双河—磨南德水源林自然保护区地貌特征

丁智强， 王 平†， 李玉辉， 庞云海

(1.云南师范大学地理学部，650500，昆明； 2.云南省林业调查规划院昆明分院，650200，昆明)

地貌是在地质构造基础上，经过漫长的地质历史，在内外营力塑造下呈现的地表形态特征，是生物多样性的基础。地势的高低起伏直接影响太阳辐射、日照、热量和水分的空间分布，进而影响水文、植被、土壤等的空间分异，形成类别丰富的生境。目前，区域地貌特征方面的研究成果很丰富，如中国科学院自然区划委员会[1]、沈玉昌等[2]、李炳元等[3]分别对中国地貌特征进行研究，进一步对中国地貌进行区划；张保升[4]、孙广友[5]、吴敬东等[6]对秦岭山地、三江平原、北京山区的地貌特征进行定性分析，并针对特定区域的地貌格局提出不同的开发利用方案。近年来，随着大区域、高精度数字高程模型(digital elevation model, DEM) 的共享和地理信息技术的广泛应用，对区域地貌特征进行定量研究已成为可能。如Gao等[7]利用DEM 数据计算青藏高原东北缘的多个地貌指标，提出青藏高原隆起主要集中在逆冲断层附近。程维明等[8]基于GIS、RS 技术和相关遥感数据，系统总结新疆地貌格局特征及其效应，李玉辉等[9]基于DEM 和GIS 平台分析石林县域的地貌结构特征，进一步揭示石林发育和空间分布的新机制。已有研究表明，区域地貌特征定量研究有助于深入认识区域生态环境空间分异机制，也可为优化调整土地利用结构、开展水土流失治理、管护生态环境等提供地貌学依据。针对生态系统类型特别是以水源地水源林为主要保护对象的自然保护区地貌特征的研究甚为薄弱，鲜见报道。昆明双河—磨南德水源林自然保护区内的车木河、五一、瑶冲、锅底箐等十余个水库，是安宁市最重要的城市集中饮用和应急水源地，保护区内多村庄和耕地，20世纪70—90年代毁林开荒、砍伐林木、樵采薪材、放牧、林下采集等干扰活动频繁，现状水源林主要为次生林、人工林，经果林和农作物面积比例大，许多地段土壤侵蚀较强烈，森林水源涵养功能不强。随着人口的增多，农业生产的不断发展，水库面临水质和库容下降、水生态系统退化等威胁。

基于ALOS(Advanced Land Observing Satellite) DEM 数据，将RS、GIS 技术与野外地质地貌调查相结合，定量分析、揭示双河—磨南德水源林自然保护区地貌特征，既为该保护区调整、优化生态空间格局、开展水土保持规划等工作提供地貌学的理论支撑，并可为其他类似自然保护区及水源地开展地貌特征研究提供参考，同时本研究也是对特殊国土空间管控背景下区域地貌研究的丰富和深化。

1 研究区概况

昆明双河—磨南德水源林自然保护区(以下简称保护区)位于滇中高原云南省昆明市西南部安宁市八街街道办事处中南部和晋宁区双河彝族乡境内，金沙江右岸普渡河上游支流鸣矣河(又称八街河，源头河段称老江河)源头地区(图1)，主要河流有一六街河、招坝河、九村河等，车木河水库位于车木河上，库容4 840万m3，流域面积189.7 km2，占保护区总面积(305.8 km2)的62%。地理坐标E 102°15′40″～102°30′22″，N 24°28′25″～24°40′36″。出露的岩石以前震旦系昆阳群板岩、千枚岩、灰岩和震旦系白云岩、泥质灰岩、砂岩为主，断裂有近东西向的温水营平移断层(F1)、核桃园逆断层(F3)以及近南北向的法古甸逆断层(F2)。海拔1 930～2 522 m，高差592 m，气候为低纬高原中亚热带湿润、半湿润季风气候，年平均气温13.4 ℃～15.3 ℃，年降水量891.8～914.3 mm。土壤有红壤、黄棕壤、紫色土、石灰土和水稻土等。现状植被以次生的、人工的云南松(Pinusyunnanensis)林为主，其次是次生半湿性常绿阔叶林、针阔叶混交林、人工华山松(Pinusarmandi)林、旱冬瓜(Alnusnepalensis)林、银荆(Acaciadealbata)林，以及经果林、农作物等。

图1 保护区的空间位置Fig.1 Spatial location of the Natural Reserve

2 研究方法

基于卫星相控阵型L波段合成孔径雷达采集的ALOS DEM数据，像元分辨率为10 m×10 m，采用ArcGIS 10.2 软件对DEM 数据进行数据镶嵌、密度分割、几何校正、范围裁剪和彩色晕染等，将RS、GIS 技术与野外地貌调查相结合，选择能反映区域地貌形态特征的海拔、坡度、坡向、起伏度以及Strahler面积-高程积分值(hypsometric index，HI)[10]5个地貌参数以及地形剖面图，定量分析双河—磨南德水源林自然保护区地貌特征。

1)海拔可用DEM数据表示，但由于下载的DEM数据和实际地形存在误差，所以基于1∶1万地形图对DEM进行海拔校正，然后随机、均匀地选取地形图上有明确位置和海拔数据的300个测试点，使用高志远等[11]的方法对校正后的DEM 进行精度评价，结果显示其与1∶1万地形图的平均误差为-0.7 m，中误差为6.7 m，校正后的精度误差满足本研究的需要。利用“Slope”工具从 DEM 上提取坡度，结合研究区地形特征，选用坡度尺度变换模型方法[12]对计算得到的具有明显尺度效应[13]的坡度进行修正，并将坡度划分为平坡[0°，5°)、缓坡[5°，15°)、斜坡[15°，25°)、缓陡坡[25°，35°)、急坡[35°，45°)、险坡[ 45°，61.5°)。利用“坡向”工具提取坡向，并将其划分为阳坡[135°，225°]、半阳坡[90°，135°)和(225°，270°]、半阴坡(45°，90°]和(270°，315°)、阴坡[315°，45°]、平地(0°)5个等级。

2)起伏度是区域内最高海拔与最低海拔的差值，因受统计范围的影响较大，以致目前有较多的计算方法[14-16]。笔者依据《中国1∶100万地貌图制图规范(试行)》中起伏度的定义和测定方法[15]，以及李炳元等[17]提出的山地起伏高度分类指标，将八街河与车木河交汇处的海拔(1 920 m)作为确定起伏高度的基准。

3)面积-高程积分值(hypsometric integral，HI)能够定量描述Davis地貌侵蚀循环论中的3个发育演化阶段[18]，对区域水土流失强度的空间分布亦有明显的指示作用[19]。通过构建不同等高线上的面积和相对高差之间的函数关系来评价流域地貌演化阶段和侵蚀动力差异。当HI>0.6时，面积-高程积分曲线(hypsometric curve，HC)一般呈上凸形，表示流域物质被侵蚀的量较少，此时流域地貌特征为地表崎岖，起伏较大，地貌演化阶段处于幼年期；当0.35≤HI≤0.6时，HC一般呈“S”形，表明流域物质受到强烈侵蚀，地形起伏度达到最大，地貌类型呈现多样化和复杂化，此时流域地貌处于壮年期；当HI<0.35时，HC一般呈下凹形，即表明大部分物质被侵蚀殆尽，此时外动力条件以堆积夷平为主，地形起伏逐渐减小，地貌向准平原化发展，流域地貌处于演化阶段的老年期[14]。

相关研究表明，HI受空间分析尺度影响较大，而受DEM分辨率的影响较小[20]。从研究区的实际分析来看，将DEM分辨率从10 m×10 m重采样到200 m×200 m大小，得到的HI 值均处于0.365～0.375之间(图2a)，所以最终以10 m×10 m的原始分辨率进行分析；对于流域提取尺度而言，流域面积阈值在0～4 km2时，得到的子流域HI平均值随着面积阈值的增大而减小，当面积阈值≥4 km2时，子流域HI平均值在0.351～0.355之间变化(图2b)，所以最终以4 km2得到面积阈值将研究区划分为32个子流域，然后基于CalHypso for QGIS 插件计算每个子流域HI (图2a)和HC (图2b)。

图2 保护区HI 与DEM 分辨率、面积阈值的相关性分析Fig.2 Correlation analysis between HI (hypsometric index) and DEM (digital elevation model) resolution and area threshold in the Natural Reserve

3 结果与分析

3.1 海拔、起伏度与基本地貌类型

保护区海拔1 930～2 522 m，平均(2 105±113) m。依据中国陆地基本地貌类型分类系统中的海拔高度分级指标[17]，可划分为中山[1 930，2 000 m)和亚高山[2 000，2 522 m)(图3a)，二者面积分别占保护区总面积的22.86%和77.14%。保护区起伏度为0～622 m，平均起伏度(212±113) m，可划分为平原[0，30) m、丘陵[30，200) m、小起伏山地[200，500) m、中起伏山地[500，622) m(图3b)，其面积占比排序为小起伏山地(50.22%)>丘陵(46.88%)>平原(1.83%)>中起伏山地(1.08%)。将3个海拔类型和4个起伏度类型组合，可将保护区基本地貌类型划分为中海拔平原(5.60 km2)、中海拔丘陵(64.31 km2)、亚高海拔丘陵(79.06 km2)、小起伏山地(153.59 km2)、中起伏山地(3.290 km2)(图3b)，其面积占比排序为小起伏亚高山(50.21%)>亚高海拔丘陵(25.85%)>中海拔丘陵(21.03%)>中海拔平原(1.83%)>中起伏亚高山(1.08%)。

图3 保护区基本地貌类型和起伏度类型空间分布图Fig.3 Spatial distribution of basic landform types and relief types in the Natural Reserve

3.2 坡度和坡向

地表某一位置的坡度为过该点的切线与水平面之间的夹角，是对地表陡缓程度的定量描述，决定着坡面流水的侵蚀强度。保护区坡度范围值0°～61.5°，平均坡度15.4°±8.6°，以缓坡(38.87%)和斜坡(32.73%)为主，其次是陡缓坡(15.76%)，平坡(6.88%)、急坡(4.72%)和险坡(1.03%)所占面积比例很小。平坡和缓坡集中于车木河水库、温水营、双河、德滋，合占保护区总面积的50.47%(图4a)。斜坡和缓陡坡主要分布于河谷平原向丘陵、山地过渡的斜坡地带，合占保护区总面积的48.29%。急坡和险坡零星分布于山脊线附近，面积仅占保护区总面积的1.23%。

图4 保护区坡度和坡向空间分布图Fig.4 Spatial distribution of slope and aspect in the Natural Reserve

坡向与辐射、日照、温度、湿度、植被类型的空间分异密切相关，进而造成土地资源开发利用强度的差异[21]。通常，阳坡/半阳坡的辐射、日照、温度较半阴坡、阴坡高，更适宜发展农业生产，大多是水土流失的重要源区。保护区平地(1.01%)面积比例很小，阳坡(26.45%)、阴坡(24.81%)略高于半阳坡(24.67%)和半阴坡(23.06%)，彼此面积比例差异不大，分布也较均匀(图4b)。

3.3 地形剖面与盆地分析

以线代面形成的地形高程剖面，能直观反映区域地貌形态、轮廓特征、地势变化及地表切割强度等。图5a为经过保护区最高点(无名山北坡)和最低点(车木河水库)的近南北向地形剖面图，该图揭示保护区层状地貌较发育，共有三级剥蚀面(Ⅰ级、Ⅱ级、Ⅲ级)和一级堆积地貌面(Ⅳ级)，第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ级剥蚀面海拔约为2 520、2 350和2 200 m，第Ⅳ级堆积地貌面海拔1 930 m。图5b为近东北-西南向(白龙山-大湾坡山)的地形剖面图，该图亦显示了与图5a对应的三级剥蚀面、堆积地貌面及其海拔高度。

图5 保护区南北向和东北-西南向地形剖面图Fig.5 Topographical profiles of the Natural Reserve in north-south and southwest-northeast

由图5和图3可见，保护区内坝子(又称山间盆地，即中海拔平原)广泛发育。根据童绍玉对坝子的范围界定和分类[22]，基于1∶5万地形图提取保护区内的坝子。结果表明：面积>0.1 km2的坝子共有30个，其中面积在[0.1，1) km2的有17个，[1，5) km2的有11个，>5 km2的有2个，德滋坝面积最大，达10.88 km2，坝子总面积为50.35 km2，占比达16.5%。按构造条件、溶蚀和地表径流侵蚀堆积动力过程等，保护区内坝子可划分为断陷溶蚀坝、断陷河谷坝、溶蚀河谷坝、喀斯特溶蚀坝4个类型。断陷溶蚀坝是受断裂控制，断裂陷落和喀斯特溶蚀共同作用下形成的，周边丘陵山地岩石以碳酸盐岩为主，该类型坝子包括德滋坝、核桃园坝、法古甸坝等15个；断陷河谷坝是在前期断裂控制陷落后，经河流冲积作用形成，周边丘陵山地主要由碎屑岩构成，分布小面积碳酸盐岩，有鲁资坝、韭菜冲坝、双河坝、温水营坝等8个；溶蚀河谷坝即坝子狭长而有河流发育，周边丘陵山地主要由碳酸盐岩构成，分布少量碎屑岩，典型代表为龙洞村坝、窝铺母坝、荒川-瑶冲坝等4个；喀斯特溶蚀坝无断裂和河流发育，周边丘陵山地以碳酸盐岩为主，分布小面积碎屑岩，以火草坝、桃园哨坝和干塘子坝较典型。

3.4 面积-高程积分值特征

保护区面积-高程积分值(HI)范围为0.220～0.538，平均值0.374(图6)。在提取的31个子流域中，有12个子流域的HI<0.35，占子流域总数的38.7%，这些流域处于地貌演化的老年阶段，主要分布于德兹、车木河水库、招坝、温水营、双河等河谷地区，地形起伏度小于100 m，坡度以平坡和缓坡为主，基本地貌类型以中海拔平原和丘陵为主；有17个子流域HI在0.35～0.475之间，占子流域总数的54.8%，主要分布在磨南德、老熊山、官山3个片区，地形起伏度在100～300 m之间，部分山峰超过500 m，坡度以缓坡、缓陡坡和斜坡为主，基本地貌类型以亚高海拔丘陵和小起伏亚高山为主；有2个子流域HI在0.475～0.6之间，占子流域总数的6.5%，主要分布于核桃园、黑山一带，地形起伏度在300 m以上，坡度以陡缓坡和斜坡为主，基本地貌类型为小起伏亚高山。

图6 保护区面积-高程积分值HI分布图和面积-高程积分曲线HCFig.6 HI and HC in the Natural Reserve

4 讨论与结论

新生代以来保护区及附近地区伴随青藏高原隆升经历过多次间歇性抬升剥蚀夷平过程[23]，导致该区域剥蚀面具有层级特征，层状地貌发达，但由于断裂构造发育，隆升过程中地表河流切割强烈，各级剥蚀面的空间连续性差，中间分布有成因类型不同的山间盆地。通过地形剖面线揭示了该区域的三级剥蚀面特征(图5)，可能反映了该区经历3次构造隆升事件，其结果与李吉均等[24]对青藏高原隆升阶段的研究一致。同时，保护区内>0.1 km2的山间盆地共有30个，盆地面积占比16.5%，说明山盆相间分布是该保护区显著的地貌特征之一，这与保护区位于云南地貌区划中的“昆明、通海高原湖盆小区”[25]内密切相关，该区域也是云南高原山—盆耦合演化的典型区域之一，盆地的空间分布、形态特征等是未来研究的重要方向。

HI的空间分异往往反映不同地层、岩石、构造对地貌演化进程的约束，能够有效揭示区域地貌演化阶段。但随着研究的深入，相关学者发现HI 对水土流失强度具有指示作用。如信忠保等[26]分析黄土高原HI，发现其丘陵沟壑区HI 与输沙模数存在显著的正相关；孙希华[27]分析济南山丘区HI，亦发现其与土壤侵蚀危险度平均值、土壤侵蚀强度综合指数呈现良好的对应关系；祝士杰等将黄土高原地区基于HI 得到的地貌区划图与该区水土流失分区图和输沙模数分区图进行叠加，发现三者具有相当程度的耦合关系[19]。保护区平均HI 为0.374，表明该区域地表动力过程和土壤流失较强烈，加之区内多山间盆地，以小起伏山地和丘陵为主(图3b)，缓坡占比接近40%(图4a)，适宜人类居住和耕作。在易蚀地貌基础和较强烈人类活动等因素耦合作用下，保护区面临极大的生态环境风险。

笔者在ArcGIS 平台上基于10 m分辨率ALOS DEM 数据对保护区地貌特征进行定量分析，相比袁国强[28]、张保升[4]、孙广友[5]、万晔等[29]的研究，在方法上更加注重对地貌参数的定量化提取和分析，也进一步提高了地貌特征研究的效率、精度和可靠性。目前，针对自然保护区的研究主要集中在生物多样性[30-31]、地化循环[32-33]等方面，而作为自然保护区生物多样性丰富的重要原因、生态环境重要组成部分的地貌特征、发育演化及其资源环境效应的研究甚为薄弱。在主体功能区划、国土空间管控越来越精细化、专门化的背景下[34]，有针对性地对自然保护区地貌特征进行深入定量分析，应成为区域地貌研究的重要方向。

1)保护区海拔1 930～2 522 m，平均(2 105±113) m，地势整体由东、东南、南向西北倾斜，地形起伏度0～622 m，平均(212±113) m，以小起伏山地(50.22%)和丘陵(46.88%)为主，基本地貌类型以小起伏亚高山(50.21%)为主，其次是亚高海拔丘陵(25.85%)和中海拔丘陵(21.03%)。

2)坡度0°～61.5°，平均15.4°±8.6°，以缓坡(38.87%)为主，其次是斜坡(32.73%)和陡缓坡(15.76%)。各类型坡向面积占比为23%～26%，空间分布较均匀。

3)保护区发育三级剥蚀面，海拔分别为2 520、2 350和2 200 m。山地丘陵之间形成30余个山间盆地，面积占比16.5%，成因类型有断陷溶蚀、断陷河谷、溶蚀河谷、喀斯特溶蚀等。

4)面积-高程积分值在0.220～0.538之间，平均为0.374，地貌演化主要处于壮年晚期阶段，具有较强烈的地表动力过程和水土流失。

5)保护区山地丘陵与盆地相间分布、以小起伏亚高山中海拔亚高海拔丘陵和缓坡斜坡为主的地貌结构特征，是保护区内多村庄和耕地，人类活动强烈，水源林主要为次生林、人工林、经果林，水源涵养功能普遍不强，许多地段水土流失严重，水生态安全风险高的根本原因。