杜 發(fā)， 李宗省， 貢覺扎西， 桂 娟， 周慧玲

（1. 中國科學(xué)院 西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 祁連山同位素生態(tài)水文與國家公園觀測研究站/干旱區(qū)生態(tài)安全與可持續(xù)發(fā)展全國重點實驗室，甘肅 蘭州 730000； 2. 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049； 3. 西北師范大學(xué) 地理與環(huán)境科學(xué)學(xué)院，甘肅 蘭州 730070；4.西藏自治區(qū)水文水資源勘測局 阿里水文水資源分局，西藏 阿里 859000）

0 引言

凍土指在0 ℃或0 ℃以下含有冰的各種巖石或土，其中多年凍土區(qū)約占北半球陸地面積的24%［1］。凍土作為重要的寒區(qū)要素［2］，其低滲透性形成隔水層改變了地表水下滲和蒸散發(fā)過程，進而改變整個流域的產(chǎn)匯流；其季節(jié)凍融及導(dǎo)致的活動層深度變化，改變土壤含水量和含熱量，進而調(diào)蓄流域儲水量［3］。對凍土認(rèn)識最早起源于19 世紀(jì)早期，直到1936 年，蘇聯(lián)多年凍土委員會在莫斯科建立了研究凍土水文的實驗室，開始了凍土地下水的正式研究［4］。20 世紀(jì)60 年代，Williams［4］整理并公開了第一本綜合性的凍土地下水出版物，涵蓋了彼時環(huán)北極圈地區(qū)人們對于多年凍土地下水野外現(xiàn)象和理化性質(zhì)的基本認(rèn)識。21 世紀(jì)初，學(xué)者們分別論述了全球主要多年凍土區(qū)地下水研究進展，如加拿大［5］、中國［6-8］、阿拉斯加［9］等。在過去幾十年中，凍土地下水尤其在水化學(xué)方法和數(shù)值模擬方面取得較大發(fā)展［7］，包括凍土地下水水化學(xué)［10-11］、融區(qū)［12］、熱融湖塘［13］、凍土退化水熱過程［14-15］、凍土地下水模型［16］等一些綜述性文章相繼出版。

隨著全球氣候的持續(xù)變暖，對其十分敏感的寒區(qū)水文過程也已經(jīng)并將持續(xù)發(fā)生顯著改變，帶來的影響也將不斷顯現(xiàn)［3］；寒區(qū)水體多相態(tài)加速轉(zhuǎn)換導(dǎo)致水文過程劇烈變化［17］進而引起水循環(huán)的結(jié)構(gòu)、速度、時空過程、要素組成及其水文與生態(tài)效應(yīng)發(fā)生改變。北半球作為主要的多年凍土區(qū)，環(huán)北極圈、青藏高原多年凍土地下水關(guān)系著原居民飲水、生活、基礎(chǔ)設(shè)施、礦業(yè)開發(fā)和生態(tài)環(huán)境等各方面；地下水通?？梢蕴峁└踩涂沙掷m(xù)的水源［18］，尤其是凍結(jié)期，凍土地下水是這些區(qū)域的唯一水源；然而它們都面臨著氣候變化、資源開發(fā)和人類活動增加所帶來的影響和挑戰(zhàn)。地下水資源幾乎占全球飲用水需求的一半，氣候變化對地下水水質(zhì)和安全的影響是一個國際關(guān)注的問題［14］。因此，研究凍土地下水，對于寒區(qū)水循環(huán)、水資源演變形勢、寒區(qū)生態(tài)環(huán)境和工程建設(shè)具有重要價值［7，14］。

本文中，我們主要梳理了2000年以后多年凍土地下水研究的相關(guān)文獻；盡管在許多研究凍土地表水文過程的文獻中涉及了一些地下水的知識，但本文的研究重點是以地下水為主的低溫水文地質(zhì)過程。通過對這些文獻整合、分析，本文從多年凍土地下水賦存和動態(tài)、多年凍土與地下水之間的水熱作用、凍土地下水化學(xué)、凍土地下水模型和凍土退化對地下水的影響的角度進行了綜述，以期為多年凍土區(qū)地下水動態(tài)變化、水資源、氣候變化和生態(tài)環(huán)境的研究提供參考。

1 多年凍土地下水賦存和動態(tài)

1.1 多年凍土地下水賦存

在多年凍土區(qū)，凍結(jié)作用改變了含水層的固有特性，降低了儲水介質(zhì)的滲透性［5］。多年凍土嚴(yán)格控制地下水的分布，并直接影響其埋藏、補給、徑流、排泄條件、水動力性質(zhì)［19］。通常按照地下水與凍土的空間分布關(guān)系，將凍土地下水分為凍土層上水、凍土層中水和凍土層下水三類（圖1）。

圖1 多年凍土地下水時空模態(tài)概念圖Fig. 1 Conceptual map of groundwater distribution， recharge， runoff， discharge and circulation in permafrost regions

1.1.1 凍土層上水的賦存

凍土層上水分布于凍土層之上的活動層內(nèi)［7］。盡管影響凍土層上水形成和分布的自然因素有很多［20］，但將多年凍土的分布作為核心去認(rèn)識凍土層上水的賦存規(guī)律，則發(fā)現(xiàn)整體上仍存在緯度性特征和垂直分布特征。緯度性特征表現(xiàn)為：由北向南（逐漸由大片連續(xù)多年凍土區(qū)過渡為不連續(xù)、零星和島狀多年凍土區(qū)），凍土層上水的賦存條件逐漸由差變好［7，9，18］，由“局部富集”［7］逐漸演變?yōu)槊鏍畈贿B續(xù)普遍賦存且局部特征復(fù)雜［18，21-24］。垂直分布由高到低具有類似規(guī)律且局地特征更為復(fù)雜，是連續(xù)山區(qū)及斷裂冰巖帶凍土層上水的主要特點，這是因為近地氣溫和降水、表層成分、坡度的改變影響了凍土條件［20］。

1.1.2 凍土層中水的賦存

凍土層中水賦存于凍土層之內(nèi)或被凍土層半包圍，水位因凍土厚度不同而各異。一般將其分為三個亞類［7］，較大水體之下的融區(qū)水是最廣泛和主要的類型［18］。研究表明，封閉融區(qū)水多在小湖或河流下面形成，水力連通性僅限于地表水和凍土層上水［12］；開放融區(qū)水完全穿透多年凍土，連接了凍土層上水和凍土層下水；二者均屬于融區(qū)通道水。孤立融區(qū)水位于凍土層內(nèi)，以封閉的未凍水形式存在，也認(rèn)為是凍土層內(nèi)水。裂隙、構(gòu)造、河湖凍土層中水被普遍觀測到［19，21］，其賦存往往與局部地質(zhì)條件密切相關(guān)。

1.1.3 凍土層下水的賦存

凍土層下水位于多年凍土層之下。在多年凍土較薄的地方，分布于松散巖層或基巖中；在多年凍土層厚的地方，分布于風(fēng)化裂隙、沉積含水層或斷裂帶［5］。例如，早期北極、亞北極地區(qū)的供水井、礦井和油井所穿透的凍土層下水，多分布于砂、礫及淤泥松散沉積物巖層（凍土厚30～106 m）中或更深的侏羅系沉積砂巖含水層（凍土厚320～500 m）中［4］，隨后的研究也發(fā)現(xiàn)了賦存于基巖裂隙和沉積巖孔隙［25］、陸相碳酸鹽巖層（凍土厚150～550 m）［26］中的凍土層下水。青藏高原沱沱河地區(qū)［24］、不凍泉地區(qū)［21］的凍土層下水賦存于山區(qū)多年凍結(jié)層之下的裂隙和溶隙內(nèi)，或賦存于第四系多年凍結(jié)層之下的松散孔隙內(nèi)。大興安嶺地區(qū)，凍土層下水分布于基巖的風(fēng)化構(gòu)造裂隙［7］。

1.2 多年凍土地下水動態(tài)

在沒有多年凍土的地區(qū)，地下水位通常受地形控制，形成地形控制的嵌套地下水流系統(tǒng)［27］。而多年凍土的存在，使地下水的類型、水文地質(zhì)特征、水體轉(zhuǎn)換發(fā)生改變［7］；使地下水補徑排和循環(huán)受局地下墊面景觀（如地形、地質(zhì)、土壤、海陸分布和植被等）的控制而變得復(fù)雜；地下水位不僅受融雪和降雨補給量的影響，還受活動層融化深度和凍土區(qū)補給路徑的影響［2］。

1.2.1 連續(xù)多年凍土區(qū)地下水動態(tài)

（1）補給來源

連續(xù)多年凍土地下水的補給來源主要是冰雪融水和降水［5，7，28-29］，其補給方式為擴散流動或通過塌陷漏斗［29］、裂隙及構(gòu)造融區(qū)［7］、碳酸鹽巖溶［30］通道等。冰緣環(huán)境的多年凍土區(qū)，冰川作用也會改變局部和區(qū)域的地下水流動系統(tǒng)［31］，較大的冰川下壓力導(dǎo)致地表水注入對地下水補給［32］。

（2）流動

連續(xù)多年凍土區(qū)凍土層下水與凍土層上水基本無水力聯(lián)系，因此凍土層上水往往形成活動層中的壤中流，在凍土層上沿地形流動；而連續(xù)多年凍土內(nèi)或其下地下水的流動路徑往往與熱狀態(tài)密切相關(guān)［28］。在高緯多年凍土區(qū)，地下水的流動多發(fā)生在碳酸鹽巖巖溶和裂隙基巖中［30，33］；而高山地帶凍土地下水聚集于破碎帶，并泄流匯集于鄰近谷地和盆地［7］。此外，凍土層下也觀測到地下水的流動［28，34］。

（3）排泄

連續(xù)多年凍土地下水以匯入河流、泉、開放水域、形成冰凌等方式排泄。例如，青藏高原連續(xù)多年凍土地下水通過沼澤濕地蒸發(fā)、泉、河道、裂隙等融區(qū)發(fā)生排泄［7］，在冬季形成冰椎等［35］；加拿大西部北極地區(qū)地下水排泄形成冰凌和常年開放水域［33］，而河流冰凌的出現(xiàn)是多年凍土區(qū)地下水常年排泄的證據(jù)［29］；布魯克斯山脈地下水以泉水形式流出，補給河流基流和冬季水流［30］；阿拉斯加北極地區(qū)地下水通過凍土中的貫穿融區(qū)排泄，在阿拉斯加北坡形成泉水或匯入北冰洋［34］。

1.2.2 不連續(xù)多年凍土區(qū)地下水動態(tài)

在不連續(xù)的多年凍土區(qū)，雖存在凍土的低溫范圍相對于連續(xù)區(qū)較小，然而局部因素變化會讓溫度有很大的空間變化；總體上凍土層上水和凍土層下水之間的水力聯(lián)系會更為頻繁，水動力特征也會因局部地質(zhì)因素不同而有較大差異。此外，凍土的季節(jié)凍融增加，活動層深度也會季節(jié)性變化，導(dǎo)致不連續(xù)凍土區(qū)的地下水動態(tài)具有季節(jié)性特征［36］。

（1）補給

不連續(xù)凍土區(qū)，凍土地下水的補給除了冰雪融水和降水外，溪流和河水［9］、活動層和凍土之間未凍結(jié)帶的季節(jié)儲水和釋放，也是凍土地下水的主要來源。例如，Li等［37］和Gui等［38］發(fā)現(xiàn)在青藏高原，冰川積雪融水、凍土融水和降水會混合滲透轉(zhuǎn)化為地下水，而凍土的不連續(xù)區(qū)和其間融區(qū)的存在也會使地表水和地下水轉(zhuǎn)換頻繁而互為補給源［37］。凍土地下水通常由未凍結(jié)的南坡補給后傳輸至谷底，其間未凍結(jié)區(qū)的補給可以從多年凍土層下面徑流穿過多年凍土層［34］。

（2）徑流

相較于連續(xù)區(qū)，不連續(xù)多年凍土區(qū)地下水除在活動層［39］、構(gòu)造裂隙、巖溶流動外，凍土之間的不連續(xù)區(qū)域、融區(qū)也是主要的流動通道；地下水會形成更深的流動路徑，可以在凍土層之間或之下。高寒山區(qū)地下水流動受地形梯度和高海拔補給的驅(qū)動與維持［40］，地下水排放到低梯度溪流的流動時間比流動到高梯度溪流的時間長［9］。斜坡上凍土層上水補給徑流的流動路徑為凍土層上覆的土壤有機層［38］。

（3）排泄

不連續(xù)凍土區(qū)，地下水的排泄形式以補給河流為主。當(dāng)活動層逐漸飽和并形成壤中流后，其排泄方式主要有：或在孤立低洼匯集為淺層非承壓含水層［41］；或沿巖溶、斷裂等徑流路徑排泄補給河流基流［42-43］；或在湖泊、河流附近的貫穿融區(qū)及不存在多年凍土的區(qū)域排出地表［34］。在森林凍土帶，凍土地下水可能被森林吸收和補給河道徑流，形成獨特的森林-凍土水循環(huán)［44］。定量分析發(fā)現(xiàn)，在具有淺高梯度河流的陡峭山谷中，地下水對河流的貢獻高于寬廣山谷平緩的低坡度河流［9］；地下水對河流的貢獻季節(jié)性變化，年內(nèi)大部分時間凍土地下水對河流最高補給量達88%，而春季融解期，凍土層上水排泄補給河流流量超過90%［36］；高寒山區(qū)冰雪凍土帶各水體混合轉(zhuǎn)換的凍土地下水排泄對河流的貢獻率約為80%［38］。

2 多年凍土與地下水之間的水熱作用

2.1 多年凍土對地下水的作用

多年凍土因處于凍結(jié)、富含冰具有低滲透性，往往作為區(qū)域隔水層，其冷生過程會改造局地水文地質(zhì)條件，使凍土地下水的時空模態(tài)具有依賴于溫度和水體多相態(tài)轉(zhuǎn)變的特殊規(guī)律（圖2）。

圖2 多年凍土與地下水相互作用的水熱過程概念圖Fig. 2 Conceptual map of hydrothermal processes in the interaction between permafrost and groundwater：initial state of permafrost （a）， early stage of climate warming （b）， undergone multiple freeze-thaw cycles （c）， development stage of taliks （d）， continued climate warming （e）

2.1.1 多年凍土形成隔水層改變地下水垂向運移

具有弱透水性的多年凍土形成隔水層［19］，從根本上改變了水分的垂向滲透，進而改變了凍土地下水的流動路徑及循環(huán)［5，39，45］。首先，降低地表水與中深層地下水的聯(lián)系，導(dǎo)致大部分融雪和降雨變成凍土層上的直接徑流［2］。其次，極大阻斷了凍土層上水對凍土層下水的補給，例如，Evans 等［43］研究表明多年凍土區(qū)總體積95%的地下水流沿淺表凍土活動層流動，而只有3%的水流穿過凍土層匯入凍土層下水。最后，使凍土地下水具有更淺的活動層徑流路徑［46］，且流動深度與凍土面積相關(guān)。此外，多年凍土形成的頂部隔水層可使地下水具有承壓性，水頭較高［43］。

2.1.2 凍土調(diào)蓄地下水對徑流的補給

凍土凍融改變了活動層的深度和表層土壤的蓄水能力，進而對地下水補給徑流起著調(diào)控作用。多年凍土融化先會暫時儲存于活動層；隨著融化的繼續(xù)，凍土層上水和凍土融水混合會快速形成壤中流；凍土融化結(jié)束時，補給徑流的水大部分是上一凍結(jié)期儲存在活動層中的水［39］。研究表明凍土融化期開始后1個月，直接徑流比最大，隨后活動層深度增加，土壤釋放水分的速度變慢，直接徑流比下降［47］。不同的凍土規(guī)模和活動層深度的調(diào)控作用不同：地下水通量隨多年凍土覆蓋面積的減小而增加，從連續(xù)到不連續(xù)多年凍土的過渡區(qū)容易發(fā)生水文變化［48］；薄層凍土在凍結(jié)期對地下水結(jié)冰的影響較大，在解凍期對地下水排泄補給基流的影響較大［49］；表層60 cm 以上活動層解凍對地下水補給徑流量的增加有促進作用，而深度大于60 cm 活動層增加會導(dǎo)致地表徑流減少，衰退過程減慢［50］。

2.1.3 凍土的反復(fù)凍融改變含水層結(jié)構(gòu)

反復(fù)凍融會改變土壤的理化性質(zhì)、破壞土壤或巖石結(jié)構(gòu)，導(dǎo)致巖層物質(zhì)分解成松散的碎屑［51］，增加了土壤的可蝕性。由于土壤質(zhì)地的不同，不同土層凍融循環(huán)對土壤孔隙結(jié)構(gòu)的影響不同：經(jīng)過反復(fù)凍融的亞砂土、碎石土類結(jié)構(gòu)變得疏松，孔隙增多，孔隙度增大，透水性增強［7］；反復(fù)凍融的高寒草甸，表層土壤細(xì)顆粒填充更深的孔隙和裂縫，土壤孔隙連通性和土壤水分入滲速率則呈下降趨勢［52］。透水性增加的巖層，隨著凍土層上水對深部地下水的補徑排條件更加有利，為凍土層下水的富集提供空間，巖層含水性可能會發(fā)生變化。此外，當(dāng)溫度低于土壤中水的凍結(jié)溫度時，部分土壤水凍結(jié)膨脹并擴大土壤孔隙體積，隨含水量的增加凍脹加??；而當(dāng)冰融化后擴大的孔隙體積無法完全恢復(fù)到凍結(jié)之前的大小。凍融次數(shù)不同，對含水層結(jié)構(gòu)的破壞程度不同，室內(nèi)控制實驗也證明了這點［53］。

2.2 地下水對多年凍土的影響

多年凍土嚴(yán)格控制凍土地下水的賦存和補徑排，反之，地下水對多年凍土的影響主要是促進多年凍土退化，該現(xiàn)象已被普遍認(rèn)識到。多年凍土熱狀態(tài)主要受垂直熱傳導(dǎo)和潛熱控制，但研究發(fā)現(xiàn)平流熱傳輸會顯著加快多年凍土的融化速度［54-55］。這是因為，顯著的地下水流會帶動相對溫暖的凍土層上水補給凍土層下水，其平流熱傳輸影響凍土解凍的速度和模式，并進一步增加了地下水流量，形成了一種“反饋”機制（圖2），進而增加的地下水流量會導(dǎo)致更多的地下水流量［56］；孤立的高地下水流速事件（如解凍初期地下水流速、流量的短暫增加）也對地溫具有潛在影響［57］。定量分析表明，僅考慮熱傳導(dǎo)時凍土的退化速率比同時考慮熱傳導(dǎo)和平流熱傳輸時凍土的退化速率要慢［56］；當(dāng)存在橫向地下水流時，凍結(jié)的活動層解凍時間會提前1 個月［57］；早期解凍速率尤其受到水流的影響，并且地下水流繞過凍土和流經(jīng)凍土對融化的影響不同，后者提高了早期解凍速率。此外，地下水平流熱傳輸影響多年凍土的分布［13］，僅考慮熱傳導(dǎo)和同時考慮平流熱傳輸時凍土演化明顯不同，而最大影響發(fā)生在補給區(qū)之下［56］。

融區(qū)是指多年凍土中未凍結(jié)的一部分或未凍結(jié)層。封閉融區(qū)可能形成于小湖或河流之下，開放融區(qū)貫穿多年凍土并連接多年凍土層上、下的含水層［12］。融區(qū)的存在加強了地表和地下的水力聯(lián)系，使凍土對近地表熱響應(yīng)敏感并作用于凍土。對比存在地下水流和不存在地下水流兩種情況下湖底穩(wěn)定多年凍土的厚度，后者比前者大2～5倍；同時具有平流熱傳輸時融區(qū)附近凍土融化時間比僅通過熱傳導(dǎo)凍土融化時間減少一半［54］。在開放融區(qū)形成之前，湖底多年凍土融化主要由熱傳導(dǎo)控制，當(dāng)水力條件導(dǎo)致湖泊和地下多年凍土含水層之間向上或向下流動時，融化速度大大增加［58］。

熱融湖塘是自然或人為因素引起的活動層增厚，導(dǎo)致地下冰或富冰多年凍土層發(fā)生局部融化，地表土層隨之沉陷而形成熱融洼地并積水形成的湖塘［1］。青藏高原近50 年來熱融湖塘數(shù)量擴張了約158%，研究表明，其數(shù)量的增加主要是流水侵蝕了富含冰的凍土引起崩塌［59］，而其面積的擴張是由于湖水侵蝕湖岸的含冰凍土而導(dǎo)致湖岸坍塌［60］。顯然，熱融湖塘?xí)?dǎo)致多年凍土退化，對周圍多年凍土產(chǎn)生較大熱輸送，使凍土上限增大，并且對深部土層溫度和多年凍土厚度影響較大［61］。大部分情況下，距離湖塘越近，多年凍土的厚度越?。?2］。熱融湖塘對下部凍土的熱作用還受到熱融湖塘的面積、形狀、深度、水溫及湖水下部凍土層的地溫狀況等因素的影響［63-64］，隨季節(jié)變化而不同［65］。

3 多年凍土地下水的水化學(xué)特征

凍土地下水化學(xué)特征受圍巖、地質(zhì)構(gòu)造、地下水系統(tǒng)和溫度等較多因素的影響［11］，要總結(jié)其類型和主要離子規(guī)律十分困難。然而，水化學(xué)方法卻是過去幾十年研究凍土地下水補徑排特征和循環(huán)規(guī)律的重要手段，統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，1991—2011 年間發(fā)表的使用水化學(xué)方法研究凍土地下水的文獻增長了約10 倍［10］。本節(jié)中，我們對已有成果中不同水化學(xué)示蹤劑在研究凍土地下水時的不同側(cè)重點進行梳理，以供進行凍土地下水研究時參考。

3.1 水化學(xué)指示的凍土地下水補給源和排泄路徑

依賴于水的相變過程中發(fā)生的同位素分餾以及由此產(chǎn)生的δ18O 和δD 回歸斜率差異，氫氧穩(wěn)定同位素是解析凍土地下水來源的常用手段［10］。在北極和亞北極地區(qū)，氫氧同位素已被普遍用于研究凍土地下冰物質(zhì)來源［66］、淺部凍土地下水來源解析及補給源的季節(jié)性變化［39，41，67］、中深部凍土地下水來源解析和不同水體之間的轉(zhuǎn)換［36，68-69］等。不像環(huán)北極圈存在較多工業(yè)和生產(chǎn)用水的地下深井，青藏高原相關(guān)研究對以凍土層上水、泉水等為主的淺層凍土地下水進行了補給源解析［67］，利用δ18O 和δD 同位素揭示了補給源的空間差異［70］和年內(nèi)變化［38］。不能忽略的是，穩(wěn)定同位素進行分割時潛在的誤差會造成分析結(jié)果的不確定性，這對水分來源的定量識別存在一定的限制［71］。

刻畫不同深度凍土地下水補徑排特征的示蹤劑不同。評價凍土層上水在活動層中的流動路徑，溶解有機碳（DOC）是有效的示蹤劑，因為與相鄰非凍土區(qū)相比，近地表土壤富含有機物而具有較高DOC 和較低的溶質(zhì)濃度［72］；將穩(wěn)定同位素δ18O 與DOC 相結(jié)合，可綜合解析凍土層上水來源和補給河流的徑流機制與路徑［39，67］。對于較深的凍土地下水，主要化學(xué)離子與穩(wěn)定同位素（δ18O、δD、δ13C）的結(jié)合使用，能有效評估多年凍土區(qū)、季節(jié)凍土區(qū)的地下水流動路徑和水力連通性［73］以及補徑排變化［41］。放射性同位素氚（3H）和氡（222Rn）質(zhì)量平衡模型近年來也被用于量化多年凍土地下水排泄特征［74］。要注意的是，基于示蹤劑的徑流分割方法將整個流域作為“黑箱”處理［71］，僅根據(jù)水文輸入和輸出間的同位素濃度關(guān)系來確定水體的轉(zhuǎn)化關(guān)系，無法準(zhǔn)確刻畫從一個端元至另一個端元之間的產(chǎn)匯流過程。因此，更高的時空采樣率有助于提高對水文機制的認(rèn)識。

3.2 水化學(xué)指示的凍土地下水年齡

研究凍土地下水年齡和循環(huán)的主要方法是環(huán)境示蹤劑法。常見的示蹤劑有放射性同位素碳-14（14C）、氚（3H）［10-11］和有機物示蹤劑如氟利昂（CFCs）、六氟化硫（SF6）等［75］；其中，3H、CFCs和SF6是測定年輕地下水的方法［76-77］，它們在凍土區(qū)地下水測年中的適用性和敏感性存在差異［75］；14C 測年上限為35～40 ka［69，76］，適用于測量中、老地下水。當(dāng)使用14C測年時，需要先校正非大氣來源的稀釋，以補給時的初始14C 活度作為起點［21］；13C 可用于校正，并且含水層中13C 豐度在土壤衍生的溶解無機碳（DIC）和碳酸鹽礦物之間存在顯著差異，是地下水中DIC 演變的良好示蹤劑［40］；通過實測數(shù)據(jù)建立14C-3H 相關(guān)曲線，也可反推出初始的14C 的濃度用于校正；考慮到多年凍土區(qū)采樣和化驗的艱苦，使用3H 和13C 混合校正模型可作為最常用的14C 測年校正模型［69，76］。將水化學(xué)離子、穩(wěn)定同位素（δ18O、δD）、放射性同位素（3H、14C 和U）及甲烷水合物烴類等多種示蹤劑結(jié)合，往往用來分析不同深度凍土地下水的循環(huán)演化［78-79］。必須要考慮的是，放射性示蹤劑的應(yīng)用受其濃度大小和示蹤劑來源影響，導(dǎo)致其初始輸入值確定困難和校正方法準(zhǔn)確性有局限；而CFCs和SF6精度受校正因素如溫度、過量空氣和生物降解等影響。因此，根據(jù)局地條件選擇合適的示蹤劑進行凍土地下水測年尤為重要。

3.3 水化學(xué)指示的凍土地下水溫度/環(huán)境

地下水中的氣體受補給時大氣成分、鹽度和溫度的影響，而水位線以下的惰性氣體濃度將會得以保持［33］；這些惰性氣體有三種組成成分，溫度影響其分餾和分配［80］。因而，惰性氣體（He、Ne、Ar、Kr、Xe）能夠估算地下水補給溫度。例如，Utting等［33］估算出地下水補給溫度在0～5 ℃之間，進而可以比較地下水補給溫度與排泄溫度，來確定補給地下水是否將熱量平流至地下；Saltel等［69］估算出不同地下水補給溫度，并與地下水年齡相結(jié)合，進而重建了一個大型含水層系統(tǒng)所記錄的古氣候環(huán)境。此外，利用詳細(xì)的水化學(xué)組分?jǐn)?shù)據(jù)，評估多年凍土地下水的水化學(xué)形成環(huán)境也被證明有效［77］。要注意的是，使用惰性氣體刻畫補給溫度時必須考慮到放射性衰變產(chǎn)生的惰性氣體同位素，包括氚產(chǎn)生的3He、α 衰變產(chǎn)生的4He和40K產(chǎn)生的40Ar［33，69］。

3.4 水化學(xué)指示的凍土地下水污染

目前關(guān)于凍土地下水污染的研究較少，因為多年凍土區(qū)人類活動一般較少，水體的污染發(fā)生在一些工礦區(qū)。利用不同位置礦井中地下水的主要化學(xué)離子和同位素（18O、D、3H、14C）濃度的變化，能有效評價地下水污染情況；例如，Stotler等［68］評估發(fā)現(xiàn)采礦爆破和鉆井用鹽水改變地下水化學(xué)成分，并隨著地下水循環(huán)演化造成污染。鈾（U）是地下水中的一種潛在污染源，由于多年凍土區(qū)的低溫環(huán)境會顯著抑制鈾還原，鈾金礦等存在天然鈾的地區(qū)的凍土層下水具有較高的鈾濃度；當(dāng)凍土退化時，凍土層下水向地表更多地排泄會加劇鈾的遷移，進而造成水污染。將234U-235U-238U 濃度與穩(wěn)定同位素特征和水齡相結(jié)合［81］，是研究多年凍土地下水鈾遷移機制的有效手段，可以幫助我們應(yīng)對潛在的地下水鈾污染威脅。

4 凍土退化對地下水和區(qū)域環(huán)境的影響

過去60 年全球氣候變暖，多年凍土不斷退化［7，13，82-83］。研究表明，多年凍土退化會引起地下水流系統(tǒng)的重新激活［48，84］，水文循環(huán)從地表水轉(zhuǎn)變?yōu)橐缘叵滤疄橹鞯南到y(tǒng)，進而影響當(dāng)?shù)厮?、生態(tài)、工程基礎(chǔ)設(shè)施甚至氣候［85-86］（圖3）。雖然地下水是凍土退化后直接變化的部分，但它不易觀測，因此很少有單獨去研究凍土退化對地下水影響的文章，往往通過其變化后引起地表水文過程及區(qū)域環(huán)境的改變來反映。

圖3 氣候變化背景下多年凍土地下水的變化Fig. 3 Changes in permafrost groundwater under a warming climate

4.1 凍土退化引起地下水的變化及其影響

4.1.1 凍土退化引起地下水的變化

在補給區(qū)，多年凍土融化導(dǎo)致補給區(qū)的面積擴大、補給期延長、補給率增加、凍土融水補給比例升高［85］。凍土層上水補給增加，有助于凍土之間的不連續(xù)區(qū)域以及融區(qū)的發(fā)展，其擴張和貫通會增加凍土層上、下的水力連通性［87］，進而改變凍土層上水的排泄結(jié)構(gòu)、凍土層下水的補給結(jié)構(gòu)和局部水循環(huán)結(jié)構(gòu)。而深部地下水補給的增加可能導(dǎo)致多年凍土從底部融解的速度增加，反過來又加速凍土退化［56］。

凍土退化改變原本地下水的流動方式。多年凍土的覆蓋面積減少，會在近地表形成一個未凍結(jié)的含水層，凍土融水首先會暫時增加地下水流量，而地下水位高度決定最終凍土地下水流量的增/減［46，48，88］。多年凍土上界面加深，建立了一個逐漸向下增長的淺層地下水流系統(tǒng)，垂向滲透率增加［85］，更多的水從低導(dǎo)水率的深層通過［45］。而深層多年凍土消失會導(dǎo)致深層地下水流路徑的形成［84］，地下水循環(huán)越來越多地通過地下進行，而不是通過多年凍土層上面的不透水土壤的直接徑流［89］。此外，隨活動層增厚地下水具有更長的徑流時間［5］，具體的影響機制為：①活動層增厚使得地下水垂直流動滲透而不是直接平流，從而增加徑流時間；②多年凍土轉(zhuǎn)變?yōu)榧竟?jié)性凍土使徑流方向偏離了直接排泄的方向；③活動層中的水季節(jié)性凍結(jié)固定導(dǎo)致了徑流時間延遲［90］。

除了北極的一些海岸帶，補給河流基流是凍土地下水最主要排泄方式。當(dāng)前，多年凍土退化引起其補給的河流基流增加已被普遍記錄到［91-92］。基流的年內(nèi)變化主要發(fā)生在冬季和春季［93］；冬季基流增加、夏季峰值流量減少［48，83］。這些變化可能是活動層增厚使通過多年凍土層上含水層的流量增加而實現(xiàn)的，也可能是河流下方未凍結(jié)區(qū)的凍土層上水補給量增加來實現(xiàn)的［42，84，88，94］。雖然剛開始時，不連續(xù)多年凍土區(qū)比連續(xù)多年凍土區(qū)的凍土退化更容易引起基流的增加［91］；然而，隨著長期的持續(xù)退化，不連續(xù)的、零星的和孤立的多年凍土區(qū)的徑流量呈現(xiàn)顯著的減少趨勢，而連續(xù)多年區(qū)徑流量呈現(xiàn)顯著的增加趨勢。這主要是不連續(xù)多年凍土區(qū)，凍土橫向退化、范圍減小，先前儲存在地表附近的水的滲透增加，導(dǎo)致地表缺水；連續(xù)多年凍土區(qū)垂直退化占主導(dǎo)地位，增厚的活動層下面仍然是一個低滲透性的凍結(jié)層，維持表層富水［95］。試驗?zāi)M印證了這點，即溫度升高的情況下，凍土融化先導(dǎo)致排水量增加，隨后多年凍土退化進一步發(fā)展至完全融化，排水量再次減少［90］。雖然流入河流的地下水總量增加，然而凍土層上水對基流的補給比例卻在下降［48］，這也增加了基流的停留時間，最終增加了復(fù)合河水的停留時間。

凍土退化、活動層增厚引起地下水流機制的改變增加了地下水的儲存能力，在地下水位上升的地方，甚至在深層含水層的較大深度區(qū)間內(nèi)彈性儲存量發(fā)生變化的地方，地下水儲存量將顯著增加［73，91，94］。進一步的研究表明，凍土退化引起地下水儲量的增加與多年凍土面積負(fù)相關(guān)［96］。

凍土退化、多年凍土轉(zhuǎn)化為季節(jié)凍土的過程中，它所含的固態(tài)冰轉(zhuǎn)化為液態(tài)地下水，釋放封存于地下冰中的有機碳庫，溫室氣體和甲烷的排放量會增加，多年凍土的碳庫功能被削弱，甚至?xí)?chuàng)造碳源［97］，導(dǎo)致大面積土壤碳循環(huán)的重大變化。通過地下水排放進入北極湖泊的橫向CH4輸入量可能很大，并且構(gòu)成了將地下冰固液轉(zhuǎn)化中CH4的產(chǎn)生與通過湖泊的大氣排放聯(lián)系起來的重要途徑［98］。此外，凍土所含冰的融化使凍土斜坡的不穩(wěn)定性增加、表層地貌改變［64，85，99］，在不同生態(tài)系統(tǒng)其變化特征不同：凍土濕地生態(tài)系統(tǒng)，凍土退化導(dǎo)致濕地泄流，排水網(wǎng)絡(luò)連貫，影響濕地分布［45，55，85］；高寒草地因凍土退化，草原萎縮為草甸，甚至出現(xiàn)沙漠化［100］；森林生態(tài)系統(tǒng)，凍土退化會導(dǎo)致其轉(zhuǎn)化為草本水生或濕地生態(tài)系統(tǒng)［101］；喀斯特地區(qū)，新的熱融湖塘?xí)S凍土退化而形成，已有湖泊、池塘?xí)蜇灤┤趨^(qū)的發(fā)展將消失［99，102］；濱海多年凍土區(qū)，多年凍土退化將使近海排放的地下水增加，進而改變海冰分布和近海岸的海水循環(huán)［85］。

4.1.2 凍土地下水變化的影響

凍土地下水流動的改變和排泄的增加會造成不同影響。一方面，地下水流動路徑加深將導(dǎo)致積水范圍和地表蒸發(fā)的速率降低；地下水流速的增加將改變特定場地的巖土工程條件，并增強地下水排放現(xiàn)象，如凍脹和結(jié)冰［85］；由于非凍結(jié)水的可用性增加，凍脹率增加，可能對許多工程結(jié)構(gòu)如建筑物、公路、鐵路和管道產(chǎn)生不利影響。另一方面，由于地下水排放增加，結(jié)冰活動的規(guī)模將會增加。增加的地下水流會加劇沖刷率，進而不成比例地增加溶解無機物溶質(zhì)［103］。而地下水補給河流流量比例增加的潛在影響有：①河流流量的季節(jié)性變化減少；②季節(jié)性河流溫度發(fā)生變化；③河流冰厚度減少，冰破裂時間縮短［48］。

4.2 凍土退化對地下水的水化學(xué)特征的影響

上文提到，凍土退化引起地下水流動路徑變長和排泄量增加等。流動路徑變長，地下水中的元素含量會因植物和微生物的吸附和吸收而降低；相反，由于土壤的淋溶或基巖的風(fēng)化，一些元素的濃度可能會沿流動路徑增加。表層土壤和泥炭層產(chǎn)生的DOC和溶解有機氮（DON）不再直接徑流向河流，而是被微生物迅速利用轉(zhuǎn)換而衰減，分解在活動層或地下水中［91，104］。隨著地下水對河流補給量增加，河流中的DOC 和DON 輸出減少、DIC 和溶解無機氮（DIN）輸出增加［105］，例如，Walvoord 等［91］發(fā)現(xiàn)，補給了育空河25%流量的地下水，貢獻了河流DOC 和DON的5%～10%，以及DIC和DIN的35%～45%。

此外，地下水主要離子（如Ca2+、Mg2+等）的濃度會隨著多年凍土退化和地下水位降低而顯著增加，這是由于與有機淺層土壤的相互作用減少，與深層礦物層的相互作用增加［106］；凍土退化也能改變水中的微量元素（如Ni、Mn 等）含量［107］。存在季節(jié)流量變化的區(qū)域，當(dāng)發(fā)生春季融水和夏季降水事件時，凍土層上水中的DOC濃度升高、總?cè)芙獾═DN）濃度和主要離子濃度降低；夏季干旱期，有機物濃度下降，硅酸鹽和碳酸鹽礦物溶解比例升高；而冬季基流中TDN 濃度略有增加，硅酸鹽與碳酸鹽溶解比例較低［108］；數(shù)值模擬表明，產(chǎn)生這些變化的本質(zhì)是不同季節(jié)凍土層上水流動路徑的改變，以及地下水與地表水之間的水力聯(lián)系改變［109］。

值得注意的是，在熱融湖塘的形成、擴張和排干過程中，氣候變暖、凍土退化可導(dǎo)致其周圍高含冰量沉積物的融化，并反過來影響湖水和地下水的化學(xué)性質(zhì)［63］。一項來自熱融湖的沉積物序列分析顯示，熱融湖塘長期發(fā)展演化過程中沉積物礦物粒度減小、主要化學(xué)元素濃度降低、有機質(zhì)含量增加［110］；另一項研究顯示，凍土融化使得熱融湖塘的離子濃度和電導(dǎo)率升高［111］。

5 多年凍土地下水模型的發(fā)展

多年凍土區(qū)氣候環(huán)境惡劣，現(xiàn)場觀測數(shù)據(jù)缺乏，因此，數(shù)值模擬成了研究凍土水文機理和預(yù)測未來演變趨勢的重要手段［5，14，16］。凍土地下水模型也稱為低溫水文地質(zhì)模型［14］，主要分為三類［16］：綜合低溫水文模型（具有耦合的地表和地下過程）、低溫水文地質(zhì)模型（僅模擬地下過程）以及在通用多物理建模環(huán)境中實現(xiàn)低溫水文地質(zhì)過程的模型。本節(jié)，我們簡要對比當(dāng)前凍土地下水模擬的應(yīng)用和差異。

5.1 地下水、熱過程的耦合及發(fā)展

早期開發(fā)的凍土地下水模型，為研究復(fù)雜水文地質(zhì)環(huán)境中地下水流和熱條件之間的關(guān)系提供了很好的理解［112］。然而大多數(shù)情況下，最初的這些模型不適于理解多維的凍土地下水流動系統(tǒng)［16］。隨后逐漸開發(fā)了SUTRA 模型［113-114］、FEFLOW 模型［115-116］、HEATFLOW 模型［55，117］、GEOtop 模型［118］、MODFLOW模型［48，119］、FlexPDE模型［84，120］等二、三維模型和耦合凍土模塊的分布式水文模型MIKE SHE模型［121］、GBEHM 模型［122］等。為了更細(xì)致地刻畫低溫凍融過程對地下水流和能量傳輸?shù)挠绊?，建模人員通過建立冰含量和水力傳導(dǎo)率之間的關(guān)系、耦合動態(tài)凍融過程及其對土壤能量平衡、水力和熱力性質(zhì)的影響等措施［118］，來不斷調(diào)整改進這些模型［16］。

5.2 凍土地下水模型的應(yīng)用

季節(jié)性凍融和地下水文地質(zhì)結(jié)構(gòu)對地下水補給和排泄的影響是多年凍土水文學(xué)中的關(guān)鍵因素［16］。近年來凍土地下水模型的不斷發(fā)展，使研究人員能夠通過改變模型參數(shù)和邊界條件等來模擬這些關(guān)鍵因素。而多年凍土區(qū)不同氣候變化情景下復(fù)雜的地下水熱過程的模擬結(jié)果普遍表明，地下水熱狀況會對氣候引起的地表溫度變化產(chǎn)生反饋，進而改變地表-地下水文地質(zhì)條件。整體上，當(dāng)前低溫水文地質(zhì)模型模擬的內(nèi)容主要包括以下方面：模擬地下水的流動［15，32，48，84］、模擬凍土與地下水之間的水熱作用［119-120］、模擬地下水的平流熱傳輸和影響［55-56，117］、模擬融區(qū)的發(fā)展和影響［54，58］、模擬地下水補給河流的機理［43，87，114］、模擬氣候變化背景下凍土地下水的變化［88，115，121］等。

5.3 凍土地下水模型的對比

由于包含了非線性凍融過程和復(fù)雜的水、熱邊界條件，凍土地下水模型比傳統(tǒng)的地下水模型更為復(fù)雜，因此模型的受眾基本是一些建模專家［16］；并且大多為封裝化或商業(yè)化軟件［123］，這就決定了凍土地下水模型在使用上的困難［15］。在這里，我們嘗試對近年來的低溫水文地質(zhì)模型做一些簡單對比。

從模型維度上講，凍土地下水的復(fù)雜性要求模擬時更多考慮三維空間和更大、結(jié)構(gòu)更復(fù)雜的系統(tǒng)，近年來常見的低溫水文地質(zhì)模型中，SUTRA、FEFLOW、MIKE SHE、MODFLOW、GEOtop 都可進行三維模擬，而FlexPDE、HEATFLOW 以二維模擬為主。盡管二維空間可能存在局限性［15］，然而目前為止，一維和二維模擬比三維模擬更常用于寒區(qū)地下水系統(tǒng)，這主要是三維模型對使用者的要求高以及寒區(qū)局地條件的差異太大而導(dǎo)致一個地區(qū)的參數(shù)化方案并不能在另一個地區(qū)適用。從方法上來講，一般的凍土地下水模型耦合凍融過程時，往往是克拉伯龍方程的一種形式與熱力學(xué)相結(jié)合［14］；可將這些函數(shù)形式分類為3 種［16］：描述土壤凍結(jié)曲線的函數(shù)、描述土壤水分特征曲線來反映滲透率的函數(shù)、描述體積導(dǎo)熱系數(shù)和熱容隨土壤含冰量變化引起土壤導(dǎo)熱變化的函數(shù)。常見的，SUTRA模型使用分段線性函數(shù)［113］、指數(shù)函數(shù)［114］或冪函數(shù)［124］模擬土壤凍融曲線以耦合凍土土壤水熱過程；FlexPDE 模型使用未定義的平滑函數(shù)曲線法，通過經(jīng)驗方程模擬土壤水熱過程［120，124］；GEOtop 使用Richards 方程來模擬變飽和的凍融過程［125］；HEATFLOW 模型使用指數(shù)函數(shù)模擬土壤凍結(jié)曲線，以土壤未凍結(jié)水分飽和度來反映滲透率［117］；MODFLOW 使用線性和非線性方程模擬地下水流動［126］；而FEFLOW 模型通過對Van Genucten 方程參數(shù)的估計，根據(jù)固、液態(tài)水飽和度確定滲透率［116］。

不能忽視的是，現(xiàn)有模型多基于數(shù)值方法求解，缺少實測數(shù)據(jù)檢驗，而且模型邊界條件多為理想化條件，與復(fù)雜的野外條件相差較大［22］。例如，大多數(shù)調(diào)查氣候變化時凍土地下水變化的研究都假設(shè)了理想化的含水層［124］；STURA、FlexPDE 多限于對理想化地下環(huán)境的模擬［15］；HEATFLOW 忽略了地表積雪影響、熱狀況和水平熱傳導(dǎo)等，認(rèn)為地表水的入滲是理想化的［117］；一些三維模型的邊界條件不是特定的現(xiàn)場條件，也是基于理想化的情景［15］。此外，雖然分布式水文模型MIKE SHE、GBEHM 等針對寒區(qū)水循環(huán)中子過程/子單元分別建立凍土子模塊，但存在參數(shù)眾多難以率定的困難［127］。當(dāng)然，建模人員在不斷優(yōu)化這些不足?，F(xiàn)有的一些解決方案，將單獨的地表模型輸出結(jié)果作為地下水模型的邊界條件，以提高模擬的精度［15］。例如，使用SHAW 模型計算低溫和地表水平衡，然后將其作為FEFLOW 的邊界條件［115］；對GEOtop2.0考慮了一些地表過程，消除使用地表模型輸出邊界條件來驅(qū)動地下水熱傳輸模型的需要。

綜上所述，在考慮地下水模型時，我們優(yōu)先要考慮下墊面環(huán)境條件和所選用模型代碼的可用性，通常建立地下水模型時要考慮的參數(shù)有飽和導(dǎo)水率/滲透率和孔隙度、相對滲透函數(shù)、土壤凍結(jié)曲線、比熱、導(dǎo)熱系數(shù)和水體不同相態(tài)參數(shù)以及初始條件或邊界條件的可塑性［16］，這些多與地質(zhì)條件和研究程度相關(guān)，需要根據(jù)可用理化參數(shù)，考慮更加符合實際條件的輸入?yún)?shù)和邊界條件，以匹配合適的模型。

6 結(jié)論和展望

通過整理和分析，本文刻畫了凍土地下水的分布、補徑排和循環(huán)特征；探討了凍土與地下水之間的復(fù)雜水熱作用。寒區(qū)的惡劣條件，使得水化學(xué)和數(shù)值模擬成為目前除了直接觀/監(jiān)測外研究凍土地下水動態(tài)的主要方法，考慮到二者的特點，將可觀測的水化學(xué)示蹤劑作為低溫水文地質(zhì)模型的輸入?yún)?shù)或約束條件，或許是值得嘗試的。本文中，我們并沒有對比高緯度地區(qū)和高海拔地區(qū)多年凍土地下水系統(tǒng)的異同，因為高山地區(qū)可支持研究的觀測數(shù)據(jù)更少，局地特征和地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜性更加明顯，并且地形對凍土地下水徑流的影響已經(jīng)被證明不可忽略。

不能忽視的是，過去幾十年氣候變暖、凍土退化引起凍土地下水的變化以及這些變化所帶來的直接和間接影響已威脅到寒區(qū)的水資源安全和生態(tài)環(huán)境，慶幸的是，人們已經(jīng)意識到了這些潛在的威脅。盡管目前關(guān)于地下水變化和影響的相關(guān)研究，初步預(yù)測了退化凍土所含冰轉(zhuǎn)化為地下水的時空過程［45，68，85］、預(yù)估了隨著多年凍土退化而改變或已經(jīng)改變的水文成分［15，46，48，88］、評價了氣候變化下地下水變化對區(qū)域環(huán)境的影響［97-98］，耦合凍土凍融、地下水流和平流熱傳輸?shù)膹?fù)雜低溫水文模型不斷發(fā)展，然而有幾個問題值得我們考慮：①大多數(shù)研究氣候變化對凍土地下水影響的模型都假設(shè)了理想化的含水層，缺乏將寒冷地區(qū)模型模擬與現(xiàn)場數(shù)據(jù)進行比較［14］。航空地球物理技術(shù)的發(fā)展已經(jīng)支持了一些新興的綜合野外數(shù)據(jù)集［128-129］和確定融區(qū)邊界、熱監(jiān)測［12］。將二者有效聯(lián)系起來，有助于提高我們對凍土地下水變化的更好理解。②雖然高山多年凍土區(qū)是為世界大部分人口提供淡水的江河源頭［70］，但很少有針對高山多年凍土環(huán)境的低溫水文地質(zhì)建模［15］，高山觀測數(shù)據(jù)缺乏和建模時要考慮的地質(zhì)條件更為復(fù)雜可能是主要原因。李宗省等［130］已經(jīng)建立了基于水化學(xué)和同位素數(shù)據(jù)的高寒山區(qū)水文觀測網(wǎng)絡(luò)，即使還不能利用航空地球物理技術(shù)建立高海拔多年凍土數(shù)據(jù)庫，但這一觀測網(wǎng)絡(luò)已經(jīng)為高山多年凍土區(qū)復(fù)雜的低溫水文地質(zhì)模擬提供了可用的數(shù)據(jù)基礎(chǔ)。③平流熱傳輸在凍土退化中的作用程度可能取決于與地表水體的接近程度、降水的時間和強度、局地和區(qū)域地形等［14］，它的影響在模擬過程中是可變的，而目前的模擬沒有考慮到這一點。④耦合氣候變化和地下水復(fù)雜水熱過程的一種方式是，將氣候模型輸出轉(zhuǎn)換為地下模型邊界條件、以短期步長將大氣環(huán)流模式（GCMs）模擬氣候變化的輸出作為輸入條件，通過降尺度方式驅(qū)動低溫水文模型［14］。該過程本身的復(fù)雜性，以及由于氣候變化引起地下水平流熱傳輸潛在增加的影響，僅有個別模擬進行了嘗試［122］。怎樣在模型中構(gòu)建嵌套的時變熱傳輸過程可能是未來模擬更為精準(zhǔn)的一個關(guān)鍵。