植被恢復對黃土丘陵溝壑區產流模式的影響研究

穆興民，劉卓昕，王雙銀，溫永福，高 鵬，趙廣舉，孫文義，馬雪燕

（1.中國科學院水利部水土保持研究所，陜西楊凌 712100； 2.西北農林科技大學，陜西楊凌 712100；3.呂梁市水利局，山西呂梁 033000； 4.南京水利科學研究院農村水利研究所，江蘇南京 210000；5.新疆水利水電科學研究院，新疆烏魯木齊 830000）

長期的水土流失治理特別是1999 年退耕還林（草）工程實施以來，黃土高原植被的生產能力及覆蓋度大幅提升、結構和功能明顯改善。 植被恢復對降低坡面土壤侵蝕、減少入河水沙具有不可替代的重要作用［1-3］，黃土高原生態恢復也改變了河流水文情勢［4-5］。 一般認為黃土區包氣帶厚，土壤入滲能力差，雨強大，植被覆蓋度低，產流模式以超滲產流為主［6-7］。 隨著黃土高原土地利用調整和植被結構及功能的恢復，流域產流模式也在發生改變。 2013 年7 月延安市發生長歷時強降雨，淺層土壤含水量出現大于田間持水量的現象，部分區域出現飽和地表徑流，延河流域并未發生較大洪水，表明通常所認為的超滲產流并沒有對流域產流過程產生主導作用［8］。 Liu 等［9］采用水文模型模擬了渭河流域產流模式，發現渭河上游的主要產流模式可能從超滲產流轉變為蓄滿產流。 李楠［10］選擇具有代表性的黃土高原上的汾河上游靜樂站控制流域和祖厲河流域，基于次降雨洪水特征辨識了流域產流模式變化，發現汾河上游靜樂站控制流域植被恢復后流域超滲產流次數占比減小，混合和蓄滿產流的次數占比增加，而下墊面變化未導致祖厲河流域產匯流機制發生較大變化。 胡彩虹等［11］對佳蘆河流域的洪水過程數據進行分析，發現隨植被覆蓋度提高，年均流量大幅度減小，以超滲產流為主的洪水場次減少，以混合及蓄滿產流為主的洪水場次增加，該流域發生蓄滿產流的概率增大。 顧朝軍［12］和穆興民等［13］研究指出，植被恢復顯著改善了土壤水文物理性質，提高了土壤入滲能力，進而改變了產流模式，延河一級支流西川河的產流模式偏向混合產流和蓄滿產流，流域在部分降雨過程中發生蓄滿產流情況。 洪艷艷［14］利用InHM 水文模型從物理層面探討了植被恢復對流域產流模式的影響，發現近地表層的土壤飽和導水率在植被恢復后顯著提高，土層間導水率差異性增強，這使得土壤形成上層滯水，從而導致黃土高原飽和地表徑流產流量增加。

黃土高原的植被恢復為什么能以及如何改變流域產流模式？ 場次洪水徑流組成成分的劃分從水文學上說明了產流模式是否改變這一問題，但不足以回答為什么會改變的問題，也就難以從機理層面揭示植被恢復對流域產流模式的影響，更難以預測未來產流模式如何變化。 影響產流的主要因素有氣候因素（降雨特征、蒸散發特性）和下墊面因素（地形地貌、植被狀況、土壤特性），而對于特定區域而言，植被狀況是影響產流機制的主要因素［15］。 隨植被覆蓋度及生產力的提升，植被會通過冠層、近地表枯枝落葉層降低雨滴動能、增加地表糙率，通過地下根系等增強土壤孔隙度、提高土壤水分入滲能力、影響坡面的產（匯）流機理，進而影響流域的產流模式。 目前研究多從場次洪水過程線研判產流模式的變化，缺乏產流模式與土壤性質、土壤入滲之間關系的研究，難以揭示黃土高原產流模式變化的內因。 在百年尺度內，流域基本地形地貌及降雨特征并未發生本質性變化。 因此，本研究采用傳統水文方法揭示受植被恢復影響的流域產流模式變化原因，同時分析土壤性質、土壤入滲變化與產流之間的關系，以期為科學認識黃土高原植被恢復驅動下產流模式的變化及其水文模型構建提供理論依據。

1 研究區與研究方法

1.1 研究區概況

試驗研究在陜西省綏德縣的橋溝流域進行。 橋溝位于黃土高原黃土丘陵溝壑區第一副區，是裴家峁流域下游右岸的一級支溝，流域面積0.45 km2，主溝道長1.4 km，流域平均寬0.32 km，溝壑密度5.4 km／km2，流域內右岸有一支溝、二支溝兩條較大支溝。 橋溝一支溝是橋溝流域下游右岸的一個支溝（靠近橋溝流域出口），流域面積0.069 km2，主溝道長280 m，溝道比降4.97%，流域內植被類型以草地為主。 橋溝二支溝是橋溝流域中游右岸的一個支溝（遠離橋溝流域出口），流域面積0.093 km2，主溝道長165 m，溝道比降1.15%，流域內植被類型以草地為主（有少許檸條和刺槐）。 土壤類型主要為黃綿土。 氣候類型為半干旱大陸性季風氣候，多年平均氣溫約為10.1 ℃，年平均降水量約為480.0 mm，主要集中在6—9 月，且多以暴雨形式出現。 與黃河水利委員會綏德水土保持科學試驗站資深研究者座談得知，2000 年以前橋溝流域內大部分土地為坡耕地，尤其是流域梁峁坡和溝底約八成坡耕農田，溝坡及溝道多為荒地，亦因長期過度放牧，流域植被覆蓋度不足30%。 2000 年以來，隨著國家退耕還林（草）工程的實施，梁峁坡和部分溝床地種植喬灌木林和人工草，植被覆蓋度顯著增大，目前流域植被類型以草本植物為主，主要有艾蒿、狗尾草、胡枝子、豬毛蒿等草本植物，沒有大片林地，植被覆蓋度達90%。

1.2 研究方法

1.2.1土壤分層入滲試驗

試驗于2022 年7—8 月進行。 在橋溝流域的一支溝和二支溝中選擇植被生長典型且較為平坦的樣地進行不同深度土層的雙環入滲試驗，土層深度分別為0（表層土）、10、20、40、60 cm，每個樣地均進行3 次重復試驗。 入滲試驗開始前先去除地表植被和枯落物，并將地表鏟平，用鐵錘將內環直徑30 cm、外環直徑45 cm的雙環垂直打入土壤表面以下5 cm。 試驗開始后，同時向內外環迅速注水，當內外環水深達4 cm 時開始計時，采用定水頭注水法測定入滲速率。 每次雙環入滲試驗進行30 min，以0.5、1、3、5、7、10、15、20、25、30 min 為計數時刻，將前1 min 的平均入滲速率視為初始入滲速率，最后10 min 的平均入滲速率視為穩定入滲速率，0～30 min 的平均入滲速率為平均入滲速率。 同時在入滲樣地周圍使用100 cm3環刀采集原狀土樣用于測定土壤密度與孔隙度，分析植被恢復后不同土層土壤密度和孔隙度變化對土壤入滲性能的影響。

1.2.2場次降水和洪水數據來源

選取橋溝流域雨量站和水文站的場次降水和洪水觀測數據，數據序列為1986—1988 年（植被恢復前）以及2001—2009 年（植被恢復后）。 監測數據已經過多次人工校核，確保數據準確、可靠。

1.2.3產（匯）流特征值的確定

水文觀測站徑流成分可以分為3 個主要部分：地表徑流、壤中流和地下水。 本研究采用退水曲線法［12］對徑流進行分割，采用蓄泄關系法［16］計算總徑流深。 洪水歷時、洪峰流量、洪峰滯時等匯流特征值均可由實測徑流過程推求（見圖1）。 洪水歷時是指洪水起漲點至消退點的時長；洪峰流量是指一次洪水事件中流域內達到的最大流量；洪峰滯時是指凈雨質心到洪峰出現的時間。

圖1 流域產（匯）流特征值示意

2 結果與分析

2.1 植被恢復對不同深度土層土壤入滲能力的影響

橋溝一支溝、二支溝和農地土壤入滲規律總體相似，均表現為土壤入滲速率在前5 min 內迅速下降，在15 min 后基本趨于穩定，且隨著土層深度增加，入滲速率降低（見圖2）。 植被恢復對土壤的入滲能力有顯著影響（P＜0.05），可以明顯看出，在整個入滲過程中，農地不同深度土層的入滲速率整體上小于一支溝和二支溝，且隨著土層的加深，農地和植被恢復地入滲性能的差距逐漸增大（見圖3）。 植被恢復后，一支溝和二支溝不同深度土層的土壤入滲能力均有不同程度的提升，且平均入滲速率均顯著大于農地（P＜0.05）（見圖3，圖中不同大寫字母表示同一植被類型下不同土層的土壤特征指標差異顯著，不同小寫字母表示相同深度下不同植被類型差異顯著）。 相較于農地，一支溝0 ～60 cm 各土層的初始入滲速率依次增大32%、6%、21%、28%、45%，穩定入滲速率依次增大40%、13%、20%、28%、3%；二支溝0～60 cm 各土層的初始入滲速率依次增大23%、8%、31%、19%、41%，穩定入滲速率依次增大45%、15%、29%、49%、79%。

圖2 不同深度土層土壤入滲過程

圖3 不同深度土層土壤入滲特征值

隨著土層的加深，所有樣地的土壤入滲能力均顯著下降（P＜0.05），各項土壤入滲特征值均隨著土層的加深顯著降低。 由入滲過程及特征值可知，一支溝和二支溝的土壤分層入滲速率差異明顯，尤其是表層土與10 cm 土層之間差異性顯著（P＜0.05）。 橋溝一支溝、二支溝和農地10 cm 土層的初始入滲速率相較于表層土分別降低19%、12%和0%，穩定入滲速率分別降低23%、25%和5%。

2.2 不同深度土層土壤入滲影響因素分析

土壤密度和孔隙結構是影響土壤入滲能力的主導因素［17-18］。 由各樣地不同深度土層的土壤密度和孔隙度（見表1）可知，土層深度對土壤密度和孔隙度有顯著影響（P＜0.05），隨著土層的加深，土壤密度增大，孔隙度降低。 相較于農地，受植被恢復影響的草地土壤孔隙結構差異顯著（P＜0.05），尤其在40 cm 以上一支溝和二支溝的土壤孔隙度顯著高于農地（P＜0.05）。

表1 各樣地不同深度土層土壤密度和孔隙度

為進一步明確植被恢復后土壤密度和孔隙結構對土壤入滲能力的影響程度，對土壤入滲能力與土壤密度和孔隙結構進行了相關性分析和回歸分析。 土壤密度和各類孔隙度對土壤入滲性能有顯著影響（見表2）。 初始入滲速率、穩定入滲速率和平均入滲速率與土壤密度均顯著負相關（P＜0.01），與總孔隙度、毛管孔隙度和非毛管孔隙度顯著正相關（P＜0.01）。 土壤入滲特征值與密度、總孔隙度和毛管孔隙度的擬合程度均較高，而與非毛管孔隙度擬合程度較低（見圖4、圖5）。 其中，密度、總孔隙度和毛管孔隙度對初始入滲速率解釋程度分別為68.7%、68.8%和64.8%（R2分別為0.687、0.688 和0.648）；對穩定入滲速率解釋程度分別為54.1%、54.3%和48.6%（R2分別為0.541、0.543和0.486）；對平均入滲速率解釋程度分別為60.0%、60.2%和54.3%（R2分別為0.600、0.602 和0.543）。 而非毛管孔隙度對初始入滲速率、穩定入滲速率和平均入滲速率解釋程度僅為29.8%、34.1%和36.3%（R2分別為0.298、0.341 和0.363）。

表2 土壤入滲參數與土壤特性指標的相關系數

圖4 初始入滲速率與土壤特征參數的關系

圖5 穩定入滲和平均入滲速率與土壤特征參數的關系

2.3 植被恢復下的流域產流模式

橋溝流域植被恢復前、后28 場洪水主要特征值見表3、表4。 植被恢復前17 場和植被恢復后11 場降雨的平均降雨歷時分別為230 min 和254 min，平均降雨量分別為21.8 mm 和44.1 mm，平均降雨強度分別為8.3 mm／h 和12.6 mm／h，場次平均最大降雨強度為29.4 mm／h和31.3 mm／h。 植被恢復后平均降雨歷時、降雨量、降雨強度和最大降雨強度分別增大10.43%、102.29%、51.81%和6.46%，平均降雨量顯著增大。 洪水歷時平均值分別為166 min 和217 min，洪峰滯時均值分別為31 min 和47 min，多年平均洪峰流量為0.595 m3／s和0.456 m3／s，平均徑流深分別為1.30 mm和0.94 mm，徑流均以地表徑流為主，平均占比分別為85.77%和83.35%，植被恢復后洪水歷時和洪峰滯時分別增加30.72%和51.61%，多年平均洪峰流量和徑流深分別減小23.36%和27.69%，洪峰滯時顯著增大。

表3 橋溝流域1986—1988 年洪水主要特征值統計

表4 橋溝流域2001—2009 年洪水主要特征值統計

綜上，植被恢復后多年產洪降雨的平均降雨歷時、平均降雨量、平均降雨強度和最大降雨強度均大于植被恢復前，但是洪峰流量、徑流深、徑流系數以及地表徑流占比均減小，地表徑流占比的下降說明降水入滲量增大，基流量增加。

植被恢復后，陡漲緩落型的洪水場次占比顯著增大，陡漲陡落型占比顯著減小，兩個時期均無緩漲緩落型洪水（見表5）。 陡漲陡落型洪水比例減小，而陡漲緩落型洪水比例增大，表明流域產匯流速率和退水速率減小，流域對徑流的調蓄作用增強［12］。

表5 橋溝流域28 場洪水不同漲落類型場次統計

為了進一步說明流域產流模式的改變是由植被恢復引起的，從28 場洪水中篩選出兩組植被恢復前后的場次洪水進行對比分析。 同一組中，植被恢復后產洪降雨的雨量和雨強大于植被恢復前，或與植被恢復前接近。 若植被條件不變，按照傳統水文學方法推求可知，植被恢復后場次洪水的洪峰流量、地表徑流占比相較于植被恢復前場次洪水均應增大，但對比實測數據（見表3、表4）發現在植被恢復條件下組1 洪水（19870826 和20060731）的洪峰流量、徑流深、地表徑流占比和徑流系數依次降低40%、15%、40%和76%，組2（19880720 和20040726） 的各參數依次降低82.0%、78.2%、3.59%和76.5%，說明植被恢復改變了橋溝流域產流模式。

對比場次洪水過程線（見圖6）發現，植被恢復前洪水過程線陡漲陡落，洪峰流量大，植被恢復后洪水過程線轉變為陡漲緩落，洪峰流量顯著減小，表明植被恢復影響了流域產流機制，改變了流域產流模式。 橋溝流域無常流水，因此無地下徑流補充。 植被恢復后地表徑流比例降低，洪水退水速率變小原因可能是土壤蓄積水分，對流域洪水徑流起到一定調蓄作用。

圖6 洪水過程線對比

3 討論

3.1 植被恢復后流域下墊面變化

已有研究表明，植被恢復過程中，土壤有機質的增加和地下生物活動的加劇導致土壤密度降低，孔隙度增大，土壤滲透性增強，深刻改變了流域下墊面條件［19-20］。 本研究發現，植被恢復可顯著降低0 ～60 cm土層土壤密度，改變土壤孔隙結構，提高土壤入滲能力。 顧朝軍［12］雖也取得相似規律，但探究的土層深度較淺（0～40 cm），缺乏植被恢復對深層土壤入滲能力的影響。 本研究還發現，植被恢復后，不同深度土層的入滲能力均有不同程度的增大，由于淺層土壤中具有發達的植物根系，因此植被恢復導致表層土和10 cm土層入滲能力差異增大，這使得降雨時入滲量變大，而深層土壤入滲能力較差，容易產生“表層蓄滿產流”［21］。

土壤密度和孔隙特征是影響土壤入滲能力的重要因素［22］。 本研究發現土壤密度與初始入滲率、穩定入滲率和平均入滲率顯著負相關（P＜0.05），土壤總孔隙度和通氣孔隙度與初始入滲率、穩定入滲率和平均入滲率顯著正相關（P＜0.05），進一步可以得出植被恢復改善了土壤物理性質，進而提高了土壤入滲能力。 同時，植物根系和土壤生物在土壤中產生的大孔隙使得土壤水入滲時出現優先流［23］，這也會導致土壤入滲速率變大。

3.2 下墊面變化對流域產流模式的影響

影響產流模式的因素可概括為氣候因素和下墊面因素兩類。 氣候因素主要指降雨、蒸發對產流的影響。植被恢復后多場產洪降水的平均降雨量和降雨強度均大于植被恢復前，且有研究表明1986—2020 年橋溝降雨量整體呈緩慢增加趨勢［24］，因此可以排除降雨特征變化對流域產流模式造成的影響。 下墊面因素主要包括地形地貌、地表覆蓋、土壤特性［15，25］，地形地貌和土壤特性在特定區域內隨時間變化甚微［13］，在本研究所涉及的時間及空間范圍內可以忽略，因此可以認為以植被恢復為主的地表覆蓋變化是引起產流模式變化的主要因素。

橋溝流域自2000 年開始進行植被恢復后，植被覆蓋度顯著提高，土壤孔隙、密度及入滲性能變化受到植被恢復影響顯著。 本研究結果表明，植被對土壤的影響主要表現在較淺的地表及根系所達土層的土壤中，尤其對0～20 cm 土層影響顯著，且植被恢復增強了表層土和10 cm 以下土層入滲性能的差異性，這種變化亦造成壤中流的產生［21］，促使土壤蓄積更多水分。 在自然界，由于包氣帶結構的復雜性和降雨情況的多變性，因此存在多種產流模式組合的產流類型。 典型的黃土區，年均400～600 mm 的降雨量顯然不能使傳統的包氣帶土壤完全飽和。 但在黃土的形成過程中，常常存在相對較淺的不透水層，隨植被恢復及其對土壤孔隙和入滲性能的改善，上層土壤透水性好，降水后徑流成分主要為飽和地面徑流和壤中流，若降雨強度超過表層土壤的入滲速率，徑流成分則多為超滲地面徑流和壤中流［26］，而相對不透水層之下土層的水分仍未飽和，從而在黃土高原形成特有的淺層蓄滿產流模式。本研究中的場次洪水特征以及產流過程分析表明，植被恢復后橋溝流域產流過程由陡漲陡落向陡漲緩落的方向轉變，其原因是淺層土壤水文性質顯著變化，包氣帶中淺層相對不透水層促使形成了壤中流，從而導致洪水退水速率變小，產流模式發生變化。 黃土高原在植被恢復驅動下，下墊面中的土地利用及地表覆蓋條件發生深刻變化，導致淺層土壤水文性能改變，從而引起流域產流模式的變化。 顧朝軍［12］、李楠［10］、胡彩虹等［11］、馬雪燕［21］采用次降雨洪水特征辨識流域產流模式的方法，分別對黃土高原的西川河、祖厲河、佳蘆河、楊家溝和董莊溝進行研究，均發現植被恢復以來，陡漲陡落型洪水比例有所減小，而陡漲緩落型洪水比例有所增大，指出黃土高原產流模式有從傳統認為的超滲產流向蓄滿產流轉變的趨勢。 但這里所謂的蓄滿產流模式并非包氣帶土層全部飽和蓄滿的產流模式，實際上是淺層蓄滿的產流模式。

4 結論

針對黃土高原植被恢復條件下土壤入滲變化導致的流域產流模式轉變問題，以綏德橋溝小流域為研究區，分析了植被恢復對土壤入滲性能的影響，探討了植被恢復對橋溝小流域產流模式的影響，得到主要結論如下。

1）植被恢復顯著增強了土壤入滲性能（P＜0.05），不同深度土層的入滲速率均有不同程度的增大，增大幅度隨土層深度增加而減小。 其中，表層土和10 cm土層入滲性能的差異最大。

2）密度、總孔隙度和通氣孔隙度與土壤入滲性能顯著相關（P＜0.01），其中，密度與土壤初始入滲率、穩定入滲率和平均入滲率負相關，總孔隙度和通氣孔隙度與土壤初始入滲率、穩定入滲率和平均入滲率正相關。

3）相較于植被恢復前，植被恢復后多年場次洪水的洪峰流量、徑流深、徑流系數以及地表徑流占比均減小，壤中流增加。 植被恢復前后陡漲陡落型洪水和陡漲緩落型洪水占比分別為47.1%、52.9%和9.1%、90.9%，場次洪水過程線及特征值的變化表明流域的產流機制發生改變，形成黃土高原特有的淺層蓄滿產流模式。