曹 偉,盛 煜,吳吉春,彭爾興

中國(guó)科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院凍土工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,蘭州 730000

凍土對(duì)溫度變化極其敏感,作為寒區(qū)地質(zhì)環(huán)境中的主要控制性因子,其變化將對(duì)多年凍土區(qū)生態(tài)環(huán)境與水文環(huán)境產(chǎn)生重要影響[1- 5]。當(dāng)前,隨著氣候變暖和人類活動(dòng)的不斷加劇,凍土已經(jīng)發(fā)生退化,諸如季節(jié)融化深度加深、地下冰融化、地下水位下降等,從而導(dǎo)致了多年凍土垂直剖面厚度和水平分布邊界上的明顯變化,進(jìn)而影響其承載的寒區(qū)生物圈在組成結(jié)構(gòu)與分布格局上的顯著變化[6-9]。特別是全球變化影響下的凍土退化改變了表層土壤水分運(yùn)移過程,深刻影響著區(qū)域水循環(huán)與水平衡[10-13],因而探討凍土區(qū)表層土壤水分的入滲規(guī)律,對(duì)于深入了解全球氣候變化背景下的凍土變化及其水文效應(yīng),理解凍土退化誘發(fā)水資源變化的作用機(jī)制具有積極的作用。

凍土區(qū)土壤水分運(yùn)動(dòng)由于受到凍融過程的影響而顯示其獨(dú)特性,因而相關(guān)研究備受國(guó)內(nèi)外學(xué)者的關(guān)注,針對(duì)這一研究問題,當(dāng)前研究一方面圍繞多年凍土和季節(jié)凍土土壤水分特征進(jìn)行了分析和研究,基于室內(nèi)試驗(yàn)和野外定位觀測(cè)試驗(yàn),著重分析了凍結(jié)期和融化期土壤含水量的變化規(guī)律及其與土壤溫度之間的耦合關(guān)系[14-17]。另一方面針對(duì)不同下墊面條件深入研究?jī)鐾羺^(qū)土壤水分運(yùn)動(dòng)的響應(yīng)規(guī)律,考慮了青藏高原凍土區(qū)的土地覆被類型、植被覆蓋、有無(wú)積雪等因素,重點(diǎn)研究了在凍融過程影響下自然環(huán)境因素對(duì)土壤水熱過程的影響及其土壤水分運(yùn)移過程[18-21]。盡管這部分研究從不同的角度和側(cè)面揭示了多年凍土和季節(jié)凍土土壤水分在不同凍融階段下運(yùn)動(dòng)規(guī)律及其對(duì)不同影響因素的響應(yīng)特征,但是土壤水分是聯(lián)系地表水和地下水的紐帶,在凍土區(qū)土壤水分主要來源于降雨,降雨是凍土土壤水分運(yùn)動(dòng)的主要驅(qū)動(dòng)力,同時(shí)凍土土壤水分將通過壤中流等運(yùn)移方式匯入凍結(jié)層上水中,而基于土壤水分的“源-匯”視角系統(tǒng)探討凍土土壤水分運(yùn)移過程與入滲規(guī)律的研究相對(duì)較少。

作為“亞洲水塔”的青藏高原,特別是位于東北部的江河源區(qū)是我國(guó)和亞洲主要河流的發(fā)源地。近年來,氣候顯著變暖,青藏高原凍土正處于加速退化過程中[22-25]。受凍土退化影響,江河源區(qū)之一的黃河源區(qū)水資源補(bǔ)給、徑流與排泄過程發(fā)生了顯著變化,迫切需要認(rèn)識(shí)凍土變化造成的水文影響[26-29]。為此,研究以黃河源區(qū)康窮盆地多年凍土和季節(jié)凍土為例,基于“源-匯”視角,從凍土土壤水分的運(yùn)移過程入手,結(jié)合降雨和凍結(jié)層上水的變化規(guī)律,運(yùn)用野外定位觀測(cè)試驗(yàn)和數(shù)值模擬分析方法,分析黃河源區(qū)典型多年凍土與季節(jié)凍土土壤水分入滲對(duì)降雨的差異響應(yīng)機(jī)制,從而為了解凍土退化引起的水資源效應(yīng)提供基本認(rèn)識(shí),進(jìn)而為定量評(píng)估其變化及風(fēng)險(xiǎn)提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 區(qū)域概況

1.1.1自然環(huán)境狀況

黃河源區(qū)位于青藏高原中東部(圖1),一般是指多石峽以上的源頭區(qū)集水范圍,兩湖(鄂陵湖和扎陵湖)形成區(qū)域的匯水中心,地理坐標(biāo)介于95°55′E—98°41′E、33°56′N—35°31′N 之間,海拔4193—5238 m,源區(qū)總面積約2.98×104km3。源區(qū)地貌類型復(fù)雜多樣,涵蓋了冰蝕河谷、高原山地、陡峭坡地、平緩斜坡、河相灘地、灘地平原、深丘陡坡等。地表水體除鄂陵湖、扎陵湖以外,尚有隆熱錯(cuò)、茶木錯(cuò)、尕拉拉錯(cuò)、星星海等諸多湖泊,多曲、熱曲、勒那曲、貝敏曲等河流構(gòu)成黃河的一級(jí)支流。區(qū)域?qū)儆诟咴箨憵夂騾^(qū),受季風(fēng)氣候影響,年降水量在300—400 mm,年蒸發(fā)量為1000—1500 mm,年平均氣溫低于-3.5℃。高寒沼澤草甸、高寒草甸、高原草原和荒漠是主要的植被類型。

圖1 研究區(qū)野外監(jiān)測(cè)場(chǎng)地布設(shè)示意Fig.1 Field monitoring site of the study area

1.1.2凍土發(fā)育狀況

凍土一般可分為短時(shí)凍土、季節(jié)凍土以及多年凍土。多年凍土,是指凍結(jié)狀態(tài)連續(xù)保持三年或三年以上的巖土體,空間上包括上部活動(dòng)層和下部?jī)鐾翆?。季?jié)凍土,是指冬季凍結(jié)、春季融化每年凍融交替一次的巖土體。

黃河源區(qū)多年凍土下界一般在4350—4370 m,多年凍土面積占整個(gè)源區(qū)的80%以上。多年凍土年平均地溫在-0.2—2℃之間。0 ℃附近的多年凍土厚度一般在20 m左右；高于-0.5℃的多年凍土厚度一般不超過40 m；高于-1.0℃的多年凍土厚度一般不超過60 m；-2℃附近的低溫多年凍土的厚度一般不超過100 m。沼澤草甸活動(dòng)層厚度一般為1.0—2.0 m；高寒草甸活動(dòng)層厚度多介于2.0—4.0 m；草原區(qū)活動(dòng)層厚度3.0—5.0 m。近年來隨著氣候變暖、人類活動(dòng)等多方面因素影響,多年凍土正逐步退化。

康窮下坡凍土鉆孔剖面位于黃河源區(qū)康窮小盆地底部平坦地面,海拔4302 m,地貌特征為河谷盆地,地表植被為苔草草原,區(qū)域?yàn)椴贿B續(xù)多年凍土分布區(qū),多年凍土厚度30—50 m,季節(jié)融化深度2.8 m,年平均地溫為-0.57℃?？蹈F上坡凍土鉆孔剖面位于黃河源區(qū)康窮小盆地周邊山坡,海拔4314 m,地貌特征為山前緩坡,地表植被稀疏,生長(zhǎng)一些次生雜草的裸露荒漠帶,區(qū)域?yàn)榧竟?jié)凍土分布區(qū),年平均地溫為0.95℃。

1.2 樣點(diǎn)布設(shè)與采集方法

分別選取康窮下坡、康窮上坡凍土剖面進(jìn)行氣象、凍土、水文等不同類型要素觀測(cè)儀器的布設(shè)(圖1)。研究區(qū)不同類型要素觀測(cè)儀器如表1所示。采用美國(guó)Campbell公司生產(chǎn)的CR3000數(shù)據(jù)采集器定期獲取每日數(shù)據(jù),其中氣象要素監(jiān)測(cè)頻率為0.5 h/次,凍土和水文要素監(jiān)測(cè)頻率為4 h/次。本文選用2017年5月至2017年10月期間凍土融化期間的監(jiān)測(cè)日平均數(shù)據(jù)。

1.3 研究方法

降水在多年凍土和季節(jié)凍土土壤中的入滲過程主要采用HYDRUS- 1D軟件凍融模塊進(jìn)行模擬分析。通過改進(jìn)Richards方程,耦合土壤水熱過程,實(shí)現(xiàn)對(duì)土壤水運(yùn)動(dòng)的計(jì)算,其公式如下[30-31]：

(1)

式中,θu為未凍水含水率(包括液態(tài)水和氣態(tài)水),cm3/cm3；θ為液態(tài)水含量,cm3/cm3；θi為含冰量,cm3/cm3；t為時(shí)間,s；z為空間坐標(biāo),cm,向上為正；ρi為冰密度,kg/m3,取931 kg/m3；ρw為液態(tài)水密度,kg/m3,取1000 kg/m3；h為壓力水頭,cm；T為溫度,K；S為匯源項(xiàng),s-1,通常為根系吸水項(xiàng)。

表1 研究區(qū)觀測(cè)儀器

初始條件通過線性插值土壤水分的實(shí)測(cè)值確定。上邊界條件考慮地表積水,最大深度設(shè)為10 cm,在模擬時(shí)段內(nèi)逐日輸入上邊界通量值,包括降雨量和蒸發(fā)量。下邊界條件以地下水位埋深設(shè)定。按照土壤發(fā)生層次將土體分為7層(0—20 cm,20—50 cm,50—80 cm,80—120 cm,120—160 cm,160—200 cm,200—250 cm),假定各層土壤性質(zhì)均一。依據(jù)各層土壤質(zhì)地,利用HYDRUS- 1D中的Neural Network Prediction模塊得到各層土壤水力學(xué)參數(shù),并設(shè)定為初始值。

采用相關(guān)系數(shù)(R2)來定量評(píng)價(jià)模擬結(jié)果。圖2顯示了研究區(qū)康窮上坡不同深度土壤溫度和土壤水分模擬值與觀測(cè)值比較結(jié)果,總體來說,土壤溫度和土壤水分的模擬效果一致性較好,土壤溫度的模擬效果要好于土壤水分的模擬效果,深層土壤溫度和土壤水分的模擬效果要好于表層土壤溫度和土壤水分的模擬效果。

2 結(jié)果與討論

2.1 多年凍土和季節(jié)凍土土壤溫度變化

研究區(qū)2017年5月—10月氣溫與降水變化情況如圖3所示。從圖3可以看出,區(qū)域這一時(shí)期內(nèi)平均氣溫為6.06℃,區(qū)域2017年7月21日日氣溫最高,為15.1℃,2017年5月15日日氣溫達(dá)到最低,為-2.16℃。區(qū)域這一時(shí)期累積降水量為356.2 mm,相對(duì)偏多,處于豐水季節(jié),總體而言每個(gè)月份的降水量均相對(duì)較多。

如圖4所示康窮下坡(多年凍土)、康窮上坡(季節(jié)凍土)土壤溫度季節(jié)變化,從圖中可以看出,在融化發(fā)生階段,康窮下坡(多年凍土)零度等溫線的斜率較緩,說明250 cm深度范圍內(nèi)活動(dòng)層土壤完全融化所經(jīng)歷的時(shí)間較長(zhǎng),土壤溫度等值線略顯密集,說明溫度上升的速率較快,而不同深度土壤融化起始日期的時(shí)間隔較大,深層土壤明顯滯后于淺層土壤?？蹈F上坡(季節(jié)凍土)零度等溫線的斜率較陡,說明200 cm深度范圍內(nèi)活動(dòng)層土壤完全融化所經(jīng)歷的時(shí)間較短,土壤溫度等值線略顯稀疏,說明溫度上升的速率較慢,而不同深度土壤融化起始日期的時(shí)間隔較小,深層土壤稍微滯后于淺層土壤。

2.2 多年凍土和季節(jié)凍土土壤水分入滲過程

2.2.1多年凍土

從圖5中可以看出,在快速融化階段,對(duì)于康窮下坡多年凍土而言,隨著在這一時(shí)期降雨量的增多,由于各層土壤隨著時(shí)間的推移開始逐漸融化,因而土壤的儲(chǔ)水能力也在逐漸增強(qiáng),除降雨來源外,受地形地勢(shì)影響,該下坡主要承接上坡的坡面?zhèn)认蛄餮a(bǔ)給,同時(shí)下坡與河流較近,也有部分水分來自河流湖泊的補(bǔ)給,水量較為充分,這部分降雨除蒸發(fā)和地表徑流外,主要受垂直重力的影響向下入滲,由于表層土壤先于底層土壤融化,底層土壤仍處于完全凍結(jié)狀態(tài),因而表層土壤含水量呈逐漸增加的趨勢(shì),底層土壤含水量的變化幅度不大,從觀測(cè)的結(jié)果來看,在20 cm、50 cm土層深度處,由于至5月上旬土壤已經(jīng)完全融化,該層土壤處于飽和狀態(tài),土壤水分體積含量保持穩(wěn)定,分別處于30%和40%左右；在80 cm土層深度處,在5月底至6月初期間,土壤溫度跨越了0度等溫線,土壤進(jìn)入完全融化狀態(tài),而此時(shí)土壤水分體積含量也由之前的10%左右迅速增加,并在20%左右達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)；在120 cm土層深度處,在6月下旬,土壤進(jìn)入完全融化狀態(tài),而此時(shí)土壤水分體積含量也由之前的6%左右迅速增加,并在12%左右達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)；在160 cm土層深度處,在7月中上旬,土壤進(jìn)入完全融化狀態(tài),而此時(shí)土壤水分體積含量也由之前的6%左右迅速增加,并在10%左右達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)；在200 cm土層深度處,在7月中上旬,土壤進(jìn)入完全融化狀態(tài),而此時(shí)土壤水分體積含量也由之前的10%左右逐漸增加,并在25%左右達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)；在250 cm土層深度處,在8月中上旬,土壤進(jìn)入完全融化狀態(tài),而此時(shí)土壤水分體積含量也由之前的13%左右逐漸增加,并在30%左右達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)。在快速融化階段,雖然凍結(jié)土壤自上而下逐漸融化,但底部土壤仍然處于凍結(jié)狀態(tài),降雨入滲還不能完全到達(dá)底部,因而凍結(jié)層上水位觀測(cè)顯示其變化幅度不大,基本保持不變。在完全融化階段,各層土壤處于完全融化狀態(tài),各層土壤含水量基本處于飽和狀態(tài),由于下部多年凍土層的阻隔作用,因而凍結(jié)層上水位快速上升并逐漸達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)。因此,降雨在多年凍土區(qū)的再分配過程,受到季節(jié)凍融過程和凍土層阻隔的影響,主要以向下入滲為主,從而導(dǎo)致各層土壤含水量隨凍融過程呈逐漸增加的趨勢(shì),在土壤完全融化時(shí)基本達(dá)到飽和狀態(tài)。

圖2 研究區(qū)不同深度土壤溫度和土壤水分模擬值與觀測(cè)值比較Fig.2 Comparison of simulation and observation results of soil temperature and moisture at different depths

圖3 研究區(qū)氣溫與降水變化過程Fig.3 Temperature and precipitation of the study area

圖4 多年凍土和季節(jié)凍土土壤溫度季節(jié)變化Fig.4 Seasonal change of the soil temperature of permafrost and seasonally frozen ground

圖5 多年凍土和季節(jié)凍土土壤水分季節(jié)變化Fig.5 Seasonal change of the soil moisture of permafrost and seasonally frozen groundA: 穩(wěn)定凍結(jié)階段；B: 融化一次穩(wěn)定階段；C: 融化二次穩(wěn)定階段；A′: 凍結(jié)穩(wěn)定階段；B′: 融化穩(wěn)定階段

圖5中顯示康窮下坡多年凍土160 cm土層深度和200 cm土層深度處的土壤含水量在7月中上旬都突然上升,而這一時(shí)期,160 cm深度土壤已經(jīng)完全融化,但是200 cm深度土壤還未完全融化；而與此同時(shí)在這一時(shí)期,康窮下坡的凍結(jié)層上水位則由穩(wěn)定凍結(jié)階段A轉(zhuǎn)向快速融化一次穩(wěn)定階段B,水量突然增加,但是底部土壤還處于凍結(jié)狀態(tài),因而上部的降雨入滲還不足以引起凍結(jié)層上水位的變化,由于康窮坡地距離河流較近,河水的熱侵蝕作用使得其周圍的多年凍土不斷退化,多年凍土上限不斷加深,融區(qū)范圍不斷擴(kuò)大,受河流貫穿性融區(qū)的影響,增加了融區(qū)地下水和凍結(jié)層上水的水力聯(lián)系,7月中上旬這一時(shí)期,表層土壤已經(jīng)完全融化,融區(qū)地下水可能處于飽水狀態(tài),并與下坡凍結(jié)層上水發(fā)生水力聯(lián)系,補(bǔ)給凍結(jié)層上水,從而導(dǎo)致下坡200 cm深度處的土壤含水量快速增加并逐漸達(dá)到飽和狀態(tài),作為下坡凍結(jié)層上水的主要補(bǔ)給來源,引起下坡凍結(jié)層上水位的快速上升。而在8月中下旬完全融化階段,下坡底部土壤完全融化,各層土壤處于飽水狀態(tài),受降雨增多的影響,土壤入滲能力增強(qiáng),自上而下到達(dá)底部,受到凍土層的阻隔作用,加之融區(qū)地下水或多年凍土上限附近其他來水的影響,從而導(dǎo)致凍結(jié)層上水位的二次上升,快速融化一次穩(wěn)定階段B轉(zhuǎn)向快速融化二次穩(wěn)定階段C。

2.2.2季節(jié)凍土

從圖5中可以看出,在快速融化階段,對(duì)于康窮上坡季節(jié)凍土而言,隨著在這一時(shí)期降雨量的增多,盡管表層土壤(0—50 cm)在5月上旬已經(jīng)處于完全融化狀態(tài),土壤體積含水量呈逐漸增加的趨勢(shì),土壤的儲(chǔ)水能力也在逐漸增強(qiáng),但受降雨驅(qū)動(dòng)、土壤質(zhì)地、蒸散發(fā)、植被覆蓋等因素的影響,土壤尚未能快速達(dá)到飽和持水狀態(tài),這部分降雨除蒸發(fā)外,一方面受地形坡度的影響以坡面?zhèn)认蛄鳛橹?主要以地面徑流的形式向下流動(dòng),另一方面受垂直重力的影響向下入滲,由于表層土壤先于底層土壤融化,下部土壤(80—200 cm)仍處于完全凍結(jié)狀態(tài),因而表層土壤含水量呈逐漸增加的趨勢(shì),下部土壤含水量的變化幅度不大。在這一時(shí)期,盡管上部土壤已經(jīng)完全融化,但是下部土壤仍然處于凍結(jié)狀態(tài),從而導(dǎo)致土壤入滲還不能到達(dá)底部,因而在這一時(shí)期凍結(jié)層上地下水位觀測(cè)顯示其變化幅度不大,基本保持不變。至7月7日各層土壤處于完全融化狀態(tài),下部土壤由于受到土壤質(zhì)地等因素的影響,其土壤持水能力較弱,土壤含水量雖然呈逐漸上升趨勢(shì),但總體變化幅度不大,而在這一時(shí)期凍結(jié)層上地下水位觀測(cè)顯示其變化幅度不大,基本保持不變。這說明降雨在季節(jié)凍土區(qū)的再分配過程,受到凍融過程的影響,主要以地表徑流為主,深層下滲為輔,受局地因素影響,表層土壤含水量呈逐漸增加的趨勢(shì),但是未能達(dá)到飽和狀態(tài)。

圖5中顯示康窮上坡季節(jié)凍土7月7日各層土壤已經(jīng)完全融化,在這一時(shí)期,康窮上坡的凍結(jié)層上水位則由凍結(jié)穩(wěn)定階段A′轉(zhuǎn)向融化穩(wěn)定階段B′,水量有一個(gè)增加的趨勢(shì),由于下部土壤(80—200 cm)土壤持水能力較弱,從其變化趨勢(shì)來看,其土壤含水量尚未達(dá)到飽和狀態(tài),因而上部的降雨驅(qū)動(dòng)下的土壤入滲,還不足以引起凍結(jié)層上水位的變化,這與下坡凍結(jié)層上水位第一次變化的時(shí)間相近,這表明康窮坡地河流貫穿融區(qū)地下水與凍結(jié)層上水發(fā)生了一定程度的水力聯(lián)系,在7月中上旬這一時(shí)期融區(qū)地下水處于飽水狀態(tài),從而導(dǎo)致康窮上坡的凍結(jié)層上水位一定程度的上升,由于距離河流越近,融區(qū)地下水對(duì)凍結(jié)層上水的補(bǔ)給作用越大,因而其主要補(bǔ)給影響下坡凍結(jié)層上水,引起下坡凍結(jié)層上水位的快速上升。

2.3 多年凍土和季節(jié)凍土土壤水分入滲過程模擬

為進(jìn)一步對(duì)比分析多年凍土和季節(jié)凍土區(qū)土壤水分入滲過程的差異性,在不考慮其他因素影響下,采用HYDRUS- 1D軟件凍融模塊模擬分析了融化期內(nèi)(2017年5月至2017年10月)多年凍土和季節(jié)凍土土壤水分入滲過程。如圖6顯示了多年凍土和季節(jié)凍土土壤儲(chǔ)水量及底部滲漏通量隨時(shí)間的變化過程。

圖6 多年凍土和季節(jié)凍土土壤儲(chǔ)水量及底部滲漏通量的變化Fig.6 Changes of soil water storage and bottom leakage flux of permafrost and seasonally frozen ground

(1)對(duì)于多年凍土而言,在快速融化階段,土壤自上而下開始融化,凍結(jié)土壤的儲(chǔ)水能力開始逐漸增強(qiáng),在降雨入滲的作用下,在土壤垂直方向上形成較大的重力梯度,各層土壤體積含水量開始逐漸上升并趨于穩(wěn)定,達(dá)到飽水狀態(tài),因而從圖6中可以看出,自5月中上旬開始至8月中下旬,土壤儲(chǔ)水量隨著時(shí)間的推移一直處于上升狀態(tài)并逐漸達(dá)到最大值,而這一時(shí)期由于底部?jī)鼋Y(jié)土壤還沒有完全融化,因而降雨入滲還不能夠達(dá)到底部,底部通量相對(duì)較小,降雨除蒸發(fā)外,主要以地表徑流的形式向外排泄。在穩(wěn)定融化階段,凍結(jié)土壤已經(jīng)完全融化,土壤儲(chǔ)水能力已經(jīng)達(dá)到飽和狀態(tài),自8月中下旬開始,在降雨驅(qū)動(dòng)下,降雨自上而下入滲,由于各層土壤含水量達(dá)到最大飽水狀態(tài),因而土壤儲(chǔ)水量基本處于穩(wěn)定狀態(tài),而降雨在土壤中垂直入滲后將以壤中流的形式產(chǎn)生底部滲透通量,由于凍土層的阻隔作用,因而這部分水量主要補(bǔ)給凍結(jié)層上水,引起凍結(jié)層上水位的快速上升并逐步達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)。

(2)對(duì)于季節(jié)凍土而言,隨著氣溫的逐漸升高,凍結(jié)土壤開始自上而下逐漸融化,并在7月中上旬完全融化,土壤的儲(chǔ)水能力也在逐漸增強(qiáng),但是由于受到降雨強(qiáng)度、土壤質(zhì)地、蒸散發(fā)、植被覆蓋等因素的影響,各層土壤的滲透能力較弱,在這一時(shí)期內(nèi)土壤不易達(dá)到飽水狀態(tài),因而各層土壤體積含水量呈逐漸增大的趨勢(shì),因而從圖6中可以看出,康窮上坡季節(jié)凍土的土壤儲(chǔ)水量隨著時(shí)間的推移一直在上升尚不能達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài),而這一時(shí)期盡管凍結(jié)土壤已經(jīng)完全融化,降雨增多,但降雨入滲還不足以使得各層土壤達(dá)到最大飽和含水量,因而底部通量相對(duì)較小,這部分降雨入滲除蒸發(fā)外,主要以地表徑流的形式向下排泄。

3 結(jié)論

(1)在快速融化階段,土壤自上而下開始融化,受下層土壤凍結(jié)影響,降雨以地表徑流為主,表層土壤水分含量增加,土壤下滲有限,凍結(jié)層上水位上升幅度較??；在穩(wěn)定融化階段,土壤完全融化,降雨除地表徑流外,土壤水分含量增加,土壤水分下滲增強(qiáng),在多年凍土區(qū)由于凍土層的阻隔作用,壤中流在凍土上限附近聚積,凍結(jié)層上水水位上升幅度較大；在季節(jié)凍土區(qū)由于缺少凍土層的阻隔,土壤水分則以深層滲漏或側(cè)向流動(dòng)為主。

(2)受到降雨強(qiáng)度、土壤質(zhì)地、蒸散發(fā)、植被覆蓋等因素的影響,康窮下坡多年凍土各層土壤水分含量隨凍結(jié)土壤融化自上而下逐漸增加并達(dá)到飽和狀態(tài),在融化期內(nèi)盡管凍結(jié)土壤已經(jīng)完全融化,但上坡季節(jié)凍土表層土壤不易達(dá)到飽水狀態(tài),其土壤儲(chǔ)水量隨著時(shí)間的推移一直在上升尚不能達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài),這部分降雨入滲除蒸發(fā)外,主要以地表徑流的形式向下排泄。

(3)康窮坡地發(fā)育河流貫穿融區(qū)地下水,在7月中上旬,土壤完全融化,融區(qū)地下水處于飽水狀態(tài),導(dǎo)致上坡凍結(jié)層上水位小幅度上升,下坡凍結(jié)層上水位的變化除受到降雨入滲的影響外,還受到融區(qū)地下水的影響,其主要補(bǔ)給凍結(jié)層上水,引起下坡凍結(jié)層上水位的快速上升。