鄧慧平，丹利，肖燕，王倩

1. 聊城大學環(huán)境與規(guī)劃學院，山東 聊城 252059；2. 中國科學院東亞區(qū)域氣候-環(huán)境重點實驗室/中國科學院大氣物理研究所，北京 100029

氣候對全球主要植被類型的空間分布起主導作用，而植被的組成與分布對陸地水量平衡具有關鍵性的影響（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)系統中水分的運轉過程與機制，而且能正確評價和認識森林的作用，為森林合理經營利用、保護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)展的科學理論（李文華等，2001）。森林和森林砍伐對徑流的影響作為森林水文學研究的一項重要內容，很久以來就受到了人們的關注，在全球范圍內開展了大量的森林集水區(qū)研究，以流域為單元研究森林對河川徑流的影響（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，對于濕潤地區(qū)林冠層較小的空氣動力學阻力其蒸散大于矮小植被，而對于干旱地區(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。國外不同地理區(qū)域的大多數研究結果表明：森林覆被的減少可以增加水的產量而在原無植被覆蓋的地區(qū)種植森林將會減少產水量（Bosch et al.，1982）。前蘇聯西北部和上伏爾加河流域等集水區(qū)的觀測，提出森林對小流域年徑流量無明顯影響，也有許多研究結果認為，森林覆蓋率增加能提高河川流量（李文華等，2001）。根據前蘇聯的資料徑流系數隨流域森林增多的多在高緯濕潤地區(qū)，往南則無變化和減少（黃秉維，1982）。中國的森林集水區(qū)研究開始于20世紀60年代，研究的內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系，根據地跨中國寒溫帶、溫帶、亞熱帶、熱帶以及黃河流域、長江流域等大小集水區(qū)的研究結果，多數結論認為森林覆蓋率的增加會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，1986；楊海軍等，1994；李玉山，2001；劉世榮等，2003；張曉明等，2006；張發(fā)會等，2007；朱麗等，2010）。但同時也存在相反的結論，森林存在會增加河川徑流量和對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）。關于森林植被與流域徑流量的關系有森林的存在會使徑流量增加、森林的存在與徑流量之間沒有明顯的關系和森林的存在會減少徑流量3種不同的觀點（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系，缺乏對流域碳水循環(huán)過程的研究，因此在揭示森林對徑流的作用機理方面具有局限性。配對集水區(qū)研究選擇兩個除植被不同外其它方面都盡可能相似的流域，對徑流觀測結果進行比較；單一集水區(qū)研究選擇同一集水區(qū)進行長期觀察研究，分析植被變化對徑流的影響。對于配對集水區(qū)研究，事實上沒有兩個集水區(qū)是完全相同的，比較時雖然都會強調除植被外其它條件相似或基本相似，但實際上并沒有給出相似性證明，配對集水區(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徑流量的影響（Zhang et al.，2017；李文華等，2001）。

森林植被對陸地水平衡的時空變化的影響需要聯系植被動態(tài)變化與水文過程的機理模型，而陸面模式符合這一要求（Gerten et al.，2004）。引入碳水耦合機理的第三代陸面物理過程模式定量描述對氣候系統有重要影響的陸氣間輻射、熱量、動量以及水分和 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）。本研究選擇長江下游的青弋江流域和長江上游西南亞高山區(qū)的梭磨河流域為研究對象，用生物物理/動態(tài)植被模型SSiB4/TRIFFID與流域地形指數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行流域植被演替和碳水循環(huán)過程模擬。根據模擬結果分析不同氣候條件下植被變化對流域地表蒸散和徑流量的影響，并結合國內不同自然地理環(huán)境的森林集水區(qū)研究結果，揭示森林植被與流域徑流量關系的空間分異規(guī)律。

1 耦合模型SSiB4T/TRIFFID與流域簡介

1.1 SSiB4T/TRIFFID簡介

簡化的簡單生物圈模式（Simplified Simple Biosphere Model，SSiB）是當前較流行的用于區(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度模型（Zhan et al.，2003）。為進一步探討植被變化并通過與陸面水、能量和CO2交換對區(qū)域氣候的影響，SSiB4耦合了動態(tài)植被模型（Top-down Representation of Interactive Foliage and Flora Including Dynamics，TRIFFID）發(fā)展成生物物理/動態(tài)植被模型SSiB4/TRIFFID（Cox et al.，2001；Xue et al.，2006），并用來自不同緯度和地形條件的 13個地點的觀測資料進行了驗證（Xue et al.，2006）。除了衛(wèi)星遙感反演的葉面積指數外，能獲得的實測的土壤濕度、潛熱，感熱通量和CO2通量也被用于SSiB4/TRIFFID的檢驗（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計算每種植被類型的葉面積指數，植被覆蓋率和植被高度等SSiB4所需的植被參數（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態(tài)競爭機制。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/動態(tài)植被模型SSiB4/TRIFFID與 TOPMODEL實行耦合，使耦合模型SSiB4T/TRIFFID既具有模擬植被動態(tài)變化和詳細刻畫垂向蒸發(fā)、蒸騰和土壤水分運動的優(yōu)勢又考慮了流域土壤濕度空間非均勻性對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 流域簡介

長江下游的青弋江流域位于 29°57′—31°16′N，117°37′—118°44′E 范圍內，屬亞熱帶濕潤季風氣候區(qū)，西河鎮(zhèn)水文站控制面積約5700 km2（劉惠民等，2013）。長江上游的梭磨河流域，位于31°—33°N，102°—103°E范圍內，流域面積 3015.6 km2。圖1所示為兩個流域的地理位置。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 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，三分之一在紅原縣境內。流域內馬爾康氣象站海拔 2600 m，流域周邊紅原氣象站海拔3500 m，1961—1987年兩個站的面積加權平均年降水量 777.6 mm，平均氣溫為4.6 ℃，屬寒溫帶高原季風氣候區(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 驅動資料與數值試驗說明

青弋江流域模式需要輸入的驅動因子中凈輻射和短波輻射采用合肥站 2007—2009年每天逐時的實測值，氣溫、降水、水汽壓、風速和大氣壓采用流域內南陵、旌德、涇縣和宣城4站同時期每天逐時實測的近地面氣象觀測資料的平均值，模擬時間步長1 h（劉惠民等，2013）。3年的驅動資料重復運行200次連續(xù)模擬600年。梭磨河流域驅動因子采用美國國家大氣研究中心空間分辨率 1°×1°、時間步長為3 h的1983—1987年再分析資料。根據氣候變化水文影響研究（Dan et al.，2012），1983—1987年5年時段能代表氣候背景值。驅動因子包括：向下的短波輻射、向下的長波輻射、氣溫、降水、水汽壓、風速和大氣壓，用流域內2個網格點（31.5°N，102.5°E 和 32.5°N，102.5°E）上的近地面各驅動因子分別進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月小于馬爾康站實測降水，其它月份差異很小。再分析資料雖與實際情況存在差異，但還是能夠反映梭磨河流域高原寒溫帶季風氣候特征，降水和氣溫與實測降水和氣溫季節(jié)變化也是一致的（鄧慧平等，2018）。對于梭磨河流域，用耦合模型 SSiB4T/TRIFFID進行一系列變化的氣候條件下植被演替和碳水循環(huán)的數值試驗（鄧慧平等，2018；鄧慧平等，2019）。第1組試驗是將梭磨河流域5年驅動資料重復運行120次連續(xù)模擬600年，作為控制試驗，記為T。為了進行植被與碳水平衡對氣候變化的敏感性模擬，在 1983—1987年驅動資料（氣候背景條件）基礎上對每個計算步長的氣溫和降水資料進行外延（鄧慧平等，2018）。第 2組試驗是將每個計算步長輸入的氣溫均增加2 ℃連續(xù)模擬600年，作為氣溫上升2 ℃的敏感性試驗，記為T+2。第3組試驗是將每個計算步長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 ℃同時降水增加20%的敏感性試驗，記為T+2，(1+20%) P。第4組試驗是將每個計算步長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 ℃同時降水增加40%的敏感性試驗，記為T+5，(1+40%) P。為了便于模擬的徑流量與實測徑流量的比較，考慮到中國南方地區(qū)主要以蓄滿產流為主，將日降水量平均分配到每個計算步長對總徑流的模擬影響不大，除用再分析降水資料進行模擬外，還將馬爾康站實測降水取代再分析資料的降水進行模擬。第5組試驗是將1983—1987年馬爾康站逐日實測降水除以 8取代 1983—1987年再分析資料每個步長的降水，5年驅動資料重復運行120次連續(xù)模擬600年，作為控制試驗，記為PT。同樣，在此基礎上對每個計算步長的氣溫和降水進行外延，又進行了6組試驗，所有模擬均將5年的驅動資料重復運行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組試驗說明。雖然將日降水量平均分配到每個計算步長有利于冠層截留，影響冠層蒸散中蒸騰與冠層截留蒸發(fā)的比例，但對冠層蒸散和流域蒸散模擬結果影響很小（鄧慧平等，2019；鄧慧平等，2020）。

表1 試驗說明Table 1 Test descriptions

3 模擬結果

3.1 流域植被模擬結果

各植被類型初始覆蓋率均取值0.01。在模擬的早期階段，植被覆蓋率經歷了明顯的變化。對于地處亞熱帶濕潤氣候區(qū)的青弋江流域，在600個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間的演變。最初C3草覆蓋率迅速增加，第10—12個模擬年流域C3草地覆蓋率達到峰值0.75后隨灌木的增加而迅速減小，第 58—60個模擬年流域灌木覆蓋率達到峰值0.71后隨闊葉林覆蓋率的增加而減小，然后隨模擬時間的增加植被覆蓋率逐漸達到平衡狀態(tài)，最后闊葉林取得絕對支配地位，闊葉林覆蓋率 0.75，C3草覆蓋率0.10，灌木覆蓋率0.04。對于地處高原寒溫帶季風氣候區(qū)的梭磨河流域，600個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T植被覆蓋率隨時間的演變。最初C3草覆蓋率迅速增加，達到峰值后隨苔原灌木的增加而迅速減小，苔原灌木覆蓋率達到峰值后隨森林覆蓋率的增加而減小，第 400個模擬年后基本達到平衡狀態(tài)，針葉林取得絕對支配地位，控制試驗針葉林覆蓋率達到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間的演變（a）和梭磨河流域控制試驗植被覆蓋率隨時間的演變（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果

3.2.1 沒有水分脅迫時流域水量平衡模擬結果

青弋江流域和梭磨河流域除PT+6試驗外，均不存在水分脅迫，植被生長和蒸散不受水分條件限制，溫度不變增加降水對流域植被葉面積指數和蒸散影響不大，葉面積指數和蒸散主要受溫度變化控制，對溫度變化最敏感（鄧慧平等，2018；鄧慧平等，2019）。將流域蒸散和徑流量模擬結果青弋江流域按3年進行平均，梭磨河流域按5年進行平均，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所示分別為兩個流域相應的年徑流深隨流域植被演替的變化。青弋江流域第4—6個模擬年流域植被主要為C3草地，第58—60個模擬年流域植被主要為灌木，最后5個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個模擬年流域植被主要為C3草地，第21—25個模擬年流域植被主要為苔原灌木，最后5個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氣候區(qū)的梭磨河流域，流域蒸散在苔原灌木覆蓋時最大，隨著森林覆蓋率的增加，流域蒸散減小而徑流量增加。對于青弋江流域，在灌木覆蓋率達到峰值到第150個模擬年期間，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一步增加流域蒸散持續(xù)增加。對于梭磨河在苔原灌木覆蓋率達到峰值到第200個模擬年期間，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刻到C3草覆蓋率達到峰值期間，年徑流深迅速下降，然后基本保持穩(wěn)定，第150個模擬年以后隨森林覆蓋率的增加持續(xù)減小，第500個模擬年以后基本保持穩(wěn)定。梭磨河流域從模擬初始時刻到苔原灌木覆蓋率達到峰值期間，年徑流深迅速下降，然后基本保持穩(wěn)定，第200個模擬年以后隨森林覆蓋率的增加持續(xù)增加，第400個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減小，森林增加徑流的作用減??；溫度增加4 ℃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，從控制試驗到T+5，(1+40%) P試驗，森林從原先增加徑流量轉變?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間的演變（a）和梭磨河流域控制試驗年蒸散及其分量隨時間的演變（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間的演變（a）和梭磨河流域控制試驗年徑流深隨時間的演變（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 存在水分脅迫時流域水量平衡模擬結果

當存在水分脅迫時植被生長和蒸散將受水分條件限制。圖 5所示為梭磨河流域 PT+6試驗和PT+6，(1+33%) P試驗流域蒸散隨時間的變化。第6—10個模擬年流域植被主要為C3草地，第21—25個模擬年流域植被主要為苔原灌木，最后5個模擬年流域植被主要為森林。這3個時段5年平均流域蒸散 PT+6 試驗分別為 645.7、707.2、741.2 mm·a?1，PT+6，(1+33%) P試驗分別為677.6、767.4、877.0 mm·a?1。PT+6 試驗較 PT+6，(1+33%) P 試驗蒸散森林減小了 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試驗明顯減小。表2所示為PT+6和PT+6，(1+33%)P試驗3個時段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試驗較 PT+6，(1+33%) P試驗森林蒸騰減小了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。當存在水分脅迫時，3種植被類型中森林蒸散及其3個分量對降水的變化最為敏感。

圖5 PT+6和PT+6，(1+33%) P試驗模擬的年蒸散隨時間的演變Fig. 5 Temporal evolution of annual evapotranspiration produced by PT+6 and PT+6, (1+33%) P runs

表2 3個時段平均蒸騰（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3個時段5年平均徑流深分別為 317.8、226.5、116.9 mm·a?1，而 PT+6 試驗 3 個時段徑流深分別為 98.6、36.5、3.7 mm·a?1。PT+6，(1+33%) P試驗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個時段5年平均各月植被葉面積指數。當存在水分脅迫時，降水變化對森林葉面積指數影響最大，對苔原灌木和C3草地葉面積指數影響較小，森林葉面積指數對降水變化最敏感。

圖6 第6—10個模擬年平均各月葉面積指數（a），第21—25個模擬年平均各月葉面積指數（b）和最后5個模擬年平均各月森林葉面積指數（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 森林植被對徑流量影響的討論

4.1 濕潤地區(qū)

西南亞高山區(qū)的梭磨河流域模擬結果表明：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，從控制試驗到T+5，P (1+40%) 試驗，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變?yōu)闇p小徑流量（鄧慧平等，2018；鄧慧平等，2020）。亞熱帶濕潤氣候區(qū)的青弋江流域模擬結果表明：在植被演替過程中，闊葉林最終取得絕對支配地位，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，當森林蒸散與灌木蒸散相等時，森林的存在對徑流量沒有明顯影響。隨著溫度進一步增加，當森林蒸散大于灌木后，森林的存在減小了徑流量。國內森林增加徑流量結論主要來源于西南山區(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)永定河四級支流—崇禮縣的東、西溝（李昌哲，1986）以及長江中游多林和少林流域的對比分析（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論與前蘇聯高緯濕潤地區(qū)的結果相一致。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，結論并非森林增加了流域年徑流量。根據山天澇池河—寺大隆河對比資料（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。根據華北地區(qū)崇禮縣的東、西溝對比資料（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該是增加了流域蒸散，其作用應是減小了年徑流量。長江中游多林和少林流域的對比所得森林增加徑流量的結論既與蒸發(fā)理論不符也與相同氣候條件下的其它森林集水區(qū)試驗結果明顯不一致，而且如此反常的結果又沒有給出任何合理的解釋。這種不合理的對比結果應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小集水區(qū)徑流的對比觀測所得結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個小流域森林與徑流量關系是森林植被的恢復減小了徑流量（張發(fā)會等，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，1986）。以上森林集水區(qū)試驗結果體現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系存在從增加徑流量到減小徑流量的變化。

4.2 非濕潤地區(qū)

當存在水分脅迫時，3種植被類型中森林葉面積指數和蒸散及其3個分量對降水變化最為敏感。在相同溫度下，隨著降水的減小，森林蒸散減小幅度最大，導致森林與灌木和草的蒸散差異減小，森林對徑流量的影響減小。黃土高原南部半濕潤地區(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，具有顯著的減少徑流量的作用（李玉山，2001）。山西省吉縣境內的紅旗林場的少林和多林流域的對比研究也表明，少林流域的徑流量明顯多于有林流域（楊海軍等，1994）。根據黃河中游5組對比流域的資料（劉昌明等，1978），對年降水量差異不大的3組對比流域進行水量平衡分析。林率90.0%的石沙莊年降水量581.0 mm，比無林的盤陀高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，比無林的董莊溝僅高4.8 mm。3組對比流域有林流域蒸散雖比無林流域有所增加，但相差很小。由于研究區(qū)域屬半干旱或半濕潤地區(qū)，水分條件抑制了森林的蒸散，森林對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達到最小。

5 結論

本文用生物物理/動態(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，根據模擬結果并結合森林集水區(qū)比較研究結果，分析了森林植被對流域徑流量影響機理和森林植被與徑流量關系的空間變化規(guī)律，得出以下主要結論：

（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，并形成一個由溫度控制的森林對徑流量沒有明顯影響的過渡地帶。溫度進一步增加，在森林向當地氣候條件下的平衡態(tài)演替過程中，當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到最小，形成一個由水分控制的森林對徑流量沒有明顯影響的地帶。

（3）中國東部濕潤地區(qū)，溫度的地帶性分布造成森林與徑流量的關系從增加徑流量到對徑流量影響不大和減小徑流量的變化。在半濕潤和半干旱地區(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，森林與徑流量的關系存在從森林對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森林與徑流量關系的空間變化起著重要的控制作用。

以上的結論主要來源于兩個流域森林植被與流域地表水量平衡對氣候變化的敏感性試驗，因此有待今后更多研究的驗證和更多的流域實際資料的進一步檢驗。今后將在獲得各氣候區(qū)不同林齡葉面積指數、各植被類型覆蓋率和物候資料基礎上對模擬的不同演替階段的植被葉面積指數和植被覆蓋率進行檢驗，分析影響植被模擬結果的敏感因子并改進模型。此外，將應用更長時間尺度的氣候驅動資料模擬分析不同氣候區(qū)森林植被與流域水量平衡對年際和年代際氣候變化的響應。