在自然状态下，中国西北干旱区的绿洲和荒漠之间普遍存在一个生态交错带（即绿洲和荒漠两个生态系统之间的过渡带，本文简称绿洲-荒漠过渡带），它是由水为主导因子的环境梯度产生的植被梯度现象^［1-2］。这一过渡带是绿洲化和荒漠化两个可相互转化景观演变的“中间产物”，通常称之为“绿洲外围防护林体系”或“绿洲外围封育保护带”，作为绿洲防护林结构体系的重要组成部分，具有防止风蚀、阻截流沙、维护绿洲稳定、保障区域粮食安全等关键生态功能^［2-4］。可以说，该过渡带是遏制荒漠化演进的缓冲和防护地带，更是维护绿洲稳定的唯一生态屏障。

近30年来，由于受人为不合理干预，特别是绿洲扩张、过牧和樵伐，绿洲-荒漠过渡带植被覆盖度降低，生境恶化，能够发挥其正常生态功能的过渡带面积持续萎缩^［4-7］。水分是维持绿洲-荒漠过渡带植被稳定的必要条件^{［2，7-8］}。在地表径流和凝结水甚少的情况下，绿洲-荒漠过渡带地表水量平衡仅由蒸散发消耗和降水与地下水补给所决定^［9-11］。因此，确定绿洲-荒漠过渡带蒸散发过程及其驱动机制，对认识该过渡带水分传输、能水平衡、生态水文过程、植物耗水、植物生理生态过程等具有重要科学价值。然而，专门针对西北干旱区绿洲-荒漠过渡带的蒸散发过程的测算研究相对较少（尤其在河西走廊地区），其环境（非生物）与植物（生物）驱动机制不甚清晰，难以为保护和恢复该过渡带植被提供理论依据。

因此，本文通过对河西走廊中部临泽绿洲与荒漠过渡带蒸散发的测算，探究蒸散发过程的驱动机制，旨在深入理解该过渡带水量平衡格局及其维持条件，期望能为区域荒漠化防治、绿洲外围防护林体系建设与保护、绿洲水土资源优化配置等实践提供科学支撑。

研究区地处河西走廊中段的临泽绿洲北部与巴丹吉林沙漠南缘之间（39°22′N，100°08′E，海拔1 386 m），地势相对平坦，属于临泽绿洲外围防护林保护区。该区域属温带大陆性干旱气候，平均日照时数约8.3 h·d^-1，年平均总辐射约6 300 MJ·m^-2，年均气温8.9 ℃；年降水量约123.5 mm，有近80%出现在6—9月，年际变化大；潜在蒸散发量（Φ20蒸发皿）约2 000 mm。盛行风向为西北，年均风速约3.2 m·s^-1。地表植被稀疏，植被覆盖度约15%，群落结构简单。优势种植物有梭梭（Haloxylon ammodendron）、泡泡刺（Nitraria sphaerocarpa）、沙拐枣（Calligonum mongolicum），并伴生少量柠条（Caragana korshinskii）、红砂（Reaumuria soongorica）和珍珠（Salsola passerina）等灌木，以及一年生草本植物盐生草（Halogeton arachnoideus）、沙米（Agriophyllum squarrosum）、刺蓬（Salsola collina）、雾滨藜（Bassia dasyphylla）等。土壤类型属风沙土（或壤质砂土），砂、粉、黏粒质量含量分别为74%、23%、1%。地下水位4.3~4.5 m，具有一定的季节变化。

观测试验场位于临泽绿洲外围防护林的核心区域，是中国科学院西北生态环境资源研究院临泽内陆河流域研究站荒漠-绿洲过渡带生态水文过程长期观测试验地。本文选用数据缺失较少且质量良好的2022年观测试验数据为例，探究该过渡带蒸散发变化及其驱动机制。观测试验主要包括综合环境监测、通量观测和其他辅助观测^［12］。综合环境监测项目主要包括：地表辐射四分量（CNR4，Kipp & Zone，荷兰）、土壤热通量（HFP01，Hukseflux Thermal Sensors，荷兰）、表面温度（SI-111，Apogee Instruments Inc.， 美国）、大气温度/湿度（HMP155A，Vaisala，芬兰）、风速/风向（1405-PK-052，Gill Instruments Ltd.， 英国）、气压（CS100，Setra System Inc.，美国）、土壤温度（109-L，Campbell Scientific Inc.，美国）、土壤湿度（CS616，Campbell Scientific Inc.，美国）、降水量（TE525MM，Texas Electronics Inc.，美国）等。这些观测数据通过数据采集器（CR1000 XT，Campbell Scientific Inc.，美国）每隔10 s记录一次，并保存为30 min平均值。

通量观测系统由三维超声风速仪（Model WindMaster Pro，Gill Solent Instruments，英国）和红外CO₂/H₂O气体分析仪（LI-7500A，LI-COR Inc.，美国）组成开路式涡动相关系统。原始数据采集频率10 Hz，并记录于数据存储器中。利用EddPro 6.2.1软件（LI-COR，美国）对湍流原始数据进行后处理，包括野点剔除、二次坐标旋转、频率相应订正、趋势去除、超声虚温校正、WPL修正等^［13］。为获得连续日蒸散发数据，对于因不利气象条件或系统故障造成的缺失数据进行插补，插补数据约占观测期间总体数据的15%左右。同时，观测试验期间，每隔10 d利用LI-2200型冠层分析仪（LI-COR Inc.，美国）对研究区4个样方（50 m×50 m）的植被叶面积指数进行观测：沿样方对角线每隔1 m观测一次，取所有值的均值视为研究区下垫面植被的叶面积指数。

为深入解析荒漠-绿洲过渡带蒸散发的植物与环境控制机理，需要进一步求解该过渡带下垫面与大气之间的水汽传输速率（即表面导度）和下垫面与大气之间的耦合程度（即解耦系数）。表面导度采用Penman-Monteith方程反向求解^［14］，即：

式中：g_s为表面导度（m·s^-1）；λ为汽化潜热（取值2.45 MJ·kg^-1）；ET为单位时间内蒸散发量（mm/30 min或mm·d^-1）；λET则为潜热通量（W·m^‒2）；γ为干湿表常数（Pa·℃^‒1）；g_a为空气动力学导度（Pa·℃^‒1）；Δ为饱和水汽压-气温曲线的斜率（Pa·℃^‒1）；R_n为地表净辐射（W·m^‒2）；G为土壤热通量（W·m^‒2）；ρ_a为空气密度（kg·m^‒3）；c_p为空气比热（J·kg^‒1·℃^‒1）；e_s和e_a分别为饱和水汽压和实际水汽压（Pa）。其中空气动力学导度（g_a）由下式得出：

式中：k为von Karman常数（取值0.41）；u_z 为参考高度z_r（m）处的风速（m·s^-1）；d为零平面位移（m）；z_om和z_ov分别为控制动量和水汽传输的粗糙度（m）；Ψ_M和Ψ_H分别为廓线非绝热订正系数，由Monin-Obukhov长度和大气稳定条件计算得到^［15］。

众所周知，陆表蒸散发速率一方面取决于陆地表面所接受到能量的多寡，另一方面还受地-气之间水汽浓度梯度和传导速率的控制。Penman-Monteith方程基于水汽扩散的物理机制，充分考虑了这两个方面：蒸散发的能量驱动和水汽输送的空气动力学与水力学调控。也就是说，Penman-Monteith方程经过重构，可以从数学表达上清晰地量化这两个方面对陆表蒸散的相对贡献^［16］。

式中：Ω为解耦系数（取值范围为0≤Ω≤1），表示蒸散发表面与其周围自由大气之间的耦合程度。其大小取决于表面导度和空气动力学导度的相对大小，Ω越小，表示蒸散发表面与其周围大气耦合程度越强，蒸散发速率受表面导度限制，极端情况下，Ω=0时，意味着下垫面与其上方的大气之间完全耦合；反之，Ω越大，表示蒸散发表面与其周围大气耦合程度越弱，蒸散发速率主要受能量或辐射限制，极端情况下，Ω=1时，说明下垫面与其上方的大气之间完全解耦。ΩλE_eq和（1-Ω）λE_imp则分别表示实际蒸散发或潜热的平衡分量（能量驱动）和胁迫分量（水汽传导控制）的绝对贡献。

式中：E_eq和E_imp分别为平衡蒸发和胁迫蒸发，是下垫面与大气之间完全解耦和完全耦合时蒸散发所消耗的能量，表示下垫面蒸散发速率的能量控制和环境胁迫作用的强弱；λE_eq和λE_imp则表示与之对应条件下平衡蒸发和胁迫蒸发所消耗的能量。

过渡带的日蒸散发与降水量和植被动态（如绿色叶面积指数，简称叶面积指数）几乎同频变化（图2）。稀疏的降水事件总能引起后续蒸散发的脉冲式增加。随着过渡带植被物候变化，叶面积指数先增大，之后稳定，再下降，与下垫面日蒸散发速率变化趋势基本一致。在生长季（5—9月，对应儒略日115~279），该过渡带的日蒸散发为0.12~2.89 mm，平均1.19 mm；而非生长季（10月至翌年4月）的日均蒸散发还不到生长季的10%（仅为0.11 mm）。该过渡带生长季蒸散发累积量（约194.8 mm）约占全年总蒸散发量（约217.8 mm）的近90%，而非生长季的蒸散发量累积量（约23.0 mm）仅占全年总量的10%左右。

生长季和全年的蒸散发累积量超同期降水量（分别为87.6、88.5 mm）129.3、107.2 mm，说明该过渡带蒸散发过程始终受到水分供给限制，同时也意味着除了降水作为蒸散发的水分来源外，还需有其他水源作为另一水源补充来平衡蒸散发。总之，研究区蒸散发的这种季节变化反映了环境条件和植被动态对蒸散发的共同影响。

为了细究环境因子和表面导度是如何影响过渡带的蒸散发强度，我们分析了蒸散发强度与主要环境因子和表面导度的关系。鉴于非生长季的累积蒸散发量占全年总量的份额很低，为突出重点，本文只分析生长季白天（太阳辐射大于20 W·m^‒2）的相关数据（图3），以此揭示该过渡带蒸散发的环境驱动和表面导度调控效应。

分析结果显示，地表净辐射可解释15%的蒸散发变化（图3，日蒸散发量与日净辐射均值之间线性拟合的决定系数R²=0.15），说明尽管该过渡带的蒸散发强度有随净辐射的增大而增强的趋势，但净辐射并非重要限制因子。蒸散发对饱和水汽压差（或称之为大气蒸发需求）并无明显响应规律，从陆表水汽输送的物理过程推究，该过渡带的蒸散发过程受到水分供应或水汽传输导度的限制。然而，蒸散发对饱和水汽压的响应过程似乎存在一个阈值（2 kPa左右）：当饱和水汽压差在2 kPa左右时，蒸散发速率达到峰值。与蒸散发对净辐射和饱和水汽压差的响应不同，土壤水分变化可解释45%的蒸散发变化，与上一节中降水事件总能引起蒸散发速率的脉冲相互印证。

为了探究净辐射、饱和水汽压差、风速等对蒸散发的综合调节作用，本文也分析了蒸散发对潜在蒸散发的响应，此处的潜在蒸发是指无水分限制或水分充分供应条件下的过渡带可能蒸散发强度^［17］。结果表明，同饱和水汽压差一样，实际蒸散与潜在蒸散发之间并没有紧密关联。然而，蒸散发与表面导度之间存在显著正相关关系，仅表面导度就可解释超过70%的蒸散发变化，表面导度和饱和水汽压差的乘积则可解释蒸散发变化接近90%。

空气动力学导度并无规律性变化（图4）。然而，生长季初期（儒略日121~164）的空气动力学导度（1.59 mm·s^-1）大于生长季后期（儒略日241~273，1.11 mm·s^-1），这主要是后期风速比初期大的缘故。相比之下，生长季表面导度则表现出较为明显的季节变化，基本与植被动态（叶面积指数）变化趋势一致。例如，生长中期（儒略日165~240）的平均表面导度大约为0.59 mm·s^-1，高于初期（平均约0.26 mm·s^-1）和后期（0.45 mm·s^-1）。

总体上讲，荒漠-绿洲过渡带下垫面的平均空气动力学导度（1.41 mm·s^-1）远高于表面导度（0.45 mm·s^-1）。在生长季初期，空气动力学导度较大，而与之对应的表面导度较小，这就导致同时期的解耦系数较小（平均约0.07），说明该时期下垫面与大气之间几乎完全耦合。随着叶面积指数上升和降水量的增加，下垫面供水状况得到较大改善，表面导度增大，下垫面与大气之间的水汽传导能力增强，下垫面与大气之间的耦合程度减弱，这时的解耦系数则有所上升。整个生长季，该过渡带的解耦系数仍然较小（约0.14），意味着大气与下垫面之间高度耦合，蒸散发速率主要受水汽传导控制。进一步讲，在空气动力学导度远大于表面导度的情况下，过渡带蒸散发主要受表面导度调控（根据水汽传输的电路模拟原理）。

本文从蒸散发所消耗潜热的分量来分析水汽传导控制和能量驱动究竟对该过渡带蒸散发过程调控了多少（或相对贡献）。生长季平衡潜热和胁迫潜热的季节性变化不大（图5）。但是，前者（246.78 W·m^‒2）远高于后者（23.63 W·m^‒2），即：胁迫潜热还不到平衡潜热的10%，这是立地条件决定的潜热结构状况。从实际蒸散发角度讲，引入解耦系数，就可以清晰地发现能量驱动与水汽传导控制对下垫面蒸散的相对贡献。生长季蒸散发的平衡分量和胁迫分量平均值分别为35.43、19.00 W·m^‒2，即平衡项和胁迫项分别贡献了实际蒸散发量的65%和35%，反映了水汽传导控制比能量驱动更为重要。

事实上，过渡带稀疏植被覆盖条件下的下垫面是土壤和植被的空间复合体，其下垫面的表面导度表征了土壤表面和植被冠层两者的综合水汽传输能力。在过渡带下垫面通常处于干燥情况下^［17-18］，土壤表面导度近乎为零，表面导度实际上可近似等于冠层总体气孔导度（解耦系数很小时，下垫面与大气之间高度耦合，下垫面的表面导度主要取决于冠层总体气孔导度）^{［14，19］}。

当有降水事件发生后，降水补充了土壤表层水分而使土壤表面和冠层变得较为湿润^［20-21］，会使表面导度变大，蒸散发（尤其是冠层截留蒸发和土壤蒸发）作用增强^{［18，21］}。当下垫面在降水事件发生后若干天后，由于蒸散发作用而重新回归干旱状态时（实际上，在生长季绝大部分时间内，土表含水率都极低），仍然保持相对较高的表面导度，表明植被具有一定蒸腾强度。这与该过渡带的植被功能性状有关^［22-23］，该研究区的3种优势植物种都是深根系植物（尤其是梭梭和沙拐枣），其根系都能间接或直接吸收地下水，其中梭梭的主根可直接伸展到地下潜水水位（地下约4.5 m）^［23］。倘若没有这些植被，生长季绝大部分时间内该过渡带的蒸散发速率和表面导度理应趋近于零。而实际上，生长季能够保持相对较高的表面导度，正是过渡带深根系植物能够直接或间接地利用地下水^［24-25］，进而维持一定的蒸腾速率的缘故。也就是说，通过这些深根系植物的水分传导，原本无法通过土壤蒸发输送（土壤蒸发主要发生在土表20 cm以上）的水分（地下水或地下水通过毛细管作用补充的深层土壤水分）可以到达植被冠层，增加了下垫面的湿润程度，进而维持相对较高的表面导度。生长季过渡带蒸散发的平衡分量远大于胁迫分量，也印证了该过渡带生长季蒸散发过程具有相对稳定的水源供给（与非生长季相比）——植物蒸腾作用。

研究区水热同步，在适宜的地下水位埋深条件下，为该过渡带植被生长和发育创造了必要条件，具有一定植被覆盖的过渡带保持一定的蒸散发强度，与其他干旱区类似下垫面的蒸散发强度略有不同^［26-27］。另外，较小解耦系数本质上反映了该过渡带蒸散发主要受下垫面水分状况和水分状况导致的供水能力或表面导度的控制（即水分胁迫限制）^{［16，28-29］}。结合表面导度可单独解释蒸散发变化超过70%，以及表面导度与饱和水汽压差的乘积可解释蒸散发近90%的统计数据，充分说明了表面导度在调控该过渡带的蒸散发过程中起着绝对主导地位。

该过渡带的降水以小降水事件为主^［20-21］，全年日降水量超过10 mm的降水事件仅有2次（分别为14.3、18.5 mm），降水对深层土壤和地下水的补给可忽略不计。在无地表径流和凝结水产生量甚少的情况下，研究区全年和生长季的蒸散发总量分别超过同期降水量约129 mm和107 mm，这个降水与蒸散发之间的赤字或差额只能由地下水来平衡。基于氢氧稳定同位素的生态水文学研究结果^［24-25］也证明了这一点。可以说，该过渡带的主要植被高度依赖于地下水而生存，地下水在该区域水文循环中扮有极其重要的角色。长期研究表明^{［8，10-11，30-31］}，从绿洲内部横穿而过的河流（黑河）和绿洲区农业灌溉通过强烈的渗透作用补给地下水，形成了以绿洲为中心的地下水高水位区。研究区的地下水流场基本方向是从绿洲流向外围，即绿洲地下水补给过渡带地下水，这就是该过渡带植被能够生长和发育的基本水文学维持机制，也说明该过渡带的植被在局地水文循环中扮演重要角色。

如果把该过渡带视为一个与绿洲和荒漠具有同等完整结构的生态系统，那么，该过渡带就是一个典型的地下水依赖生态系统^［32］。要维持过渡带植被稳定，使其有效发挥防风固沙等重要生态功能，就必须保证过渡带地下水位埋深能够长期保持在合理范围内^［33-34］。这就涉及我们长期关注的绿洲内部和外围的水土资源合理利用问题。若绿洲面积还在持续扩大，绿洲内部地下水超采严重（地下水抽取量大大超过其可更新量），可能会使绿洲向过渡带的地下水补给量急剧减少，甚至出现过渡带向绿洲的反向补给^［8，10］。这都会对过渡带植被的生长产生严重或不可逆的负面影响。另一方面，在实施以防风固沙造林为目标的植被建设和生态修复工程中，高密度栽植梭梭等树种^［4］，也会加速消耗过渡带的地下水，使原来的地下水均衡格局改变，其长期效应必然使过渡带的地下水位埋深下降，并对过渡带这些依赖地下水生存的植物生长产生不利影响，进一步削弱过渡带的防风固沙关键生态功能。

本文基于涡动相关、小气候和其他辅助观测试验数据，着手于陆表水汽扩散的物理机制，量化了西北干旱区河西走廊中部绿洲（临泽绿洲北部）-荒漠（巴丹吉林沙漠南缘）过渡带蒸散发过程的能量驱动和水汽传导控制的相对贡献。

水热同步的气候特征和地下水位埋深较浅的水文条件为荒漠-绿洲过渡带深根系植被提供了必要的生存环境条件，生长季累计蒸散发量约占全年总量的近90%，生长季相对充沛的降水和植物蒸腾作用为该过渡带下垫面蒸散发过程提供了水分供给。

较小的表面导度和解耦系数，以及平衡分量对蒸散发的贡献几乎是胁迫分量的两倍，说明下垫面与大气之间高度耦合，下垫面水分状况和由此导致的供水能力或表面导度在控制该过渡带蒸散发速率中起着主导作用，蒸散发受到较为严重的水分胁迫或限制。

埋深较浅的地下水是维系该区域植被生长的重要水源，使过渡带蒸散发总量远超降水量，对区域下垫面与大气之间的水分交换格局产生重要影响，科学合理的水土资源和生态管理对于保护该过渡带的植被具有重要现实意义。综上所述，本文的这些研究结果较为深入解析了该过渡带蒸散发过程及其驱动机制，可为研究区过渡带植被建设和生态恢复实践提供科学支撑。