積雪對祁連山區黑河上游活動層熱狀態的影響研究

張 鳳， 范成彥， 牟翠翠，2，3， 孫 文， 彭小清， 張廷軍，2

（1.蘭州大學資源環境學院西部環境教育部重點實驗室，甘肅蘭州 730000； 2.中國高校極地聯合研究中心，北京 100875；3.南方海洋科學與工程廣東省實驗室（珠海），廣東珠海 519000； 4.航天恒星科技有限公司，北京 100094； 5.西安航天天繪數據技術有限公司，陜西西安 710100）

0 引言

在全球氣候變暖的背景下，多年凍土已開始融化并將快速退化［1-3］。據實測資料，北半球整體多年凍土活動層厚度增加［4］。模擬結果也表明自1850年以來呈加深趨勢，其中青藏高原地區最為顯著［5］。青藏高原近40 年的增溫速率比全球同期增溫速率高約2 倍［6］，自1960—2008 年的近50 年溫度增加了1.8 ℃，多年凍土退化顯著［7-8］，活動層厚度以4.26 cm·a-1的速率增加［9］。有研究表明，青藏高原腹地活動層厚度的增加速率為3.6～7.5 cm·a-1［8，10］。青藏公路沿線的活動層溫度以0.486 ℃·（10a）-1速率升溫，活動層厚度以19.5 cm·（10a）-1的速率增加［6］。1996 年以來，沿線6.0 m 深度處的多年凍土溫度增加了0.08～0.55 ℃［8，11］。

積雪對中高緯度地帶和高海拔地區的生態系統變化具有顯著影響［12-14］。積雪通過影響表面能量平衡改變天氣和氣候［15］，影響土壤熱狀態［14，16-18］以及陸地和大氣的碳交換等。一方面，積雪的高反照率有利于地表的降溫和下伏土層的冷卻［14］；另一方面，積雪因其低導熱率特性而具有良好的隔熱作用，可以減少冬季陸地熱量的損失。積雪的起止時間、持續時間、積雪厚度、密度、結構等，都會對積雪的隔熱效應產生影響［19］。但由于植被等局地因素以及積雪密度、濕度等因素的不同，不同地區積雪保溫效應的雪深閾值差異較大［14，20］。在青藏高原地區，觀測資料表明，厚度低于20 cm 的積雪對土壤熱狀態基本無影響，而CoupModel 的模擬結果則顯示其降低了土壤溫度并會增加土壤凍結深度［21］。 在青藏高原不同地區，積雪的影響也不同［22］。

本研究選擇了祁連山區黑河上游多年凍土區內兩個典型監測場，基于布設的氣象站獲得了氣溫、地表熱通量、不同深度的土壤溫度、積雪厚度、長短波輻射等數據。通過定量分析積雪對地表能量平衡和地表熱通量的影響，確定了積雪隔熱保溫效應的雪深閾值，并探討了積雪對黑河上游地區土壤熱狀態的影響，為未來祁連山多年凍土變化研究和地球系統模型提供重要資料。

1 研究區概況

祁連山位于青藏高原東北部，屬于高原亞寒帶半干旱氣候區。其降水主要集中在夏季，冬季降水極少［32］。1956—2006年的年平均氣溫為-0.8 ℃，年平均降水量為403 mm，且均呈增加趨勢［36］。受高海拔影響，祁連山地區多年凍土和季節凍土發育。根據2012—2017年的有限鉆孔觀測結果，活動層厚度為約1 m［37］至5 m［23］，同一鉆孔的活動層厚度變化達到0.73 m［24］。16～18 m深度的年平均地溫變化范圍為-1.71～2.34 ℃，且呈不同程度的升溫［23］。本研究選取祁連山區黑河上游俄博嶺（EB，37.997° N，100.916° E，海拔3 691 m）和野牛溝熱水達坂（PT1，98.745° N，38.782° E，海拔4 128 m）兩個監測站進行氣象和多年凍土熱狀態觀測（圖1）［23，38］。根據多年凍土概率分布（permafrost zonation index，PZI）［38］及野外觀測，兩監測站點有以下幾點共性：位于多年凍土區，坡向北偏東，植被類型為高寒沼澤草甸，土壤有機質含量與含冰量較高，表層土壤為泥炭層［23，27］（圖2）。相較于PT1 監測場，EB 監測場位于陰坡，植被更加發育，泥炭層更厚［27］。

圖1 研究區地理位置以及監測場所在位置Fig.1 Geographical location and observation sites of the study area

圖2 PT1和EB監測場地表及鉆孔土壤條件照片Fig.2 Field photographs of surface and soil conditions of PT1 and EB borehole sites

2 數據與方法

本研究觀測了氣溫、土壤溫度、土壤的體積未凍水含量［31］、積雪深度，以及地表5 cm 處的土壤熱通量，出入射長短波輻射。觀測所采用的儀器型號、量程及分辨率如表1 所示。除HOBO 為美國Onset公司生產的之外，其余均采用美國Campbell 公司的儀器，且兩監測場使用的儀器一致。氣溫、地溫、土壤體積未凍水含量等數據的觀測開始于2012 年10月份，輻射和熱通量等觀測始于2014 年6 月，雪深觀測則始于2014 年10 月。金屬桿法和探坑法獲取的活動層厚度［24］，分別布設數量不等的傳感器。EB氣象站共布設溫度傳感器6 個，埋深5、10、20、40、60 cm 和77 cm；含水量傳感器3 個，埋深20、40 cm和60 cm。PT1 氣象站共布設溫度傳感器9 個，埋深5、10、20、40、80、100、120、140、160 cm；含水量傳感器4 個，埋深40、80、120 cm 和160 cm。測量過程中由于電池蓄電等問題導致有數據缺失，利用黑河上游臨近站點對氣溫缺失數據進行線性插補（R2≥0.80，置信度為95%）。

表1 監測場的觀測量及所用傳感器型號、參數和測量高度/深度Table 1 Observation parameters and their sensors

活動層厚度定義為0 ℃等溫線的最大深度［39］，本文使用觀測的日平均土壤溫度，從三個最深的年最高溫度中插值得到［23，40］。黑河上游最大活動層厚度一般出現在9—10 月，該時間段數據缺測導致某些年份活動層厚度數據缺失。根據本研究中監測場的土壤溫度特征，定義融化期開始時間為每年首次連續5 天地表溫度高于0 ℃的首日，凍結期開始時間為每年秋冬季節首次連續5 天地表溫度低于0 ℃的首日［41］。融化期開始時間至凍結期開始時間段內為融化期，凍結期開始時間至融化期開始時間段內為凍結期。

凍融指數（freezing-thawing index，FTI）是重要的氣候變化指示參數，對凍土研究具有重要意義［42］。積雪指數（snow cover height index，SCHI）是衡量冬季積雪持續時間和厚度的綜合指標［43］。凍融指數是氣溫或者地溫在一定時間段內的溫度累加值。年凍結（融化）指數是指一年內負溫（正溫）的日平均溫度的累計［44-46］。凍結指數和積雪指數的計算時間為每年7 月1 日到翌年6 月30 日，融化指數計算時間為每年1 月1 日至12 月31 日［14，43，47］。本文使用日平均氣溫和地表溫度（5 cm 土壤溫度）計算空氣和地表凍融指數。凍融指數的表達式為：

式中：FI為凍結指數；NF為溫度低于0 ℃的天數；TI為融化指數；NT為溫度大于0 ℃的天數；Ti為某一天的溫度。凍融指數又分為空氣凍融指數（FIa，TIa）和地表凍融指數（FIs，TIs）。

積雪指數的表達式為：

式中：N為總的觀測數；Δti為一天內觀測的時間間隔；Hi為每次測量的雪深；SCHI單位為cm·d。在本研究中，積雪厚度使用的是日平均雪深。數據缺測導致某些年份的凍融指數和積雪指數數據缺失。

3 結果分析

3.1 積雪對反照率、輻射的影響

EB 和PT1監測場的積雪觀測時間不同，分別為2014 年9 月26 日—2016 年6月23 日及2014 年10 月5 日—2019 年4 月10 日。降雪主要集中在春季的4—5 月及秋季10—11 月。2014 年秋季持續至2015年春的降雪事件，為EB和PT1監測場有觀測年份的最大積雪厚度，分別為38 cm 和33 cm（圖3）。根據觀測數據，祁連山地區一場新雪維持的天數最多為9 天［圖4（a）］，表明本地區積雪易受氣溫等的影響而消融［33］。盡管積雪消融速度較快，積雪對地表反照率和表面凈輻射具有顯著影響［圖4（c）］。受山地地形的影響，新雪的反照率最大可以達到0.98；積雪的融化、密實化以及污化物的增多，陳雪的表面反照率較低，兩站點的平均反照率為0.28［圖4（c）］。雪表的高反照率和較強的反射輻射，降低了表面輻射平衡值，加劇了地表熱量損失［14］。因為積雪對太陽輻射的吸收和反射，積雪粒徑越大，太陽輻射穿透的越深［48］。積雪厚度與凈輻射呈冪函數關系，隨著積雪厚度增加，凈輻射逐漸減小，變化速率也逐漸減小［圖4（b）］，說明積雪對輻射的影響并不只是積雪表面。且有研究表明，青藏高原的積雪反饋強度達到9.35 W·m-2·℃-1［49］。因此，在能量平衡模型中僅僅考慮積雪表面反照率對表面能量平衡的影響是不夠的［50］。

圖3 PT1和EB站點的日平均積雪厚度變化Fig.3 Variation of daily snow depth at PT1 and EB sites

圖4 新雪降落后維持天數與反照率的關系（a）、雪深與凈輻射的關系（b），表面反照率（三角形標記的紅色虛線）和雪深（星號標記的綠色虛線）的時間序列變化（c）Fig.4 Relationship between maintenance days and albedo after new snow falling（a），snow depth and net radiation（b），and time series of surface albedo（red dashed curve with triangle）and snow depth（green dashed curve with asterisk）（c）

3.2 地表熱通量和地表溫度

EB 和PT1 監測場在觀測期內的多年（2012—2019 年）平均氣溫分別為-2.17 ℃和-5.30 ℃，多年平均地表（地下5 cm）溫度分別為-2.40 ℃和-0.06 ℃。根據表2，PT1 監測場近年來地表熱量增加，而EB 監測場地表熱量則以損失為主。EB 和PT1 監測場的氣溫與地表溫度的線性相關關系較強，前者R2為0.691，而后者為0.821（圖5）。PT1 監測場的氣溫與地表溫度的線性相關性大于EB 監測場，且前者的多年平均氣溫低于后者，但多年平均地表溫度高于后者。主要因為：（1）EB 監測場的泥炭層更厚，阻礙了熱量的傳輸；（2）EB監測場植被更加發育，植被高度更高，減少了地表對輻射的吸收；（3）EB 監測場土壤體積含水量高于PT1 監測場，土壤熱容更大［30］；（4）PT1監測場海拔較高，積雪更深，持續時間更久。

圖5 祁連山PT1與EB站點的氣溫（Ta）和5 cm地表溫度（Tg）的線性相關關系Fig.5 Linear correlation between air temperature（Ta）and ground surface temperature at 5 cm（Tg）at EB and PT1 sites in Qilian Mountains

表2 5 cm地表熱通量（G5）和凈輻射（Rn）的最大、最小以及多年平均值Table 2 The minimum，maximum，and annual average of ground surface heat flux（G5）at surface of 5 cm depth，and net radiation（Rn）

青藏高原地區冬季地表長波輻射冷卻大于其接收的太陽短波輻射，地表以熱量損失為主；具有一定厚度或持續時間較長的積雪，則因其低導熱率和陳雪的低表面反照率，以及地表長波輻射冷卻的減少，使積雪對地表具有隔熱保溫效應，減少地表熱量損失［22］。2014 年，PT1 監測場的年平均氣溫為-5.16 ℃。10 月至次年3 月末的平均積雪厚度達21 cm，地表土壤溫度比其他年份相同時間段高約2.05 ℃。如圖6 所示，隨著積雪厚度從21 cm 增加至30 cm，土壤熱通量值逐漸從-7.02 W·m-2增加至0 W·m-2左右。由此表明，秋冬季21 cm 及以上積雪厚度對土壤具有保溫作用，防止土壤熱量的進一步損失。但由于氣溫的持續降低，地表熱量持續散失，因此一段時間后的土壤溫度降低至0 ℃以下。

2017 年PT1 監測場的平均氣溫為-5.86 ℃。2017 年春季過渡期（5 月末至6 月初，文中為5 月28日—6 月18 日）最大積雪厚度為18 cm，并在3 天內迅速消融（圖7）。積雪的融化潛熱引起地表熱量損失，地氣平均溫差從降雪前的1.03 ℃增加為積雪覆蓋期間的1.85 ℃，積雪消融后的地氣溫差增大為2.30 ℃。積雪覆蓋期間，平均凈輻射和地表熱通量分別為64.04 W·m-2和2.64 W·m-2，明顯小于降雪前和融雪后，且表層土壤溫度略有降低，在積雪消融之后又逐漸增加（圖7 和表3）。以上觀測結果表明，春季過渡期低于18 cm 的積雪阻礙了土壤的升溫。秋末冬初典型積雪深度約13 cm，降雪前后的平均凈輻射值和地表熱通量變化顯著。積雪覆蓋期間，地氣平均溫差為7.20 ℃，大于降雪前和積雪消融后的4.16 ℃和5.32 ℃。平均凈輻射值從降雪前的62.46 W·m-2降到了積雪覆蓋期間的-4.12 W·m-2，平均地表熱通量從-1.32 W·m-2降到了-2.71 W·m-2（圖7，表3）。 這表明，秋末冬初13 cm 的積雪加速了土壤的熱量釋放。由圖6 和圖7 可知，相較于瞬時積雪，積累時間較長的積雪對深層土壤溫度的影響更加顯著。

表3 PT1監測場2017年秋末冬初和春季過渡期積雪前后凈輻射等參數的變化Table 3 Variation of net radiation and so on before and after a snowfall during spring transitional period and from autumn to winter and in 2017 at PT1 site

圖6 PT1監測場2014—2015年秋冬季節積雪前后氣溫（Ta）、地溫（Tg）、凈輻射以及5 cm地表熱通量的變化Fig.6 Variation of air temperature（Ta），soil temperature（Tg），net radiation and heat flux of 5 cm from autumn to winter from 2014—2015 at PT1 site

圖7 PT1監測場2017年春季過渡期瞬時積雪和秋末冬初連續積雪前后氣溫（Ta）、地溫（Tg）、凈輻射以及5 cm地表熱通量的變化Fig.7 Variation of air temperature（Ta），soil temperature（Tg），net radiation and heat flux of 5 cm during spring transitional period and from autumn to winter period in 2017 at PT1 site

根據以上分析，祁連山區黑河上游積雪隔熱保溫效應深度閾值約為21 cm，不同于新疆天山地區冬季的10 cm［20］，這與不同研究區域的積雪密度、結構等特征以及積雪的起止時間、持續時間［14］有關。

3.3 凍融指數和積雪指數及活動層厚度

2013—2018 年，EB 監測場的氣溫凍結指數（FIa）和地表凍結指數（FIs）的范圍分別為1 120～1 928 ℃·d 和822～945 ℃·d。氣溫融化指數（TIa）和地表融化指數（TIs）的范圍分別為842～1 404 ℃·d和848～884 ℃·d。PT1 監測場的FIa和FIs的范圍分別為2 168～2 363 ℃·d 與1 249～1 467 ℃·d。TIa和TIs的范圍分別為708～865 ℃·d 與759～902 ℃·d。PT1監測場的海拔高于EB 監測場，其凍結指數更高，融化指數更低。相較于整個黑河流域的凍融指數及其變化范圍［44-45］，本研究區兩個監測場的均偏小，但凍結指數差別較小。表明相對于整個黑河流域，本研究區中兩個監測場的暖季溫度相對偏低，且年變化較小。EB和PT1監測場的積雪指數值域較廣，分別為690～4 730 cm·d和743～4 095 cm·d。兩監測場的高積雪指數年份一致，2014 年積雪指數較大，FIa和FIs相差較大（圖8）。本研究區中兩個監測場的積雪指數普遍較小，但不同年份的積雪指數相差較大，最大積雪指數甚至接近俄羅斯地區［43］。

2013—2018年，EB和PT1兩個監測場的活動層厚度沒有明顯變化趨勢［23］，平均活動層厚度分別為74.2 cm 和162.1 cm。EB 和PT1 監測場的活動層厚度變化范圍為分別為61～86 cm 和159～164 cm。根據表4，EB 和PT1 監測場的活動層最大和最小的年份不一致。PT1 監測場，2014 年的活動層厚度最大，2015 年的活動層厚度最小。EB 監測場，2015 年的活動層厚度最大，2017 年的活動層厚度最小，相隔兩年的活動層厚度變化達25 cm。相較于青藏高原北麓河地區活動層厚度以4.26 cm·a-1的速率增加［9］，青藏高原平均活動層厚度呈增加趨勢［51］，祁連山黑河流域PT1 和EB 監測場，2013—2018 年的活動層厚度沒有明顯的變化趨勢。

積雪是影響活動層厚度的一個重要因素［14，52］，當積雪厚度相對較小或無積雪存在時，活動層厚度主要與氣溫有關［53］，積雪厚度較大時，積雪對活動層厚度的影響甚至會超過氣溫［54］。在PT1 監測場，2014年的FIa較高，TIa較低。2014年比2013年的FIa高87 ℃·d，TIa低157 ℃·d，但在4 095 cm·d 的最大觀測積雪指數影響下，2014 年的活動層厚度相比2013 年增加1.5 cm，且2014 年的活動層厚度最大。在EB 監測場，2015 年觀測的積雪指數最大，為4 730 cm·d，導致FIa和FIs相差達1 106 ℃·d，TIa最低，FIa值偏大。2015 年的活動層厚度最大，較FIa最低和TIa最高的2014 年的活動層厚度增加了9 cm。相 較于2015 年，2017 年的TIa低133 ℃·d，FIa低51 ℃·d，活動層厚度卻小25 cm（圖8 和表4）。以上說明上一個冬季厚度較大且積累時間較長的積雪，對土壤具有顯著的隔熱保溫作用，加深活動層厚度［14，53］。

圖8 PT1、EB監測場凍融指數（FI/TI）、積雪指數（SCHI）和活動層厚度（ALT）的時序變化Fig.8 Time series of freezing-thawing index（FI/TI），snow cover height index（SCHI）and active layer thickness（ALT）at PT1 and EB sites

表4 PT1和EB監測場的活動層厚度（ALT）Table 4 Active layer thickness（ALT）at PT1 and EB sites

3.4 活動層剖面溫度

積雪影響土壤溫度、土壤含水量以及土壤凍結和融化的開始時間，從而影響多年凍土活動層厚度［55］。土壤融化開始時間提前和凍結開始時間延后均有可能使活動層厚度增加［17，56］。在2014 年秋季至2015 年春季的積累時間較長且厚度較大的積雪影響下，2014 年末至2015 年初PT1 和EB 監測場的土壤溫度明顯高于其他年份同期。另外，PT1 監測場在2017 年冬末至春季的積雪影響下的土壤溫度也明顯較高（圖3和圖9）。

在PT1 監測場，2014 年的活動層厚度最大。2014 年的土壤融化開始時間較其他年份平均約提前12 天，土壤凍結開始時間較平均推遲了6 天。2013年的土壤融化期開始時間雖然提前約24天，土壤融化期比2014 年長5 天，但在積雪的隔熱保溫作用下，2013年融化期的平均土壤溫度較2014年的約低0.23 ℃。2018 年融化期的平均溫度高于其他年份約1 ℃，但融化期時間長度比其他年份縮短20～25 天。在EB監測場，2015年的活動層厚度最大，土壤凍結開始時間相較平均凍結開始時間推遲了12天。2014 年9月末—2015年3月末的厚度較厚且逐漸增加的積雪對土壤的保溫作用，使得2015年開始至4 月10 日的平均土壤溫度較其他年份相同時間段高約2.61 ℃。2017年的活動層厚度最小，這主要由于2017年的土壤融化期開始時間最遲，且融化期內活動層的平均溫度低于其他年份（表5，圖9）。由此可見，積雪對活動層厚度的影響主要體現在土壤凍結和融化開始時間以及土壤溫度兩個方面。若未來積雪厚度增加，則有可能導致土壤升溫，活動層厚度加深［9］。

圖9 2012—2018年PT1和EB監測場地5～160 cm溫度剖面變化Fig.9 Variation of temperature profile from 2012—2018 of depth 5～160 cm of PT1 site

表5 PT1和EB監測場融化期與凍結期劃分及對應融化期與凍結期內平均溫度Table 5 Freezing/thawing periods and soil temperature during these periods at PT1 and EB sites

4 結論與展望

本研究通過野外監測場的監測數據，分析了2012—2019 年祁連山區黑河上游積雪對地表熱量的影響，從反照率、凈輻射、地表熱通量、凍融指數等多個方面探討了不同的積雪厚度、積雪時間以及積雪持續狀態對土壤溫度和活動層的影響。主要結論如下：

（1）祁連山地區的降雪主要發生在10—11 月及4—5 月，受山地地形的影響，新雪的反照率最大達到0.98。積雪厚度與雪面凈輻射呈冪函數關系，表面積雪降低了地表能量平衡值，且對輻射平衡的影響并不只是積雪表面。

（2）不同深度的積雪對土壤溫度的影響不同。在春季過渡期，18 cm 厚度的積雪有效阻礙了地表的升溫；秋季至冬春季節，21 cm 及以上積雪厚度對土壤具有保溫作用，防止土壤熱量的損失，而厚度13 cm的積雪則加速了土壤的熱量釋放。

（3）2013—2018 年，EB 和PT1 監測場的活動層厚度變化范圍分別為61～86 cm和159～164 cm，平均活動層厚度分別為74.2 cm 和162.1 cm。活動層厚度受積雪影響顯著，沒有呈現變化趨勢。

（4）積雪對活動層厚度的影響主要體現在土壤凍結和融化開始時間以及土壤溫度兩個方面。積雪的隔熱保溫作用對活動層厚度具有顯著影響，即使在氣溫融化指數較小且氣溫凍結指數較大的年份，最大的積雪指數會導致當年或翌年的活動層厚度偏深。在積雪保溫、降溫效應的影響下，相隔兩年（2015—2017年）的活動層厚度相差可達25 cm。

積雪是影響活動層厚度的一個重要因素［14］，具有一定厚度或持續時間較長的積雪，對地表具有隔熱保溫效應，減少地表熱量損失。積雪對土壤的隔熱效應影響土壤凍結和融化的開始時間及土壤溫度，并進一步影響多年凍土活動層厚度的變化［55］。根據本研究發現，若未來積雪厚度增加，則可能導致多年凍土退化，加速土壤有機碳分解釋放［28，57］，影響碳循環過程。但由于本研究中兩個監測場的野外觀測時間有限，無法對積雪對氣候反饋的長期效應做更系統的分析。在今后的研究中應重視未來祁連山區黑河上游積雪厚度的變化趨勢研究［32，35，58］，加強積雪對多年凍土及其活動層熱狀態影響的研究，增加氣象監測臺站并進行持續觀測。