杜 冉， 彭小清， 金浩东， 魏 庆， 孙 文， 贾诗超， 范成彦，王 昆， 魏思浩， 赵耀华， Oliver W. FRAUENFELD

（1.兰州大学资源环境学院，甘肃兰州 730000； 2.Department of Geography，Texas A&M University，College Station，TX 77843-3147，USA）

0 引言

受全球气候变暖的影响，多年冻土广泛分布的高纬度和高海拔地区变暖趋势明显，近40年升温速率要比全球同期升温速率高约2 倍[1］。目前多年冻土退化显著，主要表现在地温升高[2］、活动层加深[3］、多年冻土面积减少[4］、地下冰融化[5］、热喀斯特地貌发育等方面[6-8］。其中活动层是多年冻土层之上、地表下一定深度内暖季融化、冷季冻结的土（岩）层[9］。活动层厚度是一年中最大的季节融化深度。在多年冻土区，活动层是地-气之间能量交换、植被生长、地表水文过程、寒区工程建设和人类活动的主要载体。全球气候变暖背景下，多年冻土退化趋势明显，突出表现之一是活动层加深[10］。由于活动层是多年冻土变化过程、或者能量平衡过程最直接的承载者和体现者，无论是气候变化还是人类活动导致的活动层变化，都会对区域生态环境乃至工程稳定性造成重要影响。

由于受到气候变化、当地环境条件以及人类活动等影响，活动层厚度在空间分布上差异较大。在青藏高原，青藏公路沿线天然植被下活动层厚度范围在1.05~3.20 m 之间[11-12］，而同一地区，受人类活动影响更为剧烈的青藏公路/铁路工程走廊带附近，活动层厚度变化范围是1.32~4.57 m。野外监测数据显示，1995年以来青藏公路/铁路工程走廊带活动层厚度的平均加深速率可达0.75 m·（10a）-1[13］，而工程走廊两侧受人类活动扰动较小的区域，活动层厚度平均加深速率为0.36 m·（10a）-1[12］。徐晓明等利用Stefan 公式计算了1981—2010 年青藏高原多年冻土区的活动层厚度，结果显示该地区活动层厚度平均值为2.39 m，其中羌塘盆地的活动层厚度最小，祁连山、西昆仑山和念青唐古拉山地区的较大[14］。环北极地区活动层厚度监测网（CALM）多年平均数据表明，活动层厚度主要取决于地理位置、气候条件、植被、泥炭层、土壤特性以及土壤水分条件[15］。在区域上，阿拉斯加地区活动层厚度约为0.48 m，加拿大地区约为0.93 m，北欧地区（包括格陵兰岛和斯瓦尔巴群岛）约为1.64 m[16］。在西伯利亚地区和加拿大西部地区活动层厚度变化较小或者无明显变化[17-18］，而俄罗斯欧洲部分[19］、加拿大中部和东部[20］、中亚地区[11］的活动层厚度都呈增加趋势。由此可看出，活动层厚度的变化存在很大的空间异质性，同时活动层融化深度也存在空间异质性。

活动层融化深度空间异质性受到诸多因素的影响，很大部分取决于它们之间的物理过程和地理尺度。在大的地理尺度上，气温和降水是影响活动层融化深度空间异质性的主要因素，气候变化通过地-气之间的能量和水分交换改变活动层的水热状况，进而影响活动层融化深度，融化指数与活动层厚度的正相关关系已被若干研究证实[17，21-23］；在小尺度上，活动层融化深度主要受局地因素影响，例如地形、植被、土壤类型、土壤水分、积雪、地表形变等。地形（海拔、坡度和坡向）影响太阳能量到达地表的能量重分布，坡向会改变土壤水分和植被生长，微地形地貌影响积雪覆盖的分布等[24］。植被覆盖作为地-气之间的热绝缘体，在积雪再分配中发挥重要作用，不同下垫面和植被覆盖度的土壤热传导和涵养水源的差异等造成活动层融化深度的空间异质性[25-27］。土壤质地和含水量的变化影响冻土传热和保温的能力，进而影响活动层融化深度的变化[28-31］。季节性积雪的持续时间、厚度变化，积累和消融过程、结构、密度以及热力性质的差异性导致难以界定积雪对活动层融化深度的影响[31-32］。冻融过程引起的地表形变随着时间的持续其形变量较大，尤其是在富冰和饱冰多年冻土表现更为明显。因此，地表形变的变化被忽略也很有可能是极地地区活动层融化深度变化不明显的原因[3，33］。此外，人为因素对活动层融化深度变化的影响也越来越重要，例如工程建设，过度放牧、旅游事业的发展都会对活动层融化深度造成一定影响[34-38］。

在气候变化背景下，活动层对气候变化的响应过程研究虽然得到了国内外研究的高度重视，但是过去针对影响因素的研究还是主要考虑单一因素，而很少综合所有影响因素来考虑活动层融化深度。尽管过去研究表明，在大尺度上，气候因子是影响活动层融化深度变化的主要因子，但是特别是在复杂山地环境中，局地环境因子对活动层融化深度的影响也不容忽略。过去活动层融化深度研究在统筹考虑局地因子与气候因子复合作用的研究相对较少，这对于整体评估活动层融化深度会产生较大误差。然而，复杂山地环境中的气候和局地因素对该环境下活动层融化深度有复杂的影响。因此，本研究选择祁连山俄博岭地区，从样方的尺度探究冻胀草丘和热融洼地两种微地貌条件下，活动层融化深度的时间和空间异质性及可能影响因素，为生态环境评估，水资源保护、未来的工程建设以及灾害评估提供科学依据。

1 研究区概况

基于复杂山地环境条件，以探究微地貌对活动层融化深度的影响为目标，本研究选取祁连山黑河上游俄博岭多年冻土区作为研究区域[图1（a）］。黑河流域多年冻土面积约为14 100 km2，大约占流域面积的10.3%[39］。黑河上游多年冻土区年平均气温低于2 ℃，年降水量主要集中于夏季，大部分多年冻土区年平均地温（16 m处）高于-2 ℃[40］，并且多年冻土下界及其年平均地温在南坡明显高于北坡。野外调查和遥感影像资料发现，黑河流域的多年冻土区高寒沼泽草甸、高寒草甸、高寒草原、高寒荒漠草原和裸地分布广泛，加之地形、微地貌、土壤质地等差异，活动层融化深度空间异质性较强。根据野外考察，俄博岭地区的多年冻土下界大约为3 400 m[41］，多年冻土主要分布在高含水量的泥炭地[41-42］。通过野外钻孔样品可得到俄博岭地区的土壤类型主要是有机质丰富的泥炭黏土，并且土壤含水量高，地下冰丰富[42］，高寒沼泽草甸是该地区主要的植被类型，覆盖度较大。由于该地区独特的地形、植被、土壤类型条件，再结合多年冻土退化导致地下冰融化的影响，进而促使该地区形成了不同的景观地貌，典型的微地貌冻胀草丘、热融洼地分布广泛，另外还形成了热融滑塌地貌。其中冻胀草丘和热融洼地分别是由于冻胀作用和地下冰融化所形成的微地形景观地貌[9］。基于前期无人机航片、野外RTK 等调查，结果显示，在图1（b）所示地区的研究范围内，热融洼地数量大约为24 800 个，面积变化介于0.01~30 m2之间。所以从研究区的地形地貌、土壤质地、下垫面等可以发现，该流域多年冻土区属于复杂山地冻土环境，活动层融化深度空间异质性规律明显，故为理想的研究场地。

图1 祁连山黑河流域俄博岭多年冻土区（a）[43］，样方区位置（b，c，d）Fig.1 The permafrost regions in Eboling Heihe River Basin in the Qilian Mountains（a），locations of quadrats（b，c，d）

2 数据与方法

2.1 样方设计

鉴于冻胀草丘和热融洼地的分布，为了尽可能保证两种微地貌在每一个样方内都有分布，综合俄博岭地区已有的两个冻土钻孔EBoTA 和EBoTB 的环境条件，分别在钻孔附近建立了10 m×10 m的样方A和20 m×20 m 的样方B[图1（c）、1（d）和图2］。在样方内通过钎探法测量多年冻土活动层的融化深度。首先对样方内的冻胀草丘和热融洼地编号，并用标签对其进行标记，借助RTK 仪器记录每个标记的经纬度和高程。其中样方A有118个冻胀草丘，19个热融洼地；B样方有386个冻胀草丘和39个热融洼地。

图2 样方A的范围（a），样方B的范围（b），冻胀草丘（c）及热融洼地（d）Fig.2 The location of quadrats A and B（a，b），with hummocks（c）and thermokarst depressions（d）

2.2 活动层融化深度测量

活动层融化深度的测量有多种方法，在环北极地区活动层厚度监测网（CALM）中，活动层融化深度的观测方法主要有3 种[15，44-45］：（1）钎探法在多种大小尺度的剖面上监测土壤融化深度；钎探法就是通过将一个直径为1 cm 的金属杆垂直插入土壤，穿透活动层达到融化深度的最底部位置（图3），然后用卷尺测量露出冻胀草丘和热融洼地各自表面插杆的长度，进行记录，用总插杆长度减去测量的长度即为活动层融化深度[46］。钎探法在土层较为单一的细颗粒土、泥炭土和沼泽湿地类型的土壤探测活动层融化深度具有一定适应性，并且广泛应用于CALM 中。虽然在活动层融化深度监测中具有快速、方便、节省成本等多种优势，但同时存在着适用性方面的缺点。监测过程中，所采用的样方尺度分别有10 m×10 m、100 m×100 m、1 000 m×1 000 m，该方法监测的间隔尺度分别是1 m、10 m、100 m[45］；（2）利用冻土器（thaw-tube）监测土壤融化深度；（3）通过土壤温度插值确定0 ℃等温线最大穿透深度以确定土壤融化深度（https：//www.gwu.edu/~calm/）。

图3 野外活动层融化深度测量Fig 3 Active layer thaw depth probing using a metal rod in the filed

在样方尺度，根据微地貌类型分布，开展不同微地貌类型活动层融化深度监测。由研究区冻土野外钻探发现，0~6.0 m深度的土壤是有机质和地下冰含量都高的黏土[40］。根据CALM 的观测方法，该地区比较适合使用钎探法测量活动层融化深度，并且在早期的研究中通过挖坑和土壤温度监测的方式获得活动层融化深度验证了钎探法在该地区的适用性以及精度的可靠性[47］。此研究在2019 年7、8、10 月和2020年6、7、9、10月总共开展了7次野外调查。

2.3 土壤水分和地表温度

活动层融化深度测量的同时，通过时域反射技术（time domain reflectometry，TDR）探测冻胀草丘和热融洼地的土壤含水量，误差＜±2.5%，精度±2.5%，TDR 具有无损探测、计算量小、灵活性大等优点。

为了有效监测两种微地貌的地表温度，在样方内选取了4 个冻胀草丘和6 个热融洼地埋设Tid⁃biTv2/UTBI-001 温度探头，该温度计探头的精度是±0.21 ℃，适用于空气和水下环境，其中防水深度高达300 m，温度计探头的埋设深度在根系以下0~5 cm深度处，间隔30分钟实时采集数据。

2.4 一维热传导模型

为了探究冻胀草丘和热融洼地下伏活动层融化深度差异性的机制，研究借助一维热传导模型模拟两种微地貌类型下的活动层热状态。该模型是基于相变问题的一维热传导方程，主要是解决多年冻土中水热传输的问题。基于俄博岭地区冻土钻孔监测数据，利用均方根误差（RMSE）和纳什系数对不同深度的土壤温度进行模型验证，模型验证的结果在0.1 m，0.2 m，0.4 m，0.6 m，0.8 m的均方根误差（RMSE）分 别 为0.68 ℃，1.16 ℃，0.95 ℃，0.84 ℃，0.69 ℃，平均纳什系数为0.88。在对两种微地貌类型下多年冻土热状态模拟的研究中，分别选取冻胀草丘和热融洼地的温度计测得5 cm 土壤温度作为上边界条件，以0.025 W·m-2的热流作为下边界条件进行模拟，其中不同之处在于两种微地貌类型下实测的土壤水分参数差异性，并在模拟中进行设置。

3 结果与讨论

3.1 活动层融化深度的时间变化

基于俄博岭地区站点监测数据发现，该地区多年冻土活动层融化开始时间为每年的4 月初，一直持续到10月初（图4）。因此通过2019年7月—2020年10 月总共7 次野外监测数据，可以有效的掌握活动层融化深度的时间变化规律。

图4 样方A、B中地表温度日变化Fig.4 Daily variation of ground surface temperatures in hummocks and thermokarst depressions among quadrats A and B

由野外实测数据可以得到，样方A 和B 中活动层融化深度从6—10月都呈现逐渐加深的变化规律，但是两种微地貌下的融化深度变化速率不一致。冻胀草丘微地貌类型下的融化深度一般比同时间内热融洼地处的深，以样方A为例[图5（a），图7］，2019年7、8、10月份冻胀草丘下伏活动层融化深度的平均值分 别 为（63.06±5.63） cm、（86.34±10.71） cm、（102.99±10.05）cm，然而在热融洼地微地貌下，融化深度的平均值分别为（42.97±6.10）cm、（60.84±10.21）cm、（76.84±8.95）cm。在2020 年有相似的变化结果，6、7、9、10月份冻胀草丘下融化深度分别为（41.64±4.13）cm、（61.51±5.19）cm、（85.42±8.42）cm、（99.86±10.17）cm，同样地，热融洼地下的融化深度平均值分别为（25.47±7.41）cm、（38.56±7.88）cm、（60.84±9.84）cm、（73.23±10.70）cm。该样方在2019年7月到2020年10月间冻胀草丘处融化深度变化速率为2.40 cm·mon-1；热融洼地处融化深度变化速率为1.88 cm·mon-1。

样方B活动层融化深度的时间变化规律与样方A 一致，差异在于样方B 活动层融化深度较大[图5（b），图8］。2019 年7、8、10 月份冻胀草丘下活动层融化深度的平均值分别为（67.74±8.35）cm、（99.27±9.95）cm、（123.29±21.13）cm，然而在热融洼地微地貌下，融化深度的平均值分别为（52.95±9.24）cm、（79.05±11.69）cm、（101.47±10.77）cm。在2020 年6、7、9、10 月份冻胀草丘下融化深度为（45.39±4.88）cm、（65.58±6.79）cm、（97.00±8.82）cm、（124.17±11.58）cm，同样地，热融洼地下的融化深度平均值分别为（31.05±6.79）cm、（45.85±6.79）cm、（75.36±9.81）cm、（103.15±15.00）cm。样方B 在2019 年7 月到2020年10 月间冻胀草丘和热融洼地的融化深度变化速率分别为3.82 cm·mon-1，3.13 cm·mon-1。

图5 样方A、B下伏活动层融化深度变化Fig.5 Thaw depth variations of active layer at quadrats A and B

综合样方A和B中冻胀草丘和热融洼地活动层融化深度（表1）可以发现，6 月至10 月份实测的融化深度数据中，俄博岭地区活动层融化深度变化范围介于（29.22±7.42）~（118.38±20.94）cm，逐渐加深；冻胀草丘下伏活动层融化深度变化范围为（44.48±4.97）~（118.38±20.94）cm；热融洼地下伏活动层融化深度变化范围是（29.22±7.42）~（93.40±15.45）cm，冻胀草丘下伏活动层融化深度较热融洼地大（15.26±2.45）~（24.98±5.49）cm。总体而言，活动层融化深度逐渐加深，但是冻胀草丘下活动层融化深度加深的速率快于热融洼地。同时，样方A 活动层融化深度比样方B 大。6 月至10 月份活动层融化深度逐渐加深的原因在于夏季温度的快速上升为冻土融化提供了更多的热量传递；虽然从9月份气温开始降低，但是气温还是高于0 ℃，继续为多年冻土融化提供能量（图4）；同时土壤能量的热传导与气温比较具有一定的滞后性，两者叠加决定了活动层融化深度逐渐加深的结果[3］，直到10 月初达到最深。另外，7—10 月冻胀草丘和热融洼地的地表温度变化分别介于1.47~11.39 ℃和5.84~10.91 ℃，在相同时期，暖季冻胀草丘处的地表温度高于热融洼地，冷季则相反；与此同时，热融洼地在夏季经常积水，土壤水分含量较高，由于水分的下渗，热融洼地处的地下冰含量高于冻胀草丘，那么热融洼地活动层融化需要消耗更多的潜热[48］；温度和土壤水分的差异性决定了这两种微地貌下伏活动层融化深度随时间变化的差异性。样方尺度上，样方A 和B 活动层融化深度差异性还可能取决于两个样方海拔高度的不同（图6），样方A和B 中冻胀草丘的平均海拔高度分别为3 629.8 m和3 561.6 m；热融洼地的平均海拔高度在样方A和B 分别为3 629.3 m 和3 561.0 m；样方之间的海拔高度不同可能是造成局部地区温度差异性的原因之一[49］，进而造成了活动层融化深度的差异。

表1 2019—2020年两种微地貌下伏活动层平均融化深度（单位：cm）Table 1 The average thaw depth at the two microtopography types from 2019 to 2020（unit：cm）

图6 两个样方海拔高度的空间图Fig.6 Elevation of two quadrats

3.2 活动层融化深度空间变化

俄博岭多年冻土属于山地多年冻土，微地貌对于活动层融化深度有重要影响。为此根据野外冻胀草丘和热融洼地的融化深度监测数据获取样方尺度上融化深度的空间分布，进一步探讨融化深度的空间异质性。

在样方A 中，2019 年7 月—2020 年10 月，每个月的活动层融化深度的空间分布整体一致，呈现出空间上的异质性（图7）。根据钎探法得到的融化深度数据可以得到冻胀草丘处活动层融化深度较大，热融洼地处活动层融化深度较小。以2020 年10 月活动层融化深度的空间分布图为例，活动层融化深度最大值为122.4 cm 位于样方的中心位置；最小值为55.6 cm，可以根据钎探法得到的实测融化深度和各自的位置数据在样方上呈现冻胀草丘处融化深度整体比热融洼地的深。从每一年得到的融化深度数据，样方尺度上活动层融化深度从6 月至10月逐渐加深。在样方B 中，每个月的活动层融化深度的空间分布整体一致，空间分布呈现出样方东北方向融化深度较大，东南方向较浅（图8）。同样以2020 年10 月份为例，活动层融化深度最大值为159.8 cm，最小值为81.2 cm。

图7 2019—2020年样方A活动层融化深度的空间变化Fig.7 Spatial variability of active layer thaw depth at Quadrat A during 2019—2020

图8 2019—2020年样方B活动层融化深度的空间变化Fig.8 Spatial variability of active layer thaw depth at Quadrat B during 2019—2020

在每一个样方内，根据钎探法实测得到的热融洼地处融化深度一般较冻胀草丘处的浅。综合两个样方活动层融化深度的统计，得到冻胀草丘平均活动层融化深度变化范围为（44.48±4.97）~（118.38±20.94）cm，热融洼地活动层融化深度的平均值变化是（29.22±7.42）~（93.40±15.45）cm。其中一个原因在于土壤含水量的差异性。根据每次野外监测的土壤含水量的空间分布发现，土壤含水量的空间分布与活动层融化深度的空间分布呈现相反的规律，即土壤含水量越高，活动层融化深度越小（图9~10）。选取样方A 的2020 年10 月份的土壤含水量，冻胀草丘土壤含水量介于42.2%~53.0%，而附近的热融洼地常年积水，其土壤含水量的最高值都高于冻胀草丘，那么热融洼地的融化深度低于冻胀草丘。2020年10月，样方B土壤含水量变化范围为33.9%~53.0%，同样热融洼地的土壤含水量都高于冻胀草丘的土壤含水量，可达到饱和或者过饱和。与样方B 相比，样方A 具有较高的土壤含水量，所以样方A 中两种微地貌下的活动层融化深度均低于B 样方。在俄博岭地区，冻胀草丘和热融洼地间隔分布，同时样方尺度为10 m 和20 m，基本可以认定土壤质地是一致的；同一样方的海拔高度相差不到50 cm，气温基本可以认为相同；所以土壤含水量的差异造成了活动层融化深度的不同，在一定程度上体现出土壤含水量对多年冻土有保护作用。

图9 2019—2020年样方A土壤含水量的空间变化Fig.9 Spatial variability of soil moisture at Quadrat A during 2019—2020

3.3 热融洼地与冻胀草丘下伏活动层热状态差异性机制

多年冻土冻融过程中伴随着热量和水分的传输，但是多年冻土的热状态会随着微地貌不同有微小的差异。研究区多年冻土活动层从每年的4月中旬开始融化，直到10 月融化深度达到最大值，然后进入冻结状态，逐渐处于完全冻结状态，完全冻结状态一直持续到下一年的融化期开始，大约为次年4 月中旬。整个冻融过程中存在土壤温度和土壤水分的变化，根据土壤温度的变化，多年冻土冻融过程中可将活动层季节冻融过程划分为季节融化、季节冻结以及完全冻结3 个过程[50-53］。然而土壤含水量在整个过程中起着重要的作用，土壤含水量的变化伴随着能量的变化，Wang 等[54］根据土壤含水量的变化又将冻融过程分为融化上升、相对完全融化、冻结下降、完全冻结四个状态。

根据前面野外监测结果表明，土壤水分的差异性是导致研究区冻胀草丘和热融洼地下伏活动层融化深度差异性的主要原因。所以结合冻融循环过程，利用一维热传导模型开展土壤水分在两种微地貌条件下的差异性，得到了不同深度的土壤温度差值，其中土壤温度差值指的是冻胀草丘的土壤温度减去热融洼地的土壤温度。根据模拟结果可得到，融化时期冻胀草丘的土壤温度高于热融洼地，土壤温度差值呈现正值；冻结时期土壤温度差值为负值，说明冻胀草丘的土壤温度低于热融洼地。土壤温度差值在0.1、0.2、0.4、0.6、0.8、1.0、1.5 m 深度的变化范围分别为-4.01~3.29 ℃、-3.21~2.57 ℃、-2.31~1.89 ℃、-1.73~1.56 ℃、-1.43~1.37 ℃、-1.18~1.27 ℃、-0.71~0.69 ℃（图11）。并且土壤温度差值随深度变深而减小。土壤水分含量高的热融洼地处往往有较高含量的地下冰，地下冰融化变为水需要消耗更多的潜热，就需要更多的热量来使多年冻土融化，水分含量越高的地方具有较低的土壤温度和较浅的融化深度。因此，土壤水分高的热融洼地在冻结期的土壤温度高于冻胀草丘，融化期的土壤温度则低于冻胀草丘，并且热融洼地处的融化深度较浅，热融洼地这种微地貌对多年冻土具有一定的保护作用。

图10 2019—2020年样方B土壤含水量的空间变化Fig.10 Spatial variability of soil moisture at Quadrat B during 2019—2020

图11 模拟得到2019—2020年冻胀草丘和热融洼地不同深度的土壤温度差值Fig.11 Soil temperature difference between the hummocks and thermokarst depressions at different depths in 2019—2020 by modeling

多年冻土变化同时与地表面辐射-能量变化密切相关，辐射能量的关系如式（1）所示[9］：

式中：Qd为地面辐射平衡；Qi、Qs分别为太阳直接辐射和散射辐射；α为地面反射率；Qe为地面长波有效辐射；LE为蒸发耗热；P为湍流交换耗热；A为通过地面的热流。

相关研究提出[9］，土壤温度主要由辐射平衡（Qd）、地表热流（A）、地中热流（q）决定，通常以式（2）来说明多年冻土融化过程中的能量变化，在变化过程中，地表能量（Qd+q）主要消耗在大气与地表间的热力相互作用（P），下垫面内生和外生过程（LM），以及多年冻土中的热力过程A方面，其中LM包括水分蒸发升华等，热力过程主要是多年冻土中的升温或冷却、水的相变过程、冻结和融化。

根据野外的实测数据，热融洼地处的土壤水分高于冻胀草丘，根据能量方程[式（2）］，可以进一步得出土壤水分在能量传输过程中起到了冷却作用，进而热融洼地处的土壤温度低于冻胀草丘，并且活动层融化深度比冻胀草丘浅。

4 结论与展望

本研究利用祁连山俄博岭地区2019—2020 年不同微地貌类型下实测的活动层融化深度数据，对比分析了冻胀草丘和热融洼地两种微地貌下伏活动层融化深度的时空变化特征。主要结论与展望如下：

（1）实测数据表明，6—10 月，研究区中两种微地貌类型下伏活动层融化深度均呈现逐渐加深的趋势，但是每个月的冻胀草丘活动层融化深度都高于热融洼地，并且随时间加深的速度快于热融洼地。

（2）从6月份到10月份，研究区冻胀草丘和热融洼地活动层融化深度的变化范围分别为（44.48±4.97）~（118.38±20.94） cm 和（29.22±7.42）~（93.40±15.45）cm，总体上冻胀草丘活动层融化深度大于热融洼地。

（3）样方尺度上，两种微地貌类型的活动层融化深度呈现空间异质性，冻胀草丘最大融化深度是热融洼地的2倍之大。

（4）气温的升高促使两种微地貌类型下伏活动层融化深度随着时间变化逐渐加深。通过对比不同月份融化深度和土壤含水量空间分布图，发现样方尺度上，融化深度的空间异质性可能由土壤含水量差异造成。

（5）研究区两种微地貌类型下伏多年冻土活动层热状态的数值模拟结果表明，土壤水分是引起融化深度差异性的主要因素。其中，冻结期，热融洼地的土壤温度高于冻胀草丘，融化期的土壤温度低于冻胀草丘，并且热融洼地的融化深度较冻胀草丘浅。

（6）多年冻土活动层的融化深度的变化是冻土对气候变化直接响应的形式之一。活动层融化深度存在明显的空间异质性，在不同的尺度上，其影响因素复杂。特别是针在复杂山地环境，活动层融化深度的影响因素更加复杂。所以在未来山地环境条件下活动层融化深度制图，应该利用高分辨率的地形地貌数据，多方面综合考虑影响融化深度的因素例如气候、地形、植被、土壤类型、热量传输等，充分考虑耦合各种局地影响因素，构建符合山地环境条件下的高精度和高分辨率活动层融化深度模型，统筹气候模型对其进行预测变化研究。