肖兴涛,张丹丹

(1.黑龙江省水文水资源中心，黑龙江 哈尔滨 150001；2.黑龙江省伊春水文水资源中心，黑龙江 伊春 153000)

1 概 述

汤旺河为松花江下游右岸支流。有东西汤旺河两源，以东汤旺河为主流。流域位于东经128°52′～129°50′，北纬47°26′～48°43′之间。汤旺河发源于伊春市乌伊岭区桔源林场，流经伊春市、汤原县，于汤原县松花江村汇入松花江。河流全长454 km，流域面积20 778 km2，河道平均比降0.657‰。

汤旺河流域地处中温带大陆性季风气候区，春秋两季冷暖多变，升温缓、降温快、大风天多，夏季湿热多雨，冬季严寒而漫长。多年平均气温为-1.05～1.00 ℃。全年≥10 ℃,积温1995～2335 ℃，多年平均日照时数2270～2540 h，无霜期110～125 d。河流封冻期155～167 d，全年流冰期15 d左右，多年平均最大冰厚为1.21 m。最大冻土深2.5～3.2 m。多年平均水面蒸发量464～562 mm。

本流域地处中高纬寒冷地区，有冻土的存在时间在200 d以上，受季节性冻土影响，每年5—6月产流量明显偏大。因此研究本区域冻土水分动态规律，揭示相应的产流机制，对本流域水资源研究、水文预报、解决生产实际应用中的技术问题，都具有重要意义[1-3]。

2 寒区冻土层中土壤水分动态规律

冻土形成可分为不稳定封冻期、稳定封冻期、不稳定融冻期、稳定融冻期、无冻期。积雪和冻土的存在，改变了土壤包气带厚度和土壤水分的动态规律，降雨径流关系受到很大影响。冻土的不透水作用，蓄水调节作用，抑制蒸发作用，使降雨入渗、土壤含水量的垂线分布等均不同于无冻地区和无冻期。

冻土在形成过程中，日平均温度降至0 ℃左右，部分区域开始积雪，土壤开始解冻，气温白天升至零上，夜晚降至零下，此时气温在0 ℃上下波动，地表土壤处于融化和冻结变化过程，存在不稳定封冻期。此期间包气带土层温度高于地表温度，水汽和液态水受温度势的作用，向近地层温度低处运移并随之冻结。地面降水和融雪入渗水量也在近地表聚集冻结。当地面温度完全降至0 ℃以下，进入稳定封冻期后，地面降雨入渗中止，而冻结下界面以下土壤水分和潜水蒸发水分向冻层运移，聚集于冻结锋面以霜和冰晶的形式填充于土壤孔隙中，在低平地带，当封冻的土壤含水量较大，地下水位较高时，因冻结滞留向上运移水分和不稳定封冻期入渗水分，往往使冻土层含水量超过田间持水量，达到饱和与过饱和状况。在冻层内，土壤水分活动微弱，向上基本不蒸发，向下不补给潜水。

融冻期，融冻层水分运动受基质势、重力势和温度势共同作用，但以基质势为主，在冻结界面上的融冻层内，水分向上运移供给蒸发，向下运移在融冻界面聚集滞留，继续填充于土壤孔隙，饱和后形成冻层水。

冻土融冻化通后的土层内，土壤水分受基质势、毛管势和重力势作用运移，在总水势剖面存在零通量面。水分运动以零通量面为界，向上运移供给蒸发，向下运移补给潜水。零通量面的位置变化与降雨过程分布有关。当集中降雨时，零通量面上升达到地表后消失，此时供水充分，整个剖面向上按蒸发能力蒸发，向下以重力水形式补给地下水。在降雨间歇的干旱期，包气带土壤水分蒸发，零通量面下移，但零通量面的埋深不易达到潜水面，故潜水面不易蒸发。

3 冻土影响下的产流机制

寒冷地区冻土影响下的产流量，包括融雪径流和融冻期降雨径流两部分。在气温稳回升后无明显降雨，主要由融雪径流形成的径流，如融雪过程中兼有降雨，则形成混合径流。两种产流机制不尽相同。

3.1 融雪径流机制

当春季气温回升，太阳辐射增强，地面积雪开始融化，积雪融化主要热源是气温回升，占融雪热量的65%～70%，太阳辐射热约占30%～35%,而降雨不仅给融雪带来热源，而且主要是破坏积雪结构，引起积雪物理特性变化而加速融雪过程。

融雪出水的物理过程，首先是融化的雪水在雪层出现薄膜水和悬着毛管水，继之在雪粒间孔隙充水，当重力超过毛管力时出现重力水，向下流至土壤表面。当融雪出水强度大于下渗强度时，便开始形成重力水和毛管水。薄膜水和毛管水沿垂直方向移动，而重力水则沿坡地方向活动。初期的融雪水到达地面后即下渗和填洼，当满足后开始流淌。由融雪到出水和产生径流过程，在时间上都明显滞后。当融雪期遇到降温，融雪水还可能在雪层冻结，直到气温升高再次融化，如在融雪过程中，气温不高，融雪水到下层或土层后遇冰点温度还会再次冻结，待气温升高而融化，或白天融化夜间冻结。这样的冻融过程，使融雪径流更加滞后。

融雪水量到达地面后，一部分消耗于蒸发，一部分消耗与填洼和入渗补充于土壤，只有一部分成为径流。此时，因冻土不透水层接近地表，产流方式以饱和地面径流为主，壤中流和地下径流比重较小。图1为汤旺河主要站点融雪径流过程图，其中：五营①、南岔①、带岭①、伊春①为融雪径流过程，五营②、南岔②、南岔③为混合径流过程。随着融冻时间增长，冻土层以上包气带厚度增厚，地下径流比重加大，如图五营②、南岔②、南岔③。此时地面积雪化尽，降雨入渗至地下，形成壤中流或地下径流，蒸发损失小，径流量增加，如图五营②为三日雨量21.1 mm形成的径流过程。图南岔②仅21.9 mm雨量形成了洪水过程，南岔③为7.0 mm雨量形成的洪水过程。图中南岔①前期融雪径流开成较小，后期较大，开成两次洪水过程，显然是受气温升降变化的影响。从实测水文数据分析，大部分春季径流是混合径流过程，单一过程比较少，融雪径流的突出特点是融雪水量需填充土壤和供给蒸发，受气温影响，径流过程更加滞后。

图1 汤旺河流域主要代表站春季径流量过程线

3.2 融冻期与无冻期产流对比分析

冻土融冻期的产流条件，决定了特定的产流机制。在融冻初期，冻土层接近地表，包气带厚度接近于零，产流方式以饱和地面径流为主。随着融冻深度增加，包气带增厚，不透水界面下移，饱和面积减少，壤中流和地下径流比重增加，直到冻土层化通，冻层上水位下移，产流方式才与无冻地区和无冻期相一致。由于冻土不透水层存在，降水入渗后水量聚集于冻层锋面以上，并迅速上升，在冻层以上形成一层自由水面。它相当于壤中径流的积水深度。当继续降雨，水位稳定上升到近地面，此时又会形成饱和地面径流。

由于冻土水文效应，冻土融冻期降雨入渗补给地下水甚微，土壤温度低，蒸散发和植物截留明显减少；融冻期包气带厚度小，土壤含水量高，吸收水分少。此期间径流系数明显偏大，并随融冻时间增长，包气带厚度增加，冻土层消失而变化，达到与无冻期一致。但在无冻期，因为土层冻结后，土质疏松，透水性能良好，加之冻土化通后正值雨季，地下水位升高，容易出现饱河流、壤中流和地下径流混合流的产流机制。

以汤旺河上游干流五营站为例：选1967—2019年春季径流量较大的场次进行分析计算，根据水文整编资料计算出场次实测径流量，利用洪水期降雨径流方案计算出产流量，分别点绘到图上，详见图2和表1。从图上分析，相同降水和前期土壤影响雨量条件下，春季场次产流量明显比无冻期大，且分布规律比较一致，受冻土影响，产流量计算结果偏大44%～89%。此外，春季产流量还受时间影响，在4月下旬—5月上中旬，产流量要比5月下旬—6月要大，主要是日期晚融冻深度增加，包气带变大，土壤吸收水份多，产流量相应变小。

图2 五营站5—6月与无冻期径流深对比图

表1 五营站5—6月与无冻期产流量计算成果

4 结 语

本文以汤旺河为例提出了寒区冻土水文特性，阐述了冻土过程及水分动态规律，分析了冻土影响下的产流机制，通过代表站分析了冻土期和洪水期产流量的对比关系及影响要素，对研究寒区融雪径流及春季来水预报都具有一定的意义，本文中一些理论还需要实测冻土观测资料完善，融雪径流过程尚须要引入气温因素计算产流量过程。