松嫩平原北部季节冻土冻融过程及热量传递规律

韩红卫, 邱奇隆, 宋春山, 姜海强*, 汪恩良

(1.东北农业大学水利与土木工程学院, 哈尔滨 150030; 2. 东北农业大学,黑龙江省寒区水资源与 水利工程重点实验室, 哈尔滨 150030; 3. 黑龙江省水利厅, 哈尔滨 150001)

冻土的性质随时都在变化,表现为动态特性,整个系统时刻与外界进行着能量和物质的交换[1]。季节冻土有着自身的发育特点[2],松嫩平原春冬季的冻融作用相对明显,属于典型的季节冻土区。浅层土壤在冻融作用下会对土壤的理化性质以及土壤系统内部的动态平衡产生影响,从而对寒区工程建设产生重要影响。

随着季节温度的变化,季节冻土会发生冻融作用,在冻融过程中,大部分大气与地层间的热交换量被用于季节冻结和季节融化层的形成,从而改变地温分布特征并改变地温随时间的变化规律,同时也改变了地-气系统间的热交换量,土壤与环境间的热交换最终会趋于平衡。土壤热量传递中热量的交换最直观的反映就是土壤温度的变化,而土壤温度与气候变化密切相关,在全球变暖背景下,吴素芬等[3]对山西省108个国家气象站冻土观测资料进行分析,研究得出地面冻结日期和地面解冻日期呈现不同程度推迟和提前的趋势,地面冻结日数相应减少,气温的变化直接作用于土壤冻融。近年来,东北地区季节冻土的时空分布特征也受到广泛关注[4-7],季节冻土起始冻结日期逐渐延后,融化日期在不断提前,空间分布总体上呈现北高南低的趋势。文献[8-11]对东北地区最大冻土深度对气温变化的响应进行分析,最大冻结深度与年平均气温呈负相关关系,最大冻土深度呈减小趋势,气温的上升是最大冻土深度减小的主要原因。全球变暖对土壤中热量交换影响巨大,掌握季节冻土冻融过程中热量动态变化规律,对深入研究季节冻土水分、温度和变形相互耦合的作用过程,同时对寒区工程中遇到的地质灾害具有重要的指导意义[12]。

季节冻土冻融过程中能量交换过程导致温度发生变化[13],地表是土体与大气的直接接触层,季节冻土直接参与大气圈-地表-岩石圈之间的热量交换。在土体冻融过程的热交换特征研究中,李述训等[1]早在理论层面上分析了冻融作用对地-气系统能量交换的影响,部分学者通过数学模型研究土体冻融中的传热过程[14-15]。地表土体热通量是影响下伏土体水热变化最重要的能量,直接作用于活动层,影响冻融过程。张功等[16]分析三江源区观测数据,揭示其能量平衡特征,研究得出,冻土冻结过程中土壤热通量大多数时刻表现为负值,非冻结期则相反,在年尺度与日尺度上均表现出明显的单峰型日变化特征。朱婉漪等[17]对福建省闽江河地表土壤热通量变化特征进行研究,研究多种环境因子对土壤热通量变化特征的影响,分析得出,地表土壤热通量年均日变化及季节日变化呈“S”形,各个季节热通量均表现为昼正夜负,净辐射对全年日均土壤热通量影响最为强烈。文献[18-19]通过分析青藏高原多年冻土区地表能量通量长时间变化规律,得出冬春季节主要以感热为主,夏秋季节主要以潜热为主,向下传输的热量主要用来融化地下冰,能量收支过程是活动层厚度变化的重要影响因子。

上述对于冻土的热量变化研究主要集中在高原地区,且对整个土壤剖面不同深度土壤间的热量变化研究较少。因此现基于现场观测试验,研究松嫩平原北部整个剖面的季节冻土冻融过程中伴随的温度变化特性,根据季节冻土冻融过程温度梯度计算热通量,进行整个土壤剖面不同深度土体热通量间的关联研究,量化季节冻土热量传递规律。为深入了解松嫩平原北部季节冻土冻融过程及热量传递规律,同时为寒区工程及寒区农业的土体环境的高效利用提供科学依据。

1 材料与方法

1.1 研究区概况及研究方案

现场观测试验开展于2016年11月—2017年6月,地点位于黑龙江省齐齐哈尔市富拉尔基区(123°39′E,47°12′N),如图1所示。试验区位于中国东北松嫩平原,嫩江中游,海拔150 m,属温带大陆性季风气候,春季干旱多风,夏季炎热多雨,秋季暂短霜早,冬季干冷漫长。年平均气温4 ℃,年平均活动积温2 700 ℃,年降水量在400～550 mm。

试验区域内选择宽阔平坦地面布设温度链观测土体温度变化;温度测量采用冻土工程国家重点实验室研制的高精度热敏电阻温度传感器,测量精度可达到0.05 ℃,数据采集仪采用Campbell CR1000(图2),采集频率为1次/h;温度探头在0～60 cm深度垂向分布间隔为10 cm,在60～240 cm深度垂向分布间隔为20 cm。现场使用便携式热特性分析仪原位测量不同深度土体热特性参数。土体分层采样带回实验室重塑后,使用ISOMET-2114型热特性分析仪测量不同温度下(20、10、0、-5、-10、-15 ℃)热特性参数,采用表面式探头(图3),仪器测量范围0～2.0 W/(m· ℃),测量范围在0.015～0.70 W/(m·℃)时,测量精度为读数的5%±0.001 W/(m·℃);测量范围在0.70～2.0 W/(m·℃)时,测量精度为读数的10%。采用JTR12太阳辐射观测站进行太阳辐射观测,如图4所示,观测站包括TBQ-2C总辐射表、TBS-2C直辐射表、TDE-2C净辐射表和TBD-1散射装置。TBS-2C直辐射表是一种自动跟踪太阳,用来测试太阳直接辐射量的辐射仪表;TDE-2C净辐射表用来测量太阳辐射及地面辐射的净差值,测量范围为0.27～3 μm的短波辐射和3～50 μm的地球辐射。

图1 齐齐哈尔市(研究区)地理位置图Fig.1 The geographic location map of Qiqihar City (study area)

图2 土壤温度记录仪Fig.2 The soil temperature recorder

图3 ISOMET-2114 型便携式热特性分析仪Fig.3 The ISOMET-2114 portable thermal characteristic analyzer

图4 JTR12太阳辐射观察站Fig.4 The solar radiation observation station (JTR12)

1.2 数据处理与计算

季节冻土冻融过程中由温度梯度引起的能量传递,可表示[20-21]为

(1)

初始温度表达式为

T|t=0=T0

(2)

边界温度表达式为

(3)

式中:C为热容量;θ为土体含水率;θ1为体积含冰量;T为土的瞬时温度;t为时间;s为边界;ρ为土的密度;ρ1为冰的密度;L为相变潜热;k为导热系数;Tb为温度梯度;n为法向方向单位矢量,为温度在n方向的导数。

导热系数的测定方法有稳态法和非稳态法(也称瞬态法),稳态法虽然测量相对准确但是测试环境要求高且测量周期长,而瞬态法测量精度可满足试验要求,对环境要求不高且测试时间较短。本试验采用瞬态测试法进行热物性参数的测定。实际能量与导热能力的关系式[22]为

(4)

土体的热通量通过傅里叶定律用垂直温度分布的方式计算,即

(5)

式中:k为导热系数,W/(m·℃);ΔT/Δh为温度梯度,℃/m;ΔS为面积,m2;t为时间,s;Q为热量,J。

2 结果与分析

2.1 不同深度土体日变化和季节变化规律

基于研究区2016年11月—2017年6月的地温数据,分析了土体冻融期的温度变异规律,根据不同深度温度值绘制出冻融过程曲线,如图5所示。土体的冻结是单向的,而土体的融化是从表层自上而下和深层自下而上同时进行的,整个冻融期分为快速冻结期、稳定冻结期和双向融化期。2017年3月3日达到最大冻深164 cm;2017年3月3日后地表土开始融化。由于环境温度出现正值,昼夜温差较大,温度在正温与负温之间反复更替,导致浅层土体反复冻融,2017年4月22日最终融化的土体深度在130 cm。

土体温度除了具有季节变化,还存在规律的日变化,这是气温日波动的直接作用结果。季节冻土表层温度日变幅度与气温日变幅度近似,而随着深度的增加土体温度日变幅逐渐减小,直至冻结锋面土体温度日变幅忽略不计(图5)。2016年11月13日冻深为44 cm到2017年3月3日最大冻深164 cm时间段内,200 cm深度土体温度由9.97 ℃以-0.080 ℃/d的近似线性速率降低到1.22 ℃;250 cm深度土体温度由10.93 ℃以-0.066 ℃/d的近似线性速率降低到3.62 ℃。2017年3月3日至2017年4月22日冻土融化结束,200 cm深度土体温度由1.22 ℃缓慢降低到1.18 ℃;250 cm深度土体温度由3.62 ℃缓慢降低到2.97 ℃。可以看出在季节冻土融化过程中冻深线以下近90 cm深土体温度还在缓慢降低。

图5 土体冻融过程线及温度垂向廓线历时曲线Fig.5 The soil freeze-thaw process line and temperature vertical profile ephemeral curve

季节冻土的冻融过程与土体的物理特性及外界条件相关,而土体温度是主要的影响因素[23]。季节冻土对温度变化极其敏感,土体温度随着环境温度的变化会有一定的同步或滞后性。环境温度的周期性变化导致地表温度的变化,温度作用下热量的定向波动传递,引起土体温度与环境温度相似的周期性波动。

图6给出了冻土冻融过程中气温及不同深度土体温度变化曲线。土体温度的季节变化以表层土体最为显著,在2017年1月12日10 cm深度土体温度达到-14.04 ℃的最低值,整个冻融期10 cm深度土体温度变化趋势与地表土的相关性最高,20、30、40、50 cm深土体温度变化幅度依次降低,曲线也相对平缓,无论冻结期还是融化期,浅层临近土体的相关性相对较高;60 cm以下深度土体在冻结期的变化幅度较浅层土体减弱,温度曲线接近光滑。太阳辐射使得表层土体先受热,能够持续不断地吸收热量,土体温度升高,土体通过热传导等形式向下传递热量。

分析不同时间点的土体温度日变化趋势,随着太阳辐射和环境温度的日变化,冻土的冻融过程影响着土体温度垂向分布。快速冻结期与稳定冻结期交接时间点(2016年12月19日)根据冻融过程线的斜率界定,在0～50 cm深度区间土体温度日变化波动幅度明显[图7(a)];2017年3月3日达到最大冻深时,在0～30 cm深度区间土体温度最高值出现在15:00,一天内最低温度在06:00,浅层土体的活跃幅度较大,深层土体曲线几近重合[图7(b)];2017年4月22日为最终融化时间,浅层土体的温度高于深层土体,从图7中可以清晰地看出双向融化[图7(c)]。从快速冻结转变为稳定冻结,浅层土体温度在0 ℃以下,深层土体还未受到环境温度变化的直接影响;在稳定冻结期到土体冻结的最大深度时期内,深层土体温度逐渐降低到0 ℃以下,达到冻结状态;在土体融化期,土体的双向融化的特性表现出土体温度日变化与太阳辐射和环境温度的日变化的高度一致性。

图6 气温及不同深度土体日平均温度随时间变化曲线Fig.6 The curve of daily average temperature of air temperature and soil at different depths with time

土体深度越浅温度日变化越明显,0～50 cm深土体温度存在明显日变化规律,土体最低温度出现在日出前后06:00左右;而50 cm以下的深层土体温度没有明显的日变化。土体温度的季节差异随着土体深度加深而减小,土体深度越深,波动越平缓;0～50 cm深土体的季节变化最明显,地表和10 cm深土体波动幅度最大,50 cm以下的深层土体变化幅度较浅层土体减弱,深层土体达到最低温度和融化温度的时间都滞后于浅层土体。

图7 土体垂直剖面温度日变化特征曲线Fig.7 The daily variation characteristic curve of temperature in vertical profile of soil body

2.2 季节冻土温度滞后性分析

不同深度下土层内部温度变化与地表温度变化相比在时间上存在一定的滞后[24],同时不同深度的土温对于地表土温度的响应程度存在规律性的差异。其中,10 cm深土体对地表土温度的响应最为显著;而当垂直深度增加时,对地表土温度的响应程度逐渐减弱。在季节冻土的冻融过程中,不同深度的土体温度对地表土温度变化的响应表现出滞后性[25]。如图8(a)所示,快速冻结期10 cm深土温相较于地表土滞后0.11 h,相关系数为0.83,在80 cm处,土温滞后58.5 h,相关系数为0.13。图8(b)和图8(c)为稳定冻结期和双向融化期相对温度滞后和土温的相关系数。在稳定冻结期和双向融化期,10 cm深土温滞后1.18 h和1.97 h,相关系数分别为0.80和0.79,随着土体深度的增加,滞后时间会随之增加,在80 cm深处,土温滞后39 h和43 h。从冻结期进入融化期时,滞后时间会相应增加。在稳定冻结期和融化期,浅层土温的相关系数急剧下降,深层土温趋近于直线。

图8 不同深度土温相较于地表土的滞后时间及相关系数Fig.8 The lag time and correlation coefficient of soil temperature at different depths compared to surface soil

2.3 季节冻土热通量特征分析

太阳辐射的转化与输送过程导致地球上自然现象的发生和发展变化[26],季节冻土的形成就与辐射热量相关,土体内热量传递与土体温度变化主要是由净辐射决定,土体接收能量的变化导致下传土体热量的变化,最直观的反映就是土体温度的变化。对于土体表面来说,由于土体热传导而产生的水平输送异常缓慢,因而可忽略不计[27-28],而土体热通量代表地表土体垂直方向的热量传递状况,土体热通量为正时表示热量由上向下输送,下层土体吸热;反之热量由下向上输送,下层土体放热,土体热通量的变化与季节冻土冻融过程有密切的关系。

太阳总辐射和净辐射的量值走势大致相同,虽然净辐射主要是受太阳总辐射控制,但同样受到太阳高度角、天空的总云量、云状、大气透明度、地表状况及地表发射率等的影响,所以波动幅度会有差别,如图9所示。净辐射量在2017年1月9日达到最低值-5.6 MJ/m2,在冻结期内净辐射量均小于0;在3月初表层净辐射由负向正变化,与季节冻土进入融化期的时间基本一致,土体开始从上界面和冻土下界面吸收热量。

利用导热系数以及不同深度温度求得的温度梯度间接计算季节冻土热通量,由于表层土体受气温影响剧烈,在此不通过间接计算法求0～10 cm深度土体热通量。季节冻土冻融过程中各层热通量变化规律如图10所示。不同深度土体热通量变化趋势一致,在土体冻结期热通量下降,融化期热通量上升,不同深度土体的热通量变化出现在不同时间段内。10～20 cm深度土体热通量日波动幅度较大,随着土体深度的加深,热通量波动幅度减小。在稳定冻结期土体的热量传递基本保持平衡;在达到最大冻深时,3月初热通量随着净辐射转为正值,热量开始从上界面向冻土传递;在4月22日冻土彻底融化后,热量逐渐传递到深层,随着土体深度的加深,热通量转为正值的日期相应后延。160～240 cm深土体的热通量在整个冻融期内保持负值,土体中的热量持续向上传输,表明在整个冻融期内160 cm深度以下土体持续对冻土层传递热量。热通量转为正值的日期相应后延。160～240 cm深土体的热通量在整个冻融期内保持负值,土体中的热量持续向上传输,表明在整个冻融期内160 cm深度以下土体持续对冻土层传递热量。

图9 太阳总辐射和地表净辐射变化曲线Fig.9 The variation curves of total solar radiation and net surface radiation

上述分析可见,季节冻土在冻融期内浅层土体受到净辐射的影响,热量交换极其频繁,随着土层深度的增加,净辐射的作用越小,热量在土体中传递的损耗增加。虽然土体热通量的趋势一致,但波动幅度也越小,热量交换程度减弱;在冻结期内,热通量为负,热量整体是向上散发的状态,季节冻土保持冻结的状态;在融化期,浅层土体融化热量主要从上层向下传递,深层土体主要热源为冻土以下的全年未冻土,热量从下向上传递。

图10 不同深度土体热通量变化曲线Fig.10 The heat flux variation curve of soil body at different depths

3 结论

由于松嫩平原季节温度变化幅度较大,季节冻土主要冻土存在形式,土壤冻融过程的时空变化对大尺度地—气热交换及大气环流都具有重要影响。本文基于2016年11月—2017年6月齐齐哈尔地区的野外原位监测数据,研究松嫩平原北部季节冻土冻融过程中温度的变化特性及不同深度土壤热通量变化规律,得出以下结论。

(1)季节冻土区冻融过程的特点是单向冻结,双向融化;2017年3月3日达到最大冻深164 cm,4月22日为最终融化日期,最终融化深度为130 cm;季节冻土随着深度的增加土体温度日变幅度逐渐减小,直至冻结锋面土体温度日变幅度可忽略不计;季节冻土冻融期内冻深线以下近90 cm深土体温度存在持续降低趋势。

(2)不同深度土体温度对地表温度响应呈滞后效应,在快速冻结期、稳定冻结期和双向融化期,10 cm深土体温度较地表土温度分别滞后0.11 h、1.18 h和1.97 h,同时期随着土体深度的增加,滞后时间越长。

(3)10～20 cm深土体热通量日波动幅度较大,随着土体深度的加深,热通量波动幅度减小;160～240 cm深土体的热通量在整个冻融期内保持负值,冻深线以下土体中的热量持续向上传输,表明160 cm深度以下土体持续对冻土层传递热量。