青海湖流域蒸散发对土壤水分的时空响应特征

doi:10.7522/j.issn.1000-694X.2024.00038

青海湖流域蒸散发对土壤水分的时空响应特征

陈链璇^,¹, 曹生奎^,¹^,², 曹广超¹^,², 雷义珍¹, 赵浩然¹, 李文斌¹

1.青海师范大学地理科学学院/青海省自然地理与环境过程重点实验室/青藏高原地表过程与生态保育教育部重点实验室，青海西宁 810008

2.青海省人民政府-北京师范大学高原科学与可持续发展研究院，青海西宁 810008

Temporal and spatial response characteristics of evapotranspiration to soil water content in Qinghai Lake Basin

Chen Lianxuan^,¹, Cao Shengkui^,¹^,², Cao Guangchao¹^,², Lei Yizhen¹, Zhao Haoran¹, Li Wenbin¹

1.School of Geographical Sciences / Qinghai Province Key Laboratory of Physical Geography and Environment Process / Ministry of Education Key Laboratory of Tibetan Plateau Land Surface Processes and Ecological Conservation，Qinghai Normal University，Xining 810008，China

2.Academy of Plateau Science and Sustainability，People's Government of Qinghai Province & Beijing Normal University，Xining 810008，China

通讯作者: 曹生奎（E-mail： caoshengkui@163.com）

收稿日期: 2024-01-30 修回日期: 2024-03-03

基金资助:

国家自然科学基金项目. 42061008

Received: 2024-01-30 Revised: 2024-03-03

作者简介 About authors

陈链璇（1998—），女，广东汕头人，硕士研究生，主要从事生态水文与水资源学方面的研究E-mail：1871724578@qq.com , E-mail：1871724578@qq.com

摘要

研究蒸散发对土壤水分的时空响应特征有助于深入理解区域水文循环过程。利用2016—2020年青海湖流域蒸散量和土壤含水量遥感数据，借助ArcGIS空间分析和数理统计方法研究了青海湖流域蒸散发和土壤水分在8 d、月和年尺度的变化特点及两者的对应关系，揭示了青海湖流域蒸散发对土壤水分的时空响应特征。结果显示：（1）2016—2020年，青海湖流域平均蒸散量和土壤含水量分别为494.45 mm和0.34 m³·m^-3，8 d、月和年尺度蒸散量总体呈先增大后减小的特点，土壤含水量分别呈增大—减小—增大—减小、增大—平稳—减小和较稳定的特点。（2）空间上，各时间尺度青海湖流域平均蒸散量总体呈流域东北向西南方向减小的特点，平均土壤含水量总体由湖滨向流域四周递增、由河谷向两侧递增。（3）时间协同性上，青海湖流域蒸散量和土壤含水量在第1~185天（1—6月）和第241~365天（9—12月）强于第185~241天（7—8月），非生长季强于生长季，2016—2018年强于2018—2020年；空间协同性上，流域东北部的沙柳河和哈尔盖河流域及湖东岸强于其他地区。（4）8 d、月、非生长季和生长季尺度，青海湖流域蒸散量与土壤含水量的平均相关系数分别为0.61、0.69、0.36和0.24，两者以显著正相关关系为主，说明青海湖流域蒸散量对土壤含水量的时间响应在月尺度和8 d尺度较强，不同时间阶段流域蒸散量均随土壤含水量的增加而增大。本研究结果可为深入认识青海湖流域水文循环过程、水量平衡及水资源管理提供理论参考。

关键词： 蒸散发 ; 土壤水分 ; 时空响应特征 ; 青海湖流域

Abstract

Studying the spatial and temporal response characteristics of evapotranspiration to soil water content aids in comprehending regional hydrological cycle processes. The 8-day， monthly， and annual variation characteristics and corresponding relationship between evapotranspiration and soil water content in Qinghai Lake Basin were investigated from 2016 to 2020 by remote sensing data and spatial analysis， mathematical and statistical methods of ArcGIS， which would reveal the spatial and temporal response. The results indicated that：（1） From 2016 to 2020， the average evapotranspiration and soil water content in the Qinghai Lake Basin were 494.45 mm and 0.34 m³·m^-3， respectively. The 8-day， monthly， and annual evapotranspiration showed an increasing-then-decreasing trend， while the soil water content showed the increasing-decreasing-increasing-decreasing， increase-steady-decrease and comparable stable characteristics. （2） The average evapotranspiration across all time scales generally decreased from the northeast to the southwest of Qinghai Lake Basin. Additionally， the average soil water content increased from the lakeshore to the perimeter of the watershed and from the valley to the sides. （3） There is a temporal synergism between evapotranspiration and soil water content during the 1st-185th days （January-June） and the 241st-365th days （September-December）， which is stronger than that during the 185th-241th days （July-August）. This synergism during the non-growing season is also stronger than the growing season， and stronger in 2016-2018 than in 2018-2020. Additionally， spatial synergies were found to be stronger in the northeast of Shaliu River Basin and Haergai River Basin and the eastern shore of Qinghai Lake than in other areas. （4） The correlation coefficients between evapotranspiration and soil water content were calculated at different temporal scales. The coefficients were 0.61， 0.69， 0.36 and 0.24 for the 8-day， monthly， non-growing season and growing season scales， respectively. The spatial result showed significant positive correlations， indicating that the temporal response of evapotranspiration to soil water content was stronger at the monthly and 8-day scales. In addition， the results showed that evapotranspiration increased with the increase of soil water content in different time. The results of this study can provide theoretical reference for understanding the hydrological cycle process， water balance and water resources management in Qinghai Lake Basin.

Keywords： evapotranspiration ; soil water content ; temporal and spatial response characteristics ; Qinghai Lake Basin

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本文引用格式

陈链璇, 曹生奎, 曹广超, 雷义珍, 赵浩然, 李文斌. 青海湖流域蒸散发对土壤水分的时空响应特征. 中国沙漠[J], 2024, 44(3): 202-212 doi:10.7522/j.issn.1000-694X.2024.00038

Chen Lianxuan, Cao Shengkui, Cao Guangchao, Lei Yizhen, Zhao Haoran, Li Wenbin. Temporal and spatial response characteristics of evapotranspiration to soil water content in Qinghai Lake Basin. Journal of Desert Research[J], 2024, 44(3): 202-212 doi:10.7522/j.issn.1000-694X.2024.00038

0 引言

蒸散发作为水量平衡和能量平衡的重要组成部分^［1］，是联系大气水、地表水和地下水等水循环过程的关键纽带^［2］。土壤水是水平衡过程中最敏感的因子^［3］，是解析区域水量平衡、深入研究水循环过程的关键变量^［4］。探究蒸散发对土壤水分的响应有利于进一步揭示水循环机制。青藏高原作为世界屋脊、亚洲水塔，对中国气候系统的稳定性和水资源供应起着至关重要的生态安全屏障作用^［5］。近年来，众多学者对青藏高原蒸散发与土壤水分关系进行了研究^［6-13］。已有学者利用涡度站点数据研究表明那曲河流域^［8］、沱沱河站^［9］、玛沁站^［10］、阿柔站^［11-12］、阿里站^［12］、慕士塔格站^［12］、珠峰站^［12］、那曲站^［12］等地区蒸散发和土壤水分呈正相关关系。Chang等^［13］利用遥感数据研究发现青藏高原中部和北部区域年蒸散发的主要影响因子为土壤湿度。这些研究结果加深了对青藏高原蒸散发与土壤水分对应关系的理解，但对蒸散发对土壤水分时空响应特征的认识仍有待加强。

青海湖作为中国面积最大的内陆咸水湖，湖泊及其整个流域位于季风湿润区与内陆干旱区的过渡地带，不仅是维系青藏高原东北部生态安全的重要屏障，也是对全球气候及环境变化响应极为敏感的脆弱生态系统典型地区^［14］。已有研究主要针对青海湖流域蒸散发或土壤水分的时空特征及其各自影响因素等方面^［15-24］。Ma等^［18］发现青海湖流域3 650 m以下的蒸散量主要受土壤含水量控制，3 650~4 700 m以上的蒸散量主要受气温和短波辐射控制；刘磊等^［19］和张梦雅等^［20］发现生长季内该流域的土壤水分随海拔升高而增大；刘文玲等^［21］指出该流域高原鼠兔扰动后的不同地表类型土壤表层含水量对不同降雨条件具有不同的响应过程；马育军等^［22］认为该流域灌丛土壤水分对降水脉动的响应比草地和农田敏感。李艳君^［23］发现该流域蒸散发呈现东北高西南低的空间格局，流域蒸散发受气温和降水双重驱动；康利刚^［24］则认为气温和植被归一化指数（NDVI）的耦合是影响青海湖流域蒸散发分布的最大因素，流域主体蒸散发受土壤湿度正向影响。蒸散发是生态系统的主要耗水途径，土壤水分则是其主要的供水水源，蒸散发和土壤水分表现出怎样的时空协同和响应特点，这对深入理解流域水量平衡有重要意义。为此，本研究以青海湖流域为研究区，使用遥感影像产品数据，利用ArcGIS空间分析和数理统计方法，从8 d、月、年等不同时间尺度研究青海湖流域蒸散发和土壤水分的时空变化特征及对应关系，探究蒸散发和土壤水分间的时空协同性及蒸散发对土壤水分的响应特征，为深入认识流域水文循环过程、水资源管理和生态环境保护提供理论参考。

1 材料与方法

1.1　研究区概况

青海湖流域（36°15′—38°20′N，97°50′—101°20′E）位于青藏高原东北部，地处东亚季风区、西北部干旱区和青藏高原高寒区的交会地带^［25］。流域海拔3 169~5 268 m，地势西北高、东南低。流域属高原大陆性气候，多年平均气温-1.1~4.0 ℃，多年平均降水量290~580 mm^［19］。植被类型以草甸和草原为主，其次为灌丛、高山稀疏植被、荒漠及少量针叶林和人工栽培植被^［26］。土壤类型主要为草甸土、黑钙土、栗钙土、沼泽土和风沙土等^［27］。流域内主要河流有布哈河、沙柳河、哈尔盖河、泉吉河、茶挤河、黑马河、倒淌河、甘子河等（图1），其中，布哈河为流域内最大的河流，其次为沙柳河与哈尔盖河^［28］。青藏高原生长季开始时间在4月底5月初，归一化植被指数峰值集中于8月初，9月中下旬进入生长季末期^［29］，本研究根据气候和植被等特点，将第121~272天（5—9月）划分为生长季，第1~120天（1—4月）和第273~365天（10—12月）划分为非生长季。

图1

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图1 研究区概况

Fig.1 Location of the study area

1.2　数据来源

蒸散量遥感数据来源于NASA Land Processes Distributed Active Archive Center（https：//lpdaac.usgs.gov/tools/data-pool/）的MOD16A2GF061和MOD16A3GF061产品，空间分辨率为1 km×1 km，时间分辨率分别为8 d和1 a，单位为mm。该产品是经间隙填充改进的MOD16，它基于每个像素的质量控制标签，从8 d叶面积指数和光合有效辐射的分数中清除了低质量的输入，并通过线性插值确定其值。土壤含水量遥感数据来源于国家青藏高原科学数据中心（https：//data.tpdc.ac.cn/zh-hans/data）的基于站点观测的中国1 km土壤湿度日尺度数据集（2000—2020年）^［30-31］，空间分辨率为1 km×1 km，时间分辨率为1 d，单位为m³·m^-3。

1.3　数据处理与分析

利用ArcGIS 10.3软件对蒸散量遥感数据进行格式转换、镶嵌、异常值剔除、投影、重采样、按掩膜提取、比例因子换算等处理后，使用栅格计算工具将8 d数据合成为月尺度及生长季尺度数据，并统计其平均值。对土壤含水量遥感数据进行格式转换、投影、按掩膜提取、单位换算等处理后，使用栅格计算工具将土壤含水量逐日遥感数据按照蒸散量遥感数据对应周期合成为8 d、月、生长季及年尺度数据，并统计其平均值。

利用相关系数（R_xy ）探究蒸散发与土壤水分相关性^［32］：

R_{x y} = \frac{\sum_{i = 1}^{n} (x_{i} - \bar{x}) (y_{i} - \bar{y})}{\sqrt[]{\sum_{i = 1}^{n} (x_{i} {- \bar{x})}^{2}} \sqrt[]{\sum_{i = 1}^{n} (y_{i} {- \bar{y})}^{2}}}

（1）

式中：R_xy 为蒸散量和土壤含水量的相关系数；x_i 和y_i 分别为各时间序列的土壤含水量和蒸散量； $\bar{x}$ 和 $\bar{y}$ 分别为土壤含水量和蒸散量的平均值。

R_xy 取值［-1，1］，|R_xy |≤0.3时为不相关，0.3<|R_xy |≤0.5时为低度相关，0.5<|R_xy |≤0.8时为中度相关，|R_xy |>0.8为高度相关^［33］。采用t检验法对相关系数进行显著性检验（α=0.05）^［32］：

t = \frac{R_{x y}}{\sqrt[]{1 - R_{x y}^{2}}} \sqrt[]{n - m - 1}

（2）

式中：t为检验统计量；n为样本数；m为自变量个数。

2 结果与分析

2.1　蒸散发和土壤水分8 d尺度变化特征

2016—2020年青海湖流域8 d尺度蒸散量和土壤含水量分别为3.51~23.3 mm和0.31~0.39 m³·m^-3，平均值分别为10.75 mm和0.34 m³·m^-3。8 d尺度蒸散量在全年总体呈先增大后减小特点，土壤含水量在全年总体呈增大—减小—增大—减小（“M”型）的变化特点。此外，8 d尺度蒸散量和土壤含水量值均表现出生长季大于非生长季的特点，且在生长季内波动较大（图2）。

图2

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图2 2016—2020年青海湖流域8 d尺度蒸散量（A）和土壤含水量（B）时间变化

注：阴影部分为标准差

Fig.2 Temporal variations of 8-day evapotranspiration （A） and soil water content （B） in Qinghai Lake Basin from 2016 to 2020

2016—2020年，青海湖流域8 d尺度5 a平均蒸散量为8.6~16.42 mm，平均值为10.75 mm，呈东北向西南方向减小的分布格局，蒸散量高值区位于流域东北部，低值区位于流域西南部及环青海湖周围地区。8 d尺度5 a平均土壤含水量为0.06~0.47 m³·m^-3，平均值为0.34 m³·m^-3；呈湖滨向流域四周递增、河谷向两侧递增的分布格局，土壤含水量高值区位于流域北部，低值区主要位于河谷地区及青海湖东岸（图3）。

图3

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图3 2016—2020年青海湖流域8 d尺度平均蒸散量（A）和平均土壤含水量（B）空间分布

Fig.3 Spatial distribution of 8-day average evapotranspiration （A） and average soil water content （B） in Qinghai Lake Basin from 2016 to 2020

2.2　蒸散发和土壤水分月尺度变化特征

2016—2020年，青海湖流域的月蒸散量和土壤含水量分别在23.28~74.52 mm和0.31~0.37 m³·m^-3变化，平均值分别为41.2 mm和0.34 m³·m^-3。月蒸散量呈先增大后减小的变化特点，生长季各月蒸散量波动较大；月均土壤含水量呈增大—平稳—减小的变化特点，全年各月间土壤含水量波动较小。非生长季各月蒸散量和土壤含水量分别在23.28~45.6 mm和0.31~0.35 m³·m^-3波动变化，平均值分别为31.64 mm和0.33 m³·m^-3；生长季各月蒸散量和土壤含水量分别在39.01~74.52 mm和0.34~0.37 m³·m^-3波动变化，平均值分别为54.59 mm和0.36 m³·m^-3 （图4）。

图4

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图4 2016—2020年青海湖流域月尺度蒸散量（A）和土壤含水量（B）时间变化

注：阴影部分为标准差

Fig.4 Temporal variations of monthly evapotranspiration （A） and soil water content （B） in Qinghai Lake Basin from 2016 to 2020

2016—2020年，青海湖流域非生长季5 a平均蒸散量为176.51~285.74 mm，平均值为221.45 mm，呈东北向西南方向减小的分布格局，高值区位于流域东北部，低值区位于流域西南部、青海湖西岸及南岸。生长季5 a平均蒸散量为199.46~545.23 mm，平均值为272.94 mm；平均蒸散量在流域内总体呈东北向西南方向减小的分布格局，高值区主要位于流域东北部，小部分位于青海湖南岸，低值区位于流域西南部、青海湖西岸及东岸。非生长季5 a平均土壤含水量为0.04~0.45 m³·m^-3，平均值为0.33 m³·m^-3；平均土壤含水量在流域内呈湖滨向流域四周递增、河谷向两侧递增的分布格局，高值区位于流域北部，低值区位于流域西部及青海湖东岸。生长季5 a平均土壤含水量在0.09~0.50 m³·m^-3变化，平均值为0.36 m³·m^-3；平均土壤含水量在流域内呈湖滨向流域四周递增、河谷向两侧递增的分布格局，高值区位于流域北部，低值区位于青海湖东岸（图5）。

图5

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图5 2016—2020年青海湖流域非生长季（A、C）和生长季（B、D）平均蒸散量和平均土壤含水量空间分布

Fig.5 Spatial distribution of average evapotranspiration and average soil water content during the non-growing （A， C） and growing （B， D） seasons in Qinghai Lake Basin from 2016 to 2020

2.3　蒸散发和土壤水分的年变化特征

2016—2020年青海湖流域年蒸散量为471.77~522.57 mm，平均值为494.45 mm，总体呈先增大后减小的特点。2016—2017年蒸散量增大，增幅为10.77%，2018—2020年蒸散量减小，减幅分别为4.59%、0.23%、3.12%。流域5 a平均土壤含水量平均值为0.34 m³·m^-3，总体较稳定。年蒸散量和年土壤含水量最低值均出现在2016年，年蒸散量最高值出现在2017年，年土壤含水量最高值出现在2017年和2019年（表1）。

表1 2016—2020年青海湖流域年尺度蒸散量和土壤含水量时间变化

Table 1 Temporal variations of annual evapotranspiration and soil water content in Qinghai Lake Basin from 2016 to 2020

指标	年份
指标	2016	2017	2018	2019	2020
蒸散量/mm	471.77	522.57	498.58	497.41	481.91
土壤含水量/（m³·m^-3）	0.34	0.34	0.34	0.34	0.34

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青海湖流域5 a平均蒸散量在395.54~732.58 mm变化，平均值为494.45 mm；平均蒸散量在流域内呈东北向西南方向减小的分布格局，高值区位于流域东北部，低值区位于流域西南部及环湖地区。5 a平均土壤含水量为0.06~0.47 m³·m^-3，平均值为0.34 m³·m^-3；年尺度平均土壤含水量分布格局为湖滨向流域四周递增、河谷向两侧递增，总体上与8 d尺度相似（图6）。

图6

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图6 青海湖流域5 a平均蒸散量（A）和平均土壤含水量（B）空间分布

Fig.6 Spatial distribution of 5-year average evapotranspiration （A） and average soil water content （B） in Qinghai Lake Basin

2.4　蒸散发与土壤水分对应关系

8 d尺度蒸散量和土壤含水量数据相较月和年尺度数据提供了更多的变化信息。非生长季第1~120天青海湖流域8 d尺度蒸散量由6.51 mm增加至10.97 mm，平均值为8.86 mm；土壤含水量由0.32 m³·m^-3增加至0.34 m³·m^-3，平均值为0.32 m³·m^-3，表明两者对应关系较好，均呈增大趋势。生长季第121~272天青海湖流域蒸散量由10.97 mm波动上升至18.18 mm，之后波动下降至9.49 mm，平均值为14.31 mm；土壤含水量由0.34 m³·m^-3增加至0.367 m³·m^-3（第185天），后减小至0.351 m³·m^-3（第209天），又增加至0.374 m³·m^-3（第241天），随后减少至0.361 m³·m^-3，平均值为0.36 m³·m^-3，说明在此阶段两者的对应关系出现分异。非生长季第273~365天青海湖流域蒸散量从9.49 mm下降至4.16 mm，平均值为7.47 mm。土壤含水量从0.36 m³·m^-3下降至0.31 m³·m^-3，平均值为0.33 m³·m^-3，表明此阶段两者对应关系较为一致，均呈减小趋势（图7）。

图7

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图7 青海湖流域8 d尺度蒸散量和土壤含水量变化特点

注：阴影部分为标准差

Fig.7 Variation characteristics of 8-day evapotranspiration and soil water content in Qinghai Lake Basin

在8 d（图8A）、月（图8B）、非生长季（图8C）和生长季（图8D）尺度，蒸散量与土壤含水量的相关系数分别在-0.18~0.88、-0.35~0.93、-0.59~0.84和-0.64~0.77变化，平均值分别为0.61、0.69、0.36和0.24，说明青海湖流域蒸散发和土壤含水量的相关性在月尺度和8 d尺度较强。在8 d（图8E）、月（图8F）、非生长季（图8G）和生长季（图8H）尺度，蒸散量与土壤含水量相关分析中，通过显著性检验（P<0.05）区域分别占99.55%、99.06%、89.15%和77.48%，呈正相关区域分别占99.51%、99.01%、87.12%和71.47%，呈负相关区域分别占0.04%、0.05%、2.03%和6.01%。这说明在青海湖流域蒸散发和土壤水分在流域空间栅格以显著正相关关系为主，在不同时间阶段流域蒸散量均随土壤含水量的增加而增大，其中8 d和月尺度蒸散量随土壤含水量增加的特点在全流域表现广泛。

图8

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图8 青海湖流域8 d（A、E）、月（B、F）、非生长季（C、G）和生长季（D、H）尺度蒸散量和土壤含水量相关系数及显著性检验空间分布

Fig.8 Spatial distribution of correlation coefficients and significance test between evapotranspiration and soil water content at 8-day （A，E）， monthly （B，F）， non-growing season （C，G） and growing season （D，H） scale in Qinghai Lake Basin

3 讨论

3.1　青海湖流域蒸散发和土壤水分变化的时空协同性

青海湖流域蒸散量和土壤含水量时间协同性在第1~185天（图2和图7）或1—6月（图4）、第241~365天（图2和图7）或9—12月（图4）较强，在第185~241天（图2和图7）或7—8月（图4）较弱，这是由于植物对土壤水分和蒸散发的影响存在时间差异。7—8月流域植物生长旺盛，一方面植物生长发育大量消耗土壤水分，另一方面植物通过冠层遮阴减少土壤蒸发^［34］，因而蒸散量和土壤含水量协同性较弱。8 d（图3）、非生长季（图5A）、生长季（图5B）和年尺度（图6）青海湖流域蒸散量和土壤含水量空间协同性在流域东北部和青海湖东岸较强，在流域其他地区较弱，这是因为流域东北部降水量大^［35］，对土壤水分具有显著的正效应^［36］，土壤含水量高，蒸散量大；青海湖东岸沙地广布，持水能力较弱，土壤含水量低，蒸散量小。

为进一步探究研究时段内青海湖流域蒸散发和土壤水分的时空协同性变化特点，针对青海湖地区的布哈河流域、沙柳河流域、哈尔盖河流域、泉吉河流域、甘子河流域、茶挤河流域、黑马河流域、倒淌河流域和其他区域年尺度、生长季和非生长季的蒸散量和土壤含水量进行时空协同性分析。非生长季，2016—2020年青海湖全域平均蒸散量和平均土壤含水量总体呈增大—减小—增大—减小的变化特点（图9A、D），说明研究时段内非生长季的时间协同性较强，这是由于流域内草甸广布，非生长季草甸蒸散量和土壤含水量的相关性高于生长季^［11］。生长季，2016—2020年青海湖全域平均蒸散量和平均土壤含水量的时间变化特点和年尺度大体相似（图9B、E），主要区别为2019—2020年平均蒸散量减小，平均土壤含水量变化不大，说明2019—2020年生长季的蒸散量和土壤含水量时间协同性较弱。由于2019年厄尔尼诺发生期流域年降水量明显增加，年均气温和年日照时数均明显减少^［37］，蒸散发条件受限，蒸散量减小，土壤含水量则由于受降水入渗影响^［38］而保持高值，因而二者协同性较弱。在年尺度上，2016—2020年青海湖全域平均蒸散量总体呈先增大后减小的特点（图9C），平均土壤含水量总体呈增大—减小—增大—减小的波动变化特点（图9F），说明蒸散量和土壤含水量在2018—2019年内时间协同性较弱，其他研究时段时间协同性较强。由于2018—2019年气温增加^［39］，季节性冻土消融导致土壤含水量增加，气温和土壤含水量增加使植被生长旺盛，削弱了土壤含水量对蒸散发的影响。

图9

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图9 青海湖流域子流域非生长季（A、D）、生长季（B、E）和年（C、F）尺度平均蒸散量和平均土壤含水量热图

Fig.9 Heatmaps of non-growing season （A，D）， growing season （B，E） and annual （C，F） average evapotranspiration and average soil water content in sub-basins of Qinghai Lake Basin

在非生长季（图9A），青海湖流域各子流域平均蒸散量总体较低；除其他区域外，子流域平均土壤含水量较高（图9D），说明非生长季青海湖全域蒸散量和土壤含水量空间协同性较差，这是由于非生长季青海湖全域大部分时间土壤封冻，致使土壤含水量对蒸散量的空间影响较小。在生长季和年尺度，青海湖沙柳河和哈尔盖河流域平均蒸散量比其他子流域高（图9B、C）；沙柳河和哈尔盖河流域平均土壤含水量总体处于较高水平（图9E、F），说明沙柳河和哈尔盖河流域的蒸散量和土壤含水量空间协同性强于青海湖其他子流域。

3.2　青海湖流域蒸散发对土壤水分的响应特征

青海湖流域8 d尺度蒸散量和土壤含水量全域总体呈现中度正相关，月尺度流域西北部相关性较8 d尺度增强（图8），这可能与冻融作用对土壤水分迁移的影响有关^［40］。非生长季蒸散量和土壤含水量的相关性在流域东北部呈现中度正相关，在流域西部总体呈低度正相关。生长季蒸散量和土壤含水量的相关性在流域中部和东北部小部分地区由非生长季的中度正相关转为低度或中度负相关，这是由于该地区湿地较多，下垫面水分比较充足，土壤水分对蒸散发的影响相对较弱^［41］。

8 d及月尺度青海湖流域蒸散量对土壤含水量在流域尺度响应较强，这可能与蒸散发和土壤水分在各时间尺度的响应特征存在差异有关。其中，8 d尺度（y=152.32x-41.13，R² =0.60，P<0.001）土壤含水量每增加0.01 m³·m^-3，蒸散量增加1.52 mm（图10A）；月尺度（y=605.78x-165.21，R² =0.68，P<0.001）土壤含水量每增加0.01 m³·m^-3，蒸散量增加6.06 mm（图10B）。8 d和月尺度蒸散量与土壤含水量的响应较强，这与青藏高原其他地区站点尺度（玛沁站^［10］、阿里站、阿柔站、慕士塔格站、那曲站和珠峰站^［12］）和面尺度（青藏高原绝大部分地区）^［42］蒸散发对土壤水分的正相关响应特征研究结果相似。月尺度蒸散量与土壤含水量的相关性比8 d尺度更强，这与深层土壤水分长期的调控与补给有关，未来仍需进一步加强研究，明晰蒸散发对土壤水分的响应步长。

图10

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图10 青海湖流域8 d （A）和月（B）尺度蒸散量对土壤含水量的响应

Fig.10 Responses of 8-day （A） and monthly （B） scale evapotranspiration to soil water content in Qinghai Lake Basin

为进一步探究青海湖流域蒸散发对土壤水分的空间响应特征，按海拔梯度统计分析两者的相关性。以100 m为间隔对青海湖流域进行海拔梯度划分，其中海拔4 900 m以上的区域因面积较小、分布集中划分为同一梯度。在全流域范围内，蒸散量与土壤含水量在不同时间尺度上均表现出较强的正相关关系（图11），包括8 d（y=7.55x+9.74，R² =0.58，P<0.001）、非生长季（y=158.54x+202.67，R² =0.38，P<0.05）、生长季（y=195.95x+219.53，R² =0.49，P<0.001）及年（y=351.15x+434.03，R² =0.62，P<0.001）尺度，说明海拔梯度上蒸散量对土壤含水量的响应在8 d尺度和年尺度总体较强，8 d尺度蒸散发对土壤含水量响应较强与蒸散发对土壤水分的响应周期较短有关，年尺度响应较强与样本数量少有关，未来需增加年尺度样本数量进行分析。

图11

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图11 青海湖流域8 d（A）、非生长季（B）、生长季（C）及年（D）尺度不同海拔的蒸散量和土壤含水量

注：红色趋势线代表全流域；绿色趋势线代表海拔3 169~3 600 m和4 400~5 268 m区域

Fig.11 Evapotranspiration and soil water content at different altitudes at 8-day （A）， non-growing season （B）， growing season （C） and annual scale （D） in Qinghai Lake Basin

值得注意的是，在剔除海拔3 600~4 400 m内的数据后，蒸散量对土壤含水量在8 d（y=7.08x+11.36，R² =0.68，P<0.001，图11A）、非生长季（y=151.72x+226.88，R² =0.42，P<0.05，图11B）、生长季（y=178.09x+276.39，R² =0.73，P<0.001，图11C）及年尺度（y=334.840x+490.40，R² =0.68，P<0.001，图11D）的垂直方向响应有所增强，说明生长季海拔3 600~4 400 m蒸散量对土壤含水量的响应较弱，这是由于该海拔范围气温和短波辐射对蒸散发的影响作用较大^［18］，而土壤含水量的影响作用较小。

4 结论

2016—2020年青海湖流域蒸散量在8 d、月和年尺度总体呈先增大后减小特点，平均蒸散量在流域东北部较高，西南部及环湖地区较低；土壤含水量各时间尺度表现出多变的特点，平均土壤含水量在流域北部较高，河谷及青海湖东岸较低。

青海湖流域蒸散量和土壤含水量在非生长季的时间协同性强于生长季；青海湖沙柳河和哈尔盖河流域蒸散量和土壤含水量空间协同性强于其他子流域。

青海湖流域蒸散量对土壤含水量的时间响应在月尺度和8 d尺度较强，其他时间尺度较弱；海拔梯度上蒸散量对土壤含水量的响应在8 d和年尺度总体较强，但是，生长季海拔3 600~4 400 m蒸散量对土壤含水量的响应较弱。

参考文献

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文中引用次数倒序

被引期刊影响因子

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郭林茂，常娟，周剑，等.

唐古拉地区活动层水热状况及地气系统能水平衡分析

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