多年凍土活動層水量平衡研究

李春杰

摘 要：在青藏高原多年凍土區典型小流域內開展水量平衡試驗，對降水量、植被截留、蒸散發、坡面徑流、地下徑流和活動層貯水量等要素進行了長期觀測。水量平衡的研究表明：凍融過程對于土壤貯水量的影響很大，未退化、中度退化和嚴重退化的高寒草甸在5—6月，土壤水分由固態向液態轉化，是活動層水分釋放的過程，導致地下水位的抬升和春汛過程。9—10月是活動層的凍結階段，液態水轉化為固態水，處于積累狀態。活動層的凍融過程使得多年凍土區的水量平衡規律和其他地區相比具有獨特性，活動層凍融過程深刻影響著高寒地區水循環過程。

關鍵詞：活動層;多年凍土;水量平衡;固-液轉化

中圖分類號：P642.14 ? ? 文獻標識碼：A ? ? 文章編號：1003-5168（2021）36-0121-04

Study on Water Balance in Active Layer of Permafrost

LI Chunjie

（School of Geography And Tourism，Nanyang Normal University，Nanyang Henan 473061）

Abstract： Water balance experiments were carried out in typical small watersheds in permafrost region of Qinghai-Tibet Plateau.Long-term observations were made on precipitation，vegetation interception，evapotranspiration，slope runoff，underground runoff and active layer water storage.The results showed that：The freezing and thawing process had a great impact on soil water storage.In undegraded，moderately degraded and seriously degraded alpine meadows，soil moisture changes from solid to liquid in May to June，which was the release process of active layer water，leading to the rise of groundwater level and spring flood process.From September to October is the freezing stage of the active layer，liquid water was transformed into solid water，in the state of accumulation.The freezing-thawing process of the active layer makes the water balance law in permafrost region unique compared with other regions.The freezing-thawing process of the active layer profoundly affects the water cycle process in the alpine region.

Keywords： active layer;permafrost;water balance;solid-liquid conversion

青藏高原是亞洲主要河流的發源地，素有“中華水塔”之稱，氣候變化和人類活動已深刻改變了生態系統的格局，同時改變了水循環過程。在全球變化的背景下，冰凍圈的水文過程和水量平衡是學術界關注的熱點科學問題[1-3]。氣候變化使蒸散量、降水量、徑流量和貯水量等水量平衡要素發生變化，由于氣候、凍土植被、活動層、土壤等要素的改變，多年凍土區大氣水、地表水和地下水轉化不斷異變，深刻影響到區域水分收支狀況、水量平衡過程和高寒草甸生態水文過程[4]。在全球變暖、多年凍土日益退化的背景下，凍土活動層變化導致地表入滲、活動層貯水能力和地下徑流等諸多水循環過程和要素的改變，從而影響區域水文過程，同時改變了多年凍土區植被生境[5]。

降水轉化為徑流的過程是水文循環和水量平衡的基本要素，也是下墊面對降水再分配過程，主要取決于非飽和帶地下水運動的機理、特性和運動規律[6]。水量平衡法的理論基礎為質量守恒定律，在水量平衡中，蒸散量是最大支出項，蒸散發在生態系統水量平衡中有著舉足輕重的地位。凍融過程伴隨著能力和水分的變化，直接影響土壤水分的再分配、土壤貯水量的變化、水分相變和潛熱交換[7]。本文對青藏高原長江源區典型小流域的降雨、截留、蒸散發、凍結層上水位變化等水量平衡要素進行分析，動態解析了流域水均衡過程，為深入認識青藏高原水量平衡、水循環過程和水資源評估提供科學依據。

1 研究區概況與研究方法

1.1 研究區概況

研究區位于青藏高原長江源多年凍土區治多縣典型小流域內，年平均氣溫為-2.0 ℃，月平均最低氣溫為-13.2 ℃，相對濕度均值為56%，年均降水量為379.5 mm。研究區平均海拔為4 800～5 300 m，氣候寒冷干燥，氣溫氣壓均較低，平均風速較大，四季分明。降水主要集中在每年的6—9月，以降雪過程為主，每年的12月到次年的3月幾乎沒有降水。研究區降水的時空分異較大，年均蒸散量為1 487 mm，多年凍土活動層的季節融化層厚度為0.8～1.6 m。

1.2 試驗方法

根據植被覆蓋度把高寒草甸劃分為未退化、中度退化和嚴重退化3種退化程度。氣象數據主要來源于Watchdog小型氣象站自動監測記錄，活動層水分采集采用TDR土壤水分傳感器，水位和流速的測定使用MP流量計（美國）。植被降雨截留采用自制的截測量裝置，土壤蒸散發凝結過程觀測采用自制的Lysimeter微型蒸滲儀，凍土層上水位的觀測采用自建的地下水位觀測管井，地下水位觀測采用美國HOBO公司的U20-001-04型自動水位計。

1.3 數據分析方法

本研究利用近10 a來青藏高原長江源區治多縣典型小流域實測的水文、氣象實測數據資料，定量分析了水量平衡要素間的關系[8]。研究區水量平衡的特點是：降水是水分的主要輸入項，植被截留、土壤蒸散發、坡面徑流和地下徑流是系統的主要輸出項（見圖1）。因此在研究區列出水量平衡方程如式（1）所示：

P-I-R-E-ΔW-ΔG-ΔAI=0 ? （1）

其中，P為大氣降水量;I為徑流截留量;R為坡面徑流;E為蒸散量;ΔW為土壤水分變化（未凍含水量變化）;ΔG為地下徑流變化;ΔAI為凍土活動層含冰量變化值。

2 研究結果分析

2.1 水量平衡各環節分析

2.1.1 降水。據觀測資料表明，多年平均降水量為372.3 mm。夏季降水量約占全年降水量的70%，積雪期由9月下旬到次年6月，80%的降水是以降雪和雨夾雪的形式降落地面。5—6月的降水量為104.8 mm，7—8月的降水量為155.4 mm，9—10月的降水量為90.6 mm。

2.1.2 截留率變化。從表1可以發現，隨著高寒草甸的退化，在同一月份平均截留率都呈現出減小的趨勢，同種退化程度的高寒草甸5—6月、7—8月、9—10月截留率呈現出增加的趨勢，截留率在5.2%～19.7%變動。

2.1.3 坡面徑流。產流是降雨落在地面后，在下墊面土層中運移而發生的水文過程。正是由于下墊面土層具有阻水、吸水、持水及輸水特性，形成了水分運動，從而也形成了產流過程。隨著高寒草甸的退化，5—6月、7—8月、9—10月平均坡面徑流量呈現增加的趨勢，在同一月份，隨著高寒草甸的退化，平均坡面徑流呈現減小的趨勢（見表2）。

2.1.4 蒸散量。小型蒸滲儀的觀測點資料表明，平均陸面蒸散量為391.3 mm，水面蒸散量為1 735.8 mm。蒸散發過程包括土壤蒸散發、植被截留蒸散發和蒸騰。從表3可以發現，隨著高寒草甸的退化，累計蒸散量呈現出減小的趨勢，5—10月未退化高寒草甸的蒸散量遠大于中度退化和嚴重退化的高寒草甸，嚴重退化高寒草甸蒸散量最小。在不同退化程度的高寒草甸中，7—8月的蒸散量要大于其他月份。

2.1.5 土壤貯水量計算。土壤濕度由TDR自動觀測和稱重法兩種方法共同測得，TDR測量的是未凍水含量。土壤蓄水量的計算公式為式（2）。

[S=i=15Si=0.1×wi×ρi×hi] ? （2）

式（2）中，S為土體貯水量，mm;wi為第i層土壤含水量，%;ρi為第i層土壤容重，g/cm2;hi為第i層土體土層厚度，cm。土壤貯水量特別是活動層的固液轉化過程，直接影響到多年凍土水文過程的季節轉換和水分供給，是區域水量平衡過程中的核心問題。

2.1.6 地下水位變化計算。根據自建的觀測管井監測得到的數據，通過數據統計整理得到地下徑流量，活動層的凍融過程直接影響到地下水位的變遷，地下水位變化對凍融過程響應十分迅速（見表5）。

2.2 水量平衡結果分析

從表6可以發現，5—6月隨著高寒草甸的退化，活動層貯水量呈現增加的趨勢。由于TDR傳感器所測的是液態含水量，固-液轉化造成了土壤液態水量的上升，并且嚴重退化高寒草甸液態水量的增加值顯著大于中度退化和未退化的高寒草甸。7—8月未退化、中度退化高寒草甸土壤液態水量都呈現出增加的趨勢，嚴重退化的高寒草甸土壤液態水貯量為-26.3 mm，出現了提前凍結的現象。9—10月高寒草甸貯水量整體上都為負值，液態水向固態水轉化，因為TDR傳感器只能測量液態含水量，所以造成了土壤液態水貯量的負增長。并且隨著高寒草甸土壤退化，嚴重退化的高寒草甸液態水轉化為固態水的程度大于中度退化和未退化的高寒草甸[9]。

5—6月未退化、中度退化和嚴重退化的高寒草甸活動層含冰量變化均為負值，說明該過程是活動層水分處于由固態向液態轉化的過程，并將液態水釋放于土壤，造成地下水位的抬升和春汛過程（見表6）。5—6月未退化、中度退化和嚴重退化的高寒草甸活動層中變化量分別為-109.5 mm、-95.4 mm和-124.1 mm。隨著高寒草甸退化變化量增大，嚴重退化的高寒草甸固-液轉化速率最快，未退化高寒草甸固-液轉化速率最慢。較高的植被蓋度造成了土壤融化期的推后，從而導致了活動層固-液轉化的滯后。9—10月未退化、中度退化、嚴重退化的高寒草甸土壤的固態水量變化值分別為203.9 mm、181.3 mm、291.3 mm，9—10月的固態水量變化值均為正值，是活動層的凍結階段，嚴重退化的高寒草甸液-固轉化速率最快，未退化高寒草甸液-固轉化速率最慢。從總體上看，5—6月是土壤水分由固態向液態轉換的過程，是土壤水分的釋放過程。9—10月土壤水分處于積累的過程，大量的液態水凍結為固態水，然后貯存在活動層之中。

3 結果與討論

3.1 水量平衡過程分析

流域貯水量和徑流量變化是由于降水和蒸散的共同影響。在流域產匯流過程中，多年凍土活動層底部隔水層深度是不斷變化的，活動層中凍結和半凍結固態含水量的存在改變了土壤-巖層的能量和水分收支平衡（見表6），既增加了凍結-融化潛熱過程，又改變了活動層的導熱系數、熱容量和總能量，以及土壤熱傳導過程[10-12]。活動層水分和能量耦合過程貫穿于流域的產流、入滲和蒸散發的全過程，是寒區流域水文過程的中心環節。由于研究區無冰川覆蓋，活動層的凍融過程在水量平衡中占主導地位。高寒草甸活動層的水量平衡在5—6月呈現出負平衡狀態，活動層呈現出液態水量釋放的過程，9—10月高寒草甸活動層水量平衡呈現出正平衡狀態，以固態水的形式貯存于土壤之中。衡量土壤熱傳遞的指標是土壤的熱量傳遞，溫度變化是熱量傳遞的直接體現，水分也會隨著溫度的變化做相應的遷移和變化。凍土水文過程中活動層內水分的遷移—轉化和相變過程，是以凍土為主要下墊面的特殊陸面水文過程。

3.2 多年凍土區水量平衡的意義

活動層之下的凍結層具有不透水、蓄水調節和抑制蒸散發作用，使活動層“三水”轉換關系具有不同于非凍土區的動態規律和特點。高植被蓋度下高寒草甸土壤導熱率相對較低，隨著植被蓋度的增加，土壤的地熱通量和感熱通量均有所降低，高植被蓋度能使活動層保持較高的熱穩定性。不同植被退化程度下活動層凍結和融化的時間存在差異，隨著高寒草甸植被的退化，活動層開始凍結和融化的時間均提前[13]。隨著高寒草甸的退化，活動層土壤的導水、持水率都不斷減小，水熱穩定性不斷降低。不同退化程度的高寒草甸活動層水分和能量特性的差異導致其在季節轉換中存儲和釋放的水分有特性差異，進而導致不同退化下的活動層水量平衡規律的差異[14]。在多年凍土退化的情景下，活動層加厚可能會導致儲蓄固態水分的能力下降，改變水量平衡模式和水循環過程。與此同時，多年凍土儲蓄水量的減少必然導致高寒生態系統的水分供給不足，從而導致高寒生態系統的大面積退化[15]。

4 結語

由于活動層之下的凍結層具有隔水、蓄水調節和抑制蒸散發的特性，使活動層水分和能量轉換關系與非凍土區相比十分獨特。高寒草甸活動層的水量平衡在5—6月活動層呈現固-液轉化的過程，并將液態水釋放于活動層，造成地下水位的抬升和春汛過程。9—10月大量的液-固轉化貯存于活動層中。未退化的高寒草甸與中度退化和嚴重退化的高寒草甸相比，凍結期和融化期均存在滯后的現象。在未來氣溫上升和多年凍土退化的情景下，活動層的變厚導致儲蓄固態水分的能力下降，青藏高原水資源儲量可能朝下降的方向發展。

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