1、DOI：10.16030/ki.issn.1000-3665.202303060朱亮，杨明楠，刘景涛，等.多年冻土退化对冻结层上水变化的影响研究以黄河源区为例 J.水文地质工程地质，2023，50(6):3-13.ZHU Liang,YANG Mingnan,LIU Jingtao,et al.The influence of permafrost degradation on the change of suprapermafrost water:A casestudy in the source areaof the Yellow RiverJ.Hydrogeology&Engineeri
2、ng Geology,2023,50(6):3-13.多年冻土退化对冻结层上水变化的影响研究以黄河源区为例朱亮1，杨明楠1，刘景涛1,2，张玉玺1,2，李备1，周冰1,3，陈玺1（1.中国地质科学院水文地质环境地质研究所，河北 石家庄050061；2.河北省/中国地质调查局地下水污染机理与修复重点实验室，河北 石家庄050061；3.中国地质大学（北京），北京100083）摘要：冻结层上水是支撑寒区生态系统的重要水源和维持寒区水热循环过程的重要纽带，科学认识冻土退化对冻结层上水的影响作用，对气候变化加剧下高寒地区水资源及生态保护具有重要意义。针对黄河源区多年冻土退化的水文效应，基于典型监测点冻
3、土地温、含水率监测数据和黄河沿水文站断面径流变化数据，分析黄河源区多年冻土退化特征，探讨冻结层上水水位埋深和补给过程对多年冻土退化的响应。结果表明：20102020 年监测点 02.4 m 剖面上平均升温 0.42 C，多年冻土上界面埋深由 2.1 m 降至 2.5 m，平均下降速率 4 cm/a；以 2018 年为时间节点，冻结层上水埋深由 0.9 m 以浅降至0.91.8 m 之间；冻土退化引起活动层融化期（510 月）的径流过程提前、径流极值比降低、1 月份径流过程线更加凸出。地温是控制冻结层上水变化的核心要素，在暖湿化的气候变化条件下，多年冻土退化将改变冻结层上水的动态特征及其与地表水
4、之间的水力联系，进一步影响黄河源区的水文生态过程。关键词：冻土退化；冻结层上水；土壤水；地表径流；黄河源区；气候变化中图分类号：P641.139 文献标志码：A 文章编号：1000-3665（2023）06-0003-11The influence of permafrost degradation on the change ofsuprapermafrost water:A case study in the source areaof the Yellow RiverZHU Liang1，YANG Mingnan1，LIU Jingtao1,2，ZHANG Yuxi1,2，LI Bei1
5、，ZHOU Bing1,3，CHEN Xi1（1.Institute of Hydrogeology and Environmental Geology,Chinese Academy of Geological Sciences,Shijiazhuang,Hebei050061,China；2.Key Laboratory of Groundwater Pollution Mechanism and Remediation,China Geological Survey/Hebei Province,Shijiazhuang,Hebei050061,China；3.China Univers
6、ity ofGeosciences（Beijing）,Beijing,100083,China）Abstract：The supra-permafrost water is a vital water source to support the ecosystem and an important link inmaintaining the hydrothermal cycle in the permafrost area.Under the intensification of climate change,scientificunderstanding of the effect of
7、permafrost degradation on the supra-permafrost water is of great significance to 收稿日期：2023-03-15；修订日期：2023-06-17投稿网址：基金项目：中国地质科学院基本科研业务费项目（YK202312）；中国地质调查局地质调查项目（DD20230422）第一作者：朱亮（1984-），男，博士，副研究员，主要从事水资源与地下水环境方面的研究。E-mail：通讯作者：杨明楠(1985-)，女，博士，助理研究员，主要从事水循环与水环境演化方面的研究。E-mail： 第 50 卷 第 6 期水文地质工程地质V
8、ol.50 No.62023 年 11 月HYDROGEOLOGY&ENGINEERING GEOLOGYNov.，2023water resources and ecological protection.Focusing on the hydrological effects of permafrost degradation in thesource areas of the Yellow River,this study analyzed the degradation characteristics of permafrost,and revealedthe response of
9、the depth of groundwater level and recharge process of the supra-permafrost water to thepermafrost degradation,on the basis of the temperature and moisture content of frozen soil at typical monitoringpoints and the runoff change at the Huangheyan Hydrologic Station.The results show that the average
10、temperatureincreased 0.42 C at the 02.4 m profile of the monitoring point from 2010 to 2020.The depth of the upperinterface of the permafrost reduced from 2.1m to 2.5 m,with an average decrease rate of 4cm/a.After 2018,thedepth of supra-permafrost water level reduced from less than 0.9 m to 0.91.8 m
11、.The permafros degradation led tothe runoff process in the melting period of active layer(MayOctober)being advanced,the ratio of extreme valuebeing reduced，and the runoff hydrograph in January being more prominent.Ground temperature is the dominantfactor in controlling the changes of depth of the su
12、pra-permafrost water.Under the condition of warm and humidclimate change,Permafrost degradation would change the dynamic characteristics of the water above the frozenlayer and its hydraulic relationship with surface water,affecting the hydrological and ecological processes in thesource area of the Y
13、ellow River.Keywords：permafrost degradation；suprapermafrost water；soil water；runoff；source area of the YellowRiver；climate change 多年冻土区地下水系统与非冻土区之间存在显著差别，根据埋藏条件、空间分布和补径排特征，多年冻土区地下水主要分为冻结层上水、冻结层间水、冻结层下水和河湖融区地下水 4 种类型1。其中，冻结层上水赋存于多年冻土上部的季节性融化带中，是多年冻土与地表进行水热交换的重要纽带和支撑高寒植被生态系统的重要水分来源，其空间分布和动态变化是影响寒区水文循环
14、和生态格局演变的关键因素2 3。在全球变暖的气候变化背景下，多年冻土发生广泛退化，尤其是中低纬度地区的高海拔型冻土的退化速度更加显著4 7。作为维持高寒地区水文生态过程的关键地质要素，多年冻土退化一方面使多年冻土中的固态水向液态水转化并对冻结层上水形成有效补给；另一方面多年冻土顶板下降使活动层厚度和冻结层上水埋深增加，引起大气降水、土壤水和冻结层上水“三水”转化关系的变化，直接或间接地影响冻结层上水的水源补给及动态变化过程，并进一步对流域水资源格局及生态功能产生显著影响8 10。近几十年来，在我国以三江源地区为代表的青藏高原多年冻土发育区出现了植被退化、径流衰减等一系列生态环境问题，这些都与多
15、年冻土退化引起的冻结层上水的变化存在密切关系11 12。因此，研究冻结层上水变化对多年冻土退化的响应是揭示气候变化下寒区水循环及生态演变的关键所在。地下水水位是反映非冻土区潜水资源变化的重要信息，但在多年冻土区，由于受活动层冻融过程及多年冻土退化等多种因素的影响，水位变化比较复杂且不能完全反映冻结层上水资源的变化特征，融合地温、土壤体积含水率和水位等的多元监测数据集才是准确研判冻结层上水变化的主要依据13 14。在流域尺度上，当多年冻土的覆盖率超过 60%时，冻融过程将对径流过程产生明显的影响作用6，冻结层上水作为多年冻土区地表径流的一个重要补给源，因此，地表径流的变化也是反映冻结层上水变化的
16、重要信息。北极主要河流水文监测资料表明，大部分多年冻土区河流的入海径流量呈现持续增加趋势，与当地降水变化趋势关系不明显，而与气温变化趋势相关性较强15。在我国天山、祁连山的一些流域及长江源区、雅鲁藏布江源区等多年冻土分布区也都存在气候增温胁迫下的径流增加趋势16 18。遥感数据对比分析发现，近年来随着气候变暖，青藏高原多年冻土区的内陆湖泊大多存在面积扩张、水位上升态势19 20，比较极端的实例是地处高原腹地的卓乃湖水位持续上涨并发生溃决事件21。这些变化与冰冻圈固态水融化形成新的补给水源进而参与流域水循环具有密切关系。除了引起径流的年际变化外，多年冻土退化对于径流的季节性变化也存在一定的影响。
17、由于冻土退化，活动层增厚增加了活动层的储水能力，20 世纪80 年代以来黄河源区的春季直接融雪径流系数随着冻融指数的下降而减小，随着气温的持续变暖春汛在 4 水文地质工程地质第 6 期未来可能会逐渐消失。在暖湿化的气候条件下，青藏高原区域地下水资源量在 20032012 年总体上储存量增加，年增长率为 9.7 mm，地下水的增加引起冬季基流排泄量的增加和地表径流的季节分配趋于平缓22 25。但也有研究表明冻土对径流的季节调节作用主要体现在暖季尤其是 6 月径流的增加，其余月份径流均减小26。由于径流的季节性变化还与气象条件、人类活动、区域水文地质特征等多方面因素有关，而且不同研究区所采用的径流
18、数据系列及分析方法不同，多年冻土退化对季节性径流变化的影响机制及影响程度等仍是一个有争议的问题，而且在活动层冻结状态下，冬季径流的变化更多地受控于冻结层下水、层间水及河湖融区地下水，对冻结层上水变化的指示作用并不明确。为深入揭示多年冻土区冻土退化对冻结层上水变化的影响作用，本文结合黄河源区多年冻土退化区的典型冻土监测数据和黄河沿水文站的径流数据，主要探讨冻结层上水水位埋深和冻结层上水的补给过程和补给源对多年冻土退化的响应变化。研究成果为科学认识气候变化下黄河源区冻土退化的水资源及水循环效应提供科学依据及理论支持。1 研究区概况黄河在玛多黄河沿水文站以上的河段称河源段，河长 285.5 km，流
19、域面积 20 930 km2。黄河源区平均海拔高度在 4 200 m 以上，属高原大陆性半干旱高寒气候，多年平均降水量为 326.4 mm，多年平均蒸发量（E601）为 797.7 mm。流域的中北部为扎陵湖鄂陵湖盆地、黄河冲洪积平原，地势起伏和缓，其内湖泊星罗棋布，河溪较多，南部巴颜喀拉山地势高亢、山体纵横，沼泽湿地片状点缀其中。区内具有一定厚度的多年冻土（岩）形成一个较统一的隔水层，多年冻土厚度随海拔高度的降低而变薄，受其控制而出现了冻结层上水、冻结层下水、融区地下水等几种特殊的地下水类型。其中，分布于南北山区和广大丘陵区的基岩裂隙冻结层上水，以及分布于山间、山前平原的第四系松散岩类冻结层
20、上水，是该区分布最为广泛的地下水类型。在暖季，大气降水多直接入渗补给地下水，寒冷季节，大气降水多以冰雪形式得以保存，翌年随着暖季的到来，冰雪开始融化，以地表径流入渗的形式补给地下水，因而大气降水与地表水是区内地下水的主要补给来源。区域上基岩山区构成了黄河源区地下水的主要补给-涵养区，各类地下水经过山前冲洪积平原的径流转化后，都以黄河河谷为排泄基准面，向其径流排泄。黄河源区位于青藏高原东部多年冻土区向季节性冻土区过渡的边缘地带，多年冻土覆盖面积占全区80%以上（图 1），且多年冻土具有地温高、厚度小的特点，对气候变化十分敏感。从整个区域上来看，20世纪 80 年代以来，多年冻土下界面高程普遍升高
21、了5080 m。多年冻土由大片状逐渐变为岛状、斑状，厚度变薄，部分多年冻土岛完全消失变为季节性冻土27。结合热传导计算模型的模拟结果显示，在不同气候变化情景下，到 2100 年黄河源区冻土退化幅度可达到22%50%6。N数据接收系统草甸土,根系发育0.5 m0.6 m扎陵湖鄂陵湖黄河0.9 m02550 km1.8 m砂质粉土2.2 m2.4 m季节性冻土区冻土监测点地下冰多年冻土区黄河沿水文站图 1 监测点位置及冻土监测剖面示意图Fig.1 The distribution of permafrost and monitoring points in the source area of t
22、he Yellow River2023 年朱亮，等：多年冻土退化对冻结层上水变化的影响研究以黄河源区为例 5 2 数据与方法 2.1 数据本文的研究数据主要包括 19602020 年气象、水文数据、20102020 年冻土监测点的地温、土壤水分（体积含水率）监测数据和 2022 年 9 月2023 年 9 月的地下水水位、土壤体积含水率监测数据。其中，气温、降水数据来源于中国气象数据网（http:/ 年的地温和土壤体积含水率数据为中科院在黄河源区多格茸盆地的冻土监测点的日均监测数据，监测层位深度分别为 0.5，0.9，1.8，2.4 m；监测点位于黄河源区东部边缘多年冻土退化明显的多格茸盆地；
23、监测点所在区的植被类型为高寒草甸，草甸土厚度约 60 cm，下部为砂质粉土。2022 年 9 月2023 年 9 月的地下水水位、土壤体积含水率监测数据来源于课题组于 2022 年 7 月新建的冻土-地下水联合监测站的监测数据，新建监测站与中科院冻土监测点处于同一个水文地质单元内，从 2022 年 9 月底开始，监测数据基本稳定，监测结果开始具有有效性。2.2 方法以黄河源区多格茸盆地多年冻土监测数据为基础，根据地温和土壤体积含水率的长序列监测结果，采用趋势分析和对比分析的方法量化多年冻土上界面的退化幅度和冻结层上水水位埋深的变化；进一步结合区域气温变化趋势划分不同冻土退化，通过比较不同冻土退
24、化阶段活动层融化期内径流过程的变化，揭示多年冻土退化对冻结层上水补给过程的影响机制。3 结果 3.1 地温变化特征受气温升高的影响，黄河源区多年冻土退化加剧。从各监测层位地温变化曲线（图 2）上可以看出，20102020 年间，0.5，0.9，1.8，2.4 m 监测剖面上年均地温均呈波动上升趋势，10 a 间各层的升温幅度分别为 0.71，0.45，0.26，0.26 C，整个监测剖面上平均升温 0.42 C。各层位年际之间的波动变化趋势一致，浅层地温的升温幅度较大且波动性强，而深层地温的升温幅度较小且波动性较弱。15105051010505 15105051010505 日均地温/日均地温
25、/日均地温/日均地温/2010-01-012012-01-012014-01-012016-01-012018-01-012020-01-012022-01-012010-01-012012-01-012014-01-012016-01-012018-01-012020-01-012022-01-01（c）1.8 m（d）2.4 m（a）0.5 m（b）0.9 m 图 2 不同深度监测层位地温变化曲线Fig.2 Ground temperature changes in different monitoring layers 从不同层位地温的年内波动看，随着深度的增加，地温的谷值和峰值出现的时
26、间不断向后推移，其中，0.5 m 地温的谷值和峰值分别出现在 1 月上旬和8 月上旬，且到达峰值后随气温的降低而快速降低，2.4 m 地温的谷值和峰值分别出现在 3 月中旬和 10 月上旬，而峰值附近高温的时间持续近 2 个月。这说明表层地温受地表气温影响更加明显，而深层地温在受气温变化的同时还与地温梯度及地层积温等因素有关28 31。因此，冻土的融化周期不是某个深度上的融化时间，而是从最上层开始融化至最下层开始冻结的 6 水文地质工程地质第 6 期一个时期。从各监测层位融化天数（地温0 C）的变化上看（表 1），各监测层位每年的融化天数总体上均呈增加趋势，其中 0.5，0.9 m 深度上的增
27、速相对缓慢且存在波动，表现出受年度气温变化而变化的特征，而 1.8，2.4 m 深 度 上 的 增 速 相 对 较 快 且 稳 定。从2018 年开始，2.4 m 深度上的多年冻土转化为活动层，至 2020 年融化时间达到了 29 d，明确指示了监测点上多年冻土的退化趋势。3.2 土壤水分变化特征从 20102020 年土壤体积含水率变化曲线可以看出（图 3），总体上各层位土壤体积含水率在年内呈波动变化趋势，且变化幅度随深度的增加而降低；不同深度上土壤体积含水率表现出不同的变化特征。0.5 m 土壤体积含水率基本保持稳定；0.9 m 土壤体积含水率呈明显下降趋势，尤其是年度含水率的最大值降低最
28、为明显；1.8 m 土壤体积含水率均呈增加趋势，其中年度含水率最小值增加较明显，而年度含水率最大值相对稳定；2.4 m 含水率的年度最大值和最小值均有明显增加。在整个垂直监测剖面上，土壤水分具有向深部迁移的变化特征。土壤体积含水率/%土壤体积含水率/%土壤体积含水率/%土壤体积含水率/%（a）0.5 m0153045（b）0.9 m2010-01-012012-01-012014-01-012016-01-012018-01-012020-01-012022-01-012010-01-012012-01-012014-01-012016-01-012018-01-012020-01-01202
29、2-01-01（c）1.8 m015304501530450153045（d）2.4 m 图 3 20102020 年不同深度监测层位土壤体积含水率变化曲线Fig.3 Changes of soil moisture content at different monitoring layers from 2010 to 2020 4 讨论 4.1 冻结层上水水位与土壤体积含水率及地温之间的变化关系冻土属不透水或弱透水层，土壤水分在冻土层的上限附近聚积形成冻结层上水，随着冻土融化深度增加，饱和土壤水受重力作用向下运移，进而引起冻结层上水水位下降和包气带厚度增加，因此，冻结层上水水位变化与土壤水分
30、及地温变化之间具有明确的响应关系3。由于本次收集的 20102020 年的冻土监测项目中无地下水水位数据，无法直观判断冻结层上水水位变化信息。因此本文结合 2022 年 9 月2023年 9 月的土壤体积含水率与冻结层上水水位监测结果，建立了一种依据土壤体积含水率变化判断冻结层上水水位变化的方法，并以此推断 20102020 年间冻结层上水水位的变化信息。表 1 不同深度监测层位每年融化（地温0 C）天数变化Table 1 Annual change of melting days(ground temperature0 C)from the different monitoring laye
31、rs 年份融化天数/d埋深0.5 m埋深0.9 m埋深1.8 m埋深2.4 m201013911331020111321063402012140107420201315010940020141421083802015141119550201613811360020171461166202018148116671220191511246923202014711863292023 年朱亮，等：多年冻土退化对冻结层上水变化的影响研究以黄河源区为例 7 2022 年 9 月2023 年 9 月，冻结层上水水位经历4 个阶段的变化：2022 年 910 月随着降水量减小，水位 逐 渐 从 1.4 m 降
32、 至 2.6 m；2022 年 10 月2023 年1 月，随着气温下降，活动层从上到下逐渐冻结，在冻结层上水的上部又形成了一个临时不透水层，冻结层上水表现出一定承压性，即冻结层上水的冻结承压效应，进而引起水位微弱上升，最高升至 1.7 m；2023 年15 月，活动层完全冻结，这一时段内冻结层上水也处于冻结状态，但监测结果显示的水位仍处于持续下降趋势，这说明在长达 5 个月的冻结期内，以固态形式存在的冻结层上水仍可能存在以气态形式向土壤及大气的转换过程；2023 年 59 月，随着活动层逐渐融化及降水量的增加，水位上升并随降水量的变化而波动，但可能受降水量大小的影响，并未恢复至 2022年的
33、水平，基本在 3.5 m 左右波动。综上可以看出，多年冻土区冻结层上水水位的年内变化过程与一般非冻土区存在显著差别，除大气降水外，温度对冻结层上水水位变化具有重要的控制作用。不同层位土壤体积含水率也呈现不同的变化趋势。其中 0.2，0.6 m 深度监测点包气带土壤体积含水率在 2022 年 9 月2023 年 4 月期间基本稳定在 10%以下，5 月份以后含水率出现较大波动，明显表现出受降水-蒸发控制的含水率变化特征。1.2，2.0 m 深度监测点土壤体积含水率则对水位变化的节点产生积极响应，即当水位高于相应剖面深度时，土壤体积含水率基本稳定在 50%左右，当水位降至相应剖面深度以下时，土壤体
34、积含水率快速下降（图 4），但在雨季并未出现较大波动，这说明监测点上降水和蒸发作用对土壤水分变化的影响深度基本介于 0.61.2 m 之间。由此可见，深部土壤体积含水率与水位变化密切相关，据此可以根据土壤体积含水率的变化特征推断冻结层上水水位的变化。2022-09-252023-10-05024601020300204060801000.2 m0.6 m1.2 m2.0 m2022-11-152022-01-052023-02-252023-04-152023-06-052023-07-252023-08-15土壤含水率/%水位埋深水位埋深/m降水量/m降水量 图 4 不同深度土壤体积含水率与
35、冻结层上水水位埋深的变化关系Fig.4 Relationship between soil moisture content at different depths and depth of supra-permafrost water 土壤饱和含水率大小与土壤性质有关。黄河源区土壤物理性质的相关测试结果表明，砂质土壤的饱和含水率一般在 30%左右；草甸土孔隙度大、结构疏松，具有较强的水分吸持功能，饱和含水率基本在60%以上32。结合 20102020 年各监测层位地温和含水率波动变化趋势可以看出：0.5 m 深度的监测层位的草甸土含水率在融化期内基本介于 35%40%之间，大于其它 3 个监
36、测层位的含水率，但仍未达到饱和状态；1.8 m 深度的监测层位的土壤体积含水率在融化期内基本介于 34%35%之间，达到饱水状态，且 10 a 融化期含水率基本保持稳定，所以，可以判断该监测点 20102020 年融化期内冻结层上水水位埋深一直位于 1.8 m 以浅；对于 0.9 m 深度的监测层位的土壤，20102017 年融化期内能够达到饱和但存在较大波动，20182020 年，含水率的最大值分别降为24.6%、14.5%、22.9%，均未达到饱和状态，因此，可以判断从 2018 年开始，融化期内冻结层上水水位埋深由 0.9 m 以浅降为 0.91.8 m；2.4 m 深度的监测层位融化期
37、内的土壤体积含水率在 20102014 年基本稳定在 20%左右，从 2016 年开始出现微弱上升，2018、2019、2020 年含水率最大值分别上升至 34.0%、39.7%、39.2%，也就是说从 2018 年开始，2.4 m 深度的土壤在融化期内达到水分饱和状态，即冻结层上水的底板由2.4 m 以浅下降为 2.4 m 以深。以上分析结果表明，2018 年是监测区冻结层上水水位下降的重要时间节点，同时，地温监测结果也表明 2.4 m 土壤从 2018 年 8 水文地质工程地质第 6 期开始由多年冻土转化为季节性冻土（图 2、表 1）。由此可见，冻结层上水水位下降与多年冻土退化的时间节点完
38、全一致，两者之间具有明确的响应关系，地温变化对冻结层上水水位年际、年内波动具有重要作用。随着地温不断升高，多年冻土持续退化，冻结层上水底板埋深增大，包气带厚度也随之增加，在不考虑降水量变化等因素的影响时，包气带增加的厚度相当于多年冻土上界面下降的深度。一年中的最高温度是判断某一深度是否为多年冻土的重要标志，当最高温度出现正值时说明该深度为活动层，而最高温度为负值时说明该深度为多年冻土层。因此，可以根据地温在垂向剖面上的变化规律，在不同层位地温监测结果的基础上，准确识别出最高温度的正负值交界深度，即多年冻土的上界面埋藏深度。根据 0.5，0.9，1.8，2.4 m 剖面上最高地温的监测结果，分别
39、拟合得到 2010 年、2020 年最高地温与深度之间的变化关系（图 5），据此计算得到 2010 年、2020年最高地温正负值分界的深度分别为 2.1，2.5 m，即20102020 年多年冻土上界面埋深从 2.1 m 降至 2.5 m，下降速率为 4 cm/a，据此绘制 2010 年和 2020 年多年冻土及活动层的变化情况如图 6 所示。由于该监测点位于多年冻土和季节性冻土的过渡地带，属于黄河源区多年冻土退化最为明显的地区之一，所以本次计算得到的年均冻土退化速率符合黄河源区不同区域上多年冻土退化速率（2.24.4 cm/a）33的变化趋势。值得注意的是，0.9 m 土壤在融化期的含水率由
40、饱和变为不饱和并呈降低趋势，表现出不断干燥化的土壤水分变化特征，在地表植被耗水和冻土退化引起地下水水位进一步下降的双重作用下，这一干燥化土壤层将会呈增厚趋势。多年冻土退化引起包气带厚度增加和局部土壤干燥化能够在客观上增强包气带土壤对水分的储运能力，并将进一步对降水入渗过程、冻结层上水的补给过程产生影响。4.2 冻结层上水变化与冻土退化的关系根据黄河源区地下水的补径排条件，流域内各类地下水均以黄河河谷为排泄基准面向其径流排泄，作为地表径流的一个重要来源，冻结层上水补给量约占黄河源区年径流量的 14.4%9，因此冻结层上水变化可以直观地反映在径流的季节性变化过程上。径流变化是大气降水在地表产流、土
41、壤入渗和蒸散发等多种途径上分配的结果，下垫面性质、包气带厚度、气候条件及人类活动等因素都会对径流过程产生影响35。结合黄河源区近 60 a 的年均气温变化趋势（图 7），可以将冻土变化分为 2 个阶段：19601980年，气温虽有波动，但增温趋势并不明显，可以作为多年冻土稳定阶段；19812020 年，增温趋势明显，可以作为多年冻土退化阶段。但从 2001 年开始，位于鄂陵湖下游的黄河源水电站开始运行，至 2022 年 6 月大坝彻底拆除，因此，20012020 年为冻土退化叠加水电站运行阶段。对比不同阶段径流过程变化可以发现，20012020 年，在丰水期降水量增加的情况下，径流峰值不增反降
42、，而且枯水期径流明显增加，总体上径流过程线更加扁平化，季节性变化趋于均匀（图 8）。这充分 y=4.183lnx+3.098R2=0.989 9 y=4.473lnx+3.983R2=0.991 4 20246800.51.01.52.02.53.0地温/深度/m2010年2020年图 5 2010 年和 2020 年最高地温随深度的变化趋势Fig.5 The change trends of max ground temperature with depthat 2010 and 2020 埋深/m00.51.01.52.02.53.02010年2020年0.4 m0.4 m包气带包气带活动
43、层饱水带饱水带多年冻土多年冻土推测地下水位干燥层图 6 2010 与 2020 年多年冻土及活动层变化概念模型Fig.6 Conceptual model of permafrost and active layerevolution from 2010 to 2020 6543211960198020002020年均温度/年份气温稳定期气温上升期图 7 玛多气象站 19602020 年年均气温变化Fig.7 The changes of average annual temperature at Maduometeorological station from 1960 to 2020202
44、3 年朱亮，等：多年冻土退化对冻结层上水变化的影响研究以黄河源区为例 9 体现了水电站蓄水发电过程中削峰补枯的径流变化特征，人为调蓄很大程度上掩盖了冻土退化对径流过程变化的影响作用。因此，为了消除水电站调节的影响，在冻土退化阶段的径流过程特征分析中去除20012020 年的变化数据。00.30.60.91.203060901205678月份91011121234月均径流量/108 m3月均降水量/mm19601980年降水19812000年降水20012020年降水19601980年径流19812000年径流20012020年径流 图 8 不同冻土退化阶段降水量和径流量月均变换Fig.8 Se
45、asonal variation of precipitation and runoff in differentfrozen soil degradation stages 由于冻结期内活动层基本处于冻结状态，河流主要受冻结层下水和河湖融区地下水补给1，因此，冻结层上水变化引起的径流变化主要体现在融化期（510 月）。与 19601980 年相比，19812000 年径流过程的变化主要表现在 2 个方面：（1）510 月的径流过程线趋于扁平化，径流峰值降低，极值比由 1.7 减小至1.2，径流系数由 0.10 降为 0.08，即融化期内各月的径流趋于均匀，这反映了多年冻土退化引起包气带厚度增
46、加，包气带土壤对降水调蓄能力增强的变化特征；（2）在降水量年内分配基本稳定的情况下，68 月份径流出现明显增加，且峰值由 9 月提前至 8 月，这反映了地温增加引起活动层中地下冰融化提前并对河水形成补给的变化特征。在 19601980 年和 19812000 年的退水过程线上，1 月份都存在一个径流平稳期，这与非冻土区的退水曲线逐渐降低的变化趋势存在较大差别。其原因在于，在地温梯度作用下，活动层的融化和冻结都是从表层逐渐向深层发展，前人的研究结果也显示部分区域活动层下部在 1 月份还存在正温层34，因此，在降雨径流逐渐退去的情况下，1 月份的径流平稳期是活动层下部融水的补给作用形成的。1981
47、2000 年退水曲线在 1 月份凸起更明显，凸起部分的径流量由19601980 年 的 0.03108 m3/a 增 加 至 19812000 年的 0.05108 m3/a，这说明在冻土退化阶段，深部多年冻土融化对冻结层上水的补给量增大。研究不同冻土退化阶段径流变化特征可知，冻土退化对冻结层上水补给变化的影响主要表现在 3 个方面：活动层融水对冻结层上水的补给提前，包气带土壤对降水的调蓄能力增强，多年冻土融水对冻结层上水的补给增强。但包气带厚度增加带来的地表入渗增量是否能够对冻结层上水形成有效补给仍是一个有待深入研究的问题。有研究认为冻土退化使地下水储水空间增大从而增加降水入渗补给量，支撑这
48、一观点的证据为枯水期径流量的增加9，但由于枯水期内冻结层上水基本处于冻结状态，径流主要以冻结层下水和河湖融区地下水补给为主，因此枯水期径流的变化特征并不能完全代表降水入渗补给量的变化特征。据此，冻土退化影响下冻结层上水补给变化可以概化为图 9 所示，在多年冻土稳定阶段，冻结层上水主要由当年的降水入渗补给量和活动层中上年度冻结过程中形成的地下冰融水量两部分组成。冻结层上水处于“补给冻结融化”的循环过程，在冻结过程中，土壤的重力水、毛管水以及潜水蒸发的水分受温度势的作用上升，在冻结锋面聚集冻结 36 37，这就是前一年枯水期内活动层上部虽然处于非饱和状态，但仍可以在第 2 年融化初期产生融水补给量
49、的原因，冻结层上水的补给总体上随降水量的变化而变化。大气降水地表入渗量增加1月12月1月12月有效补给量暂不确定活动层融水埋深冻结层上水多年冻土退化多年冻土活动层融水补给提前永久冻土融水补给增加冻结层上水活动层冻结活动层融解图 9 冻土退化影响下冻结层上水补给变化示意图Fig.9 Changes in the recharge source of supra-permafrost water under the influence permafrost degradation 10 水文地质工程地质第 6 期在多年冻土退化阶段，每年都会有一定厚度的多年冻土融化转变为活动层，在引起冻结层上水水位
50、下降、包气带厚度增加的同时，多年冻土融水也形成了冻结层上水的一个新的水量来源，而且地温不断升高导致活动层的融化时间提前、融期增长，地下冰开始融化参与水循环的时间越来越早而结束的时间越来越晚。5 结论（1）土壤温度控制了冻结层上水水位的年际变化和年内波动的总体态势，随着地温升高和多年冻土退化，融化期内冻结层上水整体向深部运移并引起水位埋深的增加。垂向剖面上土壤体积含水率变化可以作为判断冻结层上水变化的一个重要依据。多年冻土退化引起的隔水顶板下降是多年冻土区冻结层上水水位下降的一个重要原因，因此冻结层上水水位的下降不能作为判断多年冻土区冻结层上水水资源衰减的依据，这是区别于非冻土区潜水资源变化的一
