俄罗斯永冻区冻结层上水动态特征

维克多·瓦西里耶维奇·舍佩廖夫著;戴长雷，孙颖娜，苗兴亚译

(1.俄罗斯科学院西伯利亚分院麦尔尼科夫冻土研究所，萨哈共和国雅库茨克 677010；2.黑龙江大学 寒区地下水研究所，黑龙江 哈尔滨 150080；3.黑龙江大学 水利电力学院，黑龙江 哈尔滨 150080；4.中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冻土工程国家重点实验室，甘肃 兰州 730000；5.黑龙江大学 中俄联合研究生院，黑龙江 哈尔滨 150080)



俄罗斯永冻区冻结层上水动态特征

维克多·瓦西里耶维奇·舍佩廖夫1著;戴长雷2,3,4，孙颖娜3，苗兴亚5译

(1.俄罗斯科学院西伯利亚分院麦尔尼科夫冻土研究所，萨哈共和国雅库茨克 677010；2.黑龙江大学 寒区地下水研究所，黑龙江 哈尔滨 150080；3.黑龙江大学 水利电力学院，黑龙江 哈尔滨 150080；4.中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冻土工程国家重点实验室，甘肃 兰州 730000；5.黑龙江大学 中俄联合研究生院，黑龙江 哈尔滨 150080)

俄罗斯永冻区冻结层上水动态特征的研究对了解寒区冻结层上水具有重大的意义。文章通过对俄罗斯永冻区冻结层上水动态特征的研究，指出：(1)俄罗斯典型地区的冻结层上水动态特征为：其动态与气温变化密切相关，且含水层具有冻结层上水和冻结层间水的特点；(2)融层地下水包括包气带不透水融区地下水、热融区地下水、上层滞水；(3)融层地下水动态特征为：融区水具有冻结层间水的特点，在一年内相当长时期内具有渗透压力状态，包气带中垂向水分交换过程在季节性融化层的水文情势中拥有不同的作用；(4)寒区地下水和地下冰之间的转换过程影响着冻结层上水水体的形成及其水文状况。

动态；特征；冻结层上水；永冻区；俄罗斯

1　俄罗斯典型地区冻结层上水动态特征

1.1季曼-伯朝拉地区

在冻结层上地下水水体动力状况中，冻结层上水水层表面未涉及岩层冬季冻结面，这种普遍性规律大多情况下能充分地显示出来。图1中为重湿润区冻结层上地下水水体动态状况综合示意图(俄罗斯欧洲东北部季曼-伯朝拉地区)。该图是在总结冻结层上水水位动态、包气带岩层和大气温度实地观测成果的基础上做出的[1]。包气带的上部被亚黏土覆盖，深度达到1.5～2.5 m，多年冻结层厚度从10～500 m。冻结层上水在这里分部广泛，占多年冻结层面积的40%～60%。

图1证明了地下水水位动态与气温变化联系密切。例如，春季，从大气平均昼夜温度从0 ℃往正值变化时刻开始，冻结层上水水位开始上升。冬季，从大气平均昼夜温度从0 ℃往负值变化时刻开始，冻结层上水水位开始下降。尽管包气带亚黏土沉积层具有弱透水性，但大气温度和冻结层上地下水水位之间相互关系也能清晰地反映出来。在观察中发现，这个联系主要是以薄膜水形式通过包气带弱透水性岩层垂直下降或上升来实现。

1.2雅库特中部

图2和图3为观测孔位置和水平衡段冻土水文地质剖面图。这一水平衡地段位于玛哈特(雅库特中部)的维柳伊河，岩体中含有沙。形成于全新世的残留融区含水层，如今在观测段含水层的厚度为70～80 m。在冻土学中这个含水层具有冻结层上水和冻结层间水的特点。因此，在含沙的多年冻结层中没有标注。在植物覆盖的岩体地段，多年冻土层重新组合，在融区含水层中形成低温静水压。在穆古尔-塔楞河谷中观测到，含水层地下水以泉涌上升和下降形式排泄，排水量平均760 L/d。冬季泉水形成了巨大的冰锥，冰锥的体积在冬季结束时达到1.8×106m3，厚度达到4.5 m[2-7]。

1—季节性冻结岩层；2—包气带岩性弱透水层(壤土)；3—包气带渗透岩层；4—含水层；5—地下水位；6—积雪区图1　季曼-伯朝拉地区冻结层上地下水水体动态示意图

这一水均衡地段位于玛哈特(雅库特中部)的维柳伊河1—沙地；2—固沙植被；3—水文地质观测孔(分子—编号；分母—冬季末期地下水深度，m)；4—河谷中地下融区水排泄图2　砂质含水层水均衡地段观测孔位置示意图

1—含水沙层；2—含有厚层泥岩和黏土的隔水层；3—冻结层及其分布边界；4-冻结层上-间水水位；5—湖泊盆地：а—冰覆盖层；б—水；в—底部淤泥沉积；6—含水层观测孔的水压和间距(变量)图3　冬季末期观测孔的冻土水文地质剖面图

2　融层地下水动态特征

2.1包气带不透水融区地下水动态特征

在进行观测的包气带岩层主要是中粒风成沙，厚度均匀，从3～6 m。图4为冻结层上地下水水位动态综合示意图。冻结层上地下水位于没有植被覆盖的含沙地段和不透水融区。研究发现，冻结层上地下水水位一年最小值出现在冬季末期，此时大气稳定的正温度即将到来。从这时开始地下水位不断上升，一直持续整个夏季。两个观测孔(4号和16号)的冻结层上水水位升高的大小几乎是相同的。地下水水位最大增加幅度出现在5月(19 cm)、7月(20 cm)、8月(16 cm)，最小值在6月(7 cm)和9月(8 cm)。

图4　冻结层上地下水分布状态综合示意图

在观测孔中(4号和16号)最高水位出现在夏季末，这时大气平均昼夜温度即将转为负值。在暖季冻结层上水水面普遍提高达到72 cm，平均上升速度0.47 cm/d。从大气平均昼夜温度为负值开始，冻结层上地下水水位不断下降，并持续整个冬季。

这样，对于冻结层上水水位动态来说，当包气带透水性岩层变得复杂，而气候急剧地呈现大陆性气候特点即气候变得严寒、干旱时，季节的普遍性规律就与地下水与大气圈间水分垂直交换的过程息息相关。由此可见，在一年之中，对于包气带水分交换过程的季节性和冻结层上水水位动态的变化来说，近地面大气平均昼夜温度超过0 ℃的时间段是一个转折点。

像前面所论述的那样，在植被覆盖的风成沙地段，融区水具有冻结层间水的特点，这是因为这里正发生自上而下的多年冻结。虽然和冻结层上水有着紧密的水力联系，但冻结层间水还有一些自身所独有的特性，即冻结层间水拥有低温静水压。静水压值在一年内是变化的。由于多年冻结层自上而下新形成的“冰盖”的厚度一般不超过8～10 m，在该自然环境中，岩层温度年变化较小。因此，静水压在冬季结束时达到最大值。与此相关的是，冻结层上地下水在这时拥有一年中最低水位。由于水位差异，地下水以水平的方向从植被覆盖区流到风成沙地段。由于这种水资源的重新分配，在6月末到7月初冻结层间水水位下降最快。在接下来的时间，冻结层间水和冻结层上水水位保持平衡，一直同步到12月和1月。这时冻结层间水静水压重新开始升高，地下水水位抬升，形成局部穹形[8]。

观测发现，当冬季发生局部冻结时，存在不少冻结规律偏离冻结层上水水位变化普遍规律的情况。在这种条件下，水液态固态间的相位变化对水体的形成具有决定性的作用，这是因为相位变化能引起不同季节性低温流体动态效应的发展(静水压的形成、发展和消除，冻结层上水水位岩层的形成，冬季地下水排泄的集约化，等等)。

低温流体动态效应本质上改变了包气带水分交换条件，使冻结层上水的水位状况异常复杂。很大程度上，这是面积不大的半包气带融区积累的冻结层上水所特有的。

2.2热融区地下水动态特征

图5为雅库中部地区坡地上热辐射融区示意图[9]。由于冻结层上融区水发生局部季节性冻结，冻结层上融区水在一年内相当长时期(图6)内具有渗透压力状态。冻结层上含水层静水压的持续时间沿坡面向下逐渐增加，平均在51号观测孔大约120 d，在15号观测孔为260 d。在融区低坡地部分4～5 m处，静水压增加。在冻结层上地下水水压面最大时(2—3月)，在融区产生季节性隆起丘，整体上季节性冻结融区的冻结层上水的静态聚积减少了2倍多，在冬季结束时大约为15×103m3。

1—融区积水区表层范围；2—水平线相对标高；3—含水融区，水高度hB<1 m；4—含水融区，水高度hB=1～2 m；5—含水融区，水高度hB>2 m；6—观测孔：а—勘探孔，б—监测孔；7—季节性隆起；8—冻结层上水泄流区图5　在冬季水位转折期，玛尔-恰贝达湖附近地区冻结层上斜坡融区剖面图

在冻结层上地下水水文情势形成过程中，当交换水不受自上而下的季节性冻结直接控制时，包气带中垂直水分交换过程出现在第一平面。当季节性冻结影响冻结层上水时，寒区水文地质动态效应(结晶-压缩效应，结晶-真空效应)则成为冻结层上地下水水体形成因素，该效应能引起水固态液态相位间变化。

2.3上层滞水动态特征

在冻结层上层滞水水文情势形成过程中，包气带水分垂直运移过程通常不起决定性作用。季节性冻结层作为冻结层上层滞水的隔水层，其在夏季时会发生强烈的融化。由于这个原因，冻结层上层滞水水位会在夏季时期持续降低，一直到季节性冻结层完全融化和水分完全消耗(图6)。但是，当包气带具有良好的透水层时，可以在短期内提高冻结层上层滞水水位。在冻结层上层滞水水位普遍降低的情况下，类似的这种“上涨”现象通常在较大的或持续降雨后可以观测到。

1—季节性冻结层及其边界；2—含水岩层；3—冻结层上融区水水位：а—水压面；б—自由水头；4—冻结层上层滞水水位；5—多年冻结层及其分布范围；6—融区的不含水层图6　季节性冻结层对冻结层上地下水的影响

在季节性融化层的水文情势中，不同季节，包气带中垂向水分交换过程有不同的作用。夏季，这一过程对季节性融化层水水文情势形成不是主要的。例如，作为季节性融化层冻结层上水主要形成因素，冻结层上层滞水在夏季从固态转化成液态时，会引起低温流体动力情势衰减类型冻结层上水的形成。夏季，季节性融化层水水位和冻结层上层滞水一样，在绝大多数情况下持续降低，只有积雪融水的入渗和丰富的大气降水能够使季节性融化层水水位提高一些，如图7所示。

冬季，如果季节性融化层冻结层上水不直接受从上向下的季节性冻结影响，包气带中的垂向水分交换过程则对冻结层上水水文情势形成起决定性作用。与夏季相比，相同条件下，在地面气温和地下水温之间，温度梯度差较大(达到40～50 ℃/m)，这就促进了季节性融化层水和包气带水分交换的高强度蒸发。同时，在大气湿度不足的情况下，由于温度梯度因素，水汽流会自上而下运动。这些加快了季节层冻结层上水资源的消耗，使冬季时期冻结层上水水位线急剧下降。

观测井NO.1位于湖底；观测井NO.2位于湖堤图7　暖季时，季节性融化层冻结层上水水位变化综合示意图(雅库特中部地区)

3　寒区地下水和地下冰之间的转换

必须指出的是，在包气带负温条件下，上升的薄膜水和气态水能够部分变换成固态，这促进了地下冰的凝华。上述过程的强度和规模，首先由水分以哪一种形式(薄膜水或气态水)转换。这一点取决于包气带岩性。

这样，当包气带渗透性较好时(如沙性的、卵砾石层等)，水分交换以气态为主要形式，水汽通过包气带低于0℃的冷冻部分时，能够直接转化成冰，也就是说，发生了凝华。也有一定数量的水汽通过包气带直达近地表大气中。因此，在水分以气态形式上升运移情况下，依据包气带岩层湿度变化，不能判断出迁移水分的数量。必须考虑到另外一种情况，在温度梯度条件下，冬季气态水气交换强度比夏季的气态水气交换强度低。可以这样解释，暖季水的相态变化过程(冰的融化过程，包气带中水蒸气冷凝过程)加剧了气态水分运移。冬季这样的相态转换，如水的结晶和凝华，减缓了水分迁移速度和水气变换的效率。

这样，当包气带为弱透水性分散岩层(黏土、亚黏土、有淤泥沉积等)时，水分主要以薄膜水形式交换。在冻结层上水存在的整个冬季，水分在包气带岩层中聚积。从冻结层上水水面到包气带水分交换强度取决于冬季的严寒度，岩层的组成和湿度，冬季的持续时间，以及冻结层上水存在的时间和其水位埋度。

依据现有的实地观测成果可以评估出，以薄膜水形式从地下水到包气带冻结层的水分交换数量大，强度较高。依据在前贝加尔地区亚黏土包气带中进行的渗漏测定计发现，冬季时期(122～156 d)，由于水分转移而积累的水122～146 mm，这种情况下地下水位线相应地降低1.2～1.9 m。类似上述情况证明，从地下水到包气带冻结部分的水分大量转移。这里包气带为弱透水层，在北哈萨克斯坦、西西伯利亚和欧亚大陆其他区域存在。

水分迁移过程中，在季节性冻结层发生凝华形成的地下冰，在暖季时会发生融化。融化水向下沿剖面入渗，补充了季节性融化层水、冻结层上地下水或者地下水。一些研究者指出，由于这类入渗补给的水本身就来自于含水层，只不过在冬季发生了结晶，所以这些研究者把这类入渗补给类型称为“虚假型”。但是，把这一类型归为岩石圈和大气圈之间的水循环中更合理。

因此，冻结层上水水文动态具有非常重要的特色。首先，水相态间的转换是这一特色的前提条件，例如结晶过程和融化过程、升华过程和凝华过程、蒸发过程和冷凝过程。这些相态间的转换过程影响着冻结层上水水体的形成，以整体的方式来影响随自然因素的时间和空间而发生变化的冻结层上水水文状况，如气象因素、水文因素、生物—土壤因素等。

4　结论

(1)季曼-伯朝拉地区冻结层上地下水水体动态证明了地下水水位动态与气温变化联系密切。

(2)雅库特中部地区的含水层具有冻结层上水和冻结层间水的特点。

(3)包气带不透水融区地下水动态特征为：当冬季发生局部冻结时，存在不少偏离冻结层上水水位变化普遍规律的情况。融区水具有冻结层间水的特点。

(4)热融区地下水动态特征为：冻结层上融区水在一年内相当长时期内具有渗透压力状态。

(5)上层滞水动态特征为：①在冻结层上层滞水水文情势形成过程中，包气带水分垂直运移过程通常不起决定性作用；②在季节性融化层的水文情势中，不同季节，包气带中垂向水分交换过程有不同的作用。

(6)寒区地下水和地下冰之间的转换过程影响着冻结层上水水体的形成及其水文状况，且是冻结层上水水文动态具有重要特色的前提条件。

[1]Какунов Н Б. К вопросу районирования территории распрю-странения многолетнемерзлых пород Северо-Востока Печорского угольного бассейна по условиям формихюванххя режима грунтовых вод —Вопросы изучения режима подземных вод и инженерно-геологических процессов в районах распро[M].странения многолетнемерзлых пород：Сыктывкар, 1975：23-33.

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Movement characteristics of frozen groundwater of permafrost region of Russia

Written by Viktor Vasilievich Shepelev1; Translated by DAI Changlei2,3,4,SUN Yingna3, MIAO Xingya5

(1.Melnikov Permafrost Institute Siberia Branch of the Russian Academy of Sciences, Yakutsk 677010, Russia;2.InstituteofGroundwaterinColdRegion,HeilongjiangUniversity,Harbin150080,China;3.SchoolofHydraulic&Electric-power,HeilongjiangUniversity,Harbin150080,China;4.StateKeyLaboratoryofFrozenSoilEngineering,ColdandAridRegionsEnvironmentalandEngineeringResearchInstitute,ChineseAcademyofSciences,Lanzhou730000,China;5.JointGraduateSchoolofChina&Russia,HeilongjiangUniversity,Harbin150080,China)

The research of movement characteristics of frozen groundwater of permafrost region of Russia is important to study the frozen groundwater of cold region.Through the Russian permafrost regions to study the dynamic characteristics offrozen groundwater.It points out: (1) Russia typical areas of frozen groundwaterdynamic characteristics as follows: the dynamic is closely related to the temperature change and aquifer has the characteristics of the frozen groundwaterand frozen between water; (2) Melt layer groundwater including vadose impervious area groundwater, hot melt area groundwater, perched water; (3) The melting layer groundwater dynamic characteristics as follows: the melting zone freezing water has the characteristics of interlayer water, quite a long period of time in a year with osmotic pressure state, vertical moisture in the vadose zone exchange process in seasonal melt layer has a different role in hydrological regimes; (4) Cold and the conversion process between groundwater and underground ice affects the formation and hydrological conditions of frozen groundwater.

movement; characteristic; frozen groundwater; permafrost region; Russia

冻土工程国家重点实验室开放基金(NO.SKLFSE201310)；黑龙江省水文局项目(NO.2014230101000411)

维克多·瓦西里耶维奇·舍佩廖夫(1941-)，男，俄罗斯萨哈共和国雅库茨克市人，博士，教授，主要从事寒区地下水相关方向的科研和教学工作。

译者简介:戴长雷(1978-)，男，副教授，博士，主要从事寒区地下水及国际河流方向的教学和科研工作。

P641.2

A

2096-0506(2016)08-0022-08