大兴安岭北部白桦次生林林内积雪及浅层土壤温度分布特征1)

朱宾宾满秀玲王树力俞正祥( 东北林业大学，哈尔滨， 150040)

我国大兴安岭地处高纬度冻土区［1］，负温期长达5 个月之久［2-3］，冬季降水以雪的形式为主，由于植被的拦截和遮挡作用，形成了独特的森林积雪分布特征和林下微气象［4-5］。相关研究表明:雪层温度是影响季节性积雪变质的主要因素［6］，赵哈林［7］等得出雪层温度梯度决定雪密度及雪层内水汽迁移。冬季土壤在较低的环境温度下致使土壤空隙被冰晶填充，形成一层不透水的季节性冻土层［8］，不同层土壤的冻结过程对植物根系吸收水分和养分以及对土壤微生物［9］的活动等均有较大的影响。积雪可延滞气温对地表热状况的影响从而缓冲土壤的冻结速度［10］，刘宗超［11］等研究表明太阳辐射和雪面反射率是影响雪层温度的主要因素。大兴安岭地区由于遭受火烧或采伐等干扰，大量兴安落叶松林遭到破坏，衍生出大面积的白桦次生林，其对该地区的涵养水源，保持水土，调节气候及保护生态平衡等方面具有重要意义［12-13］。本文正是以大兴安岭北部白桦次生林为研究对象，对林下积雪温度及不同土层温度分布特征进行研究，初步探讨林内积雪在大气和土壤热交换中所起的作用，期望能为森林积雪物理特性及冬季森林水文深入研究提供理论依据。

1 研究区概况

研究区选在黑龙江漠河森林生态系统定位研究站，属于漠河县漠河林场施业区范围。漠河林场位于黑龙江省最北端，地理坐标为东经122°06′～122°27′，北纬53°17′～53°30′。地形以低山丘陵为主，坡度多在12°～25°。属寒温带大陆性季风气候，冬季漫长、严寒，夏季短促、凉爽，秋季降温迅速，常有冻害发生。年平均气温-4．90 ℃，年降水量350 ～500 mm，多集中于7—8 月份。降雪量占年降水量的10%～20%，集中在11 月—竖年2 月。土壤以棕色针叶林土为主，局部地带有草甸土和沼泽土，并有永冻层存在。植被系欧亚大陆寒温带针叶林，典型植被为以兴安落叶松(Larix gmelini)为主的明亮针叶林，还有白桦(Betula platyphlla)林、樟子松(Pinus sylvestris var． mongolica)林、山杨(Pobulus davidiana)林等。

2 材料与方法

本研究经过实地考察，选择本区具有代表性的白桦次生林设置样地，样地面积20 m×20 m，样地位于大兴安岭北部老爷岭流域的阳坡，白桦平均树高14．22 m、平均胸径14．81 cm、密度1 350 株/hm2。在2014 年10 月初降雪前预埋由美国Campbell 公司生产的109 土壤温度传感器，每层土壤布设3 个探头，每10 cm 土层布设一组，纵向共布设4 组，同时于土表预埋1 台HFP01 型土壤热通量传感器。在土壤未冻结前预先将20 把积雪深度尺均匀插入样地土壤中，用于后期观测积雪深度。待11 月份气温降低，经过逐次的自然降雪形成稳定积雪时，每日早08:00 与17:00 调整积雪温度探头使之处在雪盖的表层和中层，15 个传感器统一连接在Campbell 公司所产的低温型CR1000 数据采集器，每隔30 min 记录一次数据。同期架设林内小气象站，同步获取地表以上1．50 m 处的气温、地表的长波辐射和林内风速。2014 年11、12 月两个月连续数据的日均值经由SPSS18、Excel 分析制图。

3 结果与分析

3．1 林内气温及雪深变化

由图1 知，大兴安岭地区白桦次生林林内平均气温-20．10 ℃，最低气温达-34．20 ℃，最高气温为-3．00 ℃。降温过程伴随着10 次降雪，主要集中在11 月份，2014 年冬季大兴安岭地区漠河观测区第一场雪降始于10 月11 日，但很快融化，地面没有积雪保存，10 月19 日降雪后才出现积雪。由于10 月29日至11 月18 日期间有3 场降雪的输入导致白桦林林内积雪深度逐渐增加，达11．44 cm，11 月21 日一场暴雪之后，积雪深度急剧上升，白桦林内积雪深度增加量为16．81 cm，之后至12 月3 日的3 场累计降雪量为5．91 cm 的降雪输入使积雪深度达到观测期内的最高值为34．16 cm 左右。至12 月28 日观测期结束，仅有两场小雪输入，对积雪深度影响较小。研究期间气温波动式降低，林内风速较小，较低的气温及较小的风速对积雪深度影响较小，有利于林内雪的保存。

图1 白桦次生林林内气温与雪深变化

3．2 积雪内部温度分布特征

在气温整体呈波动式下降过程中，积雪深度逐渐累积，雪层温度在气温驱动下呈不同程度的下降趋势，雪表直接应力于气温，温度动态变化较大，其波动过程与气温大致相同，即波峰、波谷变化规律一致，雪表温度与空气温度呈显著的线性相关，R2=0．91。由于太阳辐射对雪层不均匀加热及积雪的低导热性［14］，同时各雪层吸收短波辐射能力不同等限制因素［15］，致使雪中温度的变化过程与气温略有不同，即波峰(谷)值滞后于气温极值1～2 d，与气温的相关性次之，R2=0．70，雪底温度对气温变化响应最弱，R2=0．51。由图1、2 见，在11 月21 日之前，白桦林林内积雪深度变化区间为11．36～17．00 cm，雪表、雪中和雪底温度在气温的作用下表现出较相似的波动性，但是积雪深度维持在26．89 ～34．16 cm(11 月23 日—12 月29 日)期间，雪表及雪中层温度变化过程呈相似的规律性，而积雪底部温度波动性较小。由此看出积雪内越近地表的雪层对气温响应越缓慢，温度变化越平稳。

由图1 和图2 看出，积雪深度在气温波动降低过程中以3 个明显不同的阶段逐步累积，由11 月4日—21 日的13．25 cm 稳步增加到11 月21 日—12月8 日的30．55 cm，后因较小的降雪量无法抵消积雪自然沉降与风吹对积雪的影响，积雪深度降到12月8 日—22 日的28．31 cm。在上述3 个阶段中气温由-13．10 ℃降到-22．10 ℃，最后达到观测期内最低温-30．20 ℃，在气温大幅度下降、积雪深度稳步增加的过程中，积雪底部温度变化较小，雪底与雪表温差逐渐加大，由6．89 ℃经14．57 ℃，最终高达18．87℃。由此看出积雪对土壤有明显的保温作用，且积雪越深其保温性越强。

图2 观测期林内积雪温度变化特征

3．3 积雪内部温度均匀性

由上述分析得出冷空气对厚度在0 ～14 cm 范围内的积雪几乎同时进行冷却，致使该范围内的积雪温度梯度随着气温的波动逐渐趋于0 ℃，而冷空气对厚度大于14 cm 的积雪的冷却过程存在滞时，致使下层积雪温度梯度逐渐升高(图3)。11 月4日—21 日积雪深度在11．36～14 cm，积雪温度变化过程较为相似，积雪上层和下层的温度梯度相差-0．17 ℃/cm，12 月8 日—22 日积雪深度在27．5 ～30 cm，积雪上层和下层的温度梯度相差-0．65 ℃/cm，径SPPSS 统计分析得出当积雪深度在27．2 ～30 cm 时，积雪上层和下层的温度梯度存在显著性差异P=0．04(P＜0．05)，说明冷空气穿透0 ～14 cm 范围内的上层积雪后对下层积雪的降温作用变缓。由于下层积雪温度梯度变化速率大于上层，从而导致研究期间下层积雪平均温度梯度(0．67 ℃/cm)为上层积雪平均温度梯度(0．46 ℃/cm)的1．44 倍，较大的温度梯度更有利于水汽的迁移与热量交换促进深霜层的发展。

图3 积雪内部温度梯度

3．4 积雪覆盖下不同土层温度对比

由图4 知，浅层土壤温度纵向呈逐渐增高趋势，即表层土壤温度最低，30 cm 处温度最高，在整个研究期间气温日变幅高达3．04 ℃/d，而浅层土壤3 处温度日变幅依次减小，分别为0．29、0．18 和0．13 ℃/d，12 月6—22 日气温大幅度下降期间，浅层土壤20、30 cm 处温度曲线较平滑，表明土层越深其温度波动性越弱。积雪深度维持在13．25 cm 的11 月4日—13 日与11 月14 日—21 日前后两个阶段，平均气温由-10．4 ℃降到-16．4 ℃，降幅6 ℃，浅层土壤10、20 及30 cm 处温度降幅分别为3．19、2．62 和1．96℃，而积雪深度维持在30．51 cm 的11 月22 日—12月7 日与12 月8 日—12 月22 日的前后两个阶段，平均气温由-22．2 ℃降到-30．2 ℃，降幅8 ℃，浅层土壤3 处温度降幅分别为3．40、2．52 和1．95 ℃，在积雪累积过程中，随着气温降幅的增大，土壤中温度降幅并不明显，由此说明积雪越深对土壤的保温作用越强，再次验证上文分析的合理性。

积雪作为一种传导介质，在气温下降过程中阻隔了冷空气对土壤温度的直接影响，同时阻碍土壤以长波辐射向外散热，起到了保温绝热作用。由图1、4 可知，在积雪深度逐渐变化过程中，不同土层温度变化滞后于气温的变化。在暴雪降临之前，11 月7 日气温骤降，土壤温度于11 月8 日或9 日开始降温，11 月19 日气温明显回升过程土壤温度于11 月20 日或21 日明显回升，分析得出浅层积雪(13 cm左右)条件下土壤温度变化平均滞后于气温变化1．25 日。11 月21 日暴雪之后的11 月21 日气温骤降，土温于11 月22 之后开始降温，暴雪后的11 月24 日气温明显回升，土温于11 月25、26 日显著升高，厚层积雪(30 cm 左右)条件下土层温度平均滞后于气温变化1．75 日，说明积雪的存在延缓了外界对土壤热状况的改变速度，积雪越厚其阻挡冷空气的能力越强。

图4 积雪覆盖下浅层土壤温度变化特征

3．5 积雪覆盖下土层内部温度均匀性

从上图4 浅层土壤温度分布特征曲线看出，土壤温度呈不均匀的分布，因土层越深其热量散失越小，储存能力越强，致使由土表0 cm 至30 cm 处温度不均匀地增大。为分析土层温度的不均匀性绘浅层土壤温度梯度见图5，由土表0 cm 至30 cm 处，温度均以正梯度发展。雪深条件一定时，浅层土壤由土表0 cm 至30 cm 处其温度梯度呈减小的趋势，11月5 日—19 日平均气温-13．10 ℃，雪深变化不大，均值12．46 cm，0～10 cm 的梯度为0．26 ℃/cm，10 ～20 cm 的梯度为0．19 ℃/cm，20 ～30 cm 的梯度为0．13 ℃/cm。11 月23 日—12 月22 日期间雪深维持在30．22 cm 左右，气温降到-26．41 ℃，0 ～10 cm 之间的梯度为0．31 ℃/cm，10 ～20 cm 之间的梯度为0．16 ℃/cm，20 ～30 cm 之间的梯度为0．12 ℃/cm。由此说明土层越深其温度分布越均匀，积雪的累积促进着深层土温均匀分布。

图5 浅层土壤内部温度梯度

3．6 积雪及浅层土壤温度回归分析

冬季下垫面温度不但受积雪内部热传导的影响，而且在不考虑水平湍流热交换的情况下［17］，气温、雪面反照率与地热通量同样影响着不同深度雪层、土层的温度。本文节选了2014 年11 月22 日至12 月18 日的1．5 m 处气温、林下长波辐射、土壤热通量以及雪层内部温度、土壤浅层温度连续数据进行相关回归分析，雪表接壤大气，其温度变化受气温影响最为显著R=0．93，同时积雪又是良好的长波辐射体，其温度变化受长波辐射的影响近似等同于气温R=0．91，随着雪层的深入，土壤热通量对其温度的影响占主导优势，对雪中、雪底温度的相关系数R分别为0．97、0．89。由于积雪的存在，阻碍空气温度对土层的影响致使相关性较小，土壤层热量分布的不均匀性，致使随着土层的深入，气温、长波辐射及土壤热通量对其温度的影响逐渐减小。

分别基于3 种影响因子建立积雪及浅层土壤温度回归方程，分别进行线性、二次多项式回归模拟(表1)，从其确定性系数上看，对雪表及中间层的线性回归较理想，而对雪底和土壤浅层的线性与二次多项式的确定性系数差异不大，对两种回归方式进行检验以确定其精度。节选2014 年12 月19 日至12 月23 日的连续数据对回归方程的模拟值与真实值进行检验。利用模拟值和真实值计算标准误差［16］、模拟值与真实值拟合斜率［18］两个指标看出，对土表、20 及30 cm 土层处而言，二次多项式的模拟精度优于多元线性模型，积雪表层、中层及10 cm土层多元线性回归模拟效果高达99．01%、95．24%及80．00%，土表、20 及30 cm 土层非线性回归模拟效果分别为86．96%、73．53%、68．03%，说明模拟结果与实测值具有较高的一致性，模拟的数值较稳定。

表1 不同深度雪层和土层温度回归分析及精度检验

4 结论

冬季随着积雪深度的增加，积雪内部温度差异逐渐增大，积雪厚度在11．36～14 cm 时，雪表与雪底温度相关系数R=0．95，积雪厚度增到27．5 ～30 cm，两者相关系数R=0．15。浅层土壤温度纵向呈逐渐增高趋势，且土层越深其温度波动性越弱，研究期间浅层土壤10、20、30 cm 处温度日变幅分别为0．29、0．18 和0．13 ℃/d。积雪的保温性随着积雪厚度的增大而增强，由积雪厚度11．36 ～14．00 cm、气温-13．10℃，过渡到积雪厚度27．5～30．00 cm、气温-30．20 ℃时，雪底与雪表温差由6．89 ℃增到18．87 ℃，雪表温度相差17．31 ℃，雪底温度仅相差5．34 ℃。积雪的保温绝热性导致冷空气穿透上层一定厚度积雪后对下层积雪的降温作用变缓，当积雪厚度在13．25 cm时，积雪上层和下层的温度梯度相差0．17 ℃/cm，而当积雪厚度在29．80 cm 时，温度梯度相差达0．65℃/cm。积雪越厚缓解冷空气对土壤的冷却程度越大，积雪深度11．36～14．00 cm 时，气温降低6 ℃，浅层土壤温度降低2．59 ℃，而当积雪深度在26 ～34．8 cm 时，气温降低8 ℃，而浅层土壤温度仅降低2．63℃。积雪越厚浅层土壤温度梯度相差越大，积雪厚度为12．46 cm 时，0 ～10 cm 土层温度梯度为0．26℃/cm，20～30 cm 土层是0．13 ℃/cm;积雪厚度达到30．22 cm 时，0～10 cm 土层温度梯度为0．31 ℃/cm，而20～30 cm 土层仅为0．12 ℃/cm。大兴安岭冬季持续性低温对积雪以及下伏浅层土壤产生影响，借助1．5 m 处气温、长波辐射及土壤热通量模拟预估积雪内部及土壤浅层温度时表现出纵向的深入模拟精度逐渐降低，由雪表的99．01%降到浅层土壤30 cm 处的68．03%。

［1］ 常晓丽，金会军，何瑞霞，等．大兴安岭北部多年冻土监测进展［J］．冰川冻土，2013，35(1):93-100．

［2］ 常娟，王根绪，高永恒，等．青藏高原多年冻土区积雪对沼泽、草甸浅层土壤水热过程的影响［J］．生态学报，2012，32(23):7289-7301．

［3］ 刘海亮，蔡体久，闫丽，等．不同类型原始红松林对降雪融雪过程的影响［J］．水土保持学报，2010，24(6):24-27，31．

［4］ 陆恒，魏文寿，刘明哲，等．中国天山西部季节性森林积雪雪层温度时空分布特征［J］．地理科学，2011，31(12):1541-1548．

［5］ Hedstrom N R，Pomeroy J W． Accumulation of intercepted snow in the boreal forest:measurement modeling［J］． Hydrol Processes，1998，12(10/11):1611-1623．

［6］ 王彦龙．天山伊犁河上游季节性积雪的变质作用［J］．冰川冻土，1982，4(2):63-72．

［7］ 赵哈林，周瑞莲，赵悦．雪生态学研究进展［J］．地球科学进展，2004，19(2):296-304．

［8］ 刘佳，范昊明，周丽丽，等．冻融循环对黑土容重和孔隙度影响的试验研究［J］．水土保持学报，2009，23(6):186-189．

［9］ 刘帅，于贵瑞，浅沼顺，等．蒙古高原中部草地土壤冻融过程及土壤含水量分布［J］．土壤学报，2009，46(1):46-51．

［10］ Hang Juan，Wang Genxu，Gao Yongheng，et al． The influence of seasonal snow on soil thermal and water dynamics under different vegetation covers in a permafrost region［J］． Journal of Mountain Science，2014，11(3):727-745．

［11］ 刘宗超，孙莉，蔡国堂．中国天山西部山地积雪辐射平衡研究［J］．干旱区地理，1989，12(4):39-44．

［12］ 刘茜，满秀玲，田野宏，等．大兴安岭北部白桦次生林降雨再分配金属元素季节动态研究［J］．水土保持学报，2014，28(5):119-123，133．

［13］ 田野宏，满秀玲，李奕，等．大兴安岭北部天然次生林枯落物及土壤水文功能研究［J］．水土保持学报，2013，27(6):113-118，129．

［14］ 高培，魏文寿，刘明哲．中国西天山季节性积雪热力特征分析［J］．高原气象，2012，31(4):1074-1080．

［15］ 马虹，刘宗超．干寒型积雪一维动态温度场的数学模拟［J］．干旱区地理，1991，14(4):48-55．

［16］ 郭志强，彭道黎，徐明，等．季节性冻融土壤水热耦合运移模拟［J］．土壤学报，2014，51(4):816-823．

［17］ 张伟，沈永平，贺建桥，等．阿尔泰山融雪期不同下垫面积雪特性观测与分析研究［J］．冰川冻土，2014，36(3):491-499．

［18］ 张波，刘志辉．土壤冻结期湿度特征研究及其表层模拟［J］．水土保持通报，2014，34(3):247-251，256．