郎明翰 王希臣 滿秀玲 段亮亮

(森林生態(tài)系統(tǒng)可持續(xù)經(jīng)營(yíng)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(東北林業(yè)大學(xué))，哈爾濱，150040)(黑龍江珍寶島濕地國(guó)家級(jí)自然保護(hù)區(qū)管理局)(森林生態(tài)系統(tǒng)可持續(xù)經(jīng)營(yíng)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(東北林業(yè)大學(xué)))

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(rèn)為是除地面直接徑流以外的徑流，是河川徑流中穩(wěn)定的徑流組分，是枯水季節(jié)徑流的主要來(lái)源，對(duì)維持河流生態(tài)流量和水生生態(tài)環(huán)境起著至關(guān)重要的作用。將基流在總徑流中的占比分割出來(lái)的過(guò)程，即基流分割[2-4]?；髯鳛閺搅鞯慕M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(fā)、地形地勢(shì)、植被特征等因素影響[5]。例如，黨素珍等[6]在黑河上游地區(qū)對(duì)基流變化特征的研究表明，黑河上游基流量年內(nèi)變化為先增后減，峰值出現(xiàn)在8月份；受氣溫和融雪徑流影響，流量年內(nèi)變化呈增加趨勢(shì)，基流指數(shù)呈減少趨勢(shì)。Li et al.[7]針對(duì)徑流組分及其影響因素的研究結(jié)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(lái)對(duì)基流的研究逐漸增多，但是基流產(chǎn)生機(jī)制的研究尚不完善，基流數(shù)據(jù)也無(wú)法像河川徑流一樣通過(guò)測(cè)量的方式直接獲取[3，8-10]，因此基流分割對(duì)于水文和水資源學(xué)來(lái)說(shuō)一直是研究的熱點(diǎn)和難點(diǎn)。

根據(jù)示蹤劑的質(zhì)量平衡法，可以將降雨事件產(chǎn)生的過(guò)程流量線分割成不同的水源[11-14]，同位素示蹤法和電解質(zhì)質(zhì)量平衡法都屬于質(zhì)量平衡法，除去同位素法實(shí)驗(yàn)成本昂貴的缺陷之外，二者都需要通過(guò)分析樣本目標(biāo)物質(zhì)含量的方式進(jìn)行基流分割，因此無(wú)法得到連續(xù)的、實(shí)時(shí)的數(shù)據(jù)集，這成為2個(gè)實(shí)驗(yàn)方法最大的限制因子。而電導(dǎo)率質(zhì)量平衡法可以通過(guò)將電導(dǎo)率儀放置河中，得到連續(xù)的電導(dǎo)率數(shù)據(jù)進(jìn)行基流分割。

大興安嶺多年凍土區(qū)是歐亞大陸高緯度多年凍土區(qū)南緣[15]，同時(shí)是我國(guó)境內(nèi)唯一的寒溫帶明亮針葉林區(qū)[16]，森林覆蓋率在80%以上。復(fù)雜的水文地質(zhì)條件和植被覆蓋，形成了該區(qū)獨(dú)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(qū)域內(nèi)河網(wǎng)發(fā)達(dá)，生長(zhǎng)季河川徑流量穩(wěn)定，這可能與穩(wěn)定的河川基流補(bǔ)給緊密相關(guān)。然而，大興安嶺多年凍土區(qū)森林小流域河川基流特征如何，基流的季節(jié)性分布特征，以及基流對(duì)降水影響如何仍然是該地區(qū)亟待解決的科學(xué)問(wèn)題。利用合理可靠的基流分割方法獲得準(zhǔn)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(qū)森林小流域徑流組分，并且對(duì)了解區(qū)域水文地質(zhì)特性，保護(hù)河流水生生態(tài)安全以及水資源的可持續(xù)利用具有重要的理論和應(yīng)用價(jià)值。本研究將利用電導(dǎo)率質(zhì)量平衡法(CMB)進(jìn)行基流分割，旨在揭示大興安嶺多年凍土區(qū)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(shí)間延滯關(guān)系。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)屬于寒溫帶季風(fēng)氣候，根據(jù)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(shí)間為2 418.58 h，年均風(fēng)速為1.90 m·s-1，年均相對(duì)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(qū)歐亞植物亞區(qū)大興安嶺植物區(qū)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(yōu)勢(shì)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(qū)內(nèi)選擇大馬場(chǎng)河森林小流域(簡(jiǎn)稱“流域”)，流域地理坐標(biāo)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(qū)內(nèi)，無(wú)人為干擾，森林覆蓋率高，根據(jù)當(dāng)?shù)亓謽I(yè)局提供的森林調(diào)查資料以及林相圖(2016年)，結(jié)合實(shí)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(qū)具有很好的代表性。依據(jù)前期踏查以及黑龍江漠河森林生態(tài)系統(tǒng)國(guó)家定位觀測(cè)研究站提供的長(zhǎng)期監(jiān)測(cè)信息，研究流域11—3月份處于封凍期，河水凍結(jié)，這期間降水以降雪的形式形成積雪儲(chǔ)存在流域內(nèi)，多年凍土活動(dòng)層土壤凍結(jié)。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(fēng)氣候影響，雨熱同期，氣溫升高，活動(dòng)層土壤融化，降水量增加，形成夏季汛期。10月開始?xì)鉁亟档?，降水量減少，活動(dòng)層土壤和河流也開始逐漸凍結(jié)?；诖?，本研究利用大馬場(chǎng)河森林小流域5—10月份的逐時(shí)徑流量、溪流電導(dǎo)率、分層土壤溫濕度以及降水量數(shù)據(jù)，開展河川基流特征及其與降水和土壤含水量之間關(guān)系的研究。

2.2 數(shù)據(jù)觀測(cè)

選擇河道狹窄河岸整齊的斷面作為觀測(cè)斷面，布設(shè)水位計(jì)(Onset HOBO U20-001)和電導(dǎo)率儀(Onset HOBO U24-01)，記錄時(shí)間間隔設(shè)為30 min。通過(guò)建立水位-流量關(guān)系曲線，利用連續(xù)水位數(shù)據(jù)獲取連續(xù)的徑流量數(shù)據(jù)。觀測(cè)期自2019年5月7日—2019年10月9日，共獲取5個(gè)月份徑流和徑流電導(dǎo)率數(shù)據(jù)。根據(jù)流域的面積，將流量(m3/d)數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)化為該流域的徑流深(mm)數(shù)據(jù)。為了減小降雨空間異質(zhì)性帶來(lái)的影響，在流域內(nèi)不同海拔區(qū)域，共布設(shè)4個(gè)翻斗式雨量計(jì)(Onset HOBO RG3-M)對(duì)觀測(cè)期的降雨進(jìn)行觀測(cè)，根據(jù)泰森多邊形法計(jì)算獲得流域降雨量。流域地形地勢(shì)為低山寬谷，山坡坡度較緩，平均坡度11.36°，溝谷因地勢(shì)平坦形成天然泥潭沼澤濕地，根據(jù)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(shè)了一個(gè)土壤含水率儀(S-SMD-M005土壤水分傳感器)，對(duì)土壤含水量動(dòng)態(tài)進(jìn)行分層定點(diǎn)觀測(cè)，觀測(cè)深度分別為10、30、50 cm，記錄時(shí)間間隔為30 min。

圖1 大興安嶺多年凍土區(qū)森林小流域及儀器布設(shè)位置

2.3 基于電導(dǎo)率質(zhì)量平衡法的基流分割

理論上，由于基流是在通過(guò)土壤和巖層的運(yùn)輸過(guò)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(dǎo)率較地表徑流更高?？倧搅髁恐械幕鞅壤梢酝ㄟ^(guò)電導(dǎo)率質(zhì)量平衡法計(jì)算獲得[15]。計(jì)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(dǎo)率；BFC為基流電導(dǎo)率；ROC為地表徑流電導(dǎo)率。

本研究中所有徑流組分流量均根據(jù)流域面積轉(zhuǎn)換為徑流深。根據(jù)以往的研究，參數(shù)BFC和ROC可分別在地下水和地表徑流中直接測(cè)量[17-19]。然而在野外實(shí)驗(yàn)過(guò)程中，地下水和地表徑流通常很難直接獲取，所以在應(yīng)用電導(dǎo)率質(zhì)量平衡法進(jìn)行基流分割過(guò)程中，假設(shè)BFC為觀測(cè)獲得的溪流電導(dǎo)率最高值，認(rèn)為該時(shí)期總徑流量幾乎100%由基流組成，而RQC為觀測(cè)獲得的溪流電導(dǎo)率最低值，認(rèn)為該時(shí)期總徑流量幾乎100%由地表徑流組成，由此可以計(jì)算獲得相對(duì)準(zhǔn)確的基流流量[20]。在該研究中，溪流電導(dǎo)率來(lái)自于設(shè)置在流域卡口處的自計(jì)式電導(dǎo)率儀，設(shè)置時(shí)間間隔為30 min，BFC和ROC的取值時(shí)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(shù)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(shù)；BF為基流流量；Q為總徑流量。

2.4 退水系數(shù)

流域退水系數(shù)可以反映流域基本特征，根據(jù)Barnes對(duì)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(guò)程中，退水系數(shù)的大小與徑流組分變化劇烈程度呈正比，退水系數(shù)越大，徑流組分變化越劇烈，證明退水過(guò)程越快[22]。本研究主要針對(duì)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(guò)程計(jì)算其退水系數(shù)。

Qt=Q0e-kt。

(3)

式中:Qt、Q0分別為t和退水開始時(shí)刻的流量；k為指定時(shí)段內(nèi)的退水常數(shù)，0≤k≤1；t為退水時(shí)間。

對(duì)式(2)進(jìn)行變形，用Qt、Q0、t的關(guān)系來(lái)表達(dá)k，有：

k=(lnQ0-lnQt)/t。

(4)

2.5 時(shí)間序列交叉相關(guān)分析

利用時(shí)間序列交叉相關(guān)分析來(lái)分析時(shí)間序列徑流組分和不同位置土壤含水量是否有統(tǒng)計(jì)顯著因果關(guān)系[23-25]。首先使用軟件STATISTICA 7中的ARIMA模型去除所有時(shí)間序列數(shù)據(jù)的自相關(guān)，再利用軟件R-studio將ARIMA模型輸出的時(shí)間序列變量殘差進(jìn)行時(shí)間序列交叉相關(guān)分析。交叉相關(guān)分析運(yùn)用語(yǔ)句ccf分析X[t+k]和Y[t]之間的相關(guān)性，其中X為土壤含水量變量，Y為徑流組分變量，t為時(shí)間變量，以1 h為步長(zhǎng)，k值為滯后時(shí)間。

3 結(jié)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(chǎng)河森林小流域?qū)儆诮涤曛鲗?dǎo)型，各徑流組分的變化趨勢(shì)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(méi)有出現(xiàn)明顯的洪峰。進(jìn)入7月份生長(zhǎng)季，分別在7月23日、9月2日、9月15日出現(xiàn)了3次全年較大的洪峰，洪峰流量分別為5.08、1.81、4.71 mm?；鞯募竟?jié)變化趨勢(shì)與總徑流量相似，同樣在7月2日、9月11日、9月15日出現(xiàn)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(shù)為65%。

圖2 大馬場(chǎng)河森林小流域徑流組分季節(jié)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?？梢?，大馬場(chǎng)河森林小流域基流對(duì)河川徑流總量的貢獻(xiàn)高于地表徑流。

表1 大馬場(chǎng)河森林小流域徑流組分年內(nèi)特征

由表2可見，5月份基流對(duì)總徑流量的貢獻(xiàn)最小，只有23%。進(jìn)入生長(zhǎng)季(7月份)之后，基流對(duì)河川徑流的貢獻(xiàn)均大于65%。其中以8月份基流指數(shù)最大，為91%。生長(zhǎng)季(7—9月份)基流對(duì)總徑流量的貢獻(xiàn)占據(jù)了主導(dǎo)位置。這可能是因?yàn)榇篑R場(chǎng)河小流域處于連續(xù)多年凍土區(qū)，5月份活動(dòng)層仍沒(méi)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(dòng)層之上形成地表徑流匯入河道，所以這一時(shí)期的河川徑流中地表徑流的比例較大。而進(jìn)入生長(zhǎng)季后，活動(dòng)層逐漸融化，降雨大部分入滲至融化的活動(dòng)層，在土壤中轉(zhuǎn)化成基流的比例不斷增加，所以基流對(duì)河川徑流的貢獻(xiàn)較大。

表2 大馬場(chǎng)河森林小流域徑流組分月季節(jié)特征

3.1.2 徑流組分退水特征

根據(jù)圖2可知，在調(diào)查時(shí)段內(nèi)(7—9月份)大馬場(chǎng)河森林小流域出現(xiàn)了明顯的3次徑流洪峰，分別計(jì)算3段洪峰徑流退水過(guò)程的退水系數(shù)。由表3可見，3次洪峰基流的退水系數(shù)均小于地表徑流。根據(jù)退水系數(shù)的定義，退水系數(shù)越小退水越慢，徑流變化越平穩(wěn)?；鞯耐怂禂?shù)小，表明基流退水過(guò)程明顯比地表徑流慢。

表3 大馬場(chǎng)河森林小流域不同洪峰過(guò)程的退水系數(shù)

3.2 降雨對(duì)徑流組分的影響

在研究時(shí)段內(nèi)，選取7場(chǎng)不同雨量級(jí)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(duì)徑流組分的影響。由圖3可知，生長(zhǎng)季的5場(chǎng)降雨事件的徑流組分的雙累積曲線擬合方程大多數(shù)是指數(shù)函數(shù)，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(shuō)明徑流組分累積量的增速逐漸增加，說(shuō)明降雨事件的前期產(chǎn)流系數(shù)較低，隨著降雨事件的進(jìn)行，徑流系數(shù)逐漸增加，降雨量越大這種延滯效應(yīng)越明顯。而在融雪期的2場(chǎng)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(jìn)行而逐漸減小。

3.3 土壤含水量與徑流組分相關(guān)性

由圖4可知，各層土壤含水量總體上呈下降趨勢(shì)，河岸土壤含水量比坡面波動(dòng)幅度更大；不論是河岸帶還是坡面，在土壤水分穩(wěn)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(dòng)層土壤凍融，各層土壤水分變化幅度較大。

表4 大馬場(chǎng)河森林小流域降雨特征

圖3 大馬場(chǎng)河森林小流域降雨-徑流組分雙累積曲線

圖4 大馬場(chǎng)河森林小流域土壤含水量特征

在不同時(shí)期(融雪徑流期和生長(zhǎng)季)選擇不同洪峰流量的降雨-產(chǎn)流過(guò)程進(jìn)行徑流組分與土壤含水量交叉相關(guān)分析(見表5)，3個(gè)相關(guān)分析的徑流洪峰流量分別為0.066、0.267、0.081 mm，其發(fā)生時(shí)間區(qū)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(jié)了4個(gè)不同季節(jié)和降雨量級(jí)的降雨-產(chǎn)流過(guò)程土壤水分和徑流組分的交叉相關(guān)分析，結(jié)果表明，在不同量級(jí)降雨事件的降雨-產(chǎn)流過(guò)程中，各徑流組分均與土壤含水量有顯著的相關(guān)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(bǔ)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(guān)關(guān)系(P<0.05)，并且延滯時(shí)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(guān)關(guān)系(P<0.01)，延滯時(shí)間為0。

7月16—25日的降雨-產(chǎn)流過(guò)程處于生長(zhǎng)季中期，基流為河川徑流的主要補(bǔ)給來(lái)源，基流和總徑流與各層土壤具有顯著相關(guān)關(guān)系(P<0.05)，基流與各層土壤具有顯著相關(guān)關(guān)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(guān)關(guān)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(guān)關(guān)系(P<0.05)，其延滯時(shí)間遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于基流和總徑流。

8月31日—9月4日的降雨-產(chǎn)流過(guò)程處于生長(zhǎng)季晚期，基流依然為河川徑流的主要補(bǔ)給源，基流和總徑流與各層土壤含水量均有顯著的相關(guān)關(guān)系(P<0.05)，除與濕地30 cm土壤層的延滯時(shí)間為0 h外，與其他土層土壤含水量的延滯時(shí)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(guān)關(guān)系(P<0.05)，延滯時(shí)間分別為2、1、5 h。

表5 大馬場(chǎng)河森林小流域徑流組分與土壤含水量交叉相關(guān)性

4 討論

4.1 大興安嶺多年凍土區(qū)森林小流域基流的季節(jié)性變化特征

本研究中大興安嶺多年凍土區(qū)大馬場(chǎng)河森林小流域基流指數(shù)有明顯的季節(jié)性特征，融雪徑流時(shí)期(5月份)基流指數(shù)最低，為23%，隨著氣溫的升高基流指數(shù)也不斷增加，到8月份基流指數(shù)達(dá)到了91%。融雪徑流期由于積雪和多年凍土活動(dòng)層凍結(jié)土壤還未完全融化，使融雪水和降水直接轉(zhuǎn)化為地表徑流匯入河道，該時(shí)期的地表徑流是維持河川徑流穩(wěn)定的主要來(lái)源，這與Duan et al.[25]對(duì)大興安嶺大流域春季融雪徑流的研究結(jié)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(duì)河川徑流的補(bǔ)給逐漸減少，基流對(duì)河川徑流的補(bǔ)給占據(jù)主導(dǎo)作用。研究流域的年平均基流指數(shù)為65%，說(shuō)明基流是河川徑流的主要來(lái)源。前人的研究也有相似的結(jié)論：陳帥等[26]使用數(shù)字濾波法對(duì)長(zhǎng)江干流7個(gè)水文站進(jìn)行基流分割研究的結(jié)果表明，各站基流指數(shù)為76.8%～79.8%。同時(shí)，也有研究表明枯水年基流是徑流的主要補(bǔ)給來(lái)源[27]。這些研究與本研究得出了相同的結(jié)論，基流作為徑流的主要補(bǔ)給來(lái)源，在枯水年，基流對(duì)總徑流的貢獻(xiàn)很高[28]。本研究中基流的退水系數(shù)小于地表徑流，說(shuō)明基流的退水過(guò)程較地表徑流退水慢。森林土壤作為基流流動(dòng)的主要路徑，能夠減緩水分運(yùn)移速度，維持土壤含水量[29-32]，為森林植被提供穩(wěn)定的水分來(lái)源，同時(shí)也證明了當(dāng)?shù)厣中×饔蚓哂休^強(qiáng)的消減洪峰、涵養(yǎng)水源的功能[33-35]。

4.2 基流與土壤含水量在降雨-產(chǎn)流過(guò)程中的延滯關(guān)系

壤中流是水分在土壤中再分配與水循環(huán)的一個(gè)重要環(huán)節(jié)，與河川徑流的相互關(guān)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(yīng)[38]。過(guò)往的研究中，利用模型進(jìn)行模擬研究證實(shí)了基流對(duì)凍土融化的階段性延滯效應(yīng)，但是水文地質(zhì)條件的差異，延滯效應(yīng)也會(huì)存在很大的差異[38]。Ge et al.[39]對(duì)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(shí)間。本研究根據(jù)時(shí)間序列交叉相關(guān)分析，分析了研究流域在活動(dòng)層融化過(guò)程中，徑流組分與土壤含水量的因果關(guān)系。在融雪期和生長(zhǎng)季，基流和地表徑流與土壤含水量的延滯因果關(guān)系有較大的差異，融雪期地表徑流是河川徑流的補(bǔ)給來(lái)源，這時(shí)地表徑流與土壤含水量的因果關(guān)系與總徑流相近，在生長(zhǎng)季，基流成為河川徑流的主要補(bǔ)給來(lái)源，基流與土壤含水量的延滯因果關(guān)系與總徑流相近。

本研究中發(fā)現(xiàn)在降雨-產(chǎn)流過(guò)程中，各徑流組分的徑流量越高，其與土壤含水量的延滯時(shí)間越長(zhǎng)，同時(shí)，降雨量級(jí)和歷時(shí)通過(guò)影響水分入滲進(jìn)而使基流和土壤含水量的延滯時(shí)間發(fā)生變化[40]。權(quán)錦等[41]在石羊河流域的研究結(jié)論表明，基流值與降水、地形等因素密切相關(guān)，其中指出基流與降水基本呈正比關(guān)系。劉柏君等[29]在海流兔河流域的研究發(fā)現(xiàn)，人類活動(dòng)對(duì)流域基流強(qiáng)于氣候變化，人類活動(dòng)是流域基流變化的主要因素，其次是降雨。本研究發(fā)現(xiàn)降雨對(duì)徑流組分影響具有延滯效應(yīng)，同時(shí)基流和地表徑流對(duì)降雨的響應(yīng)敏感性存在差異。根據(jù)降雨-徑流雙累積曲線(見圖3)，當(dāng)降雨量較小時(shí)，延遲效應(yīng)并不明顯，隨著降雨量的增加延滯時(shí)間也隨之增加，這與時(shí)間序列交叉相關(guān)的結(jié)果(見表5)相一致?？傊?，降雨-產(chǎn)流過(guò)程中基流與降雨和土壤水分的關(guān)系受到降雨特征、地形和土壤物理性質(zhì)的綜合影響，本研究利用雙累積曲線和時(shí)間序列交叉相關(guān)方法揭示了其因果和時(shí)間分布關(guān)系。為了更加準(zhǔn)確深入了解降雨-產(chǎn)流過(guò)程以及基流對(duì)河川徑流的補(bǔ)給機(jī)制，需要未來(lái)開展更多基于物理過(guò)程的研究。

5 結(jié)論

利用電導(dǎo)率質(zhì)量平衡法獲知大興安嶺多年凍土區(qū)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(lái)源，對(duì)總徑流的貢獻(xiàn)高達(dá)65%。

徑流組分存在顯著的季節(jié)性變化特征。在融雪徑流期(5月和6月)，由于多年凍土活動(dòng)層未融化，河川徑流以地表徑流為主要來(lái)源；基流隨著降雨歷時(shí)增加，其對(duì)總徑流量的貢獻(xiàn)逐漸減少；進(jìn)入生長(zhǎng)季(7—9月份)，基流成為河川徑流的主要來(lái)源，各月基流占比均大于65%，8月份基流指數(shù)最大，達(dá)到了91%；基流隨著降雨歷時(shí)的增加，其對(duì)總徑流量的貢獻(xiàn)也逐漸增加。

基流在生長(zhǎng)季(7—9月份)與土壤含水量之間存在顯著(P<0.05)的相關(guān)性，并且有明顯時(shí)間延滯效應(yīng)，這種延滯效應(yīng)在降雨量較大、洪峰流量較高的降雨-產(chǎn)流過(guò)程中更為顯著。