五臺(tái)山清水河流域植被垂直帶水循環(huán)過程研究

徐 飛，賈仰文，牛存穩(wěn)，唐穎復(fù)，劉佳嘉

（1.中國水利水電科學(xué)研究院 流域水循環(huán)模擬與調(diào)控國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100038；2.中國農(nóng)業(yè)大學(xué) 水利與土木工程學(xué)院，北京 100083）

1 研究背景

山地占地球陸地面積的25%，而至少1/3的陸地生物多樣性分布在山區(qū)［1］，山地至少為全球1/2的人口提供淡水資源［2］。山地作為“水塔”的生態(tài)系統(tǒng)功能對人類社會(huì)和陸地淡水生態(tài)系統(tǒng)提供不可缺少的水源，山地水循環(huán)與水資源變化也是山地研究的核心內(nèi)容之一［3-4］。山區(qū)對氣候變化較為敏感，特別是高海拔地區(qū)，其變化深刻影響中下游地區(qū)的水資源、環(huán)境和生態(tài)安全，甚至威脅人類的生存發(fā)展［5-6］。因此，準(zhǔn)確把握山區(qū)水循環(huán)過程及其變化極為重要。為此，研究者通過實(shí)地觀測試驗(yàn)、同位素、模型模擬等方法對山區(qū)水文過程開展深入研究［7-11］。祁連山葫蘆溝小流域觀測試驗(yàn)表明，高山寒漠帶為山區(qū)流域的主要產(chǎn)流區(qū)，而高寒草甸/草原區(qū)徑流貢獻(xiàn)較少，其水源涵養(yǎng)功能大于水文功能［7］。文獻(xiàn)［12］應(yīng)用同位素技術(shù)與水化學(xué)分析模擬方法甄別高寒山區(qū)馬糞溝流域不同景觀帶水文過程，研究發(fā)現(xiàn)降雨很少直接產(chǎn)生地表徑流，而是在各景觀帶轉(zhuǎn)化成地下徑流或壤中流，再匯入河道。氣溫升高導(dǎo)致高寒山區(qū)凍土活動(dòng)層增厚，增加土壤蓄水容量，導(dǎo)致降雨下滲量增加和基流增大，并且隨著未來氣溫持續(xù)上升，基流增加具有可持續(xù)性［11］?？v觀過往研究，大多探討山區(qū)徑流來源及其貢獻(xiàn)率。然而，山區(qū)由于海拔差異，使得氣候存在海拔梯度變化，從而在不同海拔范圍內(nèi)形成不同的植被類型，造就植被垂直地帶性［9］。不同植被類型的下墊面，其水文過程不一致，目前關(guān)于山區(qū)不同植被垂直帶水文過程的研究還非常薄弱［13］。

五臺(tái)山是華北地區(qū)最高山峰，海拔3058 m，植被垂直分帶顯著是開展植被垂直帶水循環(huán)過程研究的理想場所。然而，目前關(guān)于五臺(tái)山及其周邊流域的研究工作主要集中于水資源特征及其演變［14-16］、徑流變化［17-18］、氣候因子變化規(guī)律［19-20］、植被對氣候變化的響應(yīng)［21-22］等方面。對流域水循環(huán)過程，特別是不同植被垂直帶的水循環(huán)過程及其相互之間的差異研究尚顯不足。為此，本文以五臺(tái)山清水河流域?yàn)檠芯繉ο?，采用分布式水文模型WEP-L模擬流域水循環(huán)過程，分析流域水量、能量平衡及水循環(huán)要素通量空間分布特征及其與海拔之間的關(guān)系，詳細(xì)對比分析不同植被垂直帶的水循環(huán)過程，以期為山區(qū)流域水資源合理開發(fā)利用和生態(tài)建設(shè)提供科學(xué)依據(jù)。

2 研究區(qū)概況、數(shù)據(jù)來源及數(shù)值模擬模型

2.1 研究區(qū)概況清水河發(fā)源于山西省五臺(tái)縣境內(nèi)，由西北向東南縱貫五臺(tái)縣，于神西鄉(xiāng)坪上村匯入滹沱河，全長113.2 km，流域面積2405 km2。本文選取南坡水文站所控制的流域范圍作為研究對象，面積2298.22 km2，海拔范圍751～3058 m。流域地處半濕潤區(qū)，屬大陸季風(fēng)氣候區(qū)，冬季干冷，夏季濕熱，年均降水量500～800 mm，全年60%的降水集中于6—9月，年均氣溫不足2℃。

收集到2010年清水河流域土地利用情況，以林地和草地為主，占比達(dá)90%以上（表1）。流域內(nèi)主要下墊面為耕地、荒漠草地（荒草）、常綠針葉灌木林（針灌）、落葉闊葉林（落闊）和亞高山草甸（草甸）。從垂直分布情況看，耕地位于底層，海拔751～1200 m之間；荒草位于海拔800～1500 m范圍內(nèi)；針灌則主要處于海拔1200～1600 m；海拔1500～2300 m主要是落闊；草甸位于海拔1600 m以上區(qū)域，流域垂直分帶顯著。土壤類型主要為山地典型褐土和棕壤。

表1 清水河流域土地利用及其分布情況

2.2 數(shù)據(jù)來源收集的數(shù)據(jù)資料主要包括逐日氣象數(shù)據(jù)（降水、氣溫、日照、濕度、風(fēng)速）和實(shí)測逐月徑流資料。氣象數(shù)據(jù)來自于國家氣象信息中心氣象數(shù)據(jù)共享網(wǎng)（http：//www.nmic.gov.cn/），時(shí)間系列都是從1956年1月1日至2015年12月31日。由于降水空間變異性大，同時(shí)還采用水文年鑒中位于清水河流域范圍內(nèi)的雨量站（圖1中所示12個(gè)雨量站）2006至2015年逐日降水?dāng)?shù)據(jù)進(jìn)行補(bǔ)充。此外，由于氣溫資料與海拔高度密切相關(guān)，因此依據(jù)氣象站氣溫?cái)?shù)據(jù)首先根據(jù)氣溫海拔關(guān)系0.58℃/100 m［23］統(tǒng)一修正到流域最低海拔（750 m），利用反距離平方插值得到計(jì)算單元的逐日氣溫，然后再根據(jù)計(jì)算單元的高程進(jìn)行高程修正，即在插值后的氣溫乘以直減率-0.58℃/100 m得到計(jì)算單元的逐日氣溫。流域內(nèi)僅有南坡水文站，南坡水文站實(shí)測逐月流量資料摘自海河水文年鑒，時(shí)間跨度為1960年1月至1989年12月。

2.3 WEP-L模型概述WEP-L模型是在WEP模型的基礎(chǔ)上開發(fā)的大尺度流域分布式水文模型，并經(jīng)過模型驗(yàn)證后，在黑河、黃河、海河和渭河等多個(gè)流域得到廣泛應(yīng)用；在水循環(huán)各要素模擬中，截留層蒸發(fā)、土壤層蒸發(fā)、水面蒸發(fā)和植被蒸騰等蒸發(fā)項(xiàng)，按照土壤-植被-大氣通量交換方法（SVATS）中的ISBA模型，采用Penman公式或Penman-Monteith公式等進(jìn)行計(jì)算；地表徑流分為超滲產(chǎn)流和蓄滿產(chǎn)流兩種產(chǎn)流模式，分別采用Green-Ampt模型或Richards方程計(jì)算，對山坡斜面土壤層進(jìn)行壤中流計(jì)算，積雪融化過程采用溫度指標(biāo)法［24］。模型輸出主要為水循環(huán)通量要素（包括降水、蒸發(fā)、入滲、徑流等）、能量通量及水資源量等。模型原理與詳細(xì)介紹可參閱文獻(xiàn)［24］。

WEP-L模型參數(shù)主要包括地下水含水層導(dǎo)水系數(shù)、給水度、糙率、河床透水系數(shù)和植被參數(shù)等。模型參數(shù)驗(yàn)證與率定過程采用納什效率系數(shù)（Nash）、年均徑流量相對誤差（Re）和模擬流量與觀測流量的相關(guān)系數(shù)（R2）進(jìn)行評價(jià)［25-26］。率定與驗(yàn)證準(zhǔn)則：Nash盡可能大、Re盡可能小、R2盡可能大。

3 數(shù)值計(jì)算與分析

3.1 模型率定與驗(yàn)證圖1為清水河流域模型率定期（1960—1969年）與驗(yàn)證期（1970—1989年）月徑流模擬結(jié)果。率定期Nash為0.81、Re為-9.5%、R2為0.90；驗(yàn)證期Nash、Re和R2分別為0.72、8.8%和0.86。模型率定與驗(yàn)證結(jié)果表明，分布式水文模型WEP-L在五臺(tái)山清水河流域具有非常好的適用性，為分析五臺(tái)山清水河流域植被垂直帶水循環(huán)過程奠定了良好的基礎(chǔ)。

圖1 清水河流域模型率定期（1960—1969）與驗(yàn)證期（1970—1969）月徑流模擬結(jié)果

為進(jìn)一步說明模型計(jì)算結(jié)果的可靠性，利用2001—2015年MOD16A2遙感ET數(shù)據(jù)驗(yàn)證模型計(jì)算蒸散發(fā)數(shù)據(jù)，將WEP-L模擬的ET成果與MODIS反演ET值進(jìn)行對比，全流域平均相差5.74%，且由圖2可見模擬結(jié)果與反演結(jié)果的演變趨勢基本吻合。

3.2 水量平衡與能量平衡清水河流域多年平均（1956—2015年）和季節(jié)的水量平衡和能量平衡，如表2所示，其中按3—5月為春季、6—8月為夏季、9—11月為秋季、12月—次年2月為冬季劃分四季。清水河流域年均降水量660.6 mm，蒸散發(fā)516.9 mm，徑流深154.2 mm。年徑流主要來自于夏秋兩季。春季降水量74.8 mm，低于蒸散發(fā)和徑流深之和，說明春季徑流不僅僅來源于降水產(chǎn)流，同時(shí)還有部分融雪水，這從冬季降水15.6 mm，遠(yuǎn)大于蒸散發(fā)和徑流深之和也可印證。此外，夏季和秋季降水量也都高于蒸散發(fā)與徑流深之和。說明清水河流域夏秋冬三季土壤賦存水量，而春季融雪和解凍土壤水，產(chǎn)生徑流。這主要是在氣溫顯著升高的情況下，高海拔地區(qū)的季節(jié)性凍土消退、活動(dòng)層變厚及土壤蓄水容量增加，從而促進(jìn)降水入滲增加，促進(jìn)降水入滲，轉(zhuǎn)換為地下徑流［11，27］。清水河流域年均凈輻射4150.4 MJ/m2，潛熱1280.0 MJ/m2，顯熱2913.7 MJ/m2。顯熱消耗了大部分能量，冬季和春季顯熱熱通量較大，隨著時(shí)間的推移，流域內(nèi)植被葉面指數(shù)增加，夏季潛熱消耗增加，相應(yīng)的顯熱通量減少。

圖2 清水河流域模型模擬的ET成果與MODIS反演ET對比（2001—2015年）

表2 1956—2015年清水河流域年、季節(jié)水量和能量平衡

3.3 水循環(huán)要素與海拔之間的關(guān)系為更詳細(xì)理解清水河流域水循環(huán)要素空間分布特征，進(jìn)一步分析降水、蒸散發(fā)、徑流深、凈輻射、潛熱、顯熱、入滲和氣溫1956—2015年多年平均值的空間分布情況，如圖3所示。降水從南部最小579.7 mm到北部增至最大771.5 mm呈現(xiàn)出南少北多，東部高于西部的空間分布格局。氣溫呈現(xiàn)南高北低的空間分布格局，從南部1.9℃降至北部的-5℃。蒸散發(fā)和降水空間分布相似，南部較低，北部較高，東部高于西部。徑流深和降水分布大致相同，東南低西北高；凈輻射從南部的3980.9 MJ/m2增至中北最大的4408.7 MJ/m2。潛熱空間差異顯著，西高東低，低海拔處低，高海拔處高；顯熱南高北低，最高處與最低處相差近1000 MJ/m2。多年平均入滲427.7 mm，呈現(xiàn)與徑流深相反的空間分布格局。縱觀各水循環(huán)要素通量的空間分布格局，徑流深和降水分布大致相同，隨海拔升高而增加；蒸散發(fā)和降水相似，但存在差異。說明徑流深主要受降水影響，而蒸散發(fā)不僅受降水影響，同時(shí)還與氣溫、下墊面等因素息息相關(guān)。

為詳盡分析各要素與海拔之間的關(guān)系，將流域海拔以100 m為間隔進(jìn)行劃分（因海拔1000 m以下區(qū)域面積73.15 km2，占比3.19%，而海拔2700 m以上區(qū)域面積9.72 km2，占比0.42%，故1000 m以下區(qū)域統(tǒng)一歸類為800～1000 m范圍內(nèi)，而2700 m以上海拔區(qū)域則劃分到2600～2700 m范圍內(nèi)）。各要素與海拔之間的關(guān)系如圖4和圖5所示。降水隨海拔升高而顯著增大，蒸散發(fā)隨海拔升高而增加，1600 m后則處于波動(dòng)狀態(tài)，徑流深則隨海拔升高而先減小后波動(dòng)中略微增加。能量要素中凈輻射與海拔之間的相關(guān)性都較低，顯熱和潛熱與海拔呈開口向下的二次拋物線關(guān)系。

圖3 清水河流域年均（1956—2015年）水循環(huán)要素通量空間分布

蒸散發(fā)和徑流深受降水和海拔影響，為深刻反映蒸散發(fā)和徑流深隨降水的變化，即蒸散發(fā)和徑流深隨海拔升高與降水隨海拔升高的快慢關(guān)系，采用蒸發(fā)系數(shù)（蒸散發(fā)/降水）和徑流系數(shù)（徑流深/降水）與海拔之間的相互關(guān)系進(jìn)行比較。圖6為1956—2015年年均蒸發(fā)系數(shù)和徑流系數(shù)隨海拔的變化特征。蒸發(fā)系數(shù)隨海拔升高而增加，于1500～1600 m范圍之間達(dá)最大值0.84，后隨海拔升高而波動(dòng)中減小，徑流系數(shù)與海拔之間的關(guān)系則和蒸發(fā)與海拔之間的關(guān)系相反。根據(jù)水量平衡，蒸發(fā)系數(shù)越大，徑流系數(shù)越小。蒸發(fā)系數(shù)反映了降水在蒸散發(fā)和徑流間的分配比例，蒸發(fā)系數(shù)越大，表示有越多的降水通過土壤蒸發(fā)、植被蒸騰和冠層對降水截留蒸發(fā)等不可見的形式消耗，而轉(zhuǎn)化為徑流的降水就越少［28］。蒸發(fā)系數(shù)于1500～1600 m范圍之間達(dá)到最大，一方面該范圍內(nèi)主要為落葉闊葉林和常綠針葉灌木林，植被覆蓋度達(dá)最高。而1600 m后蒸發(fā)系數(shù)隨海拔升高而減小，說明1600 m后蒸發(fā)增大速率低于降水量的增加速率，說明除降水影響外，還有其它因素影響蒸散發(fā)。流域蒸散發(fā)是一個(gè)復(fù)雜的過程，受降雨截留、凈輻射、平流、湍流輸送、冠層阻力、葉面積和植物有效水分的影響［29］。清水河流域海拔1500 m以下區(qū)域蒸散發(fā)主要受降水影響，海拔1600 m以上區(qū)域主要受能量的影響。從不同海拔區(qū)間蒸散發(fā)與降水、凈輻射、氣溫的相關(guān)性可見一斑。海拔1500 m以下區(qū)域蒸散發(fā)與降水、凈輻射、氣溫相關(guān)性分別為0.83、-0.64、-0.93，海拔1600 m以上區(qū)域蒸散發(fā)與降水、凈輻射、氣溫的相關(guān)性則分別為-0.07、-0.75、0.66。1500 m以下地區(qū)蒸散發(fā)與降水顯著正相關(guān)，1600 m以上地區(qū)與降水則顯著性較低；相反1500 m以下區(qū)域蒸散發(fā)與凈輻射呈負(fù)相關(guān)，而1600 m以上地區(qū)與凈輻射負(fù)相關(guān)性較1500 m地區(qū)更高，說明能量在1600 m以上區(qū)域?qū)φ羯l(fā)起到較1500 m以下地區(qū)更為顯著的影響；1500 m以下區(qū)域蒸散發(fā)和氣溫呈顯著負(fù)相關(guān)，1600 m以上區(qū)域和氣溫正相關(guān)，隨著海拔升高，氣溫降低，在1500 m以下區(qū)域蒸散發(fā)主要受降水影響，隨降水增加而增大，但在1600 m以上區(qū)域，由于氣溫持續(xù)降低，抑制蒸散發(fā)，蒸散發(fā)和氣溫都呈現(xiàn)減小趨勢，因此，二者相關(guān)性轉(zhuǎn)為正。Zeng等［30］基于水量平衡和Budyko假設(shè)對不同氣候情景下限制蒸散發(fā)主導(dǎo)因素的研究表明，在暖干環(huán)境下，蒸散發(fā)變化主要受降水影響；而在冷濕環(huán)境下，蒸散發(fā)變化主要受能量（常用潛在蒸散發(fā)表示）限制。結(jié)合清水河流域降水、氣溫空間分布圖和隨海拔變化情況，隨海拔升高，降水增加，氣溫降低。因此，形成低海拔區(qū)域暖干環(huán)境和高海拔地區(qū)的冷濕環(huán)境。再結(jié)合文獻(xiàn)［30］的研究結(jié)論，清水河流域在低海拔地區(qū)的暖干環(huán)境下，蒸散發(fā)受降水的限制，而在高海拔地區(qū)的冷濕環(huán)境下，蒸散發(fā)將受到低溫和能量的限制。此外，1600 m以上區(qū)域主要為落葉闊葉林和亞高山草甸，隨著海拔的上升，葉面積指數(shù)降低，生長周期變短也影響蒸散發(fā)。在黑河和青海湖流域也有類似結(jié)論，在黑河上游山區(qū)，3200～3600 m范圍蒸散發(fā)最大，3200 m以下區(qū)域蒸散發(fā)受水分影響，而3400 m以上區(qū)域受氣溫和能量限制［31］；青海湖流域在高海拔地區(qū)冷濕環(huán)境下，蒸散發(fā)將受到低溫限制；而在低海拔地區(qū)暖干環(huán)境下，蒸散發(fā)將受到少雨的限制［32］。

圖4 1956—2015年年均降水、蒸散發(fā)和徑流深隨海拔的變化特征

圖5 1956—2015年年均凈輻射、潛熱和顯熱隨海拔的變化特征

圖6 1956—2015年年均蒸發(fā)系數(shù)和徑流系數(shù)隨海拔的變化特征

圖7 1956—2015年清水河流域植被垂直帶水循環(huán)要素通量年際變化

3.4 不同植被垂直帶的水循環(huán)要素通量對比圖7和表3分別為1956—2015年清水河流域5類植被垂直帶水循環(huán)要素通量的年際變化和年均值。通過圖7和表3可以看出，不同植被垂直帶的水循環(huán)過程差異顯著，各水循環(huán)要素呈現(xiàn)出，降水：草甸＞落闊＞針灌＞荒草＞耕地；蒸散發(fā)：針灌＞落闊＞草甸＞荒草＞耕地；徑流深：耕地＞草甸＞荒草＞落闊＞針灌；凈輻射：草甸＞落闊＞荒草＞耕地＞針灌；潛熱：針灌＞落闊＞草甸＞荒草＞耕地；顯熱：落闊＞草甸＞荒草＞針灌＞耕地；入滲：耕地＞針灌＞荒草＞落闊＞草甸；氣溫：針灌＞耕地＞荒草＞落闊＞草甸。因此，可以推斷蒸發(fā)系數(shù)：針灌＞落闊＞荒草＞草甸＞耕地，徑流系數(shù)：耕地＞草甸＞荒草＞針灌＞落闊，但針灌和落闊徑流系數(shù)差異不大。說明林地蒸散發(fā)顯著高于草地和耕地，徑流深則較小。

受高程影響，亞高山草甸帶降水多，氣溫低，生長周期短，葉面積指數(shù)（LAI）也小，故而蒸散發(fā)小，而亞高山草甸帶裸露巖石較多，入滲較少，徑流較大。盡管落葉闊葉林降水較多，但LAI較大，降水截留、枯枝落葉層再次截留穿透雨，截留的降水最終都耗于蒸散發(fā)，再者植被自身蒸騰，因此，蒸散發(fā)較大，而徑流深較小。常綠針葉灌木林降水不多，但氣溫較高，而且常綠，常年蒸發(fā)，因此，蒸散發(fā)較大，而徑流深較??；此外，由于是針葉灌木林，LAI較小，樹葉和枯枝落葉層截留降水有限，故入滲較大?；哪莸靥幵诤０屋^低處，降水較少，蒸散發(fā)也較少，由于地勢平緩，荒漠草地截留降水能力有限，降水入滲較多，從而轉(zhuǎn)換為壤中流、地下徑流。耕地處于海拔最低處，降水最少，氣溫高，蒸散發(fā)和凈輻射低，潛熱和顯熱也較低，但入滲和徑流深卻較大，這可能是耕作過程中疏松土壤，使得土壤孔隙度高，透水性增強(qiáng)，降水不直接產(chǎn)生地表徑流，而是下滲轉(zhuǎn)化為地下徑流，再匯入河道。

表3 1956—2015年清水河流域植被垂直帶水循環(huán)要素通量年均值

4 結(jié)論

本文利用分布式水文模型WEP-L模擬了五臺(tái)山清水河流域水循環(huán)過程，在模型率定與驗(yàn)證良好的基礎(chǔ)上，利用模型計(jì)算結(jié)果分析了清水河流域水量平衡和能量平衡特征，水循環(huán)要素空間分布，詳細(xì)對比了不同植被垂直帶的水循環(huán)要素通量及其變化趨勢，主要取得以下結(jié)論：（1）清水河流域夏秋冬三季土壤賦存水量，而春季徑流不僅來自降水，同時(shí)還有融雪和解凍土壤水，因此能產(chǎn)生較大徑流和蒸散發(fā)。春季以后氣溫顯著升高，高海拔地區(qū)的季節(jié)性凍土消退，活動(dòng)層變厚及土壤蓄水容量增加，促進(jìn)降水入滲。春季和夏季潛熱較高，而顯熱冬季和春季較高。（2）徑流深和降水的空間分布大致相同，隨海拔升高而增大，特別是降水，隨海拔升高以0.10 mm/m的速率顯著增加，決定系數(shù)高達(dá)0.97；蒸散發(fā)和降水的空間分布相似，但存在差異。清水河流域蒸發(fā)系數(shù)于1500～1600 m范圍之間最大值0.84。海拔1500 m以下區(qū)域蒸散發(fā)主要受水分影響，海拔1600 m以上區(qū)域主要受能量的影響。（3）清水河流域植被垂直帶水循環(huán)要素通量差異顯著，其中徑流系數(shù)：耕地＞亞高山草甸＞荒漠草地＞常綠針葉灌木林＞落葉闊葉林。林地蒸散發(fā)顯著高于草地和耕地，徑流深則較小。