江源冻土区水循环研究进展

覃自成,常福宣

(长江水利委员会长江科学院水资源所，湖北 武汉 430071)

全球冻土分布广泛，现代多年冻土约占陆地总面积的24%，我国则有多年冻土面积215万km2，主要分布于东北的高纬度地区、西北高山区，以及青藏高原等高海拔地区，其中高海拔多年冻土约占我国多年冻土总面积的92%[1]。高海拔江源冻土区作为我国典型多年冻土区，是许多大江大河的发源地，青藏线大部分经过冻土区。冻土的存在改变江源水循环过程，影响江源生态系统，因此对江源冻土区水循环及生态系统的研究意义重大。

20世纪30年代，前苏联成立世界上第一个研究冻土的专门机构，二战之后美国和加拿大开始重视冻土研究。我国作为冻土区覆盖面积广的国家之一，冻土研究始于20世纪50年代大兴安岭地区森林工业发展的需要，1960年中科院成立冰川积雪冻土研究所筹委会，高原铁路研究室在风火山建立了第一个高原冻土观测站，取得了野外观测和试验数据[2-3]。21世纪初冻土研究发展加速，在青藏高原及其他地区，取得了冻土分布、特征、成因等成果[4-6]。在气候变化的环境下，青藏高原冻土引发的冻胀融塌及生态恶化等问题，把人们的焦点从冻土的工程研究转变到科学保护研究。学者们开始关注江源冻土区水循环、水生态等课题，并在青藏高原的冻土研究中，开展高海拔江源冻土区水文研究，获得了许多科研成果。

1 江源冻土区水循环过程

江源为长江流域源头(以下简称为江源)，对整个流域至关重要，探讨其水循环研究也必不可少。分别对江源区的降水、蒸散发、下渗、地下水动态和径流过程展开讨论，指出不同阶段下江源区水循环的特点在寒区要素影响下，与非寒区相比少同多异。

1.1 降水形态及测量误差

在江源区，降水可分为固态、液态和固液混合三种形态，不同的降水形态对径流有较大的影响。例如，冰川径流作为源区径流的组成部分，降水形态通过影响冰川消融，从而制约源区径流[7]。国内对降水形态的判别大多采用临界气温的方法。如学者韩春坛等[8]提出固液态降水分离的单临界气温值，并认为临界气温具有一定的地域分布规律。早在1992年Kang[9]发现随海拔的上升，临界气温也随之改变，并且固态降水在总降水中比例增加。姚亚楠等[10]对日平均气温与降水形态间的关系进行统计分析，得出降水形态的气温区间。张雪婷等[11]基于概率保证法结合海拔高程，分析天山山区降水形态转化的临界气温范围在1.36～5.48 ℃。由于地理位置及雨夹雪等原因，临界气温没有固定值，学者们只能通过计算降水的概率，判断临界气温的范围值，2006年Sakai A等[12]通过分析七一冰川气温和固态降水出现的概率关系，得出当气温低于2.3 ℃时，固态降水出现的概率为100%；高于7.2 ℃时，概率为0。2015年Sims等根据多年全球地表观测数据及物理参数，改进了分离固液降水技术[13-14]。

高海拔江源区，分析降水形态过程时，无法准确的判定临界气温，降水误差在所难免，因此其误差修正也必不可少。降水误差主要是由地理环境的复杂多变和测量仪器的局限造成。世界气象组织出版关于固态降水测量的报告中指出，仪器的捕捉能力随着风速的增大而减小，在6 m/s的风速下，无防护措施的仪器相比有防护的仪器捕捉能力下降24%[15]。在仪器测量的误差内，观测区的降水修正量占总降水10%～30%之多。康尔泗等[16]认为降水观测的系统误差由动力损失、湿润损失和蒸发损失组成，并在修正乌鲁木齐河流域的年降水总量时，降水修正量占年总降水量14%～31%。2007年叶柏生等[17]以乌鲁木齐河流域的降水误差观测实验为基础，依据我国气象站的观测资料，得出修正量平均约为125 mm，修正幅度平均约为18%。2009年何晓波等[18]在青藏高原唐古拉山区对降水观测误差进行修正分析，利用气温划分降水类型，修正降水量较原始观测值提高约16.8%。

江源冻土区高亢的地势和恶劣的气候环境，使降水观测点的布设受到约束，同时测量仪器本身存在的系统误差[19]，让降水研究难度增加。在处理降水误差上，并没有很好的办法克服来自环境和仪器的影响，只能通过前人的研究经验进行修正和不断改良测量仪器。

1.2 冻土区蒸散发

蒸散发指来自地表的水分转移至大气的过程和植物蒸腾过程[20]，蒸散发在陆面和大气水循环中扮演重要角色。地表降水大部分通过蒸散发返回大气[21]，同时有研究表明在多年冻土带流域中蒸散发量占年降水量的64%～96%之多[22]。因此分析蒸散发过程，对江源冻土区水平衡具有重要意义。江源区蒸散发过程中，受下垫面影响明显，活动层土壤随季节发生冻融，表层土壤蒸发也会发生相应的改变。1992年张寅生等[23]在青藏高原中部分析冻结与非冻结地表蒸发量，发现两者的蒸发量差异较大。2003年Zhang等[24]在研究青藏高原东部多年冻土区的水文过程中，得出多年冻土表层的消融引起蒸发量的增加。江源区地域广阔，其气候地形差别较大，蒸发量空间分布不均。多年平均年蒸发量在1000～1600 mm之间，西北向东南有递减趋势[25]。2010年裴超重等[26]基于NOAA遥感数据，通过表面能量平衡系统模型，分析多年长江源区的蒸散发空间变化特征及影响因素，结果表明蒸散发量有上升的趋势，且具有地区差异。在非寒区地方，蒸散发受下垫面、气温辐射等因素影响，江源冻土区也不例外。差别在于江源区的土壤冻融过程，改变土壤中水分形态和冰、水含量，使蒸发量发生变化。

1.3 冻土层下渗过程

冻土的入渗是冻土水文过程的研究核心之一，对江源区的降水有再分配的过程，对冻土中水分的运移方向、运移长度、运移速率都有一定的影响作用[27-28]。王慧[29]在分析影响天山北坡季节性冻土入渗的因素和模拟季节性冻土入渗过程中，发现冻土的性质、埋深、温度、水分冻结程度等对入渗有不同程度的影响。王一博等[30]在研究青藏高原多年冻土区的热融湖塘对入渗过程的影响中，得出多年冻土区发育的热融湖塘改变了土壤的入渗过程。江源冻土区内，入渗过程受下垫面的影响，不同高寒植被覆盖，产生不同的影响。程艳涛[31]研究江源冻土区高寒草甸植被覆盖对冻土水分入渗的影响，发现高寒沼泽生态系统入渗速率大于高寒草甸生态系统，变化快，稳定需要更长时间。延耀兴等[32]分析季节性冻融土壤草地与裸地入渗试验，表明由于草地叶颈和根系对水分的吸收，及水分通过根系与土壤界面向深层或旁侧的渗透，使入渗量相比裸地有所提高。而草地之下的多年冻土温度不是很低，活动层内含有大量的未冻水，当温度降低，土壤完全冻结作为不透水层使入渗量降低[33]。冻土表层的积雪对入渗也有明显影响。2001年周石硚等[34]利用实测资料对积雪表面的融化和融雪水下渗过程进行了模拟，并得出水在雪中的下渗过程。Zhao和Gray[35]根据HAWTS模型，分析土壤冰水饱和度、土壤温度对融雪水在冻土中下渗的影响。2003年Hayashi等[36]在加拿大萨斯喀彻温省的圣丹尼斯国家野生动物区对洼地的融雪水下渗研究中，发现冻土向下融解时，作为不透水层限制融雪水下渗的速度。

江源区的冻土在影响入渗过程中，不仅可以视为不透水层限制水分运移边界，而且在冻融过程中控制土壤水分含量，江源区冻土特有的高寒植被覆盖，对入渗过程产生不同的影响；以及冻土表层的积雪，融雪水作为入渗水分的组成部分，改变入渗过程。

1.4 冻土区地下水动态变化

多年冻土区的地下水系统是寒区水循环过程中的关键组成部分，在区域径流形成与动态变化及寒区生态系统中发挥着重要作用。严酷的自然条件对江源冻土区的作用，形成了特有的地质构造，从而影响地下水动态过程。由于多年冻土层的隔水作用，地下水的储存可分为冻土层上水、冻土层下水；冻土层上水广泛分布在青藏高原多年冻土区，水的相态随时间、冻土冻融而变；冻土层下水具有承压性，补给、排泄都较为困难[37]。常娟等[38]在青藏高原连续多年冻土研究中，通过高寒草甸坡面地下水动态观测数据，分析了冻结层上水的季节变化，结果表明冻结层上水动态变化与土壤温度和水分相关。寒冻风化作用形成的构造裂隙，为地下水发育、运移、储存提供了良好的空间条件。Wright等[39]认为地下侧流受冻土层地形变化的影响，补给地下水方式与基岩基本相似，不同点在于冻土层随时间而改变，对水热转换产生较大的影响。

江源区冻土在冻结过程中，随着温度降低，土壤中的液态水分逐渐冻结成固态水储存在土壤中，此时地下水位随之下降；融化过程中，地下水的补给和径流受控于冻结土壤的融化深度，随着温度回升，冻土开始融解，并出现壤中流，此时的冻土作为不透水层，仍无法补给地下水，只有当冻土完全融化，土壤中的水才能参与地下水的动态过程。冻土的冻融过程，改变着地下水的形式，控制地下水的补给方式、运移方向、存储空间，同时地下水的存在也为冻土的发育提供了水分条件，水分运移产生的能量又反作用于土壤冻融[40]。

1.5 冻土区径流过程

径流是一个流域降水、蒸发、入渗等水文要素共同作用的水文过程。径流过程研究包括产流和汇流，受地表地形、植被截留和蒸腾、土壤性质等因素影响。江源冻土区的冻土厚度、地形、埋深等对径流过程的影响各异。融雪径流作为江源冻土区的径流的补给来源之一，受季节变化影响较大，冬季积雪较多，春季地面融雪形成的径流对河流有巨大的补充。在分析江源径流过程中，时兴合和李太兵等[41-42]得出长江源区径流特征，全年径流量主要集中在5—9月，占全年径流量的85%，月平均最小、最大流量分别在2月和7—8月，春汛由降水、积雪融水和冻土活动层融解水组成，夏汛主要来源为降雨。韩添丁等[43]分析江河源区径流过程特征，发现1980—1990年由于降水增加、冰川消融、冻土退化的影响，冰川径流增加趋势较快。在江源区径流预测和分析中，俞烜等[44]运用Mann-kendall检验法与Morlet小波变换分析法对长江源区径流进行趋势和周期分析，得出径流变化不明显，丰枯交替出现。梁川等[45]根据沱沱河的降水和径流，采用偏最小二乘回归估计、改进的BP神经网络和RBF神经网络构建径流预测模型并进行对比，结果表明偏最小二乘回归估计模型的径流预测结果基本合理。

国外学者在研究冻土产流过程中，发现冻土作为不透水层时，未冻结土壤的蓄水能力，随时间而改变，并影响径流特性[46]。1999年Quinton[47]以加拿大西部北极冻土带为研究区，分析山坡产流的过程、潜水径流过程、积雪场融雪径流影响，从而构建流域产流机制的框架。2000年Kuchment等[48]运用分布式水文模型，考虑冻土融解深度、地表径流和地下径流再分配的影响，分析冻土区的产流过程。2009年Wright等[39]分析加拿大北部不连续多年冻土区，分布在泥炭层冻土斜坡的冰冻厚度对产流过程的影响。2010年Bouche[49]在加拿大育空地区的狼溪小流域，通过水文调查等方法研究不连续多年冻土区的产流过程，并提出水量平衡的组成部分,加深了径流来源、方式的理解。

江源冻土区径流过程相较于其他流域有冻土、融雪、冰川等因素制约。冻土冻融改变土壤蓄水能力，积雪冰川作为径流的补给来源之一，影响径流年内分配、产流和汇流机制。江源区径流的各个水文过程与冻土都存在密不可分的关系，江源区补给来源的多样化，使得径流的成分分析尤为重要，对来水量的预测和防护措施提供可靠依据。

2 江源冻土区水文模拟

在水文研究中，水文模拟作为研究的主要手段，可以合理地描绘流域水循环的基本规律，为流域水资源管理提供可靠依据[50]。冻土区水文研究也需要模型模拟等方法，在以往的水文模型中，采用简化等方法模拟寒区水文循环。随着近年冻土水文研究进展加快，适用于冻土区的水文模型也越来越多。基于物理概念的分布式水文模型PRMS、SHE、SRM等，被广泛应用到江源区进行模拟研究。周剑等[51]基于MMS模型库相关模块对PRMS模型进行改进，添加积雪融雪和冻土识别模块，建立适合寒区的分布式模型，以黑河上游为研究区，对出山径流过程进行模拟和预报。刘俊峰等[52]利用SRM融雪径流模型，模拟不同分带数和不同气温对融雪径流模型效果的影响，发现前者产生的影响小于后者。康尔泗等[53]根据HBV水文模型的基本原理，建立了西北干旱区内陆河出山径流概念性水文模型，模型反映高山冰雪冻土带径流形成特征。高红凯等[54]采用HBV水文模型，模拟长江源区冬克玛底河流域日径流，分析得出月、年径流深有较高的模拟效果。

分布式水文模型在江源冻土区的模拟，取得了较好的效果，例如韩丽等[55]采用寒区水文模型(CRHM)模拟江源水文过程。张磊磊等[56]基于VIC模型，采用两层能量、物质平衡模型描述积雪累积和消融过程，引入冻土模块，模拟江源地区产汇流过程。张小咏等[57]通过SWAT模型，模拟长江源区径流过程。孙万光等[58]对SWAT模型中冻土条件下的地表径流、升华及土壤蒸发模块进行了改进。2013年Semenova等[59]利用分布式水文模型，在俄罗斯的科雷马河上游流域，模拟冻土地下水热耦合过程、产流过程，结果显示模拟值与实测值相符合。模型的适用性模拟表明，分布式水文模型在江源区的产流过程中有很好的适用性，部分区域模拟精度较高，但不足之处在于整体水循环过程难以调参和预测。

在江源冻土区，能水作为主要角色，它们之间相互作用、相互制约，水量和能量的传输在研究中占有重要地位，两者间的水热耦合过程成为热点话题。陈仁升等以黑河干流山区流域为例，建立了内陆河高寒山区流域分布式水热耦合模型(DWHC)，利用土壤水热耦合模型将流域产流、入渗和蒸散发过程融合成一个整体，弥补了分布式水文模型中缺乏冻土水文过程的问题[60]。GEOtop模型具有融雪和冻土模块，能精确地模拟冻土区土壤的水热运移过程，刘光生等[61]通过该模型，考虑不同植被覆盖条件，对土壤水热过程进行模拟研究。李佳等[62]在WEP-L模型基础上，添加土壤水热耦合计算模块，模拟土壤冻融过程不同深度的温湿度变化规律。赵林等[63]通过SHAW模拟唐古拉地区活动层土壤水热特征，结果显示土壤温度模拟较好，土壤水分模拟结果存在差异。

针对青藏高原的江源区，在已有模型的基础上加以改进，使得在江源区也能有较好的适用性，采用分布式水文模型，并基于物理基础，增添融雪、冰川、冻土等模块，对江源区进行模拟，取得了较好的效果。但模拟过程是针对特定的流域地区做调整，通用性仍需要摸索探究。

3 气候变化对江源区的影响

在全球气候变暖和环境变化的条件下，江源冻土区内的水文过程会受到影响，其中降雨和降雪的比例将会改变，地下水量和降雨量增加，径流过程也会有所不同[64]。

近几十年来，长江源区气温增加，导致冻土退化[65]，冰川消融，改变了江源区水资源量，引发的生态、工程等问题受到外界广泛关注。2000年金会军等[66]研究中国多年冻土受气候变化的影响，发现我国大部分地区冻土退缩明显，在人为和气候的影响下，青藏高原和东北多年冻土将大幅缩减。黄荣辉等[67]分析气候变化对黄河源区生态和冻土环境的影响，指出受气候的影响，多年冻土层变薄，冻土上层位置下移。魏智等[68]认为冻土的退化可能引发生态环境的不利变化，如草原退化、土壤沙化、源区水涵养能力下降。Anarmaa等[69]在对蒙古库苏古尔山的冻土监测中，发现人类活动加剧了冻土的退化，气温每十年上升0.15～0.25 ℃，活动层的退化深度在5～15 cm之间。江源区多年冻土退化的同时，使得土壤持水能力发生改变，导致水循环过程及径流发生改变。巩同梁等[70]研究高海拔多年冻土退化，发现冬季径流发生变化，径流量增加。牛丽等[71]分析冻土退化对流域内径流过程的影响，认为由于多年冻土的隔水作用减小，活动层厚度增加，使地下水量发生改变，可能导致冬季径流加大，流域退水过程减缓。

气候变化在影响江源区冻土时，同时牵连着江源区的生态系统。随着多年冻土的持续退化，使江源区植被发生更替，依次出现沼泽化草甸，典型草甸，草原化草甸，沙化草地[72]。王根绪等[73]分析青藏高原多年冻土区典型高寒草地生物量对气候变化的响应，生物量呈现递减的趋势。2015年Zhou等[74]分析气候变暖条件下，冻土融解和降雨机制的改变对青藏高原植被的影响，并得出气候变暖对植被的生长作用存在差异性。

多年冻土作为江源地区重要组成部分，气候变暖引发江源区多年冻土的退化，不仅影响径流过程，引起源区径流年内的分配变化、降水与径流关系减弱、洪水频发等；同时制约生态系统的发展，引起生态系统的退化、热融滑塌、热融沉陷等冻土热融灾害[75]。

4 江源冻土区研究展望

我国是多年冻土分布广泛的国家之一，其中高海拔寒冷地区的多年冻土占绝大多数。前人不畏严苛的自然环境，为我国寒区水文学研究打下了坚实基础。近年来，随着技术水平的快速发展，江源冻土区的水文研究发展迅速，并取得了丰硕成果。浅析前人取得的研究成果，展望未来，江源冻土区水循环研究应重点关注：

(1)以往受限于江源冻土区环境严酷恶劣，观测困难、数据缺乏，如今通过架设自动观测远程传输站，卫星遥感等，为江源区水文研究提供更多数据支撑。

(2)江源区由降水、蒸发、下渗到径流形成的过程中，冻土始终作为区别于内陆区的寒区元素参与其中，冻土的冻融通过温度和湿度表现，可见温度、水分成为了重要的因素，它们是能量和水量相互作用的过程。江源区的水热耦合仍是研究的主题。

(3)模型作为水文研究的重要手段，江源冻土区的研究也不可缺少。相较于内陆区，江源区的模型应用侧重于能水耦合的模拟，能量的传输是一个主要过程。分布式模型中，基于物理的下垫面条件，结合土壤水热模型，分析冻土的变化过程，进而模拟流域水循环。江源区的模型应用多借鉴美国、加拿大、瑞典等国模型，都有较好的模拟效果，在今后的研究中，要注重开发能够针对我国高海拔江源区以及寒区的模型。

(4)青藏高原作为气候变化的指示剂，江源区首当其冲。气候变化对江源区的影响，直接表现为冻土退化、冰川消融、土地沙化，草地减少等现象；导致生态环境毁坏，水资源量不均，工程设施损坏等严重问题。应着力开展气候变化环境下江源区的研究，模拟气候变化对江源区的利害影响，提出应对措施。