段斌斌，牛春霞，劉志輝,3,4

(1.新疆大學資源與環(huán)境科學學院，烏魯木齊 830046; 2.新疆大學教育部綠洲生態(tài)重點實驗室，烏魯木齊 830046；3.新疆大學干旱生態(tài)環(huán)境研究所，烏魯木齊 830046; 4.干旱半干旱區(qū)可持續(xù)發(fā)展國際研究中心，烏魯木齊 830046)

0　引　言

我國西部高寒山區(qū)的水文過程在很大程度上受凍土及其水熱狀況的影響[1]。新疆西北部，伊犁河谷地區(qū)、塔額盆地及天山北坡中段是新疆的主要融雪洪水區(qū)[2]。河川徑流的補給過程和洪水的形成與冬、春季一定范圍內(nèi)凍土凍融現(xiàn)象有著直接的關(guān)系。天山山區(qū)存在大面積的季節(jié)性積雪凍土，融雪水是河川徑流的常年補給來源，研究季節(jié)性凍土凍融對融雪洪水的影響，這將為研究流域水文過程及其農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和洪水預(yù)警等提供參考依據(jù)[3]。

目前，融雪洪水的研究主要集中在氣象因素的影響方面[4-9]，但關(guān)于季節(jié)性凍土凍融變化對融雪洪水影響的研究較少，為此，本研究以新疆天山北坡軍塘湖流域為例，利用流域基礎(chǔ)資料和試驗場長期監(jiān)測的氣象、凍土凍融、河川徑流等數(shù)據(jù)，研究凍土凍融、土壤溫度和含水量變化特征，探討軍塘湖流域季節(jié)性凍土的特征和其對徑流形成過程的影響，以期為融雪期的洪水預(yù)報提供理論支持，對推進這一領(lǐng)域的研究具有重要意義。

1　材料與方法

1.1　研究區(qū)概況

本研究選擇新疆昌吉州呼圖壁縣內(nèi)軍塘湖流域內(nèi)的小流域作為實驗場(86°28′30″E，43°51′44″N)，位于天山西段呼圖壁縣域內(nèi)，發(fā)源于天山北坡的特爾斯蓋南緣三道馬場以西的特力斯喀達坂，流域面積833.57 km2，海拔高度范圍為1 000～3 500 m，如圖1所示。所選典型試驗場內(nèi)基本無植被覆蓋，植被對積雪消融的影響可以忽略。

觀測場的積雪時間一般為第一年的10月-翌年的4月初。由于冬季寒冷，每年土壤10月中旬開始凍結(jié)，次年3月初開始解凍。典型融雪期通常在每年的3月，融雪期間積雪的深度變化比較明顯，適宜觀測和實驗。因受氣溫與深層地溫影響，季節(jié)性凍土上層與下層同時解凍，但上層解凍速度較快，試驗場的季節(jié)性凍土層在3月底基本消融，在高海拔區(qū)域和一些森林地帶，季節(jié)性凍土層的消融的時間稍長。

1.2　數(shù)據(jù)來源

土壤凍融測定：其一是在試驗場利用 EM50 土壤采集儀，主要觀測凍土的溫度、濕度和電導率，時間間隔為10 min，數(shù)據(jù)采集時長為2013年10月1日-2014年5月1日，2014年10月1日-2015年4月2日，對儀器安裝后的初始數(shù)據(jù)進行分析，符合研究區(qū)實際，且在誤差允許范圍內(nèi)，其中凍土濕度采集精度為±0.1%，凍土溫度采集精度為±0.1 ℃。其二是利用凍土器觀測土壤凍結(jié)深度，數(shù)據(jù)采集時長為2013年10月1日-2014年5月1日，精度±1 cm，這個值一般情況下是作為參考值，因為這種觀測方式適合于常年凍土區(qū)，凍土器里面的凍結(jié)深度會隨著凍結(jié)過程而加深，并不會隨著土溫(負溫條件下)的增加而降低。

氣象數(shù)據(jù)：氣象數(shù)據(jù)來源于試驗場建立的地面氣象站，采集實時近雪表氣溫數(shù)據(jù)、風速風向數(shù)據(jù)、空氣濕度數(shù)據(jù)等。采集時長同EM50，采集的時間間隔為10 min，氣溫的采集精度為±0.1 ℃，儀器架設(shè)高度為2.0 m。

徑流量測定：研究區(qū)的流量數(shù)據(jù)一部分是來自研究團隊在野外觀測過程中的實測數(shù)據(jù)，利用的是暢流期流速儀測流的方法，測流時間2013年2月25日-3月22日，2014年3月1日-4月1日；一部分是來自下游集水區(qū)的紅山水庫水文站監(jiān)測數(shù)據(jù)，洪水期分不同時段觀測，平流期每天早晚各觀測一次，監(jiān)測時長2013年2月25日-2015年4月1日。

圖1　研究區(qū)示意圖Fig.1 Schematic diagram of the study area

1.3　數(shù)據(jù)分析方法

將觀測到的站點基礎(chǔ)數(shù)據(jù)進行篩選、處理，結(jié)合多種影響因素進行綜合、分析。并且利用Excel和SPSS等數(shù)據(jù)處理軟件對數(shù)據(jù)進行進一步的分析，繪出相關(guān)圖，從而對不同因素進行相關(guān)性分析。

1.3.1相關(guān)性分析

相關(guān)性分析是指對兩個或多個具備相關(guān)性的變量元素進行分析，從而衡量兩個變量因素的相關(guān)密切程度，相關(guān)系數(shù)是研究變量之間線性相關(guān)程度的量，又叫線性相關(guān)系數(shù)，用來度量兩個變量間的線性關(guān)系。本文采用常用的皮爾遜相關(guān)系數(shù)[19]，計算公式如下：

(1)

1.3.2回歸分析

回歸分析(Regression Analysis)是確定兩種或兩種以上變量間相互依賴的定量關(guān)系的一種統(tǒng)計分析方法，詳細過程見參考文獻[20]。本文對河川徑流量和凍土凍融厚度進行回歸分析，并得出回歸模型。

2　結(jié)果與分析

2.1　軍塘湖流域季節(jié)性凍土的特點

軍塘湖流域土壤每年的10月中旬開始凍結(jié)，次年1月底或2月初左右達到凍結(jié)最大深度。海拔較低區(qū)域的土壤到次年的3月底左右消融結(jié)束，而較高海拔土壤凍土層消融時間持續(xù)性較長；陽坡的解凍時間早于陰坡，而凍結(jié)時間則相反；在不同的海拔高度，土壤凍結(jié)的速度也不一樣。海拔1 085 m，土壤凍結(jié)的速度相對緩慢；而在海拔1 400 m與2 027 m，土壤凍結(jié)的速度相對較快 (見圖2)。上述現(xiàn)象，除與海拔的梯度變化有關(guān)系外，還與土壤的含水量大小有關(guān)系。

圖2　不同海拔高度凍土變化情況Fig.2 The condition of frozen soil change in different altitude

2.2　季節(jié)性凍土溫度變化關(guān)系

土壤溫度和水分是形成凍土的決定性因子[10-12]。根據(jù)2015年試驗場監(jiān)測的氣象、土壤數(shù)據(jù)，十月中旬由于氣溫、地溫的逐漸降低，土壤從表層開始凍結(jié)，凍結(jié)速率較大，凍土厚度不斷增加。之后由于積雪的覆蓋對土壤有保溫作用，凍土凍結(jié)速率逐漸減小，凍土厚度緩慢增加，隨之達到最大深度。3月初氣溫開始回升，積雪開始消融，土壤中的凍土層含有的冰體從表層開始融化，且下界面土壤又受到底部地熱的作用也開始融化，呈現(xiàn)“雙向融化”現(xiàn)象。2015年融雪期，土壤消融速度相對較慢，這是由于雖然氣溫在持續(xù)升高，但平均氣溫上升速率持續(xù)較低，因此，氣溫對凍土深度有正反饋影響作用。

4.對于中等級的金融風險，企業(yè)需要開展實時的動態(tài)監(jiān)控工作，而且需要有針對性地進行防治，避免風險出現(xiàn)升級的情況。

圖3　凍土凍融過程凍土溫度隨時間的變化曲線Fig.3 The curves of frozen soil temperature changes with time

2.3　季節(jié)性凍土凍融變化速率特征

土壤從10月中旬開始凍結(jié)，隨著外界溫度的持續(xù)降低凍土厚度逐漸增加，直到次年一月底或二月初左右，達到最大凍土厚度為23 cm，此后，氣溫開始回升，凍土層開始“雙向融化”，凍土厚度逐漸減小，到3月底左右，季節(jié)性凍土消融結(jié)束(見圖4)。10 月中旬至1月中旬，土壤凍結(jié)速率逐漸波動性增加，平均為 0.19 cm/d；1 月10 日至 2 月中旬，土壤凍結(jié)速率呈波動性減小趨勢，平均0.13 cm/d；之后，土壤凍結(jié)速率趨于 0，凍土消融開始，在圖3中表現(xiàn)為 0 以下，凍土消融速率遠大于凍結(jié)速率，平均為0.73 cm/d。

圖4　試驗場流域凍土凍融厚度和速率變化Fig.4 Dynamic about thickness and rate of frozen soil freeze-thaw in Juntanghu watershed of tianshan mountains

2.4　季節(jié)性凍土對融雪徑流的影響

2.4.1季節(jié)性凍土物理特性分析

研究區(qū)土壤以粉壤土為主，地表初始含水率為0.07%，土質(zhì)隨著土層深度的增加而緊密，垂直方向為非均質(zhì)。由表1可知，土壤粒徑在0～20和40 cm土層以0.050～0.005 cm為主，30、50 cm土層的土壤粒徑以大于0.050 cm為主，在50 cm深度以上的土壤中粒徑小于0.005 cm的土壤含量均在3%以下。

表1　土壤剖面特征Tab.1 Soil profile features of experimental plots

飽和導水率在5、20、40 cm土層中分別為0.63、0.47、0.17 mm/min，透水性隨著土層深度的增加而減小。

在整個融雪期中，土壤粒徑不會發(fā)生較大的變化。這與本來的地層是一致的，但土壤粒徑的存在會影響淺層土壤的內(nèi)部結(jié)構(gòu)，使得淺表土層的內(nèi)部結(jié)構(gòu)有較大的分異，從而對土層的孔隙度有一定的影響。經(jīng)過凍融循環(huán)過程后，土壤層的孔隙度會由于不同的土壤含水率和土壤凍結(jié)溫度而產(chǎn)生較大的差異。因此，在融雪的不同階段，對于不同的初始土壤濕度來說，遵循的規(guī)律也有較大差別。

2.4.2融雪水下滲對融雪洪水形成過程的影響

融雪期白天氣溫緩慢上升，雪層開始吸收熱量，當溫度上升到一定程度后積雪開始融化，融雪水出流。隨著溫度的降低，融化速率減緩，融化狀態(tài)一直持續(xù)到夜間，融雪水斷流為止。此段融雪過程中，融雪水經(jīng)過地面的產(chǎn)流，河網(wǎng)的匯流，最終在出山口紅山水庫匯集。

融雪水下滲過程的發(fā)生是有條件的。在融雪期，凍土作為隔水層存在，對融雪水在土壤層間的流動過程造成了極大的干擾。這主要是由于凍土中冰的存在使得原本土壤中水分所占的體積增大，也就是由于土壤凍融作用，土壤的剩余孔隙度減小，即融雪水可以通過這些空隙進入土壤層的通道而變小了，反之，當凍土層融化后，土壤的孔隙度會變得更大，對融雪的下滲有增強的作用。

圖5　融雪期中期土壤濕度變化特征Fig.5 Variation characteristics of soil moisture in mid-melt-snow period

由圖5可知，2015年融雪期間土壤濕度變化在土壤表層的表現(xiàn)尤為明顯，變化幅度較大，而下層土壤濕度幾乎沒有發(fā)生較大改變。這也從一個側(cè)面說明融雪水下滲只是達到0～10 cm的土壤淺層，在土壤淺層由于下層凍土土壤還未融化，受到凍土中冰層的影響而使得上層下滲的融雪水無法繼續(xù)向下層深入。因此，此時間段內(nèi)的融雪水在滿足土壤的下滲后，幾乎全部形成地表徑流，進入河道匯流。這一時期也是可能產(chǎn)生較小的洪水時期。

圖6　融雪期后期土壤濕度變化特征Fig.6 The characteristics of soil moisture change during late snowmelt period

隨著土壤吸收能量使得溫度持續(xù)性上升，土壤中的冰體融化，土壤下滲能力有所增強。從圖5可以看出，3月16至19日，不僅土壤表層的土壤濕度有一定程度的增加，在下層土壤中也有較明顯的土壤濕度增加現(xiàn)象，并且由于凍土的不斷融化，土壤下滲強度增強。

2.4.3季節(jié)性凍土凍融和河川徑流之間的關(guān)系

為了便于研究季節(jié)性凍土凍融情況對河川徑流量的影響，選擇軍塘湖流域紅山水庫進行流量觀測，選取2015年觀測數(shù)據(jù)顯示，大約在十月中旬，土壤開始凍結(jié)，此時的河川徑流速率迅速降低，流域內(nèi)基本無地表徑流。隨著外界氣溫不斷降低，土壤溫度也逐漸將至最低點，由于凍土的隔水作用，土壤濕度較小，土壤水運移微弱。

從3月初，氣溫回升、太陽輻射增強，土壤溫度出現(xiàn)正溫，土壤凍土層開始解凍，有融雪過程，但融雪水較少，加上流域的填洼作用，地表徑流比較微弱，之后積雪消融加快，而且此時存在的凍土如隔水層一樣，阻止融雪水入滲，在滿足流域土壤表層損耗之后形成地表徑流。在3月10徑流有一較弱的峰值為，這是由于在觀測期間，研究區(qū)發(fā)生過兩次降水，一次是以降雪形式的降水：降雪過程開始于3月9日15∶00時，停止于3月10日17∶00時，降水量較大，高達7 cm，由于白天氣溫較高，新雪下降后迅速消融，因此徑流會有一個小峰值。另一次是在3月17日，有一場小降水，由于氣溫、低溫均增長較高，降水加速剩余積雪融化至消盡，融雪水滿足土壤持水量致使發(fā)生較大洪水，河川徑流量波動最大，且增加最快，使得流域測量點流量達到洪峰，為35.27 m3/g，之后又很快下降，這是由于積雪已大量融化，凍土層基本消融，雪水向土壤下層滲透，徑流量降低。因此，徑流的變化情況與凍土的厚度基本成反比關(guān)系(見圖7)，而降水與徑流之間的關(guān)系為正比的關(guān)系。土壤凍土層對徑流具有調(diào)節(jié)作用，研究季節(jié)性凍土凍融對流域的進一步研究具有實際意義，凍土是影響徑流的其中一個因子[13-15]。經(jīng)回歸分析，河川徑流量與凍土凍融厚度相關(guān)系數(shù)為-0.824，屬強負相關(guān)，回歸模型θ=0.013 8h3-0.439 7h2+2.062h+21.098(R2=0.738 1，θ為河川徑流量，h為凍土凍融厚度)。

圖7　凍土厚度與流域徑流量變化情況Fig.7 Change of frozen soil thickness and runoff

2.5　融雪期季節(jié)性凍土對融雪洪水的影響

季節(jié)性凍土的存在，季節(jié)性凍土在凍融過程中的凍深的變化、凍土含水量以及土壤溫度的變化都會影響融雪水的運移。不同的融雪期，土壤凍結(jié)狀況不同，且在溫度影響下的土壤消融程度不同，都會影響融雪水的運移過程，從而對融雪洪水產(chǎn)生不同影響[16-18]。

在近幾年的觀測中，選取2013和2014年融雪期監(jiān)測的數(shù)據(jù)進行分析。在觀測期，雪-土界面多數(shù)都會發(fā)生凍結(jié)，而 2013 年研究區(qū)在冬季降雪之前土層相對比較干燥，由于迅速降溫的影響，積雪在降落到地表后土層凍結(jié)程度不大，加上雪層的保溫作用，土層的凍結(jié)程度始終都保持在較低水平，導致在典型融雪期(3月初)，幾乎沒有凍土層存在。

圖8　融雪期觀測場土壤各層含水量與融雪徑流量的關(guān)系圖Fig.8 The diagram of soil water content of each layer and snowmelt runoff

對比2013年和2014年融雪期土壤含水量與流量關(guān)系圖可知，融雪水的下滲受到了凍土土壤的調(diào)蓄作用。因為凍土的不透水性致使凍結(jié)土壤如隔水層一樣會阻止融雪水的下滲，或者當溫度升高時影響凍土消融使得融雪水大量下滲，都影響著土壤各層含水量，特別是表層10 cm以內(nèi)，進而影響洪水發(fā)生。因此，在融雪期，了解凍土的消融狀況是非常重要的。一方面，凍土未消融，但積雪大量融化時，融雪水受下滲調(diào)蓄作用小，即易在地表形成超滲產(chǎn)流，徑流量較大時容易形成大的融雪性洪水，如2014年所示；另一方面，當凍土已經(jīng)大部分消融時(或無凍土層)，融雪水下滲至土壤層，改變了表層含水量，且在積雪凍土界面形成蓄滿產(chǎn)流，一般情況下融雪徑流量較少，消減了洪峰，不易形成較大的融雪性洪水，如2013年所示。因此，季節(jié)性凍土的存在對流域水文過程及其水資源穩(wěn)定性和脆弱的荒漠生態(tài)系統(tǒng)維持十分重要。

3　討　論

在西北干旱半干旱區(qū)，探索季節(jié)性積雪消融、凍土凍融等方面的影響及其河川徑流變化規(guī)律，意義十分重大[1]。本研究通過長期定位觀測和研究，土壤溫度和含水量影響著凍土凍融過程，分析凍土凍融對融雪徑流形成過程的影響。在今后的研究中，應(yīng)更加重視氣候變暖的背景下，河川徑流變化的驅(qū)動機理研究，進一步分析積雪-凍土的水文效用及其對區(qū)域水文過程的影響，以期為農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和洪水預(yù)警等提供參考依據(jù)。

4　結(jié)論與展望

4.1　結(jié)　論

(1)軍塘湖流域研究結(jié)果顯示，季節(jié)性凍土每年10月中旬左右開始凍結(jié)，翌年1月底或2月初左右達到凍結(jié)最大深度。較低海拔的季節(jié)性凍土在3月底左右消融結(jié)束，而較高海拔的凍土層消融時間較長。

(2)10月中旬至1月中旬，土壤凍結(jié)速率逐漸增加，平均為0.19 cm/d；1月10日至 2 月初，土壤凍結(jié)速率呈減小趨勢，逐漸趨于0。凍土消融時，凍土消融速率遠大于凍結(jié)速率，平均為0.73 cm/d。

(3)融雪中期，融雪水下滲只達到0～10 cm的土壤淺層；到融雪后期，土壤表層和下層土壤中土壤濕度都有較明顯的增加，凍土不斷融化，土壤下滲強度增強。

(4)季節(jié)性凍土是影響流域水文過程的重要因素。凍土作為不透水層或貯水層，提高流域的蓄水徑流，對融雪洪水產(chǎn)生重要影響。凍土厚度與流域徑流量成反比關(guān)系，降水與融雪洪水成正比的關(guān)系。

4.2　研究展望

本文對軍塘湖流域季節(jié)性凍土凍融對融雪洪水的影響展開研究，在既定的研究內(nèi)容方面取得了一定的成果，凍土厚度的深淺，融雪徑流量的多寡，都是制定當?shù)毓嗯庞盟媱澬枰紤]的因素，這能對軍塘湖河流域的灌溉用水計劃提供重要的參考。但本研究也存在很多科學問題有待進一步的深入研究：

(1)受氣候和試驗條件限制，試驗觀測站選取較少，今后工作中應(yīng)增強尺度范圍，以期獲得更加富有代表性的成果。

(2)本文的研究中未能將融雪和降雨過程對凍土水文影響?yīng)毩⒌纳钊敕治?，在今后研究中?yīng)針對這一點，尤其是融化期降雨和融雪對洪水徑流的影響開展更廣泛深入的研究。

□

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