冻土对温度变化极其敏感, 作为寒区地质环境中的主要控制性因子, 其变化将对多年冻土区生态环境与水文环境产生重要影响^[1-5]。当前, 随着气候变暖和人类活动的不断加剧, 冻土已经发生退化, 诸如季节融化深度加深、地下冰融化、地下水位下降等, 从而导致了多年冻土垂直剖面厚度和水平分布边界上的明显变化, 进而影响其承载的寒区生物圈在组成结构与分布格局上的显著变化^[6-9]。特别是全球变化影响下的冻土退化改变了表层土壤水分运移过程, 深刻影响着区域水循环与水平衡^[10-13], 因而探讨冻土区表层土壤水分的入渗规律, 对于深入了解全球气候变化背景下的冻土变化及其水文效应, 理解冻土退化诱发水资源变化的作用机制具有积极的作用。

冻土区土壤水分运动由于受到冻融过程的影响而显示其独特性, 因而相关研究备受国内外学者的关注, 针对这一研究问题, 当前研究一方面围绕多年冻土和季节冻土土壤水分特征进行了分析和研究, 基于室内试验和野外定位观测试验, 着重分析了冻结期和融化期土壤含水量的变化规律及其与土壤温度之间的耦合关系^[14-17]。另一方面针对不同下垫面条件深入研究冻土区土壤水分运动的响应规律, 考虑了青藏高原冻土区的土地覆被类型、植被覆盖、有无积雪等因素, 重点研究了在冻融过程影响下自然环境因素对土壤水热过程的影响及其土壤水分运移过程^[18-21]。尽管这部分研究从不同的角度和侧面揭示了多年冻土和季节冻土土壤水分在不同冻融阶段下运动规律及其对不同影响因素的响应特征, 但是土壤水分是联系地表水和地下水的纽带, 在冻土区土壤水分主要来源于降雨, 降雨是冻土土壤水分运动的主要驱动力, 同时冻土土壤水分将通过壤中流等运移方式汇入冻结层上水中, 而基于土壤水分的“源-汇”视角系统探讨冻土土壤水分运移过程与入渗规律的研究相对较少。

作为“亚洲水塔”的青藏高原, 特别是位于东北部的江河源区是我国和亚洲主要河流的发源地。近年来, 气候显著变暖, 青藏高原冻土正处于加速退化过程中^[22-25]。受冻土退化影响, 江河源区之一的黄河源区水资源补给、径流与排泄过程发生了显著变化, 迫切需要认识冻土变化造成的水文影响^[26-29]。为此, 研究以黄河源区康穷盆地多年冻土和季节冻土为例, 基于“源-汇”视角, 从冻土土壤水分的运移过程入手, 结合降雨和冻结层上水的变化规律, 运用野外定位观测试验和数值模拟分析方法, 分析黄河源区典型多年冻土与季节冻土土壤水分入渗对降雨的差异响应机制, 从而为了解冻土退化引起的水资源效应提供基本认识, 进而为定量评估其变化及风险提供科学依据。

1 材料与方法 1.1 区域概况 1.1.1 自然环境状况

黄河源区位于青藏高原中东部(图 1), 一般是指多石峡以上的源头区集水范围, 两湖(鄂陵湖和扎陵湖)形成区域的汇水中心, 地理坐标介于95°55′E—98°41′E、33°56′N—35°31′N之间, 海拔4193—5238 m, 源区总面积约2.98×10⁴ km³。源区地貌类型复杂多样, 涵盖了冰蚀河谷、高原山地、陡峭坡地、平缓斜坡、河相滩地、滩地平原、深丘陡坡等。地表水体除鄂陵湖、扎陵湖以外, 尚有隆热错、茶木错、尕拉拉错、星星海等诸多湖泊, 多曲、热曲、勒那曲、贝敏曲等河流构成黄河的一级支流。区域属于高原大陆气候区, 受季风气候影响, 年降水量在300—400 mm, 年蒸发量为1000—1500 mm, 年平均气温低于-3.5℃。高寒沼泽草甸、高寒草甸、高原草原和荒漠是主要的植被类型。

1.1.2 冻土发育状况

冻土一般可分为短时冻土、季节冻土以及多年冻土。多年冻土, 是指冻结状态连续保持三年或三年以上的岩土体, 空间上包括上部活动层和下部冻土层。季节冻土, 是指冬季冻结、春季融化每年冻融交替一次的岩土体。

黄河源区多年冻土下界一般在4350—4370 m, 多年冻土面积占整个源区的80%以上。多年冻土年平均地温在-0.2—2℃之间。0 ℃附近的多年冻土厚度一般在20 m左右；高于-0.5℃的多年冻土厚度一般不超过40 m；高于-1.0℃的多年冻土厚度一般不超过60 m；-2℃附近的低温多年冻土的厚度一般不超过100 m。沼泽草甸活动层厚度一般为1.0—2.0 m；高寒草甸活动层厚度多介于2.0—4.0 m；草原区活动层厚度3.0—5.0 m。近年来随着气候变暖、人类活动等多方面因素影响, 多年冻土正逐步退化。

康穷下坡冻土钻孔剖面位于黄河源区康穷小盆地底部平坦地面, 海拔4302 m, 地貌特征为河谷盆地, 地表植被为苔草草原, 区域为不连续多年冻土分布区, 多年冻土厚度30—50 m, 季节融化深度2.8 m, 年平均地温为-0.57℃。康穷上坡冻土钻孔剖面位于黄河源区康穷小盆地周边山坡, 海拔4314 m, 地貌特征为山前缓坡, 地表植被稀疏, 生长一些次生杂草的裸露荒漠带, 区域为季节冻土分布区, 年平均地温为0.95℃。

1.2 样点布设与采集方法

分别选取康穷下坡、康穷上坡冻土剖面进行气象、冻土、水文等不同类型要素观测仪器的布设(图 1)。研究区不同类型要素观测仪器如表 1所示。采用美国Campbell公司生产的CR3000数据采集器定期获取每日数据, 其中气象要素监测频率为0.5 h/次, 冻土和水文要素监测频率为4 h/次。本文选用2017年5月至2017年10月期间冻土融化期间的监测日平均数据。

1.3 研究方法

降水在多年冻土和季节冻土土壤中的入渗过程主要采用HYDRUS-1D软件冻融模块进行模拟分析。通过改进Richards方程, 耦合土壤水热过程, 实现对土壤水运动的计算, 其公式如下^[30-31]：

(1)

式中, θ_u为未冻水含水率(包括液态水和气态水), cm³/cm³；θ为液态水含量, cm³/cm³；θ_i为含冰量, cm³/cm³；t为时间, s；z为空间坐标, cm, 向上为正；ρ_i为冰密度, kg/m³, 取931 kg/m³；ρ_w为液态水密度, kg/m³, 取1000 kg/m³；h为压力水头, cm；T为温度, K；S为汇源项, s^-1, 通常为根系吸水项。

初始条件通过线性插值土壤水分的实测值确定。上边界条件考虑地表积水, 最大深度设为10 cm, 在模拟时段内逐日输入上边界通量值, 包括降雨量和蒸发量。下边界条件以地下水位埋深设定。按照土壤发生层次将土体分为7层(0—20 cm, 20—50 cm, 50—80 cm, 80—120 cm, 120—160 cm, 160—200 cm, 200—250 cm), 假定各层土壤性质均一。依据各层土壤质地, 利用HYDRUS-1D中的Neural Network Prediction模块得到各层土壤水力学参数, 并设定为初始值。

采用相关系数(R²)来定量评价模拟结果。图 2显示了研究区康穷上坡不同深度土壤温度和土壤水分模拟值与观测值比较结果, 总体来说, 土壤温度和土壤水分的模拟效果一致性较好, 土壤温度的模拟效果要好于土壤水分的模拟效果, 深层土壤温度和土壤水分的模拟效果要好于表层土壤温度和土壤水分的模拟效果。

2 结果与讨论 2.1 多年冻土和季节冻土土壤温度变化

研究区2017年5月—10月气温与降水变化情况如图 3所示。从图 3可以看出, 区域这一时期内平均气温为6.06℃, 区域2017年7月21日日气温最高, 为15.1℃, 2017年5月15日日气温达到最低, 为-2.16℃。区域这一时期累积降水量为356.2 mm, 相对偏多, 处于丰水季节, 总体而言每个月份的降水量均相对较多。

如图 4所示康穷下坡(多年冻土)、康穷上坡(季节冻土)土壤温度季节变化, 从图中可以看出, 在融化发生阶段, 康穷下坡(多年冻土)零度等温线的斜率较缓, 说明250 cm深度范围内活动层土壤完全融化所经历的时间较长, 土壤温度等值线略显密集, 说明温度上升的速率较快, 而不同深度土壤融化起始日期的时间隔较大, 深层土壤明显滞后于浅层土壤。康穷上坡(季节冻土)零度等温线的斜率较陡, 说明200 cm深度范围内活动层土壤完全融化所经历的时间较短, 土壤温度等值线略显稀疏, 说明温度上升的速率较慢, 而不同深度土壤融化起始日期的时间隔较小, 深层土壤稍微滞后于浅层土壤。

2.2 多年冻土和季节冻土土壤水分入渗过程 2.2.1 多年冻土

从图 5中可以看出, 在快速融化阶段, 对于康穷下坡多年冻土而言, 随着在这一时期降雨量的增多, 由于各层土壤随着时间的推移开始逐渐融化, 因而土壤的储水能力也在逐渐增强, 除降雨来源外, 受地形地势影响, 该下坡主要承接上坡的坡面侧向流补给, 同时下坡与河流较近, 也有部分水分来自河流湖泊的补给, 水量较为充分, 这部分降雨除蒸发和地表径流外, 主要受垂直重力的影响向下入渗, 由于表层土壤先于底层土壤融化, 底层土壤仍处于完全冻结状态, 因而表层土壤含水量呈逐渐增加的趋势, 底层土壤含水量的变化幅度不大, 从观测的结果来看, 在20 cm、50 cm土层深度处, 由于至5月上旬土壤已经完全融化, 该层土壤处于饱和状态, 土壤水分体积含量保持稳定, 分别处于30%和40%左右；在80 cm土层深度处, 在5月底至6月初期间, 土壤温度跨越了0度等温线, 土壤进入完全融化状态, 而此时土壤水分体积含量也由之前的10%左右迅速增加, 并在20%左右达到稳定状态；在120 cm土层深度处, 在6月下旬, 土壤进入完全融化状态, 而此时土壤水分体积含量也由之前的6%左右迅速增加, 并在12%左右达到稳定状态；在160 cm土层深度处, 在7月中上旬, 土壤进入完全融化状态, 而此时土壤水分体积含量也由之前的6%左右迅速增加, 并在10%左右达到稳定状态；在200 cm土层深度处, 在7月中上旬, 土壤进入完全融化状态, 而此时土壤水分体积含量也由之前的10%左右逐渐增加, 并在25%左右达到稳定状态；在250 cm土层深度处, 在8月中上旬, 土壤进入完全融化状态, 而此时土壤水分体积含量也由之前的13%左右逐渐增加, 并在30%左右达到稳定状态。在快速融化阶段, 虽然冻结土壤自上而下逐渐融化, 但底部土壤仍然处于冻结状态, 降雨入渗还不能完全到达底部, 因而冻结层上水位观测显示其变化幅度不大, 基本保持不变。在完全融化阶段, 各层土壤处于完全融化状态, 各层土壤含水量基本处于饱和状态, 由于下部多年冻土层的阻隔作用, 因而冻结层上水位快速上升并逐渐达到稳定状态。因此, 降雨在多年冻土区的再分配过程, 受到季节冻融过程和冻土层阻隔的影响, 主要以向下入渗为主, 从而导致各层土壤含水量随冻融过程呈逐渐增加的趋势, 在土壤完全融化时基本达到饱和状态。

图 5中显示康穷下坡多年冻土160 cm土层深度和200 cm土层深度处的土壤含水量在7月中上旬都突然上升, 而这一时期, 160 cm深度土壤已经完全融化, 但是200 cm深度土壤还未完全融化；而与此同时在这一时期, 康穷下坡的冻结层上水位则由稳定冻结阶段A转向快速融化一次稳定阶段B, 水量突然增加, 但是底部土壤还处于冻结状态, 因而上部的降雨入渗还不足以引起冻结层上水位的变化, 由于康穷坡地距离河流较近, 河水的热侵蚀作用使得其周围的多年冻土不断退化, 多年冻土上限不断加深, 融区范围不断扩大, 受河流贯穿性融区的影响, 增加了融区地下水和冻结层上水的水力联系, 7月中上旬这一时期, 表层土壤已经完全融化, 融区地下水可能处于饱水状态, 并与下坡冻结层上水发生水力联系, 补给冻结层上水, 从而导致下坡200 cm深度处的土壤含水量快速增加并逐渐达到饱和状态, 作为下坡冻结层上水的主要补给来源, 引起下坡冻结层上水位的快速上升。而在8月中下旬完全融化阶段, 下坡底部土壤完全融化, 各层土壤处于饱水状态, 受降雨增多的影响, 土壤入渗能力增强, 自上而下到达底部, 受到冻土层的阻隔作用, 加之融区地下水或多年冻土上限附近其他来水的影响, 从而导致冻结层上水位的二次上升, 快速融化一次稳定阶段B转向快速融化二次稳定阶段C。

2.2.2 季节冻土

从图 5中可以看出, 在快速融化阶段, 对于康穷上坡季节冻土而言, 随着在这一时期降雨量的增多, 尽管表层土壤(0—50 cm)在5月上旬已经处于完全融化状态, 土壤体积含水量呈逐渐增加的趋势, 土壤的储水能力也在逐渐增强, 但受降雨驱动、土壤质地、蒸散发、植被覆盖等因素的影响, 土壤尚未能快速达到饱和持水状态, 这部分降雨除蒸发外, 一方面受地形坡度的影响以坡面侧向流为主, 主要以地面径流的形式向下流动, 另一方面受垂直重力的影响向下入渗, 由于表层土壤先于底层土壤融化, 下部土壤(80—200 cm)仍处于完全冻结状态, 因而表层土壤含水量呈逐渐增加的趋势, 下部土壤含水量的变化幅度不大。在这一时期, 尽管上部土壤已经完全融化, 但是下部土壤仍然处于冻结状态, 从而导致土壤入渗还不能到达底部, 因而在这一时期冻结层上地下水位观测显示其变化幅度不大, 基本保持不变。至7月7日各层土壤处于完全融化状态, 下部土壤由于受到土壤质地等因素的影响, 其土壤持水能力较弱, 土壤含水量虽然呈逐渐上升趋势, 但总体变化幅度不大, 而在这一时期冻结层上地下水位观测显示其变化幅度不大, 基本保持不变。这说明降雨在季节冻土区的再分配过程, 受到冻融过程的影响, 主要以地表径流为主, 深层下渗为辅, 受局地因素影响, 表层土壤含水量呈逐渐增加的趋势, 但是未能达到饱和状态。

图 5中显示康穷上坡季节冻土7月7日各层土壤已经完全融化, 在这一时期, 康穷上坡的冻结层上水位则由冻结稳定阶段A′转向融化稳定阶段B′, 水量有一个增加的趋势, 由于下部土壤(80—200 cm)土壤持水能力较弱, 从其变化趋势来看, 其土壤含水量尚未达到饱和状态, 因而上部的降雨驱动下的土壤入渗, 还不足以引起冻结层上水位的变化, 这与下坡冻结层上水位第一次变化的时间相近, 这表明康穷坡地河流贯穿融区地下水与冻结层上水发生了一定程度的水力联系, 在7月中上旬这一时期融区地下水处于饱水状态, 从而导致康穷上坡的冻结层上水位一定程度的上升, 由于距离河流越近, 融区地下水对冻结层上水的补给作用越大, 因而其主要补给影响下坡冻结层上水, 引起下坡冻结层上水位的快速上升。

2.3 多年冻土和季节冻土土壤水分入渗过程模拟

为进一步对比分析多年冻土和季节冻土区土壤水分入渗过程的差异性, 在不考虑其他因素影响下, 采用HYDRUS-1D软件冻融模块模拟分析了融化期内(2017年5月至2017年10月)多年冻土和季节冻土土壤水分入渗过程。如图 6显示了多年冻土和季节冻土土壤储水量及底部渗漏通量随时间的变化过程。

(1) 对于多年冻土而言, 在快速融化阶段, 土壤自上而下开始融化, 冻结土壤的储水能力开始逐渐增强, 在降雨入渗的作用下, 在土壤垂直方向上形成较大的重力梯度, 各层土壤体积含水量开始逐渐上升并趋于稳定, 达到饱水状态, 因而从图 6中可以看出, 自5月中上旬开始至8月中下旬, 土壤储水量随着时间的推移一直处于上升状态并逐渐达到最大值, 而这一时期由于底部冻结土壤还没有完全融化, 因而降雨入渗还不能够达到底部, 底部通量相对较小, 降雨除蒸发外, 主要以地表径流的形式向外排泄。在稳定融化阶段, 冻结土壤已经完全融化, 土壤储水能力已经达到饱和状态, 自8月中下旬开始, 在降雨驱动下, 降雨自上而下入渗, 由于各层土壤含水量达到最大饱水状态, 因而土壤储水量基本处于稳定状态, 而降雨在土壤中垂直入渗后将以壤中流的形式产生底部渗透通量, 由于冻土层的阻隔作用, 因而这部分水量主要补给冻结层上水, 引起冻结层上水位的快速上升并逐步达到稳定状态。

(2) 对于季节冻土而言, 随着气温的逐渐升高, 冻结土壤开始自上而下逐渐融化, 并在7月中上旬完全融化, 土壤的储水能力也在逐渐增强, 但是由于受到降雨强度、土壤质地、蒸散发、植被覆盖等因素的影响, 各层土壤的渗透能力较弱, 在这一时期内土壤不易达到饱水状态, 因而各层土壤体积含水量呈逐渐增大的趋势, 因而从图 6中可以看出, 康穷上坡季节冻土的土壤储水量随着时间的推移一直在上升尚不能达到稳定状态, 而这一时期尽管冻结土壤已经完全融化, 降雨增多, 但降雨入渗还不足以使得各层土壤达到最大饱和含水量, 因而底部通量相对较小, 这部分降雨入渗除蒸发外, 主要以地表径流的形式向下排泄。

3 结论

(1) 在快速融化阶段, 土壤自上而下开始融化, 受下层土壤冻结影响, 降雨以地表径流为主, 表层土壤水分含量增加, 土壤下渗有限, 冻结层上水位上升幅度较小；在稳定融化阶段, 土壤完全融化, 降雨除地表径流外, 土壤水分含量增加, 土壤水分下渗增强, 在多年冻土区由于冻土层的阻隔作用, 壤中流在冻土上限附近聚积, 冻结层上水水位上升幅度较大；在季节冻土区由于缺少冻土层的阻隔, 土壤水分则以深层渗漏或侧向流动为主。

(2) 受到降雨强度、土壤质地、蒸散发、植被覆盖等因素的影响, 康穷下坡多年冻土各层土壤水分含量随冻结土壤融化自上而下逐渐增加并达到饱和状态, 在融化期内尽管冻结土壤已经完全融化, 但上坡季节冻土表层土壤不易达到饱水状态, 其土壤储水量随着时间的推移一直在上升尚不能达到稳定状态, 这部分降雨入渗除蒸发外, 主要以地表径流的形式向下排泄。

(3) 康穷坡地发育河流贯穿融区地下水, 在7月中上旬, 土壤完全融化, 融区地下水处于饱水状态, 导致上坡冻结层上水位小幅度上升, 下坡冻结层上水位的变化除受到降雨入渗的影响外, 还受到融区地下水的影响, 其主要补给冻结层上水, 引起下坡冻结层上水位的快速上升。