大興安嶺濕地多年凍土區活動層水熱特征分析

馮曉琳， 張艷林， 常曉麗

（湖南科技大學資源環境與安全工程學院，湖南湘潭 411202）

0 引言

凍土是地球冰凍圈系統的主要組成部分，它的存在、分布和水熱狀態對陸氣能量交換、碳循環、流域生態水文過程和工程建筑等具有重要的影響［1-2］。濕地是地表過濕或經常積水并生長濕地植物的地區，濕地的儲水作用有利于凍土分凝冰的形成，同時寒區濕地的植被根系層和下覆泥炭層多位于多年凍土的活動層內，對多年凍土與大氣之間的水熱交換、土壤內部的水熱平衡和遷移過程具有重要的影響，并導致強烈的地貌和生態水文效應［3-4］。研究濕地多年凍土活動層的水熱狀況，對深入理解濕地多年凍土活動層的凍融循環和土壤水熱資源利用、活動層厚度的變化特征、土體凍融對濕地的影響和氣候變化的生態環境效應預測具有重要意義［5-6］。

根據IPCC 第五次綜合報告，全球的平均氣溫從1880—2012 年溫度升高了0.85 ℃［7］。我國東北地區也總體上呈現了全區變暖的趨勢［8］。在多年凍土地區，氣溫的升高勢必導致多年凍土的退化，產生地溫上升、活動層變厚、熱融湖塘擴張、溫室氣體排放增多［9-11］等現象。大興安嶺北部地區是我國唯一的中高緯度多年凍土區，也是我國第二大多年凍土區，目前已有不少學者研究了該地區的地溫狀況［12-14］，例如多年凍土與生態系統（植被、動物群落、土壤細菌等）的相互影響，以及森林火災［15］和工程建設［16-17］等對多年凍土的影響。也有學者在松花江流域［18］和吉林［19-20］等地分析了土體凍融過程的時空變化及其對氣候變化的響應，得到了最大凍土深度與年均氣溫為顯著負相關，隨緯度升高凍結深度和凍結指數增大等結論。此外，王寧等［21］基于氣象臺站的觀測資料，研究了近50年來黑龍江省凍土厚度的時空演變特征，發現期間凍土的平均厚度減少了12.86 cm。馮瀅瑛等［22］探討了1957—2007 年期間東北地區負積溫的變化，結果顯示東北地區負積溫呈全區一致性上升趨勢，且增溫率由西南向東北遞增。Zhang 等［6］分析了1950—2010 年我國東北地區凍土的變化情況，指出其凍土面積已經從1950年的4.8×105km2減少到2010 年的3.1×105km2，并且伴隨著地溫的上升，多年凍土的南緣在向北移動，為該地區的多年凍土退化提供了有力的證明。但是以往的研究大部分聚焦在區域凍土變化與氣溫之間的關系，而對濕地多年凍土活動層凍融過程的水熱特征探討較少。因此，本文依托大興安嶺北部多年凍土監測網絡［23］中的根河森林生態站，基于2012—2020 年期間在森林濕地中觀測的土壤溫度和含水量數據，分析了濕地多年凍土活動層的水熱特征，研究成果可為中高緯度多年凍土區土壤凍融的水熱耦合機制研究提供依據。

1 研究區概況與數據來源

大興安嶺森林生態站地理范圍為50°49′～50°51′N，121°30′～121°31′E，面積約110 km2，處于大興安嶺北坡根河上游的中山地帶，是典型的寒溫帶森林生態研究站，也是我國目前緯度最高的森林生態站。氣候上，該站屬于寒溫帶大陸性季風氣候，受西伯利亞冷空氣和蒙古高壓控制，冬季漫長而嚴寒、春秋季涼爽而短暫，夏季更短，溫差變化極大。年平均氣溫約-5.4 ℃，最低氣溫-50 ℃，最高氣溫32 ℃，年均日照2 594 h，全年≥10 ℃積溫1 403 ℃。年降水量為450～550 mm，60%的降水集中于7、8 月份。該站屬于典型的季節性積雪區，每年9 月末至第二年5月初為積雪期，積雪厚度達20～40 cm，每年10 月到第二年3 月降雪量占全年降水量的12%［24］。全年地表蒸發量800～1 200 mm，無霜期僅有80 天。區內植被主要為寒溫帶針葉林，基本保留著原始林景觀，幾乎未受人類活動的影響。

圖1 研究區概況圖Fig.1 Site location of the study area

表1 森林生態站活動層水熱觀測場儀器信息Table 1 Instrument information of the soil thermal and moisture observing system installed in the active layer at the forest ecological station

大興安嶺森林生態站試驗區活動層溫度水分觀測系統［23］于2011年安裝在柴樺落葉松林，觀測要素包括氣溫及地表以下0～2 m 間的地溫和土壤含水量，0～1 m 間的觀測間隔為10 cm，1～2 m 間的觀測間隔為20 cm。數據通過CR1000 采集，采樣時間間隔為15 s，記錄時間間隔為10 min。由于觀測系統安裝時擾動了天然凍土的水熱平衡，初期觀測數據不穩定。因此本文舍棄2011年采集的數據，后期又因為系統電池供電不足和數據采集器損壞，導致2014—2018 年數據缺失。因此，本文利用已有的2012 年、2013 年、2019 年、2020 年觀測數據進行分析。

2 結果與分析

2.1 多年凍土活動層溫度分布特征

根據研究區不同深度的地溫觀測數據統計，2013 年0.05、0.2、0.4、0.6、0.8、1、2 m 處的年平均地溫分別是-1.95、-2.73、-3.17、-3.36、-3.52、-3.55、-3.57 ℃，年平均氣溫為-3.73 ℃。地表溫度變化最為劇烈，地溫的變化幅度隨深度而衰減，0.8～2 m 之間地溫基本保持平穩，變幅小于2 ℃。春季［圖2（a）］氣溫介于-14.8～11.4 ℃之間，此時正處于凍結-融化期，溫度隨時間升高。在深度梯度上，3 月淺層土壤溫度低于深層土壤，4 月淺層土壤溫度開始高于深層土壤，5月淺層土壤溫度已達0 ℃以上，進入融化期；夏季［圖2（b）］氣溫介于13.4～19.4 ℃之間，始終高于地溫，每年的最高氣溫和最大地溫均出現在7 月，8 月氣溫降低，受滯后效應的影響，地溫仍隨深度逐漸升高，淺層土壤溫度高于深層土壤；秋季［圖2（c）］為融化-凍結期，氣溫介于-19.4～9.1 ℃之間，9月淺層土壤溫度高于深層土壤，10 月溫度大多聚集于0 ℃附近，11 月淺層土壤溫度明顯低于深層土壤；冬季［圖2（d）］氣溫介于-31.3～-20.3 ℃之間，始終低于地溫，且淺層土壤溫度低于深層土壤。春秋兩季為凍融交替，從圖2（a）和2（c）可知，5月融化，10月凍結。最大融化深度出現在9 月和10 月。2012 年、2019 年、2020 年10 月時，0.8 m 處的平均地溫分別為-0.09、-0.51 ℃和-0.24 ℃（低于0 ℃）。而2013 年仍高于0 ℃（0.03 ℃），因此可以判斷，2013 年活動層厚度大于0.8 m。2012 年、2019 年、2020 年活動層厚度介于0.4～0.8 m 之間。常曉麗等［25］分析該地區2008—2009 年土層4 月上旬開始融化，10 月底開始凍結，降溫速率隨深度遞減，與之相比，融化時間有所延遲。2009 年4 月地溫在0 ℃附近，2013 年、2020 年4月地溫仍低于0 ℃，這與氣溫有很大關系。Zhang等［26］分析北極村解凍時間為3 月14 日—5 月31 日，新巴爾虎左旗解凍時間為3月14日—4月5日，齊齊哈爾解凍時間為3 月24 日—4 月6 日，伊春2012—2014 年解凍時間為3 月22 日—4 月11 日。與北極村相比，根河緯度更低，凍結情況符合一般規律。但與其他地區相比，根河森林生態站活動層解凍時間明顯更晚，因為本區良好的生態及環境功能［27］，受人類活動影響程度小，使得本區的凍土界面未發生明顯改變。

圖2 2012年、2013年、2019年、2020年不同深度月平均溫度變化曲線Fig.2 The monthly average temperature at different depths in 2012，2013，2019 and 2020：spring（a），summer（b），autumn（c）and winter（d）

2.2 凍融過程變化規律

以根河森林生態站濕地2012 年、2013 年、2019年和2020 年0 ℃等溫線繪制濕地地區多年凍土的凍融變化曲線（圖3）。5月開始，研究區進入多年凍土層季節融化期，熱量由上至下傳導，融化鋒面向下緩慢移動，2012 年、2013 年、2019 年、2020 年平均融化速率分別為0.49、0.61、0.47、0.56 cm·d-1，此后進入“零點幕”階段［28］，此時水分相變劇烈，相變潛熱能量巨大，融化速率降低。活動層分別在2012年9 月24 日、2013 年9 月12 日、2019 年10 月4 日、2020 年9 月14 日達到最大融化深度，最大融化深度分別為78.73、85.65、66.22 cm 和74.94 cm，零點幕持續時間分別為23、21、21、23 d。之后進入季節凍結期，由底部開始向上凍結，凍結鋒面快速向上移動，在2012 年10 月17 日、2013 年10 月8 日、2019 年10月12日和2020年10月15日開始出現多年凍土區特有的“雙向凍結”現象。此時活動層溫度中部高兩端低，融化層上部的凍結鋒面和下部的凍結鋒面分別向下和向上移動，2012年、2013年、2019年和2020年向上平均凍結速率分別為1.34、2.12、2.58 cm·d-1和1.65 cm·d-1，向下平均凍結速率分別為1.69、1.02、3.32 和1.00 cm·d-1。2012 年和2019 年向下凍結速率大于向上凍結，2013 年和2020 年與之相反。凍結速率大于融化速率。2012 年10 月22 日、2013 年10 月13 日、2019 年10 月16 日、2020 年10 月19日開始進入相對穩定階段，凍結速率減小，水分從融化層向凍結鋒面兩側遷移，并在此處聚集和凍結，2012 年和2019 年最終在30 cm 處形成閉合，而2013年和2020年曲線右端出現交叉閉合，出現短時間的“凍融交替”，明顯可以看到20、30、40 cm 處存在“融化臺階”，此處有冰層出現，融化速率降低。

圖3 土壤凍融過程Fig.3 The freezing-thawing process of soil

2.3 多年凍土活動層水分變化規律

在凍融過程中，土壤水分發生相變，使得土壤空間結構發生改變。如圖4 所示，按照土壤含水量的變化，在深度方向將其分成三個區域：上層（0～20 cm）、中層（20～90 cm）、下層（90～200 cm）。非凍結期間，上層土壤含水量變化幅度較大，變幅達0.25%。2012 年和2013 年變化幅度達60%，主要原因是降雨集中在6—8 月，高氣溫引起活動層融化，致使表層土壤含水量突增，且高于深層土壤。在土壤凍結過程中，中層土壤含水量明顯高于淺層及深層土壤，主要是因為氣溫持續下降，凍結深度逐漸增大，土壤水分受土水勢［29］及負地溫梯度的影響向凍結鋒面遷移，最終集中在中部土層。明顯看到每年土壤含水量都出現雙峰現象，但2019 年最為明顯。40 cm 處峰值明顯，水分含量高。2012年、2013年和2020 年聚集在9 和10 月，分別為80%、81%、75%，此時活動層達到最大融化深度。2019 年土壤含水量峰值為53%，70～80 cm 間有一個小峰值，含量在50%左右。2019 年活動層厚度較小，分凝冰并沒有完全融化，因此土壤含水量比其他年份低。下層土壤位于多年凍土區，未凍水含量低，含水量范圍為7%～18%，多年凍土具有隔水作用，深度越大，隔水作用越強，遷移量越小。土壤深度90 cm 處，土壤水分因向凍結鋒面遷移而含量降低，且在土水勢的作用下，對下層土壤進行少量補給，出現水分低值點［30］。由此可見，活動層最大融化深度與土壤含水量是相輔相成的，土壤含水量的峰值可以作為指示土壤融化深度的標志。

圖4 土壤水分剖面圖Fig.4 The soil moisture profiles in 2012，2013，2019 and 2020

3 討論

3.1 凍融過程中的水熱關系分析

地溫是控制水的相變、未凍水含量變化和土水勢的一個重要因子，對比2012 年5 月7 日和2013 年5月6日凍融過程中土壤含水量和土壤溫度數據（圖5）發現：土壤含水量的趨勢與地溫總體上保持一致。圖中紅色虛線代表融化的開始，黑色虛線代表融化的結束，隨深度增加，融化期縮短，溫度降低直至平衡，土壤含水量具有先增加后減小的趨勢。5 cm 融化期大于163 天，平均土壤溫度為7.19 ℃，平均含水量為33%；20 cm 融化期為148 天，平均土壤溫度為4.37 ℃，平均含水量為44.64%；40 cm 融化期為110 天，平均土壤溫度為2.40 ℃，平均含水量為75.86%；60 cm 融化期為81 天，平均土壤溫度為0.81 ℃，平均含水量為53.11%。直至深度大于80 cm，土壤全部凍結。由圖3 和圖4 可知，40 cm 處的含水量具有最大值，趨近80%，且出現在7—10月，期間地溫隨深度逐漸降低，但40 cm 處地溫仍高于0 ℃，且活動層已達到最大融化深度。表層土壤水分在土水勢和負地溫梯度的影響下，快速向下遷移。圖2 說明40 cm 處于凍結相對平穩期附近，融化期產生的水分不斷向此處遷移，進而凍結，最終結果是此處水分含量達到最大值。凍結期，隨深度增加，土壤含水量降低，一方面大量液態水轉化為固態水，另一方面未凍水在正溫梯度下向上遷移，最終在凍結鋒面聚集，土壤的“凍后聚墑”效應［31］使得上層土壤含水量高于下層土壤。土壤中的未凍水含量與負溫之間形成一種動平衡關系，表層土壤溫度低于深層土壤溫度，土壤顆粒表面的吸附作用造成未凍水含量分布不均勻，使得未凍水向低溫區域遷移［32］。80 cm 以下為多年凍土層，多年凍土層作為天然隔水層，未凍水含量極低，但仍存在未凍水隨溫度梯度遷移的現象。

圖5 2012—2013年凍融過程不同深度的土壤溫度及含水量變化趨勢Fig.5 The ground temperature and moisture contents at different depths during the period from 2012 to 2013

土壤的凍融過程指的是土壤中液態水與固態水的交替相變，這個過程伴隨著大量的相變潛熱［33］。以2012年5月—2013年5月的數據討論多年凍土區凍融過程中水分與溫度的關系。凍結過程中，未凍水的含量與負溫始終保持動態平衡，土壤負溫與含水量的關系可用式（1）表示：

式中：wμ為未凍水含量（%）；t為負溫（℃）；a和b為與土壤相關的經驗系數。

利用SPSS 軟件中對凍結期數據進行擬合，以5、20、40、60、80、90、100、120 cm 和140 cm 為例，結果見表2及圖6。

表2 凍結期不同深度未凍水含量隨溫度變化擬合結果Table 2 Fitting results of unfrozen soil water content at different depths to ground temperature during the freezing period

從表2 和圖6 可以明顯看出土壤的未凍水含量與負地溫擬合結果較好，R2幾乎都在0.90 以上，甚至超過0.99。僅30、40 和70 cm 處的相關性小于0.90，總體上深層土壤的擬合效果要優于淺層土壤，這可能與表層土壤受到其他因素（植被、雪蓋等）的影響有關。

圖6 未凍水與負溫的擬合結果Fig.6 Fitting results of unfrozen soil water content to the negative ground temperature

融化期，土壤含水量數值復雜多變，對土壤含水量與地溫進行相關性分析發現（表3），僅70 cm 處相關性不顯著，表層土壤地溫與土壤含水量仍相關，但是相關性不穩定，且相關性弱，而20 cm 和60 cm 處出現負相關，這說明溫度已經不是影響水分遷移的主要驅動力。生態系統作為影響凍土的主要驅動力［34］，涉及植被、土壤質地、人類活動等因素，融化期土壤含水量劇增，一方面是活動層中固液相的轉變，另一方面，降雨與地上水下滲，補充了地表土壤含水量。

表3 融化期土壤含水量與地溫的相關性分析Table 3 Correlation analysis between the soil water content and ground temperature during melting period

3.2 雙向凍結特征分析

由上述分析可知，2012—2020 年期間活動層的厚度在65～90 cm之間，沒有明顯變化，但是融化時間較之前有所延遲。凍土凍融具有單向融化、雙向凍結的現象，在時間上，融化速率并沒有明顯變化，對于雙向凍結來說，2012年和2019年向下凍結速率大于向上凍結，2013 年和2020 年正好相反。圖3 中可以明顯看出2013 年和2020 年向上凍結的深度比向下凍結的深度要淺，產生了交叉，即進入了凍融交替。2012年和2019年在30 cm 和40 cm 處進入了相對穩定期，推測在此處形成冰層，使得2013 年和2020 年在融化30～40 cm 附近的冰層時吸收了大量熱量，耗用較長時間，即圖2中體現的“融化臺階”，融化速率低。圖4 發現在中層土壤（20～90 cm）出現了雙峰。第一個峰值于9 月和10 月出現在30～40 cm，最大達81%。9 月時，融化進入最后階段，達到最大融化深度，此時土壤孔隙中未凍結水分含量最大，30 cm和40 cm處的冰層被融化，水分聚集。而10月開始進行雙向凍結，土壤水分在雙向冰層的影響下隨凍結鋒面向中層土壤聚集，雖然凍結速率不一致，但凍融交替現象和相對穩定階段都在40 cm以上，因此，雙向凍結的結果是使土壤含水量在40 cm處達到最大值。第二個峰值出現在70 cm附近，圖4中水分在80 cm 和90 cm 處已接近穩定，含水量變化幅度小，說明此處已到達多年凍土層的上限，凍后聚墑效應使得下層水汽不斷向70 cm 處聚集，因此70 cm出現小峰值，而90 cm 處含水量出現低谷。兩個峰值之間存在轉折，此處一部分水分受雙向凍結的影響，隨凍結鋒面向上移動；另一方面，受土水勢的影響，少量水分向下遷移。2019 年轉折明顯，說明2019年活動層厚度并沒有完全解凍，仍有冰層出現，而雙向凍結時，50 cm處的含水量大部分隨著凍結鋒面進行遷移，導致兩個峰值的差距不明顯。綜上所述，這些特征充分表明土壤中的含水量對于雙向凍結有著至關重要的影響，大興安嶺濕地土壤水分的飽和為多年凍土的雙向凍結提供了充分的條件。

3.3 多年凍土活動層凍融的影響因素

3.3.1 氣溫

對2013 年濕地地區的日均氣溫和地溫做相關性分析（表4），隨著深度增加，相關系數R逐漸降低。濕地地區1.4 m 處P=0.017，小于0.05，說明土壤深度≤1.4 m，地溫與氣溫顯著正相關，當土壤深度≥1.6 m 時，P＞0.05，相關性不顯著。由此可見，濕地的冷濕效應使得濕地地表（0～1.4 m）溫度與氣溫相關性隨著深度增加而顯著降低，使得地溫的滯后性隨深度增加。

表4 2013年濕地氣溫與地溫相關性分析Table 4 Correlation analysis between air temperature and ground temperature at the wetland in 2013

3.3.2 積雪

作為一種特殊下墊面，積雪對氣候變化極為敏感。特別是在寒冷地區，季節性積雪是最活躍的環境變化因子［35］，研究積雪對凍土融化的影響具有重要意義。利用2012—2013 年和2019—2020 年觀測的積雪數據。將積雪深度、氣溫及5、10、20、40、80、140 cm和200 cm的地溫進行對比（圖7）。圖中可以看出，從10 月開始到次年4 月，地溫高于氣溫，且變化幅度遠小于氣溫，正與積雪期在時間相吻合，說明積雪具有保溫作用。隨著積雪深度增加，氣溫與地溫的差距也逐漸增大，當積雪深度達20 cm 以上時，地溫與氣溫的差距逐漸減小。2012—2013 年積雪累積時間為82天，2019—2020年初雪時間略有提前，累積時間增長，達144 天，2020 年3 月12 日積雪深度最大達30 cm。積雪具有緩慢累積，迅速融化的特征，2013 年和2020 年積雪的融化速率分別為0.44 和1.56 mm·d-1。由圖3 可知，2012 年和2019年的凍結時間分別為10 月29 日和10 月4 日，次年開始融化時間分別為5 月7 日和5 月29 日，2012—2013 年和2019—2020 年第一場雪的時間分別為11月11 日和10 月20 日，地面在第一場降雪來臨時都已經回凍。積雪融化結束時間分別為2013 年4 月3日和2020年3月29日。積雪融化結束時，氣溫升至0 ℃附近，但5 cm 處的地溫卻依然處于-10 ℃左右，這是因為積雪融化吸收了大量熱量，使得附近溫度下降。積雪融化結束后，地溫出現回升現象。這樣就使得地溫與氣溫之間產生了時間差，即產生了滯后現象，凍土融化開始的時間也會受到滯后影響，向后推移。

圖7 積雪、氣溫及地溫關系圖Fig.7 The relationship between snow depth and air temperature and ground temperature

3.3.3 植被

大興安嶺森林生態站中主要林型有杜鵑-落葉松林、杜香-落葉松林、柴樺落葉松林和蘚類-落葉松林等［25］，常曉麗等［25］在2008—2009 年對森林林區研究發現，塔頭-落葉松林下的土壤融化和凍結時間最晚，凍結速率最慢，植物的凋零和枯萎會加快地表的凍結速率。進行鏟除植被后發現地表溫度上升明顯，新林［27］林區塔頭的氣溫和地溫高于其他林型，塔頭具有良好的吸水保水能力。李曉英等［36］探討了森林火災對植被及凍土的影響，火災致使植被冠層和有機質層減小，地溫升高，引起凍土活動層迅速的融化和遲緩的回凍。種種研究表明，植被對凍土有著保溫隔熱作用，且不同種類植被產生的作用也不盡相同。目前的凍融速率以及地溫等數據表明，大興安嶺濕地凍土活動層受植被因素的影響。這與前人的研究結果相符合。但由于缺失不同植被類型的觀測數據，導致無法進行對比分析，從而明確植被對凍土活動層的影響程度。為此，之后將進一步分析植被對凍土活動層的影響。

4 結論

本研究以根河市森林生態站為例，對濕地多年凍土活動層的水熱特征進行分析，得到以下結論：

（1）地溫的變化幅度隨深度衰減，具有滯后性。融化期地表溫度高于深層土壤溫度，凍結期，地表溫度低于深層土壤。凍融特征為單向融化，雙向凍結，2012 年、2013 年、2019 年和2020 年的平均融化速率分別為0.49、0.61、0.47和0.56 cm·d-1，向上平均凍結速率分別為1.34、2.12、2.58和1.65 cm·d-1，向下平均凍結速率分別為1.69、1.02、3.32 和1.00 cm·d-1，最大融深分別為78.73、85.65、66.22和74.94 cm。2012 年和2019 年向下凍結速率大于向上凍結，2013 年和2020 年與之相反，總體凍結速率大于融化速率。雙向凍結與土壤含水量密切相關，在雙向凍結的條件下，土壤含水量出現雙峰，峰值深度分別位于40 cm和70 cm處。

（2）凍融過程中，土壤溫度與未凍水含量有著密不可分的關系，總體趨勢保持一致，“凍后聚墑”使得上層土壤含水量高于下層土壤。融化期土壤含水量變化幅度大，凍結期變化幅度小。凍結期，未凍水含量與土壤溫度具有良好的相關性，R2普遍大于0.90，且深層土壤擬合效果優于表層土壤。對融化期土壤水分和地溫進行相關性分析發現，相關性低于0.50，變化幅度大，且隨深度增加，相關性減弱。

（3）分析了3種對土壤凍融有影響的因子發現：在深度小于1.4 m 位置，氣溫與地溫的相關性顯著，相關性受深度影響降低。積雪具有保溫作用，積雪的覆蓋使得地溫的滯后現象明顯，植被具有保溫隔熱和吸水儲水的作用，且不同植被類型的儲水和保溫能力不同。

通過研究大興安嶺森林生態站濕地多年凍土活動層的水熱特征，對濕地多年凍土活動層的凍融過程有了初步了解，盡管數據有很大局限性，沒有完全解釋濕地多年凍土水熱特征的時空差異性及復雜性，但仍然為濕地多年凍土的進一步研究奠定了基礎。