段亮亮,滿秀玲,俞正祥,劉玉杰,朱賓賓

東北林業(yè)大學(xué), 哈爾濱 150040

森林干擾對大興安嶺北部森林小流域徑流情勢的影響

段亮亮,滿秀玲*,俞正祥,劉玉杰,朱賓賓

東北林業(yè)大學(xué), 哈爾濱 150040

為了解大興安嶺森林流域水文過程對森林干擾的響應(yīng),利用近配對流域方法,排除了氣候變量的時空差異,對比研究了森林干擾后大興安嶺北部典型森林小流域(<100 km2)洪峰徑流(High flow)和枯水徑流(Low flow)徑流情勢(Flow regimes)的變化趨勢。結(jié)果表明,森林干擾對枯水徑流情勢影響顯著,與對照流域(小北溝流域)相比,森林干擾(占流域總面積的6.74%)使老溝河流域平均枯水徑流流量降低了26.58%,平均枯水徑流變異系數(shù)值增加了36.77%,并且差異達到極顯著水平(P<0.01)。另一方面,森林植被的干擾相對增加了森林小流域的洪峰流量、歷時和變異性,但與對照流域相比差異均未達到統(tǒng)計顯著水平,說明小面積的森林植被干擾未能引起流域洪峰徑流情勢的顯著變化。進一步對配對流域的徑流浮動系數(shù)(Flashiness Index)的分析發(fā)現(xiàn),森林干擾顯著增加了森林小流域的徑流浮動性,研究時段內(nèi)干擾流域的徑流浮動系數(shù)為0.078,是對照流域(0.057)的1.37倍。大興安嶺北部森林小流域的天然徑流情勢(Natural flow regimes)對森林干擾比較敏感,在與水文循環(huán)聯(lián)系緊密的區(qū)域(例如河岸帶),小范圍的森林干擾便可以引起徑流情勢的顯著變化,這在未來該地區(qū)森林和水資源的管理中需要特別注意。

徑流情勢；森林干擾；枯水徑流；洪峰徑流

徑流情勢,包括流量、歷時、時機、頻率以及變異性,能夠反映諸如洪峰和枯水徑流等特定水文事件特征[1],穩(wěn)定的徑流情勢對維持水生生物多樣性和河流生態(tài)系統(tǒng)功能完整性至關(guān)重要[2-3]。

氣候變化和森林干擾是森林流域徑流改變的兩大驅(qū)動因素[4],對徑流情勢的改變也起著關(guān)鍵作用[5]。氣候變化,通過降水和氣溫的改變直接影響流域的水分輸入和蒸散發(fā),從而影響流域徑流情勢[6]。例如,在伊朗Karkheh河流域,Masih[7]等發(fā)現(xiàn),1961—2001年間降水量的變化是徑流情勢改變的主要原因,4月和5月降水的降低引起枯水徑流的降低,而冬季洪峰流量的增加也是由于降水增加引起的。另一方面,在森林流域,森林干擾通過改變諸如林冠截留,土壤水分滲透以及蒸散發(fā)直接影響流域徑流情勢[8]。在智力La Reina流域,79.4%的森林全部皆伐以后,年均徑流增加了110%,而平均洪峰徑流量增加了32%[9]。Zhang和Wei[10]對加拿大British Columbia省Baker Creek流域森林干擾前后的洪峰徑流和枯水徑流情勢的研究發(fā)現(xiàn),與對照期(1964—1990)相比,森林干擾期(1990—2009)洪峰徑流和枯水徑流流量分別增加了31.4%和16.0%,同時,森林干擾使洪峰徑流年內(nèi)的發(fā)生時機顯著提前,使洪峰徑流發(fā)生頻率以及變異性明顯增加,而枯水徑流的變異性明顯降低。Schnorbus和Alila[11]對比加拿大Redfish流域森林采伐前后的洪峰流量發(fā)現(xiàn),當采伐區(qū)域的海拔高度在流域海拔高度的60%以上時,洪峰流量才會出現(xiàn)顯著(α=0.05)變化,在1.25—100a的重現(xiàn)期內(nèi),每小時和每天的洪峰變化量分別在6%—14%和5%—14%之間。

盡管以上的研究在氣候變化和森林干擾與森林流域徑流情勢的關(guān)系方面做出了貢獻,但大多沒有考慮氣候變化和森林干擾對徑流情勢產(chǎn)生的交互效應(yīng)。尤其在森林干擾與徑流情勢關(guān)系的研究中,干擾的不同時期,降水和空氣溫度等氣象因素的時空差異會對徑流情勢造成影響[6],影響森林干擾與徑流情勢關(guān)系研究的可靠性。移除森林流域氣候的時空差異對徑流情勢的影響,研究森林干擾與森林流域徑流情勢的關(guān)系面臨較大挑戰(zhàn)。近配對流域方法,以兩個擁有相似流域特征和氣候條件但經(jīng)歷不同森林干擾的相鄰森林小流域(<100 km2)為研究對象,以沒有森林干擾的流域為對照,研究同一時期內(nèi)森林干擾對研究流域水文過程產(chǎn)生的影響,可以有效的剔除氣候的時空差異,廣泛的應(yīng)用于植被變化所引起的水文過程改變的研究中[12-13],同時為森林干擾與徑流情勢關(guān)系的研究提供了一個有效的途徑。

大興安嶺是我國境內(nèi)唯一寒溫帶明亮針葉林區(qū),森林覆蓋率在70%以上。雖多年平均降水量不高(500 mm左右),但是區(qū)域內(nèi)水系發(fā)達,河網(wǎng)密布,這與森林的水源涵養(yǎng)功能密切相關(guān)[14-15]。森林干擾會導(dǎo)致蒸散發(fā)降低以及徑流系數(shù)的增加,可能在短期內(nèi)增加地表徑流量。然而森林干擾后林冠截留量減少,枯枝落葉層變薄以及土壤結(jié)構(gòu)的破壞會導(dǎo)致土壤侵蝕量增加[16],土壤持水能力降低,從而破壞森林涵養(yǎng)水源,消洪補枯的能力,增加洪水和干旱等極端水文事件的發(fā)生頻率[17]。并且由于地處高寒地區(qū),土層薄,植物群落演替過程緩慢,植被一旦遭到破壞,很難恢復(fù)。所以,揭示森林干擾與水文過程的關(guān)系,對大興安嶺地區(qū)森林管理和水資源的可持續(xù)利用具有重要意義。本文利用近配對流域方法,以大興安嶺北部典型森林小流域,老溝河流域(干擾流域,99.23 km2)和小北溝流域(對照流域,66.44 km2)為研究對象。研究由于金礦開采造成的老溝河流域森林植被干擾對徑流情勢的影響,以期揭示大興安嶺森林變化與水文過程的關(guān)系,為大興安嶺地區(qū)森林和水資源管理以及區(qū)域生態(tài)安全保護提供理論支持。

1 研究地概況

研究地區(qū)位于黑龍江省大興安嶺北部(圖1),地形以低山丘陵為主,坡度平緩,海拔550—791 m。該區(qū)屬于寒溫帶季風(fēng)氣候,根據(jù)漠河氣象站的資料顯示,1959—2012年年均降水量為433.57 mm,多集中在6—9月,年均氣溫為-4.29℃,年均最高氣溫4.31℃,年均最低氣溫-11.81℃,年均日照時數(shù)2426.97 h,年均風(fēng)速1.92 m/s,年均相對濕度70%。地帶性土壤為棕色針葉林土,土層厚度在15—40 cm,并有永凍層存在。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,以興安落葉松(Larixgmelinii)為優(yōu)勢種,其它喬木樹種有樟子松(Pinussylvestrisvar.mongolica)、白樺(Betulaplatyphylla)和山楊(Populusdavidiana)等。

2 研究方法

2.1 流域選擇

本研究在前期大量踏查的基礎(chǔ)上,選擇2個具有相似地形特征的典型森林小流域作為配對流域,即老溝河流域和小北溝流域(圖1)。其中老溝河流域(Laogouhe watershed, LGH)是典型的干擾流域,該流域由于歷史上的金礦開采,導(dǎo)致了河岸森林植被以及土壤結(jié)構(gòu)較大面積的破壞,形成了沿河床兩側(cè)典型的干擾區(qū)域。根據(jù)2013年遙感影像(圖1,取自google map 2013年2月)計算流域的總干擾面積為6.69 km2,占流域總面積的6.74%。小北溝流域(Xiaobeigou watershed, XBG)為對照流域,流域森林植被未受干擾。結(jié)合現(xiàn)場踏查和2013年國家林業(yè)資源二類調(diào)查數(shù)據(jù),將配對流域具體特征整理于表1。配對流域的地貌特征、植被情況和土壤類型基本一致,可以排除其對徑流情勢造成的影響。除了以上干擾因素外,多年永久凍土的空間分布差異也會對多年凍土區(qū)河流徑流情勢產(chǎn)生顯著的影響[18-19]。配對流域均處于興安-貝加爾多年凍土區(qū)的連續(xù)多年凍土區(qū)內(nèi)[20],多年凍土分布狀況一致,可以排除由于多年凍土分布差異的影響。

圖1 配對流域地理位置及老溝河流域干擾情況Fig.1 The location of paired watersheds and the disturbance in Laogouhe watershed

表1 配對流域特征

LGH: Laogouhe watershed; XBG: Xiaobeigou watershed

2.2 數(shù)據(jù)收集

在所選的2個森林小流域下游,選擇河道窄、河岸規(guī)整的斷面布設(shè)水位自記儀(Onset HOBO U20-001-04型)(簡稱為R1,R2),記錄間隔設(shè)為30 min。觀測時段為2014年5月7日至2014年10月7日,有連續(xù)5個月的水位數(shù)據(jù)。通過繪制水位-流量關(guān)系曲線,得到觀測期內(nèi)連續(xù)流量數(shù)據(jù)。根據(jù)0.5 h連續(xù)流量數(shù)據(jù)計算得到逐日徑流量,并根據(jù)流域集水區(qū)面積的大小,將逐日徑流轉(zhuǎn)換為流域徑流深。由于地形和地域差異導(dǎo)致的降水空間異質(zhì)性會影響流域的水文過程[21]。本研究中,配對流域的地形差異不大,且流域面積較小(<100 km2),降水的空間異質(zhì)性較小。為了降低降雨的觀測誤差,將降雨自計儀(Onset HOBO RG3-M)設(shè)置于配對流域中間位置的林外(簡稱P1)。并在正文中通過繪制配對流域日徑流量的雙累積曲線(Double Mass Curve)來檢驗降雨觀測的可靠性。

2.3 研究指標的確定

洪峰徑流和枯水徑流是2個重要的水文變量,反映河流水資源狀況和水文過程[22]。流量過程曲線反映某一時期內(nèi)等于或超過某一徑流值的累計頻率,被廣泛的用來定義洪峰徑流和枯水徑流[13,23],本研究中,洪峰徑流定義為等于或超過流量過程曲線上5%頻率的徑流值,枯水徑流定義為等于或低于流量過程曲線上95%頻率的徑流值[10,24]。

本研究選徑流情勢中的流量、歷時和變異性3個指標來研究洪峰及枯水徑流的徑流情勢。其中,流量為發(fā)生洪峰徑流和枯水徑流時每天的流域徑流深(mm),歷時為發(fā)生洪峰徑流和枯水徑流的總時間(h),變異性為洪峰徑流和枯水徑流流量與平均徑流深之間的差值絕對值(mm)/平均徑流深(mm)。為了揭示配對流域以上3個指標間的差異性,分別對其繪制box-plot圖,并進行了非參數(shù)Mann-Whitney U差異性檢驗。同時在變異性中引入徑流浮動系數(shù)(Flashiness Index)[25],將整個研究時段按漲水和落水分為3個漲水時段和3個落水時段,分別計算每個時段以及整個研究時段的徑流浮動系數(shù),徑流浮動系數(shù)的計算見公式(1)。

(1)

式中,q為日徑流深,i為時間,qi表示第i天的徑流深,n為研究時段的總天數(shù)。

3 結(jié)果與分析

3.1 配對流域徑流量特征

圖2 老溝河流域與小北溝流域日徑流量雙累積曲線及其線性回歸關(guān)系Fig.2 Double mass curve of cumulative daily flows—Xiaobeigou watershed versus Laogouhe watershed with the best-fitted linear regression

雙累積曲線通過繪制兩個水文變量的累積值曲線,檢測2個變量在研究時段內(nèi)變化趨勢的一致性[26]以及研究時段內(nèi)干擾對2水文變量的影響[27]。本研究中雙累積曲線首先被應(yīng)用在配對流域全年的日徑流深。由于研究時段內(nèi)配對流域沒有受到明顯干擾,一旦雙累積曲線出現(xiàn)明顯拐點,那么可能是配對流域的流域特征存在顯著差異,或者是配對流域在觀測時段內(nèi)降雨量存在顯著差異,說明配對流域選擇不合理。從圖2可見,配對流域的累積日徑流深在整個研究時段內(nèi)呈現(xiàn)出極顯著的線性關(guān)系(P<0.000),沒有出現(xiàn)明顯的拐點,說明配對流域選擇合理,配對流域的日徑流深的變化趨勢基本一致。

圖3 研究時段配對流域徑流過程與降雨量的關(guān)系Fig.3 The relationship between the daily flows of paired watersheds and precipitation

從圖3可見,配對流域均屬于降雨主導(dǎo)型的森林小流域。與雙累積曲線的結(jié)果相似,研究時段內(nèi),配對流域?qū)涤甑捻憫?yīng)比較一致,春季第1次較大降雨之前(5月20日)2流域均處于枯水期,伴隨著第1場大雨(降雨量30.60 mm),配對流域形成了第1次洪峰,老溝河流域(干擾流域)和小北溝流域(對照流域)徑流深分別從降雨開始前的0.67 mm和0.72 mm增加至洪峰值1.60 mm和1.53 mm。盡管本次降雨量不大,但是流域的徑流量短時間內(nèi)大幅升高并形成洪峰,可能是由于前期冬季積雪融水大量儲存在凍土溶解后的活動層中,增加了土壤水分飽和度,提高了降雨過程中的徑流系數(shù)[28],從而使本次降雨快速形成了洪峰過程。本次持續(xù)降雨過后,洪峰逐漸消退,老溝河流域徑流量降幅要明顯高于小北溝流域,2流域在夏季最大的降雨過程前出現(xiàn)徑流量的低點,分別為0.53 mm和0.67 mm。而隨著夏季最大降雨(7月8日單日降雨量42.4 mm)之后出現(xiàn)全年的最大洪峰,老溝河流域和小北溝流域洪峰徑流深分別為1.87 mm和2.12 mm,此次洪峰之后徑流量隨著降雨量的逐漸減小而降低,并在9月份進入秋季枯水徑流期。從全年配對流域?qū)涤甑捻憫?yīng)來看,老溝河流域在經(jīng)歷枯水期(春季和秋季)后對降雨的響應(yīng)更顯著,例如6月7日,7月4日以及8月27日降雨后老溝河流域徑流深(1.10,1.40,1.05 mm)分別較小北溝流域徑流深(1.03,1.22,0.84 mm)高5.92%,14.32%及25.17%。而在退水期以及枯水期,老溝河流域的徑流深均低于小北溝流域。

圖4 近配對流域日徑流流量過程曲線Fig.4 Daily flow duration curves for the paired watersheds

3.2 配對流域洪峰、枯水徑流流量特征

首先繪制配對流域的流量過程曲線,從圖4可知,在超過流量過程曲線上累積30%頻率徑流量的區(qū)間上配對流域的徑流量比較接近,而在低于30%頻率徑流量的區(qū)間內(nèi),老溝河流域(干擾流域)的徑流量要明顯低于小北溝流域(對照流域),說明森林干擾顯著降低流域的枯水期徑流量,而對豐水期徑流量的影響較小。

進一步在流量過程曲線上確定洪峰流量和枯水徑流流量,并進行對比研究。從圖5可見,干擾流域和對照流域洪峰流量平均值分別為1.54 mm和1.55 mm,差異不顯著(P=0.60)。而枯水徑流差異明顯,干擾流域的枯水徑流流量明顯低于對照流域,干擾流域的平均值(0.47 mm)比對照流域(0.60 mm)低26.58%,并且,最高值、最低值以及中位數(shù)均有相似的趨勢。根據(jù)非參數(shù)Mann-Whitney U差異性檢驗的結(jié)果可知,枯水徑流流量間存在極顯著差異(P<0.01)。

圖5 近配對流域洪峰、枯水徑流流量及Mann-Whitney U 檢驗結(jié)果Fig.5 The magnitude of high and low flows for the paired watersheds and the results of Mann-Whitney U test

3.3 配對流域洪峰、枯水徑流歷時特征

以0.5 h為步長對配對流域的洪峰徑流和枯水徑流歷時進行統(tǒng)計。結(jié)果顯示,森林干擾顯著提高了洪峰徑流歷時,研究時段內(nèi)干擾流域洪峰徑流歷時(202.5 h)較對照流域(163.0 h)提高了39.5 h。但干擾流域的枯水徑流歷時(148.5 h)顯著降低,較對照流域(185.5 h)低37 h。以7月8日至7月13日研究時段內(nèi)最大的洪峰過程為例,對比了配對流域在洪峰過程中的洪峰徑流歷時差異。由圖6可見,干擾流域在強降雨后從洪峰徑流閾值到洪峰峰值用時(10.5 h)明顯小于對照流域(18.0 h),而干擾流域的退水過程要略長于對照流域,分別用時60.5 h和52.5 h,以后開始降低至各自洪峰徑流閾值以下。可見森林干擾降低了流域洪峰產(chǎn)流對降雨的響應(yīng)時間,但是洪峰的消退時間有所增加。

圖6 配對流域洪峰徑流歷時特征分析——以2014- 7- 8日至2014- 7- 12日洪峰過程為例Fig.6 The analysis of high flow duration characteristics for the paired watersheds from 2014- 7- 8 to 2014- 7- 12

3.4 配對流域洪峰、枯水徑流變異性特征

由圖7可知,干擾流域洪峰徑流變異系數(shù)略大于對照流域,其平均值分別為0.99和0.86,但是差異沒有達到統(tǒng)計顯著水平(P=0.125),森林干擾雖然提高了流域洪峰徑流的變異性,但是效果并不顯著。另一方面,干擾流域的枯水徑流變異性顯著提高(圖7),干擾流域枯水徑流變異系數(shù)的平均值和中位數(shù)分別為0.39和0.38,與對照流域相比,分別增加了36.77%和36.99%,并且差異性達到了統(tǒng)計極顯著水平(P<0.01)?？菟畯搅髯儺愊禂?shù)的大幅增加,說明其對森林干擾更加敏感,森林干擾使枯水期徑流量大幅度偏離年均徑流量。

圖7 近配對流域洪峰、枯水徑流變異性及Mann-Whitney U 檢驗結(jié)果Fig.7 The variability of high and low flows for the paired watersheds and the results of Mann-Whitney U test

為了進一步探究配對流域河川徑流在研究時段內(nèi)的變異性,本文引入徑流浮動系數(shù)。浮動性由徑流變化率表示,浮動性大的徑流有較快的徑流變化率,而穩(wěn)定的徑流有比較慢的徑流變化率[1]。本研究中,整個研究時段劃分為3個漲水時段和3個落水時段,分別計算不同時段和全年的徑流浮動系數(shù)(圖8)。結(jié)果表明(表2),森林干擾使老溝河流域的徑流浮動系數(shù)顯著增加,所有漲水時段和落水時段的徑流浮動系數(shù)均明顯大于對照流域。其中以枯水期,即時段Ⅲ的差異最為明顯,干擾流域時段Ⅲ漲水浮動系數(shù)(0.160)是對照流域(0.074)的2.15倍,落水浮動系數(shù)(0.049)是對照流域(0.029)1.71倍。并且,干擾流域整個研究時段的徑流浮動系數(shù)(0.078)明顯大于對照流域(0.057)。

圖8 配對流域漲水、落水時段劃分示意圖Fig.8 Schematic diagram of dividing of rising and recession phases for the paired watersheds in the study period

表2 配對流域不同時段徑流浮動系數(shù)

4 討論

4.1 森林植被干擾對枯水徑流情勢的影響

研究發(fā)現(xiàn),老溝河流域森林植被干擾引起了流域枯水徑流情勢的顯著變化,平均枯水徑流流量降低了26.58%(相對于對照流域),枯水徑流變異性平均值增加了36.77%(相對于對照流域),并且與對照流域之間均存在極顯著差異(P<0.01)。Liu[24]等研究發(fā)現(xiàn),1968—1984年與1957—1967年相比,梅江流域10%左右森林覆蓋率的降低導(dǎo)致了枯水徑流流量降低了30.1%,變異性增加了3.2%。Gebrehiwot[29]等人對埃塞俄比亞Koga流域(266 km2)的研究表明,1957年至1986年森林覆蓋率從16%降低至1%,在森林覆蓋率降低后,流域的枯水徑流出現(xiàn)明顯的降低。同時,也有研究得到相反的結(jié)論,例如,Zhang和Wei[10]在加拿大British Columbia省Baker Creek流域發(fā)現(xiàn),森林干擾期(1990—2009)的平均枯水徑流流量比對照期(1964—1990)顯著增加了16.0%,而枯水徑流的變異系數(shù)從未干擾時期的0.12減小至森林干擾期的0.06。相似的結(jié)論也在其他流域被發(fā)現(xiàn)[30-31]?？梢娚指蓴_對流域枯水徑流情勢的影響在不同流域存在較大差異。

Penna[32]等研究表明,枯水期河川徑流的補給主要來自于水分飽和狀態(tài)下的河岸帶。本研究中,盡管森林植被干擾面積不大(占流域總面積6.74%),但是干擾區(qū)域主要集中在河岸。一方面由于森林植被的減少林冠截留和枯落物蓄水作用會明顯降低[33-34],在降雨過程中更多的降雨以地表徑流方式補充到河川徑流,而對深層土壤和地下水系統(tǒng)的補給相對較少[35]。另一方面,森林植被干擾破壞了河岸土壤結(jié)構(gòu),由于地處季風(fēng)氣候區(qū),夏季的強降雨對河岸造成了一定程度的侵蝕,土壤滲透性和持水能力明顯降低[36],使枯水期坡面的壤中流無法補給河川徑流,從而導(dǎo)致了干擾流域枯水徑流流量顯著(P<0.01)降低,變異性顯著(P<0.01)升高。但是在森林植被干擾以后,如果土壤只受到微弱的破壞,土壤持水能力沒有受到影響,森林植被的干擾降低流域蒸散發(fā)總量以及林冠截留量,從而使流域土壤水分增加,進而會增加枯水徑流流量[23]?？傊?枯水徑流情勢的變化受到森林干擾程度,干擾區(qū)域的不同而異,未來的研究中需要根據(jù)干擾的具體情況來分析枯水徑流情勢改變的原因。

4.2 森林植被干擾對洪峰徑流情勢的影響

本文研究發(fā)現(xiàn),配對流域洪峰流量十分接近,盡管干擾流域的洪峰徑流歷時和變異性均大于對照流域,森林植被的干擾在一定程度上增加了流域洪峰歷時和變異性,但是差異沒有達到統(tǒng)計顯著水平。前人的研究表明,森林植被的干擾增加洪峰流量[9,37-38]、歷時[24]和變異性[10,24],但是由于干擾面積以及干擾區(qū)域的不同存在顯著的差異。通常,洪峰流量隨著森林干擾面積的增加和干擾程度的加劇而增加[39],但是由于流域特征和洪峰徑流產(chǎn)流機制的不同,其對森林干擾的響應(yīng)在不同流域間差異明顯[40]。在加拿大British Columbia省內(nèi)的源頭流域,直到皆伐面積增加到20%至30%之前,洪峰流量的增加都不顯著,并且洪峰流量隨著皆伐區(qū)域海拔的降低而逐漸增加[37]。在江西省梅江流域,自1950年至1972年,森林覆蓋率降低了11.2%,使洪峰流量顯著增加了10.4%,洪峰發(fā)生時機明顯提前[24]。通過配對流域法,Jones和Grant[39]發(fā)現(xiàn)25%的皆伐能夠引起50%洪峰流量的增加。本研究中,洪峰徑流情勢沒有發(fā)生顯著改變,可能是由于森林干擾面積相對較小,而流域的面積相對較大,流域彈性較好[41],減弱了森林干擾對流域洪峰徑流的影響。另一方面,洪峰的發(fā)生一般伴隨較大的降雨過程,大量研究表明,隨著降雨強度的增加林冠截留率降低[14,42-43]、枯枝落葉層和土壤水分迅速飽和[34,42],此時河川徑流主要來源于坡面產(chǎn)流,而不是地勢較低的河岸帶[32]。本研究中,森林干擾主要集中在河岸區(qū)域,所以對洪峰徑流情勢影響較小。

5 結(jié)論

(1)通過配對流域方法研究大興安嶺森林小流域植被干擾對徑流情勢的影響。研究發(fā)現(xiàn),大興安嶺森林小流域枯水徑流情勢對森林干擾十分敏感,盡管森林干擾面積較小,占流域總面積的6.74%,但是相對于對照流域森林干擾后平均枯水徑流流量降低了26.58%,枯水徑流變異性平均值增加了36.77%。

(2)森林植被的干擾一定程度上增加了森林小流域的洪峰徑流流量、歷時和變異性,但均未達到統(tǒng)計顯著水平,說明小面積的森林植被干擾(占流域總面積的6.74%)未能引起該地區(qū)洪峰徑流情勢的顯著變化。

[1] Poff N L, Allan J D, Bain M B, Karr J R, Prestegaard K L, Richter B D, Sparks R E, Stromberg J C. The natural flow regime. BioScience, 1997, 47(11): 769- 784.

[2] Hart D D, Finelli C M. Physical-biological coupling in streams: the pervasive effects of flow on benthic organisms. Annual Review of Ecology and Systematics, 1999, 30(1): 363- 395.

[3] Bunn S E, Arthington A H. Basic principles and ecological consequences of altered flow regimes for aquatic biodiversity. Environmental Management, 2002, 30(4): 492- 507.

[4] Wei X H, Zhang M F. Quantifying streamflow change caused by forest disturbance at a large spatial scale: a single watershed study. Water Resources Research, 2010, 46(12): W12525.

[5] Yang Z, Zhou Y, Wenninger J, Uhlenbrook S. The causes of flow regime shifts in the semi-arid Hailiutu River, Northwest China. Hydrology and Earth System Sciences, 2012, 16(1): 87- 103.

[6] Schneider C, Laizé C L R, Acreman M C, Fl?rke M. How will climate change modify river flow regimes in Europe?. Hydrology and Earth System Sciences, 2013, 17(1): 325- 339.

[7] Masih I, Uhlenbrook S, Maskey S, Smakhtin V. Streamflow trends and climate linkages in the Zagros Mountains, Iran. Climatic Change, 2011, 104(2): 317- 338.

[8] Bruijnzeel L A. Hydrological functions of tropical forests: not seeing the soil for the trees?. Agriculture, Ecosystems & Environment, 2004, 104(1): 185- 228.

[9] Iroumé A, Mayen O, Huber A. Runoff and peak flow responses to timber harvest and forest age in southern Chile. Hydrological Processes, 2006, 20(1): 37- 50.

[10] Zhang M F, Wei X H. Alteration of flow regimes caused by large-scale forest disturbance: a case study from a large watershed in the interior of British Columbia, Canada. Ecohydrology, 2014, 7(2): 544- 556.

[11] Schnorbus M, Alila Y. Forest harvesting impacts on the peak flow regime in the Columbia Mountains of southeastern British Columbia: an investigation using long-term numerical modeling. Water Resources Research, 2004, 40(5): W05205

[12] Bosch J M, Hewlett J D. A review of catchment experiments to determine the effect of vegetation changes on water yield and evapotranspiration. Journal of Hydrology, 1982, 55(1/4): 3- 23.

[13] Brown A E, Zhang L, McMahon T A, Western A W, Vertessy R A. A review of paired catchment studies for determining changes in water yield resulting from alterations in vegetation. Journal of Hydrology, 2005, 310(1/4): 28- 61.

[14] 李奕, 滿秀玲, 蔡體久, 盛后財. 大興安嶺山地樟子松天然林土壤水分物理性質(zhì)及水源涵養(yǎng)功能研究. 水土保持學(xué)報, 2011, 25(2): 87- 91, 96- 96.

[15] 田野宏, 滿秀玲, 李奕, 盛后財, 段亮亮. 大興安嶺北部天然次生林枯落物及土壤水文功能研究. 水土保持學(xué)報, 2013, 27(6): 113- 118, 129- 129.

[16] Hartanto H, Prabhu R, Widayat A S E, Asdak C. Factors affecting runoff and soil erosion: plot-level soil loss monitoring for assessing sustainability of forest management. Forest Ecology and Management, 2003, 180(1/3): 361- 374.

[17] Robinson M, Cognard-Plancq A L, Cosandey C, David J, Durand P, Führer H W, Hall R, Hendriques M O, Marc V, McCarthy R, McDonnell M, Martin C, Nisbet T, O′Dea P, Rodgers M, Zollner A. Studies of the impact of forests on peak flows and baseflows: a European perspective. Forest Ecology and Management, 2003, 186(1/3): 85- 97.

[18] Ye B S, Yang D Q, Zhang Z L, Kane D L. Variation of hydrological regime with permafrost coverage over Lena Basin in Siberia. Journal of Geophysical Research-Atmospheres, 2009, 114: D07102

[19] Woo M K, Kane D L, Carey S K, Yang D Q. Progress in permafrost hydrology in the new millennium. Permafrost and Periglacial Processes, 2008, 19(2): 237- 254.

[20] Wei Z, Jin H J, Zhang J M, Yu S P, Han X J, Ji Y J, He R X, Chang X L. Prediction of permafrost changes in Northeastern China under a changing climate. Science China Earth Sciences, 2011, 54(6): 924- 935.

[21] Luce C H, Abatzoglou J T, Holden Z A. The missing mountain water: slower westerlies decrease orographic enhancement in the Pacific Northwest USA. Science, 2013, 342(6164): 1360- 1364.

[22] Poff N L, Zimmerman J K H. Ecological responses to altered flow regimes: a literature review to inform the science and management of environmental flows. Freshwater Biology, 2010, 55(1): 194- 205.

[23] Smakhtin V. Low flow hydrology: a review. Journal of Hydrology, 2001, 240(3/4): 147- 186.

[24] Liu W F, Wei X H, Fan H B, Guo X M, Liu Y Q, Zhang M F, Li Q. Response of flow regimes to deforestation and reforestation in a rain‐dominated large watershed of subtropical China. Hydrological Processes, 2015, 29(24): 5003- 5015.

[25] Baker D B, Richards R P, Loftus T T, Kramer J W. A new flashiness index: characteristics and applications to Midwestern rivers and streams. Journal of the American Water Resources Association, 2004, 40(2): 503- 522.

[26] Wei X H, Liu W F, Zhou P C. Quantifying the relative contributions of forest change and climatic variability to hydrology in large watersheds: a critical review of research methods. Water, 2013, 5(2): 728- 746.

[27] Koster R D, Suarez M J. A simple framework for examining the interannual variability of land surface moisture fluxes. Journal of Climate, 1999, 12(7): 1911- 1917.

[28] Yamazaki Y, Kubota J, Ohata T, Vuglinsky V, Mizuyama T. Seasonal changes in runoff characteristics on a permafrost watershed in the southern mountainous region of eastern Siberia. Hydrological Processes, 2006, 20(3): 453- 467.

[29] Gebrehiwot S G, Taye A, Bishop K. Forest cover and stream flow in a headwater of the blue nile: complementing observational data analysis with community perception. Ambio, 2010, 39(4): 284- 294.

[30] Bent G C. Effects of forest-management activities on runoff components and ground-water recharge to Quabbin Reservoir, central Massachusetts. Forest Ecology and Management, 2001, 143(1/3): 115- 129.

[31] Robinson M, Dupeyrat A. Effects of commercial timber harvesting on streamflow regimes in the Plynlimon catchments, mid‐Wales. Hydrological Processes, 2005, 19(6): 1213- 1226.

[32] Penna D, Tromp-van Meerveld H, Gobbi A, Borga M, Fontana D G. The influence of soil moisture on threshold runoff generation processes in an alpine headwater catchment. Hydrology and Earth System Sciences, 2011, 15(3): 689- 702.

[33] 周彬, 韓海榮, 康峰峰, 程小琴, 宋婭麗, 劉可, 李勇. 太岳山不同郁閉度油松人工林降水分配特征. 生態(tài)學(xué)報, 2013, 33(5): 1645- 1653.

[34] 張遠東, 劉世榮, 羅傳文, 張國斌, 馬姜明. 川西亞高山林區(qū)不同土地利用與土地覆蓋的地被物及土壤持水特征. 生態(tài)學(xué)報, 2009, 29(2): 627- 635.

[35] Zhang M F, Wei X H. The effects of cumulative forest disturbance on streamflow in a large watershed in the central interior of British Columbia, Canada. Hydrology and Earth System Sciences, 2012, 16(7): 2021- 2034.

[36] Zhou G Y, Wei X H, Luo Y, Zhang M F, Li Y L, Qiao Y N, Liu H G, Wang C L. Forest recovery and river discharge at the regional scale of Guangdong Province, China. Water Resources Research, 2010, 46(9): W09503

[37] Schnorbus M, Alila Y. Peak flow regime changes following forest harvesting in a snow-dominated basin: effects of harvest area, elevation, and channel connectivity. Water Resources Research, 2013, 49(1): 517- 535.

[38] Lin Y, Wei X H. The impact of large-scale forest harvesting on hydrology in the Willow watershed of Central British Columbia. Journal of Hydrology, 2008, 359(1/2): 141- 149.

[39] Jones J A, Grant G E. Peak flow responses to clear-cutting and roads in small and large basins, western Cascades, Oregon. 1996, 32(4): 959- 974.

[40] Storck P, Bowling L, Wetherbee P, Lettenmaier D. Application of a GIS‐based distributed hydrology model for prediction of forest harvest effects on peak stream flow in the Pacific Northwest. Hydrological Processes, 1998, 12(6): 889- 904.

[41] Pilgrim D H, Cordery I, Baron B C. Effects of catchment size on runoff relationships. Journal of Hydrology, 1982, 58(3/4): 205- 221.

[42] 田野宏, 滿秀玲, 劉茜, 李奕. 大興安嶺北部白樺次生林降雨再分配特征研究. 水土保持學(xué)報, 2014, 28(3): 119- 123, 133- 133.

[43] 劉玉杰, 滿秀玲, 盛后財. 大興安嶺北部興安落葉松林穿透雨延滯效應(yīng). 應(yīng)用生態(tài)學(xué)報, 2015, 26(11): 3285- 3292.

The effects of forest disturbance on flow regimes of a small forested watershed in northern Daxing′anling, China

DUAN Liangliang, MAN Xiuling*, YU Zhengxiang, LIU Yujie, ZHU Binbin

CollegeofForestry,NortheastForestryUniversity,Harbin150040,China

The natural flow regimes of rivers have been threatened by climate change and increased human activities, which could consequently affect their heath and integrity. Forest disturbance and climate variability are two of the most critical drivers affecting hydrological processes in forested watersheds. Despite an increased understanding of the relationship between climate change and flow regimes, few investigations have been conducted on how forest disturbance influences flow regimes. Moreover, existing researches have not accounted for the effects of climate variability on flow regimes when assessing the effects of forest disturbance. In the present study, the paired watersheds approach, which can account for temporal and spatial variations of climate, was applied to a typical small forested watershed (<100 km2) in northern Daxing′anling to investigate the effects of forest disturbance on flow regimes. The results showed that low-flow regimes were more sensitive than high-flow regimes to forest disturbance. Even though the area of forest disturbance was only 6.74% of the total watershed area (Laogouhe watershed), the average magnitude (0.47 mm) of low flows was lower by 26.58% and the average variability (0.39) of low flows was higher by 36.77% than those of low flows (0.60 mm and 0.28, respectively) in the control watershed (Xiaobeigou watershed). Besides, the differences in low flow magnitude and variability between the paired watersheds were statistically significant (P<0.01). In contrast, the magnitude, duration, and variability of high flows in the disturbed watershed were greater than those in the control watershed, but no statistical significance was found, suggesting that the small forest disturbance did not significantly affect the flow regimes of high flows in the study region. Based on the results of the flashiness index, the flashiness of flows was significantly increased by forest disturbance. The flashiness index in the disturbed watershed was 0.078 during the whole study period, which is 1.37 times larger than that of the control watershed (0.057). These results indicate that the natural flow regimes of small forested watersheds in northern Daxing′anling are sensitive to forest disturbance. Since small-scale disturbance in the study area can lead to significant changes in flow regimes, more focus should be applied to forest disturbance and water resources in future management.

flow regimes; forest disturbance; low flow; high flow

國家自然科學(xué)基金項目(31170420)；中央高校基本科研業(yè)務(wù)費專項(2572014AA24)

2015- 10- 09;

日期:2016- 07- 13

10.5846/stxb201510092035

*通訊作者Corresponding author.E-mail: mannefu@163.com

段亮亮,滿秀玲,俞正祥,劉玉杰,朱賓賓.森林干擾對大興安嶺北部森林小流域徑流情勢的影響.生態(tài)學(xué)報,2017,37(5):1421- 1430.

Duan L L, Man X L, Yu Z X, Liu Y J, Zhu B B.The effects of forest disturbance on flow regimes of a small forested watershed in northern Daxing′anling, China.Acta Ecologica Sinica,2017,37(5):1421- 1430.