青藏高原风火山地区活动层水热状况及冻结层上水动态变化模拟

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多年冻土区活动层水热状况及地-气系统间能水交换与植被覆盖变化之间的关系在研究寒区陆面过程和高寒生态系统对气候变化的响应中扮演着重要的角色。青藏高原生态环境脆弱,作为全球气候变化的指示器与放大器,在气候变暖与人类活动双重影响下,高原上多年冻土逐渐融化、植被不断退化等,改变了活动层内部的水热耦合模式,导致区域的水文循环过程发生了变化,如地下水流量、径流产生过程等,同时也改变了地-气系统之间的能水循环模式,而这些变化反过来又会影响多年冻土及活动层内部的水热状况。如何定性、定量的研究植被覆盖变化对活动层水热状况以及地表能水循环的影响成为了寒区陆面过程研究的重点和难点问题。此外,以往的研究在模拟、预测多年冻土分布与变化时,常常忽略地下水流与多年冻土之间的相互作用与影响,仅考虑垂向上的热传导及水分入渗过程,从而影响到多年冻土及活动层内部热状况模拟结果的准确性与可信度。针对上述问题:一、利用SHAW(Simultaneous Heat and Water)模型模拟了青藏高原腹地风火山地区的一处高寒草甸点的土壤温湿度的动态变化过程。土壤温度方面,各深度纳什效率系数在0.89~0.99之间;土壤水分方面,各深度纳什效率系数在0.62~0.78之间,模拟值与实测值较为吻合。基于已验证的模型,通过改变植被输入参数中的叶面积指数(LAI),保持其它参数不变,模拟了植被冠层变化条件下研究点地表能水交换与活动层内部的水热动态的变化,并量化分析了冠层变化对上述过程的影响。结果表明:(1)在季风活动和冻融过程的影响下,青藏高原多年冻土区地表能量收支具有明显的季节性变化特征。本研究区,净辐射(Rn)、潜热(LE)及感热通量(H)均表现为随LAI的增加而增加,这主要是由于植被和土壤反照率的差异以及植被变化引起的土壤水热性质的变化所致,而地表热通量(G0)则与LAI呈负相关关系,这表明植被的存在将有利于维持下覆多年冻土的热稳定性,从而起到保护多年冻土的作用。(2)当LAI增大100%时,年总蒸散发量(Etotal)与植被蒸腾量(Etrans)分别增加了 10%、22%;当LAI减小100%(裸土)时,Etotat与Etrans分别减少了14%、100%,且Etrans与LAI之间存在一种对数函数关系。然而,年土壤蒸发量(Esoil)和浅层(0.2m,θ0.2)土壤含水率则表现为随LAI的增加而减小,植被冠层通过改变蒸散发过程,与土壤水分之间建立了一种负反馈关系,并且在本研究区,仅当LAI降至当今水平下的50%时,植被冠层才开始显著影响土壤蒸发过程。(3)土壤温湿度模拟结果表明,较好的植被条件有利于维持下覆多年冻土的热稳定性。随着叶面积指数的增大,土壤冰的起始融化时间逐渐提前,融化速率也逐渐增大,这将导致冻结层上水的出现时间提前,进而影响到研究区的径流形成过程。二、利用地下水流和能量传输模型FEFLOW(Finite element subsurface FLOW system),根据是否考虑侧向地下水流(冻结层上水),设定有/无地下水流情景,并模拟了两情景下活动层内部地温的年内变化过程,通过对比,分析了冻结层上水对活动层内部热状况的影响以及冻结层上水的年内动态变化特征,并通过设定不同的升温情景,分析了冻结层上水对气候变暖的响应。结果表明:(1)尽管地下水流动过程中对流传热对活动成内部地温的影响较小,但累积的微小影响可以显著的改变活动层内部的冻融动态,特别是对于融化过程,有水流情景模拟的各深度土壤融化时间普遍早于无水流情景,0.2 m处两情景模拟的起始融化时间差为3天,并在1.6 m处达到33天。此外,有水流情景模拟的活动层厚度比无水流情景大0.23 m,并且两情景模拟的活动层厚度的差异随上边界温度的升高而增大,当上边界温度升高3℃后,活动层厚度的差异增至0.37 m。(2)地下水流排泄量也随温度升高呈增大趋势,特别是对于冬季最小流量,其增大幅度为秋季最大流量的1.75倍。升温情境下,冬季最小流量与秋季最大流量增大速率的差异,将导致地下水流的年内变幅的减小,可视为早期多年冻土退化的标志。综上,活动层内部冻融特征以及地下水流对气候变暖的响应,表明多年冻土退化与地下水流之间存在一种正反馈循环。综合活动层内部冻融特征以及地下水流对气候变暖的响应,发现气候变暖背景下,多年冻土退化与地下水流之间存在一种正反馈循环。本研究量化了植被冠层变化对多年冻土区地表和地下水热过程的影响,并探究分析了冻结层上水的对活动层内部热状况的影响及其本身对气候变暖的响应,这将有助于更加全面、精确的预测全球变暖背景下,植被退化对多年冻土区能水交换的影响,以及多年冻土退化与地下水流之间的相互作用与影响。
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