高原气象

高原气象 >

2021 , Vol. 40 >Issue 2: 229 - 243

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2020.00071

论文

青藏高原腹地多年冻土区活动层水热过程对气候变化的响应

  • 徐洪亮 ,
  • 常娟 ,
  • 郭林茂 ,
  • 孙文军
展开
  • 兰州大学 资源环境学院，甘肃 兰州 730000
常娟（1978 -）， 女， 北京人， 副教授， 主要从事寒区水文过程变化与模拟、 水化学与环境水文学研究. E-mail:

徐洪亮（1995 -）， 男， 重庆人， 硕士研究生， 主要从事青藏高原多年冻土冻结层上水研究. E-mail:

收稿日期: 2020-05-15

  修回日期: 2020-09-14

  网络出版日期: 2021-04-28

基金资助

国家自然科学基金项目(41671015)

收起

Response of Thermal-Moisture Condition within Active Layer in the Hinterland of the Qinghai-Xizang Plateau to Climate Change

  • Hongliang XU ,
  • Juan CHANG ,
  • Linmao GUO ,
  • Wenjun SUN
Expand
  • College of Earth and Environmental Sciences，Lanzhou University，Lanzhou 730000，Gansu，China

Received date: 2020-05-15

  Revised date: 2020-09-14

  Online published: 2021-04-28

Fold

本文亮点

活动层作为多年冻土与大气系统之间能量和水分交换通道， 其内部的水热状况是控制水循环和地表能量平衡的主要因素， 并直接影响着寒区生态环境、 水文过程以及多年冻土的稳定性。利用一维水热耦合模型CoupModel， 对青藏高原风火山试验点活动层土壤剖面温湿度进行了模拟。模拟效率参数表明模拟结果很好地反映了研究区多年冻土活动层水热状况。基于已验证的模型， 设置多种不同气候变化情形， 来分析活动层内部水热状况对全球气候变化的响应。研究结果表明： （1）土壤温度与气温呈正相关关系， 气温每升高1 ℃活动层平均增温约0.78 ℃， 但随着土壤深度增加， 增温幅度逐渐减小； （2）升温导致活动层土壤冻结和融化过程发生变化， 且对融化过程的影响明显大于冻结过程； （3）活动层各深度土壤含水量随气温升高而增大， 且增大幅度随土壤深度增加而不断增大； （4）在完全融化期， 降水量增加降低了浅层土壤温度， 升高了深层土壤温度， 而完全冻结期土壤温度均随降水量增加而升高； （5）降水量增加导致活动层含水量增加， 其中完全融化期土壤含水量变化最明显。因此， 气候暖湿化将对青藏高原多年冻土区活动层土壤温湿度及冻融循环过程产生较大影响， 可能不利于冻土发育。

本文引用格式

徐洪亮 , 常娟 , 郭林茂 , 孙文军 . 青藏高原腹地多年冻土区活动层水热过程对气候变化的响应[J]. 高原气象, 2021 , 40(2) : 229 -243 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2020.00071

Highlights

As the energy-water exchange channel between permafrost-atmosphere system， the thermal-moisture conditions of the active layer are the main factors that control the hydrological cycle and surface energy balance， and directly affect the ecological environment， hydrological processes and stability of the permafrost in cold regions.The temperature and moisture contents within the active layer at Fenghuoshan station were simulated by one-dimensional water-heat coupling model CoupModel.The simulation efficiency parameters showed that the simulation results well reflected the thermal-moisture conditions of the active layer of permafrost in the study area.Based on the verified model， a variety of different climate change scenarios were set to analyze the response of the thermal-moisture conditions in the active layer to global climate change.Results showed that： （1） There was a positive correlation between soil temperature and air temperature， and the average temperature of active layer increased by about 0.78 ℃ for every 1 ℃ increment of air temperature， but the increment of soil temperature decreased as the soil depth increased； （2） The rising air temperature caused changes in the process of freezing and thawing of the active layer， and the impact by the latter is significantly greater than the former； （3） As the temperature rises， the soil water content at each depth of the active layer increased， and the increment increased with the increase of soil depth； （4） During the complete melted period， the increase in precipitation reduced the temperature of the shallow soil， but increased the temperature of the deep soil， while the temperature of each soil layer during the complete frozen period increased with the increase in precipitation； （5） The increase in precipitation caused an increase in the water content of the active layer， with the most obvious change in soil water content during the complete melted period.Therefore， climate warming and wetting will have a greater impact on the soil temperature and moisture of the active layer and the freezing-thawing cycles process in the permafrost regions of the Qinghai-Xizang Plateau， which may not be conducive to the development of frozen soil.

1 引言

青藏高原平均海拔在4000 m以上， 是世界上海拔最高、 地形最为复杂的高原， 同时也是北半球最大的高海拔多年冻土区， 多年冻土面积约为1.06×106 km2（Zou et al， 2017）。与北极地区的多年冻土相比， 青藏高原上的多年冻土具有地温高、 活动层厚度大及热稳定性差等特点（秦艳慧等， 2018）。土壤冻融过程伴随着能量交换、 水分输移、 水分相变和溶质运移（徐学祖等， 2001）， 对多年冻土地区地-气-能-水交换过程具有重要意义。作为全球气候变化的指示器与放大器， 青藏高原对于气候变化十分敏感（Wu et al， 2017）。全球变暖背景下， 青藏高原多年冻土正在逐步退化， 多年冻土区面积逐渐缩小， 活动层厚度加大， 多年冻土 厚度减小， 多年冻土下界海拔不断抬升（Cheng and Wu， 2007； Hu et al， 2019； Jin et al， 2011； Pang et al， 2009； Li et al， 2008； 金会军等， 2010）。随着多年冻土的融化， 赋存在多年冻土内部的地下冰的融水向活动层和大气迁移， 影响多年冻土区产汇流过程、 生态过程和大气水分循环， 同时还会引起地面沉降， 不利于高原工程建设的开展（赵林等， 2019）。冻土退化直接导致地下水位和湖泊水位下降（程国栋和赵林， 2000）， 进而使多年冻土带植被退化（梁四海等， 2007）， 出现草甸-草原-荒漠的严重退化过程（袁九毅等， 1997； 王绍令和赵新民， 1999）。在全球变暖背景下， 研究青藏高原活动层水热过程动态的响应， 对了解寒区水文过程、 生态环境变化、 工程合理建设等具有重要意义。对青藏高原腹地多年冻土活动层水热过程与气温升高、 降水量增加之间的关系进行研究具有重要的学术价值和社会意义， 将有利于深入了解多年冻土活动层对全球变化的响应规律， 与此同时还为预测、 评价未来气候变化对高原冻土环境的影响效应等提供重要参考。活动层作为多年冻土和大气系统之间能量和水分交换的主要通道， 其内部的水热状况是控制水循环和地表能量平衡的主要因素（Wang et al， 2009a）， 并直接影响着寒区生态环境、 水文过程以及多年冻土的稳定性（Wen et al， 2014）。
目前， 对青藏高原土壤水热状况的研究主要分为实测数据分析和模型模拟研究。一些学者对青藏高原北麓河观测站实测数据分析发现， 土壤温度和土壤水分变化规律相似， 土壤冻融过程受土壤含水量影响（张明礼等， 2015）， 同时青藏高原唐古拉综合观测场的数据也表明土壤水分对土壤热量传输会产生极大影响（焦永亮等， 2014）。降水是活动层土壤水分的主要来源， 但青藏高原的降水时空分布明显， 对活动层水热状况的影响也会有差异。夏季高频率、 小雨量降水事件具有降低表层土壤温度的作用， 但是50 cm以下土壤温湿度受降水量影响较小（张明礼等， 2016）； 冷季降雪事件具有量少、 持续时间短、 融化快的特点， 能起到升高活动层温度的作用（李德生等， 2017）。另一些学者通过在风火山研究区设置野外对比实验， 表明升温导致高寒草甸和高寒沼泽草甸活动层土壤融化时间提前、 冻结时间推迟、 地温变化速率减缓（刘光生， 2009； Wang and Wu， 2013）， 另外， FEFLOW模型模拟气温升高情景下土壤融冻时间也发生了同样的变化（郭林茂等， 2019）。除了对土壤融冻时间产生影响， 气温升高还会导致活动层厚度增加（张中琼和吴青柏， 2012； Pang et al， 2012； Rasmussen et al， 2018）。还有一部分学者指出， 有机质和一定厚度（积雪深度小于20 cm）的积雪均有利于冻土发育（张伟等， 2013； 姚闯等， 2019）； 青藏高原不同高寒生态系统类型通过改变地表热通量进而影响活动层温湿度及其动力学过程（蒋观利等， 2018）； 多年冻土活动层垂向温度分布和融化厚度与地表能量变化过程密切相关（李韧等， 2011）。
由于青藏高原海拔较高、 气候恶劣、 人烟稀少， 导致观测数据的难度极大， 野外的实测数据匮乏， 在一定程度上限制了青藏高原相关领域的研究进展， 数值模型通过数学方程来描述各种物理过程， 为研究活动层土壤水热状况及地-气间能水交换提供了有效方法。CoupModel（Coupled heat and mass transfer model for the soil-plant-atmosphere system）模型涉及了土壤冻融过程伴随的水分相变和土壤水热耦合物理过程（Jansson et al， 2001， 2010； 胡国杰等， 2013； 阳勇等， 2010）， 被广泛应用于土壤冻融过程中的水热过程、 冻土区水热传递和陆面生态环境变化等方面的研究中， 在世界各地寒区得到广泛应用（胡国杰等， 2013； Okkonen and Klove， 2011； 赵军， 2001； 张伟等， 2012， 2013）。近些年青藏高原气温升高明显（杜军， 2001； 谭春萍等， 2010； 刘桂芳和卢鹤立， 2010； 马转转等， 2019）， 谭春萍等（2010）发现1971 -2007年间青藏高原年平均升温率为0.33 ℃·（10a）-1， 其中1998 -2007年升温率高达1.14 ℃·（10a）-1。还有研究表明， 青藏高原腹地是相对整个青藏高原气温变化最敏感的地区（徐丽娇等， 2019）。为探究未来气温升高将对活动层水热状态产生何种影响， 本文通过CoupModel模拟了气温升高1.2 ℃、 2.4 ℃、 3.6 ℃三种升温情景（分别以T+1.2 ℃、 T+2.4 ℃、 T+3.6 ℃表示， 未升温记为T）下活动层土壤温湿度动态变化过程。由于受地形、 海拔等因素影响， 青藏高原降水地区差异显著（谭春萍等， 2010； 韩熠哲等， 2017； 许建伟等， 2020）。针对本研究区， 青藏铁路风火山气象站观测数据显示， 1976 -2010年降水量多年平均值为344.4 mm， 2001 -2005年期间降水量年平均值比多年平均值高出14个百分点， 2006 -2010年期间更是高出24个百分点（朱兆荣等， 2011）， 风火山降水量增大趋势明显。本文通过CoupModel模拟了降水量增加5%、 10%、 15%、 20%四种情景（分别以P+5%、 P+10%、 P+15%、 P+20%表示， 降水量未增加记为P）下活动层土壤温湿度动态变化过程， 以探究降水量对多年冻土活动层水热动态过程的影响。

2 研究区域概况和数据采集

如图1所示， 左冒西孔曲小流域（34°40′N -34°48′N， 93°3′E -92°50′E）位于青海省玉树藏族自治州曲麻莱县， 是长江源区北麓河的一级支流。该研究区海拔在4603~5398 m内， 广泛发育着多年冻土， 属于典型的青藏高原干旱气候区， 无多年冰雪覆盖， 存在季节性积雪， 年平均气温为-5.2 ℃， 年平均降水量不到300 mm， 其中大部分降水发生在暖季， 年平均蒸发量却有1316.9 mm， 年平均空气相对湿度为57%， 多年冻土为50~120 m厚， 位于上面的活动层厚度为0.8~2.5 m。此外， 该研究区为高寒沼泽草甸区， 主要植被物种为藏嵩草、 粗喙苔草、 小嵩草和紫花针茅等（刘光生等， 2012）。
图1 青藏高原风火山研究区域图

Fig.1 Study area map of Fenghuo Mountain in Qinghai-Xizang Plateau

本次研究所用数据资料来自风火山观测站， 自动气象站记录距离地表以上2 m处的气温、 风速、 湿度和上下两向的短波辐射和长波辐射， 仪器观测时间间隔为10 min， 雨量筒记录降水数据， 其中气温、 风速和相对湿度的测量高度为2 m。土壤温度探头埋设深度为10， 15， 20， 40， 80和160 cm， 土壤水分探头埋设深度为20， 40， 65和120 cm。实验数据观测时间段为2005年6月23日至2007年12月31日， 主要观测仪器型号和精度见表1。
表1 数据观测仪器及相关信息

Table 1 Data observation instruments and related information

观测项目 仪器型号 单位 观测精度
气温 HMP45C ℃ ±0.02 ℃
相对湿度 HMP45C % ±2%
降水 T-200B mm ±1%
风速 010C-1 m·s-1 ±0.01 m·s-1
太阳辐射 CM3 W·m-2 ±10%
土壤温度 热敏电阻 ℃ ±0.02 ℃
土壤水分 FDR % ±2%

3 研究方法

3.1　模型介绍

CoupModel模型具备模拟地气间水热输运过程的能力， 由SOIL模型（Jansson and Moon， 2001）和SOILN模型（Jansson， 2012）发展而来， 除此之外还具有模拟碳、 氮等养分在土壤-植被-大气中运动的功能。该模型的基本原理是质量守恒和能量守恒， 以数学物理概念和方法， 利用偏微分方程公式来计算模拟水热过程（胡国杰等， 2013）。该模型分完全冻结土壤、 未完全冻结土壤和非冻结土壤三个阶段来计算土壤的热传导率（胡国杰等， 2013）。在模型计算时， 土壤剖面被分为若干层， 每一层的厚度由实际情况决定。相较于其他寒区水热过程模型， 该模型具有驱动数据灵活性大， 土壤参数可供选择特性， 同时还能满足模拟精度， 为资料匮乏区的研究工作提供极大便利。
CoupModel模型土壤水、 热过程主要控制方程由达西定律结合Richards和能量平衡原理结合热量运移方程（张伟等， 2012； 胡国杰等， 2013； 阳勇等， 2013）而来：
q h = - k h ∂ T ∂ z + C w T q w + L v q v
q w = - k w ∂ ψ ∂ z + D v ∂ c v ∂ z + q b y p a s s
式中： qh、 qw、 qv、 qbypass分别为热通量（单位： W·m-2）、 液态水通量（单位： kg·m-2·s-1）、 固态水通量（单位： kg·m-2·s-1）和绕流通量（单位： kg·m-2·s-1）； kh、 kw分别为热传导率（单位： J·m-1·s-1·℃-1）和水力传导率（单位： m·s-1）； T为空气温度（单位： ℃）； Z为深度（单位： m）； Cw为土壤热熔量（单位： J·kg-1·℃-1）； Lv为水汽潜热（单位： J·kg-1）； ψ为土壤水势（单位： m）； Dv为土壤水汽扩散系数（单位： m2·s-1）； cv为水汽浓度。

3.2　模拟设计

利用CoupModel模型， 模拟了2005年6月23日至2007年12月31日期间活动层各深度土壤温度和土壤含水率动态变化过程， 其中2005年6月23日至2006年12月31日为模型校准期， 2007年1月1日至12月31日为模型验证期。模型的输入数据主要包括大气驱动数据、 植被参数、 土壤物理性质参数以及土壤剖面的初始水分和温度分布。其中， 大气驱动数据包括气温、 相对湿度、 降水、 风速和太阳辐射数据； 植被参数包含地表植被叶面积指数、 植被高度和根深； 土壤物理性质参数主要包含各深度土壤粒径组成、 土壤饱和含水量和渗透系数等。将模拟土壤剖面从地表至地下600 cm共分为24层， 分别为0， 8， 12， 18， 22， 28， 35， 45， 55， 65， 75， 85， 95， 105， 115， 125， 135， 145， 155， 165， 190， 230， 300， 400和600 cm。6 m深度处多年平均地温维持在-3.5 ℃， 故模拟域的下边界设为温度常值-3.5 ℃， 土壤剖面初始的温度和水分分布采用实测值。

3.3　模型评估方法

本研究中CoupModel模型模拟效果采用相关系数（R）、 平均误差（ME）、 纳什效率系数（NSE）和均方根误差（RMSE）来进行评价。各评价参数的计算公式如下：
R = ∑ i = 1 N M i - M ¯ O i - O ¯ ∑ i = 1 N M i - M ¯ 2 ∑ i = 1 N O i - O ¯ 2
M E = 1 N ∑ i = 1 N M i - O i
N S E = 1 - ∑ i = 1 N M i - O i 2 ∑ i = 1 N O i - O ¯ 2
  R M S E = 1 N ∑ i = 1 N M i - O i 2
式中： N表示被评价样本数； Mi、 -M分别表示模拟值及其平均值； O i、 -O分别表示实测值及其平均值。当R=1， ME=0， NSE=1， RMSE=0时， 认为模型的模拟结果最优。

4 模拟结果与分析

4.1　模型验证

4.1.1　土壤温度模拟

表2给出了活动层各层土壤温度模拟效率值。各深度处土壤温度模拟值与实测值之间的相关系数R（P<0.01）及纳什效率系数NSE均较高， 表明模型对实际土壤温度估计很合理， 其中160 cm深度相较其他深度模拟结果稍差。平均误差ME出现负值可能是融化阶段土壤温度被低估造成的该深度范围地温的模拟值较低， 然而深层土壤层与层之间的间隔较大， 土层质地不均一， 土壤结构参数和水热参数变化较大， 造成了160 cm处地温被高估。此外， 反映模拟值与真实值偏差的均方根误差RMSE≤1.2 ℃， 模拟效果较好。综合整个活动层各层土壤温度模拟效率参数， CoupModel模型可以用来模拟多年冻土活动层土壤温度的动态变化过程。
表2 CoupModel模型土壤温度模拟效率参数

Table 2 Soil temperature simulation efficiency parameters of CoupModel

统计参数 不同土壤深度参数值
10 cm 15 cm 20 cm 40 cm 80 cm 160 cm
R 0.99 0.99 0.99 1.00 0.99 0.96
ME/℃ -0.21 -0.28 -0.30 -0.32 -0.31 0.07
NSE 0.98 0.98 0.98 0.98 0.98 0.92
RMSE/℃ 1.20 1.08 0.95 0.78 0.74 0.73
从风火山试验点土壤温度模拟值与实测值动态变化曲线（图2）可知， 各深度土壤的温度模拟值动态变化过程与实测值吻合很好， 模拟结果可以很好地反映活动层土壤温度的动态变化过程。根据活动层土壤水分的特征差异将风火山研究区活动层土壤年内冻融过程划分为土壤冻结发生期（9月下旬至11月上旬）、 土壤完全冻结期（11月中旬至3月下旬）、 土壤融化发生期（4月上旬至6月上旬）和土壤完全融化期（6月中旬至9月下旬）四个阶段（周剑等， 2008）。完全融化阶段土壤温度模拟值普遍低于实测值， 其部分原因可能是： 试验点位于坡面上， 当土壤完全融化时， 土壤内部沿坡面存在有冻结层上水的运动， 而CoupModel模型模拟过程中并没有考虑地下水流的侧向运动。
图2 不同土壤深度土壤温度模拟值与实测值对比

Fig.2 Comparison of simulated and measured values of soil temperature at different soil depth

4.1.2　土壤水分模拟

从土壤水分模拟值与实测值动态变化曲线（图3）可知， 不同深度土壤的水分模拟值与实测值大小和变化趋势吻合较好， 模拟结果可以反映实际动态变化情况。完全冻结期间， 实测土壤水分存在较小的波动现象， 而土壤水分模拟值在此过程中几乎没有变化， 造成这一结果的原因可能是模型在计算土壤热传导率时设定了地温阈值， 设定地温低于阈值时土壤就处于完全冻结状态， 此时土壤中的液态含水量保持在土壤残余含水量值水平。完全融化期间， 20 cm和40 cm深度处土壤水分模拟值在6月8日、 6月18日、 8月17日、 8月27日和9月22日附近均有明显升高， 这与上述几天所对应的时段出现了强降水事件有关， 降水下渗水量导致土壤水分快速增加， 但是65 cm和120 cm深度处土壤水分在强降水事件发生时间段并没有出现明显的升高现象。相比之下， 土壤水分实测值在强降水事件发生时间段同样表现为升高状态， 但其对强降水事件的响应过程偏缓慢平滑。说明土壤水分对降水事件确实是敏感的， 但CoupModel模型高估了这种敏感性。张明礼等（2016）研究降水事件对活动层水分的影响表明， 由于表层土壤渗透系数很小， 降水入渗速度慢， 加上水汽运移和蒸发作用， 土壤水分变化量与深度基本呈负相关关系。模拟效率参数（表3）显示， 相关系数R和纳什效率系数NSE显示， 65 cm及以上深度土壤水分模拟效果优于120 cm深度处土壤水分模拟效果。模型在不同程度上高估或低估了各层土壤含水量， 可能原因在于模型对各层土壤的持水能力估计不足。综合整个活动层各层土壤水分模拟效率参数， CoupModel模型基本可以用来模拟多年冻土活动层土壤水分的动态变化过程。
图3 不同土壤深度土壤水分模拟值与实测值对比

Fig.3 Comparison of simulated and measured values of soil moisture at different soil depth

表3 CoupModel模型土壤水分模拟效率参数

Table 3 Soil water simulation efficiency parameters of CoupModel

统计参数 不同土壤深度参数值
20 cm 40 cm 65 cm 120 cm
R 0.96 0.97 0.93 0.70
ME/% -2.42 0.55 -2.05 2.03
NSE 0.84 0.91 0.81 0.28
RMSE/% 3.61 3.65 3.66 4.56

4.2　活动层土壤温度和含水量对气候变化的响应

4.2.1　活动层土壤温度对升温的响应

图4为不同升温情景下， 各活动层及平均地温变化情况， 将研究区域土壤剖面分为浅层（40 cm及以上）、 中层（40~100 cm）和深层（100~160 cm）。由图4可知， 气温升高将会导致活动层土壤温度升高， 且随着气温升高各层土壤温度越来越高。α平均值约为0.78， 即气温每升高1 ℃， 活动层各层地温平均升高0.78 ℃。另外， 随着土壤深度的增加， 受气温升高影响的土层增温幅度越来越小。活动层厚度是活动层水热特征的综合体现， 其厚度变化是地气交换的主要过程。随着气温升高， 活动层厚度（0 ℃等温线所对应的最大深度）逐渐增大（图5）。对比未升温情景， 三种升温情景活动层厚度分别增大23， 49和104 cm。
图4 不同升温情景下各活动层及平均地温变化量 α值为地温变化量与气温变化量的比值

Fig.4 Variation of ground temperature of each layer and average under different warming scenarios.The α value is the ratio of ground temperature increment to air temperature increment

图5 不同升温情景下活动层温度等值线

Fig.5 Isoline of active layer temperature in different heating cases

假定不考虑土壤颗粒表面能和盐分对冻结温度的影响， 将土壤温度出现连续小于0 ℃时记为土壤冻结开始时间， 将土壤温度出现连续大于0 ℃时记为土壤融化开始时间。图6为不同升温情景下， 各层土壤温度变化值年内动态过程， 对比图2可知， 不同升温情景下各深度土壤最小增温值均发生于土壤开始融化和土壤开始冻结时间段附近， 最大增温值均发生于土壤融化发生期。同时， 不同升温情景对活动层温度影响的最小差异（图6中3种升温情景下， 地温增加量最相近）也出现在土壤开始融化和开始冻结时间段附近。土壤开始融化和土壤开始冻结两个阶段均伴随了冰水相变， 而冰水相变的吸（放）热作用将大大减小由于外界环境变化施加于土层的温度梯度（张明礼等， 2015）， 从而使升温对活动层冻融循环过程中发生相变潜热阶段影响最小， 且导致不同升温情景对发生相变潜热阶段的影响差异最小。
图6 不同升温情景下各活动层地温变化

Fig.6 Variation diagram of earth temperature in different layers under different heating scenarios

分别在浅、 中、 深三层中选取10 cm、 80 cm、 160 cm深度处土壤的冻融过程变化特征（表4）， 以探究升温对土壤冻融特征的影响。模拟结果显示， 升温情景中各层土壤开始冻结时间滞后、 开始融化时间提前、 完全冻结历时缩短， 且同一升温情景下随着土壤深度增加土壤冻、 融起始时间变化越大。以T+2.4 ℃为例， 相比于未升温情景， 浅层土壤开始冻结时间滞后2天， 中层土壤开始冻结时间滞后量（10天）是浅层土壤的5倍， 深层土壤开始冻结时间滞后多达13天。土壤融化阶段， 浅层土壤提前11天开始融化， 中层和深层土壤融化时间提前量是浅层的两倍多， 分别为24天和25天。深层土壤冻融过程对气温变化的响应最强烈。对比开始冻结迟滞时间和开始融化提前时间发现， 后者数值上是前者的两倍有余， 说明气温升高对土壤融化过程的影响大于土壤冻结过程。对比不同升温情景发现： 随着升温幅度的加大， 土壤冻融过程变化幅度增大， 浅、 中、 深三层土壤冻融过程变化的差异也越来越大。
表4 三种升温情景下土壤冻融过程变化特征

Table 4 Change characteristics of soil freezing-thawing process under three heating scenarios

升温情景 土壤深度/cm 开始冻结滞后时间/d 开始融化提前时间/d 完全冻结历时缩短时间/d
T+1.2 ℃ 10 1 3 4
80 5 15 20
160 7 12 19
T+2.4 ℃ 10 2 11 13
80 10 24 34
160 13 25 38
T+3.6 ℃ 10 3 21 24
80 17 34 51
160 20 36 56

4.2.2　活动层土壤温度对降水增加的响应

图7为4种降水量增加情景下， 各层土壤温度月平均值变化量。由图7可知， 受降水量增加影响完全融化期浅层土壤温度呈明显减小趋势， 尤其以7、 8月份最显著， 且土壤温度变化量随降水量变化幅度增大而增大。四种降水增加情景下， 8月份20 cm深度处地温月平均值分别减小0.05 ℃、 0.12 ℃、 0.17 ℃、 0.23 ℃， 降水量每增加5%， 土壤温度平均降低约0.056 ℃。造成这一结果的原因可能为： （1）由于土壤完全融化期累计降水量占全年降水量的80.79%， 期间地表温度较高， 降水（雨或雪）的温度较低， 降落至地表的雨（雪）与土壤发生热传导， 对浅层土壤具有降温冷却效果； （2）夏季气温较高， 增加的降水导致潜热蒸散消耗的热量增多， 以致地表温度降低。中层土壤完全融化期土壤温度并没有出现浅层土壤降温的类似变化， 而是基本不受降水量增加的影响， 这可能是由于土壤埋深太深的缘故， 以上两个导致浅层土壤降温的因素无法对中层土壤产生影响。深层土壤完全融化期土壤温度随降水量增大而升高， 这与浅层土壤表现出的规律完全相反， 可能原因在于完全融化期发生大量、 集中的降水事件有关， 大量入渗的雨水在重力作用下到达活动层底部， 造成从上向下的对流传热过程使活动层底部温度升高。
图7 不同降水量增加情境下各活动层地温变化量月均值

Fig.7 Monthly mean value of soil temperature variation at different layer under different precipitation increasing scenarios

完全冻结期（由于模拟数据限制， 本研究以11月、 12月份代表土壤完全冻结期对降水量增加造成的活动层水热过程变化进行探讨）各层地温变化量较大且均为正值， 表明降水量增加将会导致整个活动层完全冻结期的温度升高。造成这一结果的主要原因是土壤含水量的增加， 土壤含水量越多冻结过程释放的潜热越多， 导致土壤温度相对升高。但是， 完全冻结期间的降水（以降雪形式为主）可能会在地表形成稳定雪盖层， 雪盖具有较低的导热系数和较高的地表发射率， 在一定程度上对冻土起到保护作用（张明礼等， 2016）。图7中， P+20%情景完全冻结期土壤温度升高幅度不如P+15%情景， 导致这一结果的原因可能是降水量较小时所形成的雪盖厚度不大且在太阳辐射的影响下融化， 融化的雪水作为媒介将太阳能量传递给土壤， 使得土壤温度升高； 当降水量持续增大， 有较厚的稳定雪盖形成时对冻土才有保护作用。

4.2.3　活动层土壤水分对升温的响应

图8给出了不同升温情景下不同深度处土壤水分年内动态变化过程。大气直接与活动层上边界连接， 气温升高造成活动层土壤融化时间提前， 土壤含水量开始增加时刻提前， 土壤冻结时间向后延迟， 冻结过程土壤含水量下降时刻迟滞。升温对活动层土壤冻融过程均产生影响， 但对土壤融化过程的影响更大（图8中同一升温情景土壤融化提前时间明显大于土壤冻结推迟的时间）， 这与上文中以土壤温度为判断依据的结果一致。对比不同深度土壤冻融时间变化差异发现： 同一升温幅度下， 土壤冻融时间变化幅度随土壤深度增加不断加大， 这也同上文中土壤温度分析结果一致。受气温升高影响， 冻结和融化过程土壤含水量均出现明显升高， 但是完全融化期土壤含水量表现出一定的下降趋势， 其余时间段土壤含水量基本没有变化（图8）。表明气温升高对土壤融化发生期和土壤冻结发生期土壤水分的影响最显著， 其次是土壤完全融化期， 对土壤完全冻结期影响最不显著或基本不影响。由图9可知， 气温升高将导致活动层土壤水分年平均值升高， 且各层土壤水分升高幅度与气温升高幅度呈正相关关系。以40 cm深度处土壤水分受升温影响为例， 三种升温情景下土壤含水量变化量所占原数值比例分别为3.58%， 6.80%和10.52%， 土壤含水量变化量随升温幅度增大而增大。20， 40， 65和120 cm处三种升温情景下土壤水分变化量平均值之比为1∶1.67∶1.79∶1.69， 反映在图9中为随气温升高20 cm深度处土壤含水量变化量较其余深度更小， 表明气温升高对活动层根系层（0~20 cm）土壤水分影响较小， 对40 cm及以下深度土壤影响较大且各层间受影响程度相近。造成这一结果的原因可能是根系层处于活动层顶部， 升温导致地表蒸散作用加强， 土壤水分消耗更多， 所以才使得根系层含水量相对于其他土层变化较小。
图8 不同升温情景下土壤含水量变化

Fig.8 Changes of soil water content under different heating scenarios

图9 不同升温情景下各深度土壤含水量年平均值

Fig.9 Annual mean values of soil water content at different depths under different heating scenarios

4.2.4　活动层土壤水分对降水增加的响应

根据对比各深度土壤水分变化量年内动态变化结果， 发现降水量增加导致的土壤水分增加主要集中在活动层完全融化期（图10）。土壤完全融化期间， 各层土壤含水量变化量明显为正值， 即在此阶段整个活动层土壤含水量受降水增加影响均上升。同时， 对比各情景之间土壤含水量变化量发现： 随着降水量变幅增大， 完全融化阶段土壤含水量升高越多。造成这一结果的原因可能是此阶段气温逐渐升高， 地表积雪和多年冻土顶板附近土壤开始融化， 部分融水在重力作用下向深层土壤入渗， 又因为降水量增多导致参与降水入渗的水量增加， 以致整个活动层含水量都增加， 增加幅度直接受降水量增大幅度影响。在土壤完全冻结期间， 浅层土壤含水量基本不受降水量增加影响， 而中、 深层土壤含水量都随降水量增大而增加， 且深层变化量更显著（图10）。
图10 不同降水量增加情境下土壤水分变化量月均值

Fig.10 Monthly mean value of soil water change under different precipitation increasing scenarios

P+10%情景中， 随着深度增加土壤含水量年均值变化量之比为1.14∶1∶1∶2.21， 深层土壤含水量变化量几乎是浅、 中层的两倍。表明在整个冻融过程中， 深层土壤含水量对降水量增加最敏感， 浅、 中层土壤含水量受降水量增加影响相对较小且很相近。对比各个降水量增加情景来看， 土壤含水量增幅随降水量变幅增大而增大。以40 cm深度为例， 随着降水量逐渐增大， 土壤含水量增加量占原始数值的比例分别为0.59%， 0.96%， 1.26%和1.56%。各降水量增加情景20 cm和120 cm土壤含水量年平均值差值均小于P情景的差值6.16%， 其中P+15%情景此差值为5.88%， 表明降水量增加还可能导致含水层上、 下土壤水分差距减小。

5 讨论

5.1　气温升高对活动层水热过程的影响

根据CoupModel模型输出结果， 对不同气温升高情景下活动层土壤升温差异进行分析。由图4可知， 随着气温升高， 活动层土壤温度逐渐上升， 气温每升高1 ℃， 活动层平均地温约升高0.78 ℃， 且地温升高幅度随土壤深度增加而减小。张中琼和吴青柏（2012）通过ARCGIS计算不同气候变化情景青藏高原多年冻土年平均地温变化情况， 发现随着气温升高， 多年冻土平均地温将按照一定比例增加， 气温升高1 ℃对应多年冻土升温约0.47 ℃。活动层作为多年冻土和大气之间物质和能量交换的缓冲带， 对气候变化十分敏感（李韧等， 2012）， 这可能是气温升高相同的情境下， 活动层土壤温度升高值高于多年冻土土壤温度升高值的原因。张明礼等（2019）通过冻土水-汽-热耦合模型模拟了气温升高情景下， 青藏高原多年冻土活动层土壤温度变化过程， 其结果表明随着深度加大， 土壤温度受气温升高影响的变幅减小。郭林茂等（2019）通过FEFLOW模型模拟不同升温情景下， 青藏高原风火山地区土壤温度变化过程， 结果表明气温升高导致活动层土壤温度升高， 土壤温度升高的幅度随着埋深增大而逐渐减小。
在土壤冻结发生阶段， 由于大气与表层土壤直接接触， 气温降低导致活动层内部温度高于地表温度， 活动层土壤温度梯度方向为从活动层内部指向地表， 活动层处于放热状态； 随着温度降低表层土壤开始冻结， 冻结锋面逐渐下移， 未冻结区水分主要在基质势作用下向冻结锋面移动； 在土壤持续降温阶段， 土壤温度梯度方向同样为从活动层内部指向地表， 活动层向外释放热量； 在土壤融化发生阶段， 气温的升高导致活动层温度梯度方向为从地表指向活动层内部， 活动层处于吸热状态， 融化区的水分主要在重力作用下向融化锋面迁移（焦永亮等， 2014； 张明礼等， 2015； 付强等， 2016）。正是由于活动层极为复杂的水热传输过程， 才使得气候变化成为影响活动层的重要因素。通过模拟气温升高情景， 发现土壤增温最小值出现在土壤冻结和融化过程发生冰水相变阶段， 且活动层冻结时间推迟， 融化时间提前。由于冻结锋面处的冰水相变潜热作用相当于“热阻”（张明礼等， 2015）， “热阻”具有冻结过程释放大量热量， 融化过程吸收大量热量的作用， 气温升高带来的土壤温度梯度的变化只能延长和缩短“热阻”的作用时间， 无法改变其作用， 进而导致在冻结和融化冰水相变阶段， 升温对土壤温度影响很小， 不同升温情景下地温变化量最接近（图4）。另外， 土壤融化过程相当于活动层吸热过程， 气温升高将会增大土壤温度梯度， 从而加速土壤融化， 而土壤冻结过程与之相反， 气温升高减小了土壤温度梯度， 阻碍了活动层土壤释放热量， 延缓土壤冻结时间。郭林茂等（2019）对升温情景下青藏高原风火山地区活动层冻结和融化过程的地温变化中指出， 气温升高将导致多年冻土活动层提前融化、 延迟冻结， 本研究结论与其一致。
由于在多年冻土区水文过程对气候变化的响应及其水平衡的改变都反应在多年冻土含水量的动态变化模式上。因此， 了解多年冻土含水量的动态变化规律及特征是理解气候变化下区域水循环加剧的关键（Rouse， 2000； Zhang et al， 2003）。气温升高将导致地表蒸发增大， 入渗到活动层的水量减少， 以致活动层土壤含水量减小（张明礼等， 2019）。本研究中各层土壤含水量年平均值随气温升高均呈增加趋势， 只有完全融化阶段土壤含水量变化趋势与其一致。在张明礼等（2019）的研究中， 气温升高导致冻结和融化过程中土壤水分升高， 但是全年由于蒸发作用加强导致的土壤水分减小量更大， 致使土壤水分年均值相比未升温情景减小； 而本研究中由于蒸发作用导致的土壤含水量减小量明显小于由于土壤融化提前和冻结滞后导致的融化和冻结过程土壤含水量增大值。一些研究调查发现， 在亚北极、 加拿大、 阿拉斯加地区， 气候变化同样会导致多年冻土地区土壤含水量升高（Jorgenson et al， 2001； Turetsky et al， 2002）。然而， 也存在有一些地区报道土壤含水量减少， 甚至干旱（Wang et al， 2009b）。以上研究说明， 土壤水含量在不同生态条件下差异显著（如在欧亚冰冻圈的高山和草地类型）（Zhang et al， 2003）。

5.2　降水量增加对活动层水热过程的影响

本次模拟结果表明， 受降水量增加影响， 浅层土壤温度在完全融化期明显降低， 且7、 8月份土壤温度降低最显著。一个原因是完全融化期表层土壤温度较高， 雨水（雪）温度较低（李德生等， 2017）， 从对土壤起到降温作用。另一个原因是完全融化期降水量增多， 导致潜热蒸散消耗的热量更多， 对土壤温度降低影响显著。资料显示， 青藏高原降水主要发生在土壤完全融化期， 且在7、 8月份达到最大值（Yang et al， 2006， 2008）。Wen et al（2015）通过分析青藏高原2009 -2011年降水和土壤温湿度数据发现， 完全融化期降水入渗过程中的对流作用会导致地表温度梯度和土壤热通量减小， 降水增加对冻土退化能起到减缓作用。在青藏高原北麓河地区的研究同样发现， 浅层土壤温度随夏季降水量增加而降低（李德生等， 2017）， 说明季节性降水对活动层温度存在显著的影响。张明礼等（2016）在青藏高原北麓河地区发现年降水量与年平均气温呈负相关关系， 表明夏季降水量越多， 潜热蒸散消耗的热量越多， 浅层土壤降温效果越明显。
降水的主要去向有蒸散过程、 地表径流过程和地表入渗过程， 其中降水入渗不仅对活动层温度分布有着显著地影响， 而且对土壤含水量的动态变化也发挥着不可忽视的影响作用（李德生等， 2017； 张明礼等， 2016； 周刊社等， 2015）。本研究中土壤完全融化期累计降水量占全年降水总量的80.79%， 同时此阶段土壤温度梯度方向为地表指向活动层内部， 很大一部分降水在重力和温度梯度共同作用下向土壤深层迁移， 导致了在土壤完全融化期整个活动层土壤含水量增加。有资料显示， 青藏高原土壤水分与降水量呈正相关关系（路茜， 2017）， 在瑞典北部的非连续冻土， Kokfelt et al（2010）发现降水量增大将导致土壤入渗量增大， 进而导致土壤含水量增加。张明礼等（2017）在青藏高原北麓河地区的研究也显示降水量对土壤水分影响显著， 受暖季降雨影响该区域土壤含水量显著增加。

6 结论

利用CoupModel模型模拟了青藏高原风火山试验点土壤温度和水分动态变化过程， 并通过实测值对模型模拟结果的有效性进行了验证。基于已验证的模型， 通过改变气象输入参数， 探究了活动层内部水热状况对气温和降水量变化的响应， 得出如下主要结论：
（1） 模型对活动层不同深度土壤温度的模拟效果较为理想， 且深层土壤温度模拟效果相对较差， 但模拟结果与实测值较吻合。相对于土壤温度模拟， 不同深度土壤含水量模拟结果与实测值存在一定偏差， 但基本能够反映活动层冻融过程土壤水分运移变化过程。总体来看， CoupModel模型能够较好的模拟活动层水分和热量的传输过程， 作为模拟寒区土壤水热耦合变化的重要工具是可靠的。
（2） 随着气温升高， 活动层厚度和土壤温度均增大。气温每升高1 ℃， 活动层平均增温约0.78 ℃， 且各活动层温度升高幅度随深度增加而减小。另外， 气温升高还将导致活动层含水量年平均值增加， 且增加幅度随升温幅度增大。地温和含水量的变化均表明： 升温后活动层土壤开始冻结时间滞后、 开始融化时间提前， 且后者数值大小是前者的两倍左右； 随着土壤深度加深， 冻融起始时间变化越大； 随着升温幅度增加， 土壤冻融起始时间变化也越大。
（3） 相比于升温情景， 降水量增加情景对活动层温度和含水量影响较小。受降水量增加的影响， 完全融化阶段浅层土壤温度表现出降低趋势， 但深层土壤温度表现出增加趋势， 中层土壤温度则基本不受影响。对完全冻结期而言， 降水量的增加使得各活动层温度均上升。另外， 随着降水量增加活动层各层土壤含水量均升高， 且其变化幅度与降水量增大幅度呈正相关关系。

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