趙 林 胡國杰 鄒德富 吳曉東 馬 露,3 孫 哲,3 原黎明,3 周華云,3 劉世博,3

1 南京信息工程大學 地理科學學院 南京 210044 2 中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 冰凍科學國家重點實驗室 青藏高原冰凍圈觀測研究站 蘭州 730000 3 中國科學院大學 北京 100049

青藏高原及周邊地區(qū)孕育著黃河、長江、恒河、瀾滄江、印度河、薩爾溫江和伊洛瓦底江等亞洲的重要河流，被稱為“亞洲水塔”。其廣泛分布的多年凍土通過獨特的水分運移影響著區(qū)域水文和水循環(huán)過程。青藏高原現(xiàn)存多年凍土的總面積約為 106 萬平方公里[1]。多年凍土是在青藏高原隆升過程中逐漸形成并擴張的，并經(jīng)歷了不同周期和尺度的氣候冷暖波動。在多年凍土層形成的漫長過程中，反復的成冰作用將大量水分凍結(jié)并以固態(tài)形式長期儲存于地下而形成了地下冰，現(xiàn)有地下冰儲量約為 12.7 萬億立方米。

在氣候變暖背景下，青藏高原多年凍土發(fā)生著廣泛的退化[2-7]。最顯著的特點是多年凍土溫度升高和活動層增厚，淺表層多年凍土及其中的地下冰逐漸融化?；顒訉釉龊褚鸬牡乇硭謼l件的改變是影響多年凍土區(qū)產(chǎn)匯流過程和生態(tài)過程的重要因素；而曾被固存并埋藏在多年凍土內(nèi)部的地下冰的融化，則會導致更多的水分被釋放并參與水分的年循環(huán)過程，同時還會引起地面沉降，對高原多年凍土區(qū)的水循環(huán)過程和氣候產(chǎn)生影響[8-11]。多年凍土區(qū)地表的水熱過程和變化在區(qū)域水文過程中也發(fā)揮著重要作用。與積雪、冰川和湖沼相比，凍融過程中的水分遷移和地下冰融化的產(chǎn)匯流過程對多年凍土區(qū)水循環(huán)過程的影響更為復雜。因此，明確青藏高原多年凍土變化及其影響對于認識多年凍土與區(qū)域水循環(huán)，以及生態(tài)和氣候相互作用的關(guān)系具有重要意義。

多年凍土層的透水性能較差，作為一種大范圍的區(qū)域性隔水層或弱透水層，在一定時空尺度上阻隔或顯著減弱了大氣降水、地表水同地下水之間的水力聯(lián)系。因此，青藏高原大范圍存在的多年凍土強烈影響著地表徑流形成以及地下水的運移過程和分布格局。多年凍土的隔水作用可以提高流域融雪和降雨徑流的產(chǎn)流量，而多年凍土退化會直接影響寒區(qū)地下水補給源和補給量、徑流路徑和排泄過程，以及地下水與地表水的交換等[14-19]。多年凍土的不均勻融化可導致多年凍土區(qū)凍土層的區(qū)域性穩(wěn)定隔水作用不斷減弱，凍結(jié)層上水水位隨之下降，補給路徑延長、加深，甚至可通過新形成局部融化的“天窗”（貫穿融區(qū)）直接補給凍結(jié)層下水或凍結(jié)層間水[20]，這對于局地到流域尺度的地下水循環(huán)，特別是地下水補、徑、排過程都產(chǎn)生了深刻影響。多年凍土區(qū)的徑流系數(shù)一般比非凍土區(qū)大，并隨氣候變暖、活動層增厚而明顯減小。加拿大北極地區(qū)一個多年凍土小流域的觀測結(jié)果顯示，在某些氣溫較高、降水較多年份的實測徑流量反而比正常年偏小很多[21]。此外，多年凍土退化及活動層增厚必將導致多年凍土中大量賦存的地下冰轉(zhuǎn)化為液態(tài)水；被釋放的液態(tài)水部分參與活動層的凍融過程，而其余部分將參與區(qū)域乃至全球的水循環(huán)過程[22]。因此，加深對多年凍土特征和變化的理解，可為進一步認識區(qū)域水循環(huán)過程提供理論基礎(chǔ)。

很多報道表明，活動層增厚、地下冰融化已經(jīng)引發(fā)了多年凍土區(qū)大量的熱融現(xiàn)象，其中對局地水文循環(huán)過程影響極大的熱融現(xiàn)象導致了熱融湖塘的形成和擴展。在多年凍土退化初期，地下冰融化導致地表下陷形成積水洼地；積水洼地一旦出現(xiàn)，原有地表的水熱平衡即被打破，多年凍土的融化也就不斷加劇，熱融洼地也隨之不斷擴張而形成熱融湖塘[23]；當湖底的多年凍土全部融化之后，凍結(jié)層上水與凍結(jié)層下水貫通而形成貫通融區(qū)，湖水可能經(jīng)由這個貫穿融區(qū)被迅速排干，之后在被疏干的湖盆底部開始形成新的多年凍土。可以看出，熱融湖塘的形成—發(fā)展—消亡過程與地表水與地下水的轉(zhuǎn)換直接相關(guān)，極大地影響局地的水文條件[24]。

基于前述認識，本文在長期觀測數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上，結(jié)合再分析數(shù)據(jù)產(chǎn)品，試圖通過對青藏高原水文過程密切相關(guān)的多年凍土區(qū)氣溫、降水、地溫和土壤含水量、地表融沉等特征基礎(chǔ)資料的分析和綜述，為“亞洲水塔”的變化及機理研究添磚墊瓦。

1 多年凍土變化的基本特征

1.1 多年凍土區(qū)氣溫與降水變化

當前大部分研究基于青藏高原的各類數(shù)據(jù)資源揭示了青藏高原不同區(qū)域乃至整個青藏高原的氣候變化背景[25-29]，但由于真正位于多年凍土區(qū)的氣象臺站極為稀少，導致現(xiàn)有結(jié)果對于高原海拔 4 000 m 以上地區(qū)氣候變化背景的評估還存在極大不確定性。2004 年以來，中國科學院青藏高原冰凍圈觀測研究站在青藏高原腹地多年凍土區(qū)沿青藏公路沿線的唐古拉、五道梁和西大灘 3 地建立了綜合氣象站，重點開展高原腹地多年凍土與氣候相互關(guān)系監(jiān)測研究。這 3 個氣象站 2004—2016 年的年平均氣溫在 -5.8℃—-2.4℃ 間波動上升，氣溫升高趨勢基本一致（圖 1a），平均變化率約為0.05℃/a。其中，唐古拉氣溫增幅最大，約為 0.08℃/a；五道梁氣溫增幅最小，約為 0.02℃/a。2008 年的氣溫為觀測期的最低值，平均值約為 -5℃；2010 年為觀測期最高值，平均值約為 -3.3℃（圖 1c）。

上述 3 個氣象觀測站點的年降水變化趨勢基本一致，約在 210—580 mm 降水量區(qū)間呈明顯的波動上升趨勢（圖 1b），平均變化速率為 7.49 mm/a。年平均降水量最小值和最大值出現(xiàn)在 2006 年和 2016 年，分別為 285 mm 和 436 mm（圖 1c）。降水主要集中在每年5—9月，但年際降水集中期的分布有所差異。觀測站點的降水量空間變化趨勢與氣溫變化趨勢相反，受緯度地帶性規(guī)律和海拔的共同影響，降水量自北向南迅速增加。其中，唐古拉降水增幅最大，約為 10.68 mm/a；五道梁降水增幅最小，約為 4.81 mm/a。

圖1 2004—2016 年唐古拉、五道梁和西大灘觀測站點氣象要素的年變化特征

可以看出，青藏公路沿線多年凍土區(qū)的氣候在 10 多年來呈現(xiàn)變暖和變濕趨勢。利用青藏高原氣象站點和再分析資料研究結(jié)果表明，青藏高原自 1980 年以來氣溫變化速率在 (0.40℃—0.52℃)/10 a 之間，1998—2012 年的升溫率為 0.20℃/10 a[29,30]。1979—2001年，青藏高原西北部降水增加速率為 3.99 mm/10 a，東南部增加速率約 16.84 mm/10 a[31,32]?？傮w而言，2004年以來，青藏高原腹地多年凍土區(qū)的氣候變暖變濕趨勢遠較整個青藏高原的平均氣候變化幅度要強烈。多年凍土區(qū)氣候的這種變化無疑會導致多年凍土及多年凍土水資源特征發(fā)生顯著變化。

1.2 活動層溫度和含水量變化特征

1998 年以來，本項目組陸續(xù)在青藏公路沿線公路兩側(cè)的天然無破壞地表下建立了 9 個活動層觀測站點（昆侖山埡口至兩道河段），其觀測內(nèi)容是自地表到多年凍土上限之間厚度約為 1—4 m 不同深度處的土壤溫度、未凍水含量、土壤熱通量等。觀測結(jié)果顯示，這些觀測站點的活動層厚度在 100—400 cm 之間，活動層厚度自 2004—2018 年呈現(xiàn)顯著增加趨勢（圖 2a），平均變化率達到 21.7 cm/10 a（圖 2b）?；顒訉拥撞繙囟茸兓秶?3.2℃—0oC之間，從2004—2018 年呈現(xiàn)出明顯的升溫趨勢，平均升溫率為0.45oC/10 a（圖 3）。

在施工期間應(yīng)做好新舊路基的沉降過渡協(xié)調(diào)工作，保證新舊路基結(jié)合部分的協(xié)調(diào)控制，在提升沉降過渡控制效果的情況下，編制完善的計劃方案，提升整體工作效果，達到預期的管理目的[7]。

大量研究表明，青藏高原多年凍土區(qū)活動層的融化過程開始于每年 5 月中下旬，結(jié)束于每年 9 月下旬—11月初[6,33-35]。受氣溫季節(jié)變化的影響，每年 9 月之后氣候逐漸變冷，活動層自上而下的融化過程變得非常緩慢。因此，本文選取青藏公路沿線 5 個活動層觀測站點 2004—2017 年不同深度土壤水分觀測資料進行統(tǒng)計分析，探討 2004 年以來活動層內(nèi)部的水分變化。結(jié)果顯示，活動層水分含量的年平均值和每年 9 月平均值均表現(xiàn)出自地表向下逐漸增大的趨勢，活動層底部的土壤含水量較高?；顒訉觾鼋Y(jié)期土壤水分大多呈現(xiàn)凍結(jié)狀態(tài)，土層中只含有較少量的未凍水，各站點 9 月平均土壤含水量介于 2.5%—39.7%，年平均值介于 2.1%—25.8%，年平均值明顯低于 9 月平均值；5 個觀測點活動層底部 9 月多年平均土壤含水量介于 21.7%—29.8%。通過趨勢分析發(fā)現(xiàn)，2004—2018年，所有站點活動層底部的土壤含水量都呈現(xiàn)顯著增加趨勢（圖 4），增加量為 11%—32%，平均每年增加 2% 以上；而活動層上部的土壤含水量卻表現(xiàn)出降低趨勢或者是沒有顯著變化，觀測期內(nèi)地表土壤含水量的降低幅度一般小于 2%。

圖2 青藏公路沿線各觀測點活動層厚度2004—2018 年變化趨勢

圖3 青藏公路沿線2004—2018 年各觀測點活動層底部溫度及變化趨勢

圖4 青藏高原不同深度土壤水分在2004—2017 年間變化特征（每年9 月平均土壤含水量）

研究表明，青藏高原多年凍土退化、活動層增厚會導致表層土壤含水量減少[36]。上述結(jié)果顯示，2004年以來，青藏公路沿線活動層內(nèi)部的水分狀況整體呈現(xiàn)下部增大，表層基本不變或略有降低的趨勢，這與同期降水量呈顯著增加趨勢相吻合。換言之，降水量的增加一定程度緩減了地表土壤含水量的減少趨勢。

2 多年凍土區(qū)降水和土壤含水量時空變化趨勢

為更好地探求青藏高原多年凍土變化的水資源效應(yīng)，亟待查明多年凍土區(qū)空間尺度的降水量和土壤儲水量之間的協(xié)同變化特征。本文選取中國氣象信息中心中國地面降水 0.5°×0.5° 格點數(shù)據(jù)集和第五代全球大氣再分析資料（ERA5）土壤水分再分析數(shù)據(jù)產(chǎn)品，以探求青藏高原多年凍土區(qū)的降水和土壤含水量空間變化格局。

2.1 多年凍土區(qū)降水時空變化趨勢

中國氣象信息中心中國地面降水 0.5°×0.5° 格點數(shù)據(jù)集是相對較為可信的一套數(shù)據(jù)，對青藏高原降水量空間插值，尤其是對降水量變化的描述較好。對該數(shù)據(jù)的分析表明，青藏高原多年凍土區(qū)的年平均降水量存在明顯的區(qū)域差異，自西北向東南從幾十至上千毫米遞增；其中西北部降水量偏低，東南部降水量較大（圖 5a）。從年際變化來看，1980—2018 年，除青藏高原東南部區(qū)域的年降水量呈明顯減少趨勢外，青藏高原大部分區(qū)域的降水量呈明顯增加趨勢，中西部尤為明顯，增加速率范圍在 2.0—4.4 mm/a，降水變化速率最大值約出現(xiàn)在唐古拉山南坡附近。其中，比較干旱的西北部多年凍土區(qū)年降水量在 99—400 mm 之間，但該區(qū)域的年降水變化速率最大（1.5—3.3 mm/a）；而在東南部降水量較大的部分區(qū)域呈現(xiàn)微弱的減小趨勢（圖 5b）?？傮w上，青藏高原多年凍土降水增加率為29.5 mm/10 a。

2.2 多年凍土區(qū)土壤含水量時空變化趨勢

ERA5 土壤水分再分析數(shù)據(jù)產(chǎn)品在青藏高原具有較好的表現(xiàn)[37]。本文利用該數(shù)據(jù)分析了青藏高原多年凍土區(qū) 1980—2018 年 6— 8月0—100 cm 土壤含水量均值變化特征。從圖 6a 中可以看出，多年凍土區(qū)0—100 cm 土壤含水量主要分布在 0.1—0.4 m3/m3，其中青藏高原東南部土壤含水量較高，最大值為 0.69 m3/m3；而在青藏高原西南部和腹地土壤含水量較低，最小值為 0.06 m3/m3，多年凍土區(qū)土壤含水量平均值為 0.30 m3/m3。從變化趨勢上來看，如圖 6b 所示，多年凍土區(qū)土壤含水量整體呈現(xiàn)增加趨勢，每 10 年增加率為 0.005 m3/m3；從區(qū)域來看，在青藏高原東北部土壤含水量較高的區(qū)域有略微減小的趨勢，每 10 年變化率為 -0.01—0 m3/m3；而在青藏高原西南部和腹地大部分區(qū)域呈現(xiàn)增加趨勢，每 10 年變化率為 0.01—0.03 m3/m3?？梢钥闯?，土壤含水量較低的區(qū)域增加趨勢明顯，而在土壤含水量較高的區(qū)域呈現(xiàn)減少的趨勢，這與前述站點監(jiān)測結(jié)果非常一致。

圖5 1980—2018 年青藏高原多年凍土區(qū)多年降水量變化的空間分布

圖6 青藏高原多年凍土區(qū)1980—2018 年土壤含水量變化（6—8 月）

3 多年凍土變化的影響

3.1 多年凍土變化對區(qū)域水文過程的影響

從前述結(jié)果可以看出，2004 年以來，青藏高原多年凍土區(qū)的氣溫在升高，降水量在增加，這種變化幅度遠大于青藏高原氣候變化的平均幅度，也大于 1980 年以來青藏高原氣候整體的變化幅度。在這樣的氣候變化背景下，多年凍土區(qū)活動層厚度在增加，溫度在升高，而土壤含水量整體在增加[38-41]（圖 4）。

土壤含水量的增大與多年凍土的隔水作用密切相關(guān)。一方面，在凍結(jié)過程中未凍水的遷移導致更多的未凍水向多年凍土上限遷移。而活動層在融化過程中，融雪、降水和土壤水分在重力、溫度和滲透梯度共同作用下遷移到多年凍土上限之上，導致土壤水分聚集在活動層底部[42]。另一方面，因為活動層厚度增加，導致底部厚層地下冰融化釋放出大量凍結(jié)水。以可可西里觀測站點（QT01）為例，在觀測期內(nèi)（2004—2017 年），活動層厚度從 160 cm 增加到 176 cm。例如，在 2004—2006 年觀測深度 165 cm處尚處于凍結(jié)狀態(tài)（圖 2），隨著多年凍土融化，地下冰釋放大量液態(tài)水，導致活動層底部含水量增加。研究表明，活動層加深、融化期延長增加的多年凍土層上水的冬季補給也不可小覷；活動層增厚也可以通過增加儲水空間而減少夏季徑流[43]。多年凍土退化會導致蒸發(fā)、徑流、水位等水循環(huán)要素變化[44-46]；并對徑流、水位和水力聯(lián)系有直接影響[47,48]。由于多年凍土的弱透水性，活動層底部增加的這部分凍結(jié)層上水有可能通過側(cè)向流在低洼處形成徑流，進而增加青藏高原多年凍土區(qū)江河湖泊的徑流量。

圖7 青藏高原活動層儲水量與降水變化趨勢

此外，凍土退化會導致流域內(nèi)更多的地表水入滲變成地下水，造成流域地下水儲水量加大[49]，導致冬季徑流增加[50,51]。但是通過分析唐古拉觀測點（QT04）和西大灘觀測站點（QT09）站點活動層儲水量和降水量的變化趨勢發(fā)現(xiàn)，降水量顯著增加，而活動層儲水量卻沒有明顯變化（圖 7）。這除了與表層強烈的蒸發(fā)和側(cè)向流有關(guān)，其原因是否與青藏高原多年凍土區(qū)徑流在增加有關(guān)還需要進一步研究。高緯度地區(qū)的研究表明，地下冰融化、活動層加深和融化期延長可能會導致冬季基流和暖季徑流顯著增加[52,53]；在不連續(xù)凍土區(qū)，地下冰融化顯著增加了冬季的河川基流，凍土退化使得徑流的季節(jié)分布更加平緩[54-56]；多年凍土退化對徑流分配的影響與多年凍土覆蓋率密切相關(guān)，只有在多年凍土覆蓋率高的流域，多年凍土退化才會引起產(chǎn)流過程的較大變化，而對于多年凍土低覆蓋率流域，多年凍土退化的影響則較小[57]。然而，多年凍土對氣候變暖的響應(yīng)是一個緩慢的過程，因此凍土退化對水文過程的影響也是一個漸變過程。隨著青藏高原多年凍土區(qū)的變暖變濕（圖 5 和 6），多年凍土的退化對水文過程影響的程度究竟有多大，具體的影響過程如何還需要進一步探究。

3.2 多年凍土變化對湖泊面積變化可能的影響

1990—2010 年青藏高原湖泊面積增加了26%[58,59]。湖泊水位升高和水量增大現(xiàn)象歸因于區(qū)域降水量增加[60]。黃河源區(qū)湖泊擴張、數(shù)量增多的主要原因正是同期降水量增大、蒸發(fā)量減少和凍土退化加大了地下冰融化水補給量的直接反應(yīng)[61]；班戈錯湖泊水位持續(xù)上漲，湖面擴大的原因之一是由于該流域上游在海拔約 4 800 m 部位存在一片面積較大的多年凍土濕地，而該多年凍土區(qū)的邊緣有熱融湖塘發(fā)育。近 20 年來該地區(qū)的多年凍土的退化及其中部分地下冰的融化可能是導致班戈錯湖泊水位上升的主要原因之一[62]。

相關(guān)研究表明，“亞洲水塔”主要河川徑流和湖泊短期內(nèi)可能增加[63]，并且這一趨勢可能將在未來（21 世紀中期）得以持續(xù)[64]，其中印度河、恒河、雅魯藏布江、瀾滄江上游等徑流增加的幅度相對較大[65]。但隨著冰川規(guī)模不斷萎縮，冰雪融水的貢獻率將會不斷下降；而多年凍土區(qū)活動層增厚，土壤蓄水容量將增大，從而導致降雨下滲量增加和基流量增大[66,67]；多年凍土退化時地下冰的融化對湖泊有一定的補給作用，但是對湖泊的補給作用的大小取決于很多因素，如氣候變化的方式、幅度、凍土融化速率、深度，以及局地巖性、排水和水文地質(zhì)條件等[68]。除了多年凍土區(qū)湖泊上升之外，也有研究認為區(qū)域地下水位下降的主因是凍土退化，其導致凍結(jié)層上水水位持續(xù)下降甚至消失，從而可能導致區(qū)域產(chǎn)流減少[69-72]。因此，多年凍土退化和水循環(huán)的相互作用需要進一步研究。

3.3 多年凍土變化對地下冰釋放量及地表形變的影響

青藏高原多年凍土年均地下冰融化量總計可達 12.7×103km3水量[73]，活動層加深 25 cm 引起的地下冰融水量相當于歐亞大陸北部主要河川徑流的增加量。青藏公路沿線多年凍土上限附近地下冰主要由其上部的活動層水進行補給（59%—87%），其次是下部的多年凍土水（13%—41%）[74]；另外，下墊面的差異會顯著影響活動層水對上限附近地下冰的補給比例。比如，高寒草甸區(qū)域的活動層水對其下部上限附近地下冰的補給比例（59%—69%）小于高寒草原所在區(qū)域的活動層水補給比例（70%—87%）。

降水作為活動層水的主要補給源，對地下冰的發(fā)育和形成也有著間接的貢獻[75]，地表徑流對淺層地下冰的形成也有顯著的補給作用[76]。而針對多年凍土區(qū)地下冰的釋放量到底去向何處，目前研究還較少。在北麓河熱融湖塘地區(qū)，淺層地下冰融水對當?shù)責崛诤恋难a給比例最大能達到60%左右[77]；在昆侖山埡口地區(qū)，地下冰融水對地面徑流也有著一定的貢獻，淺層地下冰的融水對當?shù)氐乇韽搅鞯难a給比例達到 37.4%，僅次于冰川融水 56.7% 的補給比例[78]；在黃河源區(qū)，地下冰融水對當?shù)氐乇韽搅鞯呢暙I比例為13.2%—16.7%[79]。本文的研究結(jié)果反映了活動層厚度增加導致的地下冰融化對活動層底部土壤含水量有顯著的影響；然而，針對多年凍土退化對地下冰的釋放量有多大影響，地下冰釋放量到底對區(qū)域水循環(huán)的影響程度有多大，到目前為止還沒有被量化。

氣候變暖背景下，多年凍土退化還會造成多年凍土地面發(fā)生長期的沉降形變，這主要是由于進入多年凍土內(nèi)部的能量過剩時多年凍土上限處地下冰融化所導致。研究表明，年間地表形變的高值區(qū)主要分布在地下冰含量較高的地區(qū)。例如，青藏高原的五道梁、北麓河地區(qū)和俄羅斯的勒拿河三角洲地區(qū)，多年凍土上限附近地下冰的融化導致了較高的年間沉降量。在五道梁地區(qū)年間沉降量可達 10.28 mm[80]。多年凍土的年間形變也有明顯的空間差異性——北麓河高山地區(qū)多年凍土存在較為穩(wěn)定，年平均形變量為 -1.78 mm[81]；而稀疏植被區(qū)域多年凍土地表形變有著明顯的不同，其年形變量在 -16—0 mm 之間，退化更為明顯[82]。

多年凍土地下冰含量較少的區(qū)域年間形變量較小，主要在青藏高原的西北部和西藏當雄縣附近[83,84]。隨著氣候變暖的加劇，地下冰融化速率加快，多年凍土年間地表下沉的速率也隨之增加。有研究表明，基于 ERS1/2 及 Envisat 數(shù)據(jù)獲得的 1995—1 9 9 9 年格陵蘭島東北部地區(qū)的年平均沉降速率為 -0.3—-2.4 mm/a，而 2006—2009 年地表沉降速率增加到 -0.8—-2.7 mm/a，沉降速率可以很好地反映氣候在變暖、多年凍土在退化[85]。因此，多年凍土退化導致的地面形變均與多年凍土內(nèi)部地下冰直接相關(guān)，所以加強對地表形變的監(jiān)測可為多年凍土區(qū)地下冰儲量的變化提供可靠的依據(jù)。

4 結(jié)論

多年凍土退化給青藏高原及周邊地區(qū)的水循環(huán)過程和水資源時空分布帶來顯著影響。具體而言，多年凍土層消融可釋放水分補充地下水，從而影響區(qū)域水文過程。但這部分水分到底對區(qū)域水資源調(diào)節(jié)作用有多大尚待進一步深入研究。本文以觀測事實為基礎(chǔ)，結(jié)合再分析數(shù)據(jù)分析了青藏高原多年凍土變化及可能的影響，主要得到的 3 條結(jié)論。

（1）近 10 年來，青藏高原多年凍土區(qū)呈現(xiàn)變暖變濕的特征，多年凍土呈現(xiàn)顯著的退化趨勢。其地溫明顯升高、活動層增厚和活動層底部含水量增加，活動層底部溫度變化率平均為 0.45oC/10 a，活動層厚度變化率達到了 21.7 cm/10 a。

（2）1980—2017 年青藏高原多年凍土區(qū)降水呈微弱的增加趨勢，增加率為 29.5 mm/10 a。多年凍土區(qū)在1980—2018 年 6—8 月的 0—100 cm 土壤含水量平均值為 0.30 m3/m3；并且多年凍土區(qū)降水整體呈現(xiàn)增加趨勢，每 10 年的增加率為 0.005 m3/m3。

（3）多年凍土退化將對青藏高原水文過程、湖泊面積變化等會有明顯的影響，尤其是多年凍土退化導致的地下冰融化對于水循環(huán)會產(chǎn)生顯著影響，并可能引起多年凍土地面發(fā)生長期的沉降形變；但多年凍土退化對水循環(huán)究竟影響的程度有多大需要進一步深入探索。