全 文 ：海北高寒灌丛草甸蒸散量特征*
郑摇 涵1,2 摇 王秋凤1**摇 李英年3 摇 朱先进1
( 1中国科学院地理科学与资源研究所, 北京 100101; 2中国科学院大学,北京 100049; 3中国科学院西北高原生物研究所,西
宁 810001)
摘摇 要摇 蒸散是陆地生态系统水分循环的重要分量,研究典型生态系统的蒸散规律有助于认
识水分循环过程,进而为水资源合理利用提供依据. 本研究基于涡度相关法研究了 2003—
2011 年海北高寒灌丛草甸生态系统的蒸散量变化特征及水分收支状况. 结果表明: 2003—
2011 年,研究区蒸散量的季节变化明显,最大值一般出现在生长旺季的 7—8 月,达 4. 4 ~
5. 7 mm·d-1;最小值多出现在 1 月或 12 月(0. 09依0. 04 mm·d-1) .蒸散量的年际动态明显,
为 451. 3 ~ 681. 3 mm,其中,生长季占 70%以上.年蒸散量与年降水量之比的平均值为 1. 06依
0郾 17,表明该生态系统的年水分收支状况基本平衡,几乎所有的降水都以蒸散的形式消耗.
关键词摇 蒸散摇 涡度相关法摇 高寒灌丛草甸摇 青藏高原摇 季节变化摇 年际动态摇 ChinaFLUX
文章编号摇 1001-9332(2013)11-3221-08摇 中图分类号摇 S161. 4摇 文献标识码摇 A
Characteristics of evapotranspiration in an alpine shrub meadow in Haibei, Qinghai of
Northwest China. ZHENG Han1,2, WANG Qiu鄄feng1, LI Ying鄄nian3, ZHU Xian鄄jin1 ( 1 Institute
of Geographic Sciences and Natural Resources Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing
100101, China; 2University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3Northwest In鄄
stitute of Plateau Biology, Chinese Academy of Sciences, Xining 810001, China) . 鄄Chin. J. Appl.
Ecol. ,2013,24(11): 3221-3228.
Abstract: Evapotranspiration (ET) is an important component of hydrological cycle of terrestrial
ecosystem. To study the seasonal and interannual ET variation patterns of typical ecosystems is es鄄
sential to better understand the water cycle process and to provide reference for the rational utiliza鄄
tion of water resources. By using eddy covariance method, this paper studied the seasonal and inter鄄
annual variation characteristics of ET and water budget in an alpine shrub meadow ecosystem in
Haibei of Qinghai from 2003 to 2011. There was an obvious seasonal variation of ET in the study ar鄄
ea in 2003-2011, with the maximum (4. 4-5. 7 mm·d-1) in the vigorous growth season (July-
August) and the minimum (0. 09依0. 04 mm·d-1) in January or December. The annual ET varied
greatly among the nine consecutive years, being 451. 3 mm in 2010 and 681. 3 mm in 2007. More
than 70% of the annual ET occurred in the growth season from May to September. The average ratio
of annual ET to annual precipitation was 1. 06 依 0. 17, indicating that the water budget of this
ecosystem was nearly balanced at year scale, and almost all the precipitation was released into at鄄
mosphere by ET.
Key words: evapotranspiration; eddy covariance method; alpine shrubland meadow; Qinghai鄄Tibet
Plateau; seasonal variation; interannual dynamics; ChinaFLUX.
*全国生态环境十年(2000—2010 年)变化遥感调查与评估项目
(STSN鄄02鄄02)、国家重点基础研究发展计划项目(2010CB833504)和
中国科学院战略性先导科技专项(XDA05050601)资助.
**通讯作者. E鄄mail: qfwang@ igsnrr. ac. cn
2013鄄03鄄04 收稿,2013鄄08鄄28 接受.
摇 摇 蒸散(evapotranspiration,ET)是陆地生态系统水
分循环的重要特征参数之一,认识并量化草地生态
系统的蒸散特征有助于研究陆地生态系统的水分耗
散规律,进而为研究生态系统水量平衡提供依据.高
寒草甸是青藏高原分布最为广泛的植被类型之一,
面积约为 120 km2,相当于西藏全区草地总面积的
30. 9% [1],在亚洲中部及世界高寒地区均具有代表
性.因而,研究高寒草甸的蒸散特征对评价青藏高原
高寒草甸生态系统的水分循环和能量平衡具有重要
意义.
应 用 生 态 学 报摇 2013 年 11 月摇 第 24 卷摇 第 11 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, Nov. 2013,24(11): 3221-3228
青藏高原高寒草甸生态系统主要以矮嵩草
(Kobresia humilis)草甸、金露梅(Dasiphora fruticosa)
灌丛草甸、小嵩草(K. pygmaea)草甸以及藏嵩草
(K. tibetica)沼泽草甸为主要建群种[2] . 近年来,针
对高寒草甸的蒸散特征已有相关研究和报道,但这
些研究主要以矮嵩草草甸和小嵩草草甸为研究对
象[3-6],并不涉及灌丛草甸;而且因为缺乏实测资
料,此类研究所依据的观测时间较短,仅分析了蒸散
的日、季节变化规律,或基于相关模型对蒸散进行模
拟研究[5] .本研究利用中国陆地生态系统通量观测
研究网络(ChinaFLUX)金露梅灌丛草甸 2003—2011
年的通量观测资料,分析了高寒灌丛草甸蒸散量的
季节、年际变化特征及水分收支状况,可为深入研究
高寒草甸生态系统的水分循环提供依据.
1摇 研究地区与研究方法
1郾 1摇 研究区概况
本研究在中国科学院海北高寒草甸生态系统定
位研究站(海北站)金露梅灌丛草甸试验地内(37毅
39忆55义 N,101毅19忆52义 E,海拔 3293 m)进行. 海北站
地处青藏高原东北隅的青海海北藏族自治州门源县
境内,金露梅灌丛草甸试验地位于海北站北部 6 km
的干柴滩.该区具有明显的高原大陆性气候特征,受
海拔制约,年均温度为 - 1. 6 益,最热月为 7 月
(10. 1 益),最冷月为 1 月( -15. 0 益).年均降水量
560 mm,降水主要集中于 7 月和 8 月[7] . 土壤类型
为暗沃寒冻雏形土[2],有机质含量丰富,土层较薄,
地温较低,土壤湿度高,土质比较松软. 金露梅灌丛
株高 30 ~ 40 cm,最高可达 60 cm.底层草本植物组
成较多,优势种为藏异燕麦(Helictotrichon tibeticum)
和垂穗披碱草 (Elymus nutans),草本层平均株高
8 ~ 20 cm.根据当地的气候条件,该高寒灌丛草甸于
4 月底或 5 月初返青;地上生物量从 5 月开始逐渐
增加,7 月底或 8 月达到最大,10 月初开始衰老[8] .
1郾 2摇 观测方法
高寒灌丛草甸的通量观测塔建于 2002 年 9 月
下旬,由一套开路涡度相关系统和一套常规气象要
素测量系统组成. 涡度相关系统安装高度距地面
2郾 2 m,由三维超声风速仪(CSAT3,Campbell,USA)
和开路红外 CO2 / H2O分析仪(Li鄄7500,Li鄄Cor Inc. ,
USA)组成,数据采集器 ( CR23XTD,CSI,USA)以
10 Hz频率采集观测数据,所有变量经系统处理后输
出 30 min平均值.常规气象要素测定系统包括安装
在距地面 1. 5 m 的辐射测定仪 ( CNR鄄1, Kipp &
Zonen, Netherlands)和光量子测定仪(LI190SB, Li鄄
Cor Inc. , USA),用于测量长、短波辐射和光合有效
辐射.同时,在距离地面 1. 1 和 2. 2 m处测量空气温
度 /湿度(HMP45C, CSI, USA)和风速(014A&034A鄄
L, CSI, USA).在地面以下 20 和 40 cm处使用 TDR
探针(CS615, CSI, USA)测量土壤含水量. 降水数
据采用气象观测场人工观测数据. 关于海北高寒灌
丛草甸通量塔的更多详细信息可参考文献[9]. 通
量塔所在地地势开阔,有足够大的风浪区.已有研究
表明,该生态系统能量闭合程度超过 0. 7[10] .
1郾 3摇 计算公式
本文采用涡度相关技术测定的水汽通量作为蒸
散量.水汽通量是通过直接测定大气中湍流运动所
产生的水汽浓度脉动和垂直风速脉动来求算[11],计
算公式为:
ET=w忆籽v忆
式中:ET为水汽通量,即蒸散量;w忆为垂直风速脉动
值;籽v忆为水汽浓度脉动值;上划线表示协方差.
1郾 4摇 数据处理
本文对 2003—2011 年海北高寒灌丛草甸涡度
相关系统采集的半小时平均水汽通量数据及相关微
气象要素数据进行分析.涡度相关系统由于降雨、标
定、断电和仪器故障等原因难免会造成部分观测数
据缺失和一些数据异常点的出现,故需要对原始数
据进行预处理,以控制数据质量,保证进一步研究结
果的可靠性.采用 ChinaFLUX 通用数据处理流程对
30 min通量数据进行数据处理[12],包括三次坐标旋
转、WPL校正[13]及无效数据剔除等.
剔除异常数据后,水汽通量的缺失小于 2 h 时
使用线性内插法,大于 2 h时则使用查表法( look鄄up
table)进行插补[14];气象数据缺失小于 2 h 时使用
线性内插法,而大于 2 h 时则利用海北站气象观测
场观测数据进行插补. 通过对全部时间段缺失数据
的插补计算,得到海北灌丛草甸生态系统全年逐日
逐半小时的蒸散量数据.
生长季划分方法[15]为:连续 5 d 平均温度大于
0 益为生长季的起始日期,连续 5 d 平均温度小于
0 益为生长季的结束日期.
本研究采用 SPSS 16. 0 软件进行统计分析,采
用 Matlab R2009a 进行绘图. 相关性分析采用简单
相关分析( simple correlation analysis),P<0. 05 (双
尾)时即确定为相关性显著.
2223 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
2摇 结果与分析
2郾 1摇 高寒灌丛草甸生态系统环境因子的季节动态
2003—2011 年,高寒灌丛草甸的气温(Ta)、饱
和水汽压差(VPD)、净辐射(Rn)、降水(PPT)和土
壤含水量(SWC)等环境因子的季节动态明显,均表
现为生长季高、非生长季低的动态特征(图 1).
观测期内的 Ta最大值均出现于 7 月中旬至 8 月
中旬,为 13. 0 ~17. 3 益,平均值为(14. 4依1. 7) 益;最
小值多出现在 1—2月,平均值为(-21. 3依1. 9) 益.与
Ta相比,各年的 Rn最大值出现时间较早,通常出现在
6—7 月,为 19. 45 ~ 21. 48 MJ·m-2·d-1;最小值出
现在 1—2 月,均小于零. VPD 的年内季节性波动比
Ta和 Rn剧烈得多,最大值出现时间的年际差异很
大,但大多情况下都出现在 4、 5 月,为 0郾 70 ~
1. 02 kPa.
各环境因子在生长季(5—9 月)与非生长季之
间表现出明显差异. 观测期间,生长季的平均气温
(7. 0 益)明显高于非生长季,土壤温度(Ts)和 VPD
亦然 (表 1 ). 生长季的平均净辐射为 1833. 30
MJ·m-2,占年总量的 64. 3% . 生长季降水量为
349郾 7 ~ 472. 9 mm,占年总降水量的 81. 3% ~
89郾 9% (平均值为 84. 2% ).土壤含水量在降水事件
发生后呈上升趋势,由于生长季降水丰富,该阶段的
SWC值较大且波动明显(图 1),生长季 20 和 40 cm
深处 SWC平均值分别为 0. 29 和 0. 27 m3·m-3 .
图 1摇 蒸散量、气温、饱和水汽压差、净辐射、降水量和土壤含水量的季节与年际变异(日尺度)
Fig. 1摇 Seasonal and interannual variation in evapotranspiration, air temperature, vapor pressure deficit, net radiation, precipitation
and soil water content (daily scale).
ET:蒸散量 Evapotranspiration; Ta:气温 Air temperature; VPD:饱和水汽压差 Vapor pressure deficit; Rn:净辐射 Net radiation; PPT:降水量 Precip鄄
itation; SWC20和 SWC40:20 和 40 cm 深土壤含水量 Soil water content at the depth of 20 and 40 cm. 下同 The same below.
322311 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 郑摇 涵等: 海北高寒灌丛草甸蒸散量特征摇 摇 摇 摇
2郾 2摇 高寒灌丛草甸生态系统蒸散量的季节变化
2003—2011 年,高寒灌丛草甸蒸散量的季节变
化趋势明显且基本一致:3、4 月的 ET 较低,进入生
长季后 ET 逐渐升高,在生长旺季的 7—8 月达到最
大值,之后随着生长季的结束,ET 逐渐下降,并在
12 月降至最低.
2003—2011 年,ET 最大值出现的时间并不完
全一致,除 2006 和 2008 年外,其他年份均出现在 7
月.研究期间,ET 最大值在 4. 4 ~ 5. 7 mm·d-1,平
均值为(4. 9依0. 4) mm·d-1;最小值一般出现在 1
月或 12 月,平均值仅(0. 09依0. 04) mm·d-1 . 在生
长季内,植物生长旺盛,水热条件丰富,为蒸散提供
了有利条件,蒸散量占全年蒸散量的比例较大.本研
究中,生长季 ET总量为 347. 1 ~ 504. 1 mm(386. 1依
48. 2 mm),占年蒸散总量的 67. 6% ~ 76. 9%
(73郾 1% 依2. 5% )(表 1).
2郾 3摇 高寒灌丛草甸生态系统蒸散量的年际动态
高寒灌丛草甸的气候条件具有一定的年际波动
(图 2). 2003—2011 年,年均 Ta和 Ts分别为-1. 9 ~
-0. 6 益和 2. 2 ~ 3. 6 益,平均值分别为 - 1. 3 和
2. 7 益,与多年平均值(分别为-1. 6 和 2. 3 益)相差
不大. VPD 的年际波动较小,年均值为 0. 25 ~
0. 28 kPa. 年净辐射总量为 2720郾 47 ~ 3011郾 00
MJ·m-2·a-1,年际变异较大,平均值为(2850. 12依
103. 34) MJ·m-2 · a-1 . 观测期内生长季长度
( GSL)的逐年变化情况也非常明显,在147 ~ 185 d
表 1摇 2003—2011 年海北高寒灌丛草甸蒸散量及各环境因
子的统计值
Table 1摇 Summary of ET and environmental factors at the
alpine shrub meadow in Haibei from 2003 to 2011
环境因子
Environmental
factor
全年 Annual
平均值
Average
标准差
SD
生长季 Growing season
平均值
Average
标准差
SD
Rn (MJ·m-2) 2850. 12 103. 34 1833. 30 36. 16
Ta (益) -1. 30 0. 40 7. 00 0. 50
Ts (益) 2. 70 0. 40 9. 70 0. 60
VPD (kPa) 0. 26 0. 01 0. 33 0. 03
PPT (mm) 500. 6 43. 0 422郾 0 40. 7
SWC20 (m3·m-3) 0. 21 0. 01 0. 29 0. 02
SWC40 (m3·m-3) 0. 20 0. 01 0. 27 0. 02
U (m·s-1) 1. 73 0. 10 1. 64 0. 10
ET (mm) 529郾 0 70. 7 386. 1 48. 2
ET:蒸散量 Evapotranspiration; Ta:气温 Air temperature; VPD:饱和水
汽压差 Vapor pressure deficit; Rn:净辐射 Net radiation; Ts:土壤温度
Soil temperature; PPT:降水量 Precipitation; SWC20和 SWC40:20 和
40 cm 深土壤含水量 Soil water content at the depth of 20 and 40 cm;
U:2. 2 m高处的风速 Wind speed at the height of 2. 2 m. 下同 The
same below.
之间波动,2009 和 2011 年的生长季比 2004 年提前
了 1 个月以上 (38 d). 研究期内的年降水量为
429郾 9 ~ 565. 2 mm(500. 6 依43. 0 mm),低于多年平
均值(560 mm).
2003—2011 年,受各年气候条件波动的影响,
高寒灌丛草甸的年蒸散总量变化较复杂,呈明显的
年际变化特征,年蒸散量在 451. 3 ~ 681. 3 mm 之间
波动,最高年份(2007 年)是最低年份(2010 年)的
1 . 51倍. 2006—2008年的年ET均大于多年平均值
图 2摇 海北高寒灌丛草甸年蒸散量及气候要素的年际变化
Fig. 2摇 Interannual variation of annual ET and climatic elements at the alpine shrub meadow in Haibei.
Ts:土壤温度 Soil temperature; GSL:生长季长度 Length of growing season.
4223 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 3摇 2003—2011 年海北高寒灌丛草甸累积蒸散量(玉)和累积降水量(域)
Fig. 3摇 Cumulative ET (玉) and precipitation (域) at the alpine shrub meadow in Haibei from 2003 to 2011.
(529. 0 mm),其他年份的年 ET均小于多年平均值.
2003—2011 年该生态系统的年蒸散量与多年平均
蒸散量的差值在-77. 7 ~ 152. 4 mm.
2郾 4摇 高寒灌丛草甸生态系统的水分收支状况
降水量和蒸散量分别是天然陆地生态系统中水
分收入项和支出项中最大的分量,也是解释其水分
收支状况的关键.由图 3 可以看出,研究期间,海北
高寒灌丛草甸在一年中的早春时节(3、4 月),累积
ET明显高于累积降水量,以 2007 和 2009 年尤其明
显;随着生长季的开始,降水量逐渐增加,累积降水
量的增加速度超过累积 ET 的增加速度,在多数年
份,累积降水量在年内均超过累积 ET,除 2005、2007
和 2008 年累积降水量小于累积 ET,并且不同年份,
累积降水量超过累积 ET 的时间有所不同,如 2003
年出现在 8 月,2004 年则出现在 9 月. 2003、2010 和
2011 年的累积降水量稍大于累积 ET,ET 占降水的
比例高达 91%;其余年份的累积降水量均小于累积
ET,其中,2007和 2008年水分亏缺比较严重,亏缺量
(PPT-ET)分别为 171. 3 和 137. 8 mm.研究时期内,
各年的年 ET与降水量之比在 0. 90 ~ 1. 34,平均值为
1. 06依0. 17,表明该生态系统的年水分收支状况基本
平衡,几乎所有的降水都以蒸散的形式消耗.
3摇 讨摇 摇 论
本研究基于 ChinaFLUX金露梅灌丛草甸 2003—
2011年的通量观测资料对海北高寒灌丛草甸生态系
统蒸散量的季节、年际变化特征及水分收支状况进行
分析,结果表明,该生态系统蒸散量的季节、年际动态
明显,年水分收支状况基本平衡.此外,本研究还对比
分析了海北高寒灌丛草甸与其他位于同类地区的典
型草地生态系统的蒸散状况,以分析海北高寒灌丛草
甸蒸散量在全球草地蒸散中的作用.
3郾 1摇 蒸散量的季节变化
高寒灌丛草甸蒸散量的季节动态明显,与矮嵩
草草甸[3]和小嵩草草甸[6]类似. 生长季前期的 ET
较低,这是因为此时 Rn、Ta和植物叶面积指数均较
低;随着生长季的开始,ET逐渐增大,并在生长旺季
获得最大值,这是因为此时 Rn也在逐渐增加,气温
522311 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 郑摇 涵等: 海北高寒灌丛草甸蒸散量特征摇 摇 摇 摇
升高、植物生长增强,同时,81. 3% ~ 89. 9%的降水
分布于生长季,也说明降水与蒸散同步;在生长季末
期,蒸散量逐渐下降,在 12 月降至最低,这是由于太
阳高度角的变化使 Rn减小、气温下降、且植被慢慢
衰老.可见,蒸散量的季节变化取决于植被的生长状
况、降水的季节性分布以及有效能的变化.
海北高寒灌丛草甸蒸散量的季节变化为单峰曲
线,但稍有差异,这与降水量的分布有关.如 2006 年
DOY100—DOY119 期间出现一短期 ET小高峰,这与
降水的分布有关,与其他年份同期相比,该段时间降
雨事件较多且量较大;2008 年 DOY107—DOY254 期
间的日蒸散量变化较小,没有呈现明显的单峰值,这
与 2008年生长季降雨量非常低(349. 7 mm)有关.
3郾 2摇 与其他草地类型蒸散状况的比较
为了分析海北高寒灌丛草甸的蒸散量在全球草
地蒸散中的作用,对比分析了海北高寒灌丛草甸与
其他位于全球不同地区但同纬度地带草地生态系统
以及亚洲部分典型草地生态系统的蒸散状况(表
2).从中可以看出,本研究的蒸散量与欧洲 C3 鄄C4混
合草原[16]的年蒸散量相当,大于西班牙高寒灌丛生
态系统[17]和细茎针茅草原[18] . 美洲各生态系统的
ET变异较大,本研究中高寒灌丛草甸的蒸散量与美
国休闲地生态系统[19] 相当,却远小于其高草草
原[20] ,但远大于一年生草地[21] .总体而言,与全球
表 2摇 不同草地类型蒸散状况的比较a)
Table 2摇 Comparison of ET among different grassland typesa)
国家
Country
纬度、经度
Latitude,
longitude
海拔
Altitude
(m)
植被类型
Vegetation
type
Ta
(益)
PPT
(mm)
ET
(mm)
时间范围
Time
period
文献
Reference
美国
USA
35毅58忆41义 N,
79毅05忆39义 W
163 休闲地
Old field ecosystem
14. 7依0. 4 1092依180 563依78 2001—2004 [19]
美国
USA
36毅56忆 N,
96毅41忆 W
350 高草草原
Tallgrass prairie
15. 3依0. 7 1170依58 712依87 1997—1999 [20]
美国
USA
38毅25忆 N,
120毅57忆 E
129 一年生草地
Annual grassland
15. 8依0. 4 561依197 319依44 2001. 07—2007. 06 [21]
日本
Japan
36毅06忆 N,
140毅06忆 E
- 湿生混合草原
Wet mixed grassland
15. 4 1194. 2 808. 5 1999 [29]
西班牙
Spain
36毅56忆26义 N,
2毅01忆59义 W
200 细茎针茅草原
Alpha grassland
17. 2依0. 4 252依42 111. 1依13. 4 2006. 06—2009. 06 [18]
西班牙
Spain
37毅05忆 N,
2毅57忆 W
2300 高寒灌丛
Alpine shrubland
5. 8 402 386 2007 [17]
葡萄牙
Portugal
38毅28忆28义 N,
8毅01忆25义 W
190 C3 鄄C4混合草原
C3 鄄C4 co鄄exsiting
grassland
14. 2依0. 5 644依220 501依112 2004. 10—2008. 10 [16]
蒙古
Mongolia
47毅12忆50义 N,
108毅44忆14义 E
1235 典型草原
Typical steppe
1. 2 248 163 2003. 3—2004. 3 [22]
蒙古
Mongolia
47毅12忆50义 N,
108毅44忆14义 E
1235 典型草原
Typical steppe
1. 2 157依59 143依28 2003—2006 [23]
中国
China
34毅21忆 N,
100毅30忆 E
3963 高寒退化草地
Alpine degraded
grassland
0. 2依0. 4 479. 0依17. 7 462. 02依11. 20 2006—2008 [6]
中国
China
37毅36忆 N,
101毅18忆 E
3250 高寒矮嵩草草甸
Alpine meadow
-1. 2依0. 5 642依79 391依45 2002—2004 [3]
中国
China
42毅02忆48义 N,
116毅17忆01义 E
1350 典型草原
Typical steppe
2. 73 424 434 2005. 12—2006. 11 [24]
中国
China
43毅33忆16义 N,
116毅40忆17义 E
1250 退化草地
Degraded grassland
1. 51 202 282 2005. 12—2006. 11 [24]
中国
China
43毅33忆02义 N,
116毅40忆20义 E
1250 围封草地
Fenced grassland
1. 45 202 448 2005. 12—2006. 11 [24]
中国
China
43毅32忆 N,
116毅40忆 E
1200 典型草原
Typical steppe
-0. 4 350 350 2004 [25]
中国
China
44毅05忆 N,
113毅34忆 E
974 荒漠草原
Desert steppe
5. 89 162. 1 209. 1 2008—2009 [26]
中国
China
44毅25忆 N,
122毅52忆 E
184 退化草地
Degraded grassland
6. 7依0. 7 296依85 291. 5依83. 6 2003—2008 [27]
中国
China
44毅35忆 N,
123毅30忆 E
171 草甸草原
Meadow steppe
7. 5 296. 1 315. 7b) 2007—2008 [28]
中国
China
37毅39忆55义 N,
101毅19忆52义 E
3293 高寒灌丛草甸
Alpine meadow
-1. 3依0. 4 500. 6依43. 0 529. 0依70. 7 2003—2011 本研究
This study
a)表中数据均为涡度相关法获得 All the data in the table were acquired by the eddy covariance method. b)生长季蒸散量,其余均为全年蒸散量
Growing season ET, the rest were the annual ET.
6223 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
同纬度地区其他生态系统相比,亚洲高寒灌丛草甸
生态系统的蒸散量居于欧洲和美洲草地生态系统
之间.
在亚洲地区,表 2 中所列的中国和蒙古的草地
生态系统的年 ET 均小于日本的湿生混合草
原[3,6,22-29],主要是因为该湿生混合草原的年降水量
(1194. 2 mm)远大于前两者.另外,尽管所列举的中
国地区的草地生态系统的年降水量差异较大,但其
年 ET均大于蒙古地区.在中国,高寒灌丛草甸的蒸
散量最大.高寒地区的 3 个生态系统的蒸散量大小
顺序为:高寒灌丛草甸>高寒退化(小嵩草)草甸>高
寒矮嵩草草甸,温带荒漠草原和退化草地的蒸散量
最低,这可能是由不同地区降水量的差异所致.
3郾 3摇 高寒灌丛草甸的水分收支状况
蒸散量作为水分损失的重要组分,在陆地水循
环中起着重要作用,全球陆地表面约 60%的降水是
通过蒸散作用再返还回到大气中[30] .在高寒灌丛草
甸,全年 ET / PPT的范围为 0. 90 ~ 1. 34,该结果略大
于高寒退化小嵩草草地(0. 95 ~ 0. 98) [3]和高寒矮
嵩草草甸(0. 58 ~ 0. 64) [6] .
降水与蒸散量的差值(PPT-ET)可以用来表示
生态系统的水分收支状况. 在本研究中,2003、2010
和 2011 年的水分收支为正值,表示有部分水分盈
余;其余 6 年均存在水分亏缺现象,其中,2007 和
2008 年水分亏缺比较严重 (分别为 171郾 3 和
137. 8 mm),主要是因为 2007 年生长季蒸散量较
大、2008 年降水量低. 本研究所得结果与青藏高原
上其他研究有所差异.有研究表明,矮嵩草草甸和小
嵩草草甸的水分收支均为正值[3,6],除了植被类型
不同外,还可能与降水量和 ET 的年际波动有关.因
而,分析典型生态系统的水分收支状况不能单纯依
靠短期观测结果,而应致力于长期观测以获取更充
分的数据来支撑相关研究结果.
在陆地水循环中,水分支出项除了蒸散量外还
包括地表径流、土壤水分渗漏和土壤水分储存.但在
本研究观测期内,蒸散量与降水量大致相当,这可能
是因为,通量塔位置地势较平坦,且单次降水量不
大,地表径流仅偶尔发生且总量很小,对整个生态系
统的水分收支状况影响不大.在年尺度上,土壤水分
储存项可忽略不计[31] . 生长季内,20 和 40 cm 深的
土壤含水量波动都较大 (分别为 0. 18 ~ 0. 54 和
0郾 11 ~ 0. 54 m3·m-3),表示 SWC20和 SWC40与蒸散
和降水密切相关. SWC 作为 ET 的影响因素已在大
量文献中得到证明[3,27],在高寒灌丛草甸,除了表层
SWC,深层 SWC(40 cm 深)也受到蒸散的影响,因
而土壤水分渗漏量非常小.
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作者简介摇 郑摇 涵,女,1988 年生,硕士研究生.主要从事生
态系统生态学研究. E鄄mail: zhenghanmarch@ sina. com
责任编辑摇 杨摇 弘
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