杜 冉， 彭小清， 金浩東， 魏 慶， 孫 文， 賈詩超， 范成彥，王 昆， 魏思浩， 趙耀華， Oliver W. FRAUENFELD

（1.蘭州大學資源環(huán)境學院，甘肅蘭州 730000； 2.Department of Geography，Texas A&M University，College Station，TX 77843-3147，USA）

0 引言

受全球氣候變暖的影響，多年凍土廣泛分布的高緯度和高海拔地區(qū)變暖趨勢明顯，近40年升溫速率要比全球同期升溫速率高約2 倍[1］。目前多年凍土退化顯著，主要表現(xiàn)在地溫升高[2］、活動層加深[3］、多年凍土面積減少[4］、地下冰融化[5］、熱喀斯特地貌發(fā)育等方面[6-8］。其中活動層是多年凍土層之上、地表下一定深度內暖季融化、冷季凍結的土（巖）層[9］。活動層厚度是一年中最大的季節(jié)融化深度。在多年凍土區(qū)，活動層是地-氣之間能量交換、植被生長、地表水文過程、寒區(qū)工程建設和人類活動的主要載體。全球氣候變暖背景下，多年凍土退化趨勢明顯，突出表現(xiàn)之一是活動層加深[10］。由于活動層是多年凍土變化過程、或者能量平衡過程最直接的承載者和體現(xiàn)者，無論是氣候變化還是人類活動導致的活動層變化，都會對區(qū)域生態(tài)環(huán)境乃至工程穩(wěn)定性造成重要影響。

由于受到氣候變化、當地環(huán)境條件以及人類活動等影響，活動層厚度在空間分布上差異較大。在青藏高原，青藏公路沿線天然植被下活動層厚度范圍在1.05~3.20 m 之間[11-12］，而同一地區(qū)，受人類活動影響更為劇烈的青藏公路/鐵路工程走廊帶附近，活動層厚度變化范圍是1.32~4.57 m。野外監(jiān)測數據顯示，1995年以來青藏公路/鐵路工程走廊帶活動層厚度的平均加深速率可達0.75 m·（10a）-1[13］，而工程走廊兩側受人類活動擾動較小的區(qū)域，活動層厚度平均加深速率為0.36 m·（10a）-1[12］。徐曉明等利用Stefan 公式計算了1981—2010 年青藏高原多年凍土區(qū)的活動層厚度，結果顯示該地區(qū)活動層厚度平均值為2.39 m，其中羌塘盆地的活動層厚度最小，祁連山、西昆侖山和念青唐古拉山地區(qū)的較大[14］。環(huán)北極地區(qū)活動層厚度監(jiān)測網（CALM）多年平均數據表明，活動層厚度主要取決于地理位置、氣候條件、植被、泥炭層、土壤特性以及土壤水分條件[15］。在區(qū)域上，阿拉斯加地區(qū)活動層厚度約為0.48 m，加拿大地區(qū)約為0.93 m，北歐地區(qū)（包括格陵蘭島和斯瓦爾巴群島）約為1.64 m[16］。在西伯利亞地區(qū)和加拿大西部地區(qū)活動層厚度變化較小或者無明顯變化[17-18］，而俄羅斯歐洲部分[19］、加拿大中部和東部[20］、中亞地區(qū)[11］的活動層厚度都呈增加趨勢。由此可看出，活動層厚度的變化存在很大的空間異質性，同時活動層融化深度也存在空間異質性。

活動層融化深度空間異質性受到諸多因素的影響，很大部分取決于它們之間的物理過程和地理尺度。在大的地理尺度上，氣溫和降水是影響活動層融化深度空間異質性的主要因素，氣候變化通過地-氣之間的能量和水分交換改變活動層的水熱狀況，進而影響活動層融化深度，融化指數與活動層厚度的正相關關系已被若干研究證實[17，21-23］；在小尺度上，活動層融化深度主要受局地因素影響，例如地形、植被、土壤類型、土壤水分、積雪、地表形變等。地形（海拔、坡度和坡向）影響太陽能量到達地表的能量重分布，坡向會改變土壤水分和植被生長，微地形地貌影響積雪覆蓋的分布等[24］。植被覆蓋作為地-氣之間的熱絕緣體，在積雪再分配中發(fā)揮重要作用，不同下墊面和植被覆蓋度的土壤熱傳導和涵養(yǎng)水源的差異等造成活動層融化深度的空間異質性[25-27］。土壤質地和含水量的變化影響凍土傳熱和保溫的能力，進而影響活動層融化深度的變化[28-31］。季節(jié)性積雪的持續(xù)時間、厚度變化，積累和消融過程、結構、密度以及熱力性質的差異性導致難以界定積雪對活動層融化深度的影響[31-32］。凍融過程引起的地表形變隨著時間的持續(xù)其形變量較大，尤其是在富冰和飽冰多年凍土表現(xiàn)更為明顯。因此，地表形變的變化被忽略也很有可能是極地地區(qū)活動層融化深度變化不明顯的原因[3，33］。此外，人為因素對活動層融化深度變化的影響也越來越重要，例如工程建設，過度放牧、旅游事業(yè)的發(fā)展都會對活動層融化深度造成一定影響[34-38］。

在氣候變化背景下，活動層對氣候變化的響應過程研究雖然得到了國內外研究的高度重視，但是過去針對影響因素的研究還是主要考慮單一因素，而很少綜合所有影響因素來考慮活動層融化深度。盡管過去研究表明，在大尺度上，氣候因子是影響活動層融化深度變化的主要因子，但是特別是在復雜山地環(huán)境中，局地環(huán)境因子對活動層融化深度的影響也不容忽略。過去活動層融化深度研究在統(tǒng)籌考慮局地因子與氣候因子復合作用的研究相對較少，這對于整體評估活動層融化深度會產生較大誤差。然而，復雜山地環(huán)境中的氣候和局地因素對該環(huán)境下活動層融化深度有復雜的影響。因此，本研究選擇祁連山俄博嶺地區(qū)，從樣方的尺度探究凍脹草丘和熱融洼地兩種微地貌條件下，活動層融化深度的時間和空間異質性及可能影響因素，為生態(tài)環(huán)境評估，水資源保護、未來的工程建設以及災害評估提供科學依據。

1 研究區(qū)概況

基于復雜山地環(huán)境條件，以探究微地貌對活動層融化深度的影響為目標，本研究選取祁連山黑河上游俄博嶺多年凍土區(qū)作為研究區(qū)域[圖1（a）］。黑河流域多年凍土面積約為14 100 km2，大約占流域面積的10.3%[39］。黑河上游多年凍土區(qū)年平均氣溫低于2 ℃，年降水量主要集中于夏季，大部分多年凍土區(qū)年平均地溫（16 m處）高于-2 ℃[40］，并且多年凍土下界及其年平均地溫在南坡明顯高于北坡。野外調查和遙感影像資料發(fā)現(xiàn)，黑河流域的多年凍土區(qū)高寒沼澤草甸、高寒草甸、高寒草原、高寒荒漠草原和裸地分布廣泛，加之地形、微地貌、土壤質地等差異，活動層融化深度空間異質性較強。根據野外考察，俄博嶺地區(qū)的多年凍土下界大約為3 400 m[41］，多年凍土主要分布在高含水量的泥炭地[41-42］。通過野外鉆孔樣品可得到俄博嶺地區(qū)的土壤類型主要是有機質豐富的泥炭黏土，并且土壤含水量高，地下冰豐富[42］，高寒沼澤草甸是該地區(qū)主要的植被類型，覆蓋度較大。由于該地區(qū)獨特的地形、植被、土壤類型條件，再結合多年凍土退化導致地下冰融化的影響，進而促使該地區(qū)形成了不同的景觀地貌，典型的微地貌凍脹草丘、熱融洼地分布廣泛，另外還形成了熱融滑塌地貌。其中凍脹草丘和熱融洼地分別是由于凍脹作用和地下冰融化所形成的微地形景觀地貌[9］。基于前期無人機航片、野外RTK 等調查，結果顯示，在圖1（b）所示地區(qū)的研究范圍內，熱融洼地數量大約為24 800 個，面積變化介于0.01~30 m2之間。所以從研究區(qū)的地形地貌、土壤質地、下墊面等可以發(fā)現(xiàn)，該流域多年凍土區(qū)屬于復雜山地凍土環(huán)境，活動層融化深度空間異質性規(guī)律明顯，故為理想的研究場地。

圖1 祁連山黑河流域俄博嶺多年凍土區(qū)（a）[43］，樣方區(qū)位置（b，c，d）Fig.1 The permafrost regions in Eboling Heihe River Basin in the Qilian Mountains（a），locations of quadrats（b，c，d）

2 數據與方法

2.1 樣方設計

鑒于凍脹草丘和熱融洼地的分布，為了盡可能保證兩種微地貌在每一個樣方內都有分布，綜合俄博嶺地區(qū)已有的兩個凍土鉆孔EBoTA 和EBoTB 的環(huán)境條件，分別在鉆孔附近建立了10 m×10 m的樣方A和20 m×20 m 的樣方B[圖1（c）、1（d）和圖2］。在樣方內通過釬探法測量多年凍土活動層的融化深度。首先對樣方內的凍脹草丘和熱融洼地編號，并用標簽對其進行標記，借助RTK 儀器記錄每個標記的經緯度和高程。其中樣方A有118個凍脹草丘，19個熱融洼地；B樣方有386個凍脹草丘和39個熱融洼地。

圖2 樣方A的范圍（a），樣方B的范圍（b），凍脹草丘（c）及熱融洼地（d）Fig.2 The location of quadrats A and B（a，b），with hummocks（c）and thermokarst depressions（d）

2.2 活動層融化深度測量

活動層融化深度的測量有多種方法，在環(huán)北極地區(qū)活動層厚度監(jiān)測網（CALM）中，活動層融化深度的觀測方法主要有3 種[15，44-45］：（1）釬探法在多種大小尺度的剖面上監(jiān)測土壤融化深度；釬探法就是通過將一個直徑為1 cm 的金屬桿垂直插入土壤，穿透活動層達到融化深度的最底部位置（圖3），然后用卷尺測量露出凍脹草丘和熱融洼地各自表面插桿的長度，進行記錄，用總插桿長度減去測量的長度即為活動層融化深度[46］。釬探法在土層較為單一的細顆粒土、泥炭土和沼澤濕地類型的土壤探測活動層融化深度具有一定適應性，并且廣泛應用于CALM 中。雖然在活動層融化深度監(jiān)測中具有快速、方便、節(jié)省成本等多種優(yōu)勢，但同時存在著適用性方面的缺點。監(jiān)測過程中，所采用的樣方尺度分別有10 m×10 m、100 m×100 m、1 000 m×1 000 m，該方法監(jiān)測的間隔尺度分別是1 m、10 m、100 m[45］；（2）利用凍土器（thaw-tube）監(jiān)測土壤融化深度；（3）通過土壤溫度插值確定0 ℃等溫線最大穿透深度以確定土壤融化深度（https：//www.gwu.edu/~calm/）。

圖3 野外活動層融化深度測量Fig 3 Active layer thaw depth probing using a metal rod in the filed

在樣方尺度，根據微地貌類型分布，開展不同微地貌類型活動層融化深度監(jiān)測。由研究區(qū)凍土野外鉆探發(fā)現(xiàn)，0~6.0 m深度的土壤是有機質和地下冰含量都高的黏土[40］。根據CALM 的觀測方法，該地區(qū)比較適合使用釬探法測量活動層融化深度，并且在早期的研究中通過挖坑和土壤溫度監(jiān)測的方式獲得活動層融化深度驗證了釬探法在該地區(qū)的適用性以及精度的可靠性[47］。此研究在2019 年7、8、10 月和2020年6、7、9、10月總共開展了7次野外調查。

2.3 土壤水分和地表溫度

活動層融化深度測量的同時，通過時域反射技術（time domain reflectometry，TDR）探測凍脹草丘和熱融洼地的土壤含水量，誤差＜±2.5%，精度±2.5%，TDR 具有無損探測、計算量小、靈活性大等優(yōu)點。

為了有效監(jiān)測兩種微地貌的地表溫度，在樣方內選取了4 個凍脹草丘和6 個熱融洼地埋設Tid?biTv2/UTBI-001 溫度探頭，該溫度計探頭的精度是±0.21 ℃，適用于空氣和水下環(huán)境，其中防水深度高達300 m，溫度計探頭的埋設深度在根系以下0~5 cm深度處，間隔30分鐘實時采集數據。

2.4 一維熱傳導模型

為了探究凍脹草丘和熱融洼地下伏活動層融化深度差異性的機制，研究借助一維熱傳導模型模擬兩種微地貌類型下的活動層熱狀態(tài)。該模型是基于相變問題的一維熱傳導方程，主要是解決多年凍土中水熱傳輸的問題?；诙聿X地區(qū)凍土鉆孔監(jiān)測數據，利用均方根誤差（RMSE）和納什系數對不同深度的土壤溫度進行模型驗證，模型驗證的結果在0.1 m，0.2 m，0.4 m，0.6 m，0.8 m的均方根誤差（RMSE）分 別 為0.68 ℃，1.16 ℃，0.95 ℃，0.84 ℃，0.69 ℃，平均納什系數為0.88。在對兩種微地貌類型下多年凍土熱狀態(tài)模擬的研究中，分別選取凍脹草丘和熱融洼地的溫度計測得5 cm 土壤溫度作為上邊界條件，以0.025 W·m-2的熱流作為下邊界條件進行模擬，其中不同之處在于兩種微地貌類型下實測的土壤水分參數差異性，并在模擬中進行設置。

3 結果與討論

3.1 活動層融化深度的時間變化

基于俄博嶺地區(qū)站點監(jiān)測數據發(fā)現(xiàn)，該地區(qū)多年凍土活動層融化開始時間為每年的4 月初，一直持續(xù)到10月初（圖4）。因此通過2019年7月—2020年10 月總共7 次野外監(jiān)測數據，可以有效的掌握活動層融化深度的時間變化規(guī)律。

圖4 樣方A、B中地表溫度日變化Fig.4 Daily variation of ground surface temperatures in hummocks and thermokarst depressions among quadrats A and B

由野外實測數據可以得到，樣方A 和B 中活動層融化深度從6—10月都呈現(xiàn)逐漸加深的變化規(guī)律，但是兩種微地貌下的融化深度變化速率不一致。凍脹草丘微地貌類型下的融化深度一般比同時間內熱融洼地處的深，以樣方A為例[圖5（a），圖7］，2019年7、8、10月份凍脹草丘下伏活動層融化深度的平均值分 別 為（63.06±5.63） cm、（86.34±10.71） cm、（102.99±10.05）cm，然而在熱融洼地微地貌下，融化深度的平均值分別為（42.97±6.10）cm、（60.84±10.21）cm、（76.84±8.95）cm。在2020 年有相似的變化結果，6、7、9、10月份凍脹草丘下融化深度分別為（41.64±4.13）cm、（61.51±5.19）cm、（85.42±8.42）cm、（99.86±10.17）cm，同樣地，熱融洼地下的融化深度平均值分別為（25.47±7.41）cm、（38.56±7.88）cm、（60.84±9.84）cm、（73.23±10.70）cm。該樣方在2019年7月到2020年10月間凍脹草丘處融化深度變化速率為2.40 cm·mon-1；熱融洼地處融化深度變化速率為1.88 cm·mon-1。

樣方B活動層融化深度的時間變化規(guī)律與樣方A 一致，差異在于樣方B 活動層融化深度較大[圖5（b），圖8］。2019 年7、8、10 月份凍脹草丘下活動層融化深度的平均值分別為（67.74±8.35）cm、（99.27±9.95）cm、（123.29±21.13）cm，然而在熱融洼地微地貌下，融化深度的平均值分別為（52.95±9.24）cm、（79.05±11.69）cm、（101.47±10.77）cm。在2020 年6、7、9、10 月份凍脹草丘下融化深度為（45.39±4.88）cm、（65.58±6.79）cm、（97.00±8.82）cm、（124.17±11.58）cm，同樣地，熱融洼地下的融化深度平均值分別為（31.05±6.79）cm、（45.85±6.79）cm、（75.36±9.81）cm、（103.15±15.00）cm。樣方B 在2019 年7 月到2020年10 月間凍脹草丘和熱融洼地的融化深度變化速率分別為3.82 cm·mon-1，3.13 cm·mon-1。

圖5 樣方A、B下伏活動層融化深度變化Fig.5 Thaw depth variations of active layer at quadrats A and B

綜合樣方A和B中凍脹草丘和熱融洼地活動層融化深度（表1）可以發(fā)現(xiàn)，6 月至10 月份實測的融化深度數據中，俄博嶺地區(qū)活動層融化深度變化范圍介于（29.22±7.42）~（118.38±20.94）cm，逐漸加深；凍脹草丘下伏活動層融化深度變化范圍為（44.48±4.97）~（118.38±20.94）cm；熱融洼地下伏活動層融化深度變化范圍是（29.22±7.42）~（93.40±15.45）cm，凍脹草丘下伏活動層融化深度較熱融洼地大（15.26±2.45）~（24.98±5.49）cm。總體而言，活動層融化深度逐漸加深，但是凍脹草丘下活動層融化深度加深的速率快于熱融洼地。同時，樣方A 活動層融化深度比樣方B 大。6 月至10 月份活動層融化深度逐漸加深的原因在于夏季溫度的快速上升為凍土融化提供了更多的熱量傳遞；雖然從9月份氣溫開始降低，但是氣溫還是高于0 ℃，繼續(xù)為多年凍土融化提供能量（圖4）；同時土壤能量的熱傳導與氣溫比較具有一定的滯后性，兩者疊加決定了活動層融化深度逐漸加深的結果[3］，直到10 月初達到最深。另外，7—10 月凍脹草丘和熱融洼地的地表溫度變化分別介于1.47~11.39 ℃和5.84~10.91 ℃，在相同時期，暖季凍脹草丘處的地表溫度高于熱融洼地，冷季則相反；與此同時，熱融洼地在夏季經常積水，土壤水分含量較高，由于水分的下滲，熱融洼地處的地下冰含量高于凍脹草丘，那么熱融洼地活動層融化需要消耗更多的潛熱[48］；溫度和土壤水分的差異性決定了這兩種微地貌下伏活動層融化深度隨時間變化的差異性。樣方尺度上，樣方A 和B 活動層融化深度差異性還可能取決于兩個樣方海拔高度的不同（圖6），樣方A和B 中凍脹草丘的平均海拔高度分別為3 629.8 m和3 561.6 m；熱融洼地的平均海拔高度在樣方A和B 分別為3 629.3 m 和3 561.0 m；樣方之間的海拔高度不同可能是造成局部地區(qū)溫度差異性的原因之一[49］，進而造成了活動層融化深度的差異。

表1 2019—2020年兩種微地貌下伏活動層平均融化深度（單位：cm）Table 1 The average thaw depth at the two microtopography types from 2019 to 2020（unit：cm）

圖6 兩個樣方海拔高度的空間圖Fig.6 Elevation of two quadrats

3.2 活動層融化深度空間變化

俄博嶺多年凍土屬于山地多年凍土，微地貌對于活動層融化深度有重要影響。為此根據野外凍脹草丘和熱融洼地的融化深度監(jiān)測數據獲取樣方尺度上融化深度的空間分布，進一步探討融化深度的空間異質性。

在樣方A 中，2019 年7 月—2020 年10 月，每個月的活動層融化深度的空間分布整體一致，呈現(xiàn)出空間上的異質性（圖7）。根據釬探法得到的融化深度數據可以得到凍脹草丘處活動層融化深度較大，熱融洼地處活動層融化深度較小。以2020 年10 月活動層融化深度的空間分布圖為例，活動層融化深度最大值為122.4 cm 位于樣方的中心位置；最小值為55.6 cm，可以根據釬探法得到的實測融化深度和各自的位置數據在樣方上呈現(xiàn)凍脹草丘處融化深度整體比熱融洼地的深。從每一年得到的融化深度數據，樣方尺度上活動層融化深度從6 月至10月逐漸加深。在樣方B 中，每個月的活動層融化深度的空間分布整體一致，空間分布呈現(xiàn)出樣方東北方向融化深度較大，東南方向較淺（圖8）。同樣以2020 年10 月份為例，活動層融化深度最大值為159.8 cm，最小值為81.2 cm。

圖7 2019—2020年樣方A活動層融化深度的空間變化Fig.7 Spatial variability of active layer thaw depth at Quadrat A during 2019—2020

圖8 2019—2020年樣方B活動層融化深度的空間變化Fig.8 Spatial variability of active layer thaw depth at Quadrat B during 2019—2020

在每一個樣方內，根據釬探法實測得到的熱融洼地處融化深度一般較凍脹草丘處的淺。綜合兩個樣方活動層融化深度的統(tǒng)計，得到凍脹草丘平均活動層融化深度變化范圍為（44.48±4.97）~（118.38±20.94）cm，熱融洼地活動層融化深度的平均值變化是（29.22±7.42）~（93.40±15.45）cm。其中一個原因在于土壤含水量的差異性。根據每次野外監(jiān)測的土壤含水量的空間分布發(fā)現(xiàn)，土壤含水量的空間分布與活動層融化深度的空間分布呈現(xiàn)相反的規(guī)律，即土壤含水量越高，活動層融化深度越?。▓D9~10）。選取樣方A 的2020 年10 月份的土壤含水量，凍脹草丘土壤含水量介于42.2%~53.0%，而附近的熱融洼地常年積水，其土壤含水量的最高值都高于凍脹草丘，那么熱融洼地的融化深度低于凍脹草丘。2020年10月，樣方B土壤含水量變化范圍為33.9%~53.0%，同樣熱融洼地的土壤含水量都高于凍脹草丘的土壤含水量，可達到飽和或者過飽和。與樣方B 相比，樣方A 具有較高的土壤含水量，所以樣方A 中兩種微地貌下的活動層融化深度均低于B 樣方。在俄博嶺地區(qū)，凍脹草丘和熱融洼地間隔分布，同時樣方尺度為10 m 和20 m，基本可以認定土壤質地是一致的；同一樣方的海拔高度相差不到50 cm，氣溫基本可以認為相同；所以土壤含水量的差異造成了活動層融化深度的不同，在一定程度上體現(xiàn)出土壤含水量對多年凍土有保護作用。

圖9 2019—2020年樣方A土壤含水量的空間變化Fig.9 Spatial variability of soil moisture at Quadrat A during 2019—2020

3.3 熱融洼地與凍脹草丘下伏活動層熱狀態(tài)差異性機制

多年凍土凍融過程中伴隨著熱量和水分的傳輸，但是多年凍土的熱狀態(tài)會隨著微地貌不同有微小的差異。研究區(qū)多年凍土活動層從每年的4月中旬開始融化，直到10 月融化深度達到最大值，然后進入凍結狀態(tài)，逐漸處于完全凍結狀態(tài)，完全凍結狀態(tài)一直持續(xù)到下一年的融化期開始，大約為次年4 月中旬。整個凍融過程中存在土壤溫度和土壤水分的變化，根據土壤溫度的變化，多年凍土凍融過程中可將活動層季節(jié)凍融過程劃分為季節(jié)融化、季節(jié)凍結以及完全凍結3 個過程[50-53］。然而土壤含水量在整個過程中起著重要的作用，土壤含水量的變化伴隨著能量的變化，Wang 等[54］根據土壤含水量的變化又將凍融過程分為融化上升、相對完全融化、凍結下降、完全凍結四個狀態(tài)。

根據前面野外監(jiān)測結果表明，土壤水分的差異性是導致研究區(qū)凍脹草丘和熱融洼地下伏活動層融化深度差異性的主要原因。所以結合凍融循環(huán)過程，利用一維熱傳導模型開展土壤水分在兩種微地貌條件下的差異性，得到了不同深度的土壤溫度差值，其中土壤溫度差值指的是凍脹草丘的土壤溫度減去熱融洼地的土壤溫度。根據模擬結果可得到，融化時期凍脹草丘的土壤溫度高于熱融洼地，土壤溫度差值呈現(xiàn)正值；凍結時期土壤溫度差值為負值，說明凍脹草丘的土壤溫度低于熱融洼地。土壤溫度差值在0.1、0.2、0.4、0.6、0.8、1.0、1.5 m 深度的變化范圍分別為-4.01~3.29 ℃、-3.21~2.57 ℃、-2.31~1.89 ℃、-1.73~1.56 ℃、-1.43~1.37 ℃、-1.18~1.27 ℃、-0.71~0.69 ℃（圖11）。并且土壤溫度差值隨深度變深而減小。土壤水分含量高的熱融洼地處往往有較高含量的地下冰，地下冰融化變?yōu)樗枰母嗟臐摕幔托枰嗟臒崃縼硎苟嗄陜鐾寥诨?，水分含量越高的地方具有較低的土壤溫度和較淺的融化深度。因此，土壤水分高的熱融洼地在凍結期的土壤溫度高于凍脹草丘，融化期的土壤溫度則低于凍脹草丘，并且熱融洼地處的融化深度較淺，熱融洼地這種微地貌對多年凍土具有一定的保護作用。

圖10 2019—2020年樣方B土壤含水量的空間變化Fig.10 Spatial variability of soil moisture at Quadrat B during 2019—2020

圖11 模擬得到2019—2020年凍脹草丘和熱融洼地不同深度的土壤溫度差值Fig.11 Soil temperature difference between the hummocks and thermokarst depressions at different depths in 2019—2020 by modeling

多年凍土變化同時與地表面輻射-能量變化密切相關，輻射能量的關系如式（1）所示[9］：

式中：Qd為地面輻射平衡；Qi、Qs分別為太陽直接輻射和散射輻射；α為地面反射率；Qe為地面長波有效輻射；LE為蒸發(fā)耗熱；P為湍流交換耗熱；A為通過地面的熱流。

相關研究提出[9］，土壤溫度主要由輻射平衡（Qd）、地表熱流（A）、地中熱流（q）決定，通常以式（2）來說明多年凍土融化過程中的能量變化，在變化過程中，地表能量（Qd+q）主要消耗在大氣與地表間的熱力相互作用（P），下墊面內生和外生過程（LM），以及多年凍土中的熱力過程A方面，其中LM包括水分蒸發(fā)升華等，熱力過程主要是多年凍土中的升溫或冷卻、水的相變過程、凍結和融化。

根據野外的實測數據，熱融洼地處的土壤水分高于凍脹草丘，根據能量方程[式（2）］，可以進一步得出土壤水分在能量傳輸過程中起到了冷卻作用，進而熱融洼地處的土壤溫度低于凍脹草丘，并且活動層融化深度比凍脹草丘淺。

4 結論與展望

本研究利用祁連山俄博嶺地區(qū)2019—2020 年不同微地貌類型下實測的活動層融化深度數據，對比分析了凍脹草丘和熱融洼地兩種微地貌下伏活動層融化深度的時空變化特征。主要結論與展望如下：

（1）實測數據表明，6—10 月，研究區(qū)中兩種微地貌類型下伏活動層融化深度均呈現(xiàn)逐漸加深的趨勢，但是每個月的凍脹草丘活動層融化深度都高于熱融洼地，并且隨時間加深的速度快于熱融洼地。

（2）從6月份到10月份，研究區(qū)凍脹草丘和熱融洼地活動層融化深度的變化范圍分別為（44.48±4.97）~（118.38±20.94） cm 和（29.22±7.42）~（93.40±15.45）cm，總體上凍脹草丘活動層融化深度大于熱融洼地。

（3）樣方尺度上，兩種微地貌類型的活動層融化深度呈現(xiàn)空間異質性，凍脹草丘最大融化深度是熱融洼地的2倍之大。

（4）氣溫的升高促使兩種微地貌類型下伏活動層融化深度隨著時間變化逐漸加深。通過對比不同月份融化深度和土壤含水量空間分布圖，發(fā)現(xiàn)樣方尺度上，融化深度的空間異質性可能由土壤含水量差異造成。

（5）研究區(qū)兩種微地貌類型下伏多年凍土活動層熱狀態(tài)的數值模擬結果表明，土壤水分是引起融化深度差異性的主要因素。其中，凍結期，熱融洼地的土壤溫度高于凍脹草丘，融化期的土壤溫度低于凍脹草丘，并且熱融洼地的融化深度較凍脹草丘淺。

（6）多年凍土活動層的融化深度的變化是凍土對氣候變化直接響應的形式之一?；顒訉尤诨疃却嬖诿黠@的空間異質性，在不同的尺度上，其影響因素復雜。特別是針在復雜山地環(huán)境，活動層融化深度的影響因素更加復雜。所以在未來山地環(huán)境條件下活動層融化深度制圖，應該利用高分辨率的地形地貌數據，多方面綜合考慮影響融化深度的因素例如氣候、地形、植被、土壤類型、熱量傳輸等，充分考慮耦合各種局地影響因素，構建符合山地環(huán)境條件下的高精度和高分辨率活動層融化深度模型，統(tǒng)籌氣候模型對其進行預測變化研究。