祁連山天澇池流域亞高山草甸凍融期土壤水熱變化特征

黃葭悅， 趙傳燕， 魏 楊， 臧 飛， 常亞鵬，郝 虎， 安金玲， 張茂軍， 張恒平

（1. 蘭州大學 草地農業科技學院 草地生態系統國家重點實驗室，甘肅 蘭州 730000；2. 甘肅祁連山國家級自然保護區管理局，甘肅 張掖 734000）

0 引言

凍土指0 ℃以下，具有各種巖石的土壤，作為冰凍圈主要組成部分之一，在調控和改變區域生態環境中都發揮著重要的作用［1-2］。凍土一般分為短時凍土、季節凍土以及多年凍土［3］，不同類型的凍土因其所處環境的不同，凍融過程也有所差異，其中季節凍土呈現出由地表向下的單向凍結、由地表向下與最大凍結深度開始向上的雙向融化特征［4］，多年凍土活動層則呈現出地表向下和由活動層底部向上的雙向凍結、由地表向下單向融化的特征［5］。土壤凍融循環作為寒區陸表重要特征之一［6］，可改變土壤水分的運移規律導致特殊的水文過程［7］，如在融化期，積雪凍土開始融化，存在多個入滲和徑流界面層［8］，凍結的土層起著隔水層的作用，可阻止水分入滲，使積雪融化后迅速形成地表徑流［9］。融凍期徑流是寒區重要的標志性水文過程，也是寒區不可回避的水文現象［10］，融凍期徑流是干旱半干旱地區寶貴的水資源，對春季播種具有重要意義［11］。

通過對凍土凍融各階段的研究可全面了解凍融變化特征，因各研究側重點和方法不同，凍融階段的劃分也有所不同，有研究者將凍融階段劃分為初凍期、穩定凍結期、消融前期和消融后期四個階段［12］，也有研究者將凍融期劃分為三個階段［13-16］，如苗春燕等［17］將土壤凍融過程分為不穩定凍結階段、凍結穩定發展階段和融化期階段。基于凍融階段的劃分，研究者主要對各階段水熱變化進行了分析，部分研究集中于凍結過程中土壤水分的遷移和再分配［18］，Hou 等［19］通過室內的單向凍融試驗得出凍結溫度的降低可抑制土壤水分的運移；Taylor等［20］和高玉佳等［21］認為凍融過程中溫度梯度的存在促進土壤未凍水在凍融期發生遷移。也有用模型對季節凍土水分運移做了研究［22-24］，陽勇等［23］利用CoupModel 模型發現在凍結前期土壤水向上移動，凍結中期土壤水運動微弱，融化期土壤水運動受上下層土壤水勢影響；徐敩祖等［24］提出利用冪函數可對未凍水體積含水量（USWC）和土壤負溫絕對值進行擬合。此外，有研究涉及到凍土與徑流的關系，程根偉等［25］認為區域徑流形成的關鍵取決于凍土的分布、發展和消融，郭陽等［26］認為凍融變化是影響黑河上游徑流的特殊因子，Haldorsen 等［27］也提出凍融作用對冬季地表徑流形成具有一定的補給作用?？傮w來看，已有的研究對凍結過程中土壤水熱變化和耦合進行了詳細的分析和探討，然而年際氣候波動變化，凍土的凍結深度和融化深度不同，將會導致有效土壤厚度產生的水分過程有所差異。因此，有必要分析野外凍融的長期數據，為凍土厚度的變化觀測與土壤水熱耦合模擬提供數據支持。

祁連山是疏勒河、黑河、石羊河等內陸河流域地表水資源的重要形成區［28］，凍土廣泛分布于祁連山地區，凍融過程顯著影響該地區的生態水文過程［29］，研究祁連山凍土水熱變化特征對青藏高原北部高寒生態環境穩定、生態安全屏障作用發揮也具有一定的科學意義。亞高山草甸是祁連山的優勢生態系統，在水源涵養方面具有重要生態地位。故本研究以祁連山中段的天澇池流域為研究區，通過分析研究區內亞高山草甸2014—2019 年土壤水熱和大氣溫度數據，探討土壤水熱變化和凍融特征，為凍融作用對土壤徑流產生的影響提供基礎數據，并對進一步探討祁連山區季節凍土對氣候變化的響應提供科學參考。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

研究區位于祁連山中部黑河上游天澇池流域（99°53′50″～99°57′10″ E，38°23′57″～38°26′55″ N），總面積12.8 km2，海拔2 600～4 450 m，河流縱長6.9 km。其氣候屬高寒半干旱、半濕潤山地森林草原氣候，全年均溫為0.7 ℃，年均降水量為433 mm，主要集中在6—9 月，約占全年總降雨量的84%，年潛在蒸發量較大，約為降水量的2.4 倍［30］。海拔差異性使流域內植被垂直地帶性顯著，低海拔到高海拔依次為森林草原、灌叢、亞高山草甸和高山草甸。其中，亞高山草甸主要由鵝絨委陵菜（Potentilla anserina）、葛縷子（Carum carvi）和垂穗披堿草（Elymus nutans）等組成，蓋度接近100%［31］，1 月、7 月的平均氣溫分別為-13.1 ℃和12.1 ℃，亞高山草甸封凍時間長，春末解凍，凍融作用強烈。其土壤屬于亞高山草甸土，厚度約為50 cm，根系深度在20 cm左右，50 cm以下有大量礫石分布［32］。

1.2 觀測方法

在亞高山草甸固定樣地（海拔3 050 m）中布設有5TE 土壤傳感器（Decagon， USA）。首先挖開土壤剖面，將土壤傳感器探頭分別埋置在10、25、40、60、80、100、120、140、160、180 cm 深度處，其監測探頭連接EM50 數據采集器，自動記錄數據，數據記錄時間步長為30 min。于每年3 月和9 月對所測數據進行采集，數據記錄與采集從2014 年8 月開始至今，同時固定樣地架設自動氣象站一臺（HOBO U30 Station， USA），通過氣象站采集大氣溫度數據，時間步長為30 min。因研究區亞高山草甸凍結過程發生在11 月至次年4 月中下旬，故本研究僅對2014—2019 年土壤凍融期水熱變化特征進行分析。

1.3 凍融階段劃分及數據處理

依據苗春燕等［17］對土壤凍融階段的劃分，將亞高山草甸土壤凍融過程分為不穩定凍結階段（11 月初至11月中旬）、凍結穩定發展階段（11月中旬至次年4 月上旬）和融化階段（4 月上旬至5 月初）三個階段（圖1）。在不穩定凍結階段，白天大氣溫度在0 ℃以上波動，夜間大氣溫度在0 ℃以下，土壤發生晝融夜凍現象，凍結深度在0～10 cm（因本試驗5TE 探頭從10 cm 深度處開始測量，故對這一階段不進行數據分析）；凍結穩定發展階段，日均溫穩定在0 ℃以下，土壤凍層深度穩定向下發展，無晝融夜凍現象；融化階段，凍層上下界面雙向融化，0～10 cm 深度再次出現晝融夜凍現象。

圖1 凍融期階段劃分示意圖Fig.1 Diagram of freezing and thawing periods stage division

計算凍融期內每日0 點到24 點各深度土壤溫度和USWC 以及氣溫的平均值，并記錄為當日各深度土壤日平均溫度、含水量和氣溫，以日為單位對凍融期各深度土壤水熱變化特征進行分析。此外，Pearson 相關系數作為統計學方法中的一種線性相關關系，常用來衡量定距變量間的線性關系［33］，在本研究中可用來探究氣溫與土壤溫度間的關系，其定義為：

式中：x、y分別代表氣溫和土壤溫度；xˉ、yˉ是x和y的平均值；σx、σy是x和y的標準差［34］。Pearson 相關系數r為正值表明兩者為正相關關系，r為負值表明兩者為負相關關系，并且r的絕對值越大表明二者的相關程度越高。

2 結果與分析

2.1 凍融過程土壤溫度變化特征

根據五年凍融過程觀測數據分析，發現當10 cm深度土壤溫度降至0 ℃發生凍結時，土壤溫度持續保持在0 ℃以下，即未發生晝融夜凍現象（圖2左側子圖），故認為土壤進入凍結穩定發展階段。2014—2019 年土壤進入穩定凍結階段的開始時間分別為11 月8 日、11 月17 日、11 月18 日、11 月19 日和11 月18 日，隨后受外界大氣溫度的影響土壤凍結深度穩定向下發展，并分別于2月5日、2月17日、2 月3 日、2 月6 日和2 月14 日凍結達最大深處（圖2左側子圖、表1）。在2014—2016年土壤凍結深度達140 cm，2016—2019 年僅達100 cm。2014—2019 年土壤從凍結穩定發展階段開始到最大凍結深度分別經歷了90天、93天、78天、80天和89天，凍結速率逐年減小，分別為1.56 cm·d-1、1.51 cm·d-1、1.28 cm·d-1、1.25 cm·d-1和1.12 cm·d-1，在最大凍結深處分別持續了43、41、55、48和36天。

表1 2014—2019年各凍融階段重要時間點及土壤深度統計Table 1 Statistics of Important time points and soil depth during the freezing and thawing periods from 2014 to 2019

圖2 2014—2019年凍融期土壤溫度及USWC變化特征（左側子圖為土壤溫度，右側子圖為土壤USWC）Fig.2 Change of soil temperature and USWC during the freezing and thawing periods from 2014 to 2019（The left of the picture is soil temperature and USWC at right， the （a）， （b）， （c）， （d）， （e）represent 2014—2015， 2015—2016， 2016—2017， 2017—2018， 2018—2019）

2014—2019 年土壤分別于3 月30 日、3 月29日、3月29日、3月25日和3月21日開始進入融化階段（表1），由圖2左側可以看出土壤凍結層分別呈現出雙向融化狀態，其中2014—2017年土壤凍結層上界面先開始向下融化，2017—2019 年土壤從凍結下界面開始向上融化，五年間上下凍結界面匯合（凍土完全融化）發生的時間和深度分別在4 月21 日100 cm、4 月12 日80 cm、4 月7 日40 cm、4 月5 日25 cm、4 月15 日25 cm 處。土壤從凍結最深處到完全融化分別經歷了23、15、10、12 和27 天，融化速度顯著快于凍結速度。2014—2019 年凍結融化期分別經歷了165、154、141、138和150天。

五次凍結融化過程中，10 cm 深度土壤溫度變化幅度最大，隨深度的增加土壤溫度變化幅度減小，土壤溫度變化更平穩，在穩定凍結階段土壤溫度隨深度的增加逐漸上升，土壤最低溫均出現在10 cm 深度處。此外，通過統計凍融期10 cm 深度土壤各日均負溫天數（圖3），發現-5～0 ℃的土壤日均溫天數在2014—2017 年間隨年份的增加在不斷增長；-7～-5 ℃的土壤日均溫天數除2015—2019 年外也隨年份的增加在不斷的增長，并于2018—2019年達到57 天，較2015—2016 年多了43 天；-9～-7 ℃的土壤日均溫天數除2016—2017 年外均隨年份的增加而縮短，2018—2019 年土壤日均溫在-9～-7 ℃的天數僅有14 天遠小于2014—2015 年；2014—2017年的三個凍融期間，土壤溫度小于-9 ℃的天數分別為13、20和6 天，而2017—2019年的兩個凍融期，土壤日均溫均大于-9 ℃。整體來看，2014—2019 年10 cm深度土壤日均負溫天數在128～142天之間，隨著年份的增加，土壤-7～0 ℃的天數在不斷增長，土壤日均溫小于-7 ℃的天數在不斷縮短。同時，由圖2 也可看出，在凍結期各土壤深度最低溫在逐年上升，小于-7 ℃的土壤日均溫天數持續時間和延伸深度也在逐年縮短。

圖3 凍融期10 cm深度土壤各日均負溫天數Fig.3 Number of days with daily average negative temperature of soil at 10 cm depth during freezing and thawing periods

2.2 凍融過程土壤未凍水體積含水量（USWC）變化特征

在整個凍融過程中，各層USWC 與土壤溫度的變化趨勢大體是一致的，整體呈現“U”形，即USWC先緩慢下降，接著發生斷崖式的降低（圖2 右側子圖）。在未凍結時期，0～80 cm 深度土壤含水量變化較大，變幅在10%～30%，60 cm深度的土壤含水量較高可達26%以上，80 cm 深度以下土壤含水量變化較小，變幅在10%～16%。

在凍結穩定發展階段，淺層USWC 首先發生大幅度下降，由20%左右下降到10%以下，各層USWC逐層降低，深層變化較小，僅從15%左右下降到10%以下，可能與其本身USWC 含量低有關，并且各凍結深度USWC 下降到一定范圍內（6%～10%）就不再發生太大的變化，各土層間的USWC 差異性也很小。當凍結達最深處時（2 月上中旬時），中層土壤（40～60 cm）形成了一個含水量＞10%的水分高值區，高于淺層土壤（10～40 cm）和深層土壤（100～120 cm）。另外，2014—2017 年分別在10～20 cm、80～100 cm 深處形成了兩個土壤水分低值區，且這兩個水分低值區隨年份的增加在逐漸減小，到2017—2019 年這兩個土壤水分低值區全部消失［圖2（a）、2（b）、2（c）右側子圖］，即2017—2019年凍融期各深度USWC均大于6%。

在融化階段，受大氣溫度和深層土壤熱傳遞影響，各凍結深度USWC 均有所上升，10 cm 深度土壤USWC 上升最快，從10%快速上升到20%以上，含水量由表層逐步向下入滲，下層含水量隨時間推移逐層升高。2014—2018 年在淺層土壤形成一個水分高值區，2018—2019 年在土壤表層和最下層土壤同時形成了兩個水分高值區，隨時間推移，兩個水分高值區在80 cm 深度處匯合。此外，土壤剖面（10～180 cm）的溫度在4 月中上旬基本都在0 ℃以上，而80 cm 深度以下土壤USWC 未恢復到未凍結前的含水量。

2.3 凍融過程土壤溫度與USWC相關關系

凍土中USWC 受土質、外界條件和凍融歷史等因素的影響，其中USWC 一直與負溫保持著動態平衡的關系，可用下式表達［24］：

式中：Wu為USWC；θ為土壤負溫絕對值；a、b為經驗常數。

本研究分析了2014—2019 年凍融期USWC 與土壤負溫絕對值的關系，用公式（2）擬合，獲得凍結期不同深度USWC 與土壤負溫絕對值的擬合經驗常數a、b（表2）。由表2可知土壤負溫絕對值與USWC 的相關關系整體較好，多數土層的R2可達0.7以上，并且淺層土壤的擬合效果好于深層土壤。擬合參數a始終為正值，b為負值，根據冪函數的性質可推斷USWC 隨著土壤溫度的降低先快速下降至一個拐點后再平緩下降。此外，除40 cm、60 cm 深度土壤的參數a在逐年減小外，其余各深度均呈增大趨勢，且各深度參數b的絕對值隨年份的增加大體在減小，這表明在同一負溫條件下，除40 cm、60 cm 深度土壤不易判斷外，其余各深度USWC 在觀測年份內存在差異，且USWC 隨年份的增加在上升。

表2 2014—2019年凍融期各土層USWC隨土壤負溫絕對值變化的擬合結果Table 2 The result of fitting USWC with absolute value of the negative soil temperature in different depths during the freezing and thawing periods from 2014 to 2019

2.4 凍融過程土壤溫度對大氣溫度響應

凍融期各深度土壤溫度與大氣溫度的相關性見表3。由表3可以看出，在五次凍融過程中，10 cm深度土壤溫度變化受氣溫波動影響最大，相關性最高，Pearson 相關系數可達0.8 以上。0～40 cm 深度土層土壤溫度變化與大氣溫度極顯著正相關（P＜0.01），相關性隨土壤深度的增加而逐漸降低；120～180 cm 土層土壤溫度與大氣溫度呈負相關（P＜0.05），相關性隨著土壤深度的增加而增加。

表3 2014—2019年凍融期各深度土壤溫度與大氣溫度的Pearson相關系數Table 3 Pearson correlation coefficient of soil temperature and atmospheric temperature at different soil depths during the freezing and thawing periods from 2014 to 2019

3 討論

3.1 凍融過程土壤溫度變化及其與氣溫關系

研究區內亞高山草甸土壤在凍融期呈現出單向凍結、雙向融化的特征（圖1），這與其他季節凍土規律一致［35-36］，戴黎聰等［37］認為出現這種現象是因為季節凍土上層受大氣溫度影響、下層受地下熱流影響所致，王宇等［38］認為土壤的雙向融化特征可能是因為最大凍結深度以下的土壤未凍結含水量較高，對上層土壤具有加熱作用導致的。在土壤融化階段，2016—2017 年下界面土壤的融化速率明顯快于上界面，這與姚楠等［39］的研究結果相反，這可能是該時段研究區上層積雪層厚度大，對大氣向土壤的熱傳遞形成阻礙，導致上界面融化速率慢。此外，五次凍融過程中土壤均在2 月份達到最大凍結厚度，其中2014—2016 年凍結最大深度達140 cm，2016—2019 年僅為100 m，土壤的凍結速率也在逐年降低，并且各深度土壤在凍結期的最低溫逐年上升、日均溫為0～-7 ℃的天數增長且小于-7 ℃的天數和深度也隨年份的增加縮短，由此可見研究區在觀測時段逐年變暖，與曹斌等［40］的研究具有一致性。白云等［41］也在鄰近本研究區的排露溝流域發現海拔2 900 m 的草地土壤在2016—2017年間最大凍結深度要淺于2015—2016年。

在凍結穩定發展階段中，土壤溫度的變化主要受外界大氣溫度的影響，Li 等［42］指出土壤溫度對大氣溫度的變化響應敏感。其中淺層土壤受外界影響更大，交換能量也更多，因此在土壤凍融過程中，淺層土壤對大氣溫度變化響應最大［43-44］，該結論與本研究結果一致，本研究中淺層土壤溫度與大氣溫度的相關系數可達0.9 以上。隨土壤深度的增加，土壤對大氣溫度的響應逐漸減弱，越深層的土壤變化趨勢就越平穩，其中大氣溫度與10～40 cm 深度土壤溫度顯著正相關，120～180 cm 深度土壤顯著負相關，王一菲等［45］通過研究黑土農田凍融期的變化特征也發現了120～190 cm 深度土壤溫度與大氣溫度相關系數為負，并認為出現這種現象的主要原因是當大氣溫度開始回升時，深層土壤溫度還在持續下降即深層土壤對大氣溫度的響應過于滯后所致。

3.2 凍融過程土壤USWC的變化特征

在土壤的凍融過程中，土壤USWC 變化趨勢整體呈現出“U”形，即未凍期和融化期土壤含水量顯著高于凍結期，在凍結期土壤含水量的變化平穩，這與眾多研究者的結果一致［41，46］。此外，土壤USWC 與土壤溫度的變化趨勢大體是一致的，隨土壤溫度的上升而增加，隨溫度的下降而減小，胡國杰等［47］也得到相似的變化規律。淺層土壤含水量因受外界降水、地表徑流、蒸散發等影響導致其在凍結前后期的變化較大，而深層土壤含水量變化相對穩定［48］。

在凍結穩定發展階段，USWC 的高值區在中層出現，這是因為土壤在凍結過程中產生溫度梯度，在溫度梯度的驅動力下，土壤未凍水和氣態水向凍結鋒面發生遷移［20］，上層土壤未凍水隨著凍結鋒面向下移動，下層土壤未凍水朝著凍結鋒面向上移動，在中層土壤處形成了一個水分高值區。戴黎聰等［37］研究發現在土壤一定深度也存在一個水分高值區，深度范圍在20～90 cm。在凍結穩定發展階段的后期，凍結深度以下的土壤水分在水勢梯度下向凍結區遷移，土壤水分都集中在凍結底邊上，使深層土壤形成了一個水分高值區，馮慧君等［49］也發現該現象。此外，2014—2017 年在20 cm 和80 cm 土壤深度處均出現了一個水分低值區，其中20 cm 深度的水分低值區可能是因為外界大氣溫度過低，土壤水分在溫度梯度的作用下向上運輸大量未凍水，并隨著凍結鋒面向下運輸大量水所致；80 cm 深度的水分低值區可能是因為凍結鋒面的溫度過低，大量水分不斷向凍結鋒面移動所致。2017年80 cm 深度的水分低值區消失，2018年以后，20 cm 深度的低值區也消失，這與土壤在垂直剖面上的凍結深度、最低溫度逐漸上升，低溫持續時長縮短等結果一致。

在融化階段，受大氣溫度影響表層土壤先發生融化，且隨著溫度的回升，土壤上層的積雪也開始融化入滲，凍結層具有隔水作用，阻止水分入滲形成淺層水分高值區，表層土壤含水量大幅度上升。隨著土壤深度的增加，土壤含水量變化較小，彭振陽等［50］也有相似的結果。此外，2018—2019 年深層土壤也出現一個水分高值區，這與同期出現的溫度高值區一致，這可能是當年深層土壤溫度較高、回升速度較快所致。

利用冪函數擬合USWC 與土壤負溫絕對值的關系，其相關系數隨土壤深度增加減弱，這與胡國杰等［47］對青藏高原凍土區土壤凍融期間水熱運移特征的分析得出的結論相反，胡國杰等［47］認為淺層土壤相關系數低于深層土壤可能與土壤表層受外界其他影響較多有關。也有研究者得出和本文相似的結論，如戴黎聰等［37］得出淺層土壤的擬合效果好于深層土壤，并提出部分深度土壤擬合效果差可能是由于該深度的土壤未凍水含量接近于零值所致。此外，Hu 等［51］研究結果表明凍融期USWC 參數化不但受土壤溫度的影響，還與冰點溫度、USWC保持恒溫時溫度、土壤特性、土壤水分類型和初始水分等因素有關。

4 結論

本研究以祁連山中部天澇池流域亞高山草甸為研究對象，利用2014—2019年凍融期大氣溫度和土壤水熱的野外觀測數據，通過統計分析法對亞高山草甸土壤凍融特征、凍融期土壤溫度對大氣溫度的響應及土壤水熱擬合進行了探討，得出主要結論如下：

（1）流域內亞高山草甸土壤凍融期為每年11月中旬至次年4 月上旬，2014—2019 年凍結最大深度為100～140 cm，土壤具有單向凍結雙向融化的凍融特征，屬季節凍土，10～180 cm 深度內未發現土壤日凍融循環現象。觀測期內，土壤凍結速率要顯著慢于融化速率，隨年份的增加，土壤出現凍結下界面融化速率逐年加快、凍結界面匯合深度逐年上升、凍結深度變淺、最大凍結深度持續時長縮短、凍結速率減緩，土壤最低負溫上升、土壤日均溫在0～-7 ℃天數持續增長、土壤小于-7 ℃持續天數和延伸深度縮短等現象。

（2）凍融期USWC 整體呈“U”形，當達最大凍結深度時，中層深度土壤（40～60 cm）會形成一個水分高值區，在融化階段80 cm 深度以下的USWC 對土壤溫度變化的響應較為滯后。USWC 與土壤負溫絕對值間具有較好的冪函數（y=axb）相關關系，相關性隨深度的增加減小，其中參數b始終為負值且絕對值隨年際變化減小，即同一土壤溫度、土壤深度條件下，不同年份的USWC之間也存在差異，且USWC隨年份的增加而增加。

（3）0～40 cm 深度土壤溫度與氣溫顯著正相關，相關性隨深度的增加逐漸減小，120～180 cm 深度土壤溫度與氣溫顯著負相關，相關性隨深度的增加逐漸增大，氣溫對深層土壤溫度的作用顯著滯后。

（4）土壤水分模式是構建流域水文模型的主要組成部分之一，因凍結的存在使得土壤各時期有效厚度不同，導致土壤在各時期的有效入滲深度不同，在融化階段，凍土深度隨時間變化，意味著土壤有效深度存在時間變化，因此水文模型中土壤有效厚度不是一個常數。融化期表層土壤存在的水分高值區是研究區特殊水文現象，將對徑流產生顯著影響。