凍土水文地質學研究進展

戴長雷，于淼，宋成杰，Nadezhda Pavlova，尉意茹，李夢玲

（1.黑龍江大學寒區地下水研究所，哈爾濱 150080；2.黑龍江大學水利電力學院，哈爾濱 150080；3.黑龍江大學中俄寒區水文和水利工程聯合實驗室，哈爾濱 150080；4.東北聯邦大學地質勘探學院，俄羅斯 雅庫茨克 677000；5.俄羅斯科學院西伯利亞分院麥爾尼科夫凍土研究所，俄羅斯 雅庫茨克 677000）

凍土指的是溫度在0℃或在0℃以下并含有冰的土壤和巖石，分布廣泛，其中多年凍土約占全球陸地總面積的25%，在我國則占國土面積的22.4%［1］。凍土水文地質學是研究凍土區水分要素隨空間、時間的變化規律，合理利用地下水以及防治其危害的學科。在微觀上，凍土多是由礦物顆粒、冰、液相水（未凍水和強結合水）、水汽和空氣組成的混合物，成分的組成控制了凍土層的內部構造、物理力學性質及其凍融過程［2］。由于凍土層作為相對不透水層，在一定時空尺度上阻礙了地表水與地下水間的水力聯系。另外，季節性凍土層的季節性凍融循環過程顯著地影響了地下水的滲流方向、速度和循環方式，這就導致了部分非凍區的地下水運移理論和機制在凍土區并不適用［3-4］。因此，在微觀的試驗點尺度上研究包括凍結溫度、未凍水含量以及孔隙水壓力等凍土層獨有的水熱參數是凍土水文地質學研究的重要組成部分［5］。宏觀上，活動層內土壤水分的相變使得多年凍土區地下水的補給、徑流和排泄過程發生了根本變化，形成了凍土區獨特的山坡尺度和流域尺度的水文現象［6］。

近年來，為了應對這種特殊的凍土水文地質條件，多種技術手段都取得了較大的突破，相較于傳統的深層鉆探技術，包括地電法、電磁技術、雷達技術和地震法在內的非侵入性或微創地球的物理方法已經可以快速、低成本地大范圍內連續描述地下的特征，探測深度通常可以達到幾十米［7］。水化學研究及其示蹤方法仍是研究凍土區地下水運移的重要方法［8］。凍土水文模型也更多地考慮到了融冰、雪入滲，土壤凍融，土壤水分運移等凍土區關鍵要素［9-11］。結合理論研究與技術方法，凍土水文地質學在多年凍土區的水熱耦合研究、產匯流過程等方面都取得了較大的進展。通過理論研究、實踐應用和技術手段3方面梳理凍土水文地質學研究框架，分析凍土水文地質學的發展趨勢，以期為該學科及其對氣候、環境和水資源等相關研究提供借鑒。

1 理論研究

1.1 試驗點尺度

多年凍土層由于其活動層的凍融過程，使得其微觀上的水文特征與非凍區相比有較大的區別［12］。其中，凍結溫度是判斷土壤是否凍結的關鍵因素，未凍水含量和孔隙水壓力也是控制水分遷移的重要指標。這些凍土層獨有的水熱參數的研究可為凍土水文地質現象的機理研究提供參考。

1.1.1 凍結溫度研究

凍結溫度是判斷土體是否為凍結狀態的重要參數，也是確定土體凍結深度、影響水分遷移的依據［13-14］。劉宗超［15］通過電勢躍遷判斷凍結溫度，進而研究凍結溫度與含水率、壓力之間的關系；李毅等［16］以過冷原理為基礎研制了冰點儀，并對4種高含水率的黏土進行凍結溫度變化規律試驗，并指出凍結溫度與外載、含水率的對應關系；張婷等［17］研制了一種凍結溫度試驗裝置，結合實驗結果給出了凍結溫度與土中鹽分含量、水質條件和含水率的對應關系。然而，僅僅通過凍結溫度來判斷土壤是否凍結并不全面，因此研究人員開始關注土體過冷溫度與凍結溫度的關系。周家作等［13］對多種類型土壤進行了凍結溫度和最低過冷溫度試驗。結果表明，僅當環境溫度低于土的最低過冷溫度時，則土樣整體才會進入穩定的凍結狀態，并指出穩定凍結時間與土體內自由水凍結有關。

1.1.2 未凍水含量研究

土體凍結后，并非土中所有的水都完成從液相到固相的轉變。由于土體基質中表面吸附和孔隙的毛細特性而保存的液態水稱為未凍水。開展未凍水研究的基礎主要是未凍水含量的測定。目前未凍水含量測定方法多為量熱法［18］、脈沖核磁共振法（NMR）［19］、頻 域 反 射 法（FDR）［20］、時 域 反 射 法（TDR）［21］、掃描量熱法（DSC）［22］等，見表1。未凍水含量的變化對土體的水熱特征以及力學性質影響較大，因而對未凍水的性質、狀態以及變化規律的研究是凍土水文地質學研究中的重要組成部分。

表1 未凍水含量測定試驗方法Tab.1 Test method for determination of unfrozen water content

1.1.3 孔隙水壓力研究

季節性凍土層內孔隙水壓力主要受凍融作用與外部荷載影響，同時導致土體中水分遷移［23］。張蓮海等［24］通過自制的測壓探頭對砂土和粉質黏土在凍融循環過程中的孔隙水壓力進行測定，結果表明在土樣孔隙水壓力主要受溫度、凍結速率、土質和凍融循環次數等因素的影響。Eigenbrod等［25］較早地選用細粒土在恒定溫度梯度下進行了凍融試驗。在凍融過程中，測量了土樣不同點位的孔隙水壓力和溫度，結果表明當溫度處于凍結溫度以下時，孔隙水壓力下降為負值；反之，孔隙水壓力為正值。肖東輝等［23］基于荷載和無荷載對孔隙水壓力變化進行研究，結果表明，孔隙水壓力和含水量受溫度影響，且荷載下方土體內部溫度、孔隙水壓力和含水量的周期性變化波幅都大于無荷載條件。

從試驗點尺度來看，土體凍融過程是水-熱-力三者耦合作用的過程，主要表現為溫度變化驅動孔隙水遷移，同時土體在正負溫的循環作用下進行凍融循環。當前的試驗研究多是針對土體本身的特性進行的，而對凍土與其他基礎建筑間相互作用關系的研究較少。水、熱、力的相關參數較多，設計試驗過程中難以同時考慮到，因此設計試驗時需要進一步完善各參數間的整體控制。

1.2 山坡尺度

在山坡尺度上，由于多年凍土層的相對不透水性，地下水運移和循環多依賴于活動層的季節性凍融。其中，坡向和地勢在凍土時空變化下對水文過程的影響較大。坡向的不同改變了多年凍土的水熱變化特征，地勢的改變很大程度上決定了凍土的發育狀態及其水文過程。

1.2.1 坡向影響研究

坡向差異引起的不同坡面之間的輻射能量差異對多年凍土的水熱變化特征具有至關重要的影響作用。Ishikawa等［26］通過對蒙古國東北部不連續多年凍土的地溫和土壤含水量的長期監測，結果表明在非連續多年凍土區，陰坡的凍土分布面積較大，且土壤含水量較大。周幼吾等［27］通過對天山和青藏高原部分地區進行多年的凍土考察研究，結果表明陰、陽坡凍土厚度相差50～80 m，年平均地溫相差2℃以上。王慶鋒等［28］在祁連山區的研究結果表明，在相同海拔高度的條件下，陰坡活動層的年平均溫度低于陽坡，且陰、陽坡活動層含水量變化存在較大差異。蘭愛玉等［29］對青藏高原多年凍土區的陰陽坡面的近地表水熱變化進行定量研究后指出：2016—2019年陰、陽坡的凍融循環總次數分別為109和368次，陽坡各深度土壤溫度均顯著大于陰坡；陽坡土壤表層水分變化速率較快，但土壤含水量低于陰坡。劉廣岳等［30］在各拉丹冬南北兩坡進行了多年凍土野外考察，結果表明北坡多年凍土的熱穩定性、地下冰含量、冰緣地貌類型多樣性均高于南坡。

1.2.2 地勢影響研究

地勢的改變對凍土發育影響較大，進而會對水文過程產生影響。周幼吾等［27］在祁連山區的研究結果表明，山地的多年凍土分布一般具有明顯的垂直帶性，并且隨著海拔增高，導致年平均地溫降低，多年凍土層厚度增大。Gao等［31］在葫蘆溝流域的研究結果表明：海拔相對較高的區域的土壤類型多為多年凍土，在冬季，凍土層導熱系數較高，隔熱性能差，導致凍土層厚度較大；海拔相對較低的區域多為季節性凍土層，植被覆蓋度較好，凍土層導熱系數較低，隔熱性能好，季節性凍土層厚度較小。McEachern等［32］采用同位素分析法對亞伯達（Alberta）北部的非連續多年凍土區的水文過程進行分析并指出，山區夏季徑流主要受融雪水和降水補給，而地勢較低的平坦地形中地下水補給占徑流比例較大。

綜上所述，由于多年凍土區的陰陽坡效應，在相同海拔條件下，陰坡的活動層年平均溫度普遍低于陽坡，陰坡的凍土層厚度更大，而陽坡凍土表層的凍融循環更為頻繁，但含水量普遍低于陰坡。海拔較高的山區在夏季多由融雪水和降水補給徑流，隨著地勢的降低，地下水對徑流的補給占比逐漸增大。

1.3 區域尺度

1.3.1 地下水補給規律及影響因素研究

在寒區，大氣降水和地表水通過凍土表層入滲是影響地下水水源補給的主要因素［33-34］。這些因素對于地下水的影響主要取決于氣候［35-37］、地質構造［38-39］、土 壤 質 地［40-41］、地 表 坡 度［42-43］、植 被 覆蓋［44-45］等條件。

較高的溫度和降水量會提高地下水的補給潛力。影響程度取決于持續時間，因為更強降雨的補給可能受到土壤蓄水能力的限制。Eckhardt等［35］采用SWAT-G模型模擬了德國迪爾流域（Dill catchment）地下水補給對氣候變化的響應。在氣候變暖的情況下，夏季補給量減少了50%。Mcintosh等［36］綜合歐洲、北美、格陵蘭和南極洲地球化學和同位素案例研究的結果指出，更新世地下水主要由冰層融水、在多年凍土形成前的湖泊和降水補給。Utting等［37］在2006—2008年對加拿大育空地區奧格爾維山脈的河流、支流小溪和泉進行了水化學和穩定同位素分析，發現地下水補給是融雪和降水的混合物。

地質構造和土壤質地是影響地表水和地下水連接通道的重要因素［38-41］。盡管干燥、疏水的沙子最初會限制滲透，但較其他土壤類型，沙土和壤土等顆粒間孔隙較大的土壤擁有更快的滲透速率。顆粒間孔隙較小的土壤，如黏土和粉土，降水或地表水在入滲過程中很容易形成毛細水，因此，入滲過程中在包氣帶的蒸發量較大，從而減少地下水的補給量。Carsel等［40］提出了從砂土到粉質黏土等12種土壤類型的持水特征概率密度函數的建立方法，并對比分析其滲透速率。此外，李振萍［46］發現巖屑和凍融裂縫的發育對土壤入滲過程有重大影響，楚馬河下游巖屑的影響，砂礫含水層具有高滲透性，滲透系數超過3.4 m／d。Wohling等［41］采用廣泛的野外觀測數據庫對不同類型土壤的滲透速率進行評估，結果表明滲透速率與土壤顆粒級配和降雨量有關。

地表坡度對地下水的補給也存在一定影響。Carey等［42］分析加拿大山區流域的產匯流過程，結果表明，不同地形下的融雪水補給過程，最多可達到兩個月的時間差距。Woo等［43］系統總結了不同地形的凍土水文過程，指出山區的多年凍土層類似弱透水層，限制地下水深層補給，導致夏季降雨成為多年凍土區最大的補給源，而平緩地形主要在融雪期后受湖泊等地表水補給。

對于植被密度較大的地區，在截留和蒸騰作用下會改變地下水的補給量。Petheram等［44］發現，盡管降水占補給量的很大比例，但植被根系截留的地下水量與全年植被的平均補給量仍然存在顯著差異。Kane等［45］通過對加拿大魁北克（Quebec）北部的非連續多年凍土區不同植被覆蓋的5個監測點作為研究區，采用地下水位漲落法計算地下水補給量，結果表明，隨著植被密度的增加，地下水補給量增加。

總的來說，凍土區地下水水源補給主要受大氣降水和地表水補給。在經過長期且穩定的負溫期后，活動層季節性融化，凍土區地下水的補給源主要包括該年度暖季的大氣降水、融雪水和季節性凍結層融水。若活動層由卵礫石層和大塊碎石層等透水能力強的巖層構成，大氣降水與地表水也可直接對深層地下水進行補給。同時，地形越平緩，植被密度越大，地下水受補給效率越高。

1.3.2 凍土區徑流變化特征研究

多年凍土層類似于弱透水層，限制深層入滲，增加了徑流系數，導致夏季降雨成為多年凍土區徑流最大的補給源［43］。Carey等［42］通過對加拿大山區流域產流過程研究后指出，地下水補給徑流過程主要發生在春季，地表多孔介質雖然凍結但仍能允許部分水量通過，該層蓄滿后迅速產生徑流。到了夏末，活動層完全融化，流域的調蓄能力增強，此時融雪水和凍土層融水對徑流貢獻很小［47］。冬季，主要由泉補給徑流［48］。

地下水對地表徑流貢獻的定量分析成為研究人員關注的重點。廖厚初等［49］通過對黑龍江省科后站的資料進行分析，發現地下水補給占年徑流量的12%～15%。Li等［50-51］以不連續凍土為主要下墊面的祁連山石羊河地區作為研究區，通過分析2013—2014年18O穩定同位素濃度變化數據，指出地下水補給占年徑流量的20%～38%。Qin等［52］選擇疏勒河上游的多年凍土層作為研究區域。采用基于ARNO基流公式的VIC（variable infiltration capacity）模型對基流進行模擬，并以實測數據對模擬結果進行驗證，結果表明凍土層融化后的地下水在地表徑流中所占比例較高。Wang等［53］以青藏高原風火山流域為研究區，分析地下水對徑流的貢獻程度，并得出結論：春季融化期地下徑流約占總徑流量14%～34%；秋季凍結期地下水流量是產流的主要來源，占風火山流域河流總徑流量的75%以上。以上研究結果表明，地下水是地表徑流的重要補給來源，不同地區地下水對徑流的補給量在空間上存在差異，連續多年凍土區的地下水對徑流的補給量大于非連續凍土區。

1.3.3 凍土區地下水排泄特征研究

泉是地下水的天然露頭，泉水也是地下水的排泄方式之一。泉的流量通常大于相同橫截面積的地下水滲流量［54］。泉水可以是季節性的，也可以是常年的。季節性泉通常由凍結層上水排泄產生，缺乏穩定的供水。Hiyama等［55］在蒙古中部杭愛山附近的7個季節性泉采集了水樣，并進行水化學與同位素分析，結果表明其中2個熱喀斯特泉主要為凍結層上水排放而形成。常年不凍結的泉多是由于更深的水源排泄產生的，一般有通道將這類泉與凍結層間水或凍結層下水相連［56-57］。Haldorsen等［58］在北極地區的斯瓦爾巴群島通過觀測發現凍結層下水排泄出地表形成了許多不同流量的不凍泉，他們認為這與凍土層下的斷裂帶有關。位于加拿大高緯度北極地區中西部阿克塞爾海伯格島（Axel Heiberg Island）的常年溫泉（水溫不低于6℃），全年保持恒定的排放溫度和流量。年平均氣溫為－15℃，主要由600 m左右的永久凍土覆蓋。Andersen［59］采用水熱耦合模型并結合溫度和排放速率的觀測結果，指出水源主要為凍結層下水。

在凍土區地下水以泉的形式進行排泄的過程中，凍土層的特有屬性起著非常重要的作用。這類泉不僅可由季節性凍結層中的凍結層上水形成，還有由凍結層間水和凍結層下水作為補給水源而形成。泉的持續時間多取決于補給水源的埋藏深度和年平均氣溫，其中，不凍泉的補給水源多為凍結層間水和凍結層下水。

2 典型水文地質現象研究

2.1 地下水溢流冰

地下水溢流冰（也被稱為冰湖、冰丘、涎流冰等）［60-61］，是指地下水從地表或河冰裂縫溢流出后，受低溫影響凍結而成的積冰體。在我國東北大興安嶺地區，溢流冰漫延開來，會侵害道路或建筑物，以及對基礎設施的性能產生負面影響，是寒區特有的一種水文地質災害［62］。

為確定地下水溢流冰的補給水源，Clark等［63］較早地采用穩定同位素對加拿大育空河流域北部的水樣進行檢測，指出溢流冰的水源補給主要來自居間不凍層（talik），因為水中成分含有較高含量的硫酸鈣。近年來Павлова等［64］通過對薩哈（雅庫特）共和國中部的部分冰泉多年的水化學監測，結果表明溢流冰的水源多為凍結層間水或凍結層下水。趙慶春等［65］通過多年觀測指出，上層滯水、潛水、承壓水等類型的地下水都可能導致地下水溢流冰的發育。造成意見不統一的主要原因是凍土區影響地下水形成和分布的自然因素十分復雜，包括地面坡度、地質構造以及凍土層的深度等。Шепелёв［66］通過多年原位監測結果分析后指出，凍結層上水（活動層內季節性凍結水）、凍結層間水（居間不凍層水、透水融區的凍結層間水）和凍結層下水其中之一或多者組合為溢流積冰點進行地下水補給。

冷季與暖季的時長比例、冬季的負積溫以及氣候條件同樣是影響積冰規模的重要影響因素。Yoshikawa等［67］采用遙感技術和地球物理調查，對阿拉斯加布魯克斯山脈部分積冰體狀態和不凍泉的特征進行監測，結果表明積冰體的發育過程受溫度和降水影響較大。陳安等［68］通過詳細研究西藏部分公路所處區域內的氣候及地形地質特征指出，該地區持續的負溫是溢流冰發育的重要條件。焦臣等［69］認為由于高原地區的晝夜溫差起伏較大，受氣候條件影響，凍土層頻繁的凍融過程導致地下水溢流冰晝夜交替出現。

補給通道的滲透能力會直接影響溢流冰的形成規模。Шепелёв［66］通過一系列的試驗指出，地下水的凍結較大程度上改變了巖層的滲透性，因為含水層凍結后形成的地下冰充滿巖層裂縫與巖石孔隙。于淼［70］通過對西伯利亞典型地下水溢流冰區域布魯斯（Buluus）的溫度、降水量、地下水位以及凍深進行監測，同時采集水樣并進行水化學成分的測定，結合積冰體進行現場勘測和遙感監測，結果表明，長期穩定的負溫環境是溢流冰發育的先決條件，充沛的降水是積冰體成的主要物質條件，凍土層內存在過水通道，水頭差提供主要驅動力。

然而以上成果都是從宏觀的角度針對凍土層內地下水的補給、運移和排泄規律及其影響因素進行研究的，而地下水溢流冰的微觀特征研究同樣重要。Woo［54］回顧了溢流冰的發育、控制和預防的相關研究，從熱力學角度提出溢流冰形成過程的一維、二維模型，并初步揭示溢流冰形成機理。張浩［71］通過室內外實驗結合數值模擬指出，飽水粗粒土的凍結是積冰的內部條件，外部條件是三層體形成的密閉體系。

2.2 融雪入滲

在冬季，大部分降水以雪的形式積累在地面上，積雪具有多種特征，其低導熱特性防止土壤的過度降溫，從而影響土壤的凍結深度、凍結速率和水熱遷移狀況等［72］。同時，積雪也可作為淡水資源［73］。由于氣候變暖，世界各地寒冷地區的活動層深度和凍結期正在減少［74-76］。由于凍土層的狀況對融雪入滲的數量和時間有很大影響，因此，凍土深度和凍期的縮短對冬春兩季土壤水分和溶質的運移具有重要意義。融雪入滲大致劃分為積雪層入滲、包氣帶融層入滲和包氣帶凍層至飽水帶入滲等3個階段［77］。

2.2.1 積雪層入滲

干燥的雪主要由空氣和雪花或冰晶組成。由于很大一部分雪層充滿了空氣，在熱輻射、溫度和風力等因素作用下，積雪層的融化在其表面和內部同時進行。融雪過程受到土壤溫度、凍土層厚度、越冬前土壤含水量、積雪厚度等因素影響。Iwata等［78］通過監測結果指出，在融雪水越過積雪層到達地表面后，如果融雪水足夠多且超過地表面的滲透能力，則部分融雪水沿著地表形成超滲產流。Carey等［79］結合北極高山地區多年監測結果，并充分考慮土壤類型、多年凍土層厚度、地形和植被覆蓋條件指出，積雪厚度越大、活動層厚度越小的坡面，融雪徑流量越大。然而，當土壤的固有滲透率相對較高、融雪量較小時，融雪水可能會完全入滲［80］。Iwata等［81］在北海道地區設置了積雪監測點，該地土壤類型主要為火山灰土，同時對土壤溫度、含水量以及氣候參數進行監測，結果表明，在融雪期間有78～161 mm融雪水滲入地下。這是由于雪的導熱系數極低，一般低于0.10 W／m／K，大約是土壤的1／5到1／20，使得積雪在大氣和地面之間起到了絕佳的隔熱作用，降低地表凍結速率［82］。

2.2.2 包氣帶融層入滲

春季融雪前的土壤水分動態往往被忽略不計，因為監測顯示，未凍結土壤在積雪覆蓋下土壤含水量是穩定的［81，83］。在春季融雪開始時，季節性凍土層也開始逐漸融化，在地表和凍土層上界之間形成一個融層，融雪水滲過地表進入包氣帶融層。凍層導水率通常比融層低，當融雪速度大于融層底部下滲速度時，水分在融層積蓄［84］。在融層飽水以后，溢出地表，蓄滿產流［85］。Wang等［86］在氣溫上升至不同階段的條件下，利用SRM（snowmelt runoff model）模型對融雪徑流進行了模擬，結果表明，在包氣帶融層入滲階段產生的徑流對氣溫的響應較大，氣溫上升幅度越大，融雪徑流出現的時間越早，流量越大。

2.2.3 包氣帶凍層至飽水帶入滲

融雪水滲過包氣帶融層繼續向下滲流到包氣帶凍層，凍層導水率通常比融層低［84］。Stadler等［85］發現瑞士阿爾卑斯山粉質的森林土壤存在地表徑流，監測結果表明位于包氣帶的土壤凍結后仍存在連通的孔隙，部分融雪水受重力、熱力雙重因素驅動入滲，遇冷凍結進一步降低凍土層導水率［87］。另外一部分穿過凍層的融雪水在重力作用下繼續下滲到飽水帶［77］。

2.3 凍土保墑

凍土保墑指的是季節性凍土層在凍融過程中的土壤持水量，其中“墑”指的是土壤含水量，凍土保墑是季節性凍土區特有的水文地質現象。凍土區長期負溫環境使得土壤的持水性質與非凍區不同，其包氣帶內土壤在凍結后起著蓄水保墑和隔熱減滲的作用，導致在春季凍結層土壤的墑情較高。在土壤凍融過程的不同階段，其主要影響因素也會隨之改變［88］。

在凍結過程中，外部環境溫度的變化影響了土壤凍結鋒（含冰土層與不含冰土層之間的分離鋒）的遷移速率［89］，調整了土壤中水分的分布［90］。土壤孔隙結構和地下水位埋藏深度也在一定程度上影響了土壤凍結過程中的水分分布［91-93］。在穩定凍結期，季節性凍土層厚度、范圍和規模變化很小。在這個階段，凍結層孔隙內的水分多數已凍結成冰，剩余水分以未凍水形式儲存在凍土層內。

在季節性凍土層的融化階段，凍土層內主要由融雪水入滲和季凍層融化的水分構成。Шепелёв［66］結合多年監測結果指出，凍土層在暖季融化釋放出水分，繼而提高凍土層墑值。戴長雷等［77，94］設計融雪水入滲試驗，通過分析實驗結果表明，在凍結期土壤水分在水土勢的作用下由非凍區向凍結區遷移，持水率峰值一般在凍結鋒前沿10～20 cm，并指出融雪入滲是寒區春季最重要的水文過程之一，融雪入滲對于保持土壤墑情具有重要作用。

從整體上看，國內外關于地下水溢流冰、融雪入滲和凍土保墑這些凍土水文地質現象的研究多數還停留在形成規律和影響因素分析的階段，難以表述、反映及最終量化這些凍土水文地質現象的完整過程。這是由于研究區多處于高寒且具有一定危險性的缺資料地區，監測點數量較少，而且大部分監測點都是隨機選擇的，監測方法不盡相同，凍結層的固有特性也一般不計，研究結果具有局限性，同時也與這些凍土水文地質問題本身的復雜性、多學科性以及所需的研究理論、試驗技術等方面條件的限制、不成熟等都有一定的關系。

3 技術手段的應用

凍土層的存在也使得地下水的補、徑、排過程與非凍區相比有著根本性的不同。然而，由于多年凍土區環境有很多局限性（如高海拔、高緯度），也給凍土水文地質研究的帶來較多困難，包括缺乏地下水數據、地質條件探測的困難、部分大型儀器無法正常工作等。但是在過去20年里，技術方法的進步使多年凍土區地下水研究取得突破性進展，較多的地球物理技術已實際應用在多年凍土區，包括地電法中的電阻率層析成像技術和電容耦合電阻率層析成像技術，電磁技術中的頻域電磁感應和時域電磁感應，探地雷達技術和地震折射層析成像等，這些非侵入性或微創地球的物理方法已經可以快速、低成本地大范圍內連續描述地下的特征，同時也在逐步地提升著精確度。水化學示蹤技術凍土區地下水運移過程發揮著重要作用。凍土水文模型對于地下水的補給、徑流和排泄過程也具有著重要意義。

3.1 地球物理技術

凍土層多存在于高寒區，傳統的深層鉆探技術是凍土水文地質相關數據最直接的獲取方法。但這種方法相對昂貴、耗時且對后勤要求較高，因此很難在偏遠地區使用。大范圍內連續描述地下的特征，調查深度通常可以達到幾十米，而且可以快速、低成本地應用。與鉆探現場提供的點源信息相比，這些非侵入性或微創地球物理方法可以快速提供整個調查區域的信息。

通過應用地球物理方法測量地下地球物理性質（電阻率、介電常數和地震波速度等），以推斷凍土條件和凍土的物理性質，進而在水平和垂直方向上圈定活動層、永久凍土層和居間不凍層（talik）的厚度［7］。用地球物理方法探測和表征多年凍土，取決于凍土與非凍土間不同的地球物理性質。這些差異主要與含有冰或未凍水的凍土層的物理性質有關［95］。目前，多用于區分凍結和未凍結物質的地球物理特征參數是電阻率、介電常數和地震波速度［96］，相應地衍生出了多種地球物理勘探技術，其主要特征見表2。

表2 地球物理技術主要特征［7］Tab.2 Main characteristics of geophysical technology［7］

3.1.1 地電法相關技術

電阻率對凍土層從解凍到凍結的轉變過程非常敏感，在冰點，由于從導電水到非導電冰的相變，電阻率急劇增加，因此電阻率層析成像（electrical resistivity tomography，ERT）技術是進行多年凍土調查的有力工具［96］。Daily等［97］將電阻率層析成像應用于包氣帶水的監測，通過分析指出較粗、排水良好的土壤（沙子和礫石）的電阻率更高，而顆粒較細的土壤（粉土和黏土）通過毛細作用保持更多水分，則成像為更高的導電性。Kneisel［98］在中緯度高阿爾卑斯山和高緯度部分山地環境應用二維電阻率層析成像技術確定多年凍土的位置、范圍及其特征與活動層的空間變異性以及不連續凍土層的內部結構。Kneisel等［99］在二維電阻率層析成像技術的基礎上使用三維電阻率層析成像技術，進一步對地下電阻率分布進行空間成像，并且明顯改善了對地下結構的描述和表征。

電阻率層析成像不僅可以使用電極的電偶耦合，也可以使用電容耦合電阻率層析成像對凍土層物理特性進行觀測。De Pascale等［100］對加拿大西部北極地區凍土層結構與冰含量進行測定，結果表明高電阻表面（堅硬的冰凍地面或積雪覆蓋的凍土層）更適合應用電容耦合電阻率進行量測。Hauck等［101］通過對瑞士的上恩加丁（Upper Engadine）多年凍土區進行地探指出，在凍土區淺層采用電容耦合電阻率層析成像技術對于小規模的巖性變化的捕捉更加準確。

3.1.2 探地雷達

探地雷達技術是一種多由頻率在10～1 000 MHz的短波來探測地下結構和特征的地球物理方法［102］。與依賴于電阻率的直流電阻率技術不同，探地雷達對介電常數的變化非常敏感。然而，大多數凍土地區的高電阻率為探地雷達技術提供了有利條件，因為傳播到地面的電磁信號的衰減隨著電阻率的降低而增加。對于凍結和未凍結的介質，介電常數變化幅度很大［103］。在大多數山地永久凍土層的測量中，探地雷達技術對介電常數的變化最為敏感，而介電常數決定了地質雷達波的傳播速度［104］。Hinkel等［105］采用探地雷達對阿拉斯加巴羅環境觀測站1 km2的活動層進行了探測，探定了凍土上界與凍土下界的位置，同時識別到了冰楔。You等［106］利用探地雷達結合電阻率層析成像和鉆孔溫度監測相結合的方法，研究了青藏高原活動層厚度的時空變化，較為清晰地識別出活動層的凍融變化。

3.1.3 地震折射層析成像技術

地震法是通過人工激發彈性波在地殼內傳播，其速度變化主要由巖石和土壤的物理特性決定。波的傳播速度一般在土壤凍結后急劇增加，其中，屬粗粒沉積物的增幅最大。凍結速度的增加與未凍結水含量的減少密切相關，進而也會影響波速［107］。因此可以通過地震法來探明未凍結的活動層厚度。Kneisel等［7］采用地震折射層析成像技術對凍土區的多年觀測結果顯示，縱波在未凍結的活動層中傳遞速度一般為400～1 500 m／s，而在多年凍土層中一般為2 000～4 000 m／s，兩者之間的縱波速度有明顯差異，在圖像中成層狀分布。當地震波到達分層界面時，一部分能量被折射到深層，而反射波將其余能量傳輸回地面，由檢波器記錄，因此地震折射層析成像技術也可以用于探測大深度的多年凍土層的厚度，Schwamborn等［108］通過地震折射層析成像技術探明了勒拿河三角洲西部尼古拉湖（Nikolay Lake）湖冰層、湖水層、湖水下方活動層以及多年凍土層的厚度。

在凍結土壤中，地震波的傳遞速度會達到一個平緩期，進一步的降溫產生的影響較小。這是由于地震波能量主要通過固體基質傳輸，因此一旦孔隙體積大部分被冰填滿，孔隙體積較小的未凍結水含量進一步減少，速度變化可以忽略不計。如果多年凍土區域的橫、縱波速度和密度都已知，也可以對楊氏模量、剪切模量和泊松比進行估算。

3.1.4 電磁技術

電磁技術包含的方法種類較多，勘探深度普遍較大，一般在500～2 000 m，并且可提供較高分辨率的深部信息［109］。目前，電磁技術已廣泛用于多年凍土的研究［110-113］。電磁技術包括頻域電磁系統、頻域電磁系統、甚低頻系統和無線電大地電磁法。Hauck等［96］分析并總結了電磁技術在多年凍土條件下的應用特征。目前，較多采用的是頻域電磁感應（FEM）和時域電磁感應（TEM）。

頻域電磁法主要是結合天然交變電磁場來研究地球電性結構，多應用于區域性的大地構造勘探，具有探測深度大、頻率低、波長長、成本低等優點。Hauck等［114］采用頻域電磁法對挪威南部多年凍土區進行了大規模的電磁感應剖面探測，并指出未凍水含量在研究區海拔1 400 m急劇增加。時域電磁法以巖石的導電性、導磁性差異為物質基礎［115］。結合電磁感應原理，向地下發送一次脈沖磁場，并在此間隙利用線圈或接地電極觀測二次渦流場，并對該場的時空規律進行研究來達到識別地質構造的目的［110，116-117］。Harada等［110］等利用時域電磁方法研究了西伯利亞永久凍土的深部構造，結果表明研究區內居間不凍層（talik）下界位于研究區地表以下23 m處，該結果與鉆探結果基本吻合。

近20年來，隨著地球物理勘測技術的進步和計算機算力的提升，數據的快速收集和地下成像技術等有了較大進步。但在地形復雜的高山凍土環境下仍無法大范圍地對凍土層構造進行有效的3D地球物理測繪，而通過合并多個緊密聯系的2D地球物理調查的結果，進而建立地下特征和巖性的3D圖像的方法正在逐漸完善［7］。同時，地球物理勘測以高時間分辨率進行延時測量，使得自動監測成為可能，自動監測結果結合大氣溫度和積雪的時空變化數據，可更深入地研究凍土層的凍融過程。

3.2 水化學方法

地下水的時空變化主要表現在地下水補、徑、排過程，并在此過程中留下水化學信息，追蹤、識別和提取水化學信息是研究地下水演化規律的重要手段。通過投放人工示蹤劑研究地下水中天然示蹤劑的時間、空間的變化規律，進而查明地下水的演化規律。目前多通過天然地球化學示蹤劑研究地下水演化過程，主要包含水化學示蹤法、元素示蹤法和同位素示蹤法［118］。

3.2.1 水化學示蹤法

針對地下水體本身的資源屬性以及可利用性，有必要進行地下水的化學組分分析。水化學分析是確定地下水來源、類型及分布的直接方法之一。通過檢測各離子含量，結合野外觀測，可較好地解釋凍土區地下水的演化過程。Woo等［43］在2000至2008年間凍土水文地質學的研究進展的基礎上強調了關于水化學特征的研究。Шепелёв［66］對雅庫特中部季節性凍土區的地下水化學特征監測，結果表明部分化合物（如CaCO3、MgCO3、Na2SO4和CaSO4等）在溫度不高于0℃時在水中的溶解度明顯降低，在結冰區變成沉淀物。

3.2.2 元素示蹤法

地下水演化過程中的天然元素示蹤劑多以保守性元素為主，如Cl、Br、稀土元素（rare earth elements）等［119］。保守性元素Cl和Br是研究地下水來源、運移及演化機制的良好指示劑。Cartwright等［119］通過分析指出Cl與Br含量比值與地下水補給量和地下水礦化度有關。Johannesson等［120］采用稀土元素作為示蹤劑對美國內華達中南部的地下水成分進行監測，結果表明稀土元素可以確定不同來源地下水的混合比例。

根據地下水中主要陽離子（Ca2＋、Mg2＋、Na＋和K＋）的濃度及微量元素（Fe、Mn、Br、Sr、F、Ba、HS－）的濃度，也可以分析凍土區地下水系統特性。Petrone等［121］通過對阿拉斯加3個不同凍土覆蓋率（分別為53%，18%和4%）的流域進行水化學成分監測，結果表明，與凍土覆蓋率小的流域相比，凍土覆蓋率高的流域Ca2＋、Mg2＋和Na＋的離子濃度更低。而地表水中可溶性有機碳（DOC）和K＋的濃度大多與近地表有機土壤中的潛水流動有關［122-123］。Larsen等［124］對阿拉斯加北部417個湖泊進行水化學成分檢測，并根據主要陽離子濃度估算了地下水對湖泊的補給量。中國青藏高原的水化學研究主要集中在凍結層上水，其礦化度較低，主要類型為HCO3-Ca，HCO3-Ca·Mg，HCO3-Na［125-127］。Clark等［128］通過分析加拿大西北部凍土區的凍結層上水的水化學成分，結果表明其主要類型為HCO3-Ca，Na、Cl和SO可以忽略不計，且礦化度很低。Alexeev等［129］采用鉆探設備探尋到2個居間不凍層，并通過采集、分析得出其內的凍結層間水的鹽度變化范圍為35～400 g／L，隨深度增加而增加，其水化學成分主要為Cl-Mg-Ca型。Bagard等［130］研究了西伯利亞中部凍結層下水對冬季基流的補給，結果表明研究區凍結層下水的主要類型為Na－Cl和Ca－Cl，其中TDS介于10～500 g／L。

3.2.3 同位素示蹤法

同位素示蹤法主要適用于地下水演化過程，通過同位素示蹤法可以分析地下水成因，研究補、徑、排過程及其運動特征，并可估算地下水的貯留時間［131-133］。近年來，多用于示蹤劑的同位素有O、H、2H、3H等。氧是構成水分子的元素，不同來源的水，氧同位素組成存在著一定的差異，因此氧同位素多用于分析水的來源、運移過程以及貯留時間［134］。2H多用于確定地下水來源與補給，3H在分析地下水年齡和貯留時間和補給過程有重要作用［135］。同時，C、S、Cl、B、Li等元素的同位素也不斷被應用于地下水演化規律和過程的研究［118］。14C可以用于分析地下水的年齡及補給過程，13C和34S在分析地下水與凍土間相互作用有重要作用。36Cl和37Cl作為示蹤劑多用于確定咸水成因［136］。10B和11B之間質量差大，分餾效應顯著，因此硼同位素組成可用于分析地下水來源［137］。Li同位素組成特征多用于分析鹵水、海水等流體的運移過程［138］。

凍土層的存在會限制地表水和地下水間水化學成分的交換，并延長地下水的停留時間，進而增加巖-水間的相互作用。目前，對于凍土區水文地球化學的研究，多集中于天然地球化學示蹤劑對不同地質條件和地下水停留時間條件下地下水演化過程研究。然而，年內凍土區化學成分的改變，除了受水分遷移過程和巖-水間的相互作用的影響以外，溫度也是影響因素。凍土區地下水的溫度在年內發生季節性變化，水化學參數（水中溶解性氣體和同位素成分的含量、氧化還原電位、p H值、介電系數等）也隨之改變［66］，目前對該問題的研究還十分薄弱。

3.3 凍土水文模型

構建凍土區水文模型，可以描述地下水滲流的微觀過程，分析凍土層凍融過程中地表水與地下水的轉化關系，同時也可以進一步了解凍土區地下水的補、徑、排過程，可為凍土層對地下水循環過程影響的相關研究提供支撐。近年來，凍土水文模型受到了更多的關注，比較經典的SHAW［139］、COUP［140］、SWATMOD［141］等水文模型多為針對地表徑流過程的模擬。HydroGeoSphere［142-143］模型更多考慮了地下滲流過程。目前，已建立的凍土水文模型大多為經驗或半經驗性質的概念性模型，主要是針對凍土水文循環過程的子環節的研究，多集中在凍土入滲模型、凍融模型、水熱耦合模型、流域凍土水文模型，見表3。

表3 凍土水文地質模型匯總Tab.3 Summary of hydrogeological models of frozen soil

目前，國內外的凍土水文地質模擬主要是針對凍土區土壤內水分遷移過程、土壤凍融過程的模擬、考慮水熱介質的水熱耦合模擬以及大尺度的流域凍土水文模擬。因為凍土區環境較為惡劣，監測數據不夠豐富，并且由于活動層的凍融過程以及融雪入滲等過程的復雜性，這些模擬的機理研究還不夠完善。因此，這些模型多為概化部分參數和過程的針對單一區域的模型或經驗模型。為此，需要加強凍土區基礎數據的積累，深化凍土區水文地質現象的機理研究，進而提升模型的適用性。

4 結 語

凍土水文地質學是一門十分復雜的學科，不僅與凍土類型（永久凍土、多年凍土、季節性凍土和短暫凍土）、地下水類型（凍結層上水，凍結層間水和凍結層下水）有關，氣候條件也有著較大影響，同時也涉及物理學、地貌學、氣候學、熱學和化學等多種領域，更多時候是多學科領域的交叉應用。因此，在具備以上條件的基礎上，結合已有的研究基礎，接下來的凍土地質學研究應更多地集中于以下幾方面：加強試驗點尺度的相關研究，試驗過程中進一步完善水-熱-力各參數間的整體控制，研究凍土層獨特的力學參數對于分析季節性凍融問題至關重要；結合包括地電法、電磁技術、地震法和雷達技術在內的地球物理勘探技術，天然地球化學示蹤法和遙感技術等多元化的技術方法對區域尺度的地下水補給、徑流和排泄過程進行調查和觀測，總結地下水動態變化規律；加強包括地下水溢流冰、融雪入滲、凍土保墑以及流域尺度的凍土區水文地質現象的機理研究，同時加強凍土區基礎數據的積累，進而提升凍土區水文模型適用性。