不同基流分割方法在秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶的對比應用及其演化規(guī)律研究

樊晶晶， 劉純， 穆征， 趙雪花， 林帥， 孫雪， 黎云云

(1.河北工程大學 水利水電學院,河北 邯鄲 056038; 2.太原理工大學 水利科學與工程學院,山西 太原 030024;3.綿陽師范學院 資源環(huán)境工程學院,四川 綿陽 621000)

河川基流是指地下含水層向地表徑流補給的一種慢速流，其所反映的主要是地下水與地表徑流間的互饋關系。當流域沒有產(chǎn)生降水以及處于干旱期時，基流是維持河流基本水量的主要來源，也是維持河流生態(tài)系統(tǒng)健康發(fā)展的關鍵因素。由于干旱半干旱區(qū)的降水量少、蒸發(fā)量較大且地形多變，河川徑流分布也不均勻，這使得占河川徑流量比值較大的河川基流成為維系河流運動的關鍵成分。比如：在黃河唐乃亥站以上流域，多年平均基流量占到了河川徑流量的65%[1]；渭河咸陽站多年平均基流量約占河川徑流總量的67%[2]。正如很多文獻所指出的，河川基流的變化規(guī)律反映了河道水量和地下水位的互補演化關系[3]，在維持水源穩(wěn)定性、持續(xù)性以及保證河流生態(tài)需水、工業(yè)城市供水、農(nóng)業(yè)灌溉等方面起到了關鍵性的作用[4]，且對河流生態(tài)環(huán)境保護和水資源開發(fā)具有非常重要的意義[5-6]。

基流分割一直是水文學及水資源領域的研究熱點和難點[7]，其對流域水文分析與計算、區(qū)域水資源調(diào)查、評估以及管理等都意義重大[8-9]，且其分割結果對降雨-徑流關系分析以及坡面匯流計算的精度有重要影響[10]。眾所周知，受基流觀測水平和空間差異性的制約，基流尚沒有有效的檢測手段，也無法通過一定試驗方法大范圍測得。因此，針對不同的研究區(qū)域，專家學者提出了不同的基流分割方法?？偨Y現(xiàn)有分割方法，可按照其分割原理將其劃分為5類[11-14]，即圖解法、同位素法、水文模擬法、數(shù)學物理法和數(shù)值模擬法。其中，圖解法較為簡單，但是人為的主觀性很強，效率相對較低，精度無法保障且無法確定誤差來源。目前，這種方法是基流分割的基本方法[3]，但不適合長序列基流分割。同位素法的可操作性和可靠性都比較好，但容易引發(fā)水體污染[15]。水文模擬法以及其他數(shù)學物理法雖然在物理上意義清晰、明確，可信度也比較高，但是需要調(diào)節(jié)的參數(shù)較多，計算復雜，對技術人員的要求也相對較高[16]。隨著現(xiàn)代計算機技術的快速發(fā)展與普及，數(shù)值模擬法在實際工程中得到廣泛的應用，可以有效并快速地得到穩(wěn)定和持續(xù)的基流過程，相關方法主要包括數(shù)字濾波法、BFI(Base Flow Index)法、HYSEP(Hydrograph Separation Program)法、平滑最小值法等[17]。近年來，基流分割方法不斷拓展外延，許多學者在基流分割方面也取得了很多有價值的研究成果。如：楊士娟[18]基于直線斜割方法，配合AutoCAD軟件開展了基流分割研究，發(fā)現(xiàn)無定河流域的基流在河川徑流量中占比較高；雷正國[19]對長河上游徑流序列分割后，發(fā)現(xiàn)Lyne-Hollick濾波法和Boughton-Chapman濾波法能夠很好地實施基流分割，并且分割得出的過程線也比較穩(wěn)定，能夠比較準確地辨識各個水平年之間的基流過程，有效驗證了這兩種方法在該流域的適用性；董曉華等[20]經(jīng)過多方法的對比分析發(fā)現(xiàn)，在三峽壩址以上流域兩參數(shù)的數(shù)字濾波法比其他分割方法更合適；林學鈺等[21]通過直線平割法和BFI法，計算了黃河的基流過程，并基于此制定了黃河流域的水資源管理方案；于藝鵬等[22]梳理了9種基流分割方法，并對分割方法的適宜性進行對比，得出BFI法的分割結果和HYSEP法的分割結果比較相似，但從綜合變異性、過程線相吻合的情況和基流是否穩(wěn)定等多方面的分析認為，修正的BFI法更適用于黃土區(qū)的相關研究。此外，為了深入分析基流分割方法在我國錫林河流域的實際應用情況，焦瑋等[23]運用數(shù)字濾波法、HYSEP法、平滑最小值法和加里寧法，分別實施了基流分割并分析其適用性，結果表明：平滑最小值法和HYSEP法分割得到的基流過程線平滑緩慢，更符合實際情況。綜上可知，基流分割方法并不是普適的，不同流域適用的分割方法存在客觀差異。

鑒于此，本文擬在秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶分析不同基流分割方法的適用性，并對不同方法(9種)的計算結果進行對比分析，從而選出秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶渭河流域較為可靠、穩(wěn)定且適宜的分割方法，為秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶的社會經(jīng)濟可持續(xù)發(fā)展、水資源評價和綜合開發(fā)利用等提供科學依據(jù)。

1 研究區(qū)域及資料

渭河是黃河最大的支流，起源于甘肅省渭源縣鳥鼠山，主要流經(jīng)甘肅、寧夏和陜西3省。渭河干流總長818 km，總流域面積約134 766 km2，位于秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶，是過渡帶的典型區(qū)。流域?qū)儆跍貛Т箨懶詺夂騾^(qū)，多年平均氣溫6～13 ℃，多年平均降水量572 mm[24]，且降水量年際變化幅度較大，基本呈東南多西北少的態(tài)勢，6—9月份是主要降水期[25]。流域蒸發(fā)較為強烈，平均蒸發(fā)量為509.8 mm。流域站點分布如圖1所示。

圖1 研究區(qū)域及站點分布

文中所使用的氣象數(shù)據(jù)來自中國氣象科學數(shù)據(jù)共享服務網(wǎng)(http://data.cma.cn)，涉及渭河流域及周邊21個氣象站。所采用的華縣站徑流數(shù)據(jù)，來自《黃河流域水文年鑒》。氣象數(shù)據(jù)和徑流數(shù)據(jù)系列的歷時均為1960—2010年。

2 基流分割方法

2.1 數(shù)字濾波法(F1—F5法)

數(shù)字濾波技術是重要的信號處理方法[26]，已在國際上被廣泛應用，其特點在于可充分利用長歷時徑流資料來分析和計算基流，且其客觀性和可重復性較好[13，27-28]。

方法1(F1法)：Lyne-Hollick濾波法是Lyne和Hollick于1979年首次提出，并由Nathan和Mcmahon于1990年引用到水文中進行基流分割[30]，其分割方程為：

(1)

Qbt=Qt-Qst。

(2)

式中：Qst和Qs(t-1)分別為第t時刻和第t-1時刻的地表徑流量；Qt和Qt-1分別為第t時刻和第t-1時刻的徑流量；Qbt為第t時刻的基流量；f1為濾波參數(shù)，據(jù)NATHAN R J等基于0.90～0.95范圍內(nèi)的效果比較，推薦濾波參數(shù)f1取0.925[31]。

方法2(F2法)：CHAPMAN T在1991年的研究中對F1進行了改善，并首次提出了Chapman濾波法，其分割方程為[32]：

(3)

Qbt=Qt-Qst。

(4)

式中f1一般取值為0.95[19]，其他參數(shù)意義同F(xiàn)1。

方法3(F3法)：CHAPMAN T和MAXWELL假定某時刻的基流量為該時刻的地表徑流量和前一時刻基流量的加權平均[33]，其分割方程為：

(5)

式中k為退水參數(shù)，一般取0.95[13]。

方法4(F4法)：1999年，CHAPMAN T又提出了Boughton-Chapman濾波法[34]，其分割方程為：

(6)

式中：k為退水系數(shù)，一般取值為0.95；f2為固定參數(shù)，一般取0.15[26]。

方法5(F5法)：ECKHARDT K在2005年提出了Eckhardt濾波法，其可通過BFImax取值來調(diào)整基流過程，其分割方程為[35]：

(7)

式中：BFImax為最大基流指數(shù)；α為退水常數(shù)[6]。

經(jīng)研究，ECKHARDT K給出了BFImax的取值建議，即多孔含水層的多年性河流取0.8、季節(jié)性河流取0.5、堅硬巖石含水層的多年性河流取0.25。而退水常數(shù)α一般可取0.95～0.98[36]。由于渭河流域降水量少，且降水是地下水的主要補給源，受到季節(jié)性影響比較明顯[37]，故該研究區(qū)BFImax取0.5，α取0.98。

2.2 平滑最小值法(F6法)

平滑最小值法是英國水文研究所在1980年首次提出的一種基流分割技術[2]，其原理主要是將年內(nèi)日流量序列以5 d為一個獨立的單元進行劃分，使其形成互不重疊或相容的塊，并對每個獨立的單位塊中的最小值進行篩選，即在給定條件下，將滿足條件的最小值提取出來，再用一條直線與每個拐點相連，從而得到一個基流序列。具體計算步驟為：

步驟1 塊的區(qū)域劃分。將流量序列Qt(t=1、2、…、n)以5 d為一個單元劃分成m個互不重疊的塊[20]。如果一年的天數(shù)n不是5的整倍數(shù)，則將最后一個不完全的塊除去。實踐證明在多數(shù)流域中，以5 d為一單元進行日流量序列計算都是比較準確的。

步驟2 選出最小值。篩選每個塊中的最小值，命名為q1、q2、…、qm。

步驟3 明確拐點?？紤]到地下徑流的穩(wěn)定性，經(jīng)過大量科學研究和理論實踐[2]，擬采用如下拐點經(jīng)驗計算公式：劃分最小值序列，如(q1,q2,q3)，(q2,q3,q4)、…、(qm-1,qm,qm+1)，并從中挑選出滿足條件kqm≤min (qm-1,qm+1)數(shù)據(jù)集(k取0.9)，并將qm確定為基流過程線上的一個拐點。

步驟4 計算基流。重復第3步，求出所有拐點，并用線性插值法求出相鄰拐點的基流值，從而得到基流過程和基流總量。

2.3 局部最小值法(F7法)

時間步長法[38]是由PETTYJONH W A和HENNING R于1979年首次提出的。該方法可分為3種，即固定步長法、滑動步長法和局部最小值法。其中，局部最小值法主要是通過比較水文曲線的斜率，簡單地將局部最小點連接起來。本文擬選用LIM Kyoung Jae等2004年開發(fā)的基于網(wǎng)絡水文分析工具WHAT(https://engineering.purdue.edu/～what/)中的局部最小值法開展基流分離[39]。

2.4 基流指數(shù)法(F8、F9法)

基流指數(shù)(Base Flow Index)法，是英國水文研究所(Institute of Hydrology)在1980年首先提出的一種基流分割方法[40]，簡稱BFI法。其工作原理主要是將一年內(nèi)的日流量數(shù)據(jù)劃分為365/N個時段，然后選出每段最小值乘以拐點檢驗因子，當乘積小于相鄰時間段的流量最小值時，則認為它是一個拐點。重復此次檢驗操作，直至選出所有的拐點，然后用直線將所有拐點連接，連接成一條流量過程線，其下方的面積為基流量。目前，BFI法分為兩種：一為標準BFI(f)法，這里簡稱F8法；二為改進的BFI(k)法，這里簡稱F9法。拐點因子的不同是兩種方法的唯一區(qū)別，根據(jù)經(jīng)驗一般取值f=0.9和k=0.979 15[41]?；髦笖?shù)法在進行長時間序列的基流量計算和大量數(shù)據(jù)的處理上有較大優(yōu)勢，尤其是在多年數(shù)據(jù)分析中具有較高的可信度[17]。

3 貢獻率分析方法

雙累積曲線法是目前用于水文氣象要素一致性檢驗與長期演變趨勢分析的最簡單、直觀和廣泛的方法之一[42]。文中擬采用該方法進行變異點分析，劃分基準期和影響期，并基于時段劃分結果分離評價氣候變化和人類活動對徑流和基流變化的貢獻率。具體計算方法如下[43]：

1)對變異前的累積降水量∑P，累積徑流量或累積基流量∑R進行回歸分析，得到關系式：

∑R=k∑P+b。

(8)

2)基于上述線性回歸方程，根據(jù)影響期累積降水量∑P計算累積徑流量或累積基流量，得到∑R。由于該結果為線性方程外推獲得，故∑R的下墊面和人類擾動條件與基準期的相同，其值表征了影響期無人類活動擾動下的徑流或基流累積量。

3)用計算出的∑R反推年徑流量或年基流量，然后求得兩階段實測和計算年徑流量或年基流量(1-基準期，2-影響期)的差值δ，由此可求出氣候變化和人類活動影響對徑流和基流的影響量。

δ人=R2實測-R2計算，

(9)

δ氣=R2計算-R1實測。

(10)

式中δ人和δ氣分別表示由于人類活動和氣候變化影響而引發(fā)的徑流或基流的變化量，mm。

4)人類活動和氣候變化對徑流和基流變化的貢獻率公式為：

(11)

式中：Q為人類活動和氣候變化對徑流量或基流量變化的貢獻率；E為基準期和影響期實測徑流量或基流量的差值，mm。

4 結果分析

采用9種方法分別對秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶渭河干流華縣站1960—2010年日流量數(shù)據(jù)實施基流分割。

其中，在基流指數(shù)法(F8和F9法)中，為了確定N值，需要首先分析N值與基流指數(shù)的關系。為此，本文通過水文頻率分析法選取了序列代表年：豐水年(1988年)、平水年(1969年)和枯水年(2008年)。然后建立了基流指數(shù)與N值的關系，如圖2和圖3所示。圖中，以N天為一個時段，從1取到10，N≥4時，各水平年的基流指數(shù)趨于穩(wěn)定。即以N=4為一時段來進行基流分割。

圖2 F8法基流指數(shù)與N值關系圖

圖3 F9法基流指數(shù)與N值關系圖

4.1 各方法基流量的特征分析

通過9種分割方法獲得基流序列，將基流序列的均值、Cs、Cv、趨勢性、持續(xù)性、最小值、最大值以及極值比進行統(tǒng)計分析，結果見表1。由表1可知：從均值來看，均值存在差異，F(xiàn)1、F4、F5、F7的較大，其余法的均較小；從偏態(tài)系數(shù)Cs來看，Cs值均大于0，呈右偏分布，說明基流量大多集中在小于均值的部分；從變差系數(shù)Cv值來看，各方法獲得的基流系列離散程度一致，Cv值均處于0.526～0.589；從趨勢性來看，在置信度為95%(Uα/2=1.96)，檢驗統(tǒng)計值U值均為負值，在置信區(qū)間外，均呈顯著減少趨勢；從持續(xù)性來看，Hurst指數(shù)值均大于0.6，存在顯著的正持續(xù)性；從極值比來看，數(shù)字濾波法和F7法計算的基流量極值比較小，其中F4法的計算結果最小。

表1 不同方法分割基流量特征值

4.2 各方法基流指數(shù)分析

基流指數(shù)為某時段內(nèi)河川基流量與徑流總量的比值，反映河川基流量的大小[3]。9種分割方法在豐水年、平水年和枯水年計算得到的基流指數(shù)如圖4—6所示。

圖4 豐水年基流指數(shù)圖

圖5 平水年基流指數(shù)圖

圖6 枯水年基流指數(shù)圖

圖4—6顯示，不同年型的基流指數(shù)均呈現(xiàn)先減小后增大的趨勢。其中，豐水年(圖4)中各方法計算的基流指數(shù)的穩(wěn)定性最好。受汛期的影響，平水年(圖5)中各方法計算的基流指數(shù)變化程度均較大，而在枯水年(圖6)僅F6—F9法計算的基流指數(shù)波動較大，其余方法計算的則較為穩(wěn)定。

在不同時間段內(nèi)，各基流分割方法計算的基流指數(shù)見表2。由表2可知：各方法計算的基流指數(shù)差異較為明顯，其中，F(xiàn)1、F4和F7法的計算結果較大，分別為0.664、0.673和0.680；F2、F3、F5、F6、F8和F9這6種方法計算的基流指數(shù)較為接近，基本處于0.411～0.541范圍內(nèi)，計算值小。

各方法分割結果基流指數(shù)的最大值、最小值、極值比和標準差見表3。由表3可知：從標準差來看，數(shù)字濾波法的小于其他3類方法，特別是F2與F3法的標準差最為顯著；從極值比來看，數(shù)字濾波法(除F5外)與其他方法的極值比相比也更小，而平滑最小值法(F6法)與BFI法的極值則相對比較大，由此可見數(shù)字濾波法在所有方法中較為穩(wěn)定。從以上分析發(fā)現(xiàn)，F(xiàn)2和F3法計算的基流指數(shù)比較接近，標準差與極值比均較小，計算出的基流穩(wěn)定性較好。

表2 不同分割方法計算的基流指數(shù)

表3 不同分割方法計算的基流指數(shù)統(tǒng)計值

4.3 典型特征年基流過程分析

本文選取豐水年為代表年，9種方法的基流分割結果如圖7所示。由圖7可知，9種基流分割方法獲得的基流過程線和徑流過程線的趨勢均具有較好的一致性。

數(shù)字濾波法中，F(xiàn)1法(圖7(a))、F4法(圖7(d))的基流分割過程非常接近，過程線具有峰值高且尖銳、起伏程度較陡的特點。F2法(圖7(b))與F3法(圖7(c))的過程線起伏程度小，曲線平滑且分割結果相近，基流過程與其他方法的相比，較符合一般的基流過程，且平穩(wěn)性較好。F8法(圖7(h))、F9法(圖7(i))和F5法(圖7(e))的基流過程相似，起伏程度較小。但在汛期內(nèi)，基流隨地下水變化而逐漸消退的現(xiàn)象并未顯著體現(xiàn)出來。由F6法(圖7(f))的基流分割過程可發(fā)現(xiàn)，因為對徑流序列采用了線性內(nèi)插的處理方式，導致分割的過程線多由折線段組成，拐點多、平滑度低。局部最小值法(圖7(g))(F7法)分割的基流量相對較大，基流過程線隨徑流過程上升和下降迅速，基流過程線和徑流過程線的變化趨勢一致性較高，變化過程不真實，這就直接說明了分割結果不能充分符合匯流時的阻尼和遲滯效應。不同的方法適應不同的區(qū)域，從前人的研究成果來看，數(shù)字濾波法的分割結果較為穩(wěn)定，并已得到廣泛應用，在不同地區(qū)還是具有良好的適應性的[44-47]。

綜上所述，筆者認為在采用的9種基流分割方法中，數(shù)字濾波法中F2法(圖7(b))和F3法(圖7(c))計算的基流量在年內(nèi)和年際尺度上的穩(wěn)定性最好，對秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶而言，是比較可靠的基流分割方法。

圖7 9種基流分割方法結果對比

4.4 不確定性分析

為驗證基流分割的可靠性，以F3法為例，采用蒙特卡羅法[48]進行不確定性分析。

假設退水系數(shù)k服從正態(tài)分布，均值取0.925，標準差分別為0.008和0.025，分別隨機生成50個符合樣本特征的退水系數(shù)，如圖8所示。

圖8 退水系數(shù)k的概率密度圖

根據(jù)隨機生成的樣本進行基流計算和可靠度分析，結果如圖9所示。其中，兩個正態(tài)分布生成隨機數(shù)時，采用了同樣的均值，因此其在50%可靠度上對應的基流量相等。文中以參數(shù)k=0.95計算的基流量的交點代表其可靠程度，結果顯示可靠度均在80%以上，遂可證明F3法分割的基流具有較高的可靠度。

圖9 基流量的可靠度

5 演化特征

基流在秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶社會經(jīng)濟與生態(tài)環(huán)境的發(fā)展中起著重要作用。認識并分析渭河的河川徑流、基流的歷史演化過程及其發(fā)展規(guī)律，對深入地了解秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶水資源的形成演化，進而合理開發(fā)和利用區(qū)域水資源具有重大意義。本文基于數(shù)字濾波F3法的計算結果，分析了基流量、徑流量以及基流指數(shù)的年內(nèi)變化(多年平均)以及1960—2010年的演化過程與基流的演變特征。

5.1 年內(nèi)變化特征

圖10顯示了研究區(qū)內(nèi)華縣站徑流量、基流量與基流指數(shù)的年內(nèi)變化情況。由圖可知：華縣站年徑流量主要集中于汛期6—9月，9月年徑流量最大；由于4—5月和10—11月處在汛枯交替期[25]，出現(xiàn)徑流量突增或突降的情況；基流指數(shù)呈現(xiàn)先減小后增加的趨勢；其中，7月的基流指數(shù)最小，8—9月的基流指數(shù)相較其略有增加；8月主要是由于延時補給地下水驅(qū)動下一時段基流增加，且基流量增幅大于徑流量增幅所致[49]，而9月則主要歸因于徑流量的大幅衰減；12月進入枯水期，降水偏少，相應的河川徑流量明顯減少，基流成為河道徑流的主要來源，基流指數(shù)也相應增大。

圖10 徑流量、基流量與基流指數(shù)的年內(nèi)變化

5.2 年際變化特征

對渭河華縣站年徑流與基流序列進行線性回歸和箱線圖的分析，梳理了年徑流與基流的變化趨勢，其結果如圖11和圖12所示。由圖11可知，在1960—2010年間，基流量的漲落規(guī)律與年徑流量基本一致，約占年徑流總量的48%。統(tǒng)計結果表明，年徑流量與基流量的線性回歸增長率分別為-1.129和-0.545，基流指數(shù)較為平穩(wěn)，地表徑流與地下水的交換關系相對穩(wěn)定。箱線圖(圖12)中，徑流量較基流量波動較大，具有明顯的代際差異。其中：基流量和徑流量均在20世紀60年代質(zhì)心最高，離散程度最大；在20世紀90年代和21世紀00年代，基流量和徑流量質(zhì)心最低，離散程度最小?？傮w來看，20世紀60年代至21世紀00年代，徑流量與基流量具有顯著下降趨勢，離散程度逐漸降低。

圖11 徑流量、基流量與基流指數(shù)的年際變化

圖12 徑流量與基流量的代際變化

6 秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶基流變化驅(qū)動力分析

采用雙累積曲線法對徑流和基流變化進行驅(qū)動力分析，主要基于數(shù)字濾波法之F3法的基流分割結果，對20世紀60年代至21世紀初的徑流、基流、降水、氣溫和蒸發(fā)量進行統(tǒng)計分析，確定基準期和影響期，并開展氣候變化和人類活動的貢獻率分析。

徑流、基流、降水、氣溫和蒸發(fā)量的代際變化情況見表4。由表4可知：各代際中，降水、徑流和基流的峰值均出現(xiàn)在20世紀60年代，其整體呈現(xiàn)先增大后減小再增大的變化趨勢；與其不同，氣溫和蒸發(fā)量整體呈現(xiàn)先減小后增大的趨勢，最低值出現(xiàn)在20世紀80年代，較60年代分別減少了0.66 ℃和40.88 mm。鑒于各因素均在20世紀70年代及以后發(fā)生較大變化，因此可設定20世紀60年代以前為基準期，70年代及其以后為影響期，來實施徑流和基流變化的驅(qū)動力分析。

首先，以1960—1969年為基準期，建立降水-徑流和降水-基流雙累積曲線，如圖13、圖14所示，圖中“↓”為基準期與影響期分界點。依據(jù)公式(8)—(11)進行計算分析，得到徑流與基流的變化量及影響歸因，結果見表5。由表5可知：基準期實測多年平均徑流深為90.30 mm，多年平均基流深為43.51 mm；而影響期內(nèi)，人類活動及氣候變化對徑流的影響量可達到36.86 mm，其中由氣候變化驅(qū)動的徑流減少量為3.4 mm，人類活動對徑流衰減的貢獻量為33.46 mm，所以人類活動是導致徑流顯著減少的主因，其貢獻率高達90.78%；而人類活動和氣候變化對基流的影響總量為18.57 mm，其中氣候變化驅(qū)動的減少量為1.56 mm，人類活動驅(qū)動的減少量為17.01 mm。同樣，人類活動也是導致基流衰減的主要因素，其貢獻率達91.60%。

該結果與郭愛軍等[50]研究的渭河人類活動和氣候變化對徑流影響的定量分析結果類似，都認為氣候變化對秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶的徑流變化有重要影響，但人類活動起著決定性作用。

表4 降水、氣溫、蒸發(fā)、徑流、基流的代際變化表

圖13 降水與徑流深雙累積曲線

圖14 降水與基流深雙累積曲線

表5 氣候變化和人類活動對徑流和基流變化的貢獻率

7 結語

1)應用9種基流分割方法計算得到的秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶的基流指數(shù)受汛期降雨影響，其年內(nèi)分布均呈現(xiàn)先減小后增大的趨勢，且平水年和枯水年基流指數(shù)波動較大。

2)研究區(qū)的代際基流指數(shù)位于0.374～0.734范圍內(nèi)，但不同基流分割方法計算得到的基流指數(shù)值差異比較大。從多年平均值看，F(xiàn)2、F3、F6、F8和F9這5種方法計算得到的基流指數(shù)值偏小，但相對接近。從標準差和極值比來看，F(xiàn)2和F3法算得的相對偏小，表明結果較穩(wěn)定，認為在秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶，采用數(shù)字濾波法進行基流分割更優(yōu)。

3)基流過程分析結果表明，F(xiàn)2與F3法計算出的基流過程起伏程度小，曲線平滑且分割結果相近，基流過程較平穩(wěn)，較為符合基流過程線的一般情況，且可靠度高，可作為秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶的一種較為可靠的基流分割方法。

4)基流是秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶枯水期徑流的主要來源，約占河川徑流總量的48%。

5)秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶徑流量和基流量下降趨勢顯著，但基流指數(shù)平穩(wěn)，無明顯趨勢，表明河水與地下水的交換關系相對穩(wěn)定。

6)秦嶺山區(qū)-黃土高原過渡帶基流變化驅(qū)動力分析結果顯示，人類活動對基流變化起著決定性作用。