2023, Vol. 55
2. 中国科学院大学, 北京 100049
国际冻土协会(International Permafrost Association, IPA) 将多年冻土定义为温度在0 ℃或低于0 ℃至少连续存在两年的岩土层[1]，广泛分布于高纬度和高海拔地区。我国多年冻土面积约为1.59×106 km2，仅次于俄罗斯和加拿大，是世界第三大多年冻土国[2]。东北多年冻土是我国第二大多年冻土分布区，也是我国唯一的高纬多年冻土区，主要发育“兴安-贝加尔型”冻土。东北北部处于欧亚大陆多年冻土区南缘，冻土热稳定性差，对气候变暖的敏感性强[3-6]。北方林是地球上第二大陆地生物群区，其向南延伸到我国大兴安岭北部，即寒温带针叶林，是我国重要的碳汇区[7]。
冻融是由于季节或昼夜热量变化在表土及以下一定深度形成的反复冻结–解冻的土壤物理过程，这种现象在高纬度和高海拔地带低温生态系统非常普遍[8]。受气温升高的影响，东北多年冻土呈现区域性退化趋势，主要表现为：冻土活动层增厚、地温升高、厚度减薄、融区扩大、面积减小等[3, 9]。其中，多年冻土面积缩减速率达到每10年3.6×104 km2[6]。王宁等[10]利用黑龙江省32个气象站冻土和气温观测数据研究表明，近50 a黑龙江省冻土厚度以0.53 cm/a的速率下降，冻土厚度减少了12.86 cm。冻融变化会对生物地球化学循环[9, 11-12]、生态环境[13-14]、工程建筑和道路基础设施[9]等产生重要影响。在一些寒冷的北方林中甚至会导致生态系统碳源汇功能的转变[15]。因此，为科学评估碳的源汇效应、生态与环境安全，以及更好地服务于寒区工程建设和维护，迫切需要深入了解东北多年冻土冻融变化特征。
目前，有关冻融变化的研究主要集中在青藏高原地区[16-19]。东北地区曾是我国冻土学学者早期研究最为深入的地区之一，但是其在全球变化研究兴起后的30 a内基本没有大的投入，对于冻土地温、积雪等方面的监测较少[20]，仅有少数研究基于气象台站数据分析了空气和地表冻融变化特征[5, 21-22]。然而，气象台站通常建于城镇周边空旷地段，与林内小气候存在较大差异[23]，很难真实反映野外自然条件下森林生态系统冻融变化特征。
因此，本文以大兴安岭北部呼中自然保护区寒温带针叶林为研究对象，利用2009—2019年半小时观测频率的表层土壤温度数据，结合2009—2019年中国雪深长时间序列数据集积雪数据，分析近10 a来大兴安岭林区表层土壤小时、日和季节尺度冻融变化特征，为深入理解和评估大兴安岭多年冻土区对气候变化的响应、制定适宜的气候变化对策提供参考依据。
1 材料与方法 1.1 研究区概况呼中林区位于我国黑龙江省大兴安岭伊勒呼里山北坡，呼玛河中上游地区，地貌类型为大兴安岭北部石质中低山山地，坡度平缓，一般在15°以下，海拔多在500 ~ 1 000 m。本研究地点在呼中自然保护区内北方林生态系统定位研究站(51° 47′ N，123° 01′ E，海拔773 m)。冬季寒冷漫长且大量积雪，夏季短暂且降水集中，属于高纬度寒温带大陆性季风气候。年平均气温为–3.6 ℃，在–2.1 ~ –5.4 ℃波动，最低气温可达–49.2 ℃，年平均降水量为487 mm(来源于中国气象数据网(http://data.cma.cn/)，1974—2019年呼中气象站)。地带性植被类型为以兴安落叶松(Larix gmelinii)为单优势种的寒温带明亮针叶林，混有少量白桦(Betula platyphylla)，密度为每公顷1 590株，平均胸径12.4 cm，平均树高14.0 m。
1.2 资料来源2009—2019年0 cm地表土壤温度(107L，Campbell Scientific Inc., USA)和2.0 m空气温度(HMP45C, Vaisala, Finland)，分别通过CR23XTD和CR3000数据采集器(Campbell Scientific Inc., USA)每30 min自动记录一次。观测期间2012年9月1日至2013年5月18日由于仪器故障土温数据缺失，即2012年秋季冻结过程期和2013年春季融化过程期数据缺失。因此，共包括10 a春季融化过程期和10 a秋季冻结过程期。2009—2019年积雪数据源自中国雪深长时间序列数据集(http://data.tpdc.ac.cn/zh-hans/data/df40346a-0202-4ed2-bb07-b65dfcda9368/[24])，为逐日观测数据，根据呼中北方林生态系统定位研究站地理坐标将数据进行提取整理。
1.3 冻融特征参数定义本研究土壤冻融特征主要包括冻融循环次数和天数、冻融开始和结束时间、冻融期持续时间、冻融循环变动幅度(即最高温与最低温差值)等方面。关于冻融循环定义，在不考虑土壤盐分、质地等对土壤冻结点的影响下，大部分学者以0 ℃作为阈值，当日最高土壤温度≤0 ℃时，认为土壤完全冻结；当日最低土壤温度 > 0 ℃时，认为土壤完全消融。当土壤温度日最高值> 0 ℃且日最低值< 0 ℃时，认为存在日冻融循环(即夜间冻结，白天消融)，日冻融循环阶段包括春季融化过程期和秋季冻结过程期[16-19, 25-27]。为了合理地确定不同冻融状态的起始日，按照这个划分标准，通常将连续发生3 d的第一天定义为每个阶段的起始日[28-29]。同样，将积雪出现连续3 d的第一天记作积雪开始日，积雪连续3 d为0的前一天记作积雪结束日。
本研究土壤温度数据观测频率为0.5 h，除了冻融循环天数，也可以通过冻融循环次数描述冻融变化特征。为了减少测量中不确定性的影响，通常将春季融化过程期土壤温度低于0 ℃持续至少3 h，随后回升到0 ℃以上持续至少3 h，或秋季冻结过程期土壤温度高于0 ℃持续至少3 h，随后跌至0 ℃以下持续至少3 h的土温动态过程记作一次冻融循环[29-33]。冻融循环幅度为每次冻融循环最高温与最低温差值[27]。
2 结果与分析 2.1 基于小时数据冻融循环特征图 1给出了2009—2019年冻融期寒温带针叶林内表层土壤温度与气温关系，均为0.5 h尺度数据，气温变动幅度(–20.9 ~ 30.5 ℃)远大于表层土温(–7.7 ~ 18.2 ℃)，二者呈显著的正相关关系，R2达到0.59。以下研究主要针对表层土壤冻融循环特征进行分析。
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图 1 2009—2019年冻融期表层土壤温度与气温关系 Fig. 1 Relationship between topsoil temperature and air temperature during freezing-thawing period from 2009 to 2019 |
由图 2A可以看出春季融化过程期每次融化开始时间在5:00—15:30，大部分开始时间发生在9:30—13:00，约占70%，其中9:30开始时间所占比例最大(13.7%)。融化期每次融化时长在0.5 ~ 21.0 h，融化时长出现最多的时段为7.0 ~ 18.5 h，所占比例为84.1%(图 2C)。秋季冻结过程期每次冻结开始时间在15:30—6:30均有发生，相比春季融化开始时间较分散，其中18:00(9.4%)、23:30(8.2%)所占比例较高(图 2B)。冻结过程期每次冻结时长在1.5 ~ 21.5 h，主要集中在9.0 ~ 21.5 h，所占比例达到79.3%(图 2D)。由图 2E可以看出，融化期冻融循环变动幅度在0 ~ 20.0 ℃，大部分变幅在2.6 ~ 12.5 ℃，约占85%，其中变幅在7.6 ~ 10.0 ℃所占比例最大(27.5%)。与融化期相比，冻结期冻融循环变动幅度更大，在0 ~ 25.0 ℃，冻结期大部分土温变幅在2.6 ~ 15.0 ℃，约占84%，其中变幅在7.6 ~ 10.0 ℃所占比例最大(23%) (图 2F)。
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图 2 2009—2019年表层土壤融化期每次融化开始时间(A)、融化时长(C)、变动幅度(E)和冻结期每次冻结开始时间(B)、冻结时长(D)、变动幅度(F)出现频次 Fig. 2 Frequency of onset time (A, B), duration (C, D) and fluctuation (E, F) of each thawing process in thawing period and each freezing process in freezing period from 2009 to 2019 |
图 3A为2009—2019年积雪结束及表层土壤融化过程起始与结束日期变化曲线。从中可以看出，春季冻融循环在4月中下旬开始发生，除2014年(4月10日) 和2012年(4月17日)外，其他年份大多发生在4月25日左右。春季冻融循环结束日期在5月9日至5月24日之间，大部分5月中旬结束。春季融化过程开始日期与积雪结束日期基本吻合，即整个融化过程期基本没有积雪覆盖，说明春季积雪完全消融代表融化过程期开始。
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图 3 2009—2019年表层土壤融化过程(A)和冻结过程(B)开始与结束日期 Fig. 3 Start and end dates of topsoil thawing (A) and freezing(B) process from 2009 to 2019 |
图 3B为2009—2019年积雪开始及表层土壤冻结过程起始与结束日期变化曲线。秋季冻融循环开始日期在9月9日至10月6日之间，大部分发生在9月25日左右；结束日期在10月10日至10月25日之间，大部分在10月15日左右结束。另外，积雪开始日均发生在冻结期结束之后，在冻结过程期没有积雪覆盖。冻结期结束日和积雪开始日在2013年(25 d)和2015年(18 d)相差最大，其次为2010年、2018年、2016年和2019年(7 ~ 10 d)，其他年份仅相差2 ~ 3 d。
2.3 冻融循环天数与次数由于计算方法的不同，冻融循环天数与次数略有差异(图 4)。对于冻融循环天数，2009—2019年春季融化过程期为14 ~ 30 d(平均21 d)，秋季冻结过程期为10 ~ 31 d(平均19 d)。春季融化过程期大于秋季冻结过程期的有4 a (相差4 ~ 12 d)，小于的有3 a (相差4 ~ 9 d)，其他2 a相近。对于冻融循环次数，春季融化过程期发生16 ~ 28次(平均20次)，秋季冻结过程期为9 ~ 28次(平均18次)，春季融化过程期大于秋季冻结过程期的有5 a (相差3 ~ 8次)，小于的有2 a (相差6 ~ 7次)，其他2 a相近。从全年来看，2009—2019年每年发生冻融循环25 ~ 52次(平均39次)，每年冻融天数为24 ~ 58 d (平均41 d)(图 4C)。
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图 4 2009—2019年春季融化过程期(A)、秋季冻结过程期(B)、全年(C)表层土壤冻融天数与次数 Fig. 4 Days and frequencies of freezing-thawing cycles in topsoil during thawing process (A), freezing process (B), and whole year (C) from 2009 to 2019 |
土壤温度随气温发生周期性波动，且随土层深度增加变幅减小[17]。因此，土壤冻融循环次数随着土层深度增加而逐渐减少[16, 25, 27, 34]。表层土壤发生冻融循环频次最高，同时也是地气相互作用过程中最为关键的界面层，常被用作冻融变化相关研究的参考指标[5, 16, 22, 30-33]。因此，本文主要围绕表层土壤冻融特征开展研究。
黑龙江帽儿山森林表层冻融循环次数为73次[32]；科尔沁沙地表层冻融循环次数平均100次[27]；青藏高原那曲附近高寒草甸1 cm深度冻融循环天数约为200 d[16]；本研究大兴安岭多年冻土区表层冻融循环次数和天数分别为25 ~ 52次(平均39次)和24 ~ 58 d (平均41 d)，远低于上述观测区域。除了纬度、海拔不同外，还可能与下垫面状况(植被、积雪等)有关。Guo等[35]对多年冻土区南缘的我国内蒙古东北部和俄罗斯西伯利亚南部研究也发现，草原冻融循环天数高于森林。
已有研究表明春季融化期发生冻融循环多于秋季冻结期，如青藏高原多年冻土区分别为40 d和21 d[18]，24 d和10 d[36]、17 ~ 22 d和2 ~ 3 d[37]；科尔沁沙地分别为60次和40次[27]。刘帅等[25]对蒙古高原中部草原研究则表明，秋季冻结期(28 d)多于春季融化期(12 d)。本研究大兴安岭多年冻土区春季融化期大部分年份在4月25日左右开始，5月中旬结束；秋季冻结期大多在9月25日左右开始，10月中旬结束。春季融化过程期平均冻融循环天数或次数分别为21 d或20次，秋季冻结过程期分别为19 d或18次，尽管也表现出春季多于秋季，但两个阶段相差并不大(2 d或2次)，2009—2019年观测期内大于、小于和相近的年份均有出现。
气温、积雪等地面条件的变化可改变地表冻融过程的频率[38]。本研究春季融化过程开始时间与积雪结束时间基本吻合，而积雪开始时间均发生在秋季冻结期结束之后，因此，大兴安岭北部多年冻土区两个冻融期很少有积雪覆盖，冻融循环主要受气温影响。而其他地区研究表明积雪覆盖下仍有冻融循环发生[29, 32, 34]，已有研究通常采用控制积雪厚度来调控冻融作用[31-33]，可能在该地区并不适用。本研究仅对比了近十年来呼中自然保护区寒温带针叶林冻融和积雪的开始与结束日期，未来还需要更长时间序列和更多数据揭示大兴安岭多年冻土区积雪覆盖持续时间、厚度变化等与冻融过程的关系。
4 结论我国大兴安岭北部多年冻土区近十年来土壤冻融特征表现为：
1) 春季融化过程期每次融化开始时间集中发生在9:30—13:00，融化持续时长大多在7.0 ~ 18.5 h；秋季冻结期每次冻结开始时间比较分散，在15:30 ~ 6:30均有发生，冻结持续时长大多在9.0 ~ 21.5 h。
2) 融化期和冻结期冻融循环变动幅度主要在2.6 ~ 12.5 ℃和2.6 ~ 15.0 ℃，约占85%。
3) 春季融化期主要发生在4月中下旬至5月中旬，秋季冻结期主要发生在9月中下旬至10月中旬，平均每年发生冻融41 d，变动于24 ~ 58 d。
4) 积雪结束时间与融化过程开始时间基本吻合，而积雪开始时间均发生在冻结期结束之后，两个冻融期很少有积雪覆盖，因此该区域冻融循环主要受气温影响。
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