植被恢復改變黃土高原產(chǎn)流模式問題初探

穆興民，顧朝軍，孫文義，趙廣舉，高 鵬，王雙銀

（1.西北農(nóng)林科技大學黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點實驗室，陜西楊凌712100；2.中國科學院 水利部水土保持研究所，陜西 楊凌712100；3.長江水利委員會水土保持監(jiān)測中心站，湖北武漢430010）

產(chǎn)流是陸地水文循環(huán)最重要的環(huán)節(jié)之一，是下墊面對降雨的重要分配過程，是在“供水”和“下滲”機制共同作用下形成的［1-2］。產(chǎn)流機制及其模式是研究所有水文問題及其相關學科（氣候陸面模式、土壤侵蝕、面源污染等）問題的基礎。著名的Horton產(chǎn)流理論［3］闡明了均質(zhì)條件下地面徑流和地下徑流產(chǎn)生機制，即雨強超過土壤下滲強度時形成地表徑流，包氣帶含水量超過田間持水量時產(chǎn)生地下徑流。Horton產(chǎn)流理論揭示了均質(zhì)包氣帶超滲地面徑流和地下徑流產(chǎn)生的物理條件，但是自然降雨徑流過程十分復雜，包氣帶并非均質(zhì)，Horton產(chǎn)流理論并不能反映客觀產(chǎn)流現(xiàn)象的全部。因此，在該理論的基礎上，我國水文學者根據(jù)水文實驗資料提出了濕潤地區(qū)為蓄滿產(chǎn)流、干旱與半干旱地區(qū)為超滲產(chǎn)流的基本概念［4-5］。

黃土高原是生態(tài)環(huán)境雙向演變研究的天然實驗場，其生態(tài)環(huán)境質(zhì)量的惡化或改善，都能為生態(tài)、水文、土壤、地理等學科的科學家提供非常好的研究素材。1999年開始實施大規(guī)模的退耕還林（草）政策以來，在降雨量及其強度未發(fā)生顯著變化情況下，黃土高原徑流及入黃泥沙量銳減引起社會各界的高度關注［6-7］。已有學者深入探討了黃河水沙變化過程及其影響因素，研究工作取得了很大進展［6-9］，同時也發(fā)現(xiàn)黃土高原產(chǎn)流模式方面的微妙變化［10-11］，并針對半干旱地區(qū)的特點提出了垂直混合產(chǎn)流的概念［12］。黃土高原植被恢復深刻地改變了下墊面狀況，同時也改變著土壤水文物理特性，導致降雨產(chǎn)流模式發(fā)生改變，進而從根本上影響了產(chǎn)匯流及產(chǎn)輸沙過程，對此尚未引起足夠注意。隨著黃土高原水土保持生態(tài)建設的推進，探討流域產(chǎn)流模式對植被恢復過程的響應機制，對深入揭示黃土高原水土流失規(guī)律、精準進行流域水文過程模擬及其參數(shù)調(diào)控、科學指導治黃工作等都具有重要的理論和現(xiàn)實意義。

1 產(chǎn)流模式及其影響因素

1.1 產(chǎn)流模式

徑流組分一般包括超滲地面徑流、壤中流、地下徑流、飽和地面徑流4種［12］。超滲地面徑流是降雨強度大于土壤下滲強度時形成的地表徑流；壤中流發(fā)生在非均質(zhì)土壤中易透水層和相對不透水層交界面上；在地下水位埋深淺、包氣帶薄和土壤透水性好的地區(qū)遭受連續(xù)降雨時，包氣帶填滿飽和時，水在重力作用下補給地下水，便產(chǎn)生地下徑流；在土壤上層入滲能力較大、下層不透水或透水性極差的情況下，隨著降雨積水繼續(xù)增加，土壤上層會形成臨時飽和帶而產(chǎn)生飽和地面徑流。自然條件下，由于包氣帶結(jié)構和降雨具有復雜性，因此徑流多表現(xiàn)為幾種徑流成分同時出現(xiàn)的情況。根據(jù)徑流成分的不同，產(chǎn)流類型可以分為9種（見表 1）。

表1 不同徑流成分組合產(chǎn)生條件及影響因子

根據(jù)影響因子可將9種徑流類型劃分為兩類產(chǎn)流模式［13］：與降雨強度無關的蓄滿產(chǎn)流模式，其影響因子為降雨量、蒸發(fā)量和初始土壤含水量；與降雨強度有關的超滲產(chǎn)流模式，其影響因子為降雨量、降雨強度、蒸發(fā)量和初始土壤含水量。

超滲產(chǎn)流模式和蓄滿產(chǎn)流模式是自然界存在的兩種最基本的產(chǎn)流模式。蓄滿產(chǎn)流模式指土壤包氣帶達到飽和而產(chǎn)生地表徑流的形式。當土壤含水量低于田間持水量時，降雨量全部用于補充土壤缺水量，不產(chǎn)流；當土壤含水量達到田間持水量后，降雨全部產(chǎn)流，則產(chǎn)流量由降雨量和初始土壤含水量決定。簡言之，超滲產(chǎn)流模式指降雨強度大于土壤下滲強度而產(chǎn)生地表徑流的產(chǎn)流形式，主要發(fā)生在干旱半干旱地區(qū)或者半濕潤地區(qū)的干旱季節(jié)。當扣除植被截留、莖干液流等損失后的凈雨強度超過土壤下滲強度時，則形成超滲產(chǎn)流；同時，隨著降雨的持續(xù)、入滲量的累積，當土壤含水量達到田間持水量后又可能轉(zhuǎn)化為蓄滿產(chǎn)流［14］。因此，復雜下墊面條件和降雨發(fā)生的時空不確定性，導致一場降雨中兩種產(chǎn)流模式可能同時存在，即“混合產(chǎn)流模式”［11，15］。

地處干旱半干旱地區(qū)的黃土高原降雨多以暴雨為主，同時植被覆蓋度低，土壤下滲能力差，土層厚度為30～100 m甚至達300 m，包氣帶極難蓄滿，因此黃土高原的降雨產(chǎn)流一般被認為是超滲產(chǎn)流模式［5，13］。

1.2 影響產(chǎn)流模式的因素

影響產(chǎn)流模式的因素主要有氣候和下墊面條件，兩者之共同作用決定著產(chǎn)流模式。氣候因素主要有降雨特征（雨強、雨量、雨型、時空分布）和蒸散發(fā)特性，下墊面條件主要有地形地貌、植被（群落結(jié)構、類型、密度、覆蓋度、枯枝落葉層等）、土壤水文特性（類型、容重、孔隙度、下滲）等。影響產(chǎn)流的因素中降雨和蒸散發(fā)時空變化比較劇烈，稱為急變因素；下墊面條件中，植被及其引起的土壤某些水文特性的改變屬緩變因素［16］，而地形地貌和土壤質(zhì)地則屬穩(wěn)定因素。產(chǎn)流過程是各種因素綜合作用的結(jié)果，某些因素變化引起的產(chǎn)流模式的改變必然會在流域出口斷面的實測徑流過程所反映，因此可通過對次洪的徑流漲落過程的分析以及徑流組分的分割計算，來分析氣候和下墊面條件變化綜合作用對流域產(chǎn)流模式的影響。超滲產(chǎn)流模式和蓄滿產(chǎn)流模式最顯著的差異在于蓄滿產(chǎn)流產(chǎn)生的地下徑流比例較大，而超滲產(chǎn)流模式很難產(chǎn)生地下徑流。不同徑流組分因所處植被、土壤等介質(zhì)及其空間不均勻性，導致其在匯流過程中受到的調(diào)蓄作用存在差異，故徑流到達流域出口斷面的時間不同，流域出口斷面流量過程線則呈現(xiàn)不同的形狀。當?shù)乇韽搅魇艿降恼{(diào)蓄作用較小時，次洪水徑流表現(xiàn)為路徑短、流速快、流量陡漲陡落（見圖1（a））等特征；當?shù)孛鎻搅魇苷{(diào)蓄作用較大時，徑流表現(xiàn)為路徑長、流速慢、流量緩漲緩落且對稱性差（見圖1（c））等特征；介于兩者之間的洪水流量呈陡漲緩落型（見圖1（b））。

2 黃土高原影響產(chǎn)流的因素變化

降水是黃土高原產(chǎn)流的基本前提，也是土壤侵蝕的直接動力因子。降水的時空變化首先表現(xiàn)為隨機性，同時也具有周期性和階段性特征。黃土高原不同時間尺度的降水特征具有顯著的一致性，年降水量決定了不同時間尺度降水特征的基本格局。孫秀博等［17］指出我國在20世紀60—80年代和2000年以來處于少雨期，20世紀90年代為多雨期。黃土高原年降水量變化的階段性與全國平均狀態(tài)相悖［17-22］，其少雨期主要在20世紀80—90年代，多雨期則在20世紀60年代（見表 2），少雨期和多雨期與我國東北地區(qū)［17-18］、華北地區(qū)相似［19］，與青藏高原、西南地區(qū)相反［17］。黃土高原降水量年際變化與全國大多數(shù)地區(qū)一致，呈不顯著的減少趨勢（見圖2）。

植被是下墊面最為活躍的因素。黃土高原實施退耕還林（草）、封山禁牧工程以來，植被覆蓋度顯著提高，特別是有效植被覆蓋度大于60%的面積大幅增加。2012年黃土高原平均植被覆蓋度為50%，與1981年的31%相比增幅為61.3%［23］?？臻g上，植被覆蓋度增幅河南省最大，陜西省次之，而風力侵蝕區(qū)為主的內(nèi)蒙古、寧夏增幅較不明顯（覆蓋度維持在 20%左右）［23］。窟野河、無定河、皇甫川和延河等流域2012年植被覆蓋度比1981年均增大1倍以上，涇河、北洛河和渭河流域增大近1倍［24］（見圖3）。黃土高原不同等級植被覆蓋度變化差異也較大，2012年植被覆蓋度低于50%的區(qū)域面積較1981年減少，而植被覆蓋度大于50%的區(qū)域面積增加，植被覆蓋度大于70%的區(qū)域面積較1981年增加近11倍（見圖4）。隨著禁牧、退耕措施的實施，植被覆蓋度和植物多樣性提高，黃土高原地表枯枝落葉層增厚，土壤愈加疏松，地表水動力阻力增大，土壤水下滲量增大。

表2 黃土高原與其他地區(qū)降雨量變化的階段特征

受社會經(jīng)濟的發(fā)展和退耕還林（草）政策的驅(qū)動，黃土高原土地利用類型發(fā)生了顯著變化。1980—2015年黃土高原地區(qū)耕地、草地、水體和未利用地面積減少，而林地、建設用地面積增加［25］。分析表3可知，2015年與1980年相比，耕地、草地、水體、未利用地面積分別減少1.8%、1.3%、6.1%、3.9%，林地和建設用地面積分別增加2.7%和59.1%。1980—2015年黃土高原土地利用類型發(fā)生動態(tài)變化的面積為7.7萬km2，占區(qū)域總面積的12.0%，其中耕地、草地和未利用地變化最大，其變化率分別為6.1%、5.5%和14.7%。

表3 黃土高原1980—2015年土地利用轉(zhuǎn)移矩陣［25］km2

土壤水文物理性質(zhì)隨土地利用類型的轉(zhuǎn)變及植被恢復而改變。黃土高原土地利用與覆被的變化使得土壤水文物理性質(zhì)發(fā)生了顯著改變，主要表現(xiàn)為土壤容重降低、土壤孔隙度提高、土壤滲透系數(shù)和持水能力顯著提高［26-28］。不同土地利用類型土壤水文物理特性差異顯著。黃河中游延河流域不同植被類型0～20 cm土層主要物理性質(zhì)指標見表4，分析表明刺槐林、檸條林和草地土壤容重分別較農(nóng)地降低7.3%、10.6%和8.1%，檸條林和草地的通氣孔隙度分別較農(nóng)地提高33.9%和29.2%，刺槐林、檸條林和草地水穩(wěn)性團聚體（＞0.25 mm）含量顯著高于農(nóng)地。

表4 延河流域不同土地利用類型土壤水文物理性質(zhì)指標

植被恢復地的土壤持水能力和入滲性能明顯優(yōu)于農(nóng)地，經(jīng)長期植被恢復的土壤團粒結(jié)構增加、土壤結(jié)構性提高、持水和入滲性能增強（見圖5、圖6）。退耕20 a、30 a的刺槐林地表層土壤容重比退耕5 a的分別降低5.15%、5.88%，總孔隙度分別提高5.42%、6.10%［29］。土壤有機碳含量和土壤團聚體也發(fā)生了顯著變化，草地轉(zhuǎn)為耕地后顆粒有機物含量大幅度下降，免耕地土壤團聚體孔隙彎曲指數(shù)是耕作土壤的3倍多［30-31］；退耕還林還草和植被自然恢復，促進了土壤水穩(wěn)性大團聚體中土壤有機碳的形成，特別是＞2.00 mm和2.00～0.25 mm兩個粒級的水穩(wěn)性團聚體及其土壤有機碳的含量顯著提高［32-33］；植被自然恢復穩(wěn)定了土層結(jié)構，存在于水穩(wěn)性團聚體內(nèi)部的有機質(zhì)礦化程度降低［34］；退耕15 a后土壤有機碳含量由10.1 g/kg增加至 29.7 g/kg［35］，退耕 16、11、6 a 后土壤團聚體含量分別是坡耕地的1.52倍、1.30倍、1.21倍［36］。植被恢復提高土壤有機質(zhì)含量和毛管孔隙度、降低土壤容重、改善土壤結(jié)構，進而使土壤的蓄水和持水性能有所增強［37-38］。 劉娜娜等［39］指出土壤的持水能力隨檸條林恢復年限增加而增強，植被恢復能夠改善土壤持水和供水能力，促進土壤正向發(fā)育。植被恢復過程中土壤黏粒含量增加、團粒含量提高，土壤質(zhì)地有細化的趨勢［40-41］。與此相反，自然植被遭到破壞后，土壤容重變大、團粒（＞0.25 mm）含量降低、土壤蓄持水能力變差［42］。

黃土高原水土保持生態(tài)建設使徑流量顯著下降，徑流過程發(fā)生顯著改變。1999年開始實施退耕還林（草）工程以來，黃土高原有效植被大規(guī)?；謴褪沟命S河中游地區(qū)坡面滯留雨水能力增大、入滲能力增強、河川徑流量減少［43］。 Zhao 等［44］研究認為：局部地區(qū)徑流深減幅達 2.6 mm/a（見圖 7（a）），1957—1979 年年徑流深可達到212 mm（見圖7（b）），南部地區(qū)徑流深顯著高于北部（受灌溉取水影響，部分流域區(qū)間流量之差為負值，因此計算的區(qū)間徑流深＜0 mm）；1980—1999年與1957—1979年徑流深分布格局相似，但徑流深大于40 mm/a的區(qū)域面積顯著減少（見圖7（c））；2000—2012年徑流深進一步減小，河口鎮(zhèn)—龍門區(qū)間、汾河及涇河流域年徑流深均小于40 mm（見圖7（d））。 劉曉燕等［45］指出隨著黃土高原林草植被的增加，徑流系數(shù)減小，氣候干旱地區(qū)尤為顯著。

3 黃土高原產(chǎn)流模式變化探討

隨著土地利用和地表覆被的變化，土壤水文物理性質(zhì)也發(fā)生了顯著改變，進而引起產(chǎn)流模式變化［46-48］。 穆興民等［8］研究表明，黃土高塬溝壑區(qū)各項水土保持措施的實施使流域洪峰流量減小、洪峰滯后、徑流系數(shù)減小。在植被恢復的驅(qū)動下，黃河第二大支流汾河上游靜樂水文站的洪水過程線發(fā)生轉(zhuǎn)變，1971—2014年陡漲陡落型洪水比例下降，陡漲緩落和緩漲緩落型洪水比例增大，特別是1999年開始實施退耕還林（草）工程以后表現(xiàn)更加明顯（見圖8（a）），1999—2014年超滲產(chǎn)流模式的次洪比例較 1971—1998年降低，而混合和蓄滿產(chǎn)流的次洪比例增大（見圖8（b））［47］。 與汾河上游相似的現(xiàn)象也出現(xiàn)在延河支流西川河流域（見圖 9）［48］。

河川次洪徑流成分的改變也說明流域產(chǎn)流模式可能因長期的植被恢復而轉(zhuǎn)變。植被恢復后（1999—2014年）汾河上游洪水中壤中流（Rint）、飽和地面徑流（Rsat）和地下徑流（Rg）占比較植被恢復前（1971—1998 年）增大，而超滲地面徑流（Rs）占比減小［47］，經(jīng)歷長期植被恢復的西川河流域洪水徑流成分也表現(xiàn)出類似的變化規(guī)律（見表5）［48］。這兩條流域在植被恢復后開始出現(xiàn)壤中流（Rint）、地下徑流（Rg）和飽和地面徑流（Rsat）形成的洪水，屬典型的蓄滿產(chǎn)流模式。

降雨產(chǎn)流關系的轉(zhuǎn)變進一步說明植被恢復引起了流域產(chǎn)流模式變化。依據(jù)延河一級支流西川河1974—1988年、2008—2016年共91場洪水的降雨、徑流資料，繪制不同時段降雨—徑流關系圖（見圖10），分析表明：1974—1988年和2008—2016年徑流深與降雨量（P）和前期影響雨量（Pa）之和均呈冪函數(shù)關系，且相關系數(shù)（R2）在2008年后增大。徑流深與最大降雨強度亦呈冪函數(shù)關系，但2008年后相關系數(shù)（R2）減?。ㄒ妶D11）。綜上所述，2008年后徑流對降雨量的依賴性增強，而對最大降雨強度的依賴性減弱，流域產(chǎn)流模式偏向混合產(chǎn)流和蓄滿產(chǎn)流。與此相似的變化規(guī)律亦出現(xiàn)在伊遜河、武烈河、老牛河［46］和汾河上游［47］。

表5 汾河上游與西川河流域不同徑流成分的次洪水占比

黃河徑流量持續(xù)減少是氣候變化和人類活動綜合作用的結(jié)果，產(chǎn)流模式的變化也許是非常重要的原因。植被恢復顯著降低土壤容重、提高土壤孔隙度和團聚體含量，進而提高土壤滲透性、持水性和蓄水能力［28，38］，導致降雨產(chǎn)生的壤中流和地下徑流增加而地表徑流減少［48］。植被通過影響土壤滲透性能來增加降雨的入滲量，通過影響土壤蓄持水能力來影響流域蓄水能力［47，49］。林草地植被覆蓋度的提高會導致流域蓄水能力的提高，因而徑流量減少。汾河上游和延河支流西川河流域均表現(xiàn)出隨著植被覆蓋度的提高，流域蓄水容量顯著增加（見圖12）。

植被恢復使得流域?qū)涤陱搅鞯恼{(diào)蓄能力增大。在延河支流西川河流域，2008年后流域蓄泄系數(shù)均值為12.3 h，約為1974—1988年的2倍（見圖13）。流域調(diào)蓄能力增強，導致徑流歷時延長，地下水位逐漸抬高。1974—1988年西川河次洪地下徑流占比僅為12.4%，而2008—2016年次洪地下徑流占比達19.6%，是1974—1988年的1.6倍（見圖14）。因此，產(chǎn)流模式向有利于產(chǎn)生壤中流、地下徑流的蓄滿產(chǎn)流模式發(fā)展。

4 討 論

黃土高原厚層黃土產(chǎn)流模式是一個值得研究的新課題。黃土高原地處干旱半干旱地區(qū)，土層深厚，土壤缺水量大，降雨很難蓄滿30～100 m甚至數(shù)百米厚的黃土層包氣帶，因此大部分地區(qū)仍表現(xiàn)為超滲產(chǎn)流。但隨著黃土高原退耕還林（草）的大規(guī)模實施，地表覆被條件發(fā)生了重要變化，特別是植被恢復改變了根系層土壤結(jié)構、土壤入滲性能和持水能力，進而影響地表的產(chǎn)流機制和產(chǎn)匯流過程。2013年7月延河流域發(fā)生了近百年來降雨歷時最長、強度最大的極端降雨事件，引發(fā)了大規(guī)模的微型或小型滑坡重力侵蝕，這與1977年7月的延河暴雨洪水災害顯著不同［43］，其主要原因可歸于流域有效植被的大規(guī)?；謴?，使土壤入滲能力增強、坡面糙率增大、滯流時間延長、淺層（1～2 m）土壤水分飽和，出現(xiàn)大面積植被根系和土體整體滑動現(xiàn)象［50］。通過對2013年延河流域災后的深入考察提出了“偽蓄滿產(chǎn)流”的概念［43］，即在地表一定土層內(nèi)而非整個包氣帶蓄滿發(fā)生的產(chǎn)流現(xiàn)象。在本文成文的多次討論過程中，筆者亦提出黃土高原“淺層蓄滿產(chǎn)流”模式。無論什么名稱，隨著獨一無二的黃土覆蓋區(qū)生態(tài)恢復，干旱半干旱的黃土高原產(chǎn)流模式的變化似乎已經(jīng)發(fā)生，但如何發(fā)生變化、變化程度如何等問題急需深入研究。針對黃土高原產(chǎn)流模式變化對植被恢復響應的復雜性，應開展土壤微結(jié)構變化的定量研究，以準確反映土壤理化性質(zhì)的變化；在不同土壤類型和植被帶開展地表產(chǎn)流過程動力機制及剖面土壤水文物理特性變化的研究；開展典型支流徑流過程試驗與模擬，剖析不同地區(qū)產(chǎn)流模式變化機理，揭示產(chǎn)流模式變化空間分異規(guī)律。