全 文 ：浑太流域实际蒸散的时空变化特征及影响因素*
冯摇 雪1,2 摇 蔡研聪1,2 摇 关德新1 摇 金昌杰1 摇 王安志1**摇 吴家兵1 摇 袁凤辉1
( 1中国科学院沈阳应用生态研究所森林与土壤生态国家重点实验室, 沈阳 110164; 2 中国科学院大学, 北京 100049)
摘摇 要摇 基于浑太流域 1970—2006 年气象、水文资料,采用参数率定后的平流鄄干旱(AA)模
型计算浑太流域蒸散.根据水量平衡法得到的蒸散结果对模型的原始参数进行调整,并在 4
个子流域进行验证.采用线性趋势分析、滑动平均法、克里金插值、灵敏度分析方法研究浑太
流域蒸散的时空变化和影响因素.结果表明: AA 模型经验参数(0. 75)在浑太流域上的计算
误差为 11. 4% ,表明 AA模型在浑太流域上是可行的;浑太流域年均蒸散量为 347. 4 mm,并
以 1. 58 mm·(10 a) -1的速率略呈上升趋势,但上升趋势不明显,年内呈单峰变化,峰值出现
在 7 月;季节变化上,夏季最大,冬季最小,春季高于秋季;整个流域实际蒸散量呈现从西北至
东南逐渐减少的分布特征,但差异不大;净辐射是影响浑太流域蒸散变化的主导因素.
关键词摇 平流鄄干旱模型摇 实际蒸散摇 时空变化摇 趋势分析摇 灵敏度分析
文章编号摇 1001-9332(2014)10-2765-07摇 中图分类号摇 P426. 2摇 文献标识码摇 A
Spatiotemporal variation characteristics and related affecting factors of actual evapotranspi鄄
ration in the Hun鄄Taizi River Basin, Northeast China. FENG Xue1,2, CAI Yan鄄cong1,2, GUAN
De鄄xin1, JIN Chang鄄jie1, WANG An鄄zhi1, WU Jia鄄bing1, YUAN Feng鄄hui1 ( 1State Key Laboratory
of Forest and Soil Ecology, Institute of Applied Ecology, Chinese Academy of Sciences, Shenyang
110164, China; 2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China) . 鄄Chin. J. Ap鄄
pl. Ecol. , 2014, 25(10): 2765-2771.
Abstract: Based on the meteorological and hydrological data from 1970 to 2006, the advection鄄
aridity (AA) model with calibrated parameters was used to calculate evapotranspiration in the Hun鄄
Taizi River Basin in Northeast China. The original parameter of the AA model was tuned according
to the water balance method and then four subbasins were selected to validate. Spatiotemporal varia鄄
tion characteristics of evapotranspiration and related affecting factors were analyzed using the meth鄄
ods of linear trend analysis, moving average, kriging interpolation and sensitivity analysis. The re鄄
sults showed that the empirical parameter value of 0. 75 of AA model was suitable for the Hun鄄Taizi
River Basin with an error of 11. 4% . In the Hun鄄Taizi River Basin, the average annual actual evapo鄄
transpiration was 347. 4 mm, which had a slightly upward trend with a rate of 1. 58 mm·(10 a-1),
but did not change significantly. It also indicated that the annual actual evapotranspiration presented
a single鄄peaked pattern and its peak value occurred in July; the evapotranspiration in summer was
higher than in spring and autumn, and it was the smallest in winter. The annual average evapo鄄
transpiration showed a decreasing trend from the northwest to the southeast in the Hun鄄Taizi River
Basin from 1970 to 2006 with minor differences. Net radiation was largely responsible for the
change of actual evapotranspiration in the Hun鄄Taizi River Basin.
Key words: advection鄄aridity model; actual evapotranspiration; spatiotemporal variation; trend
analysis; sensitivity analysis.
*“水体污染控制与治理科技冶重大专项(2012ZX07202鄄008)和国家
自然科学基金项目(31070546,30970483)资助.
**通讯作者. E鄄mail: waz@ iae. ac. cn
2014鄄03鄄20 收稿,2014鄄07鄄10 接受.
摇 摇 蒸散是水量平衡中的重要分项,也是能量循环
和水循环的重要环节,又是对风速、气温、水汽压差
等各种气候因子的综合反映[1] . 蒸散研究一直是国
内外地学、水文学关心的焦点问题之一[2-3] .近些年
来,中国各大流域参考蒸散和潜在蒸散的研究已多
次被探讨,众多学者基于 Penman鄄Monteith 模型计算
了西辽河[4]、长江[5]、淮河流域[6]、沙澧河[7]、雅鲁
应 用 生 态 学 报摇 2014 年 10 月摇 第 25 卷摇 第 10 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, Oct. 2014, 25(10): 2765-2771
藏布江[8]、海河[9]、黑河[10]、汉江上游[11]、渭河[12]
以及黄河流域[13]的参考蒸散和潜在蒸散,并分析其
变化趋势及影响因素. 潜在蒸散指下垫面充分供水
条件下蒸发到空气中的水量[14],参考蒸散指充分供
水下垫面条件下假想作物蒸散到空气中的水量,这
两种蒸散都是假设理想条件下的蒸散,并不能真正
反映一个流域的蒸散情况,而实际蒸散才是直接参
与水文循环的变量[15] .人们对蒸散机理的研究越来
越关注,所以,寻求合适的方法计算流域蒸散已成为
当今水文界共同关注的焦点.
受到气候条件和下垫面状况等诸多因素的影
响,实际蒸散很难直接测量,通常使用间接方法估
算. Bouchet[16]于 1963 年提出陆面实际蒸散与潜在
蒸散之间的互补相关原理,即假设陆面实际蒸散增
加(或减小)的速率与相应的潜在蒸散减小(或增
加)的速率相等,这一假设为区域实际蒸散的计算
开辟了一条新途径.利用互补相关法估算蒸散,仅需
要气温、风速、湿度等常规气象观测资料,简化了蒸
散机理,避开了复杂的土壤鄄植被系统[17],因其计算
简便近年来被众多学者用来估算实际蒸散. 目前有
3 种典型的互补相关蒸散模型:平流鄄干旱互补相关
模型(advection鄄aridity model,AA)、区域蒸散互补模
型 ( complementary relationship areal evapotranspira鄄
tion,CRAE) [18]和非饱和面蒸散互补模型(Granger
model) [19-20] .刘波等[21]和刘健等[22]分别采用互补
相关模型估算长江流域和鄱阳湖流域的实际蒸散,
均取得了较好的模拟效果;Gao等[23]、刘绍民等[24]、
郭生练和朱英浩[25]认为,互补相关模型在不同地区
应用时有不同的误差,通过调整模型的参数可使蒸
散的估算精度大大提高.因此,互补相关模型在不同
区域应用时需要对其经验参数进行校正.
浑河和太子河流域属于辽河流域,是辽宁中部
经济区的水资源主要来源之一.近年来,有学者对浑
太流域的降雨极值分布规律进行探讨[26],但迄今对
于蒸散的研究还鲜见报道. 本研究模拟浑太流域蒸
散的过程,分析其蒸散变化的时空特征,寻找适合浑
太流域的互补相关 AA 模型参数,以期为流域暴雨
洪水预报、干旱监测等提供科学依据,有助于认识浑
太流域水循环过程,实现对水资源的合理利用与
分配.
1摇 研究区域与研究方法
1郾 1摇 研究区概况
浑河和太子河发源于长白山余脉,最终注入渤
海,河长分别为 415 和 464 km,流域面积分别为
11481 和 13883 km2 .浑河和太子河流域位于中纬度
地区(40. 45毅—42. 30毅 N,122毅—125. 30毅 E),自然
植被类型为落叶阔叶林,上游地区为低山丘陵,植被
覆盖率达 50% ;中下游为平原区,土地开发程度高,
分布有沈阳、抚顺、本溪等大型城市,是东北的经济
核心. 该区属温带湿润鄄半湿润的季风气候,四季分
明,雨热同期,寒冷期长,春秋季节时间短.流域年降
水量 800 ~ 900 mm,降水年内分配很不均匀,冬季多
受大陆干冷气团影响,降水较少;夏季,在东南季风
控制下,海洋暖湿气流北上,雨量显著增多,降水多
集中在 6—8 月.
1郾 2摇 资料来源
研究资料包含浑太流域内 6 个气象站点
1970—2006 年逐日常规气象资料(日最高气温、日
最低气温、日平均气温、气压、相对湿度、日照时
数).模型率定和验证选用桥头、二道河子、大河泡、
北口前、南甸峪水文站的径流资料(图 1).由于径流
资料有限,大河泡水文站资料为 1975—2006 年,北
口前水文站资料为 1983—2006 年,其余站点为
1970—2006 年.
1郾 3摇 实际蒸散模型
Brutsaert和 Stricker[27]根据互补相关原理,提出
了平流鄄干旱模型 ( AA). AA 模型中的潜在蒸散
(ETp)与湿润环境蒸散(ETw)分别利用 Penman 公
式(式 1)和 Priestly鄄Taylor公式(式 2)计算.
ETp =
驻
驻+酌(Rn-G)+
酌
驻+酌Ea (1)
ETw =琢
驻
驻+酌(Rn-G) (2)
实际蒸散(ETa)的计算公式为:
图 1摇 浑太流域水文气象站点分布
Fig. 1 摇 Distribution of hydrological and meteorological stations
in Hun鄄Taizi River Basin.
6672 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 25 卷
摇 摇 ETa =2ETw-ETp (3)
式中:琢 为经验系数,其推荐取值为 1. 26;驻 为饱和
水汽压曲线斜率 ( kPa·益 -1 ); 酌 为干湿表常数
(kPa·益 -1);Rn为地表净辐射(MJ·m-2·d-1);G
为土壤热通量(MJ·m-2·d-1 ),相对于 Rn来说,G
是很小的量,当地表被植被覆盖、计算时间尺度是
10 d或更短时,假定 G = 0;Ea是干燥力(mm·d-1).
净辐射(Rn)、净短波辐射(Rns)、净长波辐射(Rnl)及
干燥力(Ea)采用下式计算:
Rn =Rns-Rnl (4)
Rns =(1 -琢) ( a+b
n
N )
24伊60
仔 Gsc dr(棕ssin渍sin啄+
cos渍cos啄sin棕s) (5)
Rnl =滓(
Tmax k4+Tmin k4
2 )(0. 34-0. 14 ea )
(1. 35
Rs
Rso
) (6)
Ea = f(u2)(es-ea)= 0. 35(1+0. 54u2)(es-ea)
(7)
式中:琢为地表反照率,其值为 0. 23;a 为云全部遮
盖下(n=0)大气外界辐射到达地面的分量,b 为晴
天(n=N)时大气外界辐射到达地面的分量,推荐值
为 a=0. 25、b = 0. 5;n 和 N 分别为日照时数和最大
可能日照时数;Gsc为太阳常数;dr为日地相对距离;
棕s为日落时角(rad);渍为纬度;啄为太阳倾角(rad);
滓为斯蒂芬鄄波尔兹曼常数;Tmax k和 Tmin k分别为日最
高、最低温度(K);ea为实际水汽压(kPa);Rs / Rso为
相对短波辐射;u2为 2 m高处的风速(m·s-1),中国
气象台站的风速测定高度一般都是 10 m高度,需要
转换成 2 m高度风速;es为饱和水汽压(kPa). 上述
公式及经验系数取值参考联合国粮农组织的推荐
值[28] .
1郾 4摇 参数率定与验证数据
公式(2)中的 琢 为经验系数,实际上反映了平
流的变化情况. Priestly[29]分析了海洋和大范围饱和
陆面的观测资料,推荐 琢 值为 1. 26.有研究表明,琢
的取值与土壤含水量存在高度非线性关系,其取值
范围从森林环境下的 0. 72 至强平流条件下的
1郾 57[30] .一般都采用调整后的值,因此,有必要对模
型的参数进行调整.
为验证 AA模型在浑太流域上的适应性,用水
量平衡方程得到的蒸散值与模型计算结果进行对
比.根据水量平衡原理,某流域多年平均实际蒸散量
可表示如下:
ETa =P-R依驻W (8)
式中:P为对应气象站的年均降水量;R 为水文观测
站的年均径流量;驻W 为年均土壤蓄水变化量,在计
算中假设年均土壤蓄水量变化量为 0,该方法不受
气象学中诸多条件限制,可以在非均匀下垫面和任
何天气条件下应用.
1郾 5摇 灵敏度分析
在计算实际蒸散的模型中,输入变量和参数包
含一定程度的不确定性,当模型中某一变量发生变
化时,模型的输出结果也会发生相应程度的改变,这
种变化的大小程度就称为灵敏度[31] .本文采用灵敏
度法分析浑太流域影响蒸散变化的主要因素.
Sx = |
ETa(1. 1X i)-ETa(0. 9X i)
ETa(X i)
| (9)
式中:Sx 为灵敏度;X i 为模型中的某一参数. Sx 越
大,表明 ETa 对 X i 越敏感,反之,Sx 越小,ETa 对 X i
越不敏感.
2摇 结果与分析
2郾 1摇 模型率定结果
大量研究表明[32-34],公式(2)中的经验参数 琢
值随着研究区的地理特征而变化,同时受海陆间平
流输送的季节性变化和降水量变化的影响,直接运
用平流鄄干旱模型会产生很大误差,需要对 琢参数进
行率定.本文根据水量平衡方程得到的实际蒸散量
率定 AA模型中的经验参数. 选取浑太流域的子流
域———桥头水文站的集水域作为参数率定区域. 运
用水量平衡方程 ETa =P-R,即多年平均降水量扣除
多年平均径流量,得到桥头站集水域 1970—2006 年
年均实际蒸散量约 354. 1 mm.以此为标准,令 琢 由
0郾 72 变化至 1. 57,给定步长 驻琢 = 0. 01,多次调整参
数 琢,最后确定 AA模型的参数最优值为 0. 75.采用
克里金插值法[35]推求集水域多年平均蒸散量.从图
2 可以看出,随着 琢值的增加,多年平均实际蒸散量
呈显著上升趋势.取与水量平衡值误差最小的点为
最优参数,最后将参数 琢 定为 0. 75,集水域的模拟
ETa为 346. 7 mm,与水量平衡方程计算结果相对误
差为-2. 1% .
2郾 2摇 模型验证结果
选取浑太流域另 4 个子流域验证区域(二道河
子、南甸峪、大河泡和北口前水文站集水域)的平均
误差来估算 AA 模型在整个浑太流域上的误差. 由
长期水量平衡方程可得到以上 4 个集水域多年实际
蒸散量分别为 312. 4、367. 7、280. 7 和 296. 0 mm.采
767210 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 冯摇 雪等: 浑太流域实际蒸散的时空变化特征及影响因素摇 摇 摇 摇 摇 摇
图 2摇 不同 琢取值下桥头集水域的年均实际蒸散量
Fig. 2摇 Annual average actual evapotranspiration values of Qiao鄄
tou catchment under different 琢 values.
用参数率定后的模型计算蒸散量,得到 4 个子流域
内多年平均蒸散量分别为 347. 4、342. 5、341. 3、
340. 5 mm.由表 1 可以看出,位于西南部的二道河
子水文站集水域的误差最小,为-2. 1% ,位于西北
部的大河泡水文站集水域的误差最大,为 21. 6% .
验证区大河泡水文站集水域与校正区桥头水文站集
水域的下垫面有差异,东南部为落叶阔叶林,西北部
多为农田,导致两个区域的蒸散机制有差别,因此将
验证流域所得的最优 琢 值应用于验证区域会导致
误差偏大.本文采用 4 个子流域的平均误差来代表
AA模型在整个浑太流域上应用的误差,为 11. 4% ,
基本可满足应用精度要求,所以,参数率定后的 AA
模型适合用于估算浑太流域的实际蒸散量.
2郾 3摇 浑太流域实际蒸散发的时空变化
采用模型率定后的 AA模型计算浑太流域实际
蒸散量.由图 3 可以看出,1970—2006 年,浑太流域
年均实际蒸散量为 347. 4 mm,期间的实际蒸散量呈
上升趋势,升幅为 1. 58 mm·(10 a) -1 .从 5 年滑动
平均曲线来看,1970—1983 年,流域实际蒸散量逐
渐下降,1983—1988 年上升,1988 年升至最高,之后
又逐渐下降,到 1993 年降至最低,1993—1998 年明
显上升,1998 年达到最大值,而后又呈下降趋势.
表 1摇 子流域验证结果
Table 1摇 Validation results of the subbasins
子流域
Subbasin
蒸散量模型模拟值
ETa values
simulated by
model (mm)
蒸散量水量
平衡计算值
ETa values
calculated by
water balance
equation (mm)
误差
Error
(% )
二道河子 Erdaohezi 347. 4 312. 4 -2. 1
南甸峪 Nandianyu 342. 5 367. 7 -6. 8
大河泡 Dahepao 341. 3 280. 7 21. 6
北口前 Beikouqian 340. 5 296. 0 15. 0
图 3摇 浑太流域 1970—2006 年实际蒸散的年际和季节变化
Fig. 3摇 Interannual and seasonal changes of actual evapotranspi鄄
ration in the Hun鄄Taizi River Basin from 1970 to 2006.
摇 摇 夏季的研究区蒸散发最大,达到 166. 7 mm;春
季和秋季次之,分别为 101. 6 和 63. 5 mm;冬季最
小,仅 15. 2 mm.春季蒸散发呈下降趋势,下降幅度
为-1. 25 mm·(10 a) -1,夏、秋、冬季均呈上升趋势,
上升幅度分别为 1. 58、0. 78 和 0. 8 mm·(10 a) -1 .
摇 摇 利用浑太流域 6 个气象站点的逐日气象资料,
应用率定的 AA 模型计算了各自的逐日实际蒸散
量,并汇总出月尺度的实际蒸散量. 由表 2 可以看
出,6—8 月浑太流域各气象站实际蒸散量均在
50 mm以上,4、5、9 月在 30 ~ 50 mm,其余月份在
30 mm以下. 6 个站蒸散量的年内变化都呈单峰型,
峰值出现在 7 月,次峰值出现在 6 月,两者之和占全
年的比例超过 30% .
摇 摇 运用 ArcGIS 的空间分析功能对研究区蒸散的
空间分布进行分析,利用 Kriging插值方法对浑太流
域 6 个气象站点模型计算结果进行空间插值,得到
1970—2006 年浑太流域年均实际蒸散量的空间分
布图(图 4).空间插值结果表明,年均蒸散发呈现从
东南向西北略微增加的趋势,但总体上整个流域的
实际蒸散量差异甚小,在 340 ~ 355 mm.实际蒸散量
在浑河和太子河的上中下游也无显著差异.
2郾 4摇 浑太流域实际蒸散发的影响因素
影响实际蒸散发的因素众多,包括能量因素
(风速、气温、日照时数、相对湿度、实际水汽压、最
高温度、最低温度、辐射等)和水量供应因素(土壤
含水量),但流域土壤含水量的资料一般不具备,所
8672 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 25 卷
表 2摇 研究区 6 个气象站点 1—12 月实际蒸散量平均值
Table 2摇 Annual average actual evapotranspiration (January-December) of 6 meteorological stations in Hun鄄Taizi River
Basin
月份
Month
清原 Qingyuan
蒸散值
ETa
(mm)
百分比
Percentage
(% )
本溪 Benxi
蒸散值
ETa
(mm)
百分比
Percentage
(% )
沈阳 Shenyang
蒸散值
ETa
(mm)
百分比
Percentage
(% )
鞍山 Anshan
蒸散值
ETa
(mm)
百分比
Percentage
(% )
新宾 Xinbin
蒸散值
ETa
(mm)
百分比
Percentage
(% )
抚顺 Fushun
蒸散值
ETa
(mm)
百分比
Percentage
(% )
1 4. 1 1. 2 4. 0 1. 2 3. 7 1. 0 3. 9 1. 1 4. 0 1. 1 3. 8 1. 1
2 8. 3 2. 3 8. 1 2. 4 7. 6 2. 2 7. 9 2. 3 7. 9 2. 3 9. 9 2. 8
3 19. 1 5. 4 19. 0 5. 6 18. 3 5. 3 18. 8 5. 4 18. 7 5. 4 19. 8 5. 7
4 33. 8 9. 6 33. 6 9. 8 32. 8 9. 4 33. 2 9. 6 33. 1 9. 6 33. 1 9. 5
5 50. 4 14. 2 49. 6 14. 6 49. 3 14. 1 47. 4 13. 7 49. 4 14. 3 48. 4 13. 9
6 57. 5 16. 2 55. 1 16. 2 57. 2 16. 4 56. 5 16. 3 56. 5 16. 3 56. 5 16. 2
7 59. 7 16. 9 55. 1 16. 2 58. 7 16. 8 57. 2 16. 5 57. 1 16. 5 57. 2 16. 4
8 53. 7 15. 2 50. 4 14. 8 54. 0 15. 5 52. 5 15. 2 51. 5 14. 9 50. 5 14. 5
9 37. 8 10. 7 36. 1 10. 6 37. 8 10. 8 36. 8 10. 6 37. 8 10. 9 38. 8 11. 1
10 19. 5 5. 5 19. 3 5. 7 19. 7 5. 6 21. 3 6. 2 19. 3 5. 6 19. 3 5. 5
11 6. 9 1. 9 7. 1 2. 1 6. 6 1. 9 7. 1 2. 1 7. 1 2. 1 8. 1 2. 3
12 3. 2 0. 9 3. 4 1. 0 3. 0 0. 9 3. 4 1. 0 3. 4 1. 0 3. 4 1. 0
年总量
Annual amount
354. 0 340. 9 348. 5 346. 1 345. 8 348. 8
表 3摇 浑太流域季节和年气候因子的灵敏度值比较
Table 3摇 Mean seasonal and annual sensitivity comparison of various meteorological factors of the Hun鄄Taizi River Basin
风速
Wind speed
气温
Air temperature
净辐射
Net radiation
相对湿度
Relative humidity
实际水汽压
Actual water
vapor pressure
饱和水汽压
Saturation vapor
pressure
春季 Spring 0. 19 0. 06 0. 24 0. 06 0. 06 0. 03
夏季 Summer 0. 09 0. 07 0. 25 0. 07 0. 08 0. 01
秋季 Autumn 0. 09 0. 06 0. 23 0. 17 0. 08 0. 02
冬季 Winter 0. 06 0. 11 0. 28 0. 14 0. 14 0. 05
年均 Annual average 0. 11 0. 07 0. 24 0. 09 0. 09 0. 03
以本文主要探讨气侯因子对实际蒸散的影响. 由
AA模型计算出 ETa对各气侯因子的逐日灵敏度,并
求出多年平均值.由表 3 可以看出,在年尺度上,ETa
对净辐射最敏感,其次是风速,对饱和水汽压的敏感
程度最小;从季节尺度上来看,春季ETa对气候因子
图 4摇 1970—2006 年浑太流域年均实际蒸散的空间分布
Fig. 4摇 Spatial distribution of annual average actual evapotrans鄄
piration in Hun鄄Taizi River Basin from 1970 to 2006.
的灵敏度依次为净辐射>风速;夏季净辐射>风速>
实际水汽压;秋季 ETa对气候因子的灵敏度依次为
净辐射>相对湿度>风速>实际水汽压;冬季 ETa对气
候因子的灵敏度依次为净辐射>相对湿度 =实际水
汽压>空气温度. 总体来看,四季均对辐射最敏感,
春、夏季对风速较敏感,秋季对相对湿度较敏感. 能
量的主要来源是太阳辐射,因此净辐射是决定 ETa
的最主要因素.
3摇 结摇 摇 论
利用原始模型计算浑太流域多年蒸散量为
836. 5 mm,与实际情况不符,经过参数调整后计算
精度大为提高,得到实际蒸散量为 347. 4 mm,整个
流域蒸散计算的相对误差为 11. 4% . 1970—2006
年,浑太流域年蒸散量以每 10 年 1. 58 mm 的速度
呈略上升趋势,与谢今范等[36]对于第二松花江流域
年蒸散变化趋势的研究结果一致. 浑太流域实际蒸
散的年内分配呈现单峰型,各月实际蒸散量的季节
967210 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 冯摇 雪等: 浑太流域实际蒸散的时空变化特征及影响因素摇 摇 摇 摇 摇 摇
分布较合理.研究区实际蒸散量的空间分布从东南
向西北逐渐增加,但总体差异不大.流域内气象站资
料比较少,直接影响了对流域蒸散量空间分布的认
识,寻找适合流域的空间插值方法,更有利于精确地
分析该流域蒸散量对气候变化的响应. 通过灵敏度
分析影响浑太流域实际蒸散的因素表明,浑太流域
实际蒸散的变化是多种因素共同作用的结果,其中
净辐射起主要作用.
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作者简介摇 冯摇 雪,女,1989 年生,硕士研究生.主要从事生
态水文、生态气候研究. E鄄mail: xue19890228@ 163. com
责任编辑摇 杨摇 弘
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