蒸散是森林生态系统中水分损失的主要部分, 在森林生态系统水分平衡中占有重要的地位。它不仅是系统的水分损失过程, 也是热量耗散的一种形式, 系统中的水分量和热量供应量是决定其蒸散大小的基础。占蒸散量很大一部分的是植物体的蒸腾, 蒸腾作用既是一个物理过程, 也是一个生物过程, 作为生物过程, 它必然受到植物生理活动的调节。因此, 总的来说, 蒸散的机理过程发生于土壤-植物-大气系统(SPAC)内, 是一个相当复杂的连续过程(Tang Dengyin et al., 1984)。

有关季风常绿阔叶林蒸散问题历来受到研究者的关注(吴厚水等, 1996; 黄忠良等, 1998), 其研究手段是基于估算的方法进行的, 本文试图用3年的气象和小气候数据及理论上导出的公式对此进行研究, 并与水量平衡法所求的结果进行比较。同时, 探讨该理论公式中参数的确定。

1 研究地和集水区概况

鼎湖山位于广东省肇庆地区境内, 居于北纬23°10′, 东经112°34′。本区大面积是丘陵和低山, 海拔在100~700 m间, 最高峰鸡笼山海拔1000.3 m。气候属南亚热带季风湿润型气候, 冬夏气候交替明显。年平均温度21 ℃, 最热月在7月, 最冷月为1月, 极端最高温度为38 ℃, 极端最低温度曾录到-2 ℃的情况。林区多年平均降雨量为1900 mm, 4~9月为主要降雨季节, 11~1月为少雨季节, 年平均蒸发量为1115 mm, 年平均相对温度为82%。灾害性天气是寒潮和台风。

本研究限定在三宝峰山腰的季风常绿阔叶林样地内, 是该地区典型的地带性植被代表类型。该群落物种丰富, 结构复杂, 群落垂直结构大致可分为5层, 包括乔木3层, 灌木1层, 草木1层。乔木第1层植物主要有锥栗(Castanopsis chinensis)、黄果厚壳桂(Cryptocarya concinna)、荷木(Schima superba)和华润楠(Machilus chinensis)等, 高度为16~27 m; 乔木第2层植物有厚壳桂(Cryptocarya chinensis)、黄果厚壳桂(Cryptocarya concinna)、翅子树(Pterospermum lanceaefolium)等, 高度为8~15 m; 乔木第3层植物有云南银柴(Aporosa yunnanensis)、鼎湖钓樟(Lindera chinensis)、水石梓(Sarcosperma laurimun)等, 高度为3~7 m。灌木层有柏拉木(Blastus cochinchinensis)、罗伞树(Ardisisa quinquegona)等, 密度较大, 但多为乔木幼树, 真正灌木种类不多。草本层有双盖蕨(Diplazium donianum)、山姜(Alpinia chinensis)等。此外层间植物有附生植物石蒲藤(Pothos chinensis)等, 木质藤本植物有杖枝省藤(Calamus rhabdocladus)等。集水区建于该样地内, 面积为8.8 hm², 平均坡度约为30°, 坡向北34°东, 海拔300 m左右, 林龄约为400 a。集水区内设有小气候观测站。

2 研究方法 2.1 气象与小气候因素观测方法

主要采用自动气象站和小气候梯度测定仪进行测定, 观测项目包括降水、风速、水汽压、空气相对湿度、蒸发和辐射平衡项等。实际日照时间资料由肇庆市气象局提供。

2.2 径流规律的观测方法

本项研究采用“小集水区径流场”的封闭技术。把森林生态系统的边界定义在小集水区的边界以内, 利用自然分水和人工隔离相结合, 把整个集水区的径流都汇入测流堰中, 使之成为径流的唯一出口。通过观测, 可获得较为精确的径流参数的数据。

2.3 土壤水分

沿与等高线垂直的方向设置多个中子水分仪测量点, 用中子水分仪测定, 并配合烘干称重法进行。

计算公式为:

其中, V是土壤含水量(mm); R是土壤中的中子计数率; R_W是水体中的中子计数率; m和c均为常数, 这里分别取值12.272和-1.2683。

2.4 蒸散力计算方法

森林生态系统的蒸散力随其生态因子的不同而较空旷地有很大的变化, 林地土壤表面因林冠郁闭而日照减少, 气温因此出现逆温层, 热流向下, 与弱风并行的热流运动受到限制。从而使得热的乱流扩散接近于分子扩散(周国逸, 1988; 1997)。但从本质上来说, 森林生态系统的蒸散与自由水面的蒸发有着同样的过程。采用Penman自由水面蒸发力理论公式, 根据林地的环境条件, 对公式中有些参数重新进行确定, 则森林生态系统蒸散力理论公式为:

(1)

(1) 式中, E₀是森林生态系统蒸散力(mm/d); v为干湿温度表湿度常数, 等于0.61 mb/℃; e_a是Penman称为空气干燥力的参数(mm/d), 由下式推算:

(2)

(2) 式中, V为林内风速(m/s); e_d为林地2 m高处的实际水汽压(Pa); e_s为林地2 m高处在当时温度下的饱和水汽压(Pa), 如用T表示绝对温标, 则e_s满足下式:

(1) 式中, Δ是在平均湿球温度t ℃时的饱和水汽压曲线的斜率(mb/℃), Δ=5430e_s/1.8T²; R₀是有效辐射量(mm/d, 1mm/d =59Cal/cm²d), 由下式推算:

(3)

(3) 式中, a为反射率, 无量纲量; n/N是日照率, 实照时间与可照时间的比值, 无量纲量; ε为斯蒂芬—玻尔兹曼常数, 其值为2.01525×10^-9 mm/(度)4;R_a为假定无大气存在情况下的最大可能辐射量(mm/d), 由下式算出:

(4)

(4) 式中, s为太阳常数, 取值为1.95 Cal/cm²min; ρ是以日地平均距离的分数所表示的日地距离, 约等于1;ω₀为中午到日落或日出的时间长度, 它通过日落或日出到中午的时角大小(弧度)来表示; α表示当地的地理纬度(弧度); δ表示太阳赤纬(弧度), 可在天文年历中查算。

2.5 蒸散计算方法

在众多计算蒸散的方法中, 存在的问题仍然不少。一些公式的经验性都是十分明显的, 有的是对公式形式直接进行假定, 使之适合于研究者所针对的范围, 有的对公式的微分形式假定, 并在此基础上推导出公式的形式等。周国逸通过逻辑推论, 导出了一个计算森林生态系统蒸散的公式(周国逸, 1988), 理论较为严格。公式为:

式中, E表示蒸散; E₀是蒸散力; r为系统中能用于蒸散的贮水量; P是系统中大气相对湿度; N是一个表征系统对防止液态水输出能力的常数。

3 结果与分析 3.1 影响蒸散力的因子分析 3.1.1 反射率

根据自动小气候梯度测定仪测定的辐射数据计算得出的各月反射率见表 1。

从表 1可以看出, 鼎湖山季风常绿阔叶林年总辐射为3332.6 MJ, 年反射辐射为349.9 MJ, 年反射率年为0.105, 反射率最大的月份是1月, 最小的月份为7月, 这与当地的月气温变化恰恰相反。反射率的月变化比较明显, 1月份反射率约为7月份的2.45倍, 干季(10~3月)略高于湿季(4~9月)。

3.1.2 日照率

日照通过对植物生命活动的作用而影响植物的蒸腾, 因此, 日照时间的长短是影响蒸散力的一个重要因子。由于日照时间受到云量、天文等多种因素的影响, 通常用实照时间与可照时间的比值即日照率来反应日照时间的综合特征。

从表 2可以看出, 鼎湖山季风常绿阔叶林日照率年平均为0.37, 反射率最大的月份是11月, 最小的月份为3月。在1年中, 上半年的日照率明显小于下半年, 这是因为上半年的梅雨季节带来了大量的阴雨天气, 加上6月有雨日多, 因而实际日照时间较少, 日照率偏小。日照率的月变化比较明显, 但年际变化不大。

3.1.3 气温与水汽压

鼎湖山季风常绿阔叶林林内1993~1995年各月平均气温如图 1。林内年平均气温为19.9 ℃, 最热月在7月, 气温为26.2 ℃, 最冷月是2月, 气温为12.3 ℃。与同期的空旷地气温相比, 林内最冷月较空旷地延迟1个月, 同时, 林内的气温较空旷地偏低。其原因一方面由于林冠的阻挡, 使到达林内的太阳辐射比空旷地少; 另一方面由于林内空气湿度大, 为提高林内温度需要的热量也较空旷地多。

从表 3可以得出, 鼎湖山季风常绿阔叶林水汽压年平均为2148.8 Pa, 7月份最大, 水汽压为3126.5 Pa; 1月份最小, 水汽压为1180.9 Pa。林地水汽压各月的变化与近地面层的气温变化规律基本一致, 这说明气温对鼎湖山季风常绿阔叶林水汽压的作用非常显著。

3.2 蒸散力 3.2.1 蒸散力计算结果

运用上述蒸散力的计算方法对鼎湖山季风常绿阔叶林蒸散力进行逐日计算, 得出1993~1995年3年间各月的蒸散力见表 4。

从表 4可以得出, 鼎湖山季风常绿阔叶林年蒸散力为987.50 mm, 占降水量的47%。干季的蒸散力年际变化不大, 湿季相反, 但从全年来看, 蒸散力的年际变化不明显。这一结果揭示了该植物群落冠层结构比较稳定, 保水、贮水功能较好, 从而导致该森林生态系统较稳定, 这也正是鼎湖山季风常绿阔叶林作为地带性植物群落生态功能的体现之一。由于湿季既有充分的热量条件, 又有丰沛的水分供应, 其蒸散力占全年的69.61%。蒸散力最大的月份是7月, 蒸散力为144.23 mm; 蒸散力最小的月份是2月, 蒸散力为32.70 mm, 这与近地面层的气温变化规律相一致, 也就是说近地面层的气温变化对蒸散力的影响较为显著。

3.2.2 蒸散力与林外自由水面蒸发的比较

直接观测是获得自由水面蒸发量的根本途径。本研究使用的蒸发器测量和蒸发量大约为大型蒸发池的97%, 而且二者的关系较为稳定, 用此百分比作为折算系数, 通过计算得出林外自由水面蒸发量见表 5。林外自由水面蒸发量年平均为1194.7 mm, 最大月是7月, 值为131.7 mm, 最小月是2月, 值为60.3 m m。

自由水面蒸发主要反应的是一个地区的热量条件, 蒸散力作为系统蒸散的热量供应因子, 同时也间接反应了一个地区的水分条件, 两者相比可用来分析一个地区的水热状况。鼎湖山季风常绿阔叶林各月的蒸散力与其同期林外自由水面蒸发量之间的关系如图 2。

林外自由水面蒸发量比林内蒸散力多约为21%。这是由于鼎湖山季风常绿阔叶林冠层结构复杂, 林内阴闭, 风速微弱, 相对湿度较大所致。在一年中, 处在干季的10~3月林内蒸散力明显小于林外自由水面的蒸发, 其中12月、1月自由水面蒸发比蒸散力的2倍还多, 而处在湿季的4~9月两者又十分接近, 其中7月的蒸散力还大于自由水面的蒸发。从上述结论可初步得出:如果林内蒸散力明显大于自由水面蒸发, 则说明系统贮水量较少, 没有足够的水分提供给蒸散, 可初步认为是较为干旱的时期; 如果两者十分接近或者蒸散力大于自由水面蒸发, 则视为系统充分湿润, 有充沛的水分供给蒸散, 可初步认为是较为湿润的时期。这样林内蒸散力与林外自由水面蒸发相比可用来作为划分该地区干湿季的一个参考指标。

3.2.3 蒸散力与降雨量月变化的关系

图 3反应的是鼎湖山季风常绿阔叶林蒸散力与降水量月变化的关系。可以看出, 蒸散力为双峰曲线, 峰值出现在5月和7月, 而降雨量在4、6月份也出现峰值, 可见, 二者峰值出现的月份并不同步, 蒸散力较降水量的月变化有所延迟。形成这种滞后的现象是气候因子、植物的生命活动和系统水文生态功能共同作用的结果。由于5月的气温、日照率均高于4月, 且多数植物在5月抽芽、展叶和开花(李明佳等, 1984), 生命活动旺盛, 蒸腾作用较强, 故5月的蒸散力大于4月; 6月份降水量虽然最多, 但其热量条件较7月份差, 且7月的降水较为集中, 日照率明显高于6月, 又因为该系统有较好的保水和贮水功能, 水分并没有过多流失, 到7月份时, 既有足够的水分供其蒸散, 又有充分的热量促其蒸散, 因而蒸散力在此月达到最大。这一结论也可以说明在湿季, 热量条件对鼎湖山季风常绿阔叶林蒸散力的影响强于水分条件。

3.3 蒸散 3.3.1 大气相对湿度

大气相对湿度对森林生态系统中各个层面的蒸发和植被的蒸腾作用都有影响。因此, 在计算系统的实际蒸散时, 大气的相对湿度是必须考虑的因子。鼎湖山季风常绿阔叶林大气的相对湿度见表 6。

从表 6可以看出, 鼎湖山季风常绿阔叶林大气相对湿度较大, 年平均为87%。春季、夏季各月的大气相对湿度均在90%以上, 其中, 1995-04共计16天大气相对湿度达100%, 空气的水汽含量处于饱和状态。其原因一方面是由于春季的梅雨和夏季大量的降水给系统带来了充沛的水分, 另一方面是由于植被在春夏季节生命活动旺盛, 蒸腾作用较强。大气相对湿度最大的月份是4月, 最小的月份是11月。

3.3.2 r值的计算的理论与方法

r在计算森林生态系统实际蒸散的公式中表示系统能用于蒸散的贮水量, 它包括植被、死地被物和土壤中一切能用于蒸散的水分量, 这个水分量并不等于系统的贮水总量。由于植被活体中水分在蒸腾作用消耗水分的同时, 其根系又从土壤中吸取水分来补充, 也就是说, 植被通过生命活动过程的调节使活体中的水分基本上没有变化, 其蒸腾作用消耗的水分实际上来自土壤。因此, 植物活体中的水分不能视为用于蒸散的贮水量。另外, 土壤溶质中存在着一部分不为水流质点穿越的盲端孔隙, 盲孔中的水体是滞留不动的(史海滨等, 1996), 即不动水体。据已有的对不动水体的特性研究表明, 不动水体的区域含量同土壤含水量成正比; 不动水体是不能用于蒸散的(Semdt, 1979)。r值的计算方法有量测法和推算法。由于r值处于不断的变化之中, 量测每天的r值难以实现且精度不高。本研究采用推算法, 方法如下:

令r₁为t天的系统能用于蒸散的贮水量, 则第t +1天的r_t+1为:

式中, P_t+1、E_0t+1、R_t+1分别为第t+1天的降水量、蒸散力和径流量。这样只需准确地量测出r_t, 即可推算出每天的r值。r_t为t天土壤含水量、死地被物含水量和植被表面截留和吸附的水量之和, 由于在连续多日无雨且比较干燥的情况下, 植被截留和吸附的水量可视为0, 在此时用中子水分仪配合烘干称重法即可测出土壤及死地被物的含水量, 从而得到较为精确的r_t值。

3.3.3 对N值的讨论

N在上述的计算森林生态系统是一个表征系统对防止液态水输出能力的常数, 它是一个无量纲的量。当N =0时, 系统的实际蒸散为0, 表明林地不能贮存水分, 全部降水将在短暂的时间内以地表径流流走, 来不及蒸发; 当N→+∞时, 若蒸散力大于贮水量, 则系统的实际蒸散等于贮水量, 若蒸发力小于贮水量, 则系统的实际蒸散等于蒸散力。对于一个具体的生态系统来说, 系统绝对不保水和绝对保水的情况是不存在的, 因此N的取值为0~+∞。

上述的公式中, 除参数N外, 其它的参数均有严格的理论推导, 因此, 如何正确地选取N值的大小是决定所计算出系统实际蒸散准确性的关键之所在。对于不同的森林生态系统, 其选取N值的方法也不同。如果径流量与系统贮水量有良好的相关关系的生态系统, 那么N值选取原理如下:

令R为径流量, W为土壤贮水量, P为降水量, K为径流量与系统水量的相关系数, 则:

线性相关时:R =K(W+P)+a       (其中a为常数)

非线性相关时, R =f (K, W+P)

由于R反映的是系统以液态水的输出量, W+P反映的是系统的贮水量, 相关系数K则反映的是系统液态水输出的系数, 那么1-K反映的是系统防止液态水输出的系数, 则1/(1-K)就是系统防止液态水输出能力的量度, 这与N值的意义完全相同。即:

本研究采用气象因素迭代法。由于影响森林生态系统蒸散的是下垫面水分条件和外部的气象因素两个方面, 当下垫面充分湿润时, 外部的气象因素成为实际蒸散的限制因素, 这与决定林外自由水面蒸发的气象因素基本相同, 此时, 系统的实际蒸散应约等于林外自由水面的蒸发。根据此原理进行迭代, 得出鼎湖山季风常绿阔叶林研究地的N值为12.5。

3.3.4 系统的实际蒸散与蓄水量变化

运用上述计算实际蒸散的方法得出鼎湖山季风常绿阔叶林的实际蒸散见表 7。从表 7可以看出, 鼎湖山季风常绿阔叶林年平均蒸散量为951.9 mm, 略低于蒸散力, 占同期降水量的45.3%。鼎湖山季风常绿阔叶林地区常年雨量充沛, 研究期间年平均降雨量达2102.8 m m。森林高大茂盛, 林冠对降水的截留量达30%(黄忠良等, 1998), 林冠下枯枝落叶层厚度大, 土壤含水量比较丰富, 加上植被根系发达, 主根较深, 森林蒸腾不受土壤表层水分限制, 因此, 其实际蒸散基本上与蒸散力相当。

3.3.5 水量平衡法和公式法所求森林蒸散的比较

水分以降水的形式进入到森林生态系统后, 森林就开始其相应的作用过程, 如果集水区地形完整, 没有地下水渗入, 降水是系统唯一的水分来源。空气中水汽量变化的多年平均值可从水汽压的观测值中计算, 其量微小, 可视为零。植物体含水量的变化可由林木生长估算, 但植物体含水量和土壤贮水量的变化总和可视为系统贮水量的变化, 而系统贮水量的变化可由3.3.2 r值计算中得出。因此, 水量平衡的支出项主要就是蒸散量和径流量(地表径流和地下径流)。系统贮水量的变化既可作为输入项又可作为支出项, 当系统贮水增加时, 它作为支出项; 当系统贮水减少时, 它作为输入项。其平衡方程为:

式中, P为降雨量, E为蒸散量, R为径流量, Δr为系统贮水量的变化。

根据上式, 研究期间鼎湖山季风常绿阔叶林水量平衡法所推求的蒸散量列于表 7, 并与公式法所计算的蒸散量进行比较。由表 8可知, 鼎湖山季风常绿阔叶林年径流量为1103.8 mm, 径流系数为0.52。研究期间系统贮水量的变化年平均为38.9 mm。水量平均法所得的蒸散量年平均为960.1 mm, 与公式法计算所得的蒸散量非常接近, 3年的系统误差不到1%。可见, 用周国逸从理论上导出的蒸散公式去计算蒸散, 精度是很高的, 此公式是计算森林生态系统蒸散的一种值得推广的方法。

4 结论

由于上述的计算森林生态系统蒸散公式中各参数均可通过逻辑推导得出, 且考虑因素较为全面, 因此, 理论上较为严密。根据小气候观测数据可计算出某一森林生态系统的蒸散力E₀、相对湿度P、系统贮水量r和系统对防止液态水输出能力的常数N, 就可以去计算这个系统每天的蒸散, 这是水量平衡法及其它计算森林系统蒸散的方法所不可比拟的。

鼎湖山季风常绿阔叶林年蒸散力为987.50 mm, 占同期降水量的47%, 蒸散力最大的月份是7月, 蒸散力最小的月份是2月, 这基本上与近地面层的气温变化规律相一致, 而与同期的降水量有所延迟。林外自由水面蒸发年平均为1194.7 mm, 大于林内蒸散力, 干季林内蒸散力明显小于林外自由水面的蒸发, 而湿季两者又十分接近。该系统的年平均蒸散量为951.9 mm, 与蒸散力相当, 占同期降水量的45.3%。鼎湖山季风常绿阔叶林年径流量为1103.8 mm, 径流系统为0.52。研究期间系统贮水量的变化年平均为38.9 mm。水量平均法所得的蒸散量年平均为960.1 mm, 与公式法计算所得的蒸散量非常接近, 3年的系统误差不到1%, 因此, 此公式是计算森林生态系统蒸散的一种值得推广的方法。