黃土高原不同降雨年型喬、灌木蒸散特征與影響因素

張 瑜，黃明斌，2

（1.西北農林科技大學 資源環境學院，陜西 楊凌 712100；2.西北農林科技大學 水土保持研究所 黃土高原土壤侵蝕與旱地農業國家重點實驗室，陜西 楊凌 712100）

蒸散（evapotranspiration，ET）由地表蒸發、植物蒸騰組成，在全球氣候變化的認識與研究中，因其在土壤—植物—大氣系統中的重要紐帶作用而受到高度關注。生態系統蒸散與植被生長密切相關，是影響水循環的關鍵因素［1］，每年通過蒸散進入大氣的水分約占全年平均降水量的70%左右［2］。蒸散是地表水量平衡計算、干旱監測及植物生長模擬中的一個關鍵變量［3］，是水、能量與碳循環的核心。黃土高原位于干旱、半干旱地區，該區降水量年際變化很大，年降水相對變率一般在15%～36%［4］。黃土高原旱澇規律分析表明，黃土高原干旱問題突出，而且經常出現連續少雨年［5］，水資源匱乏是影響該地區生態環境建設的根本原因。植被類型不同，對水資源需求與響應的機理有差異，因此，研究黃土高原地區不同降雨年型、不同植被類型實際蒸散的差異及其影響因素，對于了解該區植被空間分布特征，合理布局植被類型具有重要作用，進而指導黃土高原植被恢復與重建。

目前已有一些關于黃土高原地區蒸散的研究成果［6－8］，但這些研究多是對潛在蒸散變化及其影響因子的分析，由于影響水量平衡的因子是實際蒸散，而非潛在蒸散。因此，為更準確地掌握黃土高原地區生態系統需水與耗水狀況，僅對潛在蒸散分析還不夠，需要對實際蒸散的變化及其影響因素進行分析。本研究通過分析黃土高原地區不同降雨年型喬、灌木生長季實際蒸散的變化及其空間分布特征，利用修正Penman公式計算潛在蒸散量，水量平衡公式計算實際蒸散量，并考慮土壤前期儲水狀況，分析不同降雨年型喬、灌木實際蒸散的差異及其影響因素，研究結果對科學認識黃土高原不同植被類型的耗水特征及水分循環規律具有重要意義。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

黃土高原地區指日月山、賀蘭山以東，太行山以西，秦嶺以北，陰山以南的地區，位于東經101°00′—114°33′，北緯34°00′—45°05′，面積6.24×105km2。該區具有典型的大陸季風氣候特征，年降水量變化在200～700mm，且雨季集中于6—9月（占全年降水量的55%～78%），年變率大，氣候干燥。該地區地下水埋藏很深，多在50～60m，年總輻射量為502～670kJ／cm2，年平均氣溫3.6～14.3℃，年蒸發量為1400 ～2000 mm［9］。

黃土高原地區由東南向西北依次為暖溫性森林地帶，暖溫性森林草原地帶，暖溫性典型草原地帶和暖溫性荒漠草原地帶。在不同地帶依次分布著喬木林，喬灌混交林，灌木林和灌木草原等植被類型［10］。土壤屬壤質土類型，輕—中壤質土占全部面積約90%，土壤質地分布有明顯的地帶性，由東南向西北依次分布有重壤土，中壤土，輕壤土和沙土［11］。該區地貌類型復雜多樣，主要有丘陵、階地、塬、平原、土石山地等［12］。

1.2 研究方法

本研究利用2010—2011年喬、灌木生長季觀測資料。觀測期間降水年際變化較大，與多年平均降水量（1950—2012年）對比，2010年屬豐水年份，2011年屬干旱年份。所有測定主要集中在黃土高原喬、灌木過渡帶，2010年研究點主要位于黃土高原東部地區，沿南北走向分布，喬木的測定點為黃陵、富縣、吉縣、清澗、離石、米脂、興縣7個點，灌木的測定點為清澗、離石、榆林、神木、五寨、準格爾旗、和林格爾7個點。2011年研究點主要位于黃土高原西部地區，沿東西走向分布，其中，喬木測定點為環縣、固原、海原、西吉、通渭、定西、榆中、臨洮、湟中、大通10個點，灌木測定點為環縣、海原、西吉、通渭、榆中、民和、湟中和大通縣8個點。

兩種植被類型均采用人工土鉆取土烘干法測定土壤含水量，分別于生長季初（5月）、末（10月）各測定1次，兩次重復取平均值。測定深度均為0—500 cm，其中0—100cm土層每隔10cm測定含水量，而100—500cm土層每隔20cm測定含水量。土壤容重測定分3層:0—30cm，30—60cm和大于60cm。土壤剖面總貯水量計算公式為:

式中:S——土壤0—500cm 剖面總貯水量（mm）；θ——測定點土壤體積含水量（cm3／cm3）；h——土層深度（mm）；i——土壤剖面測定點。

忽略深層滲漏與毛管上升水，生長季實際蒸散量采用水量平衡方程計算:

式中:ET——生長季實際蒸散量（mm）；P——生長季降水量（mm）；R——生長季降雨產流量，由于所有測點均在坡面水平溝地（水土保持措施），全部降雨可就地入滲，降水徑流可忽略；S初，S末——生長季初和生長季末土壤0—500cm剖面總儲水量（mm）。

潛在蒸散量ET0采用FAO－56推薦的Penman—Monteith公式計算［13］。本研究中所用資料來源于2010—2011年中國氣象科學數據共享服務網的逐日氣象資料，包括最高氣溫、最低氣溫、平均相對濕度、平均風速、日照時數及降水量，生長季ET0累積值由逐日的ET0值統計而來。部分試驗點的降水和蒸發資料取自《黃河流域水文資料》。

1.3 數據計算與分析

數據分析中，采用Excel計算ET和ET0，利用SPSS 18.0統計分析軟件，采用Pearson相關分析方法，揭示不同降雨年型，喬、灌木實際蒸散量與降水量、潛在蒸散量以及土壤前期儲水量之間的相互關系。利用SAS 8.1統計分析軟件進行多元回歸分析。

2 結果與討論

2.1 不同降雨年型黃土高原喬灌木蒸散特征

表1為不同降雨年型喬、灌木生長季實際蒸散量的統計學特征。2010年（豐水年）喬木與灌木生長季實際蒸散量分別介于203.8～390.6mm和133.2～415.6mm之間，最大值均出現在山西省離石地區；喬木生長季實際蒸散量最小值出現在陜西省米脂地區，灌木最小值則出現在陜西省神木地區。喬木生長季實際蒸散量平均為292.0mm，變異系數為20.0%；灌木平均為230.1mm，變異系數為41.1%。2011年（干旱年）喬木與灌木生長季實際蒸散量分別介于188.7～473.6mm和167.8～394.6mm之間，最大值均出現在青海省大通地區，喬木實際蒸散量最小值出現在甘肅省環縣，灌木最小值則出現在青海省民和地區。喬木生長季平均實際蒸散量為332.1mm，變異系數為25.3%；灌木平均為298.7mm，變異系數為29.1%。由此可見，無論是豐水年還是干旱年，喬木生長季平均實際蒸散量均比灌木蒸散量高，且喬木實際蒸散量的變異系數較灌木低。兩種植被類型生長季實際蒸散量在空間分布上都沒有明顯的變化規律，這可能是因為測定范圍有限，不能反映黃土高原水、熱空間分布規律。

表1 研究區不同降雨年型喬、灌木生長季實際蒸散量的統計學特征

2.2 喬灌木生長季實際蒸散量與降水量的關系

通常，實際蒸散量與降水量的比值（ET／P）是區域水分盈虧的體現，也在一定程度上反映生態系統涵養水源功能。試驗結果表明，豐水年喬木實際蒸散量占同期降水量的59%～77%，灌木實際蒸散量占同期降水量的38%～82%。在豐水年，兩種植被類型生長季實際蒸散量均小于同期降水量，說明在植被生長發育階段降水總量足以滿足蒸散的需求，生長季末土壤剖面儲水量顯著增加。干旱年，兩種植被類型生長季實際蒸散量均大于同期降水量，喬木實際蒸散量占同期降水量的108%～193%，灌木實際蒸散量占同期降水量的107%～217%，說明干旱年生長季降水量不足以滿足植被蒸散的需求，土壤蒸發和植物蒸騰將消耗土壤前期儲水，使土壤含水量減少，土壤水分出現虧缺。

根據對兩種植被類型生長季實際蒸散量與降水量變化特征分析可知，無論是豐水年還是干旱年，隨著生長季降水量的增加，實際蒸散量也增大。為進一步評估降水變化對實際蒸散的影響，對不同降雨年型兩種植被類型生長季降水量與實際蒸散量進行了相關分析（圖1）。豐水年，喬木生長季實際蒸散量與同期降水量相關系數為0.907（p＜0.01），灌木為0.870（p＜0.05）；干旱年，喬木生長季實際蒸散量與同期降水量相關系數為0.786（p＜0.01），灌木為0.834（p＜0.05）。結果表明，無論是豐水年還是干旱年，兩種植被類型生長季累積蒸散量與同期累積降水量均呈顯著線性相關關系，說明生育期降水量是該區植被生長的主要水分來源，對植被可持續生長具有決定性作用。

圖1 研究區喬、灌木生長季蒸散量與降水量變化關系

王新平［14］等人在寧夏自治區沙坡頭地區利用lysimeter試驗結果表明，生長季灌叢累積蒸散量是同期累積降水量的函數。Liu等［15］研究發現，干旱半干旱地區毛烏素地區烏審縣的實際蒸散量與降水量的空間分布具有一致性，且二者具有較好的線性關系。Zhang［16］等分析了全球范圍的250個集水區域后發現，在一定的森林蓋度下，長期的平均降水量與實際蒸散量之間有很好的相關關系，實際蒸散量隨著降水量的增加而增加。以上研究報道與本研究結果一致。

2.3 喬灌木生長季實際蒸散量與前期土壤儲水量的關系

在干旱和半干旱地區，植物生長季耗水主要來源于生長季的有效降水和土壤前期儲水量。根據試驗結果分析可知，豐水年兩種植被類型土壤前期儲水量對生長季實際蒸散量的影響均未達到0.05的統計顯著性，說明豐水年生長季降水量能滿足植被蒸散的需求，植被蒸散不受土壤水分限制，土壤前期儲水量不是影響植被實際蒸散的主要因素。

干旱年兩種植被類型生長季實際蒸散量都隨土壤前期儲水量（5m）增加而增大，兩者呈線性相關關系（圖2）。

其中，喬木生長季蒸散量與土壤前期儲水量相關系數為0.822（p＜0.01），灌木生長季蒸散量與土壤前期儲水量相關系數為0.833（p＜0.05）。顯然，干旱年生長季降水滿足不了植物耗水需求，其中不足部分由土壤前期儲水量提供。

圖2 研究區喬、灌木實際蒸散量與土壤前期儲水量變化關系

由于黃土高原經常出現連續少雨年，干旱年喬、灌木蒸散需水量超過年降水量，植物蒸發蒸騰過量耗水造成植物根系作用范圍內土壤水分長時間虧缺，天然有效降水不能有效地予以補償，長期下去，引起土壤含水量降低，形成干燥化土層。據調查，土壤干層普遍存在于黃土高原全區，無論是喬木還是灌草，土壤層中都常伴有干層形成。土壤干層的出現會造成樹干彎曲、樹冠分枝少和生長緩慢等現象，黃土高原的“小老頭樹”就是典型的土壤干層發育的結果［17］。李巍等［18］研究發現，在持續干旱的年份，土層較薄且儲水能力較低的半干旱地區，人工林會部分或大面積干枯死亡，而土層深厚且儲水能力較高的地區，人工林吸收深層土壤水分，大面積死亡的現象不會發生。因此，在氣候波動較大的干旱、半干旱地區，保持一定土壤儲水量對植物抵御氣候干旱，保持可持續生長具有重要意義。

2.4 喬灌木生長季蒸散量與潛在蒸散量的關系

不同降雨年型，兩種植被類型生長季的實際蒸散量與潛在蒸散量的相關性不一致。豐水年，兩種植被類型實際蒸散量與潛在蒸散量均呈線性相關關系，實際蒸散量隨潛在蒸散量的增大而增加（圖3）。喬木實際蒸散量與潛在蒸散量相關系數為0.824，灌木實際蒸散量和潛在蒸散量相關系數為0.811，兩者均達到顯著水平（p＜0.05）。

而在干旱年，兩種植被類型實際蒸散量與潛在蒸散量相關系數均未通過0.05的顯著性檢驗。說明在豐水年植被生長季內實際蒸散除受降水影響之外，還受大氣蒸發能力（潛在蒸散量）的影響；而干旱年，由于受有限水資源量的影響，大氣蒸發能力不是影響植被實際蒸散的主要因素。

圖3 研究區喬、灌木實際蒸散與潛在蒸散變化關系

通過以上對不同降雨年型喬、灌木生長季實際蒸散影響因素分析，確定降水量、土壤前期儲水量和潛在蒸散量為植被蒸散的主要影響因子。為了提高預測準確性，通過逐步回歸法進行回歸分析，回歸分析結果詳見表2。

回歸的標準化估計（SE）用于評價影響因素對實際蒸散量的相對重要性。SE值越大說明因素對植被實際蒸散的影響越大。

表2 不同降雨年型喬、灌木生長季實際蒸散量影響因素的多元線性回歸分析

逐步回歸分析結果表明，不同降雨年型，兩種植被類型最終進入回歸模型的自變量不同，說明在不同降雨年型，喬灌木生長季實際蒸散受不同環境因子控制。豐水年，喬灌木降水的SE值均大于潛在蒸散量的SE值，說明影響喬灌木實際蒸散的主要因素為降水，其次為潛在蒸散量。同時考慮降水和潛在蒸散的變異，喬木能解釋實際蒸散變異的91.6%（p＜0.01），比只考慮某一因素變異時分別高出9.4%和23.7%；灌木能解釋實際蒸散變異的87.9%（p＜0.01），比只考慮某一因素變異時分別高出12.1%和22.1%。這是由于豐水年水分豐富，生長季降水量能滿足植被蒸散的需要，前期土壤儲水量對植物實際蒸散沒有影響，因此，潛在蒸散成為除降水外影響喬灌木實際蒸散的主要因素。干旱年，喬灌木前期土壤儲水量的SE值均大于降水的SE值，說明影響喬灌木實際蒸散的主要因素為土壤前期儲水量，其次為降水。同時考慮降水和土壤前期儲水量的變異時，喬木可解釋實際蒸散變異的78.9%（p＜0.01），大于只考慮某一因素變異時的情況（分別高出17.1%和11.3%）；灌木可解釋實際蒸散變異的89.4%（p＜0.01），也大于只考慮某一因素變異時的情況（分別高出19.9%和20.0%）。這是由于干旱年植物生長季降水量不能滿足植物耗水的需求，前期土壤儲水量部分被植物吸收利用，因此前期土壤儲水量影響喬灌木實際蒸散量。由于沒有足夠水分提供植物用水，潛在蒸散量對植被實際蒸散的影響很小，實際蒸散主要由供水條件（降水和土壤前期儲水量）決定。

3 結論

（1）黃土高原地區不同降雨年型，影響喬灌木生長季實際蒸散的因素不同，但都與區域降水過程密切相關，兩種植被類型生長季累積蒸散量均與同期累積降水量呈顯著正相關關系，說明該地區植被生長季實際蒸散受降水影響強烈。

（2）通過逐步回歸分析發現，不同降雨年型，兩種植被類型實際蒸散的主要影響因素不同。豐水年，潛在蒸散量是除降水外影響喬灌木實際蒸散的主要因素；而干旱年影響喬灌木生長季實際蒸散的主要因素為前期土壤儲水量，其次為降水。

（3）無論是豐水年還是干旱年，喬木生長季實際蒸散量均高于灌木。因此，在黃土高原地區進行植被建設應考慮喬、灌木的適生區。

（4）由于資料限制本研究未考慮土壤質地、地形和葉面積指數等因素對喬灌木實際蒸散的影響。黃土高原地形破碎，同一地區，由于坡向、坡度和坡位的差異，同一植物的實際蒸散量也可能存在較大變化；另外，同一植物類型，由于覆蓋度不同，實際蒸散量差別也很大。因此，下一步應考慮土壤質地、小地形和植被蓋度等因素對實際蒸散的影響，以便更準確地分析不同植被類型實際蒸散的動態變化特征。

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