基于PM模型的廣西南寧尾巨桉中齡林蒸散特征

任世奇，朱原立，梁燕芳，陳健波，盧翠香，伍 琪，韋振道

(1.廣西壯族自治區(qū)林業(yè)科學研究院，廣西 南寧 530002；2.廣西南寧桉樹森林生態(tài)系統(tǒng)定位觀測研究站，廣西 南寧 530002；3.廣西壯族自治區(qū)國有七坡林場，廣西 南寧 530225)

在土壤-植物-大氣連續(xù)體系(SPAC)中，蒸散是陸地生態(tài)系統(tǒng)與水文過程的重要紐帶[1]。全球蒸散量約占降水的60%，是陸地生態(tài)系統(tǒng)水分的主要支出項，其中森林生態(tài)系統(tǒng)占蒸散的67%[2-3]，研究森林蒸散對了解森林水文過程，合理利用有限水資源和科學規(guī)劃提高森林水分利用效率有重要意義[4]。據(jù)第九次森林資源清查顯示，我國人工林面積0.8億hm2，居世界之首。桉樹被譽為世界三大速生樹種之一[5]，是我國華南地區(qū)的主要速生用材樹種，其中廣西桉樹的種植面積、蓄積量和木材產(chǎn)量均居全國第一，代表我國桉樹人工林發(fā)展現(xiàn)狀，探索廣西桉樹人工林蒸散特征對全面了解我國桉樹人工林蒸散有重要意義。

估算森林蒸散的方法較多，如多樹水分平衡法[6]、渦度相關技術法[7]、水量平衡法[8]、近紅外與微波聯(lián)合法[9]等，多年的研究也衍生出多種理論模型和技術方法[10-11]，其中基于空氣動力學和熱力學原理的PM(Penman-Monteith)模型具有理論嚴謹、精度較高、適用廣泛的特點，被FAO(聯(lián)合國糧食和農(nóng)業(yè)組織)推薦用于估算陸面蒸散。國內(nèi)較早對桉樹人工林蒸騰和蒸散進行估算的是對雷州半島河頭和紀家林場尾葉桉(Eucalyptusurophylla)林的觀測[12]，結果表明，土壤質(zhì)地差異是引起液流通量極大值差異的主要原因；Morris等[13]也利用該數(shù)據(jù)和PM模型分析了尾葉桉的蒸騰和蒸散特征；Zhou等[14]通過實測法和理論模型對比分析了尾葉桉的蒸散量，表明實測法與理論模型的估值偏差率較小；張寧南等[15]從另一個角度對該尾葉桉林觀測數(shù)據(jù)的分析發(fā)現(xiàn)，旱季土壤有效水減少及較低飽和蒸汽壓虧缺在不同程度上限制了桉樹水分消耗。本研究以廣西南寧桉樹林生態(tài)系統(tǒng)定位觀測研究站內(nèi)的尾巨桉(E.urophylla×E.grandis)中齡林為研究對象，應用PM模型模擬林分蒸散量，并與水量平衡方程計算的蒸散量進行對比，以掌握低山丘陵區(qū)桉樹人工林的蒸散特征，為編制桉樹人工林生產(chǎn)經(jīng)營方案提供參考依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究地概況

研究地位于廣西南寧市吳圩鎮(zhèn)(107°59′E，22°28′N)桉樹森林生態(tài)系統(tǒng)定位觀測研究站(南寧桉樹站)。該區(qū)域屬于南亞熱帶季風氣候，年均氣溫21 ℃，年活動積溫7 500 ℃，年日照時間>1 800 h，年太陽輻射總量110 kJ/cm2，年降水量1 300 mm左右，年均相對濕度79%；海拔213 m，林地坡度5°～25°，土壤厚度0.5～1.0 m，砂頁巖母質(zhì)，以磚紅壤為主，少量紫色和棕色石灰土，酸度較高，平均含砂率23%。南寧桉樹站所在位置是廣西桉樹主產(chǎn)區(qū)中部的典型代表，其地形為低山丘陵，站內(nèi)種植的尾巨桉(Eucalyptusurophylla×E.grandis)無性系在華南地區(qū)發(fā)展的桉樹商品林品系中占90%以上，尾巨桉種植密度1 250 株/hm2，株行距2 m×4 m，研究期間樹高16.5 m，胸徑12.0 cm；林下灌木均高1.0 m，蓋度35%；草本植物均高7 cm，蓋度80%。常見灌草植物有桃金娘(Rhodomyrtustomentosa)、野牡丹(Melastomacandidum)、崗松(Baeckeafrutescens)、越南懸鉤子(Rubuscochinchinensis)、杜莖山(Maesajaponica)、鹽膚木(Rhuschinensis)、余甘子(Phyllanthusemblica)、毛果算盤子(Glochidioneriocarpum)、草本有鐵芒箕(Gleichenialinearis)、弓果黍(Cyrtococcumpatens)、華南鱗蓋蕨(Microlepiahancei)、五節(jié)芒(Miscanthusfloridulus)、半邊旗(Pterissemipinnata)、金茅(Eulaliaspeciosa)、野香茅(Cymbopogongoeringii)、畫眉草(Eragrostispilosavar.pilosa)等。

1.2 林內(nèi)與林外小氣候觀測

在站區(qū)山脊線鞍部桉樹林內(nèi)與林外分別建設9 m×9 m的林內(nèi)氣象站和25 m×25 m的林外氣象站，觀測站內(nèi)各安裝自動氣象觀測系統(tǒng)(CSI，F(xiàn)M1000，USA)，用于觀測近地面氣象要素數(shù)據(jù)，包括風向、風速、大氣溫濕度、水汽壓、太陽輻射、光合有效輻射、降雨量、土壤溫度和土壤體積含水量，設定數(shù)據(jù)采集器(CR1000，Campbell scientific)每30 min記錄1次平均值。

1.3 PM模型簡介與蒸散量模擬方法

1.3.1 林分蒸散量模型

PM模型是以能量平衡和水汽擴散理論為基礎的作物蒸騰計算阻力模型。該模型被FAO推薦為計算陸面蒸散的首選方法[16-17]，其全面考慮了影響蒸散過程的大氣物理和植被生理特性，計算精度較高。由于大部分森林地形地貌復雜多樣，非均質(zhì)下墊面給森林蒸散估算精度帶來困難，為提高模擬精度，PM模型衍生出很多變化形式，試圖通過修正敏感參數(shù)而提高精度。PM模型模擬精度主要受太陽輻射、空氣動力學阻力和冠層阻力準確度的影響[18]。本研究以低山丘陵區(qū)的桉樹人工林為研究對象，應用PM模型模擬林分蒸散量，計算公式如下：

(1)

Rnc=Rn[1-exp(-K·ILA)];

(2)

Δ=5 430ea/[1.8(T+237.3)2];

(3)

ea=(e0Tmin+e0Tmax)/2;

(4)

ed=(e0TminHR,max+e0TmaxHR,min)/2;

(5)

e0=0.611exp[17.27T/(T+237.3)];

(6)

(7)

rs=1 000×(1+0.5ILA)/(Gs·ILA);

(8)

d=0.63h;

(9)

z0=0.13h。

(10)

式中：ET為PM模型模擬的林分蒸散量，mm/d；Δ為水汽壓隨溫度變化的曲線斜率，即為飽和水汽壓斜率，kPa/℃；Rnc為林冠截獲凈輻射，MJ/(m2·d)；Rn為林冠上方的凈輻射，MJ/(m2·d)；ILA為葉面積指數(shù)；K為消光系數(shù)(K=0.5)；ρ為空氣密度，kg/m3；Cp為空氣比熱容，kJ/(kg· ℃)；γ為干濕表常數(shù)，kPa/℃；ea為飽和蒸汽壓，kPa；ed為實際蒸汽壓，kPa；HR為相對濕度，%；T為大氣溫度，℃；ra為空氣動力學阻力，s/m；rs為冠層阻力，s/m；Gs為氣孔導度，mm/s；Zr為風速測量高度，m；z0為蒸散面粗糙長度，m；d為零平面位移高度，m；h為冠層高度，m；k為卡曼常數(shù)0.41；U為于林分Zr高處的風速，m/s；e0為瞬時氣溫飽和蒸汽壓,kPa。

1.3.2 葉面積指數(shù)觀測

在站點山脊線以東距離林內(nèi)氣象觀測站40 m，距離林外氣象觀測站80 m處的中坡位置設定1個30 m×30 m的固定樣方。分別于2013年8月、2014年2月、2014年3月、2014年6月和2015年8月共5次使用植被冠層分析系統(tǒng)(WinSCANOPY Pro2012,USA)在樣方內(nèi)按“S”形曲線從上坡至下坡布置5個拍攝點，每個點拍攝多張球形數(shù)碼照片，使用冠層分析軟件選擇10張以上照片計算每次實測葉面積指數(shù)。同時利用林外和林內(nèi)氣象系統(tǒng)觀測的太陽總輻射，應用消光系數(shù)法計算葉面積指數(shù)，并與實測葉面積指數(shù)進行比較(圖1)。實測葉面積指數(shù)與消光系數(shù)法計算的葉面積指數(shù)吻合較好。因此，以消光系數(shù)法計算2013年8月—2016年7月的月葉面積指數(shù)作為PM模型計算桉樹林蒸散量的參數(shù)。

葉面積指數(shù)(ILA)消光系數(shù)法計算公式：

(11)

式中：lr,out為林外太陽總輻射，W/m2；lr,in為林內(nèi)太陽總輻射，W/m2；K為消光系數(shù)(K=0.5)。

圖1 實測與消光系數(shù)法間接計算的葉面積指數(shù)比較Fig.1 Comparison between indirect leaf area index (LAI) and measured LAI

1.3.3 氣孔導度測定

氣孔導度由光合作用系統(tǒng)儀(Li-COR,Li-6400XT)于晴朗天氣9:00—11:00進行測定。測定時，首先選擇桉樹冠層中上部的成熟葉，采用光合作用系統(tǒng)的紅藍光源，設置光合有效輻射為1 600 μmol/(mol·s)，控制葉室二氧化碳濃度380 μmol/mol，大氣溫度36 ℃，相對濕度67%，最后實測的桉樹葉片氣孔導度為5.017 mm/s。

1.4 水量平衡方程推算林分蒸散量

1.4.1 土壤儲水量變化觀測

利用小氣候觀測的土壤體積含水量計算土壤儲水量變化，公式如下：

(12)

ΔW=Wj+1-Wj。

(13)

式中：W為土壤儲水量，mm;n為土壤劃分層次數(shù)，分別為1、2、3和4;Wvc為土壤體積含水量，mm;hi為第i土層深度含水量對應的土壤厚度，分別為5、5、10和20 cm;j為計算瞬時土壤儲水量的時刻;ΔW為土壤儲水變化量，mm。

1.4.2 土壤相對含水量

土壤儲水量或土壤儲水量變化可表示土壤儲水狀態(tài)或土壤儲水狀態(tài)隨降水量的變化情況，而土壤相對含水量則是作為判斷土壤干旱程度分級標準的主要指標之一。本研究對象桉樹無性系的根系集中在土壤深度<40 cm的土層中[18]，因而以土層深度20 cm處的觀測數(shù)據(jù)計算相對含水量。根據(jù)土壤干旱程度分級標準：土壤相對含水量>80%，為偏濕；土壤相對含水量>60%～80%，為適宜；土壤相對含水量>40%～60%，為輕旱；土壤相對含水量>20%～40%，為中旱；土壤相對含水量≤20%，為重旱。

CRW=Wvc/θ×100%。

(14)

式中：CRW為土壤相對含水量；θ為田間持水量(0～20 cm的土壤田間持水量為15%)。

1.4.3 徑流觀測

在生態(tài)站集水區(qū)小流域建設1座V型直角三角形測流堰，集水區(qū)面積15.6 hm2。在測流堰井中安裝1個自動水位計(ONSET，U20，USA)，設定自動水位計數(shù)據(jù)采集時間為每30 min記錄1次。應用《水工(常規(guī))模型試驗規(guī)程》SL155—95中的經(jīng)驗擬合公式計算瞬時出水量[19]。

Q=1.33H2.465。

(15)

式中：Q為徑流量，m3；H為水頭高度，H=0.03～25.00 m。

1.4.4 林分蒸散量推算

森林生態(tài)系統(tǒng)的水量平衡包括降水輸入、徑流和蒸散輸出。推算林分蒸散量的水量平衡方程公式[20]如下：

ETWBE=Pout-Q-ΔW。

(16)

式中：ETWBE為水量平衡方程蒸散量，mm；Pout為降水量，mm。

1.5 數(shù)據(jù)處理

使用Excel 2010對小氣候和水文觀測數(shù)據(jù)進行分類和計算；應用PM模型按不同時間尺度模擬林分的蒸散量；使用R語言繪圖并分析PM模型模擬蒸散量與水量平衡方程，計算蒸散量的差異與相關性。

2 結果與分析

2.1 環(huán)境因子變化特征

試驗區(qū)2014年的環(huán)境因子變化特征(圖2)表明，年內(nèi)氣溫呈11.7～27.7 ℃的單峰變化，其中5—8月的氣溫最高，此階段月均氣溫27.1 ℃，變幅為26.2～27.7 ℃；1—2月、12月的氣溫最低，該階段月均氣溫12.5 ℃，變幅為11.8～13.6 ℃。飽和蒸汽壓虧缺月均4.26 kPa，變異系數(shù)36%，其中2—3月最小，10月最大。全年的月相對濕度均較大，平均84%，變異系數(shù)7%，其中1月、10—12月稍低。太陽凈輻射月均為149 MJ/m2，其中5—8月最強，2—3月最弱。全年降水量1 409 mm，集中在6—9月，2月降水最少，仍有24 mm。土壤相對含水量也較高，月均達到80%，其中2月最低為64%。

2.2 基于PM模型的林分蒸散量特征

基于PM模型估算的蒸散量見圖3。由圖3可知，日蒸散量隨年際變化呈單峰波動，變化范圍0.1～9.8 mm/d，日均蒸散量3.5 mm/d。月蒸散量波動明顯，變異系數(shù)達53%，月平均96 mm，其中5—9月的蒸散量較大，1月和2月的蒸散量較小，最大6月(160 mm)是最小1月的5倍；2—5月和10月的月干旱指數(shù)>1，說明一年中58%的月份降水量大于蒸散量，其中5月的干旱指數(shù)較高，此時進入夏季，太陽輻射增強；10月的干旱指數(shù)最大，達到1.8，此時降水量小是主因；8月干旱指數(shù)最小，其是全年降水的集中月，降水量遠超蒸散量；11月的干旱指數(shù)最小，此時為晚秋季，太陽輻射弱，因而蒸散量也小。蒸散量在季節(jié)之間的差異較大，變異系數(shù)達47%，其中夏季最大為445 mm，春季次之，秋季較小，冬季最小為117 mm；就季節(jié)干旱指數(shù)而言，春季的干旱指數(shù)最大為1.3，說明全年基本處于濕潤或半濕潤狀態(tài)。年際的蒸散量均值為1 156 mm，且干旱指數(shù)<1，說明都處于濕潤年份，年降水量大于蒸散量。

圖3 基于PM模型估算的蒸散量Fig.3 Evapotranspiration estimated by PM model

圖4 水量平衡方程與PM模型估算的蒸散量比較Fig.4 Comparison of evapotranspiration estimated by WBE and PM model

2.3 基于水量平衡方程與PM模型的蒸散量差異分析

水量平衡方程與PM模型估算的蒸散量比較見圖4。

由圖4A可知，基于水量平衡方程計算的蒸散量與PM模型估算的變化趨勢基本一致，也表現(xiàn)為夏季最大，冬季最小。二者差異主要體現(xiàn)在PM模型春節(jié)蒸散小于水量平衡方程，而其他季節(jié)PM模型蒸散大于水量平衡方程。由圖4B二者的相關性分析可知，t檢驗為差異不顯著，相關系數(shù)為0.638，說明兩種方法測算的月蒸散量差異不顯著。為進一步驗證本研究的實測值與模擬值精度，將尹光彩等[12]在同屬南亞熱帶的廣東河頭林場、紀家林場的研究與本研究進行比較，發(fā)現(xiàn)3個研究地點觀測期間的年降水量都約1 300 mm，不同之處主要在于研究林分的密度和試驗地點的土壤質(zhì)地差異(表1)。由表1可知，以本研究PM模型模擬的蒸散量為基礎，其與河頭林場、紀家林場的桉樹林蒸散量偏差率分別為4%和-11%；而以本研究水量平衡方程計算的蒸散量為基礎，其與河頭林場、紀家林場的桉樹林蒸散量偏差率分別為9%和22%。Zhou等[14]研究認為，盡管河頭林場和紀家林場種植的是相同品種的桉樹，但土壤質(zhì)地差異決定的土壤可利用水分量不同可引起林分的蒸散量不同。為明確本研究區(qū)域土壤水分對蒸散的影響，進一步做土壤相對含水量、土壤儲水量變化與蒸散量的相關分析。

表1 3個試驗區(qū)水量平衡方程與PM模型估算的蒸散量比較Table 1 Comparison of evapotranspiration between WBE and PM formula among three trial zone

2.4 PM模型模擬蒸散量與土壤水分的相關分析

由2014年1—12月的降水量、土壤儲水量變化、土壤相對含水量與PM模型蒸散量的相關系數(shù)(表2)可知，土壤儲水量變化、土壤相對含水量與降水量都呈極顯著正相關，說明降水可顯著影響土壤水分，但蒸散量與降水量、土壤相對含水量的相關關系均不顯著，其僅與土壤儲水量變化呈顯著負相關且相關系數(shù)也較小，說明蒸散量受土壤水分變化影響不顯著，也揭示在年降水量較大條件下，全年呈濕潤或半濕潤條件的氣候區(qū)，土壤水分不成為蒸散的限制因子，而氣象因子是驅動蒸散的主要因素。

表2 PM模型模擬的日蒸散量與降水量、土壤相對含水量、土壤儲水量變化的相關系數(shù)Table 2 Relative coefficient between daily evapotranspiration based on PM model and precipitation,soil water storage change and soil water content

3 討 論

PM模型是系統(tǒng)蒸散研究中應用和變化形式較多的方法，其主要應用在農(nóng)田生態(tài)系統(tǒng)中，是研究并確定農(nóng)田生態(tài)系統(tǒng)蒸散量的標準方法。目前，PM模型在森林生態(tài)系統(tǒng)蒸散研究中存在模擬精度問題，其原因在于模型對系統(tǒng)下墊面的均一性要求較高，而森林生態(tài)系統(tǒng)所在的地形地貌通常復雜多樣，均一性較差，模型參數(shù)較難確定，從而造成分析誤差較大。PM模型模擬森林生態(tài)系統(tǒng)蒸散量精度主要受林冠上層截獲的凈輻射、空氣動力學阻力和冠層阻力影響[18]。林冠上層凈輻射可以通過實測法獲得，而冠層阻力可通過實測法或經(jīng)驗公式推導[21]，但空氣動力學阻力受地形起伏變化影響較大，風速輪廓線形狀也復雜多變，較難確定。本研究基于尾巨桉材性[22]，在確定模擬尾巨桉林蒸散量的PM模型參數(shù)中，林冠上層截獲凈輻射通過小氣候觀測系統(tǒng)實測近地面凈輻射，然后由經(jīng)驗公式推導而來；冠層阻力由實測的冠層葉片氣孔導度，并利用經(jīng)驗公式進行計算；而空氣動力學阻力則引用經(jīng)驗公式推導[23]。因此，本研究應用 PM模型模擬桉樹林蒸散量的敏感參數(shù)仍存在不確定性，盡管PM模型模擬的尾巨桉林蒸散量與其模擬廣東河頭林場、紀家林場蒸散量的偏差較小，但是本研究試驗地屬桂中低山丘陵地貌，而與河頭和紀家林場的沿海臺地下墊面異質(zhì)性較大，所以在研究中逐步修正模擬低山丘陵區(qū)桉樹林蒸散量的模型參數(shù)或參數(shù)擬合模型，對提高該區(qū)域桉樹林蒸散模擬精度大有幫助。

實測法是模型模擬精度的判斷標準，在研究中不斷提高實測法精度是改善和提高模型模擬精度的基礎。本研究基于水量平衡方程和PM模型的尾巨桉林月蒸散量變化趨勢相似性較高，兩種方法的月蒸散量變化差異不顯著，由此說明PM模型可粗略估算尾巨桉林的蒸散量。進一步與已有文獻對比分析發(fā)現(xiàn)，本研究利用水量平衡方程計算的尾巨桉林蒸散量占降水量的98%，比河頭林場、紀家林場利用水量平衡方程計算的尾葉桉林蒸散量分別大21%和11%，說明本研究階段低山丘陵區(qū)的尾巨桉林蒸散量比沿海臺地的尾葉桉林蒸散量大。在吳圩鎮(zhèn)、河頭林場和紀家林場3個試驗區(qū)中，水量平衡方程與PM模型之間的蒸散量偏差率分別為15%、1%、4%，說明兩種方法在低山丘陵區(qū)的計算精度低于沿海臺地，也表明需進一步提高低山丘陵區(qū)桉樹林蒸散量的實測與模擬精度。目前，有很多模擬植被蒸散量的理論模型[24-26]，也不乏在特定區(qū)域模擬精度高于PM模型的方法，如Shuttleworth-Wallace模型模擬陜北棗林的精度優(yōu)于PM模型[27]。因此，在利用水量平衡方程計算低山丘陵區(qū)桉樹林蒸散量時，需觀測林下植被蒸散量和深層土壤儲水量，也要考慮低山丘陵區(qū)桉樹林的水文尺度效應；應用多種模型對比分析其蒸散量的偏差，評價模型模擬低山丘陵區(qū)桉樹林蒸散量的適用性，從而有針對性地提高低山丘陵區(qū)桉樹林蒸散量的估算精度。

本研究PM模型模擬的尾巨桉林日均蒸散量為3.5 mm，月均蒸散量為98 mm，年均蒸散量為1 156 mm；1年中有58%的月份干旱指數(shù)小于1，季節(jié)干旱指數(shù)春季最大僅為1.3，其他季節(jié)干旱指數(shù)均小于1，同時連續(xù)3年觀測期的年干旱指數(shù)都小于1，進一步表明本研究尾巨桉林種植區(qū)在連續(xù)3年觀測期間都處于濕潤或半濕潤水分條件。PM模型模擬的蒸散量與土壤相對含水量的相關性分析發(fā)現(xiàn)，蒸散量與土壤相對含水量無顯著相關，說明土壤水分不成為尾巨桉林蒸散的限制因子。有學者發(fā)現(xiàn)在我國干旱指數(shù)小于1的地區(qū)，人工林與天然林的水分消耗差異不顯著[28]，反映出在我國華南降水量較大、干旱指數(shù)低的地區(qū)發(fā)展人工林比天然林消耗更少的水分，也表明本研究區(qū)域的桉樹林并未顯著影響土壤水分，這與以往研究中土壤儲水量年變化基本為零[29]的觀點一致。