气候对森林-径流关系的影响

邓慧平， 王 倩， 丹 利

(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)

1 研究背景

陆地生态系统碳循环和水循环是陆地生态系统两个重要的基本过程，碳水循环是相互联系、相互反馈的过程，并且与气候之间有着明显的相互作用[1-6]。森林-径流关系与碳水循环过程以及气候密切相关，揭示森林-径流关系的空间分异规律，深入研究森林-径流关系机理，不仅对正确认识和评价森林植被的水文效应，流域森林植被修复和林业经营以及应对全球气候变化森林和水资源影响具有重要意义，也有助于认识碳水循环的相互反馈及其与气候的相互作用。关于森林对径流量的影响，国内外开展了大量的森林集水区研究,选择两个除森林植被外其它方面基本相似的流域或同一个流域前后两个森林覆盖不同的时期进行径流量的比较，得出森林植被对径流的影响[7-20]。总结现有森林集水区研究结果，有以下3种结论：森林的存在使径流量增加；森林的存在与径流量之间没有明显的关系；森林的存在减少径流量[7]。由于森林集水区试验研究不能对森林植被水文影响进行机理分析,难以从根本上认识森林植被对径流量的影响，不同地区集水区试验结果尚未上升到形成规律性的认识。为了进一步认识森林-径流关系的空间变化规律，本文首先对已有的不同地区森林集水区试验结果进行分析，找出森林-径流关系空间分异规律，然后从理论上分析气温和土壤水分对植被净光合速率、蒸腾、冠层截留蒸发和土壤蒸发的影响，寻求森林-径流关系的空间分异的合理解释，揭示森林-径流关系机理和气候对森林-径流关系的控制作用。

2 森林集水区试验结果分析

2.1 森林集水区试验流域的基本信息

表1给出了所选用的试验流域的基本信息，以下主要基于这些位于不同气候区的森林集水区已有的研究结果，梳理森林-径流关系空间分异规律。

2.2 长江上游地区和东部季风区

从20世纪1960年开始，中国林业科学院和四川省林业研究所在川西米亚罗林区建立高山森林综合定位研究站，研究森林水文效益，川西岷江上游森林与采伐迹地两个小集水区径流的对比观测结果是高山森林增加了年径流量[8]。但整个岷江上游(紫坪埔站以上)地区，森林覆盖率变化对径流量影响并不明显[9]。而地处四川盆地北缘，属于亚热带湿润季风气候的陵江上游广元市工农镇碗厂沟5个小流域森林植被的恢复减小了径流量[10]。以上的长江上游地区森林集水区试验结果体现了森林-径流关系随着海拔高度下降森林从增加径流量到对径流量影响不大和减小径流量这一变化规律。对于长江上游地区，由于海拔高差悬殊形成明显的垂直气候带，该区域属湿润地区，水分一般不成为限制因子，而温度是影响光合和蒸散发的主要因子。森林-径流关系主要受气温垂直差异影响，在森林生长的最低温度到最佳温度范围内，森林光合作用和蒸腾作用随温度增加而增强，因此森林减小径流量的作用随着气温的增加而增强。同样，气温水平分异也影响森林-径流关系。根据前苏联的资料显示，径流系数随流域森林增多而增多，占48%, 无变化的占32%, 减少的占20 %,增多多发生在高纬湿润地区，往南则无变化和减少[11]。表2是文献[12]提供的大兴安岭黑土区3个流域20世纪60年代和70年代森林覆盖率及降水径流深资料以及由流域水量平衡计算得到的60年代和70年代各流域年蒸散发量。3个流域70年代森林覆盖率和年降水量均比60年代有所减少，但年蒸散发量均有所增加，雅鲁河流域年蒸散发量70年代较60年代增加了21.4 mm；阿伦河流域增加了25.8 mm；格尼河流域增加了44.8 mm。如果假定这3个流域60年代与70年代其它条件基本保持一致,则流域年蒸散发的增加主要由森林覆盖率的减小所造成。大兴安岭黑土区森林覆盖率增加将减小流域年蒸散发而使流域年径流量增加，这和川西岷江上游米亚罗林区以及前苏联高纬湿润地区的结果相一致。因20世纪80年代和90年代东北地区增温明显，流域年蒸散发量的增加已不能仅归因于森林覆盖率的减小。位于北京市密云县东南部的红门川流域，森林植被/土地覆被变化对流域年径流具有显著影响，2001-2006 年植被条件较好的土地利用较 1990-1995年和1996-2000年产流有所减少，多年平均径流系数由1998年前的0.39 下降为1998年后的0.09，下降幅度为76.92%[13]。根据文献[14]的资料，江西南方年降水量大致相同的3个小流域，湿润阔叶林小流域较择伐和荒山小流域年径流深分别低206 mm和89 mm，而年蒸散发分别高出253.3 mm 和110.2mm，森林减小了径流量。以上前苏联和国内东部季风区的森林集水区试验结果表明，从高纬到低纬随着温度的增加，森林-径流关系也从增加径流量到减小径流量的变化。当温度超过森林生长的最佳温度后，温度进一步增加将减小森林的光合作用和蒸腾作用，森林减小径流量的作用将减小。在高温地区，结构简单的森林群落蒸散量远低于裸地，如热带北缘广东小良地区的裸地蒸散与降水比值高达0.751%，复层的混交林为0.696%，而单层结构的桉树林则只有0.466%，这与高温抑制了植物的蒸腾作用有关[15]。

表1 所选试验流域基本信息

表2 20世纪60年代和70年代大兴安岭黑土区森林覆盖率、年降水量、年径流深和年蒸散量

2.3 黄土高原和祁连山区

根据文献[16]提供的资料，天涝池河森林覆盖率65.0%，年降水量559.8 mm，年径流深355.6 mm，由水量平衡计算得流域年蒸散发204.2 mm；寺大隆河森林覆盖率32.0%，年降水量598.6 mm，年径流深441.8 mm，由水量平衡计算得流域年蒸散发156.8 mm，较天涝池河流域少47.4 mm。天涝池河年降水量比寺大隆河少38.8 mm，而年蒸散发却比寺大隆河高47.4 mm，森林覆盖率的增加增加了流域蒸散发而减小了流域年径流量。根据文献[17]提供的资料，东沟森林覆盖率41.8%，年降水量484.3 mm，年径流深43.9 mm，由水量平衡计算得流域年蒸散发440.4 mm；西沟流域森林覆盖率24.5%，年降水量417.7 mm，年径流深35.4 mm，由水量平衡计算得流域年蒸发382.3 mm，较东沟流域小58.1 mm。东沟年降水量比西沟多66.6 mm，年径流深仅比西沟多8.4 mm，而流域年蒸散发则比西沟多58.1 mm，森林覆盖率的增加，增加了流域蒸散发，其作用应是减小流域年径流量，而非该文作者所说的即使在中温带亚中旱石质山区,森林植被也有增加河川径流量的作用。黄土高原典型林区子午岭林区森林对径流的影响研究表明小流域和较大流域森林均具有显著的减少径流量的作用[14]。黄土高原西南部的山西省吉县蔡家川嵌套流域无林和森林流域的雨季径流对比分析表明，森林植被具有减小流域雨季径流总量的作用, 在雨季径流深和径流系数上, 森林流域较无林流域减少80% ～ 95%、多林流域较少林流域减少 60%～ 70%[18]。文献[19]提供了黄河中游5组对比流域，它们包括了黄土丘陵、黄土高原及石质山地几种不同地貌类型，流域面积从1至50 000 km2，每组对比流域除森林覆盖率外其它自然条件基本相似。以下根据文献[19]中提供的5组对比流域年降水量、径流深和年蒸散发量进行分析。临镇森林覆盖率94.4%,子长森林覆盖率为0,临镇年降水量555.2mm，无林的子长年降水量508.7mm，但临镇年径流深比子长少15.6 mm，临镇年蒸散发量537.1 mm，比无林的子长多出66.4 mm，森林减小了年径流量。张村驿森林覆盖率97.0%,刘家河森林覆盖率18.3%，张村驿年降水量568.0 mm，刘家河年降水量475.0 mm，年径流深张村驿比少林的刘家河少9.9 mm，张村驿年蒸散发量549.3 mm，比少林的刘家河多出102.9 mm，森林覆盖率的增加反而减小了年径流量。洪庙沟森林覆盖率98.5%,安民沟森林覆盖率为0,洪庙沟年降水量636.2 mm，无林的安民沟623. 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，森林虽减小了年径流量，但作用不很明显。黄土高原的杨家沟森林覆盖率27.8%，董庄沟森林覆盖率为0,杨家沟年降水量526.0 mm，比董庄沟仅多0.3 mm，年径流深比董庄沟少4.6 mm，因两流域的年降水量基本相等又基本消耗于蒸发，有林的杨家沟与无林的董庄沟年蒸散发量自然差异很小，杨家沟蒸散发量520.6 mm，比无林的董庄沟仅多4.8 mm。石沙庄森林覆盖率90.0%,盘陀森林覆盖率为0,石沙庄年降水量581.0 mm，比无林的盘陀多26.5 mm，年径流深比无林的盘陀少17.4 mm，石沙庄年蒸散发量455.9 mm，比无林的盘陀年蒸散发量多9.1 mm。以上黄河中游5组流域对比结果表明森林覆盖率的增加使流域蒸散发增加，不过有的对比流域森林覆盖率的增加对流域蒸散发的影响不明显。由于研究区域属半干旱或半湿润地区，水分条件会限制森林植被的蒸腾，抑制了森林增加蒸散发和减小径流的作用。例如石质山地的石沙庄一盘陀对比组，可能是由于土层浅薄，土壤蓄水能力低，干旱时期可供森林植被蒸腾的水分少，使森林覆盖率90.0%的石沙庄年蒸散发量仅为455.9 mm，比无林的盘陀仅多9.1 mm。在年降水量400 mm左右的森林分布的极限地区，森林增加蒸发和减小年径流量的作用到最小。以上仅是粗略的分析，至于水分胁迫对森林-径流关系的影响还需进一步深入分析研究。

3 气候影响森林-径流关系的理论分析

3.1 气候对森林净初级生产力和蒸腾的影响

为了揭示气候对西南山区流域森林-径流关系的影响，文献[21]用耦合模型SSiB4T/TRIFFID对长江上游的梭磨河流域进行了以下4组试验：第1组试验是将梭磨河流域5年资料重复运行120次连续模拟600年，作为控制试验(T)；第2组试验是将每个计算步长输入的气温均减小1.5℃连续模拟600年(T-1.5)；第3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(T+2)；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5.0℃和40%，连续模拟600年(T+5，P(1+40%))。现增加(T+5)试验，将每个计算步长输入的气温增加5.0℃连续模拟600年，作为气温上升5.0℃而降水保持不变的敏感性试验。模型中6种植被类型为落叶阔叶林、常绿针叶林、C3草、C4草、灌木和苔原灌木[21]。下面将主要根据T、T+2、T+5，P(1+40%)和T+5 4组试验最后5个模拟年(第596到第600模拟年)的模拟结果分析水热因子对森林净光合速率、净初级生产力(NPP)和蒸腾的影响。

最后5个模拟，年流域由森林覆盖，随着温度增加，常绿针叶林覆盖率减小，而落叶阔叶林覆盖率增加，常绿针叶林覆盖率从控制试验的0.806下降到0.699，而落叶阔叶林覆盖率从0.073上升到0.301[21]。模型中温度和水分影响净光合速率的影响函数f(Tc)[22]和f(W)[23]为：

C3植物：

f(Tc)=2Qt/(1+exp(0.3(Tc-Thigh)))

(1)

C4植物：

f(Tc)=2Qt/((1+exp(0.2(Tlow-Tc)))·

(1+exp(0.3(Tc-Thigh))))

(2)

f(W)=1-e-ph1[ph2-ln(-φr)]

(3)

式中：Qt=0.1(Tc-Toptm);Tc为植被冠层温度，K;Toptm、Tlow和Thigh分别为植物光合最佳、最低和最高温度，K；W为根系层土壤湿度;φr为根系层土壤水势;ph1为斜率因子；ph2为气孔彻底关闭的点。

图1为不同试验组次5年平均各月森林冠层表面温度，图1(b)为相应的温度影响函数。从图1可知，梭磨河流域温度明显影响净光合速率，f(Tc)冬季最小，夏季最大，随温度增加而增大。根据冠层净光合速率与冠层阻力成反比的关系[22]，植被蒸腾也明显受温度影响，植被蒸腾应随温度增加而增大。

图2(a)为不同试验组次5年平均各月根系层土壤湿度，图2(b)为相应的水分影响函数。对于控制试验，各月根系层土壤湿度在0.6以上，每个步长降水均减小20%，而温度不变(T，P(1-20%)根系层土壤湿度略有减小，每个步长气温均减小1.5℃，根系层土壤湿度略有增加，每个步长气温均增加2.0℃，根系层土壤湿度有所减小，尤其7月之前减小较为明显，但最低仍在0.5左右，以上4种情景下相应的水分影响函数均达到1，即土壤水分对植被光合作用和蒸腾作用未产生限制作用。当每个步长气温均增加5.0℃而降水保持不变，根系层土壤湿度减小，尤其是冬季，由于输入的降水仅2～3 mm，根系层土壤湿度减小最明显，已接近凋萎点，导致冬季水分影响函数明显减小，6-10月水分影响函数达到或接近1，对植被光合和蒸腾基本未产生限制作用，而其它月份水分影响函数均低于1，即水分条件对光合作用产生了限制作用(水分胁迫)。T、T+2、T+5，P(1+40%)和T+5四组试验最后5个模拟年平均净光合速率分别为2.78、2.89、3.17和2.37 μmol/(m2·s)，5年平均NPP分别为1052.0、1093.6、1199.5和896.9 g/(m2·a)。当未受水分胁迫时，净光合速率和NPP随温度增加而增加，对于气温增加5.0℃而降水不变的T+5试验，由于1-5月和11-12月存在水分胁迫，导致净光合速率和NPP减小。相应的植被蒸腾也受到水分条件的限制。冠层的蒸散来自冠层湿润部分的蒸发(冠层截留蒸发)和非湿润部分的蒸腾，因此蒸腾除受温度与水分因子控制外，还受冠层湿润分数(wetness fraction)的影响。图3(a)为试验模拟的最后5个模拟年5年平均各月冠层湿润分数，图3(b)为相应的各月森林蒸腾。随着温度增加雨季冠层湿润分数明显减小，冠层蒸散中冠层截留蒸发部分减小而蒸腾部分增加，第3组试验旱季由于受水分胁迫，蒸腾明显减小，雨季不存在水分胁迫时，蒸腾随温度增加而增大(T、T+2和T+5)，随冠层湿润分数增加而减小。

图1 各月冠层表面温度和各月温度影响函数

图2 各月根系层土壤湿度和各月水分影响函数

图3 各月冠层湿润分数和各月森林蒸腾

3.2 气候对流域水量平衡和水分利用效率的影响

图4为T、T+2和T+5，P(1+40%)3组试验植被从裸地到C3草到灌木最后到森林演替过程中按5个模拟年平均的流域植被年蒸腾、年冠层截留蒸发和年土壤蒸发的变化。温度增加使冠层湿润分数减小和植被蒸腾速率增加，因此植被蒸腾随温度增加而增加，蒸腾在蒸散中的比例增加，各植被类型中森林蒸腾增幅最大。植被冠层截留蒸发随温度增加而增加，但在蒸散中的比例下降，由于森林叶面积指数大于草和灌木，各植被类型中森林冠层截留蒸发随温度增加增幅最大。土壤蒸发随温度增加而增加，各植被类型中森林土壤蒸发随温度增加增幅最小。亚高山区气温低，限制了森林的蒸腾，森林冠层蒸散与草和灌木差异小，森林冠层接受的辐射能量主要作为感热加热大气，由于能量主要被森林冠层接受，森林明显减小了土壤蒸发，在植被从C3草到灌木最后到森林的演替过程中，灌木覆盖流域蒸散发最大而森林覆盖流域蒸散发最小，因此增加了流域径流量[21]。但温度较控制试验增加2℃，在植被演替过程中，由于森林蒸腾和森林冠层截留蒸发增加幅度大于草和灌木，森林冠层截留蒸发与蒸腾增加之和与土壤蒸发减小量相当，流域蒸散发变化不大，即森林覆盖率增加对径流量没有明显影响[21]。温度较控制试验增加5℃，森林蒸腾和冠层截留蒸发较草和灌木明显增加，在植被演替过程中，流域蒸散发随森林覆盖率增加而增加，明显高于草和灌木覆盖时的流域蒸散发，森林减小了流域径流量[21]。T、T+2和T+5，P(1+40%)3组试验最后5个模拟年平均年蒸散分别为388.1、539.6和802.9 mm/a，用NPP与蒸散的比值计算的水分利用效率(WUE)分别为2.70、2.02和1.49 g/kg，WUE随温度增加而减小。

图4 蒸腾的变化、冠层截留蒸发的变化和土壤蒸发的变化

4 结果与讨论

森林集水区比较试验结果表明，长江上游地区和东部季风区,森林减小流域径流量的作用随着温度增加而增加, 高温会抑制森林减小径流量的作用。对于黄土高原和祁连山区, 森林也具有减少径流量的作用,但随着水分条件变差, 森林减少径流量的作用减小。长江上游亚高山区的梭磨河流域数值模拟结果表明，当未受水分胁迫时，净光合速率受温度控制，随温度增加而增加，蒸腾随温度增加而增加，随冠层湿润分数增加而减小；对于气温增加5℃的试验，由于1-5月和11-12月存在水分胁迫，导致净光合速率和蒸腾减小；各植被类型中森林蒸腾和冠层截留蒸发随着温度增加增幅最大，而各植被类型中森林土壤蒸发随温度增加增幅最小。衡量碳水耦合关系的水分利用效率WUE随温度增加而减小。

国内森林集水区试验多为两个植被覆盖不同的流域比较和同一集水区植被覆盖变化前后的比较，而不是两个相似的集水区共同测定一段时期，然后改变其中一个集水区的植被，而另一个仍保持不变作为对照这种较为严格科学的比较。同一流域前后比较也很难保证两个时期流域其它条件一致。例如大兴安岭黑土区1980年代和1990年代气温较1960年代上升了1～2℃[12]，气温变化对流域水量平衡的影响已不可忽视。两个不同的流域比较时虽然都会强调除植被外其它条件相似或基本相似，但实际上往往并没有给出确实的相似性证明。金栋梁等[20]给出了长江流域6 组多林和少林流域的比较，根据文中提供的降水与径流深资料，经流域水量平衡计算，少林或无林流域比多林流域年蒸发均高出数百毫米，例如岷江青衣江天全-荥经对比组，天全森林覆盖率60%,年降水量1 650 mm，年径流深1 510 mm,由流域水量平衡方程得流域年蒸发140 mm；荥经森林覆盖率10%，年降水量1 840 mm，年径流深1 320 mm，流域年蒸散发520 mm，比天全多出380 mm。如按该文作者所说，在选择对比流域时, 要强调流域的可对比性, 即地形、土壤、岩性、气候等类似[20],那为何在类似的气候条件下，森林覆盖率低的流域年蒸散发能达到520 mm，而森林覆盖率高的流域蒸散发却如此之低？既与蒸发理论不符也与其他亚热带季风气候条件下的森林集水区试验结果明显不一致，如此反常的结果却又没有给出任何合理的解释。

在自然条件下，各种类型的森林具有一定的分布范围，在水热条件组合对森林生长最有利的地区，森林光合和蒸腾达到最大，森林减小径流量的作用应最大。从作用最大中心向外由于温度和水分条件组合逐渐偏离水热条件的最佳组合，森林光合作用和蒸腾逐渐下降，森林减小径流量的作用逐渐减小。在处于森林生长的水分边缘地带，森林的蒸腾因明显受水分的限制，森林减小径流量的作用达到最小；在地处森林生长的温度边缘地带，在湿润地区，由于森林蒸腾与其他植被类型差异不大但却明显减小了土壤蒸发，森林反而增加了径流量。

西南山区随着温度增加，森林水分利用效率减小。中国东部南北样带18.6～45.4°N范围内 9个森林采样点估算的生长季植被总初级生产力与蒸腾之比计算的水分利用效率2.13～28.67 g/kg，与纬度成正比，与年平均温度成反比[5]。中国东部南北样带3个点涡度相关测量的总初级生产力和蒸散计算的生态系统水分利用效率，从北到南随年平均温度增加减小[6]。对于东部和西南湿润地区，水分基本不成为限制因素，水分利用效率主要受温度控制，随着纬度从北到南减小或山区海拔高度下降温度增加，水分利用效率减小，气候水平地带性和垂直地带性分布控制了水分利用效率的空间分布格局。

5 结 论

水热条件通过控制森林的净光合速率、蒸腾、冠层截留蒸发和土壤蒸发而控制森林-径流关系，水热条件的空间变化决定了森林-径流关系和水分利用效率的空间变化。在自然条件下，由于气候垂直地带性和水平地带性影响，随着海拔高度下降或从北到南随着温度增加，水分利用效率减小，森林-径流关系存在从增加径流量到对径流量没有明显影响再到减小径流量的变化，水分胁迫或高温将抑制森林蒸腾从而抑制森林减少径流量，森林集水区比较试验结果体现了森林-径流关系这种空间变化规律。气候控制森林植被的生长和分布，森林植被通过与大气能量和碳水等物质交换对气候产生影响，今后应在未来氮沉降和大气中CO2浓度增加及全球变暖背景下，在同一个动力框架下研究碳-氮-水循环的时空演变,碳-氮-水3个循环过程的相互反馈机制及其对气候的响应和反馈。