青藏高原高寒地区冻土与植被耦合作用的模拟研究

青藏高原高寒地区冻土与植被耦合作用的模拟研究

0冻土生态发展趋势冷土、寒冷草和草地生态系统是冷气候条件的主要特征。另一方面，土壤的冻容过程改变了地表、植物和气候之间的感热、潜热、变量交换和长波辐射对区域气候的影响。另一方面，改变土壤本身的水-地质量，直接影响水分的流动过程。相反，气候变化也可以导致土壤冻容过程的变化。因此，对了解气候变化，特别是对研究区气候变化和区域环境变化具有重要意义。全球气候变化对地球上许多地区的自然生态系统已经产生了明显影响,如植被群落结构与组成变化、生物生产力以及生物多样性改变.青藏高原是气候变化敏感区,受冻土影响下的寒冻生态系统对全球变化十分敏感.随着全球气候的不断变暖,一些敏感的地球环境组分如冰川、冻土将发生明显变化,并由此导致高寒生态系统加速退化,寒冻生态系统的退化将直接导致区域土壤性质发生剧烈改变,形成巨大的水分和土壤CO2循环效应,将对青藏高原及其整个地球系统可能产生深刻影响.越来越多的研究开始关注青藏高原冻土地区冻土在水-热循环变化中所起的关键作用,经过GAME/Tibet试验计划的执行,对高原面上水-热通量、区域模式基础上的水-热平衡及其随气候条件变化等问题有了深入研究.但是,由于冻土对气候环境变化的高度敏感性,使得冻土地区地表水-热过程极其复杂,加上迄今为止,对于冻土地区土壤水分分布与变化及其对冻土区特殊的植被-土壤-大气间水循环的影响研究较少,故对于冻土区特殊的冻土-植被-水分之间的相互耦合机制知之较少.在青藏高原的一些研究表明,冻土与植被之间具有十分密切的相关关系,且认为青藏高原冻土退化是引发植被系统发生显著改变的原因.本文研究的主要目的就是揭示冻土地区高寒草甸草地生态系统在冻融过程中的能量转换及其土壤水-热动态变化的基本特征,通过对不同植被覆盖变化下,土壤水分随冻土环境变化的观测,利用SHAW模式分析冻土地区典型植被退化后土壤水分运移变化规律,进一步得出高寒草甸草地生态系统对区域能量-水文循环的可能影响.1研究区域和方法1.1草地覆盖度与观测数据研究区域选择在青藏高原多年冻土分布区的风火山左冒孔流域内(34°40′~34°48′N;92°50′~93°03′E;海拔4510~4723m),研究区内冻土极为发育.年平均气温为-5.2℃,极端最高气温24.7℃,极端最低气温-45.2℃;年均降水量248.5~290.9mm,年均蒸发量1316.9~1638.9mm,相对湿度平均为57%.植被群落类型为高寒嵩草草甸,优势建群种为矮嵩草(Kobresiahumilis),区域内根据不同退化程度,草甸植被覆盖度可划分为90%、60%和30%三种,分别对应未退化草地、中度退化草地和严重退化草地,其中严重退化草地优势建群种由矮嵩草演变为羊茅(Festucasp.)、早熟禾(Poaspp.).观测数据主要包括作为陆面过程模型边界条件的大气驱动数据\_\_气温、相对湿度、降水、太阳辐射(图1);模型运行所需的地表参数.土壤剖面选取90%、60%和30%三种草甸植被覆盖度下20cm、40cm、65cm和120cm深度的土壤水分,及其在对应点以及100cm和150cm深度的地温(冻土深度的计算采用地温内差的方法).研究时段选取从2005年6月1日到2006年6月1日.土壤水分测定:土壤水分测定选择采用Thetaprobe土壤水分探头的FDR土壤水分测定仪(荷兰Eijkelkamp公司),其工作原理是采用频域技术原理测量含水量体积百分比,测量电介质常数的改变,并转换为毫伏信号反应土壤含水量,测定精度在±2%.在实际观测之前,对FDR进行率定.土壤温度测定:采用热敏电阻测定原理的冻土地温测定仪,由冻土工程国家重点实验室研制,已成功在青藏高原使用20余年,测定范围-40~50℃,精度达到±0.02℃.气候因子观测:在观测试验区域建立了移动式小型气象站,主要观测项目有气温(1.2m)、降水、风速与风向、辐射等.模式参数测算:包括土壤参数和植被参数两部分.土壤参数包括干容重(环刀法),土壤的饱和水势(张力入渗仪),饱和水力传导系数(利用土壤颗粒级配计算);植被参数包括植被高度,植被叶尺寸,干生物量,有效根深(现场测量得到),叶面积(取单位面积草样,利用LAI300扫描草样的叶面积),草地反照率和干土反照率查文献得到.1.2力学模式lg本文采用考虑冻融过程的陆面过程模式\_\_SHAW作为水-热耦合的动力学模式,它不同于其它陆面过程模型的突出特点是,除了考虑植被冠层、积雪及土壤分层外,还考虑了枯枝落叶层对土壤冻融的影响,可以准确预测土壤的冻结/融化过程,适用于寒区土壤在冻融过程中的水-热传输模拟.2土壤水分变化选取植被盖度为60%的土壤水分剖面每天1次的观测数据,作为试验参数验证和验证SHAW模型在高寒地区的适用性的依据.模型运行的地表参数\_\_土壤和植被参数分别见表1和表2).模型计算结果和观测结果的对比如图2所示:从观测和模拟结果分析可以得到,冻土活动层土壤水分的年内分布变化随温度具有明显的4个阶段:1)土壤冻结发生期:研究区域在9月下旬开始至11月上旬活动层发生冻结,土壤水分从25%~35%降至7%~13%;2)土壤完全冻结期:从11月中旬直至次年3月下旬,土壤处于完全冻结状态,可测定的水分含量保持在相对恒定的7%~12%水平;3)土壤融化发生期:从每年的4月上旬开始至5月上旬,土壤含水量从冻结期相对稳定的低值逐渐融升到年内夏初峰值,一般65cm深度内土壤含水量达到25%~30%;4)活动层土壤完全融化期:6月上旬到9月下旬,120cm深度活动层土壤处于完全融化状态,受植被生长期对水分循环的影响,土壤水分分布处于另一个相对稳定的阶段,土壤水分含量一般介于20%~35%.验证选择对应4个时期不同深度土壤含水量模拟的NASH系数,如表3所示.从模拟的不同深度土壤含水量NASH系数说明,SHAW模型能够较为准确的模拟高寒地区草地覆盖条件下的土壤水-热耦合及冻结、融化的全过程.3结果与讨论通过应用在研究区参数验证后的SHAW模型去分析土壤冻融过程对地表-植被-大气三者之间能量-水分循环的影响.3.1不同覆盖度草地能量平衡的变化以中等退化草地生态系统为例,通过模式的输出,分析高寒草甸生态系统的能量平衡.从图3和图4可以得到,高原近地大气辐射能量组分随季节变化显著,感热通量(H)在2月下旬开始随净辐射Rn明显增加,而在5月上旬开始降低(尽管净辐射在增加),直到12月下旬达到极小值.并且,在6月、7月H/Rn<LE/Rn,因为大部分能量在此期间用于植被蒸腾和地表水分蒸发,8月上旬到10月下旬感热变化相对平缓,期间H/Rn逐渐大于LE/Rn;潜热LE在3月上旬开始增加,7月达到最大值.因为地表植被覆盖度在7月最大且地表土壤含水量随着降雨而变大,当10月中旬土壤表层开始冻结,潜热突然减少;地热通量G在3.0~-3.0MJ·m-2·d-1变化,在2月下旬地热由负值变为正值且开始逐渐升高,说明2月下旬土壤开始吸热,冻土开始融化.在5月下旬和6月上旬植被覆盖度不大且太阳辐射较大的期间达到最大值,然后开始逐渐降低,直到9月下旬降到负值,也同样说明土壤开始放热冻结,12月到次年1月期间地热通量有明显减少的趋势,说明土壤冻结速率变快.为了更进一步说明不同植被覆盖对季节性陆面能量交换的影响,我们采用β(H/LE)-波文比把研究时段分为生长前期(1<β≤3)、生长期(β≤1)、生长后期(1<β≤3)和冻结期(3<β≤5)4个阶段(图5),分别计算未退化、中等退化、严重退化的草地能量平衡(表4).3.2不同植被覆盖度对冻融特性的影响由于影响地-气能量组分季节变化的主要因素除了地表生态系统外,另一个主要因素是土壤水分.考虑气候变暖引起冻土消融、植被退化过程,及其土壤性质的变化对含水量的影响,我们观测、分析了不同植被盖度条件下冻融响应过程及其对水分运移的影响.土壤冻结和融化过程的土壤水-热变化,受植被覆盖变化的影响十分显著.为了客观揭示冻土地区土壤水分在冻融过程中对温度和植被覆盖变化协同响应的基本规律,我们利用SHAW模型进一步分析了不同植被覆盖度条件下土壤的冻结和融化响应.3.2.1不同覆盖度草地土壤水分变化特征利用模式对不同植被覆盖度下,研究区域土壤冻融发生的水分响应进行分析,结果表现在冻结阶段,不同植被覆盖下不同深度土壤水分的变化具有明显不同表现(图6).在水分冻结响应时间上,30%覆盖度草地表层土壤在10月初就开始冻结(20cm土壤开始冻结),冻结响应时间较短,冻结速率较大(土壤含冰量上升阶段曲线较陡),而高覆盖度草地表层土壤冻结开始于10月下旬,冻结响应时间相对较长,冻结速率较低(土壤含冰量上升阶段曲线较缓).说明地表草地植被导热系数相对较低,覆盖度越高的草地,表层土壤冻结响应愈加滞后,响应速度愈加缓慢,90%覆盖度草地土壤发生冻结要比30%覆盖度土壤晚将近半月.随深度增加,土壤冻结时间随之延后,但不同植被覆盖下土壤冻结时间差随深度增加逐渐减小.分析因为30%覆盖度草地冻结后土壤表层含冰量为16%~19%,90%覆盖度草地冻结后土壤表层含冰量为20%~25%.土壤表层冻结后,覆盖度大的草地含冰量较高,冰的导热系数大于水,含冰量较高的土壤导热系数大,弥补了地表植被隔热的现象.在融化阶段,土壤3月下旬开始逐渐融升,完全解冻发生在5月中旬.同一覆盖度草地,120cm深度,土壤开始融升时间比表层土壤滞后将近1个月时间.不同覆盖度草地土壤开始融升的时间差异较大,30%覆盖度草地表层土壤水分开始融升的时间比60%覆盖度草地提前4~5d,比90%覆盖度草地提前6~7d.表现出明显的覆盖度越高,草地土壤水分融升越加滞后的规律.从模式输出的不同覆盖度草地土壤垂直剖面水分相变量(土壤含冰量)的变化来看(图7):覆盖度90%的草地表层土壤完全冻结含冰量较高;40cm深度,草地盖度90%的土壤水分相变量反而最低,草地盖度60%的土壤水分相变量最高;65cm深度,草地盖度60%的土壤水分与草地盖度30%的土壤水分相变量基本相同,90%的土壤水分相变量还是最低;120cm,不同覆盖度土壤水分相变量趋于一致,且覆盖度高的草地土壤水分相变量达到最大的时间较覆盖度低的草地晚.从以上现象说明土壤冻结过程对上部根系层土壤水分再分布扰动较大,对深部土壤水分扰动较小.上部土壤水分在地表冻结过程中水势逐渐由负值升为0,土壤在变化了的水势梯度作用下向上运动,由于植被覆盖、土壤水势变化、土壤根系层质地松散度等综合因素,不同深度的土壤未冻水量在冻结过程中的运移量不同,进而造成不同深度土壤水分相变量的不同,总体规律为植被盖度越高的草地土壤冻结过程中向上运移的水量较多,40~65cm深度草地盖度90%的土壤水分明显向上运移,65cm深度草地盖度60%的土壤水分也发生明显向上运移.随着深度的增加植被对土壤水分的相变量的影响越来越小.3.2.2地表覆盖厚度对土壤水分的影响为进一步揭示土壤剖面冻结过程中水分的运动规律,利用模式分析了不同覆盖度草地条件下土壤不同深度水分的迁移变化(图8).从图8可以得到:1)土壤剖面冻结时,各层土壤水分相继由重力势控制、向下运移(流量为正向)转变为由基质势梯度控制、向上运移(流量为负),当土壤完全冻结时土壤层间流量变为零;2)低覆盖度的土壤在65cm深度内的水分迁移速率较高覆盖土壤大,但地表覆盖越低的各层土壤,冻结历时越短,土壤完全冻结时间越早;3)20~65cm土壤水分在冻结时期主要是向上运动,深部120cm土壤冻结期间主要是向下运动,形成了土壤在冻结过程中水分向上下两个方向分异汇聚的特点.3.3土壤冻结反应主要表现为感热、潜热组分的季节动态青藏高原多年冻土区典型高寒草甸草地生态系统在全球变暖气候条件下会发生怎样的变化,高寒草甸草地的退化对青藏高原地区能量-水文循环及其活动层土壤水分分布与动态变化的可能影响如何.为了试图回答这些问题,我们通过在青藏高原多年冻土分布区的风火山左冒孔流域内做了相关气象及其土壤变量的观测,并且对不同退化程度的草甸草地土壤剖面水分进行了观测和模拟计算.揭示了高寒草甸草地生态系统对区域能量-水文循环具有一些明显的规律性:(1)青藏高原地气间的能量交换成明显的季节性变化,主要受冻土、植被生长和地表土壤含水量的影响.冻土期间,70%的净辐射转化为感热;非冻土期间感热、潜热组分随着植被生长、土壤表层含水量的变化呈现季节性,表现为潜热和植被生长,土壤含水量成正相关,潜热增大,感热相对减小.地表热通量变化范围在-3.0~3.0MJ·m-2·d-1之间,土壤冻结期,土壤内部向近地面放热,地表热通量为负值,初春土壤开始吸热,冻土渐渐融化,地表热通量变为正值.(2)在土壤冻结过程,植被覆盖