馮曉琳， 張艷林， 常曉麗

（湖南科技大學(xué)資源環(huán)境與安全工程學(xué)院，湖南湘潭 411202）

0 引言

凍土是地球冰凍圈系統(tǒng)的主要組成部分，它的存在、分布和水熱狀態(tài)對陸氣能量交換、碳循環(huán)、流域生態(tài)水文過程和工程建筑等具有重要的影響［1-2］。濕地是地表過濕或經(jīng)常積水并生長濕地植物的地區(qū)，濕地的儲水作用有利于凍土分凝冰的形成，同時寒區(qū)濕地的植被根系層和下覆泥炭層多位于多年凍土的活動層內(nèi)，對多年凍土與大氣之間的水熱交換、土壤內(nèi)部的水熱平衡和遷移過程具有重要的影響，并導(dǎo)致強烈的地貌和生態(tài)水文效應(yīng)［3-4］。研究濕地多年凍土活動層的水熱狀況，對深入理解濕地多年凍土活動層的凍融循環(huán)和土壤水熱資源利用、活動層厚度的變化特征、土體凍融對濕地的影響和氣候變化的生態(tài)環(huán)境效應(yīng)預(yù)測具有重要意義［5-6］。

根據(jù)IPCC 第五次綜合報告，全球的平均氣溫從1880—2012 年溫度升高了0.85 ℃［7］。我國東北地區(qū)也總體上呈現(xiàn)了全區(qū)變暖的趨勢［8］。在多年凍土地區(qū)，氣溫的升高勢必導(dǎo)致多年凍土的退化，產(chǎn)生地溫上升、活動層變厚、熱融湖塘擴張、溫室氣體排放增多［9-11］等現(xiàn)象。大興安嶺北部地區(qū)是我國唯一的中高緯度多年凍土區(qū)，也是我國第二大多年凍土區(qū)，目前已有不少學(xué)者研究了該地區(qū)的地溫狀況［12-14］，例如多年凍土與生態(tài)系統(tǒng)（植被、動物群落、土壤細菌等）的相互影響，以及森林火災(zāi)［15］和工程建設(shè)［16-17］等對多年凍土的影響。也有學(xué)者在松花江流域［18］和吉林［19-20］等地分析了土體凍融過程的時空變化及其對氣候變化的響應(yīng)，得到了最大凍土深度與年均氣溫為顯著負相關(guān)，隨緯度升高凍結(jié)深度和凍結(jié)指數(shù)增大等結(jié)論。此外，王寧等［21］基于氣象臺站的觀測資料，研究了近50年來黑龍江省凍土厚度的時空演變特征，發(fā)現(xiàn)期間凍土的平均厚度減少了12.86 cm。馮瀅瑛等［22］探討了1957—2007 年期間東北地區(qū)負積溫的變化，結(jié)果顯示東北地區(qū)負積溫呈全區(qū)一致性上升趨勢，且增溫率由西南向東北遞增。Zhang 等［6］分析了1950—2010 年我國東北地區(qū)凍土的變化情況，指出其凍土面積已經(jīng)從1950年的4.8×105km2減少到2010 年的3.1×105km2，并且伴隨著地溫的上升，多年凍土的南緣在向北移動，為該地區(qū)的多年凍土退化提供了有力的證明。但是以往的研究大部分聚焦在區(qū)域凍土變化與氣溫之間的關(guān)系，而對濕地多年凍土活動層凍融過程的水熱特征探討較少。因此，本文依托大興安嶺北部多年凍土監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)［23］中的根河森林生態(tài)站，基于2012—2020 年期間在森林濕地中觀測的土壤溫度和含水量數(shù)據(jù)，分析了濕地多年凍土活動層的水熱特征，研究成果可為中高緯度多年凍土區(qū)土壤凍融的水熱耦合機制研究提供依據(jù)。

1 研究區(qū)概況與數(shù)據(jù)來源

大興安嶺森林生態(tài)站地理范圍為50°49′～50°51′N，121°30′～121°31′E，面積約110 km2，處于大興安嶺北坡根河上游的中山地帶，是典型的寒溫帶森林生態(tài)研究站，也是我國目前緯度最高的森林生態(tài)站。氣候上，該站屬于寒溫帶大陸性季風(fēng)氣候，受西伯利亞冷空氣和蒙古高壓控制，冬季漫長而嚴寒、春秋季涼爽而短暫，夏季更短，溫差變化極大。年平均氣溫約-5.4 ℃，最低氣溫-50 ℃，最高氣溫32 ℃，年均日照2 594 h，全年≥10 ℃積溫1 403 ℃。年降水量為450～550 mm，60%的降水集中于7、8 月份。該站屬于典型的季節(jié)性積雪區(qū)，每年9 月末至第二年5月初為積雪期，積雪厚度達20～40 cm，每年10 月到第二年3 月降雪量占全年降水量的12%［24］。全年地表蒸發(fā)量800～1 200 mm，無霜期僅有80 天。區(qū)內(nèi)植被主要為寒溫帶針葉林，基本保留著原始林景觀，幾乎未受人類活動的影響。

圖1 研究區(qū)概況圖Fig.1 Site location of the study area

表1 森林生態(tài)站活動層水熱觀測場儀器信息Table 1 Instrument information of the soil thermal and moisture observing system installed in the active layer at the forest ecological station

大興安嶺森林生態(tài)站試驗區(qū)活動層溫度水分觀測系統(tǒng)［23］于2011年安裝在柴樺落葉松林，觀測要素包括氣溫及地表以下0～2 m 間的地溫和土壤含水量，0～1 m 間的觀測間隔為10 cm，1～2 m 間的觀測間隔為20 cm。數(shù)據(jù)通過CR1000 采集，采樣時間間隔為15 s，記錄時間間隔為10 min。由于觀測系統(tǒng)安裝時擾動了天然凍土的水熱平衡，初期觀測數(shù)據(jù)不穩(wěn)定。因此本文舍棄2011年采集的數(shù)據(jù)，后期又因為系統(tǒng)電池供電不足和數(shù)據(jù)采集器損壞，導(dǎo)致2014—2018 年數(shù)據(jù)缺失。因此，本文利用已有的2012 年、2013 年、2019 年、2020 年觀測數(shù)據(jù)進行分析。

2 結(jié)果與分析

2.1 多年凍土活動層溫度分布特征

根據(jù)研究區(qū)不同深度的地溫觀測數(shù)據(jù)統(tǒng)計，2013 年0.05、0.2、0.4、0.6、0.8、1、2 m 處的年平均地溫分別是-1.95、-2.73、-3.17、-3.36、-3.52、-3.55、-3.57 ℃，年平均氣溫為-3.73 ℃。地表溫度變化最為劇烈，地溫的變化幅度隨深度而衰減，0.8～2 m 之間地溫基本保持平穩(wěn)，變幅小于2 ℃。春季［圖2（a）］氣溫介于-14.8～11.4 ℃之間，此時正處于凍結(jié)-融化期，溫度隨時間升高。在深度梯度上，3 月淺層土壤溫度低于深層土壤，4 月淺層土壤溫度開始高于深層土壤，5月淺層土壤溫度已達0 ℃以上，進入融化期；夏季［圖2（b）］氣溫介于13.4～19.4 ℃之間，始終高于地溫，每年的最高氣溫和最大地溫均出現(xiàn)在7 月，8 月氣溫降低，受滯后效應(yīng)的影響，地溫仍隨深度逐漸升高，淺層土壤溫度高于深層土壤；秋季［圖2（c）］為融化-凍結(jié)期，氣溫介于-19.4～9.1 ℃之間，9月淺層土壤溫度高于深層土壤，10 月溫度大多聚集于0 ℃附近，11 月淺層土壤溫度明顯低于深層土壤；冬季［圖2（d）］氣溫介于-31.3～-20.3 ℃之間，始終低于地溫，且淺層土壤溫度低于深層土壤。春秋兩季為凍融交替，從圖2（a）和2（c）可知，5月融化，10月凍結(jié)。最大融化深度出現(xiàn)在9 月和10 月。2012 年、2019 年、2020 年10 月時，0.8 m 處的平均地溫分別為-0.09、-0.51 ℃和-0.24 ℃（低于0 ℃）。而2013 年仍高于0 ℃（0.03 ℃），因此可以判斷，2013 年活動層厚度大于0.8 m。2012 年、2019 年、2020 年活動層厚度介于0.4～0.8 m 之間。常曉麗等［25］分析該地區(qū)2008—2009 年土層4 月上旬開始融化，10 月底開始凍結(jié)，降溫速率隨深度遞減，與之相比，融化時間有所延遲。2009 年4 月地溫在0 ℃附近，2013 年、2020 年4月地溫仍低于0 ℃，這與氣溫有很大關(guān)系。Zhang等［26］分析北極村解凍時間為3 月14 日—5 月31 日，新巴爾虎左旗解凍時間為3月14日—4月5日，齊齊哈爾解凍時間為3 月24 日—4 月6 日，伊春2012—2014 年解凍時間為3 月22 日—4 月11 日。與北極村相比，根河緯度更低，凍結(jié)情況符合一般規(guī)律。但與其他地區(qū)相比，根河森林生態(tài)站活動層解凍時間明顯更晚，因為本區(qū)良好的生態(tài)及環(huán)境功能［27］，受人類活動影響程度小，使得本區(qū)的凍土界面未發(fā)生明顯改變。

圖2 2012年、2013年、2019年、2020年不同深度月平均溫度變化曲線Fig.2 The monthly average temperature at different depths in 2012，2013，2019 and 2020：spring（a），summer（b），autumn（c）and winter（d）

2.2 凍融過程變化規(guī)律

以根河森林生態(tài)站濕地2012 年、2013 年、2019年和2020 年0 ℃等溫線繪制濕地地區(qū)多年凍土的凍融變化曲線（圖3）。5月開始，研究區(qū)進入多年凍土層季節(jié)融化期，熱量由上至下傳導(dǎo)，融化鋒面向下緩慢移動，2012 年、2013 年、2019 年、2020 年平均融化速率分別為0.49、0.61、0.47、0.56 cm·d-1，此后進入“零點幕”階段［28］，此時水分相變劇烈，相變潛熱能量巨大，融化速率降低。活動層分別在2012年9 月24 日、2013 年9 月12 日、2019 年10 月4 日、2020 年9 月14 日達到最大融化深度，最大融化深度分別為78.73、85.65、66.22 cm 和74.94 cm，零點幕持續(xù)時間分別為23、21、21、23 d。之后進入季節(jié)凍結(jié)期，由底部開始向上凍結(jié)，凍結(jié)鋒面快速向上移動，在2012 年10 月17 日、2013 年10 月8 日、2019 年10月12日和2020年10月15日開始出現(xiàn)多年凍土區(qū)特有的“雙向凍結(jié)”現(xiàn)象。此時活動層溫度中部高兩端低，融化層上部的凍結(jié)鋒面和下部的凍結(jié)鋒面分別向下和向上移動，2012年、2013年、2019年和2020年向上平均凍結(jié)速率分別為1.34、2.12、2.58 cm·d-1和1.65 cm·d-1，向下平均凍結(jié)速率分別為1.69、1.02、3.32 和1.00 cm·d-1。2012 年和2019 年向下凍結(jié)速率大于向上凍結(jié)，2013 年和2020 年與之相反。凍結(jié)速率大于融化速率。2012 年10 月22 日、2013 年10 月13 日、2019 年10 月16 日、2020 年10 月19日開始進入相對穩(wěn)定階段，凍結(jié)速率減小，水分從融化層向凍結(jié)鋒面兩側(cè)遷移，并在此處聚集和凍結(jié)，2012 年和2019 年最終在30 cm 處形成閉合，而2013年和2020年曲線右端出現(xiàn)交叉閉合，出現(xiàn)短時間的“凍融交替”，明顯可以看到20、30、40 cm 處存在“融化臺階”，此處有冰層出現(xiàn)，融化速率降低。

圖3 土壤凍融過程Fig.3 The freezing-thawing process of soil

2.3 多年凍土活動層水分變化規(guī)律

在凍融過程中，土壤水分發(fā)生相變，使得土壤空間結(jié)構(gòu)發(fā)生改變。如圖4 所示，按照土壤含水量的變化，在深度方向?qū)⑵浞殖扇齻€區(qū)域：上層（0～20 cm）、中層（20～90 cm）、下層（90～200 cm）。非凍結(jié)期間，上層土壤含水量變化幅度較大，變幅達0.25%。2012 年和2013 年變化幅度達60%，主要原因是降雨集中在6—8 月，高氣溫引起活動層融化，致使表層土壤含水量突增，且高于深層土壤。在土壤凍結(jié)過程中，中層土壤含水量明顯高于淺層及深層土壤，主要是因為氣溫持續(xù)下降，凍結(jié)深度逐漸增大，土壤水分受土水勢［29］及負地溫梯度的影響向凍結(jié)鋒面遷移，最終集中在中部土層。明顯看到每年土壤含水量都出現(xiàn)雙峰現(xiàn)象，但2019 年最為明顯。40 cm 處峰值明顯，水分含量高。2012年、2013年和2020 年聚集在9 和10 月，分別為80%、81%、75%，此時活動層達到最大融化深度。2019 年土壤含水量峰值為53%，70～80 cm 間有一個小峰值，含量在50%左右。2019 年活動層厚度較小，分凝冰并沒有完全融化，因此土壤含水量比其他年份低。下層土壤位于多年凍土區(qū)，未凍水含量低，含水量范圍為7%～18%，多年凍土具有隔水作用，深度越大，隔水作用越強，遷移量越小。土壤深度90 cm 處，土壤水分因向凍結(jié)鋒面遷移而含量降低，且在土水勢的作用下，對下層土壤進行少量補給，出現(xiàn)水分低值點［30］。由此可見，活動層最大融化深度與土壤含水量是相輔相成的，土壤含水量的峰值可以作為指示土壤融化深度的標志。

圖4 土壤水分剖面圖Fig.4 The soil moisture profiles in 2012，2013，2019 and 2020

3 討論

3.1 凍融過程中的水熱關(guān)系分析

地溫是控制水的相變、未凍水含量變化和土水勢的一個重要因子，對比2012 年5 月7 日和2013 年5月6日凍融過程中土壤含水量和土壤溫度數(shù)據(jù)（圖5）發(fā)現(xiàn)：土壤含水量的趨勢與地溫總體上保持一致。圖中紅色虛線代表融化的開始，黑色虛線代表融化的結(jié)束，隨深度增加，融化期縮短，溫度降低直至平衡，土壤含水量具有先增加后減小的趨勢。5 cm 融化期大于163 天，平均土壤溫度為7.19 ℃，平均含水量為33%；20 cm 融化期為148 天，平均土壤溫度為4.37 ℃，平均含水量為44.64%；40 cm 融化期為110 天，平均土壤溫度為2.40 ℃，平均含水量為75.86%；60 cm 融化期為81 天，平均土壤溫度為0.81 ℃，平均含水量為53.11%。直至深度大于80 cm，土壤全部凍結(jié)。由圖3 和圖4 可知，40 cm 處的含水量具有最大值，趨近80%，且出現(xiàn)在7—10月，期間地溫隨深度逐漸降低，但40 cm 處地溫仍高于0 ℃，且活動層已達到最大融化深度。表層土壤水分在土水勢和負地溫梯度的影響下，快速向下遷移。圖2 說明40 cm 處于凍結(jié)相對平穩(wěn)期附近，融化期產(chǎn)生的水分不斷向此處遷移，進而凍結(jié)，最終結(jié)果是此處水分含量達到最大值。凍結(jié)期，隨深度增加，土壤含水量降低，一方面大量液態(tài)水轉(zhuǎn)化為固態(tài)水，另一方面未凍水在正溫梯度下向上遷移，最終在凍結(jié)鋒面聚集，土壤的“凍后聚墑”效應(yīng)［31］使得上層土壤含水量高于下層土壤。土壤中的未凍水含量與負溫之間形成一種動平衡關(guān)系，表層土壤溫度低于深層土壤溫度，土壤顆粒表面的吸附作用造成未凍水含量分布不均勻，使得未凍水向低溫區(qū)域遷移［32］。80 cm 以下為多年凍土層，多年凍土層作為天然隔水層，未凍水含量極低，但仍存在未凍水隨溫度梯度遷移的現(xiàn)象。

圖5 2012—2013年凍融過程不同深度的土壤溫度及含水量變化趨勢Fig.5 The ground temperature and moisture contents at different depths during the period from 2012 to 2013

土壤的凍融過程指的是土壤中液態(tài)水與固態(tài)水的交替相變，這個過程伴隨著大量的相變潛熱［33］。以2012年5月—2013年5月的數(shù)據(jù)討論多年凍土區(qū)凍融過程中水分與溫度的關(guān)系。凍結(jié)過程中，未凍水的含量與負溫始終保持動態(tài)平衡，土壤負溫與含水量的關(guān)系可用式（1）表示：

式中：wμ為未凍水含量（%）；t為負溫（℃）；a和b為與土壤相關(guān)的經(jīng)驗系數(shù)。

利用SPSS 軟件中對凍結(jié)期數(shù)據(jù)進行擬合，以5、20、40、60、80、90、100、120 cm 和140 cm 為例，結(jié)果見表2及圖6。

表2 凍結(jié)期不同深度未凍水含量隨溫度變化擬合結(jié)果Table 2 Fitting results of unfrozen soil water content at different depths to ground temperature during the freezing period

從表2 和圖6 可以明顯看出土壤的未凍水含量與負地溫擬合結(jié)果較好，R2幾乎都在0.90 以上，甚至超過0.99。僅30、40 和70 cm 處的相關(guān)性小于0.90，總體上深層土壤的擬合效果要優(yōu)于淺層土壤，這可能與表層土壤受到其他因素（植被、雪蓋等）的影響有關(guān)。

圖6 未凍水與負溫的擬合結(jié)果Fig.6 Fitting results of unfrozen soil water content to the negative ground temperature

融化期，土壤含水量數(shù)值復(fù)雜多變，對土壤含水量與地溫進行相關(guān)性分析發(fā)現(xiàn)（表3），僅70 cm 處相關(guān)性不顯著，表層土壤地溫與土壤含水量仍相關(guān)，但是相關(guān)性不穩(wěn)定，且相關(guān)性弱，而20 cm 和60 cm 處出現(xiàn)負相關(guān)，這說明溫度已經(jīng)不是影響水分遷移的主要驅(qū)動力。生態(tài)系統(tǒng)作為影響凍土的主要驅(qū)動力［34］，涉及植被、土壤質(zhì)地、人類活動等因素，融化期土壤含水量劇增，一方面是活動層中固液相的轉(zhuǎn)變，另一方面，降雨與地上水下滲，補充了地表土壤含水量。

表3 融化期土壤含水量與地溫的相關(guān)性分析Table 3 Correlation analysis between the soil water content and ground temperature during melting period

3.2 雙向凍結(jié)特征分析

由上述分析可知，2012—2020 年期間活動層的厚度在65～90 cm之間，沒有明顯變化，但是融化時間較之前有所延遲。凍土凍融具有單向融化、雙向凍結(jié)的現(xiàn)象，在時間上，融化速率并沒有明顯變化，對于雙向凍結(jié)來說，2012年和2019年向下凍結(jié)速率大于向上凍結(jié)，2013 年和2020 年正好相反。圖3 中可以明顯看出2013 年和2020 年向上凍結(jié)的深度比向下凍結(jié)的深度要淺，產(chǎn)生了交叉，即進入了凍融交替。2012年和2019年在30 cm 和40 cm 處進入了相對穩(wěn)定期，推測在此處形成冰層，使得2013 年和2020 年在融化30～40 cm 附近的冰層時吸收了大量熱量，耗用較長時間，即圖2中體現(xiàn)的“融化臺階”，融化速率低。圖4 發(fā)現(xiàn)在中層土壤（20～90 cm）出現(xiàn)了雙峰。第一個峰值于9 月和10 月出現(xiàn)在30～40 cm，最大達81%。9 月時，融化進入最后階段，達到最大融化深度，此時土壤孔隙中未凍結(jié)水分含量最大，30 cm和40 cm處的冰層被融化，水分聚集。而10月開始進行雙向凍結(jié)，土壤水分在雙向冰層的影響下隨凍結(jié)鋒面向中層土壤聚集，雖然凍結(jié)速率不一致，但凍融交替現(xiàn)象和相對穩(wěn)定階段都在40 cm以上，因此，雙向凍結(jié)的結(jié)果是使土壤含水量在40 cm處達到最大值。第二個峰值出現(xiàn)在70 cm附近，圖4中水分在80 cm 和90 cm 處已接近穩(wěn)定，含水量變化幅度小，說明此處已到達多年凍土層的上限，凍后聚墑效應(yīng)使得下層水汽不斷向70 cm 處聚集，因此70 cm出現(xiàn)小峰值，而90 cm 處含水量出現(xiàn)低谷。兩個峰值之間存在轉(zhuǎn)折，此處一部分水分受雙向凍結(jié)的影響，隨凍結(jié)鋒面向上移動；另一方面，受土水勢的影響，少量水分向下遷移。2019 年轉(zhuǎn)折明顯，說明2019年活動層厚度并沒有完全解凍，仍有冰層出現(xiàn)，而雙向凍結(jié)時，50 cm處的含水量大部分隨著凍結(jié)鋒面進行遷移，導(dǎo)致兩個峰值的差距不明顯。綜上所述，這些特征充分表明土壤中的含水量對于雙向凍結(jié)有著至關(guān)重要的影響，大興安嶺濕地土壤水分的飽和為多年凍土的雙向凍結(jié)提供了充分的條件。

3.3 多年凍土活動層凍融的影響因素

3.3.1 氣溫

對2013 年濕地地區(qū)的日均氣溫和地溫做相關(guān)性分析（表4），隨著深度增加，相關(guān)系數(shù)R逐漸降低。濕地地區(qū)1.4 m 處P=0.017，小于0.05，說明土壤深度≤1.4 m，地溫與氣溫顯著正相關(guān)，當土壤深度≥1.6 m 時，P＞0.05，相關(guān)性不顯著。由此可見，濕地的冷濕效應(yīng)使得濕地地表（0～1.4 m）溫度與氣溫相關(guān)性隨著深度增加而顯著降低，使得地溫的滯后性隨深度增加。

表4 2013年濕地氣溫與地溫相關(guān)性分析Table 4 Correlation analysis between air temperature and ground temperature at the wetland in 2013

3.3.2 積雪

作為一種特殊下墊面，積雪對氣候變化極為敏感。特別是在寒冷地區(qū)，季節(jié)性積雪是最活躍的環(huán)境變化因子［35］，研究積雪對凍土融化的影響具有重要意義。利用2012—2013 年和2019—2020 年觀測的積雪數(shù)據(jù)。將積雪深度、氣溫及5、10、20、40、80、140 cm和200 cm的地溫進行對比（圖7）。圖中可以看出，從10 月開始到次年4 月，地溫高于氣溫，且變化幅度遠小于氣溫，正與積雪期在時間相吻合，說明積雪具有保溫作用。隨著積雪深度增加，氣溫與地溫的差距也逐漸增大，當積雪深度達20 cm 以上時，地溫與氣溫的差距逐漸減小。2012—2013 年積雪累積時間為82天，2019—2020年初雪時間略有提前，累積時間增長，達144 天，2020 年3 月12 日積雪深度最大達30 cm。積雪具有緩慢累積，迅速融化的特征，2013 年和2020 年積雪的融化速率分別為0.44 和1.56 mm·d-1。由圖3 可知，2012 年和2019年的凍結(jié)時間分別為10 月29 日和10 月4 日，次年開始融化時間分別為5 月7 日和5 月29 日，2012—2013 年和2019—2020 年第一場雪的時間分別為11月11 日和10 月20 日，地面在第一場降雪來臨時都已經(jīng)回凍。積雪融化結(jié)束時間分別為2013 年4 月3日和2020年3月29日。積雪融化結(jié)束時，氣溫升至0 ℃附近，但5 cm 處的地溫卻依然處于-10 ℃左右，這是因為積雪融化吸收了大量熱量，使得附近溫度下降。積雪融化結(jié)束后，地溫出現(xiàn)回升現(xiàn)象。這樣就使得地溫與氣溫之間產(chǎn)生了時間差，即產(chǎn)生了滯后現(xiàn)象，凍土融化開始的時間也會受到滯后影響，向后推移。

圖7 積雪、氣溫及地溫關(guān)系圖Fig.7 The relationship between snow depth and air temperature and ground temperature

3.3.3 植被

大興安嶺森林生態(tài)站中主要林型有杜鵑-落葉松林、杜香-落葉松林、柴樺落葉松林和蘚類-落葉松林等［25］，常曉麗等［25］在2008—2009 年對森林林區(qū)研究發(fā)現(xiàn)，塔頭-落葉松林下的土壤融化和凍結(jié)時間最晚，凍結(jié)速率最慢，植物的凋零和枯萎會加快地表的凍結(jié)速率。進行鏟除植被后發(fā)現(xiàn)地表溫度上升明顯，新林［27］林區(qū)塔頭的氣溫和地溫高于其他林型，塔頭具有良好的吸水保水能力。李曉英等［36］探討了森林火災(zāi)對植被及凍土的影響，火災(zāi)致使植被冠層和有機質(zhì)層減小，地溫升高，引起凍土活動層迅速的融化和遲緩的回凍。種種研究表明，植被對凍土有著保溫隔熱作用，且不同種類植被產(chǎn)生的作用也不盡相同。目前的凍融速率以及地溫等數(shù)據(jù)表明，大興安嶺濕地凍土活動層受植被因素的影響。這與前人的研究結(jié)果相符合。但由于缺失不同植被類型的觀測數(shù)據(jù)，導(dǎo)致無法進行對比分析，從而明確植被對凍土活動層的影響程度。為此，之后將進一步分析植被對凍土活動層的影響。

4 結(jié)論

本研究以根河市森林生態(tài)站為例，對濕地多年凍土活動層的水熱特征進行分析，得到以下結(jié)論：

（1）地溫的變化幅度隨深度衰減，具有滯后性。融化期地表溫度高于深層土壤溫度，凍結(jié)期，地表溫度低于深層土壤。凍融特征為單向融化，雙向凍結(jié)，2012 年、2013 年、2019 年和2020 年的平均融化速率分別為0.49、0.61、0.47和0.56 cm·d-1，向上平均凍結(jié)速率分別為1.34、2.12、2.58和1.65 cm·d-1，向下平均凍結(jié)速率分別為1.69、1.02、3.32 和1.00 cm·d-1，最大融深分別為78.73、85.65、66.22和74.94 cm。2012 年和2019 年向下凍結(jié)速率大于向上凍結(jié)，2013 年和2020 年與之相反，總體凍結(jié)速率大于融化速率。雙向凍結(jié)與土壤含水量密切相關(guān)，在雙向凍結(jié)的條件下，土壤含水量出現(xiàn)雙峰，峰值深度分別位于40 cm和70 cm處。

（2）凍融過程中，土壤溫度與未凍水含量有著密不可分的關(guān)系，總體趨勢保持一致，“凍后聚墑”使得上層土壤含水量高于下層土壤。融化期土壤含水量變化幅度大，凍結(jié)期變化幅度小。凍結(jié)期，未凍水含量與土壤溫度具有良好的相關(guān)性，R2普遍大于0.90，且深層土壤擬合效果優(yōu)于表層土壤。對融化期土壤水分和地溫進行相關(guān)性分析發(fā)現(xiàn)，相關(guān)性低于0.50，變化幅度大，且隨深度增加，相關(guān)性減弱。

（3）分析了3種對土壤凍融有影響的因子發(fā)現(xiàn)：在深度小于1.4 m 位置，氣溫與地溫的相關(guān)性顯著，相關(guān)性受深度影響降低。積雪具有保溫作用，積雪的覆蓋使得地溫的滯后現(xiàn)象明顯，植被具有保溫隔熱和吸水儲水的作用，且不同植被類型的儲水和保溫能力不同。

通過研究大興安嶺森林生態(tài)站濕地多年凍土活動層的水熱特征，對濕地多年凍土活動層的凍融過程有了初步了解，盡管數(shù)據(jù)有很大局限性，沒有完全解釋濕地多年凍土水熱特征的時空差異性及復(fù)雜性，但仍然為濕地多年凍土的進一步研究奠定了基礎(chǔ)。