張法偉，王軍邦，林 麗，李以康，郭小偉，曹廣民**

?

高寒草甸非生長(zhǎng)季土壤表層水汽傳輸阻抗的變化特征和水熱驅(qū)動(dòng)*

張法偉1,3，王軍邦2，林 麗1，李以康1，郭小偉1，曹廣民1**

（1. 中國(guó)科學(xué)院西北高原生物研究所高原生物適應(yīng)與進(jìn)化重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，西寧 810001；2. 中國(guó)科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所生態(tài)系統(tǒng)網(wǎng)絡(luò)觀測(cè)與模擬重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100101；3.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 100049）

土壤表層水汽傳輸阻抗是估算區(qū)域蒸散的關(guān)鍵參數(shù)之一，但其與土壤水熱參數(shù)的數(shù)量關(guān)系的研究在高寒系統(tǒng)中十分薄弱。利用渦度相關(guān)系統(tǒng)觀測(cè)的2014/2015年度高寒草甸非植被生長(zhǎng)季（11月-翌年4月）的土壤蒸發(fā)數(shù)據(jù)，基于Penman-Monteith方程反推得出非生長(zhǎng)季土壤表層阻抗的晝（9：00-18：00）變化特征，并研究其與土壤5cm溫度和土壤5cm含水量的關(guān)系。結(jié)果表明，非生長(zhǎng)季土壤表層阻抗表現(xiàn)出單峰型日變化特征，其最大值一般出現(xiàn)在15：00前后。逐時(shí)土壤表層阻抗與土壤5cm溫度呈極顯著冪函數(shù)閾值關(guān)系（R2=0.38，P＜0.01，N=115），即土壤溫度為–4.25℃時(shí)土壤表層阻抗最大；與土壤5cm含水量呈極顯著指數(shù)負(fù)相關(guān)（R2=0.12，P＜0.01，N=115）。非生長(zhǎng)季逐日土壤表層阻抗的變化無(wú)明顯季節(jié)規(guī)律，與土壤5cm溫度（R2=0.69，P＜0.01，N=10）和土壤5cm含水量（R2=0.27，P＜0.01, N=10）均表現(xiàn)為極顯著指數(shù)負(fù)相關(guān)。相關(guān)分析表明，非生長(zhǎng)季土壤蒸發(fā)主要受太陽(yáng)總輻射（R2＞0.50，P＜0.01）的控制。研究結(jié)果表明土壤溫度而非土壤含水量主導(dǎo)著高寒草甸非生長(zhǎng)季土壤表層阻抗的變化。

土壤表層阻抗；空氣動(dòng)力學(xué)阻抗；Penman-Monteith方程；渦度相關(guān)；土壤蒸發(fā)

蒸散（植被蒸騰與土壤蒸發(fā)之和，ET）是陸地生態(tài)系統(tǒng)水文過程的主要組成部分，影響著區(qū)域的能量循環(huán)和水分收支，準(zhǔn)確認(rèn)識(shí)ET對(duì)區(qū)域水資源的合理利用[1-2]、生態(tài)系統(tǒng)穩(wěn)定性[3-4]和生產(chǎn)服務(wù)功能[5-6]具有重要理論和實(shí)際意義。青藏高原被譽(yù)為“中華水塔”，其水源涵養(yǎng)功能是生態(tài)服務(wù)價(jià)值的重要組成部分，ET是其水分散失的重要途徑[7-8]。Penman- Monteith（P-M）公式被認(rèn)為是具有一定物理過程和理論基礎(chǔ)的蒸散模型而被廣泛應(yīng)用[9-10]。土壤表層水汽傳輸阻抗（rs）是影響ET的關(guān)鍵參數(shù)，是指水汽從土壤內(nèi)部到土壤表面的傳送阻力，是P-M公式的重要參量[9]，但其較難參數(shù)化[11-12]。因?yàn)橥寥纼?nèi)部物理結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性和水分相變的多發(fā)性，從土壤水分傳輸?shù)奈锢磉^程來定量表達(dá)rs的難度非常大且難以應(yīng)用于實(shí)踐，因此，關(guān)于rs的研究多停留在定量的經(jīng)驗(yàn)公式上，并通常認(rèn)為rs與土壤表層含水量存在指數(shù)或線性負(fù)相關(guān)關(guān)系[2,8,13]。土壤水勢(shì)是土壤水分能量水平和狀態(tài)的數(shù)值表達(dá)，是土壤水分運(yùn)移的決定性因素和rs數(shù)值表達(dá)的主要參量[14]。而土壤水勢(shì)的溫度效應(yīng)作為影響土壤水分傳輸?shù)闹匾蛩囟^少被考慮[15]，尤其在高寒系統(tǒng)中，土壤溫度對(duì)土壤水分傳輸?shù)淖饔檬遣粦?yīng)該被忽略的。

目前，rs仍無(wú)法用實(shí)驗(yàn)儀器直接觀測(cè)，因此，基于儀器觀測(cè)的土壤蒸發(fā)和計(jì)算所得的空氣動(dòng)力學(xué)阻抗（ra），通過P-M公式反推rs是一種較為現(xiàn)實(shí)的可行方法[16-17]。青藏高原正在經(jīng)歷前所未有的氣候變化，其中非生長(zhǎng)季的氣溫升高和降水格局改變是其主要的表現(xiàn)方式之一[18]。近年研究表明，非生長(zhǎng)季水熱狀況對(duì)植被返青期[19]、群落生產(chǎn)力[20]和系統(tǒng)固碳能力[21]均可產(chǎn)生顯著影響。而非生長(zhǎng)季土壤蒸發(fā)是系統(tǒng)水分耗散的主要途徑，同時(shí)與系統(tǒng)熱量存在密切關(guān)聯(lián)[22]，但目前對(duì)其過程的研究顯得較為薄弱[7]。本研究基于青藏高原東北隅的渦度相關(guān)系統(tǒng)連續(xù)觀測(cè)的高寒草甸系統(tǒng)ET數(shù)據(jù)，選擇非植被生長(zhǎng)季（11月-翌年4月）的土壤蒸發(fā)和同步觀測(cè)的土壤5cm溫度和土壤5cm容積含水量，評(píng)估土壤水、熱因子對(duì)rs的作用方式和驅(qū)動(dòng)強(qiáng)度，以期為提高高寒系統(tǒng)rs的參數(shù)化精度和準(zhǔn)確估算區(qū)域蒸散提供參考。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究在青海海北高寒草地生態(tài)系統(tǒng)國(guó)家野外科學(xué)觀測(cè)研究站（海北站）的綜合試驗(yàn)場(chǎng)內(nèi)進(jìn)行。海北站（37°37′N，101°19′E，3200m）地處青藏高原東北隅，祁連山系冷龍嶺東段南麓的大通河谷，具有明顯的高原大陸性季風(fēng)氣候。站點(diǎn)年平均氣溫–1.7℃，僅有冷暖兩季之分，夏季溫暖多雨，冬季寒冷干燥。年降水量約580mm，其中80%集中在植物生長(zhǎng)季。土壤為暗沃寒凍雛形土（Mat Cry-gelic Cambisols），富含有機(jī)質(zhì)但缺乏速效營(yíng)養(yǎng)元素。植被類型為高寒矮嵩草（）草甸，矮嵩草為建群種，垂穗披堿草（）、異針茅（）、麻花艽（）、鵝絨委陵菜（）、美麗風(fēng)毛菊（）、甘肅棘豆（）等為主要優(yōu)勢(shì)種[23]。根據(jù)多年的物候觀測(cè)資料，植被非生長(zhǎng)季定義為11月1日-翌年4月30日，此時(shí)段植物完全枯黃，植被蒸騰停止，ET可以認(rèn)為完全是土壤蒸發(fā)。試驗(yàn)區(qū)為藏系綿羊冬季牧場(chǎng)，放牧強(qiáng)度較低（3.75羊單位·hm-2），10月份由于動(dòng)物采食和踐踏，非生長(zhǎng)季冠層高度基本維持在0.1m左右。

1.2 研究方法

1.2.1 渦度相關(guān)和微氣象數(shù)據(jù)

渦度相關(guān)觀測(cè)系統(tǒng)設(shè)置于地勢(shì)平坦、地形開闊，且具有足夠大“風(fēng)浪區(qū)”的試驗(yàn)場(chǎng)內(nèi)，于2014年6月開始正式觀測(cè)高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)的蒸散。該系統(tǒng)主要由開路CO2/H2O快速紅外分析儀（LI-7500A，USA）和三維超聲風(fēng)速儀（CSAT-3，USA）組成。觀測(cè)高度為2.2m, 采樣頻率為10Hz，每30min輸出蒸散和空氣溫度、空氣濕度、空氣密度、水平風(fēng)速的平均值。該系統(tǒng)可同步觀測(cè)典型微氣象要素。具體包括1.5m高處的空氣溫度和相對(duì)濕度（HMP45C，F(xiàn)inland）；1.5m高處的輻射四分量（向上、向下的長(zhǎng)波和短波輻射，CNR-1，Netherlands）和光合光量子通量密度（LI-190SB，USA）；0.5m高度處的降水量（52203，USA）；土壤5cm溫度和土壤5cm容積含水量（Hydra Probe II，USA），以及土壤5cm處熱通量（HFT-3，USA）等環(huán)境因子，數(shù)據(jù)輸出為30min的平均值。通量數(shù)據(jù)和常規(guī)氣象數(shù)據(jù)經(jīng)由SMARTFLUX（7550-200, USA）系統(tǒng)進(jìn)行計(jì)算和儲(chǔ)存。本研究選取2014年11月1日-2015年4月30日和2015年11月1日-2015年12月31日的數(shù)據(jù)進(jìn)行分析。

1.2.2 數(shù)據(jù)質(zhì)量控制

首先利用EddyPro 6.1（USA）對(duì)10Hz高頻通量數(shù)據(jù)進(jìn)行二次坐標(biāo)選擇、除趨勢(shì)和WPL密度校正和儲(chǔ)存項(xiàng)計(jì)算?；贔oken的數(shù)據(jù)質(zhì)量控制原則[24]，僅保留數(shù)據(jù)質(zhì)量標(biāo)識(shí)符為“0”（即最好）的通量數(shù)據(jù)進(jìn)行后續(xù)分析。其次舍去摩擦風(fēng)速（u*< 0.1m·s-1）或2.2m風(fēng)速（uz< 1m·s-1）或下雪等異常天氣現(xiàn)象造成的“野點(diǎn)”數(shù)據(jù)[25]。最終形成2700余條白天的有效數(shù)據(jù)集，約占總數(shù)據(jù)集的25%，基本均勻分布于各個(gè)月份。該渦度相關(guān)系統(tǒng)的能量閉合度（潛熱通量和顯熱通量之和與凈輻射和土壤熱通量之差的比值）為0.80，可保障蒸散觀測(cè)數(shù)據(jù)的可信度。

1.2.3 空氣動(dòng)力學(xué)阻抗的計(jì)算

空氣動(dòng)力學(xué)阻抗（ra，s·m-1）的計(jì)算方法較多，對(duì)比研究發(fā)現(xiàn)，綜合大氣穩(wěn)定度的Choudhury的空氣動(dòng)力學(xué)阻抗模型在中國(guó)西北地區(qū)估算精度較高[25-26]。其具體計(jì)算方法為

其中

當(dāng)Ψ<–5時(shí)，令Ψ= –5。則在不穩(wěn)定（z/L<0，L為Monin-Obukhov長(zhǎng)度）和中性條件（z/L≈0）下[14]，空氣動(dòng)力學(xué)阻抗為

式中，Ts和Ta分別為土壤表面溫度（K）和參考高度處（2.2m）空氣溫度（K），uz為參考高度（2.2m）處的風(fēng)速（m·s-1），RL↑和RL↓分別是地表向上長(zhǎng)波輻射（W·m-2）和大氣向下長(zhǎng)波輻射（W·m-2），上述參數(shù)均為儀器觀測(cè)的30min平均值。z為參考高度（2.2m），d為零平面位移（m），h為冠層高度（m，非生長(zhǎng)季統(tǒng)一設(shè)為0.1m），z0h和z0m分別為熱量和動(dòng)量傳輸?shù)牡孛娲植诙龋╩），Ψ為大氣穩(wěn)定度修正函數(shù)，g為重力加速度（9.8m·s-2），ε是地表比輻射率（0.974），s是Stefan-Bolzman常數(shù)（5.67× 10-8W·m-2·K-4）。

1.2.4 土壤表層阻抗的計(jì)算

土壤表層阻抗（rs）由Penman-Monteith公式反推計(jì)算而得[12]

式中，Δ為飽和水汽壓曲線斜率（kPa·K-1），γ為干濕表常數(shù)（kPa·K-1），ρ為空氣密度（kg·m-3），VPD為空氣水汽飽和差（kPa），L為水的汽化潛熱（J·kg-1），上述參數(shù)可根據(jù)觀測(cè)的氣壓、溫度和相對(duì)濕度等參數(shù)計(jì)算；Rn和LET分別為凈輻射通量（W·m-2）和土壤蒸發(fā)（W·m-2），為儀器觀測(cè)值。Cp為空氣定壓比熱容（1013J·kg-1·K-1）。G為土壤熱通量（W·m-2），是儀器觀測(cè)的土壤5cm處熱通量與土壤表層（0-5cm）熱儲(chǔ)量之和，土壤表層熱儲(chǔ)量可通過5cm處的土壤溫度、土壤含水量、土壤比熱容計(jì)算而得[27]。上述變量均為30min平均值。

1.2.5 統(tǒng)計(jì)分析

通過擬合自定義的曲線方程識(shí)別土壤溫度和土壤水分含量對(duì)土壤表層阻抗（rs）的作用，曲線方程的參數(shù)估計(jì)采用麥夸特（Levenberg-Marquardt）非線性最小二乘法。分析rs逐時(shí)變化時(shí)，為了降低天氣狀況的瞬時(shí)影響，將每月相同觀測(cè)時(shí)間的數(shù)據(jù)進(jìn)行平均；分析rs的逐日變化時(shí)，將每天觀測(cè)的數(shù)據(jù)進(jìn)行平均。另外，先將逐日土壤溫度和逐日土壤容積含水量數(shù)據(jù)分別按照1.5K和0.03cm3·cm-3的步長(zhǎng)劃分為10段，再探討逐日rs與土壤溫度和土壤含水量的關(guān)系。計(jì)算分析在OriginPro 2015（USA）中實(shí)現(xiàn)。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤表層阻抗的逐時(shí)特征及其與土壤水熱的關(guān)系

土壤表層阻抗（rs）為空氣動(dòng)力學(xué)阻抗（ra）和土壤蒸發(fā)（LET）反推而出，故有必要先探討ra和LET的變化特征。高寒草甸非生長(zhǎng)季白天平均逐時(shí)ra為68.7±30.6s·m-1（平均值±標(biāo)準(zhǔn)差，下同），由于受風(fēng)速和大氣穩(wěn)定度的綜合影響，其最大值一般出現(xiàn)在17：00左右（圖1）。在大氣層結(jié)穩(wěn)定時(shí)，逐時(shí)ra平均為174.0±35.1s·m-1，與風(fēng)速（uz）指數(shù)極顯著負(fù)相關(guān)（）；反之，大氣層結(jié)不穩(wěn)定時(shí)，其平均值為65.8±29.0s·m-1，遠(yuǎn)小于大氣穩(wěn)定時(shí)的ra，與uz呈極顯著對(duì)數(shù)漸進(jìn)關(guān)系[]，但不穩(wěn)定狀態(tài)約占數(shù)據(jù)集的90%，同時(shí)不穩(wěn)定狀態(tài)的最大值（157.3s·m-1）接近大氣穩(wěn)定狀態(tài)的最小值（141.8 s·m-1）。

非生長(zhǎng)季逐時(shí)LET呈現(xiàn)出明顯的單峰型日變化特征，平均為46.3±33.1W·m-2（即0.06±0.05mm·h-1），其最大值一般出現(xiàn)在14：00前后（11月份略有不同）。逐步回歸結(jié)果表明，逐時(shí)LET與總輻射（Rt）呈極顯著指數(shù)正相關(guān)（），而與水汽飽和差（VPD）關(guān)系較弱（R2= 0.40，P < 0.01），同時(shí)VPD與Rt呈現(xiàn)出顯著的正相關(guān)（R2= 0.38，P < 0.01）?？梢?，高寒草甸非生長(zhǎng)季LET的日變化主要受太陽(yáng)輻射的影響。

注：圖中數(shù)據(jù)為每月白天（9：00-18：00）相同觀測(cè)時(shí)間的平均值，誤差線為標(biāo)準(zhǔn)差。下同

Note: Average diurnal dataset is the mean value of factors at the same time in each month. Error bar is standard deviation. The same as below

由圖2可見，非生長(zhǎng)季白天平均逐時(shí)rs也呈現(xiàn)出單峰型日變化特征，平均為593.2±280.2s·m-1，其最大值出現(xiàn)在15：00（4月份略有不同）前后。曲線擬合結(jié)果顯示，在逐時(shí)rs變化過程中，土壤溫度（Ts）的作用相對(duì)較大（R2= 0.38），二者為冪函數(shù)關(guān)系（圖2a），且關(guān)系曲線上存在一個(gè)閾值（268.9K，即–4.25℃），該閾值溫度大約對(duì)應(yīng)于土壤平衡凍結(jié)溫度（即土壤中的冰、水相對(duì)含量隨溫度繼續(xù)降低而基本穩(wěn)定）[15]，即在土壤消融后，rs隨土壤溫度升高而降低。而土壤容積含水量（SWC）與白天逐時(shí)rs呈指數(shù)負(fù)相關(guān)（圖2b），rs隨土壤含水量增加而減小。

2.2 土壤表層阻抗的逐日特征及其與土壤水熱關(guān)系

由圖3可知，高寒草甸非生長(zhǎng)季平均逐日空氣動(dòng)力學(xué)阻抗（ra）為59.2±17.3s·m-1，無(wú)明顯的季節(jié)變化特征。逐日ra與風(fēng)速（uz）呈現(xiàn)出極顯著對(duì)數(shù)漸進(jìn)關(guān)系[]。平均逐日土壤蒸發(fā)（LET）為43.4± 27.1W·m-2（即0.75±0.47mm·d-1），11月-翌年2月LET較為穩(wěn)定，基本維持在30W·m-2（圖3）。隨著總輻射（Rt）的增加，LET在3月和4月逐漸升高，兩者均呈現(xiàn)出極顯著的指數(shù)增長(zhǎng)趨勢(shì)（）。

研究期內(nèi)平均逐日土壤表層阻抗（rs）為646.8±306.8s·m-1，無(wú)明顯季節(jié)動(dòng)態(tài)（圖3）。圖4表明，盡管土壤溫度（Ts）和SWC均與逐日rs呈現(xiàn)出指數(shù)負(fù)相關(guān)特征，但Ts對(duì)rs變異的解釋力度（R2）大于土壤容積含水量（SWC）。隨著Ts和SWC逐漸升高，rs迅速降低。SWC與Ln（rs）的直線斜率大于Ts的斜率（圖4），暗示逐日rs對(duì)土壤水分可能具有較高的敏感度。

注：土壤溫度和土壤容積含水量為分別按照1.5K和0.03cm3·cm-3步長(zhǎng)的逐日平均值

Note: Soil temperature and soil water content was the mean of daily value at the step of 1.5K and 0.03cm3·cm-3, respectively

3 討論與結(jié)論

3.1 討論

高寒草甸非生長(zhǎng)季全年一般超過180d，盡管土壤蒸發(fā)（LET）強(qiáng)度較低，但非生長(zhǎng)季的LET一般約占全年蒸散總量的25%左右[7]，對(duì)系統(tǒng)水文過程和返青期的植被生理活動(dòng)具有顯著的影響[19-21]?？諝鈩?dòng)力學(xué)阻抗（ra）和土壤表層阻抗（rs）是準(zhǔn)確估算非生長(zhǎng)季乃至生長(zhǎng)季蒸散的關(guān)鍵參量[2,11]。本研究中高寒草甸的逐時(shí)和逐日ra在20～120s·m-1，與Liu等[25-26]對(duì)西北地區(qū)的研究結(jié)果相近，表明Choudhury的大氣阻抗模式在高寒系統(tǒng)中也具有較高的普適性。ra與風(fēng)速的關(guān)系受大氣穩(wěn)定度影響較大，但由于一日內(nèi)大氣層結(jié)穩(wěn)定的時(shí)段不到10%，白天僅出現(xiàn)在早晚時(shí)刻，此時(shí)ra與風(fēng)速的關(guān)系易被掩蓋[25]。本研究表明，高寒草甸的逐時(shí)和逐日rs在80～1300s·m-1，在祁連高寒草甸[2]和鄰近高寒灌叢[8]的土壤表層阻抗結(jié)果范圍之內(nèi)。高寒草甸非生長(zhǎng)季逐時(shí)和逐日土壤蒸發(fā)均主要受總輻射影響（R2>0.50, P<0.001），這與高寒草甸植被生長(zhǎng)季的研究結(jié)果一致[28-29]，暗示高寒系統(tǒng)蒸散主要受控于輻射有效能。

土壤溫度（Ts）對(duì)rs具有顯著的影響，表明高寒系統(tǒng)的非生長(zhǎng)季土壤水勢(shì)存在明顯的溫度效應(yīng)。即溫度升高降低了液態(tài)水的黏滯度和表面張力，提高了土壤中水分子動(dòng)能[15]。Ts對(duì)逐時(shí)和逐日rs的作用強(qiáng)度大于土壤容積含水量（SWC），暗示僅用土壤含水量評(píng)估高寒系統(tǒng)rs容易導(dǎo)致LET估算的偏差。但是Ts對(duì)逐時(shí)和逐日rs的作用方式具有較大區(qū)別，這可能是由于土壤水勢(shì)溫度效應(yīng)與土壤水分含量密切關(guān)聯(lián)[15]。逐時(shí)SWC具有明顯的日變化特征，土壤水勢(shì)的溫度效應(yīng)更易受到瞬時(shí)SWC影響[15]。然而由于非生長(zhǎng)季蒸散較低導(dǎo)致逐日SWC短時(shí)間內(nèi)（數(shù)天之日）相對(duì)穩(wěn)定[12]，土壤水勢(shì)的溫度效應(yīng)則可能更多由土壤溫度調(diào)控，rs與Ts和SWC的一般線性模型結(jié)果也一定程度上印證了上述解釋。逐時(shí)線性模型表明，Ts與SWC的交互作用十分顯著（P=0.02），但SWC的主效應(yīng)則不顯著（P=0.80）。但逐日線性模型結(jié)果則表明Ts的主效應(yīng)顯著（P=0.05），Ts與SWC無(wú)交互作用（P=0.69）。

3.2 結(jié)論

高寒草甸非生長(zhǎng)季逐時(shí)空氣動(dòng)力學(xué)阻抗（ra）在大氣層結(jié)穩(wěn)定和不穩(wěn)定時(shí)，與風(fēng)速分別表現(xiàn)出指數(shù)負(fù)相關(guān)和對(duì)數(shù)漸近正相關(guān)，逐日ra與風(fēng)速呈對(duì)數(shù)漸近正相關(guān)。逐時(shí)和逐日土壤蒸發(fā)主要受太陽(yáng)總輻射的調(diào)控。逐時(shí)土壤表層阻抗（rs）與土壤5cm溫度（Ts）和土壤5cm含水量（SWC）分別呈冪函數(shù)和指數(shù)負(fù)相關(guān)，逐日rs與Ts和SWC均呈指數(shù)負(fù)相關(guān)。Ts而非SWC調(diào)控著非生長(zhǎng)季rs的變化，表明高寒系統(tǒng)土壤水勢(shì)的溫度效應(yīng)較突出。本文研究結(jié)果僅基于非生長(zhǎng)季數(shù)據(jù)資料，但rs與SWC的指數(shù)方程的參數(shù)與Zhu等[2]對(duì)與研究區(qū)鄰近的祁連阿柔高寒草甸生長(zhǎng)季的研究結(jié)果較接近，暗示非生長(zhǎng)季rs的研究結(jié)果具有外延至植被生長(zhǎng)季的可能性。但是如何構(gòu)建綜合溫度和水分的土壤表層阻抗經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｊ缴行柽M(jìn)一步深入研究。

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Temporal Variations of Soil Surface Resistance to Vapor Transfer and Its Quantitative Relationship between Soil Temperature and Soil Moisture during Non-Growing Season on an Alpine Meadow

ZHANG Fa-wei1, 3, WANG Jun-bang2, LIN Li1, LI Yi-kang1, GUO Xiao-wei1, CAO Guang-min1

(1.Key Laboratory of Adaptation and Evolution of Plateau Biota, Northwest Institute of Plateau Biology, Chinese Academy of Sciences, Xining 810001, China; 2.Key Laboratory of Ecosystem Network Observation and Modeling, Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101; 3.Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)

Soil surface resistance to vapor transfer is crucial for accurately estimating regional evapotranspiration while the studies of how to quantify the relationship between the soil surface resistance and soil temperature and soil moisture are still lack in alpine region. The dataset of soil evaporation measured by the eddy covariance technique over an alpine meadow during non-growing season (November to following April) in 2014 and 2015 were analyzed. The daytime (9：00-18：00) soil surface resistance was deduced from the theoretical Penman-Monteith formula of soil evaporation and the correlation with the 5cm soil temperature and 5cm soil volumetric water content was studied. The results showed that diurnal pattern of soil surface resistance was unimodal with a peak occurring at about 15：00. The response of diurnal soil surface resistance to the 5cm soil temperature could be described as a power function with an optimum soil temperature of –4.25℃(R2=0.38, P＜0.01, N=115). The diurnal soil surface resistance negatively correlated exponentially with the 5cm soil volumetric water content (R2=0.12, P＜0.01, N=115). There was no evident seasonal variation in daily soil surface resistance. The relationship between daily soil surface resistance and the 5cm soil temperature (R2=0.69, P＜0.01, N=10) and the 5cm soil volumetric water content (R2=0.27, P＜0.01, N=10) could both be depicted by exponential equation. Correlation analysis revealed that diurnal and daily soil evaporation was mainly governed by incident solar radiation (R2＞0.50, P＜0.01). These finding suggested that the soil surface resistance during non-growing season in the alpine meadow was much more controlled by soil temperature, rather than soil moisture.

Soil surface resistance; Aerodynamic resistance; Penman-Monteith formula; Eddy covariance technique; Soil evaporation

10.3969/j.issn.1000-6362.2017.02.004

2016-06-19

國(guó)家自然科學(xué)基金（31270520；31270576）；中國(guó)科學(xué)院科技服務(wù)網(wǎng)絡(luò)計(jì)劃（KFJ-EW-STS-125）

張法偉（1981-），高級(jí)工程師，博士生，主要從事高寒生態(tài)系統(tǒng)水熱交換方面的研究。E-mail: fwzhang@nwipb.cas.cn

**通訊作者。E-mail: caogm@nwipb.cas.cn