植被恢复改变黄土高原产流模式问题初探

穆兴民，顾朝军，孙文义，赵广举，高 鹏，王双银

（1.西北农林科技大学黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室，陕西杨凌712100；2.中国科学院 水利部水土保持研究所，陕西 杨凌712100；3.长江水利委员会水土保持监测中心站，湖北武汉430010）

产流是陆地水文循环最重要的环节之一，是下垫面对降雨的重要分配过程，是在“供水”和“下渗”机制共同作用下形成的［1-2］。产流机制及其模式是研究所有水文问题及其相关学科（气候陆面模式、土壤侵蚀、面源污染等）问题的基础。著名的Horton产流理论［3］阐明了均质条件下地面径流和地下径流产生机制，即雨强超过土壤下渗强度时形成地表径流，包气带含水量超过田间持水量时产生地下径流。Horton产流理论揭示了均质包气带超渗地面径流和地下径流产生的物理条件，但是自然降雨径流过程十分复杂，包气带并非均质，Horton产流理论并不能反映客观产流现象的全部。因此，在该理论的基础上，我国水文学者根据水文实验资料提出了湿润地区为蓄满产流、干旱与半干旱地区为超渗产流的基本概念［4-5］。

黄土高原是生态环境双向演变研究的天然实验场，其生态环境质量的恶化或改善，都能为生态、水文、土壤、地理等学科的科学家提供非常好的研究素材。1999年开始实施大规模的退耕还林（草）政策以来，在降雨量及其强度未发生显著变化情况下，黄土高原径流及入黄泥沙量锐减引起社会各界的高度关注［6-7］。已有学者深入探讨了黄河水沙变化过程及其影响因素，研究工作取得了很大进展［6-9］，同时也发现黄土高原产流模式方面的微妙变化［10-11］，并针对半干旱地区的特点提出了垂直混合产流的概念［12］。黄土高原植被恢复深刻地改变了下垫面状况，同时也改变着土壤水文物理特性，导致降雨产流模式发生改变，进而从根本上影响了产汇流及产输沙过程，对此尚未引起足够注意。随着黄土高原水土保持生态建设的推进，探讨流域产流模式对植被恢复过程的响应机制，对深入揭示黄土高原水土流失规律、精准进行流域水文过程模拟及其参数调控、科学指导治黄工作等都具有重要的理论和现实意义。

1 产流模式及其影响因素

1.1 产流模式

径流组分一般包括超渗地面径流、壤中流、地下径流、饱和地面径流4种［12］。超渗地面径流是降雨强度大于土壤下渗强度时形成的地表径流；壤中流发生在非均质土壤中易透水层和相对不透水层交界面上；在地下水位埋深浅、包气带薄和土壤透水性好的地区遭受连续降雨时，包气带填满饱和时，水在重力作用下补给地下水，便产生地下径流；在土壤上层入渗能力较大、下层不透水或透水性极差的情况下，随着降雨积水继续增加，土壤上层会形成临时饱和带而产生饱和地面径流。自然条件下，由于包气带结构和降雨具有复杂性，因此径流多表现为几种径流成分同时出现的情况。根据径流成分的不同，产流类型可以分为9种（见表 1）。

表1 不同径流成分组合产生条件及影响因子

根据影响因子可将9种径流类型划分为两类产流模式［13］：与降雨强度无关的蓄满产流模式，其影响因子为降雨量、蒸发量和初始土壤含水量；与降雨强度有关的超渗产流模式，其影响因子为降雨量、降雨强度、蒸发量和初始土壤含水量。

超渗产流模式和蓄满产流模式是自然界存在的两种最基本的产流模式。蓄满产流模式指土壤包气带达到饱和而产生地表径流的形式。当土壤含水量低于田间持水量时，降雨量全部用于补充土壤缺水量，不产流；当土壤含水量达到田间持水量后，降雨全部产流，则产流量由降雨量和初始土壤含水量决定。简言之，超渗产流模式指降雨强度大于土壤下渗强度而产生地表径流的产流形式，主要发生在干旱半干旱地区或者半湿润地区的干旱季节。当扣除植被截留、茎干液流等损失后的净雨强度超过土壤下渗强度时，则形成超渗产流；同时，随着降雨的持续、入渗量的累积，当土壤含水量达到田间持水量后又可能转化为蓄满产流［14］。因此，复杂下垫面条件和降雨发生的时空不确定性，导致一场降雨中两种产流模式可能同时存在，即“混合产流模式”［11，15］。

地处干旱半干旱地区的黄土高原降雨多以暴雨为主，同时植被覆盖度低，土壤下渗能力差，土层厚度为30～100 m甚至达300 m，包气带极难蓄满，因此黄土高原的降雨产流一般被认为是超渗产流模式［5，13］。

1.2 影响产流模式的因素

影响产流模式的因素主要有气候和下垫面条件，两者之共同作用决定着产流模式。气候因素主要有降雨特征（雨强、雨量、雨型、时空分布）和蒸散发特性，下垫面条件主要有地形地貌、植被（群落结构、类型、密度、覆盖度、枯枝落叶层等）、土壤水文特性（类型、容重、孔隙度、下渗）等。影响产流的因素中降雨和蒸散发时空变化比较剧烈，称为急变因素；下垫面条件中，植被及其引起的土壤某些水文特性的改变属缓变因素［16］，而地形地貌和土壤质地则属稳定因素。产流过程是各种因素综合作用的结果，某些因素变化引起的产流模式的改变必然会在流域出口断面的实测径流过程所反映，因此可通过对次洪的径流涨落过程的分析以及径流组分的分割计算，来分析气候和下垫面条件变化综合作用对流域产流模式的影响。超渗产流模式和蓄满产流模式最显著的差异在于蓄满产流产生的地下径流比例较大，而超渗产流模式很难产生地下径流。不同径流组分因所处植被、土壤等介质及其空间不均匀性，导致其在汇流过程中受到的调蓄作用存在差异，故径流到达流域出口断面的时间不同，流域出口断面流量过程线则呈现不同的形状。当地表径流受到的调蓄作用较小时，次洪水径流表现为路径短、流速快、流量陡涨陡落（见图1（a））等特征；当地面径流受调蓄作用较大时，径流表现为路径长、流速慢、流量缓涨缓落且对称性差（见图1（c））等特征；介于两者之间的洪水流量呈陡涨缓落型（见图1（b））。

2 黄土高原影响产流的因素变化

降水是黄土高原产流的基本前提，也是土壤侵蚀的直接动力因子。降水的时空变化首先表现为随机性，同时也具有周期性和阶段性特征。黄土高原不同时间尺度的降水特征具有显著的一致性，年降水量决定了不同时间尺度降水特征的基本格局。孙秀博等［17］指出我国在20世纪60—80年代和2000年以来处于少雨期，20世纪90年代为多雨期。黄土高原年降水量变化的阶段性与全国平均状态相悖［17-22］，其少雨期主要在20世纪80—90年代，多雨期则在20世纪60年代（见表 2），少雨期和多雨期与我国东北地区［17-18］、华北地区相似［19］，与青藏高原、西南地区相反［17］。黄土高原降水量年际变化与全国大多数地区一致，呈不显著的减少趋势（见图2）。

植被是下垫面最为活跃的因素。黄土高原实施退耕还林（草）、封山禁牧工程以来，植被覆盖度显著提高，特别是有效植被覆盖度大于60%的面积大幅增加。2012年黄土高原平均植被覆盖度为50%，与1981年的31%相比增幅为61.3%［23］。空间上，植被覆盖度增幅河南省最大，陕西省次之，而风力侵蚀区为主的内蒙古、宁夏增幅较不明显（覆盖度维持在 20%左右）［23］。窟野河、无定河、皇甫川和延河等流域2012年植被覆盖度比1981年均增大1倍以上，泾河、北洛河和渭河流域增大近1倍［24］（见图3）。黄土高原不同等级植被覆盖度变化差异也较大，2012年植被覆盖度低于50%的区域面积较1981年减少，而植被覆盖度大于50%的区域面积增加，植被覆盖度大于70%的区域面积较1981年增加近11倍（见图4）。随着禁牧、退耕措施的实施，植被覆盖度和植物多样性提高，黄土高原地表枯枝落叶层增厚，土壤愈加疏松，地表水动力阻力增大，土壤水下渗量增大。

表2 黄土高原与其他地区降雨量变化的阶段特征

受社会经济的发展和退耕还林（草）政策的驱动，黄土高原土地利用类型发生了显著变化。1980—2015年黄土高原地区耕地、草地、水体和未利用地面积减少，而林地、建设用地面积增加［25］。分析表3可知，2015年与1980年相比，耕地、草地、水体、未利用地面积分别减少1.8%、1.3%、6.1%、3.9%，林地和建设用地面积分别增加2.7%和59.1%。1980—2015年黄土高原土地利用类型发生动态变化的面积为7.7万km2，占区域总面积的12.0%，其中耕地、草地和未利用地变化最大，其变化率分别为6.1%、5.5%和14.7%。

表3 黄土高原1980—2015年土地利用转移矩阵［25］km2

土壤水文物理性质随土地利用类型的转变及植被恢复而改变。黄土高原土地利用与覆被的变化使得土壤水文物理性质发生了显著改变，主要表现为土壤容重降低、土壤孔隙度提高、土壤渗透系数和持水能力显著提高［26-28］。不同土地利用类型土壤水文物理特性差异显著。黄河中游延河流域不同植被类型0～20 cm土层主要物理性质指标见表4，分析表明刺槐林、柠条林和草地土壤容重分别较农地降低7.3%、10.6%和8.1%，柠条林和草地的通气孔隙度分别较农地提高33.9%和29.2%，刺槐林、柠条林和草地水稳性团聚体（＞0.25 mm）含量显著高于农地。

表4 延河流域不同土地利用类型土壤水文物理性质指标

植被恢复地的土壤持水能力和入渗性能明显优于农地，经长期植被恢复的土壤团粒结构增加、土壤结构性提高、持水和入渗性能增强（见图5、图6）。退耕20 a、30 a的刺槐林地表层土壤容重比退耕5 a的分别降低5.15%、5.88%，总孔隙度分别提高5.42%、6.10%［29］。土壤有机碳含量和土壤团聚体也发生了显著变化，草地转为耕地后颗粒有机物含量大幅度下降，免耕地土壤团聚体孔隙弯曲指数是耕作土壤的3倍多［30-31］；退耕还林还草和植被自然恢复，促进了土壤水稳性大团聚体中土壤有机碳的形成，特别是＞2.00 mm和2.00～0.25 mm两个粒级的水稳性团聚体及其土壤有机碳的含量显著提高［32-33］；植被自然恢复稳定了土层结构，存在于水稳性团聚体内部的有机质矿化程度降低［34］；退耕15 a后土壤有机碳含量由10.1 g/kg增加至 29.7 g/kg［35］，退耕 16、11、6 a 后土壤团聚体含量分别是坡耕地的1.52倍、1.30倍、1.21倍［36］。植被恢复提高土壤有机质含量和毛管孔隙度、降低土壤容重、改善土壤结构，进而使土壤的蓄水和持水性能有所增强［37-38］。 刘娜娜等［39］指出土壤的持水能力随柠条林恢复年限增加而增强，植被恢复能够改善土壤持水和供水能力，促进土壤正向发育。植被恢复过程中土壤黏粒含量增加、团粒含量提高，土壤质地有细化的趋势［40-41］。与此相反，自然植被遭到破坏后，土壤容重变大、团粒（＞0.25 mm）含量降低、土壤蓄持水能力变差［42］。

黄土高原水土保持生态建设使径流量显著下降，径流过程发生显著改变。1999年开始实施退耕还林（草）工程以来，黄土高原有效植被大规模恢复使得黄河中游地区坡面滞留雨水能力增大、入渗能力增强、河川径流量减少［43］。 Zhao 等［44］研究认为：局部地区径流深减幅达 2.6 mm/a（见图 7（a）），1957—1979 年年径流深可达到212 mm（见图7（b）），南部地区径流深显著高于北部（受灌溉取水影响，部分流域区间流量之差为负值，因此计算的区间径流深＜0 mm）；1980—1999年与1957—1979年径流深分布格局相似，但径流深大于40 mm/a的区域面积显著减少（见图7（c））；2000—2012年径流深进一步减小，河口镇—龙门区间、汾河及泾河流域年径流深均小于40 mm（见图7（d））。 刘晓燕等［45］指出随着黄土高原林草植被的增加，径流系数减小，气候干旱地区尤为显著。

3 黄土高原产流模式变化探讨

随着土地利用和地表覆被的变化，土壤水文物理性质也发生了显著改变，进而引起产流模式变化［46-48］。 穆兴民等［8］研究表明，黄土高塬沟壑区各项水土保持措施的实施使流域洪峰流量减小、洪峰滞后、径流系数减小。在植被恢复的驱动下，黄河第二大支流汾河上游静乐水文站的洪水过程线发生转变，1971—2014年陡涨陡落型洪水比例下降，陡涨缓落和缓涨缓落型洪水比例增大，特别是1999年开始实施退耕还林（草）工程以后表现更加明显（见图8（a）），1999—2014年超渗产流模式的次洪比例较 1971—1998年降低，而混合和蓄满产流的次洪比例增大（见图8（b））［47］。 与汾河上游相似的现象也出现在延河支流西川河流域（见图 9）［48］。

河川次洪径流成分的改变也说明流域产流模式可能因长期的植被恢复而转变。植被恢复后（1999—2014年）汾河上游洪水中壤中流（Rint）、饱和地面径流（Rsat）和地下径流（Rg）占比较植被恢复前（1971—1998 年）增大，而超渗地面径流（Rs）占比减小［47］，经历长期植被恢复的西川河流域洪水径流成分也表现出类似的变化规律（见表5）［48］。这两条流域在植被恢复后开始出现壤中流（Rint）、地下径流（Rg）和饱和地面径流（Rsat）形成的洪水，属典型的蓄满产流模式。

降雨产流关系的转变进一步说明植被恢复引起了流域产流模式变化。依据延河一级支流西川河1974—1988年、2008—2016年共91场洪水的降雨、径流资料，绘制不同时段降雨—径流关系图（见图10），分析表明：1974—1988年和2008—2016年径流深与降雨量（P）和前期影响雨量（Pa）之和均呈幂函数关系，且相关系数（R2）在2008年后增大。径流深与最大降雨强度亦呈幂函数关系，但2008年后相关系数（R2）减小（见图11）。综上所述，2008年后径流对降雨量的依赖性增强，而对最大降雨强度的依赖性减弱，流域产流模式偏向混合产流和蓄满产流。与此相似的变化规律亦出现在伊逊河、武烈河、老牛河［46］和汾河上游［47］。

表5 汾河上游与西川河流域不同径流成分的次洪水占比

黄河径流量持续减少是气候变化和人类活动综合作用的结果，产流模式的变化也许是非常重要的原因。植被恢复显著降低土壤容重、提高土壤孔隙度和团聚体含量，进而提高土壤渗透性、持水性和蓄水能力［28，38］，导致降雨产生的壤中流和地下径流增加而地表径流减少［48］。植被通过影响土壤渗透性能来增加降雨的入渗量，通过影响土壤蓄持水能力来影响流域蓄水能力［47，49］。林草地植被覆盖度的提高会导致流域蓄水能力的提高，因而径流量减少。汾河上游和延河支流西川河流域均表现出随着植被覆盖度的提高，流域蓄水容量显著增加（见图12）。

植被恢复使得流域对降雨径流的调蓄能力增大。在延河支流西川河流域，2008年后流域蓄泄系数均值为12.3 h，约为1974—1988年的2倍（见图13）。流域调蓄能力增强，导致径流历时延长，地下水位逐渐抬高。1974—1988年西川河次洪地下径流占比仅为12.4%，而2008—2016年次洪地下径流占比达19.6%，是1974—1988年的1.6倍（见图14）。因此，产流模式向有利于产生壤中流、地下径流的蓄满产流模式发展。

4 讨 论

黄土高原厚层黄土产流模式是一个值得研究的新课题。黄土高原地处干旱半干旱地区，土层深厚，土壤缺水量大，降雨很难蓄满30～100 m甚至数百米厚的黄土层包气带，因此大部分地区仍表现为超渗产流。但随着黄土高原退耕还林（草）的大规模实施，地表覆被条件发生了重要变化，特别是植被恢复改变了根系层土壤结构、土壤入渗性能和持水能力，进而影响地表的产流机制和产汇流过程。2013年7月延河流域发生了近百年来降雨历时最长、强度最大的极端降雨事件，引发了大规模的微型或小型滑坡重力侵蚀，这与1977年7月的延河暴雨洪水灾害显著不同［43］，其主要原因可归于流域有效植被的大规模恢复，使土壤入渗能力增强、坡面糙率增大、滞流时间延长、浅层（1～2 m）土壤水分饱和，出现大面积植被根系和土体整体滑动现象［50］。通过对2013年延河流域灾后的深入考察提出了“伪蓄满产流”的概念［43］，即在地表一定土层内而非整个包气带蓄满发生的产流现象。在本文成文的多次讨论过程中，笔者亦提出黄土高原“浅层蓄满产流”模式。无论什么名称，随着独一无二的黄土覆盖区生态恢复，干旱半干旱的黄土高原产流模式的变化似乎已经发生，但如何发生变化、变化程度如何等问题急需深入研究。针对黄土高原产流模式变化对植被恢复响应的复杂性，应开展土壤微结构变化的定量研究，以准确反映土壤理化性质的变化；在不同土壤类型和植被带开展地表产流过程动力机制及剖面土壤水文物理特性变化的研究；开展典型支流径流过程试验与模拟，剖析不同地区产流模式变化机理，揭示产流模式变化空间分异规律。