm)
7 82郾 4依0郾 5 94郾 1
8 85郾 3依0郾 8 111郾 8
9 55郾 8依1郾 0 97郾 1
10 33郾 6依1郾 2 8郾 8
11 9郾 9依1郾 0 1郾 4
12 7郾 2依0郾 3 1郾 4
1 2郾 6依0郾 2 0郾 2
2 3郾 1依0郾 1 0
3 9郾 3依0郾 5 9郾 7
4 18郾 5依0郾 3 16郾 5
5 40郾 9依1郾 1 69郾 9
6 91郾 3依1郾 5 44郾 8
全年 Whole year 439郾 9依1郾 1 455郾 7
8501 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
图 4摇 3 种方法计算的草地蒸散发与蒸渗仪实测蒸散发的比较
Fig. 4摇 Comparison between ET measured by lysimeters and the three calculated methods in July and January.
表 2摇 各月及全年 3 种方法计算的草地蒸散发与蒸渗仪实
测蒸散发的相关系数(R2)
Table 2摇 Correlation coefficients (R2 ) between ET values
by measured and calculations from three methods
月份
Month
方法 Method
F鄄P鄄M P鄄T H鄄S
7 0郾 80 0郾 75 0郾 74
8 0郾 84 0郾 82 0郾 87
9 0郾 80 0郾 74 0郾 83
10 0郾 31 0郾 40 0郾 41
11 0郾 60 0郾 56 0郾 57
12 0郾 00 0郾 13 0郾 01
1 0郾 07 0郾 03 0郾 03
2 0郾 08 0郾 20 0郾 14
3 0郾 15 0郾 50 0郾 13
4 0郾 13 0郾 27 0郾 09
5 0郾 35 0郾 39 0郾 27
6 0郾 63 0郾 54 0郾 65
全年 Whole year 0郾 40 0郾 44 0郾 39
F鄄P鄄M:FAO鄄56 Penman鄄Monteith; P鄄T:Priestley鄄Taylor; H鄄S:Hargreav鄄
es鄄Samani.
2郾 3摇 蒸发皿系数
从图 5 可以看出:在夏季,试验点实际蒸散发与
蒸发皿蒸发呈现良好的线性关系(R2 = 0郾 65),且蒸
发皿系数(Kp)较大,达到0郾 75;在冬季,实际蒸散发
图 5摇 蒸渗仪测定蒸散发与蒸发皿蒸发的比较
Fig. 5摇 Comparison between evaporation by pan and ET values
measured in July and January郾
与蒸发皿蒸发的相关性较差(R2 = 0郾 11),此时的 Kp
较小,1 月为 0郾 06(表 3).研究区草地的 Kp以及实测
蒸散发和蒸发皿蒸发的R2均呈现明显的年内分布
95014 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 阳摇 勇等: 黑河上游山区草地蒸散发观测与估算摇 摇 摇 摇 摇 摇
表 3摇 各月及全年草地蒸发皿系数(Kp)及蒸渗仪测定蒸散
发与蒸发皿蒸发的相关系数(R2)
Table 3 摇 Pan coefficient (Kp ) and correlation coefficient
(R2) between evaporation by pan and ET values measured
in different seasons
月份 Month Kp R2
7 0郾 75 0郾 65
8 0郾 83 0郾 80
9 0郾 67 0郾 50
10 0郾 53 0郾 53
11 0郾 22 0郾 43
12 0郾 10 0郾 01
1 0郾 06 0郾 11
2 0郾 07 0郾 01
3 0郾 09 0郾 00
4 0郾 14 0郾 01
5 0郾 28 0郾 17
6 0郾 52 0郾 31
全年 Whole year 0郾 36 0郾 30
图 6摇 FAO鄄56 Penman鄄Monteith 和 Priestley鄄Taylor 方法估算
的研究区冬季(1 月)草地蒸散发与蒸发皿蒸发对比
Fig. 6摇 Comparison between evaporation by pan and ET values
by FAO鄄56 Penman鄄Monteith and Priestley鄄Taylor in January郾
特征,夏季的 Kp明显高于冬季,其中,8 月的 Kp最
大,达到 0郾 83,且实测蒸散发和蒸发皿蒸发的相关
性最好(R2 =0郾 80),说明地表蒸散很大,接近饱和水
面蒸发;1 月的 Kp最小(0郾 06),此时土壤冻结,植被
无蒸腾,实际蒸散发很小. 以上分析说明在试验点,
通过蒸发皿系数估算在夏季草地蒸散发是可行的,
但在冬季,与之前的 3 种计算方法一样,此方法也不
适合山区草地蒸散发的估算.除了实测蒸散发,多种
估算蒸散发值与蒸发皿水面蒸发在冬季的相关性均
很差(图 6),说明山区的冬季蒸散发非常复杂,需要
进一步分析.
3摇 讨摇 摇 论
依托中国科学院寒区旱区环境与工程研究所黑
河上游生态鄄水文试验研究站葫芦沟试验小流域,利
用小型蒸渗仪对黑河上游山区草地蒸散发进行观
测,结果显示:山区年蒸散发较大,2009 年 7 月至
2010 年 6 月试验点总蒸散发为 439郾 9 mm,占同期
降水量的 96郾 5% ,是水循环的主要组成部分;蒸散
发呈明显的季节分配,夏季因为植被生长、辐射较
高, 蒸散发较大, 其中, 5—10 月的蒸散发为
389郾 3 mm,占全年蒸散发的 88郾 5% ,冬季因为植被
生长缓慢、土壤冻结,蒸散发很小,11 月至次年 4 月
的蒸散发为 50郾 6 mm,占全年蒸散发的 11郾 5% .
Zhang等[7]在天山地区海拔 3549 m 处的草地,利用
深度33 cm、口径 30郾 5 cm的蒸渗仪计算 1986 年 7—
8 月的平均蒸散发为 2郾 9 mm·d-1 .利用深度25 cm、
口径 30郾 5 cm的蒸渗仪,宋克超等[20]观测黑河浅山
区海拔 2730 m 处 2002 年夏季草地蒸散发为
3郾 2 mm·d-1 .利用与本试验区相同尺寸的蒸渗仪,
Yang等[21]在距离本试验点约 40 km 的黑河源区野
牛沟气象站附近(海拔 3320 m)草地的观测结果显
示,2007 年 7—8 月的蒸散发为 3郾 2 mm·d-1 . 根据
本次试验点标准气象场以及综合环境观测系统(建
于 2009 年 6 月)的观测数据,2009、2010 和 2011 年
7—8 月的总降水量、降水天数、1郾 5 m高度处日均气
温分别为 209郾 6、175郾 7 和 200郾 6 mm、48、37 和 42 d、
11郾 5、12郾 4 和 12郾 0 益 . 2009 年 7—8 月,研究区降水
和低温天数相对较多,这可能是本试验同期日均蒸
散发(2郾 7 mm·d-1)比其他观测结果略小的原因.
另外,上述试验是在不同海拔不同高寒山区进行,山
区地形和局部小气候也可能影响当地的实际蒸
散发.
已有研究利用 Penman鄄Monteith 和 Priestley鄄
Taylor公式估算我国高寒山区蒸散发和实测蒸散发
之间的关系[20],但由于山区观测的难度和后勤保障
的困难,导致多数研究集中于夏季[21] . 本研究以野
外站为依托,利用蒸渗仪观测一个完整年的蒸散发,
对国际上应用较多的 3 种蒸散发估算公式[FAO鄄56
Penman鄄Monteith( F鄄P鄄M)、 Priestley鄄Taylor ( P鄄T)和
Hargreaves鄄Samani(H鄄S)]在高海拔山区草地蒸散发
的适用性进行检验,结果显示,3 种估算方法在山区
草地的适用性呈现明显的季节差异;3 种方法均能
0601 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
较好计算山区夏季蒸散发,且适用性顺序为 P鄄T> F鄄
P鄄M> H鄄S;由于山区冬季气温低、土壤冻结、植被蒸
腾微弱,3 种方法都不能有效估算山区冬季的蒸散
发.原因可能在于山区夏季湿润,下垫面气象条件符
合上述能量估算方法的物理原理和理论假设,而冬
季由于土壤冻结、植被蒸腾微弱,导致上述方法难以
用于山区冬季的蒸散发估算. 除了上述 3 种能量过
程估算方法,蒸发皿系数提供了一种简单估算蒸散
发的方法. Chen等[28]研究结果表明,中国地区的蒸
发皿系数在 0郾 6 ~ 0郾 8;Xu等[24]分析得出,长江源区
的蒸发皿系数为 0郾 44;McVicar 等[29]认为,在黄河
中部流域的粗砂质流域,蒸发皿系数最小值(0郾 44)
出现在 4 月,最大值(0郾 65)出现在 8 月. Yang 等[21]
根据实测蒸散发推算出黑河山区夏季蒸发皿系数为
0郾 7.本研究通过一个完整年的试验发现,山区草地
的蒸发皿系数呈现明显的年内分配,夏季日蒸发皿
系数在 0郾 7 ~ 0郾 8,冬季蒸发皿系数很小,只有 0郾 06.
尽管目前已经有多种估算方法计算蒸散发,但由于
高海拔地区特殊的气候条件,导致在平原温暖地区
应用较好的蒸散发估算方法在山区难以适用.因此,
今后应继续加强对高寒山区蒸散发的研究,特别是
对估算方法的探索,为高寒山区水循环和生态水文
过程研究提供理论依据.
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作者简介摇 阳摇 勇,男,1980 年生,博士后.主要从事寒区水
文研究. E鄄mail: yy177@ lzb. ac. cn
责任编辑摇 杨摇 弘
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