多年凍土地下水及其變化研究進展

杜 發， 李宗省， 貢覺扎西， 桂 娟， 周慧玲

（1. 中國科學院 西北生態環境資源研究院 祁連山同位素生態水文與國家公園觀測研究站/干旱區生態安全與可持續發展全國重點實驗室，甘肅 蘭州 730000； 2. 中國科學院大學，北京 100049； 3. 西北師范大學 地理與環境科學學院，甘肅 蘭州 730070；4.西藏自治區水文水資源勘測局 阿里水文水資源分局，西藏 阿里 859000）

0 引言

凍土指在0 ℃或0 ℃以下含有冰的各種巖石或土，其中多年凍土區約占北半球陸地面積的24%［1］。凍土作為重要的寒區要素［2］，其低滲透性形成隔水層改變了地表水下滲和蒸散發過程，進而改變整個流域的產匯流；其季節凍融及導致的活動層深度變化，改變土壤含水量和含熱量，進而調蓄流域儲水量［3］。對凍土認識最早起源于19 世紀早期，直到1936 年，蘇聯多年凍土委員會在莫斯科建立了研究凍土水文的實驗室，開始了凍土地下水的正式研究［4］。20 世紀60 年代，Williams［4］整理并公開了第一本綜合性的凍土地下水出版物，涵蓋了彼時環北極圈地區人們對于多年凍土地下水野外現象和理化性質的基本認識。21 世紀初，學者們分別論述了全球主要多年凍土區地下水研究進展，如加拿大［5］、中國［6-8］、阿拉斯加［9］等。在過去幾十年中，凍土地下水尤其在水化學方法和數值模擬方面取得較大發展［7］，包括凍土地下水水化學［10-11］、融區［12］、熱融湖塘［13］、凍土退化水熱過程［14-15］、凍土地下水模型［16］等一些綜述性文章相繼出版。

隨著全球氣候的持續變暖，對其十分敏感的寒區水文過程也已經并將持續發生顯著改變，帶來的影響也將不斷顯現［3］；寒區水體多相態加速轉換導致水文過程劇烈變化［17］進而引起水循環的結構、速度、時空過程、要素組成及其水文與生態效應發生改變。北半球作為主要的多年凍土區，環北極圈、青藏高原多年凍土地下水關系著原居民飲水、生活、基礎設施、礦業開發和生態環境等各方面；地下水通?？梢蕴峁└踩涂沙掷m的水源［18］，尤其是凍結期，凍土地下水是這些區域的唯一水源；然而它們都面臨著氣候變化、資源開發和人類活動增加所帶來的影響和挑戰。地下水資源幾乎占全球飲用水需求的一半，氣候變化對地下水水質和安全的影響是一個國際關注的問題［14］。因此，研究凍土地下水，對于寒區水循環、水資源演變形勢、寒區生態環境和工程建設具有重要價值［7，14］。

本文中，我們主要梳理了2000年以后多年凍土地下水研究的相關文獻；盡管在許多研究凍土地表水文過程的文獻中涉及了一些地下水的知識，但本文的研究重點是以地下水為主的低溫水文地質過程。通過對這些文獻整合、分析，本文從多年凍土地下水賦存和動態、多年凍土與地下水之間的水熱作用、凍土地下水化學、凍土地下水模型和凍土退化對地下水的影響的角度進行了綜述，以期為多年凍土區地下水動態變化、水資源、氣候變化和生態環境的研究提供參考。

1 多年凍土地下水賦存和動態

1.1 多年凍土地下水賦存

在多年凍土區，凍結作用改變了含水層的固有特性，降低了儲水介質的滲透性［5］。多年凍土嚴格控制地下水的分布，并直接影響其埋藏、補給、徑流、排泄條件、水動力性質［19］。通常按照地下水與凍土的空間分布關系，將凍土地下水分為凍土層上水、凍土層中水和凍土層下水三類（圖1）。

圖1 多年凍土地下水時空模態概念圖Fig. 1 Conceptual map of groundwater distribution， recharge， runoff， discharge and circulation in permafrost regions

1.1.1 凍土層上水的賦存

凍土層上水分布于凍土層之上的活動層內［7］。盡管影響凍土層上水形成和分布的自然因素有很多［20］，但將多年凍土的分布作為核心去認識凍土層上水的賦存規律，則發現整體上仍存在緯度性特征和垂直分布特征。緯度性特征表現為：由北向南（逐漸由大片連續多年凍土區過渡為不連續、零星和島狀多年凍土區），凍土層上水的賦存條件逐漸由差變好［7，9，18］，由“局部富集”［7］逐漸演變為面狀不連續普遍賦存且局部特征復雜［18，21-24］。垂直分布由高到低具有類似規律且局地特征更為復雜，是連續山區及斷裂冰巖帶凍土層上水的主要特點，這是因為近地氣溫和降水、表層成分、坡度的改變影響了凍土條件［20］。

1.1.2 凍土層中水的賦存

凍土層中水賦存于凍土層之內或被凍土層半包圍，水位因凍土厚度不同而各異。一般將其分為三個亞類［7］，較大水體之下的融區水是最廣泛和主要的類型［18］。研究表明，封閉融區水多在小湖或河流下面形成，水力連通性僅限于地表水和凍土層上水［12］；開放融區水完全穿透多年凍土，連接了凍土層上水和凍土層下水；二者均屬于融區通道水。孤立融區水位于凍土層內，以封閉的未凍水形式存在，也認為是凍土層內水。裂隙、構造、河湖凍土層中水被普遍觀測到［19，21］，其賦存往往與局部地質條件密切相關。

1.1.3 凍土層下水的賦存

凍土層下水位于多年凍土層之下。在多年凍土較薄的地方，分布于松散巖層或基巖中；在多年凍土層厚的地方，分布于風化裂隙、沉積含水層或斷裂帶［5］。例如，早期北極、亞北極地區的供水井、礦井和油井所穿透的凍土層下水，多分布于砂、礫及淤泥松散沉積物巖層（凍土厚30～106 m）中或更深的侏羅系沉積砂巖含水層（凍土厚320～500 m）中［4］，隨后的研究也發現了賦存于基巖裂隙和沉積巖孔隙［25］、陸相碳酸鹽巖層（凍土厚150～550 m）［26］中的凍土層下水。青藏高原沱沱河地區［24］、不凍泉地區［21］的凍土層下水賦存于山區多年凍結層之下的裂隙和溶隙內，或賦存于第四系多年凍結層之下的松散孔隙內。大興安嶺地區，凍土層下水分布于基巖的風化構造裂隙［7］。

1.2 多年凍土地下水動態

在沒有多年凍土的地區，地下水位通常受地形控制，形成地形控制的嵌套地下水流系統［27］。而多年凍土的存在，使地下水的類型、水文地質特征、水體轉換發生改變［7］；使地下水補徑排和循環受局地下墊面景觀（如地形、地質、土壤、海陸分布和植被等）的控制而變得復雜；地下水位不僅受融雪和降雨補給量的影響，還受活動層融化深度和凍土區補給路徑的影響［2］。

1.2.1 連續多年凍土區地下水動態

（1）補給來源

連續多年凍土地下水的補給來源主要是冰雪融水和降水［5，7，28-29］，其補給方式為擴散流動或通過塌陷漏斗［29］、裂隙及構造融區［7］、碳酸鹽巖溶［30］通道等。冰緣環境的多年凍土區，冰川作用也會改變局部和區域的地下水流動系統［31］，較大的冰川下壓力導致地表水注入對地下水補給［32］。

（2）流動

連續多年凍土區凍土層下水與凍土層上水基本無水力聯系，因此凍土層上水往往形成活動層中的壤中流，在凍土層上沿地形流動；而連續多年凍土內或其下地下水的流動路徑往往與熱狀態密切相關［28］。在高緯多年凍土區，地下水的流動多發生在碳酸鹽巖巖溶和裂隙基巖中［30，33］；而高山地帶凍土地下水聚集于破碎帶，并泄流匯集于鄰近谷地和盆地［7］。此外，凍土層下也觀測到地下水的流動［28，34］。

（3）排泄

連續多年凍土地下水以匯入河流、泉、開放水域、形成冰凌等方式排泄。例如，青藏高原連續多年凍土地下水通過沼澤濕地蒸發、泉、河道、裂隙等融區發生排泄［7］，在冬季形成冰椎等［35］；加拿大西部北極地區地下水排泄形成冰凌和常年開放水域［33］，而河流冰凌的出現是多年凍土區地下水常年排泄的證據［29］；布魯克斯山脈地下水以泉水形式流出，補給河流基流和冬季水流［30］；阿拉斯加北極地區地下水通過凍土中的貫穿融區排泄，在阿拉斯加北坡形成泉水或匯入北冰洋［34］。

1.2.2 不連續多年凍土區地下水動態

在不連續的多年凍土區，雖存在凍土的低溫范圍相對于連續區較小，然而局部因素變化會讓溫度有很大的空間變化；總體上凍土層上水和凍土層下水之間的水力聯系會更為頻繁，水動力特征也會因局部地質因素不同而有較大差異。此外，凍土的季節凍融增加，活動層深度也會季節性變化，導致不連續凍土區的地下水動態具有季節性特征［36］。

（1）補給

不連續凍土區，凍土地下水的補給除了冰雪融水和降水外，溪流和河水［9］、活動層和凍土之間未凍結帶的季節儲水和釋放，也是凍土地下水的主要來源。例如，Li等［37］和Gui等［38］發現在青藏高原，冰川積雪融水、凍土融水和降水會混合滲透轉化為地下水，而凍土的不連續區和其間融區的存在也會使地表水和地下水轉換頻繁而互為補給源［37］。凍土地下水通常由未凍結的南坡補給后傳輸至谷底，其間未凍結區的補給可以從多年凍土層下面徑流穿過多年凍土層［34］。

（2）徑流

相較于連續區，不連續多年凍土區地下水除在活動層［39］、構造裂隙、巖溶流動外，凍土之間的不連續區域、融區也是主要的流動通道；地下水會形成更深的流動路徑，可以在凍土層之間或之下。高寒山區地下水流動受地形梯度和高海拔補給的驅動與維持［40］，地下水排放到低梯度溪流的流動時間比流動到高梯度溪流的時間長［9］。斜坡上凍土層上水補給徑流的流動路徑為凍土層上覆的土壤有機層［38］。

（3）排泄

不連續凍土區，地下水的排泄形式以補給河流為主。當活動層逐漸飽和并形成壤中流后，其排泄方式主要有：或在孤立低洼匯集為淺層非承壓含水層［41］；或沿巖溶、斷裂等徑流路徑排泄補給河流基流［42-43］；或在湖泊、河流附近的貫穿融區及不存在多年凍土的區域排出地表［34］。在森林凍土帶，凍土地下水可能被森林吸收和補給河道徑流，形成獨特的森林-凍土水循環［44］。定量分析發現，在具有淺高梯度河流的陡峭山谷中，地下水對河流的貢獻高于寬廣山谷平緩的低坡度河流［9］；地下水對河流的貢獻季節性變化，年內大部分時間凍土地下水對河流最高補給量達88%，而春季融解期，凍土層上水排泄補給河流流量超過90%［36］；高寒山區冰雪凍土帶各水體混合轉換的凍土地下水排泄對河流的貢獻率約為80%［38］。

2 多年凍土與地下水之間的水熱作用

2.1 多年凍土對地下水的作用

多年凍土因處于凍結、富含冰具有低滲透性，往往作為區域隔水層，其冷生過程會改造局地水文地質條件，使凍土地下水的時空模態具有依賴于溫度和水體多相態轉變的特殊規律（圖2）。

圖2 多年凍土與地下水相互作用的水熱過程概念圖Fig. 2 Conceptual map of hydrothermal processes in the interaction between permafrost and groundwater：initial state of permafrost （a）， early stage of climate warming （b）， undergone multiple freeze-thaw cycles （c）， development stage of taliks （d）， continued climate warming （e）

2.1.1 多年凍土形成隔水層改變地下水垂向運移

具有弱透水性的多年凍土形成隔水層［19］，從根本上改變了水分的垂向滲透，進而改變了凍土地下水的流動路徑及循環［5，39，45］。首先，降低地表水與中深層地下水的聯系，導致大部分融雪和降雨變成凍土層上的直接徑流［2］。其次，極大阻斷了凍土層上水對凍土層下水的補給，例如，Evans 等［43］研究表明多年凍土區總體積95%的地下水流沿淺表凍土活動層流動，而只有3%的水流穿過凍土層匯入凍土層下水。最后，使凍土地下水具有更淺的活動層徑流路徑［46］，且流動深度與凍土面積相關。此外，多年凍土形成的頂部隔水層可使地下水具有承壓性，水頭較高［43］。

2.1.2 凍土調蓄地下水對徑流的補給

凍土凍融改變了活動層的深度和表層土壤的蓄水能力，進而對地下水補給徑流起著調控作用。多年凍土融化先會暫時儲存于活動層；隨著融化的繼續，凍土層上水和凍土融水混合會快速形成壤中流；凍土融化結束時，補給徑流的水大部分是上一凍結期儲存在活動層中的水［39］。研究表明凍土融化期開始后1個月，直接徑流比最大，隨后活動層深度增加，土壤釋放水分的速度變慢，直接徑流比下降［47］。不同的凍土規模和活動層深度的調控作用不同：地下水通量隨多年凍土覆蓋面積的減小而增加，從連續到不連續多年凍土的過渡區容易發生水文變化［48］；薄層凍土在凍結期對地下水結冰的影響較大，在解凍期對地下水排泄補給基流的影響較大［49］；表層60 cm 以上活動層解凍對地下水補給徑流量的增加有促進作用，而深度大于60 cm 活動層增加會導致地表徑流減少，衰退過程減慢［50］。

2.1.3 凍土的反復凍融改變含水層結構

反復凍融會改變土壤的理化性質、破壞土壤或巖石結構，導致巖層物質分解成松散的碎屑［51］，增加了土壤的可蝕性。由于土壤質地的不同，不同土層凍融循環對土壤孔隙結構的影響不同：經過反復凍融的亞砂土、碎石土類結構變得疏松，孔隙增多，孔隙度增大，透水性增強［7］；反復凍融的高寒草甸，表層土壤細顆粒填充更深的孔隙和裂縫，土壤孔隙連通性和土壤水分入滲速率則呈下降趨勢［52］。透水性增加的巖層，隨著凍土層上水對深部地下水的補徑排條件更加有利，為凍土層下水的富集提供空間，巖層含水性可能會發生變化。此外，當溫度低于土壤中水的凍結溫度時，部分土壤水凍結膨脹并擴大土壤孔隙體積，隨含水量的增加凍脹加??；而當冰融化后擴大的孔隙體積無法完全恢復到凍結之前的大小。凍融次數不同，對含水層結構的破壞程度不同，室內控制實驗也證明了這點［53］。

2.2 地下水對多年凍土的影響

多年凍土嚴格控制凍土地下水的賦存和補徑排，反之，地下水對多年凍土的影響主要是促進多年凍土退化，該現象已被普遍認識到。多年凍土熱狀態主要受垂直熱傳導和潛熱控制，但研究發現平流熱傳輸會顯著加快多年凍土的融化速度［54-55］。這是因為，顯著的地下水流會帶動相對溫暖的凍土層上水補給凍土層下水，其平流熱傳輸影響凍土解凍的速度和模式，并進一步增加了地下水流量，形成了一種“反饋”機制（圖2），進而增加的地下水流量會導致更多的地下水流量［56］；孤立的高地下水流速事件（如解凍初期地下水流速、流量的短暫增加）也對地溫具有潛在影響［57］。定量分析表明，僅考慮熱傳導時凍土的退化速率比同時考慮熱傳導和平流熱傳輸時凍土的退化速率要慢［56］；當存在橫向地下水流時，凍結的活動層解凍時間會提前1 個月［57］；早期解凍速率尤其受到水流的影響，并且地下水流繞過凍土和流經凍土對融化的影響不同，后者提高了早期解凍速率。此外，地下水平流熱傳輸影響多年凍土的分布［13］，僅考慮熱傳導和同時考慮平流熱傳輸時凍土演化明顯不同，而最大影響發生在補給區之下［56］。

融區是指多年凍土中未凍結的一部分或未凍結層。封閉融區可能形成于小湖或河流之下，開放融區貫穿多年凍土并連接多年凍土層上、下的含水層［12］。融區的存在加強了地表和地下的水力聯系，使凍土對近地表熱響應敏感并作用于凍土。對比存在地下水流和不存在地下水流兩種情況下湖底穩定多年凍土的厚度，后者比前者大2～5倍；同時具有平流熱傳輸時融區附近凍土融化時間比僅通過熱傳導凍土融化時間減少一半［54］。在開放融區形成之前，湖底多年凍土融化主要由熱傳導控制，當水力條件導致湖泊和地下多年凍土含水層之間向上或向下流動時，融化速度大大增加［58］。

熱融湖塘是自然或人為因素引起的活動層增厚，導致地下冰或富冰多年凍土層發生局部融化，地表土層隨之沉陷而形成熱融洼地并積水形成的湖塘［1］。青藏高原近50 年來熱融湖塘數量擴張了約158%，研究表明，其數量的增加主要是流水侵蝕了富含冰的凍土引起崩塌［59］，而其面積的擴張是由于湖水侵蝕湖岸的含冰凍土而導致湖岸坍塌［60］。顯然，熱融湖塘會導致多年凍土退化，對周圍多年凍土產生較大熱輸送，使凍土上限增大，并且對深部土層溫度和多年凍土厚度影響較大［61］。大部分情況下，距離湖塘越近，多年凍土的厚度越?。?2］。熱融湖塘對下部凍土的熱作用還受到熱融湖塘的面積、形狀、深度、水溫及湖水下部凍土層的地溫狀況等因素的影響［63-64］，隨季節變化而不同［65］。

3 多年凍土地下水的水化學特征

凍土地下水化學特征受圍巖、地質構造、地下水系統和溫度等較多因素的影響［11］，要總結其類型和主要離子規律十分困難。然而，水化學方法卻是過去幾十年研究凍土地下水補徑排特征和循環規律的重要手段，統計發現，1991—2011 年間發表的使用水化學方法研究凍土地下水的文獻增長了約10 倍［10］。本節中，我們對已有成果中不同水化學示蹤劑在研究凍土地下水時的不同側重點進行梳理，以供進行凍土地下水研究時參考。

3.1 水化學指示的凍土地下水補給源和排泄路徑

依賴于水的相變過程中發生的同位素分餾以及由此產生的δ18O 和δD 回歸斜率差異，氫氧穩定同位素是解析凍土地下水來源的常用手段［10］。在北極和亞北極地區，氫氧同位素已被普遍用于研究凍土地下冰物質來源［66］、淺部凍土地下水來源解析及補給源的季節性變化［39，41，67］、中深部凍土地下水來源解析和不同水體之間的轉換［36，68-69］等。不像環北極圈存在較多工業和生產用水的地下深井，青藏高原相關研究對以凍土層上水、泉水等為主的淺層凍土地下水進行了補給源解析［67］，利用δ18O 和δD 同位素揭示了補給源的空間差異［70］和年內變化［38］。不能忽略的是，穩定同位素進行分割時潛在的誤差會造成分析結果的不確定性，這對水分來源的定量識別存在一定的限制［71］。

刻畫不同深度凍土地下水補徑排特征的示蹤劑不同。評價凍土層上水在活動層中的流動路徑，溶解有機碳（DOC）是有效的示蹤劑，因為與相鄰非凍土區相比，近地表土壤富含有機物而具有較高DOC 和較低的溶質濃度［72］；將穩定同位素δ18O 與DOC 相結合，可綜合解析凍土層上水來源和補給河流的徑流機制與路徑［39，67］。對于較深的凍土地下水，主要化學離子與穩定同位素（δ18O、δD、δ13C）的結合使用，能有效評估多年凍土區、季節凍土區的地下水流動路徑和水力連通性［73］以及補徑排變化［41］。放射性同位素氚（3H）和氡（222Rn）質量平衡模型近年來也被用于量化多年凍土地下水排泄特征［74］。要注意的是，基于示蹤劑的徑流分割方法將整個流域作為“黑箱”處理［71］，僅根據水文輸入和輸出間的同位素濃度關系來確定水體的轉化關系，無法準確刻畫從一個端元至另一個端元之間的產匯流過程。因此，更高的時空采樣率有助于提高對水文機制的認識。

3.2 水化學指示的凍土地下水年齡

研究凍土地下水年齡和循環的主要方法是環境示蹤劑法。常見的示蹤劑有放射性同位素碳-14（14C）、氚（3H）［10-11］和有機物示蹤劑如氟利昂（CFCs）、六氟化硫（SF6）等［75］；其中，3H、CFCs和SF6是測定年輕地下水的方法［76-77］，它們在凍土區地下水測年中的適用性和敏感性存在差異［75］；14C 測年上限為35～40 ka［69，76］，適用于測量中、老地下水。當使用14C測年時，需要先校正非大氣來源的稀釋，以補給時的初始14C 活度作為起點［21］；13C 可用于校正，并且含水層中13C 豐度在土壤衍生的溶解無機碳（DIC）和碳酸鹽礦物之間存在顯著差異，是地下水中DIC 演變的良好示蹤劑［40］；通過實測數據建立14C-3H 相關曲線，也可反推出初始的14C 的濃度用于校正；考慮到多年凍土區采樣和化驗的艱苦，使用3H 和13C 混合校正模型可作為最常用的14C 測年校正模型［69，76］。將水化學離子、穩定同位素（δ18O、δD）、放射性同位素（3H、14C 和U）及甲烷水合物烴類等多種示蹤劑結合，往往用來分析不同深度凍土地下水的循環演化［78-79］。必須要考慮的是，放射性示蹤劑的應用受其濃度大小和示蹤劑來源影響，導致其初始輸入值確定困難和校正方法準確性有局限；而CFCs和SF6精度受校正因素如溫度、過量空氣和生物降解等影響。因此，根據局地條件選擇合適的示蹤劑進行凍土地下水測年尤為重要。

3.3 水化學指示的凍土地下水溫度/環境

地下水中的氣體受補給時大氣成分、鹽度和溫度的影響，而水位線以下的惰性氣體濃度將會得以保持［33］；這些惰性氣體有三種組成成分，溫度影響其分餾和分配［80］。因而，惰性氣體（He、Ne、Ar、Kr、Xe）能夠估算地下水補給溫度。例如，Utting等［33］估算出地下水補給溫度在0～5 ℃之間，進而可以比較地下水補給溫度與排泄溫度，來確定補給地下水是否將熱量平流至地下；Saltel等［69］估算出不同地下水補給溫度，并與地下水年齡相結合，進而重建了一個大型含水層系統所記錄的古氣候環境。此外，利用詳細的水化學組分數據，評估多年凍土地下水的水化學形成環境也被證明有效［77］。要注意的是，使用惰性氣體刻畫補給溫度時必須考慮到放射性衰變產生的惰性氣體同位素，包括氚產生的3He、α 衰變產生的4He和40K產生的40Ar［33，69］。

3.4 水化學指示的凍土地下水污染

目前關于凍土地下水污染的研究較少，因為多年凍土區人類活動一般較少，水體的污染發生在一些工礦區。利用不同位置礦井中地下水的主要化學離子和同位素（18O、D、3H、14C）濃度的變化，能有效評價地下水污染情況；例如，Stotler等［68］評估發現采礦爆破和鉆井用鹽水改變地下水化學成分，并隨著地下水循環演化造成污染。鈾（U）是地下水中的一種潛在污染源，由于多年凍土區的低溫環境會顯著抑制鈾還原，鈾金礦等存在天然鈾的地區的凍土層下水具有較高的鈾濃度；當凍土退化時，凍土層下水向地表更多地排泄會加劇鈾的遷移，進而造成水污染。將234U-235U-238U 濃度與穩定同位素特征和水齡相結合［81］，是研究多年凍土地下水鈾遷移機制的有效手段，可以幫助我們應對潛在的地下水鈾污染威脅。

4 凍土退化對地下水和區域環境的影響

過去60 年全球氣候變暖，多年凍土不斷退化［7，13，82-83］。研究表明，多年凍土退化會引起地下水流系統的重新激活［48，84］，水文循環從地表水轉變為以地下水為主的系統，進而影響當地水文、生態、工程基礎設施甚至氣候［85-86］（圖3）。雖然地下水是凍土退化后直接變化的部分，但它不易觀測，因此很少有單獨去研究凍土退化對地下水影響的文章，往往通過其變化后引起地表水文過程及區域環境的改變來反映。

圖3 氣候變化背景下多年凍土地下水的變化Fig. 3 Changes in permafrost groundwater under a warming climate

4.1 凍土退化引起地下水的變化及其影響

4.1.1 凍土退化引起地下水的變化

在補給區，多年凍土融化導致補給區的面積擴大、補給期延長、補給率增加、凍土融水補給比例升高［85］。凍土層上水補給增加，有助于凍土之間的不連續區域以及融區的發展，其擴張和貫通會增加凍土層上、下的水力連通性［87］，進而改變凍土層上水的排泄結構、凍土層下水的補給結構和局部水循環結構。而深部地下水補給的增加可能導致多年凍土從底部融解的速度增加，反過來又加速凍土退化［56］。

凍土退化改變原本地下水的流動方式。多年凍土的覆蓋面積減少，會在近地表形成一個未凍結的含水層，凍土融水首先會暫時增加地下水流量，而地下水位高度決定最終凍土地下水流量的增/減［46，48，88］。多年凍土上界面加深，建立了一個逐漸向下增長的淺層地下水流系統，垂向滲透率增加［85］，更多的水從低導水率的深層通過［45］。而深層多年凍土消失會導致深層地下水流路徑的形成［84］，地下水循環越來越多地通過地下進行，而不是通過多年凍土層上面的不透水土壤的直接徑流［89］。此外，隨活動層增厚地下水具有更長的徑流時間［5］，具體的影響機制為：①活動層增厚使得地下水垂直流動滲透而不是直接平流，從而增加徑流時間；②多年凍土轉變為季節性凍土使徑流方向偏離了直接排泄的方向；③活動層中的水季節性凍結固定導致了徑流時間延遲［90］。

除了北極的一些海岸帶，補給河流基流是凍土地下水最主要排泄方式。當前，多年凍土退化引起其補給的河流基流增加已被普遍記錄到［91-92］?；鞯哪陜茸兓饕l生在冬季和春季［93］；冬季基流增加、夏季峰值流量減少［48，83］。這些變化可能是活動層增厚使通過多年凍土層上含水層的流量增加而實現的，也可能是河流下方未凍結區的凍土層上水補給量增加來實現的［42，84，88，94］。雖然剛開始時，不連續多年凍土區比連續多年凍土區的凍土退化更容易引起基流的增加［91］；然而，隨著長期的持續退化，不連續的、零星的和孤立的多年凍土區的徑流量呈現顯著的減少趨勢，而連續多年區徑流量呈現顯著的增加趨勢。這主要是不連續多年凍土區，凍土橫向退化、范圍減小，先前儲存在地表附近的水的滲透增加，導致地表缺水；連續多年凍土區垂直退化占主導地位，增厚的活動層下面仍然是一個低滲透性的凍結層，維持表層富水［95］。試驗模擬印證了這點，即溫度升高的情況下，凍土融化先導致排水量增加，隨后多年凍土退化進一步發展至完全融化，排水量再次減少［90］。雖然流入河流的地下水總量增加，然而凍土層上水對基流的補給比例卻在下降［48］，這也增加了基流的停留時間，最終增加了復合河水的停留時間。

凍土退化、活動層增厚引起地下水流機制的改變增加了地下水的儲存能力，在地下水位上升的地方，甚至在深層含水層的較大深度區間內彈性儲存量發生變化的地方，地下水儲存量將顯著增加［73，91，94］。進一步的研究表明，凍土退化引起地下水儲量的增加與多年凍土面積負相關［96］。

凍土退化、多年凍土轉化為季節凍土的過程中，它所含的固態冰轉化為液態地下水，釋放封存于地下冰中的有機碳庫，溫室氣體和甲烷的排放量會增加，多年凍土的碳庫功能被削弱，甚至會創造碳源［97］，導致大面積土壤碳循環的重大變化。通過地下水排放進入北極湖泊的橫向CH4輸入量可能很大，并且構成了將地下冰固液轉化中CH4的產生與通過湖泊的大氣排放聯系起來的重要途徑［98］。此外，凍土所含冰的融化使凍土斜坡的不穩定性增加、表層地貌改變［64，85，99］，在不同生態系統其變化特征不同：凍土濕地生態系統，凍土退化導致濕地泄流，排水網絡連貫，影響濕地分布［45，55，85］；高寒草地因凍土退化，草原萎縮為草甸，甚至出現沙漠化［100］；森林生態系統，凍土退化會導致其轉化為草本水生或濕地生態系統［101］；喀斯特地區，新的熱融湖塘會隨凍土退化而形成，已有湖泊、池塘會因貫穿融區的發展將消失［99，102］；濱海多年凍土區，多年凍土退化將使近海排放的地下水增加，進而改變海冰分布和近海岸的海水循環［85］。

4.1.2 凍土地下水變化的影響

凍土地下水流動的改變和排泄的增加會造成不同影響。一方面，地下水流動路徑加深將導致積水范圍和地表蒸發的速率降低；地下水流速的增加將改變特定場地的巖土工程條件，并增強地下水排放現象，如凍脹和結冰［85］；由于非凍結水的可用性增加，凍脹率增加，可能對許多工程結構如建筑物、公路、鐵路和管道產生不利影響。另一方面，由于地下水排放增加，結冰活動的規模將會增加。增加的地下水流會加劇沖刷率，進而不成比例地增加溶解無機物溶質［103］。而地下水補給河流流量比例增加的潛在影響有：①河流流量的季節性變化減少；②季節性河流溫度發生變化；③河流冰厚度減少，冰破裂時間縮短［48］。

4.2 凍土退化對地下水的水化學特征的影響

上文提到，凍土退化引起地下水流動路徑變長和排泄量增加等。流動路徑變長，地下水中的元素含量會因植物和微生物的吸附和吸收而降低；相反，由于土壤的淋溶或基巖的風化，一些元素的濃度可能會沿流動路徑增加。表層土壤和泥炭層產生的DOC和溶解有機氮（DON）不再直接徑流向河流，而是被微生物迅速利用轉換而衰減，分解在活動層或地下水中［91，104］。隨著地下水對河流補給量增加，河流中的DOC 和DON 輸出減少、DIC 和溶解無機氮（DIN）輸出增加［105］，例如，Walvoord 等［91］發現，補給了育空河25%流量的地下水，貢獻了河流DOC 和DON的5%～10%，以及DIC和DIN的35%～45%。

此外，地下水主要離子（如Ca2+、Mg2+等）的濃度會隨著多年凍土退化和地下水位降低而顯著增加，這是由于與有機淺層土壤的相互作用減少，與深層礦物層的相互作用增加［106］；凍土退化也能改變水中的微量元素（如Ni、Mn 等）含量［107］。存在季節流量變化的區域，當發生春季融水和夏季降水事件時，凍土層上水中的DOC濃度升高、總溶解氮（TDN）濃度和主要離子濃度降低；夏季干旱期，有機物濃度下降，硅酸鹽和碳酸鹽礦物溶解比例升高；而冬季基流中TDN 濃度略有增加，硅酸鹽與碳酸鹽溶解比例較低［108］；數值模擬表明，產生這些變化的本質是不同季節凍土層上水流動路徑的改變，以及地下水與地表水之間的水力聯系改變［109］。

值得注意的是，在熱融湖塘的形成、擴張和排干過程中，氣候變暖、凍土退化可導致其周圍高含冰量沉積物的融化，并反過來影響湖水和地下水的化學性質［63］。一項來自熱融湖的沉積物序列分析顯示，熱融湖塘長期發展演化過程中沉積物礦物粒度減小、主要化學元素濃度降低、有機質含量增加［110］；另一項研究顯示，凍土融化使得熱融湖塘的離子濃度和電導率升高［111］。

5 多年凍土地下水模型的發展

多年凍土區氣候環境惡劣，現場觀測數據缺乏，因此，數值模擬成了研究凍土水文機理和預測未來演變趨勢的重要手段［5，14，16］。凍土地下水模型也稱為低溫水文地質模型［14］，主要分為三類［16］：綜合低溫水文模型（具有耦合的地表和地下過程）、低溫水文地質模型（僅模擬地下過程）以及在通用多物理建模環境中實現低溫水文地質過程的模型。本節，我們簡要對比當前凍土地下水模擬的應用和差異。

5.1 地下水、熱過程的耦合及發展

早期開發的凍土地下水模型，為研究復雜水文地質環境中地下水流和熱條件之間的關系提供了很好的理解［112］。然而大多數情況下，最初的這些模型不適于理解多維的凍土地下水流動系統［16］。隨后逐漸開發了SUTRA 模型［113-114］、FEFLOW 模型［115-116］、HEATFLOW 模型［55，117］、GEOtop 模型［118］、MODFLOW模型［48，119］、FlexPDE模型［84，120］等二、三維模型和耦合凍土模塊的分布式水文模型MIKE SHE模型［121］、GBEHM 模型［122］等。為了更細致地刻畫低溫凍融過程對地下水流和能量傳輸的影響，建模人員通過建立冰含量和水力傳導率之間的關系、耦合動態凍融過程及其對土壤能量平衡、水力和熱力性質的影響等措施［118］，來不斷調整改進這些模型［16］。

5.2 凍土地下水模型的應用

季節性凍融和地下水文地質結構對地下水補給和排泄的影響是多年凍土水文學中的關鍵因素［16］。近年來凍土地下水模型的不斷發展，使研究人員能夠通過改變模型參數和邊界條件等來模擬這些關鍵因素。而多年凍土區不同氣候變化情景下復雜的地下水熱過程的模擬結果普遍表明，地下水熱狀況會對氣候引起的地表溫度變化產生反饋，進而改變地表-地下水文地質條件。整體上，當前低溫水文地質模型模擬的內容主要包括以下方面：模擬地下水的流動［15，32，48，84］、模擬凍土與地下水之間的水熱作用［119-120］、模擬地下水的平流熱傳輸和影響［55-56，117］、模擬融區的發展和影響［54，58］、模擬地下水補給河流的機理［43，87，114］、模擬氣候變化背景下凍土地下水的變化［88，115，121］等。

5.3 凍土地下水模型的對比

由于包含了非線性凍融過程和復雜的水、熱邊界條件，凍土地下水模型比傳統的地下水模型更為復雜，因此模型的受眾基本是一些建模專家［16］；并且大多為封裝化或商業化軟件［123］，這就決定了凍土地下水模型在使用上的困難［15］。在這里，我們嘗試對近年來的低溫水文地質模型做一些簡單對比。

從模型維度上講，凍土地下水的復雜性要求模擬時更多考慮三維空間和更大、結構更復雜的系統，近年來常見的低溫水文地質模型中，SUTRA、FEFLOW、MIKE SHE、MODFLOW、GEOtop 都可進行三維模擬，而FlexPDE、HEATFLOW 以二維模擬為主。盡管二維空間可能存在局限性［15］，然而目前為止，一維和二維模擬比三維模擬更常用于寒區地下水系統，這主要是三維模型對使用者的要求高以及寒區局地條件的差異太大而導致一個地區的參數化方案并不能在另一個地區適用。從方法上來講，一般的凍土地下水模型耦合凍融過程時，往往是克拉伯龍方程的一種形式與熱力學相結合［14］；可將這些函數形式分類為3 種［16］：描述土壤凍結曲線的函數、描述土壤水分特征曲線來反映滲透率的函數、描述體積導熱系數和熱容隨土壤含冰量變化引起土壤導熱變化的函數。常見的，SUTRA模型使用分段線性函數［113］、指數函數［114］或冪函數［124］模擬土壤凍融曲線以耦合凍土土壤水熱過程；FlexPDE 模型使用未定義的平滑函數曲線法，通過經驗方程模擬土壤水熱過程［120，124］；GEOtop 使用Richards 方程來模擬變飽和的凍融過程［125］；HEATFLOW 模型使用指數函數模擬土壤凍結曲線，以土壤未凍結水分飽和度來反映滲透率［117］；MODFLOW 使用線性和非線性方程模擬地下水流動［126］；而FEFLOW 模型通過對Van Genucten 方程參數的估計，根據固、液態水飽和度確定滲透率［116］。

不能忽視的是，現有模型多基于數值方法求解，缺少實測數據檢驗，而且模型邊界條件多為理想化條件，與復雜的野外條件相差較大［22］。例如，大多數調查氣候變化時凍土地下水變化的研究都假設了理想化的含水層［124］；STURA、FlexPDE 多限于對理想化地下環境的模擬［15］；HEATFLOW 忽略了地表積雪影響、熱狀況和水平熱傳導等，認為地表水的入滲是理想化的［117］；一些三維模型的邊界條件不是特定的現場條件，也是基于理想化的情景［15］。此外，雖然分布式水文模型MIKE SHE、GBEHM 等針對寒區水循環中子過程/子單元分別建立凍土子模塊，但存在參數眾多難以率定的困難［127］。當然，建模人員在不斷優化這些不足?，F有的一些解決方案，將單獨的地表模型輸出結果作為地下水模型的邊界條件，以提高模擬的精度［15］。例如，使用SHAW 模型計算低溫和地表水平衡，然后將其作為FEFLOW 的邊界條件［115］；對GEOtop2.0考慮了一些地表過程，消除使用地表模型輸出邊界條件來驅動地下水熱傳輸模型的需要。

綜上所述，在考慮地下水模型時，我們優先要考慮下墊面環境條件和所選用模型代碼的可用性，通常建立地下水模型時要考慮的參數有飽和導水率/滲透率和孔隙度、相對滲透函數、土壤凍結曲線、比熱、導熱系數和水體不同相態參數以及初始條件或邊界條件的可塑性［16］，這些多與地質條件和研究程度相關，需要根據可用理化參數，考慮更加符合實際條件的輸入參數和邊界條件，以匹配合適的模型。

6 結論和展望

通過整理和分析，本文刻畫了凍土地下水的分布、補徑排和循環特征；探討了凍土與地下水之間的復雜水熱作用。寒區的惡劣條件，使得水化學和數值模擬成為目前除了直接觀/監測外研究凍土地下水動態的主要方法，考慮到二者的特點，將可觀測的水化學示蹤劑作為低溫水文地質模型的輸入參數或約束條件，或許是值得嘗試的。本文中，我們并沒有對比高緯度地區和高海拔地區多年凍土地下水系統的異同，因為高山地區可支持研究的觀測數據更少，局地特征和地質構造復雜性更加明顯，并且地形對凍土地下水徑流的影響已經被證明不可忽略。

不能忽視的是，過去幾十年氣候變暖、凍土退化引起凍土地下水的變化以及這些變化所帶來的直接和間接影響已威脅到寒區的水資源安全和生態環境，慶幸的是，人們已經意識到了這些潛在的威脅。盡管目前關于地下水變化和影響的相關研究，初步預測了退化凍土所含冰轉化為地下水的時空過程［45，68，85］、預估了隨著多年凍土退化而改變或已經改變的水文成分［15，46，48，88］、評價了氣候變化下地下水變化對區域環境的影響［97-98］，耦合凍土凍融、地下水流和平流熱傳輸的復雜低溫水文模型不斷發展，然而有幾個問題值得我們考慮：①大多數研究氣候變化對凍土地下水影響的模型都假設了理想化的含水層，缺乏將寒冷地區模型模擬與現場數據進行比較［14］。航空地球物理技術的發展已經支持了一些新興的綜合野外數據集［128-129］和確定融區邊界、熱監測［12］。將二者有效聯系起來，有助于提高我們對凍土地下水變化的更好理解。②雖然高山多年凍土區是為世界大部分人口提供淡水的江河源頭［70］，但很少有針對高山多年凍土環境的低溫水文地質建模［15］，高山觀測數據缺乏和建模時要考慮的地質條件更為復雜可能是主要原因。李宗省等［130］已經建立了基于水化學和同位素數據的高寒山區水文觀測網絡，即使還不能利用航空地球物理技術建立高海拔多年凍土數據庫，但這一觀測網絡已經為高山多年凍土區復雜的低溫水文地質模擬提供了可用的數據基礎。③平流熱傳輸在凍土退化中的作用程度可能取決于與地表水體的接近程度、降水的時間和強度、局地和區域地形等［14］，它的影響在模擬過程中是可變的，而目前的模擬沒有考慮到這一點。④耦合氣候變化和地下水復雜水熱過程的一種方式是，將氣候模型輸出轉換為地下模型邊界條件、以短期步長將大氣環流模式（GCMs）模擬氣候變化的輸出作為輸入條件，通過降尺度方式驅動低溫水文模型［14］。該過程本身的復雜性，以及由于氣候變化引起地下水平流熱傳輸潛在增加的影響，僅有個別模擬進行了嘗試［122］。怎樣在模型中構建嵌套的時變熱傳輸過程可能是未來模擬更為精準的一個關鍵。