三江源區退化高寒草甸蒸散特征及凍融變化對其的影響

田曉暉,張立鋒,張 翔,陳之光,趙 亮,李 奇,唐艷鴻,古 松,*

1 南開大學生命科學學院,天津 300071 2 中南林業科技大學生命科學與技術學院,長沙 410004 3 中國科學院西北高原生物研究所,西寧 810008 4 北京大學城市與環境學院,北京 100871

陸地生態系統蒸散(ET)是全球水量平衡的主要分量,也是生態系統水分消耗的主要方式,主要由土壤蒸發和植被蒸騰組成[1]。由于ET在土壤—植被—大氣系統中的重要紐帶作用,在全球變化科學研究中受到高度關注[2]。有研究表明,地表降水大約有70%通過蒸散返回大氣,在干旱區甚至達到95%以上[3]。ET變化受輻射、降水、溫度、植被等因子影響;反之,ET變化又影響生態系統植被生長狀況和水分收支等。水熱運動相互耦合,蒸散影響水分收支的同時,也會影響生態系統的能量(潛熱和顯熱能等)分配,從而對區域氣候產生一定影響[4]。草地是陸地生態系統中分布最廣泛的植被類型之一,約占陸地生態系統總面積的1/3[5]。然而,草地蒸散的年際之間存在較大的變化,近年來受到了科學界的廣泛關注[4,6]。因此準確掌握草地生態系統的蒸散變化及環境因子對其的影響,對于更好地理解全球水分收支動態及氣候變化具有重要意義。

青藏高原平均海拔超過4000 m,面積約250萬km2,被譽為“世界第三極”,由于其獨特的地理和氣候條件,成為全球氣候變化的敏感區和放大區[7]。草地是其最主要的植被,占青藏高原面積的70%,其中高寒草甸分布最廣,支撐著青藏高原地區的畜牧業發展[8]。由于青藏高原特殊的地理位置,高原上廣泛分布著多年凍土和季節凍土,近地表層土壤的季節凍融循環影響著高原地表能量和水分交換[9]。近幾十年來,在全球氣候變暖的背景下,高原的溫度呈明顯的上升趨勢,有研究表明,1960年以來,青藏高原氣溫以0.2—0.3℃/10 a的速度增加,而冬季增溫的幅度(0.3—0.5℃/10 a)遠遠高于全年平均增溫幅度[10]。不斷加劇的氣候變暖正改變凍土凍融發生過程和狀態,總體上呈現最大凍土深度降低,凍結起始日期推遲,融化起始日期提前及凍結持續期縮短等的趨勢[11-12]。全球氣候變暖改變了青藏高原土壤凍融狀態,這必將引起生態系統水分交換的變化。

三江源區位于青藏高原腹地,是長江、黃河、瀾滄江的發源地,素有“中華水塔”之稱,在水源涵養、維持生物多樣性以及氣候調節等方面發揮著重要作用,成為我國乃至世界上影響力最大的生態調節區之一[13]。然而,在氣候變化和超載放牧的雙重壓力下,三江源區高寒草甸出現了嚴重的退化現象,部分地區形成了“黑土灘”,極大地降低了區域的水源涵養功能,進而嚴重影響到三江源區生態系統的結構和功能,改變了區域的水分收支狀況,同時對三江源區的畜牧業乃至長江、黃河中下游地區的社會經濟發展構成巨大的威脅[13-14]。雖然關于青藏高原高寒草地的蒸散研究也有一些報道[6-7,15],但由于高原面積廣闊,地理環境差異較大,結果不盡相同。三江源區是我國重要的水源涵養地,也是典型的季節凍土區,然而對該區域高寒草甸蒸散變化的詳盡研究仍然相對匱乏,更缺少凍融作用對其生態系統蒸散影響的相關報道。因此,定量研究三江源區退化高寒草甸蒸散變化及其凍融作用對其的影響對深入研究三江源區水分收支變化具有重要現實意義。

渦度相關技術是通過測定和計算CO2和H2O等物理量脈動與垂直風速脈動的協方差求算湍流通量的方法,目前已成為直接測定地表下墊面與大氣間氣體通量交換的理想方法,廣泛應用于陸地生態系統的蒸散研究[1]。本研究利用渦度相關技術和微氣象系統對三江源區退化高寒草甸的水汽通量及相關環境因子進行了連續觀測,對2016年和2017年獲取的觀測數據進行統計分析,其主要目的是：(1)揭示三江源區退化高寒草甸生態系統蒸散的季節變化特征及年際差異;(2)探討分析土壤凍融交替變化對蒸散的影響;(3)闡明蒸散變化對環境因子的響應。以期為全面探討三江源區退化草甸蒸散對氣候變化的響應及其生態系統水分收支變化提供參考依據。

1 研究地概況和研究方法

1.1 研究地概況

本試驗地位于青海省果洛州瑪沁縣大武鎮東南部的退化高寒草甸(34° 21′ N, 100° 29′ E),海拔3958 m。研究區地勢平坦,草地分布均勻,該研究站代表了三江源區高寒草地典型植被類型[16]。該區屬于典型的高原大陸性氣候,無四季之分,僅有冷暖季之別,冷季漫長,干燥而寒冷,暖季短暫,濕潤而涼爽;溫度年差較小而日差較大,研究地年平均氣溫為-0.2℃,最冷月1月平均氣溫為-12.3℃,最熱月7月的平均氣溫為10.1℃,全年無絕對無霜期。該區日照充足,太陽輻射強烈,年總輻射量為5500—6800 MJ/m2;年降水量為420—560 mm,85%集中在5—9月。該試驗地土壤類型以高山草甸土為主,建群種為矮蒿草(Kobresiahumilis),主要伴生種為小蒿草(Kobresiapygmaea)、垂穗披堿草(Elymusnutans)、早熟禾(Poaannua)、細葉亞菊(Ajaniatenuifolia)等[17]。根據之前對該研究地植被類型、蓋度等方面調查研究證實其處于退化狀態[18]。退化高寒草甸于4月底或5月初返青;地上生物量從5月開始增加,7月底至8月初達到最大,10月植物開始衰老。

1.2 觀測方法

渦度相關和微氣象觀測系統安裝在地勢平坦、視野開闊的退化高寒草甸上,“風浪區”(半徑大于300 m)滿足渦度相關觀測要求。觀測要素主要包括輻射通量、顯熱和潛熱通量、土壤熱通量、空氣溫濕度、不同深度土壤溫度、不同深度土壤含水量、降水量等,觀測儀器及安裝高度見表1。渦度相關系統采樣頻率為10 Hz,所有觀測數據每15 min輸出一組平均值,并儲存在CR5000和CR23X (CSI, USA) 數據記錄儀。

本研究于2016年6—8月和2017年6、7、9月每月中旬對植被地上部生物量(above-ground biomass, AGB)和葉面積指數(LAI)進行調查。生物量測定采取收割法,隨機選擇5個大小為50 cm×50 cm的樣方,將每一樣方內綠色植物齊地面剪下后放進取樣袋內并編號。之后將樣品帶回實驗室,放入65℃恒溫烘箱中72 h(烘干至恒重)稱重(g/m2)。同時選取5個大小為25 cm×25 cm的樣方,齊地面剪下地上部植物,用葉面積儀(Li- 3000, Li-Cor)測定植物葉面積。上述5個重復的平均值用于本研究的數據分析。

1.3 數據分析

首先對渦度相關系統觀測的原始數據進行坐標軸旋轉,溫度變換和WPL校正,此外,剔除由于降水、儀器故障等引起的錯誤數據以及摩擦風較弱的數據(摩擦風速u*<0.1 m/s)。由地表反照率的變化可知,該研究地偶有降雪發生(主要發生在11月至翌年3月),但降雪頻次和降雪量均較少且很快消融,由于蒸散量主要集中在生長季,因此對研究結果不會產生實質性影響,本研究并未進行特別分析。對于缺失及剔除的異常數據,按以下方法進行插補,當缺失的通量數據時間小于2 h時,使用線性內插法進行插補,而大于2 h的數據缺口則使用非線性回歸法進行插補[19-20]。最后采用Excel和SPSS等軟件進行統計分析。

表1 觀測要素及其儀器

圖1 退化高寒草甸渦度相關測定的顯熱與潛熱通量之和(H + LE)與能量平衡法測定的有效能(Rn - G)的關系 Fig.1 The relationship between the sum of sensible heat and latent heat fluxes (H + LE) by eddy covariance and the available energy (Rn - G) by energy balance method in degraded meadow

生態系統能量平衡通常用下列公式來表示[20]：

Rn-G=H+LE

式中,Rn為凈輻射通量(W/m2);H為顯熱通量(W/m2);LE為潛熱通量(W/m2);G為土壤熱通量(W/m2)。

能量閉合度是評價渦度相關技術的方法之一,通常用(H+LE)與(Rn-G)進行線性回歸,利用其斜率和截距來分析能量的閉合度[20]。由圖1可知,本研究能量閉合度約為0.71,說明存在能量不閉合現象,但該值在已報道的0.55-0.99范圍內[21]。能量不閉合現象在渦度相關觀測中普遍存在,由于導致能量不閉合的原因很復雜,詳細原因有待于深入研究。

波文比(β)定義為顯熱通量與潛熱通量的比值[22],即:

β=H/LE

冠層導度(gc)計算公式為[23]：

1/gc=ρCPVPD/(γLE)+(βΔ/γ-1)/ga

解耦系數(Ω)計算公式為[24]：

Ω=(Δ+γ)/(Δ+γ(1+ga/gc))

式中,ρ為空氣密度(kg/m3),Cp為空氣定壓比熱(MJ/kg℃),VPD為飽和水汽壓差(kPa),Δ飽和水汽壓—空氣溫度曲線的斜率,γ干濕表常數,ga為空氣導度(mm/s),ga按下列公式計算[23]：

1/ga=μ/μ*2+6.2μ*-0.67

式中,u為風速,u*為摩擦風速(m/s)

平衡蒸散(ETeq)由下式計算得出[25]：

ETeq=Δ(Rn-G)/L(Δ+γ)

式中,L為水的汽化潛熱系數(2.501 MJ/kg)。

2 結果與分析

2.1 環境因子季節變化

2016與2017年的Rn季節變化趨勢相同(圖2),最高值分別為12.81(6月)和11.22 MJ m-2d-1(7月),最低值出現在12月左右。但各月的Rn值略有差異,生長季中,2016年生態系統接收的Rn略高于2017年,分別為1654.88 MJ/m2和1546.71 MJ/m2,均超過全年Rn的60%。

兩年氣溫(Ta)和5 cm深度的土壤溫度(Ts)變化趨勢與Rn相似(圖2),最高值出現在7—8月,最低值均出現在1月。2016和2017年Ta的平均值分別為-0.35℃和-0.41℃,月均最高值分別出現在8月(11.0℃)和7月(9.7℃),而生長季中,2016年Ta的平均值為7.2℃,高于2017年平均值6.8℃。2016和2017年Ts的平均值分別為2.5℃和3.8℃,月均最高值分別出現在8月(12.9℃)和7月(13.4℃),而生長季中,2016年Ts的平均值為9.4℃,低于2017年的10.6℃。總體而言,兩年的Ts高于Ta,且2016年的Ta略高于2017年,而2017年Ts高于2016年。

圖2 2016和2017年退化高寒草甸的凈輻射(Rn)、降水量(P)、5 cm土壤含水量(SWC5)、空氣溫度(Ta)、5 cm土壤溫度(Ts)和飽和水汽壓差(VPD)年變化Fig.2 Annual variations of net radiation (Rn), precipitation (P), soil water content at 5 cm depth (SWC5), air temperature (Ta), soil temperature at 5 cm depth (Ts) and vapor pressure deficit (VPD) in degraded meadow for 2016 and 2017

2016和2017年降水量相近(圖2),分別為451.8 mm和442.3 mm,且降水主要集中在生長季5—9月,前者為386.7 mm,略高于后者的368.4 mm,分別占全年降水量的85.6%和83.3%。然而,兩年生長季中月降水量分配存在較大年際差異,2016年降水量的最高值出現在5月(94.9 mm),其次為8月(94.7 mm),6、7、9月的降水量在60—70 mm之間;而2017年降水主要集中在8月(118.4 mm)和9月(87.7 mm),5—7月降水量相對較少,生長旺季的7月降水量僅為40.9 mm。

5 cm深度土壤含水量(SWC5)的季節變化與降水量密切相關(圖2),最高值出現在降水較多的生長季,然而,由于該時期的ET較高,進而導致SWC5在降水相對較多的7—8月有所下降,類似結果在青藏高原其他草地研究中也有報道[5,28]。生長季中,2016和2017年SWC5的月最低值分別出現在生長旺季的8月(0.17 m3/m3)和7月(0.19 m3/m3),最高值分別出現在6月(0.28 m3/m3)和9月(0.31 m3/m3),且2016年生長季的SWC5平均值(0.24 m3/m3)略低于2017年(0.25 m3/m3)。總體而言,2016年5—7月的SWC5高于2017年同期,而8—9月卻低于2017年同期的SWC5,這與兩年的降水量變化基本一致。

飽和水汽壓差(VPD)是表征空氣濕度的物理量,其變化受降水、輻射和氣溫等因子影響。由VPD的季節變化可知(圖2),總體上生長季的VPD高于非生長季,但各月的VPD值出現明顯的年際差異。2016年的月均最高值出現在8月(0.87 kPa),而2017年月均最高值出現在7月(0.86 kPa)。生長季中,2016年VPD的平均值為0.69 kPa,明顯高于2017的0.62 kPa,而非生長季中的平均VPD分別為0.48和0.42 kPa,總體上2016年VPD高于2017年。

2.2 蒸散季節變化

2016和2017年日蒸散量的年變化趨勢基本一致,最高值均出現在植物生長旺季的7—8月,最低值出現在土壤凍結的冬季(圖3)。土壤蒸發從3月末或4月初的凍融交替開始逐漸增加,之后隨著土壤的解凍、降水的增加和植物的生長,蒸散(ET)迅速增加。2016和2017年月蒸散總量最大值分別為71.8 mm(8月)和92.5 mm(7月),之后隨著輻射和溫度的降低、植物生長的結束,ET逐漸降低(圖3)。2016和2017年的ET分別為428.6 mm和485.6 mm,而生長季中的ET分別為314.4 mm和350.7 mm,分別占到全年總蒸散量的73%和72%,2017年蒸散量高于2016年,尤其是2017年7—10月ET明顯高于2016年同期。

圖3 2016—2017年退化草甸日蒸散量和月蒸散量的年變化Fig.3 Annual variation of daily and monthly evapotranspiration (ET) in degraded meadow for 2016 and 2017

2.3 土壤凍融與蒸散2.3.1 凍融時段的劃分

參考Guo等[26]對凍融階段的劃分方法,本研究利用5 cm深土壤溫度日最高和最低值變化,將全年劃分為凍結期、凍融交替期、消融期3個時段：(1)土壤凍結期：土壤溫度日最高值小于0℃;(2)凍融交替期：土壤溫度日最高值大于0℃,而日最低值小于0℃;(3)土壤消融期：土壤溫度日最低值大于0℃。為避免隨機天氣過程對土壤凍融階段轉變的影響,只有當連續三天滿足下一階段條件時,這三天中的第一天才作為下一階段起始日期。為了研究植被對蒸散的影響,進一步把5—9月作為植物生長季獨立劃分出來。由3個時段及生長季的劃分(表2)可知,2016年的凍結期和凍融交替期分別比2017年長8 d,而2017年的消融期比2016年多15 d。

2.3.2不同凍融時段蒸散量和蒸散速率

為闡明2016和2017年不同時段的ET差異,對上述劃分的3個時段及生長季(表2)的ET量和ET速率進行了統計(表3)。由表可知,2016年僅凍融交替期的ET量高于2017年,而其他3個時段均低于2017年,尤其在消融期和生長季,2017年比2016年分別增加了63.1 mm和36.3 mm。

表2 2016和2017年土壤的凍結期、凍融交替期、消融期及生長季的劃分

2016和2017年ET速率均在生長季達到最高值,分別為2.05 mm/d和2.29 mm/d;最低值出現在凍結期,分別為0.27 mm/d和0.33 mm/d。2016年凍融交替期的ET速率為0.97 mm/d,高于2017年的0.73 mm/d,且2016年凍融交替期的時間比2017年長8 d,因此該時段2016年ET量高于2017年,而在其他3個時段,2016年ET速率均低于2017年。

表3 2016和2017年3個時段及生長季蒸散量和蒸散速率

2.3.3不同凍融時段蒸散日變化

2016和2017年各時段的蒸散均呈明顯的日變化(圖4),ET的日最高值出現在13:00 h左右,而夜間維持在零附近。生長季的蒸散速率明顯高于其他3個時段,而凍融交替期的蒸散速率介于消融期和凍結期之間。生長季期間,2017年蒸散速率的日最高值為0.30 mm/h,高于2016年同期的0.28 mm/h,而在土壤凍融交替時期,2017年蒸散速率的日最高值為0.11 mm/h,低于2016年同期的0.13 mm/h,在凍結期和消融期,2016年的蒸散速率均低于2017年。

圖4 2016和2017年生長季、凍結期、凍融交替期、消融期的蒸散日變化Fig.4 Diurnal variations of evapotranspiration (ET) in growing season, frozen, freeze-thaw and thawed periods for 2016 and 2017

2.4 平衡蒸散量

平衡蒸散量(ETeq),是指在沒有水分限制的條件下,生態系統理論上ET的最大值[25]。為了進一步評價生態系統蒸散對水分收支的影響,我們對ETeq,ET和降水量(P)的年累計值年變化進行了比較(圖5)。由圖可知,2016與2017年3個變量的變化趨勢相同,均在生長季出現快速增加趨勢,而在其他時期相對緩慢,且ETeq的累計值高于ET和P。2016年ETeq的年累計值為626.9 mm,其中1—11月累計量為612.3 mm,高于2017年同期的573.7 mm。在植物生長季之前,2016年的ET累計值高于P,當進入生長季后,P的累計值高于ET,而2017年的ET累計值始終高于P。

圖5 2016與2017年蒸散量(ET)、降水量(P)和平衡蒸散量(ETeq)的累計值Fig.5 Cumulative evapotranspiration (ET), precipitation (P) and equilibrium evapotranspiration (ETeq) for 2016 and 2017

3 討論

3.1 植被對蒸散的影響

蒸散包括土壤蒸發和植被蒸騰,生長季中的植被生長狀況直接影響植被蒸騰和土壤蒸發的變化[4]。由植物生長旺季(7月)的地上生物量(above-ground biomass,AGB)和葉面積指數(LAI)觀測數據可知,2016年的AGB為(192.7±33.1) g/m2,明顯高于2017年同期的(114.6±18.5) g/m2;且2016年LAI為(1.2±0.1) m2/m2,同樣高于2017年同期的(0.8±0.1) m2/m2。然而,2017年生長季中的ET卻明顯高于2016年,說明地上植被量的降低反而增加了該退化高寒草甸生態系統的蒸散,分析其可能的原因之一：Hu等[27]曾在研究中發現,在植被LAI較低情況下,ET主要由土壤蒸發控制。因此在該退化草甸中,地上生物量減少使植被蓋度明顯降低,土壤裸露面積增加,提高了土壤蒸發量,從而使生態系統ET增加,這在一些研究中也得到證實[28-29]。Zhang等[28]利用模型對三江源區退化草甸和人工草地能量分配的研究結果發現,退化草甸消耗的潛熱高于人工草地,主要原因是退化草甸的土壤蒸發遠高于人工草地。

ET/P是描述水分收支的重要參數之一[7]。通過與不同植被類型生態系統的蒸散結果比較可知(表4),本研究退化高寒草甸生態系統兩年ET/P分別為0.95和1.09,該值在已報道的草地生態系統ET/P的范圍(40%—150%)之間[34],但明顯高于Gu等報道的未退化海北高寒草甸的0.60[6]和Li等報道的日本溫帶草地的0.66[31],但低于內蒙古退化草地的1.4[30]。本結果意味著植被退化可能會加劇該高寒草甸的水分散失,降低生態系統的水源涵養能力。

3.2 環境因子對蒸散的影響3.2.1 輻射與溫度對蒸散的影響

太陽輻射能(Rs)是驅動陸地生態系統蒸散的主要動力[6],由于青藏高原海拔高,因此接收的太陽總輻射遠高于低海拔地區。凈輻射(Rn)是供給生態系統蒸散的有效能量,在不受水分限制條件下,ET主要受Rn控制[28]。2016和2017年ET隨Rn的變化趨勢相似(圖6),當Rn<4 MJ m-2d-1時,由于土壤處于凍結狀態,ET維持在相對較低水平,且基本不受Rn變化的影響;當Rn≥ 4 MJ m-2d-1時,隨著土壤解凍的開始,ET隨Rn的增加而呈現直線上升的趨勢,該結果與張立鋒等[28]報道的相一致。但在相同Rn條件下,2017年ET值高于2016年,尤其在生長季Rn> 10 MJ m-2d-1后,兩年差異更明顯,且2017年擬合直線的斜率高于2016年,說明2017年ET隨Rn上升而增加的速率更快,即ET對Rn變化的響應更敏感。

表4 不同草地類型蒸散量和降水量的比較

研究期間,該生態系統接收的太陽輻射年總量高達6594.32 MJ/m2,但由于高原上相對較低的大氣逆輻射和相對較高的反照率,反而導致接收的Rn較低[35]。本研究兩年Rn/Rs平均值0.43,接近于已報道的海北高寒草甸的0.44[6],明顯低于全球平均值0.61和一些已經報道的草地系統[36]。因此該研究地驅動蒸散的有效能Rn反而比低海拔地區低[36],從而導致生態系統的蒸散對Rn的響應異常敏感。另外,由于2017年高寒草甸的AGB和LAI低于2016年,使土壤蒸發在蒸散中所占的比例增加,Zhang等[29]指出三江源區高寒草甸的退化加劇了生態系統的蒸散量,這可能是導致2017年ET對Rn變化的響應比2016年更為敏感的原因之一,此外相關環境因子的影響尚有待于進一步研究。

圖6 2016和2017年退化草甸蒸散量(ET)與凈輻射(Rn)和空氣溫度(Ta)的關系Fig.6 Relationships between evapotranspiration (ET) and net radiation (Rn), air temperature (Ta) in degraded meadow for 2016 and 2017 ET與 Rn： 2016年y=0.213x-0.49 (R2=0.99) (P<0.01); 2017年y=0.255x-0.53 (R2=0.98)(P<0.01)； ET與Ta： 2016年 y=0.84e0.098x (R2=0.94) (P<0.01); 2017年y=1.09e0.094x (R2=0.98) (P<0.01)

溫度不僅控制植物生長,也是影響生態系統蒸散的重要因子,氣溫的升高可增加邊界層的水熱交換,從而提高蒸發的速率[37]。本研究ET均隨Ta升高而成指數上升趨勢(圖6),該結果與陳小平等[37]報道的草地生態系統相似。需要指出的是,許多平原地區的長期研究表明空氣溫度與蒸散相關度不高[38],而三江源區高寒草甸生態系統與之相反,主要是由于其長期處于低溫環境,因此ET對溫度的響應更為敏感,ET隨溫度的變化速率更快。另外,由于2017年平均氣溫為-0.41℃低于2016年的-0.35℃,尤其在生長季2017年平均氣溫為6.8℃,明顯低于2016年的7.2℃(圖2),這可能是導致2017年ET隨溫度升高而增加的速率略高于2016年的原因之一。

3.2.2飽和水氣壓差與土壤水分對蒸散的影響

飽和水汽壓差(VPD)是反映空氣對水分的需求能力[39],VPD通過影響冠層導度gc,從而影響生態系統的蒸散[31]。本研究ET均隨VPD的增加而呈直線上升趨勢(圖7),這與已報道的一些研究結果類似[39-40]。然而,2017年擬合直線的斜率為2.64明顯高于2016年的1.46,說明2017年ET隨VPD的增加而上升的速率更快,進而導致在相同VPD條件下,2017年的蒸散量高于2016。低的VPD通常可降低大氣蒸散需求,而高VPD表征空氣干燥,可促進土壤蒸發和植被蒸騰[5]。本研究VPD變化范圍在0.05-1.69 kPa之間,明顯低于已報道的其他草地生態系統2-5 kPa的變動范圍[4,41],這可能是導致本研究ET對VPD變化響應敏感的原因之一。

圖7 2016和2017年退化草甸蒸散量(ET)與飽和水汽壓差(VPD)和 5 cm土壤含水量(SWC5)的關系Fig.7 Relationships between evapotranspiration (ET) and vapor pressure deficit (VPD), soil water content at 5 cm depth (SWC5) in degraded meadow for 2016 and 2017 ET與VPD: 2016年： y=1.46x+0.36 (R2=0.82) (P<0.01); 2017年y=2.64x+0.09 (R2=0.92) (P<0.01)； ET與SWC5: 2016年 y=31.73x2+18.06x-0.75 (R2=0.83) (P<0.01); 2017年y=-55.16x2+26.36x-1.03 (R2=0.84) (P<0.01)

土壤水分是土壤蒸發和植物蒸騰的直接來源,是影響陸地生態系統ET的關鍵因子[28]。高寒草甸的根系主要分布在0—10 cm深度的表層土壤[5],因此生態系統的ET與5 cm的土壤含水量(SWC5)密切相關。當SWC5低于0.25 m3/m3,兩年ET隨SWC5的升高而增加,當高于0.25 m3/m3時,ET隨SWC5的升高呈平穩(2016年)或下降(2017年)趨勢(圖7),這與已報道的一些草地研究結果類似[28,42]。通常,當土壤水分受限時,ET隨土壤濕度的升高而增加,而當土壤水分不受限時,ET隨土壤水分升高的響應不敏感或呈下降趨勢[28]。由于2017年SWC5最高值出現在9月(圖2),而該時期驅動蒸散的凈輻射和溫度遠低于7-8月的值(圖2),可能是導致2017年的蒸散隨SWC5的上升而降低的原因。

3.2.3環境因子綜合作用對蒸散的影響

為深入探討環境因子對ET的影響,對ET與主要環境因子(Rn、Ta、SWC5、VPD)進行逐步回歸分析。由相關系數(表5)可知,該生態系統ET與上述環境因子均呈極顯著相關,其中Rn和Ta相關性最高。2016和2017年回歸方程分別為：ET=0.639Rn+0.291Ta+0.092SWC5-0.046 (R2=0.866,P=0.001);ET=0.532Rn+0.439Ta+0.353 (R2=0.787,P=0.000),表明2016年Rn對ET的影響最大,其次是Ta和SWC5;而2017年ET主要受Rn和Ta的影響。由此可見,該生態系統的ET變化主要受Rn和Ta的控制。

3.3 冠層導度gc和解耦系數Ω對蒸散的影響

冠層導度(gc)是影響蒸散的重要因子,其變化受LAI、SWC、VPD等環境因子的影響,通常ET隨gc的升高而增加[43]。為評價gc對ET的影響,本研究計算了4個時段晴天條件下[30](晴空指數大于0.7)的gc日變化(圖8),可以得出生長季中的gc最高,其次為消融期,凍融交替期,而凍結期的gc最低,該結果與已報道的加拿大的溫帶草地、海北高寒草甸等生態系統變化趨勢一致[4,6],且與不同時段的蒸散速率變化相一致(圖4),主要是由于高的ET一般與高的gc相關,生長季植被生長茂盛以及較高的土壤濕度,進而導致gc升高,蒸散速率加快[44]。然而,2017年生長季gc的平均值為10.3 mm/s,明顯高于2016年的8.2 mm/s,這是導致2017年生長季ET高于2016年的原因之一。兩年凍融交替期和凍結期gc的平均值小于3 mm/s,且2016年與2017年相差不大。

表5 2016和2017年退化草甸ET與主要環境因子的Pearson相關系數

兩年的gc日變化趨勢相同,生長季和消融期gc最高值出現在正午前后,而另外兩個時段gc最高值出現在8:00—11:00之間,該結果與Wever等[4]和Zhang等[29]研究結果一致。在凍結期和凍融交替期,由于植物凋萎,地面有效輻射加強,溫度和VPD較低,這可能是導致gc在上午出現高值的原因[28];而在降水豐沛的生長季和消融期,由于生長季水分不受限制,溫度和VPD相對較高,日間gc隨VPD的增大而增強,但當VPD過大時,導致氣孔關閉,gc降低,因此gc的最大值出現在正午前后[4,44],這也和ET的最大值出現的時間相吻合。

圖8 2016年和2017年晴天條件下退化草甸凍結期、凍融交替期、消融期、生長季的冠層導度(gc)日變化Fig.8 Diurnal pattern of canopy conductance (gc) on clear days in growing season, frozen, freeze-thaw and thawed periods in degraded meadow for 2016 and 2017

解耦系數Ω是評價地表與大氣之間水熱交換耦合狀況的參數[45],其值在0—1之間變化,當Ω越接近0時,表明ET主要受VPD控制;Ω越接近1,表明ET主要受Rn主導[4,40]。兩年Ω的變化趨勢相同,最高值出現在生長季和消融期(圖9),2016和2017年生長季Ω的平均值分別為0.55和0.60,而凍結期和凍融交替期的Ω明顯低于生長季和消融期,這與已報道的諸多研究結果相同[6,17,28]。該結果說明生長季和消融期的ET主要受Rn影響,而凍結期和凍融交替期的Rn并不是驅動ET的主要因子。另外,2017年生長季和消融期的Ω均高于2016年,可見Rn對2017年ET的影響大于2016年。

年Ω日變化均呈現上午高于下午的變化趨勢,該變化與Wever等[4]和Hao等[40]報道的草地結果相同,說明該生態系統Rn對午前ET的影響相對較大,而VPD對午后ET的影響相對較大。

圖9 2016年和2017年晴天條件下退化草甸凍結期、凍融交替期、消融期、生長季的解耦系數(Ω)日變化Fig.9 Diurnal pattern of decoupling coefficient (Ω) on clear days in growing season, frozen, freeze-thaw and thawed periods in degraded meadow for 2016 and 2017

圖10 2016年和2017年退化草甸晴天條件下日均Priestley-Taylor系數(ET/ETeq)與冠層導度(gc)之間的關系Fig.10 Relationship between the daily average Priestley-Taylor coefficient (α=ET / ETeq) and canopy conductance (gc) on clear days in degraded meadow for 2016 and 20172016年：y=0.2696ln(x)+0.2007 (R2=0.87) (P<0.01); 2017年：y=0.294ln(x)+0.2554 (R2=0.87) (P<0.01)

Priestley-Taylor系數(α=ET/ETeq)為蒸散與平衡蒸散之比,其能夠反映土壤中可利用水分對蒸散的影響,通常水分供應充足的生態系統ET/ETeq高于水分受限的生態系統[46]。晴天條件下,兩年ET/ETeq與gc均呈現對數增長趨勢(圖10),這與之前報道的很多結果相一致[5,29,32], 這是由于生長季的gc遠高于凍結期和凍融交替期(圖8),而相對較高的gc導致生態系統更多的ET[6]。另外,2017年ET/ETeq值高于2016年,其中2016和2017年生長季的ET/ETeq分別為0.78和0.93,明顯高于受水分限制的半干旱草地生態系統[30,32],但與水分充足的森林生態系統相當[47]。結果說明該生態系統ET受水分限制相對較小,且2017年生態系統受到的水分限制相對小于2016年,進而導致2016年ET低于2017年。

3.4 凍融變化對蒸散的影響

2016與2017年土壤凍融交替期、凍結期及消融期的長短不同(表2),凍融交替期分別為21 d和13 d,凍結期分別為140 d和132 d,而消融期分別為205 d和220 d。該結果說明2016年的凍結期和凍融交替期比2017年的時間長,而消融期則比2017年短15 d,進而導致2017年消融期(包括生長季)的ET比2016年高63.1 mm(表4);而2017年凍融交替期比2016年縮短8 d,其ET比 2016年低19.9 mm。

由以上結果可知,凍融時間的變化可引起地氣之間能量和水分交換狀況的改變,從而導致生態系統蒸散的變化[26]。通常土壤凍結可降低土壤蒸發,減少土壤水分的散失,當土壤消融后,相對較高的土壤含水量及相對較低的地表反照率(使土壤吸收更多的太陽輻射),以及輻射和溫度的上升,進而加劇了土壤蒸發量[48]。有研究表明,溫度(特別是冬天)的升高,可能導致青藏高原土壤消融期提前、凍結推遲以及高原凍結天數持續下降[49]。因此在全球氣候變化背景下,三江源區土壤凍融時間將會發生改變,從而對蒸散變化產生深刻影響,而未來氣候變暖可能會加劇該退化高寒草甸生態系統系統的蒸散量,降低其水源涵養能力。

4 結論

三江源區退化高寒草甸生態系統的年蒸散量可達降水量的95%以上,且存在明顯的年際間差異,植被生物量相對較高的年份,其生態系統的蒸散量反而低于生物量相對較低的年份,由此可推測該區域高寒草甸的退化可能將導致其生態系統水源涵養功能的降低。同時,土壤凍融時間的改變對其生態系統的蒸散產生了重要影響,土壤凍結期的縮短將引起蒸散量的增加。由于影響該生態系統蒸散的最主要環境因子是凈輻射和溫度,因此在全球氣候變暖的背景下,三江源區退化高寒草甸生態系統的蒸散可能出現增加趨勢,進而對該區域的水分收支產生深刻的影響。