染料示踪实验

最后更新于2023年3月1日星期三|积雪

在本节中，总结了汉尼加尔普染料示踪剂实验的观察结果。在大多数挖掘剖面中观察到的染色水流路径表现出明显的不均匀模式。在土壤表面形成了明显的优先流指，并向下延伸到略粗的40-80厘米土层，就在基岩上方，在那里水得以扩散。根据我们的观察，土壤表面疏水，有小蚂蚁通道和植物

2000/01冬(无霜冻)2001/02冬(有霜冻)

图7.8 2001年春季和2002年春季在汉尼加尔普挖掘的所有剖面用染料示踪剂染色的像素面积覆盖深度剖面:一个是开始后不久的日期，另一个是融雪的最后阶段。同一日期的连续剖面相互叠加

染料示踪剂面积覆盖率(-)染料示踪剂面积覆盖率(-)

图7.9 (a) 2002年3月16日挖掘的土壤剖面图像，显示渗入的融水集中在冻土上方25厘米处。(b) 2002年春季，由于融化和再冻结，土壤表面形成了薄冰层

图7.9 (a) 2002年3月16日挖掘的土壤剖面图像，显示渗入的融水集中在冻土上方25厘米处。(b) 2002年春季，土壤表面因根的融化和再冻结而形成的薄冰层是优先水流的主要成因。在2000/01冬季，最上层土层的覆盖面积不超过50%(图7.8)。在第一个冬天(没有土壤结霜)，我们没有注意到任何深度都有水流受阻的迹象。在融雪结束的时候，染色的渗透锋面在剖面中进一步向下渗透。

在第二个冬天(大量的土壤霜冻深达50厘米)，第一次融雪产生了略有不同的渗透模式:污浊的水集中在顶部25厘米，受到下面冻土层的阻碍(图7.9)。然而，在春天的过程中，污浊的水向下渗透，尽管土壤霜持续到融雪结束。与前一年类似，优先流道在剖面上部形成，并在较粗的底土材料中扩散。虽然染色剖面清楚地显示了大量的渗透和通过冻土的渗透，但我们也发现了实验场地下坡10至20米大量的来自横向地表径流的染色水。更仔细的检查证实，土壤表面的薄冰层(参见前一节)引发了地表径流。通过我们的示踪剂实验，我们能够确认这一层，尽管其厚度相对较薄(<5cm)(图7.9)。

综上所述，只有在融雪的第一阶段才观察到冻土的阻碍作用。然而，对于Hannigalp的特定土壤，大部分融水能够渗透到冻土中。比冻土本身更碍事的是在地表上形成的基底冰层。

7.4季节性土壤霜冻对融雪时含水层补给的大尺度影响

利用校正后的coup模型，我们模拟了每个高程带30年的周期。将1600米的模拟雪深与Grachen的实测雪深进行了比较(图7.10)。模型对雪深的再现基本令人满意(决定系数R2 = 0.84)。特别是，雪期开始和结束的时间很好。主要的差异是在1月和2月，当时的积雪深度被模型低估了。造成这种错误的原因有两方面。一方面，气象资料中应用的日分辨率低估了融雪量，这是由于日间大气与积雪之间的温度梯度趋于平滑。另一方面，Grachen的太阳辐射不是直接测量的，而是根据云量估计的，在冬季可能被低估了，因为山区地形复杂，而且相对较低太阳的位置在那个纬度的天空中。

在这些模型模拟的基础上，我们将每个冬季分为“冻结”(>80%的区域融雪期间土壤结霜相当多)、“部分冻结”或“未冻结”(>80%的区域融雪期间没有土壤结霜)。自1992年开始测量地下水位高程以来，有3个冬季为“冻结”(1996 = 1995/96、1998和2002年冬季)，5个冬季为“未冻结”(1993、1995、1997、2000、2001)，2个冬季为“部分冻结”(1994、1999)。

对于每个冬季，我们比较了融雪期间的地下水位上升与累积的冬季降水(表示为区域平均值)雪水当量在融雪开始时)(图7.11)。通常从4月开始到6月底结束的8 ~ 12 m的大水位上升可以作为含水层补给的一个指标，忽略了地质或地形对补给的影响。

在三个“冰冻”冬季(小于8米)，上升幅度最小。这些冬季的特征是整个冬季都有浅层积雪，导致每个海拔高度上都有深层土壤霜冻。对于“未冻结”的冬季，即使记录的冬季降水相对较少，如1996/97年冬季，上升幅度也相当可观(>10m)。特别有趣的是对1997年和2002年两个“极端”冬天的比较。它们的特征是降水分布的差异，解释了融雪时土壤热状态的差异。1997年，11月和12月，早期厚厚的积雪使土壤没有结冰，而1月至5月的降水量远低于平均水平。

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图7.10 1968 - 2000年Grachen的实测和模拟雪深(1600米)

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降水(毫米)

图7.11 1993年至2002年Grachen每年春季融雪期间地下水位上升与冬季降水(即融雪开始时的面积平均雪水当量)的关系

另一方面，2002年冬季降水较多的主要原因是2002年5月的一次大降雪，4天内降水量超过130mm。尽管冬季降水有显著差异，2002年冰冻冬季的地下水位上升比1997年非冰冻冬季低31%。这一结果表明，部分冻土影响了大范围的融雪流量。然而，这种解释应该谨慎看待，因为一方面，对流域的水力行为知之甚少，另一方面，冬季降水的误差很大，因为降水的局部变异性很强。

1994年和1999年的两个“部分冻结”冬季说明了在冬季开始时，雪深存在较大变化时，精确模拟霜冻深度空中扩展的困难。事实上，尽管有相似的霜扩展(两个最低的区域，在1600到2000米之间，被模拟为冻结，而较高的区域为未冻结)，两个冬天的特征是对地下水位上升的对比影响。1994年春季，尽管降雪量很大，但上升幅度不到10米，而1999年春季上升幅度最大(17.25米)。

7.5讨论与结论

Hannigalp和Gd St Bernard的结果证实了积雪与土壤霜冻之间非常敏感的关系。浅积雪可以使地面深度冻结，而厚积雪可以使地面绝缘，防止土壤霜冻——即使在如此高的海拔。从模拟结果可以看出，两个试验田霜冻的发生是零星的，并依赖于秋末和初冬的天气条件。因此，在过去10年里，只有汉尼加尔普在三个冬天遭遇了深度土壤霜冻也就不足为奇了。

染料示踪试验和小区流量测量表明，冻土对融雪流量的影响较大。在冻土条件下，与未冻结条件相比，浸润润湿锋的渗透延迟。关于侧向径流，观察到融水总量从零(非冰冻冬季)增加到约35%(冰冻冬季)。这种剧烈的变化主要是由积雪底部的一层冰引起的。当基底冰层消失时，大部分融水渗入地面，2002年5月汉尼加尔普的融雪事件就显示了这一点。我们认为，较低的平均土壤温度、较长的积雪期和较早的融雪事件有利于基底冰盖的形成，因为积雪期足够长，可以形成大量的积雪潜热传递湿润的基底积雪与上层冻土边界之间。然而，对基底冰层的形成还需要进一步的研究。在亚高山地区，积雪覆盖期较短，融雪更强烈，基底冰盖的存在似乎很少见。在这些地区，土壤含冰量和融雪在土壤孔隙中的再冻结是主要因素影响因素横向径流的量(斯塔德勒等。1996)。

在主要融雪期，我们观察到部分记录的地表水渗入了试验田以下约100米的土壤，那里的土壤已经没有积雪和未冻结。这一结果说明了土壤质地、结构和陡度以及下垫层的重要性地质构造地表径流量。虽然两个试验点的土壤质地相似，但Gd St测得的侧向径流要多得多

伯纳德，因为试验田位于一个比汉尼加尔普更陡峭的斜坡上。

最后，在Grachen，我们注意到在冰冻的冬季，融雪导致的地下水位上升减少了10 -30%。这种减少不如汉尼加尔普的地下水补给明显，从模拟结果来看，在冰冻的冬季，深层渗流减少了总融水的20%到50%。非常透水的土壤允许大部分融水重新渗透到没有霜冻的较低地区的土壤中。这些结果支持了其他研究，表明季节性霜冻对土壤的影响水循环随着研究区域的扩大而减小(Thorne et al. 1998;Cherkauer和Lettenmaier 1999)。

下面的陈述总结了我们的实验和模拟。

•对于土壤霜冻的形成或消失，积雪的厚度和时间是决定性的。

•地表径流在很大程度上取决于积雪底部冰层的存在和冬季开始时土壤湿度的多少。

•在局部尺度上，冻土对融雪期的流量有显著影响。

•然而，在更大的尺度上，由于土壤霜冻、土壤水力特性和斜坡陡度的空间变异性，相当一部分融水能够渗入斜坡下某处的未冻结地面。

•在非常透水的土壤中，土壤霜冻只会略微降低春季的地下水位上升。

综合这些结果，我们得出结论，尽管有大量的积雪覆盖，但在这些海拔高度的特定冬季会形成深层土壤霜冻，影响地下水补给的程度。由于季节性霜冻而导致的排放模式的改变可能会对整个水循环产生相关影响，特别是在洪水方面。在雨雪事件中，土壤渗透能力由于霜冻的存在而进一步减少。这导致积雪加速流出，从而增加了地表径流，从而潜在地增加了洪水的风险。

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