江源凍土區水循環研究進展

覃自成,常福宣

(長江水利委員會長江科學院水資源所，湖北 武漢 430071)

全球凍土分布廣泛，現代多年凍土約占陸地總面積的24%，我國則有多年凍土面積215萬km2，主要分布于東北的高緯度地區、西北高山區，以及青藏高原等高海拔地區，其中高海拔多年凍土約占我國多年凍土總面積的92%[1]。高海拔江源凍土區作為我國典型多年凍土區，是許多大江大河的發源地，青藏線大部分經過凍土區。凍土的存在改變江源水循環過程，影響江源生態系統，因此對江源凍土區水循環及生態系統的研究意義重大。

20世紀30年代，前蘇聯成立世界上第一個研究凍土的專門機構，二戰之后美國和加拿大開始重視凍土研究。我國作為凍土區覆蓋面積廣的國家之一，凍土研究始于20世紀50年代大興安嶺地區森林工業發展的需要，1960年中科院成立冰川積雪凍土研究所籌委會，高原鐵路研究室在風火山建立了第一個高原凍土觀測站，取得了野外觀測和試驗數據[2-3]。21世紀初凍土研究發展加速，在青藏高原及其他地區，取得了凍土分布、特征、成因等成果[4-6]。在氣候變化的環境下，青藏高原凍土引發的凍脹融塌及生態惡化等問題，把人們的焦點從凍土的工程研究轉變到科學保護研究。學者們開始關注江源凍土區水循環、水生態等課題，并在青藏高原的凍土研究中，開展高海拔江源凍土區水文研究，獲得了許多科研成果。

1 江源凍土區水循環過程

江源為長江流域源頭(以下簡稱為江源)，對整個流域至關重要，探討其水循環研究也必不可少。分別對江源區的降水、蒸散發、下滲、地下水動態和徑流過程展開討論，指出不同階段下江源區水循環的特點在寒區要素影響下，與非寒區相比少同多異。

1.1 降水形態及測量誤差

在江源區，降水可分為固態、液態和固液混合三種形態，不同的降水形態對徑流有較大的影響。例如，冰川徑流作為源區徑流的組成部分，降水形態通過影響冰川消融，從而制約源區徑流[7]。國內對降水形態的判別大多采用臨界氣溫的方法。如學者韓春壇等[8]提出固液態降水分離的單臨界氣溫值，并認為臨界氣溫具有一定的地域分布規律。早在1992年Kang[9]發現隨海拔的上升，臨界氣溫也隨之改變，并且固態降水在總降水中比例增加。姚亞楠等[10]對日平均氣溫與降水形態間的關系進行統計分析，得出降水形態的氣溫區間。張雪婷等[11]基于概率保證法結合海拔高程，分析天山山區降水形態轉化的臨界氣溫范圍在1.36～5.48 ℃。由于地理位置及雨夾雪等原因，臨界氣溫沒有固定值，學者們只能通過計算降水的概率，判斷臨界氣溫的范圍值，2006年Sakai A等[12]通過分析七一冰川氣溫和固態降水出現的概率關系，得出當氣溫低于2.3 ℃時，固態降水出現的概率為100%；高于7.2 ℃時，概率為0。2015年Sims等根據多年全球地表觀測數據及物理參數，改進了分離固液降水技術[13-14]。

高海拔江源區，分析降水形態過程時，無法準確的判定臨界氣溫，降水誤差在所難免，因此其誤差修正也必不可少。降水誤差主要是由地理環境的復雜多變和測量儀器的局限造成。世界氣象組織出版關于固態降水測量的報告中指出，儀器的捕捉能力隨著風速的增大而減小，在6 m/s的風速下，無防護措施的儀器相比有防護的儀器捕捉能力下降24%[15]。在儀器測量的誤差內，觀測區的降水修正量占總降水10%～30%之多。康爾泗等[16]認為降水觀測的系統誤差由動力損失、濕潤損失和蒸發損失組成，并在修正烏魯木齊河流域的年降水總量時，降水修正量占年總降水量14%～31%。2007年葉柏生等[17]以烏魯木齊河流域的降水誤差觀測實驗為基礎，依據我國氣象站的觀測資料，得出修正量平均約為125 mm，修正幅度平均約為18%。2009年何曉波等[18]在青藏高原唐古拉山區對降水觀測誤差進行修正分析，利用氣溫劃分降水類型，修正降水量較原始觀測值提高約16.8%。

江源凍土區高亢的地勢和惡劣的氣候環境，使降水觀測點的布設受到約束，同時測量儀器本身存在的系統誤差[19]，讓降水研究難度增加。在處理降水誤差上，并沒有很好的辦法克服來自環境和儀器的影響，只能通過前人的研究經驗進行修正和不斷改良測量儀器。

1.2 凍土區蒸散發

蒸散發指來自地表的水分轉移至大氣的過程和植物蒸騰過程[20]，蒸散發在陸面和大氣水循環中扮演重要角色。地表降水大部分通過蒸散發返回大氣[21]，同時有研究表明在多年凍土帶流域中蒸散發量占年降水量的64%～96%之多[22]。因此分析蒸散發過程，對江源凍土區水平衡具有重要意義。江源區蒸散發過程中，受下墊面影響明顯，活動層土壤隨季節發生凍融，表層土壤蒸發也會發生相應的改變。1992年張寅生等[23]在青藏高原中部分析凍結與非凍結地表蒸發量，發現兩者的蒸發量差異較大。2003年Zhang等[24]在研究青藏高原東部多年凍土區的水文過程中，得出多年凍土表層的消融引起蒸發量的增加。江源區地域廣闊，其氣候地形差別較大，蒸發量空間分布不均。多年平均年蒸發量在1000～1600 mm之間，西北向東南有遞減趨勢[25]。2010年裴超重等[26]基于NOAA遙感數據，通過表面能量平衡系統模型，分析多年長江源區的蒸散發空間變化特征及影響因素，結果表明蒸散發量有上升的趨勢，且具有地區差異。在非寒區地方，蒸散發受下墊面、氣溫輻射等因素影響，江源凍土區也不例外。差別在于江源區的土壤凍融過程，改變土壤中水分形態和冰、水含量，使蒸發量發生變化。

1.3 凍土層下滲過程

凍土的入滲是凍土水文過程的研究核心之一，對江源區的降水有再分配的過程，對凍土中水分的運移方向、運移長度、運移速率都有一定的影響作用[27-28]。王慧[29]在分析影響天山北坡季節性凍土入滲的因素和模擬季節性凍土入滲過程中，發現凍土的性質、埋深、溫度、水分凍結程度等對入滲有不同程度的影響。王一博等[30]在研究青藏高原多年凍土區的熱融湖塘對入滲過程的影響中，得出多年凍土區發育的熱融湖塘改變了土壤的入滲過程。江源凍土區內，入滲過程受下墊面的影響，不同高寒植被覆蓋，產生不同的影響。程艷濤[31]研究江源凍土區高寒草甸植被覆蓋對凍土水分入滲的影響，發現高寒沼澤生態系統入滲速率大于高寒草甸生態系統，變化快，穩定需要更長時間。延耀興等[32]分析季節性凍融土壤草地與裸地入滲試驗，表明由于草地葉頸和根系對水分的吸收，及水分通過根系與土壤界面向深層或旁側的滲透，使入滲量相比裸地有所提高。而草地之下的多年凍土溫度不是很低，活動層內含有大量的未凍水，當溫度降低，土壤完全凍結作為不透水層使入滲量降低[33]。凍土表層的積雪對入滲也有明顯影響。2001年周石硚等[34]利用實測資料對積雪表面的融化和融雪水下滲過程進行了模擬，并得出水在雪中的下滲過程。Zhao和Gray[35]根據HAWTS模型，分析土壤冰水飽和度、土壤溫度對融雪水在凍土中下滲的影響。2003年Hayashi等[36]在加拿大薩斯喀徹溫省的圣丹尼斯國家野生動物區對洼地的融雪水下滲研究中，發現凍土向下融解時，作為不透水層限制融雪水下滲的速度。

江源區的凍土在影響入滲過程中，不僅可以視為不透水層限制水分運移邊界，而且在凍融過程中控制土壤水分含量，江源區凍土特有的高寒植被覆蓋，對入滲過程產生不同的影響；以及凍土表層的積雪，融雪水作為入滲水分的組成部分，改變入滲過程。

1.4 凍土區地下水動態變化

多年凍土區的地下水系統是寒區水循環過程中的關鍵組成部分，在區域徑流形成與動態變化及寒區生態系統中發揮著重要作用。嚴酷的自然條件對江源凍土區的作用，形成了特有的地質構造，從而影響地下水動態過程。由于多年凍土層的隔水作用，地下水的儲存可分為凍土層上水、凍土層下水；凍土層上水廣泛分布在青藏高原多年凍土區，水的相態隨時間、凍土凍融而變；凍土層下水具有承壓性，補給、排泄都較為困難[37]。常娟等[38]在青藏高原連續多年凍土研究中，通過高寒草甸坡面地下水動態觀測數據，分析了凍結層上水的季節變化，結果表明凍結層上水動態變化與土壤溫度和水分相關。寒凍風化作用形成的構造裂隙，為地下水發育、運移、儲存提供了良好的空間條件。Wright等[39]認為地下側流受凍土層地形變化的影響，補給地下水方式與基巖基本相似，不同點在于凍土層隨時間而改變，對水熱轉換產生較大的影響。

江源區凍土在凍結過程中，隨著溫度降低，土壤中的液態水分逐漸凍結成固態水儲存在土壤中，此時地下水位隨之下降；融化過程中，地下水的補給和徑流受控于凍結土壤的融化深度，隨著溫度回升，凍土開始融解，并出現壤中流，此時的凍土作為不透水層，仍無法補給地下水，只有當凍土完全融化，土壤中的水才能參與地下水的動態過程。凍土的凍融過程，改變著地下水的形式，控制地下水的補給方式、運移方向、存儲空間，同時地下水的存在也為凍土的發育提供了水分條件，水分運移產生的能量又反作用于土壤凍融[40]。

1.5 凍土區徑流過程

徑流是一個流域降水、蒸發、入滲等水文要素共同作用的水文過程。徑流過程研究包括產流和匯流，受地表地形、植被截留和蒸騰、土壤性質等因素影響。江源凍土區的凍土厚度、地形、埋深等對徑流過程的影響各異。融雪徑流作為江源凍土區的徑流的補給來源之一，受季節變化影響較大，冬季積雪較多，春季地面融雪形成的徑流對河流有巨大的補充。在分析江源徑流過程中，時興合和李太兵等[41-42]得出長江源區徑流特征，全年徑流量主要集中在5—9月，占全年徑流量的85%，月平均最小、最大流量分別在2月和7—8月，春汛由降水、積雪融水和凍土活動層融解水組成，夏汛主要來源為降雨。韓添丁等[43]分析江河源區徑流過程特征，發現1980—1990年由于降水增加、冰川消融、凍土退化的影響，冰川徑流增加趨勢較快。在江源區徑流預測和分析中，俞烜等[44]運用Mann-kendall檢驗法與Morlet小波變換分析法對長江源區徑流進行趨勢和周期分析，得出徑流變化不明顯，豐枯交替出現。梁川等[45]根據沱沱河的降水和徑流，采用偏最小二乘回歸估計、改進的BP神經網絡和RBF神經網絡構建徑流預測模型并進行對比，結果表明偏最小二乘回歸估計模型的徑流預測結果基本合理。

國外學者在研究凍土產流過程中，發現凍土作為不透水層時，未凍結土壤的蓄水能力，隨時間而改變，并影響徑流特性[46]。1999年Quinton[47]以加拿大西部北極凍土帶為研究區，分析山坡產流的過程、潛水徑流過程、積雪場融雪徑流影響，從而構建流域產流機制的框架。2000年Kuchment等[48]運用分布式水文模型，考慮凍土融解深度、地表徑流和地下徑流再分配的影響，分析凍土區的產流過程。2009年Wright等[39]分析加拿大北部不連續多年凍土區，分布在泥炭層凍土斜坡的冰凍厚度對產流過程的影響。2010年Bouche[49]在加拿大育空地區的狼溪小流域，通過水文調查等方法研究不連續多年凍土區的產流過程，并提出水量平衡的組成部分,加深了徑流來源、方式的理解。

江源凍土區徑流過程相較于其他流域有凍土、融雪、冰川等因素制約。凍土凍融改變土壤蓄水能力，積雪冰川作為徑流的補給來源之一，影響徑流年內分配、產流和匯流機制。江源區徑流的各個水文過程與凍土都存在密不可分的關系，江源區補給來源的多樣化，使得徑流的成分分析尤為重要，對來水量的預測和防護措施提供可靠依據。

2 江源凍土區水文模擬

在水文研究中，水文模擬作為研究的主要手段，可以合理地描繪流域水循環的基本規律，為流域水資源管理提供可靠依據[50]。凍土區水文研究也需要模型模擬等方法，在以往的水文模型中，采用簡化等方法模擬寒區水文循環。隨著近年凍土水文研究進展加快，適用于凍土區的水文模型也越來越多。基于物理概念的分布式水文模型PRMS、SHE、SRM等，被廣泛應用到江源區進行模擬研究。周劍等[51]基于MMS模型庫相關模塊對PRMS模型進行改進，添加積雪融雪和凍土識別模塊，建立適合寒區的分布式模型，以黑河上游為研究區，對出山徑流過程進行模擬和預報。劉俊峰等[52]利用SRM融雪徑流模型，模擬不同分帶數和不同氣溫對融雪徑流模型效果的影響，發現前者產生的影響小于后者。康爾泗等[53]根據HBV水文模型的基本原理，建立了西北干旱區內陸河出山徑流概念性水文模型，模型反映高山冰雪凍土帶徑流形成特征。高紅凱等[54]采用HBV水文模型，模擬長江源區冬克瑪底河流域日徑流，分析得出月、年徑流深有較高的模擬效果。

分布式水文模型在江源凍土區的模擬，取得了較好的效果，例如韓麗等[55]采用寒區水文模型(CRHM)模擬江源水文過程。張磊磊等[56]基于VIC模型，采用兩層能量、物質平衡模型描述積雪累積和消融過程，引入凍土模塊，模擬江源地區產匯流過程。張小詠等[57]通過SWAT模型，模擬長江源區徑流過程。孫萬光等[58]對SWAT模型中凍土條件下的地表徑流、升華及土壤蒸發模塊進行了改進。2013年Semenova等[59]利用分布式水文模型，在俄羅斯的科雷馬河上游流域，模擬凍土地下水熱耦合過程、產流過程，結果顯示模擬值與實測值相符合。模型的適用性模擬表明，分布式水文模型在江源區的產流過程中有很好的適用性，部分區域模擬精度較高，但不足之處在于整體水循環過程難以調參和預測。

在江源凍土區，能水作為主要角色，它們之間相互作用、相互制約，水量和能量的傳輸在研究中占有重要地位，兩者間的水熱耦合過程成為熱點話題。陳仁升等以黑河干流山區流域為例，建立了內陸河高寒山區流域分布式水熱耦合模型(DWHC)，利用土壤水熱耦合模型將流域產流、入滲和蒸散發過程融合成一個整體，彌補了分布式水文模型中缺乏凍土水文過程的問題[60]。GEOtop模型具有融雪和凍土模塊，能精確地模擬凍土區土壤的水熱運移過程，劉光生等[61]通過該模型，考慮不同植被覆蓋條件，對土壤水熱過程進行模擬研究。李佳等[62]在WEP-L模型基礎上，添加土壤水熱耦合計算模塊，模擬土壤凍融過程不同深度的溫濕度變化規律。趙林等[63]通過SHAW模擬唐古拉地區活動層土壤水熱特征，結果顯示土壤溫度模擬較好，土壤水分模擬結果存在差異。

針對青藏高原的江源區，在已有模型的基礎上加以改進，使得在江源區也能有較好的適用性，采用分布式水文模型，并基于物理基礎，增添融雪、冰川、凍土等模塊，對江源區進行模擬，取得了較好的效果。但模擬過程是針對特定的流域地區做調整，通用性仍需要摸索探究。

3 氣候變化對江源區的影響

在全球氣候變暖和環境變化的條件下，江源凍土區內的水文過程會受到影響，其中降雨和降雪的比例將會改變，地下水量和降雨量增加，徑流過程也會有所不同[64]。

近幾十年來，長江源區氣溫增加，導致凍土退化[65]，冰川消融，改變了江源區水資源量，引發的生態、工程等問題受到外界廣泛關注。2000年金會軍等[66]研究中國多年凍土受氣候變化的影響，發現我國大部分地區凍土退縮明顯，在人為和氣候的影響下，青藏高原和東北多年凍土將大幅縮減。黃榮輝等[67]分析氣候變化對黃河源區生態和凍土環境的影響，指出受氣候的影響，多年凍土層變薄，凍土上層位置下移。魏智等[68]認為凍土的退化可能引發生態環境的不利變化，如草原退化、土壤沙化、源區水涵養能力下降。Anarmaa等[69]在對蒙古庫蘇古爾山的凍土監測中，發現人類活動加劇了凍土的退化，氣溫每十年上升0.15～0.25 ℃，活動層的退化深度在5～15 cm之間。江源區多年凍土退化的同時，使得土壤持水能力發生改變，導致水循環過程及徑流發生改變。鞏同梁等[70]研究高海拔多年凍土退化，發現冬季徑流發生變化，徑流量增加。牛麗等[71]分析凍土退化對流域內徑流過程的影響，認為由于多年凍土的隔水作用減小，活動層厚度增加，使地下水量發生改變，可能導致冬季徑流加大，流域退水過程減緩。

氣候變化在影響江源區凍土時，同時牽連著江源區的生態系統。隨著多年凍土的持續退化，使江源區植被發生更替，依次出現沼澤化草甸，典型草甸，草原化草甸，沙化草地[72]。王根緒等[73]分析青藏高原多年凍土區典型高寒草地生物量對氣候變化的響應，生物量呈現遞減的趨勢。2015年Zhou等[74]分析氣候變暖條件下，凍土融解和降雨機制的改變對青藏高原植被的影響，并得出氣候變暖對植被的生長作用存在差異性。

多年凍土作為江源地區重要組成部分，氣候變暖引發江源區多年凍土的退化，不僅影響徑流過程，引起源區徑流年內的分配變化、降水與徑流關系減弱、洪水頻發等；同時制約生態系統的發展，引起生態系統的退化、熱融滑塌、熱融沉陷等凍土熱融災害[75]。

4 江源凍土區研究展望

我國是多年凍土分布廣泛的國家之一，其中高海拔寒冷地區的多年凍土占絕大多數。前人不畏嚴苛的自然環境，為我國寒區水文學研究打下了堅實基礎。近年來，隨著技術水平的快速發展，江源凍土區的水文研究發展迅速，并取得了豐碩成果。淺析前人取得的研究成果，展望未來，江源凍土區水循環研究應重點關注：

(1)以往受限于江源凍土區環境嚴酷惡劣，觀測困難、數據缺乏，如今通過架設自動觀測遠程傳輸站，衛星遙感等，為江源區水文研究提供更多數據支撐。

(2)江源區由降水、蒸發、下滲到徑流形成的過程中，凍土始終作為區別于內陸區的寒區元素參與其中，凍土的凍融通過溫度和濕度表現，可見溫度、水分成為了重要的因素，它們是能量和水量相互作用的過程。江源區的水熱耦合仍是研究的主題。

(3)模型作為水文研究的重要手段，江源凍土區的研究也不可缺少。相較于內陸區，江源區的模型應用側重于能水耦合的模擬，能量的傳輸是一個主要過程。分布式模型中，基于物理的下墊面條件，結合土壤水熱模型，分析凍土的變化過程，進而模擬流域水循環。江源區的模型應用多借鑒美國、加拿大、瑞典等國模型，都有較好的模擬效果，在今后的研究中，要注重開發能夠針對我國高海拔江源區以及寒區的模型。

(4)青藏高原作為氣候變化的指示劑，江源區首當其沖。氣候變化對江源區的影響，直接表現為凍土退化、冰川消融、土地沙化，草地減少等現象；導致生態環境毀壞，水資源量不均，工程設施損壞等嚴重問題。應著力開展氣候變化環境下江源區的研究，模擬氣候變化對江源區的利害影響，提出應對措施。