青藏高原多年凍土變化對(duì)水文過(guò)程的影響

趙 林 胡國(guó)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(xué) 地理科學(xué)學(xué)院 南京 210044 2 中國(guó)科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 冰凍科學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 青藏高原冰凍圈觀測(cè)研究站 蘭州 730000 3 中國(guó)科學(xué)院大學(xué) 北京 100049

青藏高原及周邊地區(qū)孕育著黃河、長(zhǎng)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(guò)獨(dú)特的水分運(yùn)移影響著區(qū)域水文和水循環(huán)過(guò)程。青藏高原現(xiàn)存多年凍土的總面積約為 106 萬(wàn)平方公里[1]。多年凍土是在青藏高原隆升過(guò)程中逐漸形成并擴(kuò)張的，并經(jīng)歷了不同周期和尺度的氣候冷暖波動(dòng)。在多年凍土層形成的漫長(zhǎng)過(guò)程中，反復(fù)的成冰作用將大量水分凍結(jié)并以固態(tài)形式長(zhǎng)期儲(chǔ)存于地下而形成了地下冰，現(xiàn)有地下冰儲(chǔ)量約為 12.7 萬(wàn)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(diǎn)是多年凍土溫度升高和活動(dòng)層增厚，淺表層多年凍土及其中的地下冰逐漸融化。活動(dòng)層增厚引起的地表水分條件的改變是影響多年凍土區(qū)產(chǎn)匯流過(guò)程和生態(tài)過(guò)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(huì)導(dǎo)致更多的水分被釋放并參與水分的年循環(huán)過(guò)程，同時(shí)還會(huì)引起地面沉降，對(duì)高原多年凍土區(qū)的水循環(huán)過(guò)程和氣候產(chǎn)生影響[8-11]。多年凍土區(qū)地表的水熱過(guò)程和變化在區(qū)域水文過(guò)程中也發(fā)揮著重要作用。與積雪、冰川和湖沼相比，凍融過(guò)程中的水分遷移和地下冰融化的產(chǎn)匯流過(guò)程對(duì)多年凍土區(qū)水循環(huán)過(guò)程的影響更為復(fù)雜。因此，明確青藏高原多年凍土變化及其影響對(duì)于認(rèn)識(shí)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(shí)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(qiáng)烈影響著地表徑流形成以及地下水的運(yùn)移過(guò)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(huì)直接影響寒區(qū)地下水補(bǔ)給源和補(bǔ)給量、徑流路徑和排泄過(guò)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(dǎo)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(bǔ)給路徑延長(zhǎng)、加深，甚至可通過(guò)新形成局部融化的“天窗”（貫穿融區(qū)）直接補(bǔ)給凍結(jié)層下水或凍結(jié)層間水[20]，這對(duì)于局地到流域尺度的地下水循環(huán)，特別是地下水補(bǔ)、徑、排過(guò)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(dòng)層增厚而明顯減小。加拿大北極地區(qū)一個(gè)多年凍土小流域的觀測(cè)結(jié)果顯示，在某些氣溫較高、降水較多年份的實(shí)測(cè)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(dòng)層增厚必將導(dǎo)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(dòng)層的凍融過(guò)程，而其余部分將參與區(qū)域乃至全球的水循環(huán)過(guò)程[22]。因此，加深對(duì)多年凍土特征和變化的理解，可為進(jìn)一步認(rèn)識(shí)區(qū)域水循環(huán)過(guò)程提供理論基礎(chǔ)。

很多報(bào)道表明，活動(dòng)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(duì)局地水文循環(huán)過(guò)程影響極大的熱融現(xiàn)象導(dǎo)致了熱融湖塘的形成和擴(kuò)展。在多年凍土退化初期，地下冰融化導(dǎo)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(kuò)張而形成熱融湖塘[23]；當(dāng)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(gè)貫穿融區(qū)被迅速排干，之后在被疏干的湖盆底部開(kāi)始形成新的多年凍土?？梢钥闯?，熱融湖塘的形成—發(fā)展—消亡過(guò)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(rèn)識(shí)，本文在長(zhǎng)期觀測(cè)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(guò)對(duì)青藏高原水文過(guò)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(jī)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(dāng)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(gè)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(tái)站極為稀少，導(dǎo)致現(xiàn)有結(jié)果對(duì)于高原海拔 4 000 m 以上地區(qū)氣候變化背景的評(píng)估還存在極大不確定性。2004 年以來(lái)，中國(guó)科學(xué)院青藏高原冰凍圈觀測(cè)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(diǎn)開(kāi)展高原腹地多年凍土與氣候相互關(guān)系監(jiān)測(cè)研究。這 3 個(gè)氣象站 2004—2016 年的年平均氣溫在 -5.8℃—-2.4℃ 間波動(dòng)上升，氣溫升高趨勢(shì)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(cè)期的最低值，平均值約為 -5℃；2010 年為觀測(cè)期最高值，平均值約為 -3.3℃（圖 1c）。

上述 3 個(gè)氣象觀測(cè)站點(diǎn)的年降水變化趨勢(shì)基本一致，約在 210—580 mm 降水量區(qū)間呈明顯的波動(dòng)上升趨勢(shì)（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(cè)站點(diǎn)的降水量空間變化趨勢(shì)與氣溫變化趨勢(shì)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(cè)站點(diǎn)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(lái)呈現(xiàn)變暖和變濕趨勢(shì)。利用青藏高原氣象站點(diǎn)和再分析資料研究結(jié)果表明，青藏高原自 1980 年以來(lái)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(lái)，青藏高原腹地多年凍土區(qū)的氣候變暖變濕趨勢(shì)遠(yuǎn)較整個(gè)青藏高原的平均氣候變化幅度要強(qiáng)烈。多年凍土區(qū)氣候的這種變化無(wú)疑會(huì)導(dǎo)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(dòng)層溫度和含水量變化特征

1998 年以來(lái)，本項(xiàng)目組陸續(xù)在青藏公路沿線公路兩側(cè)的天然無(wú)破壞地表下建立了 9 個(gè)活動(dòng)層觀測(cè)站點(diǎn)（昆侖山埡口至兩道河段），其觀測(cè)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(cè)結(jié)果顯示，這些觀測(cè)站點(diǎn)的活動(dòng)層厚度在 100—400 cm 之間，活動(dòng)層厚度自 2004—2018 年呈現(xiàn)顯著增加趨勢(shì)（圖 2a），平均變化率達(dá)到 21.7 cm/10 a（圖 2b）。活動(dòng)層底部溫度變化范圍在-3.2℃—0oC之間，從2004—2018 年呈現(xiàn)出明顯的升溫趨勢(shì)，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(guò)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(guò)渡控制效果的情況下，編制完善的計(jì)劃方案，提升整體工作效果，達(dá)到預(yù)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(dòng)層的融化過(guò)程開(kāi)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(dòng)層自上而下的融化過(guò)程變得非常緩慢。因此，本文選取青藏公路沿線 5 個(gè)活動(dòng)層觀測(cè)站點(diǎn) 2004—2017 年不同深度土壤水分觀測(cè)資料進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析，探討 2004 年以來(lái)活動(dòng)層內(nèi)部的水分變化。結(jié)果顯示，活動(dòng)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(shì)，活動(dòng)層底部的土壤含水量較高?；顒?dòng)層凍結(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(diǎn) 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(gè)觀測(cè)點(diǎn)活動(dòng)層底部 9 月多年平均土壤含水量介于 21.7%—29.8%。通過(guò)趨勢(shì)分析發(fā)現(xiàn)，2004—2018年，所有站點(diǎn)活動(dòng)層底部的土壤含水量都呈現(xiàn)顯著增加趨勢(shì)（圖 4），增加量為 11%—32%，平均每年增加 2% 以上；而活動(dòng)層上部的土壤含水量卻表現(xiàn)出降低趨勢(shì)或者是沒(méi)有顯著變化，觀測(cè)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(cè)點(diǎn)活動(dòng)層厚度2004—2018 年變化趨勢(shì)

圖3 青藏公路沿線2004—2018 年各觀測(cè)點(diǎn)活動(dòng)層底部溫度及變化趨勢(shì)

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(dòng)層增厚會(huì)導(dǎo)致表層土壤含水量減少[36]。上述結(jié)果顯示，2004年以來(lái)，青藏公路沿線活動(dòng)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(shì)，這與同期降水量呈顯著增加趨勢(shì)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(shì)。

2 多年凍土區(qū)降水和土壤含水量時(shí)空變化趨勢(shì)

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(chǔ)水量之間的協(xié)同變化特征。本文選取中國(guó)氣象信息中心中國(guó)地面降水 0.5°×0.5° 格點(diǎn)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(shí)空變化趨勢(shì)

中國(guó)氣象信息中心中國(guó)地面降水 0.5°×0.5° 格點(diǎn)數(shù)據(jù)集是相對(duì)較為可信的一套數(shù)據(jù)，對(duì)青藏高原降水量空間插值，尤其是對(duì)降水量變化的描述較好。對(duì)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(lái)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(shì)外，青藏高原大部分區(qū)域的降水量呈明顯增加趨勢(shì)，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(shì)（圖 5b）。總體上，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(shí)空變化趨勢(shì)

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(shì)上來(lái)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(shì)，每 10 年增加率為 0.005 m3/m3；從區(qū)域來(lái)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(shì)，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(shì)，每 10 年變化率為 0.01—0.03 m3/m3。可以看出，土壤含水量較低的區(qū)域增加趨勢(shì)明顯，而在土壤含水量較高的區(qū)域呈現(xiàn)減少的趨勢(shì)，這與前述站點(diǎn)監(jiān)測(cè)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(duì)區(qū)域水文過(guò)程的影響

從前述結(jié)果可以看出，2004 年以來(lái)，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(yuǎn)大于青藏高原氣候變化的平均幅度，也大于 1980 年以來(lái)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(dòng)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(guò)程中未凍水的遷移導(dǎo)致更多的未凍水向多年凍土上限遷移。而活動(dòng)層在融化過(guò)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(dǎo)致土壤水分聚集在活動(dòng)層底部[42]。另一方面，因?yàn)榛顒?dòng)層厚度增加，導(dǎo)致底部厚層地下冰融化釋放出大量?jī)鼋Y(jié)水。以可可西里觀測(cè)站點(diǎn)（QT01）為例，在觀測(cè)期內(nèi)（2004—2017 年），活動(dòng)層厚度從 160 cm 增加到 176 cm。例如，在 2004—2006 年觀測(cè)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(dǎo)致活動(dòng)層底部含水量增加。研究表明，活動(dòng)層加深、融化期延長(zhǎng)增加的多年凍土層上水的冬季補(bǔ)給也不可小覷；活動(dòng)層增厚也可以通過(guò)增加儲(chǔ)水空間而減少夏季徑流[43]。多年凍土退化會(huì)導(dǎo)致蒸發(fā)、徑流、水位等水循環(huán)要素變化[44-46]；并對(duì)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(dòng)層底部增加的這部分凍結(jié)層上水有可能通過(guò)側(cè)向流在低洼處形成徑流，進(jìn)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(dòng)層儲(chǔ)水量與降水變化趨勢(shì)

此外，凍土退化會(huì)導(dǎo)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(chǔ)水量加大[49]，導(dǎo)致冬季徑流增加[50,51]。但是通過(guò)分析唐古拉觀測(cè)點(diǎn)（QT04）和西大灘觀測(cè)站點(diǎn)（QT09）站點(diǎn)活動(dòng)層儲(chǔ)水量和降水量的變化趨勢(shì)發(fā)現(xiàn)，降水量顯著增加，而活動(dòng)層儲(chǔ)水量卻沒(méi)有明顯變化（圖 7）。這除了與表層強(qiáng)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(jìn)一步研究。高緯度地區(qū)的研究表明，地下冰融化、活動(dòng)層加深和融化期延長(zhǎng)可能會(huì)導(dǎo)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(duì)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(huì)引起產(chǎn)流過(guò)程的較大變化，而對(duì)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(duì)氣候變暖的響應(yīng)是一個(gè)緩慢的過(guò)程，因此凍土退化對(duì)水文過(guò)程的影響也是一個(gè)漸變過(guò)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(duì)水文過(guò)程影響的程度究竟有多大，具體的影響過(guò)程如何還需要進(jìn)一步探究。

3.2 多年凍土變化對(duì)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(kuò)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(bǔ)給量的直接反應(yīng)[61]；班戈錯(cuò)湖泊水位持續(xù)上漲，湖面擴(kuò)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(lái)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(dǎo)致班戈錯(cuò)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(shì)可能將在未來(lái)（21 世紀(jì)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(duì)較大[65]。但隨著冰川規(guī)模不斷萎縮，冰雪融水的貢獻(xiàn)率將會(huì)不斷下降；而多年凍土區(qū)活動(dòng)層增厚，土壤蓄水容量將增大，從而導(dǎo)致降雨下滲量增加和基流量增大[66,67]；多年凍土退化時(shí)地下冰的融化對(duì)湖泊有一定的補(bǔ)給作用，但是對(duì)湖泊的補(bǔ)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(rèn)為區(qū)域地下水位下降的主因是凍土退化，其導(dǎo)致凍結(jié)層上水水位持續(xù)下降甚至消失，從而可能導(dǎo)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(jìn)一步研究。

3.3 多年凍土變化對(duì)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(jì)可達(dá) 12.7×103km3水量[73]，活動(dòng)層加深 25 cm 引起的地下冰融水量相當(dāng)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(dòng)層水進(jìn)行補(bǔ)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(huì)顯著影響活動(dòng)層水對(duì)上限附近地下冰的補(bǔ)給比例。比如，高寒草甸區(qū)域的活動(dòng)層水對(duì)其下部上限附近地下冰的補(bǔ)給比例（59%—69%）小于高寒草原所在區(qū)域的活動(dòng)層水補(bǔ)給比例（70%—87%）。

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

氣候變暖背景下，多年凍土退化還會(huì)造成多年凍土地面發(fā)生長(zhǎng)期的沉降形變，這主要是由于進(jìn)入多年凍土內(nèi)部的能量過(guò)剩時(shí)多年凍土上限處地下冰融化所導(dǎo)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(dǎo)致了較高的年間沉降量。在五道梁地區(qū)年間沉降量可達(dá) 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(dāng)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(dǎo)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(qiáng)對(duì)地表形變的監(jiān)測(cè)可為多年凍土區(qū)地下冰儲(chǔ)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(guò)程和水資源時(shí)空分布帶來(lái)顯著影響。具體而言，多年凍土層消融可釋放水分補(bǔ)充地下水，從而影響區(qū)域水文過(guò)程。但這部分水分到底對(duì)區(qū)域水資源調(diào)節(jié)作用有多大尚待進(jìn)一步深入研究。本文以觀測(cè)事實(shí)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(lái)，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(shì)。其地溫明顯升高、活動(dòng)層增厚和活動(dòng)層底部含水量增加，活動(dòng)層底部溫度變化率平均為 0.45oC/10 a，活動(dòng)層厚度變化率達(dá)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(shì)，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(shì)，每 10 年的增加率為 0.005 m3/m3。

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