馬小紅,馮 起

1 太原師范學院汾河流域科學發(fā)展研究中心, 晉中 030619

2 中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院內(nèi)陸河流域生態(tài)水文重點實驗室, 蘭州 730000

全球干旱地區(qū)覆蓋了地球表面的41%,養(yǎng)育著全球約三分之一的人口,包括極端干旱、干旱、半干旱和半濕潤地區(qū)[1],水過程是這些地區(qū)最為關鍵的生態(tài)過程[2]。深入了解旱地生態(tài)系統(tǒng)的水熱交換過程是有效地、可持續(xù)地進行水資源調(diào)控和管理的前提[3]。與周圍的荒漠環(huán)境相比,內(nèi)陸河岸生態(tài)系統(tǒng)的生物多樣性最為豐富、生產(chǎn)力最高、動態(tài)變化最顯著[4],是維護地區(qū)生態(tài)安全、保障地區(qū)生態(tài)環(huán)境的重要屏障。黑河是我國的第二大內(nèi)陸河,在20世紀90年代末期,水資源的過度開發(fā)和水管理政策的缺失使得黑河下游曾面臨著嚴重的生態(tài)環(huán)境問題[5],如尾閭湖消失、綠洲面積萎縮、沙漠化嚴重等等。因此,為了恢復黑河下游地區(qū)惡化的生態(tài)環(huán)境,黑河流域管理局依據(jù)2001年國務院批復的《黑河流域近期治理規(guī)劃》開始實施生態(tài)輸水工程[6]。生態(tài)輸水工程對黑河下游地區(qū)胡楊的水熱交換過程產(chǎn)生了重要的影響,但這一部分的研究還遠遠不夠。因此,有必要對其進行深入研究,從而為流域水資源的合理開發(fā)、利用和管理提供一定的幫助。

在干旱地區(qū),蒸散發(fā)一般代表了整個生態(tài)系統(tǒng)的水汽耗散,將生態(tài)系統(tǒng)的水文狀態(tài)和生物過程緊密地聯(lián)系在一起[2]。而生態(tài)系統(tǒng)中潛熱和感熱分配決定著水循環(huán)過程、邊界層厚度和結(jié)構(gòu)、以及環(huán)境因子的變化[7]。渦度相關技術(shù)是直接測定下墊面與大氣間水汽、二氧化碳及能量通量交換的微氣象技術(shù)[8]。利用渦度相關技術(shù),從生態(tài)系統(tǒng)尺度進行長期、連續(xù)的定點觀測,有助于更加深入地了解旱地生態(tài)系統(tǒng)蒸散發(fā)和能量通量的變異性。目前,全球大約建有240多個通量觀測塔[9- 14],其中絕大多數(shù)用于觀測北方森林、溫帶森林和熱帶森林生態(tài)系統(tǒng)與大氣之間的水熱交換過程,而用于觀測干旱地區(qū)森林生態(tài)系統(tǒng)與大氣之間水熱交換過程的觀測塔較少。Cleverly等研究了有無洪水淹沒條件下,美國南部格蘭德河中游河岸林(檉柳)的蒸散量[15]；Yuan等通過研究塔里木河下游荒漠河岸林(胡楊和檉柳)的蒸散規(guī)律及關鍵控制過程得出：地下水是地表蒸散的主要水分來源,是控制荒漠河岸林水循環(huán)的關鍵因素[16]；Yu等通過研究黑河下游荒漠河岸林的蒸散發(fā)得出：當?shù)叵滤裆钚∮? m,蒸散發(fā)與地下水埋深之間呈線性相關關系[17]。以上研究雖然很好地分析了荒漠河岸林蒸散發(fā)的變化規(guī)律,但是有關荒漠河岸林的水熱交換過程及影響機理的研究仍然比較欠缺,有必要進一步深入研究。本文基于水文、氣象和渦度通量觀測數(shù)據(jù)進行以下研究：(1)分析能量平衡各分量的季節(jié)變化趨勢及年際差異；(2)確定胡楊林的能量分配特征,量化潛熱和感熱通量占有效能的比例；(3)確定胡楊林的蒸散量；(4)分析生態(tài)輸水過程對能量分配和蒸散發(fā)的影響。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于黑河下游的額濟納綠洲,天然綠洲面積約為3428 km2,占額濟納旗總面積的5.7%[18]。通過分析1957—2016年額濟納旗氣象觀測站的數(shù)據(jù)可知：該區(qū)域氣候極端干旱,平均年降水量為37.5 mm,多年平均潛在蒸發(fā)量為2240.5 mm,干旱指數(shù)小于0.05；多年平均空氣溫度為8.9 ℃,其中1月和7月的多年平均空氣溫度為- 11.5 ℃和27.0 ℃；年降水量的季節(jié)變化趨勢和年際波動明顯,約75%的降水集中在6—10月,1957—2016年的年降水量在7—103 mm之間波動。

渦度通量觀測儀器位于七道橋胡楊林國家自然保護區(qū)內(nèi),地理坐標為101°10′ E,41°59′ N,海拔高度為921 m(圖1)[17]。該區(qū)域的植被群落結(jié)構(gòu)簡單,基本由單一的胡楊組成,胡楊占地表的75%,植株密度為350株/hm2,樹高為(10.1±1.7) m,胸徑為(22.9±4.8) cm,樹齡約30—60 a。林下灌木和草本極為稀疏,灌木樹種為檉柳,草本層主要為苦豆子。額濟納地區(qū)的地帶性土壤為灰棕漠土和石膏棕漠土,而在不同的植被類型下土壤的性質(zhì)和結(jié)構(gòu)差異很大,從而形成了不同的非地帶性土壤。該研究樣地的土壤,以沙壤土和沙土為主,土壤結(jié)構(gòu)變化不明顯,自地表往下依次為沙壤土(0—60 cm),沙土(60—120 cm),沙土和黏土混合層(120—160 cm)。該區(qū)域的降水極為稀少,胡楊林的生長主要依賴于地下水,而地下水埋深的高低直接受生態(tài)輸水過程的影響。生態(tài)輸水過程包括春季和秋季的漫水灌溉。

圖1 研究區(qū)的地理位置(胡楊林觀測樣地)Fig.1 The location of the study (Populus Euphratica Forest Stand)

2 數(shù)據(jù)來源及方法

2.1 渦度通量及環(huán)境因子監(jiān)測

渦度相關系統(tǒng)所在區(qū)域的下墊面地勢平坦、地表植被均一性好、受擾動小,胡楊林在各個方向上可延伸幾千米。地表粗糙度和零平面位移分別為1.38 m和7.9 m,地表坡度為1/5000。主要的通量貢獻源區(qū)為盛行風(西北東南風)方向上,距離觀測塔109 m至1520 m的區(qū)域；其中距離觀測塔228 m處的通量貢獻最大。

渦度系統(tǒng)包括用于測量風速的三維超聲風速儀(CSAT3, Campbell Scientific, Inc., Logan, UT, USA)和用于測量水汽和CO2濃度的開路式CO2/H2O紅外氣體分析儀(LI- 7500, LI-COR Inc. Lincoln, NE, USA),安裝高度為20 m。每年的5月或6月,對紅外氣體分析儀進行校準。凈輻射(Rn,W/m2)、空氣溫度(Ta,℃)、相對濕度(RH,%)和渦度通量交換數(shù)據(jù),均由CR3000數(shù)據(jù)采集器(Campbell Scientific, Logan, UT, USA)采集。其中Rn由四分量凈輻射儀(CNR4, Kipp & Zonen, Delft, NL)測得,Ta和RH由相對溫濕度傳感器(HMP45C, Campbell, USA)直接測得。水汽壓虧缺(VPD,hpa)是根據(jù)溫度和相對濕度計算而來的。土壤熱通量(G,W/m2)由兩個被埋藏于地下5 cm處、間隔0.5 m的土壤熱通量板(HFP,Hukse Flux Thermal Sensors B.V., Delft, The Netherlands)測得。此外,在距離渦度通量塔30 m處,有一個約6 m深的地下水埋深觀測井,里面安裝有一個自記式壓力傳感器(HOBO-U20)用于測量并計算地下水埋深(GWD, m),測量頻率為半小時。土壤溫度、濕度和鹽分傳感器(SMEC300)安裝在距離地面10 cm,30 cm,50 cm和80 cm土層深處,其中每個土層安裝6個傳感器,通過測量土壤溫度(Ts,℃)、土壤含水量(θ,%)和電導率(EC, mS/cm),來反映觀測樣地的土壤溫濕度和鹽分狀況。

2.2 通量數(shù)據(jù)處理及缺失數(shù)據(jù)插補

渦度通量數(shù)據(jù)處理的基本過程包括：(1)利用Loggernet軟件對原始10Hz的通量數(shù)據(jù)進行格式轉(zhuǎn)換及數(shù)據(jù)分割；(2)用Eddypro軟件進行基本的數(shù)據(jù)處理,包括異常值剔除、傾斜校正、時間滯后校正、頻率響應校正、超聲虛溫校正以及密度效應校正(WPL)校正；(3)剔除夜間湍流發(fā)展不充分時數(shù)據(jù)(摩擦風速小于0.16 m/s)。對于缺失的通量數(shù)據(jù),若缺失數(shù)據(jù)不超過2小時則用線性內(nèi)插方法插值,否則用查表法根據(jù)空氣溫度和光照等主要環(huán)境因子對缺失數(shù)據(jù)進行插補[8,19]。在此基礎上,再利用平均日變化法(移動窗口為15 d)進行插值,得到完整時間序列的能量及水汽通量數(shù)據(jù)。

2.3 胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的能量閉合方程

根據(jù)熱力學第一定律,渦度通量觀測中的能量平衡閉合是指渦度系統(tǒng)所觀測的潛熱通量(LE)與感熱通量(H)的和應該等于有效能[20]：

LE+H=Rn-G-S-Q

(1)

式中,Rn是凈輻射,G是土壤熱通量,S是冠層內(nèi)儲存熱量的變化量,Q是所有額外能量的源和匯。在實際應用過程中,Q由于太小通常被忽略掉了。由于荒漠河岸林的樹木分布比較稀疏且冠層蓋度較低,S所占凈輻射的比例很小,在能量平衡分析過程中可以被忽略[21]。本研究發(fā)現(xiàn)S占凈輻射的比例不足0.4%。因此,在能量平衡分析過程中忽略了S項,荒漠河岸胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的能量平衡方程簡化為：

LE+H=Rn-G

(2)

式中,Rn是凈輻射,G是土壤熱通量,LE是潛熱通量,H是感熱通量。潛熱通量是近地層大氣與下墊面之間水分的熱交換,主要包括植物蒸騰和土壤蒸發(fā)所消耗的熱量；感熱通量是溫度變化所引起的下墊面與大氣之間的熱交換,即溫度升高或降低所需要吸收或者釋放的熱量。

能量閉合度不僅能在一定程度上反映胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的水熱交換過程,還是反映渦度通量數(shù)據(jù)可靠性的重要指標[22]。通常有兩種方法用于評價生態(tài)系統(tǒng)的能量閉合程度：一種是線性回歸方法,對湍流能量通量(LE+H)和有效能(Rn-G)進行線性擬合,線性擬合的斜率用來說明能量閉合的程度；另一種是通過計算能量閉合率(EBR)來說明能量閉合情況。本文利用線性回歸方法分析了荒漠河岸胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的能量閉合程度。

2.4 胡楊林蒸散發(fā)的計算

渦度相關技術(shù)能夠直接測得生態(tài)系統(tǒng)尺度的潛熱通量,若要得到半小時生態(tài)系統(tǒng)蒸散發(fā)(ET,mm/30min)數(shù)據(jù),則需要根據(jù)下列公式進行計算：

(3)

式中,LE是潛熱通量(MJ m-230min-1),L為水的汽化潛熱(2.45 KJ/g),ρw為水密度(1 g/cm3)。

2.5 波文比的計算

波文比(β)為某一界面上感熱通量和潛熱通量的比值,即：

(4)

式中,H是感熱通量,LE是潛熱通量。

3 結(jié)果與分析

3.1 環(huán)境因子的季節(jié)及年際變化特征

黑河流域的生態(tài)輸水工程直接影響著荒漠河岸胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的水文狀況。由圖2可以看出,地下水埋深(GWD)和土壤含水量(θ)的變化直接受灌水事件的影響。灌水后,GWD的值迅速減小,甚至地表會出現(xiàn)積水(圖中GWD的值在0 cm以上表明地表有積水)；隨后GWD的值逐漸增加,在下一次灌水時,GWD的值又迅速減小。灌水的量直接決定了GWD的整體水平,2014—2016年GWD的平均值分別為1.28 m、1.79 m和1.16 m。通過對比2015年和2016年秋季灌水前后的地下水埋深來看,2016年的灌水量更大,相應地30 cm 和50 cm深處的土壤含水量也更大。2015年秋季灌水前后的地下水埋深分別為2.27 m和1.14 m,而2016年灌水前后的地下水埋深分別為2.27 m和0.00 m。土壤含水量的季節(jié)變化趨勢明顯,秋季灌水后θ值迅速增大,隨后在蒸發(fā)和入滲作用下逐漸降低；春季隨著Ta和Ts的回升,θ值逐漸增加,春灌后θ值迅速增大。

空氣溫度(Ta)的季節(jié)變化趨勢明顯(圖2),自3月開始快速增加,5月中旬增加趨勢變緩,7月至8月增加到最大且波動明顯,9月之后快速降低。土壤溫度(Ts)的季節(jié)變化趨勢和空氣溫度的基本一致,只是變化幅度不如空氣溫度的劇烈。一般而言,10月至次年2月,空氣溫度低于土壤溫度；3—9月,空氣溫度高于土壤溫度。

水汽壓虧缺的季節(jié)變化趨勢明顯,年際之間無明顯差異(圖2)。11月至2月,水汽壓虧缺的值很低且基本沒有變化；自3月開始水汽壓虧缺的值快速增加；5—9月水汽壓虧缺的值較高且波動明顯；9月之后水汽壓虧缺的值快速降低。2014—2016年生長季(5—10月)水汽壓虧缺的平均值分別為19 hpa、22 hpa和21 hpa,水汽壓虧缺的年際差異不明顯。

圖2 地下水埋深(GWD)、土壤含水量(θ)、空氣溫度(Ta)、土壤溫度(Ts)及水汽壓虧缺(VPD)的季節(jié)和年際變化特征Fig.2 The seasonal and yearly variations of groundwater depth (GWD), soil moisture content (θ), air temperature (Ta) and vapor pressure deficit (VPD)

3.2 能量分配特征

3.2.1能量閉合程度

本文通過線性回歸方法對荒漠河岸胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的湍流能量通量(LE+H)和有效能(Rn-G)進行線性擬合,如圖3所示。2013—2016年湍流能量通量和有效能之間的擬合斜率分別為0.63,0.79,0.90和0.81,平均為0.78。已有研究表明湍流能量通量和有效能之間的線性回歸斜率在0.55至0.99之間波動[16,20,23,24],因此本研究結(jié)果是合理的、可接受的。

圖3 2013—2016年半小時尺度上胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的能量閉合程度Fig.3 Linear regression for the half-hourly energy balance closure for 2013—2016

3.2.2能量平衡各分量的季節(jié)及年際差異

圖4給出了2013—2016年凈輻射、潛熱通量、感熱通量和土壤熱通量的季節(jié)變化趨勢。(1)凈輻射的季節(jié)變化趨勢明顯(圖4)。2014—2016年,凈輻射分別在5.5—23.1 MJ m-2d-1、4.7—22.0 MJ m-2d-1和3.4—23.2 MJ m-2d-1之間波動。2014—2016年,5—10月凈輻射的日均值分別為18.5、19.8、20.2、19.0、17.0和12.1 MJ m-2d-1,其中6月和7月的凈輻射最大。(2)潛熱通量的季節(jié)變化趨勢明顯,年際波動較大。3月開始,土壤進入消融階段,土壤中大量的固態(tài)水轉(zhuǎn)化為液態(tài)水,土壤蒸發(fā)增大,LE隨著Rn和Ta的增加而增加。同時,春灌使得土壤中可供蒸發(fā)的總水量進一步增大,LE增加到一定程度后保持不變。5月胡楊進入萌芽期,LE隨著植物蒸騰的增大而逐漸增大；6—8月,LE增加到最大,且波動明顯。9月,雖然植物蒸騰開始下降,但受秋季灌水的影響地表蒸發(fā)較大,LE的值仍然較高,并未隨Rn和Ta的下降而降低。10月,LE隨著土壤蒸發(fā)和植物蒸騰的下降而快速降低；12月至次年的2月,LE的值波動不大,小于1 MJ m-2d-1。潛熱通量的季節(jié)和年際波動主要與土壤中可供蒸發(fā)的總水量和胡楊的物候階段有關。春季和秋季的灌水事件直接影響著土壤中可供蒸發(fā)的總水量,從而間接地改變了潛熱通量的季節(jié)變化過程。(3)感熱通量的季節(jié)變化趨勢與潛熱通量的季節(jié)變化趨勢大致相反。2014—2016年,1—12月感熱通量的日均值分別為2.88、4.37、5.77、6.95、5.95、1.96、0.37、1.32、1.06、3.43、2.77和2.55 MJ m-2d-1。(4)相比于潛熱通量和感熱通量,土壤熱通量的值很小。土壤熱通量的季節(jié)變化趨勢明顯：春季,土壤熱通量由負值轉(zhuǎn)為正值；秋季,土壤熱通量由正值轉(zhuǎn)化為負值。

圖4 凈輻射(Rn)、潛熱通量(LE)、感熱通量(H)和土壤熱通量(G)的季節(jié)變化特征及年際差異Fig.4 The seasonal and yearly variations of net radiation (Rn), latent heat flux (LE), sensible heat flux (H), and soil heat flux (G)

3.2.3能量分配特征

表1給出了2014—2016年不同月份的潛熱通量、感熱通量和土壤熱通量占凈輻射的百分比,以及不同月份的波文比。由表1可以看出,生長季,荒漠河岸胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的能量消耗以潛熱通量為主,潛熱通量占凈輻射的84.28%；其次是感熱通量,感熱通量占凈輻射的15.87%；而土壤熱通量僅占凈輻射的2.1%。非生長季,能量消耗以感熱通量為主(H/Rn=39.97%),其次是潛熱通量(LE/Rn=18.17%)。波文比(β)的季節(jié)變化趨勢明顯：12月至次年2月,能量消耗以感熱通量為主,β值平均為5.85；3—4月,能量消耗仍然以感熱通量為主,β值平均為1.29；5月,能量消耗以潛熱通量為主,β值為0.45；6—8月,能量消耗以潛熱通量為主,β值平均為0.07；9—10月,受灌水的影響能量消耗仍然以潛熱通量為主,β值分別為0.07和0.55；11月,能量消耗以感熱通量為主,β值為1.53。

表1 2014—2016年不同月份的潛熱通量(LE)、感熱通量(H)和土壤熱通量(G)占凈輻射(Rn)的比值及波文比(β)Table 1 The monthly average of the ratio of latent heat flux (LE), sensible heat flux (H) and soil heat flux (G) to net radiation flux (Rn), and bowen ratio (β) in 2014—2016

3.3 蒸散發(fā)的季節(jié)變化特征及年際差異

蒸散發(fā)(ET)是內(nèi)陸河流域水量平衡的重要組成部分,在水分短缺的干旱和半干旱地區(qū),對蒸散發(fā)的估計在生態(tài)保護和水資源配置過程中起著非常重要的作用。荒漠河岸林的蒸散發(fā)主要受地下水埋深的影響,地下水是地表蒸散的主要水分來源[16,17]。黑河流域的生態(tài)輸水工程影響著該區(qū)域的地下水埋深及土壤含水量。為了更加清楚地分析蒸散發(fā)的季節(jié)變化過程及其對生態(tài)輸水的響應,這里選擇氣候條件較為一致、輸水量差異較大的2015和2016年進行比較分析,如圖5所示。

圖5 2015—2016年空氣溫度(Ta)、土壤含水量(θ)、葉面積指數(shù)(LAI)及蒸散發(fā)(ET)的季節(jié)變化特征Fig.5 The seasonal variations of air temperature (Ta), soil moisture content (θ), leaf area index (LAI), and evapotranspiration (ET) for 2015—2016

由圖5可知,荒漠河岸胡楊林蒸散發(fā)的季節(jié)變化趨勢明顯。11月至次年2月,ET的值很小且變化不大。3月初,ET隨著θ和Ta的升高而增大。3月中旬至4月,受灌水的影響,ET維持在較高值,ET與θ的變化趨勢基本一致,不再隨Ta的升高而增加(紅框)。自5月開始,胡楊進入生長階段,ET隨著LAI的增大而增大；6—8月ET達到最大,且波動明顯。9月,受灌水的影響,ET的值較高,并未隨LAI和Ta的降低而減小(紅框)。春季和秋季胡楊林的蒸散發(fā)及年際差異主要受灌水的影響。灌水的時間改變了ET的季節(jié)變化趨勢,使得春季和秋季的ET值較高,并未隨Ta和LAI的變化而變化；灌水的量決定了春季和秋季蒸散量的年際差異,土壤含水量越大,地下水埋深越淺,蒸散量越大。2014—2016年ET的日平均值分別為3.07 mm/d、2.80 mm/d和3.11 mm/d,地下水埋深分別為1.28、1.79和1.16 m。此外,蒸散發(fā)的季節(jié)變化過程還受胡楊物候階段的影響,2014—2016年,萌芽期(5月)、旺盛生長期(6—9月)和葉片衰老期(10月)的ET平均分別為4.03 mm/d、5.67 mm/d和1.61 mm/d?？傊?荒漠河岸胡楊林蒸散量的波動主要受生態(tài)輸水過程(地下水位和土壤含水量)和胡楊物候階段(LAI)的影響,溫度、輻射等氣象因子的年際差異不足以引起蒸散量的較大波動。

4 討論

4.1 能量分配特征

干旱、半干旱生態(tài)系統(tǒng)的能量分配通常受降水及其相關因子(淺層土壤水分和干旱事件)的控制[25- 27]。然而,黑河下游荒漠河岸林的生長主要依賴于地下水[28],其能量分配受地下水的控制[21]；而生態(tài)輸水工程影響著該區(qū)域的地下水埋深。本研究發(fā)現(xiàn)生態(tài)輸水的時間和量影響著胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的能量分配。

能量分配的季節(jié)變化過程受胡楊物候階段和生態(tài)輸水的顯著影響。生長季胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的能量消耗以潛熱通量為主,萌芽期(5月)、旺盛生長期(6—9月)和葉片衰老期(10月)的波文比(β)分別為0.45、0.07和0.55。其中旺盛生長期的β值與Yuan等人對塔里木河下游檉柳灌叢的研究結(jié)論比較相近(表2),而萌芽期和葉片衰老期的β值遠低于Yuan等人的研究結(jié)論[21]；這主要是因為受黑河下游生態(tài)輸水的影響,春季和秋季的潛熱通量較大。對于極端干旱的荒漠地區(qū)而言,水分條件是決定能量分配的關鍵因素：若生態(tài)系統(tǒng)的水分充足,能量消耗則以潛熱通量為主,反之則以感熱通量為主(表2)[21,25,29-30]。例如Kalthoff 等對阿塔卡馬沙漠南部艾爾奇山谷農(nóng)耕地的研究發(fā)現(xiàn)：灌溉或濕季降水后,β值約等于0.7；而無植被覆蓋的干季,β值約等于2.5[30]。Brümmer 等對西非熱帶稀樹草原的研究也得出相似的結(jié)論,濕季β值小于0.7,而干季β值大于1.5[29]。荒漠生態(tài)系統(tǒng)能量分配的差異主要來源于水分條件、植被類型及氣候特征[25]。

表2 旱地生態(tài)系統(tǒng)的能量分配特征Table 2 The characteristics of energy partitioning in dryland ecosystems

4.2 蒸散發(fā)

本研究發(fā)現(xiàn)春季和秋季胡楊林的蒸散發(fā)及年際差異主要受生態(tài)輸水過程的影響。灌水的時間改變了ET的季節(jié)變化趨勢,受灌水的影響春季和秋季的ET較高,并未隨溫度和葉面積指數(shù)的變化而變化；而灌水的量決定了土壤中可供蒸發(fā)的總水量,是年際之間ET出現(xiàn)差異的主要原因,土壤含水量越高,蒸散量越大(圖5)。此外,蒸散發(fā)的季節(jié)變化過程還受胡楊物候階段的影響。非生長季胡楊林的蒸散量很小,2015—2016年非生長季的ET分別為83 mm和193 mm；二者的差異較大,這種差異主要源于生態(tài)輸水量。2015年秋季灌水前后的地下水埋深分別為2.27 m和1.14 m,而2016年秋季灌水前后的地下水埋深分別為2.27 m和0.00 m；可見2016年的灌水量高于2015年的(圖2)。同理,2016年春季的灌水量也高于2015年的,這使得2016年春季的蒸散量相對較大,從而進一步增大了2015和2016年非生長季ET的差異。

2015—2016年,胡楊林的年蒸散量分別為1022 mm和1135 mm。本研究得出的ET值與Kochendorfer等人對美國加州中央山谷北部河岸林(楊樹)的研究結(jié)果接近(ET=1095 mm/a)[23]；比Yuan等人得出的塔里木河下游荒漠河岸胡楊林蒸散發(fā)的值大[16],這是因為植被的生長狀況和生態(tài)系統(tǒng)的水分狀況差異較大(表3)。受黑河流域生態(tài)輸水工程的影響,幾乎每年都會在春秋兩季對下游地區(qū)的胡楊林地表進行大面積的漫水灌溉,這是該區(qū)域胡楊林蒸散量比其他區(qū)域大的主要原因。Cleverly等利用渦度相關技術(shù)對美國南部格蘭德河中游河岸林的研究表明：生長季,無洪水淹沒和有洪水淹沒的檉柳生態(tài)系統(tǒng)的蒸散量分別為740.0和1220.0 mm[15]。由此可見,漫水灌溉事件對河岸林蒸散量的影響極其重要,它可能從兩個方面影響蒸散量,一是通過調(diào)節(jié)河岸林的水分狀況來改變植被的生理過程,二是通過增大地表蒸發(fā)來增大整個生態(tài)系統(tǒng)的蒸散量。

表3 中國兩大內(nèi)陸河流域下游地區(qū)荒漠河岸胡楊林的蒸散發(fā)Table 3 Evapotranspiration of the desert riparian Populus Euphratica forests distributed in the lower reaches of two major inland rivers in China

5 結(jié)論

本文基于渦度相關技術(shù),研究了荒漠河岸胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的能量分配及蒸散發(fā)特征,得出的主要結(jié)論有：(1)胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的能量閉合率為78%。(2)生長季胡楊林生態(tài)系統(tǒng)的能量消耗以潛熱通量為主,波文比為0.21。能量分配的季節(jié)變化過程受胡楊物候階段和生態(tài)輸水的顯著影響。(3)春季和秋季胡楊林的蒸散發(fā)及年際差異主要受生態(tài)輸水過程的影響。生態(tài)輸水的時間改變了蒸散發(fā)的季節(jié)變化趨勢,而生態(tài)輸水的量決定著蒸散量的年際差異。(4)2014—2016年,生態(tài)系統(tǒng)的年蒸散量平均為1092 mm,生長季蒸散量平均為932 mm。