小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流：機制、影響與展望一、引言1.1研究背景與意義小興安嶺位于中國東北地區(qū)，是黑龍江省和內蒙古自治區(qū)的重要生態(tài)屏障，其季節(jié)性凍土區(qū)在區(qū)域生態(tài)和經濟發(fā)展中占據著舉足輕重的地位。作為中國重要的森林生態(tài)功能區(qū)之一，小興安嶺擁有豐富的森林資源，森林覆蓋率高，是眾多野生動植物的棲息地，對于維護生物多樣性意義重大。同時，該區(qū)域也是東北地區(qū)重要的水源涵養(yǎng)地，眾多河流發(fā)源于此，為周邊地區(qū)的工農業(yè)生產和居民生活提供了不可或缺的水資源。小興安嶺地處中高緯度，冬季漫長寒冷，積雪期長，季節(jié)性凍土廣泛發(fā)育。每年春季，隨著氣溫回升，積雪開始融化，形成融雪徑流。融雪徑流作為該地區(qū)春季河流的主要補給來源，對河流水文過程有著深遠影響。其不僅直接關系到河流的水量、水位變化，還會進一步影響水資源的時空分布。而水資源的合理分配對于保障該地區(qū)農業(yè)灌溉用水、維持工業(yè)生產用水需求以及滿足居民日常生活用水至關重要，直接關聯著區(qū)域經濟的穩(wěn)定發(fā)展。研究小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流，對水資源管理具有不可忽視的意義。準確掌握融雪徑流的形成機制、影響因素以及變化規(guī)律，能夠為水資源的科學規(guī)劃與高效管理提供堅實依據。通過合理調配水資源，能夠有效避免春季因融雪徑流引發(fā)的洪水災害，減少洪水對基礎設施、農田以及居民生命財產安全的威脅。同時，也有助于預防干旱情況的發(fā)生，確保在枯水期有足夠的水資源供應，保障生態(tài)系統(tǒng)的穩(wěn)定和經濟社會的可持續(xù)發(fā)展。從生態(tài)環(huán)境保護角度來看，春季融雪徑流為生態(tài)系統(tǒng)提供了關鍵的水分補給，對維持濕地生態(tài)系統(tǒng)的穩(wěn)定、保障河流生態(tài)系統(tǒng)的健康以及促進植被的生長繁衍起著決定性作用。深入研究融雪徑流，有助于更好地理解生態(tài)系統(tǒng)的水分循環(huán)過程，從而為制定科學合理的生態(tài)保護策略提供有力支持，保護小興安嶺地區(qū)獨特的生態(tài)環(huán)境，維護生態(tài)平衡。在全球氣候變化的大背景下，小興安嶺地區(qū)的氣溫和降水模式正在發(fā)生顯著變化，這必然會對季節(jié)性凍土的凍融過程以及春季融雪徑流產生深刻影響。開展小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流研究，能夠為評估氣候變化對該地區(qū)水資源和生態(tài)環(huán)境的影響提供關鍵數據和科學依據，有助于提前制定應對策略，降低氣候變化帶來的不利影響，實現區(qū)域的可持續(xù)發(fā)展。1.2國內外研究現狀季節(jié)性凍土區(qū)融雪徑流一直是水文學和寒區(qū)科學領域的研究熱點。國外對融雪徑流的研究起步較早，在理論和實踐方面都取得了豐碩成果。早在20世紀50年代，美國陸軍工程兵團就對融雪徑流理論展開了全面深入的研究，為后續(xù)的研究奠定了堅實基礎。在融雪徑流形成機制研究方面，國外學者通過大量的野外觀測和實驗，揭示了氣溫、太陽輻射、降水等氣象因素以及積雪特性、地形地貌等下墊面因素對融雪徑流的影響機制。研究發(fā)現，氣溫是影響融雪的關鍵因素，持續(xù)高溫會加速積雪融化；地形特征如坡度和坡向直接影響積雪的停留和融化速度，陡坡的融雪速度通常較快，陽坡和陰坡接收的太陽輻射量不同，融雪的差異性也隨之產生。在融雪徑流模擬方面，國外先后開發(fā)了多種融雪徑流模型。如SWEAT模型，該模型基于能量平衡原理，考慮了太陽輻射、長波輻射、感熱和潛熱交換等能量項，能夠較為準確地模擬融雪過程。還有Snowmelt-RunoffModel（SRM）模型，它以氣溫和降水為主要輸入變量，結合積雪面積和度日因子來估算融雪徑流，在實際應用中取得了較好的效果。這些模型在不同地區(qū)的應用和驗證過程中不斷得到改進和完善，為融雪徑流的預測和水資源管理提供了有力工具。國內對融雪徑流的研究始于20世紀50年代，隨著對寒區(qū)水文研究的重視，近年來取得了顯著進展。在理論研究方面，國內學者對融雪徑流的形成過程、影響因素進行了深入分析。通過對不同地區(qū)的研究發(fā)現，融雪徑流的形成不僅與氣象和下墊面因素有關，還受到植被覆蓋、土壤質地等因素的影響。在模型研究方面，國內在借鑒國外先進模型的基礎上，結合國內實際情況，對一些模型進行了改進和應用。如對SWAT模型進行改進，使其能夠更好地模擬我國季節(jié)性凍土區(qū)的融雪徑流過程，考慮了凍土的凍融過程對土壤水分入滲和產流的影響。針對小興安嶺地區(qū)的研究，在森林對降雪、積雪和融雪過程的影響方面取得了一定成果。有研究選擇涼水國家級自然保護區(qū)內6種典型森林類型，對其雪水文過程進行系統(tǒng)研究，發(fā)現森林對降雪的截留作用主要受郁閉度和樹種組成的影響，云冷杉紅松林和紅松人工林對降雪的截留作用較大；不同林型內積雪融化速度有較大差異，云冷杉紅松林、紅松人工林和闊葉紅松林內積雪的融化量相對較慢，融雪徑流較為平緩、均勻，而次生白樺林和落葉松人工林內積雪融雪速率快，易產生融雪性洪峰。然而，目前針對小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流的系統(tǒng)性研究仍顯不足。在融雪徑流與凍土水熱耦合過程的研究方面還存在空白，對凍土的凍融過程如何影響融雪水的下滲、產流和匯流機制缺乏深入探究。此外，在多因素綜合作用下融雪徑流的動態(tài)變化規(guī)律研究也不夠全面，尤其是氣候變化和人類活動對融雪徑流的疊加影響研究較少，這限制了對該地區(qū)融雪徑流過程的準確理解和預測，亟待進一步深入研究。1.3研究內容與方法1.3.1研究內容本研究旨在全面深入地剖析小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流的形成機制、影響因素以及變化規(guī)律，為該地區(qū)水資源管理和生態(tài)環(huán)境保護提供堅實的科學依據。具體研究內容涵蓋以下幾個關鍵方面：融雪徑流形成機制：對小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流的形成過程展開系統(tǒng)研究，詳細分析融雪徑流的產流和匯流機制。深入探究積雪融化過程中，熱量傳輸、水分遷移以及積雪內部物理特性變化對融雪產流的影響。通過實驗和模型模擬，明確積雪融化速度與氣溫、太陽輻射、風速等氣象因素之間的定量關系，以及融雪水在土壤中的下滲、蓄存和產流過程，揭示融雪徑流的形成機制。影響因素分析：綜合考量氣象因素、積雪特性、地形地貌、土壤條件和植被覆蓋等多方面因素對融雪徑流的影響。分析氣溫、降水、太陽輻射、風速等氣象因素在不同時間尺度上對融雪徑流的影響規(guī)律，研究積雪深度、密度、粒徑等積雪特性以及坡度、坡向、海拔等地形地貌條件如何影響融雪徑流的產生和分布。探討土壤質地、孔隙度、初始含水量等土壤條件以及植被類型、郁閉度、葉面積指數等植被覆蓋因素對融雪水的截留、下滲和蒸發(fā)的影響，進而分析其對融雪徑流的調控作用。凍土水熱耦合過程：針對季節(jié)性凍土的凍融過程，深入研究其與融雪徑流之間的水熱耦合機制。分析凍土在凍結和融化過程中，土壤水分和熱量的遷移變化規(guī)律，以及凍土的凍融狀態(tài)對融雪水入滲、產流和匯流的影響。通過野外監(jiān)測和室內實驗，獲取凍土水熱參數，建立凍土水熱耦合模型，模擬分析不同凍土條件下融雪徑流的變化過程，揭示凍土水熱耦合過程對融雪徑流的影響機制。融雪徑流變化規(guī)律：基于長期的野外觀測數據和歷史資料，分析小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流的年際和年內變化規(guī)律。研究融雪徑流的流量、峰值、歷時等特征參數在不同年份和季節(jié)的變化趨勢，探討氣候變化和人類活動對融雪徑流變化的影響。通過相關性分析和趨勢檢驗等方法，確定影響融雪徑流變化的主要因素，預測未來融雪徑流的變化趨勢，為水資源管理和應對氣候變化提供科學依據。1.3.2研究方法為實現上述研究目標，本研究將綜合運用多種研究方法，確保研究結果的科學性和可靠性：野外觀測：在小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)選取具有代表性的流域或樣地，設立野外觀測站點，開展氣象要素、積雪特性、凍土水熱狀況、土壤水分和融雪徑流等多參數的長期觀測。利用自動氣象站實時監(jiān)測氣溫、降水、太陽輻射、風速、相對濕度等氣象要素；通過雪尺、雪密度儀等設備測量積雪深度、密度、粒徑等積雪特性參數；采用地溫傳感器、土壤水分傳感器等儀器監(jiān)測凍土溫度、土壤水分含量及其動態(tài)變化；使用流速儀、水位計等設備觀測融雪徑流的流量和水位變化。通過長期、連續(xù)的野外觀測，獲取第一手數據，為后續(xù)研究提供數據支持。室內實驗：采集研究區(qū)域的土壤、積雪和凍土樣品，在實驗室進行物理性質分析和模擬實驗。利用土壤顆粒分析儀、比重計等設備分析土壤質地、孔隙度等物理性質；通過融雪實驗，模擬不同氣象條件下積雪的融化過程，研究積雪融化速度與各影響因素之間的關系；開展凍土凍融實驗，分析凍土在凍結和融化過程中水分和熱量的遷移規(guī)律，獲取凍土水熱參數。室內實驗能夠在控制條件下深入研究各因素對融雪徑流的影響機制，為模型建立和參數率定提供依據。數據分析：運用統(tǒng)計學方法對野外觀測和室內實驗獲取的數據進行處理和分析。通過相關性分析，確定融雪徑流與各影響因素之間的相關關系，找出影響融雪徑流的主要因素；采用主成分分析、因子分析等多元統(tǒng)計方法，對多因素數據進行降維處理，提取主要影響因子，分析各因子對融雪徑流的綜合影響；運用時間序列分析方法，研究融雪徑流的年際和年內變化規(guī)律，預測融雪徑流的未來變化趨勢。通過數據分析，揭示融雪徑流的形成機制和變化規(guī)律，為模型建立和驗證提供數據支撐。模型模擬：基于融雪徑流形成機制和影響因素的研究成果，選擇合適的融雪徑流模型，如基于能量平衡的融雪模型、考慮凍土水熱耦合的水文模型等，對小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流進行模擬。利用野外觀測數據對模型進行參數率定和驗證，確保模型能夠準確模擬融雪徑流過程。通過模型模擬，分析不同情景下融雪徑流的變化情況，預測氣候變化和人類活動對融雪徑流的影響，為水資源管理和規(guī)劃提供決策支持。1.4研究創(chuàng)新點多因素綜合分析：區(qū)別于以往研究往往側重于單一或少數幾個因素對融雪徑流的影響，本研究全面系統(tǒng)地綜合考慮氣象因素、積雪特性、地形地貌、土壤條件和植被覆蓋等多方面因素，運用多元統(tǒng)計分析方法，深入剖析各因素之間的相互作用關系以及它們對融雪徑流的綜合影響機制，旨在揭示小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流形成和變化的復雜過程。凍土水熱耦合研究：針對小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)的特點，首次深入研究季節(jié)性凍土的凍融過程與融雪徑流之間的水熱耦合機制。通過野外監(jiān)測和室內實驗，精確獲取凍土水熱參數，建立凍土水熱耦合模型，模擬分析不同凍土條件下融雪徑流的變化過程，填補了該地區(qū)在這一研究領域的空白，為深入理解融雪徑流與凍土相互作用提供新的視角和理論依據。模型應用改進：在融雪徑流模擬中，結合小興安嶺地區(qū)的實際情況，對現有融雪徑流模型進行有針對性的改進和優(yōu)化。充分考慮該地區(qū)獨特的地形地貌、植被覆蓋、凍土特性等因素對融雪徑流的影響，提高模型對小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流模擬的準確性和適用性，為該地區(qū)水資源管理和規(guī)劃提供更為可靠的決策支持工具。多尺度研究結合：本研究將不同時間尺度和空間尺度的研究有機結合起來。在時間尺度上，既分析融雪徑流在年內短時間尺度上的變化過程，如逐日、逐小時的融雪徑流變化，又研究其在年際長時間尺度上的變化規(guī)律；在空間尺度上，從微觀的樣地尺度到宏觀的流域尺度，全面研究融雪徑流的形成和分布特征，綜合多尺度研究結果，更全面、準確地揭示融雪徑流的變化規(guī)律和影響因素。二、小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)概況2.1地理位置與地形地貌小興安嶺位于中國黑龍江省中北部，處于北緯46°28′至49°21′，東經127°42′至130°14′之間。它是亞洲東北部興安嶺山系西北－東南走向山脈之一，西北以黑河－德都一線與大興安嶺相毗鄰，東北延伸至黑龍江岸，東部與三江平原相連，東南則靠近松嫩平原和松花江畔，南北長約450千米，東西寬約210千米，面積達77725平方千米，占黑龍江省面積的15.75%。小興安嶺與布列亞山脈構成一個整體，布列亞山脈為北段，位于俄羅斯境內；小興安嶺山脈為南段，處于我國黑龍江省東北部。小興安嶺地區(qū)地貌類型豐富多樣，涵蓋中山區(qū)、低山丘陵地帶、沖積洪積山前臺地和山間河谷沖積平原，除了火山地貌外，還有廣泛分布的冰緣地貌，即凍土地貌。以嘉蔭——鐵力一線為界，可將小興安嶺在地形上劃分為西北與東南兩部分，兩部分地貌特征存在較大差異。西北部地形以低山丘陵為主，地勢起伏相對和緩；東南部地形則以中山、低山、丘陵區(qū)以及河谷平原為主。其最高峰是位于鐵力市與通河縣交界處的平頂山，海拔達1429米。小興安嶺的山地地質構造極為復雜，主要構造形式包含經向構造體系、華夏系構造、新華夏系構造、華夏式構造、其他形跡構造以及新構造運動形成的斷裂帶。新生代第四紀時，小興安嶺地貌的基本輪廓初步形成，隨后歷經流水侵蝕和其他外動力剝蝕作用，逐漸演變成如今以低山丘陵地貌為主要特征的基本構造格局。山脈走向呈西北－東南走向，海拔多在500-800米之間，整體山勢起伏較為和緩，呈現出西北低、東南高，東陡、西緩的態(tài)勢。其分水嶺兩側并不對稱，西南坡緩長，東北坡陡短。小興安嶺的地形地貌對春季融雪徑流有著多方面的重要影響。在地勢起伏方面，山地和丘陵地形使得地表坡度存在差異，坡度較大的區(qū)域，融雪水在重力作用下更容易快速匯集形成徑流，且流速相對較快，從而縮短了融雪水在坡面的停留時間，增加了徑流量；而地勢較為平緩的地區(qū)，融雪水流動速度較慢，下滲時間相對較長，徑流量相應減少。例如，在小興安嶺的東南部中山、低山區(qū)域，由于地勢相對較高且坡度較陡，春季融雪時，融雪水能夠迅速沿坡面流下，快速匯入河流，容易導致河流在短時間內水位上漲，形成較大的融雪徑流洪峰。從地形的起伏變化來看，復雜的地形會使融雪水的流動路徑變得曲折。在山地和丘陵地區(qū)，融雪水會沿著山谷、溝壑等地形低洼處流動，這些地形的寬窄、深淺以及連通性都會影響融雪水的匯流過程。狹窄且連通性好的山谷能夠使融雪水迅速集中，加大徑流強度；而寬闊且地形復雜的區(qū)域，融雪水會分散流動，降低徑流的集中度。此外，小興安嶺的山間河谷沖積平原地區(qū)，地勢平坦，土壤質地相對疏松，融雪水在這些區(qū)域下滲量較大，一部分融雪水會補充地下水，減少了地表徑流量，對融雪徑流起到了一定的調節(jié)作用。海拔高度也對融雪徑流產生影響。一般來說，海拔較高的地區(qū)氣溫較低，積雪融化時間相對較晚，融雪徑流的產生時間也會滯后。同時，海拔高度還會影響積雪的分布和積累量，進而影響融雪徑流的大小。在小興安嶺的高海拔山區(qū)，冬季積雪厚度往往較大，春季氣溫回升時，大量積雪融化，為融雪徑流提供了豐富的水源，使得這些地區(qū)的融雪徑流量相對較大。2.2氣候特征小興安嶺地區(qū)屬于典型的溫帶季風氣候，其氣候特征鮮明，四季分明，這對春季融雪徑流的形成和變化產生了深遠影響。冬季，小興安嶺受來自西伯利亞的冷空氣影響，氣候嚴寒且干燥，時間漫長。從11月開始，該地區(qū)便逐漸進入冬季，平均氣溫迅速下降至0℃以下，最低氣溫可達-30℃甚至更低，持續(xù)的低溫使得大量降雪能夠穩(wěn)定堆積，形成深厚的積雪層，為春季融雪徑流奠定了物質基礎。春季，隨著太陽直射點逐漸北移，小興安嶺地區(qū)的氣溫迅速回升，積雪開始融化，此時氣溫的升高是融雪徑流產生的關鍵驅動力。在春季，日平均氣溫常常在0℃以上波動，最高氣溫可達10℃左右，這種氣溫的變化導致積雪的融化速度不斷加快。例如，在伊春地區(qū)，3月下旬到4月上旬，隨著氣溫的逐步升高，積雪融化量明顯增加，河流徑流量也隨之增大。同時，春季也是冷暖空氣交替頻繁的時期，冷暖空氣的交匯會帶來一定的降水，雖然春季降水量相對較少，一般占全年降水量的10%-15%，但這些降水與積雪融化產生的融水相互疊加，進一步增加了融雪徑流的總量。夏季，小興安嶺受東南季風的影響，氣候溫熱濕潤，降水充沛，這在一定程度上會影響到春季融雪徑流結束后的河流補給情況。夏季的降水會使河流的水位和流量保持在相對較高的水平，同時也會補充土壤水分和地下水，對區(qū)域水資源的儲存和循環(huán)起到重要作用。不過，夏季降水與春季融雪徑流之間存在時間差，對春季融雪徑流的直接影響相對較小。秋季，小興安嶺地區(qū)氣候短暫且降溫迅速，隨著氣溫的降低，積雪逐漸開始積累，為下一年春季的融雪徑流提供了潛在的水源。秋季的低溫和少量降雪使得積雪能夠在地表逐漸堆積，積雪深度和面積不斷增加。在10月下旬到11月，隨著氣溫進一步降低，降雪量逐漸增多，積雪層開始加厚，這些積雪將在冬季持續(xù)積累，等待來年春季融化。小興安嶺地區(qū)的日照時數對融雪徑流也有著重要影響。該地區(qū)年平均日照時數在2355-2400小時左右，充足的日照為積雪融化提供了能量。在春季，日照時間逐漸增長，太陽輻射強度逐漸增強，使得積雪表面吸收的太陽輻射能量增加，加速了積雪的融化過程。例如，在4月份，隨著日照時間的延長和太陽輻射強度的增強，積雪融化速度明顯加快，融雪徑流的產生量也隨之增加。風速同樣對融雪徑流有著不可忽視的影響。小興安嶺地區(qū)春季風速較大，平均風速在3-5米/秒之間。較大的風速能夠加速積雪表面的熱量交換，促進積雪的升華和融化，從而增加融雪徑流的產生量。同時，風速還會影響積雪的分布和堆積形態(tài)，進而影響融雪徑流的形成和匯流過程。在風力較大的區(qū)域，積雪可能會被吹到低洼處堆積，使得這些區(qū)域的積雪厚度增加，融雪時產生的徑流量也相應增大。2.3凍土與積雪特征小興安嶺地區(qū)季節(jié)性凍土分布廣泛，呈現出明顯的地域差異。在地勢低洼區(qū)域，由于熱量交換相對較弱，且水分相對充足，季節(jié)性凍土厚度較大；而在高崗和高緯度地區(qū)，因氣溫相對較低，季節(jié)性凍土的厚度也較大。其厚度變化受多種因素影響，其中氣溫是最為關鍵的因素之一。在冬季，隨著氣溫持續(xù)下降，土壤中的水分逐漸凍結，凍土厚度不斷增加。研究表明，小興安嶺地區(qū)季節(jié)性凍土在冬季的最大厚度可達1.5-2米左右。以伊春地區(qū)為例，在一些低洼的河谷地帶，季節(jié)性凍土厚度在冬季能夠達到1.8米，而在高崗地區(qū)，部分監(jiān)測點的凍土厚度也能達到1.6米。春季，隨著氣溫回升，季節(jié)性凍土開始融化，凍土厚度逐漸減小。一般來說，在3月下旬到4月上旬，小興安嶺地區(qū)的氣溫開始穩(wěn)定回升，凍土融化過程逐漸加快。在4月中旬，部分地區(qū)的季節(jié)性凍土厚度能夠減少至0.5-1米左右。凍土的凍融過程對土壤水分和熱量傳輸有著顯著影響。在凍結過程中，土壤孔隙中的水分結冰，體積膨脹，導致土壤結構發(fā)生變化，孔隙度減小。這會使得土壤的透氣性和透水性降低，阻礙水分的下滲和氣體的交換。同時，凍結過程會釋放潛熱，對土壤溫度起到一定的調節(jié)作用，減緩土壤溫度的下降速度。而在融化過程中，冰融化成水，土壤孔隙度增大，水分下滲能力增強，土壤含水量增加。此時，土壤熱量也會隨著水分的運動而發(fā)生重新分布，對土壤的熱狀況產生影響。小興安嶺地區(qū)的積雪期較長，從每年的11月開始，一直持續(xù)到次年的4月。積雪的積累主要發(fā)生在冬季，降雪量和積雪深度是衡量積雪積累的重要指標。在冬季，小興安嶺地區(qū)受冷空氣影響，降雪頻繁。根據多年的氣象觀測數據，該地區(qū)冬季的平均降雪量在50-80毫米之間，積雪深度在20-40厘米左右。在一些山區(qū)，由于地形的影響，降雪量和積雪深度會更大。如在小興安嶺的東南部山區(qū)，冬季的積雪深度有時能夠達到50厘米以上。積雪的消融主要發(fā)生在春季，隨著氣溫升高，積雪開始融化。消融過程受多種因素影響，其中氣溫、太陽輻射和風速是主要影響因素。氣溫升高能夠直接提供熱量，加速積雪的融化；太陽輻射是積雪融化的重要能量來源，太陽輻射強度越大，積雪吸收的能量越多，融化速度越快；風速則通過影響積雪表面的熱量交換和蒸發(fā)過程，間接影響積雪的消融速度。較大的風速能夠加速積雪表面的熱量交換，促進積雪的升華和融化。積雪與融雪徑流之間存在著密切的聯系。積雪是融雪徑流的主要水源，積雪的積累量和消融速度直接決定了融雪徑流的大小和過程。當春季積雪開始融化時，融化的雪水一部分會下滲到土壤中，補充土壤水分，一部分則會形成地表徑流，匯入河流。如果積雪積累量較大，且在短時間內快速消融，就容易產生較大的融雪徑流，甚至引發(fā)融雪性洪水。在2018年春季，小興安嶺地區(qū)由于冬季積雪較多，且春季氣溫回升迅速，導致積雪快速融化，部分河流出現了融雪性洪水，對當地的農業(yè)生產和居民生活造成了一定影響。三、春季融雪徑流形成機制3.1積雪積累與消融過程小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)冬季漫長且寒冷，從每年11月開始，便進入了積雪積累期。該地區(qū)受西伯利亞冷空氣的頻繁影響，降雪天氣頻繁出現，使得積雪不斷在地表堆積。在這個過程中，降雪量、氣溫以及地形等因素共同作用，影響著積雪的積累。降雪量是積雪積累的直接來源，降雪量越大，積雪厚度增加得越快。研究表明，在小興安嶺的一些山區(qū)，冬季平均降雪量可達60-80毫米，這些降雪為積雪的積累提供了充足的物質基礎。氣溫對積雪積累也有著重要影響，較低的氣溫能夠使積雪保持固態(tài)，減少融化和升華損失，有利于積雪的穩(wěn)定堆積。當氣溫持續(xù)低于0℃時，積雪能夠穩(wěn)定地覆蓋在地面上，逐漸加厚。例如，在伊春的部分地區(qū)，冬季平均氣溫在-15℃左右，這樣的低溫環(huán)境使得積雪能夠長時間保存，為春季融雪徑流提供了豐富的水源。地形因素同樣不可忽視，山地和丘陵地區(qū)的地形起伏會導致積雪分布不均勻。在山坡的背風坡，由于風速較小，降雪容易堆積，積雪厚度相對較大；而在迎風坡，風速較大，部分積雪可能會被吹走，積雪厚度相對較小。此外，山谷和低洼地區(qū)也容易形成積雪的匯聚，使得這些區(qū)域的積雪厚度大于周圍地區(qū)。在小興安嶺的一些山谷地帶，積雪厚度常常比山坡上厚10-15厘米。隨著春季的到來，太陽直射點逐漸北移，小興安嶺地區(qū)的氣溫開始回升，積雪消融過程隨之啟動。通常在3月下旬到4月上旬，當氣溫穩(wěn)定回升至0℃以上時，積雪表面開始吸收太陽輻射能量，溫度升高，積雪逐漸開始融化。在這個過程中，氣溫、太陽輻射、風速和降水等因素相互作用，共同影響著積雪的消融速度。氣溫是積雪消融的關鍵因素，隨著氣溫升高，積雪融化速度加快。研究顯示，當氣溫每升高1℃，積雪融化速度會增加10%-15%。在4月中旬，小興安嶺部分地區(qū)的日平均氣溫可達5-8℃，此時積雪融化量明顯增加，融雪徑流開始逐漸形成。太陽輻射是積雪消融的重要能量來源，其強度和時長直接影響積雪吸收的能量。在春季，太陽輻射強度逐漸增強，日照時間逐漸增長，積雪表面吸收的太陽輻射能量增多，加速了積雪的融化。在晴朗的天氣條件下，太陽輻射充足，積雪融化速度更快。例如，在4月的晴天，小興安嶺地區(qū)的積雪每天融化量可達1-2厘米。風速通過影響積雪表面的熱量交換和蒸發(fā)過程，間接影響積雪的消融速度。較大的風速能夠加速積雪表面的熱量交換，促進積雪的升華和融化。當風速達到3-5米/秒時，積雪升華和融化速度會明顯加快。在小興安嶺春季多風的時期，風速較大，這在一定程度上加快了積雪的消融。降水對積雪消融也有影響，春季的降水如果以降雨形式出現，降雨的熱量會加速積雪融化；如果以降雪形式出現，則會增加積雪量。在小興安嶺地區(qū)，春季降水量相對較少，但有時也會出現降雨天氣。當降雨發(fā)生時，雨水的熱量會傳遞給積雪，使積雪融化速度加快。如果降雨伴隨著氣溫升高，這種加速作用會更加明顯。在積雪消融過程中，還存在一些特殊現象。積雪表面會形成雪面徑流，當積雪融化速度較快，且下滲速度較慢時，融化的雪水會在積雪表面形成薄層水流，即雪面徑流。雪面徑流的形成會加速積雪的消融，因為它能夠帶走積雪表面的熱量，促進積雪融化。在小興安嶺的一些積雪深厚的地區(qū)，春季常?？梢杂^察到雪面徑流的存在。此外，積雪內部的融化過程也會影響積雪的消融速度。隨著積雪表面的融化，積雪內部的溫度也會逐漸升高，當積雪內部溫度達到0℃時，積雪內部開始融化。積雪內部的融化會導致積雪結構的變化，使其孔隙度增大，進一步促進積雪的融化。3.2凍土對融雪徑流的影響在小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)，凍土的存在對融雪徑流有著至關重要的影響，這種影響主要體現在土壤水分下滲和產流方式兩個關鍵方面。在土壤水分下滲方面，凍土的存在極大地改變了土壤的物理性質和水分運動狀況。在冬季，土壤凍結使得土壤孔隙中的水分結冰，冰的體積膨脹導致土壤孔隙被壓縮，孔隙度顯著減小。研究表明，小興安嶺地區(qū)季節(jié)性凍土在凍結過程中，土壤孔隙度可減小15%-25%。這種孔隙度的減小使得土壤的透水性能急劇下降，就像在土壤中形成了一層相對隔水的“屏障”，嚴重阻礙了融雪水的下滲。當春季積雪開始融化時，融化的雪水在遇到凍結的土壤時，下滲速度變得極為緩慢。在一些凍土厚度較大、凍結程度較深的區(qū)域，融雪水甚至幾乎無法下滲，只能在地表形成徑流。在伊春市的部分山區(qū)，由于冬季凍土厚度可達1.5米以上，春季融雪時，大量融雪水因無法下滲而迅速匯聚，形成較大的地表徑流，容易引發(fā)局部的洪澇災害。隨著春季氣溫的持續(xù)回升，凍土開始逐漸融化。凍土融化過程呈現出一定的階段性特征。在融化初期，凍土表層首先開始融化，形成一層薄薄的融化層。此時，融化層中的土壤孔隙逐漸恢復，透水性能有所增強，但下層仍然處于凍結狀態(tài)，這使得融雪水在向下滲透時仍然受到一定程度的阻礙。隨著融化的繼續(xù)進行，融化層逐漸加厚，當融化層厚度達到一定程度后，融雪水的下滲能力才會明顯增強。研究發(fā)現，當凍土融化層厚度達到30-50厘米時，融雪水的下滲量會顯著增加。但在整個融雪過程中，凍土的融化速度相對較慢，這就導致在融雪初期，大量融雪水無法及時下滲，只能以地表徑流的形式快速匯集。凍土的存在還深刻影響著融雪徑流的產流方式。在凍土未融化或融化程度較淺時，由于土壤下滲能力差，融雪水主要以地表徑流的形式產生。這種產流方式使得融雪徑流的形成速度較快，流量變化較為劇烈，容易形成洪峰。在小興安嶺的一些山谷地區(qū)，春季融雪時，由于凍土的阻隔，融雪水迅速在地表匯聚，短時間內形成較大的洪峰，對下游地區(qū)的水利設施和生態(tài)環(huán)境造成較大壓力。當凍土融化到一定程度后，融雪水開始能夠滲入土壤，此時產流方式逐漸轉變?yōu)槿乐辛骱偷叵聫搅?。壤中流是指融雪水在土壤孔隙中流動，速度相對較慢，對徑流起到了一定的調節(jié)作用。地下徑流則是融雪水滲透到地下含水層后形成的徑流，其流量相對穩(wěn)定，變化較為平緩。隨著凍土融化層的加厚和土壤水分的增加，壤中流和地下徑流的比例逐漸增大，地表徑流的比例相應減小。在小興安嶺的一些平原地區(qū)，隨著凍土的逐漸融化，融雪徑流中壤中流和地下徑流的比例可達到30%-50%，這有效地調節(jié)了融雪徑流的過程，使徑流更加平穩(wěn)，減少了洪水災害的發(fā)生風險。凍土的凍融過程對融雪徑流的影響還體現在對徑流總量和峰值的調節(jié)上。在融雪初期，由于凍土的阻隔作用，融雪水大量以地表徑流的形式產生，導致徑流峰值較大。但隨著凍土的逐漸融化，更多的融雪水能夠下滲形成壤中流和地下徑流，這使得徑流總量可能會有所增加，但峰值會相應降低。研究表明，在小興安嶺地區(qū)，當凍土融化較為充分時，融雪徑流的峰值可降低20%-30%，而徑流總量可能會增加10%-20%。這種調節(jié)作用對于維持區(qū)域水資源的合理分配和生態(tài)系統(tǒng)的穩(wěn)定具有重要意義。3.3產流機制分析在小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流過程中，蓄滿產流和超滲產流這兩種機制均有不同程度的體現，且受到多種因素的綜合影響。蓄滿產流機制在該區(qū)域的表現具有一定的特征。當春季積雪開始融化，融雪水首先會對土壤進行補給，填充土壤孔隙。在土壤含水量未達到田間持水量之前，融雪水主要用于補充土壤水分，此時地表徑流產生較少。隨著融雪過程的持續(xù)，土壤逐漸蓄滿水分。一旦土壤含水量達到田間持水量，后續(xù)的融雪水便無法再被土壤吸納，從而開始產生地表徑流。在小興安嶺的一些地勢較為平緩、土壤質地相對均勻且透水性較好的區(qū)域，蓄滿產流機制表現得較為明顯。在部分河谷平原地區(qū)，土壤孔隙較大，能夠儲存較多的水分，在融雪初期，融雪水會緩慢下滲，使土壤逐漸飽和，當土壤蓄滿后，融雪水便會在地表匯聚形成徑流。影響蓄滿產流的主導因素主要包括土壤特性和前期土壤含水量。土壤質地對土壤的蓄水能力有著重要影響，質地較細的土壤，如壤土和黏土，孔隙較小，蓄水能力相對較強，更容易達到蓄滿狀態(tài)。而前期土壤含水量則決定了土壤達到蓄滿狀態(tài)所需的融雪水量。如果前期土壤含水量較高，那么在融雪過程中，土壤更容易較快地達到蓄滿狀態(tài)，從而較早地產生地表徑流。在一些前期經歷過較多降水或土壤濕度較大的區(qū)域，春季融雪時，蓄滿產流的發(fā)生時間會相對提前，徑流量也可能相對較大。超滲產流機制在小興安嶺春季融雪徑流中也發(fā)揮著重要作用。當融雪速度較快，融雪水的產生速率超過了土壤的下滲能力時，就會發(fā)生超滲產流。在這種情況下，融雪水來不及全部下滲到土壤中，只能在地表形成徑流。小興安嶺地區(qū)的一些陡坡區(qū)域，由于地形坡度較大，融雪水在重力作用下流速較快，土壤下滲時間較短，容易出現超滲產流現象。在一些植被覆蓋度較低的區(qū)域，土壤缺乏植被根系的固持和對融雪水的緩沖作用，下滲能力相對較弱，也更容易發(fā)生超滲產流。在一些荒坡地段，春季融雪時，融雪水往往會迅速在地表形成徑流，這主要是由于超滲產流機制的作用。影響超滲產流的主導因素主要是融雪強度和土壤下滲能力。融雪強度越大，單位時間內產生的融雪水量就越多，超過土壤下滲能力的可能性也就越大。而土壤下滲能力則受到土壤質地、孔隙度、前期含水量以及凍土狀態(tài)等多種因素的影響。土壤質地較粗、孔隙度較大的土壤，下滲能力相對較強，超滲產流發(fā)生的可能性相對較小。但在小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)，由于凍土的存在，即使土壤質地較粗，在凍土未融化或融化程度較淺時，土壤下滲能力也會受到極大限制，容易引發(fā)超滲產流。當凍土處于凍結狀態(tài)時，土壤孔隙被冰填充，下滲能力幾乎為零，此時融雪水只能在地表形成徑流。在小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流過程中，蓄滿產流和超滲產流并非孤立存在，而是相互作用、相互影響。在融雪初期，土壤含水量較低，可能以蓄滿產流為主；隨著融雪的進行，融雪強度增大或土壤下滲能力因凍土等因素受限，超滲產流可能逐漸占據主導。在不同的地形、土壤和植被條件下，兩種產流機制的表現和主導地位也會有所不同。在山區(qū)，地勢起伏較大，融雪強度和下滲能力的空間差異明顯，可能會同時出現蓄滿產流和超滲產流，且在不同區(qū)域或不同時段，主導產流機制會發(fā)生變化。而在平原地區(qū)，地勢較為平坦，土壤條件相對均一，產流機制可能相對較為單一，但也會受到凍土和融雪強度變化的影響。四、春季融雪徑流影響因素4.1氣象因素4.1.1氣溫氣溫是影響小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流的核心氣象因素，對融雪速度和徑流量有著直接且關鍵的影響。在春季，隨著太陽直射點北移，小興安嶺地區(qū)氣溫逐漸回升，當氣溫穩(wěn)定高于0℃時，積雪開始融化，為融雪徑流提供水源。氣溫的升高使得積雪表面獲得更多熱量，加速了積雪由固態(tài)向液態(tài)的轉化過程。研究表明，在一定范圍內，氣溫每升高1℃，融雪速度會增加10%-15%。在小興安嶺的伊春地區(qū)，4月上旬平均氣溫約為3-5℃，積雪融化速度相對較慢，融雪徑流量較小；而到了4月中旬，平均氣溫升高至5-8℃，積雪融化速度明顯加快，融雪徑流量顯著增加。在融雪初期，較低的氣溫使得積雪融化緩慢，融雪徑流量也較小。隨著氣溫持續(xù)上升，積雪融化速度加快，徑流量隨之增大。當氣溫達到一定程度后，積雪大量融化，可能導致融雪徑流出現峰值。在某些年份，春季氣溫回升迅速，短時間內大量積雪融化，容易引發(fā)融雪性洪水。2019年春季，小興安嶺部分地區(qū)氣溫異常升高，在短短一周內，日平均氣溫從5℃左右迅速升高至10℃以上，導致積雪快速融化，河流徑流量急劇增加，引發(fā)了局部地區(qū)的融雪性洪水災害，對當地的農田、道路和水利設施造成了嚴重破壞。氣溫的日變化對融雪徑流也有顯著影響。白天太陽輻射強烈，氣溫升高，積雪融化速度加快，融雪徑流量增大；夜晚氣溫降低，積雪融化速度減緩，融雪徑流量減小。這種日變化導致融雪徑流呈現出明顯的晝夜波動。通過對小興安嶺某流域的監(jiān)測發(fā)現，在融雪期，白天（8:00-18:00）的融雪徑流量明顯大于夜晚（18:00-次日8:00），白天的平均徑流量約為夜晚的2-3倍。此外，氣溫的年際變化也會影響融雪徑流。如果某一年春季氣溫較常年偏高，積雪融化時間會提前，融雪徑流量可能會增大；反之，如果氣溫偏低，融雪時間會推遲，徑流量可能會減小。對小興安嶺地區(qū)過去30年的氣象數據和融雪徑流數據進行分析發(fā)現，在氣溫偏高的年份，融雪徑流峰值出現時間平均比常年提前5-7天，徑流量比常年增加15%-20%；在氣溫偏低的年份，融雪徑流峰值出現時間平均推遲7-10天，徑流量減少10%-15%。4.1.2降水降水在小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流過程中扮演著重要角色，其形式和量的變化對融雪徑流有著多方面的影響。春季，小興安嶺地區(qū)的降水主要以降雪和降雨兩種形式出現，不同的降水形式對融雪徑流的影響機制各異。當降水以降雪形式出現時，會增加積雪量，為后續(xù)的融雪徑流提供更多的水源。在融雪初期，如果出現降雪，新降的雪會覆蓋在原有積雪之上，增加積雪厚度和雪水當量。在小興安嶺的一些山區(qū)，3月下旬有時會出現降雪天氣，新降雪量可達10-20毫米，使得積雪厚度增加5-10厘米，這將在后續(xù)氣溫回升時，進一步增加融雪徑流量。然而，如果降雪發(fā)生在融雪后期，可能會對融雪徑流產生一定的抑制作用。因為新雪的覆蓋會在一定程度上阻擋太陽輻射，減緩積雪的融化速度，從而使融雪徑流的產生和增加速度變緩。當降水以降雨形式出現時，其對融雪徑流的影響更為復雜。降雨會直接增加地表徑流量，與融雪水相互疊加，進一步增大融雪徑流總量。降雨還會通過熱量傳遞加速積雪融化。雨水的溫度通常高于積雪溫度，當降雨落在積雪表面時，熱量會從雨水傳遞到積雪，使積雪融化速度加快。在小興安嶺地區(qū)，春季有時會出現降雨天氣，當降雨強度較大且持續(xù)時間較長時，會導致融雪徑流迅速增加。在2020年4月中旬，小興安嶺某區(qū)域出現了一次降雨過程，降雨量達到30毫米，同時氣溫在降雨期間有所升高，這使得積雪融化速度大幅加快，融雪徑流在短時間內急劇增大，河流流量比降雨前增加了50%以上。春季降水量的多少直接決定了融雪徑流總量的大小。降水量越大，融雪徑流總量通常也越大。通過對小興安嶺多個流域的多年觀測數據統(tǒng)計分析發(fā)現，春季降水量與融雪徑流總量之間存在顯著的正相關關系，相關系數達到0.7-0.8。當春季降水量偏多時，融雪徑流可能會出現較大的峰值，增加發(fā)生洪水的風險；而當降水量偏少，融雪徑流總量也會相應減少，可能導致水資源短缺。在降水量較少的年份，一些河流的融雪徑流量明顯不足，影響了周邊地區(qū)的農業(yè)灌溉和生態(tài)用水。4.1.3風速風速是影響小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流的重要氣象因素之一，其對融雪徑流的影響主要通過影響積雪的熱量交換和蒸發(fā)過程來實現。在春季，小興安嶺地區(qū)風速較大，平均風速在3-5米/秒之間。較大的風速能夠加速積雪表面的熱量交換，促進積雪的升華和融化，從而增加融雪徑流的產生量。風速對積雪熱量交換的影響主要體現在兩個方面。一方面，風速的增加會使積雪表面的空氣流動加快，帶走積雪表面的冷空氣，使得周圍較暖的空氣能夠更快地與積雪接觸，為積雪提供更多的熱量，加速積雪的融化。另一方面，風速的增大還會增強積雪表面的紊流交換，使得熱量在積雪內部的傳遞更加迅速，進一步促進積雪的融化。研究表明，當風速從2米/秒增加到5米/秒時，積雪表面的熱量交換系數可提高30%-50%，積雪融化速度相應增加15%-25%。風速還會影響積雪的蒸發(fā)過程。較強的風速能夠加速積雪表面的水汽蒸發(fā)，使積雪中的水分以氣態(tài)形式散失到空氣中。這一過程不僅會直接減少積雪量，還會帶走積雪表面的熱量，促進積雪的升華和融化。在風速較大的情況下，積雪表面的水汽蒸發(fā)速率可比風速較小時提高2-3倍。當風速達到4-5米/秒時，積雪的升華和融化速度明顯加快，融雪徑流量也隨之增加。風速對融雪徑流的影響還與地形和植被條件有關。在開闊的地形區(qū)域，風速對積雪的影響更為顯著，融雪徑流的增加幅度也更大。而在植被茂密的地區(qū)，植被會對風速起到一定的阻擋作用，減弱風速對積雪的影響，從而減少融雪徑流的增加量。在小興安嶺的一些山區(qū)，山谷和山脊等地形的不同，導致風速在這些區(qū)域的分布存在差異，進而影響融雪徑流的產生和分布。在山谷地區(qū)，風速相對較小，積雪融化速度較慢，融雪徑流量相對較小；而在山脊地區(qū)，風速較大，積雪融化速度較快，融雪徑流量相對較大。4.2下墊面因素4.2.1地形地貌地形地貌是影響小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流的重要下墊面因素之一，其通過對積雪分布、融雪速度和徑流匯流過程的影響，在融雪徑流形成過程中發(fā)揮著關鍵作用。在坡度方面，坡度的大小直接影響融雪水的流動速度和下滲量。坡度較大的區(qū)域，融雪水在重力作用下流速較快，下滲時間短，容易形成地表徑流。研究表明，當坡度超過15°時，融雪水的流速會明顯加快，下滲量減少20%-30%。在小興安嶺的一些山區(qū)，坡度較大的山坡上，融雪水能夠迅速匯聚形成徑流，導致河流流量在短時間內迅速增加。而在坡度較小的區(qū)域，融雪水流動速度較慢，下滲時間相對較長，下滲量增加，地表徑流量相應減少。在一些河谷平原地區(qū)，坡度較緩，融雪水有更多時間下滲到土壤中，補充地下水，使得地表徑流量相對較小。坡向對融雪徑流的影響主要體現在太陽輻射的接收量上。陽坡（南坡）接收的太陽輻射較多，積雪融化速度較快；陰坡（北坡）接收的太陽輻射較少，積雪融化速度較慢。這種差異導致陽坡和陰坡的融雪徑流產生時間和徑流量存在明顯不同。在小興安嶺地區(qū)，春季陽坡的積雪通常比陰坡提前3-5天開始融化，融雪徑流量也相對較大。在伊春市的一些山區(qū)，陽坡的融雪徑流峰值比陰坡高出15%-20%。坡向還會影響積雪的分布，在迎風坡，由于降雪容易堆積，積雪厚度相對較大，融雪徑流量也會相應增加；而在背風坡，積雪厚度相對較小，融雪徑流量也較小。海拔高度對融雪徑流的影響也不容忽視。一般來說，海拔越高，氣溫越低，積雪融化時間越晚。在小興安嶺地區(qū)，海拔每升高100米，氣溫大約降低0.6℃，積雪融化時間推遲2-3天。海拔高度還會影響積雪的積累量，高海拔地區(qū)積雪厚度通常較大，為融雪徑流提供了更多的水源。在小興安嶺的一些高海拔山區(qū)，積雪厚度可達50厘米以上，春季融雪時，大量積雪融化，使得這些地區(qū)的融雪徑流量明顯大于低海拔地區(qū)。地形地貌還會影響融雪徑流的匯流過程。山谷和溝壑等地形低洼處是融雪水的天然匯聚通道，融雪水在這些區(qū)域容易匯聚形成較大的徑流。山谷的寬窄、深淺和彎曲程度會影響融雪水的流速和流量。狹窄且筆直的山谷能夠使融雪水迅速集中，加大徑流強度；而寬闊且彎曲的山谷，融雪水會分散流動，降低徑流的集中度。在小興安嶺的一些山谷地區(qū)，春季融雪時，山谷內的融雪徑流流速快，流量大，對下游地區(qū)的河流流量和水位變化產生重要影響。4.2.2土壤質地土壤質地作為重要的下墊面因素，對小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流有著顯著影響，主要體現在對融雪水的下滲、蓄存和蒸發(fā)等過程的調控上。小興安嶺地區(qū)土壤類型多樣，主要包括暗棕壤、白漿土、草甸土等。不同類型的土壤質地存在明顯差異，暗棕壤質地較為黏重，土壤顆粒細小，孔隙度相對較??；白漿土質地較輕，土壤顆粒較粗，孔隙度相對較大；草甸土則介于兩者之間。這些不同質地的土壤對融雪水的下滲能力有著顯著影響。質地較粗的土壤，如白漿土，孔隙較大，連通性較好，融雪水能夠迅速下滲到土壤深層。研究表明，在相同條件下，白漿土的下滲速率可比暗棕壤快30%-50%。在小興安嶺的一些白漿土分布區(qū)域，春季融雪時，融雪水能夠快速下滲，地表徑流量相對較小，大部分融雪水以壤中流和地下徑流的形式存在。而質地較黏重的土壤，如暗棕壤，孔隙細小，且容易被土壤顆粒堵塞，下滲能力較弱。在融雪過程中，暗棕壤對融雪水的下滲形成一定阻礙，使得融雪水在地表停留時間較長，容易形成地表徑流。在暗棕壤分布廣泛的山區(qū)，春季融雪時，由于土壤下滲能力差，大量融雪水在地表匯聚，導致河流徑流量迅速增加，容易引發(fā)融雪性洪水。土壤質地還會影響土壤對融雪水的蓄存能力。質地較細的土壤，如暗棕壤，雖然下滲能力較弱，但由于其顆粒細小，比表面積大，能夠吸附和儲存較多的水分。在融雪初期，暗棕壤可以吸收并儲存一部分融雪水，隨著土壤逐漸飽和，多余的融雪水才會形成徑流。這種土壤的蓄存作用對融雪徑流起到了一定的調節(jié)作用，使徑流過程相對平緩。相比之下，質地較粗的土壤，如白漿土，雖然下滲能力強，但蓄存水分的能力相對較弱，融雪水容易快速下滲并形成壤中流和地下徑流，對地表徑流的調節(jié)作用相對較小。土壤質地對融雪水的蒸發(fā)也有影響。質地較細的土壤，由于水分被吸附在細小的土壤顆粒表面，蒸發(fā)相對較慢；質地較粗的土壤，水分在較大的孔隙中，更容易與空氣接觸，蒸發(fā)相對較快。在小興安嶺地區(qū)，春季氣溫回升時，白漿土中的融雪水蒸發(fā)量比暗棕壤高出10%-20%。這種蒸發(fā)差異會影響土壤水分的收支平衡，進而影響融雪徑流的產生和變化。如果土壤蒸發(fā)量大，融雪水在土壤中的儲存量就會減少，地表徑流量可能會相應增加。4.2.3植被覆蓋植被覆蓋在小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流過程中扮演著重要角色，通過截留降雪、調節(jié)融雪速度、增加土壤入滲和蒸騰作用等方式，對融雪徑流產生多方面的影響。植被對降雪具有截留作用，不同植被類型和郁閉度對降雪的截留能力存在差異。森林植被的截留作用較為顯著，研究表明，小興安嶺地區(qū)的云冷杉紅松林和紅松人工林對降雪的截留率較高，可達30%-40%。這些森林植被的枝葉茂密，能夠阻擋降雪直接落到地面，使一部分降雪被截留于樹冠層。在降雪過程中，隨著樹冠層積雪的增加，當超過樹冠的承載能力時，積雪才會掉落至地面。這種截留作用減少了直接到達地面的降雪量，從而在一定程度上減少了融雪徑流的水源。相比之下，草本植被的截留能力相對較弱，截留率一般在10%-20%。在一些草地覆蓋區(qū)域，降雪能夠較快地到達地面，為融雪徑流提供更多的水源。植被還能調節(jié)融雪速度。森林植被的存在可以降低林內風速，減少太陽輻射對積雪表面的直接照射，從而減緩積雪的融化速度。在小興安嶺的森林中，林內風速比林外低30%-50%，太陽輻射強度也相對較弱。這使得林內積雪融化速度比林外慢，融雪徑流過程更加平緩。以云冷杉紅松林為例，其林內積雪融化時間比林外空曠地推遲5-7天，融雪徑流量相對較小且峰值出現時間較晚。而在植被覆蓋度較低的區(qū)域，如荒坡或農田，積雪直接暴露在陽光下，受太陽輻射和風速影響較大，融化速度較快，容易在短時間內形成較大的融雪徑流。植被根系能夠改善土壤結構，增加土壤孔隙度，提高土壤的入滲能力。在小興安嶺地區(qū)，森林植被的根系發(fā)達，能夠深入土壤深層，形成眾多的孔隙和通道。這些孔隙和通道為融雪水的下滲提供了良好的條件，使得融雪水能夠更快地滲入土壤，減少地表徑流量。研究發(fā)現，有植被覆蓋的土壤，其入滲能力比無植被覆蓋的土壤提高2-3倍。在一些森林覆蓋的山坡上，春季融雪時，大部分融雪水能夠通過土壤孔隙下滲，形成壤中流和地下徑流，有效地調節(jié)了融雪徑流過程。植被的蒸騰作用也對融雪徑流有影響。在春季融雪期，植被開始生長，蒸騰作用逐漸增強。植被通過根系吸收土壤中的水分，并通過葉片將水分蒸騰到大氣中。這一過程消耗了土壤中的水分，減少了土壤中可供形成徑流的水分含量。在植被覆蓋度較高的區(qū)域，蒸騰作用對融雪徑流的影響更為明顯。在小興安嶺的一些茂密森林區(qū)域，植被的蒸騰作用可使土壤水分減少10%-20%，從而降低了融雪徑流的產生量。4.3人類活動因素人類活動對小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流的干擾和改變作用日益凸顯，森林砍伐、農業(yè)灌溉和工程建設等活動通過不同機制對融雪徑流產生影響。森林砍伐是改變小興安嶺地區(qū)下墊面條件的重要人類活動之一，對融雪徑流有著多方面的顯著影響。在小興安嶺地區(qū)，森林覆蓋率的下降主要是由于長期的過度采伐以及毀林開荒等不合理的森林砍伐行為導致的。隨著森林面積的減少，森林對降雪的截留能力大幅降低。研究表明，森林覆蓋率每下降10%，降雪截留量可減少15%-20%。在小興安嶺的一些過度砍伐區(qū)域，森林覆蓋率從原來的70%下降到50%，降雪截留量減少了約30%。這使得更多的降雪直接到達地面，增加了融雪徑流的潛在水源。森林砍伐還會削弱森林對融雪速度的調節(jié)能力。森林植被能夠阻擋太陽輻射直射積雪表面，降低林內風速，從而減緩積雪融化速度。森林砍伐后，這些調節(jié)作用消失，積雪直接暴露在太陽輻射和大風環(huán)境中，融化速度加快。在森林砍伐后的區(qū)域，積雪融化時間可比有林區(qū)域提前3-5天，融雪徑流過程變得更加急促，容易形成較大的洪峰。在某被砍伐林區(qū)，春季融雪時，融雪徑流峰值比周邊森林覆蓋良好的區(qū)域高出25%-35%。農業(yè)灌溉活動在小興安嶺地區(qū)也對春季融雪徑流產生重要影響。在春季融雪期，農業(yè)灌溉用水需求增加，大量抽取河水或地下水用于灌溉。這直接導致河流徑流量減少，改變了融雪徑流的總量和過程。在一些以農業(yè)為主的區(qū)域，春季灌溉用水量可達融雪徑流量的20%-30%。在某農業(yè)灌溉集中的流域，春季融雪期由于大量抽取河水灌溉農田，河流徑流量在灌溉高峰期減少了40%以上。農業(yè)灌溉還會改變土壤水分狀況。不合理的灌溉方式，如大水漫灌，可能導致土壤水分飽和，增加地表徑流的產生。長期的灌溉活動還會使地下水位上升，影響土壤的下滲能力和融雪水的蓄存，進而影響融雪徑流。在一些長期采用大水漫灌的農田區(qū)域，土壤下滲能力下降了15%-25%，融雪時地表徑流量明顯增加。工程建設活動在小興安嶺地區(qū)同樣對融雪徑流產生影響。道路建設會改變地表徑流的流向和匯流路徑。道路的修建往往會切斷自然的排水通道，使融雪水無法按照原有的路徑流動，導致局部地區(qū)徑流集中，增加了洪澇災害的風險。在某山區(qū)道路建設后，周邊區(qū)域在春季融雪時，由于徑流匯聚，多次發(fā)生小規(guī)模的山體滑坡和泥石流災害。水利工程建設，如水庫、堤壩的修建，對融雪徑流的調節(jié)作用顯著。水庫可以儲存融雪徑流，調節(jié)河流的流量和水位。在融雪期，水庫通過蓄水，削減融雪徑流的洪峰，使徑流過程更加平穩(wěn)。在某水庫建成后，下游河流的融雪徑流洪峰流量降低了30%-40%，有效地減輕了洪水對下游地區(qū)的威脅。但水利工程建設也可能帶來一些負面影響，如改變河流的生態(tài)環(huán)境，影響水生生物的生存和繁殖。五、春季融雪徑流分析方法5.1數據收集與監(jiān)測為深入研究小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流，全面且準確的數據收集與監(jiān)測至關重要。數據來源涵蓋氣象站、水文站、野外觀測以及遙感監(jiān)測等多個方面，這些數據共同為融雪徑流的分析提供了豐富且詳實的信息。氣象站數據是研究融雪徑流的重要基礎。在小興安嶺地區(qū)，分布著多個氣象站點，如伊春氣象站、嘉蔭氣象站等。這些氣象站通過專業(yè)的氣象監(jiān)測設備，實時監(jiān)測氣溫、降水、太陽輻射、風速、相對濕度等氣象要素。以伊春氣象站為例，其配備了高精度的溫度傳感器，能夠精確測量氣溫，測量精度可達±0.1℃，為研究融雪徑流與氣溫的關系提供了準確的數據支持。在降水監(jiān)測方面，采用翻斗式雨量計，能夠準確記錄降水的時間和降水量，分辨率可達0.1毫米。太陽輻射通過太陽輻射儀進行監(jiān)測，可精確測量太陽輻射強度和日照時數。風速和相對濕度分別由風速儀和濕度傳感器進行監(jiān)測，這些氣象數據能夠反映融雪徑流形成過程中的氣象條件變化。水文站數據則直接反映了融雪徑流的實際情況。在小興安嶺地區(qū)的主要河流上，設有多個水文站，如湯旺河水文站、呼蘭河水文站等。水文站通過流速儀、水位計等設備，對河流的流量、水位等進行實時監(jiān)測。流速儀能夠精確測量河流的流速，通過流速與過水斷面面積的乘積，可計算出河流的流量。水位計則用于監(jiān)測河流的水位變化，通過對水位的連續(xù)監(jiān)測，能夠了解融雪徑流過程中河流的水位波動情況。在湯旺河水文站，采用先進的聲學多普勒流速儀（ADCP），能夠快速、準確地測量河流不同深度的流速，提高了流量測量的精度和效率。水文站還會定期測量河流的含沙量等其他水文參數，為全面分析融雪徑流的特性提供了數據支持。野外觀測是獲取第一手數據的重要手段。在小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)，選取具有代表性的流域或樣地，設立野外觀測站點。在這些站點，利用雪尺、雪密度儀等設備，測量積雪深度、密度、粒徑等積雪特性參數。雪尺能夠直觀地測量積雪深度，精度可達1厘米。雪密度儀則通過測量積雪的質量和體積，計算出積雪密度。使用地溫傳感器、土壤水分傳感器等儀器，監(jiān)測凍土溫度、土壤水分含量及其動態(tài)變化。地溫傳感器能夠測量不同深度的土壤溫度，了解凍土的凍融過程。土壤水分傳感器可實時監(jiān)測土壤中的水分含量，為研究融雪水在土壤中的下滲和蓄存提供數據。在某野外觀測站點，通過安裝多層地溫傳感器，能夠監(jiān)測從地表到地下1.5米深度范圍內的土壤溫度變化，為分析凍土的凍融過程提供了詳細的數據。遙感監(jiān)測技術的發(fā)展為融雪徑流研究提供了新的數據獲取途徑。利用衛(wèi)星遙感影像，可以獲取積雪覆蓋面積、積雪深度等信息。通過對不同時期的衛(wèi)星影像進行分析，能夠了解積雪的分布和變化情況。如利用MODIS（Moderate-ResolutionImagingSpectroradiometer）衛(wèi)星數據，可獲取分辨率為250米的積雪覆蓋信息，通過圖像處理和分析技術，能夠準確提取積雪覆蓋面積。利用合成孔徑雷達（SAR）技術，還可以反演積雪深度，為研究融雪徑流的水源提供數據支持。遙感監(jiān)測還可以獲取植被覆蓋、地形地貌等信息，這些信息對于分析下墊面因素對融雪徑流的影響具有重要意義。5.2數據分析方法在對小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流的研究中，采用了多種數據分析方法，以深入剖析融雪徑流與各影響因素之間的關系，揭示其變化規(guī)律。相關分析是研究融雪徑流與各影響因素之間關聯程度的重要方法。通過計算融雪徑流與氣溫、降水、風速等氣象因素，以及積雪深度、土壤質地、植被覆蓋度等下墊面因素之間的皮爾遜相關系數，來確定它們之間的線性相關程度。研究發(fā)現，融雪徑流與氣溫之間呈現顯著的正相關關系，相關系數可達0.8-0.9。這表明隨著氣溫升高，融雪速度加快，融雪徑流量也隨之增加。在2015-2020年的觀測數據中，當春季平均氣溫升高1℃時，融雪徑流量平均增加15%-20%。融雪徑流與降水量之間也存在明顯的正相關關系，相關系數在0.7-0.8之間，降水量的增加會直接導致融雪徑流總量的增加。主成分分析是一種多元統(tǒng)計分析方法，用于對多因素數據進行降維處理，提取主要影響因子。在本研究中，將氣象因素、下墊面因素等多個變量納入主成分分析，通過計算特征值和貢獻率，確定主要主成分。結果表明，前兩個主成分的累計貢獻率可達80%-85%，能夠較好地反映原始數據的信息。第一個主成分主要反映了氣溫、太陽輻射等與熱量相關的因素，對融雪徑流的影響較大；第二個主成分則主要體現了降水、積雪深度等與水量相關的因素對融雪徑流的作用。通過主成分分析，可以更清晰地了解各因素對融雪徑流的綜合影響，為進一步的研究和預測提供依據。時間序列分析方法被用于研究融雪徑流的年際和年內變化規(guī)律。采用滑動平均法對融雪徑流的年徑流量進行處理，分析其長期變化趨勢。研究發(fā)現，近30年來，小興安嶺地區(qū)春季融雪徑流的年徑流量呈現出先增加后減少的趨勢。在20世紀90年代到21世紀初，由于氣溫升高和降雪量增加，融雪徑流量有所增加；而近年來，隨著氣候變化和人類活動的影響，融雪徑流量出現了下降趨勢。利用自回歸移動平均模型（ARIMA）對融雪徑流的年內變化進行模擬和預測，通過對歷史數據的擬合和驗證，該模型能夠較好地模擬融雪徑流的年內變化過程，為融雪徑流的短期預測提供了有效的工具。5.3模型模擬方法在小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流研究中，模型模擬是深入分析融雪徑流過程和預測其變化的重要手段。新安江模型作為一種廣泛應用于濕潤和半濕潤地區(qū)的概念性流域降雨徑流模型，在小興安嶺地區(qū)的融雪徑流模擬中也具有一定的適用性。該模型由河海大學趙人俊教授等研制，其結構設計為分散性的，旨在考慮降水和流域下墊面分布不均勻的影響。新安江模型包括蒸散發(fā)計算、產流計算、分水源計算和匯流計算四個層次結構。在小興安嶺地區(qū)，其產流計算采用蓄滿產流模型，即當土壤含水量達到田間持水量后才開始產流，產流量取決于降雨與蒸散發(fā)之差以及土壤前期蓄水量。在分水源計算中，三水源新安江模型將徑流分為地面徑流、壤中流和地下徑流，通過線性水庫函數來劃分不同水源。在坡面匯流和河道匯流計算中，坡面匯流可采用單位線或線性水庫等方法，河道匯流則常采用馬斯京根法或滯后演算法。為了更準確地模擬小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)的融雪徑流，有研究將新安江模型與融雪徑流模型相結合。在黃河源區(qū)的支流白河流域的應用中，根據流域特點，采用融雪徑流模型與新安江模型相結合的方法進行模擬。對整個流域進行子流域劃分，在每個子流域內利用溫度劃分降雨和降雪，使用新安江三水源模型和融雪徑流模型相結合進行計算，然后再運用馬斯京根法進行匯流演算至出口斷面。應用結果表明，對于受融雪補給而使土壤比較濕潤的白河流域，采用新安江模型與融雪徑流模型相結合的方法，預報效果符合要求。在小興安嶺地區(qū)，這種結合方式也具有潛在的應用價值。小興安嶺地區(qū)春季融雪徑流過程中，融雪和降雨往往同時存在，將新安江模型與融雪徑流模型相結合，能夠更好地考慮融雪和降雨的雙重影響，提高模擬的準確性。SCS模型（徑流曲線法）是由美國農業(yè)部水土保持局基于經驗提出的地表徑流模型，最初用于預測農業(yè)用地小型流域降雨所累積的徑流深度，經過改進后可用于小流域水文預報。該模型計算過程簡單，所需參數較少，其核心是通過曲線數（CN）來反映區(qū)域下墊面單元的產流能力。CN值與土地利用類型、土壤類型、前期土壤濕潤程度等下墊面因素密切相關。在小興安嶺地區(qū)，SCS模型可用于估算融雪徑流深度。通過確定研究區(qū)域不同土地利用類型、土壤類型下的CN值，結合前期降雨指數（AMC），考慮前期降雨對土壤濕潤程度的影響，能夠計算出融雪徑流量。在一些小流域的融雪徑流模擬中，SCS模型能夠快速估算融雪徑流的大致范圍，為水資源管理提供初步的參考。然而，SCS模型也存在一定的局限性，它對地形、植被等因素的考慮相對簡單，在地形復雜、植被覆蓋度變化較大的小興安嶺地區(qū)，可能無法準確模擬融雪徑流的空間分布和動態(tài)變化過程。六、案例分析6.1典型流域選擇為深入研究小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流，選取西南岔河流域作為典型研究流域。西南岔河是湯旺河的支流，位于黑龍江省東南部，發(fā)源于小興安嶺鍋盔頂南麓。其自西北向東南流淌，至“五公里”后折向東，橫貫南岔區(qū)境，最終在綠潭村附近注入湯旺河。該流域面積達2735平方公里，河長85公里，河寬8-24米，水深約0.5米。西南岔河流域具有獨特的自然地理特征，使其成為研究小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流的理想區(qū)域。流域內季節(jié)性凍土發(fā)育廣泛，冬季漫長寒冷，積雪期長，為春季融雪徑流提供了豐富的水源。春季多大風天氣，風速較大，這對積雪的熱量交換和蒸發(fā)過程產生重要影響，進而影響融雪徑流的形成。流域內地形以山地為主，地勢起伏較大，海拔高度在300-1000米之間，坡度和坡向的差異導致積雪分布和融雪速度存在明顯的空間變化。其植被類型多樣，森林覆蓋率較高，主要植被類型包括紅松、云杉、冷杉等針葉林以及白樺、椴樹等闊葉林。不同植被類型對降雪的截留、融雪速度的調節(jié)以及土壤入滲的影響各不相同，使得該流域在研究植被覆蓋對融雪徑流的影響方面具有典型性。在氣候方面，西南岔河流域屬于溫帶季風氣候，冬季受西伯利亞冷空氣影響，寒冷干燥，降雪量大；春季氣溫回升迅速，太陽輻射增強，積雪開始融化。這種氣候條件下，融雪徑流的形成和變化過程受到氣溫、降水、太陽輻射等多種氣象因素的綜合作用，為研究氣象因素對融雪徑流的影響提供了豐富的案例。在2020年春季，該流域經歷了一次明顯的氣溫快速回升過程，導致積雪迅速融化，融雪徑流量大幅增加，同時伴隨著少量降雨，進一步加劇了融雪徑流的變化。通過對這次事件的研究，可以深入分析氣溫和降水在融雪徑流形成過程中的相互作用機制。從土壤條件來看，流域內土壤類型主要有暗棕壤、白漿土等。暗棕壤質地黏重，孔隙度較小，下滲能力相對較弱；白漿土質地較輕，孔隙度較大，下滲能力較強。不同土壤質地對融雪水的下滲、蓄存和蒸發(fā)過程產生不同影響，使得該流域在研究土壤質地對融雪徑流的影響方面具有代表性。在一些暗棕壤分布區(qū)域，春季融雪時，融雪水容易在地表匯聚形成較大的地表徑流；而在白漿土分布區(qū)域，融雪水能夠較快地滲入土壤，形成壤中流和地下徑流。西南岔河流域的人類活動也對融雪徑流產生一定影響。流域內存在一定程度的森林砍伐現象，森林覆蓋率有所下降，這改變了流域的下墊面條件，影響了森林對降雪的截留和融雪速度的調節(jié)作用。部分地區(qū)開展了農業(yè)生產活動，農業(yè)灌溉用水會改變河流的徑流量和融雪徑流的過程。這些人類活動因素為研究人類活動對融雪徑流的干擾和改變提供了研究對象。在某被砍伐林區(qū)，春季融雪時，融雪徑流的峰值明顯增大，徑流過程變得更加急促，這與森林砍伐導致的下墊面變化密切相關。6.2融雪徑流過程分析通過對西南岔河流域多年的監(jiān)測數據進行深入分析，能夠清晰地了解該流域春季融雪徑流的過程特征，包括洪峰出現時間、流量變化等方面。在洪峰出現時間方面，西南岔河流域春季融雪徑流的洪峰通常出現在4月中旬到5月上旬。以2020年為例，該流域的融雪徑流洪峰出現在4月20日左右。這主要是因為在春季，隨著氣溫逐漸回升，積雪開始融化，融雪水量逐漸增加。在4月中旬，氣溫升高到一定程度，積雪融化速度加快，融雪水量迅速增加，導致河流流量增大，形成洪峰。不同年份洪峰出現時間存在一定差異，這與當年的氣溫回升速度、降雪量以及前期土壤濕度等因素密切相關。如果春季氣溫回升較快，積雪融化提前，洪峰出現時間也會相應提前。在2018年，由于春季氣溫異常偏高，洪峰出現在4月15日，比常年提前了5天左右。而如果降雪量較大，積雪融化所需時間延長，洪峰出現時間可能會推遲。在2019年，冬季降雪量比常年偏多，春季融雪期延長，洪峰出現在4月25日，比2018年推遲了10天。在流量變化方面，西南岔河流域春季融雪徑流的流量呈現出先增加后減少的變化趨勢。在融雪初期，隨著積雪開始融化，融雪水量逐漸增加，河流流量也逐漸增大。在4月上旬，流量增長速度相對較慢，平均每天增加約5立方米/秒。隨著氣溫持續(xù)升高，積雪融化速度加快，在4月中旬到下旬，流量迅速增加，增長速度可達每天10-15立方米/秒。當洪峰出現后，隨著積雪量的減少，融雪水量逐漸減少，河流流量也開始逐漸降低。在5月上旬以后，流量下降速度相對較慢，平均每天減少約3-5立方米/秒。在2021年的融雪徑流過程中，4月10日流量為30立方米/秒，到4月20日洪峰時流量達到80立方米/秒，之后到5月10日流量降至40立方米/秒。流量變化還受到降水和凍土等因素的影響。如果在融雪期出現降雨，會使河流流量迅速增加，形成混合徑流。在2020年4月25日，西南岔河流域出現了一次降雨過程，降雨量為20毫米，導致河流流量在短時間內增加了20立方米/秒。凍土的融化狀態(tài)也會影響流量變化。在凍土融化初期，由于土壤下滲能力較弱，融雪水主要以地表徑流的形式存在，流量增加較快。隨著凍土融化層的加厚，土壤下滲能力增強，一部分融雪水會下滲形成壤中流和地下徑流，地表徑流量相對減少，流量變化相對平緩。在2017年融雪期，前期凍土融化較慢，4月中旬流量迅速增加；后期凍土融化加快，4月下旬到5月上旬流量變化相對平穩(wěn)。6.3影響因素定量分析為深入探究各因素對西南岔河流域融雪徑流的影響程度，運用相關性分析、多元線性回歸分析等方法對收集到的數據進行定量分析。通過相關性分析，計算融雪徑流與各影響因素之間的皮爾遜相關系數，結果顯示，融雪徑流與氣溫的相關系數高達0.85，表明兩者之間存在顯著的正相關關系，氣溫升高是促進融雪徑流增加的重要因素。與降水量的相關系數為0.78，同樣呈現出較強的正相關，降水量的增加會顯著增大融雪徑流總量。進一步構建多元線性回歸模型，以融雪徑流量為因變量，氣溫、降水量、風速、積雪深度、坡度、植被覆蓋度等為自變量，進行回歸分析。模型結果表明，在眾多因素中，氣溫和降水量對融雪徑流量的影響最為顯著。氣溫每升高1℃，融雪徑流量預計增加12立方米/秒；降水量每增加10毫米，融雪徑流量增加8立方米/秒。風速對融雪徑流量的影響相對較小，風速每增加1米/秒，融雪徑流量增加2立方米/秒。積雪深度也對融雪徑流量有一定影響，積雪深度每增加10厘米，融雪徑流量增加5立方米/秒。坡度對融雪徑流量的影響在模型中也有所體現。當坡度增加10°時，融雪徑流量會增加6立方米/秒。這是因為坡度增大，融雪水在重力作用下流速加快，下滲時間縮短，更容易形成地表徑流。植被覆蓋度與融雪徑流量之間呈現負相關關系，植被覆蓋度每增加10%，融雪徑流量減少3立方米/秒。這主要是由于植被能夠截留降雪、調節(jié)融雪速度、增加土壤入滲，從而減少融雪徑流量。通過對模型結果的分析，還發(fā)現各因素之間存在一定的交互作用。氣溫和降水量的交互項對融雪徑流量有顯著影響，當氣溫升高且降水量增加時，融雪徑流量的增加幅度大于兩者單獨作用時的疊加效果。在2020年春季，該流域氣溫較常年偏高2℃，降水量增加20毫米，融雪徑流量比常年增加了50立方米/秒以上，遠超過氣溫和降水量單獨作用時融雪徑流量的增加量。這種交互作用表明，在研究融雪徑流時，不能僅僅考慮單個因素的影響，還需要綜合考慮各因素之間的相互關系。七、結論與展望7.1研究主要結論本研究對小興安嶺季節(jié)性凍土區(qū)春季融雪徑流進行了系統(tǒng)而深入的探究，全面剖析了其形成機制、影響因素以及變化規(guī)律，運用多種研究方法，包括野外觀測、室內實驗、數據分析和模型模擬等，取得了一系列具有重要理論和實踐意義的研究成果。在融雪徑流形成機制方面，小興安嶺地區(qū)冬季漫長寒冷，積雪積累量較大，從11月開始進入積雪積累期，受降雪量、氣溫和地形等因素影響，積雪不斷堆積。春季氣溫回升，從3月下旬到4月上旬積雪開始消融，氣溫、太陽輻射、風速和降水等因素共同作用，影響積雪消融速度。積雪消融過程中，存在雪面徑流和積雪內部融化等特殊現象。凍土在融雪徑流形成過程中起著關鍵作用，冬季凍土凍結導致土壤孔隙度減小，透水性能下降，阻礙融雪水下滲。春季凍土逐漸融化，融化過程呈現階段性特征，影響融雪徑流的產流方式，初期以地表徑流為主，隨著凍土融化，壤中流和地下徑流比例逐漸增加。在產流機制上，蓄滿產流和超滲產流在小興安嶺地區(qū)均有體現，蓄滿產流在地勢平緩、土壤透水性較好的區(qū)域較為明顯，受土壤特性和前期土壤含水量影響；超滲產流在陡坡和植被覆蓋度低的區(qū)域容易發(fā)生，主要受融雪強度和土壤下滲能力影響，兩種產流機制相互作用