凍結層上水的分布及工程影響研究現狀與展望

柴明堂， 馬 巍， 穆彥虎

（1.寧夏大學土木與水利工程學院，寧夏銀川 750021； 2.中國科學院西北生態環境資源研究院凍土工程國家重點實驗室，甘肅蘭州 730000）

0 引言

凍結層上水（或多年凍土層上水）是指分布于多年凍土層之上、活動層中的潛水，主要存在于平坦的分水嶺、平原和河流階地，隨著氣溫和地表溫度的變化而導致活動層土巖產生季節性凍融［1］。多年凍土層作為弱透水層，很大程度上阻礙了凍結層上水的下滲，同時限制了地表水與凍土層下部融土層之間的水分交換和水力聯系，決定了凍結層上水的分布格局和循環方式［2］。凍結層上水的形成、演化、運移和動力過程在水溫、滲流量等方面都具有不同于常規地區潛水的特殊性；它不僅是寒區能水循環中的一個關鍵組成部分，而且與寒區生態環境變化密切相關，在多年凍土區的陸地水循環中有著特殊作用［3］。

凍結層上水在含水層厚度、水量、水溫、相態、水化學特征及水動力特征等方面均具有鮮明的季節性變化特性，且受局地因素如地形、地貌、植被、降雨、巖性等的控制而產生區域性變化。凍結層上水和多年凍土相互制約、相互作用，使寒區凍土水文地質條件具有特殊性［4-5］。凍結層上水是多年凍土與大氣系統、植被系統、地表水進行水熱交換的重要紐帶，其空間分布控制著包氣帶含水量的變化特征和地表植被的分布類型［3］。凍土退化將增大凍結層上含水層厚度，勢必影響到凍結層上水的分布特征和水量變化，但因其動態過程的復雜性和觀測研究的諸多困難，尚缺乏對其運動規律、驅動因素和機制的系統認知［6-7］。

本文對凍結層上水的研究現狀進行了綜述，有助于系統地認知和掌握凍結層上水在多年凍土環境中的功能。從凍結層上水的賦存特征切入，分析各類凍結層上水的分布、運移、補給以及排泄特征。以此為基礎，根據全球多年凍土的分布范圍，分別歸納了青藏高原、祁連山、大興安嶺、俄羅斯以及北美等典型區域凍結層上水的分布特征。此外，還概括了凍結層上水對于多年凍土區既有工程構筑物穩定性的影響研究，并對凍結層上水在水循環系統中水量平衡和運移過程中對流傳熱的理論研究和數值計算進行了總結和整理。

1 凍結層上水的賦存特征

凍結層上水的定義是根據含水層與多年凍土層之間的空間關系而確定的［8-9］。1932年，蘇聯學者將多年凍土區地下水分為凍結層上水、凍結層間水和凍結層下水，將凍結層上水又細分為凍結層上層滯水、季節性融化層水和凍結層上地下水3 種［10］。第一種，凍結層上水即為活動層中的水；第二種，部分凍結層上水被季節性低溫層覆蓋；第三種，凍結層上水為凍結層上多年融區的水（圖1）。隨著對其認知的發展，寒區地下水的分類問題仍然沒有完全解決，但對凍結層上水的形成和發展過程已有明確解釋。活動層在冷季自上而下發生凍結，當凍結層上水水位低于凍結鋒面時，呈現出非承壓狀態，當凍結鋒面繼續向下發展，低于凍結層上水水位時，凍結層上水呈現承壓狀態，當活動層完全凍結時，凍結層上水隨之凍結［11］。凍結層上水的補給主要來源于大氣降水和冰雪融水，其排泄一部分以下降泉的方式溢出地表并匯流成溪，一部分通過沼澤濕地垂直蒸發排泄，另一部分則通過融區補給凍結層下水或層間水（圖2）。由于凍結層上水的產流和補給都發生在活動層，因此其補給面積和分布面積基本重合［1］。

圖1 活動層不同狀態下凍結層上水類型示意圖（據文獻［10］改繪）Fig.1 The four types of supra-permafrost groundwater under different conditions of active layer（modified from Reference［10］）

圖2 凍結層上水的補給、排泄和流動示意圖（據文獻［9］改繪）Fig.2 Recharge，discharge and flow of supra-permafrost groundwater（modified from Reference［9］）

多年凍土對于凍結層上水具有阻隔、蓄水調節和蒸發抑制的作用［12-13］，目前主要通過定性研究來分析二者的相互關系。多年凍土層產生的水文效應影響到了水循環動態規律和地下水的補給排泄關系，使得降水、地表水、地下水限制了循環通道，對其三者之間的轉換關系造成了制約［14］。多年凍土的阻隔作用導致了土體導熱導水性能的改變，直接影響著凍結層上水的下滲和蒸發［15］。因此，多年凍土的退化將可能增加地表水和凍結層上水流量，其中包括凍結層上水水量、地下水和地表水的交換量、基流流量的增大。相反地，凍結層上水隨著地形的變化在多年凍土層之上產生側向流動，流動過程所引起的對流換熱將造成下伏多年凍土的快速退化［16-17］。總之，凍結層上水與多年凍土在熱交換、地表水-地下水動態循環及區域水文效應等方面有著密切聯系。

2 典型地區凍結層上水分布特征

2.1 青藏工程走廊

青藏高原被稱為“世界屋脊”“亞洲水塔”“世界第三極”，是我國重要的生態安全屏障，也是全球氣候變暖的“先兆區”和“放大器”［18-19］。青藏高原地區是世界上中低緯度海拔最高、面積最大的多年凍土區，在目前氣候背景下，多年凍土面積約為1.2×106km2，隨著高原平均氣溫的升高，青藏高原多年凍土將發生退化，在氣溫年增加0.02 ℃和0.052 ℃兩種不同氣候背景下50 a 后多年凍土面積分別減少8.8% 和13.4%［20-21］。此外，受地質構造、地形條件、水文特征和工程影響，青藏高原地區自然災害分布呈高強度、高頻率、突發性、季節性、準周期性特征［22］。而凍結層上水作為地下水的一種，成為了多年凍土區典型的水文地質現象，在青藏高原凍土退化及災害發生過程中有著不可忽視的影響。

青藏高原凍結層上水分布范圍廣，含水層以第四紀松散層、山區基巖風化破碎帶為主［23］。地下水的補給、流動和排泄均受到多年凍土的控制，同時，也受局地因素如地形、地貌、構造、地表水文的影響，因此，每個水文地質單元中的凍結層上水具有差異性。此外，由于多年凍土層厚度隨高程的增大而加厚，這進一步改變了地下水動態變化規律，使得凍結層上水在含水層厚度、流速、水溫、水文化學、動力學等方面都具有季節性變化［24-26］。凍結層上水含水層厚度受與凍土上限有關，在青藏高原地區一般為1～3 m，尤其是河流和小湖塘附近，含水層厚度較大，儲水量較高。含水層的空間分布特征明顯受到局部地形的控制，地勢低洼地帶儲水量較大，在地勢較高地區受徑流及蒸發的影響，因儲水量低而無法形成統一的含水層。青藏高原地區含水層的形成從每年4 月土層中的冰體融化開始，一直到9 月厚度達到最大［27］，凍土層上水的循環周期一般為1～4 a［3］。

目前對于青藏高原地區凍結層上水的研究主要集中在三個區域：青藏工程走廊，黃河源區和祁連山地區。青藏工程走廊內由于集中了5條重大線性工程而備受關注，凍結層上水的存在不但對工程穩定性有著不可忽視的影響，還對走廊沿線凍土環境特征的演化過程產生著不同程度的影響［28-29］；黃河源區作為黃河流域的水源地，分布有許多小盆地、徑流和湖泊，豐富的地表水和地下水使其在多年凍土區具有特殊的水文地質特征［30-31］，作為流域的重要補給來源，凍結層上水在黃河源區的水循環過程中起著調控作用；祁連山地區分布有大量內陸水系，下墊面特征復雜、冰川眾多、儲水量較大，凍結層上水廣泛發育，在水分疏導、地下水交互方面具有不可替代的作用。

與其他區域類似，青藏工程走廊內的凍結層上水埋藏和分布狀況也受地形、地貌、地層、凍土上限深度等因素的制約，補給來源為大氣降水、融雪、冰川融水［32］。廊內山區地帶如昆侖山區、可可西里山區、風火山區、開心嶺山區、唐古拉山區、頭二九山區基本無凍結層上水，相反，在一些河流盆地地區如楚瑪爾河斷陷盆地、通天河盆地，由于表層為粉砂層、卵礫石層，地形平緩，凍土上限深，凍結層上水較為發育［33］。

以沱沱河為例，凍結層上水在其流域內主要賦存于基巖類山區的活動層中，一般存在于每年5—9月，而11 月至次年4 月全部凍結。含水層厚度也受多年凍土層的控制，一般小于3 m。這類凍結層上水通過風化裂隙及構造裂隙接受大氣降水的補給后，產生的徑流沿著凍結面進行流動，在山腳和山坡轉折處以線狀、片狀的方式泄于地表或順構造裂隙帶直接補給凍結層下水［34-35］。在沱沱河北部及南部的高山與高海拔丘陵地區，由于降水較少、寒凍風化較弱、節理裂隙不發育等原因，導致補給水源不足，加之所處地區儲水空間有限，因此活動層內土體的富水性較差［36］。在沱沱河東部的極高山地區，由于降水充沛、寒凍風化強烈、節理裂隙發育，加之山體寬厚、巖屑坡廣泛分布，因此整個地區有利于大氣降水入滲補給，富水性較好。除凍結層上水的空間分布特征之外，還有對其時間變化特征的研究，通過研究發現，風火山地區典型高寒草甸坡面凍結層上水位的季節性動態變化與活動層土壤溫度和水分變化類似，活動層土壤溫度控制了凍結層上水季節性動態變化格局。研究表明，距地表60 cm 深度以下土壤含水率和地下水補給來源決定了凍結層上水水位動態變化的位相和幅度［7］。

在青藏工程走廊內，熱融湖塘作為富冰凍土區的一種常見地貌形態，其演化過程對于凍土退化、地表水和地下水動態平衡均具有重要影響，湖塘的存在及積水范圍的擴大成為了工程安全運營的潛在隱患，因此湖塘的演化特征在多年凍土區備受關注［37-38］，而凍結層上水在湖塘周邊廣泛發育，其排泄和補給過程與湖塘的變化密切相關。青藏工程走廊內青藏公路兩側從西大灘到可可西里山之間分布著數百個熱融湖塘，且隨著多年凍土的退化，湖塘數量呈增加趨勢［39-40］。凍結層上水的流入和流出影響著熱融湖塘的水文過程，為了評估凍結層上水的熱效應對于熱融湖塘的發展的影響，可以通過水位、水溫、凍結層上水流量的觀測，結合探地雷達、電阻率層析成像、鉆孔溫度監測等方式對活動層厚度的時空變化以及湖塘周圍凍土分布進行研究。研究發現，廊內典型湖塘周圍的凍結層上水每年融化時長持續5 個月，湖岸邊溫度較低的凍結層上水將補給湖水，在這一過程中伴隨著與下伏凍土熱交換的產生，將引起活動層厚度和湖塘周圍凍土特征的定向差異［41］。

2.2 黃河源區

黃河源區位于青藏高原東北部、青海省瑪多縣境內，承擔著35% 以上的黃河流域徑流量，是整個黃河流域重要的水源地，極易受到人為和自然因素的影響而發生凍土環境退化［42-43］。黃河源區凍融和風化作用強烈，地表巖石發生破碎，產生大量的裂隙，這有利于凍結層上水的儲存。源區內地下水水位近幾十年來呈現明顯下降的趨勢，甚至有些區域出現了凍結層上水消失的現象。多年凍土的退化使得冷生隔水層下移，導致了包氣帶土壤層的含水量減少，該區域出現了植被草場退化、植物多樣性減少、沼澤濕地萎縮、荒漠化加劇及黃河斷流等一系列生態環境問題［30，44］。

整個源區內凍結層上水的發育與凍土類型密切相關，主要發育在含冰量較高的凍土層上部的季節性融化帶內，埋藏深度受巖性、地層結構、坡向、植被覆蓋率等諸多因素綜合作用控制，埋藏深度一般 為0.5～2 m［45］。 凍結層上水占水資源總量的88.3%，受凍結層上水供給的洼地和沼澤面積在逐年縮小。夏季和秋季入流量大，而春季和冬季由于活動層的凍結作用而入流量明顯降低［24］。黃河源區的凍結層上水主要分布在地形相對低洼的地表水和地下水匯集區，如巴顏喀拉山主峰——尕拉拉錯周圍的大型古冰川雪粒盆、瑪曲源頭的冰蝕洼地、以及沖積扇前緣及溝谷中［46］。黃河源區的水文地質結構、地下水位的變化以及過度放牧和開采沙金等人為作用均會對凍結層上水的空間分布產生影響，這些作用不僅影響著凍土類型的退化，還會引發一系列生態問題［46］。源區內凍結層上水的主要補給來源是大氣降水和地表水。在降水期內，大氣降水和地表水給予地下水充足的水量補給，同時也伴隨著水熱交換，從而引起凍結層上界的消融和退化。凍結層上水主要通過河流、泉和蒸發排泄，有時通過融區補給凍結層下水［45］。從沼澤草甸排泄出的凍結層上水匯聚成溪流，成為源區主要河流的發源地，是河流的主要補給來源之一。

2.3 祁連山

祁連山地區多年凍土廣泛發育，且溫度較高，是我國第二大內陸河黑河的上游地區［47］。此地區凍地下水的補給來源主要是降水，在海拔3 800 m以上的多年凍土區，地下水以凍結層上水和凍結層下水形式存在；在海拔3 800 m 以下的非多年凍土區，地下水主要以潛水形式存在［48］。基巖山區凍結層上水儲存于風化裂隙或孔隙中，含水層厚度隨巖性的差異而不同，厚度一般為1～2 m，山區降水充沛，補給條件良好，凍結層上水較發育且水量豐富。各盆地內凍土平原凍結層上水則儲存于第四系冰磧- 冰水相含泥砂礫石層中，含水層厚度0.5～2 m［49］。

凍結層上水與地表水、其他類型的地下水之間具有水力聯系。凍結層上水成為了冰川和積雪融水從高山往平原地區遷移的通道，作為蓄水層，凍結層上水對于水分的疏導能力產生的季節性變化主要體現在兩方面：在暖季沿著地勢從高到低流向產生溪流的溝谷地帶；在冷季流向因河冰和季節性凍結造成的臨時承壓含水層，這也說明冷季平原地區儲存的地下水和河槽中的基流進行了緩慢釋放［50］。為了研究凍土和地下水的交互影響，通過對祁連山葫蘆溝流域三維水文地質模型的計算結果表明，此流域地下水在基流的形成中占43%，地表溫度升高會使多年凍土的分布范圍減小，增加地下水向河流的排泄。整個流域內凍結層上水距有明顯的流動性特征，在滲流過程中有少部分向下穿透了多年凍土層。凍結層下水水頭較高，而凍結層上水水頭較低，向上的水力梯度驅動著溫度更高的地下水流向地表，促進暗渠和融區的形成，增加地下水與地表水的交互作用［51］。

2.4 大興安嶺

大興安嶺位于歐亞大陸多年凍土區的南部邊緣，海拔1 100～1 500 m，凍結層上水在山間溝谷和河谷谷地最為發育［52］。區域內植被茂密、森林眾多、降雨量大，水系有黑龍江和嫩江及其支流，如額木爾河、盤古河、呼瑪河、訥謨爾河、烏裕爾河等，濕地沼澤較為發育，地下水的賦存特征受地質構造、巖性、風化作用和地形地貌等因素的影響。凍結層上水主要分布于大興安嶺北部較大的河谷平原區，含水層厚度、富水性隨季節融化深度的增加而增大，此地區凍結層上水主要接受大氣降水入滲補給，豐水期接受地表水補給，枯水期排泄于地表水［53-54］。

此區域凍結層上含水層的分布、厚度、演變程度既與地形地貌有關，又受植被覆蓋度的影響，還與地表粗糙度等地形因子有關。植物根系及堆積的枯枝敗葉對降水起到良好的輸導入滲和涵養功能，完整基巖就構成了穩定的隔水底板，地下水在基巖風化帶里形成了凍結層上水。凍結層上水分布空間狹窄，富水條件普遍不佳，再加上接受降水補給時間短，水量貧乏，動態波動特征明顯［55］。基巖風化帶凍結層上水按照流量大小分為水量中等和水量貧乏兩類：中等水量的凍結層上水分布于伊勒呼里山分水嶺北部大片中低山區，含水層巖性較為復雜，主要有侏羅系火山角礫巖；水量貧乏的凍結層上水主要分布于伊勒呼里山分水嶺南部中山區以及分水嶺北部零星山區，含水層巖性主要為侏羅系火山巖［56］。

2.5 俄羅斯

俄羅斯多年凍土面積占國土面積的一半以上，是北半球多年凍土區的重要組成部分［57］。俄羅斯典型地區的凍結層上水動態特征與氣溫變化密切相關，且含水層具有凍結層上水和凍結層間水的特點。在東西伯利亞勒拿河盆地，凍結層上水分布廣泛，占多年凍結層面積的40%～60%，凍結層上水和凍結層間水混合體的滯留時間為1～55 a，多年凍土退化將增大地下水的補給［58］。在季曼-伯朝拉地區，地下水水位動態變化與氣溫之間聯系密切（圖3）。該地區凍結層上水水位一年最小值出現在冬季末期，一年之中，近地面大氣平均晝夜溫度超過0 ℃后，包氣帶水分交換過程和凍結層上水水位開始出現季節性變化［59］。

圖3 俄羅斯季曼-伯朝拉地區凍結層上水水體動態示意圖（據文獻［58］改繪）Fig.3 Dynamic diagram of supra-permafrost groundwater in Timan-Pechora，Russia（modified from Reference［58］）

俄羅斯科學院西伯利亞分院凍土研究所和俄羅斯地質部的東北水文地質分部共同研究了不同地貌和巖性條件下凍結層上水的季節性變化，總結了三種典型地區的水位變化特征（圖4）。當凍結層上水水位距地表較淺時，依靠積雪融化和大氣降水進行補給，水位在衰減時期也能上升；當水位距離地表較深時，基本不受大氣降水的影響，因此水位在夏季呈總體下降的趨勢；當水位與季節性融化層水資源枯竭無關，與含水層自上而下和自下而上的凍結有關［60］。除此之外，一些特殊地區如河床下融區產生的凍結層上水不受季節性凍融過程的直接影響，影響程度取決于河谷的地貌、凍土特征、水文地質條件等［61］。

圖4 三種典型凍結層上水水位變化特征（據文獻［60］改繪）Fig.4 Change characteristics of water level of the three types of supra-permafrost groundwater（modified from Reference［60］）

高緯度多年凍土區人類活動較多，除了道路等線性工程之外，還分布有市政建筑等眾多基礎設施，城市的發展和擴張也對凍結層上水產生影響。通過已有文獻可知，俄羅斯高緯度地區人類活動對凍結層上水補給的影響主要包括耕作區部分灌溉入滲和來自城市管道、蓄水系統水的滲漏兩方面，通過對俄羅斯北部城市雅庫茨克市區開展的綜合性水文監測工作的研究表明，雖然人類活動因素產生的影響呈局部性特征，但卻使凍結層上水的水文情勢發生了本質性變化［60］。

2.6 北美

北美地區的多年凍土主要分布于阿拉斯加和加拿大北部，對于凍結層上水的研究主要集中在幾條主要河流的流域盆地如育空河、馬更些河以及環北極地區的康沃利斯島等區域［62］。育空河全長約3 300 km，穿越了加拿大及阿拉斯加地區，流域內多年凍土的分布和厚度差異性較大。隨著多年凍土的融化，近30 a 以來地下水占河流總流量的比例正以每年0.7%～0.9% 的速度持續增大［63］。馬更些河是加拿大第一長河，馬更些河盆地占整個加拿大國土面積的近四分之一，盆地中有75% 的區域分布有連續或不連續多年凍土［64］，在春季融化過程中，凍結層上水占整個排泄量的90%，這表明在此盆地中，凍結層上水是極地水文的重要組成部分［65］。

對于育空河盆地地區凍結層上水的研究主要集中在活動層凍融過程、氣候-湖泊-地下水之間關系、側向流動特征三個方面，研究方法以實地觀測和模擬計算為主，將二者結合，能夠透過現象揭示機理，為查明凍結層上水的變化特征奠定基礎。育空河盆地多年凍土區地下水向河流的排泄量逐年增大，地下水總量將有增大的趨勢，這首先表現為地下水在低洼地帶的排泄范圍增大，除此之外還發現，此地區凍結層上水對于基流的貢獻率有所降低［66］。在氣候變化背景下，湖泊與地下水之間在融區形成過程中有著密切關系，氣溫變暖會加劇凍土融化、增加凍結層上水流量。在寒區，除了氣候是凍土環境變化的主導因素外，湖面面積和地下水流動在多年凍土融化和融區形成過程中有著重要影響。湖邊緣季節性的凍融循環影響著凍結層上水的運移和凍結過程，在湖面產流區域，多年凍土的分布影響著湖中水體在凍結層上下之間的交換，與此同時，凍土分布特征也受湖水及凍結層的影響［67］。凍結層上水在坡面地區將產生側向流動，與垂向流動一并形成了其特殊的水文地質現象，Wolf Creek盆地坡面垂向的滲透和蒸發過程在南坡較為明顯，而北坡的下伏多年凍土阻止了深層滲漏，使得凍結層上水得以存儲［68］。

加拿大的多年凍土主要分布在北部的極地地區，對于凍結層上水的研究主要集中在坡面、河流流域以及極地島嶼等典型區域。在極地地區，產生坡面地表徑流的原因在于凍結層上水水位的上升和活動層土壤的飽和，坡面徑流取決于凍結層上水水位，并與地表形態有關。從徑流源頭來看，融雪所占比例最大，降雨次之，排泄方式依次為蒸發、側向徑流。側向徑流包括地表流和地下流，地下流則跟導水系數、活動層厚度、水位等因素有關［69］。在加拿大北部的礫石地貌中，有濕地、積水和徑流，所有的這些地貌都與凍結層上水的局地滲流有關。礫石具有很高的單位產水量和導水系數，能夠促進水分流動，但是，淺層凍結鋒面影響著深層的滲透，因此，當有融雪和降雨的充足補給時，在地表與水位相交的地方便有滲流，且具有季節性變化特征（圖5）。通過水量平衡計算可知，上坡礫石區域的滲流是濕地和積水的主要來源，連續性的滲流改變了植被特征和土壤含水率［70］。此外，凍結層上水對河流流量有一定程度的貢獻，在河道下方的活動層厚度通常更大，甚至出現融區，原因在于凍結層上水的攜熱效應［71］。

圖5 坡面徑流示意圖（據文獻［69］改繪，箭頭大小代表流量大小）Fig.5 Slope runoff diagram（modified from Reference［69］，and size of arrow represents magnitude of flow）

結合定性分析和定量計算，可獲得凍結層上水排泄和河流、溪流流量、活動層厚度、含冰量之間的關系［72］。加拿大西北部的康沃利斯島位于多年凍土區，活動層融化過程對于此地區坡面徑流量和凍結層上水水量有著重要影響［73］。島內片狀濕地較為發育，許多濕地依靠降水和凍結層上水進行補給。選取島內典型區域的片狀濕地研究發現，陽坡地下水流大于陰坡，陽坡地下水流有凍結層上水的補給，每個單位寬度單元的平均流量為0.07 m2·d-1，水流的持續時間在暖季更長［74］。在島南岸凍脹丘發育地區，因為顆粒篩選作用，凍脹丘中心為細顆粒，而凍脹丘之間的溝谷地帶則為組顆粒。通過對凍脹丘之間溝谷地區凍結層上水優先流的觀測發現，在優先流經過的區域導水系數為90～1 000 m·d-1，然而在凍脹丘中心僅為0.1～1.0 m·d-1［75］。

3 凍結層上水對工程穩定性的影響

由上述可知，多年凍土對于凍結層上水的影響特征主要有以下四個方面：①減緩水循環過程；②阻隔水分運動的垂向通道，影響地表水和地下水的轉換；③使含水層的變化具有季節性特點和動態規律；④凍脹作用改變了土壤結構并增強了入滲能力［14］。隨著多年凍土區人類活動的加劇和各類工程的修筑，凍結層上水的存在及其滲流攜熱效應嚴重影響著各類工程基礎的熱收支特征，直接對工程穩定性產生威脅，凍結層上水滲流、凍土退化及工程穩定性之間的相互影響，但三者的定量關系有待研究。從已有文獻來看，凍結層上水對于工程穩定性的影響研究主要集中在公路、鐵路以及機場。

對于多年凍土區的道路工程而言，當凍結層上水穿越路基時，由于路基下部多年凍土上限的下降（少部分采取“主動冷卻”措施的路基下部凍土上限會上升），加之路基的荷載作用，會使得凍結層上水的滲流特征發生變化。隨著運營時間的增加，活動層和路基中凍結層上水（2～4 ℃）的滲流將造成多年凍土溫度升高，造成多年凍土退化，同時還會加速融區的出現，加劇路基不均勻沉降，導致路基病害的出現［76］。通過室內模型試驗，結合現場監測資料，能夠從凍結層上水夏季滲流導致路基下伏多年凍土融化的角度，進一步證明路面橫向裂縫、縱向裂縫以及路基不均勻沉降的成因［77］。針對凍結層上水對公路路基的影響，可采用防水材料，阻隔水分遷移和滲透通道，對路基下部過水進行隔水治理可有效降低路基沉降，同時降低因為活動層集水而造成的凍脹［78］。

經過阿拉斯加和加拿大北部地區的阿拉斯加公路，穿越了不連續多年凍土區，1970 年以來沿線年平均氣溫升高了1.5～2.0 ℃，多年凍土發生了明顯退化［79］。de Grandpré 等［80］在阿拉斯加公路兩側布設了25個地下水監測孔，評估了地下水流動對路基下伏多年凍土的熱影響，通過獲取的研究區域的地形、水位、地溫、地層等數據，建立了二維地下水流動模型。現場監測數據表明，路基下部水體在流動過程中逐漸放熱，地下水運移過程中的對流傳熱加速了路基下伏多年凍土的退化。通過對阿拉斯加公路試驗段地下水的滲流傳熱效應進行計算，發現凍結層上水對于融化盤的形成及路基下伏的溫度場分布具有重要影響。計算結果表明，50 a 后地下水滲流作用將使得路基下部的融化深度增加8 m、路基底部溫度升高2.5 ℃［81］。由此可知，在地表濕潤條件下，有必要將地下水滲流引入傳熱模型中，更好地反映路基和下伏凍土復雜的交互效應。

凍結層上水的存在對青藏鐵路路基的穩定性也造成了一定程度的影響，地表水和凍結層上水的入滲是引起多年凍土融化和邊坡破壞的主要因素（圖6）。當含水率較低時活動層中的細粒土具有較高的強度，當含水率較高時土體強度極大程度上降低。開挖溝渠排水能夠降低地表徑流和地下水的侵蝕以及降低坡面土的含水率，因此青藏鐵路在一些坡腳地區采用了防水材料修建排水渠，來降低水流破壞［82］。研究還發現，因凍結層上水造成的積水和徑流，會對路基產生側向熱擾動，路基修筑9 a后，下伏0 ℃等溫線區域厚度達5.5 m，路基兩側的沉降累計達160 mm，然而隨著積水的排出，在經過兩個冷季之后，這一0 ℃區域快速并完全凍結，多年凍土上限向上移動，沉降量顯著降低（圖7）［83］。要想解決地下水滲流問題，可從三方面入手：首先，采用高分辨率的遙感圖像來判定地形和植被特征，并采用考慮地下水滲流的傳熱模型；其次，采取有效的工程措施來引導地下水穿越路基（引流），如開挖溝渠進行排水，并采用計算模型來模擬這些治理措施對于地基土的侵蝕程度；最后，選用最優工程措施，在典型地區進行試驗，驗證治理效果［77］。

圖6 青藏鐵路附近水毀現場照片Fig.6 Photos showing the water damage near the Qinghai-Tibet Railway：ponding at K1496+750（a）and erosion on side of a culvert at K1155+030（b）

圖7 青藏鐵路K1101+680處排水前后不同深度溫度變化（數據來源于文獻［83］）Fig.7 Variations of soil temperatures at different depths at K1101+680 of the Qinghai-Tibet Railway in 0 ℃range（a）and in permafrost layer（b）（The data is from Reference［83］）

多年凍土區的機場跑道在運營過程中也受到了凍結層上水的影響，跑道的不穩定性跟凍土退化及排水條件有關，跑道的凍脹融沉與地下水有關［84］。Ghias 等［85］對加拿大伊魁特國際機場跑道地下水運移和傳熱進行了數值模擬，研究了機場跑道地下水流動與下伏凍土融化及融沉過程的交互影響。通過計算可知，在全球變暖背景下，地下水的對流傳熱的影響較小，但是不可忽略，熱傳導過程控制著未凍水含量以及活動層厚度、凍脹融沉的量級。除此之外，在俄羅斯雅庫茨克地區，受人類活動的影響，凍結層上水的化學成分發生了改變，這將影響地下管線、地基、路面基層、路面面層以及其他構筑物的安全運營。人類活動和不良地質現象對城市基礎設施構成了越來越多的威脅，甚至將引發環境問題，在城市發展過程中必須重視這一問題［86］。

4 理論研究

對于凍結層上水的理論研究主要可以歸納為三個方面：一是水文模型的建立與改進，二是水量平衡計算，三是滲流攜熱效應。含水層土體的導水系數、液態水儲存能力、凍結層上水水位隨著土體的凍融與溫度密切相關，而且活動層的雙向凍結控制和改變了凍結層上水的滲流過程，向下凍結控制著地表徑流的產生和凍結層上水的補充，向上凍結影響著地下水尤其是凍結層上水的排出［87］。由此可見，凍結層上水的滲流過程和水位變化特征受局地因素的控制，極為復雜，因此截至目前，仍然沒有有效的數學模型和理論來預測多年凍土區地下水的變化特征［88］。

4.1 水文模型

國際上第一代水文模型很好地描繪了流域產流的基本規律，如斯坦福模型、水箱模型、新安江模型，但這類模型忽略了地形、植被等的空間變化對流域產流過程的影響。隨后發展出了一批分布式水文模型，如以地形為基礎的水文模型（TOPMODEL）、SHE（Système Hydrologique Européen）、VIC（Variable Infiltration Capacity）、DHSVM（Distributed Hydrology Soil Vegetation Model）、GBHM（Geomorphology-Based Hydrological Model）等［89］。近十多年來，由于氣象學、生態學、冰凍圈等學科的興起和發展，分布式水文模型與多學科的交叉研究越來越多，這使得建模難度增加，分布式水文模型開始描述不同圈層之間的關系，即“多圈層水文模型”［90-91］。目前中國寒區水文模型的主要限制因素是缺乏全面、同步的觀測數據，可通過觀測、試驗、模擬等方法，獲取寒區水文過程的基本規律、經驗公式和關鍵參數［92］。

基于物理學基礎的水文數值模型能夠定性和定量地分析含水層凍融過程中的關鍵影響因素，且能夠反映出水文要素的變化。在已有水文模型的基礎上，可以采用熱傳導方程模擬凍土上限在水文模型中的演變過程［93］，結合能量平衡計算地表熱狀況的空間分布特征，以此為基礎可以得到土壤剖面的融化深度［94］，也可以通過水分遷移模型和熱傳導模型的耦合，可以研究多年凍土形成和演化過程中的水力特性，同時研究地下水和地表水的季節性變化特征［95］，還可以采用達西方程、流體連續性方程、溶質連續性方程、能量遷移方程來計算冰川作用下地下水流動［96］。此外，也可以通過在已有的簡易地下水模型（SIMGM）、陸面模式（GLM）中增加未凍水含量、相變、土層性質等參數等方式進行改進［97］，建立面向對象的模型系統，來模擬和預測中小尺度的區域中水循環特征［98］及對氣候的反饋［99-100］。

4.2 水量平衡計算

水量平衡計算能夠確定區域內各部分水分的補給與排泄比例，能夠反映各部分水分的轉化關系。在河流湖泊密集地區，凍結層上水能夠補給地表水體，多年凍土的低滲透性不但能夠阻礙熱量向凍土下限進行傳輸，而且能夠消除從湖泊流出的地下水，降低維持湖泊的用水量［101］。通過對水量平衡的詳細測量表明，加拿大馬更些三角洲地區在過去的5 a 中，水分供給量接近于排泄量，這使得湖泊保持較高的滯水量。多年凍土在控制源自周圍盆地流向湖泊的水分供給（Qsp，Qs）和來源于湖泊的水分流失（Qsb）兩方面中發揮著重要作用，湖泊盆地只有當其具有正水平衡的時候才聚集水分，各部分水分平衡的原理［102］為

式中：P為湖面降雨量（mm）；E為湖面蒸發量（mm）；Qsp和Qs為來源于周邊盆地的凍結層上水和地表細溝徑流（mm）；Qsb為凍結層下水流經湖泊下部融區的水量（mm）；ds/dt為湖泊儲水變化量（mm）［103］。

秋季凍結期間的產流量是地表蓄流和地下水排泄的主要組成部分，產流量方程［104］可寫為

式中：R為流域內的產流量（mm）；P為日降水量（mm）；E為實際日蒸發量（mm）；B為反映流域內蓄水容量空間分布不均勻性的參數；W'm為流域內各點蓄水容量；W'mm為流域內最大的點蓄水容量；TSD為凍結層上水含水層底部或者接近其底部的溫度（近似等于在完全融化階段活動層邊界或者靠近其邊界的土壤溫度）；z（TSD）為凍結層上水排泄方程，隨著TSD而變化，是秋季徑流消退率和TSD的回歸關系［105］。

通過對育空河盆地凍土凍融過程中的水量平衡計算，結果表明，流經凍結層上含水層的水分總共占據流經整個系統的地下水流量的25%，盡管凍結層上區域在面積上占整個盆地的89%，但在體積上只占盆地的不到1%。計算過程中還發現，單位孔隙體積的水分流經整個凍結層上蓄水層平均時間大約為30 a；有76% 的凍結層上水排泄到遠離主要河流和開放性融區等地勢較低的區域中（如湖泊、濕地、溪流）；在凍結層上區域中跟河流有關的橫向流占整個凍結層上水水量的21%，橫向流排泄于河流組成了河流的基流；凍結層上區域只有一小部分（3%）向下滲透通過多年凍土層。凍結層下水和凍結層上水對基流的貢獻率之比為3∶1，這表明基流主要的來源在于深部地下流［65］。

4.3 滲流傳熱效應

對于凍結層上水在滲流過程中的對流傳熱研究能夠揭示凍結層上水在運移過程中與多年凍土的熱交換機理，此部分研究中一般采用熱傳導方程和滲流方程以水-熱耦合的方式對研究對象進行有限元計算。活動層的含水率及導熱特征決定著下伏凍土與大氣邊界層的交互作用，凍結溫度場主要以熱傳導、熱對流兩種傳熱方式形成熱量傳遞，地下水滲流場對溫度場影響主要通過熱對流方式［106-107］。凍土中滲流場和溫度場的作用是相互的，一方面，凍土中溫度場隨外界溫度的改變，既可以引起水的黏度及滲透系數的改變，也會因為溫度梯度的存在引起水的遷移，還將引起冰水相變；另一方面，凍土中滲流場的存在和變化，使得滲流作用參與土水系統熱傳遞和熱交換過程，影響凍土中溫度場的分布［108］。

在全球升溫背景下，凍結層上水的滲流傳熱能夠加速多年凍土退化，同時能促進地下水向地表、河流的排放，這將進一步導致凍結層上水量的增大。通過傳熱-滲流耦合模型計算發現，在凍結層上水作用下，青藏高原地區的活動層厚度和排出地表水量在40 a內增大3倍［109］。數值計算能夠精確刻畫流量、水溫、水位的分布特征，也可以快速預測其變化趨勢，但數值計算的正確性需要采用室內試驗進行驗證。通過帶有控溫功能的模型試驗，能夠反映凍結層上水運移過程中的對流和傳熱對凍土退化的影響。當水溫大于氣溫時，滲流攜熱效應導致凍土退化加速［110］。在模型試驗的基礎上，結合數值計算，二者相互驗證，相互補充，能夠直觀準確地反映凍結層上水的存在對于多年凍土退化的影響。

5 結論與展望

凍結層上水的研究正從定性的特征分析向定量的機理研究發展，已有的觀測和模擬研究已經揭示了凍結層上水的影響因素、賦存特征、補給排泄以及動態變化。凍結層上水的存在使多年凍土區的水文地質條件變得更為復雜，凍結層上水與多年凍土層的相互影響、相互制約的交互作用將會對整個凍土區的生態環境產生深遠影響，與此同時，凍結層上水的存在加劇了凍土工程病害的形成和發展。在今后有必要在以下幾個方面進行深入研究：

（1）對凍結層上水與地表水的相互關系及轉化特征進行研究。在凍結層上水發育地區，往往伴隨著一定的地表水（徑流或積水），應該對地表水和大氣降水對凍結層上水的貢獻度進行分析，結合同位素測量結果和滲流模型，定量描繪地表水的入滲及其凍結層上水的遷移出露過程，考慮地形因素對凍結層上水流量流速的影響，反映凍結層上水對坡面徑流的調控機制，以此揭示地表積水與凍結層上水之間的轉換規律、補給占比及其年度變化特征。

（2）對多年凍土區路基穩定性受凍結層上水的影響機理進行研究。多年凍土區路基/地基下部凍結層上水的存在成為了其穩定性的潛在隱患，凍結層上水的存在加劇了路基沉降、邊坡損毀和路面裂縫均的發生，有必要對路基沉降、路面病害與凍結層上水之間的關系進行研究，考慮凍結層上水滲流過程對溫度場的影響，并以此來建立符合現場工況的物理模型來進行水熱耦合計算，并分析凍結層上水的滲流過程對路基變形的影響程度，以此來修正有凍結層上水存在條件下的路基變形計算模型。

（3）對全球升溫背景下凍結層上水與多年凍土交互作用及變化特征進行預測。首先，需要對凍結層上水水位、流速、構成等基本參數在測試過程中的新方法和新手段進行探索，應采用新的監測方法和傳感器，提高測量精度，從整體上掌握凍結層上水的存在范圍和流動特征。在此基礎上，對多年凍土與凍結層上水的相互作用進行研究，揭示活動層的凍融過程對凍結層上水的影響及其凍結層上水對凍土退化的影響，分析多年凍土對凍結層上水流動特征的限制，并結合氣候變化模式預測二者的動態發展規律。