戴長雷，于淼，宋成杰，Nadezhda Pavlova，尉意茹，李夢玲

（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)合實驗室，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%，在我國則占國土面積的22.4%［1］。凍土水文地質(zhì)學(xué)是研究凍土區(qū)水分要素隨空間、時間的變化規(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)及其凍融過程［2］。由于凍土層作為相對不透水層，在一定時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)的地下水運移理論和機制在凍土區(qū)并不適用［3-4］。因此，在微觀的試驗點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，活動層內(nèi)土壤水分的相變使得多年凍土區(qū)地下水的補給、徑流和排泄過程發(fā)生了根本變化，形成了凍土區(qū)獨特的山坡尺度和流域尺度的水文現(xiàn)象［6］。

近年來，為了應(yīng)對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凍土區(qū)地下水運移的重要方法［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)匯流過程等方面都取得了較大的進(jìn)展。通過理論研究、實踐應(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，以期為該學(xué)科及其對氣候、環(huán)境和水資源等相關(guān)研究提供借鑒。

1 理論研究

1.1 試驗點尺度

多年凍土層由于其活動層的凍融過程，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)。這些凍土層獨有的水熱參數(shù)的研究可為凍土水文地質(zhì)現(xiàn)象的機理研究提供參考。

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］通過電勢躍遷判斷凍結(jié)溫度，進(jìn)而研究凍結(jié)溫度與含水率、壓力之間的關(guān)系；李毅等［16］以過冷原理為基礎(chǔ)研制了冰點儀，并對4種高含水率的黏土進(jìn)行凍結(jié)溫度變化規(guī)律試驗，并指出凍結(jié)溫度與外載、含水率的對應(yīng)關(guān)系；張婷等［17］研制了一種凍結(jié)溫度試驗裝置，結(jié)合實驗結(jié)果給出了凍結(jié)溫度與土中鹽分含量、水質(zhì)條件和含水率的對應(yīng)關(guān)系。然而，僅僅通過凍結(jié)溫度來判斷土壤是否凍結(jié)并不全面，因此研究人員開始關(guān)注土體過冷溫度與凍結(jié)溫度的關(guān)系。周家作等［13］對多種類型土壤進(jìn)行了凍結(jié)溫度和最低過冷溫度試驗。結(jié)果表明，僅當(dāng)環(huán)境溫度低于土的最低過冷溫度時，則土樣整體才會進(jìn)入穩(wěn)定的凍結(jié)狀態(tài)，并指出穩(wěn)定凍結(jié)時間與土體內(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定。目前未凍水含量測定方法多為量熱法［18］、脈沖核磁共振法（NMR）［19］、頻 域 反 射 法（FDR）［20］、時 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土體的水熱特征以及力學(xué)性質(zhì)影響較大，因而對未凍水的性質(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 未凍水含量測定試驗方法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，同時導(dǎo)致土體中水分遷移［23］。張蓮海等［24］通過自制的測壓探頭對砂土和粉質(zhì)黏土在凍融循環(huán)過程中的孔隙水壓力進(jìn)行測定，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。在凍融過程中，測量了土樣不同點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，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］基于荷載和無荷載對孔隙水壓力變化進(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荷載條件。

從試驗點尺度來看，土體凍融過程是水-熱-力三者耦合作用的過程，主要表現(xiàn)為溫度變化驅(qū)動孔隙水遷移，同時土體在正負(fù)溫的循環(huán)作用下進(jìn)行凍融循環(huán)。當(dāng)前的試驗研究多是針對土體本身的特性進(jìn)行的，而對凍土與其他基礎(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)計試驗過程中難以同時考慮到，因此設(shè)計試驗時需要進(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不透水性，地下水運移和循環(huán)多依賴于活動層的季節(jié)性凍融。其中，坡向和地勢在凍土?xí)r空變化下對水文過程的影響較大。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］通過對蒙古國東北部不連續(xù)多年凍土的地溫和土壤含水量的長期監(jiān)測，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］通過對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，陰坡活動層的年平均溫度低于陽坡，且陰、陽坡活動層含水量變化存在較大差異。蘭愛玉等［29］對青藏高原多年凍土區(qū)的陰陽坡面的近地表水熱變化進(jìn)行定量研究后指出：2016—2019年陰、陽坡的凍融循環(huán)總次數(shù)分別為109和368次，陽坡各深度土壤溫度均顯著大于陰坡；陽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 地勢影響研究

地勢的改變對凍土發(fā)育影響較大，進(jìn)而會對水文過程產(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亞伯達(dá)（Alberta）北部的非連續(xù)多年凍土區(qū)的水文過程進(jìn)行分析并指出，山區(qū)夏季徑流主要受融雪水和降水補給，而地勢較低的平坦地形中地下水補給占徑流比例較大。

綜上所述，由于多年凍土區(qū)的陰陽坡效應(yīng)，在相同海拔條件下，陰坡的活動層年平均溫度普遍低于陽坡，陰坡的凍土層厚度更大，而陽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給徑流，隨著地勢的降低，地下水對徑流的補給占比逐漸增大。

1.3 區(qū)域尺度

1.3.1 地下水補給規(guī)律及影響因素研究

在寒區(qū)，大氣降水和地表水通過凍土表層入滲是影響地下水水源補給的主要因素［33-34］。這些因素對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提高地下水的補給潛力。影響程度取決于持續(xù)時間，因為更強降雨的補給可能受到土壤蓄水能力的限制。Eckhardt等［35］采用SWAT-G模型模擬了德國迪爾流域（Dill catchment）地下水補給對氣候變化的響應(yīng)。在氣候變暖的情況下，夏季補給量減少了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給。Utting等［37］在2006—2008年對加拿大育空地區(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程中很容易形成毛細(xì)水，因此，入滲過程中在包氣帶的蒸發(fā)量較大，從而減少地下水的補給量。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)育對土壤入滲過程有重大影響，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3.4 m／d。Wohling等［41］采用廣泛的野外觀測數(shù)據(jù)庫對不同類型土壤的滲透速率進(jìn)行評估，結(jié)果表明滲透速率與土壤顆粒級配和降雨量有關(guān)。

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

對于植被密度較大的地區(qū)，在截留和蒸騰作用下會改變地下水的補給量。Petheram等［44］發(fā)現(xiàn)，盡管降水占補給量的很大比例，但植被根系截留的地下水量與全年植被的平均補給量仍然存在顯著差異。Kane等［45］通過對加拿大魁北克（Quebec）北部的非連續(xù)多年凍土區(qū)不同植被覆蓋的5個監(jiān)測點作為研究區(qū)，采用地下水位漲落法計算地下水補給量，結(jié)果表明，隨著植被密度的增加，地下水補給量增加。

總的來說，凍土區(qū)地下水水源補給主要受大氣降水和地表水補給。在經(jīng)過長期且穩(wěn)定的負(fù)溫期后，活動層季節(jié)性融化，凍土區(qū)地下水的補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。若活動層由卵礫石層和大塊碎石層等透水能力強的巖層構(gòu)成，大氣降水與地表水也可直接對深層地下水進(jìn)行補給。同時，地形越平緩，植被密度越大，地下水受補給效率越高。

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)徑流最大的補給源［43］。Carey等［42］通過對加拿大山區(qū)流域產(chǎn)流過程研究后指出，地下水補給徑流過程主要發(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，該層蓄滿后迅速產(chǎn)生徑流。到了夏末，活動層完全融化，流域的調(diào)蓄能力增強，此時融雪水和凍土層融水對徑流貢獻(xiàn)很?。?7］。冬季，主要由泉補給徑流［48］。

地下水對地表徑流貢獻(xiàn)的定量分析成為研究人員關(guān)注的重點。廖厚初等［49］通過對黑龍江省科后站的資料進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)地下水補給占年徑流量的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）模型對基流進(jìn)行模擬，并以實測數(shù)據(jù)對模擬結(jié)果進(jìn)行驗證，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)火山流域為研究區(qū)，分析地下水對徑流的貢獻(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給來源，不同地區(qū)地下水對徑流的補給量在空間上存在差異，連續(xù)多年凍土區(qū)的地下水對徑流的補給量大于非連續(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觀測發(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)層下水作為補給水源而形成。泉的持續(xù)時間多取決于補給水源的埋藏深度和年平均氣溫，其中，不凍泉的補給水源多為凍結(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。在我國東北大興安嶺地區(qū)，溢流冰漫延開來，會侵害道路或建筑物，以及對基礎(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給水源，Clark等［63］較早地采用穩(wěn)定同位素對加拿大育空河流域北部的水樣進(jìn)行檢測，指出溢流冰的水源補給主要來自居間不凍層（talik），因為水中成分含有較高含量的硫酸鈣。近年來Павлова等［64］通過對薩哈（雅庫特）共和國中部的部分冰泉多年的水化學(xué)監(jiān)測，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］通過多年觀測指出，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］通過多年原位監(jiān)測結(jié)果分析后指出，凍結(jié)層上水（活動層內(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進(jìn)行地下水補給。

冷季與暖季的時長比例、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，結(jié)果表明積冰體的發(fā)育過程受溫度和降水影響較大。陳安等［68］通過詳細(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程導(dǎo)致地下水溢流冰晝夜交替出現(xiàn)。

補給通道的滲透能力會直接影響溢流冰的形成規(guī)模。Шепелёв［66］通過一系列的試驗指出，地下水的凍結(jié)較大程度上改變了巖層的滲透性，因為含水層凍結(jié)后形成的地下冰充滿巖層裂縫與巖石孔隙。于淼［70］通過對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，同時采集水樣并進(jìn)行水化學(xué)成分的測定，結(jié)合積冰體進(jìn)行現(xiàn)場勘測和遙感監(jiān)測，結(jié)果表明，長期穩(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)存在過水通道，水頭差提供主要驅(qū)動力。

然而以上成果都是從宏觀的角度針對凍土層內(nèi)地下水的補給、運移和排泄規(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程的一維、二維模型，并初步揭示溢流冰形成機理。張浩［71］通過室內(nèi)外實驗結(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，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)的活動層深度和凍結(jié)期正在減少［74-76］。由于凍土層的狀況對融雪入滲的數(shù)量和時間有很大影響，因此，凍土深度和凍期的縮短對冬春兩季土壤水分和溶質(zhì)的運移具有重要意義。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)部同時進(jìn)行。融雪過程受到土壤溫度、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］通過監(jiān)測結(jié)果指出，在融雪水越過積雪層到達(dá)地表面后，如果融雪水足夠多且超過地表面的滲透能力，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較高、融雪量較小時，融雪水可能會完全入滲［80］。Iwata等［81］在北海道地區(qū)設(shè)置了積雪監(jiān)測點，該地土壤類型主要為火山灰土，同時對土壤溫度、含水量以及氣候參數(shù)進(jìn)行監(jiān)測，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態(tài)往往被忽略不計，因為監(jiān)測顯示，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，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融層，融雪水滲過地表進(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，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。在土壤凍融過程的不同階段，其主要影響因素也會隨之改變［88］。

在凍結(jié)過程中，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。戴長雷等［77，94］設(shè)計融雪水入滲試驗，通過分析實驗結(jié)果表明，在凍結(jié)期土壤水分在水土勢的作用下由非凍區(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程之一，融雪入滲對于保持土壤墑情具有重要作用。

從整體上看，國內(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)象的完整過程。這是由于研究區(qū)多處于高寒且具有一定危險性的缺資料地區(qū)，監(jiān)測點數(shù)量較少，而且大部分監(jiān)測點都是隨機選擇的，監(jiān)測方法不盡相同，凍結(jié)層的固有特性也一般不計，研究結(jié)果具有局限性，同時也與這些凍土水文地質(zhì)問題本身的復(fù)雜性、多學(xué)科性以及所需的研究理論、試驗技術(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、徑、排過程與非凍區(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)研究的帶來較多困難，包括缺乏地下水?dāng)?shù)據(jù)、地質(zhì)條件探測的困難、部分大型儀器無法正常工作等。但是在過去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)地下水運移過程發(fā)揮著重要作用。凍土水文模型對于地下水的補給、徑流和排泄過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。但這種方法相對昂貴、耗時且對后勤要求較高，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)查深度通常可以達(dá)到幾十米，而且可以快速、低成本地應(yīng)用。與鉆探現(xiàn)場提供的點源信息相比，這些非侵入性或微創(chuàng)地球物理方法可以快速提供整個調(diào)查區(qū)域的信息。

通過應(yīng)用地球物理方法測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)

電阻率對凍土層從解凍到凍結(jié)的轉(zhuǎn)變過程非常敏感，在冰點，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，通過分析指出較粗、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)一步對地下電阻率分布進(jìn)行空間成像，并且明顯改善了對地下結(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凍土層物理特性進(jìn)行觀測。De Pascale等［100］對加拿大西部北極地區(qū)凍土層結(jié)構(gòu)與冰含量進(jìn)行測定，結(jié)果表明高電阻表面（堅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。Hauck等［101］通過對瑞士的上恩加?。║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的短波來探測地下結(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，因為傳播到地面的電磁信號的衰減隨著電阻率的降低而增加。對于凍結(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量中，探地雷達(dá)技術(shù)對介電常數(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)對阿拉斯加巴羅環(huán)境觀測站1 km2的活動層進(jìn)行了探測，探定了凍土上界與凍土下界的位置，同時識別到了冰楔。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)測相結(jié)合的方法，研究了青藏高原活動層厚度的時空變化，較為清晰地識別出活動層的凍融變化。

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)而也會影響波速［107］。因此可以通過地震法來探明未凍結(jié)的活動層厚度。Kneisel等［7］采用地震折射層析成像技術(shù)對凍土區(qū)的多年觀測結(jié)果顯示，縱波在未凍結(jié)的活動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，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)也可以用于探測大深度的多年凍土層的厚度，Schwamborn等［108］通過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達(dá)到一個平緩期，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。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)合天然交變電磁場來研究地球電性結(jié)構(gòu)，多應(yīng)用于區(qū)域性的大地構(gòu)造勘探，具有探測深度大、頻率低、波長長、成本低等優(yōu)點。Hauck等［114］采用頻域電磁法對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，并指出未凍水含量在研究區(qū)海拔1 400 m急劇增加。時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，并在此間隙利用線圈或接地電極觀測二次渦流場，并對該場的時空規(guī)律進(jìn)行研究來達(dá)到識別地質(zhì)構(gòu)造的目的［110，116-117］。Harada等［110］等利用時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，隨著地球物理勘測技術(shù)的進(jìn)步和計算機算力的提升，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)境下仍無法大范圍地對凍土層構(gòu)造進(jìn)行有效的3D地球物理測繪，而通過合并多個緊密聯(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，地球物理勘測以高時間分辨率進(jìn)行延時測量，使得自動監(jiān)測成為可能，自動監(jiān)測結(jié)果結(jié)合大氣溫度和積雪的時空變化數(shù)據(jù)，可更深入地研究凍土層的凍融過程。

3.2 水化學(xué)方法

地下水的時空變化主要表現(xiàn)在地下水補、徑、排過程，并在此過程中留下水化學(xué)信息，追蹤、識別和提取水化學(xué)信息是研究地下水演化規(guī)律的重要手段。通過投放人工示蹤劑研究地下水中天然示蹤劑的時間、空間的變化規(guī)律，進(jìn)而查明地下水的演化規(guī)律。目前多通過天然地球化學(xué)示蹤劑研究地下水演化過程，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源、類型及分布的直接方法之一。通過檢測各離子含量，結(jié)合野外觀測，可較好地解釋凍土區(qū)地下水的演化過程。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)上強調(diào)了關(guān)于水化學(xué)特征的研究。Шепелёв［66］對雅庫特中部季節(jié)性凍土區(qū)的地下水化學(xué)特征監(jiān)測，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是研究地下水來源、運移及演化機制的良好指示劑。Cartwright等［119］通過分析指出Cl與Br含量比值與地下水補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美國內(nèi)華達(dá)中南部的地下水成分進(jìn)行監(jiān)測，結(jié)果表明稀土元素可以確定不同來源地下水的混合比例。

根據(jù)地下水中主要陽離子（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］通過對阿拉斯加3個不同凍土覆蓋率（分別為53%，18%和4%）的流域進(jìn)行水化學(xué)成分監(jiān)測，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碳（DOC）和K＋的濃度大多與近地表有機土壤中的潛水流動有關(guān)［122-123］。Larsen等［124］對阿拉斯加北部417個湖泊進(jìn)行水化學(xué)成分檢測，并根據(jù)主要陽離子濃度估算了地下水對湖泊的補給量。中國青藏高原的水化學(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］通過分析加拿大西北部凍土區(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，且礦化度很低。Alexeev等［129］采用鉆探設(shè)備探尋到2個居間不凍層，并通過采集、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凍結(jié)層下水對冬季基流的補給，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程，通過同位素示蹤法可以分析地下水成因，研究補、徑、排過程及其運動特征，并可估算地下水的貯留時間［131-133］。近年來，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源、運移過程以及貯留時間［134］。2H多用于確定地下水來源與補給，3H在分析地下水年齡和貯留時間和補給過程有重要作用［135］。同時，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)律和過程的研究［118］。14C可以用于分析地下水的年齡及補給過程，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源［137］。Li同位素組成特征多用于分析鹵水、海水等流體的運移過程［138］。

凍土層的存在會限制地表水和地下水間水化學(xué)成分的交換，并延長地下水的停留時間，進(jìn)而增加巖-水間的相互作用。目前，對于凍土區(qū)水文地球化學(xué)的研究，多集中于天然地球化學(xué)示蹤劑對不同地質(zhì)條件和地下水停留時間條件下地下水演化過程研究。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］，目前對該問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程，分析凍土層凍融過程中地表水與地下水的轉(zhuǎn)化關(guān)系，同時也可以進(jìn)一步了解凍土區(qū)地下水的補、徑、排過程，可為凍土層對地下水循環(huán)過程影響的相關(guān)研究提供支撐。近年來，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地表徑流過程的模擬。HydroGeoSphere［142-143］模型更多考慮了地下滲流過程。目前，已建立的凍土水文模型大多為經(jīng)驗或半經(jīng)驗性質(zhì)的概念性模型，主要是針對凍土水文循環(huán)過程的子環(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，國內(nèi)外的凍土水文地質(zhì)模擬主要是針對凍土區(qū)土壤內(nèi)水分遷移過程、土壤凍融過程的模擬、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。因為凍土區(qū)環(huán)境較為惡劣，監(jiān)測數(shù)據(jù)不夠豐富，并且由于活動層的凍融過程以及融雪入滲等過程的復(fù)雜性，這些模擬的機理研究還不夠完善。因此，這些模型多為概化部分參數(shù)和過程的針對單一區(qū)域的模型或經(jīng)驗?zāi)Ｐ?。為此，需要加強凍土區(qū)基礎(chǔ)數(shù)據(jù)的積累，深化凍土區(qū)水文地質(zhì)現(xiàn)象的機理研究，進(jìn)而提升模型的適用性。

4 結(jié) 語

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：加強試驗點尺度的相關(guān)研究，試驗過程中進(jìn)一步完善水-熱-力各參數(shù)間的整體控制，研究凍土層獨特的力學(xué)參數(shù)對于分析季節(jié)性凍融問題至關(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)方法對區(qū)域尺度的地下水補給、徑流和排泄過程進(jìn)行調(diào)查和觀測，總結(jié)地下水動態(tài)變化規(guī)律；加強包括地下水溢流冰、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)象的機理研究，同時加強凍土區(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。