郭 陽, 張廷軍, 曹 琳, 高壇光

(1.蘭州大學 大氣科學學院, 甘肅 蘭州 730000; 2.蘭州大學 資源環(huán)境學院, 甘肅 蘭州 730000)

凍土是指含冰且溫度不高于0 ℃的土壤和巖石[1]。飽和凍土滲透性很弱，可視為不透水層[2]。因此，凍土能夠改變水文循環(huán)，形成寒區(qū)獨特的凍土水文過程[3-4]。在全球氣候變暖的背景下，多年凍土顯著退化[5-7]，活動層加深，融區(qū)擴大，這使凍土水文過程變得更為復雜。

黑河上游流域為黑河的主要產流區(qū)，流域內廣泛分布著多年凍土和季節(jié)凍土，存在冰川、積雪、凍土等寒區(qū)水文要素，這些要素的變化會對整個黑河流域的徑流產生重要影響。目前，針對黑河上游流域，影響其水文過程的相關研究，主要集中在降水、氣溫、蒸發(fā)、輻射等氣象要素對徑流的影響，并以降水和氣溫的探討居多。李林等[8]研究了氣候變化對黑河上游流域徑流的影響，結果表明，徑流增加的主要原因，在汛期是降水增加，在非汛期則是氣溫上升促進了高山冰雪融化。王順利等[9]探討了祁連山區(qū)降水和氣溫變化對徑流的影響，并認為降水和氣溫的增加均會促進徑流的增加。張耀宗等[10]分析了黑河上游流域的徑流變化及其影響因子，認為溫度上升增加了夏季蒸發(fā)量，進而削減了徑流量。還有一些研究指出，在土壤凍融過程中，活動層內部的水分和熱量會發(fā)生協同變化，進而影響流域內的地表徑流及地下水運動。Woo等[11]和Young等[12]的研究表明，在活動層土壤凍結過程中，外界補給水分的下滲過程會受到限制，這使淺層土壤容易達到飽和狀態(tài)，從而促進了地表徑流的形成；而在活動層土壤融化過程中，隨著融化深度增加，土壤調蓄空間增大，造成下滲量及下滲速度增加，進而導致地表徑流減少。Haldorsen等[13]在研究長期氣候變化對多年凍土區(qū)地下水影響時認為，活動層土壤中的地下水，在土壤凍結和融化過程中主要進行垂直遷移運動，而在土壤完全凍結狀態(tài)下主要進行水平遷移運動，這會對冬季地表徑流形成補給。以上研究表明，由于活動層土壤存在季節(jié)凍結和融化過程，這使得地表徑流的變化機制更為復雜，單獨地從氣象或水文方面無法完全解釋其中的物理過程。

為此，本文擬針對黑河上游流域活動層土壤的凍融過程，開展氣候水文要素對徑流變化影響的研究。根據黑河上游西支的氣象、水文資料，分析黑河上游流域凍結指數和融化指數的變化特征，以及徑流在凍結期和融化期的變化特點，并進一步探討土壤季節(jié)凍融過程影響徑流變化的機制。以期為黑河上游流域的徑流預測和水資源合理開發(fā)利用提供理論指導。

1 數據介紹與研究方法

1.1 數據介紹

研究區(qū)域位于黑河上游，地處祁連山脈中段。該區(qū)域廣泛分布著多年凍土，海拔3 400～3 700 m區(qū)域分布著不連續(xù)多年凍土，3 700 m以上主要為連續(xù)多年凍土[2]。季節(jié)凍土厚度，一般在1.8～2.5 m之間，最大可達4.9 m[2]。黑河上游分為東西兩支，西支較東支降水量大，是黑河的主流[14]。該支流以野牛溝河為主，流域面積為4 589 km2，海拔范圍為2 835～4 891 m，平均海拔3 929 m；其中，89%以上的面積分布于海拔3 500 m以上[15]。

選用1979—2006年黑河上游西支野牛溝氣象站(99°32′E，38°27′N，海拔3 320 m)的月平均氣溫、降水數據，以及扎馬什克水文站(99°59′E，38°14′N，海拔2 835 m)同期的月平均徑流數據進行分析。其中，扎馬什克水文站斷面于2007年1月1日向下遷移13.7 km[16]，為了保證資料的一致性，僅使用2007年之前的數據進行分析。選取的資料中，氣象站1979和1980年的地溫數據存在部分缺失，水文站1984，1988和1989年的數據存在缺失。

1.2 數據處理和分析方法

(1) 凍結/融化指數。凍結和融化指數通常是基于日平均溫度(氣溫或地表溫度)進行計算，其定義為給定時期內的度日累計數[17]，通常使用的年凍結/融化指數是指一年內所有負溫/正溫的總和。其中，凍結/融化期要將所有連續(xù)的冷季/暖季包含在內，以避免在計算活動層最大融化深度和季節(jié)凍結層最大凍結深度時，因缺失計入部分負溫/正溫而造成的誤差。因此，本文根據祁連山區(qū)的氣候變化特征，定義凍結期為7月1日至下一年6月30日，融化期為1月1日至12月31日[9]。凍結/融化指數的計算公式為[18]：

(1)

式中：IF——凍結指數(℃·d)；t0，t1——凍結期開始和結束的時間；T——地表溫度(℃)。下同。

(2)

式中：IT——融化指數(℃·d)；t2，t3——融化期開始和結束的時間。公式(1)和(2)為凍結融化指數的理論計算公式，實際應用時，采用離散方法進行計算：

(3)

式中：NF——年內溫度低于凍結點的日數(d)；Ti——日平均地表溫度(℃)。下同。

(4)

式中：NT——年內溫度高于融化點的日數(d)。計算過程中，因氣象站地溫資料缺失，未計算1979年的凍結指數和1979,1980年的融化指數。

(2) 多年凍土區(qū)季節(jié)融化深度與地表融化指數存在如下關系[19]：

(5)

式中：ζu——融化深度(m);λu——融土導熱系數〔W/(m·℃)〕;DDT——多年平均的地表融化指數(℃·d);Q——單位體積凍土中地下冰融化所需要的融化潛熱(kJ/m3)。

由于地表融化指數與融化深度呈正比，因此，融化指數增大，則意味著融化深度增加，反之亦然。

凍結和融化指數是表征土壤凍結、融化過程的重要因子，也是中高緯度高山區(qū)氣候變化的重要指示器，并能夠較好地反映土壤季節(jié)凍結和融化深度的變化，是本研究中所使用的重要參數[18,20-22]。相關研究表明，在中高緯度地區(qū)采用月平均地/氣溫數據計算的年凍結/融化指數，在高緯度地區(qū)誤差較小，在中緯度地區(qū)也基本適用[18]。

本研究主要利用公式(3)—(5)，分析凍結和融化指數的變化，以及融化指數所指示的活動層最大融化深度的變化，以此來說明活動層土壤在凍結和融化過程的變化特征，進而分析凍融過程對地表徑流的影響機制。

2 結果分析

2.1 凍融指數變化趨勢

凍結和融化指數的變化，能夠從不同方面反映土壤水分和熱量的分布、遷移和傳輸規(guī)律，并對地表徑流的形成產生重要影響，因此探討黑河上游西支凍結/融化指數的變化特征，對于了解該流域土壤凍融過程對徑流的影響具有重要意義。

1979—2005年黑河上游西支野牛溝河的凍結和融化指數變化趨勢如圖1所示。凍結指數總體呈下降趨勢，傾斜率為-147.8 (℃·d)/10 a，說明土壤的季節(jié)凍結潛力存在持續(xù)下降的趨勢。其中，1980—1989年凍結指數變化較為平緩，呈小幅波動下降趨勢，而1990—2005年的凍結指數波動劇烈，下降趨勢較為顯著。融化指數則呈上升趨勢，傾斜率為138.4 (℃·d)/10 a，整體上波動比較頻繁，且1990年之后上升趨勢更加顯著。根據式(5)可知[19,23-25]：融化指數大幅升高，表明土壤融化期間的最大融化深度增加，意味著土壤水分調蓄空間變大，調蓄能力增強。

Frauenfeld等[18]的研究表明，在北美、加拿大和阿拉斯加等多年凍土區(qū)正經歷著冷季凍結指數降低的趨勢，與此同時，在沿海地區(qū)和加拿大東部都出現了暖季融化指數顯著增加的趨勢。這說明在北半球以上研究區(qū)域中多年凍土退化，活動層厚度增加的現象是普遍存在的。而位于中緯度的黑河上游西支的研究區(qū)域內，其凍結/融化指數也表現出了相同的變化趨勢。

圖1 1979-2005年野牛溝凍結指數(IF)和融化指數(IT)及其變化趨勢

2.2 徑流變化趨勢

為了認識黑河上游西支徑流的變化特征，將年內徑流分為融化和凍結兩個階段進行分析。年內月平均氣溫中，5—9月高于0 ℃，4月中下旬和10月中上旬也存在較多氣溫高于0 ℃的日期，因此將4—10月劃分為融化階段；而11—3月的月平均氣溫低于0 ℃，故將其劃分為凍結階段。圖2為1979—2005年野牛溝融化階段和凍結階段的徑流分布。其中，融化階段徑流均值為234.6 m3/s，其多年徑流基本處于200～250 m3/s，每10 a左右存在一個波動周期，極大值出現在1982，1997，2002年。而凍結階段徑流變化相對平穩(wěn)，并存在小幅度的下降趨勢，均值為34.1 m3/s。比較融化階段和凍結階段的徑流狀況可知，凍結階段的徑流遠小于融化階段，僅為融化階段徑流的14.5%。

圖2 1979-2005年野牛溝融化和凍結階段徑流

融化階段和凍結階段的徑流狀況存在顯著差異，為了分析差異原因，圖3a給出了年內月平均徑流的變化。圖3a表明，黑河上游西支徑流年內分布呈單峰型，且徑流量主要集中在4—10月，徑流量占到全年總徑流量的80%左右。黑河徑流的補給形式主要包括積雪融水、冰川融水、大氣降水和地下水補給[2]。融化階段初期(4—5月)為融雪徑流期，氣溫回升導致積雪融化，但由于該時期水分下滲受到限制，大部分水分形成直接徑流。融化階段中后期(6—10月)為降水徑流期，該時期降水較多，且降水與徑流相關性較好(相關系數在0.5～0.9)，因此徑流與降水同步變化。而凍結階段(11月至翌年3月)為地下徑流期，外界水量補給較少，徑流主要依靠前期的地下儲存水進行補給，徑流量偏小。

注：a表示通過了置信度95%的顯著性檢驗； b表示通過了置信度99%的顯著性檢驗。下同。

月平均徑流的變化趨勢方面，圖3b給出了1979—2005年多年月平均徑流的線性變化趨勢。圖3b表明，春夏秋三季徑流變化趨勢不明顯，僅10月的月平均徑流表現為顯著增加趨勢；冬季徑流則表現為十分顯著的減少趨勢，其中，1—3月的減少趨勢較為顯著。凍結階段的徑流存在顯著的減少趨勢，且1991—2005年的徑流相比1979—1990年徑流明顯減少，這與凍結和融化指數在1990年之后分別出現更加明顯的降低和上升趨勢相對應，因此凍融指數的顯著變化很可能對年內徑流，尤其是冬季徑流的變化產生較大影響。

2.3 土壤凍融過程對徑流的影響

為了探究野牛溝流域土壤的凍結和融化過程對徑流的影響，分別對月平均徑流與凍結指數的關系、月平均徑流與融化指數的關系進行分析。

凍結指數與月平均徑流的相關系數如圖4所示。由圖4可見，1—3月兩者的相關性較好，相關系數均接近0.5，達到95%以上信度，其余月份兩者基本成負相關，且不顯著。1—3月期間凍結指數的顯著減小，意味著在土壤的季節(jié)凍結過程中，地表溫度有所升高，這很可能使得地表積雪更多的進行升華，減少雪量積累，從而削減了積雪融水對徑流的補給量，導致了徑流量的減少。另一方面，凍結指數減小表征了凍結潛力減小，即凍結進程變緩和凍結鋒面遷移速率降低，這使得土壤凍結過程中的未凍水分以及用于潛水蒸發(fā)的水分，有更多的時間和空間向凍結鋒面遷移，從而對地下水儲量進行小部分的消耗，進而導致徑流出流量的削減。因此，凍結指數減小后，地表積雪融水補給減少和土壤中地下水儲量縮減，這兩方面共同導致了冬季徑流量減小。

圖4 1979-2005年野牛溝凍結指數(IF)與月平均徑流的相關系數

融化指數與月平均徑流的相關系數如圖5所示。圖5a顯示，12—3月融化指數與月平均徑流的相關性較好，除1月外，12,2,3月融化指數與月平均徑流的相關系數均為-0.5左右，且達到95%以上信度，說明融化指數與冬季徑流具有良好的相關關系。圖5b進一步給出了融化指數與季節(jié)徑流的相關性結果，同樣表明融化指數與冬季徑流存在顯著的負相關關系，其相關系數為-0.48，且達到95%以上信度，說明冬季徑流的顯著減少與融化指數的變化存在密切聯系。

冬季徑流主要是依靠地下水的補給形成，因此，地下水儲量的變化直接影響了冬季徑流的出流量。首先，地下水儲量主要受外界水量補給的影響：①活動層土壤儲存地下水的主要時期為降水徑流期(6—10月)，在該階段，降水是對徑流最重要的影響因素，然而其降水量均值為324.3 mm，并沒有顯著變化趨勢；②在融化過程中，由于凍結土層的弱透水作用，降水僅有一小部分可以通過凍土裂隙入滲到活動層土壤中，其余部分則形成層上水儲存，從而地下水儲量的補給受到很大限制；③凍結土層下界面融化的水量雖能夠補充一部分地下水，但也十分有限。因此，作為主要補給源的降水量并沒有明顯變化，其余的外界水量補給也十分有限，導致在降水徑流期地下水儲存量變化并不大。其次，活動層土壤中水分的遷移能夠消耗部分地下水：融化指數顯著增大，說明年內日尺度高溫增多，根據式(5)可知[19]，土壤季節(jié)融化深度是增加的，其增加厚度約為13～14 cm(參數取值：λu約1.6 W/(m·℃)，Q約2.30×105kJ/m3，ΔDDT約1 300～1 400 ℃·d)，增加的這部分土層即表明了土壤調蓄空間的增加，從而需要消耗更多的地下水量以供調蓄。綜上所述，外界對地下水的補給量基本不變，但用于土壤調蓄的水分消耗量增加，總體上地下水儲量有所減少，從而使得在冬季能夠形成徑流的水量減少。

以上研究表明，在黑河上游流域，無論是在土壤季節(jié)凍結過程還是融化過程中，外界水量補給和地下水儲量這2個因素均會對冬季徑流的出流量造成不同程度的削減，且凍結和融化過程相比，融化過程對冬季徑流減少存在更加顯著的影響。

圖5 1979-2005年野牛溝融化指數(IT)與月平均徑流及季節(jié)平均徑流的相關系數

3 結 論

(1) 黑河上游西支流域凍融指數表現為：凍結指數顯著減小，融化指數顯著增加；總體表現為凍結潛力降低，季節(jié)融化土層厚度增加，水分調蓄空間增大，調蓄能力增強。

(2) 黑河上游西支流域年內徑流表現為：融化階段徑流占全年徑流總量比重較大，而凍結階段徑流相對較少；春夏秋三季徑流變化趨勢不明顯，冬季徑流則為十分顯著的減少趨勢。

(3) 季節(jié)凍融過程對冬季徑流(12—3月)的減少具有重要影響：凍結指數減小，使得冬季地表積雪更多的進行升華，削減了融雪水對徑流的補給，導致徑流量的減少；融化指數增大，增加了土壤的調蓄空間，減少了地下水儲存量，導致了冬季徑流量減少。

本研究所得結論僅是針對黑河上游西支得到的一些初步和定性的研究結果，今后還需要在更大區(qū)域上開展更為細致的定量研究。