全 文 ：摹2 卷 第 l 期
1 9 8 9 年 2 月
林 业 科 学研 究
FOR ES? RE SE AR CH
V o l
.
2 , N o
.
1
Feb
。 ,
1 9 8 9
海南岛尖峰岭热带森林蒸散苦
徐 德 应 曾 庆 波
(中国林亚科学研究 院林亚研究所 ) (中国林业科学研究 院热带林业 研究所 )
摘要 本文用能量平衡一波文比法在海南岛尖峰岭地 区时热带森林的蒸散 进 行
三年旱季和雨 季 49 d 的侧定 , 测定数据用逐步回归法建立 多元回 归方程 , 把 降雨量
作 为因 变量五于 回 归 方程 中 , 引进新参数 A W E 表示可供蒸傲的水分 , 计葬 出森林
全年蒸散蚤 , 并用 Pe n m a n 一Mon tei th 方程作对比 , 分别计葬出森林每 日蒸散值。
其结果是 : 用 E B B R 法浏 定和计算的森林全年蒸散值 分别为5 3 4 . 7 m m (1 9 8 3年) 、
5 2 0
.
7 m m (1 9 8 4年 )和 5 6 4 。 o m m (1 9 8 5年 ) , 分别占年降雨童的3 0 。 4 % 、 3 0 。 2 % 和
4 4
.
9 %
。 而 用 Pe n m a n 一M o n te ith 方 程 计 葬的森林 全年蒸散位分别 为 7 2 1 . l m m
(1 9 8 3年) 、 7 1 4 . 8 m m (1 9 8 4年 )和 7 2 8 . 4 m m (1 9 8 5年) , 分别 占年降雨量的4 1 . 0 % 、
41
.
5 %和58 . 0 % 。 用这两 种方法 计算的 日平均蒸散的最小值分别是o . 36 m m 和 0 . 49
m m
, 日平均蒸散的最 大位分别 为2 。 5 5 m m 和3 。 1 4 m m 。
关妞词 热带森林 , 蒸散 多 能童平衡 ; 多元回 归
弄清热带森林调节水分的功能 , 是一个重要而又困难的问题 。 为了解热带森林与水的关
系 , 一些国家在热带林区设立了水文观测站 , 进行了水分平衡的研 究 。 Per ei r a[ ‘1 在肯尼亚
K e r ic h。 热带雨林测得的年平均水分散失量大约为 1 5 0 m m , 约占降雨量的80 % (不考虑渗
透) 。 E k e r n [‘l 在 19 5 0一 2 9 5 1年用水量平衡法对 夏威夷的 K ip a p a 流域 测得的蒸散量为9 8 4
m m
, 占年降雨量的3 5 % 。 K e n w or th y[ ’l在 马来西亚龙脑香混交林中用水量平衡法测得年总
蒸散量为 1 3 75 m m , 占年降雨量的5 % 。 B er n har d 一R er v er sa t 等L’] 通过土壤水分变化的一
些资料来 估计蒸散 。在象牙海岸 的 B anc 。 和 Y a p a , 测定了三个 试 验地的蒸散 , 分别为降雨
量的6 4 % 、 “ %和73 % 。 Jor d a n 等 ls] 在委内瑞拉的 Sa n Car los 用 同位素测得的蒸散量每
日为2 . 7 6 m m 。 在研究中 , 森 林蒸散多用 Pe n m a n 公式 、 T h o r n thw a ite 公式或其它经验公
式计算 。 如S e t h等[。l用三种公式对 印度 D e h r a 袖木林的可能蒸散 (p o te n tia l e v a p o tr a n sp i:
ra t io n )进行计算 , 耗水量大约为3 5一54 % 。 这些公式都是用来计算可能蒸散的 , 用它们来代
替实际蒸散 的可靠性很难估计 。 Pe n m a n [’。]引用了 K e r ie h o 热带雨林和 K im a k ia 竹林的资
料 , 把水分平衡法的实测值与理论值进行比较 , 其蒸散量约为年降雨量 的l / 2一2 / 3 。
从 1 9 8 0年开始 , 我们对热带林的蒸散进行了观测研究。 在旱季和雨季每年随机选择一段
时间 , 用能量平衡一波文比 (E BB R ) 法 , 测定每日蒸散值 , 并与 1 k m 处 气象站的天气观测
本文于 1 , 88年 3 月 9 日收到 。
· 本研究为中国科学院科学墓金资助课题 的一部 分 .
1 期 徐德应等: 海南岛尖峰岭热带森林蒸散
资料建立多元回归方程 , 用日气象资料计算1 9 8 3一1 9 8 5年森林每日蒸散值以及每月每年的蒸
散值 , 与 Pe 刀匡n a n . M o nt ei th 方程计算结果进行比较 , 获得了令人满意的结果 。
一 、 观测地的自然条件
观测点位于海南岛西南部尖峰岭西坡 , 北纬18 “40 ‘ , 东经 1 0 8 0 4 9 ‘ , 低山中部 , 海拔2 0
一35 o m , 相对高度1 50 一2 50 m , 坡度变化约20 “一25 “ , 地形放射状切割 , 为侵蚀性低山至
丘陵地貌。 测点西 、 南向海 , 东 、 北递升连尖峰岭主脊 , 每年东南 、 西南季风影响较大 , 终
年温热 , 具有稳定的干湿季 , 属季风热带气候 。 年平均气温24 . 5℃ , 年平均降水量1 6 5 o m m ,
蒸发量 1 8 86 m m , 年相对湿度80 % , 1 一 4 月为早季 , 5 一10 月为雨季 。 雨季降水量 占全年
的90 % 以上 。 土壤主要是花岗岩和花岗闪长岩残积物上发育的褐色砖红壤 , 风化度较 浅 , 石
粒含量较多 , 有一定的有机质积累 , 水溶液呈微酸性反应 。
自然植被为海南岛典型的半落叶季雨林 。 主要树种有大沙 叶 (A p ol os a ch i: en si : ) 、 布植
叶(万泣c : o c o s p a滋 c : la ta )、 翻自叶(P艺, o sp o l m 二。 h时盯op h夕llo m ) 、黑格 (Alb玄z ia o d o : a tis : i二a ) 、
龙眼(E u pho , ia Io n g a n )、 乌墨 (S百之封g f. 功 c “m f左f)、 鸡尖 (T 君: 仇艺: a l艺a ha fn a n e o s艺s) 、 厚 皮 树
(L a : 。e a g ; a n d is)
、 黄牛木 (C , a t o粉10 , lig u sr, i, ‘m )、 细基丸 (P o lg a lthia c e r a s o id e s)等 。 树
冠参差不齐 , 平均树高 12 m , 乔木可分三层 , 灌木层发达 , 草类稀疏 , 林分郁闭度 为0 . 7一
0
.
8
。 据群落组成和干基解析证明 , 为 30 a 前演替的次生性半干旱型季雨林群落。
二 、 观测和计算方法
(一) 观测装皿
在季雨林中建造高18 m 铁塔一座 。 测定项 目 有辐 射 、 温度 、 湿度、 风速 、 树温 、 地温
等。 辐射 (总辐射和反射辐射)用天空辐射表观测 , 安放在林冠上 l m 处 。温湿度用通风干 湿
度表测定(离地面高度分别为 12 . 5 、 1 4 、 16 、 18 m ) 。树温用半导体温度计在树干 、 树枝不 同
部位和不同深度测定 , 并取平均值 , 地温用水银温度计测定(离地面高度分别为 5 、 1 0 、 15 、
2 0
、
4 0
、
6 0 c m )
。
(二) 观浦方法
1 9 8 0年我们采用 E BB R 法进行初步测试 [ Z J。 为了进一步提高观测精度和消除仪器的系统
误差 , 从1 9 8 3年起把通风干湿表放于百叶箱内 , 定时交换上 、 下层通风千湿表 , 并把下部侧
点从林冠上的0 . s m 提高到 Z m 。
(三) 计算方法
1
. 观测期 间的计算方法 E B B R 法被用来测定每小时 森林蒸散量 , 然后加起来求得一
日(白天 )的蒸散量 。 计算公式 :
, _ 天刃 一 G 一 F
J 乙 ~
.一弓 , 厂了- 尸一不二一-儿 Ll + 万少 (
1 )
式中刃为每小时蒸散量 (m m / h) , 天, 为林上净辐射(m w /c m “) , G 为通过土壤表面的热通量
(m w / e m
Z )
,
F 为植物体吸收的热量 (m w / e m Z ) , L = 2 . 4 5 3 x i 0 . (J/ k g ) 为汽化潜热 , B 二
。 。 。 。 刁Q 。: _ :、、 L , , 。 、二 、、 * 二户 。。 、 , , , 、 _ 、、 、 , “ 书 , * 二 , 沽 f ~ k 、0 . 6 62 夕芳一为波文比 , O 为两个高度的位温差值(℃ ) , 。为两个高度的水汽压差值 (m b) 。” - 一 刁c ~ 一~ ~ 护 飞 ‘ , ’ 一 J ”~ ~ ” , ~ 一一 一 、 一 ‘ 矛 一 ~ “ ’ ‘ ~ 一 ~ ” , 一~ 一 ’ 一 尹 ,
林 业 科 学 研 究 2 卷
为了对比 , 我们采用目前广泛应用的方程 :
_ S
·
(R , 一 G 一 F ) + R 。 ·C ; · (E : 一 E 月) / R ,
L
.
[S + G 月
·
(1 + R , / R
月)〕 (2 )
式 中 S 为在气温 T 时空气的饱和水汽压随气温的变化率 (m b/ ℃ ) , R 。为空气的密度(k g / m 3 ) ,
C 尸 为空气的定压 比热 (J/ k g / ℃) , 石: 为气温 T 时的饱和水汽压 (m b) , E 刁 为空气的水汽压
(m b)
,
G , 为干湿度常数 (m b/ ℃) , R : 为冠层的表面阻力 (s /c m ) , R 月 为水汽输送的空气动
力学阻力 (s/ c m )) , 公式 (2) 中的空气动力学阻力 R , 用下面公式近似地计算 :
R 刁 “ {
In 〔(: 一 d ) / z 。〕}“
K
Z 一 u
(3 )
式 中 : 为风速观测高度 , d 为零位移高度 , 近似地取 d = o . 75 x H (树 高) , z 。为粗糙度 , 近
似地取 z 。 = 0 . 1 x H , K 为卡门常数 , u 为 : 高度上的风速 (c m / s) 。
据 Sze ic z[ ’‘】在没有气孔计的情况下对 R : 的计算有四种方法 , 我们采用廓线法 :
n _ R 。 . C 尸
·
[E s (T
*
) 一 E . 〕
J、 刃 一—一 -一二二 ~一- 二 - 一二二—G A , L , 石 (4 )式 中T 和 E 的求法 : 点出各高度上的风速图 , 用外推法求 出 。 二 0 的高度 , 该处的温度 即为
T
* , 对应的饱和水汽压为 E : (T * ) , 该处的水汽压即为 E . 。 为了简便起见 , 我们在零位移高
度 d 处观测温 、 湿度 , 每次不再变换观 测 高 度 , E 用能量平衡法求得 。
2
. 全年 簇散值的计算法 长期地测定森林蒸散 , 实际上是很困难的 。我们只能在观测蒸
散值与气象站的常规天 ’ 心观测资料之间建立多元回归方程 , 并根据每 日的天气资料计算出每
3 日5日的森林蒸散星 , 然后求全年蒸散 最即 石, 二 习 (E ; + E : + E 3 + ⋯ + E 3。5 )。
1
在测定蒸散过程中 , 我们发现蒸散与降雨量有密切关系 , 只简单地把降雨量 作 为 自变
量 , 在方程中得不到好的结果 。 为在方程中表达降雨对蒸散的影响 , 我们设计了一个新参数
A W E
, 近似地表示土壤中可供蒸散的水分 。 于是拟定 出 A W E 的计算公式 :
习 I X P(I)
A W “ = 易交(N 一干” (5 )
式中 I值为向前递减 , 即当日取 I 二 3 0 , 前一天取I = 2 9 , ·一前3 0天 I = z 。 P(z ) 为 第 z 日
(从30 日前开始计算的实际降雨 ) , 如果 P (1) > 30 m m , 则取 尸(I ) 二 3 O m m 。 降雨 日的定义
为 P“ )) 2 m m , 如果 p (I ) < 2 m m , 则为非降雨 日。 N 为离开最近一次降雨 的日数 。 降雨
后的第一天 N 二 l , 降雨后 的第二天 N 二 2 , , · · ⋯如此类推 。
在计算降雨量时规定一个上限 , 所以 月W 石值变动于 。一23 2 . 5 之间的表示供水水 平 的
一个相对值 。 最后得到如下回归方程 :
在极潮湿条件下
万 “ 一 0 。 0 0 0 6 1 + 0 。 00 3 4 6 X R s : + 0 . 5 9 7 6 1 X V s (6 )
复相关系数 , 二 。. 7 24
在半干旱条件下
石 “ 一 0 . 7 1 3 4 + 0 . 0 0 4 6 3 汉 R s : + 0 . 0 3 6 2 6 x 月W 刀 (7 )
泉相关系数 ‘ = o · 91 8
1 期 徐德应等 : 海南岛尖峰岭热带森林蒸散 3了
在极干旱条件下
E = 0
.
0 4 0 3 + 0
。
0 0 1 1 4 + R s ? (8 )
复相关系数 1 = 。. 71 2
以上三式的显著性水平 a 均取 0 . 10 。 万为森林白天的蒸散总量 (m m ) , R : : 为气象站测
得的日总辐射量 , 为避免错误 , 仍采用旧 的单位 ca l/c m “, V : 为风速 。 而其它的气 象 要 素
如气温 、 饱和差 、 云量 、 蒸发量等 , 未被选入回归方程 。
用 P e n m a卜M o nt ei th 方程计算每 日蒸散量的方法 :
根据观测资料与气象站的对应要素求得相关 , 其中温度 、 湿度 、 辐射线性相关极好 。 因
风速未能求得简单的线性相关 , 故作出曲线图 , 以表函数的方式输入计算机 , 由计算机自动
查取 。 热带森林的反射率一日中变化大 , 宜取平均值17 . 4 % 。 森林向大气的有效长波 辐 射
变化范围在总辐射的12 一 16 % , 宜取平均值13 . 7 % 。 扣除这些数字 , 我们可以 直 接从气象
站的总辐射中求得林上的辐射平衡值。 林下通过土壤表面的热通量和地上植物体吸收的热量
(G + F )
, 如果不显著升温或降温 , 则全天的总值都很小 。 我们计算的是白天蒸 散 值 , 故 G
和 F 都不可忽略 。 G + F 的总和 , 平均占辐射平衡值的 7 一 9 % 。
R , 的计算分三种情况讨论 。 把 1 9 8 4年旱季作为“极干旱” , 1 9 8 3年和1 9 8 5年早季作为 “半
干旱” , 雨季作为“极潮湿” 。 用公式 (4) 分别计算 R : 值 , 并求得平均值 。 则在极干旱 的条 件
下 , R : 二 了. 0 6 s/ c m ; 在半干旱的条件下 , R : = 1 . 8 6 s/ c m , 在极潮湿的条件下 , R : = 。. 89 5/
c m
。 事实上 , 从干旱到潮湿的变化过程中 , R : 也逐渐变化 。
这样就可以得出公式 (2) 中每个自变量的值 , 然后用公式 (2) 计算每 日的白天蒸散量 。
三 、 结 果
观测期间林上波文比的变化规律及其误差已详细地讨论过 [‘”J。 从公式 (1 )可以看出 , 由
于 R N 、 ‘和 F 的测量误差非常小 , 而商的相对误差等于各因子的相对误差之 和 [“〕, 所 以 蒸
散的测定误差主要决定于波文比 B 的误差 , 即 :
刁E
E
乙(天刀 一 G 一 F )
刀扮 一 G 一 F +I
卫匹 }到卫里 !皿 五 1 1 刀 l (9 )
1 98 4年 4 月 n 日(图 1 )前 30 d 的降雨量总和仅为 1. 7 m m , A W E 值为 0 . 01 。 这时森林
巳经极度干旱 , 蒸散的日变化出现很明显的旱季特征 , 蒸散耗热在辐射平衡中所占的比例非
常小 , 仅为14 . 5 % 。 一天中 , 蒸散值的变化极大 , 有时甚至出现负值 。在整个观测期 间 , 发
现蒸散值的负值出现具有某种规律 , 通常在下雨前14 一17 h , 这时风速大 , 乱流强 。 1 9 8 3年
10 月 8 日(图 2 ) , 它的前 30 d 的降雨总量为 2 58 . 3 m m , A不五 值达 15 4 . 15 , 这是水分供应
十分充足的一个例子 , 蒸散曲线与辐射曲线的变化趋势近似 , 蒸散耗 热 占辐 射 平 均 值 的
8 5
.
1 %
。 从图 1 、 2 中可以看出 , 早上 8 时和 9 时的蒸散值均为负值 。 由于地形原因 , 9 时
前太阳还没有照到林上 , 能量平衡的供热项 (R N 一 G 一 F ) 为负值 。 这时林冠上方下层气温低
于上层气温 , 波文 比值 。一 一 1 之间 , 使 L E 成 为一个相当大的负值。 误差的产 生 是 由 于
E B B R 法的局限性所造成的。 当蒸散耗热小于零时 , 假定蒸散值也等于零 , 如果把 蒸 散 耗
热按小于零计算 , 必然要被解释为凝结现象 , 有时甚至大量出现凝结。 这与观测到的事实 ,
尤其在旱季是不符合的 。 事实上 9 时前林冠表面层的气温低于东坡和南坡 , 这时只要有轻微
林 业 科 学 研 究 2 卷
的平流就能出现 L E < o 的上述现象(但 E B B R 法不考虑平流)。 此外 , 在下雨前的白天 , 多
次出现蒸散耗热负值 , 也是暖空气平流造成的。
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图 1 千早情况下森林蒸 散日变化 ( 1, 8 4 . ‘ . 1 1 )
而 . 几 f l名 l名 飞电 1 5 人任 工‘ 比
时 r’l ( h )
。一 。辐射平衡 ,
一 。 土城热通址 , —蒸散耗热
,
-一植物体热变化
图 2 极翻砚情况下咐天森林燕敌 日变化 ( 1 9 83 . 10 . 8 )
。一 。辐射平衡 , —燕徽耗热 ,·一土城热邀 t , -一植物休热变化
我们把旱季和雨季中森林热量平衡各分量取平均值 , 见表 1 。 表 1 表明 , 在早季中绝大
部分净辐射能用于空气的加热 (观测期间占78 % ) , 而用于蒸散的耗热尚不足 13 % 。 雨 季 正
好相反 , 用于空气加热的能量不足净辐射的1 % , 而用于蒸散耗热达82 % 。 用于土 壤增 温
的热量 ( G ) 和植物体增温的热量 ( F ) 比例 较小 , 其值旱季略大于雨季 。
表 1 海南岛尖峰的热带攀雨林热 t 平衡各分 t 的比
‘一 节 因 一⋯R · 」 L· ⋯· ! · ⋯· ’ ⋯二一立一 一于一⋯_ _ ’蒸“⋯‘::·:5 }立一仁兰一⋯益⋯笙丫一, · ⋯::::3 ⋯“:!·:一‘:. :⋯二l:. : 卜⋯::. :⋯’. c万a y 一 i
注 . ¹ H 为乱流热通 t , º 早季的数值仅取 19 84年早季每 日观洲的平均值 ( 19 83年和 19 8 5 年早季观浏期 前 的一段 时
间 , 因降水较多 , 早 季特征不明显 , 故未计入 ) 。
我们用 E B B R 法和 Pe n m a n 一M o nt ei th 方程分别计算热带季雨林的每日蒸 散 值 , 累加
后得到每月每年的蒸散值 (见表 2 ) 。 在旱季 , 这两种计算方 法的差异较小 , 而在雨季差异则
较大 。
用 E BB R 法和 M o n t e i th 方程得出的日蒸散极端最大值分 别 为 4 . 18 m m 、 5 . 43 m m ,
用 E B B R 法算得月平均蒸散最小值和最大值分另!J为0 . 36 m m 、 2 . 55 m m , 而用 M o n t e ith方
程算得月平均蒸散最小值和最大值分别为 o . 49 m m 、 3 ·14 m m 。
1 期 徐德应等 : 海南岛尖峰岭热带森林蒸散 3 9
表 2 1 , 8 3一 19 8 5年海南岛尖峰岭每月降雨量和森林蒸散量
. . , , . . 知 山. . . . . 侧 曰 . , 亡 . . 巨 . . , . 曰 , , . 口 . . . . . . . . . . 曰. . . . . 臼. 口曰. . . . . . . . . . . . . . . 臼 . r~ ~ . . . . . 臼. 月. . 口. . . . . . . . . . . . . 匕 .
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1 5
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注 : 尸—降雨 , E B—用 E BB R 法计算的蒸散 , E M—用P e n m a n 方 程计算的蒸散 。
月蒸散在月降雨量 中所占的比例 和干旱程度及降雨方式有很大关系 。 在旱季雨水供应不
足的时候 , 蒸散量远远超过降雨量 。 在雨季供水充足的情况下 , 蒸散占降雨量的比例很小。
在降雨强度小时 , 蒸散所占比例大 , 在有暴雨或大暴雨的月份 , 蒸散占降雨量的比例很小。
如 1 9 5 3年 7 月 , 月降雨量 了5 5 . 9 m m , 蒸散只有 6 2 . 9 m m ( E B B R 法 ) , 占降雨量的8 . 3 % ,
这个月中大部分降雨成为通流而被流失 。同年 9 月 , 降雨量为1 8 8 . 了m m , 蒸散量为7 6 . 4 m m ,
占降雨量的4 0 . 5 % 。 在一年中的蒸散变化规律是旱季小 , 雨季大 。 蒸散的平均最大值往往不
是出现在降雨量最多的月份 , 而是出现在雨季刚刚结束或雨季中出现的“小旱季 ” 。
按 E B B R 法计算 , 1 9 5 5 年全年蒸散量为 5 3 4 . 7 m m , 1 9 5 4 年为 5 2 o . 7 m m , 1 9 8 5 年 为
5 6 4
.
o m m
, 分别为对应年份降雨量的3 0 . 4 % 、 3 0 . 2 %和4 4 . 9 % 。 按Pe n m a n 一M o n t e ith方程
计算分别 为 7 2 1 . 1 m m 、 7 1 4 . 8 m m 、 7 2 8 . 4 m m , 为对应年份降雨量 的 4 1 . 0 % 、 4 1 . 5 % 和
5 8
。
0 %
。
如果 以 a( 尸) / 尸 来计算各年月降雨量变率 , 则 1 9 83 、 1 9 8 4 、 1 9 8 5年的月降雨变率分别为
1
.
47
、
1
.
08 和 0 . 8 4 。 在降雨变率大 (即降雨分布不均匀 ) 的年份 , 蒸散占降雨量的比例小。 反
之 , 在降雨变率小 (即降雨分布均匀 )的年份 , 蒸散占降雨总量的比例大 。
将上述两种方法计算的结果取平均值 , 海南岛热带林的全年 蒸 散 量 为6 2 7 . 9 m m ( 1 9 83
年) 、 6 17 . 8 m m ( 29 8 4年) 和 6 4 6 . 2 m m ( 1 9 8 5年 ) , 分别占全 年降雨量的3 5 . 7 9石、 3 5 . 8 %和
5 1
。
4 %
。
林 业 料 学 研 究 2 卷幼
四 、 讨 论
1
. 从引进一个新的参数 A平E 后的方程看出 , 在任何情况下 , 森林蒸散都与辐 射总量有
关 , 总辐射量愈大 , 则蒸散愈大。 在极千旱条件下 , 蒸散与降雨无关 , 在极潮湿的条件下 ,
由于水分供应十分充足 , 蒸散 与直接降雨无关 , 而在半干旱条件下 , 即在旱季中出现小的降
雨后的一段时间中 , 蒸散 与 A万E 相关显著 , 在极干早的条件下 , 自变量T G 与 R : : 之间有明
显的线性相关 (在方程中淘汰了T G , 只取R : : 作为 自变量) 。
2
. 用Pe n m a n 一M o n te ith方程计算的蒸散值比用 E B B R 法计算出来的值要大 [月, ’7 , ’. 1 , 也
比直接测定 的 蒸散值约大一倍 。 由于计算误差 , 很难确定两种计算方法中那种更精确 , 还有
待于今后继续探讨 。
今 考 文 献
〔1 〕 中野秀章 (李云 森译 ) , 1 9 8 3 , 森林 水文学 , 中国林业出版社。
〔2 〕 徐德应等 , 1 9 8 5 , 用能 t 平衡 一波文比法侧定 海南岛热带季雨林燕徽初试 , 热带亚热带森林生态系统研究 , (3) :
1 8 3一 1 96 。
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O a h u
,
H a w a ii
,
P r o e e e d in g s o f t h e i口 te r n a t io n a l s y m p o s iu m o n h y d ro m e te o r o lo g y , A m e r
.
w a te r R e s o u r
.
A , s o e i
. ,
8 5一 9 0 .
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,
U N E S C O
,
5 5 2一5 7劝.
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8 53一 8 6 0 .
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In te r n a t io n a l S y m p o s iu m o n fo r e s t H y d ro lo g y
,
Pe r g a m o n p r e s s I t d
. ,
5 7 5一 5 80 .
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e u t tin g o n Jia n fe n g M o u n ta in
,
H a in a n Is la n d
,
C h in a
,
IN T E CO L B u lle t in
,
1 3
: 5 7一‘0 .
〔I幻 B r u s a e r t , W . , 2 9 80 E v a p o ra t io n in to th e a t m o s Ph e r e , D o r d re e ht .
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Is la n d
,
C h in a
,
IN T E C O L B u lle t in
, 一3 : 8 5一 8 8 .
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石3 3 .
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e 丫a p o tr a n sP ir a t io n , Co m p a r iso n o f fo r e s t w a te r a n d e n e r g y e x e 卜a n g e m o d e l, , A m s te r d a m ,
2 3 7一 2 5 5 .
〔1 6〕 Ja n : , o n , P . E . e t 已 1 . , 10 8 5 , E n e r g y a n d w a te r flu x e e in Pin e fo r e s t e c o 3 y st e m , , E e o lo g y
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〔17〕 B r in g fe lt , B . , 29 85 , A fo r e s t e v a p o tr ir a tio n m o d e l u , in g S y n o p tie w e a t h e r d a t a , T he
Fo r e , t
一
A tm o s p h e r e 王n 亡e r a e tio n , n o d r e e h t , z 6 x一 17 6 .
[ 1 8〕 Fe r tt u , K . e t a l . , 1 0 50 , M ic r o m e te o r o lo g y a n d h 丫d r o lo g y o f p in e fo re s t e ‘o s y o te m s
1 期 徐德应等 : 海南岛尖峰岭热带森林蒸散 4 1
1
.
Fie ld s tu d ie s
,
S tr u e t u r e a n d F u n e t io n o f N o rt h e r n C o n ife r o u s Fo r e st s— A n E e o s y s te m
s tu d y
,
E e o l
.
B u ll
. ,
S t o e k h o lm
,
7 5一12 1 .
E V APOT R ANSPIR AT IO N W AT E R
一
COMSU从PT !ON IN
T R OP皿CAL FOR EST AT JIANFE NG LING , H AINAN 百SLAND
X u D e yin g
(T he R e se a r c h I o s tf才。犷e o f F o、 s t印 C A F )
Zh e n g Qin g b o
(T he 刀 e s e a r e h l , s t‘to te o f T r o 夕ic a l F o r o s tr , C刀 F )
A b str a et B ase d o n t h e im p r o v em en ts o f o bse r vin g m e th o d s in 1 9 5 0一 1 9 5 1 ,
th e e v a Po tr ans Pir a t io n e x Pe r im e n t in a tr o Pie a lm o n s o o n fo r e st w a s e o nd uc ted
u s in g E B B R m et h o d o n H a in a n Island f
r o m 1 9 8 3 to 1 0 8 5 d u rin g w h ie h 4 9
sa m P le d d a y s in d ry se a s o n s a n d r a in y se a s o ns w e r e s e le e te d a t r a n d o m
.
A
s tePw is e m u lt iPle r e g r e铝io n w a s s et u P 姗in g th e d a ily e v a Po t ra ns Pir a t io n
v a lu es a nd th
e syno Ptie d at a w h ie h w e re re e o rd e d d a ily fr o m a m e te o r o fo g ic a l
st a t io n 1 k m a w a y fr o m th e R e se a rc h Sta tio n o f Tr
o P ie a l F o r e st r y
.
T he
r a in fa ll w a s ta k e n ilt o e o ns id e r a t io n in the r e g e s io n e q u a t io n s b y u s in g
e sPe e ia lly de s ig n ed In de x
“
A v a ila b le W at e r fo r E v aP o r a tio n
”
(A W E )
.
A s
e o m Pa r is o n
, t he e ve r y d a y E PT v a lue s w e r e e a le u la te d u s in g Pe n m an
一
M o n te ith
e q u a t io n
.
T h e e o m P u ted r e su lt s t u rne d to b e 5 3 4
.
7 m m
, 5 2 0
.
7 m m a n d 5 6 4
。
0
m m ac e o r d in g to E B B R m e th o d : a n d 7 2 1
。
1 m m
, 7 1 4
.
8 a n d 7 2 8
.
4 m m ac e o r d in g
to Penm
an- M o n te ith e q u a tio n fo r 1 9 8 3
, 1 9 8 4 a n d 1 9 8 5 r esPe e tiv e ly
。
T h e E PT /
r a in fa ll r a t io s w e r e 3 0
。
4 % 3 0
.
2 % a n d 4 4
.
9 % w it h E B B R m e th o d : and
4 1
.
0 %
, 4 1
。
5 % a n d 5 8
.
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一
M o n e ith e q u a tio n fo r 1 9 8 3
, 1 9 8 4 an d
1 9 8 5 r esPe e t iv e ly
.
T h e r a t io s w e r e s tr o n g ly e o r re h t e d w ith in te n s ities o f
r a i证 a ll. T he la r g e r t h e ilt ens itie s o f r a in fa ll, t h e sm a lle r the r a te r e o ns u m Ptio n
p e re e n t (E PT / r a in fa ll) bec aus e o f th e g re a te r r u n o ff
.
T he m in im u n a v e ra ,
d a ily E PT v a lu e s w e re 0
.
3 6 ,m m / d a n d o
.
4 9 m m / d by t he tw o m e th o ds
r e sPe e t iv e ly : a n d th e e o r r e sPond i
n g m ax im u m a v e r a g e d a ily E P T v a lue s w e r e
2
.
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.
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.
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r d s tr o Pie a l fo r es t ; e v a Po t ra ns Pir tio n : e n e r g y b a la n e e ; m u lt iPle
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