祁連山高寒草甸蒸發(fā)蒸騰量估算及其影響因素分析

郭 燕，劉春偉，雒福佐，祁英華，郭小偉，王讓會

（1.南京信息工程大學應(yīng)用氣象學院，江蘇省農(nóng)業(yè)氣象重點實驗室，南京 210044；2.青海省氣象信息中心，西寧 810001；3.中國科學院西北高原生物研究所，西寧 810001）

0 引 言

祁連山地區(qū)降水稀少，模擬高寒草甸的蒸發(fā)蒸騰量（ET）可以確定高寒草甸的生態(tài)需水量，并有助于明確氣候變化條件下祁連山地區(qū)生態(tài)系統(tǒng)水循環(huán)的變化規(guī)律，為生態(tài)系統(tǒng)應(yīng)對氣候變化提供科學依據(jù)。氣候變化條件下生態(tài)用水量變化對生態(tài)系統(tǒng)的影響評估可以明確氣候變化對生態(tài)系統(tǒng)功能如固碳、生物量等的影響程度，因此為了保證最基本的生態(tài)用水，準確計算作物的需水量至關(guān)重要[1]。高寒草甸是青藏高原典型的地帶性植被之一，約占青藏高原草地的46.7%[2]，在中國草地生態(tài)系統(tǒng)水循環(huán)中占有重要地位。近年來，由于人類活動的影響和生態(tài)氣候的變化，高寒草甸出現(xiàn)了大面積的退化現(xiàn)象，造成了嚴重的生態(tài)環(huán)境問題[3]，而ET的量化在影響高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)水分能量平衡方面起著重要的作用[4]。ET是實際用于作物代謝活動的水分，是土壤-植物-大氣（SPAC）系統(tǒng)中一個關(guān)鍵的過程，準確測量或估算高寒草甸的ET對于高寒草甸的可持續(xù)利用具有重要意義[5]。

ET的確定包括ET的實際測定和模型模擬兩種途徑，其中ET的測定方法包括：①水文學方法，包括水量平衡法和稱重式蒸滲儀法；②生理學方法，包括熱脈沖法、熱擴散法、熱平衡法、氣孔計法和空調(diào)室法；③微氣象學方法，包括波文比能量平衡法和渦度相關(guān)法；④遙感法。ET的估算方法分為三大類：①間接法，包括單作物系數(shù)法和雙作物系數(shù)法；②直接法，包括Penman-Monteith （PM） 模型、Shuttleworth-Wallace（SW）雙源模型、Clumping 模型、Season clumping 模型；③經(jīng)驗法，包括Priestley-Taylor（PT）模型和多元回歸模型[6]。1948年P(guān)enman 將地表能量平衡和質(zhì)量傳遞結(jié)合起來，建立了一個通過標準氣象數(shù)據(jù)來計算自由水面蒸發(fā)蒸騰量的方程，為了表征不同物種和環(huán)境條件下植物的蒸發(fā)蒸騰作用，1965年Monteith 在Penman 方程中增加了體積表面阻力項，得到PM 方程[7]。PM 模型是一個物理蒸散模型，它具有堅實的物理基礎(chǔ)，穩(wěn)定性好、精度高，在估算草地蒸散量方面運用較為廣泛[8]。1972年P(guān)riestley 和Taylor 在Slatyer 和Mcilroy 的平衡蒸散發(fā)的基礎(chǔ)上引進了常數(shù)α，導(dǎo)出了PT（無平流條件）計算公式，并分析了大量的海洋與濕潤陸面數(shù)據(jù)資料，最終得到α的最佳取值為1.26[9]。PT 模型是對PM 公式的修正式，其結(jié)構(gòu)簡單，需要的參數(shù)較少，不需要考慮空氣動力項的影響而廣泛應(yīng)用[10]。1985年Shuttleworth 和Wallace 在PM 模型的基礎(chǔ)上建立了SW 雙源模型，該模型綜合考慮了冠層與土壤間的能量交換，適用于估算隨季節(jié)變化的稀疏植被類型的蒸發(fā)蒸騰量，其將作物冠層假設(shè)為均勻覆蓋，引進了冠層阻力與土壤阻力參數(shù)，近些年得到了廣泛的應(yīng)用[11]。宋克超等[12]利用PM、ASCE-PM 和PT 模型模擬黑河流域山區(qū)植被帶草地蒸散發(fā)，表明利用PM 模型計算蒸發(fā)蒸騰量比ASCE-PM 與PT 模型精度高。王書功等[13]選用PM和PT模型估算黑河山區(qū)草地蒸散發(fā)，得出改進的PT 方法和PM 方法是估算黑河山區(qū)草地蒸散發(fā)的首選方法。周秉榮等[14]采用FAO56-PM、PT、Hargreaves和Makkink等方法估算了青藏高原高寒沼澤草甸的日蒸發(fā)蒸騰量，發(fā)現(xiàn)FAO56-PM、PT 和Makkink 模型的模擬精度高于Hargreaves 模型。賈紅等[15]采用PM 和SW 模型模擬了黃淮海平原夏玉米的蒸散量，認為SW 模型估算的蒸散值比PM 模型的精度更高。朱仲原等[16]用SW 模型估算渾善達克沙地楊樹的蒸散量，認為SW 模型在天氣狀況不好的情況下模擬精度有限。綜上所述，PM、PT 和SW 模型在模擬高寒草甸ET中適用性有待進一步研究，通過與實際ET的比較，可以提高高寒草甸ET的估算精度。

本文基于2003-2010年祁連山高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)國家野外觀測研究站（通量站）的實際氣象、土壤和ET觀測資料，分析了祁連山典型的地帶性植被高寒金露梅灌叢草甸的ET變化規(guī)律，采用PM、PT、SW 模型公式估算了日均ET，并與實際ET進行比較。在模型比較基礎(chǔ)上計算了海北牧試站2003-2014年草甸的ET。最終確定了祁連山地區(qū)草甸的生態(tài)耗水量的年際變化特征。主要研究內(nèi)容包括：①分析通量站高寒草甸蒸發(fā)蒸騰量的季節(jié)、年際變化過程及特征，及其對氣象環(huán)境因素的響應(yīng)；②采用PM、PT、SW 模型公式估算了通量站ET，并與實際蒸散進行比較，得到適用于祁連山高寒草甸的最優(yōu)估算模型；③采用模型模擬牧試站長時間序列的ET的變化規(guī)律，分析牧試站長時間ET的年際變化特征，為氣候變化下高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)的水分收支平衡以及水資源合理管理提供有效的科學依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)域概況

青海海北高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)國家野外觀測研究站（通量站）-海北站高寒金露梅灌叢草甸輔助觀測場（HBGFZ01，37.66°N，101.33°E，海拔：3 293 m），該站位于青海省海北藏族自治州門源縣種馬場干柴灘地區(qū)，地形地貌為祁連山山前洪積扇中部，下墊面為草甸，屬于典型的高原大陸性氣候，土壤類型為寒凍氈土類，年平均降雨量約為582.1 mm，年平均溫度為-1.7 ℃。

青海省海北牧業(yè)氣象實驗站（牧試站，37°N，100.9°E，海拔：3 140 m），該站位于青海省海北藏族自治州海晏縣西海鎮(zhèn)七分廠（315 國道旁），下墊面為草甸，土壤類型為弱堿性砂壤土，地形為灘地，地勢平坦。與通量站的直線距離為82.7 km。

1.2 數(shù)據(jù)來源

本文所用通量站氣象數(shù)據(jù)（2003-2010年）源于國家生態(tài)科學數(shù)據(jù)中心(http://www.nesdc.org.cn)[17]，數(shù)據(jù)包括溫度、濕度、風速、氣壓、太陽輻射、實際蒸散等；土壤水分數(shù)據(jù)源于國家青藏高原科學數(shù)據(jù)中心(http://data.tpdc.ac.cn)[18]。牧試站氣象數(shù)據(jù)（2003-2014年）源于青海省氣象信息中心，數(shù)據(jù)包括溫度、濕度、風速；光合有效輻射數(shù)據(jù)源于國家生態(tài)科學數(shù)據(jù)中心(http://www.nesdc.org.cn)[19]。草甸生長階段為4-10月。

1.3 蒸發(fā)蒸騰量模型

1.3.1 Penman-Monteith（PM）模型

PM 模型被廣泛應(yīng)用于計算草地植被的蒸發(fā)蒸騰量，它將下墊面看成了一個整體，沒有具體區(qū)分植被和土壤蒸發(fā)蒸騰的不同過程。模型表達式為[20]：

式中：ET為蒸發(fā)蒸騰量，mm/d；Δ為飽和水汽壓-溫度曲線的斜率，kPa/℃；G為土壤熱通量，MJ/（m2·d）；ρ為常壓下平均空氣密度，kg/m3；Cp為空氣定壓比熱，MJ/（kg·℃），取1.013×10-3MJ/（kg·℃）；es、ea分別表示飽和水汽壓和實際水汽壓，kPa；es-ea為飽和水汽壓差，kPa；λ為汽化潛熱，MJ/kg，取2.45 MJ/kg；γ為空氣濕度常數(shù)，kPa/℃；Ta為溫度，℃；P為大氣壓強，kPa；Rn為凈輻射，MJ/（m2·d）；Rns為凈太陽或短波輻射，MJ/（m2·d）；Rnl為凈輸出長波輻射，MJ/（m2·d）；Ra為以日為時段的天頂輻射，MJ/（m2·d）；Gsc為太陽常數(shù)，取0.082 MJ/（m2·min）；dr為日地間相對距離的倒數(shù)；ωs為太陽時角，rad；φ為地理緯度，rad；δ為太陽偏磁角，rad。

式中：Rs為太陽短波輻射或射入進來的太陽輻射，MJ/（m2·d）；n為實際日照持續(xù)時間，h；N為最大可能的日照持續(xù)時間或日照時數(shù)，h；在沒有實測的太陽輻射數(shù)據(jù)時，建議取as為0.25，bs為0.5；α為反射率或冠層反射系數(shù)，取0.23（無量綱）。

式中：σ為Stefan-Boltzmann 常數(shù)，取4.903×10-9MJ/（K4·m2·d）；Tmax,k為24 h內(nèi)最高絕對溫度值；Tmin,k為24 h內(nèi)最低絕對溫度值（K=℃±273.6）；Rso為晴空太陽輻射，MJ/（m2·d）；Z為海拔高度，m；rs為冠層表面阻力，s/m。

當植被完全覆蓋地表時：

當植被沒有完全覆蓋地表時[21]：

式中：r1為最小有效氣孔阻力，s/m，取70s/m；LAIe為有效葉面積指數(shù)；LAI為葉面積指數(shù)；c1取0.85，c2取1.83；ρa為大氣密度，kg/m3；ra為空氣動力阻力，s/m；k為卡曼常數(shù)（Von Karmaen），取0.41；u2為參考高度2 m 高度處風速，m/s；z為參考高度（2 m）；d為零平面位移；z0為地面粗糙度，m；z0′為地面有效粗糙長度，假定為0.01 m；X=cd LAI，cd為拖曳系數(shù)，取0.07；hc為草甸高度，m。

1.3.2 Priestley-Taylor（PT）模型

1972年P(guān)riestley-Taylor提出了PT模型，模型表達式為[22]：

式中：α為PT模型系數(shù)，取1.26，其余參數(shù)意義同上。

1.3.3 Shuttleworth-Wallace（SW）雙源模型

基于PM 方程，SW 模型中的地表總蒸散量包括下墊面的蒸發(fā)和植被的蒸騰。模型表達式為[23,24]：

式中：Cc與Cs分別為冠層蒸騰與土壤蒸發(fā)對總蒸發(fā)蒸騰量的貢獻比例；PMc與PMs分別為冠層閉合條件下的蒸發(fā)蒸騰量和裸地條件下土壤蒸發(fā)量，mm/d；A與As分別為到達冠層表面和地表的可利用能量，MJ/（m2·d）；Rns為土壤表面凈輻射量，MJ/（m2·d），Rns=Rnexp( -CLAI)，C為消光系數(shù)，取0.5。raa為平均冠層表面與參考高度之間的空氣動力阻力，s/m，ras為土壤表面與冠層平均表面之間的空氣動力阻力，s/m。

由下式計算[6]：

式中：n為湍流擴散衰減系數(shù)，取2.5；kh為冠層頂處的湍流擴散系數(shù)，m2/s；rac為平均葉面與平均冠層面之間的空氣動力阻力，s/m；rb為植被單位面積的平均邊界層阻力，s/m；ω為平均葉片寬度，m，假定為0.01 m；uh為冠層頂部的風速，s/m；rsc為冠層氣孔阻力，s/m；rmax為理論最大氣孔導(dǎo)度，s/m，取8.12 s/m；PAR為光合有效輻射，MJ/（m2·d）；a為0.51，b為26.97；rss為土壤阻力，s/m；θs為土壤含水量，cm3/cm3；θf為田間持水量，cm3/cm3，取0.2。

1.4 水量平衡法計算實際蒸發(fā)蒸騰量

地表水分平衡公式[26,27]：

式中：P為一時段降水量，mm；f為地表徑流量，mm，因為研究區(qū)域地形平坦，地表徑流比較弱，所以可將f忽略不計；ΔW為一時段內(nèi)土壤貯水量的變化量，mm；R為灌溉量，mm，研究區(qū)域無灌溉，故灌溉量為0；ΔQ為某一土壤深層水分滲漏或地下水補充量，mm，由于0～20 cm 的淺層土壤是高寒草甸植物的主要根系分布土壤，很少有根系分布在40 cm 以下，而且草氈的表層有很強的滯水性，降水下滲不容易超過根層，土壤60 cm 以下是礫石層，地下水位為3 m 左右，地下水對土壤水的補給效果不明顯，所以ΔQ為0；H為土層深度，mm，取100 mm；WL1為計算時段末土壤貯水量，mm；WL2為計算時段開始時土壤貯水量，mm。

1.5 模型評價指標

為了衡量模擬值與實測的蒸發(fā)蒸騰量值之間的關(guān)系，采用平均絕對誤差（MAE）、絕對值修正后的一致性指數(shù)（d）、決定系數(shù)（R2）進行檢驗，由下式計算[21]：

式中：Pi為模擬值，mm/d；Qi為實測值，mm/d；N為樣本數(shù)；為模擬平均值，mm/d；為實測平均值，mm/d。

平均絕對誤差是指模擬值與實測值之間絕對誤差的平均值，可更好的反映模型模擬值誤差的實際情況，若平均絕對誤差越低說明模型模擬效果越好；絕對值修正后的一致性指數(shù)決定模擬值和實測值之間的離散程度，若絕對值修正后的一致性指數(shù)越接近于1，則模擬值與實測值間的離散程度越小，說明模型模擬的效果越好；決定系數(shù)決定了模擬值與實測值間相關(guān)的密切程度，決定系數(shù)越接近于1，說明模擬值與實測值間的相關(guān)程度越高，模型模擬效果越好。

2 結(jié)果與分析

2.1 通量站降水量、土壤含水量、溫濕度和風速等氣象要素的變化

圖1為2003-2010年通量站降水量、土壤含水量、溫濕度和風速等氣象要素的季節(jié)變化。由統(tǒng)計可得，2003-2010年8年的年總降水量分別為546.1、493.5、541.5、509.9、457.2、340.6、422.9 和447.4 mm，其中2003年總降水最多，2008年總降水最少。從圖1（a）可知，2003-2010年每月降水分布不均勻，主要集中在4-10月，在草甸的生長階段內(nèi)，可保證草甸的生長發(fā)育。多年月總降水呈一個先升后降的趨勢，并在8月出現(xiàn)最大值811.4 mm，12月出現(xiàn)最小值6.5 mm。土壤含水量的變化趨勢與降水的變化趨勢一致。從圖1（b）可知，歷年5-9月的月平均溫度均為正值，可為草甸的生長提供有利條件，其余月均為負值，并在7月出現(xiàn)最大值9.7 ℃，1月出現(xiàn)最小值-13.2 ℃；降雨天氣條件下，相對濕度較大，月平均相對濕度在9月出現(xiàn)最大值80.3%，1月出現(xiàn)最小值51.3%。從圖1（c）可知，月平均太陽凈輻射總體隨季節(jié)的變化呈先上升后下降的趨勢，并在6月出現(xiàn)最大值13.3 MJ/（m2·d），12月出現(xiàn)最小值0.8 MJ/（m2·d）；從風速條件來看，在草甸的整個生長階段內(nèi)變化波動不大，在4月出現(xiàn)最大值2.1 m/s，8月出現(xiàn)最小值1.5 m/s。

圖1 2003-2010年通量站草甸的氣象要素季節(jié)變化Fig.1 The seasonal variation of meteorological elements in the meadow of the flux station from 2003 to 2010

2.2 通量站渦度相關(guān)法實測蒸發(fā)蒸騰量的變化過程及特征

圖2為2003-2010年通量站草甸實際月總ET與降水量關(guān)系的變化圖。由統(tǒng)計可得，8年的年總ET分別為513.7、529.1、515.7、648.8、732.5、639.1、537.2 和494.2 mm，其中2007年蒸發(fā)蒸騰量最多，2010年蒸發(fā)蒸騰量最少。從圖2可看出，多年實測月總蒸發(fā)蒸騰量的變化趨勢與降水的變化較為一致，主要集中在草甸的生長階段，隨著草甸的生長發(fā)育逐步增大，在7月出現(xiàn)最大值830.9 mm，12月出現(xiàn)最小值60.5 mm。

圖2 2003-2010年通量站草甸實際月總ET與降水量的關(guān)系Fig.2 Relationship between actual monthly Total ET and precipitation in Meadow of Flux Station from 2003 to 2010

氣象因子是影響草甸蒸發(fā)蒸騰量的重要因素。圖3是通量站實測ET對溫度、太陽凈輻射、相對濕度和風速的響應(yīng)。從圖3可以看出，實測ET與溫度和太陽凈輻射的決定系數(shù)R2分別為0.60 和0.65，與相對濕度和風速的決定系數(shù)R2僅為0.05和0.01。青藏高原東部地區(qū)草甸生長季風速均低于7.0 m/s，草甸的蒸發(fā)蒸騰量主要由溫度和太陽凈輻射決定，所有氣象因素決定系數(shù)R2的排序為太陽凈輻射＞溫度＞相對濕度＞風速，這與劉春偉等[28]的研究結(jié)果一致。

圖3 2003-2010年通量站實測ET與氣象因素的關(guān)系Fig.3 The relationship between actual ET and meteorological factors measured at flux stations from 2003 to 2010

2.3 PM、PT和SW模型計算的日均ET與渦度相關(guān)法測定ET間的比較

圖4為PM、PT、SW模型模擬與實測ET的月變化。從圖4可以看出，實測值與3個模型的模擬值在變化趨勢上一致，都是在草甸的生長階段呈先上升后下降的趨勢。從數(shù)值上看，1月：SW＞實測＞PT＞PM；3-6月、9-10月：PT＞SW＞實測＞PM；7-8月：PT＞實測＞SW＞PM；2、11月：SW＞PT＞實測＞PM；12月：SW＞實測＞PM＞PT。圖5為PM、PT、SW 模型模擬與實測ET的年際變化。PM、PT、SW 模型模擬ET和實測ET分別在446.0～508.2、770.7～820.1、624.7～675.1 和494.2～732.5 mm 的變化范圍內(nèi)。從數(shù)值上看，2003-2005年、2008-2010年：PT＞SW＞實測＞PM；2006-2007年：PT＞實測SW＞PM。

圖4 2003-2010年P(guān)M、PT、SW模型模擬與實測月均ET的變化Fig.4 Variation of monthly mean ET between the simulated value of the PM,PT,SW model and the actual measured value from 2003 to 2010

圖5 2003-2010年P(guān)M、PT、SW模型模擬與實測年總ET的變化Fig.5 Variation of annual total ET between the simulated value of the PM,PT,SW model and the actual measured value from 2003 to 2010

PM、PT、SW 模型模擬值與實測ET比較結(jié)果表明（圖6）：PM、PT 和SW3 個模型的模擬結(jié)果與實測ET結(jié)果吻合度都比較好。從圖6可以看出，PM 和SW 模型的擬合線低于1∶1線，R2分別為0.79和0.84；PT模型的擬合線高于1∶1線，R2為0.83。相對而言，SW 模型的模擬效果較PM 和PT 模型模擬效果好。PM、PT、SW 模型模擬ET的模型驗證結(jié)果表明（表1）：實測ET與PM、PT、SW 模型模擬的多年平均ET分別為1.58、1.30、2.16、1.76 mm/d。PM、PT 和SW 的平均絕對誤差分別為0.46、0.72 和0.43 mm/d，絕對值修正后的一致性指數(shù)分別為0.89、0.85 和0.90。綜上所述，SW 模型的模擬效果最好，其次是PM和PT。

圖6 2003-2010年P(guān)M、PT、SW模型的模擬值與實測值ET比較(虛線為1∶1線）Fig.6 Comparison between the simulated value of the PM,PT,SW model and the actual measured value ET from 2003 to 2010(the dotted line is 1∶1)

2.4 最優(yōu)模型模擬牧試站蒸發(fā)蒸騰量

圖7為最優(yōu)模型（SW）模擬牧試站2003-2014年草甸ET與水量平衡法計算實際ET的變化。由統(tǒng)計可得，牧試站多年的年總ET分別為491.9、491.3、486.6、497.9、491.2、497.0、532.7、490.6、473.1、482.3、504.4 和492.7 mm，其中2009年蒸發(fā)蒸騰量最多，2011年蒸發(fā)蒸騰量最少，歷年草甸的ET與降水均主要集中在4-10月。從圖7可以看出，SW 模擬ET與實際ET間擬合度較高，R2為0.87，表明SW模型對高寒草甸蒸發(fā)蒸騰量的模擬效果好。

圖7 2003-2014年牧試站最優(yōu)模型（SW）模擬ET與水量平衡法計算實際ET的關(guān)系(虛線為1∶1線）Fig.7 Relationship between the simulated value ET of the optimal model(SW)and the actual ET calculated by the water balance method of the pastoral test station from 2003 to 2014(the dotted line is 1∶1)

3 討 論

表1 PM、PT和SW模型模擬的高寒草甸ET精度驗證Tab.1 ET accuracy validation of alpine meadows simulated by the PM,PT,and SW models

本研究采用Penman-Monteith （PM） 模型、Priestley-Taylor（PT）模型以及Shuttleworth-Wallace（SW）雙源模型估算了高寒草甸的ET，并與渦度相關(guān)儀測定的實際ET值進行比較，結(jié)果表明采用PT 模型和SW 模型估算的ET較貼近實測的蒸發(fā)蒸騰量，因考慮到PT 模型的結(jié)構(gòu)簡單，未對其系數(shù)進行修正，結(jié)果誤差較大，因此SW 模型的估算結(jié)果更接近實際值。王丹[29]運用內(nèi)蒙古科爾沁通量站2015-2016年的氣象、通量數(shù)據(jù)模擬了科爾沁沙地梯級生態(tài)系統(tǒng)（流動沙丘-玉米地-草甸地-固定沙丘-半固定沙丘）的蒸發(fā)蒸騰量，結(jié)果表明SW模型在草甸地有更高的適用性，對草甸生態(tài)系統(tǒng)影響最大的氣象參數(shù)是太陽凈輻射，這與本文中草甸蒸發(fā)蒸騰量的主要決定因素為太陽凈輻射結(jié)果一致。童雅琴等[30]在阿柔觀測站2014 和2015年的氣象、水文觀測數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上，結(jié)合雙源模型對高寒草甸的蒸發(fā)蒸騰量進行拆分，結(jié)果表明模型估算值與實測蒸發(fā)蒸騰量一致性較高，相關(guān)系數(shù)達到了0.9，且0～40 cm 土壤水分變化劇烈，降水較多的年份（2014年）會產(chǎn)生地表徑流（42 mm）。本文中部分模型模擬的ET隨著實際ET的增長無顯著變化，其對應(yīng)的降水量較多（均超過了110 mm），說明有地表徑流產(chǎn)生，兩者結(jié)果一致。由于本文研究區(qū)域地形較平坦，不考慮地表徑流，因此將降水量較大的值進行剔除。

4 結(jié) 論

本研究以祁連山海北高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)國家野外觀測研究站（通量站）的高寒金露梅灌叢草甸的實際蒸發(fā)蒸騰量為參照，選用了Penman-Monteith（PM）、Priestley-Taylor（PT）和Shuttleworth-Wallace（SW）雙源模型分別模擬了通量站草甸的蒸發(fā)蒸騰量。結(jié)果顯示：

（1）SW 模型比PM 和PT 模型估算通量站的蒸發(fā)蒸騰量精度更高，平均絕對誤差降低0.04～0.29 mm/d。

（2）選取最優(yōu)模型（SW 模型）模擬牧試站2003-2014年的蒸發(fā)蒸騰量，蒸發(fā)蒸騰量夏季多，冬季少，與水量平衡法計算實際ET的決定系數(shù)（R2）為0.87。

（3）溫度和太陽凈輻射對草甸蒸發(fā)蒸騰量的影響比較明顯，R2分別為0.73和0.80，其次是相對濕度和風速，R2分別為0.07 和0.03，影響順序為太陽凈輻射＞溫度＞相對濕度＞風速。通過對高寒草甸蒸發(fā)蒸騰量的模型模擬并分析影響其變化的氣象因素，可以為高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)的水分收支平衡以及水資源合理管理提供有效的科學依據(jù)。