全 文 ：第 50 卷 第 1 期
2 0 1 4 年 1 月
林 业 科 学
SCIENTIA SILVAE SINICAE
Vol. 50，No. 1
Jan．，2 0 1 4
doi:10．11707 / j．1001-7488．20140105
收稿日期: 2013 － 06 － 03; 修回日期: 2013 － 11 － 20。
基金项目: “十二五”国家科技支撑计划课题(2012BAC08B01) ; 甘肃省自然科学研究基金计划课题(1107RJZG268) ; 国家自然科学基金
重大项目(91125012)。
﹡刘贤德为通讯作者。
祁连山排露沟流域气温、冻土冻融与河川径流特征*
牛 赟1，2 刘贤德1，2 敬文茂2 车宗玺2 赵维俊1，2
(1．甘肃农业大学 兰州 730070; 2．甘肃省祁连山水源涵养林研究院 甘肃省森林生态与冻土水文水资源重点实验室 张掖 734000)
摘 要: 通过统计分析祁连山排露沟流域气温、日照时数、土壤温度、降水、冻土冻融及河川径流等监测数据
(2002 － 2011 年)，研究气温、日照、土壤温度、冻土冻融的变化特征，分析降水、冻土冻融与河川径流的关系。结果
表明:年均气温 1. 7 ℃，年均日照时数 127. 1 h，年均土壤地表温度 3. 3 ℃，5，10 和 15 cm 深处年均土壤温度 2. 3 ℃，
20 和 40 cm 深处年均土壤温度 2. 4 ℃ ; 土壤开始冻结日期为 10 月 11 日左右，冻土结束消融日期为 7 月 18 日左
右，季节性冻土存在时间为年均 278 天，占全年时间的 76. 16% ; 12 月 10 日之前，冻土增厚的速率约 1. 22 cm·d － 1，
此后，冻土增厚的速率逐渐减小，平均为 0. 78 cm·d － 1，直到 3 月 20 日左右，冻土增厚的速率减到最小，但冻土的累
积厚度增加到最大，年均最大厚度约 159. 6 cm; 从 3 月 20 日左右开始，冻土开始消融，消融的速率逐渐递增，平均
为 1. 47 cm·d － 1 ; 河川径流量 S 与降水量 P 的回归模型为 S = 2. 936P + 9. 587(R2 = 0. 742 6)，河川经流与冻土冻融
厚度 Fd的回归模型为 S = － 10. 361Fd + 1 388. 498(R
2 = 0. 701 7)。
关键词: 土壤温度; 冻土冻融; 河川径流; 祁连山排露沟流域
中图分类号: S719 文献标识码: A 文章编号: 1001 － 7488(2014)01 － 0027 － 05
Characteristics of Temperature，Soil Freezing and Thawing，and River Flow
in Pailugou Watershed of Qilian Mountains
Niu Yun1，2 Liu Xiande1，2 Jing Wenmao2 Che Zongxi2 Zhao Weijun1，2
(1 ． Gansu Agricultural University Lanzhou 730070; 2 ． Gansu Province Key Laboratory of Forest Ecology and Frozen-Soil Hydrology
and Water Resources Academy of Water Resource Conservation Forests of Qilian Mountains in Gansu Province Zhangye 734000)
Abstract: In this paper，the annual air temperature，sunshine duration，soil temperature，precipitation，soil freeze －
thaw and river flow were analyzed based on data of monitoring meteorology，soil freezing and thawing，triangle weir
hydrograph and volume from 2002 to 2011 in Pailugou watershed of Qilian Mountains． The results showed that: Average
annual temperature was 1． 7 ℃，and annual sunshine duration was 127． 1 h． The soil temperature was 3． 3 ℃ on the soil
surface，2． 3 ℃ at 5，10，and 15 cm depth，2． 4 ℃ at 20 and 40 cm depth． The soil freezing began around 11 th of
October; the soil ablation finish was around 17 th of July． Frozen period was 278 days，accounted for 76． 16% of a year．
The rate of frozen soil thickness augment was about 1． 22 cm·d － 1 before the 10 th of December，then it reduced to
0． 78 cm·d － 1，and reached the minimum to 20 th of March，at which the thickness of frozen soil reached to the maximum，
and the average maximum thickness was 159． 6 cm; Soil thawing started around 2 nd of April with the increasing rate，and
ended around 17 th of July，and the average melting rate was 1． 47 cm·d － 1 ． The regression model for S ( runoff) and P
(precipitation) was 2． 936P + 9． 587 ( R2 = 0． 742 6)，and the regression model for S ( runoff) and frozen － thaw
thickness of soil was － 10． 361F d + 1 388． 498 (R
2 = 0． 701 7) ．
Key words: soil temperature; frozen soil freezing and thawing; river flow; Pailugou watershed of Qilian Mountains
流域产流能力及其依赖河川径流而生息繁衍的
人居生态系统的稳定与发展备受关注。西北内陆山
区河川径流形成受到多种因素的影响，其中冬、春季
甚至初夏季一定范围内冻土冻融现象直接影响着河
川径流的补给过程和年内变化。祁连山林区冻土面
积广阔，对河川径流补给能力强，延续时间长久，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。高山冰川冻土是一个“固体水
林 业 科 学 50 卷
库”，水源涵养林则是“绿色水库”，高山冰雪冻土带
的多年冻土层与中低山区的季节性冻土层成为连接
“固体水库”、“绿色水库”和河川水系的纽带，由于
其特殊的水热性质，形成了有利于河川径流形成的
特殊下垫面，起着涵养水源和调节河川径流的作用。
目前，冻土冻融和河川径流形成的研究，主要集中在
黄河流域(黄荣辉等，2010)、长江源流域的青藏高原
区域(任东兴等，2010)、喜马拉雅山北坡典型高山区
(张菲等，2006)、昆仑山克里雅河流域(黄玉英等，
2008)、乌鲁木齐河流域(韩添丁等，2010)、拉萨河流
域(巩同梁等，2006)、天山玛纳斯河流域(刘景时等，
2006)、天山空冰斗高山区(杨针娘等，1996)和内蒙
古大兴安岭北部根河流域(周梅等，1997)等水源涵
养区。祁连山地处青藏、蒙新、黄土三大高原的交汇
地带，在全国森林水文生态学研究中地理位置十分重
要。冻土冻融水文过程是该区域不可回避的水文现
象，但相关研究较为薄弱，因此，在该区域内开展相关
研究显得十分必要。本研究利用祁连山排露沟流域
气象、冻土冻融、河川径流长期监测数据(2002—2011
年)，研究气温、日照、土壤温度和冻土冻融的变化特
征，分析降水、冻土冻融与河川径流的关系，对于促进
寒区旱区生态水文学的发展以及揭示森林水源涵养
机制具有重要意义。
1 研究区概况
祁连山(93°30—103° E，36°30—39°30 N)是
我国西北地区著名的高大山系之一，属典型大陆性
气候特征。一般山前低山属荒漠气候，年均气温
6 ℃左右，年降水量约 150 mm; 中山下部属半干旱
草原气候，年均气温 2 ～ 5 ℃，年降水量 250 ～ 300
mm。中山上部为半湿润森林草原气候，年均气温
0 ～ 1 ℃，年降水量 400 ～ 500 mm; 高山属寒冷湿润
气候，年均气温 － 5 ℃ 左右，年降水量约 800 mm。
山地东部气候较湿润，西部较干燥。
试验区位于祁连山西水林区排露沟流域
(100°17 E，38°24 N)，流域面积 274 hm2，呈中卵
形，土壤类型主要为山地栗钙土和山地灰褐土，平
均厚度 0. 5 m。森林总面积 118. 3 hm2，覆盖率
43. 16%，郁闭度 0. 7 左右，流域内阴坡以乔木林
为主，阳坡以草地为主，海拔 3 200 m 以上的亚高
山以灌木林为主。
2 研究方法
2. 1 气象数据来源及冻土冻融监测
气象数据来源于试验区建立的地面气象站
(1994 年建站，本研究选取 2002—2011 年的数据)，
站内按中央气象局编定的《地面气象观测规范》要
求布设最高气温表、最低气温表、自记气温计对气温
进行监测; 布设地面温度表、地面最高温度表、地面
最低温度表，5，10，15 和 20 cm 曲管地温表及 40，80
和 160 cm 直管地温表对土壤温度进行监测; 布置
暗筒式日照计对日照时数进行监测。站内布设 1 套
冻土器对冻土冻融现象进行监测。冻土器安装时，
将长 300 cm、直径 5 cm 的外套管打入地下深250 cm
处，同时将长 250 cm、直径 1 cm 的橡胶冻结管内注
入水，外套管与土壤之间的缝隙回填好，防止降水进
入。根据冻土器内水柱冻结的刻度，测定冻土冻融
厚度。
气象及其冻土冻融监测和数据订正整理都严格
按照《地面气象观测规范》的要求执行，实行每日
8:00，14:00 和 20:00 定点 3 次观测; 当地温 ＜ 0 ℃
时，开始监测土壤冻结深度变化，直至次年土壤完全
解冻为止。
2. 2 河川径流量监测(2002—2011 年)
河川径流测定采取 2 种方法: 河川径流封冻之
前，在祁连山排露沟流域出口处修建三角形(60°)
量水堰 ( 100° 17 9. 6 " E，38° 33 25. 2 " N )，海拔
2 642 m，用自记水位计监测河川径流量; 河川径流
封冻之后，将冰层打破，采用容积法测定冰下水流量
(流满 1 桶水所用的时间，桶的容积除以时间，可得
河川径流速度)。
量水堰和自记水位计测河川径流速度计算公
式为:
Q = K × H
5
2。
式中: K = C e
15
8 槡2gtan
θ( )2 ，C e = f( hP，PB，θ)，P
为三角形堰的顶角到堰底的距离，B 为堰的宽度，h
为水头高度，g 为重力加速度，θ 为三角量水堰的顶
角度数;H 为实测水位 ( cm);Q 为河川径流速度
(m3·s － 1)。经计算，祁连山排露沟流域 60°三角量
水堰计算公式中: C e = 0. 6，K = 0. 081 835，Q =
0. 081 835 × H
5
2 ÷ 100 000 。
破冰和容积法测河川径流计算公式为 Q =
V t / S，V t 为测量桶的容积(m
3 )，S 为流满容积所用
时间( s)。经测定，祁连山排露沟河川径流测量桶
容积 V t = 0. 017 783 m
3。
3 结果与分析
3. 1 气温和日照季节变化特征
气温和日照是影响冻土冻融的重要因子，同时
82
第 1 期 牛 赟等: 祁连山排露沟流域气温、冻土冻融与河川径流特征
也影响着降水形态以及河川径流组成。根据祁连山
森林生态站 2002—2011 年的近 10 年地面气象站监
测数据，祁连山排露沟流域年均气温 1. 4 ～ 2. 2 ℃，
波动趋势平稳，平均为 1. 7 ℃。年内月均最高气温
14. 4 ℃ (7 月份)，月均最低气温 － 11. 8 ℃ (1 月份)，
月均气温与月份拟合模型为 A t = － 0． 817 3x
2 +
11. 106x －26 ． 248(R2 = 0 ． 932 1)，x为月份(月)，A t
为月均气温(℃ )。
全年日照时数累计 1 430. 2 ～ 1 644. 6 h，平
均为 1 525. 0 h。年内月累计最高 166. 1 h( 6 月
份)，最低 97. 7 h ( 1 月份 )，平均为 127. 1 h。月
累计日照时数与月份之间的拟合模型为 S t =
－ 0 ． 025 2 x5 + 0. 9171 x4 － 11 ． 965 x3 + 65 ． 25 x2 －
127 ． 12 x + 171. 5 ( R 2 = 0 ． 947 1)，S t 为月累计日
照时数( h)。
5—9 月份，祁连山排露沟流域平均气温在 3 ℃
以上，全月日照时数累计高于 133 h，属于雨季; 10
月份至翌年 4 月份气温在 3 ℃ 以下，日照时数在
133 h 以下，属于雪季(图 1)。
3. 2 土壤温度变化特征
土壤温度和土壤水分是形成冻土的决定性因
子。根据祁连山森林生态站 2002—2011 年的近 10
年地面气象站监测数据，祁连山排露沟流域 0 cm
土壤年均温度为 3. 3 ℃，5，10 和 15 cm 深处土壤
年均温度为 2. 3 ℃，20 和 40 cm 深处土壤年均温
度为 2. 4 ℃，各土壤深处温度的季节变化动态如
图 2 所示，月均 0 ～ 40 cm 土层土壤温度与月份关
系拟合模型为 T s = － 0 ． 055 1x
3 + 0 ． 273 8x2 +
5. 197x － 18. 183(R2 = 0 ． 961 9)，T s 为土壤温
度(℃ )。
图 1 祁连山排露沟流域气温和日照
季节变化(2002—2011 年)
Fig． 1 Seasonal dynamic of air temperature and sunshine in
Pailugou watershed in Qilian Mountains(2002—2011)
图 2 祁连山排露沟流域土壤温度季节变化(2002—2011 年)
Fig． 2 Seasonal dynamic of soil temperature in Pailugou watershed of Qilian Mountains (2002—2011)
3. 3 冻土冻融变化过程特征
表 1 表明，土壤冻结开始时间为 9 月 21 日
(2011 年)和 10 月 22 日(2000，2004 和 2007 年)之
间，平均在 10 月 11 日左右。冻土消融结束时间在
6 月 17 日(2011 年)和 8 月 11 日(2003 年)之间，平
均在 7 月 18 日左右。冻土最大厚度出现在 3 月 23
日(2000 年)和 4 月 10 日(2008 年)之间，平均在 3
月 20 日左右。冻土冻融过程经历的时间在 261
(2003 年)和 297(2002 年)天之间，平均为 278 天，
占全年时间的 76. 16%。从 2000 到 2011 年的 12 年
间，冻土开始时间和结束时间都有波动性的提早趋
势，冻土冻融经历的时间也有波动性缩短的趋势。
92
林 业 科 学 50 卷
表 1 祁连山排露沟流域冻土冻融时间(2002—2011 年)
Fig． 1 Time about frozen soil and freeze-thaw in Pailugou watershed of Qilian Mountains (2002 － 2011)
项目 Item 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011
冻结开始日期 Freezing start date 10 － 22 10 － 21 10 － 18 10 － 06 10 － 22 10 － 09 10 － 09 10 － 22 10 － 19 10 － 08 09 － 26 09 － 21
消融结束日期 Ablation end date 07 － 05 07 － 23 08 － 06 08 － 11 07 － 11 07 － 25 07 － 25 07 － 07 07 － 11 07 － 18 06 － 25 06 － 17
最大厚度日期 Frozen maximum date 03 － 23 04 － 05 03 － 31 03 － 31 04 － v1 04 － 06 04 － 07 03 － 31 04 － 10 04 － 06 04 － 02 03 － 28
3. 4 冻土冻融变化速率特征
从 10 月 11 日左右开始，土壤开始冻结，随着时
间向前推移，冻土厚度逐渐增加，直到翌年 3 月 20
日左右，达到最大为 159. 6 cm，此后，冻土厚度逐渐
减小，直到 7 月 18 日左右，季节性冻土消失(图 3)。
10 月 11 日至 12 月 10 日，土壤冻结速率逐渐波
动性增加，平均为 1. 22 cm·d － 1; 12 月 10 日至 3 月
20 日，土壤冻结速率逐渐波动性减小，平均为
0. 78 cm·d － 1; 3 月 20 日至 7 月 18 日，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
消融逐渐波动性增加，平均为 1. 47 cm·d － 1。
3. 5 降水与河川径流的关系
根据祁连山森林生态站 2002—2011 年降水
和河川径流监测，10 年间河川径流量与降水量变
化如图 4 所示，1—7 月份，降水量呈增加趋势，从
2. 96 mm 增加到 70. 42 mm; 8—12 月份，降水量
图 3 祁连山排露沟流域冻土冻融厚度和速率变化(2002—2011 年)
Fig． 3 Dynamic about thickness and rate of frozen soil
freeze-thaw in Pailugou watershed of Qilian Mountains (2002—2011)
呈递减趋势，从 65. 88 mm 递减到 4. 13 mm。年
均降水量为 360. 1 mm。1—9 月份，河川径流量
呈递增趋势，径流深从 0. 32 mm 增加到 23. 20
mm，10—12 月份，河川径流呈递减趋势，径流深
从 19. 52 mm 递减到 4. 13 mm。年均河川径流为
83. 45 mm。在一年的周期中，河川径流量占降水
量的 23. 17% 。
经回归分析，河川径流量与降水量相关系数 r
为 0. 861 7，属强正相关 (图 4 )，回归模型为 S =
2. 936P + 9 ． 587(R2 = 0 ． 742 6，S 为河川径流量，P
为降水量) 。
3. 6 冻土冻融与河川径流之间的关系
经回归分析，河川径流量与冻土冻融厚度相关
系数 r 为 － 0. 837 7，属强负相关(图 5)，回归模型为
图 4 祁连山排露沟流域降水与径流季节变化(2002—2011 年)
Fig． 4 Seasonal dynamic of precipitation and runoff in
Pailugou watershed in Qilian Mountains (2002—2011)
S = － 10 ． 361F d + 1 388 ． 498 (R
2 = 0 ． 701 7，S为河
川径流量，F d 为冻土冻融厚度) 。
全年河川径流量变化过程中，气温、地温是河川
03
第 1 期 牛 赟等: 祁连山排露沟流域气温、冻土冻融与河川径流特征
图 5 祁连山排露沟流域径流与冻土冻融
厚度动态变化关系(2002—2011 年)
Fig． 5 Dynamic changes about runoff and depth of frozen soil
freeze-thaw in Pailugou watershed of Qilian Mountains (2002—2011)
径流变化的主要驱动力(Liu et al．，2003; Xu et al．，
2002)，气温通过降水(降雨和降雪)来调节河川径
流，地温通过冻土冻融和积雪消融来调节河川径流，
而日照时数又影响着气温和地温的变化。如图 1，2
所示，祁连山排露沟流域气温、土壤温度从 7 月份开
始逐渐降低，日照时数从 6 月开始逐渐递减，到 10
月份平均气温降至 1. 6 ℃，土壤温度降至 3. 2 ℃，日
照时数降至 116 h; 如图 3，4 所示，大约在 10 月 11
日前后，土壤开始结冻，此时，河川径流速率降至
0. 002 m3·s － 1，随着冻土厚度逐渐增大，河川径流逐
渐减小，且河川径流波动幅度趋于稳定。直到翌年
的 1 月份，气温降至最低 － 11. 8 ℃，土壤温度降至
最低 － 11. 1 ℃，日照时数降至 97. 7 h，河川径流表
现为地下径流。从 1 月份底开始，气温、土壤温度和
日照时数逐渐增大，直到 3 月 20 日左右，冻土增厚
的速率减到最小，但冻土的厚度增加到最大，此后，
土壤开始解冻，直到 7 月 18 日左右，土壤冻融结束，
气温、土壤温度和日照时数增至最大，气温增至最大
为 14. 4 ℃，土壤温度增至最大为 15. 2 ℃，日照时数
降至 157. 8 h，河川径流波动最大，而且增加很快，达
到全年的最高峰。
4 结论与讨论
在祁连山寺大隆流域、冰沟流域研究结果显示，
季节性冻土每年 10 月 20 日左右开始冻结，翌年 5
月 20 日左右达到冻结最大深度(王金叶等，2001)。
本研究结果是在祁连山排露沟流域长期定位监测的
多年平均值，在土壤冻融开始、结束及冻土最大厚度
的时间上稍有不同，这说明不同流域、不同植被的冻
土冻融过程有差异。
在青藏高原多年冻土区选取了典型高寒草甸 －沼
泽湿地生态系统开展了相关研究，对径流的驱动因
子研究表明:以高寒草甸 － 沼泽为主要下垫面的多
年冻土区，全年径流过程中气温、地温对径流起主导
作用(李太兵，2009)。本研究通过近 10 年来的长
期定位监测和研究，发现气温和日照是主导因子，影
响着降水的形态数量以及冻土冻融过程，由此影响
到了河川径流的变化。在西北干旱半干旱区，特别
在寒区，探索气温和日照对冻土冻融、积雪消融、降
水及结冰消融等方面的影响及其河川径流变化规
律，意义十分重大。本研究重点在于各因子的量化
和特征分析，在将来的研究中，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。
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