張法偉，王軍邦，林 麗，李以康，郭小偉，曹廣民**

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高寒草甸非生長季土壤表層水汽傳輸阻抗的變化特征和水熱驅(qū)動*

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. 中國科學院西北高原生物研究所高原生物適應與進化重點實驗室，西寧 810001；2. 中國科學院地理科學與資源研究所生態(tài)系統(tǒng)網(wǎng)絡(luò)觀測與模擬重點實驗室，北京 100101；3.中國科學院大學，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)觀測的2014/2015年度高寒草甸非植被生長季（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℃時土壤表層阻抗最大；與土壤5cm含水量呈極顯著指數(shù)負相關(guān)（R2=0.12，P＜0.01，N=115）。非生長季逐日土壤表層阻抗的變化無明顯季節(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)負相關(guān)。相關(guān)分析表明，非生長季土壤蒸發(fā)主要受太陽總輻射（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著高寒草甸非生長季土壤表層阻抗的變化。

土壤表層阻抗；空氣動力學阻抗；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，準確認識ET對區(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]具有重要理論和實際意義。青藏高原被譽為“中華水塔”，其水源涵養(yǎng)功能是生態(tài)服務(wù)價值的重要組成部分，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]。因為土壤內(nèi)部物理結(jié)構(gòu)的復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rs的難度非常大且難以應用于實踐，因此，關(guān)于rs的研究多停留在定量的經(jīng)驗公式上，并通常認為rs與土壤表層含水量存在指數(shù)或線性負相關(guān)關(guān)系[2,8,13]。土壤水勢是土壤水分能量水平和狀態(tài)的數(shù)值表達，是土壤水分運移的決定性因素和rs數(shù)值表達的主要參量[14]。而土壤水勢的溫度效應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，土壤溫度對土壤水分傳輸?shù)淖饔檬遣粦摫缓雎缘摹?/p>

目前，rs仍無法用實驗儀器直接觀測，因此，基于儀器觀測的土壤蒸發(fā)和計算所得的空氣動力學阻抗（ra），通過P-M公式反推rs是一種較為現(xiàn)實的可行方法[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，非生長季水熱狀況對植被返青期[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。而非生長季土壤蒸發(fā)是系統(tǒng)水分耗散的主要途徑，同時與系統(tǒng)熱量存在密切關(guān)聯(lián)[22]，但目前對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)觀測的高寒草甸系統(tǒng)ET數(shù)據(jù)，選擇非植被生長季（11月-翌年4月）的土壤蒸發(fā)和同步觀測的土壤5cm溫度和土壤5cm容積含水量，評估土壤水、熱因子對rs的作用方式和驅(qū)動強度，以期為提高高寒系統(tǒng)rs的參數(shù)化精度和準確估算區(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)國家野外科學觀測研究站（海北站）的綜合試驗場內(nèi)進行。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氣候。站點年平均氣溫–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%集中在植物生長季。土壤為暗沃寒凍雛形土（Mat Cry-gelic Cambisols），富含有機質(zhì)但缺乏速效營養(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（）、美麗風毛菊（）、甘肅棘豆（）等為主要優(yōu)勢種[23]。根據(jù)多年的物候觀測資料，植被非生長季定義為11月1日-翌年4月30日，此時段植物完全枯黃，植被蒸騰停止，ET可以認為完全是土壤蒸發(fā)。試驗區(qū)為藏系綿羊冬季牧場，放牧強度較低（3.75羊單位·hm-2），10月份由于動物采食和踐踏，非生長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)觀測系統(tǒng)設(shè)置于地勢平坦、地形開闊，且具有足夠大“風浪區(qū)”的試驗場內(nèi)，于2014年6月開始正式觀測高寒草甸生態(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）和三維超聲風速儀（CSAT-3，USA）組成。觀測高度為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、水平風速的平均值。該系統(tǒng)可同步觀測典型微氣象要素。具體包括1.5m高處的空氣溫度和相對濕度（HMP45C，F(xiàn)inland）；1.5m高處的輻射四分量（向上、向下的長波和短波輻射，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)進行計算和儲存。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)進行分析。

1.2.2 數(shù)據(jù)質(zhì)量控制

首先利用EddyPro 6.1（USA）對10Hz高頻通量數(shù)據(jù)進行二次坐標選擇、除趨勢和WPL密度校正和儲存項計算?；贔oken的數(shù)據(jù)質(zhì)量控制原則[24]，僅保留數(shù)據(jù)質(zhì)量標識符為“0”（即最好）的通量數(shù)據(jù)進行后續(xù)分析。其次舍去摩擦風速（u*< 0.1m·s-1）或2.2m風速（uz< 1m·s-1）或下雪等異常天氣現(xiàn)象造成的“野點”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，可保障蒸散觀測數(shù)據(jù)的可信度。

1.2.3 空氣動力學阻抗的計算

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

其中

當Ψ<–5時，令Ψ= –5。則在不穩(wěn)定（z/L<0，L為Monin-Obukhov長度）和中性條件（z/L≈0）下[14]，空氣動力學阻抗為

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）處的風速（m·s-1），RL↑和RL↓分別是地表向上長波輻射（W·m-2）和大氣向下長波輻射（W·m-2），上述參數(shù)均為儀器觀測的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，非生長季統(tǒng)一設(shè)為0.1m），z0h和z0m分別為熱量和動量傳輸?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 土壤表層阻抗的計算

土壤表層阻抗（rs）由Penman-Monteith公式反推計算而得[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)觀測的氣壓、溫度和相對濕度等參數(shù)計算；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），是儀器觀測的土壤5cm處熱通量與土壤表層（0-5cm）熱儲量之和，土壤表層熱儲量可通過5cm處的土壤溫度、土壤含水量、土壤比熱容計算而得[27]。上述變量均為30min平均值。

1.2.5 統(tǒng)計分析

通過擬合自定義的曲線方程識別土壤溫度和土壤水分含量對土壤表層阻抗（rs）的作用，曲線方程的參數(shù)估計采用麥夸特（Levenberg-Marquardt）非線性最小二乘法。分析rs逐時變化時，為了降低天氣狀況的瞬時影響，將每月相同觀測時間的數(shù)據(jù)進行平均；分析rs的逐日變化時，將每天觀測的數(shù)據(jù)進行平均。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。計算分析在OriginPro 2015（USA）中實現(xiàn)。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤表層阻抗的逐時特征及其與土壤水熱的關(guān)系

土壤表層阻抗（rs）為空氣動力學阻抗（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。高寒草甸非生長季白天平均逐時ra為68.7±30.6s·m-1（平均值±標準差，下同），由于受風速和大氣穩(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，逐時ra平均為174.0±35.1s·m-1，與風速（uz）指數(shù)極顯著負相關(guān)（）；反之，大氣層結(jié)不穩(wěn)定時，其平均值為65.8±29.0s·m-1，遠小于大氣穩(wěn)定時的ra，與uz呈極顯著對數(shù)漸進關(guān)系[]，但不穩(wěn)定狀態(tài)約占數(shù)據(jù)集的90%，同時不穩(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）。

非生長季逐時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VPD與Rt呈現(xiàn)出顯著的正相關(guān)（R2= 0.38，P < 0.01）?？梢姡吆莸榉巧L季LET的日變化主要受太陽輻射的影響。

注：圖中數(shù)據(jù)為每月白天（9：00-18：00）相同觀測時間的平均值，誤差線為標準差。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，非生長季白天平均逐時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rs變化過程中，土壤溫度（Ts）的作用相對較大（R2= 0.38），二者為冪函數(shù)關(guān)系（圖2a），且關(guān)系曲線上存在一個閾值（268.9K，即–4.25℃），該閾值溫度大約對應于土壤平衡凍結(jié)溫度（即土壤中的冰、水相對含量隨溫度繼續(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rs呈指數(shù)負相關(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，高寒草甸非生長季平均逐日空氣動力學阻抗（ra）為59.2±17.3s·m-1，無明顯的季節(jié)變化特征。逐日ra與風速（uz）呈現(xiàn)出極顯著對數(shù)漸進關(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)增長趨勢（）。

研究期內(nèi)平均逐日土壤表層阻抗（rs）為646.8±306.8s·m-1，無明顯季節(jié)動態(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)負相關(guān)特征，但Ts對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

高寒草甸非生長季全年一般超過180d，盡管土壤蒸發(fā)（LET）強度較低，但非生長季的LET一般約占全年蒸散總量的25%左右[7]，對系統(tǒng)水文過程和返青期的植被生理活動具有顯著的影響[19-21]?？諝鈩恿W阻抗（ra）和土壤表層阻抗（rs）是準確估算非生長季乃至生長季蒸散的關(guān)鍵參量[2,11]。本研究中高寒草甸的逐時和逐日ra在20～120s·m-1，與Liu等[25-26]對西北地區(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)定的時段不到10%，白天僅出現(xiàn)在早晚時刻，此時ra與風速的關(guān)系易被掩蓋[25]。本研究表明，高寒草甸的逐時和逐日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)。高寒草甸非生長季逐時和逐日土壤蒸發(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rs具有顯著的影響，表明高寒系統(tǒng)的非生長季土壤水勢存在明顯的溫度效應。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能[15]。Ts對逐時和逐日rs的作用強度大于土壤容積含水量（SWC），暗示僅用土壤含水量評估高寒系統(tǒng)rs容易導致LET估算的偏差。但是Ts對逐時和逐日rs的作用方式具有較大區(qū)別，這可能是由于土壤水勢溫度效應與土壤水分含量密切關(guān)聯(lián)[15]。逐時SWC具有明顯的日變化特征，土壤水勢的溫度效應更易受到瞬時SWC影響[15]。然而由于非生長季蒸散較低導致逐日SWC短時間內(nèi)（數(shù)天之日）相對穩(wěn)定[12]，土壤水勢的溫度效應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的主效應顯著（P=0.05），Ts與SWC無交互作用（P=0.69）。

3.2 結(jié)論

高寒草甸非生長季逐時空氣動力學阻抗（ra）在大氣層結(jié)穩(wěn)定和不穩(wěn)定時，與風速分別表現(xiàn)出指數(shù)負相關(guān)和對數(shù)漸近正相關(guān)，逐日ra與風速呈對數(shù)漸近正相關(guān)。逐時和逐日土壤蒸發(fā)主要受太陽總輻射的調(diào)控。逐時土壤表層阻抗（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)負相關(guān)，逐日rs與Ts和SWC均呈指數(shù)負相關(guān)。Ts而非SWC調(diào)控著非生長季rs的變化，表明高寒系統(tǒng)土壤水勢的溫度效應較突出。本文研究結(jié)果僅基于非生長季數(shù)據(jù)資料，但rs與SWC的指數(shù)方程的參數(shù)與Zhu等[2]對與研究區(qū)鄰近的祁連阿柔高寒草甸生長季的研究結(jié)果較接近，暗示非生長季rs的研究結(jié)果具有外延至植被生長季的可能性。但是如何構(gòu)建綜合溫度和水分的土壤表層阻抗經(jīng)驗模式尚需進一步深入研究。

[1]孫亮,陳仲新.應用Penman-Monteith公式和土壤濕度指數(shù)估算區(qū)域地表蒸散[J].農(nóng)業(yè)工程學報,2013,29(10):101-108.

Sun L,Chen Z X.Estimation of regional evapotranspiration based on Penman-Monteith equation and soil moisture index[J].Transactions of the CSAE,2013,29(10):101-108.(in Chinese)

[2]Zhu G,Su Y,Li X,et al.Estimating actual evapotranspiration from an alpine grassland on Qinghai-Tibetan Plateau using a two-source model and parameter uncertainty analysis by Bayesian approach[J].Journal of Hydrology,2013,476:42-51.

[3]蘇力德,楊劼,萬志強,等.內(nèi)蒙古地區(qū)草地類型分布格局變化及氣候原因分析[J].中國農(nóng)業(yè)氣象,2015,36(2):139-148.

Su L D,Yang J,Wan Z Q,et al.Climate change and its impacts on distribution pattern of grassland types in Inner Mongolia[J]. Chinese Journal of Agrometeorology, 2015, 36(2):139-148.(in Chinese)

[4]張法偉,王軍邦,林麗,等.青藏高原高寒嵩草草甸植被群落特征對退化演替的響應[J].中國農(nóng)業(yè)氣象,2014,35(5):504-510.

Zhang F W,Wang J B,Lin L,et al.Response of plant community of alpinemeadow on degradation succession in Qinghai-Tibetan Plateau[J].Chinese Journal of Agrometeorolgoy,2014,35(5):504-510.(in Chinese)

[5]劉斌,胡繼超,趙秀蘭,等.應用Penman-Monteith模型估算稻田蒸散的誤差分析[J].中國農(nóng)業(yè)氣象,2015,36(1):24-32.

Liu B,Hu J C,Zhao X L,et al.Error analysis on evapotran- spiration estimation of paddy rice field by Penman Monteith Model[J].Chinese Journal of Agrometeorology,2015, 36(1):24-32.(in Chinese)

[6]李英杰,延軍平,王鵬濤.北方農(nóng)牧交錯帶參考作物蒸散量時空變化與成因分析[J].中國農(nóng)業(yè)氣象,2016,37(2):166-173.

Li Y J,Yan J P,Wang P T.Temporal and spatial change and causes analysis of the reference crop evapotranspiration in farming-pastroral ecotone of northern China[J].Chinese Journal of Agrometeorology,2016,37(2):166-173.(in Chinese)

[7]李婧梅,蔡海,程茜,等.青海省三江源地區(qū)退化草地蒸散特征[J].草業(yè)學報,2012,21(3):223-233.

Li J M,Cai H,Cheng Q,et al.Characterizing the evapotranspiration of a degraded grassland in the Sanjiangyuan Region of Qinghai province[J].Acta Prataculturase Sinica, 2012,21(3):223-233.(in Chinese)

[8]Hu Z,Yu G,Zhou Y,et al.Partitioning of evapotranspiration and its controls in four grassland ecosystems:application of a two-source model[J].Agricultural and Forest Meteorology, 2009,149(9):1410-1420.

[9] Monteith J L.Evaporation and environment[M]. Cambridge: Cambridge University Press,1965.

[10]趙華,申雙和,華榮強,等.Penman-Monteith模型中水稻冠層阻力的模擬[J].中國農(nóng)業(yè)氣象,2015,36(1):17-23.

Zhao H,Shen S,Hua R Q,et al.Simulation of canopy resistance for paddy rice based on Penman-Monteith model[J].Chinese Journal of Agrometeorology,2015,36(1):17-23.(in Chinese)

[11]Shuttleworth W J,Wallace J S.Evaporation from sparse crops-an energy combination theory[J].Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society,1985,111:839-855.

[12]田靜,蘇紅波,孫曉敏,等.基于地面試驗的土壤表面阻抗估算研究[J].自然資源學報,2012,27(5):876-882.

Tian J,Su H B,Sun X M,et al.Estimation of soil surface resistance based on filed experiment[J].Journal of Natural Resources,2012,27(5):876-882.(in Chinese)

[13]Sellers P J,Heiser M D,Hall F G.Relations between surface conductance and spectral vegetation indices at intermediate(100m2to 15km2)length scales[J].Journal of Geophysical Research:Atmospheres,1992, 97(D17):19033- 19059.

[14]于貴瑞,孫曉敏.陸地生態(tài)系統(tǒng)通量觀測的原理與方法[M].北京:高等教育出版社,2006.

Yu G R,Sun X M.Principles of flux measurements in terrestrial ecosystems[M].Beijing:High Education Press, 2006.(in Chinese)

[15]閔安成,張一平,朱銘莪,等.田間土壤的水勢溫度效應[J].土壤學報,1995,32(2):235-240.

Min A C,Zhang Y P,Zhu M E,et al.Effect of temperature on water potential in field soil[J].Acta Pedologica Sinica, 1995,32(2):235-240.(in Chinese)

[16]Qiu G Y,Shi P,Wang L.Theoretical analysis of a remotely measurable soil evaporation transfer coefficient[J].Remote Sensing of Environment,2006,101(3):390-398.

[17]Boegh E,Soegaard H,Thomsen A.Evaluating evapotran- spiration rates and surface conditions using Landsat TM to estimate atmospheric resistance and surface resistance[J]. Remote Sensing of Environment, 2002,79(2-3):329-343.

[18]劉逵,楊靖新,楊旺,等.低緯高原冬季與春季降水特征及其環(huán)流背景差異分析[J].中國農(nóng)業(yè)氣象, 2015,36(4):437-445.

Liu K,Yang J X,Yang W,et al.Analysis on the differences of rainfall and corresponding circulation between winter and spring in the low-latitude highlands[J].Chinese Journal of Agrometeorology, 2015,36(4):437-445.(in Chinese)

[19]Shen M,Piao S,Dorji T,et al.Plant phenological responses to climate change on the Tibetan Plateau: research status and challenges[J].National Science Review,2015,2(4):454-467.

[20]Li H,Zhang F,Li Y,et al.Thirty-year variations of above-ground net primary production and precipitation-use efficiency of an alpine meadow in the north-eastern Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Grass and Forage Science, 2015,71(2):208-218.

[21]Li H,Zhang F,Li Y,et al.Seasonal and inter-annual variations in CO2fluxes over 10 years in an alpine shrubland on the Qinghai-Tibetan Plateau,China[J].Agricultural and Forest Meteorology,2016,228-229:95-103.

[22]K?rner C.Alpine plant life:functional plant ecology of high mountain ecosystems[M].Berlín & Heidelberg: Springer- Verlag,1999.

[23]周興民.中國嵩草草甸[M].北京:科學出版社,2001.

Zhou X M.The Kobresia meadow in China[M].Beijing: Science Press,2001.(in Chinese)

[24]Foken T,G?ockede M,Mauder M,et al.Post-Field data quality control[M].Dordrecht:Kluwer Academic,2004:81-108.

[25]Liu S,Mao D,Lu L.Measurement and estimation of the aerodynamic resistance[J].Hydrology & Earth System Sciences Discussions,2006,3(3):449-50.

[26]張杰,張強,黃建平.空氣動力學阻抗算法在半干旱區(qū)的應用比較與遙感反演[J].高原氣象,2010,29(3):662-670.

Zhang J,Zhang Q,Huang J P.Application of aerodynamic resistance arithmetic in semi-arid region of China and retrieval from remote sensing[J].Plateau Meteorology,2010, 29(3):662-670.(in Chinese)

[27]董剛.中國東北松嫩草甸草原碳水通量及水分利用效率研究[D].東北師范大學,2011.

Dong G.Carbon and water fluxes and water use efficiency of the Songnen meadow steppe in Northeast China[D]. Northeast Normal University,2011.(in Chinese)

[28]Mcfadden J P,Eugster W,Chapin F S.A regional study of the controls on water vapor and CO2exchange in arctic tundra[J].Ecology,2003,84(10):2762-2776.

[29]Gu S,Tang Y,Cui X,et al.Characterizing evapotranspiration over a meadow ecosystem on the Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Journal of Geophysical Research,2008,113(D8). doi:10. 1029/2007JD009173.

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

國家自然科學基金（31270520；31270576）；中國科學院科技服務(wù)網(wǎng)絡(luò)計劃（KFJ-EW-STS-125）

張法偉（1981-），高級工程師，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