基于PM模型的广西南宁尾巨桉中龄林蒸散特征

任世奇，朱原立，梁燕芳，陈健波，卢翠香，伍 琪，韦振道

(1.广西壮族自治区林业科学研究院，广西 南宁 530002；2.广西南宁桉树森林生态系统定位观测研究站，广西 南宁 530002；3.广西壮族自治区国有七坡林场，广西 南宁 530225)

在土壤-植物-大气连续体系(SPAC)中，蒸散是陆地生态系统与水文过程的重要纽带[1]。全球蒸散量约占降水的60%，是陆地生态系统水分的主要支出项，其中森林生态系统占蒸散的67%[2-3]，研究森林蒸散对了解森林水文过程，合理利用有限水资源和科学规划提高森林水分利用效率有重要意义[4]。据第九次森林资源清查显示，我国人工林面积0.8亿hm2，居世界之首。桉树被誉为世界三大速生树种之一[5]，是我国华南地区的主要速生用材树种，其中广西桉树的种植面积、蓄积量和木材产量均居全国第一，代表我国桉树人工林发展现状，探索广西桉树人工林蒸散特征对全面了解我国桉树人工林蒸散有重要意义。

估算森林蒸散的方法较多，如多树水分平衡法[6]、涡度相关技术法[7]、水量平衡法[8]、近红外与微波联合法[9]等，多年的研究也衍生出多种理论模型和技术方法[10-11]，其中基于空气动力学和热力学原理的PM(Penman-Monteith)模型具有理论严谨、精度较高、适用广泛的特点，被FAO(联合国粮食和农业组织)推荐用于估算陆面蒸散。国内较早对桉树人工林蒸腾和蒸散进行估算的是对雷州半岛河头和纪家林场尾叶桉(Eucalyptusurophylla)林的观测[12]，结果表明，土壤质地差异是引起液流通量极大值差异的主要原因；Morris等[13]也利用该数据和PM模型分析了尾叶桉的蒸腾和蒸散特征；Zhou等[14]通过实测法和理论模型对比分析了尾叶桉的蒸散量，表明实测法与理论模型的估值偏差率较小；张宁南等[15]从另一个角度对该尾叶桉林观测数据的分析发现，旱季土壤有效水减少及较低饱和蒸汽压亏缺在不同程度上限制了桉树水分消耗。本研究以广西南宁桉树林生态系统定位观测研究站内的尾巨桉(E.urophylla×E.grandis)中龄林为研究对象，应用PM模型模拟林分蒸散量，并与水量平衡方程计算的蒸散量进行对比，以掌握低山丘陵区桉树人工林的蒸散特征，为编制桉树人工林生产经营方案提供参考依据。

1 材料与方法

1.1 研究地概况

研究地位于广西南宁市吴圩镇(107°59′E，22°28′N)桉树森林生态系统定位观测研究站(南宁桉树站)。该区域属于南亚热带季风气候，年均气温21 ℃，年活动积温7 500 ℃，年日照时间>1 800 h，年太阳辐射总量110 kJ/cm2，年降水量1 300 mm左右，年均相对湿度79%；海拔213 m，林地坡度5°～25°，土壤厚度0.5～1.0 m，砂页岩母质，以砖红壤为主，少量紫色和棕色石灰土，酸度较高，平均含砂率23%。南宁桉树站所在位置是广西桉树主产区中部的典型代表，其地形为低山丘陵，站内种植的尾巨桉(Eucalyptusurophylla×E.grandis)无性系在华南地区发展的桉树商品林品系中占90%以上，尾巨桉种植密度1 250 株/hm2，株行距2 m×4 m，研究期间树高16.5 m，胸径12.0 cm；林下灌木均高1.0 m，盖度35%；草本植物均高7 cm，盖度80%。常见灌草植物有桃金娘(Rhodomyrtustomentosa)、野牡丹(Melastomacandidum)、岗松(Baeckeafrutescens)、越南悬钩子(Rubuscochinchinensis)、杜茎山(Maesajaponica)、盐肤木(Rhuschinensis)、余甘子(Phyllanthusemblica)、毛果算盘子(Glochidioneriocarpum)、草本有铁芒箕(Gleichenialinearis)、弓果黍(Cyrtococcumpatens)、华南鳞盖蕨(Microlepiahancei)、五节芒(Miscanthusfloridulus)、半边旗(Pterissemipinnata)、金茅(Eulaliaspeciosa)、野香茅(Cymbopogongoeringii)、画眉草(Eragrostispilosavar.pilosa)等。

1.2 林内与林外小气候观测

在站区山脊线鞍部桉树林内与林外分别建设9 m×9 m的林内气象站和25 m×25 m的林外气象站，观测站内各安装自动气象观测系统(CSI，FM1000，USA)，用于观测近地面气象要素数据，包括风向、风速、大气温湿度、水汽压、太阳辐射、光合有效辐射、降雨量、土壤温度和土壤体积含水量，设定数据采集器(CR1000，Campbell scientific)每30 min记录1次平均值。

1.3 PM模型简介与蒸散量模拟方法

1.3.1 林分蒸散量模型

PM模型是以能量平衡和水汽扩散理论为基础的作物蒸腾计算阻力模型。该模型被FAO推荐为计算陆面蒸散的首选方法[16-17]，其全面考虑了影响蒸散过程的大气物理和植被生理特性，计算精度较高。由于大部分森林地形地貌复杂多样，非均质下垫面给森林蒸散估算精度带来困难，为提高模拟精度，PM模型衍生出很多变化形式，试图通过修正敏感参数而提高精度。PM模型模拟精度主要受太阳辐射、空气动力学阻力和冠层阻力准确度的影响[18]。本研究以低山丘陵区的桉树人工林为研究对象，应用PM模型模拟林分蒸散量，计算公式如下：

(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为PM模型模拟的林分蒸散量，mm/d；Δ为水汽压随温度变化的曲线斜率，即为饱和水汽压斜率，kPa/℃；Rnc为林冠截获净辐射，MJ/(m2·d)；Rn为林冠上方的净辐射，MJ/(m2·d)；ILA为叶面积指数；K为消光系数(K=0.5)；ρ为空气密度，kg/m3；Cp为空气比热容，kJ/(kg· ℃)；γ为干湿表常数，kPa/℃；ea为饱和蒸汽压，kPa；ed为实际蒸汽压，kPa；HR为相对湿度，%；T为大气温度，℃；ra为空气动力学阻力，s/m；rs为冠层阻力，s/m；Gs为气孔导度，mm/s；Zr为风速测量高度，m；z0为蒸散面粗糙长度，m；d为零平面位移高度，m；h为冠层高度，m；k为卡曼常数0.41；U为于林分Zr高处的风速，m/s；e0为瞬时气温饱和蒸汽压,kPa。

1.3.2 叶面积指数观测

在站点山脊线以东距离林内气象观测站40 m，距离林外气象观测站80 m处的中坡位置设定1个30 m×30 m的固定样方。分别于2013年8月、2014年2月、2014年3月、2014年6月和2015年8月共5次使用植被冠层分析系统(WinSCANOPY Pro2012,USA)在样方内按“S”形曲线从上坡至下坡布置5个拍摄点，每个点拍摄多张球形数码照片，使用冠层分析软件选择10张以上照片计算每次实测叶面积指数。同时利用林外和林内气象系统观测的太阳总辐射，应用消光系数法计算叶面积指数，并与实测叶面积指数进行比较(图1)。实测叶面积指数与消光系数法计算的叶面积指数吻合较好。因此，以消光系数法计算2013年8月—2016年7月的月叶面积指数作为PM模型计算桉树林蒸散量的参数。

叶面积指数(ILA)消光系数法计算公式：

(11)

式中：lr,out为林外太阳总辐射，W/m2；lr,in为林内太阳总辐射，W/m2；K为消光系数(K=0.5)。

图1 实测与消光系数法间接计算的叶面积指数比较Fig.1 Comparison between indirect leaf area index (LAI) and measured LAI

1.3.3 气孔导度测定

气孔导度由光合作用系统仪(Li-COR,Li-6400XT)于晴朗天气9:00—11:00进行测定。测定时，首先选择桉树冠层中上部的成熟叶，采用光合作用系统的红蓝光源，设置光合有效辐射为1 600 μmol/(mol·s)，控制叶室二氧化碳浓度380 μmol/mol，大气温度36 ℃，相对湿度67%，最后实测的桉树叶片气孔导度为5.017 mm/s。

1.4 水量平衡方程推算林分蒸散量

1.4.1 土壤储水量变化观测

利用小气候观测的土壤体积含水量计算土壤储水量变化，公式如下：

(12)

ΔW=Wj+1-Wj。

(13)

式中：W为土壤储水量，mm;n为土壤划分层次数，分别为1、2、3和4;Wvc为土壤体积含水量，mm;hi为第i土层深度含水量对应的土壤厚度，分别为5、5、10和20 cm;j为计算瞬时土壤储水量的时刻;ΔW为土壤储水变化量，mm。

1.4.2 土壤相对含水量

土壤储水量或土壤储水量变化可表示土壤储水状态或土壤储水状态随降水量的变化情况，而土壤相对含水量则是作为判断土壤干旱程度分级标准的主要指标之一。本研究对象桉树无性系的根系集中在土壤深度<40 cm的土层中[18]，因而以土层深度20 cm处的观测数据计算相对含水量。根据土壤干旱程度分级标准：土壤相对含水量>80%，为偏湿；土壤相对含水量>60%～80%，为适宜；土壤相对含水量>40%～60%，为轻旱；土壤相对含水量>20%～40%，为中旱；土壤相对含水量≤20%，为重旱。

CRW=Wvc/θ×100%。

(14)

式中：CRW为土壤相对含水量；θ为田间持水量(0～20 cm的土壤田间持水量为15%)。

1.4.3 径流观测

在生态站集水区小流域建设1座V型直角三角形测流堰，集水区面积15.6 hm2。在测流堰井中安装1个自动水位计(ONSET，U20，USA)，设定自动水位计数据采集时间为每30 min记录1次。应用《水工(常规)模型试验规程》SL155—95中的经验拟合公式计算瞬时出水量[19]。

Q=1.33H2.465。

(15)

式中：Q为径流量，m3；H为水头高度，H=0.03～25.00 m。

1.4.4 林分蒸散量推算

森林生态系统的水量平衡包括降水输入、径流和蒸散输出。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为水量平衡方程蒸散量，mm；Pout为降水量，mm。

1.5 数据处理

使用Excel 2010对小气候和水文观测数据进行分类和计算；应用PM模型按不同时间尺度模拟林分的蒸散量；使用R语言绘图并分析PM模型模拟蒸散量与水量平衡方程，计算蒸散量的差异与相关性。

2 结果与分析

2.1 环境因子变化特征

试验区2014年的环境因子变化特征(图2)表明，年内气温呈11.7～27.7 ℃的单峰变化，其中5—8月的气温最高，此阶段月均气温27.1 ℃，变幅为26.2～27.7 ℃；1—2月、12月的气温最低，该阶段月均气温12.5 ℃，变幅为11.8～13.6 ℃。饱和蒸汽压亏缺月均4.26 kPa，变异系数36%，其中2—3月最小，10月最大。全年的月相对湿度均较大，平均84%，变异系数7%，其中1月、10—12月稍低。太阳净辐射月均为149 MJ/m2，其中5—8月最强，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。土壤相对含水量也较高，月均达到80%，其中2月最低为64%。

2.2 基于PM模型的林分蒸散量特征

基于PM模型估算的蒸散量见图3。由图3可知，日蒸散量随年际变化呈单峰波动，变化范围0.1～9.8 mm/d，日均蒸散量3.5 mm/d。月蒸散量波动明显，变异系数达53%，月平均96 mm，其中5—9月的蒸散量较大，1月和2月的蒸散量较小，最大6月(160 mm)是最小1月的5倍；2—5月和10月的月干旱指数>1，说明一年中58%的月份降水量大于蒸散量，其中5月的干旱指数较高，此时进入夏季，太阳辐射增强；10月的干旱指数最大，达到1.8，此时降水量小是主因；8月干旱指数最小，其是全年降水的集中月，降水量远超蒸散量；11月的干旱指数最小，此时为晚秋季，太阳辐射弱，因而蒸散量也小。蒸散量在季节之间的差异较大，变异系数达47%，其中夏季最大为445 mm，春季次之，秋季较小，冬季最小为117 mm；就季节干旱指数而言，春季的干旱指数最大为1.3，说明全年基本处于湿润或半湿润状态。年际的蒸散量均值为1 156 mm，且干旱指数<1，说明都处于湿润年份，年降水量大于蒸散量。

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

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

2.3 基于水量平衡方程与PM模型的蒸散量差异分析

水量平衡方程与PM模型估算的蒸散量比较见图4。

由图4A可知，基于水量平衡方程计算的蒸散量与PM模型估算的变化趋势基本一致，也表现为夏季最大，冬季最小。二者差异主要体现在PM模型春节蒸散小于水量平衡方程，而其他季节PM模型蒸散大于水量平衡方程。由图4B二者的相关性分析可知，t检验为差异不显著，相关系数为0.638，说明两种方法测算的月蒸散量差异不显著。为进一步验证本研究的实测值与模拟值精度，将尹光彩等[12]在同属南亚热带的广东河头林场、纪家林场的研究与本研究进行比较，发现3个研究地点观测期间的年降水量都约1 300 mm，不同之处主要在于研究林分的密度和试验地点的土壤质地差异(表1)。由表1可知，以本研究PM模型模拟的蒸散量为基础，其与河头林场、纪家林场的桉树林蒸散量偏差率分别为4%和-11%；而以本研究水量平衡方程计算的蒸散量为基础，其与河头林场、纪家林场的桉树林蒸散量偏差率分别为9%和22%。Zhou等[14]研究认为，尽管河头林场和纪家林场种植的是相同品种的桉树，但土壤质地差异决定的土壤可利用水分量不同可引起林分的蒸散量不同。为明确本研究区域土壤水分对蒸散的影响，进一步做土壤相对含水量、土壤储水量变化与蒸散量的相关分析。

表1 3个试验区水量平衡方程与PM模型估算的蒸散量比较Table 1 Comparison of evapotranspiration between WBE and PM formula among three trial zone

2.4 PM模型模拟蒸散量与土壤水分的相关分析

由2014年1—12月的降水量、土壤储水量变化、土壤相对含水量与PM模型蒸散量的相关系数(表2)可知，土壤储水量变化、土壤相对含水量与降水量都呈极显著正相关，说明降水可显著影响土壤水分，但蒸散量与降水量、土壤相对含水量的相关关系均不显著，其仅与土壤储水量变化呈显著负相关且相关系数也较小，说明蒸散量受土壤水分变化影响不显著，也揭示在年降水量较大条件下，全年呈湿润或半湿润条件的气候区，土壤水分不成为蒸散的限制因子，而气象因子是驱动蒸散的主要因素。

表2 PM模型模拟的日蒸散量与降水量、土壤相对含水量、土壤储水量变化的相关系数Table 2 Relative coefficient between daily evapotranspiration based on PM model and precipitation,soil water storage change and soil water content

3 讨 论

PM模型是系统蒸散研究中应用和变化形式较多的方法，其主要应用在农田生态系统中，是研究并确定农田生态系统蒸散量的标准方法。目前，PM模型在森林生态系统蒸散研究中存在模拟精度问题，其原因在于模型对系统下垫面的均一性要求较高，而森林生态系统所在的地形地貌通常复杂多样，均一性较差，模型参数较难确定，从而造成分析误差较大。PM模型模拟森林生态系统蒸散量精度主要受林冠上层截获的净辐射、空气动力学阻力和冠层阻力影响[18]。林冠上层净辐射可以通过实测法获得，而冠层阻力可通过实测法或经验公式推导[21]，但空气动力学阻力受地形起伏变化影响较大，风速轮廓线形状也复杂多变，较难确定。本研究基于尾巨桉材性[22]，在确定模拟尾巨桉林蒸散量的PM模型参数中，林冠上层截获净辐射通过小气候观测系统实测近地面净辐射，然后由经验公式推导而来；冠层阻力由实测的冠层叶片气孔导度，并利用经验公式进行计算；而空气动力学阻力则引用经验公式推导[23]。因此，本研究应用 PM模型模拟桉树林蒸散量的敏感参数仍存在不确定性，尽管PM模型模拟的尾巨桉林蒸散量与其模拟广东河头林场、纪家林场蒸散量的偏差较小，但是本研究试验地属桂中低山丘陵地貌，而与河头和纪家林场的沿海台地下垫面异质性较大，所以在研究中逐步修正模拟低山丘陵区桉树林蒸散量的模型参数或参数拟合模型，对提高该区域桉树林蒸散模拟精度大有帮助。

实测法是模型模拟精度的判断标准，在研究中不断提高实测法精度是改善和提高模型模拟精度的基础。本研究基于水量平衡方程和PM模型的尾巨桉林月蒸散量变化趋势相似性较高，两种方法的月蒸散量变化差异不显著，由此说明PM模型可粗略估算尾巨桉林的蒸散量。进一步与已有文献对比分析发现，本研究利用水量平衡方程计算的尾巨桉林蒸散量占降水量的98%，比河头林场、纪家林场利用水量平衡方程计算的尾叶桉林蒸散量分别大21%和11%，说明本研究阶段低山丘陵区的尾巨桉林蒸散量比沿海台地的尾叶桉林蒸散量大。在吴圩镇、河头林场和纪家林场3个试验区中，水量平衡方程与PM模型之间的蒸散量偏差率分别为15%、1%、4%，说明两种方法在低山丘陵区的计算精度低于沿海台地，也表明需进一步提高低山丘陵区桉树林蒸散量的实测与模拟精度。目前，有很多模拟植被蒸散量的理论模型[24-26]，也不乏在特定区域模拟精度高于PM模型的方法，如Shuttleworth-Wallace模型模拟陕北枣林的精度优于PM模型[27]。因此，在利用水量平衡方程计算低山丘陵区桉树林蒸散量时，需观测林下植被蒸散量和深层土壤储水量，也要考虑低山丘陵区桉树林的水文尺度效应；应用多种模型对比分析其蒸散量的偏差，评价模型模拟低山丘陵区桉树林蒸散量的适用性，从而有针对性地提高低山丘陵区桉树林蒸散量的估算精度。

本研究PM模型模拟的尾巨桉林日均蒸散量为3.5 mm，月均蒸散量为98 mm，年均蒸散量为1 156 mm；1年中有58%的月份干旱指数小于1，季节干旱指数春季最大仅为1.3，其他季节干旱指数均小于1，同时连续3年观测期的年干旱指数都小于1，进一步表明本研究尾巨桉林种植区在连续3年观测期间都处于湿润或半湿润水分条件。PM模型模拟的蒸散量与土壤相对含水量的相关性分析发现，蒸散量与土壤相对含水量无显著相关，说明土壤水分不成为尾巨桉林蒸散的限制因子。有学者发现在我国干旱指数小于1的地区，人工林与天然林的水分消耗差异不显著[28]，反映出在我国华南降水量较大、干旱指数低的地区发展人工林比天然林消耗更少的水分，也表明本研究区域的桉树林并未显著影响土壤水分，这与以往研究中土壤储水量年变化基本为零[29]的观点一致。