天山北坡季节性冻土冻融对融雪洪水的影响研究

段斌斌，牛春霞，刘志辉,3,4

(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)

0　引　言

我国西部高寒山区的水文过程在很大程度上受冻土及其水热状况的影响[1]。新疆西北部，伊犁河谷地区、塔额盆地及天山北坡中段是新疆的主要融雪洪水区[2]。河川径流的补给过程和洪水的形成与冬、春季一定范围内冻土冻融现象有着直接的关系。天山山区存在大面积的季节性积雪冻土，融雪水是河川径流的常年补给来源，研究季节性冻土冻融对融雪洪水的影响，这将为研究流域水文过程及其农业生产和洪水预警等提供参考依据[3]。

目前，融雪洪水的研究主要集中在气象因素的影响方面[4-9]，但关于季节性冻土冻融变化对融雪洪水影响的研究较少，为此，本研究以新疆天山北坡军塘湖流域为例，利用流域基础资料和试验场长期监测的气象、冻土冻融、河川径流等数据，研究冻土冻融、土壤温度和含水量变化特征，探讨军塘湖流域季节性冻土的特征和其对径流形成过程的影响，以期为融雪期的洪水预报提供理论支持，对推进这一领域的研究具有重要意义。

1　材料与方法

1.1　研究区概况

本研究选择新疆昌吉州呼图壁县内军塘湖流域内的小流域作为实验场(86°28′30″E，43°51′44″N)，位于天山西段呼图壁县域内，发源于天山北坡的特尔斯盖南缘三道马场以西的特力斯喀达坂，流域面积833.57 km2，海拔高度范围为1 000～3 500 m，如图1所示。所选典型试验场内基本无植被覆盖，植被对积雪消融的影响可以忽略。

观测场的积雪时间一般为第一年的10月-翌年的4月初。由于冬季寒冷，每年土壤10月中旬开始冻结，次年3月初开始解冻。典型融雪期通常在每年的3月，融雪期间积雪的深度变化比较明显，适宜观测和实验。因受气温与深层地温影响，季节性冻土上层与下层同时解冻，但上层解冻速度较快，试验场的季节性冻土层在3月底基本消融，在高海拔区域和一些森林地带，季节性冻土层的消融的时间稍长。

1.2　数据来源

土壤冻融测定：其一是在试验场利用 EM50 土壤采集仪，主要观测冻土的温度、湿度和电导率，时间间隔为10 min，数据采集时长为2013年10月1日-2014年5月1日，2014年10月1日-2015年4月2日，对仪器安装后的初始数据进行分析，符合研究区实际，且在误差允许范围内，其中冻土湿度采集精度为±0.1%，冻土温度采集精度为±0.1 ℃。其二是利用冻土器观测土壤冻结深度，数据采集时长为2013年10月1日-2014年5月1日，精度±1 cm，这个值一般情况下是作为参考值，因为这种观测方式适合于常年冻土区，冻土器里面的冻结深度会随着冻结过程而加深，并不会随着土温(负温条件下)的增加而降低。

气象数据：气象数据来源于试验场建立的地面气象站，采集实时近雪表气温数据、风速风向数据、空气湿度数据等。采集时长同EM50，采集的时间间隔为10 min，气温的采集精度为±0.1 ℃，仪器架设高度为2.0 m。

径流量测定：研究区的流量数据一部分是来自研究团队在野外观测过程中的实测数据，利用的是畅流期流速仪测流的方法，测流时间2013年2月25日-3月22日，2014年3月1日-4月1日；一部分是来自下游集水区的红山水库水文站监测数据，洪水期分不同时段观测，平流期每天早晚各观测一次，监测时长2013年2月25日-2015年4月1日。

图1　研究区示意图Fig.1 Schematic diagram of the study area

1.3　数据分析方法

将观测到的站点基础数据进行筛选、处理，结合多种影响因素进行综合、分析。并且利用Excel和SPSS等数据处理软件对数据进行进一步的分析，绘出相关图，从而对不同因素进行相关性分析。

1.3.1相关性分析

相关性分析是指对两个或多个具备相关性的变量元素进行分析，从而衡量两个变量因素的相关密切程度，相关系数是研究变量之间线性相关程度的量，又叫线性相关系数，用来度量两个变量间的线性关系。本文采用常用的皮尔逊相关系数[19]，计算公式如下：

(1)

1.3.2回归分析

回归分析(Regression Analysis)是确定两种或两种以上变量间相互依赖的定量关系的一种统计分析方法，详细过程见参考文献[20]。本文对河川径流量和冻土冻融厚度进行回归分析，并得出回归模型。

2　结果与分析

2.1　军塘湖流域季节性冻土的特点

军塘湖流域土壤每年的10月中旬开始冻结，次年1月底或2月初左右达到冻结最大深度。海拔较低区域的土壤到次年的3月底左右消融结束，而较高海拔土壤冻土层消融时间持续性较长；阳坡的解冻时间早于阴坡，而冻结时间则相反；在不同的海拔高度，土壤冻结的速度也不一样。海拔1 085 m，土壤冻结的速度相对缓慢；而在海拔1 400 m与2 027 m，土壤冻结的速度相对较快 (见图2)。上述现象，除与海拔的梯度变化有关系外，还与土壤的含水量大小有关系。

图2　不同海拔高度冻土变化情况Fig.2 The condition of frozen soil change in different altitude

2.2　季节性冻土温度变化关系

土壤温度和水分是形成冻土的决定性因子[10-12]。根据2015年试验场监测的气象、土壤数据，十月中旬由于气温、地温的逐渐降低，土壤从表层开始冻结，冻结速率较大，冻土厚度不断增加。之后由于积雪的覆盖对土壤有保温作用，冻土冻结速率逐渐减小，冻土厚度缓慢增加，随之达到最大深度。3月初气温开始回升，积雪开始消融，土壤中的冻土层含有的冰体从表层开始融化，且下界面土壤又受到底部地热的作用也开始融化，呈现“双向融化”现象。2015年融雪期，土壤消融速度相对较慢，这是由于虽然气温在持续升高，但平均气温上升速率持续较低，因此，气温对冻土深度有正反馈影响作用。

4.对于中等级的金融风险，企业需要开展实时的动态监控工作，而且需要有针对性地进行防治，避免风险出现升级的情况。

图3　冻土冻融过程冻土温度随时间的变化曲线Fig.3 The curves of frozen soil temperature changes with time

2.3　季节性冻土冻融变化速率特征

土壤从10月中旬开始冻结，随着外界温度的持续降低冻土厚度逐渐增加，直到次年一月底或二月初左右，达到最大冻土厚度为23 cm，此后，气温开始回升，冻土层开始“双向融化”，冻土厚度逐渐减小，到3月底左右，季节性冻土消融结束(见图4)。10 月中旬至1月中旬，土壤冻结速率逐渐波动性增加，平均为 0.19 cm/d；1 月10 日至 2 月中旬，土壤冻结速率呈波动性减小趋势，平均0.13 cm/d；之后，土壤冻结速率趋于 0，冻土消融开始，在图3中表现为 0 以下，冻土消融速率远大于冻结速率，平均为0.73 cm/d。

图4　试验场流域冻土冻融厚度和速率变化Fig.4 Dynamic about thickness and rate of frozen soil freeze-thaw in Juntanghu watershed of tianshan mountains

2.4　季节性冻土对融雪径流的影响

2.4.1季节性冻土物理特性分析

研究区土壤以粉壤土为主，地表初始含水率为0.07%，土质随着土层深度的增加而紧密，垂直方向为非均质。由表1可知，土壤粒径在0～20和40 cm土层以0.050～0.005 cm为主，30、50 cm土层的土壤粒径以大于0.050 cm为主，在50 cm深度以上的土壤中粒径小于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

饱和导水率在5、20、40 cm土层中分别为0.63、0.47、0.17 mm/min，透水性随着土层深度的增加而减小。

在整个融雪期中，土壤粒径不会发生较大的变化。这与本来的地层是一致的，但土壤粒径的存在会影响浅层土壤的内部结构，使得浅表土层的内部结构有较大的分异，从而对土层的孔隙度有一定的影响。经过冻融循环过程后，土壤层的孔隙度会由于不同的土壤含水率和土壤冻结温度而产生较大的差异。因此，在融雪的不同阶段，对于不同的初始土壤湿度来说，遵循的规律也有较大差别。

2.4.2融雪水下渗对融雪洪水形成过程的影响

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。

融雪水下渗过程的发生是有条件的。在融雪期，冻土作为隔水层存在，对融雪水在土壤层间的流动过程造成了极大的干扰。这主要是由于冻土中冰的存在使得原本土壤中水分所占的体积增大，也就是由于土壤冻融作用，土壤的剩余孔隙度减小，即融雪水可以通过这些空隙进入土壤层的通道而变小了，反之，当冻土层融化后，土壤的孔隙度会变得更大，对融雪的下渗有增强的作用。

图5　融雪期中期土壤湿度变化特征Fig.5 Variation characteristics of soil moisture in mid-melt-snow period

由图5可知，2015年融雪期间土壤湿度变化在土壤表层的表现尤为明显，变化幅度较大，而下层土壤湿度几乎没有发生较大改变。这也从一个侧面说明融雪水下渗只是达到0～10 cm的土壤浅层，在土壤浅层由于下层冻土土壤还未融化，受到冻土中冰层的影响而使得上层下渗的融雪水无法继续向下层深入。因此，此时间段内的融雪水在满足土壤的下渗后，几乎全部形成地表径流，进入河道汇流。这一时期也是可能产生较小的洪水时期。

图6　融雪期后期土壤湿度变化特征Fig.6 The characteristics of soil moisture change during late snowmelt period

随着土壤吸收能量使得温度持续性上升，土壤中的冰体融化，土壤下渗能力有所增强。从图5可以看出，3月16至19日，不仅土壤表层的土壤湿度有一定程度的增加，在下层土壤中也有较明显的土壤湿度增加现象，并且由于冻土的不断融化，土壤下渗强度增强。

2.4.3季节性冻土冻融和河川径流之间的关系

为了便于研究季节性冻土冻融情况对河川径流量的影响，选择军塘湖流域红山水库进行流量观测，选取2015年观测数据显示，大约在十月中旬，土壤开始冻结，此时的河川径流速率迅速降低，流域内基本无地表径流。随着外界气温不断降低，土壤温度也逐渐将至最低点，由于冻土的隔水作用，土壤湿度较小，土壤水运移微弱。

从3月初，气温回升、太阳辐射增强，土壤温度出现正温，土壤冻土层开始解冻，有融雪过程，但融雪水较少，加上流域的填洼作用，地表径流比较微弱，之后积雪消融加快，而且此时存在的冻土如隔水层一样，阻止融雪水入渗，在满足流域土壤表层损耗之后形成地表径流。在3月10径流有一较弱的峰值为，这是由于在观测期间，研究区发生过两次降水，一次是以降雪形式的降水：降雪过程开始于3月9日15∶00时，停止于3月10日17∶00时，降水量较大，高达7 cm，由于白天气温较高，新雪下降后迅速消融，因此径流会有一个小峰值。另一次是在3月17日，有一场小降水，由于气温、低温均增长较高，降水加速剩余积雪融化至消尽，融雪水满足土壤持水量致使发生较大洪水，河川径流量波动最大，且增加最快，使得流域测量点流量达到洪峰，为35.27 m3/g，之后又很快下降，这是由于积雪已大量融化，冻土层基本消融，雪水向土壤下层渗透，径流量降低。因此，径流的变化情况与冻土的厚度基本成反比关系(见图7)，而降水与径流之间的关系为正比的关系。土壤冻土层对径流具有调节作用，研究季节性冻土冻融对流域的进一步研究具有实际意义，冻土是影响径流的其中一个因子[13-15]。经回归分析，河川径流量与冻土冻融厚度相关系数为-0.824，属强负相关，回归模型θ=0.013 8h3-0.439 7h2+2.062h+21.098(R2=0.738 1，θ为河川径流量，h为冻土冻融厚度)。

图7　冻土厚度与流域径流量变化情况Fig.7 Change of frozen soil thickness and runoff

2.5　融雪期季节性冻土对融雪洪水的影响

季节性冻土的存在，季节性冻土在冻融过程中的冻深的变化、冻土含水量以及土壤温度的变化都会影响融雪水的运移。不同的融雪期，土壤冻结状况不同，且在温度影响下的土壤消融程度不同，都会影响融雪水的运移过程，从而对融雪洪水产生不同影响[16-18]。

在近几年的观测中，选取2013和2014年融雪期监测的数据进行分析。在观测期，雪-土界面多数都会发生冻结，而 2013 年研究区在冬季降雪之前土层相对比较干燥，由于迅速降温的影响，积雪在降落到地表后土层冻结程度不大，加上雪层的保温作用，土层的冻结程度始终都保持在较低水平，导致在典型融雪期(3月初)，几乎没有冻土层存在。

图8　融雪期观测场土壤各层含水量与融雪径流量的关系图Fig.8 The diagram of soil water content of each layer and snowmelt runoff

对比2013年和2014年融雪期土壤含水量与流量关系图可知，融雪水的下渗受到了冻土土壤的调蓄作用。因为冻土的不透水性致使冻结土壤如隔水层一样会阻止融雪水的下渗，或者当温度升高时影响冻土消融使得融雪水大量下渗，都影响着土壤各层含水量，特别是表层10 cm以内，进而影响洪水发生。因此，在融雪期，了解冻土的消融状况是非常重要的。一方面，冻土未消融，但积雪大量融化时，融雪水受下渗调蓄作用小，即易在地表形成超渗产流，径流量较大时容易形成大的融雪性洪水，如2014年所示；另一方面，当冻土已经大部分消融时(或无冻土层)，融雪水下渗至土壤层，改变了表层含水量，且在积雪冻土界面形成蓄满产流，一般情况下融雪径流量较少，消减了洪峰，不易形成较大的融雪性洪水，如2013年所示。因此，季节性冻土的存在对流域水文过程及其水资源稳定性和脆弱的荒漠生态系统维持十分重要。

3　讨　论

在西北干旱半干旱区，探索季节性积雪消融、冻土冻融等方面的影响及其河川径流变化规律，意义十分重大[1]。本研究通过长期定位观测和研究，土壤温度和含水量影响着冻土冻融过程，分析冻土冻融对融雪径流形成过程的影响。在今后的研究中，应更加重视气候变暖的背景下，河川径流变化的驱动机理研究，进一步分析积雪-冻土的水文效用及其对区域水文过程的影响，以期为农业生产和洪水预警等提供参考依据。

4　结论与展望

4.1　结　论

(1)军塘湖流域研究结果显示，季节性冻土每年10月中旬左右开始冻结，翌年1月底或2月初左右达到冻结最大深度。较低海拔的季节性冻土在3月底左右消融结束，而较高海拔的冻土层消融时间较长。

(2)10月中旬至1月中旬，土壤冻结速率逐渐增加，平均为0.19 cm/d；1月10日至 2 月初，土壤冻结速率呈减小趋势，逐渐趋于0。冻土消融时，冻土消融速率远大于冻结速率，平均为0.73 cm/d。

(3)融雪中期，融雪水下渗只达到0～10 cm的土壤浅层；到融雪后期，土壤表层和下层土壤中土壤湿度都有较明显的增加，冻土不断融化，土壤下渗强度增强。

(4)季节性冻土是影响流域水文过程的重要因素。冻土作为不透水层或贮水层，提高流域的蓄水径流，对融雪洪水产生重要影响。冻土厚度与流域径流量成反比关系，降水与融雪洪水成正比的关系。

4.2　研究展望

本文对军塘湖流域季节性冻土冻融对融雪洪水的影响展开研究，在既定的研究内容方面取得了一定的成果，冻土厚度的深浅，融雪径流量的多寡，都是制定当地灌排用水计划需要考虑的因素，这能对军塘湖河流域的灌溉用水计划提供重要的参考。但本研究也存在很多科学问题有待进一步的深入研究：

(1)受气候和试验条件限制，试验观测站选取较少，今后工作中应增强尺度范围，以期获得更加富有代表性的成果。

(2)本文的研究中未能将融雪和降雨过程对冻土水文影响独立的深入分析，在今后研究中应针对这一点，尤其是融化期降雨和融雪对洪水径流的影响开展更广泛深入的研究。

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