青藏高原冻土退化的研究
青藏高原冻土变化与生态环境问题
青藏高原冻土变化与生态环境问题青藏高原是世界上最大的高原，被誉为“世界屋脊”。
然而，近年来，青藏高原的冻土变化引起了人们的关注。
冻土是指地下温度低于0℃的土壤，它在青藏高原的生态环境中起着重要的作用。
本文将探讨青藏高原冻土变化的原因以及对生态环境的影响。
首先，青藏高原冻土变化的原因主要有气候变化和人类活动两个方面。
气候变化是导致冻土变化的主要原因之一。
近年来，全球气候变暖导致青藏高原的气温也在上升，这使得冻土融化的速度加快。
同时，降水量的变化也会影响冻土的稳定性。
另外，人类活动也对冻土变化起到了重要的推动作用。
青藏高原的经济发展带来了大规模的基础设施建设，如铁路、公路等，这些人类活动对冻土造成了机械破坏和热力破坏，加速了冻土的融化。
青藏高原冻土变化对生态环境造成了一系列的影响。
首先，冻土的融化会导致土壤的沉降，进而引发地表塌陷。
这对青藏高原的生态系统造成了严重的破坏，破坏了植被的生长环境。
其次，冻土的融化还会导致土壤中的有机质释放，增加了土壤中的碳排放量，加剧了全球变暖的速度。
此外，冻土的融化还可能导致冰川融化的加速，进而对水资源的供应产生影响。
青藏高原是亚洲的水塔，冰川融化会导致水资源的减少，对下游地区的生态环境和人类生活造成威胁。
为了应对青藏高原冻土变化带来的生态环境问题，我们需要采取一系列的措施。
首先，应加强对青藏高原冻土变化的监测和研究，掌握冻土变化的动态情况。
其次，要加强冻土保护意识，减少人类活动对冻土的破坏。
对于已经建设的基础设施，应采取相应的保护措施，减少对冻土的影响。
此外，还需要加强生态恢复工作，通过植被的恢复和保护，改善青藏高原的生态环境。
总之，青藏高原冻土变化是一个重要的生态环境问题，其原因主要包括气候变化和人类活动。
冻土变化对青藏高原的生态环境造成了严重的影响，包括地表塌陷、碳排放增加和水资源减少等。
为了解决这个问题，我们需要加强监测和研究，减少人类活动对冻土的破坏，并加强生态恢复工作。
青海高原中、东部多年冻土及寒区环境退化-中国科学院
文章编号：１０００－０２４０（２０１２）０３－０５３８－０９青海高原中、东部多年冻土及寒区环境退化 收稿日期：２０１１－１０－２７；修订日期：２０１２－０３－２０ 基金项目：国家自然科学基金创新群体项目“冻土与寒区工程”（４１１２１０６１）资助 作者简介：罗栋梁（１９８３—），男，湖南邵东人，２００７年毕业于辽宁工程技术大学，现为中国科学院寒区旱区环境与工程研究所博士研究生，主要从事冻土与气候变化方面的研究．Ｅ－ｍａｉｌ：ｌｕｏｄｏｎｇｌｉａｎｇ＠ｇｍａｉｌ．ｃｏｍ罗栋梁，金会军，林 琳，何瑞霞，杨思忠，常晓丽（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）摘 要：近年来，随着全球气候变暖和人类社会经济活动的增强，处于季节冻土向片状连续多年冻土过渡区的青海高原中、东部多年冻土退化显著．巴颜喀拉山南坡清水河地区岛状冻土分布南界向北萎缩５ｋｍ；清水河、黄河沿、星星海南岸、黑河沿岸、花石峡等岛状冻土和不连续多年冻土出现融化夹层和不衔接多年冻土，有些地区冻土岛和深埋藏多年冻土消失，多年冻土上限下降、季节冻结深度变浅；片状连续多年冻土地温升高、冻土厚度减薄．１９９１—２０１０年巴颜喀拉山南北坡不连续多年冻土分布下界分别上升９０ｍ和１００ｍ，１９９５—２０１０年布青山南北坡不连续多年冻土分布下界分别上升８０ｍ和５０ｍ．造成冻土退化的主要原因为气候变暖，使得地表年均温度由负变正，冻结期缩短，融化期延长，冻／融指数比缩小．伴随着冻土退化，高寒环境也显著退化，地下水位下降，植被覆盖度降低，高寒沼泽湿地和河湖萎缩，土地荒漠化和沙漠化造成了地表覆被条件改变．关键词：青海高原中东部；多年冻土退化；多年冻土分布下界；气候变暖中图分类号：Ｐ６４２．１４文献标识码：Ａ０ 引言近年来，因全球气候变暖和人类社会工程活动加强造成的冻土退化现实被广泛报道［１－６］．在多年冻土地带，气温升高和寒区工程增强对局地水热条件的改变，导致冻结期缩短、融化期延长，冻／融指数比减小；多年冻土地表热量在增加，甚至热平衡模式发生逆转，由放热转为吸热，季节融化加深，季节冻结变浅；年平均地温升高，多年冻土厚度减薄，冻融灾害增加等．青藏高原多年冻土一半以上为高温冻土（年均地温＞－１℃）［７］，对工程活动和气候变暖响应敏感，全球多年冻土而言其时空退化尤为显著．例如，１９９５—２００２年青藏高原连续多年冻土和不连续多年冻土年平均地温分别上升０．１～０．２℃和０．２～０．５℃；１９８３—２００５年青藏公路沿线多年冻土上限下降约３９ｃｍ，并以大约７．５ｃｍ·ａ－１的速率继续下降．长期和广泛的地温监测记录表明［７－１０］，青藏高原多年冻土北界西大滩３０ａ内上升了２５ｍ，南界２０ａ内上升了５０～８０ｍ；多年冻土退化引起江河源区水文水资源变化，导致河湖及地下水位下降，进一步引起高原湖泊和沼泽湿地的萎缩，而高寒沼泽、河湖变化又反作用于多年冻土退化．青藏高原多年冻土退化模式和速度因其分布和影响因素的时空差异并不一致．在气候变化情景模拟下，作为冰冻圈变化敏感指示的青藏高原多年冻土，以其处于边缘地区的北界、南界及东北部片状连续冻土边缘退化最为显著，羌塘高原大片连续冻土与极高山地多年冻土将得到保留［１１－１２］．青海高原中、东部处于海拔５ ０００ｍ的高原高平台向低于海拔３ ０００ｍ的黄土高原过渡的斜坡地带，季节冻土向片状连续多年冻土的过渡区，冻土分布与特征变化剧烈，是高原多年冻土最为脆弱的地带之一［１３］．本区２１４国道和共和－玉树高速公路为典型代表的寒区工程的开展，将强烈影响多年冻土的时空变化．特别是进入２１世纪的最初１０ａ，玛多、清水河、花石峡等地气候变暖趋势进一步加强，高原整体开发导致的人类工程活动增多，使得对本区多年冻土和寒区退化现状及其原因的分析变得十分第３４卷 第３期２ ０ １ ２年６月冰 川 冻 土ＪＯＵＲＮＡＬ ＯＦ ＧＬＡＣＩＯＬＯＧＹ ＡＮＤ ＧＥＯＣＲＹＯＬＯＧＹＶｏｌ．３４ Ｎｏ．３Ｊｕｎ．２ ０ １ ２必要．１ 研究区域研究区位于青海高原中、东部，包括江河源区及属于柴达木内流水系的花石峡盆地等．以巴颜喀拉山为界，以南属长江流域，以北为黄河流域；以阿尼玛卿山支脉布青山－布尔汗布达山为界，以南属于黄河源区，以北属于柴达木内陆盆地．从大的山系、高原主体及其深切割带在垂直方向和其他方向上决定水热条件的分异而言，属于青南大片多年冻土；同时因处于季节冻土到片状连续多年冻土的过渡区，多种冻土类型如季节冻土、岛状或冻土、片状连续冻土交替出现［１４－１５］（图１）．地势西高东低，整体由北西向南东倾斜，海拔４ ０００ｍ以上．多年冻土在空间分布上由东向西随海拔升高而连续性增强，查拉坪、巴颜喀拉山和布青山、布尔汗布达山等高山山顶多年冻土最为发育，为片状连续分布；鄂陵湖、扎陵湖、黄河谷地等海拔较低的河湖低洼区，岛状冻土被占优势的季节冻土所分割包围［１６］．植被类型较为单一，主要为高山草甸和高山草原两大类，包括高寒沼泽草甸、高寒草甸、高山草原化草甸及局部高山部位分布的垫状植被和流石滩稀疏植被［１７－１９］．土壤以高山草甸土为主，低洼湿地、山前缓坡、山间盆地等发育沼泽化草甸土．主要河流有黄河、长江上游干流通天河，以及黄河众多一、二级支流如卡日曲、扎曲、热曲、多曲、勒那曲、黑河等；主要湖泊有扎陵湖、鄂陵湖（简称“两湖”），冬给措纳湖，尕拉拉错、星星海和阿涌吾儿马错等［１９－２０］．该区气候干寒，由南东向北西年平均气温递减，年平均气温低于－３．２℃，年平均气温最低处位于巴颜喀拉山口的查龙穷工区；多年平均降水量２８２～５９０ｍｍ，多年平均蒸发量为７４４～１ ５００ｍｍ；河流流量丰枯转化频繁．随着气候变化，近几十年来该区的年蒸发量以１２．４ｍｍ·（１０ａ）－１的趋势显著增大，系气温升高引起；年降水量以４．２８ｍｍ·（１０ａ）－１的微弱增量递增，但降水频数减少，多以固态或暴雨形式降落［２１－２３］．主要交通道路为２１４国道（青康公路），其高海拔路段连续多年冻土总里程长８６．６ｋｍ，低谷段如苦海盆地，花石峡和黄河上游谷地等有大片融区或季节冻土，不连续多年冻土界于二者之间，且冻土岛和非冻土岛交互穿插［２４］．２ 多年冻土和高寒环境退化现状２．１ 多年冻土退化现状程国栋［２５］在进行高海拔多年冻土分带工作时指出，年平均地温－０．５℃可作为青藏高原高海拔多年冻土的分布下界，但在比下界海拔更低的岛状冻土及其边缘，过湿草甸因“温度位移”而往往成为多年冻土下界的指示标志．为此，利用ＧＰＳ准确定位，在原来揭露有埋藏冻土的ＺＫ２孔附近进行复位钻探，同时实地调查植被和浅层土壤质地，选择图１ 青海高原中、东部多年冻土及钻孔分布Ｆｉｇ．１ Ｍａｐ ｏｆ ｔｈｅ Ｉｎｔｅｒｉｏｒ－Ｅａｓｔｅｒｎ Ｑｉｎｇｈａｉ Ｐｌａｔｅａｕ，ｔｈｅ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｒｅｇｉｏｎｓ ａｎｄ ｂｏｒｅｈｏｌｅ ｓｉｔｅｓ ａｒｅ ａｌｓｏ ｓｈｏｗｅｄ９３５３期罗栋梁等：青海高原中、东部多年冻土及寒区环境退化 图２ ＱＳＨ－１、ＱＳＨ－２、ＱＳＨ－３、ＣＬＱ－１、ＣＬＱ－２、ＣＬＰ－３、ＣＬＰ－４、ＹＮＧ－２、ＹＮＧ－３等孔地温曲线Ｆｉｇ．２ Ｇｒｏｕｎｄ ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ ｐｒｏｆｉｌｅｓ ｏｆ Ｂｏｒｅｈｏｌｅｓ ＱＳＨ－１，ＱＳＨ－２，ＱＳＨ－３，ＣＬＱ－１，ＣＬＱ－２，ＣＬＰ－３，ＣＬＰ－４，ＹＮＧ－２ａｎｄ ＹＮＧ－３植被覆盖度最高、地表含水量条件最好的沼泽湿地布设钻孔，共布设ＱＳＨ－１、ＱＳＨ－２和ＱＳＨ－３孔．钻探和测温结果显示，３个孔中仅过湿草甸的ＱＳＨ－１孔存在多年冻土，且其年平均地温为０．３３℃，其余两孔年平均地温均为正温（图２ａ）．由此推测，ＺＫ２深埋藏多年冻土［２６］已消失．通过访问确认清水河镇区原位于水井的浅埋藏多年冻土也已消失．推测巴颜喀拉山南坡清水河地区岛状冻土南界向北推移了５ｋｍ（图３）． 冻土勘探和调查表明，野牛沟、黄河沿等地岛状冻土已退化为季节冻土或仅存个别冻土岛，标志着片状连续多年冻土边缘地带岛状冻土的“消亡”，是多年冻土退化的最后阶段．有的埋藏多年冻土是全新世残留［２６］，近１０～２０ａ来在气候变化影响下多年冻土正加速消失．１９９１年在星星海湖岸、黑河桥南滩地山前洪积扇揭露残留埋藏多年冻土，１９９８年原位复勘时未见多年冻土［１３］．２０１０年８月在野马滩地表过饱和含水的湿地中钻探ＸＸＨ－１孔，测温结果显示年平均地温已高于＋０．５℃，表明多年冻土层已彻底消融．１９９１年在野牛沟沟口段勘测时，于海拔４ ３２０ｍ处揭露到埋深６ｍ、长近２ｋｍ的埋藏冻土，１９９８年原位复勘时该段冻土层已消０４５ 冰 川 冻 土 ３４卷 图３ ２０１０年巴颜喀拉山南坡清水河岛状冻土北移Ｆｉｇ．３ Ａ ｐｒｏｆｉｌｅ ａｌｏｎｇ Ｇ ２１４ｆｒｏｍ Ｋ６７３ｔｏ Ｋ６６５ｉｎ ２０００，ｓｈｏｗｉｎｇ ｔｈｅ ｎｏｒｔｈｗａｒｄ ｓｈｉｆｔ ｏｆ ｔｈｅ ｂｏｕｎｄａｒｙ ｏｆｉｓｌａｎｄ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｉｎ Ｑｉｎｇｓｈｕｉｈｅ ｏｎ ｔｈｅ ｓｏｕｔｈ ｓｌｏｐｅｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｂａｙａｎ Ｈａｒ Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ融［１３］，２０１０年８月在海拔相当的野牛沟分别钻探ＹＮＧ－２和ＹＮＧ－３孔，测温结果显示年平均地温已高于＋１．０℃，表明此处已完全退化为季节冻土（图２ｄ）．深埋藏多年冻土、融化夹层和不衔接冻土的出现为冻土退化的第二个阶段，这种现象在不连续多年冻土和岛状冻土较常见．巴颜喀拉山南坡查龙穷工区、清水河，苦海岸边醉马滩及花石峡、昌马河等地深埋藏多年冻土层埋深多为５～８ｍ．如昌马河ＺＫ８孔，在１１．６～１５．２ｍ和２０．０～３１．２ｍ出现两层分离的深埋藏冻土［２６］，表明现代气温变化正加速融化古冻土．１９９０年６月钻探花石峡东北地那染滩ＣＫ１孔，埋藏冻土顶板埋深７．７ｍ，冻土仅厚４．６ｍ，也为深埋藏冻土［１４］．１９９５年在大野马岭揭露的２９号孔剖面多年冻土呈不衔接状态［１３］，２０１０年５—６月访问共和－玉树高速公路地质勘探人员获知大野马岭、小野马岭及野马滩等地现多为活动层底部含冰的季节冻土，仅极少数地方存在近地层浅层冻土．片状连续多年冻土及部分不连续多年冻土由于年平均地温较低（＜－１℃）而相对稳定，多年冻土仍可保留，在气候变暖条件下表现为年平均地温升高和冻土层厚减薄，标志着多年冻土退化的开始．由于缺乏长期有效的冻土地温监测资料，本区连续多年冻土年平均地温升高幅度尚无法判断．数值模拟发现，在年平均气温以０．０４℃·ａ速率递增情况下，花石峡站孔２冻土厚度将从当前５３．８ｍ减少至２１世纪末的１３．７ｍ，年平均地温将由－１．２℃升至－０．３℃［２７］．由此判断，在气候变暖条件下，连续多年冻土仍将保存，但年平均地温升高和冻土厚度减小将是普遍现象．２．２ 活动层温度和季节冻结深度变化在气候变暖条件下，季节冻土活动层温度升高，季节冻结深度变浅，是冻土退化的另一显著标志．玛多站活动层各深度多年平均温度分别为０．６４、１．４５、１．５７、１．４８、１．４５、１．７３、１．６３、１．４８、１．４６℃，年平均升温率分别达到０．０５４、０．０４２、０．０３９、０．０３９、０．０４１、０．０４５、０．０４８、０．０５６、０．０５６℃·ａ－１（图４ａ）．同期年平均气温升温率为０．０６２℃·ａ－１．图４（ａ）显示，５、１０、１５、２０ｃｍ升温速率相对地表和活动层底部要慢，这可能由于地表径流影响和大气降水的下渗，导致近地表土壤含１４５３期罗栋梁等：青海高原中、东部多年冻土及寒区环境退化 图４ 玛多季节冻土活动层温度（ａ）和厚度（ｂ）变化Ｆｉｇ．４ Ｃｈａｎｇｅｓ ｏｆ ｇｒｏｕｎｄ ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ（ａ）ａｎｄ ｔｈｅ ａｃｔｉｖｅ ｌａｙｅｒ ｔｈｉｃｋｎｅｓｓ（ｂ）ｉｎ Ｍａｄｏｉ Ｓｔａｔｉｏｎ水量高，在活动层的冻结融化过程中因冰水相变而消耗一定量的潜能，从而减少了气温升温在相应深度的能量累积，因而升温较慢．随深度加深，活动层升温率增大，１６０ｃｍ和３２０ｃｍ深度的年平均升温率超过了地表，有两个可能原因：１）侧向热流起到了较大作用；２）较高的地中热流传至活动层底部时，补充了部分地表向下的地温增量，从而使得活动层底部升温更显著一些．季节冻土活动层厚度在减小（图４（ｂ））．玛多站最大季节冻深由１９８０年的３．２ｍ减小到２０００年左右的２．８ｍ［２８］，２００８年进一步下降到２．２～２．４ｍ．玛多站多年季节冻深度为２８１ｃｍ，在气温升高趋势下，活动层厚度不断减小，并对气温升温的响应程度较高．如１９８６—１９９１年是显著升温阶段，气温由－４．８℃急剧升高至－２．９℃，活动层厚度则由３４０ｃｍ减少到２４０ｃｍ．总体而言，玛多站季节冻结深度年平均减少３ｃｍ·ａ－１，以２００４年活动层埋深最浅，活动层底部年平均温度年均升高０．０５℃·ａ－１．２．３ 多年冻土分布下界变化片状连续多年冻土边缘地带岛状冻土的消融，使巴颜喀拉山和布青山多年冻土分布下界抬升．１９９１年巴颜喀拉山北坡野牛沟不连续多年冻土分布下界为海拔４ ３２０ｍ，南坡清水河不连续多年冻土分布下界为海拔４ ４９０ｍ，１９９８年二者上升至海拔４ ３７０ｍ和４ ５６０ｍ，分别上升了７０ｍ和１１０ｍ［１３］．２０１０年７—１１月，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在２１４国道沿线及邻近区域反复进行冻土勘探和调查，结果表明巴颜喀拉山南坡冻土岛分布上界进一步抬升至海拔４ ５８０ｍ，北坡野牛沟冻土岛分布下界则抬升至海拔４ ４２０ｍ．２０００年在海拔４ ６５３ｍ的巴颜喀拉山南坡查龙穷西Ｋ１３孔揭露到多年冻土层［２８］，２０１０年在海拔４ ６４２ｍ和４ ６１４ｍ的ＣＬＱ－１和ＣＬＱ－２孔也揭露到多年冻土层，年平均地温分别为－０．５３℃和－０．６１℃（图２ｂ），推测巴颜喀拉山南坡连续多年冻土分布下界在海拔４ ６７０ｍ；２０００年在海拔４ ４９８ｍ的北坡开赖龙埂施工Ｋ１２孔未揭露到多年冻土［２８］，２０１０年在巴颜喀拉山北坡海拔４ ５６４ｍ的ＣＬＰ－４孔和海拔４ ６３０ｍ的ＣＬＰ－３孔揭露到多年冻土，年平均地温－０．７℃左右（图２ｄ），推测北坡连续多年冻土分布下界在海拔４ ６１５ｍ左右．北坡多年冻土分布下界比南坡低５５ｍ．１９９８—２０１０年巴颜喀拉山南北坡不连续多年冻土分布下界分别上升了２０ｍ和５０ｍ．１９９５年，布青山北坡和南坡多年冻土分布下界分别为海拔４ １５０ｍ和４ ２７０ｍ［２２］，２０１０年在布青山进行冻土调查，在海拔４ ２２５ｍ的ＭＤＢ孔和海拔４ ２８８ｍ的Ｋ４４５孔揭露到多年冻土，其年平均地温分别为－０．７３℃和－０．９６℃，推测北坡多年冻土分布下界在海拔４ ２００ｍ，而南坡多年冻土分布下界已为海拔４ ３５０ｍ［１６］． 综上分析，冻土岛和深埋藏多年冻土消融，及年均地温升高和多年冻土厚度减薄造成冻土分布下界的抬升幅度，巴颜喀拉山北坡比南坡更明显．这２４５ 冰 川 冻 土 ３４卷 表１ 巴颜喀拉山及布青山不连续多年冻土分布下界变化Ｔａｂｌｅ １ Ｃｈａｎｇｅｓ ｏｆ ｔｈｅ ｌｏｗｅｒ ｌｉｍｉｔｓ ｏｆ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｉｎ ｔｈｅ Ｂａｙａｎ Ｈａｒ Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ ａｎｄ ｔｈｅ Ｂｕｑｉｎｇ Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ地貌部位纬度／Ｎ多年冻土分布下界／ｍ１９９１ １９９５ １９９８ ２０１０退化幅度／ｍ１９９１（１９９５）—２０１０巴山南坡（查龙穷）３４°０２′４４９０／４５６０ ４５８０ ９０巴山北坡（野牛沟）３４°２０′４３２０／４３７０ ４４２０ １００布青山南坡（玛查理）３４°４８′／４２７０／４３５０ ８０布青山北坡（花石峡）３５°１５′／４１５０／４２００ ５０可能是由于巨大山体效应造成北坡增温，加上巴颜喀拉山南坡查龙穷一带植被覆盖较好和降水较丰富使得浅表层含水量高，由此消耗了升温引起的能量累积，故巴颜喀拉山北坡比南坡地表及冻土积温更显著，退化更显著．布青山脉以南玛多以北多年冻土分布下界１５ａ间退化幅度在８０ｍ以上，布青山北坡多年冻土退化相对要轻，但１５ａ间多年冻土分布下界也抬升了５０ｍ（表１）．与青藏高原多年冻土北坡、南坡分布下界相比［７］，青海高原中、东部高山多年冻土分布下界抬升幅度更显著．３ 气温和环境变化３．１ 气温变化从２０世纪８０年代起，本区气候变暖效应非常显著．由图５不难看出，２０世纪８０年代以前，玛多和清水河站出现一定的降温和变冷倾向，以玛多站更显著．但自１９８０年以来，年平均气温升高明显：玛多站１９５３—２０１０年气温倾向率为０．２６８℃·（１０ａ）－１，１９８０—２０１０年达到了０．６１５℃·（１０ａ）－１；清水河站１９５６—２０１０年气温倾向率为０．２４４℃·（１０ａ）－１，１９８０—２０１０年为０．５６７℃·（１０ａ）－１．１９８０年以来的变暖效应，引起地表能量的积聚和增加，为多年冻土及地下冰的融化提供热量，是本区多年冻土退化的主要原因．１９８０—２０１０年，清水河气象站多年年平均气温－４．３℃，比１９５６—１９８９年升高约０．４℃；玛多气象站年均气温－３．２℃，比１９５３—１９８９年升高约０．７℃，比１９５３—１９８０年升高０．９℃．自２０００年以后，本区气温升幅进一步增大：如２０００—２０１０年，清水河多年年均气温为－３．６℃，玛多站多年年均气温为－２．６℃，与１９８０—１９９９年相比升温幅度分别达到１．１℃和１．０５℃． 年平均气温的升高，导致大气冻结指数减少，大气融化指数增加，冻／融指数比减小．据计算，玛多气象站１９９１—２０００年大气冻结指数比１９６０—１９７０年减少３８３℃·ｄ，而融化指数增加了１３５℃·ｄ，冻结指数与融化指数的差值则由１ １９２℃·ｄ减小到８３３℃·ｄ，冻／融指数比由２．０８减小到１．６９，大气冻结数由０．５９２减小到０．５６４．气温升高引起地表变暖，标志着地－气间由负的能量平衡转为正平衡，由放热模式变为吸热模式，促使多年冻土融化．如玛多气象站１９６１—１９７０年和１９７１—１９８０年地表年平均温度分别为－０．０８℃和－０．０９℃，而１９８１—１９９０年及１９９１—２０００年增加到０．４６℃和０．８３℃，地表冻结数则由０．４７１减小到０．４４５．１９８１—１９８９年到２００１—２０１０年，清水河大气冻结指数由１９８１—１９８９年的２３７９℃·ｄ减小到２００１—２０１０年的２０９９℃·ｄ，大气融化指数由６３８℃·ｄ增加到７８２℃·ｄ，大气冻／融指数比由３．７减小到２．７，大气冻结数由０．６６减小到０．６２．图５ 清水河（１９５６—２０１０）、玛多（１９５３—２０１０）气温变化Ｆｉｇ．５ Ｃｈａｎｇｅｓ ｏｆ ａｉｒ ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ ｉｎ Ｑｉｎｇｓｈｕｉｈｅ ｆｒｏｍ １９５６ｔｏ ２０１０ａｎｄ Ｍａｄｏｉ ｆｒｏｍ １９５３ｔｏ ２０１０３４５３期罗栋梁等：青海高原中、东部多年冻土及寒区环境退化 ３．２ 冻土退化与寒区环境退化伴随着冻土升温、退化、消失，本区高寒环境显著退化，主要表现为高寒沼泽湿地和湖泊萎缩、高寒草地沙漠化和荒漠化加剧等．沼泽湿地、河湖为代表的下垫面条件改变导致地表比辐射率增大，反射率减小，吸收热量增多，用于蒸发和融化消耗的相变潜热却减小，地面辐射平衡因而在增加．地表蓄水能力减弱导含水量减小及地表疏干，使蒸发和融化过程中冰水、水汽相变耗热减少，在很大程度上又反过来增加地表热量吸收，加速多年冻土退化．黄河源区１９７６年原有沼泽湿地面积８ ２６４ｋｍ２，１９９０年减少至８ ００５ｋｍ２，２０００年时沼泽面积仅剩５ ７４３ｋｍ２［２９］．引起冻土退化的气温升高，同时也增加了流域蒸发量，使得地下水位下降和径流量减小，导致区域生态和高寒环境恶化［２１，２８］．本区工农业和城镇发展极少，但自２０世纪７０年代以来该地区畜牧业发展迅速，３０ａ间牲畜量增加近３倍，虽自１９９０年以后本区牲畜数量减少，但仍一直处于超载状态，与气候暖干化共同作用于玛多草地退化［３０－３２］．由人类活动增强、过度放牧等引起的草地破坏，地下水位下降、对高寒植被破坏十分严重．多年冻土退化自２０世纪７０年代以来发生质的变化，原有多年冻土地区如黄河沿、玛多县城（玛查理）、星星海等地现退化为季节冻土区，玛多县城附近多年冻土分布界线已向西扩延约１５ｋｍ远，县城北山前多年冻土下界目前在海拔４ ３５０ｍ以上；黄河沿处多年冻土界线亦向北推移２ｋｍ［１６］．黄河谷地、星星海、绵沙岭出现不同程度的沙化和荒漠化，沙漠化土地面积达到３ ５１２ｋｍ２以上［３３］，虽以轻度和中度沙漠化土地为主，重度沙漠化次之［３４］，但在很大程度上改变了下垫面性质，使得多年冻土退化与沙漠化呈现时空上的相关性．黄河源区沙漠化主要集中于鄂陵湖、扎陵湖及星星海湖岸阶地上，玛多宽谷盆地南缘与黑河乡的赫拉、尕拉到黄河乡的热曲、江旁一线近年来沙漠化呈扩展趋势，并由轻度沙漠化向重度沙漠化转变［３３］．这些正是冻土退化严重的地区，玛多谷地的黄河沿和玛多县城（玛查理），热曲和黑河流域在２０世纪７０年代以前都有多年冻土的存在［１６］，２０世纪９０年代和２０１０年反复勘察证实已为季节冻土．又如黑河沿岸原有埋藏多年冻土存在，但现在已退化为季节冻土．４ 结论和展望基于２００９—２０１１年的冻土勘探和调查资料，并结合相关文献资料，初步分析了青海高原中、东部冻土和寒区退化现状，及引起退化的主要原因．形成以下结论和展望：（１）青海高原中、东部地区多年冻土退化呈现时间和空间上的差异．岛状冻土区以冻土岛和深埋藏多年冻土的消失为特征，不连续多年冻土和片状连续多年冻土边缘地区以融化夹层、不衔接状多年冻土的出现为特征，片状连续多年冻土以年均地温升高和多年冻土厚度减薄为特征，多年冻土仍能予以保留．多年冻土上限下降是各类多年冻土退化共有的特征．（２）青海高原中、东部处于青藏高原连续多年冻土区边缘，大部分为高温多年冻土，多年冻土对外界条件改变响应更为敏感，退化幅度大于青藏高原多年冻土北界、南界地区．巴颜喀拉山和布青山南北坡片状连续多年冻土、不连续多年冻土、岛状冻土分布下界都有较大幅度抬升．其中，巴颜喀拉山南北坡不连续多年冻土分布下界分别抬升９０ｍ和１００ｍ，布青山南北坡不连续多年冻土分布下界分别抬升８０ｍ和５０ｍ，表现为多年冻土退化由北向南加剧．（３）气候变暖是导致青海高原中、东部地区多年冻土退化及消失的主要原因．２０世纪８０年代以来，年平均气温升高，改变了地表辐射平衡，使得融化期延长，冻结期缩短，地表积累热量增多，地表年均温由负温变为正温，大气和地表冻结指数增大，融化指数减小，冻／融指数比减小．季节冻结深度埋深年均减少３ｃｍ，活动层底部温度年均升高０．０５℃·ａ－１．（４）伴随着多年冻土退化，高寒环境也发生了显著退化，沙漠化、荒漠化及地表含水量减少趋干为标志的下垫面条件改变，导致用于蒸发和融化潜热的耗热减小，反过来又增加了地表热量的吸收．（５）基于２００９—２０１１年中国科学院冻土工程国家重点实验室在本区域所布置的冻土－气候监测网络，对处于季节冻土向片状连续多年冻土过渡的青海高原中、东部地区的多年冻土、气候变化、寒区生态环境、寒区工程等的互作进行长期有效的监测，加深了我们对气候变化和人类活动干扰下青藏高原东北部地区多年冻土年均地温、冻土上限、冻融灾害等变化的深刻认识．参考文献（Ｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓ）：［１］Ｏｓｔｅｒｋａｍｐ Ｔ Ｅ，Ｒｏｍａｎｏｖｓｋｙ Ｖ Ｅ．Ｅｖｉｄｅｎｃｅ ｆｏｒ ｗａｒｍｉｎｇ４４５ 冰 川 冻 土 ３４卷 ａｎｄ ｔｈａｗｉｎｇ ｏｆ ｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｏｕｓ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｉｎ Ａｌａｓｋａ［Ｊ］．Ｐｅｒ－ｍａｆｒｏｓｔ ａｎｄ Ｐｅｒｉｇｌａｃｉａｌ Ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ，１９９９，１０：１７－３７．［２］Ｓｈａｒｋｈｕｕ Ｎ．Ｒｅｃｅｎｔ ｃｈａｎｇｅｓ ｉｎ ｔｈｅ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｏｆ Ｍｏｎｇｏｌｉａ［Ｃ］／／Ｐｒｏｃ．８ｔｈ Ｉｎｔ．Ｃｏｎｆ．ｏｎ Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ，Ｚｕｒｉｃｈ，Ｓｗｉｔｚｅｒ－ｌａｎｄ，２００３：１０２９－１０３４．［３］Ｊｉｎ Ｈ Ｊ，Ｌｉ Ｓ Ｘ，Ｃｈｅｎｇ Ｇ Ｄ，ｅｔ ａｌ．Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ａｎｄ ｃｌｉｍａｔｉｃｃｈａｎｇｅ ｉｎ Ｃｈｉｎａ［Ｊ］．Ｇｌｏｂａｌ ａｎｄ Ｐｌａｎｅｔａｒｙ Ｃｈａｎｇｅ，２０００，２６：３８７－４０４．［４］Ｊｉｎ Ｈ Ｊ，Ｙｕ Ｑ Ｈ，ＬüＬ Ｚ，ｅｔ ａｌ．Ｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ ｏｆ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔｉｎ ｔｈｅ Ｘｉｎｇ ａｎｌｉｎｇ Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ，Ｎｏｒｔｈｅａｓｔｅｒｎ Ｃｈｉｎａ［Ｊ］．Ｐｅｒ－ｍａｆｒｏｓｔ ａｎｄ Ｐｅｒｉｇｌａｃｉａｌ Ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ，２００７，１８：２４５－２５８．［５］Ｍａｒｃｈｅｎｋｏ Ｓ Ｓ，Ｇｏｒｂｕｎｏｖ Ａ Ｐ，Ｒｏｍａｎｏｖｓｋｙ Ｖ Ｅ．Ｐｅｒｍａ－ｆｒｏｓｔ ｗａｒｍｉｎｇ ｉｎ ｔｈｅ Ｔｉｅｎｓｈａｎ Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ，Ｃｅｎｔｒａｌ Ａｓｉａ［Ｊ］．Ｇｌｏｂａｌ ａｎｄ Ｐｌａｎｅｔａｒｙ Ｃｈａｎｇｅ，２００７，５６：３１１－３２７．［６］Ｈａｒｒｉｓ Ｃ，Ａｒｅｎｓｏｎ ＬＵ，Ｃｈｒｉｓｔｉａｎｓｅｎ Ｈ Ｈ，ｅｔ ａｌ．Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔａｎｄ ｃｌｉｍａｔｅ ｉｎ Ｅｕｒｏｐｅ：Ｍｏｎｉｔｏｒｉｎｇ ａｎｄ ｍｏｄｅｌｌｉｎｇ ｔｈｅｒｍａｌ，ｇｅｏｍｏｒｐｈｏｌｏｇｉｃａｌ ａｎｄ ｇｅｏｔｅｃｈｎｉｃａｌ ｒｅｓｐｏｎｓｅｓ［Ｊ］．Ｅａｒｔｈ－Ｓｃｉ－ｅｎｃｅ Ｒｅｖｉｅｗｓ，２００９，９２：１１７－１７１．［７］Ｗｕ Ｑ Ｂ，Ｚｈａｎｇ Ｔ Ｊ．Ｒｅｃｅｎｔ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｗａｒｍｉｎｇ ｏｎ ｔｈｅＱｉｎｇｈａｉ－Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ［Ｊ］．Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．Ｒｅｓ，２００８，１１３（Ｄ１３）：Ｄ１３１０８．［８］Ｗａｎｇ Ｙｉｂｏ，Ｗａｎｇ Ｇｅｎｘｕ，Ｗｕ Ｑｉｎｇｂａｉ，ｅｔ ａｌ．Ｔｈｅ ｉｍｐａｃｔｓｏｆ ｖｅｇｅｔａｔｉｏｎ ｄｅｇｅｎｅｒａｔｉｏｎ ｏｎ ｈｙｄｒｏｌｏｇｙ ｆｅａｔｕｒｅｓ ｏｆａｌｐｉｎｅ ｓｏｉｌ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙ ａｎｄ Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏｇｙ，２０１０，３２（５）：９８９－９９８．［王一博，王根绪，吴青柏，等．植被退化对高寒土壤水文特征的影响［Ｊ］．冰川冻土，２０１０，３２（５）：９８９－９９８．］［９］Ｚｈａｏ Ｌ，Ｍａｒｃｈｅｎｋｏ Ｓ Ｓ，Ｓｈａｒｋｈｕｕ Ｎ，ｅｔ ａｌ．Ｒｅｇｉｏｎａｌ ｃｈａｎ－ｇｅｓ ｏｆ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｉｎ Ｃｅｎｔｒａｌ Ａｓｉａ［Ｃ］／／Ｐｒｏｃ．９ｔｈ Ｉｎｔ．Ｃｏｎｆ．ｏｎ Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ，Ｆａｉｒｂａｎｋｓ，Ａｍｅｒｉｃａ，２００８：２０６１－２０６９．［１０］Ｗｕ Ｑ Ｂ，Ｚｈａｎｇ Ｔ Ｊ．Ｃｈａｎｇｅｓ ｉｎ ａｃｔｉｖｅ ｌａｙｅｒ ｔｈｉｃｋｎｅｓｓ ｏｖｅｒｔｈｅ Ｑｉｎｇｈａｉ－Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ ｆｒｏｍ １９９５ｔｏ ２００７［Ｊ］．Ｊ．Ｇｅｏ－ｐｈｙｓ．Ｒｅｓ．，２０１０，１１５（Ｄ９）：Ｄ０９１０７．［１１］Ｎａｎ Ｚｈｕｏｔｏｎｇ，Ｇａｏ Ｓｈｅｎｚｅ，Ｌｉ Ｓｈｕｘｕｎ，ｅｔ ａｌ．Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔｃｈａｎｇｅｓ ｉｎ ｔｈｅ ｎｏｒｔｈｅｒｎ ｌｉｍｉｔ ｏｆ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｏｎ ｔｈｅ Ｑｉｎｇｈａｉ－Ｔｉｂｅｔ Ｐｌａｔｅａｕ ｉｎ ｔｈｅ ｌａｓｔ ３０ｙｅａｒｓ［Ｊ］．Ａｃｔａ Ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃａ Ｓｉｎｉ－ｃａ，２００３，５８（６）：８１７－８２３．［南卓铜，高泽深，李述训，等．近３０年来青藏高原西大滩多年冻土变化［Ｊ］．地理学报，２００３，５８（６）：８１７－８２３．］［１２］Ｎａｎ Ｚｈｕｏｔｏｎｇ，Ｌｉ Ｓｈｕｘｕｎ，Ｃｈｅｎｇ Ｇｕｏｄｏｎｇ．Ｐｒｅｄｉｃｔｉｏｎ ｏｆｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｃｈａｎｇｅｓ ｏｎ Ｑｉｎｇｈａｉ－Ｔｉｂｅｔ Ｐｌａｔｅａｕ ｉｎ ｔｈｅ ｎｅｘｔ ５０ａｎｄ １００ｙｅａｒｓ［Ｊ］．Ｓｃｉｅｎｃｅ ｉｎ Ｃｈｉｎａ（Ｓｅｒ．Ｄ Ｅａｒｔｈ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ），２００４，３４（６）：５２８－５３４．［南卓铜，李述训，程国栋．未来５０与１００ａ青藏高原多年冻土变化情景预测［Ｊ］．中国科学（Ｄ辑，地球科学），２００４，３４（６）：５２８－５３４．］［１３］Ｚａｎｇ Ｅｎｍｕ，Ｗｕ Ｚｉｗａｎｇ．Ｔｈｅ Ｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ ｏｆ Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ａｎｄＨｉｇｈｗａｙ Ｅｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇ［Ｍ］．Ｌａｎｚｈｏｕ：Ｌａｎｚｈｏｕ ＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙＰｒｅｓｓ，１９９９：７－２７．［臧恩穆，吴紫汪．多年冻土退化与道路工程［Ｍ］．兰州：兰州大学出版社，１９９９：７－２７．］［１４］Ｗａｎｇ Ｓｈａｏｌｉｎｇ，Ｌｉｎ Ｑｉｎｇ，Ｚｈａｏ Ｌｉｎ．Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ａｌｏｎｇ ｔｈｅＱｉｎｇｋａｎｇ Ｈｉｇｈｗａｙ（Ｎａｔｉｏｎａｌ Ｈｉｇｈｗａｙ Ｎｏ．２１４）［Ｊ］．ＡｒｉｄＬａｎｄ Ｇｅｏｇｒａｐｈｙ，１９９９，２２（２）：４２－４９．［王绍令，林清，赵林．青康公路（国道２１４线）沿线的多年冻土［Ｊ］．干旱区地理，１９９９，２２（２）：４２－４９．］［１５］Ｚｈｏｕ Ｙｏｕｗｕ，Ｑｉｕ Ｇｕｏｑｉｎｇ，Ｇｕｏ Ｄｏｎｇｘｉｎ，ｅｔ ａｌ．Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏ－ｇｙ ｉｎ Ｃｈｉｎａ［Ｍ］．Ｂｅｉｊｉｎｇ：Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｐｒｅｓｓ：３２９－３５３．［周幼吾，邱国庆，郭东信，等．中国冻土［Ｍ］．北京：科学出版社，２０００：３２９－３５３．］［１６］Ｊｉｎ Ｈｕｉｊｕｎ，Ｗａｎｇ Ｓｈａｏｌｉｎｇ，ＬüＬａｎｚｈｉ，ｅｔ ａｌ．Ｆｅａｔｕｒｅｓ ａｎｄｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ ｏｆ ｆｒｏｚｅｎ ｇｒｏｕｎｄ ｉｎ ｔｈｅ Ｓｏｕｒｃｅ Ａｒｅａ ｏｆ ｔｈｅ ＹｅｌｌｏｗＲｉｖｅｒ，Ｃｈｉｎａ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙ ａｎｄ Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏｇｙ，２０１０，３２（１）：１０－１７．［金会军，王绍令，吕兰芝，等．黄河源区冻土特征及退化趋势［Ｊ］．冰川冻土，２０１０，３２（１）：１０－１７．］［１７］Ｗａｎｇ Ｇｅｎｘｕ，Ｇｕｏ Ｘｉａｏｙｉｎ，Ｃｈｅｎｇ Ｇｕｏｄｏｎｇ．Ｄｙｎａｍｉｃ ｖａｒｉａ－ｔｉｏｎｓ ｏｆ ｌａｎｄｓｃａｐｅ ａｎｄ ｔｈｅ ｌａｎｄｓｃａｐｅ ｅｃｏｌｏｇｉｃａｌ ｆｕｎｃｔｉｏｎｓ ｉｎ ｔｈｅＳｏｕｒｃｅ Ａｒｅａ ｏｆ ｔｈｅ Ｙｅｌｌｏｗ Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ａｃｔａ Ｅｃｏｌｏｇｉｃａ Ｓｉｎｉｃａ，２００２，２２（１０）：１５８７－１５９８．［王根绪，郭晓寅，程国栋．黄河源区景观格局与生态功能的动态变化［Ｊ］．生态学报，２００２，２２（１０）：１５８７－１５９８．］［１８］Ｊｉｎ Ｈ Ｊ，Ｈｅ Ｒ Ｘ，Ｃｈｅｎｇ Ｇ Ｄ，ｅｔ ａｌ．Ｃｈａｎｇｅｓ ｉｎ ｆｒｏｚｅｎｇｒｏｕｎｄ ｉｎ ｔｈｅ Ｓｏｕｒｃｅ Ａｒｅａ ｏｆ ｔｈｅ Ｙｅｌｌｏｗ Ｒｉｖｅｒ ｏｎ ｔｈｅ Ｑｉｎｇ－ｈａｉ－Ｔｉｂｅｔ Ｐｌａｔｅａｕ，Ｃｈｉｎａ，ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ｅｃｏ－ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ ｉｍ－ｐａｃｔｓ［Ｊ］．Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ Ｒｅｓｅａｒｃｈ Ｌｅｔｔｅｒｓ，２００９，４：０４５２０６．［１９］Ｌｕｏ Ｄｏｎｇｌｉａｎｇ，Ｊｉｎ Ｈｕｉｊｕｎ，Ｙａｎｇ Ｓｉｚｈｏｎｇ，ｅｔ ａｌ．Ａ ｓｔｕｄｙ ｏｆｔｈｅ ｐｅｒｉｇｌａｃｉａｌ ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓ ａｒｏｕｎｄ ｔｈｅ Ｄｏｎｇｇｉ Ｃｏｎａ Ｌａｋｅ ｏｎｔｈｅ Ｎｏｒｔｈｅａｓｔｅｒｎ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙａｎｄ Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏｇｙ，２０１０，３２（５）：９３５－９４０．［罗栋梁，金会军，杨思忠，等．青藏高原东北部冬给措纳湖湖区冰缘环境探讨［Ｊ］．冰川冻土，２０１０，３２（５）：９３５－９４０．］［２０］Ｓｈａｎｇ Ｘｉａｏｇａｎｇ，Ｚｈａｎｇ Ｓｅｎｑｉ，Ｍａ Ｌｉｎ，ｅｔ ａｌ．Ｐｒｅｌｉｍｉｎａｒｙ ａ－ｎａｌｙｓｉｓ ｏｎ ｔｈｅ ｒｅａｓｏｎｓ ｏｆ ｌａｋｅｓ ｄｒｙ ｕｐ ｉｎ Ｙｅｌｌｏｗ Ｒｉｖｅｒ ＳｏｕｒｃｅＡｒｅａ［Ｊ］．Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ Ｒｅｓｅａｒｃｈ ｉｎ Ｐｌａｔｅａｕ，２００６，１８（２）：４９－５４．［尚小刚，张森琦，马林，等．黄河源区湖泊萎缩的原因初步分析［Ｊ］．高原地震，２００６，１８（２）：４９－５４．］［２１］Ｃｈａｎｇ Ｇｕｏｇａｎｇ，Ｌｉ Ｌｉｎ，Ｚｈｕ Ｘｉｄｅ，ｅｔ ａｌ．Ｃｈａｎｇｅｓ ａｎｄ ｉｎｆｌｕ－ｅｎｃｉｎｇ ｆａｃｔｏｒｓ ｏｆ ｓｕｒｆａｃｅ ｗａｔｅｒ ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ ｉｎ ｔｈｅ Ｓｏｕｒｃｅ Ｒｅｇｉｏｎｏｆ ｔｈｅ Ｙｅｌｌｏｗ Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ａｃｔａ Ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃａ Ｓｉｎｉｃａ，２００７，６２（３）：３１２－３２０．［常国刚，李林，朱西德，等．黄河源区地表水资源变化及其影响因子［Ｊ］．地理学报，２００７，６２（３）：３１２－３２０．］［２２］Ｈａｏ Ｚｈｅｎｃｈｕｎ，Ｊｉａｎｇ Ｗｅｉｊｕａｎ，Ｊｕ ｑｉｎ，ｅｔ ａｌ．Ｔｈｅ ｆｅａｔｕｒｅｓ ｏｆｃｌｉｍａｔｅ ｃｈａｎｇｅｓ ｉｎ ｔｈｅ ｆｉｖｅ ｒｉｖｅｒ ｓｏｕｒｃｅ ｒｅｇｉｏｎｓ ｏｆ ｔｈｅ ＴｉｂｅｔａｎＰｌａｔｅａｕ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙ ａｎｄ Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏｇｙ，２０１０，３２（６）：１１３０－１１３５．［郝振纯，江微娟，鞠琴，等．青藏高原河源区气候变化特征分析［Ｊ］．冰川冻土，２０１０，３２（６）：１１３０－１１３５．］［２３］Ｈｏｕ Ｗｅｎｊｕ，Ｌｉ Ｙｉｎｇｎｉａｎ．Ｓｏｉｌ ｓｕｒｆａｃｅ ｈｕｍｉｄｉｔｙ ｉｎｄｅｘ ａｎｄｓｅｎｓｉｔｉｖｉｔｙ ａｎａｌｙｓｉｓ ｏｆ ｔｈｅ ｃｌｉｍａｔｅ ｆａｃｔｏｒｓ ｔｈａｔ ａｆｆｅｃｔ ｉｔ ｉｎ ｔｈｅＹｅｌｌｏｗ Ｒｉｖｅｒ Ｓｏｕｒｃｅ Ｒｅｇｉｏｎｓ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙ ａｎｄＧｅｏｃｒｙｏｌｏｇｙ，２０１０，３２（６）：１２２６－１２３３．［侯文菊，李英年．黄河源区地表湿润指数及与气象因素的敏感性分析［Ｊ］．冰川冻土，２０１０，３２（６）：１２２６－１２３３．］［２４］Ｚｈｕ Ｌｉｎｎａｎ，Ｗｕ Ｚｉｗａｎｇ，Ｌｉｕ Ｙｏｎｇｚｈｉ，ｅｔ ａｌ．Ｔｈｅ ｉｎｆｌｕｅｎ－ｃｉｎｇ ｅｆｆｅｃｔｓ ｏｆ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｉｎ ｓｔａｂｉｌｉｔｙ ｏｆ ｒｏａｄｂｅｄ ａｌｏｎｇ Ｎａｔｉｏｎ－ａｌ Ｈｉｇｈｗａｙ Ｎｏ．２１４［Ｊ］．Ｈｉｇｈｗａｙ，１９９５（４）：４－７．［朱林楠，吴紫汪，刘永智，等．多年冻土退化对２１４国道路基稳定性的影响［Ｊ］．公路，１９９５（４）：４－７．］［２５］Ｃｈｅｎｇ Ｇｕｏｄｏｎｇ．Ｐｒｏｂｌｅｍｓ ｏｎ ｚｏｎａｔｉｏｎ ｏｆ ｈｉｇｈ－ａｌｔｉｔｕｄｅ ｐｅｒ－ｍａｆｒｏｓｔ［Ｊ］．Ａｃｔａ Ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃａ Ｓｉｎｉｃａ，１９８４，３９（２）：１８５－１９３．［程国栋．我国高海拔多年冻土地带性规律之探讨［Ｊ］．地理学报，１９８４，３９（２）：１８５－１９３．］［２６］Ｊｉｎ Ｈｕｉｊｕｎ，Ｚｈａｏ Ｌｉｎｌｉｎ，Ｗａｎｇ Ｓｈａｏｌｉｎｇ，ｅｔ ａｌ．Ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ａｎｄ ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ ｃｈａｎｇｅｓ ｏｆ ｃｏｌｄ ｒｅｇｉｏｎｓ ｉｎ ｅａｓｔ－ｅｒｎ ａｎｄ ｉｎｔｅｒｉｏｒ Ｑｉｎｇｈａｉ－Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ ｓｉｎｃｅ ｔｈｅ Ｈｏｌｏｃｅｎｅ５４５３期罗栋梁等：青海高原中、东部多年冻土及寒区环境退化 ［Ｊ］．Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，２００６，２６（２）：１９８－２１０．［金会军，赵林，王绍令，等．青藏高原中、东部全新世以来多年冻土演化及寒区环境变化［Ｊ］．第四纪研究，２００６，２６（２）：１９８－２１０．］［２７］Ｌｉ Ｄ Ｑ，Ｃｈｅｎ Ｊ，Ｍｅｎｇ Ｑ Ｚ，ｅｔ ａｌ．Ｎｕｍｅｒｉｃ ｓｉｍｕｌａｔｉｏｎ ｏｆｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ ｉｎ ｔｈｅ ｅａｓｔｅｒｎ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ［Ｊ］．Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ａｎｄ Ｐｅｒｉｇｌａｃｉａｌ Ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ，２００８，１９：９３－９９．［２８］Ｚｈａｎｇ Ｓｅｎｑｉ，Ｌｉ Ｙｕａｎ，Ｗａｎｇ Ｙｏｎｇｕｉ，ｅｔ ａｌ．Ｄｅｃｌｉｎｅ ｉｎ ｒｅ－ｇｉｏｎａｌ ｇｒｏｕｎｄｗａｔｅｒ ｌｅｖｅｌ ａｎｄ ｒｅｌａｔｅｄ ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ ｐｒｏｂｌｅｍｓｉｎ ｔｈｅ ｈｅａｄ ｗａｔｅｒ ａｒｅａ ｏｆ ｔｈｅ Ｙｅｌｌｏｗ Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ｈｙｄｒｏｇｅｏｌｏｇｙａｎｄ Ｅｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇ Ｇｅｏｌｏｇｙ，２００９，６：１０９－１１３．［张森琦，李原，王永贵，等．黄河源区区域地下水位下降及其生态环境地质问题［Ｊ］．水文地质与工程，２００９，６：１０９－１１３．］［２９］Ｚｈｕａｎｇ Ｙｏｎｇｃｈｅｎｇ，Ｚｈａｎｇ Ｓｅｎｑｉ，Ｗａｎｇ Ｄｏｎｇｑｉｎｇ，ｅｔ ａｌ．Ｔｈｅ ｒｅｍｏｔｅ ｓｅｎｓｉｎｇ ａｎａｌｙｓｉｓ ｏｆ ｌａｎｄ ｃｏｖｅｒ／ｕｓｅ ｃｈａｎｇｅｓ ｉｎ ｔｈｅＳｏｕｒｃｅ Ａｒｅａ ｏｆ ｔｈｅ Ｙｅｌｌｏｗ Ｒｉｖｅｒ ｉｎ ２０ｙｅａｒｓ［Ｊ］．Ｑｉｎｇｈａｉ Ｇｅ－ｏｌｏｇｙ，２００１（Ｓ１）：６２－６８．［庄永成，张森琦，王冬青，等．黄河源区２０多年来土地覆盖／利用变化的遥感分析［Ｊ］．青海地质，２００１（Ｓ１）：６２－６８．］［３０］Ｗａｎｇ Ｇｅｎｘｕ，Ｓｈｅｎ Ｙｏｎｇｐｉｎｇ，Ｃｈｅｎｇ Ｇｕｏｄｏｎｇ．Ｅｃｏ－ｅｎｖｉ－ｒｏｎｍｅｎｔａｌ ｃｈａｎｇｅｓ ａｎｄ ｃａｕｓａｌ ａｎａｌｙｓｉｓ ｉｎ ｔｈｅ Ｓｏｕｒｃｅ Ｒｅｇｉｏｎｓｏｆ ｔｈｅ Ｙｅｌｌｏｗ Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙ ａｎｄ Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏ－ｇｙ，２０００，２２（３）：２００－２０５．［王根绪，沈永平，程国栋．黄河源区生态环境变化与成因分析［Ｊ］．冰川冻土，２０００，２２（３）：２００－２０５．］［３１］Ｌｕ Ｑｉｎｇｓｈｕｉ，Ｚｈａｏ Ｚｈｉｐｉｎｇ．Ｅｃｏ－ｉｍｍｉｇｒａｔｉｏｎ ｐｏｌｉｃｙ ｆｏｒ ｔｈｅｄｅｇｒａｄｅｄ ｒａｎｇｅｌａｎｄ ａｎｄ ｒｅｓｐｏｎｓｅ ｏｆ ｈｅｒｄ ｆａｍｉｌｉｅｓ：ａ ｃａｓｅｓｔｕｄｙ ｏｆ Ｍａｄｕｏ Ｃｏｕｎｔｙ，ｔｈｅ Ｓｏｕｒｃｅ Ｒｅｇｉｏｎ ｏｆ Ｙｅｌｌｏｗ Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃａｌ Ｒｅｓｅａｒｃｈ，２００９，２８（１）：１４３－１５３．［芦清水，赵志平．应对草地退化的生态移民政策及牧户响应分析———基于黄河源区玛多县的牧户调查［Ｊ］．地理研究，２００９，２８（１）：１４３－１５３．］［３２］Ｌｉ Ｊｉｎｃｈａｎｇ，Ｙａｎｇ Ｙｏｎｇｇａｎｇ，Ｚｈａｎｇ Ｃａｉｘｉａ．Ｑｕａｎｔｉｔａｔｉｖｅｓｔｕｄｙ ｏｎ ｉｎｆｌｕｅｎｃｉｎｇ ｆａｃｔｏｒｓ ｏｆ ｄｅｓｅｒｔｉｆｉｃａｔｉｏｎ ｉｎ ｈｅａｄｗａｔｅｒ ａｒ－ｅａ ｏｆ Ｙｅｌｌｏｗ Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ａｒｉｄ Ｌａｎｄ Ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ ａｎｄＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ，２０１１，２５（２）：８８－９２．［李晋昌，杨永刚，张彩霞．黄河源区现代沙漠化过程影响因素定量分析［Ｊ］．干旱区资源与环境，２０１１，２５（２）：８８－９２．］［３３］Ｚｅｎｇ Ｙｏｎｇｎｉａｎ，Ｆｅｎｇ Ｚｈａｏｄｏｎｇ．Ｓｐａｔｉａｌ ａｎｄ ｔｅｍｐｏｒａｌ Ｃｈａｎ－ｇｅｓ ｏｆ ｄｅｓｅｒｔｉｆｉｃａｔｉｏｎ ｉｎ ｔｈｅ Ｈｅａｄｗａｔｅｒ Ａｒｅａ ｏｆ ｔｈｅ ＹｅｌｌｏｗＲｉｖｅｒ Ｕｓｉｎｇ Ｒｅｍｏｔｅ Ｓｅｎｓｉｎｇ［Ｊ］．Ａｃｔａ Ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃａ Ｓｉｎｉｃａ，２００７，６２（５）：５２９－５３６．［曾永年，冯兆东．黄河源区土地沙漠化时空变化遥感分析［Ｊ］．地理学报，２００７，６２（５）：５２９－５３６．］［３４］Ｆｅｎｇ Ｊｉａｎｍｉｎ，Ｗａｎｇ Ｔａｏ，Ｑｉ Ｓｈａｎｚｈｏｎｇ，ｅｔ ａｌ．Ｓｔｕｄｙ ｏｎ ｄｙ－ｎａｍｉｃ ｃｈａｎｇｅｓ ｏｆ ｌａｎｄ ｄｅｓｅｒｔｉｆｉｃａｔｉｏｎ ａｎｄ ｃａｕｓａｌ ａｎａｌｙｓｉｓ ｉｎＳｏｕｒｃｅ Ｒｅｇｉｏｎ ｏｆ Ｙｅｌｌｏｗ Ｒｉｖｅｒ———ａ ｃａｓｅ ｓｔｕｄｙ ｏｆ ＭａｄｕｏＣｏｕｎｔｙ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｓｏｉｌ ａｎｄ Ｗａｔｅｒ Ｃｏｎｓｅｒｖａｔｉｏｎ，２００４，１８（３）：１４１－１４５．［封建民，王涛，齐善忠，等．黄河源区土地沙漠化的动态变化及成因分析———以玛多县为例［Ｊ］．水土保持学报，２００４，１８（３）：１４１－１４５．］Ｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ ｏｆ Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ａｎｄ Ｃｏｌｄ－Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓｏｎ ｔｈｅ Ｉｎｔｅｒｉｏｒ ａｎｄ Ｅａｓｔｅｒｎ Ｑｉｎｇｈａｉ ＰｌａｔｅａｕＬＵＯ Ｄｏｎｇ－ｌｉａｎｇ，ＪＩＮ Ｈｕｉ－ｊｕｎ，ＬＩＮ Ｌｉｎ，ＨＥ Ｒｕｉ－ｘｉａ，ＹＡＮＧ Ｓｉ－ｚｈｏｎｇ，ＣＨＡＮＧ Ｘｉａｏ－ｌｉ（Ｓｔａｔｅ Ｋｅｙ Ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ ｏｆ Ｆｒｏｚｅｎ Ｓｏｉｌ Ｅｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇ，Ｃｏｌｄ ａｎｄ Ａｒｉｄ Ｒｅｇｉｏｎｓ Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ ａｎｄ ＥｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇＲｅｓｅａｒｃｈ Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ，Ｃｈｉｎｅｓｅ Ａｃａｄｅｍｙ ｏｆ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，Ｌａｎｚｈｏｕ Ｇａｎｓｕ ７３００００，Ｃｈｉｎａ）Ａｂｓｔｒａｃｔ：Ｔｈｅ ｉｎｔｅｒｉｏｒ ａｎｄ ｅａｓｔｅｒｎ Ｑｉｎｇｈａｉ Ｐｌａｔｅａｕｉｓ ｌｏｃａｔｅｄ ｏｎ ｔｈｅ ｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ ｚｏｎｅｓ ｏｆ ｓｅａｓｏｎａｌｌｙ ｆｒｏ－ｚｅｎ ｇｒｏｕｎｄ ｔｏ ｐｒｅｄｏｍｉｎａｎｔｌｙ ｃｏｎｔｉｎｕｏｕｓ ｐｅｒｍａ－ｆｒｏｓｔ．Ｒｅｍａｒｋａｂｌｅ ｃｌｉｍａｔｅ ｗａｒｍｉｎｇ ｈａｓ ｂｅｅｎ ｓｅｅｎｓｉｎｃｅ ｔｈｅ １９８０ｓｉｎ ｔｈｅ ｐｌａｔｅａｕ．Ｗｉｔｈ ｃｌｉｍａｔｅ ｗａｒ－ｍｉｎｇ ａｎｄ ｉｎｃｒｅａｓｉｎｇ ｈｕｍａｎ ａｃｔｉｖｉｔｉｅｓ，ｔｈｅ ｐｅｒｍａ－ｆｒｏｓｔ ｈａｓ ｄｅｇｒａｄｅｄ ｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔｌｙ ｄｕｒｉｎｇ ｔｈｅ ｐａｓｔｔｗｅｎｔｙ ｙｅａｒｓ．Ｉｔ ｉｓ ｆｏｕｎｄ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｌｏｗｅｒ ｌｉｍｉｔ ｏｆ ｉｓ－ｌａｎｄ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｈａｓ ｓｈｉｆｔｅｄ ５ｋｍ ｎｏｒｔｈｗａｒｄｓ ｉｎＱｉｎｇｓｈｕｉｈｅ ｏｎ ｔｈｅ ｓｏｕｔｈ ｓｌｏｐｅｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｂａｙａｎ ＨａｒＭｏｕｎｔａｉｎｓ．Ｔｈｅ ｌｏｗｅｒ ｌｉｍｉｔ ｏｆ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｒｏｓｅ ９０ｍ ｉｎ ｔｈｅ ｓｏｕｔｈ ａｎｄ １００ｍｉｎ ｔｈｅ ｎｏｒｔｈ ｓｌｏｐｅｓ ｏｆ ｔｈｅＢａｙａｎ Ｈａｒ Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ，ｄｕｒｉｎｇ ｔｈｅｐｅｒｉｏｄ ｏｆ １９９１－２０１０．Ｔｈｅ ｌｏｗｅｒ ｌｉｍｉｔ ｏｆ ｐｅｒｍａ－ｆｒｏｓｔ ｒｏｓｅ ８０ｍｉｎ ｔｈｅ ｓｏｕｔｈ ａｎｄ ５０ｍｉｎ ｎｏｒｔｈｓｌｏｐｅｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｂｕｑｉｎｇ Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ，ｄｕｒ－ｉｎｇ ｔｈｅ ｐｅｒｉｏｄ ｏｆ １９９５－２０１０．Ｔｈｅ ｃｈａｎｇｅｓ ｏｆ ａｃ－ｔｉｖｅ ｌａｙｅｒ ｄｅｐｔｈ ａｎｄ ｇｒｏｕｎｄ ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ ｗｅｒｅ ａｌｓｏｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔ．Ｔｈｅ ａｃｔｉｖｅ ｌａｙｅｒ ｄｅｐｔｈ ｄｅｃｒｅａｓｅｄ ｗｉｔｈ ａｒａｔｅ ｏｆ ３ｃｍ爛ａ－１，ａｎｄ ｔｈｅ ａｎｎｕａｌ ｍｅａｎ ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｔ ｔｈｅ ｂｏｔｔｏｍ ｏｆ ｔｈｅ ａｃｔｉｖｅ ｌａｙｅｒ ｉｎｃｒｅａｓｅｄ ｗｉｔｈ ａｒａｔｅ ｏｆ ａｐｐｒｏｘｉｍａｔｅｌｙ ０．０５℃爛ａ ｉｎ Ｍａｄｏｉ Ｓｔａｔｉｏｎｉｎ １９８０－２００６．Ｃｌｉｍａｔｅ ｗａｒｍｉｎｇ ｃｏｕｌｄ ｒｅｓｕｌｔ ｉｎｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ ｏｆ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｂｙ ｔｕｒｎｉｎｇ ｍｉｎｕｓ ｔｅｍ－ｐｅｒａｔｕｒｅ ｉｎｔｏ ｐｏｓｉｔｉｖｅ ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ ｏｎ ｔｈｅ ｇｒｏｕｎｄｓｕｒｆａｃｅ，ｓｈｏｒｔｅｎ ｔｈｅ ｆｒｏｓｔ ｐｅｒｉｏｄ，ｅｘｔｅｎｄ ｔｈｅ ｔｈａ－ｗｉｎｇ ｐｅｒｉｏｄ ａｎｄ ｄｅｃｒｅａｓｅ ｔｈｅ ｆｒｅｅｚｉｎｇ／ｔｈａｗｉｎｇ ｉｎ－ｄｅｘ．Ｔｈｅ ｄｅｔｅｒｉｏｒａｔｉｏｎ ｏｆ ｃｏｌｄ ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓ ｉｓ ａｌｓｏｄｉｓｃｕｓｓｅｄ ｉｎ ｔｈｉｓ ｐａｐｅｒ．Ｋｅｙ ｗｏｒｄｓ：Ｑｉｎｇｈａｉ Ｐｌａｔｅａｕ；ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ ｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ；ｌｏｗｅｒ ｌｉｍｉｔ ｏｆ ａｌｐｉｎｅ ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ；ｃｌｉｍａｔｅ ｗａｒｍｉｎｇ６４５ 冰 川 冻 土 ３４卷 。
青藏高原多年冻土区冻融循环作用下土壤水热特征研究
青藏高原多年冻土区冻融循环作用下土壤水热特征研究中文摘要青藏高原作为亚洲多条河流的发源地，是重要的生态功能服务区、气候变化的“感应器”、碳收支平衡的主导区和生态系统多样性的稀有种质资源保存基地。
青藏高原的多年冻土在过去的几十年里由于全球变暖已经经历了显著地退化，而青藏高原多年冻土的退化又会对土壤环境、高寒生态及寒区水文过程产生强烈的影响。
冻土的季节性冻融过程及土壤水热动态对陆地生态系统、水文过程、地-气水热交换及碳循环、气候系统以及寒区工程等具有深刻影响。
本文以青藏高原多年冻土区腹地的风火山流域作为研究区域，对该区域的土壤质量、气象因子、蒸散发、土壤下渗以及土壤水分和温度的变化进行了系统的观测、采样研究及数理统计分析，结合冻土区活动层不同冻融循环阶段，开展了青藏高原多年冻土区冻融循环作用下土壤水热变化特征的研究，获得了如下主要成果：（1）影响青藏高原多年冻土区高寒草地植被退化背景下土壤质量的最小数据集（MDS）：碱解氮、盐分、全磷和有机质。
并且随着植被盖度的增加，土壤质量指数（SQI）也呈现增加的变化趋势，即在植被盖度＜30%时，SQI的平均值为0.300～0.442，在植被盖度为30～50%时，SQI的平均值为0.308～0.457，在植被盖度为50～70%时，SQI的平均值为0.328～0.491，在植被盖度＞70%时，SQI的平均值为0.327～0.532。
分别采用线性与非线性的得分函数计算得到的结果表明，基于MDS的土壤质量指数可以较详尽的表达出植被退化背景下土壤质量的变化，相较于其他三种方法得出的SQI（SQI L-A、SQI L-WA、SQI N-A），基于MDS的非线性加权的土壤质量指数(SQI N-WA) 可以对青藏高原多年冻土区高寒草地植被退化影响下的土壤做出更准确的评价。
（2）在多年冻土区不同土壤冻融阶段，气温与潜在蒸散发存在相似的变化趋势，均在土壤的夏季融化期达到了最大值；并且通过对活动层土壤不同冻融阶段气象要素的进一步分析发现，各气象要素对潜在蒸散发的贡献率随着冻融循环的更替呈现出了明显的变化。
青藏铁路冻土解决方案
青藏铁路冻土解决方案青藏铁路的建设是中国铁路史上的一项伟大工程，它连接了雄伟壮丽的青藏高原和其他地区。
然而，这个工程也面临着来自自然环境的巨大挑战，其中之一就是冻土问题。
青藏高原地域广阔，气候寒冷，土壤中的冰冻现象十分普遍。
那么，我们如何解决青藏铁路上的冻土问题呢？首先，我们需要理解冻土的特点和形成原因。
冻土是指土壤中水分被冻结形成的一种地表材料。
在高寒地区的青藏高原，由于气温低，空气中的水分会结成冰，这些冰会渗入土壤中，使其变得坚硬。
冻土除了对土地的构成有影响外，还具有不可忽视的地质工程问题。
因此，解决冻土问题对于青藏铁路建设来说至关重要。
其次，我们可以采取一系列措施来解决冻土问题。
首先，可以在土壤表面构建保温层来防止冷空气渗透到土壤中。
这可以通过在土壤表面上覆盖一层较厚的材料，如沙土或石塘，来实现。
这样可以有效减缓渗透速度，降低土壤冻结的程度。
其次，可以采用地下排水系统来解决冻土问题。
通过将排水管道埋设在土壤下方，将土壤中的积水排除出去，防止冰块形成，从而避免土壤冻结。
另外，保护冻土还需要结合植被恢复来进行，植物的根系可以有效地改善土壤的稳定性。
在青藏高原这样的高寒地区，植物的分布相对较少，所以可以考虑进行温室种植。
在温室内培育出更耐寒的植物品种，然后将其移植到铁路附近的土地上，以实现土壤的保护和恢复。
此外，建设合理的排水系统也是解决冻土问题的重要一环。
在青藏高原这样的高原地区，降雨量大，排水不畅会导致土壤湿度增加，加剧冻土的形成。
因此，铁路和周边设施中的排水系统设计需要考虑到降雨量，确保快速将水排除，降低土壤冻结的可能性。
最后，监测和预警系统的建设也是解决冻土问题的重要手段。
通过建立冻土监测站点，实时监测土壤温度、湿度等指标的变化情况，及时掌握冻土情况的变化趋势。
当存在潜在的冻土问题时，预警系统可以提前发出警报，以进行相应的调整和改进。
在解决冻结土壤问题的过程中，我们需要进行科学研究和不断的实践。
青藏高原近40年来气候变化特征及湖泊环境响应
青藏高原近40年来气候变化特征及湖泊环境响应一、本文概述本文旨在深入探讨青藏高原近40年来的气候变化特征及其对湖泊环境的影响。
青藏高原，被誉为“世界屋脊”，其独特的地理位置和生态环境使其成为全球气候变化研究的热点地区。
随着全球气候变暖的趋势日益明显，青藏高原的气候也在发生显著变化，这些变化对当地的湖泊环境产生了深远影响。
本文将首先分析青藏高原近40年来的气候变化特征，包括温度、降水、风速等气象要素的变化趋势。
随后，我们将探讨这些气候变化如何影响湖泊的水位、水质、生态结构等方面。
我们将通过收集和分析大量的现场观测数据、遥感影像以及气候模型输出结果，揭示气候变化对湖泊环境的具体影响机制和过程。
本文还将对青藏高原湖泊环境的响应进行深入研究。
我们将评估湖泊生态系统对气候变化的适应性和脆弱性，探讨湖泊环境的变化对当地生态系统和人类活动的影响。
通过对比分析不同湖泊的响应特征，我们可以更好地理解湖泊环境在气候变化背景下的动态变化过程。
本文的研究结果将为青藏高原生态环境保护提供科学依据，为应对气候变化带来的挑战提供理论支持。
本文的研究方法和成果也可为其他类似地区的气候变化和湖泊环境研究提供参考和借鉴。
二、青藏高原气候变化的特征青藏高原，被誉为“世界屋脊”，其独特的高原气候对于全球气候变化具有重要的指示作用。
近40年来，青藏高原的气候变化特征愈发显著，主要体现在温度、降水、风速等多个方面。
在温度方面，青藏高原整体呈现显著的增温趋势。
根据气象观测数据，过去40年中，高原地区的年平均气温上升了约1-2摄氏度。
这种增温趋势在冬季尤为明显，导致高原冬季的气温逐渐接近甚至超过夏季。
这种变化不仅影响了高原的生态系统，也对人类活动产生了深远影响。
降水模式也发生了显著变化。
青藏高原的降水总量在过去40年中呈现出波动增加的趋势，但降水分布却呈现出明显的空间和时间异质性。
一些地区降水增加，而另一些地区则出现减少。
这种降水模式的变化对高原的水资源、湖泊环境以及农业生产等方面都产生了深远影响。
青藏高原开发中的冻土问题
青藏高原开发中的冻土问题在我国正在实施西部大开发战略的今天，研究青藏高原开发中的冻土问题，有着积极的现实意义。
阐述了青藏高原冻土分布现状，分析了青藏高原的冻土问题，提出了青藏高原冻土的开发与保护具体措施。
标签：青藏高原；开发；冻土TB1青藏高原冻土分布现状冻土是指地表温度在持续的时间内处于零度以下的土壤，是受到地质与气候的变化或者是水文和地被等的共同影响，而使得一些地区的地理环境和地貌结构通过地气物质和能量交换而发育的客观地质实体。
冻土有着特殊的变化规律，对环境与温度积极敬感。
在人类社会发展的历史中，冻土对人类的生活与生存曾经造成了客观的影响，同时也影响到了周圉环境的变化。
在国家进行西部大开发的过程中，关于青藏高原冻土问题必须正确客观地对待，科学地研究气候对环境造成的影响，并且预测冻土有可能发生的变化，为青藏高原的可持续发展做好准备工作。
青藏疡原由于其独特的地理位置和气候变迁史、较高的海拔与恶劣的气候条件，使得青藏高原长期发育着大面积的冻土，而冻土的面积儿乎占据了青藏高原总面积的一半。
青藏高原的冻土面积是世界上范圉最大的冻土区域。
山于气温的变化，青藏高原的冻土呈现岀向北、东逐渐降低的趋势，而海拔、维度与经度是影响冻土分布的主要因素，分布在青藏高原的冻土基本上表现为不连续的片区，总共有阿尔金井肠连山高山多年冻土区、冈底斯一念青唐古拉山多年冻土区、横断山高山多年冻土区、喜马拉雅山高山多年冻土区等五个冻土区域。
近年来由于全球化以及经济的迅速发展，青藏拓原的工业化严重，并且大片的森林遭到砍伐，导致青藏高原大气中温室气体含量极具上升，在温室效应的影响下多年的冻土势必会受到退化。
2青藏高原的冻土问题冻土中的水分主要有三种形式，因此冻土有别于一般的土壤，主要体现在冻土的水分迁移和冻结会引发冻胀，而冰的融化会造成冻土变形英至沉陷，冻胀和沉陷是两种完全相反的冻土发育结果，这都会直接影响冻土上建筑工程的稳定性，这也是所有冻土工程中存在的问题。
青藏高原冻土区域的保护与利用研究
青藏高原冻土区域的保护与利用研究青藏高原是世界上最大的高原，也是全球最丰富的冻土区域之一。
冻土作为一种特殊的土壤类型，对该地区的生态环境和气候有着重要的影响。
因此，保护和合理利用青藏高原冻土区域对于维护地球生态平衡具有重要意义。
本文将探讨青藏高原冻土区域的保护与利用研究。
首先，我们需要了解冻土在青藏高原的分布和特点。
青藏高原冻土的分布范围广泛，几乎遍布整个高原地区。
而且，由于高原地理位置的特殊性，青藏高原的冻土往往具有较大的厚度和较高的冻结温度。
这种特殊的气候和地理条件使得冻土的保护和利用具有一定的难度。
冻土的保护是青藏高原生态保护的重要组成部分。
冻土作为高原地区的水源保护层，具有保持水分平衡和防止水源蒸发的作用。
同时，冻土还能够减缓地表水的径流速度，避免水土流失和泥石流的发生。
因此，保护冻土不仅能够维护高原地区的生态平衡，还能够减少自然灾害的发生。
冻土的保护需要从多个方面入手。
首先，我们需要加强冻土区域的监测和调查，了解冻土的变化情况和分布特点。
其次，我们需要采取合理的措施来保护冻土，如合理规划冻土区域的利用和开发，避免不合理的人为活动导致冻土破坏。
再次，我们需要加强冻土区域的生态保护，保护冻土的植被和水源，避免过度开发和污染。
除了保护，合理利用冻土也是青藏高原冻土区域研究的重要内容之一。
冻土不仅可以作为水资源的保护层，还可以作为可再生能源的利用层。
在青藏高原的一些地区，冻土的厚度和冻结温度达到了利用地热能的条件。
利用冻土地区的地热能不仅能够提供清洁的能源，还能够促进当地经济的发展。
冻土的利用还可以与农业生产相结合。
由于冻土具有一定的保水和保肥功能，可以作为农田的保护层。
在冻土地区，农田可以利用地下温度进行农作物的生长，提高产量和质量。
同时，冻土还可以作为农田的保护层，减少自然灾害对农田的影响。
青藏高原冻土区域的保护与利用研究是一个复杂而重要的课题。
保护冻土不仅需要科学的研究和技术支持，还需要政府、学术界和社会各方的共同努力。
青藏高原气候变化对农业影响研究
青藏高原气候变化对农业影响研究青藏高原是世界上海拔最高的高原，位于中国西南地带，面积约为220万平方公里。
它的高海拔、严寒气候以及独特的地理位置使得这片高原成为气候变化的敏感区域。
近年来，随着全球气候变暖的加剧，青藏高原的气候也发生了明显的变化，对当地农业造成了一定的影响。
首先，青藏高原的气温变化对农业产量有着直接的影响。
过去几十年来，青藏高原的平均气温呈现上升趋势。
这导致了高山农田的冻土融解时间提前，缩短了种植期。
寒冷条件下的高山作物，如高原大蒜和青稞，也受到了威胁。
此外，气温升高还导致冰川融化加快，可能会引发山洪暴发和洪涝灾害，给农田带来更大的风险。
其次，降水变化也是青藏高原农业面临的一个重要挑战。
近年来，青藏高原的降水模式发生了明显的变化，过去常年的积雪减少，降雨的季节和强度也发生了改变。
降水量的减少对于高山农田来说，缺乏水资源可能会导致干旱灾害，进而影响作物的生长。
同时，降雨的不规律和猛烈降雨可能引发山体滑坡和泥石流，对农田造成破坏。
此外，青藏高原的气候变化还对牧区的畜牧业产生了重要影响。
由于气温升高，高寒草原的生长季节变长，牧草产量增加。
然而，随着降水不规律和气温升高，草原生态系统的脆弱性也加大。
牲畜需要更多的水源和牧草来满足需求，但由于降水减少和过度放牧等原因，牧场的承载力可能受到限制。
这可能导致放牧资源不足，牲畜的饲养受到限制，对牧民生计产生负面影响。
面对青藏高原的气候变化，应采取相应的适应策略来减轻农业的负面影响。
首先，可以提高农业水资源的利用效率，通过水利工程的修建和管理，改善农田的灌溉条件，确保作物得到足够的水源。
其次，应加强农田保护，减少水土流失和土地退化的风险。
通过合理的耕作方式，如农田轮作、种草保持等，保持和改善土壤的肥力和结构。
此外，科研机构和政府应加强对农民的信息宣传和培训，提高农民对气候变化的认识，帮助他们更好地应对变化带来的挑战。
总之，青藏高原的气候变化对农业产生了明显的影响。
青藏高原生态环境变化及其影响研究
青藏高原生态环境变化及其影响研究一、引言青藏高原是中国境内的一片广阔高原，是我国大陆地形的西北边缘，同时也是全球第三极。
青藏高原上的生态环境独特多样，其变化对于地球生态系统的稳定性和人类社会的可持续发展具有重要影响。
因此，对青藏高原生态环境变化及其影响的研究具有非常重要的意义。
二、青藏高原生态环境的变化1、气温变化近几十年来，青藏高原的气温呈现上升趋势，尤其是近20年来，气温增长速度明显加快，比全球平均水平高出了0.3-0.4℃/10a。
在高海拔地区，气温的升高更加明显。
气温的变化不仅会影响青藏高原区域的气候和水资源分配，还可能会对青藏高原的冻土覆盖和永久冰雪覆盖等自然环境造成重要影响。
2、降水变化青藏高原的降水呈现出较大的年际和季节性变化。
从20世纪50年代到70年代，青藏高原的降水量呈现出了一定的增加趋势。
但自20世纪80年代以来，青藏高原的降水量明显下降。
近10年来，降水量减少趋势尤其明显。
同时，青藏高原的降雪量也呈现出了减少的趋势。
这样的变化可能会对青藏高原上的水循环和生态环境产生重要影响。
3、植被变化青藏高原的植被类型多样，从热带和亚热带的丛林和草原到寒漠和高山草甸，均有分布。
近年来，随着气温升高和降水减少，青藏高原某些地区的植被覆盖率呈现了下降趋势。
同时，某些地区的荒漠化和土壤侵蚀现象也日益严重。
这样的变化可能会导致青藏高原生物多样性的下降，并对当地的畜牧业和生态系统造成重要影响。
三、影响及对策1、气候变暖气候变暖可能对青藏高原的冰雪和冻土覆盖造成不可逆转的影响。
同时，气候变暖也可能导致青藏高原海拔植被的移动和变化，影响当地的生态系统。
对于这样的情况，可以采取以下对策：加强青藏高原的气象监测和预报，提高对气候变化的应对能力；实施节能减排政策，减缓气候变化的速度；保护青藏高原上生态环境脆弱的地区，避免人类活动对自然环境的破坏。
2、降水减少青藏高原的水资源分配和生态系统的稳定性可能会受到降水减少的影响。
青藏高原冻土实验步骤
青藏高原冻土实验步骤一、引言青藏高原是全球最大的高原，也是全球最大的冻土区之一。
冻土是指土壤中存在永久冻结的土层，对于青藏高原的生态环境和工程建设具有重要影响。
因此，对青藏高原冻土的研究和实验具有重要意义。
本文将介绍青藏高原冻土实验的步骤。
二、实验准备1. 选取实验区域：根据研究目的和实验要求，在青藏高原选择一块具有代表性的冻土区域作为实验区域。
2. 准备实验设备：包括温度计、湿度计、土壤采样器、冻土深度测量仪等。
3. 建立实验站点：在实验区域选择一个适宜的站点，搭建实验设施，包括实验室、观测塔等。
三、实验步骤1. 土壤采样：利用土壤采样器在不同深度处采集土壤样品，并记录采样点的经纬度和海拔高度。
2. 温度和湿度观测：在不同深度处插入温度计和湿度计，记录土壤温度和湿度的变化情况。
观测时间间隔可以根据实验要求确定。
3. 冻土深度测量：利用冻土深度测量仪在不同位置测量冻土的深度，并记录下来。
4. 湖泊冻结观测：对实验区域的湖泊进行冻结观测，记录冻结的时间和厚度。
5. 数据收集：将观测到的数据整理、归纳，并进行统计分析。
可以使用图表等方式展示数据。
6. 结果讨论：根据实验结果，进行结果的讨论和分析，探讨青藏高原冻土的特点和影响因素。
四、实验注意事项1. 实验过程中要注意安全，遵守实验室和野外实验的相关规定。
2. 在采集土壤样品和观测过程中，要保持土壤的原样性，避免污染和损坏。
3. 观测数据要准确记录，避免遗漏或错误。
4. 实验结束后，要对实验设备进行清洁和维护，做好实验场地的整理工作。
五、实验意义和应用通过对青藏高原冻土的实验研究，可以深入了解冻土的物理、化学和生物特性，揭示其形成机制和变化规律。
这对于青藏高原的生态环境保护和工程建设具有重要意义。
此外，冻土实验的结果还可以为气候变化研究、农业生产和城市规划提供科学依据。
六、结论青藏高原冻土实验是对冻土进行深入研究的重要手段。
通过实验步骤的实施，可以获取冻土的相关数据，并对其特性进行分析和讨论。
青藏高原环境变化与资源利用研究
青藏高原环境变化与资源利用研究作为中国的重要生态区域之一，青藏高原一直以来都备受人们关注。
在近年来，随着全球气候变化以及人类活动的影响，青藏高原的生态环境在发生着巨大的变革。
本文旨在从青藏高原的环境变化和资源利用等方面，探讨其现状以及未来的研究方向。
一、青藏高原环境变化状况1、生态环境问题青藏高原是全球高寒地区生态系统最为脆弱的地区之一，其特殊的气候条件和地形地貌环境导致了该地区的生态系统的敏感性和脆弱性较强，而人类活动的不合理开发和利用也给青藏高原环境带来了很大的破坏。
据统计，青藏高原的草地退化严重，湖泊面积减少，冰川消融等生态问题对地区的影响越来越大。
2、气候变化问题青藏高原地区的气候变化对全球气候变化以及人类社会都产生了很大的影响。
气候变化会引起海平面上升、气候干旱、极端天气和起伏的农业产量等问题，而高原上冰川的消融速度加快、湖泊的干涸和生态系统的变化，都更加加速了气候变化的进程。
二、青藏高原资源利用问题1、水资源青藏高原是中国重要的水源地之一，其河流源头大多数在高原。
然而，由于人类活动的持续不断，青藏高原地区的水资源面临着破坏和过度开发的问题。
最近，由于气候变化，冻土融化等原因，高原地区的雪水和冰水资源日趋短缺，这也进一步加剧了对水资源的争夺。
2、草原生态资源青藏高原地区的草原是中国最重要的生态资源之一，也是中国畜牧业的生产基地之一。
但是，由于过度放牧等人类活动，青藏高原的草原生态资源受到了很大的破坏，导致青藏高原的生态问题更加复杂。
3、矿产资源青藏高原地区地质条件得天独厚，拥有丰富的矿产资源，其中包括了铜、锌、铅、煤等多种重要的矿产资源。
但是，为了长期的资源保障，必须适度利用和调控，以避免对青藏高原环境造成不可逆的破坏。
三、未来的研究方向青藏高原的环境变化以及资源利用问题，需要全球的人类共同来解决。
以下是一些未来的研究方向：1、生态系统调整和改善需要在尊重环境、保护生态、维持和恢复生物多样性的前提下，寻求生态系统调整的最佳途径，并为改善生态环境制定科学的计划和政策。
青藏高原近30年气候变化趋势
青藏高原近30年气候变化趋势一、本文概述青藏高原，被誉为“世界屋脊”，是中国乃至全球气候变化的敏感区和影响区。
其独特的高原气候类型和地理位置，使其在全球气候变化的大背景下显得尤为重要。
近30年来，随着全球气候变暖的加剧，青藏高原的气候也发生了一系列显著的变化。
本文旨在通过对近30年青藏高原气候变化趋势的深入分析和研究，揭示其气候变化的规律、特点及其可能的影响，以期为全球气候变化研究和应对提供有价值的参考。
我们将对近30年来青藏高原的气温、降水、风速等主要气候要素进行详细的统计分析，以揭示其变化趋势和规律。
结合高原地区的生态、环境和社会经济发展状况，评估气候变化对高原生态系统、水资源、农业、牧业等方面的影响。
在此基础上，探讨应对气候变化的策略和建议，为青藏高原的可持续发展提供科学依据。
通过本文的研究，我们期望能够更加深入地了解青藏高原的气候变化特点，为全球气候变化研究和应对提供有益的借鉴和参考。
也为青藏高原的生态保护和可持续发展提供科学支撑和决策依据。
二、青藏高原气候概况青藏高原，被誉为“世界屋脊”，其地理位置和地形地貌的特殊性使其拥有独特的气候特征。
青藏高原位于中国西南部，平均海拔超过4000米，是世界上最高、最大、最年轻的高原。
由于其高海拔和独特的地理位置，青藏高原的气候呈现出明显的垂直变化和地域差异。
总体而言，青藏高原气候属于高原山地气候，具有低氧、低温、低压、高辐射、强日照和降水少等特点。
受季风和高原大地形的影响，青藏高原的气候又表现出复杂多变的特性。
高原上四季不分明，冬季漫长而寒冷，夏季短暂而凉爽。
降水主要集中在夏季，冬季降水稀少，形成了明显的干湿季节。
近年来，随着全球气候变暖的影响，青藏高原的气候也发生了一系列变化。
气温逐渐升高，冰川消融加速，冻土退化，降水模式发生改变等。
这些气候变化不仅对青藏高原本身的生态环境产生了深远影响，也对周边地区乃至全球气候系统产生了重要影响。
青藏高原的气候变化趋势及其生态环境效应已经成为全球气候研究领域的热点和重点。
青藏高原地区生态环境分析及重建策略
青藏高原地区生态环境分析及重建策略1. 引言1.1 研究背景青藏高原是中国的第三极，是世界上海拔最高、气候最恶劣的高原之一。
其独特的地理环境和气候条件造就了丰富多样的生态系统，拥有着珍稀的野生动植物资源和丰富的地下水资源。
随着人类活动的不断扩展和环境污染的加剧，青藏高原的生态环境受到了严重破坏和威胁。
近年来，青藏高原地区的退化草地、湿地和水资源逐渐减少，生物多样性遭受破坏，土壤侵蚀加剧，生态系统功能受到严重影响。
而气候变化和人类活动的影响更加加剧了青藏高原生态环境的问题。
对青藏高原地区生态环境进行深入分析和重建已成为当务之急。
只有通过科学的研究和有效的重建策略，才能实现青藏高原生态环境的持续稳定和可持续发展。
本文旨在通过对青藏高原地区生态环境的分析和重建策略的探讨，为保护和恢复这一独特生态系统提供科学依据和决策参考。
1.2 研究目的青藏高原地区是中国境内最大的高原，也是世界上海拔最高的高原。
由于其特殊的地理位置和气候条件，青藏高原的生态环境一直备受关注。
本文旨在对青藏高原地区的生态环境进行深入分析，探讨当前存在的问题，并提出有效的重建策略。
具体研究目的包括：1. 分析青藏高原地区生态环境的现状，了解其植被、动植物种类及数量、水资源等情况，为后续研究提供基础数据。
2. 探讨青藏高原地区生态环境存在的问题，如退化严重、生态平衡失衡等，揭示问题根源，为制定针对性措施提供依据。
3. 提出针对青藏高原生态环境问题的重建策略，包括整体规划、生态恢复、资源保护等方面的措施，以提高生态环境质量和可持续发展水平。
通过对青藏高原地区生态环境的深入研究和分析，本文旨在为青藏高原生态环境的保护和重建提供科学依据和可行性建议，为促进青藏高原地区的生态文明建设和可持续发展贡献力量。
1.3 研究意义青藏高原是世界上海拔最高、面积最广阔的高原，其独特的地理位置和气候条件孕育了丰富的生物多样性和珍稀动植物资源。
随着人类活动的不断扩张和气候变化的影响，青藏高原的生态环境面临着严重威胁。
青藏高原气候与冻土状况变化分析
青藏高原气候与冻土状况变化分析青藏高原是世界上海拔最高、高原面积最广的高原，也是地球上最大的冻土区之一。
由于地理位置和地形特征的影响，青藏高原的气候和冻土状况变化非常引人关注。
本文将从气候和冻土两个方面来分析青藏高原的变化。
首先，让我们来看看青藏高原的气候状况。
青藏高原的气候受到喜马拉雅山和山脉的阻隔，形成了典型的高原季风气候。
该地区分为东部和西部两个气候区域。
东部气候温和湿润，夏季多雨，冬季多雪，气温变化较小。
西部气候干旱寒冷，降水量少，气温波动大。
近年来，随着全球气候变化以及人类活动影响的加剧，青藏高原的气候也发生了明显的变化。
第一方面，降水量的变化。
青藏高原降水量多年来一直呈现波动的趋势。
根据太阳辐射的变化，青藏高原的降水模式也在逐渐改变。
近十年来，高原东部的降水量逐渐增多，而西部则呈现逐渐减少的趋势。
这种变化对于高原地区的生态系统和农业生产来说都是有一定影响的。
第二方面，气温的上升。
全球变暖对青藏高原的影响尤为明显。
数据显示，青藏高原的平均温度在过去几十年里上升了约1.5摄氏度，比全球平均水平高出近两倍。
由于气温上升，高原上的冰雪融化速度加快，导致冰川退缩、湖泊面积减小，进一步影响到青藏高原的生态系统平衡。
以上是青藏高原气候变化的大致情况，接下来我们来谈谈冻土状况的变化。
首先，冻土退化。
青藏高原的冻土属于高寒地区的永久冻土，是该地区生态系统和水资源的主要稳定因素之一。
然而，随着气温的上升，青藏高原的冻土状况正在发生变化。
冻土融化速度增加，导致土壤结构疏松，水分渗透性增强。
这对于高原地区的生态环境和农业生产都有一定的影响。
其次，冻土下沉。
由于气候变暖和人类活动产生的影响，青藏高原的冻土下沉现象在一些地区十分严重。
冻土下沉对于当地的建设和基础设施造成威胁，同时也影响到当地居民的生活和生产。
最后，冻土退化对生态系统的影响。
冻土是高原地区生态系统稳定的基石，其退化将对生态系统产生不可逆转的影响。
青藏高原沙漠化与冻土相互作用的研究
青 藏 高原 沙 漠 化 与冻 土相 互 作 用 的研 究
王绍令， 林， 赵 李述训
（ 国科 学 院 寒 区 早 区 环 境 与 工 程研 究 所 ．甘 肃 兰 州 中 ７００） ３０ ０
摘
耍 ：利用青 藏高原地 表热量 平衡 和长期地温观测的资料 探讨高 原沙漠 化 与冻土的相互作 用． 发现 沙丘下 或厚
ｈ ， ｍ 平均 每 年 增 加 １． ２ × １ ｈ 年增 长 速 度 ０ ７２ ０ ｍ ， 为 １８ ］ ． 。据 中 国科 学 院 兰 卅 沙 漠 研 究 所 １ ９ ｌ ９３ 年 资料 ： 藏“ 江两 河” 西 一 中部 流 域 地 区沙 漠化 土地 总 面积 １８ ０ ９ ｋ 相 当 于 该 区 现 有 耕 地 面 积 的 ６ ． ｍ ， ９ ． 。黄 河上游 的扎 陵 湖 和鄂 陵 湖周 围， 代 沙 ７５ 现
年 相 比 ，８年 间 全 省 沙 漠 化 土 地 扩 大 了 １ ３ １‘ １ ９ × ０
沙 漠 化 的形 成 必 须具 备 以下 条件 ： 丰富 的物 质 来 源 ， 候干 旱多 风和植 被稀 疏等 ， 气 总的可 归纳 为 自
然 和人 为因素 两 太方 面 ， 自然 因 素 包括 ： 候 条 件 、 气 冻 土条件 、 物质 条 件等 。 ２ １ 气候 条件 ． 干旱 、 少雨 的气 候是 沙漠化 的必要 条件 ， 高原 的 太 部属 高 寒干旱 半 干旱 气 候 区， 旱 多风 是 该 区气 干 候 的一 个共 同特 点 。在 唐 古拉 山脉 以北青藏公 路 以
西 广 阔的 可 可 西 里 地 区为 高 寒 的半 荒 漠 和 荒 漠 地
带 ， 降水 量 普 遍 为 １ ０ Ｏ 年 ０ ～２ Ｏｍｍ， 别在 西 昆仑 特
青藏高原
1.青藏高原研究进展和争论一、高原岩石圈结构特征研究结果表明，青藏高原是由5条缝合带和被它们分隔开的6个地体组合而成的。
综合地球物理的观测研究，揭示了高原具有巨厚、多层、高低速相间的地壳结构。
青藏高原北部的陆块不仅阻挡印度大陆向北的碰撞，而且塔里木-阿拉善地块正向高原下俯冲，问题在于是主动俯冲还是被动俯冲。
二、高原形成演化模式20世纪70～80年代以来，中外地质学家提出了关于青藏高原形成演化、碰撞变形及隆升机制的一系列解释模型，如双地壳模型、挤入模型、逃逸模型、挤压模型、旋转模型等。
由于缺乏对三维变形量与变形方式的详细研究，这些模型各自较好地解释了某些现象，但却与另一些现象相矛盾，因而未能被大家所接受和公认。
大陆碰撞后印度板块持续北移，在南北向强大的挤压作用下，高原岩石圈在经向上缩短并被压扁。
经历多次叠加变形后，高原岩石圈的刚性不断增强，塑性和变形能力减弱，变形域缩小，在周围刚性块体的夹持下表现出以整体抬升为主。
在岩石圈深部温压条件增大，受分异作用和热作用的影响加大，岩石塑性增强，主要以垂向拉伸为主。
南北方向的压缩量等于垂向伸展增厚量加东西向流展滑移量。
将高原多次叠加压扁变形、南北缩短、垂向拉伸、东西流展以及热作用过程归纳起来，提出了青藏高原形成与隆升的叠加压扁热动力模型。
三、高原的隆升过程20世纪60年代，中国学者在希夏邦马峰北坡海拔5000m以上的上新世地层中发现高山栎化石，提出青藏地区在第三纪末期以来发生强烈隆升的观点。
70年代末李吉均等认为，青藏地区在上新世中晚期，地面的平均海拔在10000m以下，自上新世晚期和第四纪早期才开始强烈隆升。
90年代以来，国外学者对这一观点相继提出了挑战。
有人认为高原隆升是一个渐进过程，只是在新生代晚期隆升速度显著加快，而对开始加速隆升的时间存在重大分歧。
我国学者对岩石圈地球物理和大地构造、岩石抬升年龄、侵入体剥离速度等的研究结果与从新生代地层、湖芯所获得的信息作了比较。
青藏高原冰川冻土变化对生态环境的影响及应对措施
青藏高原冰川冻土变化对生态环境的影响及应对措施3青藏高原冰川冻土变化对区域生态环境影响评估与对策咨询项目组3本文据“青藏高原冰川冻土变化对区域生态环境影响评估与对策”项目报告整理关键词 青藏高原 冰川退缩 冻土退化 区域影响 应对措施 青藏高原特殊的自然环境与生态系统对全球变化极为敏感。
气候变暖背景下,冰川冻土退化直接影响该区域生态与环境安全及可持续发展,影响着该区域作为生态安全屏障功能的发挥。
在多年连续观测、考察与实验研究的基础上,提出了建立冰川湖、泥石流滑坡、冻土退化的监测预警系统以及进行灾害防治措施研究示范的对策。
青藏高原自然环境和生态系统十分独特,对高原区域社会经济发展有着基础保障作用,在中国乃至亚洲的生态与环境安全保障中也具有不可替代的重要地位。
近30年来,整个地球正经历一次以气候变暖为主要特征的显著变化,对青藏高原冰冻圈的影响极为明显。
气候变暖导致山地冰川加速消融退缩,引起冰湖溃决和泥石流、滑坡等山地灾害发生频率和危害程度加大;一些湖泊水位上升并淹没周边草场。
温度上升也使青藏高原的多年冻土发生程度不同的融化,对大型道路和工程建设产生严重影响,进而对区域生态、环境产生潜在或直接的破坏作用。
作为中低纬度最大的冰川冻土作用区,青藏高原冰川冻土加速退缩,不仅给高原本身的发展带来困难,而且影响到更大范围的区域气候过程和大气环流运动及区域水循环和水资源条件。
因此,采用科学有效的应对措施和策略是支持藏区发展、构建稳固的高原生态安全屏障、促进区域协调可持续发展。
1青藏高原冰川冻土及其变化趋势以青藏高原为中心的冰川群是中国乃至整个亚洲高地冰川的核心。
最新中国冰川本底研究表明,青藏高原中国境内有现代冰川36793条,冰川面积49873.44km2,占中国冰川总条数的79.5%、冰川总面积的84%和冰储量的81.6%。
在高原南缘的喜马拉雅山、西部的喀喇昆仑山和北部的昆仑山西段等山系冰川分布最集中。
在青藏高原内西藏自治区冰川数量最多,有现代冰川19594条、冰川面积24893km2、冰储量约2142km3[1]。
西藏自治区季节冻土区最大冻结深度及动态变化特征研究
55228 狮泉河 80°05′ 32°30′
55248 改则 84°25′ 32°09′
55279 班戈 90°01′ 31°23′
55294 安多 91°06′ 32°21′
55299 那曲 92°04′ 31°29′
55437 普兰 81°15′ 30°17′
55472 申扎 88°38′ 30°57′
关。年最大冻结深度与年平均气温的相关性，高于与年降水量的相关性。最大冻结深度减薄趋势反映与年平均
气温和年降水量升高相关，最大冻结深度与年平均气温的相关性较与年降水量相关性显著。
关键词：西藏；季节冻土；最大冻结深度；动态变化
中图分类号：P642.14
文献标识码：A
文章编号：1006-0995（2019）04-0612-10
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2019 年 12 月第 39 卷第 4 期
四川地质学报
Vol.39 No.4 Dec.，2019
1 西藏本次研究所需的基础数据包括地表温度、土壤类型和数字高程模型（DEM）。
1.1.1 地表温度及冻结持续时间 地表温度选用国家气象局整编的全国
55493 当雄 91°06′ 30°29′
55569 拉孜 87°36′ 29°05′
55578 日喀则 88°53′ 29°15′
55585 尼木 90°10′ 29°26′
55591 拉萨 91°08′ 29°40′
55598 泽当 91°46′ 29°15′
55655 聂拉木 85°58′ 28°11′
624
九寨沟景区某崩塌点稳定性分析及流治理方案 冻土指温度在 0℃以下，含有冰的各种岩石和土体。 29 56434 察隅 97°28′ 28°39′ 2923 地表冬季冻结、夏季融化、冻结状态持续一个月以上，不足一年的土体称为季节冻土。冻土作为气候变 化的灵敏指示器，是一种与气候变化相关的不稳定地质体，对气候变化存在正反馈效应，即碳反馈效应。 季节冻土在地表几米范围内受季节影响冬冻夏融，直接参与大气圈-地表-岩石圈之间热量交换，对气候 变化响应更加敏感。 西藏地区位于“地球第三极”的青藏高原，是全球气候变化最敏感区域之一，在全球气候趋暖的背 景下，该地区气候也显著变暖，平均升温幅度较北半球和全球升温的幅度要大，冻土也随之发生显著变 化，出现年平均地温升高，冻土厚度减薄、面积减少。某些地区冻土退化与消失的情况。冻土退化对地气间热量交换、水文过程、自然生态系统、建筑工程和交通道路等基础设施都产生了显著的影响。 季节冻土最大冻结深度是大气和土体综合作用的结果，主要受气温、地形、岩性、含水量、雪盖、 植被、水体等因素的影响。不仅直接影响迁移水量、冻胀量和冻胀率等冻土重要参数变化，也是建筑工 程设计、施工必不可缺的数据。前人针对西藏季节冻土最大冻结深度研究，集中分析西藏年、季平均地 温变化趋势和异常年份，地温与气温的突变关系;利用最大冻土深度和土壤解冻日期研究西藏季节性冻土 的年际和年代际变化特征;预估未来 50 a 和 100 a 最大冻土深度变化。针对西藏地区季节冻土最大冻结深 度时空区域性变化研究很少。本文可填补其空白。
青藏高原冻土退化与生态环境保护
青藏高原冻土退化与生态环境保护青藏高原是世界上最大的高原，也是全球最大的冻土区之一。
然而，近年来，由于气候变化和人类活动的影响，青藏高原的冻土面临着严重的退化问题，对生态环境产生了巨大的影响。
本文将探讨青藏高原冻土退化的原因和影响，并提出一些生态环境保护的措施。
青藏高原的冻土是在地表下至少一年超过120天的土壤层，它对于维持高原生态系统的稳定至关重要。
然而，近年来，气候变化导致了青藏高原的平均气温上升，使冻土融化速度加快。
同时，人类活动，尤其是开发和建设，也对冻土产生了不可忽视的影响。
这些因素综合作用下，青藏高原的冻土退化加剧，进一步恶化了生态环境问题。
首先，青藏高原冻土退化对水文循环产生了重要的影响。
冻土是一种很好的储水体，它能够吸收和储存大量的降水，起到调节水文循环的作用。
然而，冻土退化导致了冻土的破坏和流失，从而降低了水文循环的效率。
这不仅导致了水资源的浪费和不合理利用，也增加了洪水和干旱等灾害的风险。
其次，青藏高原冻土退化也对生物多样性产生了负面影响。
青藏高原是许多珍稀濒危物种的栖息地，它们依赖冻土提供的特定环境条件。
冻土退化将导致这些物种栖息地丧失，进而威胁它们的生存。
此外，冻土退化还可能导致土壤贫瘠化，使得植被覆盖减少，对生态系统的平衡造成破坏。
为了保护青藏高原的生态环境，应该采取一系列的措施。
首先，应该加强冻土科学研究，深入了解冻土退化的原因和机制。
只有充分了解问题，才能采取有效措施进行保护。
其次，应该控制人类活动对冻土的影响。
在开展各类开发和建设项目之前，需要进行全面的环境影响评估，并采取相应的防护措施来减少对冻土的破坏。
此外，需要加强青藏高原的生态环境管理和监测体系。
建立有效的监测网络，及时掌握冻土退化的动态和趋势，以便及时采取应对措施。
同时，应加强对冻土区的保护和恢复力度，通过植被恢复、水土保持等措施来减轻冻土退化的影响。
最后，国际合作也是保护青藏高原生态环境的重要手段。
青藏高原不仅仅是一个国家的问题，而是一个全球性的议题。
青藏铁路冻土工程有关问题的探讨
青藏铁路冻土工程有关问题的探讨李成【摘要】冻土是一种特殊的土体,有着不同于普通土的许多特点.多年冻土的季节融化层每年都要发生季节性的冻融过程,并伴随着发生各种不良冻土地质现象,产生一系列的工程问题.融沉、冻胀和不良冻土地质是多年冻土区筑路工程最主要的问题.对青藏线多年冻土区各类路基工程措施进行了讨论和介绍,并强调全球范围内气温升高将改变青藏高原多年冻土的环境.为了应对高温冻土和全球变暖的严峻挑战,必须改变以往沿用的消极被动保护冻土的方法,而采用积极主动保护冻土的工程措施,即冷却地基的方法,应研究开发新的地温调控原理和技术,采用新的路基结构形式,以确保路基工程的长期稳定.【期刊名称】《铁道勘察》【年(卷),期】2007(033)003【总页数】4页(P84-87)【关键词】铁路工程;青藏线;多年冻土;工程措施【作者】李成【作者单位】铁道第一勘察设计院,陕西西安,710043【正文语种】中文【中图分类】U21 概述青藏铁路格尔木至拉萨段全长约1 100 km，昆仑山北坡西大滩至唐古拉山南麓安多河谷地段，要穿越550 km的多年冻土。
全线线路海拔高程大于4 000 m地段约965 km。
在唐古拉山越岭地段，铁路最高海拔为5 072 m。
青藏高原的多年冻土大多属于高温冻土，极易受到工程的影响而产生融化下沉。
在青藏高原多年冻土区修筑工程会遇到一系列特殊的工程地质问题，如热融滑塌、热融湖塘、冻胀丘、冰锥、冻土沼泽湿地、厚层地下冰，以及活动层冰融过程的融沉、冻胀等。
青藏高原其独特的地理位置，变化多样的地貌特征，严峻的自然条件和复杂的地质环境，使得冻土工程问题成为青藏铁路工程建设中的一大难题。
1.1 青藏线多年冻土分布特征青藏线多年冻土北起昆仑山北麓西大滩，南至安多县城附近，中间有融区分布。
多年冻土呈南宽北窄分布。
根据多年冻土的含冰量及其融沉性、冻胀性，将多年冻土分为少冰、多冰、富冰、饱冰冻土和含土冰层。
依据多年冻土平均地温，将沿线多年冻土划分为高温极不稳定区、高温不稳定区、低温基本稳定区、低温稳定区四个区域。
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冻土区段
大片连续 岛状多 多年冻
多年冻土 年冻土 土北界
南界 南界
季节冻 土区
河流 大片连续 大片连 岛状多 融区 冻土区 续冻土区年冻土区
目前年平均
地温
0. 3
0. 8
0. 8
0. 8
0. 8 - 0. 9 - 2. 8 - 1. 0
90 年代比 70
年代平均地 0. 5
0. 3
0. 3
0. 3
0. 4
从表 4 所见, 作者和前三位专家所报导的数字差值较大, 其原因有下列几点: (1) 前三者所选用的底图比例尺较小, 所列数字是界线范围内的总数字, 因为大片连续 和不连续多年冻土区内本身就包括了非多年冻土。 (2) 作者按 1996 年出版的《1: 300 万青藏高原冻土图》统计〔8〕, 在统计过程中力求将多 年冻土区内的各类融区 (尤其是大于 100 km 2 以上的湖泊融区) 及季节冻土面积均扣除。 (3) 冻土变化迟后于气候变化, 目前高原多年冻土总面积不断缩小, 正是 70 年代以来 高原气候转暖、冻土退化的反应。
通过近几年实地勘察资料和 70 年代前的对比 (表 2) , 发现在多年冻土边缘地带多年冻 土分布的最低下界普遍升高。 但由于岩性、坡向及水分等影响因素的差别, 造成不同地区和 同一地区不同地貌部位多年冻土分布下界升高幅度各有差异, 一般上升值为 40～ 80 m。
Ξ 本文得到国家“八五”攀登计划青藏项目和中科院“冰冻圈动态变化基础研究”项目资助。 作者简介: 王绍令, 男, 1944 年 7 月 21 日生, 高级工程师, 从事区域冻土及冻土与环境变化的研究。 收稿日期: 1996210215; 修改稿: 1996211204 © 1994-2010 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved.
按 1975 年绘制的青藏公路南段 117～ 125 道班沿公路两侧 2 km 的范围内《1: 10 万的 岛状多年冻土分布图》统计, 在 320 km 2 的图幅内, 多年冻土岛总面积为 64. 8 km 2, 约占图 幅面积的 20. 2%。 根据多年冻土分布的地貌部位, 图上又划分出: 山间盆地冻土岛、山间沟 谷冻土岛、山间倾斜平原冻土岛及中、高山地冻土岛四种类型。各类型冻土岛面积列入表 3。 据近几年来钻孔地温变化资料、公路整治工程的勘察资料及地表沼泽化、沙化、植被变化等 综合调查结果与 1975 年绘制的 1: 10 万岛状多年冻土分布图相比, 重新确定各类岛状多年
我国青藏高原多年冻土面积变化 (×104 km 2)
青藏高原 祁连山
备 注
150
13. 4
按 1975 年编制的《中国冻土图》统计
149. 3
9. 5
按《1: 400 万中国冻土分布图》统计
150
9. 5
按《1: 400 万中国冰雪冻土图》统计
123. 4
7. 6
按《1: 300 万青藏高原冻土图》统计
1975 年面积 1996 年面积
16. 76 10. 20
34. 08 25. 60
1. 74 0. 82
12. 23 5. 10
64. 81 41. 72
20. 2 13. 1
1996 年比 1975 年相对减少 (% )
39. 1
24. 9
52. 9
58. 3
35. 6
7. 1
由表 3 可见, 冻土退化速度同样具有差异。冻土岛减小最明显的地貌部位是中、高山地, 其次为山前倾斜平原, 而山间盆地和山间沟谷冻土退化速度相对较缓慢, 主要原因是前者表 层岩性较粗、含冰 (水) 量小, 植被覆盖度较差所致。1994 年作者编绘出“南水北调西线方案 调水区多年冻土分布图”〔4〕, 比例尺 1: 50 万, 编图面积 15×104 km 2, 图幅内多年冻土总面积 为 11. 8×104 km 2, 占图幅面积的 78. 6% ; 在编图过程中作者又将图中多年冻土分布界线均 向外推移 50 m 的等向距 (假设 70 年代前多年冻土分布下界比现在平均低 50 m ) 重新绘制 出一份多年冻土分布图, 该图幅内多年冻土总面积为 12. 7×104 km 2, 占图幅面积的 84. 6%。 两图对比发现, 目前编图区内多年冻土总面积减少约 6%。
青藏公路沿线近 20 年来地温变化表明 (表 1)〔1〕, 高原季节冻土区、河流融区及岛状多 年冻土区内含冰 (水) 量较小的地段年平均气温升高 0. 3～ 0. 5℃, 大片连续多年冻土区内地 温升高 0. 1～ 0. 3℃。 2 不衔接冻土和融化夹层
高原气候转暖, 导致季节冻结深度减少 10～ 40 cm , 而融化深度增加 5～ 30 cm。当多年 冻土区每年的融化深度大于冻结深度时, 热量逐渐积累向下传递, 造成冻土在垂向上不衔 接, 在季节冻结层和多年冻土层之间形成多年不冻的融化夹层。在高原多年冻土区的边缘地 带, 不衔接冻土分布相当普遍, 据大量勘探资料统计, 多年冻土层顶板埋深为 4～ 7 m , 而季 节冻结深度 2～ 3 m , 融化夹层厚 1～ 4 m。 3 多年冻土分布下界升高
有关青藏高原多年冻土面积报导不一致 (表 4) , 主观原因是各家统计年代、所包括的范 围、选用的底图比例尺及统计方法不同; 客观原因是冻土退化导致高原多年冻土总面积在不 断缩小, 所以各家数字不一致是正常的。
表 4 作者及年份
周幼吾等 (1982)〔5〕 徐学祖等 (1983)〔6〕 施雅风等 (1988)〔7〕 王绍令 (1996)
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第 2 期
王绍令: 青藏高原冻土退化的研究
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分析上述原因, 扣除人为统计误差, 初步估算, 近 20 年来高原多年冻土总面积约减少 10×104 km 2。
面积为 41. 72 km 2, 约占图幅面积的 13. 1% , 比 1975 年减小 7. 1% , 多年冻土岛总面积相对
缩小 35. 6%。
表 3
青藏公路南段岛状多年冻土面积及变化 (km 2)
冻土岛类型
多年冻土 占图幅 山间盆地 山间沟谷 山间倾斜平原 中、高山地
岛总面积 面积 (% )
0. 1
0. 2
0. 2
温升高值
表 2 山 系
青藏高原多年冻土分布下界变化 (m )
昆仑山
安多 南山
年保
橡皮山 拉脊山〔2〕河卡南山 布青山
祁连山〔3〕
玉则山
地 点
青藏公路 青海
青康公路 玛多
西大滩
塔湾北
124 道班 湖西
垭口处 县城
希门 景阳岭
措北
目前多年冻 土下界高程
70 年代前 多年冻土 下界高程 下界升高值
(3) : 201- 209. 5 周幼吾, 郭东信. 我国多年冻土的主要特征. 冰川冻土, 1982, 4 (1) : 1- 19. 6 徐学祖, 王家澄. 中国冻土分布及其地带性规律的初步探讨. 见: 中科院兰州冰川冻土所 1 第二届全国冻土学术会议
论文选集. 兰州: 甘肃人民出版社, 198313- 12. 7 施雅风主编. 中国冰雪冻土图说明书. 北京: 中国地图出版社, 1988, 10. 8 李树德主编 1 青藏高原冻土图. 兰州: 甘肃文化出版社, 1996.
与 70 年代相比, 目前青藏高原 (以下简称高原) 上的年平均气温普遍升高 0. 2～ 0. 4℃, 尤其是冬季升温幅度较大, 气温年较差逐渐减小, 导致在自然条件下高原冻土呈区域性退 化。尤其在岛状多年冻土区内, 冻土对气候变化的响应较敏感, 冻土退化的迹象很多, 在微地 貌、地表景观及植物等方面均有显示, 本文主要论述与多年冻土层本身有关的退化证据。 1 地温升高
在未来的 50 年, 高原将持续转暖, 冻土退化的速度可能比现在快, 大面积的冻土退化将 对高原上的环境、生态系统和工程建筑均产生重大影响, 我们应高度重视冻土退化的研究和 监测工作。
主要参考文献
1 王绍令, 赵秀峰, 郭东信, 等. 青藏高原冻土对气候变化的响应. 冰川冻土, 1996, 18 (增刊) : 157- 165. 2 范锡鹏. 青藏高原东部的多年冻土. 地理, 1963, (4) : 154- 156. 3 朱林楠, 吴紫汪, 刘永智. 青藏高原东部冻土退化的差异性初探. 冰川冻土, 1996, 18 (2) : 104- 110. 4 曾群柱, 李树德, 王绍令, 等. 南水北调西线工程通天河—雅砻江调水区若干冻土环境问题研究. 冰川冻土, 1996. 18
第 2 期
王绍令: 青藏高原冻土退化的研究
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表 1
青藏公路沿线钻孔地温变化 (℃)
测温钻孔
惊仙谷 北口孔
CK114
CK124 -4
CK123 -4
CK- 7 K2956 孔 1 号孔
CK123 -7
地貌部位
桃尔九 山间 西大滩
山南坡 沟谷
山间 通天河 楚玛尔河 风火山 山间 盆地 北岸 高平原 北坡 盆地
4350 4300
50
4680 4640
40
3780 3700 约 80
3760 3700
60
3900 3840 约 60
4272 4220
52
4140 4070
70
3500 3420 约 80
4 多年冻土总面积缩小
地温升高造成边缘地带多年冻土层减薄 5～ 7 m , 或使几米厚薄层多年冻土全部融完, 导致高原四周岛状多年冻土界线向中心推移, 如青藏公路岛状多年冻土南界向北推移 12 km , 其北界向南推移 3 km ; 玛多县城附近多年冻土界线水平推移达 15 km , 高原冻土退化的 结果是多年冻土总面积缩小。