1 引言
内蒙古鄂尔多斯高原是中国西北干旱区向东部湿润区过渡的关键区， 发育着独特的库布齐沙漠、 毛乌素沙地和砒砂岩三型地貌景观。20世纪中期沙漠化与水土流失面积扩展到86%以上， 是中国荒漠化较为严重的区域之一（Ma et al， 2019）。近20年来， 该区生态正在以沙漠和沙地区域为核心， 借助人工绿化、 禁牧休牧和封禁保护途径促使鄂尔多斯地区的荒漠化向绿洲化快速逆转。植被明显好转的区域占全区的45%， 特别是北部和东部地区； 森林覆盖面积已由20世纪50年代初期的4.65%快速增加到目前的26.9%（Ma et al， 2019）。在沙化地区， 以植被建设为主体的生物固沙措施是防沙治沙的主要手段， 有关部门出台了一系列的生态保护措施。例如： “三北”防护林工程、 天然保护林工程、 退耕还林工程等， 这有效改善了区域的生态环境。伴随林草化过程的快速扩展， 鄂尔多斯的生态问题也日益凸显。一是人工植被面积过大、 密度过高导致水资源过度消耗， 植被生态用水增加， 土壤干化， 许多沙地重点人工林出现成片衰退、 甚至死亡的现象； 二是沙漠和沙地进一步发展林草业难度加大， 目前鄂尔多斯沙地人工林地主要分布在自然条件相对较好、 交通便利区域， 对于那些远沙、 大沙、 深沟等自然条件相对差的沙地来说， 人工造林难度较大， 区域荒漠化防治面临的形势依然严峻。
水是维持鄂尔多斯沙地人工林稳定、 可持续发展的关键控制因子。感热通量和潜热通量是表征近地表与大气之间的水热交换关键内容， 在一定程度上影响着地表水热的传输以及植被的生长状况 （张强和王胜， 2005； 郭林茂等， 2020）， 而蒸散又是能量平衡和水循环各要素的一个重要组成部分。目前研究能量平衡与蒸散的观测方法主要有： 涡动相关法 （陆宣承等， 2020）、 波文比法 （Pan et al， 2017）、 蒸渗仪法 （杨光超等， 2015）、 大孔径闪烁仪法（Gabriela et al， 2018）、 Surface Renewal（SR）技术 （Gabriela et al， 2018）。其中， 波文比能量平衡法是20世纪20年代Bowen根据能量平衡方程提出的。此方法简单易用， 成本相对低， 但对仪器精度要求较高。它只需要观测不同梯度的温湿度， 地表净辐射， 地表土壤热通量， 最后根据能量平衡原理计算感热通量和潜热通量， 再求得蒸散量。国内外学者已经将波文比法与其他观测蒸散的方法进行对比： Pan et al（2017）将涡动相关法与波文比法应用在不同的土地类型中， 结果表明波文比法可以应用在干旱多风的西北干旱区。Gabriela et al （2018）人用大孔径闪烁仪、 波文比法、 SR技术、 涡动相关法在捷克的莫拉维安地区估计的蒸散分别为2.6 mm·d-1， 2.3 mm·d-1， 2.9 mm·d-1， 1.6 mm·d-1， 结果表明波文比法和SR法可以用来估算长时间尺度的蒸散。吴家兵等 （2005）研究表明， 涡动相关法和波文比法有很好的一致性， 后者与前者的误差小于6%。强小嫚等 （2009）也利用蒸渗仪和波文比法进行对比分析， 两种方法计算的结果基本一致， 相关性较好， 决定系数达0.9。Malek and Bingham （1993）利用水量平衡法计算蒸散与波文比法进行对比， 两者的相关系数达0.987。Ünlü et al （2010）在土耳其亚达那市利用大型蒸渗仪和波文比观测系统对大豆田的蒸散进行比较， 发现波文比法在小时尺度和日尺度计算的蒸散均方根误差分别为0.128 mm·h-1、 0.79 mm·d-1。蒸渗仪计算的蒸散量为354 mm， 波文比计算的蒸散量为405 mm。大量研究表明， 不同陆地生态系统的能量通量差异显著， 波文比法可以满足不同下垫面蒸散的研究需求。当前国内对不同下垫面的能量平衡和全年的水汽通量的观测研究很多， 主要集中在青藏高原 （戚培同等， 2008； 罗琪等， 2017； 张翔等， 2017； 李宏毅等； 2018； 严晓强等， 2018）、 西北内陆干旱区 （王澄海和王蕾迪， 2010； 龚婷婷等， 2015； 向皎等， 2016）、 内蒙古草原 （杨娟等， 2006； 岳平等， 2010， 2011； 张果等， 2010； 张果和周广胜， 2012）等。对沙地人工林的能量平衡与水汽通量的研究主要集中在塔克拉干沙漠 （杨帆等， 2016； 曹寰琦等， 2020； 齐斐斐等， 2020）、 科尔沁沙地 （李辉东等， 2014； 张圣微等， 2018）、 毛乌素沙地 （王鹤松等， 2010； 魏宁宁等， 2021）、 腾格里沙漠 （Gao et al， 2016； Wang et al， 2004a， 2004b）， 但对鄂尔多斯高原沙地人工柠条林的水汽交换特征的研究还尚未报道。因此， 有必要对这一地区的水分和能量的动态变化过程进行分析， 这可为干旱半干旱区的陆面过程参数化方案奠定基础。
本文研究的目的是利用库布齐沙漠银肯沙林场2014年6月至2016年6月的观测资料， 分析人工植被恢复后沙漠地区的感热、 潜热、 地表土壤热通量、 净辐射的变化特征， 从而进一步获取林地蒸散量， 这有助于加深我们对沙地人工林水分收支的理解， 也对开展人工林建设具有重要意义。
2 研究区及观测内容
2.1 研究区概况
鄂尔多斯高原地处中国内蒙古自治区南部（37°41′N -40°51′N， 106°42′E -111°31′E）， 由暖温带向温带， 由东部季风向西北干旱区， 由森林草原向干草原， 荒漠草原和荒漠过渡。高原三面被黄河围绕， 地形波状起伏， 海拔在1000~1500 m。按照大的地貌单元划分， 可以分为中间的高原、 四周的断陷盆地和周缘的山地。高原的东部为准格尔黄土丘陵区， 西部为桌子山低山缓坡和鄂尔多斯高地， 南北部分别有库布齐沙漠和毛乌素沙地， 高原总面积约为87400 km2。年平均气温6.6~10 ℃， 呈南北高， 中部低的特点。年平均降水170~500 mm， 呈自东向西递减趋势， 降水主要集中在每年的7 -9月。年平均风速3.2 m·s-1， 最大风速可达25 m·s-1， 西风频次最多， 多发生在春季。高原植被以人工植被为主， 中东部植被覆盖较好， 灌木种是其优势植物生活型 （Ma et al， 2019）。主要有柠条、 沙柳、 油蒿、 沙枣、 花棒等， 多数灌木以斑块状分布在库布齐沙漠和毛乌素沙地。观测点的植被主要以人工柠条为主， 大部分高度低于2 m， 并且每3~5年林业部门还会根据柠条的生长情况进行平茬。
2.2 数据来源
观测点位于鄂尔多斯高原库布齐沙漠东缘罕台川流域上游银肯沙作业区的一个大型沙丘顶部（图1 ）， 行政区隶属于鄂尔多斯市达拉特旗， 站点坐标为40°11′03″N， 109°55′17″E。观测要素包括气温和相对湿度（1 m和2 m高度）， 风速风向（2 m和10 m高度）， 太阳总辐射（1 m高度）， 四分量辐射仪（1 m高度）， 地表土壤热通量板埋在土壤表层以下5 cm的深度， 土壤温度和土壤湿度传感器同样安装在5~120 cm不同深度的土层处， 深度分别为5， 10， 20， 40， 60， 80， 100， 120 cm。雨量筒安装在10 m塔的顶部， 气象站西侧同样还有一个雨量筒。仪器都采用太阳能板驱动， 所有传感器使用DT80（澳大利亚）数据采集器， 观测系统的采样间隔为10 s， 每10 min记录一次平均值； 雨量筒每1 min记录一次， 采样精度为0.1 mm， 各传感器型号和测量误差范围见表1 。观测的时间从2014年6月1日至2016年6月21日。由于站点没有安装气压观测仪器， 采用达拉特旗气象站观测的气压数据（站点距达拉特旗气象站直线距离26 km）。文中所用时间均为北京时。
表1 站点观测要素Table 1 Instrument information for the observed variables |
| 观测要素 | 仪器传感器型号 | 安装高度 | 仪器精度或误差 |
|---|---|---|---|
| 气温和相对湿度 风速风向 太阳总辐射 四分量辐射仪 地表土壤热通量 土壤温度和湿度 降雨 | RHT2nl-02 AN3-03， WD1-03 PYP-PA NR01 HPF-01L25 Trime-PICO32 TE525MML12 | 1 m， 2 m 2 m， 10 m 1 m 1 m -5 cm -120~-5 cm 10 m | ±0.1 ℃， ±2% ±0.01 m·s-1， ±0.3。 10~40 μV·W-1·m -2 5~15 μV·W-1·m -2 50 μV·W-1·m -2 ±0.2 ℃， ±1% 0.1 mm |
3 研究方法
根据能量守恒定律， 当能量向下时， 净辐射为正； 当能量向上时， 净辐射为负， 能量平衡方程可表示为 （马启民等， 2021）：
式中： Rn为净辐射（单位： W·m -2 ）； LE为潜热通量（单位： W·m -2 ）； H为感热通量（单位： W·m -2 ）； G为地表土壤热通量（单位： W·m -2 ）； P为贮存在生物体内的热量（单位： W·m -2 ）； Q为其他能量的总和（单位： W·m -2 ）， 包括植物进行光合作用时转变的化学能和向其他方向（主要指水平方向）移出或移入的能量。其中， Q很小一般可以忽略不计， 在植被稀疏的区域， P也通常忽略不计， 这样能量平衡方程为：
根据Bowen （1926）提出的波文比概念， 用以下表达式表示：
式中： β为波文比； ρ为空气密度（单位： kg·m-3）， 它是气压、 气温和水汽浓度的函数； C为空气的定压比热， 一般为1005 J·kg-1·K-1； L为水的汽化潜热， 它是温度的函数， 即： L=（2500.78-2.36T）J·g-1； Kh 和Kw 分别为热量和水汽的湍流交换系数（单位： m2·s-1）； 和 分别为不同高度的位温和湿度的高度差（单位： m）； 为观测的高度差（单位： m）。
根据Monin-Obukhov相似理论， 假设热量和水汽的湍流交换系数相等， 即Kh =Kw， 可简化式（3） 为：
式中： 为干湿球常数（单位： hPa·K-1）； 为空气的定压比热（单位： J·kg-1·K-1）； 为试验地气压（单位： hPa）； 取0.622， 为水汽和空气的分子量之比； 为水的汽化潜热（单位： J·g-1）。如果气温为定值， 干湿球常数 可简化为0.65 103 P hPa·K-1。干湿球常数的另一种表达通过单位换算可表示为 hPa·K-1。 为两个高度温度差（单位： K）； 为两个高度实际水汽压差（单位： hPa）， 这样就可以求得波文比值β。由于大风、 降水等天气的发生可能会影响空气温度和湿度的探头， 造成计算的感热和潜热会有异常值， 因此本文通过向蛟等 （向皎等， 2016）人在相似研究区所使用的方法对异常值进行处理。
由式（2） 和式（3） 可以推导出感热通量， 潜热通量以及蒸散量ET（单位： mm）：
净辐射通过四分量辐射仪观测得出， 计算公式为：
式中： SR down为向下短波辐射， 和总辐射大小接近； LR down为向下长波辐射， 也称大气逆辐射； SR up为向上短波辐射， 也称反射辐射， LR up为向上长波辐射， 也称地表长波辐射。
地表土壤热通量是反应地表与浅层土壤之间的热交换， 直接很难测定。通常会将土壤热通量板埋在土层的某一深度进行测量， 但很难反映真实的地表土壤热通量。这就需要对其修正才能减小计算的感热和潜热通量的误差。修正地表土壤热通量的方法主要有PlateCal法 （Liebethal et al， 2005）， 谐波法 （Heusinkveld et al， 2004）和TDEC法 （阳坤和王介民， 2008）。本文通过Liebethal et al （2005）提出的PlateCal方法对其进行修正， 该方法通过参考土壤某一层观测的土壤热通量来计算地表土壤热通量。计算表达式为：
式中： G 0为所求的地表土壤热通量（单位： W·m -2 ）， 向下为正； 是土壤某一深度观测的土壤热通量（单位： W·m -2 ）； z表示土壤层深度（单位： m）； T是随深度变化的温度（单位： K）； 是土壤热容量（单位： J·kg-1·K-1）。可由以下经验公式计算得出 （Sellers et al， 1996）：
式中： θ是土壤体积含水量（单位： %）； 是土壤饱和含水量（单位： %）； 为干土壤的热容量（单位： J·kg-1·K-1）； 是液态水的热容量， 一般取4.20 106 J·kg-1·K-1， 对冻土还要考虑地下冰的热容量。
假设从土壤热通量板的位置到表层土壤均一， 土壤温度是线性变化的， 式（9） 就可以用以下离散形式表达：
这样上式中的地表土壤热通量就可以由直接观测的浅层土壤热通量和对应土壤层的温度计算得到。
4 结果与讨论
4.1 不同天气条件下的通量对比分析
从2014年6月1日至2016年6月21日选取了四种天气类型来代表这一区域的典型天气。尽管还有诸如暴雨、 沙尘、 浮尘等天气， 但这几种类型的天气频发的次数并不多见或者已经包含在所选的典型天气中。选取了晴天（2014年8月17日）、 雨天（2014年8月30日白天降水较连续）、 风天（2015年6月10日白天的逐小时风速相对较大）和阴天（2015年8月11日前后两日都是雨天但当日无降水事件发生并且向下短波辐射很小）这四种情况， 分析净辐射、 地表土壤热通量、 感热、 潜热的变化特征。
由不同天气条件下各通量的日变化（图2 ）可以看出， 四种天气条件下沙漠林地各通量有明显的日变化特征。晴天天气条件下［图2 （a）］， 感热通量在净辐射中所占的比例最大， 地表土壤热通量和潜热通量所占的比例相当。净辐射曲线较平滑， 呈单峰型。07:00 -08:00净辐射由负转正（表示能量开始进入地表）， 13:00前后达到峰值， 为400.8 W·m -2， 18:00 -19:00又由正转负（表示能量开始进入大气）， 晴天净辐射都有类似特征， 区别仅为振幅的大小、 辐射正负转换的起始和结束时间不同。地表土壤热通量最大峰值为114.8 W·m -2， 白天平均为76.9 W·m -2， 夜间平均为-31.6 W·m -2， 白天为正， 夜间为负。说明土壤白天吸热， 是热汇； 夜晚放热， 为热源。感热通量和潜热通量的变化曲线没有净辐射和地表土壤热通量平滑， 但总体趋势基本一致。白天总辐射较强， 导致地表温度高于近地面的空气温度， 感热通量向上传输， 最大峰值为219.4 W·m -2； 夜间地表温度低于近地面空气温度， 感热通量向下传输且接近于零。相比其他通量， 潜热通量较小， 白天出现多个峰值， 夜晚变化不明显。
雨天净辐射白天依旧为正， 夜晚为负， 但相比晴天， 它的总量、 最大峰值都有所减小。感热通量、 地表土壤热通量和潜热通量波动较大， 没有明显的规律。大风天气净辐射和感热通量相当， 波动明显， 变化趋势也基本一致， 潜热通量波动也较大， 但地表土壤热通量波动较小。阴天时， 净辐射、 感热、 地表土壤热通量变化趋势较为一致， 但四个通量波动都较大。晴天和大风天感热通量在净辐射中占比较大， 雨天和阴天感热通量在地表能量平衡中占比较其他两种天气明显下降。除晴天外， 其他天气条件各通量变化较为复杂， 但净辐射的绝大部分还是用于感热交换， 而地表土壤热通量在净辐射中所占的比例最小。
4.2 能量平衡各通量的逐月变化特征
从能量通量与气象因子的关系（图3 ）可以看出， 净辐射、 土壤通能量、 感热通量、 潜热通量具有明显的季节变化。净辐射的月均值为37.3 W·m -2， 2014年峰值出现在7月， 为79 W·m -2， 2015年同样出现在7月， 最大峰值为82.1 W·m -2。2016年由于没有观测7月以后的数据， 6月最大， 为90.9 W·m -2。净辐射的谷值2014年和2015年都出现在12月， 分别为-17 W·m -2 、 -18.9 W·m -2。2014年11月至2015年2月净辐射为负， 2015年12月至2016年2月为负， 其他月都为正。地表土壤热通量峰值2015年和2016年都出现在3月， 分别为10.8 W·m -2 、 13.8 W·m -2； 同时谷值都出现在2014年和2015年的12月， 分别为-9.9 W·m -2， -9 W·m -2。地表土壤热通量波动较小， 且在净辐射中仅占7.2%， 月平均为2.7 W·m -2。感热通量的整体趋势与净辐射一致， 他在净辐射中占很大一部分比例， 月平均为24.5 W·m -2。2016年6月感热通量与净辐射变化趋势相反， 这可能是因为2016年6月阴雨天次数增多导致。潜热通量变化波动相对频繁， 生长季的潜热通量要大于非生长季， 年内出现多个峰值， 但波动较小， 月平均为10.1 W·m -2， 这与其他学者在中国北方干旱半干旱区研究结果基本一致 （张杰等， 2010； 阳伏林和周广胜， 2010； 王超等， 2012； 岳平等， 2011； 任雪塬等， 2021）。通过相关分析得到， 潜热通量与降水、 太阳辐射、 气温、 土壤温度、 土壤水分、 相对湿度和风速的相关系数分别为0.80， 0.54， 0.69， 0.72， 0.63， 0.36和-0.51， 潜热通量仅与相对湿度未通过显著性检验， 与其他环境因子均显著相关（P<0.01）， 其中与降水的相关性最高， 与风速负相关。这说明影响潜热通量的气象因子主要是降水， 影响潜热通量的非气象因子主要是土壤温度。从图3 （a）中还可看出， 11月至次年2月感热、 潜热、 地表土壤热通量， 曲线较为接近且数值较小， 净辐射主要转化为潜热通量， 其他月份4个量曲线在大多数月份相离较远且数值较大， 净辐射主要转化为感热通量。
4.3 波文比日变化特征
从波文比逐日变化（图4 ）中可以看出， 波文比具有明显的季节变化特征， 生长季波文比较小， 随着蒸散的减弱， 非生长季波文比逐渐上升， 年内变化呈近似的“U”型， 12月至次年1月波文比最大。这可能是因为冬季土壤水分被冻结， 导致潜热通量减小， 感热通量相对较大， 其他学者的研究也有类似特征 （颜廷武等， 2015； 龚婷婷等， 2015）。波文比主要在零附近波动， 正值明显多于负值， 这可能是因为风天、 阴雨天导致温度梯度或湿度梯度出现了逆温或逆湿的情况 （向皎等， 2016）。波文比是表征大气与地表间的能量通量交换特征， 它可以综合反应感热和潜热通量的动态变化， 这就造成波文比有可能出现负值。从图2 也可以看出， 在天气条件复杂和夜晚的时间， 这种变化更加明显。在净辐射和地表土壤热通量准确的前提下， 波文比的精度主要取决于波文比值。但在清晨和傍晚， 灌溉或发生降水事件引起实际水汽压偏低， 以及净辐射与地表土壤热通量的差值很小时， 都有可能导致波文比值接近-1， 此时计算的感热和潜热通量与实际不符 （Perez et al， 1999； 李建刚等， 2014）。因此， 在计算前必须剔除这些异常的波文比值。但判别无效波文比值有很多方法 （Brotzge and Crawford， 2003； Savage et al， 2009； Hu et al， 2014）， 本文采用Savage et al （2009）的方法对数据进行剔除。从图2 也可以看出， 白天水汽蒸发潜热为正， 夜间潜热小于零的时间居多， 这可能是因为夜间大气湿度高、 风速低所致 （Liu， 1988）。在大风、 阴、 雨天感热和潜热通量的变化较晴天波动更大， 有时会出现同一时刻感热为正、 潜热为负或者感热为负、 潜热为正的情况［图2 （b）~（d）］， 这可能是大气间的水热交换受气温、 湿度、 云量的变化以及湍流强度的影响较大所致（Zhang et al， 2002）， 但这种情况占少数， 其他研究中也存在这样的现象 （黄小涛和罗格平， 2017； 王佩等， 2017； 胡媛媛等， 2018）。此外， 波文比法也有一定的局限性： 假设感热和潜热通量的湍流交换系数相等； 对温湿传感器精度有一定要求； 气温、 相对湿度等气象要素观测高度的选取； 下垫面非均一等， 这些都会影响波文比值。
4.4 蒸散发日变化特征
沙地人工林的日蒸散规律明显（图5 ）， 生长季蒸散量大， 主要集中在每年的5 -10月， 为144.7 mm； 非生长季蒸散量较小， 集中在每年的11月至次年的4月， 为55.6 mm， 这与当地植物的生长情况一致。生长季蒸散的日变化波动频繁， 蒸散量在0.1~4 mm·d-1， 明显大于非生长季的变化范围（0~0.5 mm·d-1）。研究时段内生长季的蒸散量共351.6 mm， 非生长季的蒸散量共109.7 mm， 总的蒸散量为461.3mm， 占同期总降水量（597.9 mm）的77.5%， 降水量大于蒸散量。2015年站点的蒸散量为176.8 mm， 同期总的降水量为196.1 mm， 降水量大于蒸散量， 说明在当前的降水量条件下， 可以满足柠条林地的生长需求。根据达拉特旗气象站多年观测的数据统计， 该区多年平均降水量304 mm， 最大年降水量506.4 mm（2003年）， 最小年降水量141.0 mm（1980年）。冯金朝等（1995）利用大型称重式蒸渗仪对腾格里沙漠沙坡头地区柠条样地的蒸散进行分析： 1990年4 -11月， 柠条样地的蒸散为209.3 mm， 同期降水159.6 mm； 1991年4 -11月， 柠条样地的蒸散为166.1 mm， 同期降水81.5 mm； 结果还表明年平均降水量为186.6 mm可以满足当地植物的正常生长， 降水量为100 mm时， 是人工固沙植物所需降水的最低下限。王新平等（2002）利用自动称重式蒸渗仪对腾格里沙漠沙坡头地区柠条的蒸散进行分析并发现： 1990年4月17日至10月28日， 柠条样地的日平均蒸散为0.9 mm·d-1， 研究时段的蒸散为169.7 mm， 同期降水183.7 mm， 全年降水215.8 mm； 1991年4月17日至10月28日， 柠条样地的日平均蒸散为0.8 mm·d-1， 研究时段的蒸散为156 mm， 同期降水114 mm， 全年降水121 mm。张志山等（2005）利用自制微型蒸渗仪与大型称重式渗仪对腾格里沙漠沙坡头地区柠条样地的蒸发进行分析并发现： 以微型蒸渗仪测定结果为主， 结合大型蒸渗仪测定的结果推算柠条样地的蒸散量。2005年5 -10月， 柠条样地蒸发量为99.3 mm， 占同期蒸散量的43.6%， 同期柠条样地的蒸散量为227.8 mm。综上对比分析， 在腾格里沙漠沙坡头站利用蒸渗仪测定的柠条样地蒸散与在库布齐沙漠利用波文比计算的柠条样地蒸散结果基本一致。再者这一区域的柠条从1978年开始种植， 并且每3~5年平茬一次， 所以相比其他灌木， 柠条样地蒸散相对较小。最后这一区域的降水量大于蒸散量， 蒸散量受降水量的制约， 它是柠条样地最主要的水分支出项。因此， 以当前柠条样地对水分的利用可以看出， 选择耐旱性植物， 适当增加人工植被， 有利于水土涵养。
5 结论
基于库布齐沙漠银肯沙林场2014年6月至2016年6月的观测资料， 定量分析了典型沙漠人工柠条林地的感热通量、 潜热通量、 地表土壤热通量、 净辐射、 波文比以及蒸散的变化特征， 主要得出以下结论：
（1） 日尺度上， 晴天净辐射和地表土壤热通量呈单峰型， 白天为正值， 夜间为负值， 这与日出时间和天气条件有关。感热通量与潜热通量呈多峰型， 感热通量在净辐射中占较大的比例， 净辐射大部分用于感热交换， 地表土壤热通量在净辐射中占的比例最小。各能量通量受天气影响非常大， 但仍以感热输送为主。
（2） 月尺度上， 净辐射呈单峰型， 峰值出现在7月， 谷值出现在12月， 月平均为37.3 W·m- 2。地表土壤热通量波动较大， 峰值出现在3月， 谷值出现在12月， 在净辐射中所占的比例为7.2%。感热通量与净辐射变化基本一致， 2014年、 2015年达到峰值的时间与净辐射一样， 但达到谷值时间不完全一样， 感热通量在净辐射中占大部分比例， 月平均为24.5 W·m- 2。潜热通量波动较大， 峰值与谷值的时间没有规律， 生长季的潜热通量要大于非生长季， 月平均为10.1 W·m- 2。影响潜热通量的主要环境因子是降水和土壤温度， 相对湿度对潜热通量的影响不大。11月至次年2月感热、 潜热、 地表土壤热通量曲线较为接近且数值较小， 净辐射主要转化为潜热通量， 其他月份四个量曲线在大多数月份相离较远且数值较大， 净辐射主要转化为感热通量。
（3） 波文比具有一定的年内变化特征， 呈近似“U”型。冬季波文比的平均值较大， 夏季较小。与波文比相反， 生长季蒸散量大， 主要集中在每年的5 -10月， 非生长季较小， 集中在每年的11月至次年的4月。研究时段内总的蒸散量为461.3 mm， 占同期总降水量（597.9 mm）的77.5%， 降水量大于蒸散量， 蒸散是沙地人工林生态系统最主要的水分支出项。