邓慧平，丹利，肖燕，王倩

1. 聊城大学环境与规划学院，山东 聊城 252059；2. 中国科学院东亚区域气候-环境重点实验室/中国科学院大气物理研究所，北京 100029

气候对全球主要植被类型的空间分布起主导作用，而植被的组成与分布对陆地水量平衡具有关键性的影响（Dunn et al.，1995；Gerten et al.，2004）。作为陆地植被的主体，森林生态系统水文功能的研究具有重要的意义，不仅有助于了解森林生态系统中水分的运转过程与机制，而且能正确评价和认识森林的作用，为森林合理经营利用、保护自然和水资源以及维持人类生存环境的稳定提供持续发展的科学理论（李文华等，2001）。森林和森林砍伐对径流的影响作为森林水文学研究的一项重要内容，很久以来就受到了人们的关注，在全球范围内开展了大量的森林集水区研究，以流域为单元研究森林对河川径流的影响（Bosch et al.，1982；Zhang et al.，2017；李文华等，2001）。由于森林冠层较大的截留和蒸散，对于湿润地区林冠层较小的空气动力学阻力其蒸散大于矮小植被，而对于干旱地区由于森林根系能吸收较深的土壤水分其蒸散大于矮小植被与裸地，一般而言森林增加了蒸散而使径流量减少。国外不同地理区域的大多数研究结果表明：森林覆被的减少可以增加水的产量而在原无植被覆盖的地区种植森林将会减少产水量（Bosch et al.，1982）。前苏联西北部和上伏尔加河流域等集水区的观测，提出森林对小流域年径流量无明显影响，也有许多研究结果认为，森林覆盖率增加能提高河川流量（李文华等，2001）。根据前苏联的资料径流系数随流域森林增多的多在高纬湿润地区，往南则无变化和减少（黄秉维，1982）。中国的森林集水区研究开始于20世纪60年代，研究的内容主要集中在探讨森林植被覆盖率变化与流域径流量变化的关系，根据地跨中国寒温带、温带、亚热带、热带以及黄河流域、长江流域等大小集水区的研究结果，多数结论认为森林覆盖率的增加会不同程度地减少河川年径流量（刘昌明等，1978；黄秉维，1982；高海风，1986；杨海军等，1994；李玉山，2001；刘世荣等，2003；张晓明等，2006；张发会等，2007；朱丽等，2010）。但同时也存在相反的结论，森林存在会增加河川径流量和对径流量没有明显影响（李昌哲等，1986；马雪华，1987；王金叶等，1998；周晓峰等，2001；金栋梁，2007）。关于森林植被与流域径流量的关系有森林的存在会使径流量增加、森林的存在与径流量之间没有明显的关系和森林的存在会减少径流量3种不同的观点（李文华等，2001）。

森林集水区比较研究采用的是“黑箱”研究方法，主要分析流域森林植被变化与流域出水口径流的关系，缺乏对流域碳水循环过程的研究，因此在揭示森林对径流的作用机理方面具有局限性。配对集水区研究选择两个除植被不同外其它方面都尽可能相似的流域，对径流观测结果进行比较；单一集水区研究选择同一集水区进行长期观察研究，分析植被变化对径流的影响。对于配对集水区研究，事实上没有两个集水区是完全相同的，比较时虽然都会强调除植被外其它条件相似或基本相似，但实际上并没有给出相似性证明，配对集水区径流量的差异可能是由于植被以外的其他因素所造成的，而单一集水区研究并不能排除气候变化对径流量的影响（Zhang et al.，2017；李文华等，2001）。

森林植被对陆地水平衡的时空变化的影响需要联系植被动态变化与水文过程的机理模型，而陆面模式符合这一要求（Gerten et al.，2004）。引入碳水耦合机理的第三代陆面物理过程模式定量描述对气候系统有重要影响的陆气间辐射、热量、动量以及水分和 CO2交换过程（Sellers et al.，1996；Zhan et al.，2003；Peng et al.，2015）。第三代陆面模式与动态植被模型相耦合，模拟研究植被与气候的相互作用与反馈（Cox et al.，2000；Cowling et al.，2009；Xue et al.，2006；Zhang et al.，2015；Liu et al.，2019）。本研究选择长江下游的青弋江流域和长江上游西南亚高山区的梭磨河流域为研究对象，用生物物理/动态植被模型SSiB4/TRIFFID与流域地形指数水文模型的耦合模型SSiB4T/TRIFFID（邓慧平等，2018）在变化的气候条件下进行流域植被演替和碳水循环过程模拟。根据模拟结果分析不同气候条件下植被变化对流域地表蒸散和径流量的影响，并结合国内不同自然地理环境的森林集水区研究结果，揭示森林植被与流域径流量关系的空间分异规律。

1 耦合模型SSiB4T/TRIFFID与流域简介

1.1 SSiB4T/TRIFFID简介

简化的简单生物圈模式（Simplified Simple Biosphere Model，SSiB）是当前较流行的用于区域和全球陆面与大气相互作用的陆面模式（Xue et al.，1991），其第4版本SSiB4包括了Collatz等发展的植被光合与气孔导度模型（Zhan et al.，2003）。为进一步探讨植被变化并通过与陆面水、能量和CO2交换对区域气候的影响，SSiB4耦合了动态植被模型（Top-down Representation of Interactive Foliage and Flora Including Dynamics，TRIFFID）发展成生物物理/动态植被模型SSiB4/TRIFFID（Cox et al.，2001；Xue et al.，2006），并用来自不同纬度和地形条件的 13个地点的观测资料进行了验证（Xue et al.，2006）。除了卫星遥感反演的叶面积指数外，能获得的实测的土壤湿度、潜热，感热通量和CO2通量也被用于SSiB4/TRIFFID的检验（Xue et al.，2006）。SSiB4为TRIFFID提供各类型植被冠层的净光合速率 An，冠层暗呼吸速率 Rd以及冠层温度tc等变量；TRIFFID计算每种植被类型的叶面积指数，植被覆盖率和植被高度等SSiB4所需的植被参数（Xue et al.，2006；Zhang et al.，2015；Liu et al.，2019）。SSiB4/TRIFFID 包含了基于 Lotka-Volterra方程的各植被类型为生长和取得支配地位与同一植被类型和不同植被类型之间的动态竞争机制。SSiB4/TRIFFID将全球植被类型分为阔叶林、针叶林、C3草、C4草、灌木和苔原灌木（Tundra），此外还包含裸土这一下垫面类型（Xue et al.，2006；Zhang et al.，2015）。为了进行流域尺度的植被与碳水平衡模拟，采用 SSiB与流域地形指数水文模型TOPMODEL的耦合（Deng et al.，2012）相同的耦合方案，将生物物理/动态植被模型SSiB4/TRIFFID与 TOPMODEL实行耦合，使耦合模型SSiB4T/TRIFFID既具有模拟植被动态变化和详细刻画垂向蒸发、蒸腾和土壤水分运动的优势又考虑了流域土壤湿度空间非均匀性对流域地表水量平衡模拟的影响，更好地模拟流域尺度的碳水循环过程（邓慧平等，2018）。

1.2 流域简介

长江下游的青弋江流域位于 29°57′—31°16′N，117°37′—118°44′E 范围内，属亚热带湿润季风气候区，西河镇水文站控制面积约5700 km2（刘惠民等，2013）。长江上游的梭磨河流域，位于31°—33°N，102°—103°E范围内，流域面积 3015.6 km2。图1所示为两个流域的地理位置。青弋江流域 1999—2010年平均年降水量1566 mm，年径流深914 mm，年蒸发量 652.6 mm，径流系数 0.57（刘惠民等，2013）。梭磨河流域包括马尔康和红原县，三分之二的面积在马尔康县境内，三分之一在红原县境内。流域内马尔康气象站海拔 2600 m，流域周边红原气象站海拔3500 m，1961—1987年两个站的面积加权平均年降水量 777.6 mm，平均气温为4.6 ℃，属寒温带高原季风气候区。由于海拔高差悬殊，形成明显的垂直气候带，植被自河谷到高山顶部分布为暖温带河谷半干旱灌丛及夏绿阔叶林—温带针阔叶混交林—寒温带纯针叶林—亚寒带灌丛草甸—寒带寒漠及流石滩植被（邓慧平等，2018）。

图1 梭磨河流域、青弋江流域和长江流域示意图Fig. 1 Representation of the (left bottom) Suomo River basin, the (right bottom) Qingyijiang basin, and the (top) Yangtze Basin

2 驱动资料与数值试验说明

青弋江流域模式需要输入的驱动因子中净辐射和短波辐射采用合肥站 2007—2009年每天逐时的实测值，气温、降水、水汽压、风速和大气压采用流域内南陵、旌德、泾县和宣城4站同时期每天逐时实测的近地面气象观测资料的平均值，模拟时间步长1 h（刘惠民等，2013）。3年的驱动资料重复运行200次连续模拟600年。梭磨河流域驱动因子采用美国国家大气研究中心空间分辨率 1°×1°、时间步长为3 h的1983—1987年再分析资料。根据气候变化水文影响研究（Dan et al.，2012），1983—1987年5年时段能代表气候背景值。驱动因子包括：向下的短波辐射、向下的长波辐射、气温、降水、水汽压、风速和大气压，用流域内2个网格点（31.5°N，102.5°E 和 32.5°N，102.5°E）上的近地面各驱动因子分别进行平均作为流域的平均值。再分析资料近地面气温 1983—1987年 5年平均为5.0 ℃，5年平均年降水量686.3 mm，降水7、9月小于马尔康站实测降水，其它月份差异很小。再分析资料虽与实际情况存在差异，但还是能够反映梭磨河流域高原寒温带季风气候特征，降水和气温与实测降水和气温季节变化也是一致的（邓慧平等，2018）。对于梭磨河流域，用耦合模型 SSiB4T/TRIFFID进行一系列变化的气候条件下植被演替和碳水循环的数值试验（邓慧平等，2018；邓慧平等，2019）。第1组试验是将梭磨河流域5年驱动资料重复运行120次连续模拟600年，作为控制试验，记为T。为了进行植被与碳水平衡对气候变化的敏感性模拟，在 1983—1987年驱动资料（气候背景条件）基础上对每个计算步长的气温和降水资料进行外延（邓慧平等，2018）。第 2组试验是将每个计算步长输入的气温均增加2 ℃连续模拟600年，作为气温上升2 ℃的敏感性试验，记为T+2。第3组试验是将每个计算步长输入的气温和降水均分别增加2 ℃和20%，连续模拟600年，作为气温上升2 ℃同时降水增加20%的敏感性试验，记为T+2，(1+20%) P。第4组试验是将每个计算步长输入的气温和降水均分别增加 5 ℃和 40%，连续模拟 600年，作为气温上升5 ℃同时降水增加40%的敏感性试验，记为T+5，(1+40%) P。为了便于模拟的径流量与实测径流量的比较，考虑到中国南方地区主要以蓄满产流为主，将日降水量平均分配到每个计算步长对总径流的模拟影响不大，除用再分析降水资料进行模拟外，还将马尔康站实测降水取代再分析资料的降水进行模拟。第5组试验是将1983—1987年马尔康站逐日实测降水除以 8取代 1983—1987年再分析资料每个步长的降水，5年驱动资料重复运行120次连续模拟600年，作为控制试验，记为PT。同样，在此基础上对每个计算步长的气温和降水进行外延，又进行了6组试验，所有模拟均将5年的驱动资料重复运行120次连续模拟600年，分别记为 PT−1、PT+2、PT+2，(1+33%) P、PT+4，(1+33%)P、PT+6和 PT+6，(1+33%) P，表 1所示为 11组试验说明。虽然将日降水量平均分配到每个计算步长有利于冠层截留，影响冠层蒸散中蒸腾与冠层截留蒸发的比例，但对冠层蒸散和流域蒸散模拟结果影响很小（邓慧平等，2019；邓慧平等，2020）。

表1 试验说明Table 1 Test descriptions

3 模拟结果

3.1 流域植被模拟结果

各植被类型初始覆盖率均取值0.01。在模拟的早期阶段，植被覆盖率经历了明显的变化。对于地处亚热带湿润气候区的青弋江流域，在600个模拟年中主要植被类型是C3草、灌木和阔叶林。图2a所示为青弋江流域植被覆盖率随时间的演变。最初C3草覆盖率迅速增加，第10—12个模拟年流域C3草地覆盖率达到峰值0.75后随灌木的增加而迅速减小，第 58—60个模拟年流域灌木覆盖率达到峰值0.71后随阔叶林覆盖率的增加而减小，然后随模拟时间的增加植被覆盖率逐渐达到平衡状态，最后阔叶林取得绝对支配地位，阔叶林覆盖率 0.75，C3草覆盖率0.10，灌木覆盖率0.04。对于地处高原寒温带季风气候区的梭磨河流域，600个模拟年中主要植被类型是C3草、苔原灌木、针叶林和阔叶林。图2b所示为梭磨河流域控制试验T植被覆盖率随时间的演变。最初C3草覆盖率迅速增加，达到峰值后随苔原灌木的增加而迅速减小，苔原灌木覆盖率达到峰值后随森林覆盖率的增加而减小，第 400个模拟年后基本达到平衡状态，针叶林取得绝对支配地位，控制试验针叶林覆盖率达到0.81，而阔叶林覆盖率仅0.07。随着温度增加，针叶林覆盖率下降而阔叶林覆盖率增加，气温增加5 ℃，针叶林覆盖率从控制试验的0.81下降到0.70，而阔叶林覆盖率从0.07上升到0.30，森林类型由基本为纯针叶林转变为针阔混交林（邓慧平等，2020）。

图2 青弋江流域植被覆盖率随时间的演变（a）和梭磨河流域控制试验植被覆盖率随时间的演变（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 流域水量平衡的模拟结果

3.2.1 没有水分胁迫时流域水量平衡模拟结果

青弋江流域和梭磨河流域除PT+6试验外，均不存在水分胁迫，植被生长和蒸散不受水分条件限制，温度不变增加降水对流域植被叶面积指数和蒸散影响不大，叶面积指数和蒸散主要受温度变化控制，对温度变化最敏感（邓慧平等，2018；邓慧平等，2019）。将流域蒸散和径流量模拟结果青弋江流域按3年进行平均，梭磨河流域按5年进行平均，图3a和图3b所示分别为青弋江流域和梭磨河流域本底气候条件下年蒸散随流域植被演替的变化，图4a和图4b所示分别为两个流域相应的年径流深随流域植被演替的变化。青弋江流域第4—6个模拟年流域植被主要为C3草地，第58—60个模拟年流域植被主要为灌木，最后5个模拟年流域植被主要为阔叶林，流域蒸散分别为 546.2、588.6、742.2 mm·a−1。梭磨河流域第6—10个模拟年流域植被主要为C3草地，第21—25个模拟年流域植被主要为苔原灌木，最后5个模拟年流域植被主要为针叶林，流域蒸散分别为 387.5、444.3、387.8 mm·a−1。位于亚热带湿润气候区的青弋江流域，森林蒸散明显高于灌木和草地，随着森林覆盖率的增加，流域蒸散明显增加而径流量减小。而位于寒温带高原季风气候区的梭磨河流域，流域蒸散在苔原灌木覆盖时最大，随着森林覆盖率的增加，流域蒸散减小而径流量增加。对于青弋江流域，在灌木覆盖率达到峰值到第150个模拟年期间，冠层截留蒸发和蒸腾的增加基本被土壤蒸发的减小所抵消，流域蒸散基本保持稳定，后随森林覆盖率的进一步增加流域蒸散持续增加。对于梭磨河在苔原灌木覆盖率达到峰值到第200个模拟年期间，蒸腾变化很小，冠层截留蒸发的增加被土壤蒸发的减小所抵消，流域蒸散基本稳定，然后随森林覆盖率的进一步增加流域蒸散持续减小。流域年径流深随流域植被演替的变化与流域蒸散相反，青弋江流域从模拟初始时刻到C3草覆盖率达到峰值期间，年径流深迅速下降，然后基本保持稳定，第150个模拟年以后随森林覆盖率的增加持续减小，第500个模拟年以后基本保持稳定。梭磨河流域从模拟初始时刻到苔原灌木覆盖率达到峰值期间，年径流深迅速下降，然后基本保持稳定，第200个模拟年以后随森林覆盖率的增加持续增加，第400个模拟年以后基本保持稳定。梭磨河流域在本底气候条件下，随着流域森林覆盖率的增加流域径流深增加，与苔原灌木相比，森林增加了流域径流量。但随着温度增加，森林蒸腾和冠层截留蒸发显著增加，3种植被类型中森林蒸散增加幅度最大，温度增加2 ℃，森林蒸散与苔原灌木蒸散的差异较控制试验减小，森林增加径流的作用减小；温度增加4 ℃或4 ℃以上，森林蒸散已大于苔原灌木，流域径流深随流域森林覆盖率的增加不再增加而是减小，从控制试验到T+5，(1+40%) P试验，森林从原先增加径流量转变为减小了径流量（邓慧平等，2018；邓慧平等，2019）。

图3 青弋江流域年蒸散及其分量随时间的演变（a）和梭磨河流域控制试验年蒸散及其分量随时间的演变（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)

图4 青弋江流域年径流深随时间的演变（a）和梭磨河流域控制试验年径流深随时间的演变（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 存在水分胁迫时流域水量平衡模拟结果

当存在水分胁迫时植被生长和蒸散将受水分条件限制。图 5所示为梭磨河流域 PT+6试验和PT+6，(1+33%) P试验流域蒸散随时间的变化。第6—10个模拟年流域植被主要为C3草地，第21—25个模拟年流域植被主要为苔原灌木，最后5个模拟年流域植被主要为森林。这3个时段5年平均流域蒸散 PT+6 试验分别为 645.7、707.2、741.2 mm·a−1，PT+6，(1+33%) P试验分别为677.6、767.4、877.0 mm·a−1。PT+6 试验较 PT+6，(1+33%) P 试验蒸散森林减小了 135.8 mm·a−1、苔原灌木减小了 60.2 mm·a−1、C3 草地减小了31.9 mm·a−1。3 种植被类型中，森林蒸散减小幅度最大，PT+6试验森林蒸散与苔原灌木和C3草地蒸散的差异较PT+6，(1+33%) P试验明显减小。表2所示为PT+6和PT+6，(1+33%)P试验3个时段5年平均流域植被蒸腾、冠层截留蒸发和土壤蒸发。PT+6试验较 PT+6，(1+33%) P试验森林蒸腾减小了32.6 mm·a−1，森林冠层截留蒸发减小了 60.3 mm·a−1，土壤蒸发减小了 42.9 mm·a−1；苔原灌木蒸腾减小了 9.4 mm·a−1、冠层截留蒸发减小了 15.7 mm·a−1、土壤蒸发减小了 35.2 mm·a−1；C3 草地蒸腾减小 0.6 mm·a−1、冠层截留蒸发减小 14.1 mm·a−1、土壤蒸发减小了 17.2 mm·a−1。当存在水分胁迫时，3种植被类型中森林蒸散及其3个分量对降水的变化最为敏感。

图5 PT+6和PT+6，(1+33%) P试验模拟的年蒸散随时间的演变Fig. 5 Temporal evolution of annual evapotranspiration produced by PT+6 and PT+6, (1+33%) P runs

表2 3个时段平均蒸腾（Edc），冠层截留蒸发（Ewc）和土壤蒸发（Egs）Table 2 Mean annual transpiration (Edc), canopy interception evaporation(Ewc) and soil evaporation (Egs) for the three periods

PT+6，(1+33%) P试验3个时段5年平均径流深分别为 317.8、226.5、116.9 mm·a−1，而 PT+6 试验 3 个时段径流深分别为 98.6、36.5、3.7 mm·a−1。PT+6，(1+33%) P试验森林的存在使流域年径流深较苔原灌木覆盖减小了109.6 mm·a−1，较流域植被主要为C3草地减小了200.9 mm·a−1；而PT+6试验森林使流域年径流深较苔原灌木覆盖仅减小了 32.8 mm·a−1，较流域植被主要为 C3草地仅减小了 94.9 mm·a−1。在相同的温度下，由于3种植被类型中森林蒸散减小幅度最大，森林对径流量的影响随着降水的减小而减小。

图6a—c所示分别为3个时段5年平均各月植被叶面积指数。当存在水分胁迫时，降水变化对森林叶面积指数影响最大，对苔原灌木和C3草地叶面积指数影响较小，森林叶面积指数对降水变化最敏感。

图6 第6—10个模拟年平均各月叶面积指数（a），第21—25个模拟年平均各月叶面积指数（b）和最后5个模拟年平均各月森林叶面积指数（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 森林植被对径流量影响的讨论

4.1 湿润地区

西南亚高山区的梭磨河流域模拟结果表明：本底气候条件下针叶林在植被演替过程中取得绝对支配地位，流域年径流深随森林覆盖率增加而增加。梭磨河流域寒温带针叶林已是森林分布的上限，温度最接近森林生长的最低温度，抑制了森林蒸腾，森林蒸腾甚至低于苔原灌木。由于辐射能量主要被森林冠层接收，抑制了森林土壤蒸发，森林土壤蒸发的减小大于森林冠层截留蒸发的增加，导致森林蒸散低于苔原灌木。温度减小1 ℃，森林蒸散甚至低于C3草地（邓慧平等，2019；邓慧平等，2020），森林的存在增加了径流量。同理，森林分布的北界边缘地带，森林的存在能够增加径流量。随着温度增加，从控制试验到T+5，P (1+40%) 试验，针叶林覆盖率减小而阔叶林覆盖率增加，森林蒸散中森林蒸腾最大，森林蒸散已大于苔原灌木，森林从增加径流量转变为减小径流量（邓慧平等，2018；邓慧平等，2020）。亚热带湿润气候区的青弋江流域模拟结果表明：在植被演替过程中，阔叶林最终取得绝对支配地位，随着森林覆盖率的增加，流域蒸散明显增加而径流明显减小。因此，在森林分布受低温控制的海拔上限和森林分布的北界地带，森林的存在增加了径流量。随着温度增加，森林增加径流量的作用减小，当森林蒸散与灌木蒸散相等时，森林的存在对径流量没有明显影响。随着温度进一步增加，当森林蒸散大于灌木后，森林的存在减小了径流量。国内森林增加径流量结论主要来源于西南山区岷江上游米亚罗林区（马雪华，1987），黑龙江和松花江水系20个流域（周晓峰，2000），西北地区祁连山北坡后山地带天涝池河—寺大隆河（王金叶等，1998），华北地区永定河四级支流—崇礼县的东、西沟（李昌哲，1986）以及长江中游多林和少林流域的对比分析（金栋梁等，2007）。岷江上游米亚罗高山森林位于森林分布的海拔上限，而黑龙江和松花江水系 20个流域森林接近森林分布的北界，森林集水区比较研究所得森林增加径流量结论与前苏联高纬湿润地区的结果相一致。但祁连山天涝池河—寺大隆河以及华北地区崇礼县的东、西沟，结论并非森林增加了流域年径流量。根据山天涝池河—寺大隆河对比资料（王金叶等，1998），森林覆盖率65.0%天涝池河年降水量559.8 mm，比森林覆盖率32.0%的寺大隆河少39 mm，年径流深 355.6 mm，比寺大隆河少 86.2 mm，而年蒸散却比寺大隆河高47 mm，应该是森林覆盖率的增加增加了流域蒸散和减小了年径流量。根据华北地区崇礼县的东、西沟对比资料（李昌哲，1986），森林覆盖率41.8%的东沟年降水量484.3 mm，比森林覆盖率24.5%的西沟多66.7 mm，但年径流深仅比西沟多8.5 mm，而流域年蒸散则比西沟高58.1 mm，森林覆盖率的增加应该是增加了流域蒸散，其作用应是减小了年径流量。长江中游多林和少林流域的对比所得森林增加径流量的结论既与蒸发理论不符也与相同气候条件下的其它森林集水区试验结果明显不一致，而且如此反常的结果又没有给出任何合理的解释。这种不合理的对比结果应该是植被以外的其他因素所造成的。米亚罗森林与采伐迹两个小集水区径流的对比观测所得结论是高山森林增加了年径流量（马雪华，1987），海拔515—835 m的嘉陵江上游广元碗厂沟5个小流域森林与径流量关系是森林植被的恢复减小了径流量（张发会等，2007）。黑龙江和松花江水系森林使径流量增加或影响不明显，北京市密云县东南部的红门川流域研究表明森林植被减小了径流量（朱丽等，2010），江西九连山林区年降水量大致相同的3个小流域，阔叶林小流域较荒山和择伐小流域年出境径流量减少5.1%—13.7%（李玉山，2001）。海南岛南渡江、万泉河和昌化江三大河流与60年代相比，70年代森林砍伐使平均年径流量普遍变大（高海风，1986）。以上森林集水区试验结果体现了随着海拔高度下降和从高纬到低纬随着温度的增加，森林植被与流域径流量的关系存在从增加径流量到减小径流量的变化。

4.2 非湿润地区

当存在水分胁迫时，3种植被类型中森林叶面积指数和蒸散及其3个分量对降水变化最为敏感。在相同温度下，随着降水的减小，森林蒸散减小幅度最大，导致森林与灌木和草的蒸散差异减小，森林对径流量的影响减小。黄土高原南部半湿润地区的典型林区子午岭林区年降水量600 mm以上，森林仍能保持正常生长，具有显著的减少径流量的作用（李玉山，2001）。山西省吉县境内的红旗林场的少林和多林流域的对比研究也表明，少林流域的径流量明显多于有林流域（杨海军等，1994）。根据黄河中游5组对比流域的资料（刘昌明等，1978），对年降水量差异不大的3组对比流域进行水量平衡分析。林率90.0%的石沙庄年降水量581.0 mm，比无林的盘陀高26.5 mm，年径流深高17.4 mm，石沙庄年蒸散 455.9 mm，比无林的盘陀年蒸散仅高9.1 mm；林率98.5%的洪庙沟年降水量636.2 mm，比无林的安民沟高12.6 mm，年径流深洪庙沟比安民沟少7.9 mm，洪庙沟年蒸散发量607.0 mm，比安民沟仅高20.5 mm；林率27.8%的黄土高原杨家沟年降水量526.0 mm，比林率0.0%董庄沟仅高0.3 mm，年径流深比董庄沟低4.6 mm，杨家沟蒸散发量520.6 mm，比无林的董庄沟仅高4.8 mm。3组对比流域有林流域蒸散虽比无林流域有所增加，但相差很小。由于研究区域属半干旱或半湿润地区，水分条件抑制了森林的蒸散，森林对流域蒸散和径流量的影响已不明显。在年降水量400 mm左右的森林分布的边缘地带，森林逐渐过渡到草原或灌木，森林增加蒸散和减小径流量的作用应达到最小。

5 结论

本文用生物物理/动态植被模式 SSiB4/TRIFFID与流域水文模型TOPMODEL的耦合模式SSiB4T/TRIFFID模拟了亚热带湿润气候区的青弋江流域和西南亚高山区的梭磨河流域不同气候情景下的碳水平衡过程，根据模拟结果并结合森林集水区比较研究结果，分析了森林植被对流域径流量影响机理和森林植被与径流量关系的空间变化规律，得出以下主要结论：

（1）在地处高山林线地带和森林分布的北界边缘地带，森林的存在能够增加径流量。随着温度增加，森林蒸散增加幅度最大，森林蒸散与灌木蒸散差异减小，森林增加径流量的作用减小，并形成一个由温度控制的森林对径流量没有明显影响的过渡地带。温度进一步增加，在森林向当地气候条件下的平衡态演替过程中，当蒸散大于灌木蒸散以后，随着林龄和森林覆盖率以及叶面积指数的增加，森林的存在将减小径流量。

（2）存在水分胁迫的情况下，降水的减小使森林叶面积指数和蒸散减小幅度最大，森林蒸散与灌木和草地差异减小，森林对径流量的影响随降水的减小而减小。在森林分布受水分限制的边缘地带，森林增加蒸散和减小径流量的作用达到最小，形成一个由水分控制的森林对径流量没有明显影响的地带。

（3）中国东部湿润地区，温度的地带性分布造成森林与径流量的关系从增加径流量到对径流量影响不大和减小径流量的变化。在半湿润和半干旱地区，从西北到东南随着降水增加，森林增加蒸散和减小径流量的作用增加，森林与径流量的关系存在从森林对径流量没有明显影响到减小径流量的变化。气候的垂直地带性和水平地带性分布对森林与径流量关系的空间变化起着重要的控制作用。

以上的结论主要来源于两个流域森林植被与流域地表水量平衡对气候变化的敏感性试验，因此有待今后更多研究的验证和更多的流域实际资料的进一步检验。今后将在获得各气候区不同林龄叶面积指数、各植被类型覆盖率和物候资料基础上对模拟的不同演替阶段的植被叶面积指数和植被覆盖率进行检验，分析影响植被模拟结果的敏感因子并改进模型。此外，将应用更长时间尺度的气候驱动资料模拟分析不同气候区森林植被与流域水量平衡对年际和年代际气候变化的响应。