融雪期季节性冻土湿度变化对融雪洪水的影响

2013-09-14王荣军刘志辉李诚志张文娜

水土保持研究 2013年4期

王荣军，刘志辉，李诚志，胡铭，张文娜

（1.新疆大学资源与环境科学学院，乌鲁木齐830046；2.新疆大学教育部绿洲生态重点实验室乌鲁木齐830046；3.新疆大学干旱生态环境研究所，乌鲁木齐830046；4.干旱半干旱区可持续发展国际研究中心，乌鲁木齐830046）

融雪洪水是具有新疆特色的一种自然灾害，每年都会造成人民生命安全及经济的重大损失，尤其对于天山北坡经济圈，融雪洪水直接威胁着交通设施、通讯、水库及财产安全。因此，研究融雪型洪水的成因，做好洪水的预报与洪水调度，对于防洪抗旱、合理开发利用洪水资源，促进当地国民经济的发展具有重要意义。

截至目前，融雪洪水的研究主要集中在气象因子方面，并取得了一定的成果，如田华［1］对新疆融雪洪水气象因子进行了分析，发现平均气温由负转正，最高气温高于5℃以及暖平流出现的时间对洪水具有指示意义；傅华等［2］利用EOS／MODIS卫星资料和气象水文台站观测资料，对2002—2008年库玛拉克河流域融雪期的洪水成因、积雪变化与气象因子的相互关系以及混合型和融雪型洪水的天气特性等进行了分析；吴素芬等［3］对北疆地区发生融雪洪水前期气温、降水、积雪和诱发洪水的升温条件进行了分析；王志杰［4］利用数理统计方法对三工河流域进行了研究，探讨天山北麓低山、丘陵地区春季融雪洪水产流成因机理；仇家琪等［5］根据天山北坡乌鲁木齐附近不同海拔4个气象台站冷季降水、蒸发、积雪和气温等资料，分析了春季融雪洪水规模及其产流的时空分布状况；俞永旺等［6］分析了影响春季融雪洪水形成的主要因子，指出融雪洪水的形成及河道来水量与初春3月份积雪深度有关；梁春成等［7］对宁家河的春季融雪洪水成因进行分析，指出其影响因素是地形、气象、冻土的物理性质；隗经斌［8］运用成因分析法和相关分析法，对军塘湖河量级较大的典型融雪洪水的个例进行了分析；陆智等［9］对新疆融雪洪水的特征及其形成原因进行了详细的分析，结果表明，积雪深度、热力条件、降水状况等是洪水形成的主要因子；魏守忠等［10］对发生在1964—2001年期间三工河干沟的春季洪水量进行了逐步回归分析，得到两个相关性较好的三元模型方程；刘艳等［11］利用雪盖、径流、气象因子数据分析了玛纳斯河流域融雪径流特征及其与积雪—气温—降雨的关系；其他一些研究［12－16］也进行了融雪模型的构建，并对军塘湖流域春季融雪洪水进行了预报。

迄今为止，融雪洪水的研究主要集中于气象因素的影响方面，但关于季节性冻土湿度变化对融雪洪水影响的研究较少。鉴于此，本文从影响融雪洪水的下垫面出发，分析融雪期洪水与冻土湿度的关系，探讨季节性冻土水分变化对融雪洪水的影响机理，以期为融雪洪水预报提供理论指导。

1 研究区概况及数据获取

军塘湖流域位于新疆昌吉州呼图壁县境内，发源于天山北坡的特力斯喀达坂，流域面积约为841 k m2，最高海拔为3 400 m，最高海拔到出山口红山水库的河长47 k m，平均高程为1 503 m，河网在低山带的马扎尔汇合，流经呼图壁西部的前山丘陵后进入平原。流域地表覆盖类型主要为裸地和农田；流域土壤类型从高到底依次为高山草甸土、灰褐土、黑钙土、栗钙土及棕钙土，并有常年冻土层和季节冻土层存在。每年2月份气温开始回升，3月份积雪开始大面积融化，若气温迅速升高，则会产生融雪洪水，4月份左右积雪几乎完全融化，季节性冻土全部融通。

选取军塘湖流域内的小流域作为实验场（86°28′30″E，43°51′44″N），海拔 1 080 m，架设CR23X自动气象仪进行野外气象数据的定点采集，观测时间为2009年3月2日至18日和2010年3月11日至4月6日，即整个融雪期时间间隔为30 min，分析时提取整点的观测数据。土壤湿度数据采集传感器为CR23 X自动气象仪自带的CS－615探头，埋设深度为0（积雪与地表界面），10，20，30，40 c m，积雪深度用钢尺直接测量。

2 季节性冻土水分变化

2.1 试验场季节性冻土的基本物理属性

冻土是多相和多成分的复杂体系，冻土的基本成分是：矿物或矿体骨架、冰、未冻水和气体，它们决定着冻土的结构、物理力学和热物理性质，并影响其冻结和融化过程。因此，土的物质组成、结构特征、理化性质是冻土水分迁移研究的基础［17］。融雪期试验场季节性冻土约为40 c m（根据40 c m处出现负温），冻土基本特征如表1所示。

表1 季节性冻土的物理属性

2.2 季节性冻土的湿度变化

2009年融雪期冻土湿度变化见图1，由图1可知，3月7日之前，不同深度的冻土湿度变化曲线出现了明显的分层现象，从表层到深层湿度值依次增大（除10 c m湿度值明显高于20 c m外），湿度值变化幅度为7.4%～18.6%，并基本维持在一个定值。3月6日到3月9日期间，0 c m处土壤湿度值出现周期性的波动变化，3月9日之后湿度值在7%～10%范围内浮动变化；从3月9日起10 c m处的土壤湿度迅速回升，3月10日后呈现平稳上升趋势；20 c m以下的季节冻土湿度变化趋势大致相同，这种趋势从3月2日一直延续至3月16日，此后，各层湿度均出现了不同程度的上升。

2010年季节性冻土的湿度变化如图2所示，由图2可知，季节性冻土未消融时，湿度从表层到深层依次增大，后大体呈现平稳状态。3月16日开始10 c m冻土湿度出现突变，从7%剧升至31.5%。随后3月17日起，10 c m以上各层冻土湿度持续回升，在后续的几天内各层依次出现湿度的峰值，并且以较高的湿度值持续至25日。3月25、26日各层湿度值均出现了变化幅度较大的周期性变化，有陡涨陡落现象，3月27至31日，各层湿度值较稳定。3月31日之后，各层又出现以日为周期的波动变化，与空气温度的变化相似，这种变化一直持续至融雪结束。

图1 2009年季节冻土湿度变化曲线

图2 2010年季节冻土湿度与空气温度变化曲线

3 融雪洪水的特征

春节融雪期，当空气温度上升至0℃以上时，积雪开始融化，迅速、持续的温度回升，则会引发融雪洪水［2］。白天温度高，积雪消融，夜间温度下降，积雪冻结，融雪洪水流量出现以天为周期的变化规律。

3.1 融雪洪水的日变化

为了分析方便，对洪山水库的流量数据进行了插值，结果见图3—4。融雪期白天气温缓慢上升，雪层开始吸收热量，当温度上升到一定程度后积雪开始融化，融雪水出流。随着温度的降低，融化速率减缓，融化状态一直持续到夜间，融雪水断流为止。此段融雪过程中，融雪水经过地面的产流、河网的汇流，最终在出山口红山水库汇集，由于不同海拔积雪厚度与雪密度以及汇流时间的不同，流量增加呈缓慢的过程，每天在一定的时间内均出现洪峰，2009年最大洪峰109.17 m3／s出现在21：00，2010年最大洪峰18.56 m3／s出现在22：00，洪峰的出现及消失均是一个缓慢的过程。

3.2 融雪期洪水的变化

在2009和2010年融雪期，由于不同的积雪状况与气候条件，融雪洪水的水文过程存在较大差异。2009年融雪洪水日流量变化见图3，由图3可知，在融雪前期，流量几乎以基流大小保持不变，16日之后，流量出现了波峰变化，在17日出现了最大洪峰109.17 m3／s，最大洪峰出现之后，18日出现了第二次大波峰，最大洪峰46.13 m3／s，此后流量趋于稳定，洪峰变化较小。与此相比，2010年流量变化曲线（图4），在整个融雪期出现了周期变化，变化周期为连续的2至3 d，从3月16至4月6日，出现了3个周期洪峰变化，三次周期峰值依次为7.52 m3／s，17.00 m3／s，18.56 m3／s，峰值流量越来越大，最大洪峰为18.56 m3／s，且整个融雪期洪峰持续时间较长。

图3 2009年红山水库融雪期流量过程

图4 2010年红山水库融雪期流量过程

4 季节性冻土消融对融雪洪水的影响

季节性冻土是积雪消融的下垫面，冻土的冻结、消融决定着融雪水的下渗，不同融雪期，冻土的冻结状态不同，形成了不同的产流方式［18］，冻土未消融之前，冻土是弱透水层或不透水层，融雪水在冻土界面形成超渗产流；冻土消融后，融雪水下渗，冻土积雪界面形成蓄满产流。季节性冻土湿度在融雪期的不同时期，随着土壤入渗变化对融雪洪水产生不同影响［19］。

4.1 季节性冻土的湿度变化对融雪洪水形成过程的影响

由图5可知，3月6日之前，积雪的深度变化幅度较小，在太阳辐射与空气温度的影响下，积雪发生压实作用，使积雪的深度发生了微小变化，不产生融雪水。在6—9日内，雪深发生较大变化，变化的幅度为3.1 c m／d，积雪深度的较大变化产生融雪水，而流量保持基流大小，未见明显变化，从冻土湿度的变化趋势来看，表层的冻土湿度发生变化并出现周期性的波动，由于融雪水的表层下渗所致，水分的下渗削弱了地面的汇流，因而河道汇流量减小。结合图1，3月6日至3月9日，0 c m冻土湿度值较高，而以下各层湿度值未变，由此得知，表层冻土因为积雪融水带来的热量而发生了消融，湿度值增加，以下各层冻土处于冻结状态，融雪水的下渗只发生在10 c m范围内。9日至17日之间，流量变化微小，而积雪发生变化，10 c m冻土湿度的值较高且保持不变，湿度值未超过田间持水量的35.2%（2010年冻土湿度图），融雪水下渗未能到达10 c m，因而融雪水储蓄在土壤表层10 c m内。17日各层冻土湿度出现了剧增，水分变化明显，地面以蓄满产流方式影响着融雪洪水的形成。

图5 2009年融雪期积雪深度趋势线

2010年融雪洪水发生在3月27—29日、4月4—6日，土壤湿度伴随着周期性的变化，白天由于融雪水下渗补给，湿度值超过田间持水量，土壤达到饱和状态，夜间积雪冻结，融雪水停止下渗，而土壤内部水分在重力作用下进行下渗，湿度值维持在田间持水量值附近，融雪水在冻土—积雪的界面以蓄满产流为主，影响融雪洪水的发生。

4.2 季节性冻土湿度变化对洪峰的影响

融雪水是融雪洪水的来源，从水量平衡的角度来看，积雪融水的消耗包括雪层表面蒸发、融雪水的下渗及地面径流，融雪期蒸发相对下渗及地面产流可以忽略不计，如果融雪水受土壤中下渗调蓄影响小，则其主要以地面径流的形成存在，容易发生融雪洪水。如果融雪水受土壤下渗作用调蓄影响较大，一般无融雪性洪水。

2009年3月9日前期，流量几乎未变，而季节冻土表层湿度3月6日发生了较大的变化，3月9日10 c m处的冻土湿度迅速升高，并一直保持在25%左右。因此，融雪水在3月6日起开始下渗，下渗的融雪水滞留在10 c m土层内，减少了地表径流，影响着河水的流量变化。此后的融雪过程中，积雪消融，融雪水继续在10 c m土层内下渗，湿润锋面未超越10 c m，湿度的变化只在表层发生。3月11降雪增加了雪深，雪深由原来的9.4 c m升至14.2 c m，在之后的融雪中，雪深变化曲线较平缓。3月17日土壤湿度各层变化较大，而流量出现了整个融雪期的最大峰值109.17 m3／s，峰值过后，出现了46.13 m3／s的第二次洪峰，此后流量趋于基流。因此，融雪期融雪水的下渗，土壤10 c m范围内的湿度与洪峰具有密切关系，积雪迅速融化，0—10 c m发生显著消融，20 c m以下未消融形成隔离层，即蓄满产流发生，径流产生量与10 c m以下未消融的冻土阻隔入渗有很大的关系，即20 c m及以下的湿度变化会减小洪峰。

由图6可知，雪深在整个融雪期有三次起伏变化，2010年3月16至3月20日雪深从36.3 c m降至18.8 c m，3月21日至3月27雪深由38.9 c m降至19.1 c m，3月28日之后雪深变化缓慢。洪山水库流量变化也呈现出相对应的大周期洪峰变化，在第一次洪峰变化中，流量最大值为7.52 m3／s，而在洪峰出现之前，土壤湿度出现了较大的变化，0—40 c m处冻土湿度出现了昼夜周期性变化，冻土各层水分开始下渗。26日至28日的第二个周期洪峰中，流量的峰值为14.23 m3／s，土壤各层也出现了周期性融雪水下渗，融雪水从表层向深层的下渗在一定的程度上削弱了洪峰流量。第三个周期洪峰变化中，融雪水下渗呈现周期性变化，融雪水在土壤中的下渗减少了地面融雪水的产流，从而影响融雪洪水的峰值，最大峰值为23.48 m3／s。