祁连山不同坡向草地蒸散量及其影响因子的分析

常 博，刘贤德,，王顺利，张玉珍，张学龙 ，孙于卜

（1.甘肃农业大学 林学院，甘肃 兰州 730070；2. 甘肃省祁连山水源涵养林研究院，甘肃 张掖 734000）

祁连山不同坡向草地蒸散量及其影响因子的分析

常 博1，刘贤德1,2，王顺利2，张玉珍1，张学龙2，孙于卜1

（1.甘肃农业大学 林学院，甘肃 兰州 730070；2. 甘肃省祁连山水源涵养林研究院，甘肃 张掖 734000）

为了揭示祁连山山区草地的蒸散量变化规律，利用小型蒸渗仪(Micro-lysimeter)对祁连山西水林区不同坡向草地的蒸散量进行实测，并基于样地土壤调查数据和同期气象数据，对祁连山不同坡向草地的蒸散量变化规律及其有关影响因子进行了综合分析。结果表明：（1）不同坡向草地蒸散量季节动态规律均表现为单峰型，在 7、8月达到蒸散量的峰值。（2）草地蒸散量变化规律：对照裸地蒸散量＞草地蒸散量，阴坡草地蒸散量＞阳坡草地蒸散量。（3）草地蒸散量以土壤蒸发为主；草地降水的绝大部分消耗于草地蒸散。（4）对草地蒸散量与影响因子的相关性进行分析，按相关系数排序，阳坡为：降水量（P）＞气温（T）＞空气相对湿度（HR）＞风速（u2）＞土壤含水量（θm）＞太阳辐射（Ra）；阴坡为：降水量（P）＞气温（T）＞太阳辐射（Ra）＞空气相对湿度（HR）＞风速（u2）＞土壤含水量（θm）；降水量、气温与草地蒸散量之间具有较高的线性相关(R2=0.861)。

山区草地；草地蒸散量；影响因子；祁连山；西水林区

祁连山位于青海省东北部与甘肃省西部边境，是我国典型的气候变化敏感区和生态环境的脆弱区，承担着西北乃至全国生态安全屏障，是中国西北重要的水源涵养地。山地草原是祁连山分布最广的生态系统类型之一[1]，是西北地区重要的生态屏障[2]。近年来由于人类对自然资源的不合理利用以及气候等环境条件的改变，山地草原生态环境日益恶化，严重影响了其生态功能的发挥[3]。有关祁连山草地生态系统方面的研究在国内外已引起普遍关注，研究主要集中在群落的结构、生物量、物种多样性等方面[4-6]，另外对草地水分动态的研究正在成为热点[7-9]。草地蒸散量季节变化规律研究是揭示草地初级生产力形成机制和生态系统功能的重要基础性工作[10]，是内陆河山区流域水量平衡和径流过程研究的重要内容，也是建立分布式水文模型必不可少的环节[9]。

国内外利用卫星遥感技术估算区域蒸散量的研究较多，本研究利用2011年祁连山黑河流域上游土壤蒸渗仪实测数据，对祁连山草地蒸散发规律及其有关影响因子进行综合分析，这个方法与遥感信息估算的结果相比，具有较高的准确性。草地蒸散量是内陆河山区流域水量平衡和径流过程研究的主要指标之一，研究结果对揭示祁连山区草地的蒸散发变化规律，进一步认识山地草原对流域水文过程的贡献，为获取预测森林生态系统变化趋势的基础科学信息提供理论依据与技术支撑。

1 材料与方法

1.1 试验区概况

试验区位于甘肃省肃南县西水林区排露沟流域（100°17′～ 100°18′E、38°32′～ 38°33′N），海拔2 640～3 796 m，流域面积为2.74 km2，是国家重点野外科学观测试验站——祁连山森林生态站生态水文综合观测区，属高寒山地森林草原气候。根据排露沟流域多年研究资料，该流域年平均气温1.6℃，最热月7月平均气温11.8℃，最冷月1月平均温度-13.3℃；年均降水量289.7～416.4 mm，降水多集中在5～9月，占年总降水的84.7%，季节分布极不均匀；年蒸发量1 081.7 mm；年日照时数1 892.6 h；年平均相对湿度60%。

试验区内自然条件复杂，水热条件差异大，形成了具有明显垂直梯度和水平差异的土壤和植被类型。该地区山地草原主要分布在2 500～2 900 m海拔高度，由紫花针茅Stipa purpurea、冰草Agropyron cristatum、扁穗草Brylkinia caudata、火绒草Leontopodium longifolium、苦苣Cichorium endivia、披针苔草Carex lancifolia、高山野决明Thermopsis alpina、蒲公英Taraxacum monogolicum等组成，有时还混生有甘青锦鸡儿Caragana tangutica、蔷薇Rosa multif l ora、金露梅Potentilla fruticosa等，群落总盖度60%～95%。土壤为山地栗钙土，有机质含量较低。

1.2 研究方法

1.2.1 草地蒸散量的测定

试验区位于西水林区排露沟流域，地处100°17′E，38°24′N，海拔高度 2 700 ～ 2 800 m，选择生长均匀、微地形变化小、面积较大的具有典型代表性山地草原植物群落，布设长期定位监测样地2个，样地大小10 m×10 m，每个样地随机布设小型蒸渗仪(Microlysimeter)3个。由于草地土壤浅层根系发达，故试验采用口径30.5 cm，高25 cm，壁厚2 mm的小型蒸渗仪进行草地蒸散量的测定。小型蒸渗仪制作时内置原状土，埋于土壤中，使用精度为1 g，最大称重量为30 kg的电子秤称重，于每天19：00定时观测，然后依据蒸渗仪水量平衡原理进行换算得到每天的蒸散量。根据天气条件、植物生长状况等更换蒸渗仪内的土柱。另外，草地小型蒸渗仪(Microlysimeter)的原状土中包括了草本植物，因此所测得的蒸散量实际上包括草地的土壤蒸发和草本植物的蒸腾两部分[11]。数据分析使用2011年1～12月的日观测数据，计算一个观测周期草地实际蒸散量的动态变化。

1.2.2 土壤水分和气象因子的测定

土壤水分的测定：在2011年5～9月的5日、15日和25日，在每个样地沿对角线设置土壤水分固定监测点，土壤分别按0～10，10～20，20～30，30～40和40～60，用土钻取样，然后带回实验室，用0.01 g 精度的电子称称取土样的重量，记作土样的湿重w1（g），在 105℃的烘箱内将土样烘干至恒重，然后测定烘干土样，记作土样的干重w2（g）。土壤含水量θm（%）计算公式如下：

气象因子的测定：利用祁连山森林生态站2 750 m小气候梯度自动观测站，自动采集气象数据，包括降水量、太阳辐射、气温、空气相对湿度、风速等。

1.3 数据处理

数据处理和作图采用Excel 2007进行，回归分析与空间差异性分析采用SPSS 17.0数据分析软件进行。

2 结果与分析

2.1 不同坡向草地蒸散量及其季节动态

根据实测数据分析了祁连山西水林区2011年一个观测周期草地蒸散量的动态变化规律，草地蒸散量的季节动态具有明显的规律性(图1)：不论是阳坡草地还是阴坡草地，生长季（5～10月）的日蒸散量都明显大于非生长季的。1～3月份由于气温较低和降水较少，草地蒸散量趋于平稳，平均为0.22 mm/d，随后由于空气温度的回升和降水的增多，蒸散量逐渐增加，整个生长季表现为谷峰交替的现象，在7、8月份达到蒸散量的峰值，平均为2.83 mm/d。生长季末期10月以后，由于降水的减少，气温的降低以及牧草长势的衰弱[10]，草地的蒸散量呈逐渐减小的趋势，平均为0.14 mm/d。这主要与降水、土壤含水量、气温、空气相对湿度、风速和太阳辐射等有关。

图1 草地蒸散量季节动态变化Fig. 1 Seasonal dynamics of grassland evapotranspiration

阳坡草地蒸散量与月份相关性极显著（P=0.001，R2=0.849），阳坡对照裸地蒸发散与月份相关性显著（P=0.011，R2=0.734）（表1），其季节动态规律均表现为单峰型，在 8月达到蒸散量的峰值（图2a）；虽然每月阳坡草地和对照裸地的蒸散量稍有差异， 但是就全年来看，2011年祁连山西水林区阳坡草地的年蒸散总量为426.88 mm，平均日蒸散量为1.17 mm；阳坡裸地的年蒸散总量为470.75 mm，平均日蒸散量为1.29 mm，平均日蒸散量比阳坡草地的高出9.3%。阳坡对照裸地日蒸散量＞阳坡草地日蒸散量。

阴坡草地蒸散量和阴坡对照裸地蒸散量与月份相关性极显著（P＜0.01，=0.850，=0.863）（表1），其变化趋势与阳坡草地蒸散量一样，均表现为单峰型（图2b）。就全年来看，2011年祁连山西水林区阴坡草地的年蒸散总量为450.55 mm，平均日蒸散量为1.23 mm；阴坡裸地的年蒸散总量为479.32 mm，平均日蒸散量为1.31 mm，平均日蒸散量比阴坡草地的高出6.0%。由此可见，阴坡对照裸地日蒸散量＞阴坡草地日蒸散量。

图2 不同坡向草地蒸散量Fig. 2 Grassland evapotranspiration in different slope orientation

表1 草地蒸散量和月份关系模型Table 1 Relationship model of grass evapotranspiration and month

从草地年蒸散量和对照裸地年蒸散量的差异幅度可以看出：草地蒸散发以土壤蒸发为主，推断理由是对照裸地几乎光秃，然而对草地月蒸散量和对照裸地月蒸散量进行方差分析，得出两者之间差异不显著（P＞0.05）。王书功等（2003）利用Priesty-Taylor方法对草地蒸散量的各个组分进行计算，也得出在草地蒸散总量中，土壤蒸发贡献量大于植被蒸腾贡献量，土壤蒸发量大概是植被蒸腾量的两倍[9]。综上所述，就蒸散量在全年的分配来看，草地和对照裸地的蒸散量主要集中在5～9月份，草地蒸散量在5～9月份占据了全年73.69%～80.38%的比例，裸地蒸散量在5～9月份占据了全年72.16%～77.81%的比例。因而土壤蒸发对草地总蒸散量的贡献要明显大于草本蒸腾。

2.2 草地蒸散量与影响因子的关系

2.2.1 降水对草地蒸散量的影响

环境对草地蒸散量的影响，首先应当考虑的是水环境，即草地降水量。阳坡草地月蒸散量与月降水量呈极显著的相关性（拟合乘幂曲线模型y=2.766x0.778，P＜0.01，R2=0.970，式中：y为阳坡草地月蒸散量(mm)，x为月降水量(mm)）；阴坡草地月蒸散量与月降水量呈极显著的相关性（拟合乘幂曲线模型y=2.882x0.780，P＜0.01，R2=0.947，式中：y为阴坡草地月蒸散量(mm)，x为月降水量(mm)），草地月蒸散量都随着降水量的增加而增加（图3）。这是因为在干旱半干旱地区，降水是草地土壤水分的唯一供水源，而土壤中含水量的多少又是影响草地蒸散量的重要因素。

图3 草地月蒸散量与月降水量的关系Fig. 3 Relationships between grassland evapotranspiration(monthly) and precipitation

从草地蒸散量和降水量的比较可以得出：草地降水主要用于草地蒸散。例如在2011年5月草地降水量为54.9 mm，草地蒸散量为50.30 mm，两者差值仅为4.60 mm。因此，草地降水的绝大部分消耗于草地蒸散，草地涵养水源功能较弱。

2.2.2 土壤含水量对草地蒸散量的影响

土壤含水量一直被认为是影响植物蒸散的最主要因素之一，一般认为当土壤中有足够的水分供应时，植物的耗水率大，反之则小[13]。对2011年5-9月阳坡草地和阴坡草地的土壤含水量进行对比分析，得出阳坡草地的土壤含水量最大为17.16%，最小为11.03%，平均为14.96%；阴坡草地的土壤含水量最大为36.48%，最小为22.46%，平均为31.62%。就分析时段来看，阴坡草地的土壤含水量＞阳坡草地的土壤含水量。

对祁连山草地蒸散量与土壤含水量的定量研究表明，两者之间具有一定的相关性。阳坡土壤含水量与阳坡草地蒸散量呈显著的线性相关（y=0.272x-2.914，P=0.028，R2=0.474， 式 中：y为阳坡草地蒸散量(mm)，x为阳坡草地土壤含水量(%)），阳坡草地蒸散量随着土壤含水量的增加而增加，土壤含水量是阳坡草地蒸散量的主要影响因子。相对于阳坡草地而言，土壤含水量对阴坡草地蒸散量的影响相关性较差（R2=0.041）(图4)，并没有随着土壤含水量的增加而急剧增加，这说明土壤含水量不是阴坡草地蒸散的主要影响因子，它还受太阳辐射强度、气温等因素的共同复杂作用。

图4 草地蒸散量与土壤含水量的关系Fig. 4 Relationships between grassland evapotranspiration and soil water content

2.2.3 气温对草地蒸散量的影响

试验区2011年5～9月份，最低月均温为6.9℃（5月份），最高月均温为14.6℃（7月份）。为了便于分析作图和冬季蒸发较小的原因，选取2011年夏季蒸发强烈的5～9月份各月的草地日平均蒸散量和月平均气温对两者的关系进行分析。研究表明，阴坡草地蒸散量与气温有着极显著的线性关系(图5)（y=0.151x+0.525，P=0.007，R2=0.936，式中y为阴坡草地蒸散量(mm)，x为气温(℃)），随着气温的逐渐升高，阴坡草地蒸散发量亦呈逐渐增大的趋势。各坡向草地蒸散量与气温的相关性系数表现为：阴坡草地蒸散量(R2=0.936)＞阳坡草地蒸散量(R2=0.606) (图5)。这是因为阴坡草地土壤含水量较阳坡草地的大，在水分条件满足的情况下，气温成为阴坡草地蒸散的主要影响因子。

2.2.4 太阳辐射对草地蒸散量的影响

太阳辐射是地表主要热量来源[14]，是蒸散过程的主要驱动力[10]。对日平均太阳辐射与草地日平均蒸散量的相关分析表明，两者呈正相关关系(图6)，即太阳辐射越大，草地蒸散量也随之越大。这是因为太阳辐射对空气温度产生增温效应，当气温上升时，蒸散量也随之增大。另外，太阳辐射对不同坡向草地蒸散量的影响表现为阴坡（R2=0.504）＞阳坡（R2=0.419）。

图5 草地蒸散量与气温的关系Fig. 5 Relationships between grassland evapotranspiration and air temperature

图6 草地蒸散量与太阳辐射的关系Fig. 6 Relationships between grassland evapotranspiration and solar radiation

2.2.5 空气相对湿度对草地蒸散量的影响

空气相对湿度对草地蒸散量有一定的影响，当空气相对湿度较小时，地表和大气的水分交换越多，草地蒸散量就相对较大；当空气湿度较大时，下垫面与大气的水分交换减少，草地蒸散量也较小。这种现象在阳坡草地表现更为明显，例如当空气相对湿度为53%时，阳坡草地蒸散量为2.02 mm；当空气相对湿度为93%时，阳坡草地蒸散量为1.54 mm。但是草地蒸散量并没有随着空气相对湿度呈线性递减的规律（图7），说明空气相对湿度对草地蒸散量的影响还受到其他影响因子的制约。

2.2.6 风速对草地蒸散量的影响

在有风的条件下，由于紊流的交换作用，近地面较湿空气可与上层干燥空气彼此交换，进而影响植物蒸腾和地表蒸发[15-16]。在祁连山地区，有风天数较多，风速对草地蒸散量的影响比较显著。图8是草地日平均蒸散量与日平均风速的关系曲线图，由图8可知，阳坡草地和阴坡草地日平均蒸散量随着日平均风速的增加而急剧增加，风速与草地蒸散量呈正相关关系，这与前人的研究结果基本一致[10,15]。并且风速对不同坡向草地蒸散量的影响表现为阳坡（R2=0.519）＞阴坡（R2=0.385），这可能是由于阳坡草本盖度比阴坡小引起的。

图8 草地蒸散量与日平均风速的关系Fig. 8 Relationships between grassland evapotranspiration and the daily average wind speed

2.3 草地蒸散量与影响因子相互关系的多元回归分析

蒸散过程受多种因素的影响，对草地蒸散量与各影响因子的相关性进行拟合，按相关系数的高低可知，6种主要影响因子对阳坡草地蒸散量影响的大小顺序依次为降水量（R2=0.970）＞气温（R2=0.606）＞空气相对湿度（R2=0.561）＞风速（R2=0.519）＞土壤含水量（R2=0.474）＞太阳辐射（R2=0.419）；对阴坡草地蒸散量影响的大小顺序依次为降水量（R2=0.947）＞气温（R2=0.936）＞太阳辐射（R2=0.504）＞空气相对湿度（R2=0.389）＞风速（R2=0.385）＞土壤含水量（R2=0.041）。从中可以得出，影响草地蒸散量的主要影响因子是降水量和气温。

在整个研究时段上，将测得的草地蒸散量（E）与同步测定的降水量（P）、气温（T）、2个影响因子进行多元逐步回归，结果如下：

因此，E=0.049P+4.005T+20.836能够表示降雨量（P），气温(T)，草地蒸散量（E）间的关系，可通过常规测量的降雨量（P），气温(T)数据来拟合草地蒸散量（E）。（2）式的拟合关系有待进一步观测数据的验证，这种关系一旦成立，则具有一定的应用价值。

3 结论与讨论

（1）由于土壤水分和光照等的差异，蒸散量的季节变化差异明显，1～3月份平均蒸散量为0.22 mm/d，7、8月份达到最大为2.83 mm/d，10～12月份平均为0.14 mm/d。

（2）不同坡向的草地蒸散量，阴坡草地蒸散量比阳坡草地的大4.37%。祁连山林区同一流域内同一海拔高度处不同坡向的降水量有一定差异，阴坡降水量明显高于阳坡，阴坡比阳坡降水量平均多7%左右[12]，使得从来源上讲，阴坡可供蒸发水分比阳坡高。另阴坡草本生长状况要明显好于阳坡，导致阴坡草本蒸腾大于阳坡。

（3）祁连山草地蒸散量与主要影响因子的相关性拟合结果表明，6种主要环境因子对阳坡草地蒸散发影响的大小顺序依次为降水量（R2=0.970）＞气温（R2=0.606）＞空气相对湿度（R2=0.561）＞风速（R2=0.519）＞土壤含水量（R2=0.474）＞太阳辐射（R2=0.419）。对阴坡草地蒸散量影响的大小顺序依次为降水量（R2=0.947）＞气温（R2=0.936）＞太阳辐射（R2=0.504）＞空气相对湿度（R2=0.389）＞风速（R2=0.385）＞土壤含水量（R2=0.041）。

[1] Scurlock JM O, Johnson K, Olson R J. Estimating net primary productivity from grassland biomass dynamics measurements [J].Global Change Biology, 2002, 8(8): 736-753.

[2] 查 勇, Jay Gao, 倪绍祥. 国际草地资源遥感研究新进展[J].地理科学进展, 2003, 22(6): 607-617.

[3] 黄德青, 于 兰, 张耀生, 等. 祁连山北坡草地生物量及其与气象因子的关系[J]. 草业科学, 2011, 28(8): 1495-1501.

[4] 王志泰. 东祁连山高寒草原柳灌丛-草地群落结构研究[J].草业科学, 2004, 21(11): 1-6.

[5] 雷 蕾, 刘贤德, 王顺利, 等. 祁连山高山灌丛生物量分配规律及其与影响因子的关系[J]. 生态环境学报, 2011, 20(11):1602-1607.

[6] 常学向, 赵文智, 赵爱芬, 等. 祁连山区不同海拔草地群落的物种多样性[J]. 应用生态学报, 2004, 15(9): 1599-1603.

[7] 宋克超, 康尔泗, 金博文, 等. 黑河流域山区植被带草地蒸散发试验研究[J]. 冰川冻土, 2004, 26(3): 349-356.

[8] 宋克超, 康尔泗, 金博文, 等. 两种小型蒸渗仪在黑河流域山区植被带的应用研究[J]. 冰川冻土, 2004, 26(5): 617-623.

[9] 王书功, 康尔泗, 金博文, 等. 黑河山区草地蒸散发量估算方法研究[J]. 冰川冻土, 2003, 25(5): 558-565.

[10] 张耀生, 赵新全, 赵双喜, 等. 三江源区温性草原蒸散量与主要影响因子的相关分析[J].中国沙漠, 2010, 30(2): 363-368.

[11] 金博文. 祁连山水源涵养林的气候和水文效应及生态功能试验研究[D]. 兰州: 中国科学院寒区旱区环境与工程研究所,2007.

[12] 王金叶. 祁连山水源涵养林生态系统水分传输过程与机理研究[D]. 长沙: 中南林业科技大学, 2006.

[13] 石 青. 北京密云水库集水区水源涵养林耗水规律研究[D].北京: 北京林业大学, 2004.

[14] 孟 平, 张劲松, 高 峻. 果树冠层太阳总辐射与净辐射分形特征的相关分析[J]. 林业科学, 2005, 41(1): 1-4.

[15] 常宗强, 王有科, 席万鹏. 祁连山水源涵养林土壤水分的蒸发性能[J]. 甘肃科学学报, 2003, 15(3): 68-72.

[16] 刘思敏, 余新晓, 牛 赟. 祁连山排露沟流域降雪消融与融水径流分析[J]. 中南林业科技大学学报, 2013, 33(12): 96-100.

Study on grassland evapotranspiration at different slope orientation and its impact factors in Qilian Mountains

CHANG Bo1, LIU Xian-de1,2, WANG Shun-li2, ZHANG Yu-zhen1, ZHANG Xue-long2, SUN Yu-bo1
(1. Forestry College, Gansu Agricultural University, Lanzhou 730070, Gansu, China;2. Academy of Water Resource Conservation Forest of Qilian Mountains of Gansu Province, Zhangye 734000, Gansu, China)

In order to reveal the change rules of grassland evapotranspiration in Qilian mountains, the micro-lysimeter was used to measure the grassland evapotranspiration at different slope orientation. Based on the soil survey and meteorological data, the changing rules of grassland evapotranspiration and theirs impact factors were investigated. The results are as follows: (1) the seasonal dynamic patterns of grassland evapotranspiration both in sunny and shady slope showed a single peak type, reaching a peak in July or August. (2)the grassland evapotranspiration changed according to the following rule: bare land evapotranspiration ＞ grassland evapotranspiration,and grassland evapotranspiration at shady slope ＞ grassland evapotranspiration at sunny slope. (3) the grass evapotranspiration was mainly consumed at soil evaporation; grassland rainfall most consumed by grassland evapotranspiration. (4) the correlated coeff i cients between grassland evapotranspiration and theirs impact factors were sorted as: precipitation (P) ＞ air temperature (T) ＞ air relative humidity (HR) ＞ wind speed (u2) ＞ soil water content (θm) ＞ solar radiation (Ra) at sunny slope; precipitation (P) ＞air temperature (T)＞solar radiation (Ra) ＞air relative humidity (HR) ＞wind speed (u2) ＞soil water content(θm) at shady slope; the precipitation and air temperature has a signif i cant linear relationship with grassland evapotranspiration (R2=0.861).

mountain grassland; grassland evapotranspiration; impact factors; Qilian mountains; Xishui forest area

S715.4

A

1673-923X(2014)04-0090-06

2013-09-06

林业公益性行业科研专项（201104005-07、200904056）；国家自然科学基金项目（31360201、91125012）；国家科技支撑计划项目（2012BAC08B02-02）联合资助

常 博（1989-），女，硕士研究生，研究方向：森林生态学；E-mail：changbo3979@126.com

刘贤德（1963-），男，博士生导师，研究员，研究方向：森林生态和保护方面的研究；E-mail：liuxiande666@163.com

[本文编校：吴 彬]