戴長(zhǎng)雷，于淼，宋成杰，Nadezhda Pavlova，尉意茹，李夢(mèng)玲

（1.黑龍江大學(xué)寒區(qū)地下水研究所，哈爾濱 150080；2.黑龍江大學(xué)水利電力學(xué)院，哈爾濱 150080；3.黑龍江大學(xué)中俄寒區(qū)水文和水利工程聯(lián)合實(shí)驗(yàn)室，哈爾濱 150080；4.東北聯(lián)邦大學(xué)地質(zhì)勘探學(xué)院，俄羅斯 雅庫(kù)茨克 677000；5.俄羅斯科學(xué)院西伯利亞分院麥爾尼科夫凍土研究所，俄羅斯 雅庫(kù)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(guó)則占國(guó)土面積的22.4%［1］。凍土水文地質(zhì)學(xué)是研究?jī)鐾羺^(qū)水分要素隨空間、時(shí)間的變化規(guī)律，合理利用地下水以及防治其危害的學(xué)科。在微觀上，凍土多是由礦物顆粒、冰、液相水（未凍水和強(qiáng)結(jié)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(nèi)部構(gòu)造、物理力學(xué)性質(zhì)及其凍融過(guò)程［2］。由于凍土層作為相對(duì)不透水層，在一定時(shí)空尺度上阻礙了地表水與地下水間的水力聯(lián)系。另外，季節(jié)性凍土層的季節(jié)性凍融循環(huán)過(guò)程顯著地影響了地下水的滲流方向、速度和循環(huán)方式，這就導(dǎo)致了部分非凍區(qū)的地下水運(yùn)移理論和機(jī)制在凍土區(qū)并不適用［3-4］。因此，在微觀的試驗(yàn)點(diǎn)尺度上研究包括凍結(jié)溫度、未凍水含量以及孔隙水壓力等凍土層獨(dú)有的水熱參數(shù)是凍土水文地質(zhì)學(xué)研究的重要組成部分［5］。宏觀上，活動(dòng)層內(nèi)土壤水分的相變使得多年凍土區(qū)地下水的補(bǔ)給、徑流和排泄過(guò)程發(fā)生了根本變化，形成了凍土區(qū)獨(dú)特的山坡尺度和流域尺度的水文現(xiàn)象［6］。

近年來(lái)，為了應(yīng)對(duì)這種特殊的凍土水文地質(zhì)條件，多種技術(shù)手段都取得了較大的突破，相較于傳統(tǒng)的深層鉆探技術(shù)，包括地電法、電磁技術(shù)、雷達(dá)技術(shù)和地震法在內(nèi)的非侵入性或微創(chuàng)地球的物理方法已經(jīng)可以快速、低成本地大范圍內(nèi)連續(xù)描述地下的特征，探測(cè)深度通?？梢赃_(dá)到幾十米［7］。水化學(xué)研究及其示蹤方法仍是研究?jī)鐾羺^(qū)地下水運(yùn)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(yùn)移等凍土區(qū)關(guān)鍵要素［9-11］。結(jié)合理論研究與技術(shù)方法，凍土水文地質(zhì)學(xué)在多年凍土區(qū)的水熱耦合研究、產(chǎn)匯流過(guò)程等方面都取得了較大的進(jìn)展。通過(guò)理論研究、實(shí)踐應(yīng)用和技術(shù)手段3方面梳理凍土水文地質(zhì)學(xué)研究框架，分析凍土水文地質(zhì)學(xué)的發(fā)展趨勢(shì)，以期為該學(xué)科及其對(duì)氣候、環(huán)境和水資源等相關(guān)研究提供借鑒。

1 理論研究

1.1 試驗(yàn)點(diǎn)尺度

多年凍土層由于其活動(dòng)層的凍融過(guò)程，使得其微觀上的水文特征與非凍區(qū)相比有較大的區(qū)別［12］。其中，凍結(jié)溫度是判斷土壤是否凍結(jié)的關(guān)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(biāo)。這些凍土層獨(dú)有的水熱參數(shù)的研究可為凍土水文地質(zhì)現(xiàn)象的機(jī)理研究提供參考。

1.1.1 凍結(jié)溫度研究

凍結(jié)溫度是判斷土體是否為凍結(jié)狀態(tài)的重要參數(shù)，也是確定土體凍結(jié)深度、影響水分遷移的依據(jù)［13-14］。劉宗超［15］通過(guò)電勢(shì)躍遷判斷凍結(jié)溫度，進(jìn)而研究?jī)鼋Y(jié)溫度與含水率、壓力之間的關(guān)系；李毅等［16］以過(guò)冷原理為基礎(chǔ)研制了冰點(diǎn)儀，并對(duì)4種高含水率的黏土進(jìn)行凍結(jié)溫度變化規(guī)律試驗(yàn)，并指出凍結(jié)溫度與外載、含水率的對(duì)應(yīng)關(guān)系；張婷等［17］研制了一種凍結(jié)溫度試驗(yàn)裝置，結(jié)合實(shí)驗(yàn)結(jié)果給出了凍結(jié)溫度與土中鹽分含量、水質(zhì)條件和含水率的對(duì)應(yīng)關(guān)系。然而，僅僅通過(guò)凍結(jié)溫度來(lái)判斷土壤是否凍結(jié)并不全面，因此研究人員開始關(guān)注土體過(guò)冷溫度與凍結(jié)溫度的關(guān)系。周家作等［13］對(duì)多種類型土壤進(jìn)行了凍結(jié)溫度和最低過(guò)冷溫度試驗(yàn)。結(jié)果表明，僅當(dāng)環(huán)境溫度低于土的最低過(guò)冷溫度時(shí)，則土樣整體才會(huì)進(jìn)入穩(wěn)定的凍結(jié)狀態(tài)，并指出穩(wěn)定凍結(jié)時(shí)間與土體內(nèi)自由水凍結(jié)有關(guān)。

1.1.2 未凍水含量研究

土體凍結(jié)后，并非土中所有的水都完成從液相到固相的轉(zhuǎn)變。由于土體基質(zhì)中表面吸附和孔隙的毛細(xì)特性而保存的液態(tài)水稱為未凍水。開展未凍水研究的基礎(chǔ)主要是未凍水含量的測(cè)定。目前未凍水含量測(cè)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(shí) 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(duì)土體的水熱特征以及力學(xué)性質(zhì)影響較大，因而對(duì)未凍水的性質(zhì)、狀態(tài)以及變化規(guī)律的研究是凍土水文地質(zhì)學(xué)研究中的重要組成部分。

表1 未凍水含量測(cè)定試驗(yàn)方法Tab.1 Test method for determination of unfrozen water content

1.1.3 孔隙水壓力研究

季節(jié)性凍土層內(nèi)孔隙水壓力主要受凍融作用與外部荷載影響，同時(shí)導(dǎo)致土體中水分遷移［23］。張蓮海等［24］通過(guò)自制的測(cè)壓探頭對(duì)砂土和粉質(zhì)黏土在凍融循環(huán)過(guò)程中的孔隙水壓力進(jìn)行測(cè)定，結(jié)果表明在土樣孔隙水壓力主要受溫度、凍結(jié)速率、土質(zhì)和凍融循環(huán)次數(shù)等因素的影響。Eigenbrod等［25］較早地選用細(xì)粒土在恒定溫度梯度下進(jìn)行了凍融試驗(yàn)。在凍融過(guò)程中，測(cè)量了土樣不同點(diǎn)位的孔隙水壓力和溫度，結(jié)果表明當(dāng)溫度處于凍結(jié)溫度以下時(shí)，孔隙水壓力下降為負(fù)值；反之，孔隙水壓力為正值。肖東輝等［23］基于荷載和無(wú)荷載對(duì)孔隙水壓力變化進(jìn)行研究，結(jié)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(nèi)部溫度、孔隙水壓力和含水量的周期性變化波幅都大于無(wú)荷載條件。

從試驗(yàn)點(diǎn)尺度來(lái)看，土體凍融過(guò)程是水-熱-力三者耦合作用的過(guò)程，主要表現(xiàn)為溫度變化驅(qū)動(dòng)孔隙水遷移，同時(shí)土體在正負(fù)溫的循環(huán)作用下進(jìn)行凍融循環(huán)。當(dāng)前的試驗(yàn)研究多是針對(duì)土體本身的特性進(jìn)行的，而對(duì)凍土與其他基礎(chǔ)建筑間相互作用關(guān)系的研究較少。水、熱、力的相關(guān)參數(shù)較多，設(shè)計(jì)試驗(yàn)過(guò)程中難以同時(shí)考慮到，因此設(shè)計(jì)試驗(yàn)時(shí)需要進(jìn)一步完善各參數(shù)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(duì)不透水性，地下水運(yùn)移和循環(huán)多依賴于活動(dòng)層的季節(jié)性凍融。其中，坡向和地勢(shì)在凍土?xí)r空變化下對(duì)水文過(guò)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(shì)的改變很大程度上決定了凍土的發(fā)育狀態(tài)及其水文過(guò)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(duì)多年凍土的水熱變化特征具有至關(guān)重要的影響作用。Ishikawa等［26］通過(guò)對(duì)蒙古國(guó)東北部不連續(xù)多年凍土的地溫和土壤含水量的長(zhǎng)期監(jiān)測(cè)，結(jié)果表明在非連續(xù)多年凍土區(qū)，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(guò)對(duì)天山和青藏高原部分地區(qū)進(jìn)行多年的凍土考察研究，結(jié)果表明陰、陽(yáng)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(qū)的研究結(jié)果表明，在相同海拔高度的條件下，陰坡活動(dòng)層的年平均溫度低于陽(yáng)坡，且陰、陽(yáng)坡活動(dòng)層含水量變化存在較大差異。蘭愛玉等［29］對(duì)青藏高原多年凍土區(qū)的陰陽(yáng)坡面的近地表水熱變化進(jìn)行定量研究后指出：2016—2019年陰、陽(yáng)坡的凍融循環(huán)總次數(shù)分別為109和368次，陽(yáng)坡各深度土壤溫度均顯著大于陰坡；陽(yáng)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(jìn)行了多年凍土野外考察，結(jié)果表明北坡多年凍土的熱穩(wěn)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(shì)影響研究

地勢(shì)的改變對(duì)凍土發(fā)育影響較大，進(jìn)而會(huì)對(duì)水文過(guò)程產(chǎn)生影響。周幼吾等［27］在祁連山區(qū)的研究結(jié)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(dǎo)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(jié)果表明：海拔相對(duì)較高的區(qū)域的土壤類型多為多年凍土，在冬季，凍土層導(dǎo)熱系數(shù)較高，隔熱性能差，導(dǎo)致凍土層厚度較大；海拔相對(duì)較低的區(qū)域多為季節(jié)性凍土層，植被覆蓋度較好，凍土層導(dǎo)熱系數(shù)較低，隔熱性能好，季節(jié)性凍土層厚度較小。McEachern等［32］采用同位素分析法對(duì)亞伯達(dá)（Alberta）北部的非連續(xù)多年凍土區(qū)的水文過(guò)程進(jìn)行分析并指出，山區(qū)夏季徑流主要受融雪水和降水補(bǔ)給，而地勢(shì)較低的平坦地形中地下水補(bǔ)給占徑流比例較大。

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

1.3 區(qū)域尺度

1.3.1 地下水補(bǔ)給規(guī)律及影響因素研究

在寒區(qū)，大氣降水和地表水通過(guò)凍土表層入滲是影響地下水水源補(bǔ)給的主要因素［33-34］。這些因素對(duì)于地下水的影響主要取決于氣候［35-37］、地質(zhì)構(gòu)造［38-39］、土 壤 質(zhì) 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(huì)提高地下水的補(bǔ)給潛力。影響程度取決于持續(xù)時(shí)間，因?yàn)楦鼜?qiáng)降雨的補(bǔ)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(guó)迪爾流域（Dill catchment）地下水補(bǔ)給對(duì)氣候變化的響應(yīng)。在氣候變暖的情況下，夏季補(bǔ)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(xué)和同位素案例研究的結(jié)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(bǔ)給。Utting等［37］在2006—2008年對(duì)加拿大育空地區(qū)奧格爾維山脈的河流、支流小溪和泉進(jìn)行了水化學(xué)和穩(wěn)定同位素分析，發(fā)現(xiàn)地下水補(bǔ)給是融雪和降水的混合物。

地質(zhì)構(gòu)造和土壤質(zhì)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(huì)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(guò)程中很容易形成毛細(xì)水，因此，入滲過(guò)程中在包氣帶的蒸發(fā)量較大，從而減少地下水的補(bǔ)給量。Carsel等［40］提出了從砂土到粉質(zhì)黏土等12種土壤類型的持水特征概率密度函數(shù)的建立方法，并對(duì)比分析其滲透速率。此外，李振萍［46］發(fā)現(xiàn)巖屑和凍融裂縫的發(fā)育對(duì)土壤入滲過(guò)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(shù)超過(guò)3.4 m／d。Wohling等［41］采用廣泛的野外觀測(cè)數(shù)據(jù)庫(kù)對(duì)不同類型土壤的滲透速率進(jìn)行評(píng)估，結(jié)果表明滲透速率與土壤顆粒級(jí)配和降雨量有關(guān)。

地表坡度對(duì)地下水的補(bǔ)給也存在一定影響。Carey等［42］分析加拿大山區(qū)流域的產(chǎn)匯流過(guò)程，結(jié)果表明，不同地形下的融雪水補(bǔ)給過(guò)程，最多可達(dá)到兩個(gè)月的時(shí)間差距。Woo等［43］系統(tǒng)總結(jié)了不同地形的凍土水文過(guò)程，指出山區(qū)的多年凍土層類似弱透水層，限制地下水深層補(bǔ)給，導(dǎo)致夏季降雨成為多年凍土區(qū)最大的補(bǔ)給源，而平緩地形主要在融雪期后受湖泊等地表水補(bǔ)給。

對(duì)于植被密度較大的地區(qū)，在截留和蒸騰作用下會(huì)改變地下水的補(bǔ)給量。Petheram等［44］發(fā)現(xiàn)，盡管降水占補(bǔ)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(bǔ)給量仍然存在顯著差異。Kane等［45］通過(guò)對(duì)加拿大魁北克（Quebec）北部的非連續(xù)多年凍土區(qū)不同植被覆蓋的5個(gè)監(jiān)測(cè)點(diǎn)作為研究區(qū)，采用地下水位漲落法計(jì)算地下水補(bǔ)給量，結(jié)果表明，隨著植被密度的增加，地下水補(bǔ)給量增加。

總的來(lái)說(shuō)，凍土區(qū)地下水水源補(bǔ)給主要受大氣降水和地表水補(bǔ)給。在經(jīng)過(guò)長(zhǎng)期且穩(wěn)定的負(fù)溫期后，活動(dòng)層季節(jié)性融化，凍土區(qū)地下水的補(bǔ)給源主要包括該年度暖季的大氣降水、融雪水和季節(jié)性凍結(jié)層融水。若活動(dòng)層由卵礫石層和大塊碎石層等透水能力強(qiáng)的巖層構(gòu)成，大氣降水與地表水也可直接對(duì)深層地下水進(jìn)行補(bǔ)給。同時(shí)，地形越平緩，植被密度越大，地下水受補(bǔ)給效率越高。

1.3.2 凍土區(qū)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(shù)，導(dǎo)致夏季降雨成為多年凍土區(qū)徑流最大的補(bǔ)給源［43］。Carey等［42］通過(guò)對(duì)加拿大山區(qū)流域產(chǎn)流過(guò)程研究后指出，地下水補(bǔ)給徑流過(guò)程主要發(fā)生在春季，地表多孔介質(zhì)雖然凍結(jié)但仍能允許部分水量通過(guò)，該層蓄滿后迅速產(chǎn)生徑流。到了夏末，活動(dòng)層完全融化，流域的調(diào)蓄能力增強(qiáng)，此時(shí)融雪水和凍土層融水對(duì)徑流貢獻(xiàn)很小［47］。冬季，主要由泉補(bǔ)給徑流［48］。

地下水對(duì)地表徑流貢獻(xiàn)的定量分析成為研究人員關(guān)注的重點(diǎn)。廖厚初等［49］通過(guò)對(duì)黑龍江省科后站的資料進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)地下水補(bǔ)給占年徑流量的12%～15%。Li等［50-51］以不連續(xù)凍土為主要下墊面的祁連山石羊河地區(qū)作為研究區(qū)，通過(guò)分析2013—2014年18O穩(wěn)定同位素濃度變化數(shù)據(jù)，指出地下水補(bǔ)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(qū)域。采用基于ARNO基流公式的VIC（variable infiltration capacity）模型對(duì)基流進(jìn)行模擬，并以實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)模擬結(jié)果進(jìn)行驗(yàn)證，結(jié)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(fēng)火山流域?yàn)檠芯繀^(qū)，分析地下水對(duì)徑流的貢獻(xiàn)程度，并得出結(jié)論：春季融化期地下徑流約占總徑流量14%～34%；秋季凍結(jié)期地下水流量是產(chǎn)流的主要來(lái)源，占風(fēng)火山流域河流總徑流量的75%以上。以上研究結(jié)果表明，地下水是地表徑流的重要補(bǔ)給來(lái)源，不同地區(qū)地下水對(duì)徑流的補(bǔ)給量在空間上存在差異，連續(xù)多年凍土區(qū)的地下水對(duì)徑流的補(bǔ)給量大于非連續(xù)凍土區(qū)。

1.3.3 凍土區(qū)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(jié)性的，也可以是常年的。季節(jié)性泉通常由凍結(jié)層上水排泄產(chǎn)生，缺乏穩(wěn)定的供水。Hiyama等［55］在蒙古中部杭愛山附近的7個(gè)季節(jié)性泉采集了水樣，并進(jìn)行水化學(xué)與同位素分析，結(jié)果表明其中2個(gè)熱喀斯特泉主要為凍結(jié)層上水排放而形成。常年不凍結(jié)的泉多是由于更深的水源排泄產(chǎn)生的，一般有通道將這類泉與凍結(jié)層間水或凍結(jié)層下水相連［56-57］。Haldorsen等［58］在北極地區(qū)的斯瓦爾巴群島通過(guò)觀測(cè)發(fā)現(xiàn)凍結(jié)層下水排泄出地表形成了許多不同流量的不凍泉，他們認(rèn)為這與凍土層下的斷裂帶有關(guān)。位于加拿大高緯度北極地區(qū)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(jié)合溫度和排放速率的觀測(cè)結(jié)果，指出水源主要為凍結(jié)層下水。

在凍土區(qū)地下水以泉的形式進(jìn)行排泄的過(guò)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(jié)性凍結(jié)層中的凍結(jié)層上水形成，還有由凍結(jié)層間水和凍結(jié)層下水作為補(bǔ)給水源而形成。泉的持續(xù)時(shí)間多取決于補(bǔ)給水源的埋藏深度和年平均氣溫，其中，不凍泉的補(bǔ)給水源多為凍結(jié)層間水和凍結(jié)層下水。

2 典型水文地質(zhì)現(xiàn)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(jié)而成的積冰體。在我國(guó)東北大興安嶺地區(qū)，溢流冰漫延開來(lái)，會(huì)侵害道路或建筑物，以及對(duì)基礎(chǔ)設(shè)施的性能產(chǎn)生負(fù)面影響，是寒區(qū)特有的一種水文地質(zhì)災(zāi)害［62］。

為確定地下水溢流冰的補(bǔ)給水源，Clark等［63］較早地采用穩(wěn)定同位素對(duì)加拿大育空河流域北部的水樣進(jìn)行檢測(cè)，指出溢流冰的水源補(bǔ)給主要來(lái)自居間不凍層（talik），因?yàn)樗谐煞趾休^高含量的硫酸鈣。近年來(lái)Павлова等［64］通過(guò)對(duì)薩哈（雅庫(kù)特）共和國(guó)中部的部分冰泉多年的水化學(xué)監(jiān)測(cè)，結(jié)果表明溢流冰的水源多為凍結(jié)層間水或凍結(jié)層下水。趙慶春等［65］通過(guò)多年觀測(cè)指出，上層滯水、潛水、承壓水等類型的地下水都可能導(dǎo)致地下水溢流冰的發(fā)育。造成意見不統(tǒng)一的主要原因是凍土區(qū)影響地下水形成和分布的自然因素十分復(fù)雜，包括地面坡度、地質(zhì)構(gòu)造以及凍土層的深度等。Шепелёв［66］通過(guò)多年原位監(jiān)測(cè)結(jié)果分析后指出，凍結(jié)層上水（活動(dòng)層內(nèi)季節(jié)性凍結(jié)水）、凍結(jié)層間水（居間不凍層水、透水融區(qū)的凍結(jié)層間水）和凍結(jié)層下水其中之一或多者組合為溢流積冰點(diǎn)進(jìn)行地下水補(bǔ)給。

冷季與暖季的時(shí)長(zhǎng)比例、冬季的負(fù)積溫以及氣候條件同樣是影響積冰規(guī)模的重要影響因素。Yoshikawa等［67］采用遙感技術(shù)和地球物理調(diào)查，對(duì)阿拉斯加布魯克斯山脈部分積冰體狀態(tài)和不凍泉的特征進(jìn)行監(jiān)測(cè)，結(jié)果表明積冰體的發(fā)育過(guò)程受溫度和降水影響較大。陳安等［68］通過(guò)詳細(xì)研究西藏部分公路所處區(qū)域內(nèi)的氣候及地形地質(zhì)特征指出，該地區(qū)持續(xù)的負(fù)溫是溢流冰發(fā)育的重要條件。焦臣等［69］認(rèn)為由于高原地區(qū)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(guò)程導(dǎo)致地下水溢流冰晝夜交替出現(xiàn)。

補(bǔ)給通道的滲透能力會(huì)直接影響溢流冰的形成規(guī)模。Шепелёв［66］通過(guò)一系列的試驗(yàn)指出，地下水的凍結(jié)較大程度上改變了巖層的滲透性，因?yàn)楹畬觾鼋Y(jié)后形成的地下冰充滿巖層裂縫與巖石孔隙。于淼［70］通過(guò)對(duì)西伯利亞典型地下水溢流冰區(qū)域布魯斯（Buluus）的溫度、降水量、地下水位以及凍深進(jìn)行監(jiān)測(cè)，同時(shí)采集水樣并進(jìn)行水化學(xué)成分的測(cè)定，結(jié)合積冰體進(jìn)行現(xiàn)場(chǎng)勘測(cè)和遙感監(jiān)測(cè)，結(jié)果表明，長(zhǎng)期穩(wěn)定的負(fù)溫環(huán)境是溢流冰發(fā)育的先決條件，充沛的降水是積冰體成的主要物質(zhì)條件，凍土層內(nèi)存在過(guò)水通道，水頭差提供主要驅(qū)動(dòng)力。

然而以上成果都是從宏觀的角度針對(duì)凍土層內(nèi)地下水的補(bǔ)給、運(yùn)移和排泄規(guī)律及其影響因素進(jìn)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(fā)育、控制和預(yù)防的相關(guān)研究，從熱力學(xué)角度提出溢流冰形成過(guò)程的一維、二維模型，并初步揭示溢流冰形成機(jī)理。張浩［71］通過(guò)室內(nèi)外實(shí)驗(yàn)結(jié)合數(shù)值模擬指出，飽水粗粒土的凍結(jié)是積冰的內(nèi)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(dǎo)熱特性防止土壤的過(guò)度降溫，從而影響土壤的凍結(jié)深度、凍結(jié)速率和水熱遷移狀況等［72］。同時(shí)，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(qū)的活動(dòng)層深度和凍結(jié)期正在減少［74-76］。由于凍土層的狀況對(duì)融雪入滲的數(shù)量和時(shí)間有很大影響，因此，凍土深度和凍期的縮短對(duì)冬春兩季土壤水分和溶質(zhì)的運(yùn)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(gè)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(fēng)力等因素作用下，積雪層的融化在其表面和內(nèi)部同時(shí)進(jìn)行。融雪過(guò)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(guò)監(jiān)測(cè)結(jié)果指出，在融雪水越過(guò)積雪層到達(dá)地表面后，如果融雪水足夠多且超過(guò)地表面的滲透能力，則部分融雪水沿著地表形成超滲產(chǎn)流。Carey等［79］結(jié)合北極高山地區(qū)多年監(jiān)測(cè)結(jié)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(dòng)層厚度越小的坡面，融雪徑流量越大。然而，當(dāng)土壤的固有滲透率相對(duì)較高、融雪量較小時(shí)，融雪水可能會(huì)完全入滲［80］。Iwata等［81］在北海道地區(qū)設(shè)置了積雪監(jiān)測(cè)點(diǎn)，該地土壤類型主要為火山灰土，同時(shí)對(duì)土壤溫度、含水量以及氣候參數(shù)進(jìn)行監(jiān)測(cè)，結(jié)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(dǎo)熱系數(shù)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(jié)速率［82］。

2.2.2 包氣帶融層入滲

春季融雪前的土壤水分動(dòng)態(tài)往往被忽略不計(jì)，因?yàn)楸O(jiān)測(cè)顯示，未凍結(jié)土壤在積雪覆蓋下土壤含水量是穩(wěn)定的［81，83］。在春季融雪開始時(shí)，季節(jié)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(gè)融層，融雪水滲過(guò)地表進(jìn)入包氣帶融層。凍層導(dǎo)水率通常比融層低，當(dāng)融雪速度大于融層底部下滲速度時(shí)，水分在融層積蓄［84］。在融層飽水以后，溢出地表，蓄滿產(chǎn)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(duì)融雪徑流進(jìn)行了模擬，結(jié)果表明，在包氣帶融層入滲階段產(chǎn)生的徑流對(duì)氣溫的響應(yīng)較大，氣溫上升幅度越大，融雪徑流出現(xiàn)的時(shí)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(guò)包氣帶融層繼續(xù)向下滲流到包氣帶凍層，凍層導(dǎo)水率通常比融層低［84］。Stadler等［85］發(fā)現(xiàn)瑞士阿爾卑斯山粉質(zhì)的森林土壤存在地表徑流，監(jiān)測(cè)結(jié)果表明位于包氣帶的土壤凍結(jié)后仍存在連通的孔隙，部分融雪水受重力、熱力雙重因素驅(qū)動(dòng)入滲，遇冷凍結(jié)進(jìn)一步降低凍土層導(dǎo)水率［87］。另外一部分穿過(guò)凍層的融雪水在重力作用下繼續(xù)下滲到飽水帶［77］。

2.3 凍土保墑

凍土保墑指的是季節(jié)性凍土層在凍融過(guò)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(jié)性凍土區(qū)特有的水文地質(zhì)現(xiàn)象。凍土區(qū)長(zhǎng)期負(fù)溫環(huán)境使得土壤的持水性質(zhì)與非凍區(qū)不同，其包氣帶內(nèi)土壤在凍結(jié)后起著蓄水保墑和隔熱減滲的作用，導(dǎo)致在春季凍結(jié)層土壤的墑情較高。在土壤凍融過(guò)程的不同階段，其主要影響因素也會(huì)隨之改變［88］。

在凍結(jié)過(guò)程中，外部環(huán)境溫度的變化影響了土壤凍結(jié)鋒（含冰土層與不含冰土層之間的分離鋒）的遷移速率［89］，調(diào)整了土壤中水分的分布［90］。土壤孔隙結(jié)構(gòu)和地下水位埋藏深度也在一定程度上影響了土壤凍結(jié)過(guò)程中的水分分布［91-93］。在穩(wěn)定凍結(jié)期，季節(jié)性凍土層厚度、范圍和規(guī)模變化很小。在這個(gè)階段，凍結(jié)層孔隙內(nèi)的水分多數(shù)已凍結(jié)成冰，剩余水分以未凍水形式儲(chǔ)存在凍土層內(nèi)。

在季節(jié)性凍土層的融化階段，凍土層內(nèi)主要由融雪水入滲和季凍層融化的水分構(gòu)成。Шепелёв［66］結(jié)合多年監(jiān)測(cè)結(jié)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(zhǎng)雷等［77，94］設(shè)計(jì)融雪水入滲試驗(yàn)，通過(guò)分析實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明，在凍結(jié)期土壤水分在水土勢(shì)的作用下由非凍區(qū)向凍結(jié)區(qū)遷移，持水率峰值一般在凍結(jié)鋒前沿10～20 cm，并指出融雪入滲是寒區(qū)春季最重要的水文過(guò)程之一，融雪入滲對(duì)于保持土壤墑情具有重要作用。

從整體上看，國(guó)內(nèi)外關(guān)于地下水溢流冰、融雪入滲和凍土保墑這些凍土水文地質(zhì)現(xiàn)象的研究多數(shù)還停留在形成規(guī)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(zhì)現(xiàn)象的完整過(guò)程。這是由于研究區(qū)多處于高寒且具有一定危險(xiǎn)性的缺資料地區(qū)，監(jiān)測(cè)點(diǎn)數(shù)量較少，而且大部分監(jiān)測(cè)點(diǎn)都是隨機(jī)選擇的，監(jiān)測(cè)方法不盡相同，凍結(jié)層的固有特性也一般不計(jì)，研究結(jié)果具有局限性，同時(shí)也與這些凍土水文地質(zhì)問(wèn)題本身的復(fù)雜性、多學(xué)科性以及所需的研究理論、試驗(yàn)技術(shù)等方面條件的限制、不成熟等都有一定的關(guān)系。

3 技術(shù)手段的應(yīng)用

凍土層的存在也使得地下水的補(bǔ)、徑、排過(guò)程與非凍區(qū)相比有著根本性的不同。然而，由于多年凍土區(qū)環(huán)境有很多局限性（如高海拔、高緯度），也給凍土水文地質(zhì)研究的帶來(lái)較多困難，包括缺乏地下水?dāng)?shù)據(jù)、地質(zhì)條件探測(cè)的困難、部分大型儀器無(wú)法正常工作等。但是在過(guò)去20年里，技術(shù)方法的進(jìn)步使多年凍土區(qū)地下水研究取得突破性進(jìn)展，較多的地球物理技術(shù)已實(shí)際應(yīng)用在多年凍土區(qū)，包括地電法中的電阻率層析成像技術(shù)和電容耦合電阻率層析成像技術(shù)，電磁技術(shù)中的頻域電磁感應(yīng)和時(shí)域電磁感應(yīng)，探地雷達(dá)技術(shù)和地震折射層析成像等，這些非侵入性或微創(chuàng)地球的物理方法已經(jīng)可以快速、低成本地大范圍內(nèi)連續(xù)描述地下的特征，同時(shí)也在逐步地提升著精確度。水化學(xué)示蹤技術(shù)凍土區(qū)地下水運(yùn)移過(guò)程發(fā)揮著重要作用。凍土水文模型對(duì)于地下水的補(bǔ)給、徑流和排泄過(guò)程也具有著重要意義。

3.1 地球物理技術(shù)

凍土層多存在于高寒區(qū)，傳統(tǒng)的深層鉆探技術(shù)是凍土水文地質(zhì)相關(guān)數(shù)據(jù)最直接的獲取方法。但這種方法相對(duì)昂貴、耗時(shí)且對(duì)后勤要求較高，因此很難在偏遠(yuǎn)地區(qū)使用。大范圍內(nèi)連續(xù)描述地下的特征，調(diào)查深度通?？梢赃_(dá)到幾十米，而且可以快速、低成本地應(yīng)用。與鉆探現(xiàn)場(chǎng)提供的點(diǎn)源信息相比，這些非侵入性或微創(chuàng)地球物理方法可以快速提供整個(gè)調(diào)查區(qū)域的信息。

通過(guò)應(yīng)用地球物理方法測(cè)量地下地球物理性質(zhì)（電阻率、介電常數(shù)和地震波速度等），以推斷凍土條件和凍土的物理性質(zhì)，進(jìn)而在水平和垂直方向上圈定活動(dòng)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(cè)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(zhì)。這些差異主要與含有冰或未凍水的凍土層的物理性質(zhì)有關(guān)［95］。目前，多用于區(qū)分凍結(jié)和未凍結(jié)物質(zhì)的地球物理特征參數(shù)是電阻率、介電常數(shù)和地震波速度［96］，相應(yīng)地衍生出了多種地球物理勘探技術(shù)，其主要特征見表2。

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

3.1.1 地電法相關(guān)技術(shù)

電阻率對(duì)凍土層從解凍到凍結(jié)的轉(zhuǎn)變過(guò)程非常敏感，在冰點(diǎn)，由于從導(dǎo)電水到非導(dǎo)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(shù)是進(jìn)行多年凍土調(diào)查的有力工具［96］。Daily等［97］將電阻率層析成像應(yīng)用于包氣帶水的監(jiān)測(cè)，通過(guò)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(xì)的土壤（粉土和黏土）通過(guò)毛細(xì)作用保持更多水分，則成像為更高的導(dǎo)電性。Kneisel［98］在中緯度高阿爾卑斯山和高緯度部分山地環(huán)境應(yīng)用二維電阻率層析成像技術(shù)確定多年凍土的位置、范圍及其特征與活動(dòng)層的空間變異性以及不連續(xù)凍土層的內(nèi)部結(jié)構(gòu)。Kneisel等［99］在二維電阻率層析成像技術(shù)的基礎(chǔ)上使用三維電阻率層析成像技術(shù)，進(jìn)一步對(duì)地下電阻率分布進(jìn)行空間成像，并且明顯改善了對(duì)地下結(jié)構(gòu)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(duì)凍土層物理特性進(jìn)行觀測(cè)。De Pascale等［100］對(duì)加拿大西部北極地區(qū)凍土層結(jié)構(gòu)與冰含量進(jìn)行測(cè)定，結(jié)果表明高電阻表面（堅(jiān)硬的冰凍地面或積雪覆蓋的凍土層）更適合應(yīng)用電容耦合電阻率進(jìn)行量測(cè)。Hauck等［101］通過(guò)對(duì)瑞士的上恩加?。║pper Engadine）多年凍土區(qū)進(jìn)行地探指出，在凍土區(qū)淺層采用電容耦合電阻率層析成像技術(shù)對(duì)于小規(guī)模的巖性變化的捕捉更加準(zhǔn)確。

3.1.2 探地雷達(dá)

探地雷達(dá)技術(shù)是一種多由頻率在10～1 000 MHz的短波來(lái)探測(cè)地下結(jié)構(gòu)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(shù)不同，探地雷達(dá)對(duì)介電常數(shù)的變化非常敏感。然而，大多數(shù)凍土地區(qū)的高電阻率為探地雷達(dá)技術(shù)提供了有利條件，因?yàn)閭鞑サ降孛娴碾姶判盘?hào)的衰減隨著電阻率的降低而增加。對(duì)于凍結(jié)和未凍結(jié)的介質(zhì)，介電常數(shù)變化幅度很大［103］。在大多數(shù)山地永久凍土層的測(cè)量中，探地雷達(dá)技術(shù)對(duì)介電常數(shù)的變化最為敏感，而介電常數(shù)決定了地質(zhì)雷達(dá)波的傳播速度［104］。Hinkel等［105］采用探地雷達(dá)對(duì)阿拉斯加巴羅環(huán)境觀測(cè)站1 km2的活動(dòng)層進(jìn)行了探測(cè)，探定了凍土上界與凍土下界的位置，同時(shí)識(shí)別到了冰楔。You等［106］利用探地雷達(dá)結(jié)合電阻率層析成像和鉆孔溫度監(jiān)測(cè)相結(jié)合的方法，研究了青藏高原活動(dòng)層厚度的時(shí)空變化，較為清晰地識(shí)別出活動(dòng)層的凍融變化。

3.1.3 地震折射層析成像技術(shù)

地震法是通過(guò)人工激發(fā)彈性波在地殼內(nèi)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(jié)后急劇增加，其中，屬粗粒沉積物的增幅最大。凍結(jié)速度的增加與未凍結(jié)水含量的減少密切相關(guān)，進(jìn)而也會(huì)影響波速［107］。因此可以通過(guò)地震法來(lái)探明未凍結(jié)的活動(dòng)層厚度。Kneisel等［7］采用地震折射層析成像技術(shù)對(duì)凍土區(qū)的多年觀測(cè)結(jié)果顯示，縱波在未凍結(jié)的活動(dòng)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(dāng)?shù)卣鸩ǖ竭_(dá)分層界面時(shí)，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(shù)也可以用于探測(cè)大深度的多年凍土層的厚度，Schwamborn等［108］通過(guò)地震折射層析成像技術(shù)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(dòng)層以及多年凍土層的厚度。

在凍結(jié)土壤中，地震波的傳遞速度會(huì)達(dá)到一個(gè)平緩期，進(jìn)一步的降溫產(chǎn)生的影響較小。這是由于地震波能量主要通過(guò)固體基質(zhì)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(jié)水含量進(jìn)一步減少，速度變化可以忽略不計(jì)。如果多年凍土區(qū)域的橫、縱波速度和密度都已知，也可以對(duì)楊氏模量、剪切模量和泊松比進(jìn)行估算。

3.1.4 電磁技術(shù)

電磁技術(shù)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(shù)已廣泛用于多年凍土的研究［110-113］。電磁技術(shù)包括頻域電磁系統(tǒng)、頻域電磁系統(tǒng)、甚低頻系統(tǒng)和無(wú)線電大地電磁法。Hauck等［96］分析并總結(jié)了電磁技術(shù)在多年凍土條件下的應(yīng)用特征。目前，較多采用的是頻域電磁感應(yīng)（FEM）和時(shí)域電磁感應(yīng)（TEM）。

頻域電磁法主要是結(jié)合天然交變電磁場(chǎng)來(lái)研究地球電性結(jié)構(gòu)，多應(yīng)用于區(qū)域性的大地構(gòu)造勘探，具有探測(cè)深度大、頻率低、波長(zhǎng)長(zhǎng)、成本低等優(yōu)點(diǎn)。Hauck等［114］采用頻域電磁法對(duì)挪威南部多年凍土區(qū)進(jìn)行了大規(guī)模的電磁感應(yīng)剖面探測(cè)，并指出未凍水含量在研究區(qū)海拔1 400 m急劇增加。時(shí)域電磁法以巖石的導(dǎo)電性、導(dǎo)磁性差異為物質(zhì)基礎(chǔ)［115］。結(jié)合電磁感應(yīng)原理，向地下發(fā)送一次脈沖磁場(chǎng)，并在此間隙利用線圈或接地電極觀測(cè)二次渦流場(chǎng)，并對(duì)該場(chǎng)的時(shí)空規(guī)律進(jìn)行研究來(lái)達(dá)到識(shí)別地質(zhì)構(gòu)造的目的［110，116-117］。Harada等［110］等利用時(shí)域電磁方法研究了西伯利亞永久凍土的深部構(gòu)造，結(jié)果表明研究區(qū)內(nèi)居間不凍層（talik）下界位于研究區(qū)地表以下23 m處，該結(jié)果與鉆探結(jié)果基本吻合。

近20年來(lái)，隨著地球物理勘測(cè)技術(shù)的進(jìn)步和計(jì)算機(jī)算力的提升，數(shù)據(jù)的快速收集和地下成像技術(shù)等有了較大進(jìn)步。但在地形復(fù)雜的高山凍土環(huán)境下仍無(wú)法大范圍地對(duì)凍土層構(gòu)造進(jìn)行有效的3D地球物理測(cè)繪，而通過(guò)合并多個(gè)緊密聯(lián)系的2D地球物理調(diào)查的結(jié)果，進(jìn)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(shí)，地球物理勘測(cè)以高時(shí)間分辨率進(jìn)行延時(shí)測(cè)量，使得自動(dòng)監(jiān)測(cè)成為可能，自動(dòng)監(jiān)測(cè)結(jié)果結(jié)合大氣溫度和積雪的時(shí)空變化數(shù)據(jù)，可更深入地研究?jī)鐾翆拥膬鋈谶^(guò)程。

3.2 水化學(xué)方法

地下水的時(shí)空變化主要表現(xiàn)在地下水補(bǔ)、徑、排過(guò)程，并在此過(guò)程中留下水化學(xué)信息，追蹤、識(shí)別和提取水化學(xué)信息是研究地下水演化規(guī)律的重要手段。通過(guò)投放人工示蹤劑研究地下水中天然示蹤劑的時(shí)間、空間的變化規(guī)律，進(jìn)而查明地下水的演化規(guī)律。目前多通過(guò)天然地球化學(xué)示蹤劑研究地下水演化過(guò)程，主要包含水化學(xué)示蹤法、元素示蹤法和同位素示蹤法［118］。

3.2.1 水化學(xué)示蹤法

針對(duì)地下水體本身的資源屬性以及可利用性，有必要進(jìn)行地下水的化學(xué)組分分析。水化學(xué)分析是確定地下水來(lái)源、類型及分布的直接方法之一。通過(guò)檢測(cè)各離子含量，結(jié)合野外觀測(cè)，可較好地解釋凍土區(qū)地下水的演化過(guò)程。Woo等［43］在2000至2008年間凍土水文地質(zhì)學(xué)的研究進(jìn)展的基礎(chǔ)上強(qiáng)調(diào)了關(guān)于水化學(xué)特征的研究。Шепелёв［66］對(duì)雅庫(kù)特中部季節(jié)性凍土區(qū)的地下水化學(xué)特征監(jiān)測(cè)，結(jié)果表明部分化合物（如CaCO3、MgCO3、Na2SO4和CaSO4等）在溫度不高于0℃時(shí)在水中的溶解度明顯降低，在結(jié)冰區(qū)變成沉淀物。

3.2.2 元素示蹤法

地下水演化過(guò)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(lái)源、運(yùn)移及演化機(jī)制的良好指示劑。Cartwright等［119］通過(guò)分析指出Cl與Br含量比值與地下水補(bǔ)給量和地下水礦化度有關(guān)。Johannesson等［120］采用稀土元素作為示蹤劑對(duì)美國(guó)內(nèi)華達(dá)中南部的地下水成分進(jìn)行監(jiān)測(cè)，結(jié)果表明稀土元素可以確定不同來(lái)源地下水的混合比例。

根據(jù)地下水中主要陽(yáng)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(qū)地下水系統(tǒng)特性。Petrone等［121］通過(guò)對(duì)阿拉斯加3個(gè)不同凍土覆蓋率（分別為53%，18%和4%）的流域進(jìn)行水化學(xué)成分監(jiān)測(cè)，結(jié)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(jī)碳（DOC）和K＋的濃度大多與近地表有機(jī)土壤中的潛水流動(dòng)有關(guān)［122-123］。Larsen等［124］對(duì)阿拉斯加北部417個(gè)湖泊進(jìn)行水化學(xué)成分檢測(cè)，并根據(jù)主要陽(yáng)離子濃度估算了地下水對(duì)湖泊的補(bǔ)給量。中國(guó)青藏高原的水化學(xué)研究主要集中在凍結(jié)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(guò)分析加拿大西北部?jī)鐾羺^(qū)的凍結(jié)層上水的水化學(xué)成分，結(jié)果表明其主要類型為HCO3-Ca，Na、Cl和SO可以忽略不計(jì)，且礦化度很低。Alexeev等［129］采用鉆探設(shè)備探尋到2個(gè)居間不凍層，并通過(guò)采集、分析得出其內(nèi)的凍結(jié)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(xué)成分主要為Cl-Mg-Ca型。Bagard等［130］研究了西伯利亞中部?jī)鼋Y(jié)層下水對(duì)冬季基流的補(bǔ)給，結(jié)果表明研究區(qū)凍結(jié)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(guò)程，通過(guò)同位素示蹤法可以分析地下水成因，研究補(bǔ)、徑、排過(guò)程及其運(yùn)動(dòng)特征，并可估算地下水的貯留時(shí)間［131-133］。近年來(lái)，多用于示蹤劑的同位素有O、H、2H、3H等。氧是構(gòu)成水分子的元素，不同來(lái)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(lái)源、運(yùn)移過(guò)程以及貯留時(shí)間［134］。2H多用于確定地下水來(lái)源與補(bǔ)給，3H在分析地下水年齡和貯留時(shí)間和補(bǔ)給過(guò)程有重要作用［135］。同時(shí)，C、S、Cl、B、Li等元素的同位素也不斷被應(yīng)用于地下水演化規(guī)律和過(guò)程的研究［118］。14C可以用于分析地下水的年齡及補(bǔ)給過(guò)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(zhì)量差大，分餾效應(yīng)顯著，因此硼同位素組成可用于分析地下水來(lái)源［137］。Li同位素組成特征多用于分析鹵水、海水等流體的運(yùn)移過(guò)程［138］。

凍土層的存在會(huì)限制地表水和地下水間水化學(xué)成分的交換，并延長(zhǎng)地下水的停留時(shí)間，進(jìn)而增加巖-水間的相互作用。目前，對(duì)于凍土區(qū)水文地球化學(xué)的研究，多集中于天然地球化學(xué)示蹤劑對(duì)不同地質(zhì)條件和地下水停留時(shí)間條件下地下水演化過(guò)程研究。然而，年內(nèi)凍土區(qū)化學(xué)成分的改變，除了受水分遷移過(guò)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(qū)地下水的溫度在年內(nèi)發(fā)生季節(jié)性變化，水化學(xué)參數(shù)（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(shù)等）也隨之改變［66］，目前對(duì)該問(wèn)題的研究還十分薄弱。

3.3 凍土水文模型

構(gòu)建凍土區(qū)水文模型，可以描述地下水滲流的微觀過(guò)程，分析凍土層凍融過(guò)程中地表水與地下水的轉(zhuǎn)化關(guān)系，同時(shí)也可以進(jìn)一步了解凍土區(qū)地下水的補(bǔ)、徑、排過(guò)程，可為凍土層對(duì)地下水循環(huán)過(guò)程影響的相關(guān)研究提供支撐。近年來(lái)，凍土水文模型受到了更多的關(guān)注，比較經(jīng)典的SHAW［139］、COUP［140］、SWATMOD［141］等水文模型多為針對(duì)地表徑流過(guò)程的模擬。HydroGeoSphere［142-143］模型更多考慮了地下滲流過(guò)程。目前，已建立的凍土水文模型大多為經(jīng)驗(yàn)或半經(jīng)驗(yàn)性質(zhì)的概念性模型，主要是針對(duì)凍土水文循環(huán)過(guò)程的子環(huán)節(jié)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(zhì)模型匯總Tab.3 Summary of hydrogeological models of frozen soil

目前，國(guó)內(nèi)外的凍土水文地質(zhì)模擬主要是針對(duì)凍土區(qū)土壤內(nèi)水分遷移過(guò)程、土壤凍融過(guò)程的模擬、考慮水熱介質(zhì)的水熱耦合模擬以及大尺度的流域凍土水文模擬。因?yàn)閮鐾羺^(qū)環(huán)境較為惡劣，監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)不夠豐富，并且由于活動(dòng)層的凍融過(guò)程以及融雪入滲等過(guò)程的復(fù)雜性，這些模擬的機(jī)理研究還不夠完善。因此，這些模型多為概化部分參數(shù)和過(guò)程的針對(duì)單一區(qū)域的模型或經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ?。為此，需要加?qiáng)凍土區(qū)基礎(chǔ)數(shù)據(jù)的積累，深化凍土區(qū)水文地質(zhì)現(xiàn)象的機(jī)理研究，進(jìn)而提升模型的適用性。

4 結(jié) 語(yǔ)

凍土水文地質(zhì)學(xué)是一門十分復(fù)雜的學(xué)科，不僅與凍土類型（永久凍土、多年凍土、季節(jié)性凍土和短暫凍土）、地下水類型（凍結(jié)層上水，凍結(jié)層間水和凍結(jié)層下水）有關(guān)，氣候條件也有著較大影響，同時(shí)也涉及物理學(xué)、地貌學(xué)、氣候?qū)W、熱學(xué)和化學(xué)等多種領(lǐng)域，更多時(shí)候是多學(xué)科領(lǐng)域的交叉應(yīng)用。因此，在具備以上條件的基礎(chǔ)上，結(jié)合已有的研究基礎(chǔ)，接下來(lái)的凍土地質(zhì)學(xué)研究應(yīng)更多地集中于以下幾方面：加強(qiáng)試驗(yàn)點(diǎn)尺度的相關(guān)研究，試驗(yàn)過(guò)程中進(jìn)一步完善水-熱-力各參數(shù)間的整體控制，研究?jī)鐾翆营?dú)特的力學(xué)參數(shù)對(duì)于分析季節(jié)性凍融問(wèn)題至關(guān)重要；結(jié)合包括地電法、電磁技術(shù)、地震法和雷達(dá)技術(shù)在內(nèi)的地球物理勘探技術(shù)，天然地球化學(xué)示蹤法和遙感技術(shù)等多元化的技術(shù)方法對(duì)區(qū)域尺度的地下水補(bǔ)給、徑流和排泄過(guò)程進(jìn)行調(diào)查和觀測(cè)，總結(jié)地下水動(dòng)態(tài)變化規(guī)律；加強(qiáng)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(qū)水文地質(zhì)現(xiàn)象的機(jī)理研究，同時(shí)加強(qiáng)凍土區(qū)基礎(chǔ)數(shù)據(jù)的積累，進(jìn)而提升凍土區(qū)水文模型適用性。