祁连山天涝池流域亚高山草甸冻融期土壤水热变化特征

黄葭悦， 赵传燕， 魏 杨， 臧 飞， 常亚鹏，郝 虎， 安金玲， 张茂军， 张恒平

（1. 兰州大学 草地农业科技学院 草地生态系统国家重点实验室，甘肃 兰州 730000；2. 甘肃祁连山国家级自然保护区管理局，甘肃 张掖 734000）

0 引言

冻土指0 ℃以下，具有各种岩石的土壤，作为冰冻圈主要组成部分之一，在调控和改变区域生态环境中都发挥着重要的作用［1-2］。冻土一般分为短时冻土、季节冻土以及多年冻土［3］，不同类型的冻土因其所处环境的不同，冻融过程也有所差异，其中季节冻土呈现出由地表向下的单向冻结、由地表向下与最大冻结深度开始向上的双向融化特征［4］，多年冻土活动层则呈现出地表向下和由活动层底部向上的双向冻结、由地表向下单向融化的特征［5］。土壤冻融循环作为寒区陆表重要特征之一［6］，可改变土壤水分的运移规律导致特殊的水文过程［7］，如在融化期，积雪冻土开始融化，存在多个入渗和径流界面层［8］，冻结的土层起着隔水层的作用，可阻止水分入渗，使积雪融化后迅速形成地表径流［9］。融冻期径流是寒区重要的标志性水文过程，也是寒区不可回避的水文现象［10］，融冻期径流是干旱半干旱地区宝贵的水资源，对春季播种具有重要意义［11］。

通过对冻土冻融各阶段的研究可全面了解冻融变化特征，因各研究侧重点和方法不同，冻融阶段的划分也有所不同，有研究者将冻融阶段划分为初冻期、稳定冻结期、消融前期和消融后期四个阶段［12］，也有研究者将冻融期划分为三个阶段［13-16］，如苗春燕等［17］将土壤冻融过程分为不稳定冻结阶段、冻结稳定发展阶段和融化期阶段。基于冻融阶段的划分，研究者主要对各阶段水热变化进行了分析，部分研究集中于冻结过程中土壤水分的迁移和再分配［18］，Hou 等［19］通过室内的单向冻融试验得出冻结温度的降低可抑制土壤水分的运移；Taylor等［20］和高玉佳等［21］认为冻融过程中温度梯度的存在促进土壤未冻水在冻融期发生迁移。也有用模型对季节冻土水分运移做了研究［22-24］，阳勇等［23］利用CoupModel 模型发现在冻结前期土壤水向上移动，冻结中期土壤水运动微弱，融化期土壤水运动受上下层土壤水势影响；徐敩祖等［24］提出利用幂函数可对未冻水体积含水量（USWC）和土壤负温绝对值进行拟合。此外，有研究涉及到冻土与径流的关系，程根伟等［25］认为区域径流形成的关键取决于冻土的分布、发展和消融，郭阳等［26］认为冻融变化是影响黑河上游径流的特殊因子，Haldorsen 等［27］也提出冻融作用对冬季地表径流形成具有一定的补给作用。总体来看，已有的研究对冻结过程中土壤水热变化和耦合进行了详细的分析和探讨，然而年际气候波动变化，冻土的冻结深度和融化深度不同，将会导致有效土壤厚度产生的水分过程有所差异。因此，有必要分析野外冻融的长期数据，为冻土厚度的变化观测与土壤水热耦合模拟提供数据支持。

祁连山是疏勒河、黑河、石羊河等内陆河流域地表水资源的重要形成区［28］，冻土广泛分布于祁连山地区，冻融过程显著影响该地区的生态水文过程［29］，研究祁连山冻土水热变化特征对青藏高原北部高寒生态环境稳定、生态安全屏障作用发挥也具有一定的科学意义。亚高山草甸是祁连山的优势生态系统，在水源涵养方面具有重要生态地位。故本研究以祁连山中段的天涝池流域为研究区，通过分析研究区内亚高山草甸2014—2019 年土壤水热和大气温度数据，探讨土壤水热变化和冻融特征，为冻融作用对土壤径流产生的影响提供基础数据，并对进一步探讨祁连山区季节冻土对气候变化的响应提供科学参考。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区位于祁连山中部黑河上游天涝池流域（99°53′50″～99°57′10″ E，38°23′57″～38°26′55″ N），总面积12.8 km2，海拔2 600～4 450 m，河流纵长6.9 km。其气候属高寒半干旱、半湿润山地森林草原气候，全年均温为0.7 ℃，年均降水量为433 mm，主要集中在6—9 月，约占全年总降雨量的84%，年潜在蒸发量较大，约为降水量的2.4 倍［30］。海拔差异性使流域内植被垂直地带性显著，低海拔到高海拔依次为森林草原、灌丛、亚高山草甸和高山草甸。其中，亚高山草甸主要由鹅绒委陵菜（Potentilla anserina）、葛缕子（Carum carvi）和垂穗披碱草（Elymus nutans）等组成，盖度接近100%［31］，1 月、7 月的平均气温分别为-13.1 ℃和12.1 ℃，亚高山草甸封冻时间长，春末解冻，冻融作用强烈。其土壤属于亚高山草甸土，厚度约为50 cm，根系深度在20 cm左右，50 cm以下有大量砾石分布［32］。

1.2 观测方法

在亚高山草甸固定样地（海拔3 050 m）中布设有5TE 土壤传感器（Decagon， USA）。首先挖开土壤剖面，将土壤传感器探头分别埋置在10、25、40、60、80、100、120、140、160、180 cm 深度处，其监测探头连接EM50 数据采集器，自动记录数据，数据记录时间步长为30 min。于每年3 月和9 月对所测数据进行采集，数据记录与采集从2014 年8 月开始至今，同时固定样地架设自动气象站一台（HOBO U30 Station， USA），通过气象站采集大气温度数据，时间步长为30 min。因研究区亚高山草甸冻结过程发生在11 月至次年4 月中下旬，故本研究仅对2014—2019 年土壤冻融期水热变化特征进行分析。

1.3 冻融阶段划分及数据处理

依据苗春燕等［17］对土壤冻融阶段的划分，将亚高山草甸土壤冻融过程分为不稳定冻结阶段（11 月初至11月中旬）、冻结稳定发展阶段（11月中旬至次年4 月上旬）和融化阶段（4 月上旬至5 月初）三个阶段（图1）。在不稳定冻结阶段，白天大气温度在0 ℃以上波动，夜间大气温度在0 ℃以下，土壤发生昼融夜冻现象，冻结深度在0～10 cm（因本试验5TE 探头从10 cm 深度处开始测量，故对这一阶段不进行数据分析）；冻结稳定发展阶段，日均温稳定在0 ℃以下，土壤冻层深度稳定向下发展，无昼融夜冻现象；融化阶段，冻层上下界面双向融化，0～10 cm 深度再次出现昼融夜冻现象。

图1 冻融期阶段划分示意图Fig.1 Diagram of freezing and thawing periods stage division

计算冻融期内每日0 点到24 点各深度土壤温度和USWC 以及气温的平均值，并记录为当日各深度土壤日平均温度、含水量和气温，以日为单位对冻融期各深度土壤水热变化特征进行分析。此外，Pearson 相关系数作为统计学方法中的一种线性相关关系，常用来衡量定距变量间的线性关系［33］，在本研究中可用来探究气温与土壤温度间的关系，其定义为：

式中：x、y分别代表气温和土壤温度；xˉ、yˉ是x和y的平均值；σx、σy是x和y的标准差［34］。Pearson 相关系数r为正值表明两者为正相关关系，r为负值表明两者为负相关关系，并且r的绝对值越大表明二者的相关程度越高。

2 结果与分析

2.1 冻融过程土壤温度变化特征

根据五年冻融过程观测数据分析，发现当10 cm深度土壤温度降至0 ℃发生冻结时，土壤温度持续保持在0 ℃以下，即未发生昼融夜冻现象（图2左侧子图），故认为土壤进入冻结稳定发展阶段。2014—2019 年土壤进入稳定冻结阶段的开始时间分别为11 月8 日、11 月17 日、11 月18 日、11 月19 日和11 月18 日，随后受外界大气温度的影响土壤冻结深度稳定向下发展，并分别于2月5日、2月17日、2 月3 日、2 月6 日和2 月14 日冻结达最大深处（图2左侧子图、表1）。在2014—2016年土壤冻结深度达140 cm，2016—2019 年仅达100 cm。2014—2019 年土壤从冻结稳定发展阶段开始到最大冻结深度分别经历了90天、93天、78天、80天和89天，冻结速率逐年减小，分别为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，在最大冻结深处分别持续了43、41、55、48和36天。

表1 2014—2019年各冻融阶段重要时间点及土壤深度统计Table 1 Statistics of Important time points and soil depth during the freezing and thawing periods from 2014 to 2019

图2 2014—2019年冻融期土壤温度及USWC变化特征（左侧子图为土壤温度，右侧子图为土壤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 年土壤分别于3 月30 日、3 月29日、3月29日、3月25日和3月21日开始进入融化阶段（表1），由图2左侧可以看出土壤冻结层分别呈现出双向融化状态，其中2014—2017年土壤冻结层上界面先开始向下融化，2017—2019 年土壤从冻结下界面开始向上融化，五年间上下冻结界面汇合（冻土完全融化）发生的时间和深度分别在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 处。土壤从冻结最深处到完全融化分别经历了23、15、10、12 和27 天，融化速度显著快于冻结速度。2014—2019 年冻结融化期分别经历了165、154、141、138和150天。

五次冻结融化过程中，10 cm 深度土壤温度变化幅度最大，随深度的增加土壤温度变化幅度减小，土壤温度变化更平稳，在稳定冻结阶段土壤温度随深度的增加逐渐上升，土壤最低温均出现在10 cm 深度处。此外，通过统计冻融期10 cm 深度土壤各日均负温天数（图3），发现-5～0 ℃的土壤日均温天数在2014—2017 年间随年份的增加在不断增长；-7～-5 ℃的土壤日均温天数除2015—2019 年外也随年份的增加在不断的增长，并于2018—2019年达到57 天，较2015—2016 年多了43 天；-9～-7 ℃的土壤日均温天数除2016—2017 年外均随年份的增加而缩短，2018—2019 年土壤日均温在-9～-7 ℃的天数仅有14 天远小于2014—2015 年；2014—2017年的三个冻融期间，土壤温度小于-9 ℃的天数分别为13、20和6 天，而2017—2019年的两个冻融期，土壤日均温均大于-9 ℃。整体来看，2014—2019 年10 cm深度土壤日均负温天数在128～142天之间，随着年份的增加，土壤-7～0 ℃的天数在不断增长，土壤日均温小于-7 ℃的天数在不断缩短。同时，由图2 也可看出，在冻结期各土壤深度最低温在逐年上升，小于-7 ℃的土壤日均温天数持续时间和延伸深度也在逐年缩短。

图3 冻融期10 cm深度土壤各日均负温天数Fig.3 Number of days with daily average negative temperature of soil at 10 cm depth during freezing and thawing periods

2.2 冻融过程土壤未冻水体积含水量（USWC）变化特征

在整个冻融过程中，各层USWC 与土壤温度的变化趋势大体是一致的，整体呈现“U”形，即USWC先缓慢下降，接着发生断崖式的降低（图2 右侧子图）。在未冻结时期，0～80 cm 深度土壤含水量变化较大，变幅在10%～30%，60 cm深度的土壤含水量较高可达26%以上，80 cm 深度以下土壤含水量变化较小，变幅在10%～16%。

在冻结稳定发展阶段，浅层USWC 首先发生大幅度下降，由20%左右下降到10%以下，各层USWC逐层降低，深层变化较小，仅从15%左右下降到10%以下，可能与其本身USWC 含量低有关，并且各冻结深度USWC 下降到一定范围内（6%～10%）就不再发生太大的变化，各土层间的USWC 差异性也很小。当冻结达最深处时（2 月上中旬时），中层土壤（40～60 cm）形成了一个含水量＞10%的水分高值区，高于浅层土壤（10～40 cm）和深层土壤（100～120 cm）。另外，2014—2017 年分别在10～20 cm、80～100 cm 深处形成了两个土壤水分低值区，且这两个水分低值区随年份的增加在逐渐减小，到2017—2019 年这两个土壤水分低值区全部消失［图2（a）、2（b）、2（c）右侧子图］，即2017—2019年冻融期各深度USWC均大于6%。

在融化阶段，受大气温度和深层土壤热传递影响，各冻结深度USWC 均有所上升，10 cm 深度土壤USWC 上升最快，从10%快速上升到20%以上，含水量由表层逐步向下入渗，下层含水量随时间推移逐层升高。2014—2018 年在浅层土壤形成一个水分高值区，2018—2019 年在土壤表层和最下层土壤同时形成了两个水分高值区，随时间推移，两个水分高值区在80 cm 深度处汇合。此外，土壤剖面（10～180 cm）的温度在4 月中上旬基本都在0 ℃以上，而80 cm 深度以下土壤USWC 未恢复到未冻结前的含水量。

2.3 冻融过程土壤温度与USWC相关关系

冻土中USWC 受土质、外界条件和冻融历史等因素的影响，其中USWC 一直与负温保持着动态平衡的关系，可用下式表达［24］：

式中：Wu为USWC；θ为土壤负温绝对值；a、b为经验常数。

本研究分析了2014—2019 年冻融期USWC 与土壤负温绝对值的关系，用公式（2）拟合，获得冻结期不同深度USWC 与土壤负温绝对值的拟合经验常数a、b（表2）。由表2可知土壤负温绝对值与USWC 的相关关系整体较好，多数土层的R2可达0.7以上，并且浅层土壤的拟合效果好于深层土壤。拟合参数a始终为正值，b为负值，根据幂函数的性质可推断USWC 随着土壤温度的降低先快速下降至一个拐点后再平缓下降。此外，除40 cm、60 cm 深度土壤的参数a在逐年减小外，其余各深度均呈增大趋势，且各深度参数b的绝对值随年份的增加大体在减小，这表明在同一负温条件下，除40 cm、60 cm 深度土壤不易判断外，其余各深度USWC 在观测年份内存在差异，且USWC 随年份的增加在上升。

表2 2014—2019年冻融期各土层USWC随土壤负温绝对值变化的拟合结果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 冻融过程土壤温度对大气温度响应

冻融期各深度土壤温度与大气温度的相关性见表3。由表3可以看出，在五次冻融过程中，10 cm深度土壤温度变化受气温波动影响最大，相关性最高，Pearson 相关系数可达0.8 以上。0～40 cm 深度土层土壤温度变化与大气温度极显著正相关（P＜0.01），相关性随土壤深度的增加而逐渐降低；120～180 cm 土层土壤温度与大气温度呈负相关（P＜0.05），相关性随着土壤深度的增加而增加。

表3 2014—2019年冻融期各深度土壤温度与大气温度的Pearson相关系数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 讨论

3.1 冻融过程土壤温度变化及其与气温关系

研究区内亚高山草甸土壤在冻融期呈现出单向冻结、双向融化的特征（图1），这与其他季节冻土规律一致［35-36］，戴黎聪等［37］认为出现这种现象是因为季节冻土上层受大气温度影响、下层受地下热流影响所致，王宇等［38］认为土壤的双向融化特征可能是因为最大冻结深度以下的土壤未冻结含水量较高，对上层土壤具有加热作用导致的。在土壤融化阶段，2016—2017 年下界面土壤的融化速率明显快于上界面，这与姚楠等［39］的研究结果相反，这可能是该时段研究区上层积雪层厚度大，对大气向土壤的热传递形成阻碍，导致上界面融化速率慢。此外，五次冻融过程中土壤均在2 月份达到最大冻结厚度，其中2014—2016 年冻结最大深度达140 cm，2016—2019 年仅为100 m，土壤的冻结速率也在逐年降低，并且各深度土壤在冻结期的最低温逐年上升、日均温为0～-7 ℃的天数增长且小于-7 ℃的天数和深度也随年份的增加缩短，由此可见研究区在观测时段逐年变暖，与曹斌等［40］的研究具有一致性。白云等［41］也在邻近本研究区的排露沟流域发现海拔2 900 m 的草地土壤在2016—2017年间最大冻结深度要浅于2015—2016年。

在冻结稳定发展阶段中，土壤温度的变化主要受外界大气温度的影响，Li 等［42］指出土壤温度对大气温度的变化响应敏感。其中浅层土壤受外界影响更大，交换能量也更多，因此在土壤冻融过程中，浅层土壤对大气温度变化响应最大［43-44］，该结论与本研究结果一致，本研究中浅层土壤温度与大气温度的相关系数可达0.9 以上。随土壤深度的增加，土壤对大气温度的响应逐渐减弱，越深层的土壤变化趋势就越平稳，其中大气温度与10～40 cm 深度土壤温度显著正相关，120～180 cm 深度土壤显著负相关，王一菲等［45］通过研究黑土农田冻融期的变化特征也发现了120～190 cm 深度土壤温度与大气温度相关系数为负，并认为出现这种现象的主要原因是当大气温度开始回升时，深层土壤温度还在持续下降即深层土壤对大气温度的响应过于滞后所致。

3.2 冻融过程土壤USWC的变化特征

在土壤的冻融过程中，土壤USWC 变化趋势整体呈现出“U”形，即未冻期和融化期土壤含水量显著高于冻结期，在冻结期土壤含水量的变化平稳，这与众多研究者的结果一致［41，46］。此外，土壤USWC 与土壤温度的变化趋势大体是一致的，随土壤温度的上升而增加，随温度的下降而减小，胡国杰等［47］也得到相似的变化规律。浅层土壤含水量因受外界降水、地表径流、蒸散发等影响导致其在冻结前后期的变化较大，而深层土壤含水量变化相对稳定［48］。

在冻结稳定发展阶段，USWC 的高值区在中层出现，这是因为土壤在冻结过程中产生温度梯度，在温度梯度的驱动力下，土壤未冻水和气态水向冻结锋面发生迁移［20］，上层土壤未冻水随着冻结锋面向下移动，下层土壤未冻水朝着冻结锋面向上移动，在中层土壤处形成了一个水分高值区。戴黎聪等［37］研究发现在土壤一定深度也存在一个水分高值区，深度范围在20～90 cm。在冻结稳定发展阶段的后期，冻结深度以下的土壤水分在水势梯度下向冻结区迁移，土壤水分都集中在冻结底边上，使深层土壤形成了一个水分高值区，冯慧君等［49］也发现该现象。此外，2014—2017 年在20 cm 和80 cm 土壤深度处均出现了一个水分低值区，其中20 cm 深度的水分低值区可能是因为外界大气温度过低，土壤水分在温度梯度的作用下向上运输大量未冻水，并随着冻结锋面向下运输大量水所致；80 cm 深度的水分低值区可能是因为冻结锋面的温度过低，大量水分不断向冻结锋面移动所致。2017年80 cm 深度的水分低值区消失，2018年以后，20 cm 深度的低值区也消失，这与土壤在垂直剖面上的冻结深度、最低温度逐渐上升，低温持续时长缩短等结果一致。

在融化阶段，受大气温度影响表层土壤先发生融化，且随着温度的回升，土壤上层的积雪也开始融化入渗，冻结层具有隔水作用，阻止水分入渗形成浅层水分高值区，表层土壤含水量大幅度上升。随着土壤深度的增加，土壤含水量变化较小，彭振阳等［50］也有相似的结果。此外，2018—2019 年深层土壤也出现一个水分高值区，这与同期出现的温度高值区一致，这可能是当年深层土壤温度较高、回升速度较快所致。

利用幂函数拟合USWC 与土壤负温绝对值的关系，其相关系数随土壤深度增加减弱，这与胡国杰等［47］对青藏高原冻土区土壤冻融期间水热运移特征的分析得出的结论相反，胡国杰等［47］认为浅层土壤相关系数低于深层土壤可能与土壤表层受外界其他影响较多有关。也有研究者得出和本文相似的结论，如戴黎聪等［37］得出浅层土壤的拟合效果好于深层土壤，并提出部分深度土壤拟合效果差可能是由于该深度的土壤未冻水含量接近于零值所致。此外，Hu 等［51］研究结果表明冻融期USWC 参数化不但受土壤温度的影响，还与冰点温度、USWC保持恒温时温度、土壤特性、土壤水分类型和初始水分等因素有关。

4 结论

本研究以祁连山中部天涝池流域亚高山草甸为研究对象，利用2014—2019年冻融期大气温度和土壤水热的野外观测数据，通过统计分析法对亚高山草甸土壤冻融特征、冻融期土壤温度对大气温度的响应及土壤水热拟合进行了探讨，得出主要结论如下：

（1）流域内亚高山草甸土壤冻融期为每年11月中旬至次年4 月上旬，2014—2019 年冻结最大深度为100～140 cm，土壤具有单向冻结双向融化的冻融特征，属季节冻土，10～180 cm 深度内未发现土壤日冻融循环现象。观测期内，土壤冻结速率要显著慢于融化速率，随年份的增加，土壤出现冻结下界面融化速率逐年加快、冻结界面汇合深度逐年上升、冻结深度变浅、最大冻结深度持续时长缩短、冻结速率减缓，土壤最低负温上升、土壤日均温在0～-7 ℃天数持续增长、土壤小于-7 ℃持续天数和延伸深度缩短等现象。

（2）冻融期USWC 整体呈“U”形，当达最大冻结深度时，中层深度土壤（40～60 cm）会形成一个水分高值区，在融化阶段80 cm 深度以下的USWC 对土壤温度变化的响应较为滞后。USWC 与土壤负温绝对值间具有较好的幂函数（y=axb）相关关系，相关性随深度的增加减小，其中参数b始终为负值且绝对值随年际变化减小，即同一土壤温度、土壤深度条件下，不同年份的USWC之间也存在差异，且USWC随年份的增加而增加。

（3）0～40 cm 深度土壤温度与气温显著正相关，相关性随深度的增加逐渐减小，120～180 cm 深度土壤温度与气温显著负相关，相关性随深度的增加逐渐增大，气温对深层土壤温度的作用显著滞后。

（4）土壤水分模式是构建流域水文模型的主要组成部分之一，因冻结的存在使得土壤各时期有效厚度不同，导致土壤在各时期的有效入渗深度不同，在融化阶段，冻土深度随时间变化，意味着土壤有效深度存在时间变化，因此水文模型中土壤有效厚度不是一个常数。融化期表层土壤存在的水分高值区是研究区特殊水文现象，将对径流产生显著影响。