高寒草甸蒸發凝結過程機制研究

李春杰

（南陽師范學院地理科學與旅游學院，河南 南陽 473061）

0 引言

青藏高原是世界第三極，其凍土環境對寒區氣候、水文、生態十分敏感。在氣候變化與人類活動的雙重壓力下，多年凍土區生態系統的結構和功能受到嚴重影響，改變了區域的水分收支狀況［1-2］。蒸發凝結過程是地氣系統能量和物質交換的主要載體，陸面過程通過感熱、潛熱及輻射通量的變化反饋于氣候系統［3-4］。蒸發凝結過程作為重要的水文現象和水文過程，改變了水分在土壤淺層的分布狀況，也會影響生態系統中能量潛熱和顯熱的分配，從而對區域氣候、水文、凍土環境和生態過程產生影響［5］。

土壤淺層包氣帶是蒸發凝結過程的界面，包氣帶最大的特點是固、水、氣三相并存，包氣帶表層孔隙與外界連通性好，其液態水容易轉化成氣態水逸散出地表而蒸發［6］。蒸發凝結水對氣候變化響應敏感，可以作為氣候變化的指示器，是目前全球生態水文界研究的一個熱點問題。蒸發凝結過程機制的解析，有助于加深對于高寒地區水循環過程的理解［7］。筆者定量分析了高寒草甸蒸發凝結過程及其特殊生態意義，可為蒸發凝結過程機理模型的建立、水循環過程研究、水量平衡分析、生態環境保護和植被恢復提供科學依據［8-9］。

1 研究區概況與研究方法

1.1 研究區概況

研究區位于青藏高原長江源治多縣典型小流域，年平均氣溫為-3.2℃，平均相對濕度為56%，最大風速32m/s，太陽輻射量超過6185MJ·m-2。氣候寒冷干燥，氣溫氣壓均較低，四季變化不明顯。年均降水量為347mm，主要集中在6、7、8、9四個月份，降水以降雪過程為主，年均蒸發量為1483mm。主要土壤類型為高寒草甸土，植物群落為高寒草甸植被群落。

1.2 研究方法

1.2.1 實驗設計。根據植被覆蓋度將高寒草甸按未退化、中度退化和嚴重退化3種退化程度分類。蒸發凝結過程觀測采用自制微型蒸滲儀（Micro-Lysimeter）。微型蒸滲儀由圓柱形鍍鋅鋼板制成，其內徑為70mm，管壁厚度3mm，布設5cm、10cm、20cm三種深度（圖1）。控制實驗分2組處理：第一組用不銹鋼薄板將底部密封，使底部與下方水汽完全隔絕；第二組用400目尼龍網封底，底部與下方水汽通道處于連通狀態。

圖1 高寒草甸土壤凝結水實驗設計圖示

1.2.2 實驗方法。在每日20：00和翌日早晨8：00利用電子天平稱重（精度0.01g），測定微型蒸滲儀重量的變化，翌日早晨8：00與前一日20：00重量的差值即為凝結量，早晨8：00與前日20：00重量的差值即為蒸發量。然后在每天早晨8：00和晚上20：00稱量微型蒸滲儀的重量，其前后重量的差值為土壤水分蒸發量。根據公式1計算獲得凝結量值，所采用的時間標準均為當地地方時。

式中：H為蒸發凝結量（mm）；M1土壤的重量前值（g）；M2土壤重量的后值（g）；r為凝結水量（mm）；π為試筒內徑（mm）；ρ為水的密度（g·mm-3）。

2 研究結果與討論

2.1 不同退化程度的高寒草甸蒸發、凝結過程

從表1中可以發現，隨著高寒草甸的退化，蒸發量和凝結量都逐漸減少，蒸發量均遠高于凝結量。蒸發量的均值為1.69mm/d，累計蒸發量未退化、中度退化、嚴重退化的累計值分別為334.2、312.6和283.1mm。高寒草甸土壤凝結量的均值為0.13mm/d，未退化、中度退化、嚴重退化的高寒草甸累計值分別為28.5、25.6和20.9mm，蒸發量約為凝結量的12倍［10-11］。凝結水汽通量的最大值為0.32mm/d，而日均蒸發的水汽通量的最大值卻為4.04mm/d，土壤蒸發通量遠大于凝結通量，說明在土壤表層與大氣、土壤深層包氣帶的水分交換中，蒸發過程占主導地位，蒸發強度要遠大于凝結的強度（見表2）。5cm深度的微型蒸滲儀的蒸發量最大，大于10cm和20cm，說明0～5cm土壤水分蒸發活動最為劇烈。同時土壤的凝結汽通量中，深度5cm的蒸滲儀凝結量要遠大于10cm和20cm的蒸滲儀，從蒸發凝結過程可以發現0～5cm土壤剖面的地氣水分和能量交換最為劇烈。隨著植被的退化，高寒草甸土壤的蒸發凝結量均有所下降。

表1 不同退化程度高寒草甸日均蒸發量核算

表2 不同退化程度高寒草甸的蒸發和凝結通量

在生長期5～10月觀測到的未退化、中度退化和嚴重退化高寒草甸的蒸發量為399.0、357.8和291.8mm，隨著高寒草甸的退化累計蒸發量和日均蒸發量都呈現減小的趨勢（見表3）。未退化、中度退化和嚴重退化高寒草甸累計凝結量為28.5、25.6和20.9mm（見表1），隨著植被退化累計凝結量逐漸下降［12］。在活動層完全融化期，凍結層上水的蒸發量所占的比例很大，主要是通過毛細管作用上升到地面，使蒸發源源不斷進行，一般可占總蒸發量的20%左右，不同植被退化程度下高寒草甸土壤蒸散發量也存在顯著差異，未退化高寒草甸植被散發量最大（見表3）。

表3 不同退化程度的高寒草甸的蒸發量隨季節變化規律mm

2.2 生長期不同月份的蒸發凝結量變化

從5月份開始月蒸發量呈現持續增加的趨勢，在7月份蒸發量達到最大值，是陸面蒸發量最大的月份，從8月份開始散發量又開始持續減少（表3）。

不同退化程度高寒草甸土壤吸收和釋放熱量的速度不同，地表及深層土壤的溫度變化規律也不同，從而影響土壤中水汽運移，導致不同退化高寒草甸土壤的凝結量的不同（表4），在7月份凝結量達到最大值，是陸面蒸發量最大的月份。未退化高寒草甸凝結量最大，隨著寒草甸退化凝結量開始下降，嚴重退化高寒草甸凝結量最少。蒸發量和凝結量表現出先略微增加，然后逐漸減少的趨勢，7月份的月均蒸發量和凝結量分別為62.2mm和4.7mm［13-15］。隨著高寒草甸退化，蒸發凝結通量發生了劇變，蒸發凝結過程改變了淺層土壤水分的分布格局，對于青藏高原高寒草甸生態系統平衡具有重要意義［16］。

表4 不同退化程度的高寒草甸的凝結量隨季節變化規律mm

3 結語

蒸發凝結過程是伴隨著水分和能量轉換的復雜地氣交互過程，尤其是在青藏高原區，凝結水的產量和形成機制一直都是關注的熱點問題。凝結水的產生使土壤表層的含水量增加，從而改變了土壤的熱力學性質。在高寒草甸植被退化的背景下，寒區土壤的凝結水量整體呈現出減少的趨勢。活動層凍融層會對蒸發凝結過程產生重要影響。凝結水在高寒草甸生長期的不同月份及不同的退化程度下，具有不同的規律。凝結水的形成深度主要集中0～5cm土壤范圍內，同時0～5cm土壤蒸發最為劇烈。隨著高寒草甸退化凝結量逐漸減少，蒸發和凝結過程改變了淺層土壤水分的分布格局，對于青藏高原高寒草甸生態系統平衡具有重要意義。