另外，热带雨林还具有明显的增加水平降水的作用。如在西双版纳，仅露量一项全年可达 70～80mm。而 70 年代后森林破坏，使水平降水大大减少。每日露珠下滴所形成的水量，在 50 年代曾测得为 0.4～0.5mm，而到 80 年代仅 0.1～0.3mm[14]。 3.2 统计分析 2——在海南岛的研究 海南岛也是我国森林破坏非常严重的地区。有人认为[15]，在万宁县 50～60 年代的 2～5 月，经常在上午 8～10 点出现降雨，日雨量 30～40mm，年雨量达 2900mm，从来不发生干旱。可 70 年代破坏森林以后，年降雨量降至 2500mm 左右。海南陵水县年降雨日数，70 年代后期比前期平均减少 9 天，比 50 年代减少 13 天；年降雨量 1966～1975 年比 1956～1965 年平均减少 105.9mm，1976～1979 年又比前 10 年平均减少 158.5mm。 但对此结果，有人提出了不同的看法，认为解放以来的年降水量并没有显著的变化，且最高降水量恰恰就发生在 70 年代中[16]。同时，这一看法也可以从马雪华[17]发表的材料中得到印证。表 5 为海南岛不同河系森林覆盖率与年降水量变化的多年统计结果，显然，随着森林覆盖率的减少，降水量呈增加趋势。 表 5 海南岛不同河系森林覆盖率与降水量的变化 [17]
Table.5 Variations of forest coverage and precipitation in different river systems in Hainan 河系与河流
（站名） | 集水面积
(km2) | 年代 | 森林覆盖率
(%) | 年降水量 (mm) |
|---|
| 平均 | 增减 |
|---|
| 1. 南渡江上游 | | 1960～1969 | 65 | 1928.12 | | | （福才站） | 5.8 | 1970～1979 | 15 | 1981.5 | 152.38 | | 南湾河 | | 1960～1969 | 10 | 1969.79 | | | （细水站） | 144 | 1970～1979 | 0 | 2212.80 | 243.01 | | 南叉河 | | 1960～1969 | 60 | 1862.64 | | | （白沙站） | 75.3 | 1970～1979 | 20 | 2219.51 | 356.87 | | 2. 万泉河上游 | | 1960～1969 | 40 | 2428.21 | | | （承坡站） | 727 | 1970～1979 | 15 | 2601.66 | 173.45 | | 3. 昌化江上游 | | | | | | | 通什水 | | 1960～1969 | 40 | 1876.78 | | | （毛枝站） | 610 | 1970～1979 | 20 | 1921.96 | 45.18 | | 望楼河 | | 1960～1969 | 90 | 1421.86 | | | （茸麓站） | 169 | 1970～1979* | 40 | 1456.83 | 34.97 |
注：茸麓站 1972～1979 年为补插的数据。 3.3 统计分析 3——在小兴安岭的研究 北京林学院陈健等[18]曾经比较了小兴安岭东南坡两个气象站的降水量，一个位于林区的五营，另一个是无林地区的鹤岗，两地相距约 100km，海拔高度分别为 283.5m 和 227.9m，纬度分别为 47°52′N 和 47°42′N。统计两地 1956～1963 年的降水资料，并进行风速和高度订正后表明，有林地区的五营比无林地区的鹤岗降水多 81.2mm，相当于增加了 11.8%。 3.4 统计分析 4——在陇东子午岭的研究 子午岭林区位于黄土高原中心地带的甘肃省与陕西省交界处，森林植被覆盖率由解放初期的 50.2%，下降到 80 年代末期的 19.85%。毁林给陇东子午岭及邻近地区气候带来一定的影响。就降水而言，阵雨减少趋势比降水量的减少更为明显。统计分析表明：子午岭毁林后 (1976～1985 年）比毁林前 (1956～1965 年）（林区面积变化最大的是 1966～1975 年），7、8 月的阵雨量平均减少 12.8%，而对照点（兰州、榆中）则下降较小 (1.5%）或没有变化；毁林后比毁林前阵雨量一般减少 20mm 以上[19]。 3.5 由统计分析所得到的基本结论 在上面几个统计分析实例中，既有森林覆盖率增加使降水量增加、森林覆盖率减少使降水量减少的例子，似乎说明森林的存在有助于区域降水的增加，而且数量差异很大；但也有相反的结论，这也可能是因为在一些地方，森林植被的破坏会使局地对流增强，阵性降水增加。 4 模拟分析及其基本结论 4.1 基于水汽输送变化的模拟 前苏联波哥乡[20]认为，一地上空空气层内的水汽含量，一部分以降水的形式落入该区（即降水量），一部分又随气流输送到别处去。空气内来自区域之外的水汽，称外来水汽；由当地蒸发到大气中去的水汽，称内源水汽。当区域很小时，降水几乎都是外来降水。根据造林后蒸发到大气中去的水汽改变量，可以估计出森林对降水的影响。据分析，在苏联欧洲部分土壤改良区的东北部，暖季蒸发到大气中的水汽可使当地降水量 (400mm) 增加 30～40mm，接近 10%。 郑斯中[21]根据类似的思路，研究了长江流域水利化、 绿化后降水量的可能变化。预计蒸发量将增加 13%～15%，若按 20% 来计算，在外来水汽量不变或变化不大的情况下，单纯考虑地方蒸发的水汽参加内循环直接形成降水的作用，只能增加降水量 18mm，相当于年降水量的 1.5%。但是地方蒸发的水汽，对外来水汽形成降水有间接的刺激作用，这种间接作用大于直接作用的 2～3 倍，即可增加降水量的 3%～5%。 崔启武[22]利用同样的方法，对黄河流域大面积植树种草和实现水利化后对降水量的影响进行了模拟分析。表明可使蒸发量由原来的 200～500mm 最多增大到 700～800mm。根据这一假设，算出内源水汽改变量 1.58×1017g，折算成水深约 226mm。从而得到降水增加量为 7.3%，这是一个最大的估计值。也就是说，对于黄河流域这一特定的流域，因森林增加所可能增加的降水量最大不过 7.3%。 4.2 基于地表反射率变化的模拟 Charney 等[23]曾经利用 GISS 大气环流模式对撒哈拉地区做了一组时间积分为 49 天的对比试验，他们用低反射率 (14%) 描述有植被覆盖、高反射率 (35%) 描述无植被覆盖的情况。模拟结果表明，植被覆盖可使撒哈拉地区模式降水量增加 43%。 傅抱璞[24]对我国西北地区全面绿化进行情景模拟认为，下垫面的反射率将比当时 (20%) 减少 9%，相应的蒸发量也将会发生改变，从而使大气水汽含量增加、温度降低、湿度升高、降水量增加（表 6）。夏季的蒸发量将增加 60.8mm，水汽含量（绝对湿度）增加 3.24mm，使对流层的温度降低 0.31℃，相对湿度增加 11.3%，产生内雨 31.5mm，全年可达 40.2mm。同时认为，地方蒸发不仅可形成内雨，更重要的是可激发外来水汽增加内雨，夏季可增加 91.5mm，全年可达 159.2mm，相当于内雨的 3～4 倍。 表 6 西北地区全面绿化后大气中水汽含量的可能变化 [24]
Table.6 Possible variation of air vapor content in Northwest
China after overall afforestation | 气候要素 | 春季 | 夏季 | 秋季 | 冬季 | 全年 |
|---|
| 蒸发量的增加量（mm/月） | 38.1 | 60.8 | 25.4 | 5.5 | 389.4 | | 水汽含量的增加量 (mm) | 1.20 | 3.24 | 0.94 | 0.15 | 1.84 | | 相对湿度的提高量 (%) | 5.7 | 11.3 | 5.6 | 1.7 | 6.1 |
4.3 基于下垫面粗糙度变化的模拟 易燕明等[25]利用引进的美国 Pielke 中尺度数值模式，研究了广西红水河与左右江流域森林对降水量的影响。为便于分析，将模式中均匀的粗糙度场、反射率场、土壤湿度场改变为实际观测的不均匀场，即有森林覆盖的网格点上，使粗糙度增大、反射率减小、土壤湿度增加。研究结果表明：当（河池站）森林覆盖率由当时的 8.6% 增加到 50%（这是可以达到的数值）时，大气底层相对湿度增加 5%，降水量增加 3.8%。 4.4 综合数值模拟 事实上，大范围植被覆盖度的变化影响区域气候的可能途径具有多样性特征。罗哲贤[26]在 Lorenz 提出的以全露点温度作为湿度变量的低谱湿模式的基础上，通过引进温度和全露点温度垂直递减率随空间、时间的变化，积云对流调整和地形，进一步完善了 Lorenz 提出的湿模式。并在这个改进的模式基础上，实施数值试验，模拟分析了植被覆盖度的变化对我国北方干旱气候的影响。将植被覆盖引入模式后，使陆面蒸发进入大气的水分量增加，大尺度的上升运动及小尺度的对流活动加强，区域降水量增多，无降水的持续日数缩短。 林贤超等[27]从大气热力学能量方程、水汽守恒方程以及降水与大气水汽含量和相对湿度的经验关系出发，假定大尺度环流不受地表下垫面变化的影响，不考虑大气辐射吸收与水汽和温度的反馈作用，对大气和地表能量过程作参数化处理，建立了一个反映区域年平均温度和降水的变化与地表反射率和波恩比变化之间的关系，并对华北平原下垫面荒漠化和绿化对气候的影响进行了模拟研究。计算分析表明，对于线性尺度为 550km 的华北平原来说，如果地表下垫面从目前状态变成沙漠的话，年平均温度将增加 2.14℃，年降水量将减少 536.1mm，即减少至 62.5mm，这与我国目前西北极干旱地区的年降水量大体相符。如果华北平原全部绿化，年平均温度变化不大，年降水量可增加 21.2mm。 4.5 由模拟分析所得到的基本结论 依据水汽输送变化、地表反射率变化和地面粗糙度变化等因素所进行的模拟分析表明，森林可以增加区域降水量，这是统一的结论；但增加的程度因选用模式的不同和参数选取的不同，存在着较大的差异，没有较为统一的结论。 5 初步结论 (1) 森林能否增加降水以及增加（或减少）多少仍然是一个不确定量。3 种不同的分析方法一般都表明，有林地中的降水量大于无林地上的降水量，但具体数值则有较大的差异。从多数的对比观测和统计分析结果看，这种影响并不是太大。 (2) 在对比观测和统计分析中均有相反的结果，即森林地中的降水反比裸地上为低，这可能是与局地成雨机制有关，但还需要更多的案例证明。对比观测中可能存在着仪器精度、观测误差等问题，统计分析则面临着如何剔除长期气候变化与短期气候波动可能产生的影响。 (3) 比较而言，模拟分析结果似乎都证明了森林对于降雨的正效应，但由于选择模式与参数的不同，结果往往相差很大，模拟分析是一个重要手段，但需要特别注意的是模式的适用性与参数的可靠性。 (4) 关于森林降水效应问题的研究，除了因为下垫面的改变、水汽输送的改变等，可能还会影响到降水的季节分配与变率[28]、对流性降水的特征[29]等，目前对这些问题的研究相对更少。 (5) 需要说明的是，森林的降水效应研究只是森林水文气候效应的一部分，在不少的分析中，多半只是考虑了低层大气的物理变化，并没有考虑生物学问题，如林草的生理特征和生态适应性，也没有考虑土壤水分平衡问题，特别是随着植被覆盖的变化，植被的水分消耗、土壤水分的动态以及区域水资源的可能变化，而这些问题在区域生态恢复与建设中可能具有更加重要的意义。 参考文献
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