全 文 ：林业科学研究　２０１６，２９（４）：５９６ ６０２
ＦｏｒｅｓｔＲｅｓｅａｒｃｈ
　　文章编号：１００１１４９８（２０１６）０４０５９６０７
祁连山２种植被下冻土的季节变化及数值模拟
任　璐１，２，王顺利３，于澎涛２，王彦辉２，
张学陪１，王　彬２，刘贤德３，金　铭３
（１．北京林业大学水土保持及荒漠化防治学院，北京　１０００８３；２．中国林业科学研究院森林生态环境与保护研究所，国家林业局
生态环境与保护重点实验室，北京　１０００９１；３．甘肃省祁连山水源涵养林研究院，甘肃 张掖　７３４０００）
收稿日期：２０１６０３０１
基金项目：国家自然科学基金项目（９１２２５３０２，９１４２５３０１，３１３６０２０１）
作者简介：任　璐（１９８８—）男，硕士研究生，研究方向为森林水文学．Ｅｍａｉｌ：ｒｅｎｌｕ６１７＠１６３．ｃｏｍ
通讯作者：王顺利，硕士，助理研究员，主要从事生态水文与森林生态服务功能研究．Ｅｍａｉｌ：ｗａｎｇｓｈｕｎ１２３＿７８＠１６３．ｃｏｍ；于澎涛，博士，
研究员，主要从事森林水文研究．Ｅｍａｉｌ：ｙｕｐｔ＠ｃａｆ．ａｃ．ｃｎ
摘要：［目的］探究祁连山地区冻土的季节性变化以及植被对祁连山季节冻土的影响，建立冻土深度与温度的关系。
［方法］对比观测了祁连山排露沟小流域的阴坡青海云杉林下土壤和阳坡草地土壤冻结融化过程，定量分析土壤冻
结层随季节的变化。［结果］（１）祁连山区季节性冻土每年１０月中下旬开始冻结，４月冻土层上界面开始融化，８月
消融完毕。该冻结融化过程可划分为单向冻结、单向融化和双向融化３个阶段段。（２）青海云杉林内土壤的冻结起
始时间与草地土壤基本相同，但冻结速率比草地快，最大冻结深度比草地大；青海云杉林土壤冻结层融化阶段的起
始时间亦与草地基本相同，融化速率相近，但青海云杉林下冻土融化持续的时间更长。（３）积温决定土壤冻结融化
进程，当冻结小时积温达到约－４６０℃·ｈ，土壤开始冻结；当小时积温达到约６２℃·ｈ，土壤冻结层的上界面开始融
化。［结论］土壤冻结层深度与小时积温的相关系数达到０．９以上，可用于预测预报冻土的冻结状态。
关键词：祁连山；生态水文；冻土；冻结深度；植被
中图分类号：Ｓ１５６ 文献标识码：Ａ
ＳｅａｓｏｎａｌＣｈａｎｇｅａｎｄＮｕｍｅｒｉｃａｌＳｉｍｕｌａｔｉｏｎｏｆｔｈｅＦｒｏｚｅｎ
ＳｏｉｌｕｎｄｅｒＴｗｏＴｙｐｅｓｏｆＶｅｇｅｔａｔｉｏｎｉｎＱｉｌｉａｎＭｏｕｎｔａｉｎｓ
ＲＥＮＬｕ１，２，ＷＡＮＧＳｈｕｎｌｉ３，ＹＵＰｅｎｇｔａｏ２，ＷＡＮＧＹａｎｈｕｉ２，ＺＨＡＮＧＸｕｅｐｅｉ１，
ＷＡＮＧＢｉｎ２，ＬＩＵＸｉａｎｄｅ３，ＪＩＮＭｉｎｇ３
（１．ＳｃｈｏｏｌｏｆＳｏｉｌａｎｄＷａｔｅｒＣｏｎｓｅｒｖａｔｉｏｎ，ＢｅｉｊｉｎｇＦｏｒｅｓｔｒｙＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｂｅｉｊｉｎｇ　１０００８３，Ｃｈｉｎａ；２．ＲｅｓｅａｒｃｈＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＦｏｒｅｓｔＥｃｏｌｏｇｙ，
ＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｎｄＰｒｏｔｅｃｔｉｏｎ，ＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＦｏｒｅｓｔｒｙ，ＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＦｏｒｅｓｔｒｙＥｃｏｌｏｇｙａｎｄＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｏｆＳｔａｔｅＦｏｒｅｓｔｒｙＡｄｍｉｎｉｓｔｒａｔｉｏｎ，
Ｂｅｉｊｉｎｇ　１０００９１，Ｃｈｉｎａ；３．ＧａｎｓｕＰｒｏｖｉｎｃｅＱｉｌｉａｎＷａｔｅｒＲｅｓｏｕｒｃｅＣｏｎｓｅｒｖａｔｉｏｎＦｏｒｅｓｔＲｅｓｅａｒｃｈＩｎｓｔｉｔｕｔｅ，Ｚｈａｎｇｙｅ　７３４０００，Ｇａｎｓｕ，Ｃｈｉｎａ）
Ａｂｓｔｒａｃｔ：［Ｏｂｊｅｃｔｉｖｅ］ＴｏｅｘｐｌｏｒｅｔｈｅｓｅａｓｏｎａｌｃｈａｎｇｅｏｆｆｒｏｚｅｎｓｏｉｌａｎｄｔｈｅｉｍｐａｃｔｏｆｖｅｇｅｔａｔｉｏｎｉｎＱｉｌｉａｎ
Ｍｏｕｎｔａｉｎｓｏｎｓｅａｓｏｎａｌｆｒｏｚｅｎｓｏｉｌ，ａｎｄｂｕｉｌｄｔｈｅｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅｆｒｏｚｅｎｓｏｉｌｄｅｐｔｈａｎｄｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ．
［Ｍｅｔｈｏｄｓ］ＴｈｅｃｏｍｐａｒａｔｉｖｅｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｏｆｆｒｅｅｚｉｎｇａｎｄｔｈａｗｉｎｇｐｒｏｃｅｓｓｉｎｔｈｅＰａｉｌｕｇｏｕＷａｔｅｒｓｈｅｄ，Ｑｉｌｉａｎ
ＭｏｕｎｔａｉｎｓｗａｓｄｏｎｅａｔａｓｈａｄｙＰｉｃｅａｆｏｒｅｓｔｓｏｉｌａｎｄａｓｕｎｎｙｇｒａｓｓｌａｎｄｓｏｉｌ．［Ｒｅｓｕｌｔｓ］（１）Ｔｈｅｓｅａｓｏｎａｌｆｒｏｚｅｎｓｏｉｌ
ｉｎＱｉｌｉａｎＭｏｕｎｔａｉｎｓｂｅｇｉｎｓｔｏｆｒｅｅｚｅｉｎｌａｔｅＯｃｔｏｂｅｒｅｖｅｒｙｙｅａｒ，ｔｈｅｉｎｔｅｒｆａｃｅｏｆｆｒｏｚｅｎｌａｙｅｒｂｅｇｉｎｓｔｏｍｅｌｔｉｎＡｐｒｉｌ，
ａｎｄｅｎｄｓｉｎＡｕｇｕｓｔ．Ｔｈｅｆｒｅｅｚｉｎｇｔｈａｗｉｎｇｐｒｏｃｅｓｓｃａｎｂｅｄｉｖｉｄｅｄｉｎｔｏｔｈｒｅｅｓｔａｇｅｓ，ｎａｍｅｌｙ：ｔｈｅｕｎｉｄｉｒｅｃｔｉｏｎａｌｆｒｅｅｚ
ｉｎｇｓｔａｇｅ，ｏｎｅｗａｙｍｅｌｔｉｎｇｓｔａｇｅａｎｄｔｗｏｗａｙｍｅｌｔｉｎｇｓｔａｇｅ．（２）ＴｈｅｓｔａｒｔｔｉｍｅｉｎｔｈｅｆｒｅｅｚｉｎｇｓｔａｇｅｏｆＰｉｃｅａｆｏｒｅｓｔ
ｓｏｉｌｉｓｂａｓｉｃａｌｙｔｈｅｓａｍｅａｓｔｈｅｇｒａｓｓｌａｎｄ，ｂｕｔｔｈｅｆｒｅｅｚｉｎｇｒａｔｅｉｓｆａｓｔｅｒｔｈａｎｔｈａｔｏｆｔｈｅｇｒａｓｓｌａｎｄ，ａｎｄｔｈｅｍａｘｉ
ｍｕｍｆｒｏｚｅｎｄｅｐｔｈｉｓｌａｒｇｅｒｔｈａｎｔｈａｔｏｆｇｒａｓｓｌａｎｄ；ｔｈｅｓｔａｒｔｔｉｍｅｉｎｔｈｅｍｅｌｔｉｎｇｓｔａｇｅｏｆｆｒｏｚｅｎｓｏｉｌｌａｙｅｒｏｆｔｈｅＰｉｃｅａ
第４期 任　璐，等：祁连山２种植被下冻土的季节变化及数值模拟
ｆｏｒｅｓｔａｎｄｇｒａｓｓｌａｎｄａｒｅｂａｓｉｃａｌｙｔｈｅｓａｍｅ，ｔｈｅｍｅｌｔｉｎｇｒａｔｅｉｓｓｉｍｉｌａｒ，ｂｕｔｔｈｅｍｅｌｔｉｎｇｏｆＰｉｃｅａｆｏｒｅｓｔｓｏｉｌｌａｓｔｓｌｏｎ
ｇｅｒ．（３）Ａｃｃｕｍｕｌａｔｅｄｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｄｅｔｅｒｍｉｎｅｓｔｈｅｓｏｉｌｆｒｅｅｚｉｎｇｍｅｌｔｉｎｇｐｒｏｃｅｓｓ，ｗｈｅｎｆｒｏｚｅｎｈｏｕｒｓａｃｃｕｍｕｌａｔｅｄ
ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｒｅａｃｈｅｄ－４６０℃·ｈ，ｔｈｅｓｏｉｌｓｔａｒｔｅｄｔｏｆｒｅｅｚｅ；ｗｈｅｎｐｏｓｉｔｉｖｅｈｏｕｒｓａｃｃｕｍｕｌａｔｅｄｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｒｅａｃｈｅｄ
６２℃·ｈ，ｔｈｅｉｎｔｅｒｆａｃｅｏｆｆｒｏｚｅｎｓｏｉｌｌａｙｅｒｂｅｇｉｎｓｔｏｍｅｌｔ．［Ｃｏｎｃｌｕｔｉｏｎ］Ｓｏｉｌｆｒｅｅｚｉｎｇｄｅｐｔｈｈａｓｃｌｏｓｅｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐ
ｗｉｔｈｈｏｕｒｓａｃｃｕｍｕｌａｔｅｄｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ．Ｉｔｃａｎｂｅｕｓｅｄｆｏｒｐｒｅｄｉｃｔｉｎｇｐｅｒｍａｆｒｏｓｔｆｒｏｚｅｎｓｔａｔｅ．
Ｋｅｙｗｏｒｄｓ：ＱｉｌｉａｎＭｏｕｎｔａｉｎｓ；ｅｃｏｌｏｇｉｃａｌｈｙｄｒｏｌｏｇｙ；ｆｒｏｚｅｎｓｏｉｌ；ｆｒｏｚｅｎｄｅｐｔｈ，ｖｅｇｅｔａｔｉｏｎ
黑河发源于祁连山，上游处于典型的高山冰雪
冻土带，同时该区域也是黑河流域的主要产流区，产
流量占黑河出山口径流量的８０％以上［１］。黑河上
游冻土面积（６５００ｋｍ２）约占流域面积的４５％［２］，冻
土的冻结与融化对黑河产流具有重要影响［３］。因
此，了解和掌握冻土对环境条件的响应规律，有助于
定量确定黑河产流的时空分布［４］。冻土可进一步划
分为季节性冻土和永久性冻土，其中，季节性冻土对
径流影响显著。祁连山北麓的季节性冻土空间差异
显著，春季以祁连站（１００°２５′Ｅ，３８°１８′Ｎ）冻土冻结
深度最大，向高纬度和高经度方向逐渐变薄［５］，武威
附近为春季冻土最小值，靠近东南方向的乌鞘岭站
出现次大值区域，所以得出海拔高度是影响冻土分
布的最主要因素［６］。对位于祁连山北麓的寺大隆流
域、冰沟流域的冻土观测表明，季节性冻土每年１０
月２０日左右开始冻结，第２年５月２０日左右达到
最大冻结深度［２］，而在排露沟小流域的冻融起止时
间和最大冻结时间却与上述小流域有差异［７］；而且，
近２０年来（１９９０－２００９）季节性冻土的最大冻结深
度呈减小趋势，与年均气温的升高趋势正相反［８］。
这表明冻土的冻结、融化除与气温密切相关外，还与
下垫面的情况有关，比如植被种类、植被结构等，但
是植被如何影响冻土的冻融过程尚不清楚，未见相
关报道。
通过冻土冻结深度与温度的定量关系，可准确
预测预报冻土冻结动态。陈仁升等［９］对草地冻土的
下界面深度与整点温度统计分析发现，每天２：００地
表温度与冻土下界面深度的相关性最好，而冻土的
上界面深度与８：００的地表温度相关性最好；然而，
冻土的冻结融化过程是一个能量的持续累积和消耗
的过程，因此，用积温来表征冻土的时间动态会更准
确，物理意义更明确，而且更有利于推广和应用。逐
日白天平均温度的累加称日积温，逐小时平均温度
的累加称为小时积温，这类指标一般用来表示热量
的积累程度。［１０］本文基于２００７－２０１１年对祁连山
排露沟小流域的草地冻土和青海云杉林下冻土的对
比观测，定量分析祁连山不同植被下冻土冻结深度
的季节变化规律，建立冻土冻结深度与积温的定量
关系，比较草地和青海云杉林对冻土的影响。以期
为黑河流域产水和植被与水的综合管理提供科学
依据。
１　研究区概况
研究区位于祁连山季节性冻土带内的排露沟小
流域（１００°１７＇１００°１８＇Ｅ，３８°３２＇ ３８°３３＇Ｎ），流域
面积为２．７４ｋｍ２，海拔２６４０ ３７９６ｍ，属高寒山地
森林草原气候。根据该研究流域的２５８０ｍ气象站
观测资料，该研究区年平均气温１．６℃，极端最高气
温２８．０℃，极端最低气温 －３６．０℃，年降水量为
２８９．７ ４１６．４ｍｍ，年均 ３５４．３ｍｍ；年均蒸发量
１０４８．６ｍｍ，平均相对湿度６０％。青海云杉（Ｐｉｃｅａ
ｃｒａｓｉｆｏｌｉａＫｏｍ．）林主要分布在海拔 ２６５０ ３３００
ｍ，是构成乔木层的唯一建群种，以斑块状分布在阴
坡、半阴坡；而阳坡、半阳坡则主要为山地草原（海拔
２６００ ３０００ｍ），由紫花针茅（Ｓｔｉｐａｐｕｒｐｕｒｅａ
Ｇｒｉｓｅｂ）、冰草（Ａｇｒｏｐｙｒｏｎｃｒｉｓｔａｔｕｍ（Ｌ．）Ｇａｅｒｔｎ．）、马
蔺（ＩｒｉｓｌａｃｔｅａＰａｌ．）、瑞香狼毒（Ｓｔｅｌｅｒａｃｈａｍａｅｊａｓｍｅ
Ｌｉｎｎ．）、南 苜 蓿 （Ｍｅｄｉｃａｇｏ ｐｏｌｙｍｏｒｐｈａ Ｌ）等
组成。［１１－１５］
２　研究方法
２．１　野外定位观测
２．１．１　冻土观测场的布设　冻土观测场分别设在
位于海拔２７００ｍ的青海云杉林固定样地内和位于
海拔２５７０ｍ的半阳坡草地。青海云杉林样地坡向
ＮＥ，位于坡面的中下部，平均坡度为２３°（表１）。该
林分密度为 １１５２株·ｈｍ－２，林龄 ９６ａ，郁闭度
０５５，平均树高１０．６ｍ，平均胸径１５．３ｃｍ，平均枝
下高３．２ｍ，平均冠幅２．７ｍ。林下灌木层主要由银
露梅（ＰｏｔｅｎｔｉｌａｇｌａｂｒａＬｏｄｄ．）组成，盖度约 ４％；草
本层有大披针苔草（ＣａｒｅｘｌａｎｃｅｏｌａｔａＢｏｏｔ）、藓生马
先蒿（ＰｅｄｉｃｕｌａｒｉｓｍｕｓｃｉｃｏｌａＭａｘｉｍ．、棘豆（Ｓｅｒ．ｋａｎ
７９５
林　业　科　学　研　究 第２９卷
ｓｕｅｎｓｉｓＣ．Ｗ．Ｃｈａｎｇ．）等，盖度约３７％，苔藓层平均
厚度为８．４４ｃｍ，盖度约３０％。
表１　样地的基本信息
观测点
编号
植被
类型
坡度／
（°）
坡向
海拔／
ｍ
微地
形
郁闭度
（盖度）
１ 青海云杉林 ２３ ＮＥ ２７５０ 凹坡面 ０．５５
２ 山地草原 １０ ＳＷ ２５７０ 凹坡面 （０．７２）
草地样地位于阳坡，坡度 １０°，样地覆盖度为
７２％，优势种为大针茅（ＳｔｉｐａｇｒａｎｄｉｓＰ．Ａ．Ｓｍｉｒｎ）、
泽薹草属（ＣａｌｄｅｓｉａＰａｒｌ．）和冰草（Ａｇｒｏｐｙｒｏｎｃｒｉｓｔａ
ｔｕｍ（Ｌ．）Ｇａｅｒｔｎ．）。
２．１．２　冻土观测方法　本试验用冻土器连续观测
冻土深度的动态变化。冻土器由内管和外管组成，
外管为一标有０ｃｍ刻度线的硬橡胶管，内管为一根
有厘米刻度的橡皮管，管内灌蒸馏水。因土壤冻结
与管内蒸馏水的冻结是完全同步的，而且，速率相
同，所以观测内管蒸馏水的冻结上下界面的刻度即
得到土壤冻结层的上下界面的位置和深度［１６］。
本研究中，冻土器的最大测量深度为３２０ｃｍ。
在２００７年到２０１１年，于每日８：００时观测土壤冻结
层的上下界面的位置，单位为ｃｍ，取整数。
２．１．３　气象要素观测　标准气象站设在排露沟小
流域半阳坡草地上（海拔２５７０ｍ，１００°１７′Ｅ、３８°３４′
Ｎ），测定日均温、日最高气温、日最低气温和２：００、
８：００、１４：００、２０：００的气温。
２．２　数据分析与统计
国外学者 Ｓｔｅｆａｎ［１７］曾用冻结（融化）指数拟合
冻土的深度，冻结指数是指一年中低于０℃的气温
与其相应持续时间乘积的代数和［１８］。在 Ｓｔｅｆａｎ的
算法中，积温的单位是℃·ｄ（摄氏度·天），而一天
小时积温所代表的热量累积程度肯定比日均温所代
表的累积程度更精确［１９］。故本研究采用日小时积
温进行模拟。
２．２．１　日小时积温　每日整点时刻的气温的累加
值称为该日的日小时积温（ＤＨＴ），其计算式如下：
ＤＨＴ（ｋ）＝∑
２４
ｉ＝１
Ｔｋ，ｉ （１）
　　式（１）中：ＤＨＴ（ｋ）为第 ｋ天的日小时积温（℃
·ｈ），ｋ表示第 ｋ天，取值为１ ３６５（３６６）。Ｔｋ，ｉ为
第ｋ天整点ｉ的气温（℃），ｉ表示第ｉ个整点时刻，取
值为１ ２４ｈ。
Ｔｋ，ｉ根据日平均气温、日最高气温、日最低气温
计算（式２），假设每天的气温变化符合余弦函数，且
日最高气温出现在１５：００［２０］，则：
Ｔｋ，ｉ＝Ｔｋ，ａｖ＋
Ｔｋ，ｍａｘ－Ｔｋ，ｍｉｎ
２ ·ｃｏｓ［ａ（ｉ－１５）］＋ｂ
（２）
　　式（２）中：Ｔｋ，ａｖ为第 ｋ天的日平均气温，Ｔｋ，ｍａｘ为
第ｋ天日最高气温，Ｔｋ，ｍｉｎ为第 ｋ天日最低气温，ａ、ｂ
为常数，需要率定。
本研究中，根据２００８年、２００９年２年的日平均
气温、日最高气温、日最低气温及整点２：００、８：００、
１４：００和２０：００的气温率定得到：
ａ＝０．３１；ｂ＝０．５
这是适用于在祁连山排露沟小流域的ａ、ｂ值。
２．２．２　土壤冻结和融化的小时积温　至第 ｐ天的
冻结小时积温（ＤＨＴＦ（ｐ）），是从冻结季的起始日到
冻结季节第ｐ天的小时积温累加值，即（式３ａ）：
ＤＨＴＦ（ｐ）＝∑
ｐ
ｋ＝α
ＤＨＴ（ｋ） （３ａ）
　　式（３ａ）中：冻结起始日（α）的判断条件是该日
的日小时积温小于０℃·ｈ，而且此后连续７日中至
少有６日的日小时积温均小于０℃·ｈ。
至第ｑ天的融化小时积温（ＤＨＴＷ（ｑ），）是从融
化季起始日到融化季节第 ｑ天的日小时积温累加
值，即（式３ｂ）：
ＤＨＴＦ（ｑ）＝∑
ｑ
ｋ＝β
ＤＨＴ（ｋ） （３ｂ）
　　式（３ｂ）中：融化起始日（β）的判别条件是该日
的日小时积温大于０℃·ｈ，且此后连续７日中至少
有６日的日小时积温大于０℃·ｈ。
２．２．３　冻结深度与积温的定量关系　这种用日小
时积温累积拟合冻结深度的方法为日小时积温法。
用２００７—２０１１年冻土的上下界面的逐日深度和累
积小时积温拟合确定冻结深度、融化深度与冻结和
融化的小时积温的关系，并用２００３年的数据检验。
用纳什系数（Ｅ）（式４）评价。Ｅ的取值范围为
负无穷至１，当Ｅ越接近１，表示模拟质量越好，模型
的可信度越高。
Ｅ＝１－
∑Ｄｋ＝１（ＦＨｏｋ－ＦＨｍｋ）２
∑Ｄｋ＝１（ＦＨｏｋ－ＦＨｏ）２
（４）
　　式（４）中：ＦＨｏｋ为第 ｋ天冻结深度的观测值
（ｃｍ），ＦＨｍｋ为第ｋ天冻结深度的模拟值（ｃｍ），ＦＨ
ｏ
为检验期冻结深度观测值的平均值（ｃｍ）。ｋ表示观
测日期，Ｄ表示检验时段的总天数。
８９５
第４期 任　璐，等：祁连山２种植被下冻土的季节变化及数值模拟
３　结果与分析
３．１　草地土壤的冻结融化规律
草地土壤的冻结从每年１０月下旬或１１月上旬
开始，至次年４月，土壤冻结层的下界面不再向下发
展，与此同时，冻结的土壤从表面开始向下逐渐融
化，８月份土壤中的冻土方消融完毕。这就是一个
土壤冻融的完整过程，可划分为３个阶段，即：单向
冻结阶段（第１阶段）、单向融化阶段（第２阶段）和
双向融化阶段（第３阶段）。
图１　２００８—２００９年草地土壤冻结的上、下界面的位置变化
单向冻结阶段（第１阶段）一般为每年１１月到
次年３月中下旬，土壤自表层开始逐渐向下冻结，该
阶段土壤的平均冻结速率为１．０ｃｍ·ｄ－１，但初期冻
结最快，如１１月份的平均冻结速率能达到１．８ｃｍ·
ｄ－１；１２月份到次年２月平均冻结速率为０．９ｃｍ·
ｄ－１，冻结深度的日变化最大可达２ｃｍ。至次年３月
冻结开始放缓，平均冻结速率为０．０３ｃｍ·ｄ－１。
单向融化阶段（第２阶段）持续时间较短，仅４０
ｄ左右，一般为３月底至４月底，此时，日最高气温
在０℃以上，日最低气温在０℃以下，气温日较差可
达１０ ２０℃。该阶段表层土壤处于冻结和融化交
替进行状态，而底层土壤却在夜间负积温的作用下，
继续向下冻结，平均冻结速率为０．０２ｃｍ·ｄ－１，直到
最大冻结深度。
第３阶段是双向融化阶段，此时，冻结层的上下
界面同时融化，时间为４月底到８月份冻土完全融
化为止。该阶段冻结层上界面的融化速率较稳定，
为１．６ｃｍ·ｄ－１；而下界面虽然也在融化，但是融化
非常缓慢，如２００８年５月１８日到６月２０日期间，下
界面在３２ｄ中仅融化了３ｃｍ。
土壤的冻结融化具有明显的年际差异（表２），
如２００８年土壤的冻结于１０月２５日开始，是观测期
间开始冻结最早的年份，而２００７年冻结开始时间最
晚，到１１月３日方开始，这说明冻结开始的时间在
不同年份间可前后相差１０ｄ左右。冻结层开始融
化的气温也有差异，如２００９年冻土层的下界面开始
融化的日均温为２℃（４月２４日），而２０１１年则在日
均温达１０℃方开始融化（５月１８日）。冻结融化每
个阶段的持续时间也有年际差异，如持续时间最短
的单向融化阶段（第２阶段），在２００８年仅有３５ｄ，
而２０１１年则持续了４６ｄ。
表２　阳坡草地土壤冻结与融化的开始与结束时间
时间（年份）
土壤冻结与融化时间（年－月－日）
土壤开始
冻结时间
土壤表层开始
融化时间
土壤冻结层底部
开始融化时间
土壤完全融化
时间
土壤最大冻结
深度／ｃｍ
２００７—２００８ ２００７１１０３ ２００８０４１３ ２００８０５１８ ２００８０７１５ １６１
２００８—２００９ ２００８１０２５ ２００９０３１７ ２００９０４２４ ２００９０６２４ １４９
２０１０—２０１１ ２０１０１０２７ ２０１１０４０２ ２０１１０５１８ ２０１１０７０１ １７１
３．２　青海云杉林下土壤的冻结融化规律
青海云杉林下土壤的冻结和融化过程也历经单
向冻结阶段、单向融化阶段和双向融化３个阶段，但
与草地土壤的冻结与融化进程有所区别。
在青海云杉林下，土壤的单向冻结阶段的开始
时间与草地基本相同，即从１０月底开始，但冻结速
率较草地快，青海云杉林下土壤的平均冻结速率为
１．２ｃｍ·ｄ－１，比草地土壤冻结速率大０．２ｃｍ·ｄ－１。
至该阶段结束，青海云杉林地土壤冻结层的下界面
比草地土壤冻结层深，如２０１０年青海云杉林地土壤
冻结层的下界面深度为２１１ｃｍ，而同期草地土壤冻
结层的下界面的深度仅为１５４ｃｍ。
根据冻结速率的差异，青海云杉林土壤的单向
冻结阶段可进一步划分为２个亚段，即ａ１亚段和 ａ２
亚段，其中，ａ１亚段为每年１０月下旬到次年２月上
旬。在该亚段内，青海云杉林地土壤冻结层的下界
面以１．５ｃｍ·ｄ－１的速率向下冻结，而草地土壤的冻
结速率仅为１．１ｃｍ·ｄ－１，至该亚阶段结束时，青海
云杉林土壤冻结层的下界面深度较草地土壤冻结层
的下界面深度深３９ｃｍ。ａ２亚段通常起始于２月中
旬，此时土壤冻结开始趋缓，青海云杉林地土壤冻结
速率为０．５ｃｍ·ｄ－１，但青海云杉林地土壤和草地土
９９５
林　业　科　学　研　究 第２９卷
壤的冻结速率差别在减少，青海云杉林地土壤的冻
结速率仅较草地土壤冻结速率大０．１ｃｍ·ｄ－１，二者
的土壤冻结下界面曲线的斜率接近（图２），但二者
冻结层的下界面的深度差别仍在缓慢拉大，至该亚
段结束，青海云杉林地土壤冻结层下界面的深度为
１９９ｃｍ，而草地土壤冻结层的下界面深度仅为
１５１ｃｍ。
图２　祁连山区青海云杉林地土壤在２００９－２０１０年冻结季的冻融过程与阳坡草地的对比
　　青海云杉林地单向融化阶段（第 ２阶段）在
２０１０年始于４月２７日，这比草地土壤的单向融化阶
段起始时间晚３ｄ，青海云杉林地土壤的单向融化阶
段结束日却较草地土壤的单向融化阶段结束日晚多
日，如２０１０年青海云杉林地土壤至７月１２日，冻结
层下界面方开始融化，即结束单向融化阶段，进入双
向融化阶段；而草地土壤早于５月６日就结束单向
融化阶段，及至７月１１日草地土壤的冻结层已全部
融化，结束了它的一个冻融周期。
在单向融化阶段初期，青海云杉林地土壤和草
地土壤的融化速率相当，以１．５ｃｍ·ｄ－１速率开始上
界面的融化；但至中期融化速率开始加快，其中青海
云杉林土壤冻结层融化速率更快，如在２０１０年，从６
月１日开始，青海云杉林下土壤冻结层的融化速率
增大到２．０ｃｍ·ｄ－１，草地土壤冻结层的融化速率增
大到１．６ｃｍ·ｄ－１。
青海云杉林地土壤于７月１２日进入双向融化
阶段（第３阶段），此时，土壤冻结层的下界面也以
０．１ｃｍ·ｄ－１的速率开始向上融化，较冻结层的上界
面的向下融化速率（１．８ｃｍ·ｄ－１）小，该阶段持续到
８月中旬，直至土壤冻结层全部融化。
由此可见，在青海云杉林下，土壤融化持续的时
间比草地土壤融化时间约多３０ｄ，日均融化速率较
草地土壤融化速率大０．３ｃｍ·ｄ－１。
３．３　日小时积温法的应用
温度，尤其是积温决定了土壤的冻结和融化进
程。当冻结小时积温达到约 －４６０℃·ｈ，土壤开始
冻结，而当正积温达到约６２℃·ｈ，土壤冻结层的上
界面开始融化。在一个冻结融化季，土壤冻结层的
最大深度也与冻结季的小时负积温和融化季的小时
正积温密切相关，如２００８—２００９年冻结季的小时负
积温为 －２７０６４℃·ｈ，融化季的小时正积温为
１６３２５℃·ｈ，草地土壤的最大冻结深度为１４９ｃｍ；
而２０１０—２０１１年冻结季的小时积温为－３５９８０℃·
ｈ，融化季的小时正积温为１８７１０℃·ｈ，草地土壤冻
结层的最大冻结深度为１７１ｃｍ。
根据２００７—２０１１年的冻土和温度观测数据，拟
合得到草地土壤冻结、融化深度与小时积温的关系
（式５ａ和５ｂ）：
ＦＨ（ｋ）＝４．２ ＤＨＴＦ（ｋ）２４ －３５．槡 ７
（Ｒ２ ＝０．９６９，ｎ＝５６９） （５ａ）
ＷＨ（ｋ）＝４．０ ＤＨＴＦ（ｋ）２４ －２．槡 ３
（Ｒ２ ＝０．９６５，ｎ＝２７３） （５ｂ）
　　式（５ａ ５ｂ）中：ＦＨ（ｋ）为第ｋ日草地土壤冻结
层下界面的深度（ｃｍ），ＷＨ（ｋ）为第ｋ日草地土壤冻
结层上界面的深度（ｃｍ）。
应用公式５ａ，模拟得到２００３年草地土壤冻结层
下界面的深度（图３ａ），整个冻结季的模拟误差平均
值为２０ｃｍ，纳什系数为０．８６７，模拟差异主要发生
在冻结季的前半阶段，即１０月及１１月上旬。
应用公式５ｂ，模拟得到２００３年草地土壤冻结层
上界面的深度，即向下融化深度（图３ｂ）。与实测深
度相比，模拟值在４月１４日前较实测值明显偏大，
这是因为冻结层的上界面正处于冻结融化的交替状
态。模拟值在４月１５日以后却显著低于实测值，模
拟的纳什系数为０．７９１。这表明草地土壤冻结深度
００６
第４期 任　璐，等：祁连山２种植被下冻土的季节变化及数值模拟
ａ．冬季冻结层下界面的深度（向下冻结的深度）；
ｂ．夏季冻结层上界面的深度（向下融化深度）
图３　２００３年草地土壤冻结层深度的模拟值与实测值的对比
与冻结小时负积温和融化小时正积温的定量关系
（式５ａ和５ｂ）是可接受的。
４　讨论
青海云杉林地土壤与阳坡草地土壤在秋季几乎
同时开始冻结，但青海云杉林土壤的冻结速率比阳
坡草地的大，即同步开始，但青海云杉林土壤却冻得
更快，以至于青海云杉林土壤的冻结层所及的冻结
深度显著深于草地土壤冻结层所达到的最大深度。
青海云杉林下土壤冻结层与阳坡草地土壤冻结
层同时开始融化，而且二者的融化速率基本一致，但
青海云杉林地土壤冻结层的融化持续时间长了３０ｄ
左右，这是因为青海云杉林地土壤冻结层比阳坡草
地土壤冻结层厚。
青海云杉林地土壤和阳坡草地土壤冻结融化的
差异主要是因为青海云杉林地处阴坡，加之林木高
大，郁闭度高，形成独特的林内小气候，温度低、湿度
大、风速小，因此，青海云杉林的积温显著小于阳坡
草地，如２０１１年５月１日到６月３０日青海云杉林
林内的小时积温为１３７１１℃·ｈ，比同期阳坡草地的
小时积温少４２０５℃·ｈ，这些积温的差别是导致阴
坡青海云杉林地土壤和阳坡草地土壤冻融差异的主
要原因。
此外，青海云杉林的根系发达，这使青海云杉林
地土壤的结构更疏松，孔隙度较大，能储存更多的
水，因此，青海云杉林地土壤比在同一气候条件下阳
坡草地含有更多的水分，如２００９年５月１５日青海
云杉林 ０ ２０ｃｍ土层的平均质量含水率为
５９．３％，而阳坡草地０ ２０ｃｍ土层的平均质量含
水率仅为１４．９％；而且，土壤含水率越高，土壤的导
热性更强。因此，阴坡青海云杉林地土壤与阳坡草
地土壤同时开始冻结，但冻结的更快，冻结的更深。
融化速率相同，但融化持续的时间更长。
草地土壤冻结层上界面深度的模拟值，在融化
季刚开始时偏大，这主要是由于气温日较差大，日间
受正积温的影响，冻结层表层开始融化，而夜间的负
积温又导致已融化的土壤再冻结；而冻土观测时间
为每日上午８：００，这时土壤受夜间再冻结影响，是
一日内土壤融化层深度最小的时刻，因此，模拟值大
于观测值。
在我国北方山区，坡向是影响植被分布的重要
地形因子，与阴坡相比，阳坡能够接受更多的太阳辐
射，土壤水分蒸发潜力更大［２１］，因此，在北方地区森
林多分布在阴坡坡面，而草地多分布在阳坡坡
面［２２］；而不同坡向坡面上植被类型的差异，也会对
微气候产生重要影响。研究表明，在祁连山地区，阴
阳坡面的０．３ｍ深处年平均地温差达４．２２℃［３］；但
这是由不同坡向接受太阳辐射差异和植被类型差异
共同导致的，本研究由于受试验条件限制，尚未考虑
不同坡向太阳辐射差异对冻土的影响，因此，无法定
量区分地形因子（坡向）和植被类型对冻土变化的
影响，在未来的研究中需要加强相同植被类型不同
坡向和相同坡向不同植被类型下冻土的变化观测，
同时借助本文研究所获得的数量模型，定量描述植
被类型和地形对冻土变化的影响。
５　结论
（１）祁连山区土壤的冻结融化过程可划分为３
个阶段，即单向冻结阶段、单向融化阶段和双向融化
阶段。
（２）阴坡青海云杉林地土壤和阳坡草地土壤的
冻结起始时间基本相同，但冻结速率比草地快，最大
冻结深度比草地大；融化阶段的起始时间亦基本相
同，融化速率相近，但青海云杉林地融化持续的时间
更长，直至８月青海云杉林地土壤冻结层方融化完，
而草地则在７月消融完。
（３）积温决定土壤冻结融化进程。当冻结小时
积温达到 －４６０℃·ｈ左右，土壤开始冻结；当正积
温达到６２℃·ｈ左右，土壤冻结层的上界面开始
融化。
１０６
林　业　科　学　研　究 第２９卷
（４）土壤冻结层深度与小时积温的相关系数能
达到０．９以上。
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（责任编辑：詹春梅）
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