融雪期季節性凍土濕度變化對融雪洪水的影響

王榮軍，劉志輝，李誠志，胡 銘，張文娜

（1.新疆大學 資源與環境科學學院，烏魯木齊830046；2.新疆大學 教育部綠洲生態重點實驗室 烏魯木齊830046；3.新疆大學 干旱生態環境研究所，烏魯木齊830046；4.干旱半干旱區可持續發展國際研究中心，烏魯木齊830046）

融雪洪水是具有新疆特色的一種自然災害，每年都會造成人民生命安全及經濟的重大損失，尤其對于天山北坡經濟圈，融雪洪水直接威脅著交通設施、通訊、水庫及財產安全。因此，研究融雪型洪水的成因，做好洪水的預報與洪水調度，對于防洪抗旱、合理開發利用洪水資源，促進當地國民經濟的發展具有重要意義。

截至目前，融雪洪水的研究主要集中在氣象因子方面，并取得了一定的成果，如田華［1］對新疆融雪洪水氣象因子進行了分析，發現平均氣溫由負轉正，最高氣溫高于5℃以及暖平流出現的時間對洪水具有指示意義；傅華等［2］利用EOS／MODIS衛星資料和氣象水文臺站觀測資料，對2002—2008年庫瑪拉克河流域融雪期的洪水成因、積雪變化與氣象因子的相互關系以及混合型和融雪型洪水的天氣特性等進行了分析；吳素芬等［3］對北疆地區發生融雪洪水前期氣溫、降水、積雪和誘發洪水的升溫條件進行了分析；王志杰［4］利用數理統計方法對三工河流域進行了研究，探討天山北麓低山、丘陵地區春季融雪洪水產流成因機理；仇家琪等［5］根據天山北坡烏魯木齊附近不同海拔4個氣象臺站冷季降水、蒸發、積雪和氣溫等資料，分析了春季融雪洪水規模及其產流的時空分布狀況；俞永旺等［6］分析了影響春季融雪洪水形成的主要因子，指出融雪洪水的形成及河道來水量與初春3月份積雪深度有關；梁春成等［7］對寧家河的春季融雪洪水成因進行分析，指出其影響因素是地形、氣象、凍土的物理性質；隗經斌［8］運用成因分析法和相關分析法，對軍塘湖河量級較大的典型融雪洪水的個例進行了分析；陸智等［9］對新疆融雪洪水的特征及其形成原因進行了詳細的分析，結果表明，積雪深度、熱力條件、降水狀況等是洪水形成的主要因子；魏守忠等［10］對發生在1964—2001年期間三工河干溝的春季洪水量進行了逐步回歸分析，得到兩個相關性較好的三元模型方程；劉艷等［11］利用雪蓋、徑流、氣象因子數據分析了瑪納斯河流域融雪徑流特征及其與積雪—氣溫—降雨的關系；其他一些研究［12－16］也進行了融雪模型的構建，并對軍塘湖流域春季融雪洪水進行了預報。

迄今為止，融雪洪水的研究主要集中于氣象因素的影響方面，但關于季節性凍土濕度變化對融雪洪水影響的研究較少。鑒于此，本文從影響融雪洪水的下墊面出發，分析融雪期洪水與凍土濕度的關系，探討季節性凍土水分變化對融雪洪水的影響機理，以期為融雪洪水預報提供理論指導。

1 研究區概況及數據獲取

軍塘湖流域位于新疆昌吉州呼圖壁縣境內，發源于天山北坡的特力斯喀達坂，流域面積約為841 k m2，最高海拔為3 400 m，最高海拔到出山口紅山水庫的河長47 k m，平均高程為1 503 m，河網在低山帶的馬扎爾匯合，流經呼圖壁西部的前山丘陵后進入平原。流域地表覆蓋類型主要為裸地和農田；流域土壤類型從高到底依次為高山草甸土、灰褐土、黑鈣土、栗鈣土及棕鈣土，并有常年凍土層和季節凍土層存在。每年2月份氣溫開始回升，3月份積雪開始大面積融化，若氣溫迅速升高，則會產生融雪洪水，4月份左右積雪幾乎完全融化，季節性凍土全部融通。

選取軍塘湖流域內的小流域作為實驗場（86°28′30″E，43°51′44″N），海 拔 1 080 m，架 設CR23X自動氣象儀進行野外氣象數據的定點采集，觀測時間為2009年3月2日至18日和2010年3月11日至4月6日，即整個融雪期時間間隔為30 min，分析時提取整點的觀測數據。土壤濕度數據采集傳感器為CR23 X自動氣象儀自帶的CS－615探頭，埋設深度為0（積雪與地表界面），10，20，30，40 c m，積雪深度用鋼尺直接測量。

2 季節性凍土水分變化

2.1 試驗場季節性凍土的基本物理屬性

凍土是多相和多成分的復雜體系，凍土的基本成分是：礦物或礦體骨架、冰、未凍水和氣體，它們決定著凍土的結構、物理力學和熱物理性質，并影響其凍結和融化過程。因此，土的物質組成、結構特征、理化性質是凍土水分遷移研究的基礎［17］。融雪期試驗場季節性凍土約為40 c m（根據40 c m處出現負溫），凍土基本特征如表1所示。

表1 季節性凍土的物理屬性

2.2 季節性凍土的濕度變化

2009年融雪期凍土濕度變化見圖1，由圖1可知，3月7日之前，不同深度的凍土濕度變化曲線出現了明顯的分層現象，從表層到深層濕度值依次增大（除10 c m濕度值明顯高于20 c m外），濕度值變化幅度為7.4%～18.6%，并基本維持在一個定值。3月6日到3月9日期間，0 c m處土壤濕度值出現周期性的波動變化，3月9日之后濕度值在7%～10%范圍內浮動變化；從3月9日起10 c m處的土壤濕度迅速回升，3月10日后呈現平穩上升趨勢；20 c m以下的季節凍土濕度變化趨勢大致相同，這種趨勢從3月2日一直延續至3月16日，此后，各層濕度均出現了不同程度的上升。

2010年季節性凍土的濕度變化如圖2所示，由圖2可知，季節性凍土未消融時，濕度從表層到深層依次增大，后大體呈現平穩狀態。3月16日開始10 c m凍土濕度出現突變，從7%劇升至31.5%。隨后3月17日起，10 c m以上各層凍土濕度持續回升，在后續的幾天內各層依次出現濕度的峰值，并且以較高的濕度值持續至25日。3月25、26日各層濕度值均出現了變化幅度較大的周期性變化，有陡漲陡落現象，3月27至31日，各層濕度值較穩定。3月31日之后，各層又出現以日為周期的波動變化，與空氣溫度的變化相似，這種變化一直持續至融雪結束。

圖1 2009年季節凍土濕度變化曲線

圖2 2010年季節凍土濕度與空氣溫度變化曲線

3 融雪洪水的特征

春節融雪期，當空氣溫度上升至0℃以上時，積雪開始融化，迅速、持續的溫度回升，則會引發融雪洪水［2］。白天溫度高，積雪消融，夜間溫度下降，積雪凍結，融雪洪水流量出現以天為周期的變化規律。

3.1 融雪洪水的日變化

為了分析方便，對洪山水庫的流量數據進行了插值，結果見圖3—4。融雪期白天氣溫緩慢上升，雪層開始吸收熱量，當溫度上升到一定程度后積雪開始融化，融雪水出流。隨著溫度的降低，融化速率減緩，融化狀態一直持續到夜間，融雪水斷流為止。此段融雪過程中，融雪水經過地面的產流、河網的匯流，最終在出山口紅山水庫匯集，由于不同海拔積雪厚度與雪密度以及匯流時間的不同，流量增加呈緩慢的過程，每天在一定的時間內均出現洪峰，2009年最大洪峰109.17 m3／s出現在21：00，2010年最大洪峰18.56 m3／s出現在22：00，洪峰的出現及消失均是一個緩慢的過程。

3.2 融雪期洪水的變化

在2009和2010年融雪期，由于不同的積雪狀況與氣候條件，融雪洪水的水文過程存在較大差異。2009年融雪洪水日流量變化見圖3，由圖3可知，在融雪前期，流量幾乎以基流大小保持不變，16日之后，流量出現了波峰變化，在17日出現了最大洪峰109.17 m3／s，最大洪峰出現之后，18日出現了第二次大波峰，最大洪峰46.13 m3／s，此后流量趨于穩定，洪峰變化較小。與此相比，2010年流量變化曲線（圖4），在整個融雪期出現了周期變化，變化周期為連續的2至3 d，從3月16至4月6日，出現了3個周期洪峰變化，三次周期峰值依次為7.52 m3／s，17.00 m3／s，18.56 m3／s，峰值流量越來越大，最大洪峰為18.56 m3／s，且整個融雪期洪峰持續時間較長。

圖3 2009年紅山水庫融雪期流量過程

圖4 2010年紅山水庫融雪期流量過程

4 季節性凍土消融對融雪洪水的影響

季節性凍土是積雪消融的下墊面，凍土的凍結、消融決定著融雪水的下滲，不同融雪期，凍土的凍結狀態不同，形成了不同的產流方式［18］，凍土未消融之前，凍土是弱透水層或不透水層，融雪水在凍土界面形成超滲產流；凍土消融后，融雪水下滲，凍土積雪界面形成蓄滿產流。季節性凍土濕度在融雪期的不同時期，隨著土壤入滲變化對融雪洪水產生不同影響［19］。

4.1 季節性凍土的濕度變化對融雪洪水形成過程的影響

由圖5可知，3月6日之前，積雪的深度變化幅度較小，在太陽輻射與空氣溫度的影響下，積雪發生壓實作用，使積雪的深度發生了微小變化，不產生融雪水。在6—9日內，雪深發生較大變化，變化的幅度為3.1 c m／d，積雪深度的較大變化產生融雪水，而流量保持基流大小，未見明顯變化，從凍土濕度的變化趨勢來看，表層的凍土濕度發生變化并出現周期性的波動，由于融雪水的表層下滲所致，水分的下滲削弱了地面的匯流，因而河道匯流量減小。結合圖1，3月6日至3月9日，0 c m凍土濕度值較高，而以下各層濕度值未變，由此得知，表層凍土因為積雪融水帶來的熱量而發生了消融，濕度值增加，以下各層凍土處于凍結狀態，融雪水的下滲只發生在10 c m范圍內。9日至17日之間，流量變化微小，而積雪發生變化，10 c m凍土濕度的值較高且保持不變，濕度值未超過田間持水量的35.2%（2010年凍土濕度圖），融雪水下滲未能到達10 c m，因而融雪水儲蓄在土壤表層10 c m內。17日各層凍土濕度出現了劇增，水分變化明顯，地面以蓄滿產流方式影響著融雪洪水的形成。

圖5 2009年融雪期積雪深度趨勢線

2010年融雪洪水發生在3月27—29日、4月4—6日，土壤濕度伴隨著周期性的變化，白天由于融雪水下滲補給，濕度值超過田間持水量，土壤達到飽和狀態，夜間積雪凍結，融雪水停止下滲，而土壤內部水分在重力作用下進行下滲，濕度值維持在田間持水量值附近，融雪水在凍土—積雪的界面以蓄滿產流為主，影響融雪洪水的發生。

4.2 季節性凍土濕度變化對洪峰的影響

融雪水是融雪洪水的來源，從水量平衡的角度來看，積雪融水的消耗包括雪層表面蒸發、融雪水的下滲及地面徑流，融雪期蒸發相對下滲及地面產流可以忽略不計，如果融雪水受土壤中下滲調蓄影響小，則其主要以地面徑流的形成存在，容易發生融雪洪水。如果融雪水受土壤下滲作用調蓄影響較大，一般無融雪性洪水。

2009年3月9日前期，流量幾乎未變，而季節凍土表層濕度3月6日發生了較大的變化，3月9日10 c m處的凍土濕度迅速升高，并一直保持在25%左右。因此，融雪水在3月6日起開始下滲，下滲的融雪水滯留在10 c m土層內，減少了地表徑流，影響著河水的流量變化。此后的融雪過程中，積雪消融，融雪水繼續在10 c m土層內下滲，濕潤鋒面未超越10 c m，濕度的變化只在表層發生。3月11降雪增加了雪深，雪深由原來的9.4 c m升至14.2 c m，在之后的融雪中，雪深變化曲線較平緩。3月17日土壤濕度各層變化較大，而流量出現了整個融雪期的最大峰值109.17 m3／s，峰值過后，出現了46.13 m3／s的第二次洪峰，此后流量趨于基流。因此，融雪期融雪水的下滲，土壤10 c m范圍內的濕度與洪峰具有密切關系，積雪迅速融化，0—10 c m發生顯著消融，20 c m以下未消融形成隔離層，即蓄滿產流發生，徑流產生量與10 c m以下未消融的凍土阻隔入滲有很大的關系，即20 c m及以下的濕度變化會減小洪峰。

由圖6可知，雪深在整個融雪期有三次起伏變化，2010年3月16至3月20日雪深從36.3 c m降至18.8 c m，3月21日至3月27雪深由38.9 c m降至19.1 c m，3月28日之后雪深變化緩慢。洪山水庫流量變化也呈現出相對應的大周期洪峰變化，在第一次洪峰變化中，流量最大值為7.52 m3／s，而在洪峰出現之前，土壤濕度出現了較大的變化，0—40 c m處凍土濕度出現了晝夜周期性變化，凍土各層水分開始下滲。26日至28日的第二個周期洪峰中，流量的峰值為14.23 m3／s，土壤各層也出現了周期性融雪水下滲，融雪水從表層向深層的下滲在一定的程度上削弱了洪峰流量。第三個周期洪峰變化中，融雪水下滲呈現周期性變化，融雪水在土壤中的下滲減少了地面融雪水的產流，從而影響融雪洪水的峰值，最大峰值為23.48 m3／s。

圖6 2010年融雪期積雪深度

對比2009與2010年流量變化可知，融雪水受土壤下滲的調蓄。土壤濕度在10 c m內變化，有利于洪水的形成，而10 c m以下各層土壤濕度的變化，可削弱洪峰、降低峰值。這對于干旱區的洪水預防具有重大的現實意義。

5 結論

（1）季節性凍土受氣溫、地溫和積雪的影響，融雪期季節性凍土從表層向深層依次融化，融雪水的下滲也呈現出從地表向深層下滲的變化規律。

（2）積雪的深度變化及凍土水分的下滲，共同決定了融雪洪水的流量，融雪期融雪洪水的流量持續時間較長，并顯示出明顯的周期性變化。

（3）融雪期10 c m內季節性凍土濕度的變化，會產生較大融雪洪水，而10 c m以下季節性凍土濕度不大，下伏土壤凍層如果形成了阻隔層，其阻隔層離地表越近，洪水洪峰越大，且這一現象十分突出。消除阻隔層后，洪峰變得相對平緩。

［1］ 田華，楊曉丹，張國平，等.2009年3月中旬新疆融雪型洪水氣象成因分析［J］.氣象，2011，37（5）：590-598.

［2］ 傅華，賈麗紅，肖繼東，等.阿克蘇地區庫瑪拉克河流域融雪洪水分型及成因［J］.干旱區研究，2011，28（3）：433-437.

［3］ 吳素芬，劉志輝，邱建華.北疆地區融雪洪水及其前期氣候積雪特征分析［J］.水文，2006，26（6）：84-87.

［4］ 王志杰，迪里木拉提，李從林.天山北麓低山丘陵地區春季融雪洪水的研究：以三工河古河道為例［J］.干旱區地理，2002，25（4）：302-308.

［5］ 仇家琪，徐俊榮，陳亞寧.天山北坡春季雪洪形成的氣候因子分析［J］.干旱區地理，1995，18（1）：43-50.

［6］ 俞永旺，徐冰，白東明，等.天山北坡雀爾溝河春季融雪洪水的成因分析［J］.干旱區研究，1995，12（3）：15-20.

［7］ 梁春成，楊乃康，陳亞寧.天山寧家河春季融雪洪水成因初探［J］.干旱區地理，1993，16（3）：75-79.

［8］ 隗經斌.新疆軍塘湖河典型融雪洪水過程研究［J］.冰川凍土，2006，28（4）：530-534.

［9］ 陸智，劉志輝，閆彥.新疆融雪洪水特征分析及防洪措施研究［J］.水土保持研究，2007，14（6）：256-258，261.

［10］ 魏守忠，常緒正，馬健，等.影響三工河干溝春季融雪洪水發生的氣象因素［J］.干旱區研究，2005，22（4）：476-480.

［11］ 劉艷，李楊，張璞.瑪納斯河流域融雪徑流與積雪—氣象因子分析［J］.水土保持研究，2010，17（2）：145-149.

［12］ 房世峰.基于“3S”技術的分布式融雪徑流模型的設計和應用［D］.烏魯木齊：新疆大學，2007.

［13］ 秦艷.WRF與干旱區分布式融雪徑流模型的耦合及應用研究［D］.烏魯木齊：新疆大學，2009.

［14］ 喬鵬，秦艷，劉志輝.基于能量平衡的分布式融雪徑流模型［J］.水文，2011，31（3）：22-27.

［15］ 房世峰，裴歡，劉志輝，等.遙感和GIS支持下的分布式融雪徑流過程模擬研究［J］.遙感學報，2008，12（4）：655-672.

［16］ 裴歡，房世峰，劉志輝，等.分布式融雪徑流模型的設計及應用［J］.資源科學，2008，30（3）：454-459.

［17］ 徐學祖.凍土分類現狀及建議［J］.冰川凍土，1994，16（3）：193-201.

［18］ 戴長雷，孫思淼，葉勇.高寒區土壤包氣帶融雪入滲特征及其影響因素分析［J］.水土保持研究，2010，17（3）：269-272.

［19］ 王愛娟，張平倉.水土保持措施對小流域洪水過程的影響研究［J］.水土保持研究，2008，15（6）：18-20.