五台山清水河流域植被垂直带水循环过程研究

徐 飞，贾仰文，牛存稳，唐颖复，刘佳嘉

（1.中国水利水电科学研究院 流域水循环模拟与调控国家重点实验室，北京 100038；2.中国农业大学 水利与土木工程学院，北京 100083）

1 研究背景

山地占地球陆地面积的25%，而至少1/3的陆地生物多样性分布在山区［1］，山地至少为全球1/2的人口提供淡水资源［2］。山地作为“水塔”的生态系统功能对人类社会和陆地淡水生态系统提供不可缺少的水源，山地水循环与水资源变化也是山地研究的核心内容之一［3-4］。山区对气候变化较为敏感，特别是高海拔地区，其变化深刻影响中下游地区的水资源、环境和生态安全，甚至威胁人类的生存发展［5-6］。因此，准确把握山区水循环过程及其变化极为重要。为此，研究者通过实地观测试验、同位素、模型模拟等方法对山区水文过程开展深入研究［7-11］。祁连山葫芦沟小流域观测试验表明，高山寒漠带为山区流域的主要产流区，而高寒草甸/草原区径流贡献较少，其水源涵养功能大于水文功能［7］。文献［12］应用同位素技术与水化学分析模拟方法甄别高寒山区马粪沟流域不同景观带水文过程，研究发现降雨很少直接产生地表径流，而是在各景观带转化成地下径流或壤中流，再汇入河道。气温升高导致高寒山区冻土活动层增厚，增加土壤蓄水容量，导致降雨下渗量增加和基流增大，并且随着未来气温持续上升，基流增加具有可持续性［11］。纵观过往研究，大多探讨山区径流来源及其贡献率。然而，山区由于海拔差异，使得气候存在海拔梯度变化，从而在不同海拔范围内形成不同的植被类型，造就植被垂直地带性［9］。不同植被类型的下垫面，其水文过程不一致，目前关于山区不同植被垂直带水文过程的研究还非常薄弱［13］。

五台山是华北地区最高山峰，海拔3058 m，植被垂直分带显著是开展植被垂直带水循环过程研究的理想场所。然而，目前关于五台山及其周边流域的研究工作主要集中于水资源特征及其演变［14-16］、径流变化［17-18］、气候因子变化规律［19-20］、植被对气候变化的响应［21-22］等方面。对流域水循环过程，特别是不同植被垂直带的水循环过程及其相互之间的差异研究尚显不足。为此，本文以五台山清水河流域为研究对象，采用分布式水文模型WEP-L模拟流域水循环过程，分析流域水量、能量平衡及水循环要素通量空间分布特征及其与海拔之间的关系，详细对比分析不同植被垂直带的水循环过程，以期为山区流域水资源合理开发利用和生态建设提供科学依据。

2 研究区概况、数据来源及数值模拟模型

2.1 研究区概况清水河发源于山西省五台县境内，由西北向东南纵贯五台县，于神西乡坪上村汇入滹沱河，全长113.2 km，流域面积2405 km2。本文选取南坡水文站所控制的流域范围作为研究对象，面积2298.22 km2，海拔范围751～3058 m。流域地处半湿润区，属大陆季风气候区，冬季干冷，夏季湿热，年均降水量500～800 mm，全年60%的降水集中于6—9月，年均气温不足2℃。

收集到2010年清水河流域土地利用情况，以林地和草地为主，占比达90%以上（表1）。流域内主要下垫面为耕地、荒漠草地（荒草）、常绿针叶灌木林（针灌）、落叶阔叶林（落阔）和亚高山草甸（草甸）。从垂直分布情况看，耕地位于底层，海拔751～1200 m之间；荒草位于海拔800～1500 m范围内；针灌则主要处于海拔1200～1600 m；海拔1500～2300 m主要是落阔；草甸位于海拔1600 m以上区域，流域垂直分带显著。土壤类型主要为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况

2.2 数据来源收集的数据资料主要包括逐日气象数据（降水、气温、日照、湿度、风速）和实测逐月径流资料。气象数据来自于国家气象信息中心气象数据共享网（http：//www.nmic.gov.cn/），时间系列都是从1956年1月1日至2015年12月31日。由于降水空间变异性大，同时还采用水文年鉴中位于清水河流域范围内的雨量站（图1中所示12个雨量站）2006至2015年逐日降水数据进行补充。此外，由于气温资料与海拔高度密切相关，因此依据气象站气温数据首先根据气温海拔关系0.58℃/100 m［23］统一修正到流域最低海拔（750 m），利用反距离平方插值得到计算单元的逐日气温，然后再根据计算单元的高程进行高程修正，即在插值后的气温乘以直减率-0.58℃/100 m得到计算单元的逐日气温。流域内仅有南坡水文站，南坡水文站实测逐月流量资料摘自海河水文年鉴，时间跨度为1960年1月至1989年12月。

2.3 WEP-L模型概述WEP-L模型是在WEP模型的基础上开发的大尺度流域分布式水文模型，并经过模型验证后，在黑河、黄河、海河和渭河等多个流域得到广泛应用；在水循环各要素模拟中，截留层蒸发、土壤层蒸发、水面蒸发和植被蒸腾等蒸发项，按照土壤-植被-大气通量交换方法（SVATS）中的ISBA模型，采用Penman公式或Penman-Monteith公式等进行计算；地表径流分为超渗产流和蓄满产流两种产流模式，分别采用Green-Ampt模型或Richards方程计算，对山坡斜面土壤层进行壤中流计算，积雪融化过程采用温度指标法［24］。模型输出主要为水循环通量要素（包括降水、蒸发、入渗、径流等）、能量通量及水资源量等。模型原理与详细介绍可参阅文献［24］。

WEP-L模型参数主要包括地下水含水层导水系数、给水度、糙率、河床透水系数和植被参数等。模型参数验证与率定过程采用纳什效率系数（Nash）、年均径流量相对误差（Re）和模拟流量与观测流量的相关系数（R2）进行评价［25-26］。率定与验证准则：Nash尽可能大、Re尽可能小、R2尽可能大。

3 数值计算与分析

3.1 模型率定与验证图1为清水河流域模型率定期（1960—1969年）与验证期（1970—1989年）月径流模拟结果。率定期Nash为0.81、Re为-9.5%、R2为0.90；验证期Nash、Re和R2分别为0.72、8.8%和0.86。模型率定与验证结果表明，分布式水文模型WEP-L在五台山清水河流域具有非常好的适用性，为分析五台山清水河流域植被垂直带水循环过程奠定了良好的基础。

图1 清水河流域模型率定期（1960—1969）与验证期（1970—1969）月径流模拟结果

为进一步说明模型计算结果的可靠性，利用2001—2015年MOD16A2遥感ET数据验证模型计算蒸散发数据，将WEP-L模拟的ET成果与MODIS反演ET值进行对比，全流域平均相差5.74%，且由图2可见模拟结果与反演结果的演变趋势基本吻合。

3.2 水量平衡与能量平衡清水河流域多年平均（1956—2015年）和季节的水量平衡和能量平衡，如表2所示，其中按3—5月为春季、6—8月为夏季、9—11月为秋季、12月—次年2月为冬季划分四季。清水河流域年均降水量660.6 mm，蒸散发516.9 mm，径流深154.2 mm。年径流主要来自于夏秋两季。春季降水量74.8 mm，低于蒸散发和径流深之和，说明春季径流不仅仅来源于降水产流，同时还有部分融雪水，这从冬季降水15.6 mm，远大于蒸散发和径流深之和也可印证。此外，夏季和秋季降水量也都高于蒸散发与径流深之和。说明清水河流域夏秋冬三季土壤赋存水量，而春季融雪和解冻土壤水，产生径流。这主要是在气温显著升高的情况下，高海拔地区的季节性冻土消退、活动层变厚及土壤蓄水容量增加，从而促进降水入渗增加，促进降水入渗，转换为地下径流［11，27］。清水河流域年均净辐射4150.4 MJ/m2，潜热1280.0 MJ/m2，显热2913.7 MJ/m2。显热消耗了大部分能量，冬季和春季显热热通量较大，随着时间的推移，流域内植被叶面指数增加，夏季潜热消耗增加，相应的显热通量减少。

图2 清水河流域模型模拟的ET成果与MODIS反演ET对比（2001—2015年）

表2 1956—2015年清水河流域年、季节水量和能量平衡

3.3 水循环要素与海拔之间的关系为更详细理解清水河流域水循环要素空间分布特征，进一步分析降水、蒸散发、径流深、净辐射、潜热、显热、入渗和气温1956—2015年多年平均值的空间分布情况，如图3所示。降水从南部最小579.7 mm到北部增至最大771.5 mm呈现出南少北多，东部高于西部的空间分布格局。气温呈现南高北低的空间分布格局，从南部1.9℃降至北部的-5℃。蒸散发和降水空间分布相似，南部较低，北部较高，东部高于西部。径流深和降水分布大致相同，东南低西北高；净辐射从南部的3980.9 MJ/m2增至中北最大的4408.7 MJ/m2。潜热空间差异显著，西高东低，低海拔处低，高海拔处高；显热南高北低，最高处与最低处相差近1000 MJ/m2。多年平均入渗427.7 mm，呈现与径流深相反的空间分布格局。纵观各水循环要素通量的空间分布格局，径流深和降水分布大致相同，随海拔升高而增加；蒸散发和降水相似，但存在差异。说明径流深主要受降水影响，而蒸散发不仅受降水影响，同时还与气温、下垫面等因素息息相关。

为详尽分析各要素与海拔之间的关系，将流域海拔以100 m为间隔进行划分（因海拔1000 m以下区域面积73.15 km2，占比3.19%，而海拔2700 m以上区域面积9.72 km2，占比0.42%，故1000 m以下区域统一归类为800～1000 m范围内，而2700 m以上海拔区域则划分到2600～2700 m范围内）。各要素与海拔之间的关系如图4和图5所示。降水随海拔升高而显著增大，蒸散发随海拔升高而增加，1600 m后则处于波动状态，径流深则随海拔升高而先减小后波动中略微增加。能量要素中净辐射与海拔之间的相关性都较低，显热和潜热与海拔呈开口向下的二次抛物线关系。

图3 清水河流域年均（1956—2015年）水循环要素通量空间分布

蒸散发和径流深受降水和海拔影响，为深刻反映蒸散发和径流深随降水的变化，即蒸散发和径流深随海拔升高与降水随海拔升高的快慢关系，采用蒸发系数（蒸散发/降水）和径流系数（径流深/降水）与海拔之间的相互关系进行比较。图6为1956—2015年年均蒸发系数和径流系数随海拔的变化特征。蒸发系数随海拔升高而增加，于1500～1600 m范围之间达最大值0.84，后随海拔升高而波动中减小，径流系数与海拔之间的关系则和蒸发与海拔之间的关系相反。根据水量平衡，蒸发系数越大，径流系数越小。蒸发系数反映了降水在蒸散发和径流间的分配比例，蒸发系数越大，表示有越多的降水通过土壤蒸发、植被蒸腾和冠层对降水截留蒸发等不可见的形式消耗，而转化为径流的降水就越少［28］。蒸发系数于1500～1600 m范围之间达到最大，一方面该范围内主要为落叶阔叶林和常绿针叶灌木林，植被覆盖度达最高。而1600 m后蒸发系数随海拔升高而减小，说明1600 m后蒸发增大速率低于降水量的增加速率，说明除降水影响外，还有其它因素影响蒸散发。流域蒸散发是一个复杂的过程，受降雨截留、净辐射、平流、湍流输送、冠层阻力、叶面积和植物有效水分的影响［29］。清水河流域海拔1500 m以下区域蒸散发主要受降水影响，海拔1600 m以上区域主要受能量的影响。从不同海拔区间蒸散发与降水、净辐射、气温的相关性可见一斑。海拔1500 m以下区域蒸散发与降水、净辐射、气温相关性分别为0.83、-0.64、-0.93，海拔1600 m以上区域蒸散发与降水、净辐射、气温的相关性则分别为-0.07、-0.75、0.66。1500 m以下地区蒸散发与降水显著正相关，1600 m以上地区与降水则显著性较低；相反1500 m以下区域蒸散发与净辐射呈负相关，而1600 m以上地区与净辐射负相关性较1500 m地区更高，说明能量在1600 m以上区域对蒸散发起到较1500 m以下地区更为显著的影响；1500 m以下区域蒸散发和气温呈显著负相关，1600 m以上区域和气温正相关，随着海拔升高，气温降低，在1500 m以下区域蒸散发主要受降水影响，随降水增加而增大，但在1600 m以上区域，由于气温持续降低，抑制蒸散发，蒸散发和气温都呈现减小趋势，因此，二者相关性转为正。Zeng等［30］基于水量平衡和Budyko假设对不同气候情景下限制蒸散发主导因素的研究表明，在暖干环境下，蒸散发变化主要受降水影响；而在冷湿环境下，蒸散发变化主要受能量（常用潜在蒸散发表示）限制。结合清水河流域降水、气温空间分布图和随海拔变化情况，随海拔升高，降水增加，气温降低。因此，形成低海拔区域暖干环境和高海拔地区的冷湿环境。再结合文献［30］的研究结论，清水河流域在低海拔地区的暖干环境下，蒸散发受降水的限制，而在高海拔地区的冷湿环境下，蒸散发将受到低温和能量的限制。此外，1600 m以上区域主要为落叶阔叶林和亚高山草甸，随着海拔的上升，叶面积指数降低，生长周期变短也影响蒸散发。在黑河和青海湖流域也有类似结论，在黑河上游山区，3200～3600 m范围蒸散发最大，3200 m以下区域蒸散发受水分影响，而3400 m以上区域受气温和能量限制［31］；青海湖流域在高海拔地区冷湿环境下，蒸散发将受到低温限制；而在低海拔地区暖干环境下，蒸散发将受到少雨的限制［32］。

图4 1956—2015年年均降水、蒸散发和径流深随海拔的变化特征

图5 1956—2015年年均净辐射、潜热和显热随海拔的变化特征

图6 1956—2015年年均蒸发系数和径流系数随海拔的变化特征

图7 1956—2015年清水河流域植被垂直带水循环要素通量年际变化

3.4 不同植被垂直带的水循环要素通量对比图7和表3分别为1956—2015年清水河流域5类植被垂直带水循环要素通量的年际变化和年均值。通过图7和表3可以看出，不同植被垂直带的水循环过程差异显著，各水循环要素呈现出，降水：草甸＞落阔＞针灌＞荒草＞耕地；蒸散发：针灌＞落阔＞草甸＞荒草＞耕地；径流深：耕地＞草甸＞荒草＞落阔＞针灌；净辐射：草甸＞落阔＞荒草＞耕地＞针灌；潜热：针灌＞落阔＞草甸＞荒草＞耕地；显热：落阔＞草甸＞荒草＞针灌＞耕地；入渗：耕地＞针灌＞荒草＞落阔＞草甸；气温：针灌＞耕地＞荒草＞落阔＞草甸。因此，可以推断蒸发系数：针灌＞落阔＞荒草＞草甸＞耕地，径流系数：耕地＞草甸＞荒草＞针灌＞落阔，但针灌和落阔径流系数差异不大。说明林地蒸散发显著高于草地和耕地，径流深则较小。

受高程影响，亚高山草甸带降水多，气温低，生长周期短，叶面积指数（LAI）也小，故而蒸散发小，而亚高山草甸带裸露岩石较多，入渗较少，径流较大。尽管落叶阔叶林降水较多，但LAI较大，降水截留、枯枝落叶层再次截留穿透雨，截留的降水最终都耗于蒸散发，再者植被自身蒸腾，因此，蒸散发较大，而径流深较小。常绿针叶灌木林降水不多，但气温较高，而且常绿，常年蒸发，因此，蒸散发较大，而径流深较小；此外，由于是针叶灌木林，LAI较小，树叶和枯枝落叶层截留降水有限，故入渗较大。荒漠草地处在海拔较低处，降水较少，蒸散发也较少，由于地势平缓，荒漠草地截留降水能力有限，降水入渗较多，从而转换为壤中流、地下径流。耕地处于海拔最低处，降水最少，气温高，蒸散发和净辐射低，潜热和显热也较低，但入渗和径流深却较大，这可能是耕作过程中疏松土壤，使得土壤孔隙度高，透水性增强，降水不直接产生地表径流，而是下渗转化为地下径流，再汇入河道。

表3 1956—2015年清水河流域植被垂直带水循环要素通量年均值

4 结论

本文利用分布式水文模型WEP-L模拟了五台山清水河流域水循环过程，在模型率定与验证良好的基础上，利用模型计算结果分析了清水河流域水量平衡和能量平衡特征，水循环要素空间分布，详细对比了不同植被垂直带的水循环要素通量及其变化趋势，主要取得以下结论：（1）清水河流域夏秋冬三季土壤赋存水量，而春季径流不仅来自降水，同时还有融雪和解冻土壤水，因此能产生较大径流和蒸散发。春季以后气温显著升高，高海拔地区的季节性冻土消退，活动层变厚及土壤蓄水容量增加，促进降水入渗。春季和夏季潜热较高，而显热冬季和春季较高。（2）径流深和降水的空间分布大致相同，随海拔升高而增大，特别是降水，随海拔升高以0.10 mm/m的速率显著增加，决定系数高达0.97；蒸散发和降水的空间分布相似，但存在差异。清水河流域蒸发系数于1500～1600 m范围之间最大值0.84。海拔1500 m以下区域蒸散发主要受水分影响，海拔1600 m以上区域主要受能量的影响。（3）清水河流域植被垂直带水循环要素通量差异显著，其中径流系数：耕地＞亚高山草甸＞荒漠草地＞常绿针叶灌木林＞落叶阔叶林。林地蒸散发显著高于草地和耕地，径流深则较小。