1、第 42 卷 第 3 期2023 年 6 月高原气象PLATEAU METEOROLOGYVol.42 No.3June，2023王远征，马启民，贾晓鹏，2023.柴达木盆地灌木林地和高寒草甸蒸散发特征研究 J.高原气象，42（3）：785-794.WANG Yuanzheng，MA Qimin，JIA Xiaopeng，2023.Evapotranspiration Characteristics of Shrub Land and Alpine Meadow in Qaidam Basin J.Plateau Meteorology，42（3）：785-794.DOI：10.7522/j.
2、issn.1000-0534.2022.00055.柴达木盆地灌木林地和高寒草甸蒸散发特征研究王远征1，马启民2，贾晓鹏1（1.中国科学院西北生态环境资源研究院 沙漠与沙漠化重点实验室，甘肃 兰州 730000；2.成都信息工程大学 资源环境学院，四川 成都 610225）摘要：柴达木盆地属于高寒干旱内陆盆地，水资源短缺，生态环境十分脆弱，蒸散发是生态系统水分耗散的主要方式，研究其变化特征对区域水资源合理开发与生态环境保护具有重要意义。本研究以柴达木盆地灌木林地和高寒草甸为观测点，采用涡动相关仪观测的2020年通量资料计算实际蒸散发量，分析不同下垫面实际蒸散发量在不同时间尺度的变化特征，并探究
3、了气象因子与实际蒸散发量的相关性。结果表明：（1）灌木林地和高寒草甸蒸散发过程主要集中在生长季，呈正态分布，但变化范围有一定差异，高寒草甸实际日蒸散发量和实际月蒸散发量大于灌木林地。其中，灌木林地日平均蒸散发量为0.48 mm，高寒草甸日平均蒸散发量为1.28 mm；灌木林地蒸散发量8月达到峰值，为40.47 mm，高寒草甸蒸散发量7月达到峰值，为88.92 mm。（2）对于不同下垫面，气温和土壤温度变化趋势大致相同，饱和水汽压差和风速有一定差异，实际日蒸散发量与气温、土壤温度、饱和水汽压差显著相关，但是与风速相关性不大，各季节蒸散发量对各气象因子敏感程度不同，此外高寒草甸蒸散发量与土壤含水量
4、呈显著相关。（3）不同下垫面水分消耗变化特征表明灌木林地各月水汽交换以下垫面水分消耗为主，7-8月下垫面水分消耗最为严重，高寒草甸4、6、11月下垫面以水汽吸收为主，并在6月达到水分吸收高峰期，其余月份下垫面以水分消耗为主，7月水分消耗最大。本研究通过探讨柴达木盆地灌木林地和高寒草甸实际蒸散发特征，以期为该地区水循环研究提供一定的参考。关键词：柴达木盆地；蒸散发；涡度相关；灌木林地；高寒草甸文章编号：1000-0534（2023）03-0785-10 中图分类号：P426.2 文献标识码：ADOI：10.7522/j.issn.1000-0534.2022.000551 引言 蒸散发包括地表水
5、分蒸发和植被蒸腾（Xiao et al，2013），参与土壤-植被-大气连续体（SPAC）中水分互相转换，是水量平衡和能量平衡的关键组成部 分（Avissar and Schmidt，1998；尚 程 鹏 等，2022）。同时，蒸散发是影响小尺度内微气象状况和大范围气候变化的主要因素，受环境和生物多方面影响（陈露等，2021；康绍忠，1994）。在全球约60%的降水通过蒸散发的形式回归到大气中（Rivas and Caselles，2004；Trenberth et al，2009），在干旱半 干 旱 地 区 比 例 高 达 90%以 上（Wilcox et al，2003）。干旱地区降水稀少
6、，蒸散发量大于降水量，农业生产多采用节水灌溉，引起灌溉地区蒸散发的改变，从而影响局部地区生态环境（张振宇等，2019），在西北内陆盆地大面积蒸散发也是造成土壤盐碱化的主要原因。因此，研究干旱区实际蒸散发对深入了解区域水循环过程以及水资源合理开发具有重要意义（袁国富等，2015）。目前，常用于测量蒸散发的方法主要包括蒸渗仪法（杨光超等，2015）、波文比-能量平衡法（张振宇等，2019）、遥感方法（Su，2002）、涡度相关法（Williams et al，2004）等。蒸渗仪法适用于对土壤和植被长时间蒸散发量的测量，不适用于短时间蒸收稿日期：20220506；定稿日期：20220719资助项目
7、：中国科学院重点部署项目（ZDRW-ZS-2019-3，ZDRW-ZS-2020-3）；国家重点研发计划项目（2018YFC0406600）作者简介：王远征（1993-），女，河南平顶山人，博士研究生，主要从事生态水文学方面研究.E-mail：通信作者：贾晓鹏（1982-），男，山东临沂人，副研究员，主要从事干旱区地表过程研究.E-mail：高原气象42 卷散量的计算（韩宇平等，2018）。波文比能量平衡法根据能量平衡方程、气象观测和辐射资料计算蒸散发，但是在波文比接近-1时存在计算结果不稳定情况（张亚春等，2021）。遥感技术在大区域复杂下垫面蒸散量计算时具有一定优势，但为了确保准确和可靠需
8、要地面观测数据进行验证（Li et al，2009）。与其他方法相比，涡度相关法测量精度高、理论假设少，并且在数据处理方面有一套标准流程，适合对蒸散发连续、同步以及定点测量，是目前精度较高的方法之一，从而得到广泛运用（李思恩等，2008），因此采用涡动相关技术能够更深入了解干旱地区生态系统蒸散发特征。柴达木盆地属于典型的高寒干旱内陆盆地，盆地高寒、干旱、多风沙、高盐碱、水资源短缺且时空分布不均、资源开发集中、荒漠化严重，生态环境十分脆弱。由于柴达木盆地自然条件恶劣，实际观测有限，属于缺资料地区，因此目前对于该地区蒸散发的研究较少，并且多采用遥感技术来实现，如金晓媚等（2013）基于遥感数据对柴
9、达木盆地和8个水资源三级区蒸散发进行估算，并进行影响因素分析；郭任宏等（2014）采用中分辨率遥感数据估算柴达木盆地实际蒸散量，并对不同用地类型蒸散量进行对比分析。以上研究虽然通过遥感技术很好地分析了柴达木盆地蒸散量大范围空间分布特征，但是计算结果需要根据实际观测结果进行验证。柴达木盆地蒸散发地域分异特征显著，整体表现为东部大于西部，四周山区高于盆地内部。为了探究不同下垫面实际蒸散发的差异性，本文在山区和盆地内部各选择覆盖面积较广的典型植被进行研究（郭任宏等，2014），以山区高寒草甸以及盆地内部灌木林地为研究对象，采用涡度相关系统观测的潜热数据计算不同下垫面的实际蒸散发量并分析气象因子对蒸散
10、发的影响，为深入了解柴达木盆地蒸散发特征以及水文循环研究提供一定的参考和数据支持。2 数据来源与研究方法 2.1研究区概况柴达木盆地位于青藏高原东北部（9016 E-9916 E，3500 N-3920 N），平均海拔在3000 m以上，在我国四大盆地中海拔最高（图1）。盆地总面积约 27.5 万 km2，从盆地四周到中心依次是山地、绿洲、荒漠和盐湖景观。柴达木盆地属于高原大陆性气候，寒冷、干燥，太阳辐射强、多风，降水量总体在 200 mm以下，盆地中心不足 25 mm，降水量从山区到盆地内部递减（刘燕华，2000）。本研究在柴达木盆地山区和盆地平原区各取一个涡度相关观测站点进行研究。其中盆地
11、平原区灌木林地观测点位于 96.45E，36.50N，海拔2732 m，下垫面为荒地，主要植被有红柳和野生枸杞及灌木，植被稀疏，涡度相关系统安装高度为8 m；山区高寒草甸观测站点位于96.48E，35.69N，海拔4186 m，下垫面植被为高寒草甸，涡度相关系统安装高度为8 m。文中涉及的地图是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为GS（2019）1822的中国地图制作，底图无修改。2.2研究方法2.2.1观测数据涡动相关系统采用的是CPEC310闭路式涡动图1研究区地理位置Fig.1The location of the study786王远征等：柴达木盆
12、地灌木林地和高寒草甸蒸散发特征研究3 期系统，包括测量三维风速和声波温度的三维超声风速仪（CSAT3A，Campbell Scientific Inc.）以及测量水汽和 CO2浓度的闭路式气体分析仪器（EC155，Campbell Scientific Inc.），以上数据通过数据采集器（CR3000）自动采集，观测时间频率为 30 min。T200B称重式雨雪量测量系统用来对下垫面进行长时间降水量测量。土壤温度、水分、盐分传感器（CS655）探头安装于地面10100 cm，间隔为10 cm的10个土层深度处，通过测量土壤温度、土壤含水量和电导率来反映土壤温湿度和盐分情况，每隔10 min自动
13、记录一次数据。2.2.2通量数据处理与质量控制本研究采用灌木林地站点2020年全年以及高寒草甸站点2020年1月1日至11月22日闭路涡度相关系统观测的通量数据。涡度通量数据处理过程包括以下几个步骤：（1）采用Loggernet软件对原始 10 Hz 数据进行格式转换和数据分割，得到每30 min通量数据；（2）接下来采用EddyPro软件对转换后的数据进行校正处理和质量控制（Wang et al，2015），包括异常值剔除、延迟时间校正、二次坐标旋转、频率响应修正、超声虚温修正以及WPL校正等，质量控制是通过湍流平稳性检验和湍流发展性检验两个标准对通量值进行评价并分为三个等级（0，1，2）；
14、（3）根据质量标注以及观测资料进一步对数据进行筛选，剔除质量差（标注为2）、夜间湍流发展不充分（摩擦风速小于 0.1 m s-1）（Blanken et al，1998），以及降水时段通量数据；（4）对缺失的数据进行插补，若缺失数据不超过2 h则采用线性内插法插补，2 h以上的缺失数据采用平均日变化（MDV，Mean Diurnal Variation）方法进行插补（Falge et al，2001），即采用临近710天相同时段的观测值的平均值进行插补，最终获得完整时间序列的通量数据。2.2.3蒸散发量的计算潜热通量数据通过插补之后，通过计算潜热通量和汽化潜热的比值来计算相应时段的半小时蒸散发
15、 ET，单位：mm （30min）-1，公式如下：ET=1800 LE（1）式中：LE为潜热通量（单位：W m-2）；为水的汽化潜热（单位：J kg-1）。2.2.4下垫面水分消耗下垫面水分消耗（IETP）是指下垫面蒸散发（ET）与降水量（Pr）的差值，该值反映了下垫面与大气之间的水汽交换特征，公式如下：IETP=ET-Pr（2）当IETP0时，表明下垫面水汽交换特征以水分消耗为主；当IETP0时，则下垫面水汽交换特征以水分吸收为主（王秀英等，2022；王军等，2020）。3 结果与分析 3.1蒸散发量不同尺度动态变化特征3.1.1蒸散发日动态变化图 2为 2020年柴达木盆地灌木林地和高寒草
16、甸两个观测站点实际蒸散发量的日变化。从图2中明显看出，年内两个观测站的日蒸散发量都呈现出先增大再减小的趋势，集中于生长季。高寒草甸日蒸散发量要大于灌木林地，并且波动性更大。其中，灌木林地日蒸散发量平均值为0.48 mm，自4月开始日蒸散发量缓缓增大，6月中旬起呈现快速增大趋势，于6月21日达到最大值，为2.44 mm，9月起日蒸散发量逐渐减少，10月之后趋于平稳；高寒草甸日蒸散发量平均值为1.28 mm，1-2月日蒸散发量较为平稳，3月起呈现波动增大趋势，于6月24日达到最大值，为4.45 mm，10月以后日蒸散发量趋于平稳。图22020年柴达木盆地不同下垫面蒸散发量日变化Fig.2Daily variation of evapotranspiration over different underlying surfaces in Qaidam Basin in 2020787高原气象42 卷3.1.2蒸散发量月动态变化柴达木盆地灌木林地和高寒草甸实际月蒸散发量如图3所示，两个下垫面月蒸散发量均呈现出正态分布趋势。灌木林地1-3月蒸散发量偏小，在10 mm以下，自4月起蒸散发量逐渐上升