三北工程黃土高原丘陵溝壑區森林降溫增濕效果研究

肖 玉,謝高地,甄 霖,徐 潔,3,王洋洋

1 中國科學院地理科學與資源研究所, 北京 100101 2 中國科學院大學, 北京 100049 3 北京林業大學自然保護區學院, 北京 100083

森林氣候調節功能是指森林生態系統在生長過程中,通過植被蒸騰和土壤蒸發作用吸收周圍空氣熱量,增加空氣水汽含量,從而達到降溫增濕效果。Li等[1]利用遙感影像對比森林與臨近開闊地發現,熱帶森林全年都具有顯著的降溫作用,溫帶森林夏季也具有一定降溫作用,而冬季具有增溫作用,并且發現增溫或降溫效應主要受蒸散作用和地表反照率兩個過程驅動。Zeng等[2]基于耦合土地-大氣全球氣候模型與葉面積指數數據發現,1982年以來全球綠色覆蓋使得地表溫度降低了(0.09±0.02)C,其中蒸散作用降溫效果顯著。局地尺度上,Fahmy等[3]在埃及開羅實地測定發現,城市森林可以改善溫度和相對濕度等大氣微氣候,從而改善行人舒適度。Lee等[4]通過對比北美渦度相關通量塔觀測數據發現,6—9月森林最高溫度比相應地區開闊地低,但最低溫比開闊地高。Zhang等[5]根據北美和東亞渦度相關通量塔觀測結果得出類似結果,森林月平均最高溫度都低于開闊地,但月平均最低溫度卻高于開闊地,森林植被能降低區域溫差。Martini等[6]在巴西Curitiba市通過實地監測發現,城市森林中樹木的數量和密度與空氣溫度和相對濕度密切相關。可見,從區域到局地尺度,森林能通過蒸散作用來改變區域溫度與濕度條件而影響區域氣候,特別是炎熱夏季能緩解高溫,給人類提供更為舒適的生活環境。

三北工程黃土高原丘陵溝壑區位于我國中部,是半濕潤向半干旱氣候過渡區域,也是暖溫帶闊葉林向典型草原和荒漠草原過渡區域。從20世紀80年代初以來,包括三北工程、退耕還林、天然林保護等生態工程建設使得黃土高原森林覆蓋度有了較大幅度提高[7],導致區域生態環境要素以及物質循環與能量交換過程發生變化[8-9],進而對生態系統服務供給產生影響[10]。李玉山[8]認為,黃土高原植被增加使得區域內的水文小循環增強,而與區域外部之間的水文大循環減弱。茍嬌嬌等[11]通過遙感與站點數據分析認為,退耕還林(草)工程實施10年后黃土高原植被覆蓋增加,植被可增加地表蒸散發作用從而具有降溫效應。

本研究在分析20世紀80年代初以來三北工程黃土高原丘陵溝壑區森林覆被變化基礎上,利用Penman-Monteith公式,模擬計算1980—2015年三北工程黃土高原丘陵溝壑區森林生態系統在植被生長活躍期(6—9月)的蒸散量及其吸熱量,分析研究區森林通過蒸散過程提供區域降溫增濕服務,為認識研究區森林在調節區域氣候中發揮作用提供科學依據。

1 研究方法

1.1 研究區概況

三北工程黃土高原丘陵溝壑區位于我國黃土高原地區(33°41′—41°15′ N,100°50′—114°2′ E),包括青海東部、甘肅南部、寧夏南部、陜西中部和南部、山西西部以及內蒙部南部區域(圖1)。該區面積為30.65萬km2,海拔高度為310—5208 m。該區氣候屬于大陸性季風氣候,是溫帶半濕潤氣候向半干旱氣候過渡區,年降雨量為400 mm左右,降雨量從東南向西北逐漸減少,多年平均蒸發量820—1650 mm,多年平均氣溫為9℃。土壤類型包括褐土、黑壚土和黃綿土,土壤毛管孔隙過大,易于蒸發,保水性較差[12]。森林類型包括落葉闊葉林、常綠針葉林、落葉針葉林、針闊混交林和灌叢,以落葉闊葉林為主。該區樹種包括楊樹(Populusspp.)、刺槐(Robiniapseudoacacia)、遼東櫟(Quercusliaotungensis)、樺樹(Betulaspp.)、沙棘(Hippophaerhamnoides)、油松(Pinustabulaeformis)、落葉松(Larixprincipisrupprechtii)、側柏(Platycladusorientalis)等。該區域歷史上森林分布廣泛,由于人類活動導致森林植被破壞,水土流失問題嚴重。20世紀70年代末以來,國家開展了三北防護林建設、小流域治理、七大江河水土保持重點工程、全國“八大片”治理(黃土高原有無定河、皇甫川、三川河等)、退耕還林(草)等生態工程[13],林草植被有了較大恢復。由于研究區內有多種恢復森林植被的生態工程實施,難以在空間上進行區分。因此,本研究以三北工程黃土高原丘陵溝壑區內所有森林為研究對象,評價其蒸散過程對區域氣候調節作用。

圖1 研究區地理位置、高程和森林植被分布Fig.1 Location, DEM and vegetation of the study area

1.2 數據來源

本研究中使用的1980、2000、2010和2015年1 km×1 km土地覆被數據來自中國科學院遙感與數字地球研究所,數據準確率在90%以上[14]。1980、2000、2010和2015年6月1日—9月30日逐日降溫、氣溫、日照、風速等氣象數據來自中國地面氣候資料日值數據集(V3.0)(http://data.cma.cn/),包括風速、日照時數、氣壓、氣溫、水汽壓、相對濕度、降水等,該氣象數據經中國氣象局嚴格質量監控,數據精度和實有率達到99%以上。在Excel中選取6—9月逐日數據利用Penman-Monteith公式計算均值,在ArcGIS軟件中通過簡單Krig插值獲得植被生長季潛在蒸散、降水等氣象柵格數據(1 km)。DEM數據分辨率為90 m,來源于美國奮進號航天飛機的雷達地形測繪SRTM(Shuttle Radar Topography Mission,SRTM)數據,經由中國科學院資源環境科學數據中心下載。

1.3 研究方法

本研究中的降溫增濕服務是指三北工程黃土高原丘陵溝壑區在植物生長旺季(6—9月)森林通過植被蒸騰作用與土壤蒸發,增加空氣濕度,同時在蒸散過程中吸收周邊熱量而降低區域溫度,為人類社會經濟活動提供更為舒適的環境。本研究暫不考慮森林植被對地表反照率影響導致區域溫度變化。本研究假設研究區是一個相對封閉的空間,其水平范圍為三北工程黃土高原丘陵溝壑區或所屬各省邊界,垂直高度為混合層高度。在該空間范圍內熱量與水汽充分混合而不與外界發生交換。森林蒸散作用發生后將引起該空間范圍熱量和水汽含量變化,從而影響其溫度與濕度。

1.3.1增濕

森林增濕量是指森林生態系統植被與土壤蒸散帶來水汽量,也就是森林蒸散量。本研究采用《生態保護紅線劃定技術指南》[15]中方法計算實際蒸散量：

(1)

式中,Qw為實際蒸散量(mm)；P為多年平均年降水量(mm)；ETo為多年平均潛在蒸散量(mm)；ω為下墊面(土地覆被)影響系數,其取值參考《生態保護紅線劃定技術指南》(表1)。

表1 土地覆被影響系數ω參考取值

本研究中應用了FAO-56推薦的Penman-Monteith公式[16]計算潛在蒸發量ETo：

(2)

式中,Rn參考作物表面凈輻射(MJ m-2d-1)；G為土壤熱通量密度(MJ m-2d-1)；T為月平均溫度(℃)；U2為2 m處風速(m/s)；es飽和水汽壓(kPa)；ea實際水汽壓(kPa)；Δ為飽和水汽壓溫度曲線的斜率(kPa/℃)；γ為干濕表常數(kPa/℃)。

凈輻射Rn：

Rn=Rns-Rnl

(3)

凈短波輻射Rns：

(4)

式中,n為日照時數(h)；N為最大日照時數(h)；Ra為總輻射(MJ m-2d-1)；N和Ra與緯度和季節有關。

凈長波輻射：

(5)

式中,Tkx、Tkn分別為最高氣溫、最低氣溫對應的絕對溫度(K)。

土壤熱通量G：

G=0.14(Tmonthn-Tmonthn-1)≈0

(6)

2 m處風速U2：

U2=4.87×Uz/ln(67.8z-5.42)

(7)

式中,Uz為z高度處測得的風速(m/s)。

實際水汽壓ea：

(8)

水汽壓曲線斜率Δ：

(9)

濕度計算常量γ：

(10)

式中,P為氣壓(kPa)；λ為汽化潛熱(MJ/kg)。

氣壓：

(11)

式中,z為海拔高度(m)。

汽化潛熱λ：

λ=2.501-(2.361×10-3)×T

(12)

式中,T為平均溫度(℃)。

通過森林蒸散作用,增加大氣水汽含量,可使區域每日絕對濕度發生變化[17],計算公式為：

Δh=Qwd×1000/V

(13)

Qwd=Qw÷122

(14)

V=A×h

(15)

式中,Δh為某個區域的絕對濕度日增加量(g m-3d-1)；Qwd為某個區域日蒸散量(kg/d)；V為某個區域全域混合層高度內空氣體積(m3)；Qw為研究區森林年蒸散量(kg/a)；A為某個區域全域面積(m2)；h為混合層高度(m),黃土高原混合層高度為677 m[18]。

同時,我們在計算絕對濕度變化基礎上可以計算森林蒸散作用對區域相對濕度變化的影響,區域相對濕度變化量計算公式為：

Δe=Δh×T÷218

(16)

式中,Δe為某個區域內水汽壓每日變化量(hpa/d)；T為生長季平均溫度,絕對溫度(K),見表2；Δh為某個區域絕對濕度每日變化量(g m-3d-1)。

其次,飽和水汽壓(es)計算公式為：

lnes=21.382-(5.3475×103÷T)

(17)

則相對濕度變化量(Δf)的計算公式為：

Δf=Δe÷es×100%

(18)

表2 不同年份植被生長季(6—9月)研究區平均溫度

數據來源：國家氣象數據中心提供數據通過插值后計算平均值

1.3.2降溫

研究區森林蒸散過程將液態水轉化為氣態水,可通過20℃時水汽化熱計算蒸散過程中吸收周圍環境熱量及其降溫量。吸熱量計算公式為：

(19)

Qhij=Qwij×2453

(20)

式中,Qh為研究區森林年蒸散吸熱量(kJ/a)；a為柵格面積(1 km2)；Qhi為第i個森林柵格的單位面積年蒸散吸熱量(kJ m-2a-1)；2453 kJ/kg為20℃時水汽化熱。

在森林蒸散吸熱量基礎上,利用空氣的容積熱容量計算某個區域每日降溫效應[17]：

ΔT=Qhd÷V÷ρc

(21)

Qhd=Qh÷122

(22)

式中,ΔT為某個區域每日溫度變化量(℃/d)；Qhd為某個區域森林蒸散過程中每日損失熱量(kJ/d)；V為某個區域全域混合層高度內空氣體積(m3)；ρc為空氣的容積熱容量,其值為1.256 kJ m-3℃-1。

3 結果與分析

3.1 研究區森林覆被變化

1980—2015年研究區森林從5.32×104km2增加至5.44×104km2,增加了2.25%。從土地轉移矩陣來看,森林與其他土地覆被之間轉換較為頻繁：1980—2015年土地覆被轉移過程中,1980年森林中74.85%保持不變,另外25.15%的森林轉變其他土地覆被類型,其中轉為草地的最多,占1980年森林面積的17.02%,其次為農田,占7.15%；從2015年森林來看,73.21%的森林保持不變,另有26.79%的森林由其他土地覆被轉變而來,其中來自草地的土地最多,占2015年森林面積的16.77%,其次是農田,占9.44%(表3)。

比較1980年轉出的森林覆被與2015年轉入的森林覆被可以看出,更多的草地、農田以及荒漠轉入森林,更多的森林轉出為聚落和濕地。可見,隨著社會經濟發展,森林不可避免地被人類占用,用于各類城鎮與鄉村居住、工礦企業生產以及基礎設施建設,如甘肅東部平涼市。與此同時,隨著各類生態建設工程實施[13],更多的荒草地、低產田或坡耕地、荒漠等轉變為森林,如陜西中部延安市(圖2)。總體上,研究區森林覆被面積增加,森林覆蓋度逐步提升。

表3 1980—2015年研究區土地覆被轉移矩陣/km2

圖2 1980—2015年研究區森林轉變空間分布Fig.2 Distribution of forest tranfer in the study area from 1980 to 2015

3.2 研究區森林實際蒸散量

1980年以來,在植物生長季(6—9月)研究區森林實際蒸散總量為1.19×1010—1.40×1010t/a,平均實際蒸散量為219—257 mm(圖3)。張淑蘭等[19]利用SWIM模型模擬涇河流域上游森林全年實際蒸散量為425—545 mm。Gao等[20]基于Budyko假設模擬了1990—2014年黃土高原全年實際蒸散量為352—396 mm。賀康寧[21]通過定位觀測發現位于黃土高原丘陵溝壑區的山西方山縣刺槐林6—9月蒸散量為272—300 mm。由于本研究僅計算6—9月森林蒸散量,本研究結果低于張淑蘭等和Gao等計算的全年實際蒸散量,但與賀康寧實地測定6—9月結果具有可比性。

本研究結果顯示1980—2015年森林實際蒸散總量與平均實際蒸散量均先增加,但在2015年明顯下降(圖3)。陸地生態系統平均實際蒸散量除了受植被類型影響外,還受太陽輻射、溫度、降水等因素影響,實際蒸散量與風速和降水正相關,而與日照時數和溫度負相關[22-23]。本研究中1980—2015年6—9月潛在蒸散量基本保持穩定,但是6—9月降雨量在2010—2015年出現大幅度下降,降低了22%。因此,降雨量是導致2015年6—9月森林實際蒸散量低于其他年份的主要因素[24]。同時,通過對比用一年份不同土地覆被實際蒸散量,我們發現森林平均實際蒸散量顯著高于其他土地覆被類型(圖4)。因此,通過各類生態工程增加森林面積將有助于提升區域蒸散量。

圖3 1980—2015年6—9月森林蒸散與降雨 Fig.3 Forest evapotranspiration in June to September from 1980—2015AET: Actual evapotranspiration; PET: potential evapotranspiration

圖4 1980—2015年6—9月不同土地覆被平均蒸散量 Fig.4 Average AET in in June to September of different cover types from 1980 to 2015

對不同省區而言,由于研究區森林主要分布在陜西和山西,位于這兩省的森林6—9月實際蒸散量較高,大約占研究區的64%左右。各省區之間6—9月森林平均實際蒸散量相差不大。從空間分布格局上看,位于陜西中南部、山西南部、甘肅東部地區的森林6—9月平均實際蒸散量相對較高,而位于青海、山西北部和內蒙古地區森林相對較低。從1980—2000年,森林實際蒸散量相對較低的區域在減少,但2000—2010年增加,而2010—2015年大幅度減少,特別是位于陜西中部和山西南部地區森林實際蒸散量下降最明顯(圖4)。

圖5 1980—2015年研究區森林平均實際蒸散量空間分布Fig.5 Distribution of forest average AET in the study area from 1980 to 2015

3.3 研究區森林增濕效果

1980—2015年研究區森林通過蒸散作用可以使區域6—9月絕對濕度每日增加0.47—0.55 g/m3,其中2000年增加最少,而2010年增加最多；相對濕度每日增加2.87%—3.32%,2015年增加最少,而1980年增加最多。就不同省區而言,森林面積較多的山西和陜西絕對濕度與相對濕度增加量較高,森林分布較少的寧夏相對較低。可見,森林有助于調節區域溫濕度。蘇泳嫻等[25]通過遙感影像模擬發現,廣州市城區裸地的空氣濕度基本在36%以下,而有植被覆蓋地方的空氣濕度均在45%以上,有植被覆蓋地方的空氣濕度比裸地可高9%以上。段文標等[26]通過野外觀測發現,小興安嶺闊葉紅松混交林相對濕度顯著高于空曠地。徐明潔等[27]通過野外觀測研究了千煙洲人工針葉林林內水汽壓高于林外,表現出明顯的增濕效應。吳菲等[28]發現,夏季喬灌草綠地比建筑地面相對濕度高6.2%—9.0%。秦仲等[29-30]在北京奧林匹克森林公園監測發現,與開闊地相比,欒樹群落可在夏季白天降低空氣溫度0.43—7.53℃,增加相對濕度1%—22%；楊樹群落可降溫1.0—5.0℃,增加濕度4%—15%。與已有研究相比,本研究結果具有可比性。可見,森林在植被生長旺季白天具有重要的降溫作用。

3.4 研究區森林降溫效果

1980—2015年,研究區森林在植被生長季(6—9月)通過蒸散作用吸收熱量為29.15×1015—34.26×1015kJ/a,單位面積蒸散吸熱量為53.72×108—63.13×108kJ hm-2a-1,通過蒸散吸熱的日降溫量為0.92—1.08℃/d,其中蒸散吸熱量、單位面積蒸散吸熱量及日降溫量最低的是2015年,最高的是2010年(表5)。

表4 研究區森林植被蒸散的增濕效果

不同省區森林6—9月單位面積蒸散吸熱量和蒸騰吸熱總量以陜西和山西相對較高,寧夏和青海較低。山西森林通過蒸散吸熱降溫效果最好,1980—2015年可使6—9月每日降溫達1.39—1.61℃/d,陜西可降溫1.13—1.45℃/d,寧夏降溫效果相對較差(表5)。Huang等[31]利用遙感影像和實地調查研究了美國巴爾的摩不同街區的植被覆蓋率和地表溫度之間的關系,結果發現當植被覆蓋率從64.26%下降到16.60%時地表溫度從27.34℃增加到39.76℃,溫差可以達到12.42℃。賈寶全和仇寬彪[32]通過遙感模擬分析了北京百萬畝造林降溫效果,結果顯示造林地的平均降溫幅度可達1.023℃。徐明潔等[27]通過野外觀測研究了千煙洲人工針葉林對區域溫濕度調節作用,發現林內氣溫多年平均值低于林外0.5℃。Ahlswede和Thomas[33]通過模型模擬發現,在美國東部的南方地區利用落葉闊葉林造林可維持較高的LAI,從而在夏季產生較高的地表溫度降溫量。可見,本研究結果與其他研究結果具有可比性,在植被生長季森林具有明顯降溫作用。

表5 研究區不同省區森林蒸散吸熱降溫效果

4 結論與討論

森林通過植被蒸騰與土壤蒸發作用可以改善環境溫度與濕度條件。三北工程黃土高原丘陵溝壑區位于干旱少雨且夏季炎熱的黃土高原地區,森林降溫增濕功能可調節區域氣候,為當地提供更舒適生存環境。本研究在分析1980—2015年研究區森林覆被變化基礎上,利用Penman-Monteith公式模擬計算了森林蒸散作用在區域氣候調節中的作用。研究結果顯示：(1)1980—2015年研究區森林面積增加了2.25%,主要來自荒草地、耕地和荒漠；(2)1980—2015年研究區森林蒸散總量為1.19×1010—1.40×1010t/a,單位面積蒸散量為219—257 mm,可使區域6—9月絕對濕度每日增加0.47—0.55 g/m3,相對濕度每日增加2.87%—3.32%,位于山西和陜西森林增濕效果較好；(3)森林通過蒸散作用吸熱量為29.15×1015—34.26×1015kJ /a,單位面積蒸散吸熱量為53.72×108—63.13×108kJ hm-2a-1,通過蒸散吸熱日降溫量為0.92—1.08 ℃/d,山西和陜西森林降溫效果較好；(4)研究區森林蒸散量在1980—2010年逐漸增加,但在2015年明顯下降,這主要是由降水減少導致。通過對比相同年份不同土地覆被發現,森林實際蒸散量顯著高于其他土地覆被類型,未來在水資源承載能力范圍內適當增加森林面積,將有助于調節區域溫度與濕度,為人類提供更舒適的生存環境。

本研究主要關注三北工程黃土高原丘陵溝壑區森林通過蒸散作用吸收周圍環境熱量并增加大氣水汽含量,從而調節區域氣候。實際上,森林對區域氣候的影響還受植被對地表反照率改變的影響。一般研究認為森林植被會降低地表反照率而增加對太陽輻射吸收,從而導致區域溫度升高,特別是高緯度地區,森林具有明顯增溫作用。未來將進一步探索在森林蒸散作用及其對地表反照率改變共同作用下區域氣候的響應。