典型氣候條件下東北地區生態系統水源涵養功能特征

崔景軒,李秀芬,鄭海峰,,*,付 堯,,張斯嶼,

1 沈陽農業大學,沈陽 110866 2 中國科學院東北地理與農業生態研究所,長春 130102 3.中國科學院大學,北京 100049

生態系統向人類提供了生存所必須的環境和產品,發揮著極其重要的生態服務功能[1]。然而,自工業革命以來,在氣候變化和人類活動的雙重影響下,生態系統遭到了嚴重的破壞[2],導致了大部分地區生態系統的服務功能明顯下降,造成了一系列的嚴重后果[3]。例如在1998年,長江和松花江等流域發生了重大的洪水災害,造成了巨大的經濟損失,對流域沿線居民的生存與發展造成了嚴重威脅[4]。為了緩解類似的自然災害,國家先后采取了多項生態保護與恢復工程來提高生態系統的涵養水源能力,比如天然林保護工程、退耕還林還草工程等[5],以期有效地維護重點地區的生態系統服務功能[6]。

水源涵養功能作為陸地生態系統的重要功能,受到氣候變化、土壤理化性質、植被覆蓋類型、地形地貌特征等諸多因素的影響,而且在空間上存在很大變異性,因此,如何準確地評價水源涵養功能一直是水文學及生態學研究的熱點和難點[7]。隨著對水源涵養功能理解的不斷加深,從早期生態系統調節徑流到后來降水攔蓄、水質凈化、土壤蓄水量的研究,人們越發理解了生態系統水源涵養功能的重要性[8]。國內外學者對水源涵養功能進行了廣泛地研究,國外學者側重于對產水量以及產沙量進行研究,并且多采用模型的方法,如SWAT模型[9]以及InVEST模型[10]等；國內學者的相關研究集中于采用多種計算方法模擬某地區的水源涵養量,如模型法和水量平衡法等[11],進而研究其時空變化。綜合以上研究發現,水量平衡法是研究水源涵養機理的基礎,操作簡單,能夠較為準確的計算水源涵養量,是目前使用最為廣泛的方法[12-15]。然而,目前對于水源涵養功能的研究多集中于對研究區多年平均或某一年水源涵養特征的分析,缺少不同氣候條件影響下水源涵養能力差異的研究。

東北地區處于歐亞大陸東岸,生態系統類型多樣,是典型的氣候敏感區和脆弱區,也是退耕還林還草工程實施效果較為顯著的地區。由于受到氣候和地理位置的影響,東北地區的生態系統特征在時間和空間上差異顯著,研究典型氣候條件下該區水源涵養功能特征顯得尤為迫切。本文選用SPEI指數分析近幾十年來東北地區氣候特征,按固有的分類標準劃分出干旱,正常以及濕潤3個典型年份；以水量平衡法為基礎,結合Penman-Monteith公式和SCS-CN模型,修訂相關參數,進而模擬典型氣候條件下東北地區生長季內生態系統水源涵養功能,以期客觀地認識不同生態系統的水源涵養功能空間分布特征,為東北地區水資源的合理配置、空間防洪減災規劃和生態系統管理提供科學依據。

1 數據來源

本文所用的干旱指數SPEI數據來自于美國國家大氣研究中心(National Center for Atmospheric Research,NCAR)[16],下載數據時間為1980—2016年,分辨率為0.5°,尺度為12個月,存儲為NC格式文件。氣象數據來源于中國氣象數據共享中心的中國地面氣候資料日值數據集(V3.0),提取出東北地區及其周邊共124個站點2001年,2010年及2013年4月到9月的逐日氣象資料,包括降水,溫度,日照時數,相對濕度和風速,該氣象數據經中國氣象局嚴格質量監控,數據精度和實有率達到99%以上。土地利用數據來源于中國科學院資源環境科學數據中心,選用2000年和2010年兩期1∶100萬土地利用分類圖,土地利用類型包括農田、林地、草地、水域、城鎮工礦用地和未利用地6個一級類型以及25個二級類型。DEM數據分辨率為90 m,來源于美國奮進號航天飛機的雷達地形測繪SRTM(Shuttle Radar Topography Mission,SRTM)數據,經由中國科學院資源環境科學數據中心下載。土壤數據來自寒區旱區科學數據中心基于世界土壤數據庫(Harmonized World Soil Database version 1.1,HWSD)的中國土壤數據集(V1.1),中國境內數據源為第二次全國土地調查南京土壤所所提供的1∶100萬土壤數據,采用FAO-90土壤分類系統。詳細數據信息見表1。

表1 主要數據來源

2 研究方法

2.1 SPEI指數處理

標準化降水蒸散發指數(Standardized Precipitation Evapotranspiration Index,SPEI),是當前能夠較好反映干旱評價的指數之一,它既反映了溫度和降水對干旱的影響,同時又考慮了時間尺度的累計效應。近50年東北地區年平均氣溫上升1.5 ℃,年降水量和生長季降水量均呈減少趨勢,促使了東北地區干旱的頻繁發生,尤其是21世紀以來的十幾年里,這種氣候變化尤為明顯[17]。有許多研究表明,SPEI指數可以有效定量東北地區的干旱特征[18-21]。本文利用12個月尺度下的1980—2016年的SPEI指數數據分析氣候年際變化。按Yu等[18]提出的干旱等級劃分標準,將東北地區干旱等級分為重度干旱、中度干旱、輕度干旱、正常、輕度濕潤、中度濕潤和重度濕潤七個等級(表2)。

表2 按SPEI劃分的干旱/濕潤標準

SPEI：標準化降水蒸散發指數,Standardized Precipitation Evapotranspiration Index

2.2 降雨量和蒸散量計算

圖1為研究區氣象站點分布圖。本研究采用基于局部薄盤樣條理論的ANUSPLIN插值方法[22]對東北地區及其周邊共124個站點日降雨量和日蒸散量進行空間插值,該方法專用于氣象要素空間插值,是目前較好的一種曲面插值方法[23]。蒸散計算使用的是FAO-56分冊推薦的Penman-Monteith方程[24],公式中涉及的大氣物理參數(Rn、G、T、U2、es、ea、Δ、γ)均可以通過站點逐日氣象資料計算得出(包括風速、濕度、溫度以及日照時數),進而計算出逐日逐站的蒸散量,表達式如下：

(1)

式中,ET為可能蒸散量(mm/d)；Rn為地表凈輻射(MJ m-2d-1)；G為土壤熱通量(MJ m-2d-1)；T為日平均氣溫(℃)；U2為2 m高處風速(m/s)；es為飽和水氣壓(kPa)；ea為實際水氣壓(kPa)；Δ為飽和水氣壓曲線斜率(kPa/℃)；γ為干濕表常數(kPa/℃)。

圖1 東北地區氣象站點Fig.1 Meteorological stations in northeast China

2.3 基于SCS模型模擬地表徑流量

本研究采用SCS模型模擬東北地區地表徑流,該模型是美國農業部水土保持局(現更名為自然資源保護局)20世紀50年代研發的水文模型,結構簡單,所需參數少,并可應用于無資料地區等特點,已被廣泛用來模擬徑流量[25-26]。

2.3.1SCS模型原理

SCS模型基于水量平衡方程以及Mockus等人建立的降雨徑流關系式[27]：

P=Ia+F+Q

(2)

(3)

式中,P為總降雨量(mm)；Q為地表徑流量(mm)；F為地表徑流產生后的后損,即實際累計下滲量(mm)；Ia為地表徑流產生前降雨量的初損(mm)；S為土壤當時最大持水量,是后損的上限(mm)。

根據式(2)、(3)可推導Q的計算公式,如式(4)：

(4)

降雨的初損量Ia包括地面坑洼、截留、下滲初損量等。模型設計者將Ia和S的關系做如下假設：

Ia=λS

(5)

式中,λ為初損率,隨不同地區的自然地理情況和水文條件的差異而變化,取值范圍為0.1—0.3,為方便計算,對該參數的選取常選取為0.2[28]。

S值隨空間變化很大,通常由CN計算得出,計算方法如式(6)：

(6)

式中,CN為徑流曲線值,是反映土地利用類型、土壤類型、坡度及前期土壤含水量的一個綜合指標。土地利用數據集涵蓋了農田、林地、草地、水體、建設用地和未利用地6個一級類型以及25個二級類型,整理其中的林地,農田,草地以及水體4類進行分析,結合美國國家工程手冊第四章中的CN值查算表[29]及相關文獻查取CN值[30]；土壤水文分組反映水分入滲速度的快慢,按照模型標準將土壤劃分為A、B、C、D共4類；前期土壤水分(AMC)依徑流產生之前5天的降雨總量分為3級,AMCⅠ(干旱),AMCⅡ(一般),AMCⅢ(濕潤),東北地區為季風性氣候,降水多集中在雨季,為便于計算本文選取一般條件模擬研究區徑流量,最終CN值見表3。

表3 不同土地利用類型的CN值

CN：徑流曲線值,curve numbers

2.3.2CN值坡度修正

坡度對徑流有很大的影響,傳統模型假設在一般條件下坡度為5%,Williams等[31-32]提出了對一般條件下CN值的訂正公式：

(7)

式中,CNα為坡度修正后的CN2,CN2和CN3分別表示AMCⅡ和AMCⅢ條件下的CN值,α表示坡度(%)。

2.4 水源涵養量模擬

本研究基于水量平衡方程(The Water Balance Equation)在日尺度上模擬了水源涵養量,水量平衡法將生態系統視為一個“黑箱”,忽略中間過程,把大氣降水視為水量的輸入,蒸散量及徑流量視為水量的輸出,根據水量平衡原理,水量的輸入和輸出之差即水源涵養量[12]。

WR=P-ET-Ra

(8)

式中,各因子均為日尺度下模擬值,WR為水源涵養量(mm)；P為降雨量(mm)；Ra為地表徑流量(mm)；ET為蒸散量(mm),隨后通過ArcGIS的柵格計算器疊加出整個生長季(4—9月共183天)的水源涵養量。

3 結果分析

3.1 東北地區典型氣候選擇及其特征分析

1980年到2016年東北地區12個月尺度下的年平均SPEI指數變化如圖2所示,從圖中可以看出,東北地區氣候呈現出干濕波動變化,大多數年份的年平均SPEI指數在-0.5到0.5之間浮動變化,部分地區出現干旱和濕潤交替。1980—1999年,干旱發生較少,氣候偏濕潤；而在2000年以后干旱頻繁發生,干濕交替更加明顯。結合圖2與圖3可知,東北地區在2000—2002年及2007—2008年的干旱較為嚴重,平均SPEI值在-1左右,其中又以2001年最為嚴重,年平均SPEI指數達到-1.26。2001年干旱面積約占總面積的79.72%,其中輕度干旱和中度干旱面積占總面積的37.04%和39.95%,重旱占總面積的2.73%。2013年東北地區降水豐富,氣候極其濕潤,年平均SPEI指數1.05,干旱發生較少,濕潤面積占總面積的59.21%,其中重度濕潤和中度濕潤分別占總面積的0.57%和11.12%。2000年以后東北地區氣候變化頻繁,為了方便與干旱和濕潤年份對比分析,選取出該時段正常面積最大的2010年作為正常年份的代表,SPEI指數為-0.22。

圖2 1980—2016年東北地區年平均SPEI Fig.2 Annual average SPEI in northeast China from 1980 to 2016

圖3 2000—2016年各干旱等級面積比重Fig.3 The proportion of each drought grade area from 2000 to 2016

圖4為2001年、2010年以及2013年干旱空間分布圖。2001年干旱的發生以中度干旱和輕度干旱為主,重度干旱發生在黑龍江西南部及吉林西北部地區；2010年大部分地區都為正常情況,在研究區西北部的部分地區出現了局部的干旱；2013年以輕度濕潤為主,主要包括遼寧大部地區、吉林的臨江東崗一帶沿西北至黑龍江的漠河地區以及與遼寧西北部接壤的內蒙古地區,其余地區多為正常情況,無干旱發生。

圖4 2001年、2010年和2013年干旱分布特征Fig.4 The spatial distribution of drought in 2001, 2010 and 2013

3.2 典型氣候條件下東北地區的降雨、蒸散和徑流分布

3.2.1降雨特征

圖5為東北地區三個典型年份生長季內的降雨分布,降雨高值區均出現在長白山地區,低值區均出現在研究區西部呼倫爾貝草原地區以及中部到西南部的平原地區,生長季內平均降雨量分別為干旱年342.61 mm,正常年464.58 mm和濕潤年548.57 mm。2001年為代表性干旱年份,生長季內大部分地區降雨量不足400 mm,以研究區中西部地區為低值中心,呼倫貝爾草原地區降雨量不足200 mm,向東以環形擴散增加。在研究區的北部地區、東南部的長白山地區以及三江平原地區的東北部出現了400 mm以上的降雨并且向外擴散減小。2010為正常年份,在生長季內的降雨呈現東高西低,南高北低的趨勢。降水低值中心出現在研究區的西部地區,降雨不足200 mm。內蒙古東部地區,吉林西部以及黑龍江大部分地區的降雨量在300—450 mm。降雨高值中心在長白山地區,降雨量達600—800 mm,部分地區超過850 mm。在2013年濕潤年份,全地區生長季內降雨充足,僅少數地區降雨量低于400 mm,出現在呼倫貝爾草原的西部地區以及研究區西南部的草原和平原地區,降雨高值區在東北北部地區、長白山地區以及三江平原東北部地區,降雨量達600—800 mm,部分地區可達850 mm以上,大部分地區降雨量在400—600 mm之間,分布在研究區的北部,中部和東部。

圖5 干旱、正常和濕潤年份降雨量分布Fig.5 The spatial distribution of rainfall in dry, normal and wet years

3.2.2蒸散特征

由圖6可知,在3個年份生長季4—9月內,蒸散存在著南高北低的分布特征,較低的蒸散均出現在研究區北部漠河一帶,蒸散量在300 mm以下。呼倫貝爾草原地區、三江平原地區以及研究區中部到西南部的松嫩平原和遼河平原地區為東北地區的3個高蒸散區,生長季內氣溫較高,蒸發較大,植物生長又產生較大蒸騰。海拔較高的林區,如長白山一帶,生長季內蒸散量也很高,并且年際變化較為穩定,在400—600 mm左右。

圖6 干旱、正常和濕潤年份蒸散量分布Fig.6 The spatial distribution of evapotranspiration in dry, normal and wet years

3.2.3徑流特征

圖7為生長季徑流量分布圖,東北地區在3個典型氣候年份下生長季內平均徑流量分別為干旱年30.28 mm,正常年56.16 mm,濕潤年64.80 mm。本研究模擬的徑流量為地表徑流,所以在林地上基本無徑流產出。在東北平原上存在較大面積的水田及濕地,易產生地表徑流,如三江平原的北部,遼河平原的中部及松嫩平原的大部地區。在東北地區的西部草地與農田相間分布,呼倫貝爾草原地區又多濕地和草地分布,土壤蓄水能力較弱,同樣容易產生地表徑流。

圖7 干旱、正常和濕潤年份徑流量分布Fig.7 The spatial distribution of runoff in dry, normal and wet years

3.3 典型氣候條件下東北地區生態系統的水源涵養功能特征

3種典型氣候條件下東北地區水源涵養總量差距很大,水源涵養總量分別為干旱年份2178.19億m3,正常年份3231.49億m3以及濕潤年份3969.33億m3。如圖8所示,水源涵養量(mm)的空間分布存在一致性,3個年份存在共同的水源涵養低值區與高值區,低值區位于呼倫貝爾以西的草原以及松嫩平原、三江平原和遼河平原的部分地區,如白城、通遼、雞西等,這些地區蒸散量較大,土地利用類型以草地、水田和水體為主,以呼倫貝爾草原為代表,生長季內水源涵養量不足100 mm。水源涵養量一般的地方同樣集中在東北三大平原地區,這些地區旱地面積很大,同時也存在許多沼澤濕地,降雨量處于平均水平,水源涵養量較高。水源涵養量的高值區出現在長白山地區,這一地區的降水豐富,土地覆蓋多為林地和沼澤濕地,水源涵養量最大,在干旱年份仍可達400 mm以上。水源涵養量次高值出現大小興安嶺一帶,該區土地利用類型同樣以林地為主,由于降雨不及長白山地區豐富,水源涵養量稍低。

圖8 干旱、正常和濕潤年份水源涵養量分布Fig.8 The spatial distribution of water conservation in drought, normal and wet year

3.4 水源涵養驅動因素分析

生態系統的水源涵養功能受地理與氣候的影響呈現出較強的空間差異性。本文在GIS中基于柵格數據對水源涵養量與其驅動因素做了相關性分析(表4)。結果表明,水源涵養量主要受降雨影響,在干旱、正常和濕潤年份均呈現出顯著的正相關(R=0.863,P=0.000；R=0.828,P=0.000；R=0.728,P=0.000)。蒸散量和徑流量與水源涵養量之間相關性較弱,但仍呈現出顯著的負相關,其中蒸散的相關性稍強(干旱年R=-0.485,P=0.000；正常年R=-0.327,P=0.000；濕潤年R=-0.567,P=0.000)。

表4 典型氣候條件下水源涵養量與其相關因子的相關性

圖9 典型氣候條件下東北地區平均降雨量、平均蒸散量、平均徑流量以及平均水源涵養量Fig.9 The average rainfall, evapotranspiration, runoff and water conservation in northeast China in drought, normal and wet year

3個年份生長季內平均降雨量、平均蒸散量、平均徑流量以及平均水源涵養量情況如圖9所示。干旱年生長季內平均水源涵養量186.87 mm,占生長季內平均降雨量的57.56%；正常年份生長季內平均水源涵養量277.65 mm,占生長季平均降雨量的49%；濕潤年份生長季內平均水源涵養量340.88 mm,占生長季平均降雨量的62.14%。圖10表示3個典型年份下不同土地利用類型的平均水源涵養能力,從圖中可以看出,不同土地利用類型的平均水源涵養能力存在差異,平均水源涵養量在干旱和正常年份表現為林地>農田>濕地>草地,而在濕潤年份表現為林地>濕地>農田>草地。

圖10 典型氣候條件下東北地區各生態系統平均水源涵養量Fig.10 The average water conservation of various ecosystems in northeast China in drought, normal and wet year

從表5可以看出,3個年份的水源涵養總量在各生態系統下分布規律相同,均呈現為：林地>農田>草地>濕地的分布形式。森林是東北地區水源涵養主體,林地水源涵養總量在干旱年為1291.44億m3,正常年份可達1821.99億m3,濕潤年份可達2201.73億m3；林地中以有林地為主體,結合圖10,有林地的平均水源涵養量(mm)最大,灌木林地和稀疏林地相比于有林地,土壤蓄水能力較弱,平均水源涵養量不及有林地。水源涵養總量次高的生態系統類型為農田,2001年農田水源涵養總量564.76億m3,其中旱地占95.46%,約為539.14億m3；2010年農田水源涵養總量966.45億m3,旱地占95.01%,約918.23億m3；2013年濕潤年農田水源涵養總量1076.1億m3,其中旱地占95.60%,為1028.77億m3。東北地區的草地面積是濕地面積的3倍,從圖10的平均水源涵養量上看,濕地的平均水源涵養量整體強于草地,但受所占面積的影響,濕地的水源涵養總量不及草地。3個年份中草地的水源涵養總量分別為241.14億m3、312.76億m3以及512.38億m3；濕地的水源涵養總量分別為80.84億m3、130.30億m3以及179.11億m3。

表5 干旱、正常和濕潤年份下不同土地利用類型水源涵養總量

4 討論

(1)本研究主要從氣候條件和生態系統類型兩個方面對水源涵養功能進行了分析,不同氣候條件下東北地區干濕變化較大,降雨、蒸散和徑流作為水源涵養功能的主要驅動因子,在不同水熱年份下變化明顯,水源涵養功能的差異與氣候差異直接相關[15]。徑流量的變化主要受降雨量和下墊面的影響,林地上土壤結構較好,水分會更好的入滲,地表徑流較低[12],而水體和水田作為水分傳輸的載體,河道兩側的河床土壤粒徑較大,對水分的截留作用較弱[33],產生的地表徑流較大。在不同氣候條件下,蒸散受降水、溫度、風速和輻射等指標的影響,在數值上變化同樣很大,但空間分布大致穩定,均呈現出南高北低的形式。降水和蒸散均對水源涵養量有極為顯著的相關性,其中又以降水的相關性最為明顯,因此降水是不同氣候條件下水源涵養功能存在差異的主要氣候因素。對于降水來說,在正常年份下,研究區降水的分布與張杰[34]和劉正佳[35]的結果整體相近,即東北地區降水高值區在長白山地區,低值區在研究區的西部地區。與正常年份相比,干旱年份內整個研究區的降水量均出現不同幅度的減小,降水高值區向東南方向收縮,降水低值區向東部擴張。在濕潤年份,趨勢恰好相反,全區域降水量較大,降水低值區向西部收縮,高值區擴張到研究區的北部和東南部地區。水源涵養量的空間分布上,其低值區和高值區分布變化與降雨量高值和低值區的變化十分吻合。

(2)國家實施退耕還林、還草等生態工程已經取得了重大的生態效益,與此同時,導致生態系統服務功能發生了改變,因此水源涵養功能不僅受氣候變化的影響,還受下墊面因素的影響,植被覆蓋越好,水源涵養功能越強[36]。水源涵養功能較差的地區為呼倫貝爾以西的草原地區以及東北三大平原的局部地區,其中呼倫貝爾以西的草原地區降水稀少,蒸散量大,植被以稀疏草地為主,降水截留能力弱；該地區東部值開始變大,恰好是草地茂盛、旱地面積較大的地區。在三大平原中水源涵養量低值均出現在下墊面為水體和水田的地區,該區蒸發和地表徑流很強,截留降水的能力同樣很弱。對于長白山和大小興安嶺地區來說,生態系統多樣,植被覆蓋豐富,改變了土壤的性質,導致土壤下滲和持水能力很強[37],基本無地表徑流的產生,雖然茂密的植被會產生較強的蒸散,但同時該地區也存在著豐富的降水,此消彼長之下該區水源涵養量依然很大。龔詩涵等[14]對中國的主要生態系統的水源涵養功能進行了分析,研究結果中有關東北地區水源涵養功能的描述和本文基本相同,即長白山地區的水源涵養功能最強,其次為大小興安嶺地區,且結論中的數量級一致,但在他們的研究中并未涉及到農田的水源涵養狀況。東北三大平原上存在著大面積的農田和濕地,在沼澤濕地的附近一般都有農田分布,此時從單元水源涵養量上看,在相同地理和氣候條件下,沼澤濕地上的徑流量小,旱地的徑流量高,這就導致單元上沼澤濕地的水源涵養量要高于旱地。本研究進而對東北地區各個生態系統內的平均水源涵養量進行了統計,結果反映的是整個研究區中各個生態系統水源涵養量的平均狀態,發現在干旱和正常年份時,研究區下農田生態系統的平均水源涵養量要稍高于濕地生態系統,這是由于東北地區農田空間分布較廣,水源涵養量變化很大,進而影響了平均值。在濕潤年份時,整個研究區降水豐富,空間差異并不突出,此時得到的結果更好的反映出了農田和濕地的水源涵養能力,結果為濕地生態系統強于農田生態系統是可以理解的。

(3)在水源涵養量模擬的實際應用中,常常用到模型法和水量平衡法。在采用模型法時,需要輸入大量參數進行訂正,原理十分復雜,尤其開展大區域尺度研究的時候,計算程序更加繁雜。例如,蘇常紅等[10]在采用InVEST模型對黃土高原地區產水量進行評價時,輸入了大量參數對模型系數進行訂正,雖然精度較高,但所需實測參數較多,計算繁瑣。水量平衡法是大多數模型的基礎原理,計算十分簡便,然而在實際應用中,對于其中的蒸散量和徑流量往往很難得到精確的計算。龔詩涵等[14]利用了MODIS蒸散數據和基于氣象站點的插值數據獲取了蒸散量,在計算徑流變化時采用了徑流系數法,該方法在進行年徑流的模擬時可以簡單快速的得到研究區的多年平均徑流水平。聶億黃等[7]利用地表能力平衡法結合遙感資料計算了陸地實際蒸散發量,采用SCS模型計算了地表徑流量,該方法不失為有效研究水源涵養能力的方法。陳麗等[15]利用MODIS蒸散數據產品結合SCS模型對黃淮海平原的耕地水源涵養功能進行了較好的評價。基于以上研究和本研究發現,SCS模型作為模擬地表徑流的經典方法,在很多地區都可以進行廣泛應用[25-31]。本文在計算研究區蒸散量時采用了FAO訂正的Penman-Monteith公式,結果顯示,在生長季內,位于長白山和大小興安嶺地區的森林蒸散要略低于研究區西部高原地區的草地及西南部、中部和東部的農田平原地區。由于研究方法的差異,研究區西部地區的蒸散結果要略高于周蕾[38]和賀添[39]的模擬結果,林地的蒸散量則較為穩定,數值較為接近。此外,在本研究中,我們采用SCS模型進行徑流計算,在參數訂正時選用了Williams等[32]提出的CN值坡度訂正公式,進而較好地揭示出東北地區在氣候和地理因素影響下生長季內徑流量的分布情況。目前,針對蒸散量和徑流量的計算方法多樣,采用何種方法可以精準地模擬出某類因子的變化及其影響作用仍有待進一步的深究。

應用不同的氣象參數插值方法,會導致研究結果出現差異。本研究采用來自澳大利亞的ANUSPLIN插值方法,該方法是一種專門針對氣象要素的樣條插值方法,優點是可以引入協變量進行計算。我們主要引入了東北地區的海拔高度作為協變量,采用三變量局部薄盤光滑樣條方法對東北地區及其周邊共124個站點的降水和蒸散進行了插值,得到了3個典型氣候年份的逐日的降水和蒸散資料。本研究中氣象數據是從氣象數據共享網的日值數據集中獲取,在三江平原東北部地區的氣象觀測站點較少,缺少撫遠等站點的氣象數據,并且本文以日為尺度累計求和得到生長季內的總量,導致研究區東北部的局部地區出現了較高的插值結果。

5 結論

本文分析了東北地區1980—2016年的SPEI指數變化,選擇出典型的干旱、正常和濕潤年份,基于水量平衡法,結合SCS-CN模型以及Penman-Monteith方程對3個不同氣候年份生長季內的水源涵養功能進行分析,得出以下結論：

(1)在不同氣候條件下,水源涵養功能呈現出空間一致性,即長白山地區水源涵養量最高,大小興安嶺地區次之；水源涵養量最低的區域出現在在研究區西部的呼倫貝爾草原地區以及東北三大平原的局部地區；水源涵養量一般的地方出現在以農田為主的東北平原區,如中部的松嫩平原、南部的遼河平原及東部的三江平原。

(2)水源涵養功能主要受降雨的影響,呈顯著正相關。2001年為典型干旱年份,水源涵養總量為2178.19億m3；2010年為正常年份,水源涵養總量3231.49億m3；2013年為典型濕潤年份,水源涵養總量為3969.33億m3。除此之外,水源涵養功能還受土地利用類型的影響,在水源涵養總量上表現為林地>農田>草地>濕地,整個生態系統內的平均水源涵養量在干旱年和正常年均表現為林地>農田>濕地>草地,而在濕潤年份表現為林地>濕地>農田>草地。