王 紅，何 海，吳志勇，徐征光，張宇亮

（1.河海大學水文水資源學院，南京 210098；2.合肥工業(yè)大學土木與水利工程學院，合肥 230009）

季節(jié)性凍土是東北干旱半干旱區(qū)水資源的重要來源，由于凍土的凍融過程受下墊面條件和大氣水熱狀況的共同影響，一直是水文模擬的難點。VIC（Variable infiltration capacity）模型［1，2］充分考慮了土壤-植被-大氣三者相互的傳輸過程，兼具水量平衡和能量平衡優(yōu)勢，彌補了傳統(tǒng)水文模型對能量因素考慮的不足。由于VIC模型能量平衡模式充分考慮了凍土的凍融過程，在針對凍土區(qū)域的水文模擬中得到了廣泛的應用。何思為等［3］利用VIC模型模擬黑河上游流域能量和水分通量的時空分布，結果表明模型能夠合理模擬徑流過程，模擬的水分和能量通量與實測值變化趨勢相同；高瑞等［4］通過構建VIC模型同時考慮能量平衡與水量平衡模式和僅考慮水量平衡模式，模擬日和月時間尺度喀什河流域的徑流過程，并對2種情況下的水文要素進行比較，發(fā)現VIC模型考慮能量平衡模式時，徑流的模擬效果更好；王澄海等［5］在祁連山地區(qū)構建VIC模型，分析了2007年1—12月能量分配特點，發(fā)現感熱通量占據主要地位，潛熱通量受積凍土凍融過程和降水量的影響；馬賀等［6］在老哈河流域構建VIC水文模型，對其徑流進行模擬，取得了較好的模擬效果?？傮w而言，以往VIC模型對積雪凍土的應用研究多集中在常年積雪凍土區(qū)，對季節(jié)性凍土區(qū)域的水文過程模擬鮮有報道，且已有研究較多關注徑流模擬的效果，對土壤含水量、蒸散發(fā)、能量通量等水文循環(huán)要素關注較少。

考慮到熱通量和土壤水分是反映凍土凍融過程的重要物理量，尤其是對季節(jié)性凍土區(qū)域而言，土壤水分亦是干旱半干旱區(qū)農業(yè)用水的重要來源。因此，本研究以東北季節(jié)性凍土區(qū)大凌河流域為研究區(qū)，分別構建了同時考慮水量平衡與能量平衡模式（下文簡稱能量平衡模式）和僅考慮水量平衡模式（下文簡稱水量平衡模式）的高分辨率分布式VIC水文模型，在分析徑流模擬效果的基礎上，進一步探討了土壤含水量和蒸散發(fā)量的空間特征及季節(jié)性變化特征，探討了VIC模型在東北半干旱區(qū)水文模擬的適用性，研究對準確刻畫季節(jié)性凍土區(qū)域的水文過程，進而對指導區(qū)域的水資源利用具有重要的科學意義。

1 研究區(qū)域

大凌河是遼寧省西部最大的河流之一，遼西多為半干旱地區(qū)，發(fā)源于建昌縣的水泉溝，干流河道全長447 km，流域面積為23 263 km2（圖1），地處北半球中緯度地帶，屬溫帶季風性氣候，夏季炎熱多雨，冬季寒冷干燥，多年平均積雪期約為120 d，多年積雪初日為11月下旬，終日為3月下旬，年最大積雪深度達20 cm左右，與0℃氣溫相關性較強；凍土凍結期在11月至翌年5月，2月末的面積和深度達到最大值，年最大凍土深度140 cm左右［7，8］，屬于典型的季節(jié)性凍土區(qū)。依據研究區(qū)的氣候特點將11月至翌年2月定為冬季，3—5月定為春季。研究區(qū)域為大凌河流域復興堡水文站的集水區(qū)，介于121°06′—121°54′E，41°30′—42°24′N，面積為2 932 km2，年平均降水量達533.74 mm，降水多集中于夏季，最低可達-23℃，平均氣溫9℃左右，冬季平均氣溫-7℃，冬季期間冰雪期較長。

圖1 大凌河復興堡站以上流域地形

2 資料與方法

2.1 數據來源

氣象資料包括降水量、氣溫、氣壓、長短波輻射、水汽壓、風速等數據，來自中國氣象數據共享網（http://data.cma.cn），時間范圍為1994—2009年，時間分辨率為24 h。植被資料采用美國馬里蘭大學制作的全球1 km土地覆被資料，它將全球分為14種植被類型，第0類表示水體。土壤資料采用由Reynolds等［9］提供的10 km土壤數據庫。DEM（Digital elevation model）由SRTM（Shuttle radar topography mission）提供的分辨率為30 m×30 m的DEM數據，為了與匯流模型相耦合，借助ArcGIS軟件平臺將其處理為100 m×100 m的分辨率。實測流量資料來自水利部信息中心提供的1994—2009年日流量數據。

2.2 模型構建

VIC模型是由華盛頓大學、加利福尼亞大學、加利福尼亞大學伯克利分校以及普林斯頓大學的研究者研制出的一種基于SVATS（Soil vegetation atmospheric transfer schemes）思想的大尺度分布式水文模型，又稱“可變下滲容量模型”。VIC模型源碼（C語言）是開源的，水文工作者們對VIC模型不斷地更新完善，從最初的2層VIC模型（VIC-2L）發(fā)展為3層VIC模型（VIC-3L），后者新增了一個頂薄層主要是用來表示在有很小的降雨發(fā)生時，立即就會有裸地蒸發(fā)產生，本研究選用的VIC-3L模型是5.0.0版本。

將研究區(qū)域劃分為0.05°×0.05°，約5 km×5 km空間分辨率網格。每個網格的水文過程均可通過能量平衡模式和水量平衡模式進行模擬，輸出多個水文變量，包括土壤含水量、蒸散發(fā)量、感熱通量、潛熱通量、地表徑流和基流等。構建VIC模型需要的氣象驅動數據包括日平均氣溫、降水量、大氣壓、水汽壓、風速、短波輻射和長波輻射等氣象數據；所需的參數包括土壤參數、植被參數、氣候地理參數和水文參數，其中土壤、植被和氣候地理參數根據研究區(qū)域的流域范圍從“2.1”相應的數據集中提取，水文參數通過率定確定。

水量平衡模式的基本原理為水量平衡公式，如下式所示。

式中，P為時段內流域上的降水量；E為時段內流域的總蒸散發(fā)量；R s為時段內從地面流出流域的水量；R g為時段內從地下流出流域的水量；ΔW為時段內流域蓄水量的變化，以上變量單位均為mm。

能量平衡模式包括潛熱通量、感熱通量和地表熱通量3個能量參數。潛熱通量即由裸土、植被蒸散發(fā)引起的能量變化；感熱通量即由地表和大氣產生溫差導致熱量傳遞產生的能量交換；地表熱通量即由不同土壤層溫度與地表產生溫差發(fā)生的能量傳遞。由此可見，地表溫度是3個能量參數的連接樞紐，能量平衡模式有著復雜的公式系統(tǒng)，其中2個核心公式如下。

式中，n為植被類型的種類；R n[n]為凈輻射；H[n]為感熱通量；ρw L e E[n]為潛熱通量；G[n]為地表熱通量；ΔH S[n]為地表層單位時間單位面積上存儲能量的變化；ρw為液態(tài)水的密度；L e為汽化潛熱；α[n]為第n種地表類型的反照率；R S為短波輻射；ε[n]為第n種類型的輻射系數；R L為長波輻射；σ為Stefan-Boltzmann常數；T S[n]為地表溫度。

2種情況的最大區(qū)別在于地表溫度的差異，水量平衡模式的地表溫度被默認為空氣溫度，能量平衡模式的地表溫度根據大氣-植被-土壤的能量傳遞過程被重新計算，所以2種情況下能量通量有所區(qū)別。

2.3 參數率定

參數率定的目標是通過調整6個水文參數使流域出口斷面模擬徑流過程線與實測徑流過程線盡量重合。模型模擬效果評價選用納什效率系數（Ec）和相對誤差（Er）指標，計算公式如下。

式中，Q o bs和Q sim分別為實測和模擬流量和分別為模擬和實測徑流多年平均值。效率系數接近1，相對誤差接近0，則表示模型模擬精度較高，也說明模型對每個網格的輸出變量模擬效果較好。

張續(xù)軍［10］和陸桂華等［11］對參數在VIC模型中的敏感性進行分析，發(fā)現B和d1對模擬結果影響最敏感，Dsmax、Ds、Ws和d2對模擬結果影響較為敏感，其中B和d1主要與地表產流有關，Dsmax、Ds、Ws主要影響基流，d2主要對土壤含水量的季節(jié)變化進行反映。從表1可以看出，除C和d0分別固定為2和0.1以外，其他6個率定的參數中d1的值未發(fā)生變化，B發(fā)生較小變化，表明2種模式模擬的地表徑流較為一致；Ds、Ws、d2和Dsmax發(fā)生了變化，相對于水量平衡模式，能量平衡模式率定的參數B、Ds、Ws變小了，Dsmax、d2變大了，表明2種模式的主要差別體現在基流和土壤含水量模擬方面（表1）。

表1 VIC模型水文參數率定結果

3 結果與分析

根據水利部信息中心提供的日流量數據，選取徑流和降水資料條件較好的1994—2009年16年作為模型模擬期，以1994—1995年為2年預熱期，1996—2005年為10年率定期，2006—2009年為4年驗證期，基于水量平衡和能量平衡原理構建大凌河流域5 km×5 km分辨率的VIC模型。

3.1 徑流模擬效果分析

水量平衡與能量平衡模式下徑流模擬結果如表2所示。能量和水量平衡模式下，率定期的日效率系數均在0.60以上，月效率均在0.70以上，驗證期的日效率系數在0.60以上，月效率系數在0.90以上；率定期水量平衡模式的日和月徑流相對誤差在4.0%以內，能量平衡模式下徑流模擬的相對誤差小于3.0%，驗證期2種模式下徑流模擬的相對誤差在7%以內?？傮w而言，能量平衡模式模擬結果優(yōu)于水量平衡模式模擬結果。

表2 水量平衡與能量平衡模式下徑流模擬結果

3.1.1 日徑流模擬效果分析2種模式下模擬的徑流過程線與實測徑流過程線的變化趨勢一致性較好，但是在數值上存在一定差異。從圖2a可以看出，1998年豐水期徑流模擬值均偏小，實測峰值為480 m3/s，模擬值為300 m3/s左右，誤差較大。分析其原因：一是受到降雨資料的限制。1998年松遼流域夏季降水異常偏多，發(fā)生了流域性大洪水［12］，本研究采用實測降水數據作為日降水數據，在日尺度上被均化，未能很好反映場次降水的集中程度，因此洪峰流量模擬存在一定誤差。二是模型產流機制的限制。半干旱區(qū)的產流過程根據降水過程和下墊面的差異，通常會出現蓄滿產流和超滲產流共存的混合產流模式，而VIC模型主要采用的是蓄滿產流模式，因此也對徑流模擬結果產生了一定影響。但是率定期和驗證期徑流模擬的相對誤差都在10%以內，這表明VIC模型對研究區(qū)徑流量的模擬有較高的精度。

圖2 率定期和驗證期日模擬徑流與實測徑流觀測值對比

3.1.2 月徑流模擬效果分析率定期和驗證期能量平衡模式和水量平衡模式下，月尺度模擬徑流與實測徑流過程線對比如圖3所示。率定期和驗證期的模擬徑流量和實測徑流量趨勢相同，枯水期模擬徑流量偏大。分析其原因，在枯水期即冬春季節(jié)，受地表溫度的影響，蒸散發(fā)量和下滲等水量分配過程發(fā)生了變化。2種模式的氣象驅動數據相同，水量平衡模式下，地表溫度被設置為空氣溫度；能量平衡模式下，地表溫度被重新計算，但在夏秋季節(jié)時，計算的溫度與空氣溫度較為接近，所以在此階段2種模式下水量分配相近，徑流過程線幾乎重合；在冬春季節(jié)，地表和各土層溫度均被重新計算，凍土也被考慮在內，各能量通量均發(fā)生較大改變，進而影響水量分配，即會出現冬春季節(jié)徑流差異的現象。

圖3 率定期和驗證期月模擬徑流與實測徑流觀測值對比

3.2 冬春季節(jié)模擬結果分析

對于季節(jié)性凍土區(qū)的水文過程而言，冬春季節(jié)冰雪融化、凝結成水的相態(tài)變化過程均伴隨著水熱變化，即產生能量通量。通過對研究區(qū)冬春季節(jié)的徑流、土壤含水量和蒸散發(fā)量模擬效果比較分析，探討VIC模型在水量平衡和能量平衡2種模式下，在季節(jié)性凍土區(qū)的水文過程模擬能力差異。

3.2.1 徑流模擬結果分析能量平衡和水量平衡2種模式下研究區(qū)1996—2009年冬春季節(jié)（11月至次年5月）徑流模擬結果對比如圖4所示。

1）2種模式下模擬徑流過程線對比（圖4a）顯示，水量平衡模式在11月中旬至次年3月的流量均維持在不變的狀態(tài)，能量平衡模式則出現一個下降和回升的過程，從4月開始二者徑流過程線較為重合。

2）2種模式下模擬的基流過程線對比（圖4b）顯示，2種模式模擬的基流相差較大。冬季能量平衡模式模擬的基流從11月逐漸下降，次年2月降至最小值隨后緩慢回升；水量平衡模式模擬的基流變化較為平穩(wěn)，沒有明顯的下降趨勢。分析原因是能量平衡模式將土壤的凍融過程考慮在內，當土壤溫度低至一定溫度時，土壤水開始結冰以固態(tài)的土壤冰形式存儲。隨著土壤溫度的下降，土壤中冰的含量逐漸增加，基流減少，地表徑流和地下基流對出口斷面的補水量減少，即出現流量逐漸減小到最小值的情況。后期土壤溫度緩慢回升，能量平衡模式下模擬的徑流過程呈現增加的狀態(tài)，主要是由于土壤中儲存的固態(tài)冰慢慢融化，基流增加，流域出口斷面的流量補給增加而引起。3月以后2種模式均會出現徑流突增的現象，主要原因是溫度回升、積雪融化，凍土和積雪融化迅速補給徑流量，因此出現徑流突增的現象。

3）2種模式下模擬的地表徑流過程線對比（圖4c）顯示，冬春季節(jié)2種模式模擬的地表徑流相差不大，分析其原因，東北地區(qū)冬季降水較少，且2種模式均考慮了融雪過程，融雪模塊通過空氣溫度對降水進行降雨與降雪的分配，又因為冬季溫度較低所以降雨量減少，地表徑流較少且十分接近，即2種模式下地表徑流對徑流量的影響一致。

圖4 能量平衡和水量平衡2種模式下冬春季節(jié)徑流對比

3.2.2 土壤含水量模擬結果分析能量平衡模式和水量平衡模式下冬春季節(jié)3層不同深度（0～10、10～30、30～100 cm）土壤含水量的差值（能量平衡模式-水量平衡模式）分布如圖5所示。

從圖5可以看出，冬春季節(jié)3層不同厚度土壤含水量的差值較大，且呈現不同的特點。冬春季節(jié)，能量平衡模式模擬的土壤含水量與水量平衡模式模擬結果比較顯示，在0～10 cm和10～30 cm土層中，能量平衡模式下模擬的土壤含水量高于基于水量平衡模式的模擬結果；30～100 cm土層中能量平衡模式和水量平衡模式模擬的土壤含水量空間分布有一定差異。由冬季（圖5a、圖5b）和春季（圖5d、圖5e）2種模式模擬的第一層（0～10 cm）與第二層（10～30 cm）土壤含水量差值比較可以看出，冬季2種模式模擬第一層土壤含水量差值較大，第二層差值小，春季恰好相反。其主要原因是考慮能量平衡模式模擬的土壤含水量包括固態(tài)冰和液態(tài)水，而水量平衡模式不考慮土壤結冰的問題，其下滲狀態(tài)不變，因而模擬土壤含水量結果偏小。冬季溫度下降，土壤水凍結從表層開始逐漸向下，能量平衡模式下第一層的含冰量增多，下滲減少，即含水量較高；而第二層土壤含冰量少，部分液態(tài)水依然處于下滲的狀態(tài)，所以2種模式模擬的土壤含水量第一層差值較大，第二層差值較小。春季溫度回升，積雪凍土開始融化，積雪融水是2種模式土壤水的主要補給源。能量平衡模式下凍土從表層開始融化，深層融化較慢，深層的冰對積雪融水進行攔截、阻止下滲，則會出現2種模式，即第一層土壤含水量差值小，第二層含水量差值大的現象。冬季第三層（30～100 cm）土壤含水量的差值均為負值（圖5c），即水量平衡模式下的土壤含水量較多，由于能量平衡模式下前2層土壤水呈現凍結狀態(tài)即沒有下滲補給，所以第三層土壤水相較于水量平衡第三層土壤含水量較少；春季第三層土壤含水量差值有正有負（圖5f），說明局部地區(qū)能量平衡模式模擬的土壤含水量高，局部地區(qū)水量平衡模式模擬的土壤含水量高，分析原因可能是研究區(qū)域地貌條件所致?？傮w而言，能量平衡模式能夠更好地刻畫積雪凍土的凍融過程和土壤水分的下滲過程。

圖5 冬春季節(jié)能量平衡模式和水量平衡模式模擬的3層土壤含水量差值空間分布

3.2.3 蒸散發(fā)模擬結果分析研究區(qū)2種模式模擬的冬春季節(jié)蒸散發(fā)時及差值（能量平衡模式-水量平衡模式）空間分布如圖6所示。從圖6可以看出，2種模式模擬的春季蒸散發(fā)量大于冬季模擬的蒸散發(fā)量，且2個季節(jié)模擬的差值均較小，這與實際情況相符。從圖6a、圖6b可以看出，2種模式模擬的冬季蒸散發(fā)量空間分布可以看出，冬季流域總體蒸散發(fā)量較小，且區(qū)域分布較為均勻。冬季能量平衡模式與水量平衡模式模擬的蒸散發(fā)量差值分布（圖6c）顯示，冬季二者差值較小，幾乎為0。分析原因，冬季溫度較低，降雪較多，蒸散發(fā)量較小，所以差值較小。從春季蒸散發(fā)量空間分布（圖6d、圖6e）可以看出，2種模式模擬的蒸散發(fā)量存在流域南部區(qū)域大于北部區(qū)域的特點。圖6f顯示流域南部區(qū)域和北部區(qū)域差值較大，分析原因，可能是因為能量平衡模式和水量平衡模式對地表溫度的考量方式不同導致積雪融化的速度不同，所以蒸散發(fā)過程存在差異?？傮w而言，冬季2種模式模擬的蒸散發(fā)量差別不大；春季考慮能量平衡模式的VIC模型模擬的蒸散發(fā)量空間分布特征更明顯。

圖6 冬春季節(jié)能量平衡模式和水量平衡模式模擬的蒸散發(fā)量及其差值空間分布

4 小結

1）考慮能量平衡模式和水量平衡模式的VIC分布式水文模型都可以較好地模擬東北季節(jié)性凍土區(qū)的水文過程。其中，基于能量平衡模式的VIC模型考慮了大氣-植被-土壤的能量傳遞過程，能夠更好地刻畫研究區(qū)凍土的凍融過程，模擬的基流和土壤含水量更為合理。

2）VIC模型能量平衡和水量平衡模式模擬的豐水期徑流過程線擬合程度很好，但在枯水期（冬春季節(jié)）存在差異。冬春季節(jié)，考慮能量平衡模式的VIC模型模擬的徑流過程線與實測徑流過程擬合程度更好，模擬結果可以較好地反映凍土的凍融過程對徑流變化的影響規(guī)律。考慮水量平衡模式的VIC模型由于其默認空氣溫度為地表溫度，模擬的冬春季節(jié)徑流過程較為平緩，未能較好地刻畫凍土區(qū)土壤的凍融過程對徑流的影響。

3）VIC模型2種模式對土壤含水量和蒸散發(fā)量的模擬結果表明，能量平衡模式模擬結果更加合理。冬春季節(jié)，能量平衡模式模擬的土壤含水量是土壤中的冰和水的總和，所以整體會比水量平衡模式模擬的土壤含水量偏大，符合客觀規(guī)律。而水量平衡模式下土壤水以液態(tài)存在，液態(tài)水的蒸散發(fā)量相比固態(tài)水更大，因此水量平衡模式下模擬的蒸散發(fā)量偏大。