全 文 ：书黄河源头高寒草甸夏季土壤水热
特征及相互关系研究
张娟１，２，李晓东１，李凤霞１，周秉荣１
（１．青海省气象科学研究所，青海 西宁８１０００１；２．青海省师范大学，青海 西宁８１０００１）
摘要：根据青藏高原玛多县２０１０年６－８月夏季每天２４个时次的土壤温湿度、热通量资料，分析了黄河源头高寒草
甸夏季土壤温湿度的时空分布特征以及相互作用、土壤温度和热通量的关系；利用Ｐｅｎｍａｎ公式计算了日蒸散量，
分析了与气候因子的相关性。结果表明，黄河源头高寒草甸土壤湿度在夏季各月的日变化上表现出一致的变化趋
势，各月、各土层土壤湿度的变化基本一致；各层土壤湿度最高平均值为１７．５８ｍ３／ｍ３，出现在７月４日，最低平均
值为６．８３ｍ３／ｍ３ 出现在８月９日；６－８月１０ｃｍ土壤湿度最大平均值为１５．２６ｍ３／ｍ３，出现在１６－１７时、最小平
均值为１４．４９ｍ３／ｍ３，出现在８时；３０ｃｍ土壤湿度最大平均值为１５．５６ｍ３／ｍ３，出现在２２时、０时，最小平均值为
１５．３２ｍ３／ｍ３，出现在１１－１３时；夏季各月土壤温度在各层变化趋势一致，土壤温度的梯度变化对土壤湿度变化有
很大影响；各层土壤温度最高平均值为１７．５９℃，出现在７月底８月初，最低平均值为４．５７℃，出现在６月１日；通
过对土壤温度和热通量的分析，得出：６－８月１０和３０ｃｍ土壤热通量变化呈正弦曲线，１０ｃｍ土壤热通量震荡明
显，最大平均值为６７．３５Ｗ／ｍ２，最小平均值为－２１．６２Ｗ／ｍ２，而３０ｃｍ土壤热通量变化相对平缓，最大平均值为
２１．３３Ｗ／ｍ２，最小平均值为－２．７３Ｗ／ｍ２；土壤温度的变化较土壤热通量变化滞后，当土壤热通量下降的时候，土
壤温度也在下降；当热通量负值的时候，下层土壤释放热量，是热源；当为正值的时候，下层土壤吸收热量，是热汇。
与气候因子的相关分析中得出，对日蒸散量影响显著的气候因子为风速，相关系数为０．８，在０．０１水平上显著相
关，风速和空气相对湿度是影响日蒸散量变化的主要原因。
关键词：黄河源头；土壤温度；土壤湿度；土壤热通量；日蒸散量
中图分类号：Ｓ８１２．２ 文献标识码：Ａ 文章编号：１００４５７５９（２０１２）０６０３０６０９
青藏高原土壤水分和热量迁移过程的连续变化模拟对于全球变化研究具有非常重要的意义［１］，其准确研究
和分析土壤水分和热量的变化以及相互关系是理解高寒草甸生态系统变化的重要基础。吴青柏等［２］的研究表
明，水热过程与寒区生态环境有着密切的关系。由于受人类活动和自然因素的影响，青藏高原高寒草甸生态系统
的退化导致了生物多样性降低，水土流失等生态问题加剧［３６］，为保护青藏高原高寒草甸脆弱的生态环境，需要充
分了解草地退化演替过程中的一些生物学过程和特征［７］。Ｈｅｎｄｅｒｓｏｎ等［８］和Ｓｈａｏ等［９］的研究表明，土壤温度和
土壤水分是检验陆面过程中水文过程的重要指标。地表层土壤的水分状况又与径流、蒸发及地下水补给等过程
有着重要的相互作用，从而直接或间接地影响土壤对太阳辐射热量吸收和放射［１０］，且土壤湿度在一定程度上可
以影响反照率和蒸发。土壤温度变化对土壤表层水分运动的影响是一个有重要价值的问题，土壤温度的变化影
响表层土壤中水盐运动和水分的相变［１１］。地表辐射平衡和土壤水热过程是地球的主要物理过程之一，区域气候
的突变或变化大多数是地表辐射平衡和土壤水热过程的调整或演变而引起［１２］。由于黄河上游地区具有的独特
陆面特征和生态属性，使得该区域地气间能量循环过程与其他区域的地气能量交换过程有很大不同［１３］，因此，对
这一地区的土壤水热和地表辐射平衡特征进行分析研究是十分必要的。
地表土壤的水热动态过程和变化机制是陆面过程的重要研究内容，越来越多的研究侧重于大气过程和地表
过程的耦合模拟研究，但土壤水热变化特征仍缺乏长期观测资料，与气象要素间的关系及相互影响机理的研究也
３０６－３１４
２０１２年１２月
草 业 学 报
ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ
第２１卷 第６期
Ｖｏｌ．２１，Ｎｏ．６
收稿日期：２０１２０５１８；改回日期：２０１２０７２５
基金项目：国家自然科学基金地区科学基金项目（４０８６５００６，４１０６５００７）资助。
作者简介：张娟（１９７９），女，青海西宁人，在读硕士。Ｅｍａｉｌ：７８４５９４４＠ｑｑ．ｃｏｍ
通讯作者。Ｅｍａｉｌ：５５０３８１ｌｘｄ＠１６３．ｃｏｍ
不够深入［１４］。国内不少学者通过实验模拟研究等方法，分析土壤温度变化对土壤含水量的影响及与土壤水热运
动相互关系［７１２］，也有学者张世强等［１］，王俊峰和吴青柏［１５］对青藏高原沼泽草甸的土壤水热特征进行了分析研
究，但这些研究都是通过实验模拟的方法对高寒草甸土壤水热特征进行模拟分析，而缺乏对长期观测资料的分
析。因此，对于野外观测条件下土壤水热变化规律的观测分析仍不失为一种有效的研究途径［１６］。本研究通过长
期观测的数据，根据夏季野外观测资料，借助统计学方法，分析研究了土壤温、湿度和土壤热通量之间的变化关
系，以及气象因子与蒸散量的关系，从而揭示高寒草甸演替及退化的机理，对青藏高原高寒草甸的保护和可持续
利用有着重要的意义。
１ 材料与方法
１．１ 研究区概况
玛多县位于青海省果洛藏族自治州西北部，县府驻玛查里（黑河乡境内），地处黄河源头，巴颜喀拉山北麓，阿
尼玛卿雪山以西的黄河谷地，地理位置为北纬３４°００′～３５°４０′，东经９６°５０′～９９°２０′，面积约２．５×１０４ｋｍ２，大部
分地区海拔在４２００ｍ以上。玛多县地势高亢，空气稀薄，一年四季气候寒冷，没有绝对的无霜期［４］。属高原大
陆性半湿润气候，年平均气温－５．３～－２．４℃，多年平均降水量３１２．８ｍｍ左右，年蒸发量为１３３３．９ｍｍ，最大
风速可达２６ｍ／ｓ，该县主要以畜牧业为主，可利用草场面积１４３５０ｋｍ２，有野牛、野驴、黄羊和白唇鹿等野生动
物。境内山峦起伏，河流纵横，大小湖泊星罗棋布。著名的扎陵湖、鄂陵湖在玛多县境内，该县素有“千湖之县”的
称号［１７］。观测站位于玛多县城以南黄河沿岸附近平坦草场，经、纬度位置Ｅ９８°１２′５２″、Ｎ３４°５３′２２″，海拔４２２２
ｍ，观测站周围地形开阔，下垫面植被良好（草地覆盖度在８５％以上），能够代表研究区典型高寒草甸的整体状
况。
１．２ 研究方法与计算
本研究中涉及数据采集系统：土壤温度以及土壤湿度测定系统，土壤湿度以及土壤温度的测定深度均为１０
和３０ｃｍ。数据采集传感器型号及参数见表１，所有的项目测定时间间隔均为每５ｍｉｎ一次，日变化及小时变化
均按５ｍｉｎ测定值通过平均求得。本研究所有数据均采用Ｅｘｃｅｌ制图，ＳＰＳＳ统计软件进行统计学分析。
表１ 监测仪数据采集传感器型号和参数
犜犪犫犾犲１ 犕犲犪狊狌狉犲犿犲狀狋犻狀狊狋狉狌犿犲狀狋狊犪狀犱狆犪狉犪犿犲狋犲狉狊犿犲犪狊狌狉犲犱
指标Ｉｎｄｅｘ 范围Ｒａｎｇｅ 单位Ｕｎｉｔ 测定深度 Ｍｅａｓｕｒｅｄｄｅｐｔｈ（ｃｍ） 规格型号Ｔｙｐｅ
土壤温度Ｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ －４０～８０ ℃ １０，３０ ＰＴＷＤ２Ａ
土壤湿度Ｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅ ０～１００％ ＲＨ ｍ３／ｍ３ １０，３０ ＴＤＲ３
土壤热通量Ｓｏｉｌｈｅａｔｆｌｕｘ ０～２０００ Ｗ／ｍ２ １０，３０ ＨＦ１
Ｐｅｎｍａｎ在１９４８年首先提出了无水汽水平输送条件下的参考作物蒸散量的计算公式，该公式由辐射项和空
气动力项组成，能够比较精确的计算参考作物蒸散［１８］。１９９２年Ｓｍｉｔｈ［１９］在总结试验的基础上提出了计算蒸散
量的ＰＭ简化公式。该公式全面考虑影响田间水分散失的大气因素和作物因素，将能量平衡、空气动力学参数
和表面参数结合在一起，可应用于世界各个地区，估值精度较高且具有良好的可比性，其公式为［２０］：
犈犜０＝
０．４０８△（犚狀－犌）＋
犆狀×γ×狌２×（犲狊－犲犪）
犜＋２７３
△＋γ（１＋犆犱×狌２）
式中，犈犜０ 为参考作物蒸散量（ｍｍ／ｄ）；△为饱和水汽压曲线对温度的斜率（ｋＰａ／℃）；犚狀为净辐射［ＭＪ／
（ｍ２·ｄ）］；犌为地热通量［ＭＪ／（ｍ２·ｄ）］；γ为干湿表常数（ｋＰａ／℃）；犆狀 和犆犱 均是以１ｄ为步长的Ｐｅｎｍａｎ公式
设置常数（犆狀＝９００，犆犱＝０．３４）；犲狊、犲犪 分别为饱和水汽压和实际水汽压（ｋＰａ）；犜为日平均温度（℃）；犝２ 为２ｍ高
处的风速（ｍ／ｓ）。根据Ｐ－Ｍ简化公式可以求得２０１０年６－８月日蒸散量。
７０３第２１卷第６期 草业学报２０１２年
２ 结果与分析
２．１ 土壤湿度日变化、小时变化和月变化
通过对青藏高原高寒草甸夏季６－８月日土壤湿度变化的研究，结果（图１）表明，６－８月的日土壤湿度在不
同层次表现出相对一致的趋势。６－８月日土壤湿度，在７月底８月初呈急剧下降趋势。结合该时段气象资料的
分析得出，在７月底８月初日平均气温升高、７月中下旬降水量相对偏少，导致了７月底８月初土壤湿度急剧下
降。
青藏高原高寒草地土壤湿度６－８各月、各土层在２４ｈ的变化趋势基本一致，其中６－８各月表层１０ｃｍ土
壤湿度最大值出现在１６－１７时、最小值出现在８时；３０ｃｍ土壤湿度最大值出现在２２时、０时，最小值出现在１１
－１３时（图２）。
６－８月１０ｃｍ土壤湿度呈逐渐下降趋势（图３），３０ｃｍ土壤湿度在７月有小幅上升，而后呈下降趋势；各层
土壤湿度最小值出现在８月，其中最小值出现在８月１０ｃｍ土层，为１２．８８ｍ３／ｍ３，最大值出现在７月３０ｃｍ土
层，为１６．６５ｍ３／ｍ３。
图１ ２０１０年６－８月日土壤湿度与日气温、日降水变化特征
犉犻犵．１ 犆犺犪狀犵犲狅犳犱犪犻犾狔狊狅犻犾犿狅犻狊狋狌狉犲，犪犻狉狋犲犿狆犲狉犪狋狌狉犲，犪狀犱狉犪犻狀犳犪犾犻狀狊狌犿犿犲狉犻狀２０１０
图２ ２０１０年６－８月１０和３０犮犿土壤湿度２４犺变化特征
犉犻犵．２ 犆犺犪狀犵犲狅犳犲犪犮犺犾犪狔犲狉狊狅犻犾犿狅犻狊狋狌狉犲犳狅狉２４犺狅狌狉狊犻狀狊狌犿犿犲狉犻狀２０１０
２．２ 各土层土壤湿度和土壤温度日变化、小时变化特征
各层土壤温度在７月底８月初出现最高值，最低值出现在６月１日；各层土壤湿度最高值出现在７月４日，
最低值出现在８月９日（图４）。结果表明，各土层的土壤温、湿度变化趋势基本一致，随着各土层土壤温度逐渐
升高，日土壤湿度保持在相对稳定范围内；土壤温度在７月底８月初达到最大值后呈下降趋势；土壤湿度在７月
８０３ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１２） Ｖｏｌ．２１，Ｎｏ．６
４日达到最大之后开始缓慢下降，在８月９日达到最低
图３ ２０１０年６－８月１０和３０犮犿土壤湿度月变化
犉犻犵．３ 犆犺犪狀犵犲狅犳犲犪犮犺犾犪狔犲狉狊狅犻犾犿狅犻狊狋狌狉犲
犳狅狉犿狅狀狋犺犻狀狊狌犿犿犲狉犻狀２０１０
值后又逐渐上升至平均水平。结合气象资料分析，７
月底８月初由于空气温度升高，降水偏少，导致了土壤
湿度值下降，而８月９日开始降水过程，使得土壤水量
增加，土壤湿度值急剧增大。
６－８月２４ｈ的各层土壤湿度无明显变化（图５）；
１０ｃｍ土壤温度变化呈正弦曲线，随着土壤深度的不
断增加，３０ｃｍ土壤温度值逐渐稳定，变化不大，与赵
逸舟等［２１］研究的结论一致；１０ｃｍ土壤温度和土壤湿
度在７－８时达到最低值，１７时达到最高值；３０ｃｍ土
壤温、湿度的最低值出现在１１－１３时，最高值在０，２２
和２３时。表层土壤温度最高值出现的时间滞后。
图４ ２０１０年６－８月１０和３０犮犿土壤温、湿度日变化特征
犉犻犵．４ 犇犪犻犾狔犮犺犪狀犵犲狅犳犲犪犮犺犾犪狔犲狉狊狅犻犾犿狅犻狊狋狌狉犲犪狀犱狋犲犿狆犲狉犪狋狌狉犲犻狀狊狌犿犿犲狉犻狀２０１０
图５ ２０１０年６－８月１０和３０犮犿土壤温、湿度２４犺变化特征
犉犻犵．５ 犆犺犪狀犵犲狅犳犲犪犮犺犾犪狔犲狉狊狅犻犾犿狅犻狊狋狌狉犲犪狀犱狊狅犻犾狋犲犿狆犲狉犪狋狌狉犲犻狀狊狌犿犿犲狉犻狀２０１０
２．３ 各土层土壤温度和热通量小时变化特征
从土壤温度与热通量２４ｈ变化特征中，６－８月１０和３０ｃｍ土壤热通量变化趋势一致，呈正弦曲线（图６），
９０３第２１卷第６期 草业学报２０１２年
表层１０ｃｍ土壤热通量震荡明显，而深层３０ｃｍ土壤热通量变化缓慢。１０和３０ｃｍ土壤热通量最大值出现在１５
和１９时，最小值出现在６和１０时；１０和３０ｃｍ土壤温度的最大值出现在１７和２３时，最小值出现在８和１２时。
由此可以看出，土壤温度的变化较土壤热通量变化滞后；各层土壤温度在各月变化趋势一致，当土壤热通量开始
下降的时候，土壤温度也在下降。
图６ ２０１０年６－８月１０和３０犮犿土壤温度与土壤热通量２４犺变化特征
犉犻犵．６ 犆犺犪狀犵犲狅犳犲犪犮犺犾犪狔犲狉狊狅犻犾狋犲犿狆犲狉犪狋狌狉犲犪狀犱狊狅犻犾犺犲犪狋犳犾狌狓犻狀狊狌犿犿犲狉犻狀２０１０
２．４ 土壤湿度、土壤温度、热通量的关系
由于青藏高原草地土壤在冬春季节经历冻融作用，为了揭示土壤温湿度、热通量之间的关系，本研究将夏季
土壤温度相对应的土壤湿度、土壤热通量的变化进行相关性分析，采取皮尔森相关系数来反映２个变量线性相关
程度，结果（表２）表明，各层土壤湿度和土壤温度、土壤热通量相关程度十分明显。其中，各层土壤湿度与各层土
壤温度呈显著负相关，而随着土壤深度的增加，相关系数呈下降趋势。１０ｃｍ土壤温度与各层热通量呈显著正相
关；３０ｃｍ土壤温度和１０ｃｍ土壤热通量呈显著负相关，与３０ｃｍ土壤热通量呈显著正相关；各层土壤湿度与３０
ｃｍ土壤热通量呈显著负相关，与１０ｃｍ土壤热通量相关性不显著。
表２ 各土层土壤湿度、土壤温度、热通量的关系
犜犪犫犾犲２ 犆狅狉狉犲犾犪狋犻狅狀犮狅犲犳犳犻犮犻犲狀狋狊犪犿狅狀犵狊狅犻犾犿狅犻狊狋狌狉犲，狊狅犻犾狋犲犿狆犲狉犪狋狌狉犲犪狀犱犺犲犪狋犳犾狌狓犻狀犲犪犮犺犾犪狔犲狉
项目
Ｉｔｅｍ
１０ｃｍ土壤温度
Ｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ
３０ｃｍ土壤温度
Ｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ
１０ｃｍ土壤湿度
Ｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅ
３０ｃｍ土壤湿度
Ｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅ
１０ｃｍ热通量
Ｈｅａｔｆｌｕｘ
３０ｃｍ土壤温度Ｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ ０．６１８
１０ｃｍ土壤湿度Ｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅ －０．３２９ －０．５２８
３０ｃｍ土壤湿度Ｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅ －０．２２３ －０．３８６ ０．８５４
１０ｃｍ土壤热通量 Ｈｅａｔｆｌｕｘ ０．５９１ －０．１１１ ０．０１４ ０．００８
３０ｃｍ土壤热通量 Ｈｅａｔｆｌｕｘ ０．６６９ ０．２８０ －０．０６８ －０．０５６ ０．１４５
注：表示相关系数达到犘＜０．０５水平，表示相关系数达到犘＜０．０１水平。
Ｎｏｔｅ：ｉｎｄｉｃａｔｅｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎｃｏｅｆｆｉｃｉｅｎｔｓａｔｔｈｅ０．０５ｌｅｖｅｌ，ｉｎｄｉｃａｔｅｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎｃｏｅｆｆｉｃｉｅｎｔｓａｔｔｈｅ０．０１ｌｅｖｅｌ．
２．５ 日蒸散量与气候因子的相关分析
２．５．１ 日蒸散量与降水量的关系 蒸散受多种气象因素的影响，包括空气温度、降水量、风速、相对湿度等。图
７ａ是２０１０年６－８月的日蒸散量变化及其相应的降水量，总体来看，日蒸散量为０．５～３．５ｍｍ／ｄ，并出现不同程
０１３ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１２） Ｖｏｌ．２１，Ｎｏ．６
度地波动。６月上旬日蒸散量达到最高值，为３．３ｍｍ／ｄ；８月中旬出现了连续降水，日蒸散量下降。
２．５．２ 日蒸散量与空气温度的关系 草地夏季日蒸散量与气温呈负相关（图７ｂ），相关系数为－０．２５２，在０．０５
水平上达到显著。７月底出现了气温的最高值，达１４．８℃。随着气温的不断升高，日蒸散量呈波动减少趋势，这
可能由于可供蒸散的水分逐渐减少，水分交换减慢。
２．５．３ 日蒸散量与空气相对湿度的关系 日蒸散量的大小与近地面层的空气相对湿度显著相关。长期观测中
相对湿度对蒸散的影响有正有负，在一些蒸散日变化的研究中二者负相关［２２］。当空气中相对湿度大的时候，植
物蒸发到空气中的水分就会减少；反之，空气相对湿度越小，蒸散就越快、越多。在连续晴热高温时，空气较为干
燥，而太阳辐射强度大，土壤蒸发和植物蒸腾加大，容易发生干旱［２０］。
对日蒸散量与空气相对湿度进行相关性分析得出，相关系数－０．３８７，在０．０１水平上达到显著相关（图７ｃ）。
在６月上旬，空气相对湿度出现先下降后上升至最大值，然后开始下降，而后又开始上升的过程；日蒸散量随着空
气相对湿度的下降而上升至一个小峰值，随后开始下降，然后上升至最大值的过程；空气相对湿度的最大值出现
在６月６日，最小值出现在６月１０日，与日蒸散量的最大值出现的日期相同，由此可知，在一定程度上，空气相对
湿度与日蒸散的变化是相反的。６月中下旬以后空气相对湿度的变化缓慢，但日蒸散量的变化波动明显。
２．５．４ 日蒸散量与风速的关系 风速与日蒸散呈显著正相关，相关系数为０．８，在０．０１水平上显著相关（图
７ｄ）。日蒸散量随着风速的变化而变化，即随着风速的增大，日蒸散量也随之增大，表明了风速对日蒸散的影响非
常大。
对日蒸散量影响显著的气象因子顺序为风速＞空气相对湿度＞气温，风速和空气相对湿度是影响日蒸散量
变化的主要原因。
图７ ２０１０年６－８月日蒸散与日降水量（犪）、气温（犫）、空气相对湿度（犮）、风速（犱）的动态变化
犉犻犵．７ 犆犺犪狀犵犲狅犳犱犪犻犾狔犲狏犪狆狅狋狉犪狀狊狆犻狉犪狋犻狅狀犪狀犱犱犪犻犾狔狉犪犻狀犳犪犾（犪），犪犻狉狋犲犿狆犲狉犪狋狌狉犲（犫），
犪犻狉狉犲犾犪狋犻狏犲犺狌犿犻犱犻狋狔（犮），狑犻狀犱狊狆犲犲犱（犱）犻狀狊狌犿犿犲狉犻狀２０１０
１１３第２１卷第６期 草业学报２０１２年
３ 讨论
通过对土壤湿度和土壤温度日变化、小时变化特征分析，降水对土壤湿度有明显的影响，根据地表收支方程
可知，降水的增多有利于土壤湿度的增加［２１］。夏季降水的逐渐增加，土壤湿度也表现出逐渐增加的趋势。随着
高原雨季的结束，土壤湿度逐渐减少。由于温度梯度与水分运动方向相反，因此当８月土壤温度达到最高时，土
壤湿度表现出明显的下降趋势，但随着土壤深度的不断增加，土壤湿度对土壤温度的敏感性有所降低。浅层土壤
水分的移动、存在形态以及土壤气体交换都受土壤温度的影响，温度升高加速土壤水分移动的频率，表层土壤水
分蒸发加快，导致土壤水量下降［１５］。表层土壤温度最高值出现的时间滞后，是由于最高温度出现时间是地面积
累热量最多的时候。中午虽然太阳辐射最强，但地面热量积累并未达最大值。午后太阳辐射逐渐减弱，但地面仍
有热量积累，温度继续上升，当热量积累达最大值，此时地面温度达到最高值。以后，地面得到的太阳辐射继续减
少，土壤失热多于收入热量，地面温度开始降低，直至次日日出前后，地面因失热含热最少，出现地面最低温度。
在北半球夏季，由于地表接收的太阳辐射大于地表放射的长波放射，这种正的净辐射能使地表温度首先升高，这
时地表向上长波辐射增强的同时，由于存在向下的土壤温度梯度，一部分能量要向下传递［２３］，通过一段时间的向
下传递后，土壤温度才达到最高值，所以最高值出现的时间滞后。
从１０和３０ｃｍ土层热通量变化特征可以看出，当热通量负值的时候，表示热量传输方向是由下层土壤指向
上层，下层土壤释放热量，是热源；当为正值的时候，传输方向是由上层土壤指向下层，下层土壤吸收热量，土壤是
获得热量的，是热汇。杨梅学等［２４］根据土壤温湿度观测资料，讨论了土壤水热相互作用，认为土壤湿度对土壤温
度的变化有非常重要影响。夏季，表层土壤温度较高，土壤水中有很大一部分为汽态水，而汽态水很容易通过土
壤孔隙散失，因此土壤温度变化对土壤水相变和总含水量影响很大，导致土壤温度和土壤湿度呈负相关。
从日蒸散量与气候因子的相关分析中得出，草地夏季日蒸散量与气温呈负相关，随着气温的不断升高，日蒸
散量呈波动减少趋势，这可能由于可供蒸散的水分逐渐减少，水分交换减慢，从而导致日蒸散的减少趋势。对日
蒸散量与空气相对湿度进行相关性分析得出，在一定程度上，空气相对湿度与日蒸散的变化是相反的，这与冯承
彬等［２０］对三江源地区人工草地的研究结论一致；日蒸散与风速呈显著正相关，随着风速的增大，日蒸散量也随之
增大，表明了风速对日蒸散的影响非常大，曹红霞等［２５］的研究也得到相同的结论。对日蒸散量影响显著的气象
因子顺序为风速＞空气相对湿度＞气温，风速和空气相对湿度是影响日蒸散量变化的主要原因。气候变化尤其
是气温的升高，并不意味着日蒸散量的增加，因为气候变化不单指气温升高的变化，包括许多气象因子的变化，而
影响日蒸散量变化的主要气象因子在不同地区会有所差异［２５］，因此在高寒高海拔地区风速是影响日蒸散量的主
要因素。
４ 结论
青藏高原高寒草甸各土层土壤湿度在６－８月的日变化上表现出一致的趋势，各月、各土层在２４ｈ的变化基
本一致。
各土层的日土壤温、湿度变化趋势基本一致，随着各土层土壤温度逐渐升高，日土壤湿度保持在相对稳定范
围内；土壤温度在７月底８月初达到最大值后呈下降趋势；各层土壤温、湿度在６－８月的２４ｈ变化趋势一致，随
着土壤深度的不断增加，各月土壤温度值逐渐稳定；夏季，土壤温度和土壤湿度呈负相关，而随着土壤深度的增
加，相关系数下降。
土壤温度与热通量小时变化特征中，６－８月１０，３０ｃｍ土壤热通量变化趋势一致，呈正弦曲线，表层１０ｃｍ
土壤热通量震荡明显，而深层３０ｃｍ土壤热通量变化缓慢；土壤温度的变化较土壤热通量变化滞后，当土壤热通
量下降的时候，土壤温度也在下降；当热通量负值的时候，下层土壤释放热量，是热源；当为正值的时候，下层土壤
吸收热量，是热汇。
日蒸散量与气候因子的相关分析中得出，对日蒸散量影响显著的气象因子顺序为风速＞空气相对湿度＞气
温，风速和空气相对湿度是影响日蒸散量变化的主要原因。
２１３ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１２） Ｖｏｌ．２１，Ｎｏ．６
参考文献：
［１］ 张世强，丁永建，卢健，等．青藏高原土壤水热过程模拟研究（Ⅱ）：土壤温度［Ｊ］．冰川冻土，２００５，２７（１）：９５９９．
［２］ 吴青柏，沈永平，施斌．青藏高原冻土与水热过程与寒区生态环境的关系［Ｊ］．冰川冻土，２００３，２５（３）：２５０２５５．
［３］ 刘兴元，龙瑞军，尚占环．草地生态系统服务功能及其价值评估方法研究［Ｊ］．草业学报，２０１１，２０（１）：１６７１７４．
［４］ 韩立辉，尚占环，任国华．青藏高原“黑土滩”退化草地植物和土壤对秃斑面积变化的响应［Ｊ］．草业学报，２０１１，２０（１）：１６．
［５］ 李东，黄耀，吴琴，等．青藏高原高寒草甸生态系统土壤有机碳动态模拟研究［Ｊ］．草业学报，２０１０，１９（２）：１６０１６８．
［６］ 李晓东，傅华，李凤霞，等．气候变化对西北地区生态环境影响的若干进展［Ｊ］．草业学报，２０１１，２８（２）：２８６２９５．
［７］ 周华坤，赵新全，周立，等．青藏高原高寒草甸植被退化与土壤退化特征研究［Ｊ］．草业学报，２００５，１４（３）：３１４０．
［８］ ＨｅｎｄｅｒｓｏｎｓｅｌｅｒｓＡ，ＹａｎｇＺＬ，ＤｉｃｋｉｎｓｏｎＲＥ．Ｔｈｅｐｒｏｊｅｃｔｆｏｒｉｎｔｅｒｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆｌａｎｄｓｕｒｆａｃｅｐａｒａｍｅｔｅｒｉｚａｔｉｏｎｓｃｈｅｍｅｓ［Ｊ］．
ＢｕｌｅｔｉｎｏｆｔｈｅＡｍｅｒｉｃａｎＭｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌＳｏｃｉｅｔｙ，１９９３，７４（７）：１３３５１３５０．
［９］ ＳｈａｏＹ，ＡｎｎｅＲＤ，ＨｅｎｄｅｒｓｏｎｓｅｌｅｒｓＡ．Ｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅｓｉｍｕｌａｔｉｏｎ，ａｒｅｐｏｒｔｏｆｔｈｅｒｉｃｅａｎｄＰＩＬＰＳｗｏｒｋｓｈｏｐ［Ａ］．ＩＧＰＯＰｕｂ
ｌｉｃａｔｉｏｎＳｅｒｉｅｓＮｏ．１４［Ｃ］．ＣｌｉｍａｔｉｃＩｍｐａｃｔｓＣｅｎｔｅｒ，１９９４：１１００．
［１０］ 杨金忠，蔡树英．土壤中水、汽、热运动的耦合模型和蒸发模拟［Ｊ］．武汉水利电力学院学报，１９８９，２２（４）：３５４４．
［１１］ 蔡树英，张瑜芳．温度影响下土壤水分蒸发的数值分析［Ｊ］．水利学报，１９９１，（１１）：１８．
［１２］ 张强，王胜．干旱荒漠区土壤水热特征和地表辐射平衡年变化规律研究［Ｊ］．自然科学进展，２００７，１７（２）：２１１２１６．
［１３］ 李锁锁，吕世华，奥银焕，等．黄河上游地区辐射收支及土壤热状况季节变化特征［Ｊ］．太阳能学报，２００９，３０（２）：１５６
１６２．
［１４］ 叶笃正，高由禧．青藏高原气象学［Ｍ］．北京：科学出版社，１９７９：２２０．
［１５］ 王俊峰，吴青柏．气温升高对青藏高原沼泽草甸浅层土壤水热变化的影响［Ｊ］．兰州大学学报（自然科学版），２０１０，４６（１）：
３３３９．
［１６］ 赵红岩，李栋梁，郭维栋．中国冬季地温场变化特征及夏季降水场的关系［Ｊ］．高原气象，２００２，２１（１）：５２５８．
［１７］ 吴素霞，常国刚，李凤霞，等．近年来黄河源头地区玛多县湖泊变化［Ｊ］．湖泊科学，２００８，２０（３）：３６４３６８．
［１８］ 邱国玉，李瑞利，曾爽，等．气候变化与区域水分收支实测、遥感与模拟［Ｍ］．北京：科学出版社，２０１１：１６２．
［１９］ ＳｍｉｔｈＭ．ＲｅｐｏｒｔｏｎｔｈｅｅｘｐｅｒｔｃｏｎｓｕｌｔａｔｉｏｎｏｎｒｅｖｉｓｉｏｎｏｆＦＡＯ ｍｅｔｈｏｄｏｌｏｇｉｅｓｆｏｒｃｒｏｐｅａｔｅｒｒｅｑｕｉｒｅｍｅｎｔｓ［Ａ］．Ｌａｎｄａｎｄ
ＷａｔｅｒＤｅｖｅｌｏｐｍｅｎｔＤｉｖｉｓｉｏｎ［Ｍ］．Ｒｏｍｅ：ＦｏｏｄａｎｄＡｇｒｉｃｕｌｔｕｒｅＯｒｇａｎｉｓａｔｉｏｎｏｆｔｈｅＵｎｉｔｅｄＮａｔｉｏｎｓ，１９９２：１５４．
［２０］ 冯承彬，张耀生，赵新全，等．三江源区人工草地蒸散量与气候因子的相关分析［Ｊ］．安徽农业科学，２００８，３６（３３）：１４３６５
１４３６７．
［２１］ 赵逸舟，马耀明，马伟强，等．藏北高原土壤温湿度变化特征分析［Ｊ］．冰川冻土，２００７，２９（４）：５７８５８３．
［２２］ 刘安能，周新国，孟兆江，等．不同土壤水分条件下麦地蒸散日变化规律研究［Ｊ］．节水灌溉，２００５，（３）：１３．
［２３］ 杨梅学，姚檀栋，ＫｏｉｋｅＴ．藏北高原土壤温度的变化特征［Ｊ］．山地学报，２００２，１８（１）：１３１７．
［２４］ 杨梅学，姚檀栋，丁永建，等．藏北高原 Ｄ１１０点不同季节土壤温度的日变化特征［Ｊ］．地理科学，１９９９，１９（６）：５７０５７４．
［２５］ 曹红霞，粟晓玲，康绍忠，等．陕西关中地区参考作物蒸发蒸腾量变化及原因［Ｊ］．农业工程学报，２００７，２３（１１）：８１６．
３１３第２１卷第６期 草业学报２０１２年
犚犲狊犲犪狉犮犺狅狀犮犺犪狉犪犮狋犲狉犻狊狋犻犮狊犪狀犱狉犲犾犪狋犻狅狀狊犺犻狆狅犳狊狅犻犾犺犲犪狋犪狀犱犿狅犻狊狋狌狉犲犻狀狊狌犿犿犲狉狅狀
犪犾狆犻狀犲犵狉犪狊狊犾犪狀犱犻狀犢犲犾狅狑犚犻狏犲狉狊狅狌狉犮犲狉犲犵犻狅狀
ＺＨＡＮＧＪｕａｎ１，２，ＬＩＸｉａｏｄｏｎｇ１，ＬＩＦｅｎｇｘｉａ１，ＺＨＯＵＢｉｎｇｒｏｎｇ１
（１．ＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＱｉｎｇｈａｉＭｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌＳｃｉｅｎｃｅＲｅｓｅａｒｃｈ，Ｘｉｎｉｎｇ８１０００１，Ｃｈｉｎａ；
２．ＱｉｎｇｈａｉＮｏｒｍａｌＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｘｉｎｉｎｇ８１０００１，Ｃｈｉｎａ）
犃犫狊狋狉犪犮狋：Ｏｎｔｈｅｂａｓｉｓｏｆｏｂｓｅｒｖｅｄｄａｔａ，ｔｈｅｓｐａｔｉａｌｔｅｍｐｏｒａｌｖａｒｉａｔｉｏｎｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ，ｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐａｎｄｉｎｔｅｒａｃ
ｔｉｏｎｓｂｅｔｗｅｅｎｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ，ｗａｔｅｒａｎｄｓｏｉｌｈｅａｔｆｌｕｘａｒｅｓｔｕｄｉｅｄ．Ｔｈｅｒｅｓｕｌｔｓｓｈｏｗｓｔｈａｔｔｈｅｒｅｅｘｉｔｓａｍｅ
ｔｒｅｎｄｅｖｅｒｙｄａｙｏｎｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅｉｎｓｕｍｍｅｒａｔａｌｐｉｎｅｇｒａｓｓｌａｎｄｉｎＹｅｌｏｗＲｉｖｅｒｓｏｕｒｃｅｒｅｇｉｏｎ．Ｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅｅｘｉｔ
ｓａｍｅｔｒｅｎｄｉｎｅａｃｈｍｏｎｔｈｉｎｓｕｍｍｅｒ．Ｔｈｅａｖｅｒａｇｅｍａｘｉｍｕｍｖａｌｕｅｏｆｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅｗａｓ１７．５８ｍ３／ｍ３，ａｎｄ
ｒｅａｃｈｅｄｉｎＪｕｌｙ４ｉｎｅａｃｈｓｏｉｌｌａｙｅｒ．Ｔｈｅａｖｅｒａｇｅｍｉｎｉｍｕｍｖａｌｕｅｏｆｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅｗａｓ６．８３ｍ３／ｍ３，ａｎｄａｐ
ｐｅａｒｅｄｉｎＡｕｇｕｓｔ９ｉｎｅａｃｈｓｏｉｌｌａｙｅｒ．Ｔｈｅｍａｘｉｍｕｍｖａｌｕｅａｐｐｅａｒｅｄｆｒｏｍ１６ｔｏ１７Ｏ’ｃｌｏｃｋ，ｗｈｉｃｈｗａｓ１５．２６
ｍ３／ｍ３ｉｎ１０ｃｍｓｏｉｌｌａｙｅｒｆｒｏｍＪｕｎｅｔｏＡｕｇｕｓｔ．Ｔｈｅｍｉｎｉｍｕｍｖａｌｕｅａｐｐｅａｒｅｄ８Ｏ’ｃｌｏｃｋ，ｗｈｉｃｈｗａｓ１４．４９
ｍ３／ｍ３．Ｔｈｅｍｉｎｉｍｕｍｖａｌｕｅａｐｐｅａｒｅｄ２２ａｎｄ０Ｏ’ｃｌｏｃｋ，ｗｈｉｃｈｗａｓ１５．５６ｍ３／ｍ３ｉｎ３０ｃｍｓｏｉｌｌａｙｅｒｆｒｏｍＪｕｎｅ
ｔｏＡｕｇｕｓｔ．Ｔｈｅｍｉｎｉｍｕｍｖａｌｕｅａｐｐｅａｒｅｄｆｒｏｍ１１ｔｏ１３Ｏ’ｃｌｏｃｋ，ｗｈｉｃｈｗａｓ１５．３２ｍ３／ｍ３．Ｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ
ｅｘｉｔｓａｍｅｔｒｅｎｄｉｎｅａｃｈｍｏｎｔｈｉｎｓｕｍｍｅｒ，ｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅａｆｆｅｃｔｅｄｂｙｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ．Ｔｈｅａｖｅｒａｇｅｍａｘｉｍｕｍ
ｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｖａｌｕｅｗａｓ１７．５９℃，ｗｈｉｃｈａｐｐｅａｒｅｄｉｎＪｕｌｙａｎｄＡｕｇｕｓｔ．Ｔｈｅａｖｅｒａｇｅｍｉｎｉｍｕｍｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａ
ｔｕｒｅｖａｌｕｅｗａｓ４．５７℃，ｗｈｉｃｈａｐｐｅａｒｅｄｉｎＪｕｎｅ１．ＳｏｉｌｈｅａｔｆｌｕｘｓｈｏｗｅｄａｓｉｎｅｃｕｒｖｅｃｈａｎｇｅｆｒｏｍＪｕｌｙｔｏＡｕ
ｇｕｓｔｉｎ１０ａｎｄ３０ｃｍｓｏｉｌｌａｙｅｒ．Ｔｈｅｍａｘｉｍｕｍａｎｄｍｉｎｉｍｕｍｖａｌｕｅｓｏｆｓｏｉｌｈｅａｔｆｌｕｘｗｅｒｅ６７．３５ａｎｄ－２１．６２
Ｗ／ｍ２ｉｎ１０ｃｍｓｏｉｌｌａｙｅｒ．Ｔｈｅｍａｘｉｍｕｍａｎｄｍｉｎｉｍｕｍｖａｌｕｅｓｏｆｓｏｉｌｈｅａｔｆｌｕｘｗｅｒｅ２１．３３ａｎｄ－２．７３Ｗ／ｍ２ｉｎ
３０ｃｍｓｏｉｌｌａｙｅｒ．Ｓｏｉｌｈｅａｔｆｌｕｘｗａｓｍｏｒｅｓｅｎｓｉｔｉｖｅｔｈａｎｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ．Ｓｏｉｌｈｅａｔｆｌｕｘｗａｓｄｅｃｌｉｎｅｄｗｉｔｈｓｏｉｌ
ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｄｅｃｒｅａｓｅｄ．Ｔｈｅｓｏｉｌｈｅａｔｆｌｕｘｗａｓｎｅｇａｔｉｖｅ，ｉｎｄｉｃａｔｉｎｇｔｈａｔｄｕｒｉｎｇｔｈｉｓｔｉｍｅｓｏｉｌｈｅａｔｔｒａｎｓｆｅｒｆｒｏｍ
ｓｏｉｌｔｏｔｈｅａｔｍｏｓｐｈｅｒｅ．Ｔｈｅｓｏｉｌｈｅａｔｆｌｕｘｗａｓｐｏｓｉｔｉｖｅ，ｓｏｉｌｈｅａｔｔｒａｎｓｆｅｒｆｒｏｍｔｈｅａｔｍｏｓｐｈｅｒｅｔｏｔｈｅｓｏｉｌ．Ｄａｉ
ｌｙｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎｗａｓｃａｌｃｕｌａｔｅｄｂｙｔｈｅｆｏｒｍｕｌａｏｆＰｅｎｍａｎａｎｄａｎａｌｙｚｅｄｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｗｉｔｈｃｌｉｍａｔｉｃｆａｃｔｏｒｓ．
Ｗｉｎｄｓｐｅｅｄｗａｓｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔｌｙａｆｆｅｃｔｅｄｏｎｄａｉｌｙｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎ，ａｎｄｗｉｎｄｓｐｅｅｄａｎｄｒｅｌａｔｉｖｅｈｕｍｉｄｉｔｙｗｅｒｅ
ｍａｊｏｒｆａｃｔｏｒｓｏｎｄａｉｌｙｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａｔｉｏｎｃｈａｎｇｅ．
犓犲狔狑狅狉犱狊：ＹｅｌｏｗＲｉｖｅｒｓｏｕｒｃｅｒｅｇｉｏｎ；ｓｏｉｌｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ；ｓｏｉｌｍｏｉｓｔｕｒｅ；ｓｏｉｌｈｅａｔｆｌｕｘ；ｄａｉｌｙｅｖａｐｏｔｒａｎｓｐｉｒａ
ｔｉｏｎ
４１３ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１２） Ｖｏｌ．２１，Ｎｏ．６