环境及生态因子对黄土高原典型农田生态系统鲍恩比的影响研究*

任雪塬 张 强,3 岳 平,3 杨金虎 王 胜

1.中国气象局兰州干旱气象研究所，兰州，730020

2.兰州大学大气科学学院，兰州，730000

3.甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室/中国气象局干旱气候变化与减灾重点实验室，兰州，730020

4.兰州区域气候中心，兰州，730020

1 引言

农田生态系统是构成人类社会存在和发展的基础，是由生物和环境构成的可实现能量与物质转换的有序结构，深入研究和科学认识农田生态系统的影响因素和调控机制，可为社会的可持续发展提供优质保障。由于生物地球化学循环、气候、植物生理与土壤可利用水分的相互作用，农田生态系统中感热和潜热通量的分配各不相同（Wilson，et al，2002；Chen，et al，2009；Biudes，et al，2015）。研究表明，气象环境因子以及植被的发展能够影响生长季地表能量的分配（Yuan，et al，2017；Rahman，et al，2019），其中潜热和感热通量能够改变大气与生态系统影响物质与能量传输的环境变量，是直接驱动气候变化的重要参数。研究（Lei，et al，2010；Ding，et al，2013；Qiu，et al，2019）还发现，农田生态系统的蒸散主要由净辐射控制，但植被指数和冠层气孔导度对潜热传输的调控作用也不容忽视。

鲍恩比是陆面气候状态的综合性物理指标，能够反映小气候和水文过程对生态系统能量分配和水分利用状况的综合作用（Perez，et al，2008）。以往针对生态系统开展的陆-气相互作用试验研究中，鲍恩比是一项非常重要的内容（Wilson，et al，2002；Kang，et al，2015）。然而，因区域气候状况（如温度、降水和土壤水分等）及其变化（Chen，et al，2016；Feng，et al，2017；Rahman，et al，2019；张璐等，2021）以及植被生理特性的季节差异（Lei，et al，2010；Ding，et al，2013；Qiu，et al，2019），往往会导致生态系统鲍恩比存在较大差别（Cho，et al，2012；Yue，et al，2018）。AmeriFlux 观测表明，农田生态系统鲍恩比月平均值为0.26—1.3，即便对相对稳定的生长季而言，不同农田生态系统的鲍恩比仍然存在显著差异（Wilson，et al，2002；Lu，et al，2012）。事实上，同一气候区的不同生态系统，其生理生态特性对水热交换调控能力的差异是导致鲍恩比存在明显差别的内在因素，而降水是这一过程中最主要的驱动因子（Wilson，et al，2002；Yue，et al，2018）。对降水量季节波动较大的黄土高原地区而言，生态环境非常脆弱，生态系统水热交换过程对气候变化的响应也更加敏感（Yue，et al，2018），鲍恩比对环境要素的驱动作用更具依赖性。因此，研究黄土高原典型农田生态系统鲍恩比的季节变化规律对进一步认识半干旱地区陆-气相互作用机理具有重要意义。

中国黄土高原属于典型半干旱与半湿润气候区，既是东亚夏季风典型影响过渡区，又是中国水分梯度和热量梯度带的交汇区（Wang，et al，2021）。因此，黄土高原地区陆面物理参数的空间分布和时间变化非常显著，对季风进退及其强弱变化的响应十分敏感。受夏季风影响，该区域全年降水相对集中，6—9 月降水约占年降水总量的65%，但降水的年际变率很大，导致植被分布空间差异显著（王欣等，2009；张强等，2014）。而降水的季节波动也无疑会导致鲍恩比的季节性变化，进而使农田生态系统水热交换呈现出显著的干湿转换特征（张强等，2008；Yue，et al，2020）。截至目前，针对黄土高原草地鲍恩比及其影响因子的研究较为深入（Yue，et al，2018），对黄土高原农田生态系统蒸散及其环境影响因子也有比较充分的认识（Sun，et al，2018；Yang，et al，2019b；Gao，et al，2020），但对黄土高原农田生态系统水热交换，尤其是反映水热综合作用的陆面参数—鲍恩比及其影响因子的研究较少，从而限制了人们对黄土高原农田生态系统陆-气相互作用规律的客观认识及对水热交换过程的深入理解。为此，本研究利用在半干旱区定西和半湿润区庆阳两个典型农田生态系统陆-气相互作用试验取得的资料，揭示环境因子对黄土高原不同气候区农田生态系统鲍恩比的影响，这不仅有利于深化对黄土高原农田生态系统干旱过程及其致灾机理的认识，而且也有助于提高干旱监测技术。

2 数据和方法

2.1 研究区概况

定西站（35.58°N，104.62°E）位于黄土高原抬高延伸区，海拔1896.7 m，年平均气温6.7℃，年平均降水量386 mm，6—9 月降水占年降水总量的66%，年平均水面蒸发量为1400 mm，年平均日照时数为2344 h，属于典型的半干旱气候。庆阳站（35.44°N，107.38°E）位于陇东黄土高原董志塬，海拔1421 m，年平均气温8.8℃，年平均降水量562 mm，6—9 月降水占年降水总量的67%，年平均水面蒸发量1470 mm，年平均日照时数2250 h，属于半湿润气候。试验期间定西主要作物为马铃薯和春小麦，庆阳试验站的主要作物分别为冬小麦和夏玉米，生长旺盛期作物的冠层高度约为50 cm（Yang，et al，2019b）。具体地理位置如图1 所示。

图1 研究区地理位置（星号为定西和庆阳站）Fig.1 Geographical location of the study area（stars denote Dingxi and Qingyang stations）

2.2 观测方法及数据处理

使用的资料包括涡动相关系统观测的湍流通量数据，近地层梯度塔观测的温、湿、风梯度数据，辐射和土壤温、湿梯度以及气象站常规观测数据。测量仪器安装高度及具体型号见表1。

表1 实验仪器型号及安装高度Table 1 Experimental instrument type and installation height

湍流通量数据采用EdiRe 软件（Robert Clement，University of Edinburgh，UK）进行质量控制和前期处理，包括野点去除、旋转坐标、湍流平稳性计算以及H2O 和CO2滞后修正等处理程序，数据经质量控制后处理成30 min 平均结果。剔除其中的异常值及降水时段资料后，对于6 h 以内的缺失数据进行线性插补，大于6 h 的30 min 缺失数据基于感热、潜热、净辐射和水汽压差相关关系使用查表法插补（Falge，et al，2001）。

由于缺少站点植被指数观测资料，使用2011—2019 年Aqua 卫星中分辨率成像光谱仪（MODIS）数据反演的归一化植被指数（NDVI），时间分辨率为16 d，空间分辨率为250 m（https://ladsweb.modaps.eosdis.nasa.gov/search/）（表2），试验站点的归一化植被指数由距离其最近的4 个格点的NDVI 值平均得到。

表2 本研究中使用的数据集Table 2 Details regarding the datasets used in this study

2.3 能量平衡

地表能量平衡可以表示为

式中，Rn为净辐射（W/m2），G为土壤热通量（W/m2），H为感热通量（W/m2），LE为潜热通量（W/m2）。地表能量闭合度的评价主要有两种方法，即能量平衡比（EBR）和普通最小二乘法（Ordinary Least Square，OLS）。

能量平衡比通过计算研究时段内湍流通量与可利用能量的比值判断地表能量闭合度，

当能量平衡比为1 时表明地表能量处于理想的平衡状态。该方法对较长时间尺度能量闭合状态的评估较为理想。

普通最小二乘法是一种基于假设的简单回归模型，以最小二乘法为原理，广泛应用于参数估计。当模型估计值与试验所得观测值的平方和最小时，认为估计值模型为最优拟合模型，该模型能最大程度地描述湍流通量与可利用能量的关系，其回归模型的斜率大小反映了地表能量闭合程度的高低。当回归曲线截距为0、斜率为1 时地表能量达到理想的闭合状态。

2.4 土壤热通量订正

土壤热通量可以利用5 cm 深土壤热通量观测值和0、2、5 cm 深土壤温度采用温度积分法订正到地表（张强等，2012；岳平等，2015）

式中，G为校正到地表的土壤热通量（W/m2）；G5为热通量观测板测得的5 cm 处土壤热通量；ρscs是土壤的体积热容量，计算时取ρscs=1.24×106J/(m3·K)；T(zi,t)为0、2、5 cm 深土壤温度（℃）。0 cm 的土壤温度可由地表长波辐射换算得到

2.5 鲍恩比

鲍恩比（β）能够反映气候和水文过程对陆面生态系统能量分配的综合影响，是感热与潜热通量之比

当 β＞1 时，表明感热通量在能量分配中起主导作用，β＜1 则表明潜热通量起主导作用。

2.6 陆面总体参数

冠层阻抗（Rs）、动力学阻抗（Ra）和气候阻抗（Ri）是影响陆-气相互作用研究的重要参数（Cho，et al，2012）。Rs由Penman-Monteith 方程得到（Dolman，et al，1991；Kumagai，et al，2004）

式中，Gs为气孔导度（m/s），ρ为空气密度（kg/m3），cp为空气定压比热（1005 J/（kg·K）），VPD为饱和水汽压差（kPa），∆为饱和水汽压曲线斜率（kPa/K），γ为干湿球常数（kPa/K），Ra为冠层高度上的空气动力学阻抗（s/m）。Ra可由Monteith-Unsworth 方程计算（Monteith，et al，1990；Hossen，et al，2012）

式中，u为 2 m 风速（m/s），u∗为摩擦速度（m/s ）。

气候阻抗（Ri）可以反映大气在不同地表可利用能量条件下对水分的需求程度（Cho，et al，2012）

利用式（6）、（7）和（8）能够推导出鲍恩比与Rs、Ra和Ri满足如下关系（Rana，et al，1997）

式中，k0、k均为经验系数，取决于植被生理和土壤水分状况。为了更清楚地认识植被的生理过程对生态系统水热交换的影响，定义归一化表面阻抗（R∗s）以消除下垫面局地变化引起的空气动力学阻抗和气候阻抗的差异（Cho，et al，2012），即

另外，Priestley-Taylor 系数（α）能够反映环境气象要素和植被生理因子对生态系统蒸散发的影响

式中，LEeq（W/m2）为不受水分限制的广阔表面上的潜热通量，定义为

根据 α可以判断生态系统蒸散发是否受到水分条件的约束。当α＜1 时，表明生态系统蒸发受到水分的限制；当α＞1.26 时，表明生态系统中不存在水分胁迫，影响蒸发的因素仅为地表可利用能量（Rn−G）（Arain，et al，2003）。

3 结果与讨论

3.1 不同站点环境因子的变化特征

图2 给出了定西和庆阳站环境因子的季节变化特征。两站的气温均呈单峰型分布（图2a1、b1），盛夏达到最大值，1 月出现最小值。与定西和庆阳气象站近30 年（1988—2017 年）历史观测结果相比，定西站试验期间的平均气温（Ta）为6.9℃，比历史平均高0.2℃，月平均最低和最高气温分别为−8.63 和22.61℃；庆阳站平均气温为10.2℃，比历史平均高0.5℃，月最低、最高气温分别为−2.93 和22.32℃。

试验期间定西站月最大降水量为148.1 mm（2017 年8 月），庆阳站月最大降水量达到246.2 mm（2018 年7 月）。与近30 年月均降水相比，定西站生长季（4—10 月）偏干的月份占57.9%、庆阳站偏干的月份占35.0%。受夏季风的影响，两站65%以上的降水集中在7—9 月。另外，耕作层40 cm 以上的土壤湿度对降水过程十分敏感（图2a1、b1）。

图2 定西（a）和庆阳（b）站生态环境因子的季节和年际变化Fig.2 Seasonal and interannual variations of eco-environmental factors in Dingxi（a）and Qingyang（b）stations

定西站饱和水汽压差月均值为0.78 kPa，2017年7 月最大（1.14 kPa），2018 年1 月最小（0.21 kPa）。庆阳站饱和水汽压差月平均为0.69 kPa，其最小值出现在2015 年11 月（0.13 kPa），最大值出现在2019 年7 月（1.22 kPa）。生长季定西饱和水汽压差平均为1.10 kPa，庆阳为0.89 kPa。

定西和庆阳归一化植被指数季节变化规律基本一致。春季，随着降水逐渐增加和气温逐步上升，植被长势逐渐变好，归一化植被指数也随之增大。定西归一化植被指数年平均约为0.31、生长季为0.40；庆阳年平均为0.5、生长季为0.56。冠层气孔导度与归一化植被指数的变化趋势非常相似，每年6—8 月达到最大。6—8 月夏季风期间降水相对充足，植被光合和蒸腾作用最强，冠层气孔导度达到峰值（表3）。

表3 能量通量和环境要素Table 3 Energy fluxes and environmental factors

3.2 能量平衡特征

能量闭合度大小是湍流通量观测数据质量可靠性高低的重要衡量标准之一（Arain，et al，2003）。湍流通量（LE+H）与可用能量（Rn−G）的线性回归关系通常用来评估涡动相关系统观测资料的可靠性（Rodrigues，et al，2014；Tian，et al，2017）。大量研究表明，涡动相关法观测的能量不平衡差额在10%—30%（Arain，et al，2003；杜群等，2014；Foken，et al，2006）。表4 分别给出了定西和庆阳通量站白天、夜间以及全天的能量闭合情况。从普通最小二乘法的计算结果看，定西和庆阳白天能量闭合度大于夜间。这是由于白天太阳辐射强，湍流受地表升温对近地层大气加热作用，交换更加充分（Arain，et al，2003；Twine，et al，2000），能量闭合度高。夜间因摩擦风速小，湍流混合不充分导致能量闭合度偏低（Sánchez，et al，2010）；此外，夜间净辐射测量的不确定性增大也是造成能量闭合度低的原因之一（Majozi，et al，2017）；有进一步研究发现，通量观测系统分析能量闭合度时，陆面各能量平衡分量不在同一物理测量平面上，也是引起能量不闭合的客观原因（Yue，et al，2011）。

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表4 试验站地表能量平衡特征Table 4 Characteristics of energy balance in different regions

能量平衡分析中常用的普通最小二乘法是一种基于“无随机误差”假设的简化处理方式，其残差频率的分布趋势可以在一定程度上判断模型是否满足有关假设。图3 给出了研究站白天时段的残差频率分布，可以看出二者残差密度曲线都符合正态分布，说明使用普通最小二乘法得到的线性模型满足“无随机误差”这一假设。此外，对较长时间尺度的观测数据而言，能量平衡比能够调节误差对能量闭合度的影响，大量研究表明，使用该方法计算的能量闭合度普遍高于普通最小二乘法计算结果（Rahman，et al，2019）。从表4 可以看出，定西和庆阳站全天的能量闭合度介于白天和夜间之间，即地表能量白天闭合度大于全天、全天又大于夜间。与Li 等（2005）采用普通最小二乘法（0.49—0.81）和能量平衡比（0.58—1.00）评估的中国陆地生态系统通量观测的能量闭合度相比，文中选择的研究站点能量闭合度属于中等偏上水平，表明该观测数据准确度较高，能够满足开展农田生态系统水热交换研究需要。此外，能量闭合度还能间接反映湍流通量的分配是否合理（Da Rocha，et al，2004），实际观测的感热和潜热的分配及其变化会影响水热综合参数（鲍恩比）的可靠性（Wolf，et al，2008）。

3.3 能量通量的日循环及季节变化

陆地生态系统与大气通过湍流输送进行能量和物质的交换，其交换过程和强度依赖于净辐射的强迫和能量通量的分配过程。从能量通量年平均日变化来看（图4、表5），定西与庆阳净辐射日峰值非常接近，二者相差14.3 W/m2；感热通量日峰值相差无几，定西为120.3 W/m2，庆阳为122.3 W/m2。但两地的潜热通量相差悬殊，处于半湿润气候区的庆阳潜热通量日峰值几乎是半干旱气候区定西的2 倍；土壤热通量日峰值庆阳比定西小，约为定西的2/3。以定西和庆阳为代表，黄土高原干旱区的潜热通量（20.95 W/m2）小于感热通量（28.98 W/m2），半湿润区潜热通量大于感热通量，分别为41.41 和28.50 W/m2，说明黄土高原半干旱区感热通量在能量分配中占主导地位，半湿润区则潜热通量占优。

表5 能量分量年平均日变化峰值和日均值Table 5 Annual average daily variation peak and daily average value of energy components

图4 定西和庆阳能量通量年平均日变化（a.净辐射，b.潜热通量，c.感热通量，d.土壤热通量）Fig.4 Annual averages of diurnal variations of energy fluxes in Dingxi and Qingyang（a.Rn，b.LE，c.H，d.G）

图5 给出了季节尺度上能量通量的日分布特征。在黄土高原半干旱和半湿润区净辐射、感热通量和潜热通量日峰值存在明显的季节变化规律，相对而言，土壤热通量日峰值的季节变化没有其余3 项明显。但是，除土壤热通量外，其他陆面能量通量的季节平均日谷值全年相对稳定，一方面与土壤冻融过程导致的土壤热传输方向的变化有关（张海宏等，2017），另一方面与不同季节地气温差日变化引起的土壤向大气辐射能量强度不同有关。本文关于能量通量的日变化特征与张强等（2011）给出的黄土高原半干旱农田陆面能量分配特征相似。

图5 能量通量季节平均日变化曲线（a.净辐射，b.潜热通量，c.感热通量，d.土壤热通量；1—4 分别表示春季、夏季、秋季和冬季）Fig.5 Seasonal average diurnal variation curves of energy flux（a.Rn，b.LE，c.H，d.G；1—4 represents spring，summer，autumn and winter，respectively）

通常净辐射随太阳辐射的增强而增大，定西和庆阳为代表的黄土高原半干旱和半湿润气候区的净辐射均在夏季达到最大（表6），日平均辐射强度分别为109.9 W/m2和119.8 W/m2；冬季最小，分别为25.3 W/m2和26.2 W/m2。两地净辐射日峰值均出现在13 时（北京时，下同），定西和庆阳夏季分别为440.2 W/m2和460.2 W/m2，冬季则分别为226.5和240.9 W/m2。夏、秋季，处于半湿润区的庆阳潜热通量占净辐射的比例分别为61.8%和77.7%，感热通量占净辐射的比例为25.5%和33.8%。地处半干旱区的定西夏、秋季潜热通量占净辐射的比例分别为32.9%和41.3%，感热通量占比为37.8%和36.3%。总体上，因受东亚夏季风影响，黄土高原地区夏、秋两季降水相对充沛，与之相应的潜热通量在季风期间增大、感热通量减小，这种特征在半湿润地区更加明显。冬、春两季植被覆盖度低，地表干燥，此时净辐射主要以感热形式加热大气。春、夏季土壤为热汇和热源的转换时段。进入冬季，土壤热通量由土壤深层向浅层传递，作为热源加热大气，这与Yue 等（2015）给出的黄土高原半干旱草地研究结果一致。另外，从图5c 可以看到，除夏季外，庆阳感热通量日峰值高于定西。这一方面可能与两地种植的作物有关，另一方面可能与东亚夏季风的影响有关。冬、春季庆阳净辐射日峰值高于定西，使得庆阳感热通量大于定西。秋季，庆阳玉米收割早，地表呈裸土的时间比定西长，感热通量有所增加，土壤作为热源加热大气也使感热通量进一步增大（表6）。而定西此时受夏季风降水的影响，加之地表有植被覆盖，潜热通量增加，感热通量减小。另外，庆阳与定西感热通量的峰值差除夏季外均为正值（表6），四季之和也大于0，这说明就峰值而言，庆阳感热通量大于定西，这与图4c 得出的结果一致。

表6 能量通量季节平均日峰值和日均结果Table 6 Seasonal averages of peak and daily average values of energy fluxes

从定西和庆阳能量通量的季节变化特征（图6）可以发现，黄土高原半干旱区和半湿润区的净辐射均为单峰分布，其最大值分别出现在7 月（111.2 W/m2）和6 月（125.0 W/m2），最小值均出现在12 月（21.6 和19.5 W/m2）。虽然净辐射会受云、降水等因素的影响，但其总体分布特征主要由太阳辐射决定。感热通量和潜热通量不仅受净辐射的约束，同时也会受地表植被和土壤水分的影响，非生长季定西和庆阳均为裸地，且降水量不足年总量的20%，因此，无论是黄土高原半干旱区或是半湿润区，感热通量占净辐射的比例均较大。对于黄土高原半干旱地区而言，3—5 月随着净辐射的增大，在水分条件的约束下，净辐射主要转化为感热通量。然而随着夏季风向北推进，因该区域处于典型夏季风北边缘过渡带，受季风降水影响，6—9 月潜热通量总体上与感热通量相当，但受季风降水波动影响，经常出现感热通量和潜热通量在能量分配中呈现交替占优的现象。黄土高原半湿润区庆阳潜热通量的单峰分布比半干旱区的定西更加突出，其峰值出现在7 月，为77.9 W/m2。从试验结果来看，黄土高原半湿润区生长季潜热通量是感热通量的2.4 倍，潜热通量平均为69.4 W/m2、感热通量为29.1 W/m2。但同期半干旱区的定西潜热通量为33.1 W/m2、感热通量为39.4 W/m2，二者几乎相当。此外，从两地区生长季感热、潜热通量的累积分数曲线（图7a）可知，当累积分数大于0.6 时，处于半干旱区的定西感热、潜热通量基本一致，而半湿润区庆阳的感热通量几乎是潜热通量的1/2，这也与箱线图（图7b）中两地感热、潜热通量的波动程度一致。就平均水平而言，半干旱区潜热通量（31.2 W/m2）小于感热通量（34.1 W/m2），半湿润区则相反。张强等（2011）的研究也表明，中国西北半干旱区夏季潜热与感热通量相当，半湿润区夏季潜热通量约为感热通量的2 倍。

图6 定西（a）和庆阳（b）能量分量的季节变化Fig.6 Seasonal variations of energy components in Dingxi（a）and Qingyang（b）

图7 生长季定西和庆阳感热、潜热通量的累积分数曲线（a）及箱线图（b）Fig.7 Cumulative fraction curves（a）and box plots（b）of sensible and latent heat fluxes in Dingxi and Qingyang during the growing season

3.4 鲍恩比的季节变化

鲍恩比能够较好地反映生态系统的干湿状况，通常以鲍恩比等于1 作为判断生态系统干湿的临界值，大于1 表征生态系统偏旱，小于1 则偏湿（张强等，2011）。从图8a、b 可以看出，黄土高原地区的鲍恩比对气候波动极其敏感，尤其是以定西为代表的半干旱地区大多时候处于偏干状态，即便降水相对集中的夏季，鲍恩比仍然在1 附近波动，表明该区域陆面生态系统大多数情况在偏干与略偏湿边缘摆动，冬春季则主要呈现干旱状态。与半湿润区的庆阳相比，半干旱区的定西生长季鲍恩比波动更明显。这是由于该地区年总降水量少，加之夏季风期间降水变率较大，导致下垫面土壤水分时、空分布非均匀性特征突出，从而造成地表能量分配形式在短时间内发生转变，即潜热和感热通量在能量分配中的贡献度发生明显波动。黄土高原半湿润区生长季的鲍恩比均值为0.77，表明该时段生态系统总体处于偏湿状态。虽然生长季庆阳（446 mm）和定西（320 mm）降水量相比，前者是后者的1.4 倍，但半干旱区的鲍恩比却是半湿润区的2.7 倍。显然，从黄土高原半湿润区向半干旱区过渡的过程中，反映陆面水热综合作用的鲍恩比相对降水变化而言更加敏感。而与AmeriFlux 观测的农田生态系统鲍恩比（0.26—0.36）相比（Lu，et al，2012），黄土高原农田生态系统生长季鲍恩比几乎是北美相似气候区的2—3 倍，反映出黄土高原农田生态系统受水分胁迫的程度大于北美地区，这也意味着气候变化，尤其是干旱化对中国黄土高原地区生态系统影响大于北美。Gerken 等（2018）指出，北美半干旱区生长季鲍恩比均值以0.25/（10 a）的速率减小，而黄土高原生长季鲍恩比以0.20/（6 a）的速率增大（Yue，et al，2018），说明气候变化使东亚半干旱区干旱化加剧，使北美半干旱区呈现湿润化倾向（Huang，et al，2016）。此外，从鲍恩比的季节变化（图8c）来看，定西全年处于干旱状态，鲍恩比变化范围小（1.81—6.60）；庆阳站受夏季风影响，夏季土壤含水量大，导致鲍恩比的季节差异更加明显（0.64—6.27）。

图8 定西（a）和庆阳（b）鲍恩比季节变化及（c）多年季节平均Fig.8 Seasonal variation of Bowen ratio in Dingxi（a）and Qingyang（b）and multi-year seasonal average（c）

3.5 环境因子对鲍恩比的影响

为深入认识黄土高原不同干湿条件下环境影响因子对农田生态系统鲍恩比的影响，利用定西和庆阳气象站近30 年的降水资料，将生长期分为干、湿月，把月降水量大于多年同期平均的月份定义为湿润月，反之为干旱月。研究发现，鲍恩比主要受气温、饱和水汽压差、浅层土壤含水量和降水量的影响，图9 给出了月尺度上鲍恩比与环境影响因子的关系。理论上，鲍恩比与平均气温呈负相关关系（Cho，et al，2012），试验表明黄土高原地区二者关系满足理论结果，但其规律性在半湿润区（R2=0.72）比半干旱区（R2=0.35）更好，就同一气候区而言，干旱条件下鲍恩比随平均气温升高而减小的趋势比湿润条件下更加明显。干旱条件下，饱和水汽压差与半湿润区鲍恩比的相关更显著（R2=0.44），半干旱区R2仅为0.29；湿润条件下，则呈现相反的结果（图9b）。进一步分析发现，鲍恩比随土壤含水量的增大而减小，这种趋势在半干旱地区更加突出，因为半干旱地区陆面参数对土壤含水量的变化更敏感（Yang，et al，2019b）。事实上，降水量是影响能量分配的最主要因素之一，鲍恩比随降水量增大而显著减小（图9c）。对比黄土高原半干旱区和半湿润区鲍恩比与降水量的关系可知，半干旱区鲍恩比随降水量减小而增大的趋势比半湿润区更加突出，且干旱条件下鲍恩比对降水的响应比湿润条件更迅速。可见，黄土高原地区降水变化对陆面生态系统关键物理参数具有重要影响，这种影响必然会通过生态因子调控生态系统水热交换过程。

图9 不同水分条件下环境因子（a.气温，b.饱和水汽压差，c.累积降水量，d.土壤含水量，e.比湿差额）与鲍恩比的关系曲线（实心点代表湿润条件，空心点代表干旱条件；红色（蓝色）虚线、红色（蓝色）实线分别为干燥条件和湿润条件下定西站（庆阳站））Fig.9 The relationship curvesbetween environmental factors（a.temperature，b.VPD，c.rainfall，d.SWC，e.specific humidity）and Bowen ratio under different moisture conditions（soliddots represent wet conditions，and hollow dots represent dry conditions；the red（blue）d ashed line andthe red（blue）s olid line are the relationship curves of and Bowen ratio in Dingxi（Qingyang）under dry and humid conditions，respectively）

3.6 生态因子对鲍恩比的影响

生态因子主要通过冠层气孔导度调节蒸散并影响能量分配过程（Baldocchi，et al，1998），而蒸散量大小同时与植被的生长状况密切相关（Yang，et al，2019a）。图10 给出了NDVI–Gs、Gs–α和 α–β的关系。冠层气孔导度随归一化植被指数增大呈指数增加，归一化植被指数相同时，半干旱区冠层气孔导度比半湿润区小，并且归一化植被指数在半湿润区与冠层气孔导度的相关更显著（R2=0.57）。这可能与半湿润区植被的生长状态有关，半湿润区相对半干旱区生态系统受水分胁迫的程度小，植被生长状态相对较好，而植被蒸腾作用对气孔阻抗十分敏感，蒸腾作用强度随气孔导度的增大而增强。气孔导度对蒸腾作用的调控可以用Priestley-Taylor系数来反映。从图9b 可以看到，α随Gs呈对数规律增加。理论上，当气孔导度达到某个临界值时，α随Gs的增加逐渐趋于平衡，表明此时蒸散量的大小不受气孔导度的限制，植被蒸腾作用已达最大（Blanken，et al，1997）。McNaughton 等（1986）给出了生态系统气孔导度的理论临界值（12—16 mm/s），Yue 等（2018）发现黄土高原半干旱草地冠层气孔导度的临界值为8.2 mm/s。但是从本研究的结果来看，黄土高原农田生态系统并没有明显的阈值，这表明该区域农田生态系统总体处于水分胁迫状态。相对而言，半干旱区 α随Gs增大而增加的幅度更小，表明半干旱区生态因子对蒸散的抑制作用更加突出。另外，从图9c 来看，鲍恩比随 α的增大呈指数减小趋势，并且这种趋势在半干旱地区更加显著。Yue 等（2018）研究黄土高原半干旱草地生态系统生理生态因子对鲍恩比的影响时指出，归一化植被指数通过影响冠层气孔导度来调节生态系统的蒸腾过程，进而对鲍恩比产生重要的调节作用，但与黄土高原半干旱草地相比，生态因子对农田生态系统鲍恩比的影响更严重。

图10 月尺度上（a）归一化植被指数与冠层气孔导度、（b）冠层气孔导度与Priestley-Taylor系数、（c）Priestley-Taylor系数与鲍恩比的关系（灰色点线代表为两站的总体拟合关系）Fig.10 The relationships of（a）NDVI and Gs，（b）Gs and α，（c）α with Bowen ratio on monthly time scale（gray dotted line represents the overall trend of the above relationships）

为进一步分析各影响因子对鲍恩比的直接和间接作用，图11 给出了定西和庆阳站的通径图。日尺度上，定西和庆阳生态环境因子分别可以解释鲍恩比变化的60%和58%。从各因子对鲍恩比的影响来看，半干旱区鲍恩比主要受归一化植被指数的直接作用和土壤含水量的间接作用，二者的通径系数分别为−0.68、−0.41。与半干旱区不同，半湿润区气温、归一化植被指数是最主要的直接和间接影响因子，二者的贡献分别为48%、17%。此外，土壤含水量对半干旱区鲍恩比的总调控作用更明显，总通径系数达−0.63；半湿润区鲍恩比主要受气温的影响，总通径系数达−0.53。这表明半干旱区农田生态系统水热分配受水文条件的制约，而半湿润区生长季表现为能量约束特征。因为半湿润区地表相对湿润，植被长势好，气温上升能够促进地表蒸发和植被蒸腾，使潜热通量成为能量分配中的主导项。而半干旱区地表干燥，较低的土壤含水量抑制了土壤蒸发和植被蒸腾，能量对比中感热通量对鲍恩比增加起主导作用。值得注意的是，气温在半干旱区和半湿润区对鲍恩比的影响作用完全相反，这一现象可通过Zhang 等（2019）发现的夏季风影响过渡区气温对陆面蒸散的影响机制来解释：湿润条件下温度升高使蒸散显著增加，干旱条件下温度升高使陆面土壤含水量降低，从而抑制地表蒸散。Yue 等（2020）通过研究黄土高原半干旱草地生态系统长序列观测资料发现干、湿年平均气温对蒸散的影响也存在相似的作用。

图11 定西（a）和庆阳（b）各影响因子的通径图（实线箭头和虚线箭头分别代表正、负相关）Fig.11 Path diagram of the impact factors in Dingxi（a）and Qingyang（b）（solid arrows and dotted arrows indicate positive and negative correlations，respectively）

为了综合反映农田生态系统冠层气孔导度、近地层空气动力学特性和局地气候背景对鲍恩比的影响，Cho 等（2012）定义了归一化表面阻抗（）。图12a 给出了鲍恩比与月均值的关系。总体而言，黄土高原农田生态系统鲍恩比与呈显著线性关系。Fraedrich 等（1999）指出，地表干燥、植被生理活动较弱时较大，与之相应鲍恩比通常也较大。Cho等（2012）利用AmeriFlux 观测资料确定了鲍恩比和的正相关关系，发现鲍恩比对植被的生理过程十分敏感，鲍恩比与回归方程的线性趋势系数为0.21（R2=0.65）。Yue 等（2018）发现黄土高原半干旱区草地鲍恩比与R∗s的线性趋势系数为0.34（R2=0.95），本研究确定的黄土高原农田生态系统鲍恩比与的回归方程线性趋势系数为0.49（R2=0.91），表明黄土高原农田生态系统环境因子的综合影响导致鲍恩比在该区域比草地生态系统大，即该区域农田生态系统的水分胁迫作用比草地生态系统严重。进一步分析还发现，黄土高原半干旱区农田生态系统 α与呈显著负相关关系（图12b）。在 α相同的情况下，半干旱区的大于半湿润区，表明随区域气候干旱程度的增加而增大。

图12 月尺度上归一化表面阻抗与鲍恩比（a）和Priestley-Taylor 系数（b）的关系（灰色点线代表为两站的总体拟合关系）Fig.12 Relationships between normalized surface impedance（ ）and（a）Bowen ratio，（b）α on monthly time scale（gray dotted line represents the overall trend of the above relationships）

4 总结与讨论

使用长时间序列的生态系统通量观测资料，在深入认识黄土高原农田生态系统能量分配特征的基础上，对比分析了半干旱区和半湿润区环境、生态因子对鲍恩比的影响，得到的主要结论如下：

（1）生长季庆阳降水量是定西的1.4 倍，但定西的鲍恩比却是庆阳的2.7 倍，表明黄土高原陆面水热交换综合过程比降水变化更敏感。此外，黄土高原农田生态系统受水分胁迫的程度大于北美地区，并且干旱化对中国黄土高原地区生态系统的影响大于北美。

（2）从试验观测来看，黄土高原地区鲍恩比对气候波动极其敏感，且黄土高原半干旱地区大多数时候处于偏干状态。即使夏季风期间，区域陆面生态系统也大多受到水分胁迫。相对黄土高原半湿润区而言，半干旱区年总降水量少且夏季风期间降水变率较大，导致潜热通量和感热通量在能量占比中交替占优。

（3）影响黄土高原不同干湿条件下农田生态系统鲍恩比的主要环境因子是气温、饱和水汽压差、浅层土壤含水量和降水量。黄土高原地区鲍恩比与平均气温呈负相关，这一规律在黄土高原半湿润区比半干旱区表现更好，并且干旱条件下饱和水汽压差与半湿润区鲍恩比的相关更显著。该区域农田生态系统鲍恩比随土壤含水量的上升而减小，半干旱区陆面水热交换过程对土壤含水量的变化更敏感。

（4）生态因子主要通过冠层气孔导度调节蒸散进而影响鲍恩比。其中归一化植被指数通过影响冠层气孔导度来调节生态系统的蒸腾过程，进而对生态系统鲍恩比产生重要的调节作用。根据观测和与过往研究的对比，黄土高原农田生态系统冠层气孔导度没有明显的阈值，并且该生态系统总体处于水分胁迫状态。

（5）通径分析表明，半干旱区归一化植被指数、土壤含水量对鲍恩比的直接、间接作用明显，半湿润区鲍恩比主要受平均气温、归一化植被指数的直接和间接影响。气温在半湿润区和半干旱区对鲍恩比的影响呈现出相反的作用，半湿润区温度升高使蒸散显著增大，而半干旱区温度升高使陆面土壤含水量降低进而抑制地表蒸散。

中国黄土高原地区属于半干旱半湿润气候区，也是东亚夏季风影响过渡带的典型区域，降水的季节变化尤其明显，受季风强度和季风影响区北边缘推进范围的影响，生态系统陆面过程年际和季节变化较大，尤其是表征陆面水热综合交换强度的鲍恩比对生态环境因子非常敏感。但受制于生态观测资料的长度和完整性，缺少对多生态系统不同干湿条件下水热特征的对比分析，加之黄土高原地区生态环境因子对水热交换的影响十分复杂，还需要使用数值模式及生态模型对鲍恩比与上述因子的响应规律和机理开展进一步的研究。