全 文 ：书青海省三江源地区退化草地蒸散特征
李婧梅１，２，３，蔡海１，２，程茜４，乔春连１，２，褚晖１，２，陈懂懂１，
徐世晓１，赵新全１，赵亮１
（１．中国科学院西北高原生物研究所，青海 西宁８１０００８；２．中国科学院研究生院，北京１０００４９；３．青海省工程咨询中心，
青海 西宁８１０００１；４．青海师范大学数学系，青海 西宁８１０００１）
摘要：了解三江源地区退化草地的蒸散状况有助于认识该地区退化生态系统水循环，对该地区的生态安全有着重
要的意义。本研究利用涡度相关法观测青海省玛沁县小嵩草退化草地（３４．３５°Ｎ；１００．５０°Ｅ，海拔３９６３ｍ）的水热
通量，对该地区２００６－２００８年全年的蒸散情况进行了特征分析。研究表明，２００６－２００８年三江源退化草地的蒸散
值分别为４５２．２４，４７４．２４，４５９．５７ｍｍ，降水量分别为４６０．７，４９６．１，４８０．１ｍｍ，其中有７５％以上的降水分布在生长
季，全年水平上蒸散量与降水量之比（ＥＴ／ＰＰＴ）为９５％以上，蒸散量与降水量基本持平。生长季日蒸散量１．８～
１．９ｍｍ／ｄ，而非生长季日蒸散量＜０．６ｍｍ／ｄ。蒸散日变化和年变化均为单峰型，每年６－７月蒸散量最大，为
２．０～２．２ｍｍ／ｄ；日蒸散峰值出现在正午左右，其最大值生长季为０．２１ｍｍ／ｈ，非生长季为０．１０ｍｍ／ｈ。退化草地
蒸散的主要环境因子是净辐射，其次为饱和水汽压亏和空气温度。随着生长季的推进，潜热对这些因素的敏感性
逐渐增大。与未退化的矮嵩草草甸相比，退化草地生长季蒸散量较小，而非生长季蒸散量较大，这一结果表明，高
寒草地的植被盖度驱动草地生态系统的蒸散。
关键词：涡度相关法；蒸散；三江源地区；青海省；退化草地
中图分类号：Ｓ８１２．２９　　文献标识码：Ａ　　文章编号：１００４５７５９（２０１２）０３０２２３１１
　　蒸散（ｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎ，ＥＴ）是植被蒸腾与植被间裸露土壤间蒸发之和［１］，它作为水循环（降水、径流、蒸
散）中的一个关键环节，在调节区域水分平衡、能量平衡方面起着极为重要的作用。蒸散值可以直接反映区域气
候对陆地生态系统的长期潜在影响。土壤水分含量、生物量、养分状况和水分收支等生态因子和生态过程都受蒸
散的影响［２］。由于近来全球范围内水资源的短缺和分布不平衡，水资源的合理利用和管理定量化日益迫切，蒸散
问题的研究越来越受到人们的重视。
草地是陆地生态系统重要的组成部分之一，天然草地面积占据全球自然植被的３２％［３］，是目前人类活动影
响较为严重的区域，维持其生态功能的正常对全球及区域的生态平衡有重要意义。因此，在全球变化研究中，草
地生态系统被列为重要的研究对象。它的水分循环过程无疑对全球的水循环过程起着至关重要的作用。三江源
地区是长江、黄河、澜沧江的发源地，也是我国和亚洲最重要的河流上游关键源区［４］。３条江河每年向下游供水
６００亿ｍ３，其中长江年平均径流量１７９．３亿 ｍ３；黄河年平均径流量２３２亿 ｍ３，占整个黄河流域水资源总量的
４９％；澜沧江年平均径流量１０８．９亿ｍ３［５］，因此有“江河源”之称，一直以来被誉为“中华水塔”。同时该区域平均
海拔４０００ｍ左右，自然环境脆弱，对气候变化反应强烈，是生态系统最敏感的地区之一，对我国乃至全球的生态
环境有着极为深远的影响［６］。近来，过度放牧，人类活动加剧，加之生态系统脆弱，使三江源区的草地生产力下
降，生态环境恶化，水源涵养能力急剧下降，在这些因素的综合影响下三江源地区草地大面积退化：植物和土壤质
量衰退，生产力、经济潜力和服务功能降低，环境变劣以及生物多样性或复杂程度降低，恢复功能减弱或失去恢复
能力［７］。其中，中度以上退化的草地面积达０．１２×１０８ｈｍ２［８］，占可利用草地面积的５０％～６０％，严重地区已沦
为次生裸地或利用价值极低的“黑土滩”（以嵩草属植物为建群种的高寒草地严重退化后，生草土层被破坏，形成
第２１卷　第３期
Ｖｏｌ．２１，Ｎｏ．３
草　业　学　报
ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ 　　
２２３－２３３
２０１２年６月
收稿日期：２０１１０４０１；改回日期：２０１１０７２１
基金项目：国家９７３计划（２０１０ＣＢ８３３５０１０１１４），国家自然科学基金项目（４１０３０１０５，３０７７０４１９，３０９７０５１９）和青海省科技项目（２０１１Ｚ７３４）
资助。
作者简介：李婧梅（１９８４），女，青海人，在读硕士。Ｅｍａｉｌ：ｊｍｌ１０７＠１６３．ｃｏｍ
通讯作者。Ｅｍａｉｌ：ｌｚｈａｏ＠ｎｗｉｐｂ．ａｃ．ｃｎ
的大面积次生裸地），约占退化草地总面积的４０％，并逐年加快增长［９］。据刘纪远等［８］研究发现，三江源地区草
场已呈全面退化的趋势，加之该生态系统脆弱，使草地生产力下降，生态环境恶化，水源涵养能力急剧下降，不仅
使源区居民生活受到极大影响，同时也威胁着长江、黄河流域乃至东南亚诸国的生态安全［１０］。在这种背景下，有
必要对这一地区的水分蒸散状况做出科学判断。
近来，涡度相关技术在观测生态系统物质和能量交换中得到了广泛应用［１１］，在不同的生态系统间对蒸散和
能量平衡的研究已成为国际联网研究的热点之一，而之前的研究多集中于放牧［１２，１３］、不同水分条件［１４］以及正常
状况下不同植被状况［２，１５］等对蒸散的研究，利用涡度相关法针对退化生态系统蒸散情况的研究却鲜有报道。
本研究利用涡度相关技术在三江源小嵩草（犓狅犫狉犲狊犻犪狆狔犵犿犪犲犪）退化草地测定的水汽通量数据，对比分析了
２００６－２００８年该地区蒸散值的变化特征，简单分析了可能的影响因子。为进一步研究退化草地蒸散的变化提供
了科学依据，也为三江源地区退化草地的修复和人工草地的建植工作奠定了理论基础。
１　材料与方法
１．１　研究区概况
本研究位于青海省果洛藏族自治州玛沁县内大武镇东南部１５ｋｍ处格多牧委会草场，地理位置３４．３５°Ｎ，
１００．５０°Ｅ，海拔３９６３ｍ，多年平均降水量５００ｍｍ，太阳辐射年总量为５５００～６８００ＭＪ／ｍ２；无绝对无霜期，牧
草生长期为１１０～１３０ｄ［１６］。土壤类型以高山草甸土和高山灌丛草甸土为主，土壤表层和亚表层中的有机质含量
丰富，地下０～４０ｃｍ土层砂石含量约１０％。该地区为冬季放牧，建群种为小嵩草，伴生种有矮嵩草（犓狅犫犲狉狊犻犪
犺狌犿犻犾犻狊）、垂穗披碱草（犈犾狔犿狌狊狀狌狋犪狀狊）、早熟禾（犘狅犪ｓｐｐ．）、黄帚橐吾（犔犻犵狌犾犪狉犻犪狏犻狉犵犪狌狉犲犪）、铁棒槌（犃犮狅狀犻狋狌犿
狆犲狀犱狌犾狌犿）、鹅绒委陵菜（犘狅狋犲狀狋犻犾犾犪犪狀狊狉犻狀犪）、二柱头草（犛犮犻狉狆狌狊犱犻狊狋犻犵犿犪狋犻犮狌狊）、异针茅（犛狋犻狆犪犪犾犻犲狀犪）、矮火
绒草（犔犲狅狀狋狅狆狅犱犻狌犿狀犪狀狌犿）、细叶亚菊（犃犼犪狀犻犪狋犲狀狌犻犳狅犾犻犪）、美丽风毛菊（犛犪狌狊狊狌狉犲犪狊狌狆犲狉犫犪）、三裂叶碱毛茛
（犎犪犾犲狉狆犲狊狋犲狊狋狉犻犮狌狊狆犻狊）等。生长期盛期７月植被覆盖度约７５％，高度约５ｃｍ，根系主要分布于０～１０ｃｍ的土
壤表层。４月底５月初为植物返青期。该草场中度退化，主要表现为：植被覆盖率低，杂草呈斑块状分布，部分土
壤裸露，地面时有约０．２５ｍ２的鼠洞，地带性植被嵩草属植物在群落内的重要值降低。
１．２　观测方法
本研究将每年１月１日－４月２０日划分为生长季前期（第１～１２０天），４月２１日－１０月２７日（第１２１～３００
天）为生长季，其余为非生长季。
涡度相关观测系统安置于地形平坦、开阔，下垫面均一的中心地带，有足够大的“风浪区”，满足安装通量塔的
条件。本研究中对水汽通量观测的主要传感器为Ｌｉ７５００开路红外（ＣＯ２／Ｈ２Ｏ）气体分析仪，距地面２２０ｃｍ。观
测时使用的主要仪器及安装高度见表１。每年４月采用高纯氮标定Ｌｉ７５００红外气体分析仪的ＣＯ２ 和 Ｈ２Ｏ的
零点。仪器采样频率为１０Ｈｚ，每１５ｍｉｎ输出１组数据。
涡度相关技术通过直接测定大气中物理量的脉动与平均风速的协方差求算湍流通量的方法，求算显热（ｓｅｎ
ｓｉｂｌｅｈｅａｔｆｌｕｘ，Ｈ）和潜热（ｌａｔｅｎｔｈｅａｔｆｌｕｘ，ＬＥ）通量的公式为：
犎＝ρ犆狆ω′犜′ （１）
犔犈＝ρλω′狇′ （２）
式中，犎 为显热通量（Ｗ／ｍ２），犔犈 为潜热通量（Ｗ／ｍ２），ρ为空气密度（ｋｇ／ｍ
３），犆狆 为空气的定压比热
（Ｊ／ｋｇ·ｋ），λ为水的汽化潜热（ＭＪ／ｋｇ），ω′为垂直湍流速度脉动（ｍ／ｓ），犜′为气温脉动（Ｋ），狇′为比湿脉动，上横线
表示协方差。
１．３　数据处理
原始数据必须进行质量控制后才可用于分析。本研究采用李春等［１７］提出的通量数据的处理流程进行数据
处理：主要有野点剔除，ＷＰＬ校正［１３］以及三维坐标旋转。首先对各观测值进行阈值判断，根据当地气候特征，各
观测值的合理范围为ＬＥ（－５００，７００），Ｈ（－５００，７００），土壤热通量Ｇ（－１００，２５０），温度Ｔａ（－５０，５０）。同时由
于降水、电力不稳定、虫禽干扰引起的错误数据也需要剔除；然后使用 ＷＰＬ方法校正由于空气水汽传输引起的
水汽密度和ＣＯ２ 波动造成的通量计算误差；最后采用三维坐标旋转修正对于仪器倾斜和地面坡度导致的通量误
差。通量数据经筛选后剩余的数据白天、夜间和全天覆盖率分别为５４．９％，６８．５８％，６２．７２％。
４２２ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１２） Ｖｏｌ．２１，Ｎｏ．３
表１　观测要素和设备
犜犪犫犾犲１　犈犾犲犿犲狀狋狊犪狀犱犻狀狊狋狉狌犿犲狀狋狊狅犳犿犲犪狊狌狉犲犿犲狀狋狊
测定要素
Ｍｅａｓｕｒｅｅｌｅｍｅｎｔｓ
传感器和分析仪
Ｉｎｓｔｒｕｍｅｎｔｓａｎｄｓｅｎｓｏｒｓ
制造商
Ｍａｎｕｆａｃｔｕｒｅｒｓ
安装高度
Ｌｏｃａｔｉｏｎ（ｃｍ）
风向 Ｗｉｎｄｄｉｒｅｃｔｉｏｎ ０３４ＡＬ Ｃａｍｐｂｅｌ １１０，２２０
风速 Ｗｉｎｄｓｐｅｅｄ ０１４Ａ Ｃａｍｐｂｅｌ １１０，２２０
温度、湿度Ａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｎｄｈｕｍｉｄｉｔｙ ＨＵＭＰ４５Ｃ Ｃａｍｐｂｅｌ １１０，２２０
降水量Ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ＴＥ５２５ＭＭ Ｃａｍｐｂｅｌ ５０
光合有效辐射Ｐｈｏｔｏｓｙｎｔｈｅｔｉｃｐｈｏｔｏｎｆｌｕｘｄｅｎｓｉｔｙ ＬＩ１９０ＳＢ ＬｉＣｏｒ １５０
净辐射Ｎｅｔｒａｄｉａｔｉｏｎ ＣＮＲ１ ＫｉｐｐａｎｄＮｏｎｅｎ １５０
地表温度Ｓｏｉｌｓｕｒｆａｃｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ １７０ Ｃａｍｐｂｅｌ ０
土壤温度Ｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ １５０Ｔ Ｃａｍｐｂｅｌ －５，－２０，－３０
土壤热通量Ｓｏｉｌｈｅａｔｆｌｕｘ ＨＦＴ３ Ｃａｍｐｂｅｌ －５
土壤含水量Ｓｏｉｌｗａｔｅｒｃｏｎｔｅｎｔ ＣＳ６１５ Ｃａｍｐｂｅｌ －５，－２０，－５０
三维风速和温度Ｖｅｒｔｉｃａｌｗｉｎｄｓｐｅｅｄａｎｄａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ ＣＳＡＴ３ Ｃａｍｐｂｅｌ ２２０
ＣＯ２和水热通量ＣＯ２ａｎｄＨ２Ｏｆｌｕｘ Ｌｉ７５００ ＬｉＣｏｒ ２２０
数据采集与通信Ｄａｔａｌｏｇｇｅｒ ＣＲ２３Ｘ／ＣＲ５０００ Ｃａｍｐｂｅｌ
　　另外，使用涡度相关法测量物质通量时，湍流强度对数据质量会有一定程度的影响：夜间大气层结稳定，湍流
较弱，存在通量低估的问题［１８］。为解决这一问题，一般剔除摩擦风速Ｕ（０．１５～０．３０ｍ／ｓ）的夜间通量值。本研
究以夜间摩擦风速０．２ｍ／ｓ为临界值，舍去小于０．２的通量观测值［１９］。对于各种原因引起的数据缺失和前期剔
除的观测数据，采用Ｆａｌｇｅ等［２０］的方法进行数据的插补。其中常规气象数据的缺失，用距离观测点１０ｋｍ左右
的相邻站点的数据回归后，使用预测值代替缺失值。水汽通量的缺失采用 ＭＤＶ法（日平均法）插补缺失值：运用
滑动平均的方法用临近观测日内同时刻的数据插补缺失的数据，其中生长季时间窗口为７ｄ，非生长季时间窗口
为１４ｄ。
能量平衡公式可表示为：
犔犈＋犎＝犚狀－犌－犛 （３）
式中，犚狀为净辐射（Ｗ／ｍ２），犌为土壤热通量（Ｗ／ｍ２），由２个土壤热通量板（地下０．０５ｍ）测量取平均值，犛为储
存项，由于三江源地区退化草地植被较矮小（小于０．３ｍ），犛可以忽略［１９］。
在能量闭合验证测定系统的基础上，利用ＦＡＯ提供的方法通过潜热通量计算蒸散值［２１］：
犈犜＝犔犈／λρ （４）
式中，犔犈为潜热通量（Ｗ／ｍ２），λ为水的汽化潜热（ＭＪ／ｋｇ）。
１．４　数据分析
采用ＳＡＳ８．０（ＳＡＳＩｎｓｔｉｔｕｔｅＩｎｃ．，Ｃａｒｙ，ＮＣ，ＵＳＡ）软件进行统计分析。
２　结果与分析
２．１　退化草地环境因子动态
图１与表２为观测点２００６－２００８年空气温度、土壤温度、土壤含水量、降水量、光合有效辐射、饱和水汽压差
的变化规律。研究期间这些环境因子的变化趋势相似又略有不同。２００８年空气温度较２００６和２００７年低（表
２），生长季与生长季前期尤为明显。冬季空气温度最低值为－２６．２８℃，夏季的最大值２１．７７℃。温度日变异较
大，非生长季温差最大可达４２．７５℃，生长季温差可达３１．７９℃。２００６－２００８年生长季平均温度为６．８℃，非生长
季平均温度为－５．２７℃。３年内５ｃｍ土壤温度约为３℃，略高于空气温度３．２℃（表２）。研究期间各年降水为
４２０～４９０ｍｍ，年差异较小，其中生长季降水占全年降水的９０％以上。大部分总降水量小于１．０ｍｍ／ｄ，约有
７４．５８％降水少于５ｍｍ／ｄ。
５２２第２１卷第３期 草业学报２０１２年
图１　青海三江源退化草地２００６－２００８年环境因子的变化
犉犻犵．１　犜犺犲犲狀狏犻狉狅狀犿犲狀狋犪犾犳犪犮狋狅狉狊狏犪狉犻犪狋犻狅狀犱狌狉犻狀犵２００６狋狅２００８
误差线为标准误Ｔｈｅｂａｒｓｉｎｄｉｃａｔｅｄｔｈｅｓｔａｎｄａｒｄｅｒｒｏｒ．下同Ｔｈｅｓａｍｅｂｅｌｏｗ．
由于生长季降水丰沛，生长季内土壤含水量在降水事件发生后呈上升趋势，但是在发生中到大雨（１８～３５
ｍｍ）土壤含水量并不随之剧烈上升。生长季内土壤含水量在０．２２～０．３５ｃｍ３／ｃｍ３ 间波动，非生长季内土壤含
水量显著下降，尤以１２月至次年１月明显（＜０．１ｃｍ３／ｃｍ３）（图１）。
研究期间年蒸散量小于年降水量，分别为４５２．２４，４７４．２４，４５９．５７ｍｍ，低于当年降水量８．４０，１５．８６，２０．５３
６２２ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１２） Ｖｏｌ．２１，Ｎｏ．３
ｍｍ（表２）。在整个生长季前期，累计蒸散量均大于累计降水量（图２）。生长季盛期，随着降水量增多，蒸散量与
降水量逐渐持平，然后降水量反超蒸散量。随着生长季的结束，降水量减少，但由于生长季累计降水量保持在一
个较高的水平，始终保持着大于累计蒸散量的状态。由于２００７年生长季降水发生时间较早，同时比２００６，２００８
年多，因此，２００７年累计降水量约于６月２日超过累计蒸散量，早于２００６和２００８年。２００６，２００８年累计降水量
超过累计蒸散量的时间大致在８月中下旬，比２００７年晚２个月。
表２　各年度不同生长阶段各环境因子的变化
犜犪犫犾犲２　犆狅犿狆犪狉犻狊狅狀狅犳犲狀狏犻狉狅狀犿犲狀狋犪犾犮狅狀犱犻狋犻狅狀狊犱狌狉犻狀犵狋犺犲犵狉狅狑犻狀犵犪狀犱狀狅狀犲犵狉狅狑犻狀犵狊犲犪狊狅狀犻狀狊狋狌犱狔狊犻狋犲
生长阶段
Ｇｒｏｗｉｎｇｐｈａｓｅ
年份
Ｙｅａｒ
空气温度
Ｔａ
（℃）
土壤温度
Ｔｓ
（℃）
饱和水汽
压差ＶＰＤ
（ｋＰａ）
光合有效
辐射ＰＰＦＤ
（ｍｏｌ／ｍ２·ｄ）
降水
ＰＰＴ
（ｍｍ）
土壤湿度
ＳＷＣ
（ｃｍ３／ｃｍ３）
日蒸散量
Ｄａｉｌｙｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎ
（ｍｍ／ｄ）
蒸散量
Ｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎ
（ｍｍ）
生长季前期 ２００６ －４．５８ －２．２２ ０．２８ ６４．０３ １８．３ ０．１１ ０．６７ ７２．７７
Ｐｒｅｇｒｏｗｉｎｇ ２００７ －６．１８ －２．５２ ０．２６ ６７．６７ １６．４ ０．１１ ０．７３ ７９．４３
ｓｅａｓｏｎ ２００８ －６．６７ －２．４７ ０．２１ ７９．８９ ８．２ ０．１１ １．０１ ８０．１０
生长季 ２００６ ５．６５ ９．８４ ０．３４ ７１．３７ ４３４．５ ０．２２ １．８６ ３５３．６９
Ｇｒｏｗｉｎｇｓｅａｓｏｎ ２００７ ６．２３ ８．２８ ０．３５ ７２．５２ ４４０．７ ０．２４ １．９２ ３６５．０３
２００８ ５．４３ ７．１２ ０．３４ ６８．０７ ４５４．６ ０．２３ １．８１ ３４４．７４
非生长季 ２００６ －７．７２ －２．３４ ０．２０ ５７．８６ ７．９ ０．１１ ０．３９ ２５．７７
Ｎｏｎｇｒｏｗｉｎｇ ２００７ －５．３６ －０．１２ ０．２６ ７３．２８ ３９．６ ０．１５ ０．６０ ２９．７９
ｓｅａｓｏｎ ２００８ －７．０６ －２．７６ ０．２０ ５９．２２ １７．３ ０．１１ ０．５３ ３４．７４
全年Ａｎｎｕａｌ ２００６ ０．１８ ４．０４ ０．３０ ６７．２４ ４６０．７ ０．１７ １．２４ ４５２．２４
２００７ ０．６４ ３．６０ ０．３１ ７０．８７ ４９６．１ ０．１９ １．３６ ４７４．２４
２００８ －０．１５ ２．７０ ０．２８ ６６．９０ ４８０．１ ０．１７ １．３２ ４５９．５７
　Ｔａ：Ａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ；Ｔｓ：Ｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ；ＶＰＤ：Ｓａｔｕｒａｔｉｏｎｖａｐｏｒｐｒｅｓｓｕｒｅｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅ；ＰＰＦＤ：Ｐｈｏｔｏｓｙｎｔｈｅｔｉｃｐｈｏｔｏｎｆｌｕｘｄｅｎｓｉｔｙ；ＰＰＴ：Ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉ
ｏｎ；ＳＷＣ：Ｓｏｉｌｗａｔｅｒｃｏｎｔｅｎｔ．
２．２　退化草地蒸散的动态特征
研究期间三江源地区退化草地蒸散全年日变化均呈单峰型（图３）。日出前及日落后，蒸散量波动极小，
１０：００以后逐渐上升，正午前后到达最大值。生长季０：００－９：００（ＢＳＴ：北京时间）蒸散量小于０．１ｍｍ／ｈ，非生长
季小于０．０５ｍｍ／ｈ，６：００－１３：００生长季约增加０．０２７ｍｍ／ｈ，非生长季约增加０．００５ｍｍ／ｈ，随后又逐渐下降，
日落后趋于平缓。无论生长季或非生长季日蒸散最大值出现时刻一致。不同年度蒸散量日变化的情况是：生长
季内在１０：００以后，２００６年蒸散量上升速度高于２００７与２００８年，１５：００以后，其下降速度也低于２００７与２００８
年。生长季前期与非生长季，２００６年蒸散量出现最大值后，其变化幅度很小，直至１６：００以后才有明显下降，且
全天都小于２００７与２００８年。而２００７和２００８年在生长季前期与非生长季出现最大值后，其变化态势与生长季
类似。方差分析表明，无论生长季或非生长季３年蒸散日变化均无显著差异。
三江源地区退化草地蒸散的季节变化变异较大：蒸散量的最大值出现在生长季，期间蒸散平均值约１．８～
１．９ｍｍ／ｄ；而非生长季蒸散量趋于０，平均约为０．６ｍｍ／ｄ（图４）。早春时分蒸散量相对较小，但从５月开始迅速
增长，６，７月出现年蒸散最大值，为２．０～２．３ｍｍ／ｄ，之后随着植被凋落和可利用能量的减少而逐渐减小。至生
长期末期蒸散量减小的速率较快，从１０月１．１２／１．５８／１．３２ｍｍ／ｄ降至１１月０．３２／０．５０／０．７１ｍｍ／ｄ（２００６／
２００７／２００８）。月均蒸散日平均值也呈单峰型变化，极值为０．２６和２．３０ｍｍ／ｄ，分别出现于２００７年１月与６月。
２．３　潜热与环境因子的相关关系
为了进一步探讨蒸散与各环境因子的关系，采用相关分析与回归分析对不同生长阶段潜热通量与空气温度、
土壤温度、饱和水汽压差以及净辐射关系进行分析（表３）。一方面，通过相关分析发现，无论在哪个生长阶段，净
辐射对该区域潜热值的影响最大，其次是饱和水汽压差，空气温度和土壤温度。另一方面，回归分析的结果表明，
７２２第２１卷第３期 草业学报２０１２年
随着生长的推进，潜热对各因子的敏感程度（ａ）有所不同。在生长季，潜热对空气温度、净辐射和饱和水汽压差等
因素的变化较全年其他时间敏感。其中温度的贡献为６．４６Ｗ／（ｍ２·℃），即温度每升高１℃，潜热变化６．４６
Ｗ／ｍ２；饱和水汽压差的贡献为１２６．４０Ｗ／（ｍ２·ｋＰａ），即饱和水汽压差每升高１ｋＰａ，潜热变化１２６．４０Ｗ／ｍ２；
净辐射的贡献为净辐射每升高１μｍｏｌ／（ｍ·ｓ），潜热变化０．２１Ｗ／ｍ
２；而潜热对土壤温度的敏感程度却与其他
因子表现出不同的趋势：生长季前期，土壤温度对潜热变化的贡献为２．８６Ｗ／（ｍ２·℃）。
图２　２００６－２００８年累积蒸散量和累积降水量的变化
犉犻犵．２　犆犺犪狀犵犲狅犳犮狌犿狌犾犪狋犻狏犲狆狉犲犮犻狆犻狋犪狋犻狅狀（犘犘犜），
犲狏犪狆狅狋狉犪狀狊狆犻狉犪狋犻狅狀（犈犜）犳狉狅犿２００６狋狅２００８
图３　三江源退化草地２００６－２００８年蒸散量日变化
犉犻犵．３　犇犻狌狉狀犪犾狏犪狉犻犪狋犻狅狀狅犳狋犺犲犲狏犪狆狅狋狉犪狀狊狆犻狉犪狋犻狅狀犱狌狉犻狀犵２００６狋狅２００８
狅犳狋犺犲犱犲犵狉犪犱犲犱犵狉犪狊狊犾犪狀犱
图４　三江源退化草地蒸散月均值（黑色粗线）及逐日蒸散值变化（灰色）
犉犻犵．４　犇犪犻犾狔犲狏犪狆狅狋狉犪狀狊狆犻狉犪狋犻狅狀（犵狉犲狔）犪狀犱狊狌狆犲狉犻犿狆狅狊犲犱犿狅狀狋犺犾狔犿犲犪狀犈犜（犺犲犪狏狔犫犾犪犮犽犾犻狀犲）
犳狅狉狋犺犲狆犲狉犻狅犱犑犪狀狌犪狉狔２００６狋狅犇犲犮犲犿犫犲狉２００８
８２２ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１２） Ｖｏｌ．２１，Ｎｏ．３
　　为了进一步确定所有因子对潜热的综合影响，将各因子逐步回归后得到以下关系式：
犔犈＝０．１４犚狀＋５４．５８犞犘犇＋０．８９犜狊－０．１８犜犪＋６９．２１犛犠犆－５．５２（犚２＝０．６３，犘＜０．０００１）
其参数估计见表４。
３　讨论
基于２００６－２００８年三江源退化草地的涡度相关
系统观测数据，初步研究了其蒸散变化的动态特征，并
对其影响因子作了简单分析。
３．１　蒸散动态特征
蒸散量的日变化呈单峰型变化。无论生长季或非
生长季每日正午１２：００－１４：００出现最大值，生长季平
均日最大蒸散值为０．２１ｍｍ／ｈ；非生长季平均日最大
蒸散值为０．１０ｍｍ／ｈ。月均日变化也为单峰型，表现
为：在生长季前期随着温度回升，土壤消融，植被返青，
蒸散值逐渐增大，每年６，７月蒸散出现全年最大值，月
均蒸散达２．０ｍｍ／ｄ以上，此时降水也达到全年的最
大值，说明蒸散和降水是同步的，并不出现时滞。另一
方面，草地生物量和叶面积在每年６，７月达到最大，土
壤含水量同时逐渐增大，也驱动了蒸散的加速。３年
最大日蒸散量出现在２００７年６月１２日，为３．２６
ｍｍ／ｄ。非生长季土壤冻结，植被枯萎，土壤蒸发和植
物蒸腾量都非常微弱，导致这个时期的蒸腾量趋于０。
植被特征和降水的季节性分布是决定蒸散值季节变化
的主要因素。三江源地区退化草地季节变化趋势与内
蒙古典型草原的蒸散变化［２２］相似（年蒸散最大值３．５，
４．０ｍｍ／ｄ），其变化更多的是受土壤水分的影响，还有
部分原因是凋落物增加了水分截留却减少了水分渗
表３　青海三江源退化草地不同生长阶段潜热
与环境因子的关系
犜犪犫犾犲３　犆犺犪狉犪犮狋犲狉犻狊狋犻犮狊狅犳犾犻狀犲犪狉狉犲犵狉犲狊狊犻狅狀犪狀犪犾狔狊犻狊（狔＝犪狓＋犫）
狅犳犾犪狋犲狀狋犺犲犪狋狏狊．犪犻狉狋犲犿狆犲狉犪狋狌狉犲，狊狅犻犾狋犲犿狆犲狉犪狋狌狉犲犪狋
狋犺犲犱犲狆狋犺狅犳５犮犿，犞犘犇犪狀犱狀犲狋狉犪犱犻犪狋犻狅狀（犚狀）
生长阶段
Ｐｅｒｉｏｄ
生长季前期
Ｐｒｅｇｒｏｗｉｎｇ
ｓｅａｓｏｎ
生长季
Ｇｒｏｗｉｎｇ
ｓｅａｓｏｎ
非生长季
Ｎｏｎｇｒｏｗｉｎｇ
ｓｅａｓｏｎ
全年
Ａｎｎｕａｌ
ＬＥｖｓ．Ｔａ 狉 ０．５２ ０．５５ ０．５４ ０．５１
犪 ２．７０ ６．４６ ２．４１ ２．８７
犫 ３７．９７ １４．９７ ３１．０３ ３３．６５
ＬＥｖｓ．ＶＰＤ 狉 ０．５３ ０．５２ ０．５７ ０．５４
犪 ８３．００ １２６．４０ ８５．８９ １０２．３４
犫 １．９１ ８．７０ －４．００ ３．１４
ＬＥｖｓ．Ｒｎ 狉 ０．６７ ０．６３ ０．６８ ０．６１
犪 ０．１２ ０．２１ ０．１０ ０．１６
犫 １３．１６ ２９．０９ １２．２８ ２０．６８
ＬＥｖｓ．Ｔｓ 狉 ０．２９ ０．１３ ０．２１ ０．３２
犪 ２．８６ １．８０ １．８１ ２．３７
犫 ２８．８７ ２９．６３ １８．００ ２４．３３
　注：狉为两因子间线性相关程度，犢＝犪狓＋犫为两因子的回归关系式。
　Ｎｏｔｅ：狉ｉｓｔｈｅｌｉｎｅａｒｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎｃｏｅｆｆｉｃｉｅｎｔｏｆｔｗｏｆａｃｔｏｒｓ，犢＝犪狓＋犫ｉｓ
ｔｈｅｒｅｇｒｅｓｓｉｏｎｏｆｔｗｏｆａｃｔｏｒｓ．
透。而在本研究中由于植被盖度低，生态位重叠少，资源利用率低，凋落物量较少，因此凋落物不会影响蒸散量。
由于全球各气候区降水分布迥异，蒸散强弱不同，地球表面草地生态系统的水分平衡状况存在显著差异。表
５为三江源地区退化草地与其他草地生态系统蒸散研究的比较，可以看出本研究区域的蒸散值处于这些研究结
果的中间范围。
表４　多元回归的参数估计
犜犪犫犾犲４　犘犪狉犪犿犲狋犲狉犲狊狋犻犿犪狋犲狅犳狋犺犲犿狌犾狋犻犳犪犮狋狅狉狊狉犲犵狉犲狊狊犻狅狀
变量
Ｖａｒｉａｂｌｅ
参数估计
Ｐａｒａｍｅｔｅｒｅｓｔｉｍａｔｅ
标准参数估计
Ｓｔａｎｄａｒｄｉｚｅｅｓｔｉｍａｔｅ
标准误差
Ｓｔａｎｄａｒｄｅｒｒ．
狋值
狋ｖａｌｕｅ
犘值
犘ｖａｌｕｅ
截距Ｉｎｃｅｐｔｉｏｎ －５．５２ ０ ０．５２ －１０．５３ ＜０．００１
净辐射Ｎｅｔｒａｔｉｏｎ（Ｒｎ） ０．１４ ０．５６ ０ ２０３．４７ ＜０．００１
空气温度 Ａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ（Ｔａ） －０．１８ －０．０３ ０．０３ －５．１１ ＜０．００１
土壤温度Ｓｏｌｉｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ（Ｔｓ） ０．８９ ０．１１ ０．０４ ２０．２５ ＜０．００１
饱和水汽压差 Ａｉｒｖａｐｏｒｐｒｅｓｓｄｉｆｉｃｔ（ＶＰＤ） ５４．５８ ０．２７ ０．６４ ８４．８６ ＜０．００１
土壤水分Ｓｏｉｌｗａｔｅｒｃｏｎｔｅｎｔ（ＳＷＣ） ６９．２１ ０．０９ ２．６９ ２５．６９ ＜０．００１
９２２第２１卷第３期 草业学报２０１２年
表５　不同草地类型蒸散状况的比较
犜犪犫犾犲５　犜犺犲犮狅犿狆犪狉犻狊狅狀狅犳犲狏犪狆狅狋狉犪狀狊狆犻狉犪狋犻狅狀（犈犜）犪犿狅狀犵犱犻犳犳犲狉犲狀狋犵狉犪狊狊犾犪狀犱狋狔狆犲狊
纬度
Ｌａｔｉｔｕｄｅ
经度
Ｌｏｎｇｉｔｕｄｅ
　海拔
　Ａｌｔｉｔｕｄｅ
　（ｍ）
植被类型
Ｖｅｇｅｔａｔｉｏｎ
ｔｙｐｅ
优势种
Ｄｏｍｉｎａｎｔ
ｓｐｅｃｉｅｓ
年蒸散量
Ａｎｎｕａｌ
ＥＴ
（ｍｍ）
蒸散／潜热Ｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎ／Ｌａｔｅｎｔ
生长季
Ｇｒｏｗｉｎｇ
ｓｅａｓｏｎ
（ｍｍ／ｄ）
非生长季
Ｎｏｎｇｒｏｗｉｎｇ
ｓｅａｓｏｎ
（ｍｍ／ｄ）
最大值
Ｍａｘｉｍｕｍ
（ｍｍ／ｄ）
降水量
Ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ
（ｍｍ）
文献
Ｒｅｆｅｒｅｎｃｅ
３７．６０°Ｎ １０１．３０°Ｅ ３２５０ 高寒草甸
Ａｌｐｉｎｅｍｅａｄｏｗ
矮嵩草
犓狅犫狉犲狊犻犪犺狌犿犻犾犻狊
３４１～
４２６
１．９０～
２．２３
＜０．４０ － ５５４．０～
６６６．０
［１５］
４７．２１°Ｎ １０８．７４°Ｅ １２３５ 典型草原
Ｔｙｐｉｃａｌｓｔｅｐｐｅ
针茅、苔草、冷蒿
犛狋犻狆犪犽狉狔犾狅狏犻犻，
犆犪狉犲狓犱狌狉犻狌狊犮狌犾犪，
犃狉狋犲犿犻狊犻犪犳狉犻犵犻犱犪
１６３ １．７０～
２．８０
＜０．５０ ２．８０ ２４８ ［１２］
４３．５３°Ｎ １０６．６７°Ｅ １２００ 典型草原
Ｔｙｐｉｃａｌｓｔｅｐｐｅ
羊草
犔犲狔犿狌狊犮犺犻狀犲狀狊犻狊
３５０ ４．２２±
０．９６ａ
０．５３±
０．４０ａ
３．５０～
４．００
３５０．００ ［２２］
４９．４３°Ｎ １２．５６°Ｅ ９５１ 湿生混合草场
Ｍｏｓｉｔｍｉｘｅｄ
ｇｒａｓｓｌａｎｄ
粗穗冰草、长喙婆罗
门参犃犵狉狅狆狔狉狅狀
犱犪狊狔狊狋犪犮犺狔狌犿，
犜狉犪犵狅狆狅犵狅狀犱狌犫犻狌狊
２５０ － ＜０．５０ ２．２０～
４．５０
７５．１０～
２９５．３０ｂ
［２］
４６．７７°Ｎ １００．９２°Ｅ ５１８ 放牧的混生草场
Ｇｒａｚｅｄ ｍｉｘｅｄ
ｇｒａｓｓｐｒａｉｒｉｅ
冰草、垂穗草、针茅
犃犵狉狅狆狔狉狅狀ｓｐｐ．，
犅狅狌狋犲犾狅狌犪ｓｐｐ．，
犛狋犻狆犪ｓｐｐ．
４８９ ２．４０～
２．７０
－ ４．４０ ２１３．００～
３７３．００
［２３］
不放牧的混生
草场Ｎｏｎｇｒａｚｅｄ
ｍｉｘｅｄｇｒａｓｓ
ｐｒａｉｒｉｅ
冰草、垂穗草、针茅
犃犵狉狅狆狔狉狅狀ｓｐｐ．，
犅狅狌狋犲犾狅狌犪ｓｐｐ．，
犛狋犻狆犪ｓｐｐ．
４５５ ２．３０～
２．９０
－ ４．７０ ２６１．００～
３８６．００
西部芽草草原
（放 牧）Ｇｒａｚｅｄ
ｗｅｓｔｅｒｎｗｈｅａｔ
ｇｒａｓｓｇｒａｓｓｌａｎｄ
蓝茎冰草
犘犪狊犮狅狆狔狉狌犿狊犿犻狋犺犻犻
４９７ ２．６０～
３．００
－ ４．４０ ２２５．００～
４０１．００
３４．３５°Ｎ １００．５０°Ｅ ３９６３ 高寒退化草地
Ａｌｐｉｎｅｄｅｇｒａｄｅｄ
ｇｒａｓｓｌａｎｄ
小嵩草
犓狅犫狉犲狊犻犪狆狔犵犿犪犲犪
４５４～
４７４
１．８１～
１．９２
＜０．６ ３．２０ ４６０．００～
４９６．００
本研究
Ｔｈｉｓｓｔｕｄｙ
　ａ：ＭＪ／（ｍ２·ｄ）为潜热单位ＴｈｅｕｎｉｔｏｆＬＥ；ｂ：生长季降水量，其余均为全年降水量Ｇｒｏｗｉｎｇｓｅａｓｏｎｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ，ｔｈｅｒｅｓｔａｒｅｔｈｅａｎｎｕａｌｐｒｅｃｉｐｉｔａ
ｔｉｏｎ．
３．２　蒸散影响因子
在整个研究期间三江源退化草地净辐射与潜热的相关性最高，随着生长季的推进，水热条件变好，潜热对各
环境因子的相关性及敏感性逐渐增强，在生长季盛期达到最高。而温度、净辐射、土壤水分以及饱和水汽压差的
综合影响可以解释研究区蒸散变异的６３％。
在水分充足的情况下，某一地区的蒸散状况是由可用能量所决定的［２４］。而可用能量很大程度上由反照率、
植被高度、植被盖度、植被组成、土壤湿度、太阳辐射所决定［２５］。土壤水分作为蒸散的影响因素已在大量文献中
证明［２６］，在三江源地区，由于地下根系多生长在０～１０ｃｍ，因此０～５ｃｍ的土壤水分含量对蒸散的影响最大。饱
０３２ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１２） Ｖｏｌ．２１，Ｎｏ．３
和水汽压的增加可以使叶片的气孔导度上升，进而加剧植被蒸腾。此外，对退化草地的反照率研究表明［２７］，该区
域年均反照率为０．２２，生长季（５－９月）的平均反照率为０．１８，非生长季的为０．２５，生长季反照率略低于未退化
的海北矮嵩草草甸（０．２０），可能原因是，海北地区生长季期间处于高原植物的开花期，而其花朵鲜艳的颜色会对
反照率有一定的影响，同时，退化草地土壤颜色较暗，降水多，土壤含水量较高，也会使反照率下降。然而无论是
海北矮嵩草草甸还是退化草地，相比于其他草地生态系统，生长季地表反照率的值都略高［２８］。尽管青藏高原地
区太阳辐射强烈但是在地面辐射收入中，射入长波辐射（大气逆辐射）小，仅占平原地区的５０％～７０％［２９］，而净长
波辐射却比平原地区高得多［２９］，因此相对高的反照率和净长波辐射会使净辐射的量相应减少，相应地使净辐射
对蒸散的贡献下降。
３．３　三江源退化草地的水分收支情况
水循环过程中，降水是输入项，而蒸散、渗透、径流和植被截留是输出项，以此来完成水分收支的平衡。在陆
地水循环中，蒸散是生态系统水分散失最大的一个分量，大约有７０％归还到地面的降水通过蒸腾和蒸发过程散
失［３０］。研究区域３年蒸散量大致与降水量持平，退化草地蒸散量与降水之比为９５．６％～９８．２％，生长季ＥＴ／
ＰＰＴ为７５．８％～８２．４％，全年ＥＴ／ＰＰＴ大于青海海北地区矮嵩草草甸［１５］（５７．６％～６４．０％），内蒙古克氏针茅
（犛狋犻狆犪犽狉狔犾狅狏犻犻）、寸草（犆犪狉犲狓犱狌狉犻狌狊犮狌犾犪）、冷蒿（犃狉狋犲犿犻狊犻犪犳狉犻犵犻犱犪）占优势的草原［１２］，可能的原因是由于退化
草地植被退化，植被盖度低，水分涵养能力下降，大部分降水通过植被蒸腾和土壤蒸发散失了。但这个值在已发
表的草地生态系统ＥＴ／ＰＰＴ的范围内（４０％～１５０％）［１２］。
退化草地由于地势平坦，每次降水量较小，因此，径流项可以忽略。生长季ＥＴ／ＰＰＴ较低是由于在植被盖
度、根系分布、土壤颗粒结构、土壤透水性等因素的共同作用下，引起水分渗透［３１］，使土壤含水量上升。此外，在
退化草地由于植物根系多分布在０～１０ｃｍ土层，根系的存在一定程度上减少土壤表面水分散失。
相比于青藏高原东部矮嵩草草甸［１５］、加拿大北部温性草原［２］的蒸散研究，三江源退化草地生长季蒸散量较
低（１．８１～１．９２ｍｍ／ｄ），而非生长季蒸散量却较高（０．３９～０．５９ｍｍ／ｄ）。这是由于生长季降水丰沛，可利用能量
高，三江源退化草地蒸散值在生长季内随着水热条件转好，植被覆盖度逐渐上升，植被蒸腾也随之加剧，而土壤表
面的蒸发降低［１５］。但即使在生长盛期，植被盖度也只有７５％，因此减少了生长季的蒸腾量，土壤蒸发降低的值也
有限；在非生长季该地区降水量比海北地区小，积雪量较少。在海北矮嵩草草甸、金露梅灌丛草甸、藏嵩草沼泽草
甸积雪对水汽通量影响的研究［３２］表明，有积雪时水汽浓度显著高于无积雪。此外，矮嵩草草甸非生长季ＶＰＤ高
于三江源地区（０．４３～０．４８ｋＰａ）。由这些综合因素可以推出矮嵩草草甸非生长季蒸散应该大于三江源退化草
地，但本研究中却得出相反的结果，这可能是由于草地的退化引起下垫面特征的改变，同时冬季的放牧活动使残
留的枯草因牲畜践踏、风折而发生风蚀［１０］，减少了植被对水分的截留，使近地面的土壤水分在天气状况较好的情
况下迅速散失［１３］。
４　结论
通过３年的蒸散研究，初步表明青海省三江源地区小嵩草草甸退化草地年蒸散量基本与年降水量持平，２００６
－２００８年年蒸散量差异不大。生长季蒸散占全年蒸散量的７５％以上，而非生长季蒸散量较少。相比于未退化的
海北矮嵩草草甸，该地区生长季蒸散略小而非生长季蒸散值略大：生长季退化草地的植被盖度较低，即使是生长
盛期地表也有裸露土壤，而非生长季净辐射对蒸散值影响较大，放牧活动也对这种结果有一定的作用。蒸散日变
化，季节变化都呈单峰型。其中每天正午左右，每年６－７月出现最大值，这种变化表明三江源退化草地蒸散的季
节动态与植被特征和降水的季节性分布相关。
参考文献：
［１］　ＢｒｕｔｓａｅｒｔＷ．ＥｖａｐｏｒａｔｉｏｎｉｎｔｏｔｈｅＡｔｍｏｓｐｈｅｒｅ：Ｔｈｅｏｒｙ，Ｈｉｓｔｏｒｙ，ａｎｄＡｐｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ［Ｍ］．Ｂｏｓｔｏｎ：ＫｌｕｗｅｒＡｃａｄｅｍｉｃＰｕｂｌｉｃ
ｅｒｓ，１９８２．
［２］　ＷｅｖｅｒＬＡ，ＦｌａｎａｇａｎＬＢ，ＣａｒｌｓｏｎＰＪ．Ｓｅａｓｏｎａｌａｎｄｉｎｔｅｒａｎｎｕａｌｖａｒｉａｔｉｏｎｉｎｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎ，ｅｎｅｒｇｙｂａｌａｎｃｅａｎｄｓｕｒｆａｃｅ
ｃｏｎｄｕｃｔａｎｃｅｉｎａｎｏｒｔｈｅｒｎｔｅｍｐｅｒａｔｅｇｒａｓｓｌａｎｄ［Ｊ］．ＡｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌａｎｄＦｏｒｅｓｔＭｅｔｅｏｒｏｌｏｇｙ，２００２，１１２（１）：３１４９．
１３２第２１卷第３期 草业学报２０１２年
［３］　ＡｄａｍｓＪＭ，ＦａｕｒｅＨ，ＦａｕｒｅＤｅｎａｒｄＬ，犲狋犪犾．ＩｎｃｒｅａｓｅｓｉｎｔｅｒｒｅｓｔｒｉａｌｃａｒｂｏｎｓｔｏｒａｇｅｆｒｏｍｔｈｅＬａｓｔＧｌａｃｉａｌＭａｘｉｍｕｍｔｏｔｈｅ
ｐｒｅｓｅｎｔ［Ｊ］．Ｎａｔｕｒｅ，１９９０，３４８：７１１７１４．
［４］　马致远．三江源地区水资源的涵养和保护［Ｊ］．地球科学进展，２００４，１９（１３）：１０８１１１．
［５］　陈孝全，苟新京，高延林，等．三江源自然保护区生态环境［Ｍ］．西宁：青海人民出版社，２００２．
［６］　王，洪绂曾，宗锦耀．三江源地区草地资源现状及持续利用途径［Ｊ］．草地学报，２００５，（１）：２８３１．
［７］　李博．中国北方草地退化及其防治对策［Ｊ］．中国农业科学，１９９７，３０（６）：１９．
［８］　刘纪远，徐新良，邵全琴．近３０年来青海三江源地区草地退化的时空特征［Ｊ］．地理学报，２００８，６３（４）：３６４３７６．
［９］　王启基，来德珍，景增春，等．三江源区资源与生态环境现状及可持续发展［Ｊ］．兰州大学学报 （自然科学版），２００５，４１（４）：
３１３７．
［１０］　曹广民，龙瑞军．三江源区“黑土滩”型退化草地自然恢复的瓶颈及解决途径［Ｊ］．草地学报，２００９，（１）：４９．
［１１］　ＢａｌｄｏｃｃｈｉＤＤ．Ａｓｓｅｓｓｉｎｇｔｈｅｅｄｄｙｃｏｖａｒｉａｎｃｅｔｅｃｈｎｉｑｕｅｆｏｒｅｖａｌｕａｔｉｎｇｃａｒｂｏｎｄｉｏｘｉｄｅｅｘｃｈａｎｇｅｒａｔｅｓｏｆｅｃｏｓｙｓｔｅｍｓ：ｐａｓｔ，
ｐｒｅｓｅｎｔａｎｄｆｕｔｕｒｅ［Ｊ］．ＧｌｏｂａｌＣｈａｎｇｅＢｉｏｌｏｇｙ，２００３，９（４）：４７９４９２．
［１２］　ＬｉＳＧ，ＡｓａｎｕｍａＪ，ＫｏｔａｎｉＡ，犲狋犪犾．ＥｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎｆｒｏｍａＭｏｎｇｏｌｉａｎｓｔｅｐｐｅｕｎｄｅｒｇｒａｚｉｎｇａｎｄｉｔｓｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌｃｏｎ
ｓｔｒａｉｎｔｓ［Ｊ］．ＪｏｕｒｎａｌｏｆＨｙｄｒｏｌｏｇｙ，２００７，３３３（１）：１３３１４３．
［１３］　ＢｒｅｍｅｒＤＪ，ＡｕｅｎＬＭ，ＨａｍＪＭ，犲狋犪犾．Ｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎｉｎａｐｒａｉｒｉｅｅｃｏｓｙｓｔｅｍ：ｅｆｆｅｃｔｓｏｆｇｒａｚｉｎｇｂｙｃａｔｔｌｅ［Ｊ］．Ａｇｒｏｎｏ
ｍｙＪｏｕｒｎａｌ，２００１，９３（２）：３３８３４８．
［１４］　ＭｅｙｅｒｓＴＰ．ＡｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆｓｕｍｍｅｒｔｉｍｅｗａｔｅｒａｎｄＣＯ２ｆｌｕｘｅｓｏｖｅｒｒａｎｇｅｌａｎｄｆｏｒｗｅｌｗａｔｅｒｅｄａｎｄｄｒｏｕｇｈｔｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓ［Ｊ］．
ＡｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌａｎｄＦｏｒｅｓｔＭｅｔｅｏｒｏｌｏｇｙ，２００１，１０６：２０５２１４．
［１５］　ＧｕＳ，ＴａｎｇＹ，ＣｕｉＸ，犲狋犪犾．ＣｈａｒａｃｔｅｒｉｚｉｎｇｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎｏｖｅｒａｍｅａｄｏｗｅｃｏｓｙｓｔｅｍｏｎｔｈｅＱｉｎｇｈａｉＴｉｂｅｔａｎＰｌａｔｅａｕ［Ｊ］．
ＪｏｕｒｎａｌｏｆＧｅｏｐｈｙｓｉｃａｌＲｅｓｅａｒｃｈ，２００８，１１３：Ｄ０８１１８，ｄｏｉ：１０．１０２９／２００７ＪＤ００９１７３．
［１６］　赵亮，古松，周华坤，等．青海省三江源区人工草地生态系统ＣＯ２ 通量［Ｊ］．植物生态学报，２００８，３２（３）：５４４５５４．
［１７］　李春，何洪林，刘敏，等．ＣｈｉｎａＦＬＵＸＣＯ２ 通量数据处理系统与应用［Ｊ］．地球信息科学，２００８，１０（５）：５５７５６５．
［１８］　温学发，于贵瑞，孙晓敏．基于涡度相关技术估算植被／大气间净ＣＯ２ 交换量中的不确定性［Ｊ］．地球科学进展，２００４，
１９（４）：６５８６６３．
［１９］　ＺｈａｏＬ，ＬｉＹ，ＸｕＳ，犲狋犪犾．Ｄｉｕｒｎａｌ，ｓｅａｓｏｎａｌａｎｄａｎｎｕａｌｖａｒｉａｔｉｏｎｉｎｎｅｔｅｃｏｓｙｓｔｅｍＣＯ２ｅｘｃｈａｎｇｅｏｆａｎａｌｐｉｎｅｓｈｒｕｂｌａｎｄｏｎ
ＱｉｎｇｈａｉＴｉｂｅｔａｎｐｌａｔｅａｕ［Ｊ］．ＧｌｏｂａｌＣｈａｎｇｅＢｉｏｌｏｇｙ，２００６，１２（１０）：１９４０１９５３．
［２０］　ＦａｌｇｅＥ，ＢａｌｄｏｃｃｈｉＤ，ＯｌｓｏｎＲ，犲狋犪犾．Ｇａｐｆｉｌｉｎｇｓｔｒａｔｅｇｉｅｓｆｏｒｌｏｎｇｔｅｒｍｅｎｅｒｇｙｆｌｕｘｄａｔａｓｅｔｓ［Ｊ］．ＡｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌａｎｄＦｏｒｅｓｔ
Ｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｙ，２００１，１０７（１）：７１７７．
［２１］　ＬｉＹ，ＺｈｏｕＬ，ＸｕＺ，犲狋犪犾．Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆｗａｔｅｒｖａｐｏｕｒ，ｈｅａｔａｎｄｅｎｅｒｇｙｅｘｃｈａｎｇｅｓｏｖｅｒａｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌａｎｄｗｅｔｌａｎｄｅｃｏｓｙｓ
ｔｅｍｓ［Ｊ］．ＨｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌＰｒｏｃｅｓｓｅｓ，２００９，２３（１４）：２０６９２０８０．
［２２］　ＨａｏＹ，ＷａｎｇＹ，ＨｕａｎｇＸ，犲狋犪犾．Ｓｅａｓｏｎａｌａｎｄｉｎｔｅｒａｎｎｕａｌｖａｒｉａｔｉｏｎｉｎｗａｔｅｒｖａｐｏｒａｎｄｅｎｅｒｇｙｅｘｃｈａｎｇｅｏｖｅｒａｔｙｐｉｃａｌ
ｓｔｅｐｐｅｉｎＩｎｎｅｒＭｏｎｇｏｌｉａ，Ｃｈｉｎａ［Ｊ］．ＡｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌａｎｄＦｏｒｅｓｔＭｅｔｅｏｒｏｌｏｇｙ，２００７，１４６（１２）：５７６９．
［２３］　ＦｒａｎｋＡＢ．Ｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎｆｒｏｍｎｏｒｔｈｅｒｎｓｅｍｉａｒｉｄｇｒａｓｓｌａｎｄｓ［Ｊ］．ＡｇｒｏｎｏｍｙＪｏｕｒｎａｌ，２００３，９５（６）：１５０４１５０９．
［２４］　ＨａｎｓｏｎＲＬ．Ｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎａｎｄｄｒｏｕｇｈｔｓ［Ｊ］．Ｕ．Ｓ．ＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｕｒｖｅｙＷａｔｅｒＳｕｐｐｌｙＰａｐｅｒ，１９８８，２３７５：９９１０４．
［２５］　ＳｏｎｇＪ．Ｐｈｅｎｏｌｏｇｉｃａｌｉｎｆｌｕｅｎｃｅｓｏｎｔｈｅａｌｂｅｄｏｏｆｐｒａｉｒｉｅｇｒａｓｓｌａｎｄａｎｄｃｒｏｐｆｉｅｌｄｓ［Ｊ］．ＩｎｔｅｒｎａｔｉｏｎａｌＪｏｕｒｎａｌｏｆＢｉｏｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｙ，
１９９９，４２（３）：１５３１５７．
［２６］　ＬａｆｌｅｕｒＰＭ，ＲｏｕｓｅＷＲ，ＣａｒｌｓｏｎＤＷ．Ｅｎｅｒｇｙｂａｌａｎｃｅｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅｓａｎｄｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃｉｍｐａｃｔｓａｃｒｏｓｓｔｈｅｎｏｒｔｈｅｒｎｔｒｅｅｌｉｎｅ［Ｊ］．
ＩｎｔｅｒｎａｔｉｏｎａｌＪｏｕｒｎａｌｏｆＣｌｉｍａｔｏｌｏｇｙ，１９９２，１２（２）：１９３２０３．
［２７］　冯超，古松，赵亮，等．青藏高原三江源区退化草地生态系统的地表反照率特征［Ｊ］．高原气象，２０１０，２９（１）：７０７７．
［２８］　ＧａｏＦ，ＳｃｈａａｆＣＢ，ＳｔｒａｈｌｅｒＡＨ，犲狋犪犾．ＭＯＤＩＳｂｉｄｉｒｅｃｔｉｏｎａｌｒｅｆｌｅｃｔａｎｃｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｆｕｎｃｔｉｏｎａｎｄａｌｂｅｄｏｃｌｉｍａｔｅｍｏｄｅｌｉｎｇ
ｇｒｉｄｐｒｏｄｕｃｔｓａｎｄｔｈｅｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙｏｆａｌｂｅｄｏｆｏｒｍａｊｏｒｇｌｏｂａｌｖｅｇｅｔａｔｉｏｎｔｙｐｅｓ［Ｊ］．ＪｏｕｎａｌｏｆＧｅｏｐｈｙｓｉｃａｌＲｅｓｅａｒｃｈ，２００５，１１０：
Ｄ０１１０４，ｄｏｉ：１０．１０２９／２００４ＪＤ００５１９０．
［２９］　季国良，江灏，吕兰芝．青藏高原的长波辐射特征［Ｊ］．高原气象，１９９５，１４（４）：４５１４５８．
［３０］　ＲｏｓｅｎｂｅｒｇＮＪ，ＢｌａｄＢＬ，ＶｅｒｍａＳＢ．Ｍｉｃｒｏｃｌｉｍａｔｅ：ＴｈｅＢｉｏｌｏｇｉｃａｌＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ［Ｍ］．２ｎｄｅｄ．ＮｅｗＹｏｒｋ：ＪｏｈｎＷｉｌｅｙ＆
Ｓｏｎｓ，１９８３．
２３２ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１２） Ｖｏｌ．２１，Ｎｏ．３
［３１］　王一博，王根绪，吴青柏，等．植被退化对高寒土壤水文特征的影响［Ｊ］．冰川冻土，２０１０，３２（５）：９８９９９８．
［３２］　赵亮，徐世晓，伏玉玲，等．积雪对藏北高寒草甸ＣＯ２ 和水汽通量的影响［Ｊ］．草地学报，２００５，１３（３）：２４２２４７．
犆犺犪狉犪犮狋犲狉犻狕犻狀犵狋犺犲犲狏犪狆狅狋狉犪狀狊狆犻狉犪狋犻狅狀狅犳犪犱犲犵狉犪犱犲犱犵狉犪狊狊犾犪狀犱犻狀狋犺犲
犛犪狀犼犻犪狀犵狔狌犪狀犚犲犵犻狅狀狅犳犙犻狀犵犺犪犻狆狉狅狏犻狀犮犲
ＬＩＪｉｎｇｍｅｉ１，２，３，ＣＡＩＨａｉ１，２，ＣＨＥＮＧＱｉａｎ４，ＱＩＡＯＣｈｕｎｌｉａｎ１，２，ＣＨＵＨｕｉ１，２，
ＣＨＥＮＤｏｎｇｄｏｎｇ１，ＸＵＳｈｉｘｉａｏ１，ＺＨＡＯＸｉｎｑｕａｎ１，ＺＨＡＯＬｉａｎｇ１
（１．ＮｏｒｔｈｗｅｓｔＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＰｌａｔｅａｕＢｉｏｌｏｇｙ，ＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｘｉｎｉｎｇ８１０００８，
Ｃｈｉｎａ；２．ＧｒａｄｕａｔｅＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙｏｆＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００４９，Ｃｈｉｎａ；
３．ＱｉｎｇｈａｉＥｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇＣｏｎｓｕｌｔｉｎｇＣｅｎｔｅｒ，Ｘｉｎｉｎｇ８１０００１，Ｃｈｉｎａ；４．Ｄｅｐａｒｔｍｅｎｔ
ｏｆＭａｔｈｅｍａｔｉｃｓ，ＱｉｎｇｈａｉＮｏｒｍａｌＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｘｉｎｉｎｇ８１０００１，Ｃｈｉｎａ）
犃犫狊狋狉犪犮狋：Ｔｈｅｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎ（ＥＴ）ｏｆｄｅｇｒａｄｅｄｇｒａｓｓｌａｎｄｉｎｔｈｅＳａｎｊｉａｎｇｙｕａｎｒｅｇｉｏｎｗａｓｉｎｖｅｓｔｉｇａｔｅｄｔｏ
ｆｕｒｔｈｅｒｅｌｕｃｉｄａｔｅｔｈｅｗａｔｅｒｃｙｃｌｅｉｎｔｈｉｓｒｅｇｉｏｎ．Ｔｈｅｅｄｄｙｃｏｖａｒｉａｎｃｅｔｅｃｈｎｉｑｕｅｗａｓｕｓｅｄｔｏｍｅａｓｕｒｅｅｖａｐｏｔｒａｎｓ
ｐｉｒａｔｉｏｎａｎｄｓｅｎｓｉｂｌｅｈｅａｔｆｌｕｘｃｏｎｔｉｎｕｏｕｓｌｙｆｏｒ３ｙｅａｒｓｉｎｔｈｉｓｄｅｇｒａｄｅｄｇｒａｓｓｌａｎｄｉｎＱｉｎｇｈａｉｐｒｏｖｉｎｃｅ，Ｃｈｉｎａ．
Ｔｈｅａｎｎｕａｌｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｓ（ＰＰＴ）ｗｅｒｅ４６０．７，４９６．１，ａｎｄ４８０．１ｍｍｆｏｒｔｈｅｔｈｒｅｅｃｏｎｓｅｃｕｔｉｖｅｙｅａｒｓ．Ｔｈｅａｎｎｕ
ａｌＥＴｓｗｅｒｅ４５２．２４，４７４．２４，ａｎｄ４５９．５７ｍｍ，ｖａｒｙｉｎｇｉｎａｃｃｏｒｄｗｉｔｈｔｈｅａｎｎｕａｌＰＰＴ．Ａｂｏｕｔ７５％ｏｆｔｈｅａｎ
ｎｕａｌＥＴｏｃｃｕｒｒｅｄｄｕｒｉｎｇｔｈｅｇｒｏｗｉｎｇｓｅａｓｏｎｆｒｏｍＤＯＹ１２１ｔｏ３００．ＴｈｅｒａｔｉｏｏｆＥＴｔｏＰＰＴｗａｓｇｒｅａｔｅｒｔｈａｎ
９５％ｄｕｒｉｎｇｔｈｅｓｔｕｄｙｐｅｒｉｏｄ，ｉｎｄｉｃａｔｉｎｇｔｈａｔｔｈｅｒｅｉｓｓｏｍｅｂａｌａｎｃｅｂｅｔｗｅｅｎＥＴａｎｄＰＰＴａｎｄｔｈｅａｖｅｒａｇｅｉｎｔｈｅ
ｇｒｏｗｉｎｇｓｅａｓｏｎｆｏｒｅａｃｈｏｆｔｈｅｔｈｒｅｅｙｅａｒｓｗｅｒｅ１．８６，１．９２，１．８１ｍｍ／ｄ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ．Ｈｏｗｅｖｅｒ，ｔｈｅａｖｅｒａｇｅｄ
ＥＴｗａｓｌｏｗｅｒｔｈａｎ０．６ｍｍ／ｄｄｕｒｉｎｇｔｈｅｎｏｎｇｒｏｗｉｎｇｓｅａｓｏｎ．Ｔｈｅａｎｎｕａｌａｎｄｄａｉｌｙｄｙｎａｍｉｃｓｗｅｒｅｓｉｎｇｌｅｐｅａｋ
ｔｙｐｅｃｕｒｖｅｓ．ＴｈｅｍａｘｉｍｕｍｍｏｎｔｈｌｙＥＴｒａｔｅｗａｓ２．０－２．２ｍｍ／ｄ，ｗｈｉｃｈｏｃｃｕｒｒｅｄｍａｉｎｌｙｉｎＪｕｎｅｏｒＪｕｌｙ．Ｔｈｅ
ｄａｉｌｙｐｅａｋａｐｐｅａｒｅｄａｔｎｏｏｎａｎｄｗａｓ０．２１ａｎｄ０．１０ｍｍ／ｈｄｕｒｉｎｇｔｈｅｇｒｏｗｉｎｇａｎｄｎｏｎｇｒｏｗｉｎｇｓｅａｓｏｎｓｒｅｓｐｅｃ
ｔｉｖｅｌｙ．ＥＴｗａｓｍｏｓｔｓｅｎｓｉｔｉｖｅｔｏｎｅｔｒａｄｉａｔｉｏｎｄｕｒｉｎｇｔｈｅｇｒｏｗｉｎｇｓｅａｓｏｎｗｈｉｌｅｔｈｅｅｆｆｅｃｔｏｆａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｎｄ
ｖａｐｏｕｒｐｒｅｓｓｕｒｅｄｅｆｉｃｉｔｗｅｒｅｓｅｃｏｎｄａｒｙ．Ｃｏｍｐａｒｅｄｗｉｔｈｔｈｅｎｏｎｄｅｇｒａｄｅｄａｒｅａｏｆ犓狅犫狉犲狊犻犪犺狌犿犻犾犻狊ｍｅａｄｏｗ，
ｔｈｅＥＴｏｆｔｈｅｄｅｇｒａｄｅｄｇｒａｓｓｌａｎｄｗａｓｌｏｗｅｒｉｎｔｈｅｇｒｏｗｉｎｇｓｅａｓｏｎｂｕｔｈｉｇｈｅｒｉｎｔｈｅｎｏｎｇｒｏｗｉｎｇｓｅａｓｏｎ．Ｔｈｅ
ｌｏｗｅｒｖｅｇｅｔａｔｉｏｎｃｏｖｅｒｗａｓａｔｔｒｉｂｕｔｅｄｔｏｔｈｉｓｒｅｓｕｌｔ．
犓犲狔狑狅狉犱狊：ｅｄｄｙｃｏｖａｒｉａｎｃｅｍｅｔｈｏｄ；ｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎ；Ｓａｎｊｉａｎｇｙｕａｎｒｅｇｉｏｎ；Ｑｉｎｇｈａｉｐｒｏｖｉｎｃｅ；ｄｅｇｒａｄｅｄ
ｇｒａｓｓｌａｎｄ
３３２第２１卷第３期 草业学报２０１２年