多年冻土活动层水量平衡研究

李春杰

摘 要：在青藏高原多年冻土区典型小流域内开展水量平衡试验，对降水量、植被截留、蒸散发、坡面径流、地下径流和活动层贮水量等要素进行了长期观测。水量平衡的研究表明：冻融过程对于土壤贮水量的影响很大，未退化、中度退化和严重退化的高寒草甸在5—6月，土壤水分由固态向液态转化，是活动层水分释放的过程，导致地下水位的抬升和春汛过程。9—10月是活动层的冻结阶段，液态水转化为固态水，处于积累状态。活动层的冻融过程使得多年冻土区的水量平衡规律和其他地区相比具有独特性，活动层冻融过程深刻影响着高寒地区水循环过程。

关键词：活动层;多年冻土;水量平衡;固-液转化

中圖分类号：P642.14     文献标识码：A     文章编号：1003-5168（2021）36-0121-04

Study on Water Balance in Active Layer of Permafrost

LI Chunjie

（School of Geography And Tourism，Nanyang Normal University，Nanyang Henan 473061）

Abstract： Water balance experiments were carried out in typical small watersheds in permafrost region of Qinghai-Tibet Plateau.Long-term observations were made on precipitation，vegetation interception，evapotranspiration，slope runoff，underground runoff and active layer water storage.The results showed that：The freezing and thawing process had a great impact on soil water storage.In undegraded，moderately degraded and seriously degraded alpine meadows，soil moisture changes from solid to liquid in May to June，which was the release process of active layer water，leading to the rise of groundwater level and spring flood process.From September to October is the freezing stage of the active layer，liquid water was transformed into solid water，in the state of accumulation.The freezing-thawing process of the active layer makes the water balance law in permafrost region unique compared with other regions.The freezing-thawing process of the active layer profoundly affects the water cycle process in the alpine region.

Keywords： active layer;permafrost;water balance;solid-liquid conversion

青藏高原是亚洲主要河流的发源地，素有“中华水塔”之称，气候变化和人类活动已深刻改变了生态系统的格局，同时改变了水循环过程。在全球变化的背景下，冰冻圈的水文过程和水量平衡是学术界关注的热点科学问题[1-3]。气候变化使蒸散量、降水量、径流量和贮水量等水量平衡要素发生变化，由于气候、冻土植被、活动层、土壤等要素的改变，多年冻土区大气水、地表水和地下水转化不断异变，深刻影响到区域水分收支状况、水量平衡过程和高寒草甸生态水文过程[4]。在全球变暖、多年冻土日益退化的背景下，冻土活动层变化导致地表入渗、活动层贮水能力和地下径流等诸多水循环过程和要素的改变，从而影响区域水文过程，同时改变了多年冻土区植被生境[5]。

降水转化为径流的过程是水文循环和水量平衡的基本要素，也是下垫面对降水再分配过程，主要取决于非饱和带地下水运动的机理、特性和运动规律[6]。水量平衡法的理论基础为质量守恒定律，在水量平衡中，蒸散量是最大支出项，蒸散发在生态系统水量平衡中有着举足轻重的地位。冻融过程伴随着能力和水分的变化，直接影响土壤水分的再分配、土壤贮水量的变化、水分相变和潜热交换[7]。本文对青藏高原长江源区典型小流域的降雨、截留、蒸散发、冻结层上水位变化等水量平衡要素进行分析，动态解析了流域水均衡过程，为深入认识青藏高原水量平衡、水循环过程和水资源评估提供科学依据。

1 研究区概况与研究方法

1.1 研究区概况

研究区位于青藏高原长江源多年冻土区治多县典型小流域内，年平均气温为-2.0 ℃，月平均最低气温为-13.2 ℃，相对湿度均值为56%，年均降水量为379.5 mm。研究区平均海拔为4 800～5 300 m，气候寒冷干燥，气温气压均较低，平均风速较大，四季分明。降水主要集中在每年的6—9月，以降雪过程为主，每年的12月到次年的3月几乎没有降水。研究区降水的时空分异较大，年均蒸散量为1 487 mm，多年冻土活动层的季节融化层厚度为0.8～1.6 m。

1.2 试验方法

根据植被覆盖度把高寒草甸划分为未退化、中度退化和严重退化3种退化程度。气象数据主要来源于Watchdog小型气象站自动监测记录，活动层水分采集采用TDR土壤水分传感器，水位和流速的测定使用MP流量计（美国）。植被降雨截留采用自制的截测量装置，土壤蒸散发凝结过程观测采用自制的Lysimeter微型蒸渗仪，冻土层上水位的观测采用自建的地下水位观测管井，地下水位观测采用美国HOBO公司的U20-001-04型自动水位计。

1.3 数据分析方法

本研究利用近10 a来青藏高原长江源区治多县典型小流域实测的水文、气象实测数据资料，定量分析了水量平衡要素间的关系[8]。研究区水量平衡的特点是：降水是水分的主要输入项，植被截留、土壤蒸散发、坡面径流和地下径流是系统的主要输出项（见图1）。因此在研究区列出水量平衡方程如式（1）所示：

P-I-R-E-ΔW-ΔG-ΔAI=0   （1）

其中，P为大气降水量;I为径流截留量;R为坡面径流;E为蒸散量;ΔW为土壤水分变化（未冻含水量变化）;ΔG为地下径流变化;ΔAI为冻土活动层含冰量变化值。

2 研究结果分析

2.1 水量平衡各环节分析

2.1.1 降水。据观测资料表明，多年平均降水量为372.3 mm。夏季降水量约占全年降水量的70%，积雪期由9月下旬到次年6月，80%的降水是以降雪和雨夹雪的形式降落地面。5—6月的降水量为104.8 mm，7—8月的降水量为155.4 mm，9—10月的降水量为90.6 mm。

2.1.2 截留率变化。从表1可以发现，随着高寒草甸的退化，在同一月份平均截留率都呈现出减小的趋势，同种退化程度的高寒草甸5—6月、7—8月、9—10月截留率呈现出增加的趋势，截留率在5.2%～19.7%变动。

2.1.3 坡面径流。产流是降雨落在地面后，在下垫面土层中运移而发生的水文过程。正是由于下垫面土层具有阻水、吸水、持水及输水特性，形成了水分运动，从而也形成了产流过程。随着高寒草甸的退化，5—6月、7—8月、9—10月平均坡面径流量呈现增加的趋势，在同一月份，随着高寒草甸的退化，平均坡面径流呈现减小的趋势（见表2）。

2.1.4 蒸散量。小型蒸渗仪的观测点资料表明，平均陆面蒸散量为391.3 mm，水面蒸散量为1 735.8 mm。蒸散发过程包括土壤蒸散发、植被截留蒸散发和蒸腾。从表3可以发现，随着高寒草甸的退化，累计蒸散量呈现出减小的趋势，5—10月未退化高寒草甸的蒸散量远大于中度退化和严重退化的高寒草甸，严重退化高寒草甸蒸散量最小。在不同退化程度的高寒草甸中，7—8月的蒸散量要大于其他月份。

2.1.5 土壤贮水量计算。土壤湿度由TDR自动观测和称重法两种方法共同测得，TDR测量的是未冻水含量。土壤蓄水量的计算公式为式（2）。

[S=i=15Si=0.1×wi×ρi×hi]   （2）

式（2）中，S為土体贮水量，mm;wi为第i层土壤含水量，%;ρi为第i层土壤容重，g/cm2;hi为第i层土体土层厚度，cm。土壤贮水量特别是活动层的固液转化过程，直接影响到多年冻土水文过程的季节转换和水分供给，是区域水量平衡过程中的核心问题。

2.1.6 地下水位变化计算。根据自建的观测管井监测得到的数据，通过数据统计整理得到地下径流量，活动层的冻融过程直接影响到地下水位的变迁，地下水位变化对冻融过程响应十分迅速（见表5）。

2.2 水量平衡结果分析

从表6可以发现，5—6月随着高寒草甸的退化，活动层贮水量呈现增加的趋势。由于TDR传感器所测的是液态含水量，固-液转化造成了土壤液态水量的上升，并且严重退化高寒草甸液态水量的增加值显著大于中度退化和未退化的高寒草甸。7—8月未退化、中度退化高寒草甸土壤液态水量都呈现出增加的趋势，严重退化的高寒草甸土壤液态水贮量为-26.3 mm，出现了提前冻结的现象。9—10月高寒草甸贮水量整体上都为负值，液态水向固态水转化，因为TDR传感器只能测量液态含水量，所以造成了土壤液态水贮量的负增长。并且随着高寒草甸土壤退化，严重退化的高寒草甸液态水转化为固态水的程度大于中度退化和未退化的高寒草甸[9]。

5—6月未退化、中度退化和严重退化的高寒草甸活动层含冰量变化均为负值，说明该过程是活动层水分处于由固态向液态转化的过程，并将液态水释放于土壤，造成地下水位的抬升和春汛过程（见表6）。5—6月未退化、中度退化和严重退化的高寒草甸活动层中变化量分别为-109.5 mm、-95.4 mm和-124.1 mm。随着高寒草甸退化变化量增大，严重退化的高寒草甸固-液转化速率最快，未退化高寒草甸固-液转化速率最慢。较高的植被盖度造成了土壤融化期的推后，从而导致了活动层固-液转化的滞后。9—10月未退化、中度退化、严重退化的高寒草甸土壤的固态水量变化值分别为203.9 mm、181.3 mm、291.3 mm，9—10月的固态水量变化值均为正值，是活动层的冻结阶段，严重退化的高寒草甸液-固转化速率最快，未退化高寒草甸液-固转化速率最慢。从总体上看，5—6月是土壤水分由固态向液态转换的过程，是土壤水分的释放过程。9—10月土壤水分处于积累的过程，大量的液态水冻结为固态水，然后贮存在活动层之中。

3 结果与讨论

3.1 水量平衡过程分析

流域贮水量和径流量变化是由于降水和蒸散的共同影响。在流域产汇流过程中，多年冻土活动层底部隔水层深度是不断变化的，活动层中冻结和半冻结固态含水量的存在改变了土壤-岩层的能量和水分收支平衡（见表6），既增加了冻结-融化潜热过程，又改变了活动层的导热系数、热容量和总能量，以及土壤热传导过程[10-12]。活动层水分和能量耦合过程贯穿于流域的产流、入渗和蒸散发的全过程，是寒区流域水文过程的中心环节。由于研究区无冰川覆盖，活动层的冻融过程在水量平衡中占主导地位。高寒草甸活动层的水量平衡在5—6月呈现出负平衡状态，活动层呈现出液态水量释放的过程，9—10月高寒草甸活动层水量平衡呈现出正平衡状态，以固态水的形式贮存于土壤之中。衡量土壤热传递的指标是土壤的热量传递，温度变化是热量传递的直接体现，水分也会随着温度的变化做相应的迁移和变化。冻土水文过程中活动层内水分的迁移—转化和相变过程，是以冻土为主要下垫面的特殊陆面水文过程。

3.2 多年冻土区水量平衡的意义

活动层之下的冻结层具有不透水、蓄水调节和抑制蒸散发作用，使活动层“三水”转换关系具有不同于非冻土区的动态规律和特点。高植被盖度下高寒草甸土壤导热率相对较低，随着植被盖度的增加，土壤的地热通量和感热通量均有所降低，高植被盖度能使活动层保持较高的热稳定性。不同植被退化程度下活动层冻结和融化的时间存在差异，随着高寒草甸植被的退化，活动层开始冻结和融化的时间均提前[13]。随着高寒草甸的退化，活动层土壤的导水、持水率都不断减小，水热稳定性不断降低。不同退化程度的高寒草甸活动层水分和能量特性的差异导致其在季节转换中存储和释放的水分有特性差异，进而导致不同退化下的活动层水量平衡规律的差异[14]。在多年冻土退化的情景下，活动层加厚可能会导致储蓄固态水分的能力下降，改变水量平衡模式和水循环过程。与此同时，多年冻土储蓄水量的减少必然导致高寒生态系统的水分供给不足，从而导致高寒生态系统的大面积退化[15]。

4 结语

由于活动层之下的冻结层具有隔水、蓄水调节和抑制蒸散发的特性，使活动层水分和能量转换关系与非冻土区相比十分独特。高寒草甸活动层的水量平衡在5—6月活动层呈现固-液转化的过程，并将液态水释放于活动层，造成地下水位的抬升和春汛过程。9—10月大量的液-固转化贮存于活动层中。未退化的高寒草甸与中度退化和严重退化的高寒草甸相比，冻结期和融化期均存在滞后的现象。在未来气温上升和多年冻土退化的情景下，活动层的变厚导致储蓄固态水分的能力下降，青藏高原水资源储量可能朝下降的方向发展。

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