松嫩平原北部季節凍土凍融過程及熱量傳遞規律

韓紅衛, 邱奇隆, 宋春山, 姜海強*, 汪恩良

(1.東北農業大學水利與土木工程學院, 哈爾濱 150030; 2. 東北農業大學,黑龍江省寒區水資源與 水利工程重點實驗室, 哈爾濱 150030; 3. 黑龍江省水利廳, 哈爾濱 150001)

凍土的性質隨時都在變化,表現為動態特性,整個系統時刻與外界進行著能量和物質的交換[1]。季節凍土有著自身的發育特點[2],松嫩平原春冬季的凍融作用相對明顯,屬于典型的季節凍土區。淺層土壤在凍融作用下會對土壤的理化性質以及土壤系統內部的動態平衡產生影響,從而對寒區工程建設產生重要影響。

隨著季節溫度的變化,季節凍土會發生凍融作用,在凍融過程中,大部分大氣與地層間的熱交換量被用于季節凍結和季節融化層的形成,從而改變地溫分布特征并改變地溫隨時間的變化規律,同時也改變了地-氣系統間的熱交換量,土壤與環境間的熱交換最終會趨于平衡。土壤熱量傳遞中熱量的交換最直觀的反映就是土壤溫度的變化,而土壤溫度與氣候變化密切相關,在全球變暖背景下,吳素芬等[3]對山西省108個國家氣象站凍土觀測資料進行分析,研究得出地面凍結日期和地面解凍日期呈現不同程度推遲和提前的趨勢,地面凍結日數相應減少,氣溫的變化直接作用于土壤凍融。近年來,東北地區季節凍土的時空分布特征也受到廣泛關注[4-7],季節凍土起始凍結日期逐漸延后,融化日期在不斷提前,空間分布總體上呈現北高南低的趨勢。文獻[8-11]對東北地區最大凍土深度對氣溫變化的響應進行分析,最大凍結深度與年平均氣溫呈負相關關系,最大凍土深度呈減小趨勢,氣溫的上升是最大凍土深度減小的主要原因。全球變暖對土壤中熱量交換影響巨大,掌握季節凍土凍融過程中熱量動態變化規律,對深入研究季節凍土水分、溫度和變形相互耦合的作用過程,同時對寒區工程中遇到的地質災害具有重要的指導意義[12]。

季節凍土凍融過程中能量交換過程導致溫度發生變化[13],地表是土體與大氣的直接接觸層,季節凍土直接參與大氣圈-地表-巖石圈之間的熱量交換。在土體凍融過程的熱交換特征研究中,李述訓等[1]早在理論層面上分析了凍融作用對地-氣系統能量交換的影響,部分學者通過數學模型研究土體凍融中的傳熱過程[14-15]。地表土體熱通量是影響下伏土體水熱變化最重要的能量,直接作用于活動層,影響凍融過程。張功等[16]分析三江源區觀測數據,揭示其能量平衡特征,研究得出,凍土凍結過程中土壤熱通量大多數時刻表現為負值,非凍結期則相反,在年尺度與日尺度上均表現出明顯的單峰型日變化特征。朱婉漪等[17]對福建省閩江河地表土壤熱通量變化特征進行研究,研究多種環境因子對土壤熱通量變化特征的影響,分析得出,地表土壤熱通量年均日變化及季節日變化呈“S”形,各個季節熱通量均表現為晝正夜負,凈輻射對全年日均土壤熱通量影響最為強烈。文獻[18-19]通過分析青藏高原多年凍土區地表能量通量長時間變化規律,得出冬春季節主要以感熱為主,夏秋季節主要以潛熱為主,向下傳輸的熱量主要用來融化地下冰,能量收支過程是活動層厚度變化的重要影響因子。

上述對于凍土的熱量變化研究主要集中在高原地區,且對整個土壤剖面不同深度土壤間的熱量變化研究較少。因此現基于現場觀測試驗,研究松嫩平原北部整個剖面的季節凍土凍融過程中伴隨的溫度變化特性,根據季節凍土凍融過程溫度梯度計算熱通量,進行整個土壤剖面不同深度土體熱通量間的關聯研究,量化季節凍土熱量傳遞規律。為深入了解松嫩平原北部季節凍土凍融過程及熱量傳遞規律,同時為寒區工程及寒區農業的土體環境的高效利用提供科學依據。

1 材料與方法

1.1 研究區概況及研究方案

現場觀測試驗開展于2016年11月—2017年6月,地點位于黑龍江省齊齊哈爾市富拉爾基區(123°39′E,47°12′N),如圖1所示。試驗區位于中國東北松嫩平原,嫩江中游,海拔150 m,屬溫帶大陸性季風氣候,春季干旱多風,夏季炎熱多雨,秋季暫短霜早,冬季干冷漫長。年平均氣溫4 ℃,年平均活動積溫2 700 ℃,年降水量在400～550 mm。

試驗區域內選擇寬闊平坦地面布設溫度鏈觀測土體溫度變化;溫度測量采用凍土工程國家重點實驗室研制的高精度熱敏電阻溫度傳感器,測量精度可達到0.05 ℃,數據采集儀采用Campbell CR1000(圖2),采集頻率為1次/h;溫度探頭在0～60 cm深度垂向分布間隔為10 cm,在60～240 cm深度垂向分布間隔為20 cm。現場使用便攜式熱特性分析儀原位測量不同深度土體熱特性參數。土體分層采樣帶回實驗室重塑后,使用ISOMET-2114型熱特性分析儀測量不同溫度下(20、10、0、-5、-10、-15 ℃)熱特性參數,采用表面式探頭(圖3),儀器測量范圍0～2.0 W/(m· ℃),測量范圍在0.015～0.70 W/(m·℃)時,測量精度為讀數的5%±0.001 W/(m·℃);測量范圍在0.70～2.0 W/(m·℃)時,測量精度為讀數的10%。采用JTR12太陽輻射觀測站進行太陽輻射觀測,如圖4所示,觀測站包括TBQ-2C總輻射表、TBS-2C直輻射表、TDE-2C凈輻射表和TBD-1散射裝置。TBS-2C直輻射表是一種自動跟蹤太陽,用來測試太陽直接輻射量的輻射儀表;TDE-2C凈輻射表用來測量太陽輻射及地面輻射的凈差值,測量范圍為0.27～3 μm的短波輻射和3～50 μm的地球輻射。

圖1 齊齊哈爾市(研究區)地理位置圖Fig.1 The geographic location map of Qiqihar City (study area)

圖2 土壤溫度記錄儀Fig.2 The soil temperature recorder

圖3 ISOMET-2114 型便攜式熱特性分析儀Fig.3 The ISOMET-2114 portable thermal characteristic analyzer

圖4 JTR12太陽輻射觀察站Fig.4 The solar radiation observation station (JTR12)

1.2 數據處理與計算

季節凍土凍融過程中由溫度梯度引起的能量傳遞,可表示[20-21]為

(1)

初始溫度表達式為

T|t=0=T0

(2)

邊界溫度表達式為

(3)

式中:C為熱容量;θ為土體含水率;θ1為體積含冰量;T為土的瞬時溫度;t為時間;s為邊界;ρ為土的密度;ρ1為冰的密度;L為相變潛熱;k為導熱系數;Tb為溫度梯度;n為法向方向單位矢量,為溫度在n方向的導數。

導熱系數的測定方法有穩態法和非穩態法(也稱瞬態法),穩態法雖然測量相對準確但是測試環境要求高且測量周期長,而瞬態法測量精度可滿足試驗要求,對環境要求不高且測試時間較短。本試驗采用瞬態測試法進行熱物性參數的測定。實際能量與導熱能力的關系式[22]為

(4)

土體的熱通量通過傅里葉定律用垂直溫度分布的方式計算,即

(5)

式中:k為導熱系數,W/(m·℃);ΔT/Δh為溫度梯度,℃/m;ΔS為面積,m2;t為時間,s;Q為熱量,J。

2 結果與分析

2.1 不同深度土體日變化和季節變化規律

基于研究區2016年11月—2017年6月的地溫數據,分析了土體凍融期的溫度變異規律,根據不同深度溫度值繪制出凍融過程曲線,如圖5所示。土體的凍結是單向的,而土體的融化是從表層自上而下和深層自下而上同時進行的,整個凍融期分為快速凍結期、穩定凍結期和雙向融化期。2017年3月3日達到最大凍深164 cm;2017年3月3日后地表土開始融化。由于環境溫度出現正值,晝夜溫差較大,溫度在正溫與負溫之間反復更替,導致淺層土體反復凍融,2017年4月22日最終融化的土體深度在130 cm。

土體溫度除了具有季節變化,還存在規律的日變化,這是氣溫日波動的直接作用結果。季節凍土表層溫度日變幅度與氣溫日變幅度近似,而隨著深度的增加土體溫度日變幅逐漸減小,直至凍結鋒面土體溫度日變幅忽略不計(圖5)。2016年11月13日凍深為44 cm到2017年3月3日最大凍深164 cm時間段內,200 cm深度土體溫度由9.97 ℃以-0.080 ℃/d的近似線性速率降低到1.22 ℃;250 cm深度土體溫度由10.93 ℃以-0.066 ℃/d的近似線性速率降低到3.62 ℃。2017年3月3日至2017年4月22日凍土融化結束,200 cm深度土體溫度由1.22 ℃緩慢降低到1.18 ℃;250 cm深度土體溫度由3.62 ℃緩慢降低到2.97 ℃。可以看出在季節凍土融化過程中凍深線以下近90 cm深土體溫度還在緩慢降低。

圖5 土體凍融過程線及溫度垂向廓線歷時曲線Fig.5 The soil freeze-thaw process line and temperature vertical profile ephemeral curve

季節凍土的凍融過程與土體的物理特性及外界條件相關,而土體溫度是主要的影響因素[23]。季節凍土對溫度變化極其敏感,土體溫度隨著環境溫度的變化會有一定的同步或滯后性。環境溫度的周期性變化導致地表溫度的變化,溫度作用下熱量的定向波動傳遞,引起土體溫度與環境溫度相似的周期性波動。

圖6給出了凍土凍融過程中氣溫及不同深度土體溫度變化曲線。土體溫度的季節變化以表層土體最為顯著,在2017年1月12日10 cm深度土體溫度達到-14.04 ℃的最低值,整個凍融期10 cm深度土體溫度變化趨勢與地表土的相關性最高,20、30、40、50 cm深土體溫度變化幅度依次降低,曲線也相對平緩,無論凍結期還是融化期,淺層臨近土體的相關性相對較高;60 cm以下深度土體在凍結期的變化幅度較淺層土體減弱,溫度曲線接近光滑。太陽輻射使得表層土體先受熱,能夠持續不斷地吸收熱量,土體溫度升高,土體通過熱傳導等形式向下傳遞熱量。

分析不同時間點的土體溫度日變化趨勢,隨著太陽輻射和環境溫度的日變化,凍土的凍融過程影響著土體溫度垂向分布。快速凍結期與穩定凍結期交接時間點(2016年12月19日)根據凍融過程線的斜率界定,在0～50 cm深度區間土體溫度日變化波動幅度明顯[圖7(a)];2017年3月3日達到最大凍深時,在0～30 cm深度區間土體溫度最高值出現在15:00,一天內最低溫度在06:00,淺層土體的活躍幅度較大,深層土體曲線幾近重合[圖7(b)];2017年4月22日為最終融化時間,淺層土體的溫度高于深層土體,從圖7中可以清晰地看出雙向融化[圖7(c)]。從快速凍結轉變為穩定凍結,淺層土體溫度在0 ℃以下,深層土體還未受到環境溫度變化的直接影響;在穩定凍結期到土體凍結的最大深度時期內,深層土體溫度逐漸降低到0 ℃以下,達到凍結狀態;在土體融化期,土體的雙向融化的特性表現出土體溫度日變化與太陽輻射和環境溫度的日變化的高度一致性。

圖6 氣溫及不同深度土體日平均溫度隨時間變化曲線Fig.6 The curve of daily average temperature of air temperature and soil at different depths with time

土體深度越淺溫度日變化越明顯,0～50 cm深土體溫度存在明顯日變化規律,土體最低溫度出現在日出前后06:00左右;而50 cm以下的深層土體溫度沒有明顯的日變化。土體溫度的季節差異隨著土體深度加深而減小,土體深度越深,波動越平緩;0～50 cm深土體的季節變化最明顯,地表和10 cm深土體波動幅度最大,50 cm以下的深層土體變化幅度較淺層土體減弱,深層土體達到最低溫度和融化溫度的時間都滯后于淺層土體。

圖7 土體垂直剖面溫度日變化特征曲線Fig.7 The daily variation characteristic curve of temperature in vertical profile of soil body

2.2 季節凍土溫度滯后性分析

不同深度下土層內部溫度變化與地表溫度變化相比在時間上存在一定的滯后[24],同時不同深度的土溫對于地表土溫度的響應程度存在規律性的差異。其中,10 cm深土體對地表土溫度的響應最為顯著;而當垂直深度增加時,對地表土溫度的響應程度逐漸減弱。在季節凍土的凍融過程中,不同深度的土體溫度對地表土溫度變化的響應表現出滯后性[25]。如圖8(a)所示,快速凍結期10 cm深土溫相較于地表土滯后0.11 h,相關系數為0.83,在80 cm處,土溫滯后58.5 h,相關系數為0.13。圖8(b)和圖8(c)為穩定凍結期和雙向融化期相對溫度滯后和土溫的相關系數。在穩定凍結期和雙向融化期,10 cm深土溫滯后1.18 h和1.97 h,相關系數分別為0.80和0.79,隨著土體深度的增加,滯后時間會隨之增加,在80 cm深處,土溫滯后39 h和43 h。從凍結期進入融化期時,滯后時間會相應增加。在穩定凍結期和融化期,淺層土溫的相關系數急劇下降,深層土溫趨近于直線。

圖8 不同深度土溫相較于地表土的滯后時間及相關系數Fig.8 The lag time and correlation coefficient of soil temperature at different depths compared to surface soil

2.3 季節凍土熱通量特征分析

太陽輻射的轉化與輸送過程導致地球上自然現象的發生和發展變化[26],季節凍土的形成就與輻射熱量相關,土體內熱量傳遞與土體溫度變化主要是由凈輻射決定,土體接收能量的變化導致下傳土體熱量的變化,最直觀的反映就是土體溫度的變化。對于土體表面來說,由于土體熱傳導而產生的水平輸送異常緩慢,因而可忽略不計[27-28],而土體熱通量代表地表土體垂直方向的熱量傳遞狀況,土體熱通量為正時表示熱量由上向下輸送,下層土體吸熱;反之熱量由下向上輸送,下層土體放熱,土體熱通量的變化與季節凍土凍融過程有密切的關系。

太陽總輻射和凈輻射的量值走勢大致相同,雖然凈輻射主要是受太陽總輻射控制,但同樣受到太陽高度角、天空的總云量、云狀、大氣透明度、地表狀況及地表發射率等的影響,所以波動幅度會有差別,如圖9所示。凈輻射量在2017年1月9日達到最低值-5.6 MJ/m2,在凍結期內凈輻射量均小于0;在3月初表層凈輻射由負向正變化,與季節凍土進入融化期的時間基本一致,土體開始從上界面和凍土下界面吸收熱量。

利用導熱系數以及不同深度溫度求得的溫度梯度間接計算季節凍土熱通量,由于表層土體受氣溫影響劇烈,在此不通過間接計算法求0～10 cm深度土體熱通量。季節凍土凍融過程中各層熱通量變化規律如圖10所示。不同深度土體熱通量變化趨勢一致,在土體凍結期熱通量下降,融化期熱通量上升,不同深度土體的熱通量變化出現在不同時間段內。10～20 cm深度土體熱通量日波動幅度較大,隨著土體深度的加深,熱通量波動幅度減小。在穩定凍結期土體的熱量傳遞基本保持平衡;在達到最大凍深時,3月初熱通量隨著凈輻射轉為正值,熱量開始從上界面向凍土傳遞;在4月22日凍土徹底融化后,熱量逐漸傳遞到深層,隨著土體深度的加深,熱通量轉為正值的日期相應后延。160～240 cm深土體的熱通量在整個凍融期內保持負值,土體中的熱量持續向上傳輸,表明在整個凍融期內160 cm深度以下土體持續對凍土層傳遞熱量。熱通量轉為正值的日期相應后延。160～240 cm深土體的熱通量在整個凍融期內保持負值,土體中的熱量持續向上傳輸,表明在整個凍融期內160 cm深度以下土體持續對凍土層傳遞熱量。

圖9 太陽總輻射和地表凈輻射變化曲線Fig.9 The variation curves of total solar radiation and net surface radiation

上述分析可見,季節凍土在凍融期內淺層土體受到凈輻射的影響,熱量交換極其頻繁,隨著土層深度的增加,凈輻射的作用越小,熱量在土體中傳遞的損耗增加。雖然土體熱通量的趨勢一致,但波動幅度也越小,熱量交換程度減弱;在凍結期內,熱通量為負,熱量整體是向上散發的狀態,季節凍土保持凍結的狀態;在融化期,淺層土體融化熱量主要從上層向下傳遞,深層土體主要熱源為凍土以下的全年未凍土,熱量從下向上傳遞。

圖10 不同深度土體熱通量變化曲線Fig.10 The heat flux variation curve of soil body at different depths

3 結論

由于松嫩平原季節溫度變化幅度較大,季節凍土主要凍土存在形式,土壤凍融過程的時空變化對大尺度地—氣熱交換及大氣環流都具有重要影響。本文基于2016年11月—2017年6月齊齊哈爾地區的野外原位監測數據,研究松嫩平原北部季節凍土凍融過程中溫度的變化特性及不同深度土壤熱通量變化規律,得出以下結論。

(1)季節凍土區凍融過程的特點是單向凍結,雙向融化;2017年3月3日達到最大凍深164 cm,4月22日為最終融化日期,最終融化深度為130 cm;季節凍土隨著深度的增加土體溫度日變幅度逐漸減小,直至凍結鋒面土體溫度日變幅度可忽略不計;季節凍土凍融期內凍深線以下近90 cm深土體溫度存在持續降低趨勢。

(2)不同深度土體溫度對地表溫度響應呈滯后效應,在快速凍結期、穩定凍結期和雙向融化期,10 cm深土體溫度較地表土溫度分別滯后0.11 h、1.18 h和1.97 h,同時期隨著土體深度的增加,滯后時間越長。

(3)10～20 cm深土體熱通量日波動幅度較大,隨著土體深度的加深,熱通量波動幅度減小;160～240 cm深土體的熱通量在整個凍融期內保持負值,凍深線以下土體中的熱量持續向上傳輸,表明160 cm深度以下土體持續對凍土層傳遞熱量。