高寒草甸蒸发凝结过程机制研究

李春杰

（南阳师范学院地理科学与旅游学院，河南 南阳 473061）

0 引言

青藏高原是世界第三极，其冻土环境对寒区气候、水文、生态十分敏感。在气候变化与人类活动的双重压力下，多年冻土区生态系统的结构和功能受到严重影响，改变了区域的水分收支状况［1-2］。蒸发凝结过程是地气系统能量和物质交换的主要载体，陆面过程通过感热、潜热及辐射通量的变化反馈于气候系统［3-4］。蒸发凝结过程作为重要的水文现象和水文过程，改变了水分在土壤浅层的分布状况，也会影响生态系统中能量潜热和显热的分配，从而对区域气候、水文、冻土环境和生态过程产生影响［5］。

土壤浅层包气带是蒸发凝结过程的界面，包气带最大的特点是固、水、气三相并存，包气带表层孔隙与外界连通性好，其液态水容易转化成气态水逸散出地表而蒸发［6］。蒸发凝结水对气候变化响应敏感，可以作为气候变化的指示器，是目前全球生态水文界研究的一个热点问题。蒸发凝结过程机制的解析，有助于加深对于高寒地区水循环过程的理解［7］。笔者定量分析了高寒草甸蒸发凝结过程及其特殊生态意义，可为蒸发凝结过程机理模型的建立、水循环过程研究、水量平衡分析、生态环境保护和植被恢复提供科学依据［8-9］。

1 研究区概况与研究方法

1.1 研究区概况

研究区位于青藏高原长江源治多县典型小流域，年平均气温为-3.2℃，平均相对湿度为56%，最大风速32m/s，太阳辐射量超过6185MJ·m-2。气候寒冷干燥，气温气压均较低，四季变化不明显。年均降水量为347mm，主要集中在6、7、8、9四个月份，降水以降雪过程为主，年均蒸发量为1483mm。主要土壤类型为高寒草甸土，植物群落为高寒草甸植被群落。

1.2 研究方法

1.2.1 实验设计。根据植被覆盖度将高寒草甸按未退化、中度退化和严重退化3种退化程度分类。蒸发凝结过程观测采用自制微型蒸渗仪（Micro-Lysimeter）。微型蒸渗仪由圆柱形镀锌钢板制成，其内径为70mm，管壁厚度3mm，布设5cm、10cm、20cm三种深度（图1）。控制实验分2组处理：第一组用不锈钢薄板将底部密封，使底部与下方水汽完全隔绝；第二组用400目尼龙网封底，底部与下方水汽通道处于连通状态。

图1 高寒草甸土壤凝结水实验设计图示

1.2.2 实验方法。在每日20：00和翌日早晨8：00利用电子天平称重（精度0.01g），测定微型蒸渗仪重量的变化，翌日早晨8：00与前一日20：00重量的差值即为凝结量，早晨8：00与前日20：00重量的差值即为蒸发量。然后在每天早晨8：00和晚上20：00称量微型蒸渗仪的重量，其前后重量的差值为土壤水分蒸发量。根据公式1计算获得凝结量值，所采用的时间标准均为当地地方时。

式中：H为蒸发凝结量（mm）；M1土壤的重量前值（g）；M2土壤重量的后值（g）；r为凝结水量（mm）；π为试筒内径（mm）；ρ为水的密度（g·mm-3）。

2 研究结果与讨论

2.1 不同退化程度的高寒草甸蒸发、凝结过程

从表1中可以发现，随着高寒草甸的退化，蒸发量和凝结量都逐渐减少，蒸发量均远高于凝结量。蒸发量的均值为1.69mm/d，累计蒸发量未退化、中度退化、严重退化的累计值分别为334.2、312.6和283.1mm。高寒草甸土壤凝结量的均值为0.13mm/d，未退化、中度退化、严重退化的高寒草甸累计值分别为28.5、25.6和20.9mm，蒸发量约为凝结量的12倍［10-11］。凝结水汽通量的最大值为0.32mm/d，而日均蒸发的水汽通量的最大值却为4.04mm/d，土壤蒸发通量远大于凝结通量，说明在土壤表层与大气、土壤深层包气带的水分交换中，蒸发过程占主导地位，蒸发强度要远大于凝结的强度（见表2）。5cm深度的微型蒸渗仪的蒸发量最大，大于10cm和20cm，说明0～5cm土壤水分蒸发活动最为剧烈。同时土壤的凝结汽通量中，深度5cm的蒸渗仪凝结量要远大于10cm和20cm的蒸渗仪，从蒸发凝结过程可以发现0～5cm土壤剖面的地气水分和能量交换最为剧烈。随着植被的退化，高寒草甸土壤的蒸发凝结量均有所下降。

表1 不同退化程度高寒草甸日均蒸发量核算

表2 不同退化程度高寒草甸的蒸发和凝结通量

在生长期5～10月观测到的未退化、中度退化和严重退化高寒草甸的蒸发量为399.0、357.8和291.8mm，随着高寒草甸的退化累计蒸发量和日均蒸发量都呈现减小的趋势（见表3）。未退化、中度退化和严重退化高寒草甸累计凝结量为28.5、25.6和20.9mm（见表1），随着植被退化累计凝结量逐渐下降［12］。在活动层完全融化期，冻结层上水的蒸发量所占的比例很大，主要是通过毛细管作用上升到地面，使蒸发源源不断进行，一般可占总蒸发量的20%左右，不同植被退化程度下高寒草甸土壤蒸散发量也存在显著差异，未退化高寒草甸植被散发量最大（见表3）。

表3 不同退化程度的高寒草甸的蒸发量随季节变化规律mm

2.2 生长期不同月份的蒸发凝结量变化

从5月份开始月蒸发量呈现持续增加的趋势，在7月份蒸发量达到最大值，是陆面蒸发量最大的月份，从8月份开始散发量又开始持续减少（表3）。

不同退化程度高寒草甸土壤吸收和释放热量的速度不同，地表及深层土壤的温度变化规律也不同，从而影响土壤中水汽运移，导致不同退化高寒草甸土壤的凝结量的不同（表4），在7月份凝结量达到最大值，是陆面蒸发量最大的月份。未退化高寒草甸凝结量最大，随着寒草甸退化凝结量开始下降，严重退化高寒草甸凝结量最少。蒸发量和凝结量表现出先略微增加，然后逐渐减少的趋势，7月份的月均蒸发量和凝结量分别为62.2mm和4.7mm［13-15］。随着高寒草甸退化，蒸发凝结通量发生了剧变，蒸发凝结过程改变了浅层土壤水分的分布格局，对于青藏高原高寒草甸生态系统平衡具有重要意义［16］。

表4 不同退化程度的高寒草甸的凝结量随季节变化规律mm

3 结语

蒸发凝结过程是伴随着水分和能量转换的复杂地气交互过程，尤其是在青藏高原区，凝结水的产量和形成机制一直都是关注的热点问题。凝结水的产生使土壤表层的含水量增加，从而改变了土壤的热力学性质。在高寒草甸植被退化的背景下，寒区土壤的凝结水量整体呈现出减少的趋势。活动层冻融层会对蒸发凝结过程产生重要影响。凝结水在高寒草甸生长期的不同月份及不同的退化程度下，具有不同的规律。凝结水的形成深度主要集中0～5cm土壤范围内，同时0～5cm土壤蒸发最为剧烈。随着高寒草甸退化凝结量逐渐减少，蒸发和凝结过程改变了浅层土壤水分的分布格局，对于青藏高原高寒草甸生态系统平衡具有重要意义。