青藏高原坡面冻土土壤水分空间变异特性

青藏高原坡面冻土土壤水分空间变异特性

曹 伟1,2，盛 煜1，吴吉春1，李 静1，王生廷1

(1.中国科学院西北生态环境资源研究院冻土工程国家重点实验室，甘肃兰州 730000；2.重庆市国土资源和房屋勘测规划院，重庆 400020)

摘要：为深入揭示坡面冻土水分运移规律及其主要影响因子，以青藏高原巴颜喀拉山北坡为例，结合冻融变化过程，研究不同地形条件冻土土壤水分空间变异特征，利用分类回归树模型(CART)和典范对应分析(CCA)识别影响坡面冻土土壤水分空间异质性的主控因子及其相互作用关系。研究结果表明：① 受坡面地形与冻融过程影响，冻结期坡面冻土土壤水分侧向流动减弱，以垂直迁移为主，上坡位含量高于下坡位，反之，融化期上坡位含量则低于下坡位。② 影响坡面冻土土壤水分的主要环境因子为高程、土壤质地、土壤温度和植被覆盖度，但在不同冻融阶段下其影响因子存在差异，在冻结状态下主要因子为高程、土壤质地和土壤温度，其相对贡献率分别达到19.97%、19.45%和9.56%；在融化阶段下主要因子为高程、植被覆盖度和土壤质地，其相对贡献率分别为37.4%、14.9%和10.7%。 ③ 0～20 cm浅层深度上影响坡面冻土土壤水分的主要因素为坡度、高程和植被覆盖度，其相关系数分别高达0.941 2、0.903 9和0.563 1；中下层深度上其主要影响因素较为复杂。

关键词：青藏高原；坡面尺度；多年冻土；土壤水分；空间变异特征

青藏高原因其特殊的地理位置及地貌特征，在全球和区域气候变化中具有重要的作用与影响[1-2]。其中多年冻土是青藏高原自然生态系统重要的组成部分，作为对温度和水分变化及其敏感的特殊地质体，其不仅是连接冰冻圈与大气圈、生物圈、水圈和岩石圈的重要纽带，而且也是地气交换、地表过程和水文循环的关键因素[3]。浅层地表冻土水分运动更是物质和能量在寒区地表各圈层迁移转化的重要载体与主要形式[4]。在全球气候变暖背景下，轻微的人为扰动将会引起冻土的退化，冻土水分运动也将产生相应的改变，并进而对青藏高原高寒生态、水文径流等产生深刻影响，使其成为寒区地球系统科学研究的关键问题之一[4-5]。

自20世纪七八十年代以来，受气温升高影响，全球大部分多年冻土处于退化状态，青藏高原多年冻土也处于加速退化过程中[5]。越来越多的研究显示冻土退化会对水分运移过程产生直接或间接影响，冻土水热过程变化将会导致寒区生态环境与冻土水文系统的改变[4,6-7]。在青藏高原地区，围绕这一研究，其内容主要涉及积雪、植被等地表因素对冻土水热变化的影响[8]以及不同尺度、不同类型下冻土土壤水热过程变化分析与模拟[9-13]。总体而言，当前已有研究集中在青藏高原不同下垫面条件下冻土活动层水热时空规律上，但目前较少从坡面尺度的角度研究冻土水分的空间异质性，也未能深入剖析影响坡面冻土水分运动的主要影响因子，从而弱化了对高原冻土水热过程的认识。

由于坡面尺度是认识地表过程空间变化的基础[2]，同时冻土水分运移过程受到气候条件、地形地貌、土壤质地和植被覆盖等多种因素控制，因而深入研究坡面冻土水分运移规律并识别其主要影响因子对于认识寒区地表过程，理解区域水文循环以及保护高原生态环境具有重要的现实意义和科学价值。为此，研究以青藏高原巴颜喀拉山北坡为例，基于不同坡位和深度冻土土壤水分的变化规律，通过研究不同地形条件冻土土壤水分空间变异特征并识别关键影响因子，进而为从坡面尺度的角度认清青藏高原地气间的水热运移过程和冻土活动层冻融过程提供重要支撑与参考依据。

1 研究区概况

青藏高原巴颜喀拉山区海拔为4 500～5 200 m(图1)，属于典型的高原大陆性半干旱气候，全年平均气温为-2.0 ℃～-5.0 ℃，多年平均降水量为400～500 mm，多年平均蒸发量为1 250～2 250 mm，冬季多风雪少降水，夏季雨水较为充沛，降雨大多集中在5—9月，全年有长达7个月的冰冻期。巴颜喀拉山北坡G214国道沿线K591+380路段地处低温稳定多年冻土区，地貌上属冰缘作用中切割高山区，该区相对切割高度为300 m左右，山体坡度在30°～45°之间，部分基岩裸露。山麓斜坡前的冲洪积扇地带表层为草甸土和粉质黏土，下部为含砾粉土和碎石土层，高寒沼泽草甸较为发育，土壤容重为1.15 g/cm3。该区段多年冻土发育，多年冻土年平均地温在-1.5 ℃左右，多年冻土厚度为40～50 m，以富冰冻土、饱冰冻土和含土冰层为主，天然地表下冻土上限约2.0 m。

图1 研究区野外监测场地布设示意
Fig.1Field monitoring site of the study area

2 实验设计与研究方法

2.1 野外样点布设

为对比分析坡面尺度下不同地形条件对多年冻土浅层土壤水热运移规律的影响，选取青藏高原巴颜喀拉山北坡G214国道沿线K591+380剖面，分别在该坡面5个不同坡位(上坡、中坡、下坡、坡脚和平地)不同深度处(20 cm、50 cm、80 cm、100 cm、120 cm、160 cm和200 cm)埋设土壤温度和土壤水分探头，考虑坡位间的差异，不同坡位埋设深度也会有所差异，其中土壤温度监测选用S-TMB-M006温度探头，测量精度小于0.2 ℃；土壤水分监测选用S-SMC-M005湿度探头观测，观测精度为3%；监测频率为4 h/次。自2013年11月至2015年3月期间采用美国Onset公司生产的U30系列数采仪定期获取每日土壤温度和土壤水分数据，监测冻土浅层土壤水热状况的空间变化。本文选用2014年1月至12月期间一个周期的监测数据。通过野外样点调查获取这一时期不同坡位处的植被覆盖情况(10%、90%、85%、60%和35%)以及土壤质地状况。研究区气温和降水量资料来源于距离区域最近的玛多观测站2014年实测数据。此外，结合室内收集到的该区域SRTM(Shuttle Radar Topography Mission)的DEM数据(分辨率为30 m)，利用ArcGIS软件的空间分析功能提取各冻土钻孔位置上的地形因素因子，包括高程、坡度、坡面曲率、平面曲率、坡向和地形湿度指数等。

2.2 研究方法

将不同时期各冻土钻孔的土壤水分数据作为因变量输出，其相应的环境因子作为自变量输入，利用Clementine12.0软件中的分类回归树模型(CART)分析[14]，得到各环境因子对坡面冻土土壤水分含量的相对贡献率。

以各冻土钻孔的土壤水分及其相应的环境因子分别建立2个数据矩阵，其中环境数据矩阵为P×N维，其中N为样点数，P为环境因子的数量，包括高程、坡度、坡面曲率、平面曲率、坡向、地形湿度指数、植被覆盖度、土壤温度和土壤质地9个环境因子；土壤水分数据矩阵亦为Q×N维，其中N为样点数，Q为不同时期冻土土壤水分含水量，共分12个月份。采用Canoco4.5软件典范对应分析(CCA)得到不同深度冻土土壤水分与环境因子的双序图[14-15]，分析影响土壤水分的主控因子。

3 坡面冻土土壤水分空间变异特征及其影响因素

3.1 坡面尺度下不同坡位冻土土壤水分变化的阶段划分

研究区2014年气温与降水变化情况如图2所示。从图2可以看出，区域7月平均气温最高，为8.81 ℃，1月平均气温达到最低，为-15.22 ℃，全年平均气温为-2.01 ℃。区域降水主要集中在6—10月，其降水量超过了全年的85%，其余月份降水量相对较少。

图2 研究区气温与降水量变化过程(2014年)
Fig.2Temperature and precipitation of the study area in 2014

图3显示了坡面尺度不同坡位下冻土活动层不同深度土壤温度年内变化。受冻土冻融过程影响，坡面尺度下不同坡位冻土活动层的土壤水分分布及变化过程存在着一定的差异性，但其总体趋势具有显著的一致性(图4)。为便于分析，以土壤温度为划分依据，结合冻土土壤水分变化的明显拐点将不同坡位下冻土活动层土壤水分在年内分布变化过程明显地划分为2个阶段：① 冻结阶段A：气温下降，融化土壤开始冻结，土壤水分含量快速降低并达到最小值，当土壤完全冻结，土壤水分含量降到最低且变化幅度较小；② 融化阶段B：气温回升，冻结土壤开始融化，土壤水分含量快速上升并达到最大值，当土壤完全融化，土壤水分含量上升到最高且变化幅度较小。

图3 坡面冻土土壤温度年内变化过程(2014年)
Fig.3Seasonal change of the soil temperature on the slope-surface permafrost in 2014

图4 坡面冻土土壤水分季节动态变化过程(2014年)及其阶段划分
Fig.4Seasonal change of the soil moisture on the slope-surface permafrost in 2014 and its stage division

3.2 不同冻融阶段冻土土壤水分随坡位变化规律

(1)冻结阶段：自10月中下旬开始，冻土土壤水分随着时间的推移不断下降，直到11月中旬以后随土壤完全冻结，达到相对稳定的完全冻结阶段。从图5可以看出，在冻结初始阶段平地(5#)、坡脚(4#)处表层土壤(20 cm)水分含量要高于上坡(1#)、中坡(2#)；土壤进入降温冻结阶段时(图3)，坡下活动层土壤温度低于坡上，坡下先于坡上开始冻结，当土壤温度为0 ℃时，坡下观测点(5#、4#)土壤水分就开始迅速下降，而同时坡上观测点(1#、2#)也开始迅速降低，直到11月中下旬，各层土壤完全冻结后，土壤水分变化趋于相对稳定，处于10%左右，到第2年5月中下旬冻结土壤融化，土壤水分含量开始增加。冻结过程表层土壤水分动态变化的空间异质性表现在坡下土壤水分含量开始下降时间早于坡上，且下降速率和幅度均大于坡上，但土壤水分完全冻结稳定时间几乎相同。当土壤水分冻结稳定，坡上土壤水分含量高于坡下，这主要由于这一阶段气温较低，土壤处于完全冻结状态，从而减弱了坡面尺度上土壤水分的侧向流动，上坡位土壤水分沿着坡面向下坡位运移的能力减弱，土壤水分运动主要以自下而上向冻结锋面迁移为主，由于下坡位土壤温度低于上坡位土壤温度，下坡位土壤水分下降速率要高于上坡位土壤水分下降速率，导致在土壤完全冻结时期上坡位土壤水分含量高于下坡位土壤水分含量。

(2)融化阶段：自4月中下旬开始，气温逐渐回升，冻结土壤开始融化，土壤水分也随之上升并达到最大值。从图5可以看出，在融化初期阶段，上坡(1#)、中坡(2#)表层土壤(20 cm)水分含量要高于平地(5#)、坡脚(4#)，这一时期活动层尚未开始融化，维持土壤水分完全冻结状态时的坡上土壤水分含量高于坡下的基本格局；从6月上旬冻结土壤开始融化，土壤进入升温融化阶段，当土壤温度为0 ℃时，坡上(1#、2#)土壤水分就开始迅速上升，而与此同时坡下(5#、4#)也开始迅速上升，直到7月上旬，各层土壤完全融化后，土壤水分变化趋于相对稳定，到10月中下旬土壤开始冻结，土壤水分含量才逐渐下降。当土壤水分融化稳定，坡上土壤水分含量要低于坡下，而且坡下土壤水分含量动态变化相对稳定。坡上土壤水分主要接受大气降水(雪)或更高位坡位潜流的侧向补给，此外，受重力作用的影响，其土壤水分还会沿着坡面向下流动，水量相对不足且稳定性差，从而导致坡上土壤水分动态变化较大且含量偏低；下坡位一方面由于地势较平坦，有效地减少了土壤水分的侧向运动，同时能接收上坡位的土壤水分，也可能受河流(湖泊)补给以及冻土层融化后的向上渗透，水分充足且相对稳定，从而导致坡下土壤水分变化相对稳定且含量较高。另外，坡面自上而下植被覆盖度逐渐增多，上坡位植被稀疏，覆盖度较低，从而导致植被吸收和拦截土壤水分的能力不强，大量水分都从坡面的上坡位向下坡位运移，从而使下坡位的土壤水分得到长期积累，土壤水分含量最高。

图5 坡面不同深度冻土土壤水分年内变化曲线
Fig.5Changes of the soil moisture content with different depth on the slope-surface permafrost

表1 不同环境因子对不同时段坡面冻土土壤水分影响的相对贡献率

Table 1 Relative contribution rate by different environment attributes to soil moisture on the slope-surface permafrost in different periods

影响因素相对贡献率/%冻结阶段融化阶段高程1997374坡度75574坡向75574坡面曲率75574平面曲率75574地形湿度指数75574植被覆盖度755149土壤深度5720土壤温度9560土壤质地1945107总计100100

3.3 不同冻融阶段坡面冻土土壤水分主控因子识别

通过CART分析不同环境因子对不同时段坡面冻土土壤水分影响的相对贡献率如表1所示，可以看出，在冻结状态，高程和土壤质地对坡面冻土土壤水分影响的相对贡献率最大，分别到达了19.97%和19.45%，其次为土壤温度(9.56%)；在融化阶段，影响坡面冻土土壤水分的环境因子主要为高程(37.4%)、植被覆盖度(14.9%)和土壤质地(10.7%)，它们的累积相对贡献率到达了63%。影响坡面冻土土壤水分的主要环境因子为高程、土壤质地、土壤温度和植被覆盖度。其结果与王军德等[16]在黄河源区的研究结果一致。由于多年冻土区土壤水分主要来源于大气降水或积雪融水，降水将通过地表径流和壤中流在重力作用下沿着坡面向下运动，因而土壤水分下渗迁移主要受到局地气候、地形条件、地表植被和母岩土质等因素的影响，同时多年冻土作为天然冷生隔水层，冻融过程又将控制着活动层的水热过程，导致土壤水分向活动层底部迁移，造成坡面冻土土壤水分的不均一性[16-17]。在冻结期间，气温较低，土壤处于冻结状态，坡面冻土土壤水分的侧向运动降低，主要以垂直运动为主，受这一时期降雪覆盖地表等因素影响，植被覆盖对土壤水分的影响程度也相对降低，因而其受到坡面地形因素及植被覆盖因素的影响减低；而在融化阶段，气温较高，土壤处于融化状态，坡面冻土土壤水分的侧向运动增强，同时地表植被对冻土土壤水分的影响程度增强，因而其受到坡面地形因素及植被覆盖因素的影响增强。

3.4 不同冻融阶段坡面冻土土壤水分与环境因子的定量关系

图6为冻融阶段不同深度处坡面冻土土壤水分与环境因子的CCA (Canonical Correspondence Analysis)排序图，20 cm深度前两个排序轴的特征值分别是0.016和0.018(前4个排序轴的总特征值为0.019)；50 cm深度上分别为0.013 8和0.072(前4个排序轴的总特征值为0.074)；80 cm深度上分别为0.102和0.110(前4个排序轴的总特征值为0.111)，不同深度上土壤水分与环境因子间的相关系数均为1.00。20 cm深度上第1排序轴揭示了83.9%的土壤水分变化和83.9%的土壤水分与环境因子之间的关系，第2排序轴进一步揭示了94.9%的土壤水分变化和94.9%的土壤水分与环境因子之间的关系；50 cm深度上第1排序轴揭示了51.0%，第2排序轴进一步揭示了96.9%；80 cm深度上第1排序轴揭示了91.5%，第2排序轴进一步揭示了99.1%。从表2可以看出，在0～20 cm深度上，坡度和高程与第1排序轴显著相关，相关系数分别高达0.941 2和0.903 9，植被覆盖度与第2排序轴的相关性较好，相关系数达到0.563 1，与其他环境因子的相关性不显著。这说明0～20 cm深度上影响坡面冻土土壤水分的主要因素为坡度、高程和植被覆盖度。在0～50 cm深度上地形湿度指数和植被覆盖度与第1排序轴显著相关，相关系数分别高达0.790 7和0.778 3，平面曲率、土壤质地、高程和坡度与第2排序轴的相关性较好，相关系数分别达到-0.910 0、-0.884 9、0.867 2和0.832 6，与其他环境因子的相关性不显著。0～50 cm深度上的主要因素为平面曲率、土壤质地、高程、坡度、地形湿度指数和植被覆盖度。在0～80 cm深度上地形湿度指数和植被覆盖度与第1排序轴显著相关，相关系数分别高达0.917 1和0.734 9，坡面曲率和坡向与第2排序轴的相关性较好，相关系数分别达到-0.894 7和-0.832 1，与其他环境因子的相关性不显著。0～80 cm深度上的主要因素为地形湿度指数、植被覆盖度、坡面曲率和坡向。

注：箭头代表各个环境因子，箭头所处象限代表环境因子与排序轴间的正负相关性，箭头连线的长度表示土壤水分与环境因子相关性大小，连线越长，相关性越大，反之越小；其中x轴为第1排序轴，y轴为第2排序轴。
图6 不同深度坡面冻土土壤水分与环境因子的CCA排序
Fig.6 Ordination diagram of the soil moisture on the slope-surface permafrost with environment attributes at different depths resulting from CCA

表2 环境因子与排序轴间的相关系数

Table 2 Correlation coefficients between the environmental factors and the axes

影响因素20cm50cm80cm第1排序轴第2排序轴第1排序轴第2排序轴第1排序轴第2排序轴高程09039-01085034860867204615-05706坡度09412-01696048460832605644-04826坡向0838203430023600657903842-08321坡面曲率0512503452-0314806375-00908-08947平面曲率-073270059200096-09100-0158306645地形湿度指数——07907-0030209171-00470植被覆盖度030280563107783-0278107349-02701土壤温度——-00275-039130120503718土壤质地-0877301487-02641-08849-0390705461

从坡面冻土土壤水分CCA双序图(图6)可以看出，受冻融过程影响，坡度、高程和植被覆盖度是浅层深度上(0～20 cm)冻土土壤水分的主控因子，主要由于浅层冻土土壤水分受地形坡度和地表覆盖影响较大，不同坡度对大气降水的再分配作用不同，导致地表径流和壤中流的分配比例不同，坡度越大，其在重力作用下，地表径流将会逐渐增多，壤中流相对减少；同时高寒草甸的植被根系分布较浅，其对浅层冻土土壤水分的影响也较大，导致土壤水分变异显著[17]。随着深度的不断增加，中下层冻土土壤水分的再分配过程和运移过程不仅受到地形坡度以及地表覆盖的影响，同时还受到土壤质地及其导水特性的影响，砂质土壤相对于粉土和黏土而言具有较强的导水能力，增强其下渗补给能力，但在高寒草甸表层，土壤孔隙较多被上覆植物根系所填充，阻碍了降水入渗补给土壤水分，从而限制了其对表层冻土土壤水分的影响作用。这也是0～50 cm深度上影响坡面冻土土壤水分的主控因子为平面曲率、土壤质地、高程、坡度、地形湿度指数和植被覆盖度的主要原因。此外，多年冻土作为一种天然地表弱透水层，对坡面冻土土壤水分的运移起着关键作用，其水分变化会随着冻土融化过程逐渐向活动层底部迁移，冻土对土壤水分的影响主要体现在活动层的底部[18]，对于不同阴阳坡而言，冻土的发育程度也不尽相同，其对活动层水分的影响也不相同，总体而言，阴坡较易发育多年冻土，其土壤含水量也明显高于阳坡的土壤含水量，从而导致0～80 cm深度上影响坡面冻土土壤水分的主要因素为地形湿度指数、植被覆盖度、坡面曲率和坡向。但由于本研究中的坡面冻土钻孔主要位于阳坡，因而这一影响不是太显著。

4 结 论

(1)受坡面地形与冻融过程影响，冻结期坡面冻土土壤水分侧向流动减弱，土壤水分运动主要以自下而上向冻结锋面迁移为主，上坡位土壤水分含量高于下坡位土壤水分含量，反之，融化期坡面冻土土壤水分侧向流动增强，上坡位土壤水分含量低于下坡位土壤水分含量。

(2)通过CART分析结果显示影响坡面冻土土壤水分的主要环境因子为高程、土壤质地、土壤温度和植被覆盖度，但在不同冻融阶段下其影响因子存在差异。在冻结状态，高程、土壤质地和土壤温度对坡面冻土土壤水分的影响最大，其相对贡献率分别达到19.97%、19.45%和9.56%；在融化阶段，影响坡面冻土土壤水分的环境因子主要为高程、植被覆盖度和土壤质地，其相对贡献率分别为37.4%、14.9%和10.7%，它们的累积相对贡献率达到了63%。

(3)结合CCA双序图分析，0～20 cm深度上影响坡面冻土土壤水分的主要因素为坡度、高程和植被覆盖度，其相关系数分别高达0.941 2、0.903 9和0.563 1；0～50 cm深度上影响坡面冻土土壤水分的主要因素为平面曲率、土壤质地、高程、坡度、地形湿度指数和植被覆盖度，其相关系数分别为0.790 7、0.778 3、-0.910 0、-0.884 9、0.867 2和0.832 6；0～80 cm深度上影响坡面冻土土壤水分的主要因素为地形湿度指数、植被覆盖度、坡面曲率和坡向，其相关系数分别达到0.917 1、0.734 9、-0.894 7和-0.832 1。

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*The study is financially supported by the Chinese Academy of Sciences (CAS) Key Research Program (No.KZZD-EW-13) and the China Postdoctoral Science Foundation (No.2016T90962).

DOI：10.14042/j.cnki.32.1309.2017.01.005

Spatial variability of permafrost soil-moisture on theslope of the Qinghai-Tibet Plateau*

CAO Wei1,2, SHENG Yu1, WU Jichun1, LI Jing1, WANG Shengting1

(1. State Key Laboratory of Frozen Soil Engineering, Northwest Institute of Eco-Environment and Resources, CAS,Lanzhou 730000, China; 2. Chongqing Land Resources and Housing Surveying & Planning Institute, Chongqing 400020, China)

Abstract：Permafrost degradation and its freezing-thawing process affect the physical, chemical and biological processes of ecological and hydrological systems in cold regions. In particular, the movement of water in frozen soil is the most important carrier or the main form of migration-transformation of matter and energy in each surface layer in cold regions. Thus, the movement of water in frozen soil is one of the primary forces driving water-resources deterioration and ecological-function degradation. One of the key problems is to reveal the spatial and temporal variability of soil moisture movement and its main controlling factors in permafrost regions. In the Qinghai-Tibet Plateau, the occurrence of permafrost is complex due to different terrain features. Therefore, the spatial variability of the permafrost soil-moisture is more significant. Thus, we explore the spatial variability and its main controlling factors of permafrost soil-moisture on the northern-slope of the Bayan Har Mountains in the Qinghai-Tibet Plateau. The method of classification and regression tree (CART) is adopted to identify the main controlling factors influencing the soil moisture movement. Additionally, the relationships between soil moisture and environmental factors are revealed by the use of canonical correspondence analysis (CCA). The results show the following: ① This greatly enhances the horizontal flow in the freezing period due to the terrain slope and the freezing-thawing process. Vertical migration is the main form of soil moisture movement, and it causes the soil-moisture content in the up-slope to be higher than that in the down-slope. In contrast, the soil-moisture content in the up-slope is lower than that in the down-slope during the melting period. ② The main environmental factors that affect the slope-permafrost soil-moisture are elevation, soil texture, soil temperature and vegetation coverage. However, there are differences in the impact factors of the soil moisture in different freezing-thawing stages. The main factors are elevation, soil texture and soil temperature in the freezing stage, with relative contribution rates of 19.97%, 19.45% and 9.56%, respectively. In the melting stage, the main factors are elevation, vegetation coverage and soil texture, with relative contribution rates of 37.4%, 14.9% and 10.7%, respectively. ③ The main factors that affect the slope-permafrost soil-moisture at the shallow depth of 0—20 cm are slope, elevation and vegetation coverage, with correlation coefficients of 0.941 2, 0.903 9 and 0.563 1, respectively. At the middle and lower depths, the main factors influencing the soil moisture are complex.

Key words：Qinghai-Tibet Plateau; slope scale; permafrost; soil moisture; spatial variability

DOI：10.14042/j.cnki.32.1309.2017.01.004

收稿日期：2016-04-20;

网络出版：时间：2016-12-17

网络出版地址：http://www.cnki.net/kcms/detail/32.1309.P.20161217.1728.022.html

基金项目：中国科学院重点部署项目(KZZD-EW-13);中国博士后科学基金资助项目(2016T90962)

作者简介：曹伟(1983—),男,安徽金寨人,博士后,主要从事寒区环境与冻土水文研究。E-mail:[e-mail]

通信作者：盛煜,E-mail:[e-mail]

中图分类号：P642.14

文献标志码：A

文章编号：1001-6791(2017)01-0032-09