郭林茂，王根緒，宋春林，李 陽，李金龍

(1. 四川大學水利水電學院， 四川 成都 610065；2. 四川大學水力學與山區(qū)河流開發(fā)保護國家重點實驗室，四川 成都 610065)

凍土作為氣候的產(chǎn)物，具有特殊的力學和水熱特性，如融化后強度明顯降低、相變潛熱巨大及具有高熱傳導系數(shù)和低滲透系數(shù)的特性[1]。凍土的水文效應主要表現(xiàn)在活動層凍融過程對地表徑流的影響、凍融過程中活動層內(nèi)水分相變與遷移過程以及活動層內(nèi)的凍結(jié)層上地下水與多年凍土之間的相互作用[2]。多年凍土層作為一種特殊的區(qū)域性隔水層或弱透水層，其凍結(jié)和消融過程影響著土壤水分的下滲過程，在一定時空尺度上阻隔或顯著減弱了地下水、地表水等水體和水分之間的水力聯(lián)系[3]，從而影響著地表徑流形成以及地下水運移過程和分布格局?；顒訉幼鳛槎嗄陜鐾?大氣之間的水熱交換通道，是維持高寒生態(tài)系統(tǒng)穩(wěn)定的關鍵所在，凍土及其孕育的高寒沼澤濕地和高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)具有顯著的水源涵養(yǎng)功能，是穩(wěn)定江河源區(qū)水循環(huán)與河川徑流的重要因素[4]。

多年凍土流域水文循環(huán)過程中，活動層的季節(jié)性凍融循環(huán)通過改變土壤的水力學和熱力學性質(zhì)影響著蒸發(fā)、入滲、土壤水分運移和地表、地下匯流過程，造成了多年凍土區(qū)與非凍土區(qū)徑流過程的顯著差異[5]。氣候變化、凍土退化和水文生態(tài)過程變化的相互作用機制是揭示水循環(huán)過程、特征和趨勢的關鍵[6]。全球氣候變暖背景下，多年凍土退化將改變土壤水分狀況(土壤含水量、土壤蒸發(fā)量等)、土壤蓄水容量、土壤導熱性以及地表反照率等陸地水文要素，從而影響到流域內(nèi)的水熱交換過程[7]。受制于地形、土壤質(zhì)地、土壤排水和地下冰狀況，多年凍土退化還可能導致地勢高的區(qū)域土壤趨于干燥，而地勢低的區(qū)域土壤更加濕潤，并通過改變多年凍土生態(tài)水文、土壤養(yǎng)分和土壤生物地球化學動態(tài)等造成植被組成、植被生產(chǎn)力以及植被多樣性等發(fā)生轉(zhuǎn)變。上述變化反過來又通過植被對降雪、太陽輻射的截留以及蒸散發(fā)的影響作用于多年凍土和活動層的水熱狀況[6]。因此，定性、定量分析多年凍土流域水循環(huán)過程基本規(guī)律及其對下墊面條件變化響應成為寒區(qū)水文研究領域的關鍵問題。

Chiasson-Poirier等[8]發(fā)現(xiàn)坡面尺度上活動層不均勻融化造成的凍融鋒面坡度與地表坡度的差異，影響地下徑流過程；Gao等[9]發(fā)現(xiàn)微地形、地表形態(tài)、坡度和海拔顯著影響山地多年凍土區(qū)融化深度；Sato等[10]指出活動層厚度越大，將增強土壤持水能力，從而提高植被生產(chǎn)力；王根緒等[11]分析了青藏公路沿線生態(tài)系統(tǒng)與凍土環(huán)境相互關系，指出升溫導致的多年凍土不均勻融化可導致凍土層的區(qū)域性穩(wěn)定隔水作用不斷減弱，凍結(jié)層上地下水水位下降，植被蓋度及根系發(fā)生變化，對土壤水分的調(diào)節(jié)作用減弱；Young等[12]在加拿大Tasiapik Valley的研究發(fā)現(xiàn)氣候變暖條件下凍土融化可增加水分入滲，抬升地下水位，促進植被生長；Zhang等[13]分析了下墊面條件對多年凍土區(qū)土壤水熱過程的影響，結(jié)果表明高寒草原的起始融化時間最早，裸地融化過程最快，而高寒草甸的融化過程耗時最長，且高寒草原和高寒草甸淺層土壤水分增長與降雨線性相關；Wang等[14]分析了高寒草甸和高寒沼澤活動層水熱動態(tài)變化對植被蓋度變化的差異響應；常娟等[15]分析了坡面尺度上凍結(jié)層上地下水的季節(jié)動態(tài)變化及其空間分布規(guī)律以及活動層的凍融作用對凍結(jié)層上地下水動態(tài)變化的影響作用；曹偉等[16]結(jié)合野外觀測和數(shù)值模擬，分析了黃河源區(qū)坡面尺度凍土活動層凍結(jié)-融化作用與水文過程之間的相互關系；Jiang等[17]通過室內(nèi)試驗分析了凍融循環(huán)對土壤水分入滲和孔隙分布的影響。

上述研究從局部角度和單一側(cè)面探討了活動層凍融循環(huán)、地形、植被等下墊面條件與水循環(huán)過程之間的相互關系，尚未從整體上認識下墊面條件對多年凍土流域水文過程的影響。為此，本文以青藏高原腹地典型多年凍土流域——風火山小流域為研究區(qū)，基于流域內(nèi)完整的觀測網(wǎng)，分析坡面尺度上不同下墊面條件下水分入滲、蒸散發(fā)、活動層內(nèi)部水熱條件以及凍結(jié)層上地下水等關鍵水循環(huán)過程的動態(tài)變化，以期全面、深入地明晰多年凍土流域下墊面條件對水文過程的影響機制。

1 研究區(qū)與數(shù)據(jù)

1.1 研究區(qū)概況

風火山研究區(qū)(92°50′E—93°03′E，34°40′N—34°48′N)位于青藏高原長江源區(qū)北麓河一級支流左冒西孔曲流域，隸屬于青海省玉樹藏族自治州曲麻萊縣(圖1)。研究區(qū)海拔在4 658～5 352 m之間，流域面積為112.5 km2，流域內(nèi)多年凍土發(fā)育良好，多年凍土厚度為50～120 m，活動層厚度變化范圍為0.8～2.5 m[18]，無冰川和常年積雪覆蓋，河流以大氣降水和冰雪融水以及地下水補給為主[15]。流域內(nèi)植被以高寒草甸為主，分布海拔主要集中在4 700 m，上限為5 200 m，在河谷谷地和山坡底部分布高寒沼澤草甸。高寒草甸植被群落主要以高山嵩草(Kobresiapygmaea)、矮嵩草(K.humilis)、線葉嵩草(K.capillifolia)等寒生植物為主[15]，植被高度一般不超過20 cm，植被根系在0～30 cm深度范圍內(nèi)集中分布。風火山地區(qū)的氣候類型為典型的高原干旱大陸性氣候，夏季受印度季風影響，氣候暖濕、多雨；冬季受西風帶的影響，氣候寒冷干燥、少雨多風[15]。2016—2019年間年平均氣溫-4.3 ℃，極端最高氣溫為13.2 ℃，極端最低氣溫為-24.1 ℃，氣溫的年內(nèi)分布呈單峰型特征，年最高溫度出現(xiàn)在7—8月，表現(xiàn)出雨熱同期的特征;年平均降水量為371.9 mm，且主要集中在5—10月，歷年最大降水量為438.2 mm，最小降水量為330.5 mm；年平均凈輻射量為100 W/m2;年平均相對濕度為53%；年平均風速為5.3 m/s，主導風向為西風。研究區(qū)2016—2019年日平均氣溫、降水量、凈輻射、相對濕度和風速見圖2。

圖1 研究區(qū)位置與場地布置Fig.1 Location of the study area and field instrumentation layout

圖2 2016—2019年風火山地區(qū)主要氣象要素變化Fig.2 Variations of daily air temperature，precipitation，net radiation，relative humidity，and wind speed of the study area from 2016 to 2019

1.2 數(shù)據(jù)獲取

在研究區(qū)架設自動氣象站，每30 min記錄一次氣溫(Ta， ℃)、相對濕度(HR， %)、2 m處風速(U，m/s)、降水(P，mm)、凈輻射(Rn，W/m2)與土壤熱通量(G，W/m2)。在氣象站鄰側(cè)安裝塔高為2 m的渦度協(xié)方差系統(tǒng)監(jiān)測潛熱(EL，W/m2)和感熱通量(H，W/m2)，該系統(tǒng)由三維超聲波風速儀和紅外氣體分析儀組成，平均通量時間為30 min。在獲得渦度數(shù)據(jù)后，使用EddyPro軟件對原始數(shù)據(jù)進行異常值剔除、延遲時間校正、虛溫轉(zhuǎn)換、坐標旋轉(zhuǎn)等前處理，此外，對儀器誤差數(shù)據(jù)和摩擦風速小于0.1 m/s的夜間數(shù)據(jù)進行剔除，以保證數(shù)據(jù)質(zhì)量。選擇不同海拔高度、不同植被蓋度典型區(qū)域埋設LYS30微型蒸滲儀(直徑30 cm，高40 cm)記錄蒸散發(fā)與滲漏量，數(shù)據(jù)采集頻率為30 min。由于凍結(jié)期儀器無法工作原因，蒸滲儀記錄時間為2019年4月11日至2019年10月10日。參考周劍等[19]的方法，將植物生長季細分為了生長季前期(4月11日至5月20日)、生長期(5月21日至8月20日)以及生長季后期(8月21日至10月10日)，對不同生長階段不同坡位和植被蓋度下的蒸散發(fā)過程進行分析。

在風火山研究區(qū)1處典型河谷內(nèi)，分別選擇陰坡和陽坡的坡頂、坡中以及坡底處，在地下5 cm、20 cm、50 cm、100 cm、160 cm處埋設5TM土壤溫濕度探頭對土壤溫度(Tsoil)和未凍水含量(θw)進行監(jiān)測(GKN1孔附近的溫濕度探頭最大埋深為300 cm)，其中，土壤溫度測量精度為±1 ℃，分辨率為0.1 ℃，測量范圍為-40～60 ℃，適用于多年凍土地區(qū)溫度觀測；土壤水分測量精度為±0.03 m3/m3，分辨率為0.000 8 m3/m3，每30 min記錄1次數(shù)據(jù)。在河谷內(nèi)布設了不同河流斷面和坡面的凍結(jié)層上地下水位觀測孔，采用材質(zhì)較好、抗凍耐磨的PVC管做為地下水位管，在觀測孔內(nèi)安裝HOBO U20-001-04自動水位計，為防止顆粒較細的細砂及黏土浸入水位管，在水位管外側(cè)包裹了過濾網(wǎng)，通過尼龍繩和鋼絲繩固定水位計，將其放置在水位管的下部，1 h記錄1次地下水位(LGW，m)，取平均值作為日地下水位觀測值。

1.3 研究方法

1.3.1 實際蒸散發(fā)計算

Bouchet[20]基于最小平流作用下大氣水分狀況對地表蒸散發(fā)存在反饋作用的假設首次提出互補理論。Brutsaert[21]考慮在極端干燥和潮濕的表面濕度條件下發(fā)生的3個附加物理約束，對Bouchet[20]提出的互補理論進行了擴展，提出了廣義非線性互補蒸散發(fā)模型：

(1)

式中：ET、ET，pa和ET，po分別表示實際蒸散發(fā)、潛在蒸散發(fā)和濕潤環(huán)境蒸散發(fā)，采用Penman[22]公式、Priestley 和Taylor[23]公式分別進行計算：

(2)

(3)

式中：Δ和γ分別表示飽和水氣壓隨溫度變化的斜率以及干濕表常數(shù)， kPa/℃；fe(U)為風速函數(shù)， 采用Roma法[22]計算，fe(U)=2.6(1+0.54U)；Qne為可用能量，Qne=(Rn-G)/ρλ， 表示成蒸發(fā)單位， mm/d；ρ為水的密度， kg/m3；λ為蒸發(fā)潛熱，λ=2.45 MJ/kg；es和ea分別表示飽和水汽壓和實際水汽壓， kPa；αe為Priestley-Taylor模型參數(shù)， 參考Yang等[24]取αe=1.194。 本文采用該方法計算研究區(qū)實際蒸散發(fā)， 與渦度觀測進行對比，驗證互補法在研究區(qū)的適用性，通過改變互補法中的氣象要素輸入，對實際蒸散發(fā)進行敏感性分析，試圖解釋坡面尺度蒸散發(fā)過程的差異。

1.3.2 敏感性分析

通常利用分析單個參數(shù)的變化對模型的作用，確定模型的敏感系數(shù)，進行敏感性分析。本研究中擬通過對非線性互補蒸散發(fā)模型的不同氣象驅(qū)動進行敏感性分析，解釋蒸散發(fā)變化以及不同坡面和坡位蒸散發(fā)差異的原因。對于非線性互補蒸散發(fā)模型中氣象驅(qū)動較多，且量綱與變化范圍不同，通過對各個氣象要素進行量綱一化，計算相對敏感系數(shù)[25]：

(4)

式中：SX為ET對氣象要素X的敏感系數(shù)； ΔX為氣象要素的變化量； ΔET為氣象要素X變化ΔX導致的ET的變化，SX為正值時表示ET與氣象要素X的變化成正相關， 否則負相關， 敏感系數(shù)越大， 則氣象變量對ET影響越大。 例如，當實際蒸散發(fā)對某氣象要素的敏感系數(shù)為0.1時， 則當該氣象要素變量增加10%， 實際散發(fā)將增加1%。 本次研究中以氣溫、 風速、 相對濕度、 凈輻射為研究變量， 分別變化±20%， 計算各變量對ET的相對敏感系數(shù)。

1.3.3 土壤水分入滲過程

在風火山三號溝典型坡面選擇坡底、坡中和坡頂3個坡位，海拔高度分別為4 772 m、4 805 m和4 874 m。在每個坡位上分別選擇高、中、低3種不同植被覆蓋度樣點，使用由馬里奧特容器(馬氏瓶)和圓形同心雙套環(huán)構(gòu)成的入滲儀器，在不同凍融階段進行雙環(huán)入滲試驗，測定土壤水分入滲能力，每個試驗點各重復3次試驗。根據(jù)活動層內(nèi)部土壤水熱動態(tài)特征，將研究區(qū)土壤凍融過程劃分為初始融化期(4月中旬至6月中旬)、完全融化期(6月下旬至9月下旬)、初始凍結(jié)期(10月上旬至11月上旬)和完全凍結(jié)期(11月中旬至次年4月上旬)。根據(jù)劃分的凍融階段，分析探討植被覆蓋度和坡位變化對土壤入滲過程的影響。

1.3.4 統(tǒng)計分析

本文利用Pearson相關分析量化凍結(jié)層上地下水與活動層內(nèi)部各深度土壤溫度和土壤含水量之間，以及實際蒸散發(fā)與氣溫、凈輻射、風速和相對濕度等氣象要素之間的相關關系，并進行0.05和0.01水平下相關的顯著性檢驗。

2 結(jié)果分析與討論

2.1 實際蒸散發(fā)

2.1.1 實際蒸散發(fā)生長季動態(tài)變化

圖3展示了2016—2019年生長季降雨量以及渦度觀測和互補法計算的風火山實際月蒸散發(fā)量。如圖所示，風火山研究區(qū)在整個生長季最小蒸散發(fā)出現(xiàn)在10月份(渦度觀測結(jié)果為34.2±12.6 mm)，最大蒸散發(fā)出現(xiàn)在7月(渦度觀測結(jié)果為101.7±8.9 mm)，呈單峰型，與降水在年內(nèi)變化趨勢基本一致。渦度觀測和互補法計算的生長季蒸散發(fā)總量分別為472.1±42.9 mm和430.6±23.4 mm，均方根誤差(ERMS)和決定系數(shù)(R2)分別為0.43 mm/d、0.87?；パa法計算的實際蒸散發(fā)在各個階段比渦度觀測值偏低(圖3(a))，但能夠較為真實地反映流域內(nèi)實際蒸散發(fā)的年內(nèi)動態(tài)變化。2016—2019年，風火山研究區(qū)生長季降雨量為371.6±50.9 mm，小于生長季的潛在蒸散發(fā)(639.6±48.0 mm)，土壤水分在這一時期總體表現(xiàn)為虧損狀態(tài)，4—5月水分虧損量較大,分別為-71.7±21.2 mm和-79.5±17.1 mm，此階段活動層表層土壤開始融化，降雨量較小，蒸發(fā)水分來源主要來自冰雪融水和淺層土壤融水；隨著活動層融化深度的增大、地下水位的迅速上升(圖4)以及高原季風帶來的降水增加，土壤水分虧損逐漸減小，在8月份時土壤水分由虧損轉(zhuǎn)盈余(15.1±17.5 mm)；10月，隨著雨季的結(jié)束，降雨量迅速減小，植被處于生長季后期，土壤表層開始凍結(jié)僅發(fā)生日尺度的凍融循環(huán)，限制了土壤水分的蒸發(fā)，這一時期土壤水分虧損逐漸增大。多年尺度上分析，風火山研究區(qū)處于水分虧損狀態(tài)，一方面是因為風火山屬于典型的高原干旱大陸性氣候，輻射強，大氣蒸發(fā)能力強；另一方面，這可能與青藏高原暖濕化背景下[26]植被蓋度的擴張、生長季的延長以及低溫對蒸散發(fā)限制的減弱導致的蒸散發(fā)增加有關[27]，而降水的增加很大程度上降低了由此引起的水分虧損。

圖3 2016—2019年風火山蒸散發(fā)動態(tài)Fig.3 Evapotranspiration dynamics in Fenghuoshan from 2016 to 2019

圖4 凍結(jié)層上地下水埋深年內(nèi)動態(tài)變化 Fig.4 Dynamic change of suprapermafrost groundwater

在生長季不同階段，不同坡位、坡向以及植被覆蓋度下蒸散發(fā)過程存在差異。表1展示了2019年各個樣點在不同生長階段的蒸散發(fā)量。生長季前期，同一植被覆蓋度下(60%)，陰坡坡頂?shù)腅T(97.2 mm)為陰坡坡底(22.7 mm)的4.3倍，陽坡坡底的ET(28.7 mm)稍大于陰坡坡底，而同一坡向和坡位，高蓋度樣點(92%)的ET(41.5 mm)為低蓋度點(60%)ET的2.3倍；生長期，ET總體上仍表現(xiàn)為高蓋度大于低蓋度，坡頂大于坡底，但各個樣點ET差異較生長季前期顯著減?。蝗欢?，在生長季后期，最大蒸散發(fā)量出現(xiàn)在了陰坡坡底，此時蒸散發(fā)變化規(guī)律表現(xiàn)為低蓋度大于高蓋度，坡底大于坡頂。從整個生長季來看，最大的蒸散發(fā)量出現(xiàn)在陰坡坡頂(517.8 mm)，陰坡坡底次之，陽坡坡底最小(430.2 mm)。

表1 風火山2019年各樣點不同生長階段實際蒸散發(fā)量

2.1.2 實際蒸散發(fā)時空差異性分析

圖5展示了不同氣象要素與實際蒸散發(fā)之間的相關系數(shù)及敏感系數(shù)。4種氣象要素與蒸散發(fā)之間的相關性由大到小分別為凈輻射(R=0.93)、氣溫(R=0.84)、相對濕度(R=0.46)和風速(R=-0.25)，且均通過了顯著性檢驗(p<0.01)。凈輻射、氣溫和相對濕度敏感系數(shù)均全年為正，多年平均值為分別為1.22、0.33和0.32，表明隨著輻射的增加、氣溫的升高以及空氣相對濕度的增加，實際蒸散發(fā)量逐漸增加，且實際蒸散發(fā)對凈輻射的變化最為敏感；風速的敏感系數(shù)則全年為負，多年平均值為-0.25，實際蒸散發(fā)隨風速的增加而逐漸減小。有研究認為平均橫向風速越大，利于水汽的疏散，促進大氣中的水氣循環(huán)交換，利于蒸散發(fā)過程的發(fā)生[28-29]，而Wang等[30]分析了青藏高原40 a(1982—2012年)來實際蒸散發(fā)的變化趨勢及主要影響因素，結(jié)果表明實際蒸散發(fā)與風速之間呈負相關關系。鄒宓君[31]認為風速的增加一方面加快了地氣相互作用速率，進而促進了蒸散發(fā)過程，另一方面將導致感熱增大從而抑制潛熱交換。高原地表感熱的趨勢轉(zhuǎn)變主要受到地面風速和地氣溫差變化的影響，特別在冬季，高原整體地面風速的趨勢變化與地表感熱通量一致[32]，這可能解釋了研究區(qū)風速對實際蒸散發(fā)的抑制作用。各氣象要素的敏感系數(shù)具有明顯的季節(jié)變化特征，其中，凈輻射、氣溫和風速(絕對值)的敏感系數(shù)均表現(xiàn)出冬季高、夏季低的特點，且凈輻射的敏感系數(shù)基本全年都保持在1.0以上，表明凈輻射在蒸散發(fā)過程中的主導作用，峰值出現(xiàn)在4月中旬至5月初(活動層融化初期)；相對濕度的敏感系數(shù)年內(nèi)變幅小于凈輻射，其高值主要集中在10月中旬(活動層凍結(jié)初期)至來年4月底。

圖5 各氣象要素與實際蒸散發(fā)之間的統(tǒng)計關系Fig.5 Statistical relationship between meteorological elements and actual evapotranspiration

Budyko假設認為在干旱區(qū)，水分狀況控制著蒸散發(fā)過程，而濕潤區(qū)的蒸散發(fā)量則主要受制于能量[33]。風火山地區(qū)雖然屬于干旱大陸性氣候，但在活動層融化的初始階段(5月初，圖6)，融化深度較淺，降水和冰雪融水補給淺層土壤，土壤極易達到飽和，蒸散發(fā)水分供給充足；隨著活動層融化深度的增加，淺層土壤水分在重力勢和溫度勢的作用下向下運移，表層土壤水分含量逐漸減??；此后隨著降雨的增加，表層土壤含水層再次升高；10月，隨著氣溫降低、活動層凍結(jié)，表層土壤含水量迅速降低(圖6，陰影為變化區(qū)間，陰坡坡中20 cm土壤水分數(shù)據(jù)2017年8月17日后缺測)，這解釋了凈輻射(能量)與相對濕度(水分)在活動層融化和凍結(jié)過程中對蒸散發(fā)過程控制的季節(jié)轉(zhuǎn)換模式。Wang等[34]指出降水和凈輻射控制著青藏高原實際蒸散發(fā)的空間變化。張亞春等[35]的研究也指出在青藏高原地區(qū)，熱力因子(氣溫、凈輻射)是影響實際日蒸散發(fā)量的主要因素，水分條件次之。氣溫與風速對實際蒸散發(fā)的影響主要集中在冬季，該階段活動層處于凍結(jié)狀態(tài)，實際蒸散發(fā)量很小，而在暖季(5—9月)活動層融化階段，氣溫與風速對實際蒸散發(fā)的敏感系數(shù)降低至-0.1～0.2。對比不同坡位(海拔)蒸散發(fā)過程，盡管高海拔(坡頂)樣點氣溫低、風速高，但凈輻射與降水隨海拔升高的增加，可能導致了陰坡坡頂?shù)恼羯l(fā)量在整個生長季特別是生長季前期遠高于其他低海拔樣點[36-37]。

圖6 2016—2019年蒸滲儀附近土壤含水量變化Fig.6 Dynamic change of average soil volumetric water content near lysimeters from 2016 to 2019

2.2 下墊面對土壤入滲過程的影響

2.2.1 不同植被覆蓋度下土壤入滲過程

圖7(a)展示各凍融階段不同植被覆蓋度下土壤水分入滲過程動態(tài)變化(圖7中淺黃、淺綠和白色陰影區(qū)域分別表示入滲瞬變、漸變和穩(wěn)定階段)。初始融化期，30%、60%和92%植被覆蓋度下，土壤初始入滲速率分別為1.65 mm/min、1.09 mm/min和0.69 mm/min，穩(wěn)定入滲率分別為0.73 mm/min、0.35 mm/min和0.38 mm/min，均隨植被覆蓋度減小而增大。隨著活動層融化深度的增加(圖8)，土壤水分在重力和溫度梯度的雙重作用下向融化鋒附近遷移，表層土壤趨于干燥(圖6，紅色標記)，有利于土壤水分的入滲，這導致完全融化期的初始入滲速率普遍大于初始融化期。完全融化期，土壤初始入滲速率隨植被覆蓋度的增加而逐漸減小(由30%蓋度下的1.78 mm/min，在92%蓋度時降至1.37 mm/min)，原因在于高蓋度草甸樣點根系密度大，降低了土壤的導水率，對水分入滲起阻滯作用，此外，高蓋度下的高表層土壤含水量進一步限制了土壤水分的入滲過程。李春杰等[38]認為穩(wěn)定入滲階段，高蓋度下高密度的根系分布增大了土壤的蓄水能力，反而有利于水分的入滲，因此，該時期土壤穩(wěn)定入滲速率與植被蓋度正相關，與本文結(jié)果一致?；顒訉映跏純鼋Y(jié)期，初始入滲速率與植被蓋度關系表現(xiàn)為60%(1.30 mm/min)>30%(1.22 mm/min)>92%(1.21 mm/min)，此階段，土壤初始含水量以及土壤熱狀況共同控制著土壤水分入滲過程。高植被蓋度下，土壤初始含水率最大，但有機質(zhì)層厚度大，熱量散失速度慢，延緩了活動層的開始凍結(jié)時間，有利于水分的入滲。

圖7 不同凍融階段入滲過程Fig.7 Infiltration process in different freezing and thawing stages

圖8 2018年不同坡面、坡位土壤溫度剖面Fig.8 Soil temperature profiles of different slopes and slope positions in 2018

2.2.2 不同坡位土壤入滲過程

圖7(b)展示了各凍融階段陰坡不同坡位土壤水分入滲過程。初始和穩(wěn)定入滲速率均隨坡位的升高而增大。對于初始入滲率：初始融化期、完全融化期和初始凍結(jié)期，坡頂(2.07 mm/min、1.71 mm/min、2.27 mm/min)>坡中(0.91 mm/min、1.48 mm/min、0.99 mm/min)>坡底(0.45 mm/min、1.08 mm/min、0.55 mm/min)；對于穩(wěn)定入滲率：初始融化期、完全融化期和初始凍結(jié)期，坡頂(1.07 mm/min、0.63 mm/min、0.88 mm/min)>坡中(0.29 mm/min、0.45 mm/min、0.21 mm/min)>坡底(0.11 mm/min、0.30 mm/min、0.10 mm/min)。多年凍土區(qū)在初始融化期產(chǎn)流模式以蓄滿產(chǎn)流為主(融雪和土壤冰融水)；夏季，隨著活動層融化深度增加直至完全融化(圖8)，土壤入滲能力達到最大，但該階段降水補給量遠小于下滲所需水量，不易蓄滿產(chǎn)流，地表徑流比例較小，以超滲產(chǎn)流為主，壤中流與地下徑流在徑流中占據(jù)較大比例[39]；秋季，活動層表層開始凍結(jié)，在短暫的日凍融循環(huán)中，地表徑流以蓄滿產(chǎn)流為主。陰坡表層(5 cm)和根層(20 cm)的土壤含水量在各個凍融階段均表現(xiàn)出隨海拔降低增大的趨勢(圖6)，初始含水量對入滲的影響主要體現(xiàn)在初始入滲速率，土壤基質(zhì)勢隨著土壤含水量的降低而增大，隨著入滲過程的繼續(xù)，基質(zhì)勢逐漸減小至不再影響入滲過程。Wang等[40]指出土壤質(zhì)地通過作用于土壤顆粒的表面能以及土壤孔隙的尺寸和分布影響著土壤中水分運移和導水率。Jiang等[17]指出冰水之間的密度差導致土壤在經(jīng)歷凍結(jié)-融化循環(huán)后，小孔隙數(shù)量增多，孔隙度增大，降低了土壤的壓密性和干重，利于土壤水分的入滲。這可能是造成同一坡位初始融化期的穩(wěn)定入滲速率普遍高于初始凍結(jié)期的原因。

2.3 下墊面對活動層內(nèi)部水熱動態(tài)的影響

2.3.1 坡面尺度活動層水熱動態(tài)時空差異分布

圖8、圖9分別展示了不同坡向、坡位土壤溫度和體積含水量的年內(nèi)動態(tài)變化。各坡位、坡向土壤溫度的總體變化趨勢基本一致，大致可劃分為土壤溫度持續(xù)上升階段、土壤溫度上升“零點幕”階段、土壤溫度持續(xù)下降階段和土壤溫度下降“零點幕”階段[16]。陰坡“零點幕”持續(xù)時間在融化與凍結(jié)階段無明顯差異，而陽坡融化階段“零點幕”持續(xù)時間明顯長于凍結(jié)階段，且這種差異隨土壤深度的增加而逐漸擴大(圖8)。以陽坡坡底為例，融化階段，5 cm深度“零點幕”持續(xù)時間為5 d(2018-04-02/04-07)，在160 cm深度增至22d(2018-05-23/06-13)。對比不同坡面，陽坡土壤溫度普遍高于陰坡，且這種土壤溫差隨著深度的增加而逐漸增大。以坡底為例，陰、陽坡土壤溫差由表層(5 cm)深度的0.65 ℃增至160 cm的1.56 ℃。不同坡位，土壤溫度的差異隨時間與深度而變化。以陰坡為例，5～20 cm深度坡底土壤溫度全年均大于坡頂，這可能與坡頂蒸發(fā)量大(圖1)、消耗的潛熱更多有關。然而，隨著土壤深度的增加(50～160 cm)，5—10月份的坡頂溫度逐漸大于坡底，一方面可能是由于重力作用下凍結(jié)層上地下水從坡頂排出，在坡下聚集，坡頂?shù)囊簯B(tài)水飽和度減小(圖9(a)、圖9(e))，空氣占比增加，進而導致坡頂熱容減小，升溫較快[41]；另一方面，還有可能是因為坡底植被蓋度高及有機質(zhì)層較厚導致場地排水條件差，形成“熱半導體”效應，對升溫起到阻尼作用[42]。

圖9 2018年不同坡面、坡位土壤含水量剖面Fig.9 Soil volumetric water content profiles of different slopes and slope positions in 2018

2018年，陰坡坡底表層初始融化時間和初始凍結(jié)時間分別為4月21日和10月10日，對應的陽坡坡底分別為4月3日和10月13日，隨著海拔的升高，陰坡坡頂初始融化時間和初始凍結(jié)時間分別為4月30日和10月9日，即在年內(nèi)的凍融循環(huán)中，陽坡起始融化時間早于陰坡，而起始凍結(jié)時間則晚于陰坡，坡頂?shù)钠鹗既诨瘯r間晚于坡底，而起始凍結(jié)時間則早于坡底。凍融特征的時空差異體現(xiàn)在土壤水分(圖9)和地下水位(圖4)變化上，解釋了多年凍土流域產(chǎn)流區(qū)從陽坡發(fā)展至陰坡、從低海拔發(fā)展至高海拔的時空差異原因[39]。

2.3.2 凍結(jié)層上地下水動態(tài)及其與活動層水熱變化關系

圖4展示了坡面尺度不同坡位凍結(jié)層上地下水埋深的動態(tài)變化。結(jié)合活動層內(nèi)部水熱狀況與地下水埋深變化特征，可將研究區(qū)地下水動態(tài)變化劃分為：① 完全凍結(jié)穩(wěn)定階段。該階段土壤處于完全凍結(jié)狀態(tài)，地下水位下降到一年中最大埋深，無明顯波動。② 快速融升階段。該階段隨著氣溫回升、活動層解凍，土壤含水量迅速升高，地下水位也相應上升。③ 完全融化高水位階段。此階段活動層全部融化，地下水位達到一年中的最高，且降雨主要集中在這一季節(jié)，地下水位在這一階段受降水影響最為顯著。④ 快速凍降階段。該階段活動層隨氣溫下降發(fā)生雙向快速凍結(jié)(圖8、圖9)，地下水位快速降低，并達到一年中的最小值?？傮w來看地下埋深的變化與氣溫的變化趨勢區(qū)域一致，并伴隨降雨出現(xiàn)水位波動，且地下水埋深對降雨的響應具有明顯的滯后性，約1～2 d。如圖4所示，坡下地下水快速融升時間比坡上提前20 d，而坡上地下水快速凍降時間則比坡下提前了7 d，在整個凍融循環(huán)中坡下的地下水位始終高于坡上。

圖8(a)展示了坡底土壤溫度及其鄰近地下水位動態(tài)變化過程，當融化鋒到達50 cm附近時，地下水位開始迅速升高至最高水位。Wang等[43]研究指出多年凍土流域土壤融化與地表徑流存在60 cm深度閾值的相關關系，凍結(jié)層上地下水動態(tài)與土壤水熱過程存在相互聯(lián)系。為此，選擇具有完整凍融循環(huán)地下水位動態(tài)與土壤溫濕度變化觀測數(shù)據(jù)的觀測孔(GKN1孔)進行相關分析。GKN1孔凍結(jié)層上地下水水位與各深度土壤溫度和土壤含水量之間呈現(xiàn)出極顯著相關關系(p<0.01)，其中地下水位與50 cm深度的土壤溫度和土壤含水量之間相關性最高，相關系數(shù)分別達到了0.95和0.82，再次證實50～60 cm以下活動層內(nèi)部水熱狀況顯著影響著多年凍土流域地下水流動態(tài)。當活動層融化至50 cm深度時，正值6月初的春汛期，GKN1孔位于坡下靠近河道處，可接受坡上淺層融水地下徑流、降水、積雪融水和(或)河水補給，地下水位急劇抬升，這一階段凍結(jié)層上地下水受下部凍結(jié)土壤底板的融化影響比較顯著[15]；活動層完全融化階段，坡下觀測孔既接受降水補給，又接受側(cè)向地下徑流補給，土壤水分入滲能力遠小于坡上(圖7(b))，補排相對平衡，且植被覆蓋度高于坡上，植被的截留作用也在一定程度上延緩了地下水對降雨的響應。坡上水分來源主要為降水入滲，此外，坡上活動層土質(zhì)主要為粗顆粒土且植被覆蓋度較低，持水能力較弱[16]，因而相比于坡下，坡上凍結(jié)層上地下水位穩(wěn)定性差(該階段坡上和坡下地下水位變化幅度分別為0.93 m、0.31 m)。地形、植被和土壤質(zhì)地差異對熱量傳輸?shù)挠绊懯窃斐善旅娉叨葍鼋Y(jié)層上地下水動態(tài)空間差異性的主要原因。

3 結(jié) 論

本文以青藏高原腹地典型多年凍土流域——風火山小流域為研究區(qū)，基于研究區(qū)2016—2019年的水文氣象要素的野外觀測與計算，分析了坡面尺度上水分入滲、蒸散發(fā)、活動層內(nèi)部水熱條件以及凍結(jié)層上地下水等關鍵水循環(huán)過程的變化特征及其對下墊面條件變化的響應，主要結(jié)論如下：

(1) 風火山小流域生長季實際蒸散發(fā)多年平均值為472.1±42.9 mm，凈輻射(SRn=1.22，R=0.93)主導著實際蒸散發(fā)的動態(tài)變化，氣溫(STa=0.33，R=0.84)和相對濕度(SHR=0.32，R=0.46)次之，且相對濕度對實際蒸散發(fā)的影響主要集中在活動層凍結(jié)階段，風速(SU=-0.25，R=-0.27)影響相對最小。坡面尺度上實際蒸散發(fā)與植被覆蓋度以及海拔高度正相關。

(2) 坡面尺度上，初始和穩(wěn)定入滲速率均隨坡位的升高而增大。對于初始入滲率：初始融化期、完全融化期和初始凍結(jié)期，坡頂(2.07 mm/min、1.71 mm/min、2.27 mm/min)>坡中(0.91 mm/min、1.48 mm/min、0.99 mm/min)>坡底(0.45 mm/min、1.08 mm/min、0.55 mm/min)；對于穩(wěn)定入滲率：初始融化期、完全融化期和初始凍結(jié)期，坡頂(1.07 mm/min、0.63 mm/min、0.88 mm/min)>坡中(0.29 mm/min、0.45 mm/min、0.21 mm/min)>坡底(0.11 mm/min、0.30 mm/min、0.10 mm/min)。初始入滲速率與植被覆蓋度負相關，而穩(wěn)定入滲階段，高蓋度下高密度的根系分布則增大了土壤的蓄水能力，利于水分的入滲。不同坡位、植被覆蓋度下凍融循環(huán)、土壤質(zhì)地和初始含水量等共同影響著入滲過程。

(3) 凍融循環(huán)中，陽坡起始融化時間早于陰坡(坡底和坡頂分別提前18 d、24 d)，而起始凍結(jié)時間則晚于陰坡(坡底和坡頂均滯后3 d)；坡頂?shù)钠鹗既诨瘯r間晚于坡底(陰坡和陽坡分別滯后9 d、3 d)，而起始凍結(jié)時間則早于坡底(陰坡和陽坡均提前1 d)。坡面尺度上的這種不同坡面、坡位凍融起始時間差異體現(xiàn)在土壤水分、地下水位變化上，造成了多年凍土流域產(chǎn)流區(qū)從陽坡發(fā)展至陰坡、從低海拔發(fā)展至高海拔的時空差異性。

(4) 凍結(jié)層上地下水水位與活動層土壤溫濕度之間呈現(xiàn)出極顯著相關關系，其中50 cm為閾值深度，該深度以下的活動層凍融狀況影響著地下水位動態(tài)。不同于坡上單一的降水入滲補給，坡下降水、側(cè)向地下徑流以及河水等多源補給使得坡下地下水位相對穩(wěn)定(完全融化期坡上和坡下地下水位變化幅度分別為0.93 m、0.31 m)。地形、植被和土壤質(zhì)地差異對熱量傳輸?shù)挠绊懝餐瑢е铝似旅娉叨葍鼋Y(jié)層上地下水動態(tài)的空間差異性。

青藏高原氣候環(huán)境惡劣，觀測站點較少，未來應加強不同植被類型、凍土類型(如富冰與少冰多年凍土，高溫多年凍土與低溫多年凍土)流域的氣象、水文、土壤水熱的監(jiān)測，以期更全面、深入明晰多年凍土流域下墊面條件對水文過程的影響機制。