大興安嶺多年凍土區森林小流域基流分割1)

郎明翰 王希臣 滿秀玲 段亮亮

(森林生態系統可持續經營教育部重點實驗室(東北林業大學)，哈爾濱，150040)(黑龍江珍寶島濕地國家級自然保護區管理局)(森林生態系統可持續經營教育部重點實驗室(東北林業大學))

河川徑流由地表徑流和基流組成，基流通常被定義為源于地下水或者其他延遲部分的徑流[1]，基流也被認為是除地面直接徑流以外的徑流，是河川徑流中穩定的徑流組分，是枯水季節徑流的主要來源，對維持河流生態流量和水生生態環境起著至關重要的作用。將基流在總徑流中的占比分割出來的過程，即基流分割[2-4]。基流作為徑流的組成部分，主要受到氣候條件、土壤下滲特征、含水層水力特征、蒸散發、地形地勢、植被特征等因素影響[5]。例如，黨素珍等[6]在黑河上游地區對基流變化特征的研究表明，黑河上游基流量年內變化為先增后減，峰值出現在8月份；受氣溫和融雪徑流影響，流量年內變化呈增加趨勢，基流指數呈減少趨勢。Li et al.[7]針對徑流組分及其影響因素的研究結果表明，森林干擾不僅增加了Similkameen河流域多年平均地表徑流，也增加了河川基流，而氣候變化與森林干擾的作用相反，減少了所有徑流組分的流量。雖然近年來對基流的研究逐漸增多，但是基流產生機制的研究尚不完善，基流數據也無法像河川徑流一樣通過測量的方式直接獲取[3，8-10]，因此基流分割對于水文和水資源學來說一直是研究的熱點和難點。

根據示蹤劑的質量平衡法，可以將降雨事件產生的過程流量線分割成不同的水源[11-14]，同位素示蹤法和電解質質量平衡法都屬于質量平衡法，除去同位素法實驗成本昂貴的缺陷之外，二者都需要通過分析樣本目標物質含量的方式進行基流分割，因此無法得到連續的、實時的數據集，這成為2個實驗方法最大的限制因子。而電導率質量平衡法可以通過將電導率儀放置河中，得到連續的電導率數據進行基流分割。

大興安嶺多年凍土區是歐亞大陸高緯度多年凍土區南緣[15]，同時是我國境內唯一的寒溫帶明亮針葉林區[16]，森林覆蓋率在80%以上。復雜的水文地質條件和植被覆蓋，形成了該區獨特的水文和水資源特征。雖然多年平均降水量不高(500 mm左右)，但是區域內河網發達，生長季河川徑流量穩定，這可能與穩定的河川基流補給緊密相關。然而，大興安嶺多年凍土區森林小流域河川基流特征如何，基流的季節性分布特征，以及基流對降水影響如何仍然是該地區亟待解決的科學問題。利用合理可靠的基流分割方法獲得準確的流域基流特征，不僅有利于深入理解大興安嶺多年凍土區森林小流域徑流組分，并且對了解區域水文地質特性，保護河流水生生態安全以及水資源的可持續利用具有重要的理論和應用價值。本研究將利用電導率質量平衡法(CMB)進行基流分割，旨在揭示大興安嶺多年凍土區森林小流域基流和徑流組分特征及其與降水和土壤含水量之間的時間延滯關系。

1 研究區概況

研究區屬于寒溫帶季風氣候，根據漠河氣象站1960—2016年資料顯示，年均降水量為435.43 mm，集中在6—9月份，年均氣溫為-4.29 ℃，年均日照時間為2 418.58 h，年均風速為1.90 m·s-1，年均相對濕度為70%。地帶性土壤為棕色針葉林土，土層厚度為15～50 cm，并存在永凍層。森林植被屬于泛北極植物區歐亞植物亞區大興安嶺植物區系，地帶性植被類型為寒溫性明亮針葉林，興安落葉松(Larixgmelinii)為優勢種，其他喬木樹種有樟子松(Pinussylvestrisvar.mongolica)、白樺(Betulaplatyphylla)和山楊(Populusdavidiana)等。

2 研究方法

2.1 流域概況

在大興安嶺北部多年凍土分布區內選擇大馬場河森林小流域(簡稱“流域”)，流域地理坐標為53°21′～53°27′N,122°4′～122°16′E，面積65.26 km2，海拔312～764 m(見圖1a)，流向由南向北，最終匯入黑龍江(見圖1b)。流域地處大興安嶺北部多年凍土區內，無人為干擾，森林覆蓋率高，根據當地林業局提供的森林調查資料以及林相圖(2016年)，結合實地踏查和遙感影像解析，流域森林覆蓋率在95%以上，主要分布有興安落葉松和白樺，流域地貌和下墊面(植被和多年凍土分布)特征在大興安嶺地區具有很好的代表性。依據前期踏查以及黑龍江漠河森林生態系統國家定位觀測研究站提供的長期監測信息，研究流域11—3月份處于封凍期，河水凍結，這期間降水以降雪的形式形成積雪儲存在流域內，多年凍土活動層土壤凍結。4月中旬開始至6月初隨著氣溫升高河冰和積雪逐漸融化，形成春季融雪徑流。6月中旬開始受溫帶大陸季風氣候影響，雨熱同期，氣溫升高，活動層土壤融化，降水量增加，形成夏季汛期。10月開始氣溫降低，降水量減少，活動層土壤和河流也開始逐漸凍結。基于此，本研究利用大馬場河森林小流域5—10月份的逐時徑流量、溪流電導率、分層土壤溫濕度以及降水量數據，開展河川基流特征及其與降水和土壤含水量之間關系的研究。

2.2 數據觀測

選擇河道狹窄河岸整齊的斷面作為觀測斷面，布設水位計(Onset HOBO U20-001)和電導率儀(Onset HOBO U24-01)，記錄時間間隔設為30 min。通過建立水位-流量關系曲線，利用連續水位數據獲取連續的徑流量數據。觀測期自2019年5月7日—2019年10月9日，共獲取5個月份徑流和徑流電導率數據。根據流域的面積，將流量(m3/d)數據轉化為該流域的徑流深(mm)數據。為了減小降雨空間異質性帶來的影響，在流域內不同海拔區域，共布設4個翻斗式雨量計(Onset HOBO RG3-M)對觀測期的降雨進行觀測，根據泰森多邊形法計算獲得流域降雨量。流域地形地勢為低山寬谷，山坡坡度較緩，平均坡度11.36°，溝谷因地勢平坦形成天然泥潭沼澤濕地，根據流域地形，坡地和溝谷濕地是兩類主要的匯水單元，本研究在流域坡面和平坦的溝谷濕地分別布設了一個土壤含水率儀(S-SMD-M005土壤水分傳感器)，對土壤含水量動態進行分層定點觀測，觀測深度分別為10、30、50 cm，記錄時間間隔為30 min。

圖1 大興安嶺多年凍土區森林小流域及儀器布設位置

2.3 基于電導率質量平衡法的基流分割

理論上，由于基流是在通過土壤和巖層的運輸過程后匯入河道與地表徑流共同組成河川徑流，所以基流的離子濃度更大，即電導率較地表徑流更高。總徑流量中的基流比例可以通過電導率質量平衡法計算獲得[15]。計算公式如下，

(1)

式中：BF為基流流量；Q為總徑流量；QC為徑流電導率；BFC為基流電導率；ROC為地表徑流電導率。

本研究中所有徑流組分流量均根據流域面積轉換為徑流深。根據以往的研究，參數BFC和ROC可分別在地下水和地表徑流中直接測量[17-19]。然而在野外實驗過程中，地下水和地表徑流通常很難直接獲取，所以在應用電導率質量平衡法進行基流分割過程中，假設BFC為觀測獲得的溪流電導率最高值，認為該時期總徑流量幾乎100%由基流組成，而RQC為觀測獲得的溪流電導率最低值，認為該時期總徑流量幾乎100%由地表徑流組成，由此可以計算獲得相對準確的基流流量[20]。在該研究中，溪流電導率來自于設置在流域卡口處的自計式電導率儀，設置時間間隔為30 min，BFC和ROC的取值時間分別在8月26日15:00:00(2 705.5 μS·m-1)和5月18日18:00:00(794 μS·m-1)。

基流指數定義為基流量與總徑流量之比，具體公式為

BFI=BF/Q。

(2)

式中：BFI為基流指數；BF為基流流量；Q為總徑流量。

2.4 退水系數

流域退水系數可以反映流域基本特征，根據Barnes對密西西比上游的研究[21]，包括地表徑流、暴雨滲流和基流的退水曲線均可用公式(3)表示，在退水過程中，退水系數的大小與徑流組分變化劇烈程度呈正比，退水系數越大，徑流組分變化越劇烈，證明退水過程越快[22]。本研究主要針對7月21—24日、8月20日—9月5日以及9月9—22日3次洪峰過程計算其退水系數。

Qt=Q0e-kt。

(3)

式中:Qt、Q0分別為t和退水開始時刻的流量；k為指定時段內的退水常數，0≤k≤1；t為退水時間。

對式(2)進行變形，用Qt、Q0、t的關系來表達k，有：

k=(lnQ0-lnQt)/t。

(4)

2.5 時間序列交叉相關分析

利用時間序列交叉相關分析來分析時間序列徑流組分和不同位置土壤含水量是否有統計顯著因果關系[23-25]。首先使用軟件STATISTICA 7中的ARIMA模型去除所有時間序列數據的自相關，再利用軟件R-studio將ARIMA模型輸出的時間序列變量殘差進行時間序列交叉相關分析。交叉相關分析運用語句ccf分析X[t+k]和Y[t]之間的相關性，其中X為土壤含水量變量，Y為徑流組分變量，t為時間變量，以1 h為步長，k值為滯后時間。

3 結果與分析

3.1 徑流組分特征

3.1.1 徑流組分流量特征

由圖2可見，大馬場河森林小流域屬于降雨主導型，各徑流組分的變化趨勢與降雨相一致。全年降雨量為256.80 mm，與往年相比，研究年份屬于枯水年。各徑流組分5、6月份融雪徑流沒有出現明顯的洪峰。進入7月份生長季，分別在7月23日、9月2日、9月15日出現了3次全年較大的洪峰，洪峰流量分別為5.08、1.81、4.71 mm。基流的季節變化趨勢與總徑流量相似，同樣在7月2日、9月11日、9月15日出現了基流的洪峰流量，分別為2.87、1.57、3.50 mm。但基流在5、6月份融雪徑流期間明顯低于7—9月份。全年基流總量為123.93 mm，徑流總量為191.50 mm，年基流指數為65%。

圖2 大馬場河森林小流域徑流組分季節性分布特征

由表1可見，總徑流、基流和地表徑流的中位值分別是1.10、0.76、0.38 mm；平均值分別為1.29、0.82、0.48 mm。基流的中位值高于地表徑流的中位值。基流量總量是地表徑流總量的1.7倍。可見，大馬場河森林小流域基流對河川徑流總量的貢獻高于地表徑流。

表1 大馬場河森林小流域徑流組分年內特征

由表2可見，5月份基流對總徑流量的貢獻最小，只有23%。進入生長季(7月份)之后，基流對河川徑流的貢獻均大于65%。其中以8月份基流指數最大，為91%。生長季(7—9月份)基流對總徑流量的貢獻占據了主導位置。這可能是因為大馬場河小流域處于連續多年凍土區，5月份活動層仍沒有完全融化，隨著氣溫的升高，冬季積雪融水和降雨在未融化的活動層之上形成地表徑流匯入河道，所以這一時期的河川徑流中地表徑流的比例較大。而進入生長季后，活動層逐漸融化，降雨大部分入滲至融化的活動層，在土壤中轉化成基流的比例不斷增加，所以基流對河川徑流的貢獻較大。

表2 大馬場河森林小流域徑流組分月季節特征

3.1.2 徑流組分退水特征

根據圖2可知，在調查時段內(7—9月份)大馬場河森林小流域出現了明顯的3次徑流洪峰，分別計算3段洪峰徑流退水過程的退水系數。由表3可見，3次洪峰基流的退水系數均小于地表徑流。根據退水系數的定義，退水系數越小退水越慢，徑流變化越平穩。基流的退水系數小，表明基流退水過程明顯比地表徑流慢。

表3 大馬場河森林小流域不同洪峰過程的退水系數

3.2 降雨對徑流組分的影響

在研究時段內，選取7場不同雨量級的降雨事件(見表4)，做降雨和徑流組分雙累積曲線，研究降雨對徑流組分的影響。由圖3可知，生長季的5場降雨事件的徑流組分的雙累積曲線擬合方程大多數是指數函數，基流的累積量大于地表徑流。隨著降雨累積量的增加，雙累積曲線斜率逐漸增加，說明徑流組分累積量的增速逐漸增加，說明降雨事件的前期產流系數較低，隨著降雨事件的進行，徑流系數逐漸增加，降雨量越大這種延滯效應越明顯。而在融雪期的2場降雨事件，地表徑流大于基流，徑流組分的累積速率隨著降雨事件的進行而逐漸減小。

3.3 土壤含水量與徑流組分相關性

由圖4可知，各層土壤含水量總體上呈下降趨勢，河岸土壤含水量比坡面波動幅度更大；不論是河岸帶還是坡面，在土壤水分穩定后，含水量由高到低是50、30、10 cm土層。在融雪期(5月至6月初)，由于活動層土壤凍融，各層土壤水分變化幅度較大。

表4 大馬場河森林小流域降雨特征

圖3 大馬場河森林小流域降雨-徑流組分雙累積曲線

圖4 大馬場河森林小流域土壤含水量特征

在不同時期(融雪徑流期和生長季)選擇不同洪峰流量的降雨-產流過程進行徑流組分與土壤含水量交叉相關分析(見表5)，3個相關分析的徑流洪峰流量分別為0.066、0.267、0.081 mm，其發生時間區間分別位于6月6—10日、7月16—25日和8月31日—9月4日。表5總結了4個不同季節和降雨量級的降雨-產流過程土壤水分和徑流組分的交叉相關分析，結果表明，在不同量級降雨事件的降雨-產流過程中，各徑流組分均與土壤含水量有顯著的相關性。其中，在融雪期(6月6—10日)，地表徑流為河川徑流的主要補給源，除坡面10 cm土層土壤外，與各層土壤含水量均存在顯著相關關系(P<0.05)，并且延滯時間均為2 h。基流與濕地30 cm土層土壤含水量有極顯著相關關系(P<0.01)，延滯時間為0。

7月16—25日的降雨-產流過程處于生長季中期，基流為河川徑流的主要補給來源，基流和總徑流與各層土壤具有顯著相關關系(P<0.05)，基流與各層土壤具有顯著相關關系(P<0.05)，總徑流去除坡面30 cm土壤以外，與各層土壤均存在相關關系(P<0.05)。地表徑流除坡面10 cm土壤以外，與各層土壤均存在顯著相關關系(P<0.05)，其延滯時間遠遠小于基流和總徑流。

8月31日—9月4日的降雨-產流過程處于生長季晚期，基流依然為河川徑流的主要補給源，基流和總徑流與各層土壤含水量均有顯著的相關關系(P<0.05)，除與濕地30 cm土壤層的延滯時間為0 h外，與其他土層土壤含水量的延滯時間均為7 h。地表徑流只與坡面10 cm、河岸50 cm、河岸30 cm土層含水量有顯著相關關系(P<0.05)，延滯時間分別為2、1、5 h。

表5 大馬場河森林小流域徑流組分與土壤含水量交叉相關性

4 討論

4.1 大興安嶺多年凍土區森林小流域基流的季節性變化特征

本研究中大興安嶺多年凍土區大馬場河森林小流域基流指數有明顯的季節性特征，融雪徑流時期(5月份)基流指數最低，為23%，隨著氣溫的升高基流指數也不斷增加，到8月份基流指數達到了91%。融雪徑流期由于積雪和多年凍土活動層凍結土壤還未完全融化，使融雪水和降水直接轉化為地表徑流匯入河道，該時期的地表徑流是維持河川徑流穩定的主要來源，這與Duan et al.[25]對大興安嶺大流域春季融雪徑流的研究結果一致。隨著氣溫逐漸升高，土壤中的冰逐漸融化，地表徑流對河川徑流的補給逐漸減少，基流對河川徑流的補給占據主導作用。研究流域的年平均基流指數為65%，說明基流是河川徑流的主要來源。前人的研究也有相似的結論：陳帥等[26]使用數字濾波法對長江干流7個水文站進行基流分割研究的結果表明，各站基流指數為76.8%～79.8%。同時，也有研究表明枯水年基流是徑流的主要補給來源[27]。這些研究與本研究得出了相同的結論，基流作為徑流的主要補給來源，在枯水年，基流對總徑流的貢獻很高[28]。本研究中基流的退水系數小于地表徑流，說明基流的退水過程較地表徑流退水慢。森林土壤作為基流流動的主要路徑，能夠減緩水分運移速度，維持土壤含水量[29-32]，為森林植被提供穩定的水分來源，同時也證明了當地森林小流域具有較強的消減洪峰、涵養水源的功能[33-35]。

4.2 基流與土壤含水量在降雨-產流過程中的延滯關系

壤中流是水分在土壤中再分配與水循環的一個重要環節，與河川徑流的相互關系較緊密[36-37]。土壤作為水分匯聚入河道的中間媒介，徑流組分的變化與土壤含水量變化之間必定存在延滯效應[38]。過往的研究中，利用模型進行模擬研究證實了基流對凍土融化的階段性延滯效應，但是水文地質條件的差異，延滯效應也會存在很大的差異[38]。Ge et al.[39]對Minnesota流域的研究表明，最大的淺層凍土地下水流量變化與最大地表氣溫只有不到1年的延滯時間。本研究根據時間序列交叉相關分析，分析了研究流域在活動層融化過程中，徑流組分與土壤含水量的因果關系。在融雪期和生長季，基流和地表徑流與土壤含水量的延滯因果關系有較大的差異，融雪期地表徑流是河川徑流的補給來源，這時地表徑流與土壤含水量的因果關系與總徑流相近，在生長季，基流成為河川徑流的主要補給來源，基流與土壤含水量的延滯因果關系與總徑流相近。

本研究中發現在降雨-產流過程中，各徑流組分的徑流量越高，其與土壤含水量的延滯時間越長，同時，降雨量級和歷時通過影響水分入滲進而使基流和土壤含水量的延滯時間發生變化[40]。權錦等[41]在石羊河流域的研究結論表明，基流值與降水、地形等因素密切相關，其中指出基流與降水基本呈正比關系。劉柏君等[29]在海流兔河流域的研究發現，人類活動對流域基流強于氣候變化，人類活動是流域基流變化的主要因素，其次是降雨。本研究發現降雨對徑流組分影響具有延滯效應，同時基流和地表徑流對降雨的響應敏感性存在差異。根據降雨-徑流雙累積曲線(見圖3)，當降雨量較小時，延遲效應并不明顯，隨著降雨量的增加延滯時間也隨之增加，這與時間序列交叉相關的結果(見表5)相一致。總之，降雨-產流過程中基流與降雨和土壤水分的關系受到降雨特征、地形和土壤物理性質的綜合影響，本研究利用雙累積曲線和時間序列交叉相關方法揭示了其因果和時間分布關系。為了更加準確深入了解降雨-產流過程以及基流對河川徑流的補給機制，需要未來開展更多基于物理過程的研究。

5 結論

利用電導率質量平衡法獲知大興安嶺多年凍土區森林小流域年(5—9月份)基流量為123.93 mm，地表徑流量為65.43 mm，總徑流量為189.36 mm，基流是河川徑流主要來源，對總徑流的貢獻高達65%。

徑流組分存在顯著的季節性變化特征。在融雪徑流期(5月和6月)，由于多年凍土活動層未融化，河川徑流以地表徑流為主要來源；基流隨著降雨歷時增加，其對總徑流量的貢獻逐漸減少；進入生長季(7—9月份)，基流成為河川徑流的主要來源，各月基流占比均大于65%，8月份基流指數最大，達到了91%；基流隨著降雨歷時的增加，其對總徑流量的貢獻也逐漸增加。

基流在生長季(7—9月份)與土壤含水量之間存在顯著(P<0.05)的相關性，并且有明顯時間延滯效應，這種延滯效應在降雨量較大、洪峰流量較高的降雨-產流過程中更為顯著。