VIC模型在季节性冻土区水文模拟适用性研究

王 红，何 海，吴志勇，徐征光，张宇亮

（1.河海大学水文水资源学院，南京 210098；2.合肥工业大学土木与水利工程学院，合肥 230009）

季节性冻土是东北干旱半干旱区水资源的重要来源，由于冻土的冻融过程受下垫面条件和大气水热状况的共同影响，一直是水文模拟的难点。VIC（Variable infiltration capacity）模型［1，2］充分考虑了土壤-植被-大气三者相互的传输过程，兼具水量平衡和能量平衡优势，弥补了传统水文模型对能量因素考虑的不足。由于VIC模型能量平衡模式充分考虑了冻土的冻融过程，在针对冻土区域的水文模拟中得到了广泛的应用。何思为等［3］利用VIC模型模拟黑河上游流域能量和水分通量的时空分布，结果表明模型能够合理模拟径流过程，模拟的水分和能量通量与实测值变化趋势相同；高瑞等［4］通过构建VIC模型同时考虑能量平衡与水量平衡模式和仅考虑水量平衡模式，模拟日和月时间尺度喀什河流域的径流过程，并对2种情况下的水文要素进行比较，发现VIC模型考虑能量平衡模式时，径流的模拟效果更好；王澄海等［5］在祁连山地区构建VIC模型，分析了2007年1—12月能量分配特点，发现感热通量占据主要地位，潜热通量受积冻土冻融过程和降水量的影响；马贺等［6］在老哈河流域构建VIC水文模型，对其径流进行模拟，取得了较好的模拟效果。总体而言，以往VIC模型对积雪冻土的应用研究多集中在常年积雪冻土区，对季节性冻土区域的水文过程模拟鲜有报道，且已有研究较多关注径流模拟的效果，对土壤含水量、蒸散发、能量通量等水文循环要素关注较少。

考虑到热通量和土壤水分是反映冻土冻融过程的重要物理量，尤其是对季节性冻土区域而言，土壤水分亦是干旱半干旱区农业用水的重要来源。因此，本研究以东北季节性冻土区大凌河流域为研究区，分别构建了同时考虑水量平衡与能量平衡模式（下文简称能量平衡模式）和仅考虑水量平衡模式（下文简称水量平衡模式）的高分辨率分布式VIC水文模型，在分析径流模拟效果的基础上，进一步探讨了土壤含水量和蒸散发量的空间特征及季节性变化特征，探讨了VIC模型在东北半干旱区水文模拟的适用性，研究对准确刻画季节性冻土区域的水文过程，进而对指导区域的水资源利用具有重要的科学意义。

1 研究区域

大凌河是辽宁省西部最大的河流之一，辽西多为半干旱地区，发源于建昌县的水泉沟，干流河道全长447 km，流域面积为23 263 km2（图1），地处北半球中纬度地带，属温带季风性气候，夏季炎热多雨，冬季寒冷干燥，多年平均积雪期约为120 d，多年积雪初日为11月下旬，终日为3月下旬，年最大积雪深度达20 cm左右，与0℃气温相关性较强；冻土冻结期在11月至翌年5月，2月末的面积和深度达到最大值，年最大冻土深度140 cm左右［7，8］，属于典型的季节性冻土区。依据研究区的气候特点将11月至翌年2月定为冬季，3—5月定为春季。研究区域为大凌河流域复兴堡水文站的集水区，介于121°06′—121°54′E，41°30′—42°24′N，面积为2 932 km2，年平均降水量达533.74 mm，降水多集中于夏季，最低可达-23℃，平均气温9℃左右，冬季平均气温-7℃，冬季期间冰雪期较长。

图1 大凌河复兴堡站以上流域地形

2 资料与方法

2.1 数据来源

气象资料包括降水量、气温、气压、长短波辐射、水汽压、风速等数据，来自中国气象数据共享网（http://data.cma.cn），时间范围为1994—2009年，时间分辨率为24 h。植被资料采用美国马里兰大学制作的全球1 km土地覆被资料，它将全球分为14种植被类型，第0类表示水体。土壤资料采用由Reynolds等［9］提供的10 km土壤数据库。DEM（Digital elevation model）由SRTM（Shuttle radar topography mission）提供的分辨率为30 m×30 m的DEM数据，为了与汇流模型相耦合，借助ArcGIS软件平台将其处理为100 m×100 m的分辨率。实测流量资料来自水利部信息中心提供的1994—2009年日流量数据。

2.2 模型构建

VIC模型是由华盛顿大学、加利福尼亚大学、加利福尼亚大学伯克利分校以及普林斯顿大学的研究者研制出的一种基于SVATS（Soil vegetation atmospheric transfer schemes）思想的大尺度分布式水文模型，又称“可变下渗容量模型”。VIC模型源码（C语言）是开源的，水文工作者们对VIC模型不断地更新完善，从最初的2层VIC模型（VIC-2L）发展为3层VIC模型（VIC-3L），后者新增了一个顶薄层主要是用来表示在有很小的降雨发生时，立即就会有裸地蒸发产生，本研究选用的VIC-3L模型是5.0.0版本。

将研究区域划分为0.05°×0.05°，约5 km×5 km空间分辨率网格。每个网格的水文过程均可通过能量平衡模式和水量平衡模式进行模拟，输出多个水文变量，包括土壤含水量、蒸散发量、感热通量、潜热通量、地表径流和基流等。构建VIC模型需要的气象驱动数据包括日平均气温、降水量、大气压、水汽压、风速、短波辐射和长波辐射等气象数据；所需的参数包括土壤参数、植被参数、气候地理参数和水文参数，其中土壤、植被和气候地理参数根据研究区域的流域范围从“2.1”相应的数据集中提取，水文参数通过率定确定。

水量平衡模式的基本原理为水量平衡公式，如下式所示。

式中，P为时段内流域上的降水量；E为时段内流域的总蒸散发量；R s为时段内从地面流出流域的水量；R g为时段内从地下流出流域的水量；ΔW为时段内流域蓄水量的变化，以上变量单位均为mm。

能量平衡模式包括潜热通量、感热通量和地表热通量3个能量参数。潜热通量即由裸土、植被蒸散发引起的能量变化；感热通量即由地表和大气产生温差导致热量传递产生的能量交换；地表热通量即由不同土壤层温度与地表产生温差发生的能量传递。由此可见，地表温度是3个能量参数的连接枢纽，能量平衡模式有着复杂的公式系统，其中2个核心公式如下。

式中，n为植被类型的种类；R n[n]为净辐射；H[n]为感热通量；ρw L e E[n]为潜热通量；G[n]为地表热通量；ΔH S[n]为地表层单位时间单位面积上存储能量的变化；ρw为液态水的密度；L e为汽化潜热；α[n]为第n种地表类型的反照率；R S为短波辐射；ε[n]为第n种类型的辐射系数；R L为长波辐射；σ为Stefan-Boltzmann常数；T S[n]为地表温度。

2种情况的最大区别在于地表温度的差异，水量平衡模式的地表温度被默认为空气温度，能量平衡模式的地表温度根据大气-植被-土壤的能量传递过程被重新计算，所以2种情况下能量通量有所区别。

2.3 参数率定

参数率定的目标是通过调整6个水文参数使流域出口断面模拟径流过程线与实测径流过程线尽量重合。模型模拟效果评价选用纳什效率系数（Ec）和相对误差（Er）指标，计算公式如下。

式中，Q o bs和Q sim分别为实测和模拟流量和分别为模拟和实测径流多年平均值。效率系数接近1，相对误差接近0，则表示模型模拟精度较高，也说明模型对每个网格的输出变量模拟效果较好。

张续军［10］和陆桂华等［11］对参数在VIC模型中的敏感性进行分析，发现B和d1对模拟结果影响最敏感，Dsmax、Ds、Ws和d2对模拟结果影响较为敏感，其中B和d1主要与地表产流有关，Dsmax、Ds、Ws主要影响基流，d2主要对土壤含水量的季节变化进行反映。从表1可以看出，除C和d0分别固定为2和0.1以外，其他6个率定的参数中d1的值未发生变化，B发生较小变化，表明2种模式模拟的地表径流较为一致；Ds、Ws、d2和Dsmax发生了变化，相对于水量平衡模式，能量平衡模式率定的参数B、Ds、Ws变小了，Dsmax、d2变大了，表明2种模式的主要差别体现在基流和土壤含水量模拟方面（表1）。

表1 VIC模型水文参数率定结果

3 结果与分析

根据水利部信息中心提供的日流量数据，选取径流和降水资料条件较好的1994—2009年16年作为模型模拟期，以1994—1995年为2年预热期，1996—2005年为10年率定期，2006—2009年为4年验证期，基于水量平衡和能量平衡原理构建大凌河流域5 km×5 km分辨率的VIC模型。

3.1 径流模拟效果分析

水量平衡与能量平衡模式下径流模拟结果如表2所示。能量和水量平衡模式下，率定期的日效率系数均在0.60以上，月效率均在0.70以上，验证期的日效率系数在0.60以上，月效率系数在0.90以上；率定期水量平衡模式的日和月径流相对误差在4.0%以内，能量平衡模式下径流模拟的相对误差小于3.0%，验证期2种模式下径流模拟的相对误差在7%以内。总体而言，能量平衡模式模拟结果优于水量平衡模式模拟结果。

表2 水量平衡与能量平衡模式下径流模拟结果

3.1.1 日径流模拟效果分析2种模式下模拟的径流过程线与实测径流过程线的变化趋势一致性较好，但是在数值上存在一定差异。从图2a可以看出，1998年丰水期径流模拟值均偏小，实测峰值为480 m3/s，模拟值为300 m3/s左右，误差较大。分析其原因：一是受到降雨资料的限制。1998年松辽流域夏季降水异常偏多，发生了流域性大洪水［12］，本研究采用实测降水数据作为日降水数据，在日尺度上被均化，未能很好反映场次降水的集中程度，因此洪峰流量模拟存在一定误差。二是模型产流机制的限制。半干旱区的产流过程根据降水过程和下垫面的差异，通常会出现蓄满产流和超渗产流共存的混合产流模式，而VIC模型主要采用的是蓄满产流模式，因此也对径流模拟结果产生了一定影响。但是率定期和验证期径流模拟的相对误差都在10%以内，这表明VIC模型对研究区径流量的模拟有较高的精度。

图2 率定期和验证期日模拟径流与实测径流观测值对比

3.1.2 月径流模拟效果分析率定期和验证期能量平衡模式和水量平衡模式下，月尺度模拟径流与实测径流过程线对比如图3所示。率定期和验证期的模拟径流量和实测径流量趋势相同，枯水期模拟径流量偏大。分析其原因，在枯水期即冬春季节，受地表温度的影响，蒸散发量和下渗等水量分配过程发生了变化。2种模式的气象驱动数据相同，水量平衡模式下，地表温度被设置为空气温度；能量平衡模式下，地表温度被重新计算，但在夏秋季节时，计算的温度与空气温度较为接近，所以在此阶段2种模式下水量分配相近，径流过程线几乎重合；在冬春季节，地表和各土层温度均被重新计算，冻土也被考虑在内，各能量通量均发生较大改变，进而影响水量分配，即会出现冬春季节径流差异的现象。

图3 率定期和验证期月模拟径流与实测径流观测值对比

3.2 冬春季节模拟结果分析

对于季节性冻土区的水文过程而言，冬春季节冰雪融化、凝结成水的相态变化过程均伴随着水热变化，即产生能量通量。通过对研究区冬春季节的径流、土壤含水量和蒸散发量模拟效果比较分析，探讨VIC模型在水量平衡和能量平衡2种模式下，在季节性冻土区的水文过程模拟能力差异。

3.2.1 径流模拟结果分析能量平衡和水量平衡2种模式下研究区1996—2009年冬春季节（11月至次年5月）径流模拟结果对比如图4所示。

1）2种模式下模拟径流过程线对比（图4a）显示，水量平衡模式在11月中旬至次年3月的流量均维持在不变的状态，能量平衡模式则出现一个下降和回升的过程，从4月开始二者径流过程线较为重合。

2）2种模式下模拟的基流过程线对比（图4b）显示，2种模式模拟的基流相差较大。冬季能量平衡模式模拟的基流从11月逐渐下降，次年2月降至最小值随后缓慢回升；水量平衡模式模拟的基流变化较为平稳，没有明显的下降趋势。分析原因是能量平衡模式将土壤的冻融过程考虑在内，当土壤温度低至一定温度时，土壤水开始结冰以固态的土壤冰形式存储。随着土壤温度的下降，土壤中冰的含量逐渐增加，基流减少，地表径流和地下基流对出口断面的补水量减少，即出现流量逐渐减小到最小值的情况。后期土壤温度缓慢回升，能量平衡模式下模拟的径流过程呈现增加的状态，主要是由于土壤中储存的固态冰慢慢融化，基流增加，流域出口断面的流量补给增加而引起。3月以后2种模式均会出现径流突增的现象，主要原因是温度回升、积雪融化，冻土和积雪融化迅速补给径流量，因此出现径流突增的现象。

3）2种模式下模拟的地表径流过程线对比（图4c）显示，冬春季节2种模式模拟的地表径流相差不大，分析其原因，东北地区冬季降水较少，且2种模式均考虑了融雪过程，融雪模块通过空气温度对降水进行降雨与降雪的分配，又因为冬季温度较低所以降雨量减少，地表径流较少且十分接近，即2种模式下地表径流对径流量的影响一致。

图4 能量平衡和水量平衡2种模式下冬春季节径流对比

3.2.2 土壤含水量模拟结果分析能量平衡模式和水量平衡模式下冬春季节3层不同深度（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）分布如图5所示。

从图5可以看出，冬春季节3层不同厚度土壤含水量的差值较大，且呈现不同的特点。冬春季节，能量平衡模式模拟的土壤含水量与水量平衡模式模拟结果比较显示，在0～10 cm和10～30 cm土层中，能量平衡模式下模拟的土壤含水量高于基于水量平衡模式的模拟结果；30～100 cm土层中能量平衡模式和水量平衡模式模拟的土壤含水量空间分布有一定差异。由冬季（图5a、图5b）和春季（图5d、图5e）2种模式模拟的第一层（0～10 cm）与第二层（10～30 cm）土壤含水量差值比较可以看出，冬季2种模式模拟第一层土壤含水量差值较大，第二层差值小，春季恰好相反。其主要原因是考虑能量平衡模式模拟的土壤含水量包括固态冰和液态水，而水量平衡模式不考虑土壤结冰的问题，其下渗状态不变，因而模拟土壤含水量结果偏小。冬季温度下降，土壤水冻结从表层开始逐渐向下，能量平衡模式下第一层的含冰量增多，下渗减少，即含水量较高；而第二层土壤含冰量少，部分液态水依然处于下渗的状态，所以2种模式模拟的土壤含水量第一层差值较大，第二层差值较小。春季温度回升，积雪冻土开始融化，积雪融水是2种模式土壤水的主要补给源。能量平衡模式下冻土从表层开始融化，深层融化较慢，深层的冰对积雪融水进行拦截、阻止下渗，则会出现2种模式，即第一层土壤含水量差值小，第二层含水量差值大的现象。冬季第三层（30～100 cm）土壤含水量的差值均为负值（图5c），即水量平衡模式下的土壤含水量较多，由于能量平衡模式下前2层土壤水呈现冻结状态即没有下渗补给，所以第三层土壤水相较于水量平衡第三层土壤含水量较少；春季第三层土壤含水量差值有正有负（图5f），说明局部地区能量平衡模式模拟的土壤含水量高，局部地区水量平衡模式模拟的土壤含水量高，分析原因可能是研究区域地貌条件所致。总体而言，能量平衡模式能够更好地刻画积雪冻土的冻融过程和土壤水分的下渗过程。

图5 冬春季节能量平衡模式和水量平衡模式模拟的3层土壤含水量差值空间分布

3.2.3 蒸散发模拟结果分析研究区2种模式模拟的冬春季节蒸散发时及差值（能量平衡模式-水量平衡模式）空间分布如图6所示。从图6可以看出，2种模式模拟的春季蒸散发量大于冬季模拟的蒸散发量，且2个季节模拟的差值均较小，这与实际情况相符。从图6a、图6b可以看出，2种模式模拟的冬季蒸散发量空间分布可以看出，冬季流域总体蒸散发量较小，且区域分布较为均匀。冬季能量平衡模式与水量平衡模式模拟的蒸散发量差值分布（图6c）显示，冬季二者差值较小，几乎为0。分析原因，冬季温度较低，降雪较多，蒸散发量较小，所以差值较小。从春季蒸散发量空间分布（图6d、图6e）可以看出，2种模式模拟的蒸散发量存在流域南部区域大于北部区域的特点。图6f显示流域南部区域和北部区域差值较大，分析原因，可能是因为能量平衡模式和水量平衡模式对地表温度的考量方式不同导致积雪融化的速度不同，所以蒸散发过程存在差异。总体而言，冬季2种模式模拟的蒸散发量差别不大；春季考虑能量平衡模式的VIC模型模拟的蒸散发量空间分布特征更明显。

图6 冬春季节能量平衡模式和水量平衡模式模拟的蒸散发量及其差值空间分布

4 小结

1）考虑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较好地模拟东北季节性冻土区的水文过程。其中，基于能量平衡模式的VIC模型考虑了大气-植被-土壤的能量传递过程，能够更好地刻画研究区冻土的冻融过程，模拟的基流和土壤含水量更为合理。

2）VIC模型能量平衡和水量平衡模式模拟的丰水期径流过程线拟合程度很好，但在枯水期（冬春季节）存在差异。冬春季节，考虑能量平衡模式的VIC模型模拟的径流过程线与实测径流过程拟合程度更好，模拟结果可以较好地反映冻土的冻融过程对径流变化的影响规律。考虑水量平衡模式的VIC模型由于其默认空气温度为地表温度，模拟的冬春季节径流过程较为平缓，未能较好地刻画冻土区土壤的冻融过程对径流的影响。

3）VIC模型2种模式对土壤含水量和蒸散发量的模拟结果表明，能量平衡模式模拟结果更加合理。冬春季节，能量平衡模式模拟的土壤含水量是土壤中的冰和水的总和，所以整体会比水量平衡模式模拟的土壤含水量偏大，符合客观规律。而水量平衡模式下土壤水以液态存在，液态水的蒸散发量相比固态水更大，因此水量平衡模式下模拟的蒸散发量偏大。