1 引言
近年来，我国西南地区气候灾害频发，尤其是2009 年以来的春季旱情异常严重，引起了学者们的高度关注。一些学者从大气环流异常调整方面研究了西南地区冬春干旱的可能原因（彭京备等，2007；贺晋云等，2011；黄荣辉等，2012），另一些学者则从陆面生态方面探寻其可能机制（Nicholson，2000；Brubaker et al.，2001；Schubert et al.，2004；Xue et al.，2004；Yasunari，2007；严建武等，2012），均得到很多有益的结论。在这些研究中，陆面过程作为气候圈层的重要组成部分，对西南冬春干旱的影响日益凸显。一方面陆面状况及陆气相互作用直接决定了陆面与大气的物质和能量交换特征（Koster and Suarez，2001；Li and Islam，2002），进而深刻影响全球大气环流异常。另一方面，陆面的水循环特征与变异既受降水、植被和下垫面性质等因素的显著影响，又会对其产生强烈反馈作用，直接影响西南地区的降水再分配和局地气候异常。
近年来，国内学者利用各种陆面数值模式对陆面过程的水循环进行了大量研究。黄伟等（2004）利用淮河观测资料及陆面过程模式（CLM）对我国陆面特征进行研究，认为 CLM 不仅较好地模拟出陆气间各种能量通量（感热、潜热通量以及部分辐射分量），而且还能模拟出土壤温度的时空分布。刘少锋和林朝晖（2005）利用通用 CLM 和第二次青藏高原大气科学试验（TIPEX）及淮河能量与水份循环试验（HUBEX）资料，对东亚地区三类典型下垫面（高原稀疏植被下垫面、森林、水田）进行了验证试验研究。董谢琼和段旭（1998）指出西南地区的降水量分布受地形影响较大，空间分布不均，局地差异大。王佑民（2000）概述了我国林冠对降水再分配的研究概况，指出林冠截留与季节的关系实质上反映了不同季节降雨形态和性质对截留的影响。众多研究认为（刘世荣，1996；李振新等，2006；吕瑜良等，2007），不同地区的林冠一般可截留全年降水的 15％～30％，而且不同树种组成及林分特征对截留影响差异较大。季节变化对林冠截留的影响主要体现在降雨形态和性质上，吴希媛和张丽萍（2006）指出降雨强度是影响径流和入渗的决定因素，坡度对径流与入渗的作用效果会受到雨强的显著影响。郭芬芬等（2010）指出植被覆盖能够显著减少地表径流，而且会提高土壤深层含水量的稳定性，并保持土壤物理性质稳定。陈丽华和余新晓（1995）指出植被能通过改变水动力传导度增强土壤入渗能力，而且植被通过改变土壤表面特性增大了水份入渗到土壤的几率。 陈洪松等（2005）研究了坡面降雨入渗及土壤水再分布，指出重复降雨条件下，再分布过程中土壤水会在重力的作用下沿坡下移。
这些研究集中反映了林冠在陆面水循环中的作用，尤其是林冠截留与蒸发对降水的影响研究较多。目前，陆面数值模式对土壤含水、地表温度等常规陆面状态量的模拟研究工作也相对较为丰富，但是对土壤下渗、径流形成、深层蓄水与排水等陆面水循环的过程模拟及其相互关系研究相对较少，尤其是对于西南地区，通过林冠到达地面后降水的大致分配比例、季节变化特征，相互作用关系等研究尚少。为此，本文采用 CLM4.0 陆面模式研究西南地区主要水循环过程的具体特征，分析其间各因子的相互变化关系，探寻引起西南春旱的可能原因，对研究西南地区气候异常具有重要意义。
2 模式、资料及试验方案
2.1 模式介绍
本文采用的数值模式为 NCAR 2010 年发布的公 用陆面模式（Community Land Model 4.0 ，CLM4.0）。该模式为 NCAR（Zeng et a1.，2002；Daiet a1.，2003）综合当前主要陆面模式的优点，以NCAR 的陆面过程模式（Land Surface Model，LSM）（Bonan，1996）、生物圈大气圈传输方案陆面模式（Biosphere-Atmosphere Transfer Scheme，BATS）（Dickinson et a1.，1993）、中国科学院大气物理研究所陆面过程模式（Land Surface Model/Institute ofAtmospheric Physics，IAP94）（Dai and Zeng，1997）为原型，发展的通用陆面过程模式。该版模式改进了水文参数化方案，增加了 5 层基岩层，使模式垂直分层数达到 15 层，增加了城市冠层模块，更新了描述植被类型的地表数据集，在模式中加入了描述碳氮循环的模块，在模拟积雪时考虑了气溶胶沉淀对反照率的影响（Lawrence et al.，2011）。模式水平分辨率为 1.0（纬度）1.0（经度），包含 10层土壤，最多 5 层雪盖和 1 层植被，土壤分为 20类，植被分为 17 类。模式中充分考虑了不同植被类型的生态差异和水平网格中的地表特性差异，考虑了不同土壤类型对应的热力学和水动力学差异等。在同一网格中，模式不同类型的下垫面所受到的大气强迫相同，不同类型下垫面的各种通量计算相互独立，最后按各下垫面类型所占的比例进行加权平均后再反馈给大气。CLM 利用全球不同气候带不同下垫面类型野外观测试验结果，进行了大量验证试验（如俄罗斯的瓦尔代草原、巴西的亚马逊雨林等），表明 CLM 对典型下垫面陆气相互作用特征具有良好的模拟能力。国内不少学者也开展了一些积极有意义的工作（黄伟等，2004；刘少锋和林朝晖，2005；高志强和刘纪远，2003；陆其峰，2006）表明了 CLM 对中国陆面的良好模拟能力。
2.2 资料
模式的下垫面资料取为系统自带数据。为验证下垫面资料在中国区域的可靠性，本文抽选了植被资 料 与 MODIS （ MODerate-resolution ImagingSpectroradiometer；http://ldas.gsfc.nasa.gov[2013- 03-20]）资料进行对比验证，MODIS 与常见陆地卫星和 NOAA 卫星相比有着较高的时间分辨率、空间分辨率和光谱分辨率（李海波，2012）。给出了植被分类对比，图中反映出 CLM 模式的 17 类植被类型划分与 MODIS 卫星资料有很好的对应关系，这充分表明 CLM 下垫面数据的可靠性。
2.3 方案设计
本文研究区域设置为（20N～35N，95E～112E），基本包括了我国广西、贵州、四川、云南和重庆五省（市、自治区）。使用模式默认的各陆面物理量初始值，从 1961 年起进行 50 年连续离线积分（offline），其中前20年为模式调整期（spin up），取模式稳定后的 30 年（1980～2010 年）模拟结果进行分析研究。模式输出结果为月平均值，包括冠层截留水、地表蒸发、地表径流、土壤含水量等。
为了检验模拟的准确性，抽选了部分物理量进行分析。图 2 给出了模拟的径流与 GLDAS 的输出径流相关分布，除高原一带外，其他区域相关系数均在 0.55 以上，表明模拟的径流分布与实际较为一致。另外，将 CLM 模拟的土壤湿度资料与全球土壤湿度资料库 GSMDB（Global Soil MoistureDatabase）提供的土壤湿度资料进行对比，抽选百色站点（23.9N，106.6E），土壤层取 0.05～0.1m，时间序列为 1997 年 1 月至 1999 年 12 月，如图 3所示，CLM 模拟的土壤湿度趋势与资料库比较接近，两者相关系数为 0.432，通过了 0.001 的显著性检验，但是，模拟的最低值低于资料库，模拟的振幅也偏大，这可能跟驱动数据有关，更严格的检验还依赖可靠且连续的土壤湿度观测资料。
3 西南地区基本气候特征分析
西南地区受控于副热带高压和南亚高压，处于强盛季风区，存在明显的季风期（5～10 月）和非季风期（11 月至次年 4 月）（赵济，1997）。由于受季风环流和复杂地理环境的影响，西南地区降水的季节分布极不均匀，呈现出明显的干、湿季节特征。每年季风期（推进图略），西南地区受南亚季风影响显著，5 月南海季风爆发，大量水汽由两湖、两广地区北上，带来丰沛的降水，西南地区的降水量显著增加，6 月印度季风爆发，强盛的低空索马里急流将大量的热带印度洋水汽由印度和缅甸带入西南地区，使西南地区降水再次加强，并持续至整个印度夏季风期，尤其是 7～9 月降水陡增，平均降水量可达 5.6 mm/d，整个季风期降水约占全年总降水的 80%～90%。从季风期平均看，如图 4a，降水梯度呈典型的东北西南走向，降水量值由印度、缅甸一带向东北方向递减。而非季风期（推进图略），降水量稀少，10 月起，由于西太平洋副热带高压东撤回退，夏季风减弱消亡，丰沛的水汽源被切断，最大降水量一般均小于 10 mm/d，平均降水量为 1.04 mm/d，仅占全年的 10%～20%。从季风期平均看，如图 4b，降水梯度近似呈东西方向，向西递减，且主要降水区集中在两湖一带。
4 西南地区季风期与非季风期主要水循环过程的模拟特征分析
大气降水到达地面之前，首先被植被拦截形成林冠层截留，穿过冠层的降水部分继续下落，形成穿透降雨，到达地面后继续通过土壤下渗并扩散，当降雨大于渗透能力时形成超渗产流，当土壤达到饱和以后形成蓄满产流，其中，Wa表示蓄水层水量，qrechage表示土壤层与蓄水层的水交换，qdrai表示地下排水量。
4.1 冠层截留水的模拟特征分析
植被树冠是影响降水传输的第一个作用层，大气降水通过冠层后形成冠层截留、穿透降水和树干径流，这一过程使林冠截留了部分降水，改变了降水特性和空间分布格局（时忠杰等，2009）。
叶面投影指数是陆地生态系统的一个十分重要的结构参数，它和植被的蒸腾作用、太阳光的截取、光合作用以及地表净初级生产力等密切相关，其变化情况能够综合反映植被生长和发育过程。西南地区以热带雨林和亚热带常绿阔叶林为主，植被类型常年稳定，缅甸、越南和老挝一线常年为叶面投影大值区，而云南和贵州交界处始终是叶面投影指数小值区。
4.2 地表径流的模拟特征分析
地表径流指降水中既没有被土壤吸收，也未在地表积存，而向下坡流去、汇集到水沟或小溪中的那部分水量。地表径流主要受土壤类型、饱和程度以及到达地表的降水等因素影响。
4.3 地表蒸发的模拟特征分析
蒸发是水份从物体表面（即蒸发面）向大气逸散变为水汽的过程（张建云和李纪生，2002），是水文循环的主要过程之一，也是衡量地表水量平衡和参与地表热量平衡的重要因素，涉及土壤、植被和大气等多种复杂过程。
4.4 渗透的模拟特征分析
渗透是指水份进入土壤的过程，是降水和地面水向土壤水及地下水转化的重要环节。土壤水份入渗过程和渗透能力决定了降水过程的水份再分配，从而影响坡地地表径流和流域产流及土壤水份情况。
5 主要水循环过程的季节变化关系分析
5.1 季风期与非季风期各水循环过程的比例关系分析
为了定量比较季风期与非季风期西南地区水循环过程各因子的关系，给出了季风期和非季风期各过程因子占降水的比例。水循环各因子中，除冠层截留、地表径流和渗透三过程的水份直接来源于降水分配外，其他过程均为后期水份循环调整后发生的过程，如冠层蒸发水份一部分来源于冠层截留，一部分来源于植被本身含水，而地下排水和地表蒸发从长期效应看，均来源于渗透部分。由表可见，渗透、地下排水和地表蒸发三个过程占降水比例较高，且存在较明显的季节差异。尤其渗透过程是降水分配比例最高的过程，特别在季风期，所占比例约为 63.58%，远超过了其他所有过程的降水分配比例总和。而由于西南地区非季风期土壤渗透能力较弱，非季风期的渗透率明显偏弱，约占季风期的 74%。地表温度和地气水汽差是影响地表蒸发的主要因素，而在季风期和非季风期，两者变化均显著。由前文西南地区地表温度分布，西南地区，尤其是云南地区季风期处于相对冷区，而非季风期处于相对暖区，同时地气水汽差为季风期小非季风期大，这种非季风期地表偏暖、水汽差较大的配置导致了地表蒸发较高，约为季风期的 2.4倍。而地下排水过程是经过渗透之后的缓慢过程，也是长时间累积的结果，非季风期的排水率约为季风期的 1.3 倍。
5.2 各水循环过程的季节变化过程分析
前文分析了季风期与非季风期水循环过程各因子比例关系，为更细致地反映各因子的季节变化过程与比例关系，给出了月平均的各水循环过程因子与降水的比值。总体来看，冠层蒸发、冠层截留和地表径流占降水的比例较低，最大不超过20%，季节变化不显著，而地下排水、地表蒸发和渗透所占降水比例较大，且季节变化显著，是陆面水循环季节性异常的主要影响因素。具体来说，渗透率在 5～10 月平均约在 60%以上，而在冬春季节由于降水减少和土壤温度较低等原因，渗透作用明显减弱，12 月、1 月渗透水严重匮乏，导致冬春季土壤含水量直接减少。蒸发率在 5～10 月均小于20%，且变化不大，而 11 月至次年 4 月显著增强，12 月和 1 月均维持在 45%左右，造成近一半的降水直接蒸发损失。地下排水作为较为缓慢和滞后的水循环过程因子，占降水比例以 5 月为界至 12 月逐月显著递增，12 月至次年 4 月递减，最大排水量所占比例在 10 月至次年 1 月，均在 40%以上，造成西南地区冬春深层水显著流失。这三个过程的共同作用，造成西南地区在春冬季陆面水份的大量流失，也是引发西南春旱的可能原因之一。
6 总结
本文利用 CLM4.0 对西南地区水循环过程进行了 50 年离线模拟试验，分析了西南地区季风期和非季风期水循环过程的主要特征以及季节变化关系。主要结论如下：
（1）西南地区的气候背景具有显著的季节特征，季风期降水量分布为东北西南向，以印度、缅甸一带向东北方向递减，非季风期，降水分布近似呈东西梯度，以两湖地区为中心向西递减。西南地区南部常年主要由南北方向温度梯度控制，西北部常年受控于地表相对冷舌，而成都、重庆受四川盆地影响常年对应于一个地面热低压，云南则受北侧地面冷舌影响，非季风期处于相对暖区，季风期处于相对冷区。
（2）西南地区水循环各因子具有明显的季节变化，且与降水分布密切相关。冠层截留水主要受降水和植被叶面指数控制，夏季截留量较大，冬春较小，但截留率季节变化不显著，季风期略高于非季风期。除高原外，季风期与非季风期径流率变化不显著，但季风期西南各地区间的径流率差异显著，尤其是云南地区常年为径流率低值中心，土壤蓄水能力较强，不易形成径流。地表蒸发季风期表现为东北西南梯度型，以印缅为中心向东北方向递减，非季风期表现为云南、印缅的两个强蒸发中心，整个区域平均而言夏季较大，冬春较小。季风期西南地区渗透率为西南东北梯度型，以云南地区为中心向东北方向递减，非季风期呈东西梯度型，以两湖地区向西递减，季风期渗透率大于非季风期。地下排水大体可分为季风期的东北西南梯度型和非季风期的东西梯度型，受降水影响，季风期地下排水量约是非季风期的 3 倍，地下排水率（排水量/渗透量）差异显著，季风期地下排水率小，导致地下排出水量远小于渗透补充到土壤中的水量，造成土壤含水量加大，非季风期相反。
（3）水循环各过程具有鲜明的季节变化关系，冠层截留、冠层蒸发、地表径流占降水的比例随季节变化不明显，而地表蒸发率、地下排水率和渗透率由于土壤蓄水能力的季节差异而变化较大。非季风期的地表蒸发率约为季风期的 2.4 倍，排水率约为季风期的 1.3 倍，渗透率约为季风期的 74%。非季风期降水显著偏少，以渗透形式补充到土壤中的水份比例比季风期偏少 26.6%，而以地表蒸发的形式流失的水份又比季风期显著偏高 1 倍以上，深层地下水流失比季风期偏高 35.7%，这四个过程的共同作用，造成西南地区非季风期陆面水份的显著流失，是引发西南春旱的陆面水原因之一。
