黃河源區不同類型凍土土壤水分入滲特性

曹 偉,盛 煜,吳吉春,彭爾興

中國科學院西北生態環境資源研究院凍土工程國家重點實驗室,蘭州 730000

凍土對溫度變化極其敏感,作為寒區地質環境中的主要控制性因子,其變化將對多年凍土區生態環境與水文環境產生重要影響[1- 5]。當前,隨著氣候變暖和人類活動的不斷加劇,凍土已經發生退化,諸如季節融化深度加深、地下冰融化、地下水位下降等,從而導致了多年凍土垂直剖面厚度和水平分布邊界上的明顯變化,進而影響其承載的寒區生物圈在組成結構與分布格局上的顯著變化[6-9]。特別是全球變化影響下的凍土退化改變了表層土壤水分運移過程,深刻影響著區域水循環與水平衡[10-13],因而探討凍土區表層土壤水分的入滲規律,對于深入了解全球氣候變化背景下的凍土變化及其水文效應,理解凍土退化誘發水資源變化的作用機制具有積極的作用。

凍土區土壤水分運動由于受到凍融過程的影響而顯示其獨特性,因而相關研究備受國內外學者的關注,針對這一研究問題,當前研究一方面圍繞多年凍土和季節凍土土壤水分特征進行了分析和研究,基于室內試驗和野外定位觀測試驗,著重分析了凍結期和融化期土壤含水量的變化規律及其與土壤溫度之間的耦合關系[14-17]。另一方面針對不同下墊面條件深入研究凍土區土壤水分運動的響應規律,考慮了青藏高原凍土區的土地覆被類型、植被覆蓋、有無積雪等因素,重點研究了在凍融過程影響下自然環境因素對土壤水熱過程的影響及其土壤水分運移過程[18-21]。盡管這部分研究從不同的角度和側面揭示了多年凍土和季節凍土土壤水分在不同凍融階段下運動規律及其對不同影響因素的響應特征,但是土壤水分是聯系地表水和地下水的紐帶,在凍土區土壤水分主要來源于降雨,降雨是凍土土壤水分運動的主要驅動力,同時凍土土壤水分將通過壤中流等運移方式匯入凍結層上水中,而基于土壤水分的“源-匯”視角系統探討凍土土壤水分運移過程與入滲規律的研究相對較少。

作為“亞洲水塔”的青藏高原,特別是位于東北部的江河源區是我國和亞洲主要河流的發源地。近年來,氣候顯著變暖,青藏高原凍土正處于加速退化過程中[22-25]。受凍土退化影響,江河源區之一的黃河源區水資源補給、徑流與排泄過程發生了顯著變化,迫切需要認識凍土變化造成的水文影響[26-29]。為此,研究以黃河源區康窮盆地多年凍土和季節凍土為例,基于“源-匯”視角,從凍土土壤水分的運移過程入手,結合降雨和凍結層上水的變化規律,運用野外定位觀測試驗和數值模擬分析方法,分析黃河源區典型多年凍土與季節凍土土壤水分入滲對降雨的差異響應機制,從而為了解凍土退化引起的水資源效應提供基本認識,進而為定量評估其變化及風險提供科學依據。

1 材料與方法

1.1 區域概況

1.1.1自然環境狀況

黃河源區位于青藏高原中東部(圖1),一般是指多石峽以上的源頭區集水范圍,兩湖(鄂陵湖和扎陵湖)形成區域的匯水中心,地理坐標介于95°55′E—98°41′E、33°56′N—35°31′N 之間,海拔4193—5238 m,源區總面積約2.98×104km3。源區地貌類型復雜多樣,涵蓋了冰蝕河谷、高原山地、陡峭坡地、平緩斜坡、河相灘地、灘地平原、深丘陡坡等。地表水體除鄂陵湖、扎陵湖以外,尚有隆熱錯、茶木錯、尕拉拉錯、星星海等諸多湖泊,多曲、熱曲、勒那曲、貝敏曲等河流構成黃河的一級支流。區域屬于高原大陸氣候區,受季風氣候影響,年降水量在300—400 mm,年蒸發量為1000—1500 mm,年平均氣溫低于-3.5℃。高寒沼澤草甸、高寒草甸、高原草原和荒漠是主要的植被類型。

圖1 研究區野外監測場地布設示意Fig.1 Field monitoring site of the study area

1.1.2凍土發育狀況

凍土一般可分為短時凍土、季節凍土以及多年凍土。多年凍土,是指凍結狀態連續保持三年或三年以上的巖土體,空間上包括上部活動層和下部凍土層。季節凍土,是指冬季凍結、春季融化每年凍融交替一次的巖土體。

黃河源區多年凍土下界一般在4350—4370 m,多年凍土面積占整個源區的80%以上。多年凍土年平均地溫在-0.2—2℃之間。0 ℃附近的多年凍土厚度一般在20 m左右；高于-0.5℃的多年凍土厚度一般不超過40 m；高于-1.0℃的多年凍土厚度一般不超過60 m；-2℃附近的低溫多年凍土的厚度一般不超過100 m。沼澤草甸活動層厚度一般為1.0—2.0 m；高寒草甸活動層厚度多介于2.0—4.0 m；草原區活動層厚度3.0—5.0 m。近年來隨著氣候變暖、人類活動等多方面因素影響,多年凍土正逐步退化。

康窮下坡凍土鉆孔剖面位于黃河源區康窮小盆地底部平坦地面,海拔4302 m,地貌特征為河谷盆地,地表植被為苔草草原,區域為不連續多年凍土分布區,多年凍土厚度30—50 m,季節融化深度2.8 m,年平均地溫為-0.57℃。康窮上坡凍土鉆孔剖面位于黃河源區康窮小盆地周邊山坡,海拔4314 m,地貌特征為山前緩坡,地表植被稀疏,生長一些次生雜草的裸露荒漠帶,區域為季節凍土分布區,年平均地溫為0.95℃。

1.2 樣點布設與采集方法

分別選取康窮下坡、康窮上坡凍土剖面進行氣象、凍土、水文等不同類型要素觀測儀器的布設(圖1)。研究區不同類型要素觀測儀器如表1所示。采用美國Campbell公司生產的CR3000數據采集器定期獲取每日數據,其中氣象要素監測頻率為0.5 h/次,凍土和水文要素監測頻率為4 h/次。本文選用2017年5月至2017年10月期間凍土融化期間的監測日平均數據。

1.3 研究方法

降水在多年凍土和季節凍土土壤中的入滲過程主要采用HYDRUS- 1D軟件凍融模塊進行模擬分析。通過改進Richards方程,耦合土壤水熱過程,實現對土壤水運動的計算,其公式如下[30-31]：

(1)

式中,θu為未凍水含水率(包括液態水和氣態水),cm3/cm3；θ為液態水含量,cm3/cm3；θi為含冰量,cm3/cm3；t為時間,s；z為空間坐標,cm,向上為正；ρi為冰密度,kg/m3,取931 kg/m3；ρw為液態水密度,kg/m3,取1000 kg/m3；h為壓力水頭,cm；T為溫度,K；S為匯源項,s-1,通常為根系吸水項。

表1 研究區觀測儀器

初始條件通過線性插值土壤水分的實測值確定。上邊界條件考慮地表積水,最大深度設為10 cm,在模擬時段內逐日輸入上邊界通量值,包括降雨量和蒸發量。下邊界條件以地下水位埋深設定。按照土壤發生層次將土體分為7層(0—20 cm,20—50 cm,50—80 cm,80—120 cm,120—160 cm,160—200 cm,200—250 cm),假定各層土壤性質均一。依據各層土壤質地,利用HYDRUS- 1D中的Neural Network Prediction模塊得到各層土壤水力學參數,并設定為初始值。

采用相關系數(R2)來定量評價模擬結果。圖2顯示了研究區康窮上坡不同深度土壤溫度和土壤水分模擬值與觀測值比較結果,總體來說,土壤溫度和土壤水分的模擬效果一致性較好,土壤溫度的模擬效果要好于土壤水分的模擬效果,深層土壤溫度和土壤水分的模擬效果要好于表層土壤溫度和土壤水分的模擬效果。

2 結果與討論

2.1 多年凍土和季節凍土土壤溫度變化

研究區2017年5月—10月氣溫與降水變化情況如圖3所示。從圖3可以看出,區域這一時期內平均氣溫為6.06℃,區域2017年7月21日日氣溫最高,為15.1℃,2017年5月15日日氣溫達到最低,為-2.16℃。區域這一時期累積降水量為356.2 mm,相對偏多,處于豐水季節,總體而言每個月份的降水量均相對較多。

如圖4所示康窮下坡(多年凍土)、康窮上坡(季節凍土)土壤溫度季節變化,從圖中可以看出,在融化發生階段,康窮下坡(多年凍土)零度等溫線的斜率較緩,說明250 cm深度范圍內活動層土壤完全融化所經歷的時間較長,土壤溫度等值線略顯密集,說明溫度上升的速率較快,而不同深度土壤融化起始日期的時間隔較大,深層土壤明顯滯后于淺層土壤。康窮上坡(季節凍土)零度等溫線的斜率較陡,說明200 cm深度范圍內活動層土壤完全融化所經歷的時間較短,土壤溫度等值線略顯稀疏,說明溫度上升的速率較慢,而不同深度土壤融化起始日期的時間隔較小,深層土壤稍微滯后于淺層土壤。

2.2 多年凍土和季節凍土土壤水分入滲過程

2.2.1多年凍土

從圖5中可以看出,在快速融化階段,對于康窮下坡多年凍土而言,隨著在這一時期降雨量的增多,由于各層土壤隨著時間的推移開始逐漸融化,因而土壤的儲水能力也在逐漸增強,除降雨來源外,受地形地勢影響,該下坡主要承接上坡的坡面側向流補給,同時下坡與河流較近,也有部分水分來自河流湖泊的補給,水量較為充分,這部分降雨除蒸發和地表徑流外,主要受垂直重力的影響向下入滲,由于表層土壤先于底層土壤融化,底層土壤仍處于完全凍結狀態,因而表層土壤含水量呈逐漸增加的趨勢,底層土壤含水量的變化幅度不大,從觀測的結果來看,在20 cm、50 cm土層深度處,由于至5月上旬土壤已經完全融化,該層土壤處于飽和狀態,土壤水分體積含量保持穩定,分別處于30%和40%左右；在80 cm土層深度處,在5月底至6月初期間,土壤溫度跨越了0度等溫線,土壤進入完全融化狀態,而此時土壤水分體積含量也由之前的10%左右迅速增加,并在20%左右達到穩定狀態；在120 cm土層深度處,在6月下旬,土壤進入完全融化狀態,而此時土壤水分體積含量也由之前的6%左右迅速增加,并在12%左右達到穩定狀態；在160 cm土層深度處,在7月中上旬,土壤進入完全融化狀態,而此時土壤水分體積含量也由之前的6%左右迅速增加,并在10%左右達到穩定狀態；在200 cm土層深度處,在7月中上旬,土壤進入完全融化狀態,而此時土壤水分體積含量也由之前的10%左右逐漸增加,并在25%左右達到穩定狀態；在250 cm土層深度處,在8月中上旬,土壤進入完全融化狀態,而此時土壤水分體積含量也由之前的13%左右逐漸增加,并在30%左右達到穩定狀態。在快速融化階段,雖然凍結土壤自上而下逐漸融化,但底部土壤仍然處于凍結狀態,降雨入滲還不能完全到達底部,因而凍結層上水位觀測顯示其變化幅度不大,基本保持不變。在完全融化階段,各層土壤處于完全融化狀態,各層土壤含水量基本處于飽和狀態,由于下部多年凍土層的阻隔作用,因而凍結層上水位快速上升并逐漸達到穩定狀態。因此,降雨在多年凍土區的再分配過程,受到季節凍融過程和凍土層阻隔的影響,主要以向下入滲為主,從而導致各層土壤含水量隨凍融過程呈逐漸增加的趨勢,在土壤完全融化時基本達到飽和狀態。

圖2 研究區不同深度土壤溫度和土壤水分模擬值與觀測值比較Fig.2 Comparison of simulation and observation results of soil temperature and moisture at different depths

圖3 研究區氣溫與降水變化過程Fig.3 Temperature and precipitation of the study area

圖4 多年凍土和季節凍土土壤溫度季節變化Fig.4 Seasonal change of the soil temperature of permafrost and seasonally frozen ground

圖5 多年凍土和季節凍土土壤水分季節變化Fig.5 Seasonal change of the soil moisture of permafrost and seasonally frozen groundA: 穩定凍結階段；B: 融化一次穩定階段；C: 融化二次穩定階段；A′: 凍結穩定階段；B′: 融化穩定階段

圖5中顯示康窮下坡多年凍土160 cm土層深度和200 cm土層深度處的土壤含水量在7月中上旬都突然上升,而這一時期,160 cm深度土壤已經完全融化,但是200 cm深度土壤還未完全融化；而與此同時在這一時期,康窮下坡的凍結層上水位則由穩定凍結階段A轉向快速融化一次穩定階段B,水量突然增加,但是底部土壤還處于凍結狀態,因而上部的降雨入滲還不足以引起凍結層上水位的變化,由于康窮坡地距離河流較近,河水的熱侵蝕作用使得其周圍的多年凍土不斷退化,多年凍土上限不斷加深,融區范圍不斷擴大,受河流貫穿性融區的影響,增加了融區地下水和凍結層上水的水力聯系,7月中上旬這一時期,表層土壤已經完全融化,融區地下水可能處于飽水狀態,并與下坡凍結層上水發生水力聯系,補給凍結層上水,從而導致下坡200 cm深度處的土壤含水量快速增加并逐漸達到飽和狀態,作為下坡凍結層上水的主要補給來源,引起下坡凍結層上水位的快速上升。而在8月中下旬完全融化階段,下坡底部土壤完全融化,各層土壤處于飽水狀態,受降雨增多的影響,土壤入滲能力增強,自上而下到達底部,受到凍土層的阻隔作用,加之融區地下水或多年凍土上限附近其他來水的影響,從而導致凍結層上水位的二次上升,快速融化一次穩定階段B轉向快速融化二次穩定階段C。

2.2.2季節凍土

從圖5中可以看出,在快速融化階段,對于康窮上坡季節凍土而言,隨著在這一時期降雨量的增多,盡管表層土壤(0—50 cm)在5月上旬已經處于完全融化狀態,土壤體積含水量呈逐漸增加的趨勢,土壤的儲水能力也在逐漸增強,但受降雨驅動、土壤質地、蒸散發、植被覆蓋等因素的影響,土壤尚未能快速達到飽和持水狀態,這部分降雨除蒸發外,一方面受地形坡度的影響以坡面側向流為主,主要以地面徑流的形式向下流動,另一方面受垂直重力的影響向下入滲,由于表層土壤先于底層土壤融化,下部土壤(80—200 cm)仍處于完全凍結狀態,因而表層土壤含水量呈逐漸增加的趨勢,下部土壤含水量的變化幅度不大。在這一時期,盡管上部土壤已經完全融化,但是下部土壤仍然處于凍結狀態,從而導致土壤入滲還不能到達底部,因而在這一時期凍結層上地下水位觀測顯示其變化幅度不大,基本保持不變。至7月7日各層土壤處于完全融化狀態,下部土壤由于受到土壤質地等因素的影響,其土壤持水能力較弱,土壤含水量雖然呈逐漸上升趨勢,但總體變化幅度不大,而在這一時期凍結層上地下水位觀測顯示其變化幅度不大,基本保持不變。這說明降雨在季節凍土區的再分配過程,受到凍融過程的影響,主要以地表徑流為主,深層下滲為輔,受局地因素影響,表層土壤含水量呈逐漸增加的趨勢,但是未能達到飽和狀態。

圖5中顯示康窮上坡季節凍土7月7日各層土壤已經完全融化,在這一時期,康窮上坡的凍結層上水位則由凍結穩定階段A′轉向融化穩定階段B′,水量有一個增加的趨勢,由于下部土壤(80—200 cm)土壤持水能力較弱,從其變化趨勢來看,其土壤含水量尚未達到飽和狀態,因而上部的降雨驅動下的土壤入滲,還不足以引起凍結層上水位的變化,這與下坡凍結層上水位第一次變化的時間相近,這表明康窮坡地河流貫穿融區地下水與凍結層上水發生了一定程度的水力聯系,在7月中上旬這一時期融區地下水處于飽水狀態,從而導致康窮上坡的凍結層上水位一定程度的上升,由于距離河流越近,融區地下水對凍結層上水的補給作用越大,因而其主要補給影響下坡凍結層上水,引起下坡凍結層上水位的快速上升。

2.3 多年凍土和季節凍土土壤水分入滲過程模擬

為進一步對比分析多年凍土和季節凍土區土壤水分入滲過程的差異性,在不考慮其他因素影響下,采用HYDRUS- 1D軟件凍融模塊模擬分析了融化期內(2017年5月至2017年10月)多年凍土和季節凍土土壤水分入滲過程。如圖6顯示了多年凍土和季節凍土土壤儲水量及底部滲漏通量隨時間的變化過程。

圖6 多年凍土和季節凍土土壤儲水量及底部滲漏通量的變化Fig.6 Changes of soil water storage and bottom leakage flux of permafrost and seasonally frozen ground

(1)對于多年凍土而言,在快速融化階段,土壤自上而下開始融化,凍結土壤的儲水能力開始逐漸增強,在降雨入滲的作用下,在土壤垂直方向上形成較大的重力梯度,各層土壤體積含水量開始逐漸上升并趨于穩定,達到飽水狀態,因而從圖6中可以看出,自5月中上旬開始至8月中下旬,土壤儲水量隨著時間的推移一直處于上升狀態并逐漸達到最大值,而這一時期由于底部凍結土壤還沒有完全融化,因而降雨入滲還不能夠達到底部,底部通量相對較小,降雨除蒸發外,主要以地表徑流的形式向外排泄。在穩定融化階段,凍結土壤已經完全融化,土壤儲水能力已經達到飽和狀態,自8月中下旬開始,在降雨驅動下,降雨自上而下入滲,由于各層土壤含水量達到最大飽水狀態,因而土壤儲水量基本處于穩定狀態,而降雨在土壤中垂直入滲后將以壤中流的形式產生底部滲透通量,由于凍土層的阻隔作用,因而這部分水量主要補給凍結層上水,引起凍結層上水位的快速上升并逐步達到穩定狀態。

(2)對于季節凍土而言,隨著氣溫的逐漸升高,凍結土壤開始自上而下逐漸融化,并在7月中上旬完全融化,土壤的儲水能力也在逐漸增強,但是由于受到降雨強度、土壤質地、蒸散發、植被覆蓋等因素的影響,各層土壤的滲透能力較弱,在這一時期內土壤不易達到飽水狀態,因而各層土壤體積含水量呈逐漸增大的趨勢,因而從圖6中可以看出,康窮上坡季節凍土的土壤儲水量隨著時間的推移一直在上升尚不能達到穩定狀態,而這一時期盡管凍結土壤已經完全融化,降雨增多,但降雨入滲還不足以使得各層土壤達到最大飽和含水量,因而底部通量相對較小,這部分降雨入滲除蒸發外,主要以地表徑流的形式向下排泄。

3 結論

(1)在快速融化階段,土壤自上而下開始融化,受下層土壤凍結影響,降雨以地表徑流為主,表層土壤水分含量增加,土壤下滲有限,凍結層上水位上升幅度較小；在穩定融化階段,土壤完全融化,降雨除地表徑流外,土壤水分含量增加,土壤水分下滲增強,在多年凍土區由于凍土層的阻隔作用,壤中流在凍土上限附近聚積,凍結層上水水位上升幅度較大；在季節凍土區由于缺少凍土層的阻隔,土壤水分則以深層滲漏或側向流動為主。

(2)受到降雨強度、土壤質地、蒸散發、植被覆蓋等因素的影響,康窮下坡多年凍土各層土壤水分含量隨凍結土壤融化自上而下逐漸增加并達到飽和狀態,在融化期內盡管凍結土壤已經完全融化,但上坡季節凍土表層土壤不易達到飽水狀態,其土壤儲水量隨著時間的推移一直在上升尚不能達到穩定狀態,這部分降雨入滲除蒸發外,主要以地表徑流的形式向下排泄。

(3)康窮坡地發育河流貫穿融區地下水,在7月中上旬,土壤完全融化,融區地下水處于飽水狀態,導致上坡凍結層上水位小幅度上升,下坡凍結層上水位的變化除受到降雨入滲的影響外,還受到融區地下水的影響,其主要補給凍結層上水,引起下坡凍結層上水位的快速上升。