鄧慧平，丹利，肖燕，王倩

1. 聊城大學(xué)環(huán)境與規(guī)劃學(xué)院，山東 聊城 252059；2. 中國(guó)科學(xué)院東亞區(qū)域氣候-環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室/中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所，北京 100029

氣候?qū)θ蛑饕脖活愋偷目臻g分布起主導(dǎo)作用，而植被的組成與分布對(duì)陸地水量平衡具有關(guān)鍵性的影響（Dunn et al.，1995；Gerten et al.，2004）。作為陸地植被的主體，森林生態(tài)系統(tǒng)水文功能的研究具有重要的意義，不僅有助于了解森林生態(tài)系統(tǒng)中水分的運(yùn)轉(zhuǎn)過程與機(jī)制，而且能正確評(píng)價(jià)和認(rèn)識(shí)森林的作用，為森林合理經(jīng)營(yíng)利用、保護(hù)自然和水資源以及維持人類生存環(huán)境的穩(wěn)定提供持續(xù)發(fā)展的科學(xué)理論（李文華等，2001）。森林和森林砍伐對(duì)徑流的影響作為森林水文學(xué)研究的一項(xiàng)重要內(nèi)容，很久以來(lái)就受到了人們的關(guān)注，在全球范圍內(nèi)開展了大量的森林集水區(qū)研究，以流域?yàn)閱卧芯可謱?duì)河川徑流的影響（Bosch et al.，1982；Zhang et al.，2017；李文華等，2001）。由于森林冠層較大的截留和蒸散，對(duì)于濕潤(rùn)地區(qū)林冠層較小的空氣動(dòng)力學(xué)阻力其蒸散大于矮小植被，而對(duì)于干旱地區(qū)由于森林根系能吸收較深的土壤水分其蒸散大于矮小植被與裸地，一般而言森林增加了蒸散而使徑流量減少。國(guó)外不同地理區(qū)域的大多數(shù)研究結(jié)果表明：森林覆被的減少可以增加水的產(chǎn)量而在原無(wú)植被覆蓋的地區(qū)種植森林將會(huì)減少產(chǎn)水量（Bosch et al.，1982）。前蘇聯(lián)西北部和上伏爾加河流域等集水區(qū)的觀測(cè)，提出森林對(duì)小流域年徑流量無(wú)明顯影響，也有許多研究結(jié)果認(rèn)為，森林覆蓋率增加能提高河川流量（李文華等，2001）。根據(jù)前蘇聯(lián)的資料徑流系數(shù)隨流域森林增多的多在高緯濕潤(rùn)地區(qū)，往南則無(wú)變化和減少（黃秉維，1982）。中國(guó)的森林集水區(qū)研究開始于20世紀(jì)60年代，研究的內(nèi)容主要集中在探討森林植被覆蓋率變化與流域徑流量變化的關(guān)系，根據(jù)地跨中國(guó)寒溫帶、溫帶、亞熱帶、熱帶以及黃河流域、長(zhǎng)江流域等大小集水區(qū)的研究結(jié)果，多數(shù)結(jié)論認(rèn)為森林覆蓋率的增加會(huì)不同程度地減少河川年徑流量（劉昌明等，1978；黃秉維，1982；高海風(fēng)，1986；楊海軍等，1994；李玉山，2001；劉世榮等，2003；張曉明等，2006；張發(fā)會(huì)等，2007；朱麗等，2010）。但同時(shí)也存在相反的結(jié)論，森林存在會(huì)增加河川徑流量和對(duì)徑流量沒有明顯影響（李昌哲等，1986；馬雪華，1987；王金葉等，1998；周曉峰等，2001；金棟梁，2007）。關(guān)于森林植被與流域徑流量的關(guān)系有森林的存在會(huì)使徑流量增加、森林的存在與徑流量之間沒有明顯的關(guān)系和森林的存在會(huì)減少?gòu)搅髁?種不同的觀點(diǎn)（李文華等，2001）。

森林集水區(qū)比較研究采用的是“黑箱”研究方法，主要分析流域森林植被變化與流域出水口徑流的關(guān)系，缺乏對(duì)流域碳水循環(huán)過程的研究，因此在揭示森林對(duì)徑流的作用機(jī)理方面具有局限性。配對(duì)集水區(qū)研究選擇兩個(gè)除植被不同外其它方面都盡可能相似的流域，對(duì)徑流觀測(cè)結(jié)果進(jìn)行比較；單一集水區(qū)研究選擇同一集水區(qū)進(jìn)行長(zhǎng)期觀察研究，分析植被變化對(duì)徑流的影響。對(duì)于配對(duì)集水區(qū)研究，事實(shí)上沒有兩個(gè)集水區(qū)是完全相同的，比較時(shí)雖然都會(huì)強(qiáng)調(diào)除植被外其它條件相似或基本相似，但實(shí)際上并沒有給出相似性證明，配對(duì)集水區(qū)徑流量的差異可能是由于植被以外的其他因素所造成的，而單一集水區(qū)研究并不能排除氣候變化對(duì)徑流量的影響（Zhang et al.，2017；李文華等，2001）。

森林植被對(duì)陸地水平衡的時(shí)空變化的影響需要聯(lián)系植被動(dòng)態(tài)變化與水文過程的機(jī)理模型，而陸面模式符合這一要求（Gerten et al.，2004）。引入碳水耦合機(jī)理的第三代陸面物理過程模式定量描述對(duì)氣候系統(tǒng)有重要影響的陸氣間輻射、熱量、動(dòng)量以及水分和 CO2交換過程（Sellers et al.，1996；Zhan et al.，2003；Peng et al.，2015）。第三代陸面模式與動(dòng)態(tài)植被模型相耦合，模擬研究植被與氣候的相互作用與反饋（Cox et al.，2000；Cowling et al.，2009；Xue et al.，2006；Zhang et al.，2015；Liu et al.，2019）。本研究選擇長(zhǎng)江下游的青弋江流域和長(zhǎng)江上游西南亞高山區(qū)的梭磨河流域?yàn)檠芯繉?duì)象，用生物物理/動(dòng)態(tài)植被模型SSiB4/TRIFFID與流域地形指數(shù)水文模型的耦合模型SSiB4T/TRIFFID（鄧慧平等，2018）在變化的氣候條件下進(jìn)行流域植被演替和碳水循環(huán)過程模擬。根據(jù)模擬結(jié)果分析不同氣候條件下植被變化對(duì)流域地表蒸散和徑流量的影響，并結(jié)合國(guó)內(nèi)不同自然地理環(huán)境的森林集水區(qū)研究結(jié)果，揭示森林植被與流域徑流量關(guān)系的空間分異規(guī)律。

1 耦合模型SSiB4T/TRIFFID與流域簡(jiǎn)介

1.1 SSiB4T/TRIFFID簡(jiǎn)介

簡(jiǎn)化的簡(jiǎn)單生物圈模式（Simplified Simple Biosphere Model，SSiB）是當(dāng)前較流行的用于區(qū)域和全球陸面與大氣相互作用的陸面模式（Xue et al.，1991），其第4版本SSiB4包括了Collatz等發(fā)展的植被光合與氣孔導(dǎo)度模型（Zhan et al.，2003）。為進(jìn)一步探討植被變化并通過與陸面水、能量和CO2交換對(duì)區(qū)域氣候的影響，SSiB4耦合了動(dòng)態(tài)植被模型（Top-down Representation of Interactive Foliage and Flora Including Dynamics，TRIFFID）發(fā)展成生物物理/動(dòng)態(tài)植被模型SSiB4/TRIFFID（Cox et al.，2001；Xue et al.，2006），并用來(lái)自不同緯度和地形條件的 13個(gè)地點(diǎn)的觀測(cè)資料進(jìn)行了驗(yàn)證（Xue et al.，2006）。除了衛(wèi)星遙感反演的葉面積指數(shù)外，能獲得的實(shí)測(cè)的土壤濕度、潛熱，感熱通量和CO2通量也被用于SSiB4/TRIFFID的檢驗(yàn)（Xue et al.，2006）。SSiB4為TRIFFID提供各類型植被冠層的凈光合速率 An，冠層暗呼吸速率 Rd以及冠層溫度tc等變量；TRIFFID計(jì)算每種植被類型的葉面積指數(shù)，植被覆蓋率和植被高度等SSiB4所需的植被參數(shù)（Xue et al.，2006；Zhang et al.，2015；Liu et al.，2019）。SSiB4/TRIFFID 包含了基于 Lotka-Volterra方程的各植被類型為生長(zhǎng)和取得支配地位與同一植被類型和不同植被類型之間的動(dòng)態(tài)競(jìng)爭(zhēng)機(jī)制。SSiB4/TRIFFID將全球植被類型分為闊葉林、針葉林、C3草、C4草、灌木和苔原灌木（Tundra），此外還包含裸土這一下墊面類型（Xue et al.，2006；Zhang et al.，2015）。為了進(jìn)行流域尺度的植被與碳水平衡模擬，采用 SSiB與流域地形指數(shù)水文模型TOPMODEL的耦合（Deng et al.，2012）相同的耦合方案，將生物物理/動(dòng)態(tài)植被模型SSiB4/TRIFFID與 TOPMODEL實(shí)行耦合，使耦合模型SSiB4T/TRIFFID既具有模擬植被動(dòng)態(tài)變化和詳細(xì)刻畫垂向蒸發(fā)、蒸騰和土壤水分運(yùn)動(dòng)的優(yōu)勢(shì)又考慮了流域土壤濕度空間非均勻性對(duì)流域地表水量平衡模擬的影響，更好地模擬流域尺度的碳水循環(huán)過程（鄧慧平等，2018）。

1.2 流域簡(jiǎn)介

長(zhǎng)江下游的青弋江流域位于 29°57′—31°16′N，117°37′—118°44′E 范圍內(nèi)，屬亞熱帶濕潤(rùn)季風(fēng)氣候區(qū)，西河鎮(zhèn)水文站控制面積約5700 km2（劉惠民等，2013）。長(zhǎng)江上游的梭磨河流域，位于31°—33°N，102°—103°E范圍內(nèi)，流域面積 3015.6 km2。圖1所示為兩個(gè)流域的地理位置。青弋江流域 1999—2010年平均年降水量1566 mm，年徑流深914 mm，年蒸發(fā)量 652.6 mm，徑流系數(shù) 0.57（劉惠民等，2013）。梭磨河流域包括馬爾康和紅原縣，三分之二的面積在馬爾康縣境內(nèi)，三分之一在紅原縣境內(nèi)。流域內(nèi)馬爾康氣象站海拔 2600 m，流域周邊紅原氣象站海拔3500 m，1961—1987年兩個(gè)站的面積加權(quán)平均年降水量 777.6 mm，平均氣溫為4.6 ℃，屬寒溫帶高原季風(fēng)氣候區(qū)。由于海拔高差懸殊，形成明顯的垂直氣候帶，植被自河谷到高山頂部分布為暖溫帶河谷半干旱灌叢及夏綠闊葉林—溫帶針闊葉混交林—寒溫帶純針葉林—亞寒帶灌叢草甸—寒帶寒漠及流石灘植被（鄧慧平等，2018）。

圖1 梭磨河流域、青弋江流域和長(zhǎng)江流域示意圖Fig. 1 Representation of the (left bottom) Suomo River basin, the (right bottom) Qingyijiang basin, and the (top) Yangtze Basin

2 驅(qū)動(dòng)資料與數(shù)值試驗(yàn)說(shuō)明

青弋江流域模式需要輸入的驅(qū)動(dòng)因子中凈輻射和短波輻射采用合肥站 2007—2009年每天逐時(shí)的實(shí)測(cè)值，氣溫、降水、水汽壓、風(fēng)速和大氣壓采用流域內(nèi)南陵、旌德、涇縣和宣城4站同時(shí)期每天逐時(shí)實(shí)測(cè)的近地面氣象觀測(cè)資料的平均值，模擬時(shí)間步長(zhǎng)1 h（劉惠民等，2013）。3年的驅(qū)動(dòng)資料重復(fù)運(yùn)行200次連續(xù)模擬600年。梭磨河流域驅(qū)動(dòng)因子采用美國(guó)國(guó)家大氣研究中心空間分辨率 1°×1°、時(shí)間步長(zhǎng)為3 h的1983—1987年再分析資料。根據(jù)氣候變化水文影響研究（Dan et al.，2012），1983—1987年5年時(shí)段能代表氣候背景值。驅(qū)動(dòng)因子包括：向下的短波輻射、向下的長(zhǎng)波輻射、氣溫、降水、水汽壓、風(fēng)速和大氣壓，用流域內(nèi)2個(gè)網(wǎng)格點(diǎn)（31.5°N，102.5°E 和 32.5°N，102.5°E）上的近地面各驅(qū)動(dòng)因子分別進(jìn)行平均作為流域的平均值。再分析資料近地面氣溫 1983—1987年 5年平均為5.0 ℃，5年平均年降水量686.3 mm，降水7、9月小于馬爾康站實(shí)測(cè)降水，其它月份差異很小。再分析資料雖與實(shí)際情況存在差異，但還是能夠反映梭磨河流域高原寒溫帶季風(fēng)氣候特征，降水和氣溫與實(shí)測(cè)降水和氣溫季節(jié)變化也是一致的（鄧慧平等，2018）。對(duì)于梭磨河流域，用耦合模型 SSiB4T/TRIFFID進(jìn)行一系列變化的氣候條件下植被演替和碳水循環(huán)的數(shù)值試驗(yàn)（鄧慧平等，2018；鄧慧平等，2019）。第1組試驗(yàn)是將梭磨河流域5年驅(qū)動(dòng)資料重復(fù)運(yùn)行120次連續(xù)模擬600年，作為控制試驗(yàn)，記為T。為了進(jìn)行植被與碳水平衡對(duì)氣候變化的敏感性模擬，在 1983—1987年驅(qū)動(dòng)資料（氣候背景條件）基礎(chǔ)上對(duì)每個(gè)計(jì)算步長(zhǎng)的氣溫和降水資料進(jìn)行外延（鄧慧平等，2018）。第 2組試驗(yàn)是將每個(gè)計(jì)算步長(zhǎng)輸入的氣溫均增加2 ℃連續(xù)模擬600年，作為氣溫上升2 ℃的敏感性試驗(yàn)，記為T+2。第3組試驗(yàn)是將每個(gè)計(jì)算步長(zhǎng)輸入的氣溫和降水均分別增加2 ℃和20%，連續(xù)模擬600年，作為氣溫上升2 ℃同時(shí)降水增加20%的敏感性試驗(yàn)，記為T+2，(1+20%) P。第4組試驗(yàn)是將每個(gè)計(jì)算步長(zhǎng)輸入的氣溫和降水均分別增加 5 ℃和 40%，連續(xù)模擬 600年，作為氣溫上升5 ℃同時(shí)降水增加40%的敏感性試驗(yàn)，記為T+5，(1+40%) P。為了便于模擬的徑流量與實(shí)測(cè)徑流量的比較，考慮到中國(guó)南方地區(qū)主要以蓄滿產(chǎn)流為主，將日降水量平均分配到每個(gè)計(jì)算步長(zhǎng)對(duì)總徑流的模擬影響不大，除用再分析降水資料進(jìn)行模擬外，還將馬爾康站實(shí)測(cè)降水取代再分析資料的降水進(jìn)行模擬。第5組試驗(yàn)是將1983—1987年馬爾康站逐日實(shí)測(cè)降水除以 8取代 1983—1987年再分析資料每個(gè)步長(zhǎng)的降水，5年驅(qū)動(dòng)資料重復(fù)運(yùn)行120次連續(xù)模擬600年，作為控制試驗(yàn)，記為PT。同樣，在此基礎(chǔ)上對(duì)每個(gè)計(jì)算步長(zhǎng)的氣溫和降水進(jìn)行外延，又進(jìn)行了6組試驗(yàn)，所有模擬均將5年的驅(qū)動(dòng)資料重復(fù)運(yùn)行120次連續(xù)模擬600年，分別記為 PT?1、PT+2、PT+2，(1+33%) P、PT+4，(1+33%)P、PT+6和 PT+6，(1+33%) P，表 1所示為 11組試驗(yàn)說(shuō)明。雖然將日降水量平均分配到每個(gè)計(jì)算步長(zhǎng)有利于冠層截留，影響冠層蒸散中蒸騰與冠層截留蒸發(fā)的比例，但對(duì)冠層蒸散和流域蒸散模擬結(jié)果影響很小（鄧慧平等，2019；鄧慧平等，2020）。

表1 試驗(yàn)說(shuō)明Table 1 Test descriptions

3 模擬結(jié)果

3.1 流域植被模擬結(jié)果

各植被類型初始覆蓋率均取值0.01。在模擬的早期階段，植被覆蓋率經(jīng)歷了明顯的變化。對(duì)于地處亞熱帶濕潤(rùn)氣候區(qū)的青弋江流域，在600個(gè)模擬年中主要植被類型是C3草、灌木和闊葉林。圖2a所示為青弋江流域植被覆蓋率隨時(shí)間的演變。最初C3草覆蓋率迅速增加，第10—12個(gè)模擬年流域C3草地覆蓋率達(dá)到峰值0.75后隨灌木的增加而迅速減小，第 58—60個(gè)模擬年流域灌木覆蓋率達(dá)到峰值0.71后隨闊葉林覆蓋率的增加而減小，然后隨模擬時(shí)間的增加植被覆蓋率逐漸達(dá)到平衡狀態(tài)，最后闊葉林取得絕對(duì)支配地位，闊葉林覆蓋率 0.75，C3草覆蓋率0.10，灌木覆蓋率0.04。對(duì)于地處高原寒溫帶季風(fēng)氣候區(qū)的梭磨河流域，600個(gè)模擬年中主要植被類型是C3草、苔原灌木、針葉林和闊葉林。圖2b所示為梭磨河流域控制試驗(yàn)T植被覆蓋率隨時(shí)間的演變。最初C3草覆蓋率迅速增加，達(dá)到峰值后隨苔原灌木的增加而迅速減小，苔原灌木覆蓋率達(dá)到峰值后隨森林覆蓋率的增加而減小，第 400個(gè)模擬年后基本達(dá)到平衡狀態(tài)，針葉林取得絕對(duì)支配地位，控制試驗(yàn)針葉林覆蓋率達(dá)到0.81，而闊葉林覆蓋率僅0.07。隨著溫度增加，針葉林覆蓋率下降而闊葉林覆蓋率增加，氣溫增加5 ℃，針葉林覆蓋率從控制試驗(yàn)的0.81下降到0.70，而闊葉林覆蓋率從0.07上升到0.30，森林類型由基本為純針葉林轉(zhuǎn)變?yōu)獒橀熁旖涣郑ㄠ嚮燮降龋?020）。

圖2 青弋江流域植被覆蓋率隨時(shí)間的演變（a）和梭磨河流域控制試驗(yàn)植被覆蓋率隨時(shí)間的演變（b）Fig. 2 Temporal evolution of vegetation fractional cover in the simulation for the Qingyijiang basin (a) and temporal evolution of vegetation fractional cover in the control run for the Suomo River basin (b)

3.2 流域水量平衡的模擬結(jié)果

3.2.1 沒有水分脅迫時(shí)流域水量平衡模擬結(jié)果

青弋江流域和梭磨河流域除PT+6試驗(yàn)外，均不存在水分脅迫，植被生長(zhǎng)和蒸散不受水分條件限制，溫度不變?cè)黾咏邓畬?duì)流域植被葉面積指數(shù)和蒸散影響不大，葉面積指數(shù)和蒸散主要受溫度變化控制，對(duì)溫度變化最敏感（鄧慧平等，2018；鄧慧平等，2019）。將流域蒸散和徑流量模擬結(jié)果青弋江流域按3年進(jìn)行平均，梭磨河流域按5年進(jìn)行平均，圖3a和圖3b所示分別為青弋江流域和梭磨河流域本底氣候條件下年蒸散隨流域植被演替的變化，圖4a和圖4b所示分別為兩個(gè)流域相應(yīng)的年徑流深隨流域植被演替的變化。青弋江流域第4—6個(gè)模擬年流域植被主要為C3草地，第58—60個(gè)模擬年流域植被主要為灌木，最后5個(gè)模擬年流域植被主要為闊葉林，流域蒸散分別為 546.2、588.6、742.2 mm·a?1。梭磨河流域第6—10個(gè)模擬年流域植被主要為C3草地，第21—25個(gè)模擬年流域植被主要為苔原灌木，最后5個(gè)模擬年流域植被主要為針葉林，流域蒸散分別為 387.5、444.3、387.8 mm·a?1。位于亞熱帶濕潤(rùn)氣候區(qū)的青弋江流域，森林蒸散明顯高于灌木和草地，隨著森林覆蓋率的增加，流域蒸散明顯增加而徑流量減小。而位于寒溫帶高原季風(fēng)氣候區(qū)的梭磨河流域，流域蒸散在苔原灌木覆蓋時(shí)最大，隨著森林覆蓋率的增加，流域蒸散減小而徑流量增加。對(duì)于青弋江流域，在灌木覆蓋率達(dá)到峰值到第150個(gè)模擬年期間，冠層截留蒸發(fā)和蒸騰的增加基本被土壤蒸發(fā)的減小所抵消，流域蒸散基本保持穩(wěn)定，后隨森林覆蓋率的進(jìn)一步增加流域蒸散持續(xù)增加。對(duì)于梭磨河在苔原灌木覆蓋率達(dá)到峰值到第200個(gè)模擬年期間，蒸騰變化很小，冠層截留蒸發(fā)的增加被土壤蒸發(fā)的減小所抵消，流域蒸散基本穩(wěn)定，然后隨森林覆蓋率的進(jìn)一步增加流域蒸散持續(xù)減小。流域年徑流深隨流域植被演替的變化與流域蒸散相反，青弋江流域從模擬初始時(shí)刻到C3草覆蓋率達(dá)到峰值期間，年徑流深迅速下降，然后基本保持穩(wěn)定，第150個(gè)模擬年以后隨森林覆蓋率的增加持續(xù)減小，第500個(gè)模擬年以后基本保持穩(wěn)定。梭磨河流域從模擬初始時(shí)刻到苔原灌木覆蓋率達(dá)到峰值期間，年徑流深迅速下降，然后基本保持穩(wěn)定，第200個(gè)模擬年以后隨森林覆蓋率的增加持續(xù)增加，第400個(gè)模擬年以后基本保持穩(wěn)定。梭磨河流域在本底氣候條件下，隨著流域森林覆蓋率的增加流域徑流深增加，與苔原灌木相比，森林增加了流域徑流量。但隨著溫度增加，森林蒸騰和冠層截留蒸發(fā)顯著增加，3種植被類型中森林蒸散增加幅度最大，溫度增加2 ℃，森林蒸散與苔原灌木蒸散的差異較控制試驗(yàn)減小，森林增加徑流的作用減?。粶囟仍黾? ℃或4 ℃以上，森林蒸散已大于苔原灌木，流域徑流深隨流域森林覆蓋率的增加不再增加而是減小，從控制試驗(yàn)到T+5，(1+40%) P試驗(yàn)，森林從原先增加徑流量轉(zhuǎn)變?yōu)闇p小了徑流量（鄧慧平等，2018；鄧慧平等，2019）。

圖3 青弋江流域年蒸散及其分量隨時(shí)間的演變（a）和梭磨河流域控制試驗(yàn)?zāi)暾羯⒓捌浞至侩S時(shí)間的演變（b）Fig. 3 Temporal evolution of annual evapotranspiration and its three components in the simulation for the Qingyijiang basin (a)and temporal evolution of annual evapotranspiration and its three components in the control run for the Suomo River basin (b)

圖4 青弋江流域年徑流深隨時(shí)間的演變（a）和梭磨河流域控制試驗(yàn)?zāi)陱搅魃铍S時(shí)間的演變（b）Fig. 4 Temporal evolution of annual runoff depth in the simulation for the Qingyijiang basin (a) and temporal evolution of annual runoff depth in the control run for the Suomo River basin (b)

3.2.2 存在水分脅迫時(shí)流域水量平衡模擬結(jié)果

當(dāng)存在水分脅迫時(shí)植被生長(zhǎng)和蒸散將受水分條件限制。圖 5所示為梭磨河流域 PT+6試驗(yàn)和PT+6，(1+33%) P試驗(yàn)流域蒸散隨時(shí)間的變化。第6—10個(gè)模擬年流域植被主要為C3草地，第21—25個(gè)模擬年流域植被主要為苔原灌木，最后5個(gè)模擬年流域植被主要為森林。這3個(gè)時(shí)段5年平均流域蒸散 PT+6 試驗(yàn)分別為 645.7、707.2、741.2 mm·a?1，PT+6，(1+33%) P試驗(yàn)分別為677.6、767.4、877.0 mm·a?1。PT+6 試驗(yàn)較 PT+6，(1+33%) P 試驗(yàn)蒸散森林減小了 135.8 mm·a?1、苔原灌木減小了 60.2 mm·a?1、C3 草地減小了31.9 mm·a?1。3 種植被類型中，森林蒸散減小幅度最大，PT+6試驗(yàn)森林蒸散與苔原灌木和C3草地蒸散的差異較PT+6，(1+33%) P試驗(yàn)明顯減小。表2所示為PT+6和PT+6，(1+33%)P試驗(yàn)3個(gè)時(shí)段5年平均流域植被蒸騰、冠層截留蒸發(fā)和土壤蒸發(fā)。PT+6試驗(yàn)較 PT+6，(1+33%) P試驗(yàn)森林蒸騰減小了32.6 mm·a?1，森林冠層截留蒸發(fā)減小了 60.3 mm·a?1，土壤蒸發(fā)減小了 42.9 mm·a?1；苔原灌木蒸騰減小了 9.4 mm·a?1、冠層截留蒸發(fā)減小了 15.7 mm·a?1、土壤蒸發(fā)減小了 35.2 mm·a?1；C3 草地蒸騰減小 0.6 mm·a?1、冠層截留蒸發(fā)減小 14.1 mm·a?1、土壤蒸發(fā)減小了 17.2 mm·a?1。當(dāng)存在水分脅迫時(shí)，3種植被類型中森林蒸散及其3個(gè)分量對(duì)降水的變化最為敏感。

圖5 PT+6和PT+6，(1+33%) P試驗(yàn)?zāi)M的年蒸散隨時(shí)間的演變Fig. 5 Temporal evolution of annual evapotranspiration produced by PT+6 and PT+6, (1+33%) P runs

表2 3個(gè)時(shí)段平均蒸騰（Edc），冠層截留蒸發(fā)（Ewc）和土壤蒸發(fā)（Egs）Table 2 Mean annual transpiration (Edc), canopy interception evaporation(Ewc) and soil evaporation (Egs) for the three periods

PT+6，(1+33%) P試驗(yàn)3個(gè)時(shí)段5年平均徑流深分別為 317.8、226.5、116.9 mm·a?1，而 PT+6 試驗(yàn) 3 個(gè)時(shí)段徑流深分別為 98.6、36.5、3.7 mm·a?1。PT+6，(1+33%) P試驗(yàn)森林的存在使流域年徑流深較苔原灌木覆蓋減小了109.6 mm·a?1，較流域植被主要為C3草地減小了200.9 mm·a?1；而PT+6試驗(yàn)森林使流域年徑流深較苔原灌木覆蓋僅減小了 32.8 mm·a?1，較流域植被主要為 C3草地僅減小了 94.9 mm·a?1。在相同的溫度下，由于3種植被類型中森林蒸散減小幅度最大，森林對(duì)徑流量的影響隨著降水的減小而減小。

圖6a—c所示分別為3個(gè)時(shí)段5年平均各月植被葉面積指數(shù)。當(dāng)存在水分脅迫時(shí)，降水變化對(duì)森林葉面積指數(shù)影響最大，對(duì)苔原灌木和C3草地葉面積指數(shù)影響較小，森林葉面積指數(shù)對(duì)降水變化最敏感。

圖6 第6—10個(gè)模擬年平均各月葉面積指數(shù)（a），第21—25個(gè)模擬年平均各月葉面積指數(shù)（b）和最后5個(gè)模擬年平均各月森林葉面積指數(shù)（c）Fig. 6 Mean monthly leaf area index averaged over the 6th-10th simulation years (a), mean monthly leaf area index averaged over the 21st-25th simulation years (b) and mean monthly leaf area index averaged over the last five simulation years (c)

4 森林植被對(duì)徑流量影響的討論

4.1 濕潤(rùn)地區(qū)

西南亞高山區(qū)的梭磨河流域模擬結(jié)果表明：本底氣候條件下針葉林在植被演替過程中取得絕對(duì)支配地位，流域年徑流深隨森林覆蓋率增加而增加。梭磨河流域寒溫帶針葉林已是森林分布的上限，溫度最接近森林生長(zhǎng)的最低溫度，抑制了森林蒸騰，森林蒸騰甚至低于苔原灌木。由于輻射能量主要被森林冠層接收，抑制了森林土壤蒸發(fā)，森林土壤蒸發(fā)的減小大于森林冠層截留蒸發(fā)的增加，導(dǎo)致森林蒸散低于苔原灌木。溫度減小1 ℃，森林蒸散甚至低于C3草地（鄧慧平等，2019；鄧慧平等，2020），森林的存在增加了徑流量。同理，森林分布的北界邊緣地帶，森林的存在能夠增加徑流量。隨著溫度增加，從控制試驗(yàn)到T+5，P (1+40%) 試驗(yàn)，針葉林覆蓋率減小而闊葉林覆蓋率增加，森林蒸散中森林蒸騰最大，森林蒸散已大于苔原灌木，森林從增加徑流量轉(zhuǎn)變?yōu)闇p小徑流量（鄧慧平等，2018；鄧慧平等，2020）。亞熱帶濕潤(rùn)氣候區(qū)的青弋江流域模擬結(jié)果表明：在植被演替過程中，闊葉林最終取得絕對(duì)支配地位，隨著森林覆蓋率的增加，流域蒸散明顯增加而徑流明顯減小。因此，在森林分布受低溫控制的海拔上限和森林分布的北界地帶，森林的存在增加了徑流量。隨著溫度增加，森林增加徑流量的作用減小，當(dāng)森林蒸散與灌木蒸散相等時(shí)，森林的存在對(duì)徑流量沒有明顯影響。隨著溫度進(jìn)一步增加，當(dāng)森林蒸散大于灌木后，森林的存在減小了徑流量。國(guó)內(nèi)森林增加徑流量結(jié)論主要來(lái)源于西南山區(qū)岷江上游米亞羅林區(qū)（馬雪華，1987），黑龍江和松花江水系20個(gè)流域（周曉峰，2000），西北地區(qū)祁連山北坡后山地帶天澇池河—寺大隆河（王金葉等，1998），華北地區(qū)永定河四級(jí)支流—崇禮縣的東、西溝（李昌哲，1986）以及長(zhǎng)江中游多林和少林流域的對(duì)比分析（金棟梁等，2007）。岷江上游米亞羅高山森林位于森林分布的海拔上限，而黑龍江和松花江水系 20個(gè)流域森林接近森林分布的北界，森林集水區(qū)比較研究所得森林增加徑流量結(jié)論與前蘇聯(lián)高緯濕潤(rùn)地區(qū)的結(jié)果相一致。但祁連山天澇池河—寺大隆河以及華北地區(qū)崇禮縣的東、西溝，結(jié)論并非森林增加了流域年徑流量。根據(jù)山天澇池河—寺大隆河對(duì)比資料（王金葉等，1998），森林覆蓋率65.0%天澇池河年降水量559.8 mm，比森林覆蓋率32.0%的寺大隆河少39 mm，年徑流深 355.6 mm，比寺大隆河少 86.2 mm，而年蒸散卻比寺大隆河高47 mm，應(yīng)該是森林覆蓋率的增加增加了流域蒸散和減小了年徑流量。根據(jù)華北地區(qū)崇禮縣的東、西溝對(duì)比資料（李昌哲，1986），森林覆蓋率41.8%的東溝年降水量484.3 mm，比森林覆蓋率24.5%的西溝多66.7 mm，但年徑流深僅比西溝多8.5 mm，而流域年蒸散則比西溝高58.1 mm，森林覆蓋率的增加應(yīng)該是增加了流域蒸散，其作用應(yīng)是減小了年徑流量。長(zhǎng)江中游多林和少林流域的對(duì)比所得森林增加徑流量的結(jié)論既與蒸發(fā)理論不符也與相同氣候條件下的其它森林集水區(qū)試驗(yàn)結(jié)果明顯不一致，而且如此反常的結(jié)果又沒有給出任何合理的解釋。這種不合理的對(duì)比結(jié)果應(yīng)該是植被以外的其他因素所造成的。米亞羅森林與采伐跡兩個(gè)小集水區(qū)徑流的對(duì)比觀測(cè)所得結(jié)論是高山森林增加了年徑流量（馬雪華，1987），海拔515—835 m的嘉陵江上游廣元碗廠溝5個(gè)小流域森林與徑流量關(guān)系是森林植被的恢復(fù)減小了徑流量（張發(fā)會(huì)等，2007）。黑龍江和松花江水系森林使徑流量增加或影響不明顯，北京市密云縣東南部的紅門川流域研究表明森林植被減小了徑流量（朱麗等，2010），江西九連山林區(qū)年降水量大致相同的3個(gè)小流域，闊葉林小流域較荒山和擇伐小流域年出境徑流量減少5.1%—13.7%（李玉山，2001）。海南島南渡江、萬(wàn)泉河和昌化江三大河流與60年代相比，70年代森林砍伐使平均年徑流量普遍變大（高海風(fēng)，1986）。以上森林集水區(qū)試驗(yàn)結(jié)果體現(xiàn)了隨著海拔高度下降和從高緯到低緯隨著溫度的增加，森林植被與流域徑流量的關(guān)系存在從增加徑流量到減小徑流量的變化。

4.2 非濕潤(rùn)地區(qū)

當(dāng)存在水分脅迫時(shí)，3種植被類型中森林葉面積指數(shù)和蒸散及其3個(gè)分量對(duì)降水變化最為敏感。在相同溫度下，隨著降水的減小，森林蒸散減小幅度最大，導(dǎo)致森林與灌木和草的蒸散差異減小，森林對(duì)徑流量的影響減小。黃土高原南部半濕潤(rùn)地區(qū)的典型林區(qū)子午嶺林區(qū)年降水量600 mm以上，森林仍能保持正常生長(zhǎng)，具有顯著的減少?gòu)搅髁康淖饔茫ɡ钣裆剑?001）。山西省吉縣境內(nèi)的紅旗林場(chǎng)的少林和多林流域的對(duì)比研究也表明，少林流域的徑流量明顯多于有林流域（楊海軍等，1994）。根據(jù)黃河中游5組對(duì)比流域的資料（劉昌明等，1978），對(duì)年降水量差異不大的3組對(duì)比流域進(jìn)行水量平衡分析。林率90.0%的石沙莊年降水量581.0 mm，比無(wú)林的盤陀高26.5 mm，年徑流深高17.4 mm，石沙莊年蒸散 455.9 mm，比無(wú)林的盤陀年蒸散僅高9.1 mm；林率98.5%的洪廟溝年降水量636.2 mm，比無(wú)林的安民溝高12.6 mm，年徑流深洪廟溝比安民溝少7.9 mm，洪廟溝年蒸散發(fā)量607.0 mm，比安民溝僅高20.5 mm；林率27.8%的黃土高原楊家溝年降水量526.0 mm，比林率0.0%董莊溝僅高0.3 mm，年徑流深比董莊溝低4.6 mm，楊家溝蒸散發(fā)量520.6 mm，比無(wú)林的董莊溝僅高4.8 mm。3組對(duì)比流域有林流域蒸散雖比無(wú)林流域有所增加，但相差很小。由于研究區(qū)域?qū)侔敫珊祷虬霛駶?rùn)地區(qū)，水分條件抑制了森林的蒸散，森林對(duì)流域蒸散和徑流量的影響已不明顯。在年降水量400 mm左右的森林分布的邊緣地帶，森林逐漸過渡到草原或灌木，森林增加蒸散和減小徑流量的作用應(yīng)達(dá)到最小。

5 結(jié)論

本文用生物物理/動(dòng)態(tài)植被模式 SSiB4/TRIFFID與流域水文模型TOPMODEL的耦合模式SSiB4T/TRIFFID模擬了亞熱帶濕潤(rùn)氣候區(qū)的青弋江流域和西南亞高山區(qū)的梭磨河流域不同氣候情景下的碳水平衡過程，根據(jù)模擬結(jié)果并結(jié)合森林集水區(qū)比較研究結(jié)果，分析了森林植被對(duì)流域徑流量影響機(jī)理和森林植被與徑流量關(guān)系的空間變化規(guī)律，得出以下主要結(jié)論：

（1）在地處高山林線地帶和森林分布的北界邊緣地帶，森林的存在能夠增加徑流量。隨著溫度增加，森林蒸散增加幅度最大，森林蒸散與灌木蒸散差異減小，森林增加徑流量的作用減小，并形成一個(gè)由溫度控制的森林對(duì)徑流量沒有明顯影響的過渡地帶。溫度進(jìn)一步增加，在森林向當(dāng)?shù)貧夂驐l件下的平衡態(tài)演替過程中，當(dāng)蒸散大于灌木蒸散以后，隨著林齡和森林覆蓋率以及葉面積指數(shù)的增加，森林的存在將減小徑流量。

（2）存在水分脅迫的情況下，降水的減小使森林葉面積指數(shù)和蒸散減小幅度最大，森林蒸散與灌木和草地差異減小，森林對(duì)徑流量的影響隨降水的減小而減小。在森林分布受水分限制的邊緣地帶，森林增加蒸散和減小徑流量的作用達(dá)到最小，形成一個(gè)由水分控制的森林對(duì)徑流量沒有明顯影響的地帶。

（3）中國(guó)東部濕潤(rùn)地區(qū)，溫度的地帶性分布造成森林與徑流量的關(guān)系從增加徑流量到對(duì)徑流量影響不大和減小徑流量的變化。在半濕潤(rùn)和半干旱地區(qū)，從西北到東南隨著降水增加，森林增加蒸散和減小徑流量的作用增加，森林與徑流量的關(guān)系存在從森林對(duì)徑流量沒有明顯影響到減小徑流量的變化。氣候的垂直地帶性和水平地帶性分布對(duì)森林與徑流量關(guān)系的空間變化起著重要的控制作用。

以上的結(jié)論主要來(lái)源于兩個(gè)流域森林植被與流域地表水量平衡對(duì)氣候變化的敏感性試驗(yàn)，因此有待今后更多研究的驗(yàn)證和更多的流域?qū)嶋H資料的進(jìn)一步檢驗(yàn)。今后將在獲得各氣候區(qū)不同林齡葉面積指數(shù)、各植被類型覆蓋率和物候資料基礎(chǔ)上對(duì)模擬的不同演替階段的植被葉面積指數(shù)和植被覆蓋率進(jìn)行檢驗(yàn)，分析影響植被模擬結(jié)果的敏感因子并改進(jìn)模型。此外，將應(yīng)用更長(zhǎng)時(shí)間尺度的氣候驅(qū)動(dòng)資料模擬分析不同氣候區(qū)森林植被與流域水量平衡對(duì)年際和年代際氣候變化的響應(yīng)。