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2013 , Vol. 33 >Issue 1: 97 - 103

DOI: https://doi.org/10.13249/j.cnki.sgs.2013.01.97

疏勒河上游高寒草甸蒸散对比研究

  • 吴锦奎 , 1, 2 ,
  • 陈军武 3 ,
  • 吴灏 2 ,
  • 张世强 1, 2 ,
  • 高明杰 2 ,
  • 秦彧 2
展开
  • 1.中国科学院寒区旱区环境与工程研究所流域水文及应用生态实验室, 甘肃 兰州 730000
  • 2.中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰冻圈科学国家重点实验室, 甘肃 兰州 730000
  • 3.甘肃省水利水电学校, 甘肃 兰州 730020

作者简介：吴锦奎（1970-）,甘肃会宁人,博士,副研究员,主要从事旱区水资源与水环境的研究工作。E-mail:

收稿日期: 2012-05-11

  要求修回日期: 2012-07-14

  网络出版日期: 2013-01-20

基金资助

国家自然科学基金重点项目（41130638）、甘肃省自然科学基金（1107RJZA1711）、冰冻圈科学国家重点实验室开放基金项目(SKLCS 2010-10)、冰冻圈科学国家重点实验室自主研究项目(SKLCS-ZZ-2010-02)资助

收起

Comparative Study of Evapotranspiration in an Alpine Meadow in the Upper Reach of Shulehe River Basin

  • WU Jin-kui , 1, 2 ,
  • CHEN Jun-wu 3 ,
  • WU Hao 2 ,
  • ZHANG Shi-qiang 1, 2 ,
  • GAO Ming-jie 2 ,
  • QIN Yu 2
Expand
  • 1. Laboratory of Watershed Hydrology and Ecology, Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute, Chinese Academy of Sciences, Lanzhou, Gansu 730000, China
  • 2. State Key Laboratory of Cryospheric Science, Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute, Chinese Academy of Sciences, Lanzhou, Gansu 730000, China
  • 3. Gansu Provincial Water

Received date: 2012-05-11

  Request revised date: 2012-07-14

  Online published: 2013-01-20

Copyright

本文是开放获取期刊文献，在以下情况下可以自由使用：学术研究、学术交流、科研教学等，但不允许用于商业目的.
Fold

摘要

利用疏勒河上游草地综合观测点2011年草甸主要生长季节的观测资料,应用小型蒸渗仪法(ML)、涡动相关法(EC)、波文比能量平衡法(BREB)对高寒草甸的蒸散量进行估算和比较分析。结果发现：在观测期间涡度相关法与能量平衡法所测定结果存在能量不闭合现象,能量平衡闭合度0.84;波文比法估算的蒸散量为270.6 mm,比蒸渗仪法测定结果（238.9 mm）高13%,比涡度相关法结果（236.1 mm）高出15%。3种方法估算结果均有较好相关性。涡度相关法可能低估蒸散量,波文比能量平衡法对蒸散量有所高估。考虑到蒸散估算精度和连续性观测等方面,涡度相关法更具优势。

本文引用格式

吴锦奎 , 陈军武 , 吴灏 , 张世强 , 高明杰 , 秦彧 . 疏勒河上游高寒草甸蒸散对比研究[J]. 地理科学, 2013 , 33(1) : 97 -103 . DOI: 10.13249/j.cnki.sgs.2013.01.97

Abstract

The evapotranspiration (ET) of alpine meadow ecosystem in the upper reach of the Shulehe River Basin, Northeastern Qinghai-Tibetan Plateau during the main growing season in 2011 was measured using the micro-lysimeter(ML) method, the eddy covariance (EC) technique, and the Bowen Ratio Energy Balance (BREB) method. Results showed that the turbulent fluxes measured by EC and available fluxes measured by BREB system were imbalanced. The energy balance ratio (EBR) was 0.84. The reasons were as follows: non-synchronization of fluxes, low closure degree in nighttime and the effect of precipitation. The evapotranspiration values that estimated by BREB, ML and EC were 270.6 mm, 238.9 mm and 236.1 mm, respectively. Significant correlation existed between the evapotranspiration measured by the three methods. The determination of evapotranspiration by EC system was lower than the BREB system as many similar findings indicated. The presence of vertical diffusion and convection resulted in the underestimation of latent heat flux in EC systems was the main reason. Though the evapotranspiration results estimated by EC method and ML method were very close, the diurnal variations were not entirely consistent. According to the local natural conditions of soil and hydrology, water for evapotranspiration originated from the precipitation in the observation station. During the observation period, there was nearly no soil water storage and surface runoff. In addition, the vegetation growth was in good condition. Deduced by those facts, the value of evapotranspiration should be equal to that of precipitation, i.e. about 250 mm. From this point, the evapotranspiration values estimated by the three methods were within a reliable range. The results suggested that the evapotranspiration may be underestimated by EC while overestimated by BREB. Although EC method might underestimate evapotranspiration due to the underestimation of latent heat flux, the evapotranspiration could be obtained directly and the continuous long-term site observation could be realized either. Also, the obtained results of evapotranspiration could represent the average moisture exchange rate between the land surface and the atmosphere in a certain area. Furthermore, the EC system could also be used for the determination of CO2 flux in the prairie region. Considering the estimation precision and data continuity, the eddy covariance method had advantages over the other two methods and had more application perspective in an alpine meadow area as the upper reach of the Shulehe River Basin.

蒸散是陆面水分平衡的重要分量,也是地球系统水分消耗的主要方式[1]。地表降水有70%通过蒸散返回大气,干旱区可达90%以上[2]。陆面蒸散过程与大气环境、土壤环境、植物生态生理过程密切相关[3,4],其影响因素复杂,时空变率较大。
目前陆面蒸散量的观测和估算主要有水文学法、微气象学法、植物生理学法、遥感方法以及SPAC 综合模拟法等[5]。多种方法的结合使用和相互比较、验证已应用于蒸散研究中。Zhao等[6]基于多年涡度相关和小气候梯度系统观测数据库,比较利用波文比法等6种方法估算出的绿洲农田蒸散量,发现Penman-Monteith结果最符合绿洲的实际。Sumner和Jacobs[7]在一个无灌溉农场以涡度相关结果为基准,对Penman-Monteith(PM)法、改进的Priestley-Taylor (PT)法、参考作物蒸散量法(ET0)和蒸发皿法 (Ep)的比较结果表明,利用叶面积指数和辐射观测数据校正后的PT法对实际蒸散的模拟要好于PM法,而PT法和PM法在蒸散估算方面要优于ET0和Ep法。在内蒙古荒漠草原利用涡度相关法结合水文平衡法进行的草地蒸散研究表明,在研究期内草地蒸散为150.9 mm, 比同期降水133.0 mm高13.4%[8]。戚培同等[9]在青海海北高寒草甸2005和2006年夏季观测期间用涡度相关法、波文比法与蒸渗仪法测定了昼间日蒸散量,3种方法测定的日蒸散量具有相同的变化趋势,波文比法计算的蒸散量累积值明显高于其它两种方法测定的结果, 涡度相关系统与蒸渗仪以及波文比法测定结果有良好的相关性。
青藏高原平均海拔高度在4 000 m以上,空气稀薄、洁净,水汽和尘埃少,大气透明度高,太阳直接辐射比同纬度的其他地区都要强[10]。但在强辐射的背景下,区域生态系统又常年处在低温的环境中。而且高原的降水又集中在5~9月份的生长季节。在这种独特的生态环境中,导致高寒草甸生态系统蒸散的特殊性[11],因此准确把握该生态系统的水分收支状况对于进一步揭示整个青藏高原高寒草甸生态系统的水分循环和能量平衡有着极为重要的意义。本文利用青藏高原东北缘疏勒河上游观测点的综合观测资料,对比分析不同陆面蒸散观测方法之间的差异,蒸散量的估算将对区域水分平衡、生态需水量的估算、草场的科学经营和湿地保护提供基础理论依据,也将为内陆河流域气候、水文和生态环境模型的建立提供点上的数据。

1 试验场地和观测仪器

试验站点位于青藏高原东北缘疏勒河上游的青海省天峻县苏里乡境内,地理位置为98º19'E,38º25'N,海拔3 885 m。研究区年平均气温为-4.0℃,最热月（7月）和最冷月（1月）气温平均值分别为7.5℃和-17.5℃。年平均降水量为388.2 mm,降水主要集中在生长季的5~9月,占全年降水量的90%。研究区为高山草甸,主要有青藏苔草(Carex moocrofii)和高山嵩草(Kobresia pygmaea),草层低矮,结构简单,生长密集,覆盖度在80%以上。由于试验地无灌溉设施,地下水埋藏深度一般在2 m以下,降水是草地蒸散水分的最主要来源。
观测场地建有涡动、梯度观测、辐射、土壤温湿度、降水等综合观测系统,主要仪器的描述见表1。
Table 1 The main observation instruments

表1 主要观测仪器

观测项目 仪器型号 安置高度（m） 观测精度
三维超声风速 CSAT3 3 Ux,Uy<±4.0 cm/s;Uz<±2.0 cm/s
CO2/H2O LI-7500 3 /
气温 HMP45C 2、5、7.5、10 ±0.2℃
相对湿度 HMP45C 2、5、7.5、10 ±2%RH
风速 020C-1 2、5、7.5、10 ±1%
土壤温度 109 0.05、0.1、0.3、0.5、0.7 ±0.2℃
土壤含水量 EnviroSMART 0.1、0.2、0.4、0.6、0.8 /
土壤热通量 HFP01SC 0.05、0.1 ±3%
辐射四分量 CNR-1 2 ±10%
小型蒸渗仪由2 mm厚的铁皮制成,形状为圆柱形,分内桶和外桶。内桶直径36 cm,高40 cm。随机选取3个样点,分别安装蒸渗仪,代表生态系统的蒸散。称量天平为上海友声衡器有限公司的TCS系列,测量量程100 kg,感量1 g,满足测量要求。

2 研究方法和数据获取

2.1 涡度相关法（EC）

根据涡度相关技术原理,感热和潜热通量可通过下列公式分别计算得出[12]：
H = ρ a C p w ′ θ ′ ¯ (1)
L LE = λ ρ a w ′ q ′ ¯ (2)
式中,w′为垂直风速脉动值;θ′为温度脉动值;q′为空气比湿脉动值;H为感热通量;LLE为潜热通量;ρa为空气密度, λ 为蒸发潜热;Cp为定压比热,均为常量。
本文选用Edire软件对观测点2011生长季5~9月通量数据进行了订正和质量控制。数据处理主要参照FLUX NET推荐的涡动资料处理方法要点[13]。观测订正包括：野点去除(±4 σ)、坐标旋转(三维风旋转),频率损失订正和Webb-Pearman-Leuning校正;质量控制包括：湍流平稳性检验和湍流发展的充分性检验。

2.2 波文比能量平衡法(BREB)

在忽略植被覆盖层热储存和光合作用能量消耗条件下,感热和潜热通量可通过下列公式分别计算得出[12]:
H=[β(Rn-G)]/(1+β) （3）
LLE=(Rn-G)/(1+β) （4）
其中,Rn为净辐射（W/m2）,通过四分量辐射直接得到;G为地表土壤热通量（W/m2）,由热通量板测得;β为波文比,是感热通量与潜热通量的比值,利用两个高度的温度差和水汽压差通过观测数据计算得到,本研究中温湿度观测的高度利用2 m和10 m高度资料。

2.3 蒸渗仪法(ML)

根据蒸渗仪水量平衡原理,可以得到蒸散量的计算公式：
ΔS=P+W-Q-R-E (5)
式中,ΔS为蒸渗仪内土壤水变化量;P为降水量;W为土体下边界向上的净通量;Q为渗漏量;R为地表径流量;E为蒸散量。所有变量的单位以 mm 计。
本试验中降水量由T200B雨雪量计直接测得,渗漏量由蒸渗仪下部的盛水器测得。由于测定深度未达到地下水位,可以不考虑地下水对蒸渗仪的补给影响,即：W=0;根据渗漏量观测结果,试验中没有渗漏发生。由于降水强度较小,加之地势平坦,因此产生不了径流,R可以忽略;在没有降水发生时：
E= ΔS (6)
式中,ΔS可通过天平两次观测的质量差值转化为以mm 为单位的计算值。本试验中对蒸渗仪于每天8:00和20:00测量两次,8:00~20:00的重量变化为白天的蒸散量,夜晚的蒸散量取自20:00~8:00变化。当有降水发生时,应减去降水量。

2.4 能量平衡闭合度和大气稳定度的计算

能量平衡闭合度(EBR)通常用涡度相关法测定的湍流通量(感热通量与潜热通量之和,LLE + H)与能量平衡观测的有效能量(净辐射与土壤热通量之和,Rn-G)进行线性回归,利用其斜率和截距分析能量闭合程度。能量平衡闭合度作为评价涡动相关数据可靠性的方法,已被广泛接受[14]。
大气稳定度(AS)表示大气湍流的状态,以理查逊数来表示[12]。和波文比计算一样,大气稳定度计算中使用的观测梯度两层高度分别为2 和10 m。

3 结 果

3.1 能量平衡闭合度

利用观测场地2011年5~9月每30 min数据,得到5~9月各月能量平衡闭合度的回归斜率分别为0.67、063、0.61、0.64和0.63,截距范围在34~39 W/m2之间,5个月所有数据的闭合度为0.65;通过强制最小二乘法回归（回归直线通过原点）,各月回归斜率分别为0.76,0.72,0.75,0.73和0.73。所有数据的闭合度为0.74,数据的总体质量较好（图1a）。
5~9月的日数据进行能量平衡闭合度的计算。观测期间的日潜热通量、感热能量和湍流通量分别为71.0 W/m2、29.7 W/m2和100.7 W/m2,净辐射、地表热通量和有效能量分别为132.4 W/m2、12.1 W/m2和120.3 W/m2,涡度相关系统观测的湍流通量小于能量平衡法观测的有效能量,能量平衡闭合度约为0.84。湍流通量和有效能量存在较好的相关性,相关系数达0.89（图1b）。
Fig.1 Relationship between the turbulent flux and available energy flux from the eddy covariance system

图1 涡度相关系统观测的湍流通量和有效能量的关系

3.2 大气稳定度的日内变化

对观测场地2011年5~9月大气稳定度(ζ)的日内变化过程分析可以看出：夜间ζ >0,在0.2~0.3之间变化,大气处于稳定层结,湍流的发展受到抑制;在白天ζ<0,大气处于不稳定层结,正午前后不稳定程度达到最大(ζ=-2.9),湍流交换充分;在日出（7:00~8:00时）和日落（19:00~20:00时）时段出现近中性层结,即ζ≈0,为大气层结由稳定向不稳定和不稳定向稳定的过渡时段。

3.3 3种方法测定的蒸散日变化

由于蒸渗仪法的观测期为2011-06-19~2011-
09-13,本研究中对比研究选择此段时间。3种方法测定的日蒸散量具有相同的变化趋势,蒸散量的高值出现在降水丰沛、生物量最大、温度较高的时期(图2)。昼间日蒸散量统计结果表明：波文比法计算的蒸散量累积值为270.6 mm,高于其它两种方法测定的结果,比蒸渗仪法测定的结果高出13%,比涡度相关法测定的结果高出15%。小型蒸渗仪测定的蒸散值为238.9 mm,比涡度相关法测算的结果(236.1 mm)基本一致。
Fig. 2 Daily variation of evapotranspiration estimated by three methods during the observation period

图2 观测期间三种方法测定的蒸散日变化

4 讨 论

4.1 能量平衡闭合度

本研究中能量平衡闭合度为0.84,即涡度相关法与能量平衡法所测定的结果存在能量不闭合问题。事实上,利用涡度相关技术测定的结果均存在着此问题。Wilson 等[15]对全球通量观测网络(FLUXNET)中22个不同植被类型台站的50个观测点的涡度相关数据分析结果表明EBR从0.53到0.99不等,平均值为0.79;Hendricks Franssen等[16]和李正泉等[14]分别对欧洲26个(其中5个为农田/草地站)、中国8个（其中3个草地站）通量站的分析结果表明各站均存在能量不闭合。青藏高原高寒草甸的观测中[9,17,18]也有能量平衡不闭合的现象,湍流通量通常比有效能量偏低。在植被生长期,湍流通量以潜热通量为主,湍流通量的低估将引起蒸散量的低估。
李正泉等[14]从采样误差、仪器偏差、能量吸收项忽略、高频低频损失、平流等方面详尽分析了能量平衡不闭合的原因。本文结合研究区的实际情况,对能量不闭合的其它部分原因进行分析。
1) 各通量变化时间上的不同步。净辐射Rn呈规则平滑的倒U 型单峰曲线,在13:00时达到最大值,感热通量H和土壤热通量G峰值均出现在14:00时左右,而潜热通量LLE峰值出现在15:00时。可以看出, 各个通量的变化在时间点上并不是严格对应的, 存在着时间差。有效能量在13:00时达到最大值,而湍流通量的峰值出现在15:00时。有效能量和湍流通量变化在时间上的不同步对能量闭合造成影响。
2） 夜间低闭合度。以太阳总辐射1 W/m2为界限将1 d划分为白天和夜间[14],研究区域白天能量闭合度与夜间相比具有较大差异。30 min数据通过强制最小二乘法回归结果,白天的回归斜率为0.74,R2为0.75。夜间的回归斜率为0.39,R2仅为0.05。图6看出,白天能量闭合度明显大于夜间,在日出和日落时间段变化较为剧烈,与大气稳定度的正负转换变化有关系。能量闭合度最佳值出现在17:00时,为1.0,在16:00时也达到0.95。
青藏高原的气候十分特殊, 昼夜温差很大,夜晚与白天的湍流强弱也有很大差别[11,18]。在夜间,强烈的地面辐射常常形成逆温层,空气相对比较稳定,摩擦风速较低,尤其是在湍流混合强度较弱的条件下,能量平衡闭合程度较差,闭合程度明显比白天弱。
3） 降水等的影响。青藏高原1 d内天气多变, 云的出现对于空气温度影响相对于内地较快, 是造成短时间内能量平衡不闭合现象出现的原因之一[18]。研究区降水的特征表现为日内短历时的多次降水,云及降水对能量平衡不闭合造成了影响。研究区低闭合度和降水密切相关,EBR小于0.5的4 d 全是降水日。另外,研究区的固体降水出现的频率较高,积雪及融雪过程对EBR影响较大。以2011年9月18日为例：凌晨开始降雪,降水量为14.1 mm,地表积雪的存在引起地表反照率急剧增加,Rn 呈现较小的负值,同时G为负值,但H和LLE 由于积雪的升华等原因呈现较小的正值,导致EBR呈现负值;10:00时后,Rn变为正值,同时G为负值,但有效能量主要用于融雪耗热,并未转化为湍流能量,这直接引起EBR的低值。

4.2 三种方法估算的蒸散量比较

进一步对涡度相关法、蒸渗仪法与波文比法三者之间的相关关系进行线性回归分析(图4),可以看出涡度相关法与蒸渗仪法以及波文比法测定结果有较好的相关性。
涡度相关法和蒸渗仪法得到的蒸散结果尽管非常接近,但两者的日变化情况并不完全吻合（图2）,相关性最差(图3)。相比较而言,蒸渗仪法测得的蒸散波动范围更大,这主要是由于在土体称重时,容易受到人为因素和风等自然因素的影响。大型蒸渗仪也对风速的变化比较敏感[19]。张强等[3]在陇中黄土高原的研究也发现,涡动相关法与蒸渗计法观测的蒸散量累计值基本一致,但两者的离散程度较大。戚培同等[9]在青藏高原海北高寒草甸生态系统的观测结果表明蒸渗仪法测定的蒸散值（148.7 mm）比涡度相关法测算的结果(125.4 mm)高19%,但二者有较好的相关关系。
Fig. 3 Relationship of evapotranspiration between EC, Bowen Ratio Energy Balance (BREB) and micro-lysimeter (ML)

图3 涡度相关、波文比法和蒸渗仪3种方法测定蒸散量的相关关系

波文比能量平衡法测定的蒸散比蒸渗仪法高13%,这个结果比戚培同等[9]在青藏高原海北高寒草甸生态系统的观测结果要低（20%）。Bland等[20]在大豆地中的试验结果表明在非平流情况下,波文比法和蒸渗仪法测量的蒸散量基本一致,而在平流条件下波文比法比蒸渗仪法测量值偏低;强小嫚等[19] 在杨凌西北农林科技大学灌溉试验站对冬小麦生长期的研究表明波文比法和蒸渗仪法测量值基本一致,而朱治林等[21]在禹城农业站小麦试验地的研究发现波文比法估算的蒸散量比蒸渗仪测定的结果偏低20%。试验条件的差异（如灌溉、大气层结条件等）等可能是引起不同研究结果的原因。
涡度相关系统测定的蒸散结果比波文比能量平衡系统偏低,这与许多研究结果类似[9,22,23]。Dugas等[22]利用布设在农田里的4套BREB系统和3套EC系统的对比研究发现,EC系统低估潜热通量,将其原因归结为EC系统能量不闭合;Laubach和Teichmann[23]在草地上的研究也发现EC系统对潜热通量的低估,提出垂向扩散和对流的存在是能量产生不闭合的主要原因。前面在能量平衡不闭合的分析中,可以看出本研究区由于特殊的环境条件以及涡度相关系统自身的原因而导致湍流通量的观测值偏低。
本研究中波文比法计算的蒸散量高于其它两种方法,可能产生误差的主要原因为：
1） BREB法对梯度的测量误差。本研究的试验地位于青藏高原,接受的太阳辐射多,气温变化幅度大。而夏季天气多变,降水较多,土壤含水量高,昼间空气常处于不稳定状态,水汽压垂直梯度较小,可能是导致波文比系统误差增大的原因。同时,高原上大气稀薄,大气逆辐射小,因此在夜间和傍晚降温迅速,使波文比法计算的潜热和感热通量偏高。
2） BREB法基本假设带来的误差。水汽湍流交换系数(Kw )和热量湍流交换系数(Kh )相等,即Kh=Kw是BREB法的一个最基本假设。对于大气层结稳定、平坦、均匀的下垫面来说,Kh≈Kw,利用BREB法计算潜热通量误差相对较小。试验地晴天温度日变化剧烈,昼间对流现象明显,大气常常处于不稳定状态,可能也是引起波文比法在计算蒸散量上偏高的原因。
3） 波文比β的波动。高原上大气的不稳定度决定了波文比β大的波动,特别是在日出和日落（研究区生长期为8:00~9:00时,20:00~21:00时）。此时,辐射平衡和大气稳定度都处于正负转换的时刻,β值多在-1左右变动,尽管Rn和G很小,BREB法的应用会产生很大误差甚至于计算得到的LE值无法使用。

5 结 论

在青藏高原东北边缘疏勒河上游利用三种方法对高寒草甸的蒸散进行估算和对比分析。结果表明：波文比能量平衡法估算的蒸散量比蒸渗仪法和涡度相关法测定的结果分别高出13%和15%。三种方法得到的结果有较好的相关性。
蒸散量的精确测量存在一定难度。结合同期降水资料、土壤水分状况、植被生长状况和自然条件,研究区的蒸散水分基本源于降水,植被生长状况良好,观测开始和结束时土壤无贮水和失水现象,观测期内无地表径流产生,据此推断,土壤水分蒸散值应该与降水量基本相当,即约250 mm。从三种方法估算的蒸散值总量来看,都在可靠的范围内。
尽管涡度相关法由于能量平衡不闭合而对蒸散有所低估,但涡度相关法通过潜热通量能直接得到蒸散值,并且可实现长期连续定位观测,所获结果能够代表一定面积上地表与大气之间的整体平均交换速率,是目前蒸散估算的最主要方法之一。该方法还可用来测定CO2通量,在草原地区的应用有更重要的意义。
小型蒸渗仪法尽管价格低,但测量过程中易受自然和人为条件的影响,而且劳动强度大,无法进行小时间尺度（如1 h及以下）下的连续观测,只可用来估算较大时间尺度上的蒸散总量。
与涡度相关法相比,波文比能量平衡法仪器价格较低,蒸散的计算较简单, 尽管通常情况下的精度较高,但在蒸散的估算方面正在被涡度相关法替代。

The authors have declared that no competing interests exist.

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