0 引言

青藏高原其周围地区分布众多山地冰川，大约有10 ×104 km2［1］，是亚洲黄河、长江、雅鲁藏布江、澜沧江、恒河和印度河等几大河流的发源地。近几十年来，青藏高原除西北的帕米尔高原和喀喇昆仑山的一些冰川处于前进或者相对稳定外，青藏高原绝大部分地区冰川处于退缩状态［1-4］，特别是喜马拉雅山脉和藏东南地区冰川退缩尤为强烈。Scherler 等［5］研究表明喜马拉雅山山脉中，从2000年到2008 年超过65%的受季风影响的冰川近年来处于退缩。藏东南地区无论是在基于冰川观测研究的十年或几十年的尺度上［6-8］，还是基于树轮研究的百年尺度上［9-11］，亦或是基于湖泊沉积物研究的近千年尺度上［12-13］，冰川整体均处于退缩状态。冰川退缩最直接的影响是河流径流变化［14］，同时增加流经地区的灾害风险［15-16］，将影响着数亿人的用水安全［14，17］。

表碛覆盖型冰川是相对裸露干净冰川而言。表碛是冰川冰与大气之间能量和水分交换的界面层，因而表碛的存在对冰川消融有着重要的影响［4-5，18］。表碛物理性质及其厚度对冰川消融的影响一直受到国内外学者的重视［19-21］。张勇等［22］围绕表碛覆盖型冰川的表碛厚度估算及其影响进行了非常全面的综述，而基于能量与物质平衡的模型一直是探究表碛及其厚度对冰川消融影响的研究中的重要方法［23-28］。在模型的研究中，表碛区冻融过程的分析有助于厘清各层能量和水分传输的关系，从而为构建相应的能量平衡模型以及冰川径流模型提供理论依据。

此外，在冻土学的研究中，把土壤冻融过程中较长时间维持在0 ℃附近，近似恒温状态的现象称为零点幕效应( zero curtain effect)［29-31］。土壤存在春季零点幕和秋季零点幕［31-35］。零点幕效应既存在较深的冻土活动层中［31，36］，又存在地表土壤［33，37］，但冰川中鲜有报道。Wirz等［38］在研究阿尔卑斯山脉岩石冰川移动时发现地表会出现零点幕效应，并且在零点幕阶段冰川运动速率会突然增速。但是其仅是作为研究冰川运动速率的一个现象，没有对零点幕效应本身的水热过程进行分析。关于表碛覆盖型冰川零点幕阶段表碛的冻融过程以及零点幕效应的存在对表碛覆盖型冰川的影响缺少研究。

为此，我们在藏东南波密与墨脱公路24 km 处的嘎隆拉表碛覆盖型海洋性冰川的表碛区进行基于气象站的初步观测分析研究，旨在揭示表碛区各层之间冰雪冻融日期和过程，探讨零点幕效应形成的影响因素以及其对冰川消融的可能影响，为将来嘎隆拉表碛覆盖型冰川的能量平衡模型的建立与应用以及冰川径流水文模型的研究提供初步认识和理论支持。

1 研究区概况

嘎隆拉冰川( 亦称24K 冰川) 位于藏东南波密县至墨脱县扎墨公路24 km 嘎隆拉隧道的东侧(95.730° E，29.755° N) ，属于典型的海洋性冰川。根据中国第二次冰川编目的信息，该冰川所属念青唐古拉山山系，末端海拔高度约为3890 m，最高海拔高度为5620 m，冰川面积约为2.7 km2［28］。嘎隆拉冰川表碛分布的上界主要介于4200 ～4300 m，表碛区表碛厚度不等，冰川两侧和末端较厚，中间区域较薄。

2 数据来源及方法

2015 年10 月中国科学院藏东南高山环境综合观测研究站在嘎隆拉冰川的表碛区安装了一台自动气象站( AWS，Campbell 公司) ，地理坐标为北纬29.765°，东经95.712°，海拔3950 m( 图1) 。观测要素包括气温、相对湿度、四分量辐射、反照率、土壤体积含水率( VWC) 和表碛层内温度等，每30分钟记录一个平均值。温湿度采用HMP155A 温湿度探头测定，探头离地面2 m 高。表碛层内温度和体积含水率的监测使用CS655 土壤水分反射计测定，探头埋在表碛厚度为30 cm 的上、中和底三层，最初埋设时探头距离表碛表面分别为10 cm、20 cm、和30 cm，底层30 cm 处基本与冰面接触。2016 年8 月再次测量，发现探头位置表碛厚度为25 cm，此时探头的上、中和底层分别距离表碛表面约为5 cm、10 cm 和20 cm。其原因分析详见3.3 节。观测日期为2015 年10 月至2016 年11 月。

表碛表面温度Ts根据Stefan-Boltzmann 定理得到，其公式为： Lu = (1 －ε) Ld +εσ( Ts +273.15)4，公式中Lu和Ld分别表示向上和向下的长波辐射； σ为Stefan-Boltzmann 常 数( 5. 670367 × 10-8 W·m-2·K-4) ； ε 为地表发射率，根据Sakai 等在喜马拉雅山脉的表碛覆盖型冰川能量平衡中的研究，当表碛表面无积雪覆盖，表碛表面地表发射率取值为0.98［39］，当 表 面 为 冰 雪 时 取 值0. 99［40］。参 考Zhang 等［40］的敏感性实验，如果地表发射率改变0.001，地表温度将改变0.006 ℃。

本文日平均反照率选择自动气象站记录的入射短波辐射大于50 W·m-2各时间的反照率，而后再进行算术平均得到［41］。本研究表碛各层的零点幕效应定义为其日平均温度较长时期维持在-0.05 ～0.05 ℃［31，42］，整个表碛区零点幕阶段以各层中最先开始出现零点幕效应为表碛区零点幕阶段的起始日期，以各层中最后结束零点幕效应为表碛区零点幕结束日期。并以表碛温度的日均温度0 ℃为标准［43］，划分表碛各层的冻结与消融。

3 结果分析

图2 列出了嘎隆拉表碛覆盖冰川反照率、气温与地表温度、表碛层内温度和体积含水率的日值变化情况。其中，图2( c) 展示的是表碛各层日平均温度的季节变化。从2015 年10 月17 日表碛层各层温度波动中下降，表碛层内温度温差较大。表碛各层温度在11 月4 日降低到0 ℃附近，表碛底层30 cm 处温度在0 ℃附近，底层进入秋季零点幕阶段。而表碛上层和中层温度在0 ℃附近波动。12月6 日开始，表碛层内各温度突然降低。在2016年1 月下旬，表碛上、中和底层达到全年的最低温分别为-2.5 ℃( 1 月22 日) 、-2. 3 ℃( 1 月24日) 、-2.2 ℃(1 月25 日) ，而后至3 月底，表碛层内温度不断增加，但各层之间温差极小。3 月27 至5 月17 日表碛各层温度维持在0 ℃左右，表碛进入春季零点幕阶段，零点幕阶段表碛中层的温度略高于两侧。从5 月18 日开始，表碛上层和中层开始突然增温，表碛底层仍然处于0 ℃附近。表明此时表碛中上层零点幕效应结束，而后表碛各层之间的温差明显变大。在5 月23 日表碛底层温度突然升高，表碛底层零点幕效应消失，也就意味着整个春季零点幕阶段完全结束。从5 月23 日开始，表碛层温度增加，各层之间温差变大，在8 月中下旬达到最大，而后波动中减小，层内温差也减小。

基于表碛各层的温度变化，将嘎隆拉冰川表碛区季节性冻融循环过程大致划分为四个阶段： ( 1)秋季零点幕阶段； (2) 完全冻结阶段； (3) 春季零点幕阶段； (4) 消融阶段。具体各阶段的开始与结束日期和历时天数见表1。

3.1 秋季零点幕阶段

表碛底层从2015 年11 月4 日进入秋季零点幕阶段开始至2015 年12 月5 日零点幕效应结束历时32 d。在秋季零点幕开始前很短的时间内，气温、地表温度和表碛各层温度迅速降低( 图2b 和2c) ，与黄河源区冻土活动层冻结过程一样［44］，表碛各层温度降低到0 ℃附近发生“扭结”现象，温度由T上＞T中＞T底变为由T上＜T中＜T底，表碛上层和中层迅速进入冻结状态。

由土壤体积含水率可知( 图2d) ，表碛底层含水率缓慢减少，表碛底层逐渐进入冻融状态。此时气温和地表温度在0 ℃附近出现几次明显先降温再升温的波动过程( 图2b) ，而对应表碛层10 cm 和20 cm 有滞后的相同的变化趋势( 图2c) 。在11 月19 日至26 日的降温再升温的过程中，表碛中层和底层出现温度略高于0 ℃时刻，表碛底层体积含水率也有一个微弱的先增加后减小的趋势。在零点幕结束时，表碛底层完全冻结。

冰雪反照率决定着冰雪表面与大气间的物质能量分配。下垫面雪的性质以及冰面状况等都对反照率有着重要影响［41，45］。因而通过反照率的变化能够判定下垫面的状况。图2( a) 展示的是零点幕阶段，地表反照率的变化。在秋季零点幕阶段，地表反照率增高，表明新雪堆积在表碛上。

因此秋季零点幕阶段在表碛区包含表碛中上层的速冻过程、表碛底层和冰川冰的缓慢冻结过程和降雪累积过程。

3.2 完全冻结过程

完全冻结过程从2015 年12 月6 日到2016 年3月26 日，历时112 d。从2015 年12 月6 日起气温突然降低导致表碛各层温度突然变低，表碛体积含水率接近于0，表碛进入完全冻结状态( 图2) 。1月中旬是气温最低时期，最低日平均气温为1 月15日的-9.1 ℃。与气温相比，表碛层内温度最低出现时间比气温有所滞后。表碛上、中和底层最低温分别发生在1 月22 日、1 月24 日和1 月25 日。从1 月中旬开始，气温和地表温度均在波动中上升，虽然在2 月个别天数的气温日均值大于0 ℃，但持续天数不长。表碛层内各温度从1 月下旬开始也逐步上升，与气温和地温变化趋势相比，在时间上表现一定的滞后性。3 月26 日开始日平均气温连续3天大于0 ℃，表碛各层也突然增温至0 ℃附近。表碛底层体积含水率也从完全冻结过程中极低的值出现明显增加，但值比较小，表明表碛底层从此时起进入缓慢的解冻过程。此时由于气温增高，同样会导致表碛表面的积雪开始融化，表碛区完全冻结状态结束。

3.3 春季零点幕阶段

表碛各层进入春季零点幕的日期一致，均是在2016 年3 月27 日，但是表碛上层和中层在5 月18日结束，而底层则在5 月23 日结束。同时春季零点幕阶段包括表碛表面积雪层的消融以及表碛层内冰的融化两个过程，这两个过程同时进行。

根据春季零点幕时期(3 月27 日至5 月18 日)地表温度的平均日变化可知，表碛表面的温度为昼高( ＞0 ℃) 夜低( ＜0 ℃) ( 图3) ，当积雪层开始消融后，积雪处于昼消夜冻的状态。白天气温高，表层积雪慢慢消融； 夜间温度低于0 ℃，一部分积雪消融的水在积雪底部冻结形成冻结层，导致融水不能渗透进入表碛。因而还有一部分积雪融水可能形成坡面径流流向低处。图2( d) 中的表碛体积含水率变化表明表碛上层体积含水率在3 月底到4 月底并没有因积雪融化而渗透进入表碛而导致表碛体积含水率增高。5 月3 日，日平均气温为3.9 ℃，且最低温度为1.5 ℃，表明昼消夜冻模式基本结束，积雪和冻结层进入快速的消融阶段。根据图2( a)地表反照率的变化，5 月3 日开始地表反照率逐渐降低，在5 月18 日，地表反照率降为0.10。这表明此时表碛层裸露和积雪层完全消融。

在积雪消融的同时，表碛层内冰也在融化。在零点幕效应开始不久，表碛中层开始融化，并进入冻融循环模式( 图2d 和图4) 。在5 月3 日左右，表碛10 cm 处也进入冻融循环模式( 图2d 和图4) 。在5 月18 日当积雪融化完以后，积雪层与表碛之间的冰层迅速融化，太阳辐射带来的能量能够顺利进入到表碛层，表碛上层和中层迅速升温，表碛中上层春季零点幕阶段结束。表碛中上层零点幕效应持续时间为52 d。而后几天融化锋面向表碛底层30 cm 处推进，在5 月23 日推进至表碛底层和冰面的界面层。5 月23 日表碛30 cm 温度突然升高，表碛底层零点幕效应消失，表碛底层零点幕效应持续时间为58 d。

需要说明的是，由于自动气象站记录的水分是体积含水率，冰川表碛物孔隙度比较大，当表碛各层消融结束后，探针周围细小的表碛物质随水分迁移，导致部分探头可能处于悬空状态。同时由于冰川冰开始消融后，冰川冰表面和原来底层30 cm 探针之间出现空隙，在冰川运动以及融水和降水等由于重力原因其携带泥土碎屑会慢慢填充冰川冰表面与原来探针之间的空隙。这也导致原来探针的位置发生变化。我们在2016 年8 月再次测量表碛厚度变为25 cm，探针在上层、中层和底层大致位置变为距离表碛表面5 cm、10 cm 和20 cm。

3.4 消融阶段

表碛以下冰川冰的消融是表碛覆盖型冰川最主要的亏损方式，其开始时间的早晚影响着冰川冰消融量的多寡，同时也是表碛覆盖型冰川消融模型建立最主要的时间参考点。因为当表碛底部开始消融，我们认为太阳短波辐射的能量才影响冰川的消融，而在此之前可能仅仅是影响了表碛层中冰的消融，模型建立需要考虑的参数就有所不同。因而冰川冰消融开始时间的确定非常重要。

在5 月23 日，表碛30 cm 的体积含水率由6%突然增至40%左右，说明表碛底层和冰川冰界面层消融开始。在6 月5 日开始表碛与冰面交界处气温突增，表碛体积含水率明显降低，因此表面在6 月5 日左右表碛底层和冰川冰界面层消融结束，消融进程推进到冰川冰的消融阶段。从冰川冰开始消融后，由于没有表碛中冰层的阻挡，太阳辐射带来的能量能够到达冰川表面，从而促使冰川冰的消融。6 月5 日后，气温一直处于波动上升，至8 月20 日气温达到最大，相应的地表气温和表碛层各层也在8 月20 日附近达到最大。而后气温、地表温度和表碛层各层温度处于波动中下降。当表碛各层温度低于0 ℃时，冰川冰消融结束。

4 讨论

4.1 表碛层冻融循环与体积含水率

由于介于融化期和冻结期之间，土壤水分往往呈现“脉冲式”变化［32］，为了更好的描述表碛水分变化特征，本文参考Hinkel 等［46］方法计算了秋季零点幕至冰川冰融化之前的表碛各层每小时体积含水率的变化值ΔVWC( %·h-1) ，如图4。由于表碛各层进入秋季零点幕阶段时，大部分水分已经冻结，因此在春季零点幕发生之前，表碛各层的ΔVWC 值趋于零。在进入零点幕时期，4 月初表碛20 cm 的ΔVWC 值出现正负交替变化，且表碛含水率正向的变化量，在短时间内被负向的变化量抵消，表碛中层进入冻融循环模式。5 月初，表碛10 cm 的ΔVWC 值出现正负交替变化，也出现冻融循环模式。

关于春季零点幕时期表碛层中的冻融循环原因，我们分析了春季零点幕时期的表碛层内水热变化过程。图3( a) 零点幕阶段气温和地表温度的平均日变化表现为清晨底值，午后高值。而图3( b)中表碛层内温度平均日变化不明显。这说明春季零点幕阶段，表碛层内温度不受外界温度影响。另外，在本文3.3 节中介绍了零点幕阶段上冻结层形成过程。而表碛底部(30 cm) 与冰川冰的接触面温度低于0 ℃，因此表碛底部与冰川表面之间也处于冻结状态。这说明正是由于这两冻结层的存在，使得外面的能量很难进入表碛层。也就是说在零点幕阶段，表碛是一个相对封闭的体系。从图5 表碛上层和中层温度与体积含水率的关系可以看出，体积含水率相对较高的值与温度的关系不明显。说明零点幕期间表碛各层水分的冻结与融化与温度没有相关性。也就说明在这封闭的体系里，表碛层内温度梯度减小，传导性热交换很小，以对流热交换为主［47-48］。表碛20 cm 处融化锋面向上移动的过程中，由于对流热交换，使得融化锋面以上的冰不断被融化，而冰在融化过程中由于相变需要吸收热量，这热量来源于融化锋面下的液态水冻结释放的热量通过对流交换完成。而融化锋面上的液态水又由于重力作用移动至融化锋面下，从而在表碛层中部形成反复的冻融过程，同时也会导致融化锋面以上的水分慢慢被疏干［31，47］。这也是当融化锋面移动至表碛上层10 cm 时，上层10 cm 处体积含水率明显低于中层20 cm 体积含水率( 图5) ，且在5 月3 日后10 cm 处体积含水率减少的原因。

4.2 零点幕效应的影响因素

零点幕效应的发生和持续时间受多种因素综合控制。李静等［32］在研究三种草甸土壤时发现，退化的土壤由于土壤含水率低，没有出现零点幕现象而其它两种土壤有明显的零点幕效应的出现。罗栋梁等［31］也认为土壤含水量越高，零点幕效应持续时间越长。本研究中表碛中上层春季零点幕持续时间为52 d，底层为58 d 远大于秋季零点幕持续的32 d。对比体积含水率也发现( 图2d) ，春季零点幕阶段表碛体积含水率明显高于秋季，在冻土的研究中也有类似的现象，土壤体积含水率的高值也大多出现在春季零点幕结束时期［32，49］。同时由于嘎隆拉表碛区积雪覆盖的原因，导致表碛层真正融化与积雪完全消融的时间相吻合，有研究认为这要比没有积雪覆盖的地区土壤融化时间晚很多［50］，因而春季零点幕效应还受积雪消融的影响。

对于嘎隆拉表碛覆盖型冰川出现零点幕现象，本文认为表碛本身就是由泥土碎屑构成，虽然持水性较差，孔隙度较大，但仍具部分土壤的性质。另外，由于表碛底层与冰川冰面接触，冰川冰能够为其提供有效的水分。此外，嘎隆拉年降水量大［28］，每年10 月底至次年5 月大量积雪堆积。再加上合适的气温等条件的耦合，导致嘎隆拉冰川表碛区出现零点幕现象［31，44］。

4.3 表碛对冰川冰的影响

4.3.1 表碛厚度与冰川冰消融

表碛作为大气与冰川冰之间的界面层在热传导过程中对冰川冰消融产生了重要影响。据图2( c)表碛各层消融期的温度变化可知，冰川冰消融期间表碛各层的温度T上＞T中＞T底。消融期上层与底层的平均温差为6.0 ℃，两者最大温差为8 月20 日的12.7 ℃。这说明在热量从表碛表面传导冰川冰的过程中，表碛起到一定热量的阻隔作用。表碛对热量的阻隔主要取决于表碛厚度及其物理性质［19-21］。一般地当表碛厚度较薄时，地表反照率较低，吸收大量太阳辐射，冰川消融速率增大； 随着表碛厚度的增加，表碛起到一定热量阻隔作用，冰川消融速率受到抑制，甚至当表碛厚度再增加到一个临界厚度时，表碛覆盖型冰川相对于干净裸露冰川而言消融量减少［19］。Yang 等［28］的研究中，嘎隆拉冰川这个临界厚度小于10 cm。因此嘎隆拉冰川表碛的存在对冰川的消融有抑制作用。

4.3.2 零点幕效应与冰川冰消融

春季零点幕效应出现后由于表碛上层和底层均形成冻结层而构成封闭的体系，地表的能量很难传导进入表碛层和冰川冰。零点幕效应使得表碛层长期维持在0 ℃附近，不受外界环境温度的影响，表碛层温度相对于气温和地表温度发生严重的滞后( 图2b 和2c) ，地表到表碛层及其到冰川冰的消融进程减缓。因而春季零点幕效应的存在避免了冰川更快的进入消融，但是表碛零点幕效应减缓冰川的消融量有待进一步研究。

秋季底层的零点幕效应发生，虽然时间上延缓了表碛底层的冻结。但是由表碛底层体积含水率的变化( 图2d 和图4) 可知，底层在秋季零点幕时期体积含水率极小。再加上秋季零点幕阶段气温和地表温度都很低，地表水体处于冻结状态，此阶段冰川冰的融水不容易以液体形式离开冰川表面。因而秋季零点幕阶段冰川消融量极少，甚至可以忽略不计。

总体而言，表碛中由于存在零点幕效应，延迟了冰川消融的开始时间，对冰川冰消融在时间上有抑制作用。因此表碛对嘎隆拉冰川消融量的影响，不能仅包括表碛较厚，对冰川消融速率有抑制作用，还包括表碛产生的零点幕效应延缓冰川冰消融开始日期，也对冰川消融有抑制作用。

5 结论

嘎隆拉冰川表碛区中存在秋季和春季零点幕效应，并根据表碛层温度的变化将嘎隆拉冰川表碛区季节性冻融循环过程大致划分为秋季零点幕阶段、完全冻结阶段、春季零点幕阶段和消融阶段。由于零点幕时期特殊的水热变化过程，表碛中层和上层先后进入冻融循环模式。在这冻融循环过程中，表碛上层水分会慢慢减少。零点幕效应受多种因素综合控制，嘎隆拉冰川表碛区零点幕效应的存在是表碛自身性质、含水率、积雪、冰川冰和外界气象条件多种情况耦合而成。春季零点幕效应的存在明显延迟了冰川冰的消融日期，对冰川冰的消融起到了抑制作用。因此，在分析与计算表碛对冰川消融的影响时，不能忽视因零点幕效应对冰川消融时间延迟作用而导致冰川冰相对减少的消融量。

另外，本文的结论主要是根据观测数据的初步分析，厘清了嘎隆拉冰川表碛各层之间的水热变化过程，特别是明确了冰川冰消融的开始日期。未来研究可基于此，结合模型参数化手段，进一步开展表碛对嘎隆拉冰川消融总体的定量影响。

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