青藏高原东北部15万年来的多年冻土演化
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 。
青藏高原东北缘若尔盖盆地黄土的成因_盛海洋
化煜 和 安 芷 生 , 1998 ;M aher , 1999 ; 王书兵等 , 1999 , 2000 ; 吴 锡 浩 等 , 1999 ; 邓清禄和王学平 , 2000 ; Qiao et al . , 2006a ; 乔彦松等 , 2006b ; 曾方明 等 , 2007) , 包括川西高原在内的青藏高原东部的黄 土研究十分薄弱 . 对于工作区的黄土堆积 , 早在 20 世纪 80 年代进行的 1 ∶ 20万区域地质调查中已经引 起了人们的注意 , 但未对其开展进一步的调查研究 . 直至 20 世纪 90 年代以来 , 对甘孜盆地黄土的地层 学及其古气候环境研究所取得的成果 , 引起了人们 对川西高原黄土研究的重视( 田代沂 , 1966 ; 柴宗新 , 1982 ; 陈富斌等 , 1990 ; 王建民和潘保田 , 1997 ; 潘保 田和王建民 , 1999 ; 汪阳春等 , 1999 ; 乔彦松等 , 2006 ; 陈松等 , 2008) . 本次通过野外详细调查黄土的产状和 物质组 成 , 从宏观上肯定了分布于工作区的黄土堆积属于 冰缘风成黄土 , 其间夹有被水流改造的次生黄土 . 另 外 , 对黄土堆积物中的粒度 、 孢粉分别进行了测试和 鉴定分析 , 并对黄土堆积物中的石英颗粒表面形态 特征进行了扫描电镜观察 , 从而获得了黄土成因的 微观证据 .
图 2 黄土 -古土壤堆积序列 Fig . 2 Pile up or der pic ture o f the loess and fo ssil soil
1. 黄土 ; 2. 古土壤 ; 3. 角砾石层 ; 4. 细砂层 ; 5. 含砾粘土 ; 6. 砂砾石层
散、 富含钙质结核 、 宏观层理不显 、 垂直节理发育 , 并 具有很强的湿陷性 . 在重力滑塌等外营力作用下 , 时 常含有花岗岩漂砾 、尖棱角状变质砂岩岩块等混入 物. 古土壤层厚 0 . 1 ～ 0. 4 m , 呈浅土黄色 , 含有密 的钙质淋漓脉及丰富的介壳层 . 古土壤 -黄土互层 , 还出现了明显的多次水流改造成因的次生黄土 . 早期风成黄土( N3
近30年来青藏高原多年冻土区与季节性冻土区土壤水分变化差异
近30年来青藏高原多年冻土区与季节性冻土区土壤水分变化差异近30年来青藏高原多年冻土区与季节性冻土区土壤水分变化差异自20世纪90年代初以来，全球气候变暖引发了对土壤水分变化的广泛研究。
青藏高原作为全球最大的高原，其特殊的地理条件和气候环境使其成为研究土壤水分变化的理想区域之一。
尤其是青藏高原的多年冻土区与季节性冻土区，它们之间的土壤水分变化差异备受关注。
多年冻土区与季节性冻土区的不同主要表现在以下几个方面：土壤结构、土壤类型、降水分布和气温变化等。
多年冻土区的土壤结构较为稳定，土壤类型主要为泥炭土和黑土，降水集中在夏季，冬季气温低于零摄氏度，形成了扎实的冻土层。
而季节性冻土区的土壤结构相对松散，土壤类型以沙土为主，降水较为均匀分布，冬季气温波动较大。
在多年冻土区与季节性冻土区的土壤水分变化方面，有以下几个关键的差异。
首先，在多年冻土区中，冻融作用较弱，土壤水分很难通过地下融水形式进入地下水系统。
相比之下，季节性冻土区的土壤水分更容易渗透到地下水系统中。
其次，在多年冻土区，土壤水分主要受到降水的影响，夏季降雨较多，土壤水分较高，而冬季降水较少，土壤水分较低。
而季节性冻土区的土壤水分变化受到降雨和融雪的共同影响，春季融雪使土壤水分饱和度增加，而夏季降水又使土壤水分得到补给。
最后，在多年冻土区的冻结层中，土壤水分较少，土壤饱和度较低，导致土壤水分利用效率较低。
相比之下，季节性冻土区的土壤水分利用效率相对较高。
近30年来，随着气候变暖的加剧，青藏高原的多年冻土区和季节性冻土区的土壤水分变化也出现了一些显著的变化。
在多年冻土区中，由于冻土层较为稳定，土壤水分的变化相对较小。
然而，由于气温的升高，冻土层的深度和冻融作用的强度也有所改变，土壤水分的蓄积情况可能会发生变化。
而季节性冻土区在气候变化的影响下，土壤水分的变化更为显著。
气温升高导致冻融过程的加强，增加了土壤水分的蒸发和蒸散作用。
而降雨和融雪的分布变化也会对土壤水分的重新分配产生影响。
2024年山西省高三语文3月适应性模拟考试卷附答案解析
2024年山西省高三语文3月适应性模拟考试卷(试卷满分150 分；考试时间150 分钟 ) 2024.03一、现代文阅读(35分)(一)现代文阅读Ⅰ(本题共5小题，19分)阅读下面的文字，完成1~5题。
材料一：冰川是地球最重要的“天然淡水库”，是气候调节最重要的环节之一，也是世界遗产尤其是世界自然遗产的重要成员。
据统计，联合国教科文组织的世界遗产名录包含50个冰川，这些冰川占地球冰川总面积的近10%。
它们不仅景色壮美奇绝，有丰富的生物多样性，还具备重要的文化和精神内涵，长久以来为世人提供了重要的教育资源。
然而令人遗憾的是，联合国教科文组织发布的一项研究显示，世界遗产名录中的冰川正加速融化，其中三分之一将在2050年前消失，其他三分之二能否幸免，取决于能否把全球平均气温较工业化前水平升高幅度控制在1.5摄氏度以内。
联合国教科文组织与国际自然保护联盟合作进行的一项研究表明，由于二氧化碳排放导致气温升高，位列世界遗产名录的冰川自2000年以来一直在加速消融。
以加拿大落基山公园为例，其中的佩托冰川是在2000年以后退化不断加速的冰川之一。
作为加拿大落基山脉其他冰川的参照对象，它的变化警示着人们，加拿大西部其他数百个冰川可能面临类似的危机。
由联合国教科文组织及世界自然保护联盟联合出版的报告《世界遗产冰川——气候变化的哨兵》分析说，随着未来冰川继续消退，冰川径流在达到峰值后，便会稳步下降。
而冰川径流减少将对农业生产和粮食安全产生负面影响，导致水资源紧张；冰川径流的变化还可能影响水力发电，导致植物和动物物种的范围发生变化。
尤其还要提防冰川湖的形成。
该报告指出，随着冰川融水，冰川湖形成并不断扩张，最终发生溃决导致洪水，可能对湖泊下游整个地区的人口和生物多样性造成灾难性后果。
2022年8月巴基斯坦发生的毁灭性洪水灾害，就与当年春季严重热浪后冰川融化导致冰川湖溃决有关。
而今年佩托冰川遭遇了更严重的气候异常——冬季降雪量较低、反常的炎热天气和野火烟雾飘落的烟灰共同作用，形成了冰川“死亡螺旋”。
高海拔多年冻土地区概述
高海拔多年冻土地区概述一、高海拔冻土多年冻土定义在海拔1000m以下地区，每年严冬冻土一般只有0.6m，春季来临，冰雪消融，冻土也就随之融化。
在海拔1000m以上，特别是海拔3000m以上的高海拔地区，土壤冻结状态已成常年景象。
世界上除了中国青藏高原以外，还没有其他国家有如此高海拔多年冻土地区。
我国东北地区存在高纬度多年冻土地区。
地表层冬季冻结、夏季全部融化的土（岩）称为季节冻土。
每年寒冬季节冻结、暖季融化，其平均地温大于0℃的地表层，其下层为非冻结层或不衔接多年冻土层，称之为季节性冻结层。
每年寒冬季节冻结、暖春季节融化，其年平均地温低于0℃的地表层，其下层为多年冻土层，称为季节融化层。
冻土是指温度在0℃或0℃以下含有冰的土（岩）；如果冻结状态持续二年或二年以上的土（岩）称为多年冻土。
二、冻土特点1.冻胀土体发生冻结时，由于其中水分冻结的体积膨胀，会导致土体冻结后的体积膨胀，其特征是地面鼓起。
2.融沉冻土发生融化时，由于其中冰的融化，体积收缩，又会导致冻土融化后土的体积缩小，其特征是地面下沉。
三、输电线路基础在高海拔多年冻土地区的施工特点（1）基础开挖方法要尽可能达到不扰动冻土的要求，特别要避免冻土地基变形导致基础位移的事情发生。
（2）负温混凝土浇制工艺，要注意外加剂的使用和热棒、玻璃钢模板安装施工方法，确保基础本体质量达到标准，消除冻土冻胀和融沉对基础的不良影响。
（3）热棒的施工、安装工艺是一件新事物，整个施工工艺，如热棒的布孔、成孔安装及地下部分的填实应按生产厂家要求进行，在实践中不断总结提高。
青藏铁路及青藏铁路110kV供电工程，青海—西藏±400kV直流联网输电线路工程经过了长约632km高海拔多年冻土地区，都采用了热棒技术。
（4）高海拔多年冻土地区杆塔基础应经过一个冻融循环后方能进行立塔，架线施工。
（5）杆塔基础施工宜在低温季节进行，尽可能避免外界的热量传导至地下，减少对多年冻土的影响。
2023年6月全国统考(新课标卷)文综地理试题答案解析卷
2023年6月全国统考（新课标卷）文综地理试题答案解析卷一、选择题20世纪80年代初，河北省馆陶县农民开始规模化养殖蛋鸡。
1998年，馆陶县在临近国道交会处建立禽蛋交易市场。
目前，该市场已成为全国最大的禽蛋交易市场。
2023年，该市场迁址重建项目启动，将引入专业化运营管理模式，植入智能物流、集中仓储、供应链金融等新元素。
据此完成下面小题。
1.1998年禽蛋交易市场选址考虑的主要因素是（）A.土地价格B.产业基础C.交通条件D.人口规模2.禽蛋交易市场的繁荣与壮大，直接带动的产业有（）①房地产业②养殖与饲料业③仓储与物流业④文化与旅游业A.①②B.②③C.③④D.①④3.新禽蛋交易市场植入新元素的主要目的是（）①提升物流效率②提高交易价格③增加就业机会④扩大交易范围A.①②B.②③C.③④D.①④【答案】1.C 2.B 3.D【1题详解】1998年，馆陶县在临近国道交会处建立禽蛋交易市场，由此可知，1998年禽蛋交易市场选址考虑的主要因素是交通条件，C正确；土地价格、产业基础、人口规模都可能会影响禽蛋交易市场的选址，但不是该地区1998年禽蛋交易市场选址考虑的主要因素，ABD错误。
故答案选C。
【2题详解】禽蛋交易市场的繁荣与壮大，会带动养殖业与饲料业的规模，②正确；新的禽蛋交易市场引入专业化运营管理模式，植入智能物流、集中仓储、供应链金融等新元素，由此也可以推动仓储与物流业，③正确；禽蛋交易市场的繁荣与壮大对房地产、文化与旅游业影响较小，也不是直接带动的产业，①④错误。
故B正确ACD错误。
故答案选B。
【3题详解】禽蛋交易市场植入专业化运营管理模式，植入智能物流、集中仓储、供应链金融等新元素，专业化运营管理模式、智能物流、集中仓储、供应链金融，可以提升物流效率，进一步可以扩大交易范围，①④正确；植入新元素可以提升物流效率，降低交易价格，②错误；植入智能物流，减少了劳动力的使用，③错误。
故D正确ABC错误。
青藏高原东部多年冻土区工程地质条件与评价
青藏高原东部多年冻土区工程地质条件与评价摘要文章紧密结合作者自身工作实践，就青海省天峻县多年冻土区的工程地质条件进行了具体分析，并提出了冻土防治的具体措施。
关键词青藏高原；冻土区；融沉；防治1 研究意义冻土对温度非常敏感且易变，它是在地壳内热源和外热源的综合作用下形成、发展、退化及消亡。
冻土由固体矿物颗粒、粘土塑性冰包裹体和液相水（未冻水和强结合水）和气态包裹体（水气和空气）组成，它们都各有其特性，彼此相互联系，相互作用。
冻土的发育对与工程建设影响极大，研究的目的在于工程建设时能合理的避让、利用多年冻土，使人们的生活、生产顺利进行。
中国是继俄罗斯、加拿大之后的世界第三大冻土国。
冻土面积约占国土面积的75%，其中季节冻土占52.6%，多年冻土占22.4%。
青藏高原的多年冻土位于高纬度多年冻土南界以南，属于高海拔多年冻土，是世界上中、低纬度地带海拔最高，面积最大的多年冻土区，面积约为149×104km2，占中国多年冻土总面积的70%。
国外对于冻土的研究多侧重于冻结状态下冻土强度、应力-应变特点、压缩变形等方面的研究，对冻土融化引起的变形破坏研究较少。
国内近年来在冻土物理、化学及力学性质研究方面取得重要进展。
对冻土中质迁移、成冰及冻胀机理提出了一些新的概念；对冻融过程中微结构的变化及其特征的研究取得了新进展；对冻土中碳氢水合物的形成条件及其基本性质进行了深入研究，为寒区地下能源的调查与开采提供了科学依据；对冻土流变机制、屈服准则及本构关系提出了新的认识；对冻土在应力作用下的微结构变化、损伤理论及物理蠕变模型的研究有了突破性进展；提出了预报冻土长期强度的一些新方法（如时间一温度比拟法对热力学方法等）；对含盐冻土等特殊土质的物理、化学及力学性质研究取得了一批新的成果。
从上个世纪70年代开始，全球进入一个升温的时期，青藏高原作为全球气候的“启动器”和“放大器”受升温影响更加明显，据国内外有关部门监测，青藏高原气温正以每10年0.35℃的速率上升。
青藏高原多年冻土区土壤质地剖面分布模式及其影响因素分析
青藏高原多年冻土区土壤质地剖面分布模式及其影响因素分析青藏高原多年冻土区土壤质地剖面分布模式及其影响因素分析摘要：青藏高原是世界上最大的高原，也是全球重要的现代冻土区之一。
土壤质地是土壤物理性质之一，对土壤水分保持能力、通透性以及养分的吸附能力等起着重要的作用。
本文通过分析青藏高原多年冻土区不同海拔、不同地理位置的土壤质地剖面分布模式，并对影响土壤质地的因素进行了分析，旨在更好地理解该地区土壤质地的特点和形成机制。
1. 引言青藏高原位于中国的西南部和西北部，是地球上最大的高原。
由于高原地形和高海拔的特殊环境条件，青藏高原多年冻土区的土壤质地呈现出独特的分布模式。
对该地区土壤质地进行深入研究，有助于了解多年冻土区生态系统的特点和生态环境的演化过程。
2. 青藏高原多年冻土区土壤质地剖面分布模式青藏高原多年冻土区土壤质地剖面分布受多种因素影响，包括地形、气候、植被等。
一般来说，高海拔地区的土壤质地以石质和黏土为主，而低海拔地区的土壤质地以砂质为主。
在不同地理位置，土壤质地也有所不同。
例如，高原西南部的土壤质地以黏土为主，而高原东南部的土壤质地以砂质为主。
此外，土壤质地的剖面分布也存在季节变化的现象，主要是由于多年冻土的温度和水分条件的变化所致。
3. 影响土壤质地的因素分析青藏高原多年冻土区土壤质地的形成和分布受多种因素影响。
首先，地形是影响土壤质地的重要因素之一。
高原的地形多样性导致了土壤质地的多样性。
其次，气候条件也影响着土壤质地的形成。
青藏高原的气候条件严酷，干旱和寒冷的气候导致土壤质地的脆弱性增强。
第三，植被覆盖对土壤质地有重要影响。
植被密度越高，土壤质地越好。
4. 青藏高原多年冻土区土壤质地的意义与挑战青藏高原多年冻土区土壤质地的研究对于环境保护和资源利用具有重要的意义。
首先，了解土壤质地的分布模式可以指导土地利用和开发。
其次，土壤质地对水分和养分的保持和吸附能力影响植物生长，因此深入研究该地区的土壤质地可以为农业生产提供参考。
青藏高原多年冻土区地下水及其变化
青藏高原多年冻土区地下水及其变化一、本文概述《青藏高原多年冻土区地下水及其变化》一文旨在全面探讨青藏高原多年冻土区地下水的分布、形成机制、动态变化及其对环境的影响。
青藏高原，作为世界上最大、最高的高原，其特殊的地理环境孕育了丰富而独特的生态系统，其中多年冻土区的地下水系统是这片高原生态系统的重要组成部分。
本文将从多年冻土区的地质背景、地下水的形成与赋存状态、地下水动态变化及其机制、以及这些变化对生态环境的影响等多个方面进行深入分析，以期增进我们对青藏高原多年冻土区地下水系统的理解，并为该区域的生态保护和可持续发展提供科学依据。
二、青藏高原多年冻土区地下水的形成与分布青藏高原，被誉为“世界屋脊”，其独特的地理位置和气候条件使得该地区的多年冻土区地下水具有独特的形成机制和分布特点。
青藏高原的多年冻土区主要分布在海拔4000米以上的高寒地区，这里的温度低，降雪丰富，冻土发育广泛，为地下水的形成提供了良好的条件。
地下水的形成：青藏高原多年冻土区的地下水主要来源于大气降水、冰川融水和地表径流。
这些水源在寒冷的气候条件下，通过冻土层的渗透和积累，逐渐形成并储存于地下。
由于冻土层的存在，水分的渗透和积累过程变得缓慢而稳定，从而形成了丰富的地下水资源。
地下水的分布：多年冻土区地下水的分布受到地形、地貌、气候和冻土层的共同影响。
在青藏高原的高山峡谷地区，地下水的分布相对集中，主要以泉水和地下河的形式出现。
而在高原面和平原地区，地下水的分布则较为均匀，主要以潜水形式存在。
由于冻土层的存在，地下水的分布还具有明显的垂直分带性，即在冻土层的上部和下部，地下水的分布和储量存在显著差异。
青藏高原多年冻土区地下水的形成与分布受到多种因素的共同影响，其独特的形成机制和分布特点为青藏高原的生态环境和人类社会提供了重要的水源保障。
随着全球气候变化的加剧和人类活动的不断增加，青藏高原多年冻土区地下水的保护和合理利用面临着严峻的挑战。
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]。
高考地理小专题——冻土（解析版）
⾼考地理⼩专题——冻⼟（解析版）⾼考地理⼩专题——冻⼟典型例题⼀：阅读图⽂材料，完成下列要求。
多年冻⼟分为上下两层，上层为夏季融化，冬季冻结的活动层，下层为多年冻结层。
我国的多年冻⼟分布主要分布于东北⾼纬度地区和青藏⾼原海拔地区。
东北⾼纬地区多年冻⼟南界的年平均⽓温在-1°~1°，青藏⾼原多年冻⼟下界的年平均⽓温约为-3.5°~2°C。
由我国⾃⾏设计、建设的青藏铁路格（尔⽊）拉（萨）段成功穿越了约550千⽶的连续多年冻⼟区，是全球⽬前穿越⾼原、⾼寒及多年冻⼟地区的最长铁路。
多年冻⼟的活动层反复冻融及冬季不完全冻结，会危及⽰意青藏铁路格拉段及沿线年平均⽓温的分布，其中西的滩⾄安多为连续多年冻⼟分布区。
图b为青藏铁路路基两侧的热棒照⽚及其散热⼯作原理⽰意图。
热棒地上部分为冷凝段，地下部分为蒸发段，当冷凝段温度低于蒸发段温度时，蒸发段液态物质汽化上升，在冷凝段冷却成液态，回到蒸发段，循环反复。
（1）分析青藏⾼原形成多年冻⼟的年平均⽓温⽐东北⾼纬度地区低的原因。
（2）图a所⽰甲地⽐五道梁路基更不稳定，请说明原因。
（3）根据热棒的⼯作原理，判断热棒散热的⼯作季节（冬季或夏季）简述判断依据，分析热棒倾斜设置（图b）的原因。
参考答案：（1）青藏⾼原纬度低，海拔⾼，太阳辐射强；（东北⾼纬地区年平均⽓温低于—1℃～1℃，可以形成多年冻⼟。
）青藏⾼原⽓温年较差⼩，当年平均⽓温同为—1℃～1℃时，冬季⽓温⾼，冻结厚度薄，夏季全部融化，不能形成多年冻⼟。
（2）甲地年平均⽓温更接近0℃，受⽓温变化的影响，活动层更频繁地冻融，（冻结时体积膨胀，融化时体积收缩，）危害路基；甲地年平均⽓温⾼于五道梁，夏季活动层厚度较⼤，冬季有时不能完全冻结，影响路基稳定性。
（3）冬季。
依据：冬季⽓温低于地温，热棒蒸发段吸收冻⼟热量，（将液态物质汽化上升，与较冷的地上部分管壁接触，凝结，释放出潜热，）将冻⼟层中的热量传送⾄地上（⼤⽓）。
青藏高原多年冻土区热融滑塌发育特征及规律
青藏高原多年冻土区热融滑塌发育特征及规律罗京;牛富俊;林战举;刘明浩;尹国安;高泽永【期刊名称】《冰川冻土》【年(卷),期】2022(44)1【摘要】在全球气候变暖和高原多年冻土持续退化的背景下,青藏高原多年冻土区热融滑塌现象普遍发育,其形成不仅影响区域生态环境,还可能威胁工程构筑物的稳定性。
本文在多年野外调查工作的基础上,结合遥感及历史气象资料对青藏高原多年冻土区热融滑塌的诱发因素、分布特征及演化过程进行了分析。
结果表明:冻土活动层滑脱的发生是诱发青藏高原多年冻土区热融滑塌的主要因素,其次为工程扰动和湖水的热侵蚀;活动层滑脱型热融滑塌的发育过程主要包括冻土活动层滑脱的发生、后缘坍塌后退及坡面泥流的形成等三个阶段,热融滑塌形成以后其溯源侵蚀过程将持续数年甚至十几年直到后缘位置地下冰含量明显减少或者消失为止;在空间分布方面,热融滑塌更倾向于分布在坡度较为平缓(3°~8°)的丘陵山地及山麓区域的阴坡一侧;近年来青藏高原多年冻土区热融滑塌呈剧烈增多的趋势,且这种骤增现象主要发生在有极端气温出现的特殊年份,并不是均匀的分布在每一年。
研究成果对未来青藏高原工程规划、资源开发及环境协调发展具有重要的指导意义。
【总页数】10页(P96-105)【作者】罗京;牛富俊;林战举;刘明浩;尹国安;高泽永【作者单位】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【正文语种】中文【中图分类】P642.14【相关文献】1.青藏高原多年冻土区热融滑塌变形现场监测分析2.青藏高原多年冻土区热融湖塘沉积物粒度分布特征研究3.青藏高原多年冻土区土壤冻融期间水热运移特征分析4.青藏高原多年冻土区热融滑塌型斜坡失稳研究5.青藏高原多年冻土地区热融滑塌形成机理及处治措施探讨——以青藏铁路格拉段K1154+900~K1155+000段为例因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
青藏铁路多年冻土工程的研究与实践
三、青藏铁路多年冻土工程的实践探索
2、多年冻土工程的监测与维护为了确保青藏铁路多年冻土工程的稳定性和安 全性，采用了先进的监测技术，如遥感技术、自动化监测技术等，对多年冻土的 融化和变形进行实时监测。同时，在工程运营期间，加强维护管理，定期进行检 查和维修，确保工程的长期稳定运行。
三、青藏铁路多年冻土工程的实践探索
三、青藏铁路多年冻土工程的实 践探索
三、青藏铁路多年冻土工程的实践探索
1、多年冻土工程的设计与施工在青藏铁路多年冻土工程中，设计与施工是确 保工程成功的关键环节。依据实验研究法和数值分析法所取得的研究成果，设计 人员制定了科学合理的设计方案。在施工过程中，采用了各种先进技术和工艺， 如高温热棒技术、地基加固技术、保温保湿技术等，以确保工程的施工质量。
二、青藏铁路多年冻土工程的研究方法
1、实验研究法实验研究法是通过对多种工况下的多年冻土进行实验，研究其 物理、化学及力学等性质的变化规律，为工程设计和施工提供基础数据和理论支 持。在青藏铁路多年冻土工程中，实验研究法得到了广泛应用，为解决多种复杂 工程问题提供了重要依据。
二、青藏铁路多年冻土工程的研究方法
2、数值分析法数值分析法是通过建立数学模型，对多年冻土工程的稳定性、 安全性及环境影响等方面进行数值模拟分析，以优化工程设计、预测工程效果。 在青藏铁路多年冻土工程中，数值分析法起到了至关重要的作用，为工程的方案 制定、施工指导和运营维护提供了重要依据。
二、青藏铁路多年冻土工程的研究方法
3、现场调查法现场调查法是在工程施工及运营过程中，对多年冻土进行实地 勘查、检测和分析，以获取第一手资料，评估工程的实际效果。在青藏铁路多年 冻土工程中，现场调查法是不可或缺的研究手段，为工程的动态监测、安全预警 及维护管理提供了重要支持。
专题23 环境安全与国家安全--备战2024高考地理二轮必刷选择题(人教版2019)
专题23 环境安全与国家安全--备战2024高考地理二轮必刷选择题（人教版2019）海螺沟冰川位于四川省甘孜藏族自治州泸定县和康定县交界处，如图为“海螺沟冰川空间分布及末端变化示意图”。
据此完成下面小题。
1．图示区域（）A．中部堆积大量冰碛B．东朝向冰川面积小C．夏季冰川移动较慢D．地势西北高东南低2．冰川末端与形成时间对应正确的是（）A．①—2020、②—2009、③—2000、④—1991、⑤—1974B．①—1991、②—2000、③—1974、④—2009、⑤—2020C．①—1974、②—1991、③—2000、④—2009、⑤—2020D．①—2020、②—1974、③—2009、④—1991、⑤—20003．影响该区域冰川发育的主要因素是（）A．地形地势与大气环流B．太阳辐射与海陆分布C．地表物质与人类活动D．纬度位置与海陆位置土地是人与自然相互作用之间重要的连接桥梁，土地利用变化通过改变地表结构和覆被从而对生态系统服务和碳排放产生影响。
长株潭城市群位于中国湖南省中东部，是湖南省经济发展的核心增长极。
2007年长株潭城市群获批为全国资源节约型和环境友好型社会（简称“两型社会”）建设综合配套改革试验区。
下表示意2000-2020年长株潭城市群土地利用碳排放核算（t表示吨）。
据此完成下面小题。
4A．耕地B．林地C．草地D．建设用地5．2000—2020年长株潭城市群土地利用类型中耕地碳排放量呈下降趋势，其主要原因可能是（）A．耕地面积减少B．耕地撂荒增多C．耕地质量提高D．耕地坡度变小海南热带雨林国家公园位于海南岛中部山区，总面积达44万hm²，约占该岛陆域面积的1/7。
当物种在进行移动和扩散时需穿越异质景观空间，在该过程中将克服一定的阻力或消耗一定的成本。
通过对该公园的土地利用分布格局、地形和社会经济要素等阻力因子的影响程度，确定其物种迁移综合阻力值（下图）。
完成下面小题。
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。
青藏高原环境变化对中国气候的影响
青藏高原环境变化对中国气候的影响青藏高原地势高耸，范围广阔，作为一个抬升的巨大热源（汇），给大气输送了大量的热量和水汽，其热力和动力作用强烈影响着东亚乃至全球的大气环流。
青藏高原对大气的加热作用在夏季风环流的形成、暴发和维持过程中起着重要的驱动作用；高原动力、热力效应亦是长江流域季风梅雨带水汽输送机制的关键因素之一，根据初步计算结果，20世纪80年代以来，青藏高原中、东部热源呈减弱趋势，此结论与东亚季风年代际减弱的特征比较吻合。
高原大气热源的年代际尺度变化亦在更大范围影响亚洲季风变化的特征。
高原雪盖和冰川对长期天气和气候有很重要的影响，青藏高原冬、春季积雪异常增多会导致随后夏季风减弱，并进而影响中国降水分布的变化。
与冰雪密切相关的高原地表大范围反射率变化能够引起东亚乃至更大范围区域的气候变异。
统计研究表明，青藏高原地区冬春季积雪多（少）对应着初夏6月份长江中下游以北的降水增加（减少），以及华南、青藏高原及长江上游地区的降水减少（增加）。
就夏季6—8月总降水量而言，青藏高原春季4月加热与夏季中国江淮流域的降水呈现出明显正相关，而与我国华南和华北地区的降水有显著负相关。
地处青藏高原东北部的三江源地区是长江、黄河和澜沧江的发源地，是青藏高原最为重要的水源涵养区，直接关系着下游地区的经济社会发展和数亿人民的用水问题。
近几十年来，在全球变化和人类活动的综合影响下，三江源地区的生态环境发生了明显变化，近50年，三江源地区明显变暖，冰川退缩，湖泊水位下降，湖泊湿地面积日益减少，源头水量逐年减少，河流湿地呈现萎缩，沼泽湿地大面积缩小，水源涵养功能下降，草场退化、土地沙化加剧，生物多样性受到威胁和破坏，水土流失日趋严重等。
三江源地区的生态环境变化对青藏高原的气候与生态环境产生了重要影响。
青藏高原为全球最大与最高的高原大地形，亦是长江与黄河发源地，其南侧有来自相邻的印度洋、南海等地区的异常显著的暖湿气流及水汽输送，并在高原南侧构成水汽异常辐合，同时高原中东部强对流活跃区亦构成了东亚季风活跃区内高原及周边地区特殊的水汽输送及其水循环过程，因此它是东亚陆—气相互作用的最敏感区之一，1998年以及1991年长江流域异常洪涝大部分特大暴雨过程对流云系可追溯到青藏高原及其周边地区。
青藏高原五道梁附近多年冻土活动层冻结和融化过程
青藏高原五道梁附近多年冻土活动层冻结和融化过程赵林程国栋李述训赵新民王绍令(中国科学院寒区旱区环境与工程研究所国家冻土工程重点实验室, 兰州730000. Email: linzhao@)摘要对约占青藏高原总面积2/3的多年冻土活动层进行了监测研究. 通过对青藏高原五道梁附近地温和水分观测资料的分析, 依据活动层中温度变化过程和水热的传输特征, 把活动层的冻融过程划分为4个阶段, 即夏季融化过程(ST)冬季降温过程(WC)和春季升温过程(SW). 在夏季融化和秋季冻结过程中, 活动层中水热耦合特征较为复杂, 水分的迁移量极大,1205第45卷 第11期 2000年6月简 报1206而在其余两个阶段, 活动层中的水分迁移量较小, 热量主要以传导方式传输. 在不同冻融阶段,活动层中的水热耦合过程伴随着水分输运的不同方式而发生变化. 经过整个冻融过程后, 多年冻土上限附近的水分含量趋于增大, 这也是多年冻土上限附近厚层地下冰发育的主要原因.关键词 活动层 冻融过程 水热耦合多年冻土是通过活动层热动态变化过程而实现; 另外, 在全球和区域气候变暖的背景下, 多年冻土中储藏的碳水化合物将随活动层的增厚逐步释放到大气中, 从而进一步影响局域甚至全球气候变化. 这些又与活动层冻融过程中的水热状况及输运特征有着密不可分的关系.据IPCC 报告预测, 全球的平均气温在未来1个世纪中将以每10年0.34]表明, 阿拉斯加北部活动层温度在过去10年中的年际变化与全球气温的变化特征有着极好的相关关系, 在我国青藏高原也发现类似的现象[5]. 只有揭示活动层在现代气候条件下的冻结和融化特征, 才能预测其在全球变暖背景下的变化, 才能从活动层和多年冻土温度变化过程中提取出气候变化的信息.本文通过对青藏高原五道梁附近地温和土壤水分观测资料的分析, 把活动层的冻融过程划分为4个阶段, 并对各个阶段的水热输运过程以及水热耦合特征进行了分析. 文中的温度资料取自1996年6月至1998年5月五道梁观测场的地温资料, 该观测场位于青藏公路沿线五道梁南7 km 的低山丘陵区, 海拔高度4 735 m. 地温观测是在0, 20, 40, 80, 160和320 cm 深度处利用DT600数采仪进行1小时1次自动记录, 从4.00; 中子水分测量记录是1997年6月至1998年8月同一观测场的资料, 该项观测每月进行3次, 每次分别对1070 cm 为含砾砂土, 70 cm 以下为砂砾土, 其中160 cm 以下为厚层地下冰层. 观测场附近的多年冻土上限在150作为观测场附近土壤的冻结温度, 从图1可以看出,1996年和1997年两年中, 测点附近活动层的冻结过程是从9月中旬开始由下向上缓慢发展的, 此时地面温度在4简 报第45卷 第11期 2000年6月1207根据在年冻结融化过程中活动层水热状况的不同特征, 把活动层的年变化过程划分成4个阶段(图1和2), 即夏季融化过程(ST)冬季降温过程(WC)和春季升温过程(SW).(1) 夏季融化过程(ST). 活动层的夏季融化过程是指活动层由地表向下融化开始(4月底)至融化到最大深度结束(9月中)的整个过程. 此时活动层温度从地面开始向下随深度增加逐渐降低,活动层处于吸热过程中, 热量传输由上向下, 融化锋面逐渐向下迁移. 水分输运以由上向下为主,具体表现出以下几个特点: (附近, 这些水分的重力输运所引起的热量传输量较小;(第45卷 第11期 2000年6月简 报1208表迁移; 另外, 在这一层土壤的不饱和土中, 存在着水汽对流现象; (·Ç´«µ¼ÐÔÈÈ´«Êä, 而且两种热量传输过程均非常活跃; 而融化锋面之下, 传导性热传输占绝对优势.(2) 秋季冻结过程(AF). 活动层融化到最大深度后开始由底部向上冻结, 从此开始了秋季的冻结过程, 一直到活动层全部冻结结束为止(图1和2). 活动层的秋季冻结过程可以划分为两个阶段, 即由下向上的单向冻结阶段和阶段. 单向冻结阶段从由底部开始向上冻结始, 到地表开始形成稳定冻结止; 而阶段从地表开始形成稳定冻结始, 到冻结过程全部结束止.在单向冻结阶段, 活动层基本上仍是一个开放体系, 至少在白天的一些时段存在着与大气间空气的对流和水分的交换. 活动层温度底部低, 中间部分或上部略高, 温度梯度较小, 且仍在逐渐减小. 活动层的上部在日间从大气中吸热, 夜间向大气中放热, 与大气间日均热交换量处于较为平衡状态. 而在活动层底部, 随着冻结锋面向上的移动, 水分在温度梯度的驱动下从融化层向冻结锋面迁移零幕层两端低, 而两个冻结锋面之间的融化层温度为0, 传导性热传输不再能通过这一层向上或向下传输. 根据的发展特征, 又可以划分为两个阶段, 即快速冻结阶段和相对稳定冻结阶段(图1).从地表形成稳定的冻结层开始, 融化层上部的冻结锋面在不到10天内快速向下移动了约1.10 m, 融化层下部的冻结锋面也在缓慢地上移(图1). 同时, 融化层中水分不断向冻结锋面迁移６０ ｃｍ， 此时, 整个未冻结土层的温度稳定在冻结温度附近, 冻结锋面从上向下的移动速率也明显减小, 这就是的相对稳定冻结阶段. 在这一阶段, 水分继续从融化层向两侧的冻结锋面迁移, 并在冻结锋面处冻结下部高,梯度逐渐增大, 传导性热传输为这一阶段热量传输的主要方式, 同时伴有少量由温度梯度驱动的未冻水迁移引起的耦合热传输. 除地表附近少量的土壤水分蒸发外, 活动层中的未冻水趋向于向上迁移(图2), 但由于地温极低限制了未冻水的含量和活力, 使得其迁移量较少.(4) 春季升温过程(SW). 从1月下旬开始, 随着气温的升高, 开始了活动层的升温过程,活动层中的温度梯度逐渐减小, 地表附近的水分蒸发量增大, 而活动层内部的水分迁移量也逐步减小, 此时的热量传输仍以传导性热传输为主. 从3月下旬开始, 地表附近开始出现了日冻融过程, 白天土壤表层融化, 水分蒸发, 夜间冻结时水分向冻结锋面迁移, 周而复始, 土壤表层的水分明显减少. 当然, 某些地方由于有地表雪盖, 阻止了地表附近的日冻融过程的发生,同时由于融雪水分的补给, 土壤表层的含水量明显增大.经过以上4个过程, 活动层完成了一个冻融周期. 通过分析可以看出, 活动层中的水分在夏季融化过程和秋季冻结过程中以向下迁移为主, 迁移量也较大, 而在冬季降温过程和春季升温过简 报第45卷 第11期 2000年6月1209程中虽有水分总体向上迁移的趋势, 但迁移量较小, 活动层中的水分在经历了一个冻融周期后有向下迁移的趋势. Fukuda 等人[7]通过试验研究表明: 在土壤的冻结过程中, 水分向冻结锋面的迁移量与冻结速率有很大关系, 土壤冻结得越慢, 冻结锋面处水分的增加量就越大. 而活动层由底部向上的冻结过程始终是一个缓慢的冻结过程. 这也就是说, 青藏高原的降水(集中于夏部分通过地下径流流走外, 剩余部分将被逐步运移到多年冻土上限附近冻结, 从而逐渐导致多年冻土上限附近成为富冰区. Hinkel 等人[8]通过对北极阿拉斯加地区Barrow 附近沿一条剖面线进行钻孔取样分析, 得出: 多年冻土上限附近的含水量从1963年到1993年, 30年间约增加了5%; 在青藏高原的多年冻土区也发现[9]在经历过夏季融化过程之后多年冻土上限附近的总含水量趋于增加, 这都是多年冻土上限附近厚层地下冰形成的主要原因.2 冻融过程中的水热耦合问题多年冻土活动层中水热同时运移的过程即是水热耦合过程, 这种过程是以物质(水)和能量同时迁移, 即以耦合流的形式实现, 主要包括液态水对流和气态水迁移. 活动层中的水分迁移主要表现为以下几种形式: (1) 在冻结的土壤中由温度梯度驱动的未冻水迁移. Perfect 等人[10]通过试验证明: 在已经完全冻结的土壤中, 只要存在温度梯度, 就有水分的迁移, 水分由温度高的一端向温度低的一端迁移, 温度梯度是土壤中水分迁移的驱动力. 同时指出, 水分的迁移量与温度梯度和温度有关, 温度梯度越大, 温度越高, 水分的迁移量就越大; 反之, 迁移量就小. (2) 重力作用驱动的自由水的下渗. (3) 不饱和土壤中由于温度梯度或(和)渗透梯度差异的驱动, 水汽发生蒸馏和对流. (4) 毛细作用力驱动的毛细水迁移.自然, 土壤水分以任何一种方式迁移, 都要伴随着热量的传输. 在夏季融化过程, 已融化的土层中主要发生着自由水和毛细水的迁移, 相对而言, 自由水的下渗占主导地位, 耦合热流同时向下传输; 而在仍未融化的活动层的其余部分, 主要发生着温度梯度驱动的未冻水的向下迁移, 耦合热流同样向下; 秋季冻结过程的第1阶段, 即自下而上的冻结阶段, 未冻结土层中水分迁移的主要方式有毛细水迁移零幕层１４］, 在两侧的冻结层中主要发生着由温度梯度驱动的未冻水迁移导致的水热耦合迁移; 冬季降温过程(WC)和春季升温过程(SW)中, 由温度梯度驱动的未冻水迁移成为水热耦合迁移的主导方式.3 讨论多年冻土活动层的冻结融化过程不仅受气候因素的制约, 地形地貌地表植被特征以及水文状况等都是其影响因素. 在这些因素的综合作用下, 青藏高原多年冻土的冻融过程和水热特征表现出了极大的时空分布差异, 表现在不同地区活动层开始冻结和融化的时间第45卷 第11期 2000年6月简 报1210活动层及多年冻土中热量向大气中的传输, 从而使活动层中的温度梯度小得多, 自然在冬季的水热耦合流要小; 再次, 由于这些地区活动层开始融化较晚, 而雪盖融化后土壤表层的含水量较高, 又增加了水分蒸发的耗热量, 使得这些部位的活动层厚度较小.总之, 就活动层的整个冻融循环而言, 夏季融化过程和秋季冻结过程是水分迁移量大国家重点基础研究发展规划(G1998040803)±ù¶³È¦¶¯Ì¬±ä»¯»ù´¡Ñо¿to the Second Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate ChanCambridge: Cambridge University Press, 1996. 11443 Romanovsky V E, Osterkamp T E. Interannual variation of the thermal regime of the active layer and near-surface permafrost in Northern Alaska. Permafrost and Periglacial Processes, 1995, 6: 3132735 Jin H, Cheng G, Li X, et al. Permafrost on the Qinghai-Tibet Plateau under a changing climate. Chinese Science Bulletin,1999, 44 (Supp): 152447 Fukuda M, Orhun A, Luthin J N. Experimental studies of coupled heat and moisture transfer in soils during freezing. Cold Region Science and Technology, 1980, 9(3): 2231994. Arctic and Alpine Research, 1996, 28(3): 3006610 Perfect E, Williams P J. Thermally induced water migration in frozen soils. Cold Region Science and Technology, 1980, 9(3):101151612 Outcalt S I, Hinkel K M. The fractual geometry of thermal and chemical time series from the active layer, Toolik Lake,Alaska. Physical Geography, 1992, 13(4): 273简报第45卷第11期 2000年6月13Outcalt S I, Hinkel K M. The response of near-surface permafrost to seasonal regime transitions in tundra terrain. Arctic and Alpine Research, 1996, 28(3): 27427415丁永建, 叶佰生, 刘时银, 等. 青藏高原大尺度冻土水文监测研究. 科学通报, 2000, 45(2): 2088417王绍令, 赵新民. 青藏高原多年冻土区地温监测结果分析. 冰川冻土, 1999, 21(2): 15922(2000-01-07收稿, 2000-03-20收修改稿)。
东北北部多年冻土的退化现状及原因分析
东北北部多年冻土的退化现状及原因分析
何瑞霞;金会军;常晓丽;吕兰芝;于少鹏;杨思忠;王绍令;孙广友
【期刊名称】《冰川冻土》
【年(卷),期】2009()5
【摘要】在全球范围内,我国东北冻土区是受气候变暖和人为活动影响最显著的地区之一.近几十年来,区内冻土退化显著,大兴安岭多年冻土退化主要表现为多年冻土上限下降,温度升高,厚度减薄,融区扩大;多年冻土岛消失及多年冻土南界北移等几个方面.多年冻土退化的主要自然原因归结于气候变暖,特别是冬季变暖,降水和积雪时段和厚度等气候变化因素.以城镇化、重大工程建设为代表的人类活动,已对该区冻土和环境产生深刻影响,导致了多年冻土的快速、显著和大规模退化,但其影响机制的合理解释还需深入研究.
【总页数】6页(P829-834)
【作者】何瑞霞;金会军;常晓丽;吕兰芝;于少鹏;杨思忠;王绍令;孙广友
【作者单位】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;哈尔滨学院地理系;中国科学院东北地理与农业生态研究所
【正文语种】中文
【中图分类】P642.14
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青藏高原东北部15万年来的多年冻土演化①潘保田 陈发虎(兰州大学地理科学系,730000) 摘 要 青藏高原东北部最近15万年中至少存在4次多年冻土强烈扩展时期。
第一次发生在140ka BP 的倒数第二次冰期,各地广泛发育冰楔;第二次发生在末次冰期早期(80～53ka BP ),若尔盖盆地发育融冻扰曲;第三次发生在27～23ka BP ,高原东北缘出现冰楔;第四次发生在21～10ka BP ,巴颜喀拉山以南地区和若尔盖盆地发育冰楔,黄河源、共和及青海湖周围出现原生砂楔。
不考虑构造上升,上述冻土扩展时期多年冻土带下界高度较现代低1700～1800m 。
关键词 冻土演化 冰楔假型 原生砂楔 青藏高原东北部多年冻土地区是人类生存和生产的重要场所,探讨多年冻土的形成演化和演变趋势是合理利用多年冻土地区自然资源的基础。
作为冰冻圈的一个重要组成部分,多年冻土在全球气候系统中具有极为重要的地位,同时对全球气候变化的反映也十分敏感。
因此探讨多年冻土的演化历史及通过古多年冻土现象恢复过去全球气候变化的过程,一直是冻土学重要的研究领域。
青藏高原东北部是我国西部高山高原多年冻土带的一部分,随着冰期、间冰期旋回的气候波动和青藏高原的隆起,这里的多年冻土经历了复杂的演变过程。
自80年代初以来,张维信等(1981)、徐叔鹰等(1984,1990)、潘保田等(1989,1992)、王绍令(1989)从不同角度不同时段探讨了这一地区冻土的发展过程。
最近几年我们又发现了一些新的资料,以下主要讨论该地区最近15万年以来的多年冻土演化。
1 古多年冻土遗迹1.1 倒数第二次冰期多年冻土遗迹倒数第二次冰期的多年冻土遗迹主要是冰楔假型(Ice -wedge Casts )和融冻扰曲,在青藏高原各主要盆地和山地中均可见到(图1),其最南在玛多县花石峡,最北是青海湖东北侧的日月山,最低海拔是共和盆地的河卡,海拔3300m 左右。
在盆地中冰楔假型主要发育在山麓洪积台地的砂砾石层或基岩风化壳中,在山地上则多发育在冰碛物、第19卷 第2期1997年冰 川 冻 土JOURNAL OF G LACIOLO GY AND GEOCR Y OLO GY Vol 119 No 121997①本文于1996年4月11日收到;属国家自然科学基金(49471012)资助项目成果之一。
冰水堆积物或基岩风化壳中。
楔形构造一般成群出现,在10～30m 长的路堑剖面中少则几个,多则达数十个,并伴有强烈变型的融冻扰曲(图2a )。
楔口宽0.5～2m ,深0.5～2.5m ,形态上呈窄深的单尖底楔形,少数分叉。
楔壁周围的围岩强烈变形,反映经历过非常巨大的挤压作用。
楔内充填细砂,并偶有直径2～3cm 的小砾石悬于其间。
楔壁不平整,且有棕红色古土壤贴于其上。
根据以上各点,这类楔形体应为冰楔冰融化后被细砂充填的产物,是冰楔假型。
图1 青藏高原东北部古冰缘现象分布图1.倒数第二次冰期冰楔假型(>140ka BP );2.末次冰期最盛期前期冰楔假型(27～23ka BP );3.末次冰期最盛期后期冰楔假型(20～10ka BP );4.末次冰期最盛期后期原生砂楔(20～10ka BP );5.末次冰期早期融冻扰曲;6.山地;7.盆地;8.湖泊Fig.1 Distribution of fossil periglacial phenomena in the northeastern Qinghai -Tibetan Plateau 各地倒数第二次冰期的冰楔假型剖面大致具有相同的地层结构。
以兴海大河坝滩(海拔3400m )地区为例,那里冰楔假型及其相伴的融冻扰曲剖面地层结构如图2a 所示。
它们发育在中更新世山麓洪积台地砂砾石层中;上覆棕红色的古土壤,古土壤的SiO 2/Al 2O 3为6.19,FeO 2/Fe 2O 3为0.87,其特征与黄土高原西部黄土地层中的S 1相似(李吉均等,1990),是森林或森林草原下形成的褐土型古土壤。
棕红色古土壤之上为厚近1m 的马兰黄土,其中部的TL 年代为30.1±2.6ka BP 。
马兰黄土之上为黑色的全新世古土壤,有机14C 年代为4460±60a BP ,冰楔假型中充填细砂,层理不清,其TL 年代为135.7±10.5ka BP 。
根据上述地层结构和测年资料判断,它所代表的冰楔应发育于140ka BP 以前的倒数第二次冰期。
5212期潘保田等:青藏高原东北部15万年来的多年冻土演化621冰 川 冻 土19卷1.2 末次冰期早期的多年冻土遗迹末次冰期早期的多年冻土遗迹目前在青藏高原东北部发现不多,就现在的资料,仅有若尔盖盆地的融冻扰曲(图2b)。
该融冻扰曲剖面位于甘肃省玛曲县城附近的黄河南岸,海拔3400m左右,由黄河支流切割而成,其顶面属若尔盖盆地面。
该剖面出露地层厚15m,主要由湖相淤泥、粉砂与砂层组成,顶部2.25m为现代草甸土和沼泽相泥炭。
发生扰曲的地层厚2.5m左右,上界距剖面顶部10m。
在扰动层上下的各层位地层具有正常的水平层理。
这类地层扰动用地震和负荷作用极难解释,应是融冻扰曲。
发生融冻扰曲的淤泥层经14C测年,其年代已超过了45ka的测年范围,说明沉积年代大于45ka。
根据若盖尔盆地演化研究资料(潘保田等,1993),若尔盖盆地的古湖消失于12ka以前,全新世初发育沼泽相泥炭,若尔盖盆地面即形成于全新世初。
据此推断,融冻扰曲剖面顶部的泥炭层和现代土壤应形成于全新世,融冻扰曲层与泥炭层之间近8m 的湖相地层可能形成于晚更新世晚期。
因此融冻扰曲发生的年代或许是晚更新世早期的末次冰期早期。
1.3 末次冰期最盛期的多年冻土遗迹青藏高原东北部末次冰期最盛期的多年冻土遗迹十分丰富,分布广范,指示环境意义较好的是冰楔假型和原生砂楔。
(1)冰楔假型冰楔假型主要分布在巴颜喀拉山南麓、若尔盖盆地北缘、青海湖周围和共和盆地中心地区。
在巴颜喀拉山南麓冰楔假型主要发育在冰碛物或冰水砾石层中,楔内充填砾石,上覆全新世土状堆积物,海拔4300m以上。
在若尔盖盆地北缘,冰楔假型主要发育在第三纪红色砂岩风化壳中,海拔约3500 m,成群出现,楔体口宽50～100cm,楔深50～90cm,楔壁不平整,有滑塌痕迹(图2c),楔体附近围岩被挤压变形。
楔内充填褐灰色粉砂质粘土,有层理并有大量砾石混入。
我们采集了两个楔内充填物14C年代样品,其测年结果分别为8500±180a BP和4 840±75a BP。
冰楔假型之上,现代土壤层之下发育黑色古土壤,有机14C年代为5010±145a BP。
根据上述构造特征和年代资料,我们认为若尔盖盆地北缘的楔体是活动于10ka BP前的冰楔,它们于全新世初冰体融化后被土充填。
共和盆地和青海湖周围地区的冰楔假型发育在第四纪河湖相砂层中,海拔3100m 以上,成群出现,口宽50～80cm,深50～120cm,楔体附近的围岩被挤压变形。
代表性剖面位于共和县切吉和青海湖吉尔孟。
切吉剖面(图2d)海拔3100m,楔内充填物的14C年代为20430±430a BP;楔体被一发育程度较低的古土壤覆盖,14C年代为19 430±350a BP。
青海湖吉尔孟剖面海拔3200m左右,围岩的14C年代为33050±730a BP。
根据上述楔形特征和年代数据,我们认为它们所代表的冰楔发育于30ka BP以后,并于20ka BP前融化被砂土充填。
(2)原生砂楔原生砂楔集中分布在共和盆地中心及玛多黄河源地区。
共和盆地的原生砂楔主要发育在晚更新世河湖相砂粘土层中,在扎布达地区成群出现,海拔2900m 左右,规模较小,口宽10～35cm 、深30～50cm (图2e )。
楔体附近围岩发生变形,但不强烈。
楔壁图2 青藏高原东北部古冰缘现象剖面图(a )兴海大河坝滩冰楔假型与融冻扰曲剖面;(b )若尔盖融冻扰曲剖面;(c )若尔盖冰楔假型剖面;(d )共和切吉冰楔假型剖面;(e )共和扎布达原生砂楔剖面1.现代土壤;2.全新世与末次冰期间冰段古土壤;3.马兰黄土;4.砂砾石层;5.砂粘土层;6.砂层;7.泥炭层;8.淤泥层;9.第三纪砂岩风化壳;10.末次间冰期古土壤Fig.2 Sections of fossil periglacial phenomena in the northeastern Qinghai -Tibetan Plateau平整、无滑塌痕迹。
楔内充填物为十分纯净的细砂。
上述特征表明,楔内物质为原始充填物,楔体为原生砂楔。
楔体围岩的14C 年代为33880±3450a BP ,楔体上覆浅黑色古土壤的14C 年代为14220±180a BP 。
据此推断,这里的原生砂楔活动于14ka BP 以前的末次冰期最盛期,14ka BP 前后因古土壤发育而停止活动。
玛多黄河源地区的砂楔发育于板岩、炭质页岩风化壳或冰碛冰水沉积物中,随处均7212期潘保田等:青藏高原东北部15万年来的多年冻土演化可看到。
海拔4200m 以上,成群出现,在长100m 的路堑剖面中,多达50余个。
楔形口宽50～150cm ,深50～300cm 。
楔壁规则,无滑塌迹现。
楔体附近围岩强烈变形。
楔内充填物为纯净的细砂,且有清楚的垂直叶理。
上述特征说明它们是原生砂楔。
采自玛多黄河南岸星星海地区两个楔内细砂的淋溶CaCO 3年龄为12300±100a BP 和16340±245a BP ,表明它们主要活动于末次冰期最盛期。
2 最近15万年来的多年冻土演化从上述所列证据可以看出,主要的多年冻土遗迹为冰楔假型和原生砂楔。
由于它们发育对环境条件要求比较严格,十分有利于我们探讨多年冻土演化。
关于冰楔和原生砂楔发育环境条件的研究主要集中在高纬多年冻土带(Pewe ,1963;Washburn ,1979;李作福等,1990),其中以Romanovskij 的研究最为细致(王保来,1991)。
通过对西伯利亚楔形构造分布和形成的观察,Romanovskij 提出形成原生砂楔的年平均地温上限为-3～-5℃,形成冰楔的年平均地温不得高于-5～-7℃,他还提出发育于砂质粘土、冲积细砂和砂砾石层中冰楔要求的年平均地温上限分别为-2～-4℃,-5～-6℃和-7～-8℃(徐叔鹰等,1990)。
高纬与中低纬高山地区多年冻土发育研究表明,高纬地区气温年较差大于中低纬高山高原地区,有利于多年冻土发育和地表开裂。
我国东北高纬多年冻土带南界0℃的年平均气温比青藏高原多年冻土分布下界-2～-3℃的年平均气温高(周幼吾等,1982),就说明了这一点。