冉洪伍，范繼輝，黃 菁, 3

（1.中國(guó)科學(xué)院水利部成都山地災(zāi)害與環(huán)境研究所 / 山地表生過(guò)程與生態(tài)調(diào)控重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，四川 成都 610041；2.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 100049；3.武漢理工大學(xué)資源與環(huán)境工程學(xué)院，湖北 武漢 430070）

土壤凍融循環(huán)是由晝夜或季節(jié)熱量變化引起的，在表土及以下一定深度形成的反復(fù)凍結(jié)-解凍的過(guò)程，這種現(xiàn)象普遍發(fā)生在高緯度或高海拔地區(qū)[1-2]。土壤凍融循環(huán)是土壤內(nèi)部重要的物理變化過(guò)程，影響土壤的水熱特性以及地氣之間的熱量、水分交換，進(jìn)而對(duì)陸面水熱過(guò)程產(chǎn)生影響[3]，是水循環(huán)的重要組成部分。開(kāi)展土壤凍融循環(huán)的研究對(duì)于高原水資源的開(kāi)發(fā)、農(nóng)業(yè)灌溉、工程建設(shè)以及環(huán)境保護(hù)等現(xiàn)實(shí)問(wèn)題都有重要意義[4]。青藏高原是我國(guó)海拔最高、高寒凍土面積分布最廣的地區(qū)，也是對(duì)全球氣候變化最敏感的區(qū)域，其土壤凍融循環(huán)對(duì)中國(guó)夏季的降水以及東亞地區(qū)大氣環(huán)流都有影響[5]。青藏高原土壤凍融過(guò)程研究已成為區(qū)域的研究熱點(diǎn)之一。韓炳宏等[6]利用青海南部高寒草地土壤剖面的觀測(cè)資料，探討了不同土層對(duì)水熱因子的敏感性，發(fā)現(xiàn)隨土層深度增加，土壤對(duì)水熱因子的敏感性降低；地表覆蓋度對(duì)土壤凍融過(guò)程中土壤水分分布和溫度也有影響，程慧艷等[7]對(duì)不同覆蓋度下土壤溫濕度進(jìn)行觀測(cè)，發(fā)現(xiàn)高蓋度的草地由于具有較好的絕熱功能，在凍融過(guò)程中抑制土壤溫度的降低幅度。隨著計(jì)算機(jī)技術(shù)的發(fā)展和水熱耦合模型的日趨成熟[8-9]，許多學(xué)者對(duì)青藏高原土壤凍融過(guò)程進(jìn)行了模型模擬并加以改進(jìn)，陳渤黎等[10]將CLM3.5中土壤基質(zhì)熱導(dǎo)率參數(shù)化方案用Johasen土壤導(dǎo)熱率方案進(jìn)行替換，提高了青藏高原地區(qū)陸表能量和水分特征的模擬精度；劉楊等[11]通過(guò)唐古拉地區(qū)多年凍土活動(dòng)層不同地表反照率下土壤的水熱過(guò)程單點(diǎn)模擬，發(fā)現(xiàn)SHAW模型在對(duì)土壤含水率模擬有較大誤差，對(duì)該模型中地表反照率參數(shù)化方案進(jìn)行改進(jìn)，提高了含水率的模擬精度；夏坤等[12]基于熱力學(xué)平衡方程對(duì)CLM3.0中土壤融化條件進(jìn)行調(diào)整，模擬了青藏高原東北部季節(jié)性凍土區(qū)的土壤水熱變化，提高了模型的精確度。現(xiàn)有研究的研究區(qū)域多分布在三江源以及唐古拉山等區(qū)域，另外利用模型做大尺度的研究也存在一定的不確定性，青藏高原凍土區(qū)凍融循環(huán)水熱變化的區(qū)域性差異大，過(guò)程復(fù)雜[13]，以藏北高原為代表的區(qū)域觀測(cè)資料和分析較少。因此，本研究在2015-2016年藏北高寒草地土壤剖面水熱觀測(cè)的基礎(chǔ)之上，結(jié)合同期的氣象觀測(cè)資料，分析凍融過(guò)程和水熱分布的變化，以認(rèn)識(shí)藏北高寒草地土壤凍融循環(huán)過(guò)程，為進(jìn)一步理解凍融水熱耦合作用及生態(tài)系統(tǒng)對(duì)凍融的響應(yīng)提供理論支持，同時(shí)也為藏北高寒草地流域水資源科學(xué)管理提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料及方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于藏北的中國(guó)科學(xué)院申扎高寒草原與濕地生態(tài)系統(tǒng)觀測(cè)試驗(yàn)站( 以下簡(jiǎn)稱申扎站)，地處 30°57' N、88°42' E，海拔 4 675 m (圖 1)。申扎站地處西藏中部羌塘高原大湖盆密集區(qū)，多年凍土與季節(jié)凍土交錯(cuò)分布[14]，平均氣溫0.4 ℃，年降水量298.6 mm，為高原亞寒帶半干旱季風(fēng)氣候，空氣稀薄，寒冷干燥，無(wú)霜期短，干旱少雨，降水主要發(fā)生在5-9月。高寒草地植被覆蓋度約40%，植被原始性狀保持良好，其優(yōu)勢(shì)種為紫花針茅(Stipa purpurea)和苔草(Carex thibetica)，伴生種為狼毒(Radix euphorbiae)、火絨草(Leontopodium alpinum)和棘豆(Oxytropis filiformis)[15-16]。

圖1 觀測(cè)站位置Figure 1 Location of the study area

1.2 數(shù)據(jù)獲取

研究中獲取的數(shù)據(jù)包括氣象數(shù)據(jù)和土壤溫濕度數(shù)據(jù)。氣象數(shù)據(jù)采集主要依托申扎站布設(shè)的小型自動(dòng)氣象站，觀測(cè)的時(shí)間是2015年10月14日-2016年9月25日。氣象觀測(cè)系統(tǒng)由一臺(tái)小型自動(dòng)氣象站(WatchDog-2000)組成，用于觀測(cè)樣地的氣溫、降水量、大氣輻射等氣象要素，觀測(cè)的時(shí)間分辨率為30 min。為監(jiān)測(cè)土壤水熱特征，在申扎站布設(shè)了500 cm深度的土壤剖面觀測(cè)系統(tǒng)。土壤剖面觀測(cè)系統(tǒng)由10個(gè)鉑金探頭(美國(guó)Onset公司HOBOS-TMB-M006土壤溫度傳感器，適用范圍-40～100 ℃，分辨精度為 ± 0.03 ℃)、10 個(gè)時(shí)域反射儀 (TDR)探頭(美國(guó)Onset公司HOBOS-SMC-MOO5土壤水分傳感器，量程 0～100%，精度 8 ds·m-1，分辨率 0.07，操作環(huán)境-40～50 ℃，所監(jiān)測(cè)的水分是液態(tài)水含量，不包括冰)和數(shù)據(jù)采集器(15通道HOBOH21-001)組成，觀測(cè)的時(shí)間分辨率為10 min。探頭的埋設(shè)深度為 10、20、40、100、150、200、250、300、400和 500 cm(圖 2)。

圖2 土壤剖面觀測(cè)系統(tǒng)示意圖Figure 2 Diagram of the soil profile observation system

1.3 數(shù)據(jù)分析方法

研究共獲取了2015年10月14日-2016年9月25日的土壤溫濕度數(shù)據(jù)和氣象數(shù)據(jù)，對(duì)每日土壤溫濕度觀測(cè)值進(jìn)行平均后作為土壤溫濕度日值。由于試驗(yàn)條件的限制，暫不考慮鹽分對(duì)土壤凍融的影響，當(dāng)土壤溫度持續(xù) ＜ 0 ℃時(shí)表示土壤凍結(jié)，反之則表示土壤消融，并以此判斷凍融循環(huán)各階段的起止日期[17]，分析各時(shí)期的土壤水熱變化規(guī)律。

2 結(jié)果與分析

2.1 凍融過(guò)程土壤水熱季節(jié)變化

2.1.1 氣溫和土壤溫度變化

觀測(cè)期間研究區(qū)平均氣溫為0.3 ℃，最高氣溫為 12.6 ℃(2016年7 月16 日)，最低氣溫-21.8 ℃(2016年1月22 日)(圖3)。表層土壤 (0-40 cm)溫度變化與氣溫大致相同，都呈現(xiàn)準(zhǔn)周期變化，隨著土壤深度增加土壤溫度變幅減小。深層土壤(40 cm以下)和表層土壤的溫度變化存在時(shí)間差，表層土壤溫度的最大值出現(xiàn)在7月，深層土壤溫度的最大值出現(xiàn)在10月；表層土壤溫度最小值出現(xiàn)在1月，深層土壤溫度的最小值出現(xiàn)在4月。在溫度的波動(dòng)幅度上，表層土壤溫度的波動(dòng)與氣溫基本一致且波動(dòng)較大，深層土壤波動(dòng)平緩，說(shuō)明氣溫對(duì)深層土壤溫度的影響較表層土壤小。土壤溫度隨深度的變化呈現(xiàn)明顯的季節(jié)性，11月上旬至次年4月下旬土壤溫度隨深度的增加而遞增；5月中旬至10月中旬氣溫升高，土壤溫度隨著深度的增加而遞減。

圖3 觀測(cè)期間氣溫和不同土層土壤溫度變化Figure 3 Monthly variations in the air and soil temperatures during the period of observation

2.1.2 降水和土壤含水率季節(jié)變化

觀測(cè)期間的總降水量為337 mm，略高于歷年的年降水量平均值(298.6 mm)，日降水量最大是8月14日，達(dá)到了16.2 mm(圖4)。降水主要集中在5-9月，這一時(shí)段土壤含水率變化劇烈，40 cm以上的淺層土壤含水率低于100-300 cm的深層土壤，300 cm以下的土壤含水率隨深度的增加而降低，其可能是受到降水蒸發(fā)和深層巖石阻隔作用的影響導(dǎo)致的。11月至次年的4月降水稀少，且大多為降雪，這段時(shí)間是土壤凍融發(fā)生的時(shí)間，由于凍結(jié)作用，150 cm以上土壤的含水率顯著降低，而150 cm以下的土壤含水率并無(wú)太大的變化，且這段時(shí)間20 cm以上的土壤含水率也有小幅波動(dòng)，說(shuō)明在凍融發(fā)生的這段時(shí)間表層土壤仍然受到外界環(huán)境的影響，如降雪融化和氣溫日變化等作用發(fā)生短時(shí)的融化-凍結(jié)現(xiàn)象。2月中旬之后隨著溫度的升高凍結(jié)的土壤開(kāi)始融化，土壤含水率增加，至6月初達(dá)到穩(wěn)定水平。

圖4 觀測(cè)期間降水量和不同土層土壤含水率變化Figure 4 Precipitation and soil water content of different soil depth during the observation period

2.2 土壤日凍融循環(huán)

2.2.1 凍融階段的劃分

不考慮鹽分等對(duì)土壤凍結(jié)溫度的影響，當(dāng)土壤溫度小于0 ℃時(shí)，即認(rèn)為土壤凍結(jié)，反之則認(rèn)為土壤消融；土壤日最高溫度小于0 ℃時(shí)，則認(rèn)為土壤完全凍結(jié)，反之則認(rèn)為土壤消融；當(dāng)一天中土壤最高溫度大于0 ℃而最低溫度小于0 ℃則認(rèn)為發(fā)生日凍融循環(huán)[18]。根據(jù)這樣的規(guī)律將凍融循環(huán)過(guò)程劃分為初凍期、穩(wěn)定凍結(jié)期、消融前期、消融后期(表1) 。在整個(gè)凍融循環(huán)中，160 cm以下的深層土壤始終未凍結(jié)(圖5)，有研究顯示，在藏北高原，多年凍土活動(dòng)層厚度平均值為1.02 m[19]，因?yàn)樯暝靥幖竟?jié)性凍土區(qū)和多年凍土區(qū)結(jié)合的地帶[16]，而觀測(cè)點(diǎn)恰好布設(shè)在季節(jié)性凍土區(qū)，因此，在研究中并沒(méi)有觀測(cè)到深層多年凍土的存在。

圖5 土壤溫度等值線Figure 5 Soil temperature contours

2.2.2 日變化特征

青藏高原由于海拔高，太陽(yáng)輻射強(qiáng)，在凍融期間表層土壤和大氣之間時(shí)刻發(fā)生著水分和能量的流動(dòng)，導(dǎo)致了凍融期間日凍融循環(huán)的發(fā)生[20]。為分析凍融不同階段土壤的水熱變化特征，分別選取4個(gè)階段中的土壤水熱日變化進(jìn)行分析(圖6)。入冬之后，進(jìn)入初凍期，表層10 cm土壤的溫度隨氣溫在0 ℃上下波動(dòng)，表層土壤含水率在午后升高，凌晨降低，發(fā)生日凍融循環(huán)(圖7)，這一階段土壤凍結(jié)程度弱，沒(méi)有形成穩(wěn)定的冰體，凍結(jié)層呈粒狀，冰晶在土壤顆粒周?chē)奂舜朔蛛x。隨著溫度的降低，每日的最高氣溫降至0 ℃以下，進(jìn)入了穩(wěn)定凍融階段，150 cm以上深度的土層土壤溫度均降至0 ℃以下，發(fā)生凍結(jié)，由于晝夜溫差大，表層土壤溫度在日出之后升高，在午后，表層10 cm以上土壤含水率出現(xiàn)微量的升高，發(fā)生微弱的日凍融循環(huán)。這一時(shí)段凍結(jié)層穩(wěn)定，為密實(shí)狀，凍結(jié)鋒面呈粒狀。2月中旬氣溫緩慢回升，此時(shí)凍結(jié)深度也達(dá)到了最大值，進(jìn)入消融前期。表層10 cm以上的土壤溫度在0 ℃附近波動(dòng)，深層150 cm以上的土壤溫度依然在0 ℃以下，表層10 cm以上土壤含水率相比于穩(wěn)定凍結(jié)期有顯著的升高，發(fā)生日凍融循環(huán)。這一時(shí)段雖然一部分土壤融化，但土壤凍結(jié)的厚度變化并不大。氣溫繼續(xù)升高，3月底進(jìn)入消融后期，除了100-150 cm深度的土壤溫度在0 ℃以下外，其他層次的土壤溫度均大于0 ℃，土壤的含水率相比于前一階段也有顯著升高，氣溫的上升使得20 cm以上表層土壤由于水分蒸發(fā)在白天含水率有微弱的降低，這一階段中層土壤發(fā)生由上下至中間的融化過(guò)程，直到土壤全部融化標(biāo)志著這一階段的結(jié)束。

表1 凍融循環(huán)各階段時(shí)間Table 1 Timing of each stage of the freezing-thawing cycle

2.2.3 土壤剖面溫濕度變化特征

為探討各階段土壤剖面的水熱特征，將土壤日平均含水率和日平均溫度的剖面分布情況進(jìn)行了分析(圖8、圖9)。在初凍期土壤溫度隨深度的增加呈現(xiàn)先升高后降低的趨勢(shì)；在穩(wěn)定凍結(jié)期和消融前期，土壤溫度隨深度的增加而增加；在消融后期，土壤溫度隨深度的增加呈現(xiàn)出先降低后升高的趨勢(shì)。凍融各階段土壤含水率隨深度的變化趨勢(shì)上表現(xiàn)出一致性，隨深度的增加均呈現(xiàn)出先升高后降低的趨勢(shì)(圖9)。4個(gè)階段含水率峰值均出現(xiàn)在200 cm深度位置，這說(shuō)明在200 cm左右深度處形成了一個(gè)水分的聚集區(qū)。由于各層土壤質(zhì)地和透水性的差異，上層土壤水分入滲速率較下層土壤高，降水和土壤融化的水分，經(jīng)過(guò)下滲積聚在200 cm深度。值得注意的是，在消融后期土壤含水率出現(xiàn)了兩個(gè)峰值，分別是在40和200 cm，此時(shí)土壤的凍結(jié)深度在100-150 cm，這也恰好說(shuō)明了融化過(guò)程中自上層凍結(jié)鋒面向上發(fā)生的土壤水分遷移現(xiàn)象[21]。

圖6 凍融各階段不同土層土壤溫度日變化Figure 6 Daily variation in the soil temperature of different soil depth at each stage

圖7 凍融各階段不同土層土壤含水率日變化Figure 7 Daily variation in the soil water content of different soil depth at each stage

2.3 氣象條件對(duì)凍結(jié)深度的影響

在土壤凍融過(guò)程中，凍結(jié)下邊界條件比較穩(wěn)定，因此凍結(jié)深度主要受上邊界也就是氣象條件的影響，包括氣溫正負(fù)積溫、降雪等[22]。研究區(qū)域位于西藏的積雪低值區(qū)，凍結(jié)降水量極少，年累計(jì)積雪天數(shù)小于10 d，年累計(jì)積雪厚度低于50 cm[23]，降雪對(duì)于凍結(jié)深度的影響極為有限。因此，本研究主要探討凍融期正負(fù)積溫變化對(duì)凍結(jié)深度的影響。氣溫的負(fù)積溫是冬日平均溫度在0 ℃以下的總和，是反映冬季冷暖的重要參數(shù)[24]。對(duì)凍結(jié)期和消融期正負(fù)積溫與凍結(jié)土層上下限進(jìn)行擬合，發(fā)現(xiàn)在消融期凍結(jié)土層上限和日最高氣溫積溫、凍結(jié)期凍結(jié)土層下限和最低氣溫負(fù)積溫之間有很好的相關(guān)關(guān)系，其關(guān)系分別可以用三次多項(xiàng)式和二次多項(xiàng)式來(lái)表示，且均通過(guò)0.01顯著性檢驗(yàn)(圖10)。這與王曉巍[25]、何志萍[26]的研究結(jié)果一致。從研究結(jié)果看出，冬季低溫對(duì)土壤凍結(jié)深度的影響有深度限制，這意味著極端寒冷天氣不會(huì)顯著改變土壤凍結(jié)的深度。當(dāng)然，藏北高原的氣象條件十分復(fù)雜，要得到更為準(zhǔn)確可靠的結(jié)論還需要長(zhǎng)時(shí)間的野外觀測(cè)觀測(cè)試驗(yàn)。

3 討論

土壤含水率和溫度之間保持著動(dòng)態(tài)平衡的關(guān)系，另外土壤含水率還取決于下墊面條件、土質(zhì)、凍融歷史等因素[27]。其中，凍結(jié)土壤中的含水率和溫度有下面的關(guān)系[28-29]：

圖8 凍融期土壤溫度剖面圖Figure 8 Soil temperature profile during the freezing-thawing period

圖9 凍融期土壤水分剖面圖Figure 9 Soil moisture profile during the freezing-thawing period

圖10 凍結(jié)上下限與積溫的關(guān)系Figure 10 Relationship between the upper/lower freezing limits and accumulated temperature

圖11 凍結(jié)土壤含水率和溫度的擬合曲線Figure 11 Fitting curve of the moisture content and temperature of frozen soil

在土壤凍結(jié)期間，下層含水率比上層高，由于水和土壤熱容量的差異性，升高相同的溫度，含水率高的土壤需要吸收更多的熱量，因此，上層土壤溫度變化幅度大于下層土壤。同樣，土壤融化過(guò)程中表層由于含水率低，再加之從大氣中直接接收的熱量，而下層土壤的熱量來(lái)源幾乎只能依靠地?zé)?，再加之含水率較高，因此，在融化過(guò)程中向下的融化速度較向上的融化速度更快。由此可見(jiàn)，土壤的濕度狀況對(duì)土壤溫度變化有十分顯著的影響。另外，土壤含水率還可以改變地氣間的能量交換，胡和平等[32]的研究表明，土壤表層含水量較高的情況下考慮凍結(jié)時(shí)其地?zé)嵬吭诒诨瘯r(shí)明顯增加，顯熱通量減少，而潛熱通量變化不大, 但是凍結(jié)時(shí)各通量的變化不明顯。Guo等[33]通過(guò)SHAW模型對(duì)青藏高原中部地區(qū)模擬的結(jié)果也表明青藏高原中部地區(qū)在不同凍融狀態(tài)下土壤溫度和濕度對(duì)感熱和潛熱有不同的影響。因此，在不同凍融狀態(tài)、不同含水率的情況下與大氣之間的能水交換是一個(gè)值得關(guān)注的問(wèn)題。

4 結(jié)論

通過(guò)對(duì)藏北高寒草地凍土水熱動(dòng)態(tài)變化的分析，得到以下結(jié)論：

1)各層土壤溫度和含水率的年變化均呈準(zhǔn)周期性變化，變化幅度隨深度增加而減小，且土壤溫度傳遞存在延遲現(xiàn)象。

2)藏北高寒草地最大凍結(jié)深度在地表以下160 cm左右，凍結(jié)期為11月初至次年4月底，分為初凍期、穩(wěn)定凍結(jié)期、消融前期和消融后期4個(gè)階段，日凍融循環(huán)主要發(fā)生在初凍期和消融前期的表層土壤。

3)藏北高寒草地凍結(jié)土壤的含水率和溫度有很好的相關(guān)性，含水率和溫度變化相互影響，水分在土壤熱量傳遞時(shí)有著重要作用。

由于高寒草地土壤水熱變化的復(fù)雜性和時(shí)空差異性，通過(guò)一個(gè)站點(diǎn)的觀測(cè)存在較大的局限。盡管如此，本研究結(jié)果和已有研究結(jié)果相比仍然不失一般性，本研究的結(jié)果可以為進(jìn)一步理解凍融水熱耦合作用及生態(tài)系統(tǒng)對(duì)凍融的響應(yīng)提供理論支持，但在此基礎(chǔ)上進(jìn)一步對(duì)藏北高寒草地凍融過(guò)程的研究仍然十分必要。