藏北高寒草地土壤冻融过程水热变化特征

冉洪伍，范继辉，黄 菁, 3

（1.中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所 / 山地表生过程与生态调控重点实验室，四川 成都 610041；2.中国科学院大学，北京 100049；3.武汉理工大学资源与环境工程学院，湖北 武汉 430070）

土壤冻融循环是由昼夜或季节热量变化引起的，在表土及以下一定深度形成的反复冻结-解冻的过程，这种现象普遍发生在高纬度或高海拔地区[1-2]。土壤冻融循环是土壤内部重要的物理变化过程，影响土壤的水热特性以及地气之间的热量、水分交换，进而对陆面水热过程产生影响[3]，是水循环的重要组成部分。开展土壤冻融循环的研究对于高原水资源的开发、农业灌溉、工程建设以及环境保护等现实问题都有重要意义[4]。青藏高原是我国海拔最高、高寒冻土面积分布最广的地区，也是对全球气候变化最敏感的区域，其土壤冻融循环对中国夏季的降水以及东亚地区大气环流都有影响[5]。青藏高原土壤冻融过程研究已成为区域的研究热点之一。韩炳宏等[6]利用青海南部高寒草地土壤剖面的观测资料，探讨了不同土层对水热因子的敏感性，发现随土层深度增加，土壤对水热因子的敏感性降低；地表覆盖度对土壤冻融过程中土壤水分分布和温度也有影响，程慧艳等[7]对不同覆盖度下土壤温湿度进行观测，发现高盖度的草地由于具有较好的绝热功能，在冻融过程中抑制土壤温度的降低幅度。随着计算机技术的发展和水热耦合模型的日趋成熟[8-9]，许多学者对青藏高原土壤冻融过程进行了模型模拟并加以改进，陈渤黎等[10]将CLM3.5中土壤基质热导率参数化方案用Johasen土壤导热率方案进行替换，提高了青藏高原地区陆表能量和水分特征的模拟精度；刘杨等[11]通过唐古拉地区多年冻土活动层不同地表反照率下土壤的水热过程单点模拟，发现SHAW模型在对土壤含水率模拟有较大误差，对该模型中地表反照率参数化方案进行改进，提高了含水率的模拟精度；夏坤等[12]基于热力学平衡方程对CLM3.0中土壤融化条件进行调整，模拟了青藏高原东北部季节性冻土区的土壤水热变化，提高了模型的精确度。现有研究的研究区域多分布在三江源以及唐古拉山等区域，另外利用模型做大尺度的研究也存在一定的不确定性，青藏高原冻土区冻融循环水热变化的区域性差异大，过程复杂[13]，以藏北高原为代表的区域观测资料和分析较少。因此，本研究在2015-2016年藏北高寒草地土壤剖面水热观测的基础之上，结合同期的气象观测资料，分析冻融过程和水热分布的变化，以认识藏北高寒草地土壤冻融循环过程，为进一步理解冻融水热耦合作用及生态系统对冻融的响应提供理论支持，同时也为藏北高寒草地流域水资源科学管理提供科学依据。

1 材料及方法

1.1 研究区概况

研究区位于藏北的中国科学院申扎高寒草原与湿地生态系统观测试验站( 以下简称申扎站)，地处 30°57' N、88°42' E，海拔 4 675 m (图 1)。申扎站地处西藏中部羌塘高原大湖盆密集区，多年冻土与季节冻土交错分布[14]，平均气温0.4 ℃，年降水量298.6 mm，为高原亚寒带半干旱季风气候，空气稀薄，寒冷干燥，无霜期短，干旱少雨，降水主要发生在5-9月。高寒草地植被覆盖度约40%，植被原始性状保持良好，其优势种为紫花针茅(Stipa purpurea)和苔草(Carex thibetica)，伴生种为狼毒(Radix euphorbiae)、火绒草(Leontopodium alpinum)和棘豆(Oxytropis filiformis)[15-16]。

图1 观测站位置Figure 1 Location of the study area

1.2 数据获取

研究中获取的数据包括气象数据和土壤温湿度数据。气象数据采集主要依托申扎站布设的小型自动气象站，观测的时间是2015年10月14日-2016年9月25日。气象观测系统由一台小型自动气象站(WatchDog-2000)组成，用于观测样地的气温、降水量、大气辐射等气象要素，观测的时间分辨率为30 min。为监测土壤水热特征，在申扎站布设了500 cm深度的土壤剖面观测系统。土壤剖面观测系统由10个铂金探头(美国Onset公司HOBOS-TMB-M006土壤温度传感器，适用范围-40～100 ℃，分辨精度为 ± 0.03 ℃)、10 个时域反射仪 (TDR)探头(美国Onset公司HOBOS-SMC-MOO5土壤水分传感器，量程 0～100%，精度 8 ds·m-1，分辨率 0.07，操作环境-40～50 ℃，所监测的水分是液态水含量，不包括冰)和数据采集器(15通道HOBOH21-001)组成，观测的时间分辨率为10 min。探头的埋设深度为 10、20、40、100、150、200、250、300、400和 500 cm(图 2)。

图2 土壤剖面观测系统示意图Figure 2 Diagram of the soil profile observation system

1.3 数据分析方法

研究共获取了2015年10月14日-2016年9月25日的土壤温湿度数据和气象数据，对每日土壤温湿度观测值进行平均后作为土壤温湿度日值。由于试验条件的限制，暂不考虑盐分对土壤冻融的影响，当土壤温度持续 ＜ 0 ℃时表示土壤冻结，反之则表示土壤消融，并以此判断冻融循环各阶段的起止日期[17]，分析各时期的土壤水热变化规律。

2 结果与分析

2.1 冻融过程土壤水热季节变化

2.1.1 气温和土壤温度变化

观测期间研究区平均气温为0.3 ℃，最高气温为 12.6 ℃(2016年7 月16 日)，最低气温-21.8 ℃(2016年1月22 日)(图3)。表层土壤 (0-40 cm)温度变化与气温大致相同，都呈现准周期变化，随着土壤深度增加土壤温度变幅减小。深层土壤(40 cm以下)和表层土壤的温度变化存在时间差，表层土壤温度的最大值出现在7月，深层土壤温度的最大值出现在10月；表层土壤温度最小值出现在1月，深层土壤温度的最小值出现在4月。在温度的波动幅度上，表层土壤温度的波动与气温基本一致且波动较大，深层土壤波动平缓，说明气温对深层土壤温度的影响较表层土壤小。土壤温度随深度的变化呈现明显的季节性，11月上旬至次年4月下旬土壤温度随深度的增加而递增；5月中旬至10月中旬气温升高，土壤温度随着深度的增加而递减。

图3 观测期间气温和不同土层土壤温度变化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节变化

观测期间的总降水量为337 mm，略高于历年的年降水量平均值(298.6 mm)，日降水量最大是8月14日，达到了16.2 mm(图4)。降水主要集中在5-9月，这一时段土壤含水率变化剧烈，40 cm以上的浅层土壤含水率低于100-300 cm的深层土壤，300 cm以下的土壤含水率随深度的增加而降低，其可能是受到降水蒸发和深层岩石阻隔作用的影响导致的。11月至次年的4月降水稀少，且大多为降雪，这段时间是土壤冻融发生的时间，由于冻结作用，150 cm以上土壤的含水率显著降低，而150 cm以下的土壤含水率并无太大的变化，且这段时间20 cm以上的土壤含水率也有小幅波动，说明在冻融发生的这段时间表层土壤仍然受到外界环境的影响，如降雪融化和气温日变化等作用发生短时的融化-冻结现象。2月中旬之后随着温度的升高冻结的土壤开始融化，土壤含水率增加，至6月初达到稳定水平。

图4 观测期间降水量和不同土层土壤含水率变化Figure 4 Precipitation and soil water content of different soil depth during the observation period

2.2 土壤日冻融循环

2.2.1 冻融阶段的划分

不考虑盐分等对土壤冻结温度的影响，当土壤温度小于0 ℃时，即认为土壤冻结，反之则认为土壤消融；土壤日最高温度小于0 ℃时，则认为土壤完全冻结，反之则认为土壤消融；当一天中土壤最高温度大于0 ℃而最低温度小于0 ℃则认为发生日冻融循环[18]。根据这样的规律将冻融循环过程划分为初冻期、稳定冻结期、消融前期、消融后期(表1) 。在整个冻融循环中，160 cm以下的深层土壤始终未冻结(图5)，有研究显示，在藏北高原，多年冻土活动层厚度平均值为1.02 m[19]，因为申扎地处季节性冻土区和多年冻土区结合的地带[16]，而观测点恰好布设在季节性冻土区，因此，在研究中并没有观测到深层多年冻土的存在。

图5 土壤温度等值线Figure 5 Soil temperature contours

2.2.2 日变化特征

青藏高原由于海拔高，太阳辐射强，在冻融期间表层土壤和大气之间时刻发生着水分和能量的流动，导致了冻融期间日冻融循环的发生[20]。为分析冻融不同阶段土壤的水热变化特征，分别选取4个阶段中的土壤水热日变化进行分析(图6)。入冬之后，进入初冻期，表层10 cm土壤的温度随气温在0 ℃上下波动，表层土壤含水率在午后升高，凌晨降低，发生日冻融循环(图7)，这一阶段土壤冻结程度弱，没有形成稳定的冰体，冻结层呈粒状，冰晶在土壤颗粒周围聚集但彼此分离。随着温度的降低，每日的最高气温降至0 ℃以下，进入了稳定冻融阶段，150 cm以上深度的土层土壤温度均降至0 ℃以下，发生冻结，由于昼夜温差大，表层土壤温度在日出之后升高，在午后，表层10 cm以上土壤含水率出现微量的升高，发生微弱的日冻融循环。这一时段冻结层稳定，为密实状，冻结锋面呈粒状。2月中旬气温缓慢回升，此时冻结深度也达到了最大值，进入消融前期。表层10 cm以上的土壤温度在0 ℃附近波动，深层150 cm以上的土壤温度依然在0 ℃以下，表层10 cm以上土壤含水率相比于稳定冻结期有显著的升高，发生日冻融循环。这一时段虽然一部分土壤融化，但土壤冻结的厚度变化并不大。气温继续升高，3月底进入消融后期，除了100-150 cm深度的土壤温度在0 ℃以下外，其他层次的土壤温度均大于0 ℃，土壤的含水率相比于前一阶段也有显著升高，气温的上升使得20 cm以上表层土壤由于水分蒸发在白天含水率有微弱的降低，这一阶段中层土壤发生由上下至中间的融化过程，直到土壤全部融化标志着这一阶段的结束。

表1 冻融循环各阶段时间Table 1 Timing of each stage of the freezing-thawing cycle

2.2.3 土壤剖面温湿度变化特征

为探讨各阶段土壤剖面的水热特征，将土壤日平均含水率和日平均温度的剖面分布情况进行了分析(图8、图9)。在初冻期土壤温度随深度的增加呈现先升高后降低的趋势；在稳定冻结期和消融前期，土壤温度随深度的增加而增加；在消融后期，土壤温度随深度的增加呈现出先降低后升高的趋势。冻融各阶段土壤含水率随深度的变化趋势上表现出一致性，随深度的增加均呈现出先升高后降低的趋势(图9)。4个阶段含水率峰值均出现在200 cm深度位置，这说明在200 cm左右深度处形成了一个水分的聚集区。由于各层土壤质地和透水性的差异，上层土壤水分入渗速率较下层土壤高，降水和土壤融化的水分，经过下渗积聚在200 cm深度。值得注意的是，在消融后期土壤含水率出现了两个峰值，分别是在40和200 cm，此时土壤的冻结深度在100-150 cm，这也恰好说明了融化过程中自上层冻结锋面向上发生的土壤水分迁移现象[21]。

图6 冻融各阶段不同土层土壤温度日变化Figure 6 Daily variation in the soil temperature of different soil depth at each stage

图7 冻融各阶段不同土层土壤含水率日变化Figure 7 Daily variation in the soil water content of different soil depth at each stage

2.3 气象条件对冻结深度的影响

在土壤冻融过程中，冻结下边界条件比较稳定，因此冻结深度主要受上边界也就是气象条件的影响，包括气温正负积温、降雪等[22]。研究区域位于西藏的积雪低值区，冻结降水量极少，年累计积雪天数小于10 d，年累计积雪厚度低于50 cm[23]，降雪对于冻结深度的影响极为有限。因此，本研究主要探讨冻融期正负积温变化对冻结深度的影响。气温的负积温是冬日平均温度在0 ℃以下的总和，是反映冬季冷暖的重要参数[24]。对冻结期和消融期正负积温与冻结土层上下限进行拟合，发现在消融期冻结土层上限和日最高气温积温、冻结期冻结土层下限和最低气温负积温之间有很好的相关关系，其关系分别可以用三次多项式和二次多项式来表示，且均通过0.01显著性检验(图10)。这与王晓巍[25]、何志萍[26]的研究结果一致。从研究结果看出，冬季低温对土壤冻结深度的影响有深度限制，这意味着极端寒冷天气不会显著改变土壤冻结的深度。当然，藏北高原的气象条件十分复杂，要得到更为准确可靠的结论还需要长时间的野外观测观测试验。

3 讨论

土壤含水率和温度之间保持着动态平衡的关系，另外土壤含水率还取决于下垫面条件、土质、冻融历史等因素[27]。其中，冻结土壤中的含水率和温度有下面的关系[28-29]：

图8 冻融期土壤温度剖面图Figure 8 Soil temperature profile during the freezing-thawing period

图9 冻融期土壤水分剖面图Figure 9 Soil moisture profile during the freezing-thawing period

图10 冻结上下限与积温的关系Figure 10 Relationship between the upper/lower freezing limits and accumulated temperature

图11 冻结土壤含水率和温度的拟合曲线Figure 11 Fitting curve of the moisture content and temperature of frozen soil

在土壤冻结期间，下层含水率比上层高，由于水和土壤热容量的差异性，升高相同的温度，含水率高的土壤需要吸收更多的热量，因此，上层土壤温度变化幅度大于下层土壤。同样，土壤融化过程中表层由于含水率低，再加之从大气中直接接收的热量，而下层土壤的热量来源几乎只能依靠地热，再加之含水率较高，因此，在融化过程中向下的融化速度较向上的融化速度更快。由此可见，土壤的湿度状况对土壤温度变化有十分显著的影响。另外，土壤含水率还可以改变地气间的能量交换，胡和平等[32]的研究表明，土壤表层含水量较高的情况下考虑冻结时其地热通量在冰融化时明显增加，显热通量减少，而潜热通量变化不大, 但是冻结时各通量的变化不明显。Guo等[33]通过SHAW模型对青藏高原中部地区模拟的结果也表明青藏高原中部地区在不同冻融状态下土壤温度和湿度对感热和潜热有不同的影响。因此，在不同冻融状态、不同含水率的情况下与大气之间的能水交换是一个值得关注的问题。

4 结论

通过对藏北高寒草地冻土水热动态变化的分析，得到以下结论：

1)各层土壤温度和含水率的年变化均呈准周期性变化，变化幅度随深度增加而减小，且土壤温度传递存在延迟现象。

2)藏北高寒草地最大冻结深度在地表以下160 cm左右，冻结期为11月初至次年4月底，分为初冻期、稳定冻结期、消融前期和消融后期4个阶段，日冻融循环主要发生在初冻期和消融前期的表层土壤。

3)藏北高寒草地冻结土壤的含水率和温度有很好的相关性，含水率和温度变化相互影响，水分在土壤热量传递时有着重要作用。

由于高寒草地土壤水热变化的复杂性和时空差异性，通过一个站点的观测存在较大的局限。尽管如此，本研究结果和已有研究结果相比仍然不失一般性，本研究的结果可以为进一步理解冻融水热耦合作用及生态系统对冻融的响应提供理论支持，但在此基础上进一步对藏北高寒草地冻融过程的研究仍然十分必要。