气候变化下长江源土壤水时空演化及其环境响应

气候变化下,长江源区生态环境和水文循环出现了显著改变。土壤水是水文循环的重要组成部分,正确认识土壤水时空分布规律及其环境响应机制是深入理解长江源区水文循环和生态环境变化的基础。以地面原位观测数据为基础,利用欧洲航天局最新开发的长时间序列和多传感器组合的全球土壤体积含水量数据集(ESA CCI SM V07.1)揭示了长江源区地表土壤水的时空演化规律,探讨了构造作用和冻土类型对土壤水的影响机制。结果表明：(1)长江源地表土壤体积含水量主要集中在0.15～0.20 m³/m³之间,在6—10月处于全年最高值;(2)在垂向上,由表层到深部土壤体积含水量主要呈现出增大-减小-稳定趋势,深部土壤水相对表层有明显的滞后特征,滞后时间一般为1～2个月;(3)在平面上,地表土壤体积含水量整体呈现东南高,并向西北逐渐递减的趋势。越临近构造断裂带,土壤体积含水量越低,且随深度增加呈现出一定的加剧趋势;(4)多年冻土区的地表土壤体积含水量相比邻近区域的季节性冻土区域高,季节性冻土区的地表土壤体积含水量波动变化幅度小于多年冻土区;(5)近40 a来,地表冻土有逐渐融...     

青藏高原热融湖横向扩张速率对湖下融区发展影响的数值模拟

热融湖是高纬度和高海拔富冰多年冻土区重要的自然景观。这些湖由于富冰多年冻土或地下冰的融化而形成,由于湖水向周边多年冻土传递热量而持续扩张。以青藏高原北麓河地区一个热融湖的信息和冻土监测资料为基础,运用柱坐标系下伴有相变的热传导模型模拟了以不同的横向扩张速率演化的热融湖湖下融区的发展过程。结果表明：在青藏高原多年冻土厚度为75 m的北麓河盆地,分别以横向扩张速率0.10 m·a^-1、0.15 m·a^-1、0.20 m·a^-1和0.25 m·a^-1演化的热融湖,在湖形成分别达760 a、703 a、671 a和652 a时,湖下形成贯通融区,相应的多年冻土从上向下融化的平均速率分别为8.22 cm·a^-1,8.89 cm·a^-1,9.31 cm·a^-1和9.74 cm·a^-1。热融湖的横向扩张速率对湖下的融区发展和土壤热状况有重要的影响,在现场调查资料的基础上选取正确的热融湖横向扩张速率是热融湖对多年冻土热状况作用数值模拟研究的必要前提。     

黄河源区冻土对植被的影响

黄河源区由于近年来气候变化的影响,打破了高寒植被与冻土环境之间稳定的适应性关系,由此引发了一系列生态环境退化的现象.在黄河源区多年野外工作的基础上,定量分析了冻土与植被之间的关系.研究表明:多年冻土埋深通过影响浅层土壤含水量影响植被生长的,多年冻土的埋深与浅层土壤含水率和植被的覆盖率具有良好的相关性规律.冻土埋深<2 m时,冻土埋深决定浅层土壤含水率,成为影响植被的生长主要因素;埋深>2 m时,冻结层上水水位低、补给量少,冻结层上水水量小,毛细上升高度不能达到植被根系分布的浅层土壤中,植被生长环境干旱化,多数植被生长受限制,这时只有少量根系发达的耐旱植被存活,覆盖率小,一般不超过35%.因此,2 m的多年冻土埋深为“生态冻土埋深”.近20 a来,黄河源区地温长期处于增温状态,多年冻土出现表层融化,形成深埋的或少冰的冻土等现象;部分地带完全融化消失,连续多年冻土变成不连续冻土或岛状冻土.多年冻土退化后,土壤含水量减少,导致植被物种更替、“黑土滩”等退化现象.     

青藏高原热喀斯特湖与多年冻土的相互作用

为深入理解热喀斯特湖与多年冻土间的相互作用,本文以青藏高原北麓河盆地典型热喀斯特湖区域为例,构建考虑热传导和热对流过程的水-冰-热耦合模型,对热喀斯特湖作用下的多年冻土退化特征及热喀斯特湖的水均衡进行模拟,计算地质环境和气候变暖对热喀斯特湖水均衡和冻土的影响。研究结果表明：热喀斯特湖周围冻土逐步退化并形成贯穿融区,导致地下水循环模式发生改变;在地表温度作用下,形成的活动层厚度为3.35 m;热喀斯特湖在整个模拟时段内表现为负均衡,其排泄量在285～388 a间显著增加;地层渗透性能决定了热喀斯特湖和生态环境的发展方向;气候变暖加速多年冻土向季节冻土转变。研究结果可为进一步认识寒旱区生态水文过程提供科学依据。     

祁连山大通河源区冻土特征及变化趋势

大通河源区位于祁连山中东部, 属高山多年冻土区, 利用源区内冻土钻探及监测资料对源区冻土发育的基本特征及变化趋势进行了分析和探讨. 冻土地温分析表明, 源区冻土年平均地温随海拔的变化梯度约为3.82 ℃·km^-1, 且冻土地温与表层覆被条件关系密切. 盆地平原地带多年冻土厚度约为17~86 m, 且以海拔每上升100 m冻土厚度增加约10 m的梯度增加. 多年冻土活动层厚度受海拔地带性作用不显著, 更多地受局地因素的控制, 地表覆被条件成为其主要影响因素. 在气温升高以及人类活动日益增多的影响下, 源区冻土整体处于退化状态, 多年冻土年平均地温以0.0075 ℃·a^-1的速率上升.     

基于移动网格技术的热融湖动态演化过程数值模拟

基于移动网格技术建立了热融湖动态演化有限元数值模型, 研究了青藏高原多年冻土区典型热融湖动态演化过程, 分析了热融湖半径、深度的变化过程及其对湖底及周围多年冻土温度状况的影响. 结果表明:在移动边界热融湖模型中, 热融湖半径以0.7 m·a^-1的速度近线性地增大; 随着下伏高含冰量冻土的融化, 热融湖深度增加先慢后快, 最后逐渐减小趋于稳定. 热融湖深度和半径从5月末至翌年1月末增加显著, 在2-5月间基本保持稳定. 伴随着热融湖的扩展, 地表边界逐渐演变为湖底边界, 热融湖的热影响范围逐渐增大. 在固定边界热融湖模型中, 其热影响会逐渐趋于稳定, 由于初始尺寸大, 其湖底多年冻土退化速率大于移动边界模型, 而远离湖边的多年冻土退化速率要小于移动边界模型. 如果不考虑热融湖边界随时间的变化, 可能会高估热融湖对湖底多年冻土的热影响, 而低估其对附近多年冻土的热影响.     

兰州马衔山多年冻土活动层厚度估算及影响因素分析

马衔山残存的多年冻土被誉为黄土高原地区多年冻土的"活化石". 自1986年发现多年冻土存在至今, 多年冻土发生了严重的退化, 活动层厚度增大, 面积由原来的0.16 km²减少到现在的 0.134 km². 本文基于马衔山多年冻土区的实际监测资料分析了气温、地表温度和N系数随时间变化特征以及活动层温度、土壤含水量的时空特征. 根据2010-2013年马衔山多年冻土区的日平均地表温度和土壤参数实测及实验室分析资料, 利用X-G算法模拟了马衔山多年冻土的冻融过程, 并模拟得到4年的活动层厚度均比实测值小, 这可能与活动层底部较高的未冻水含量有关. 然后进一步探讨了泥炭层和含水量对活动层厚度的影响, 泥炭层越厚, 其隔热作用越强, 活动层厚度越小; 反之, 活动层厚度越大; 含水量越高, 土壤的容积热容量越大, 活动层厚度越小; 反之, 活动层厚度越大.     

考虑降雨作用的气温升高对多年冻土活动层水热影响机制

近50a青藏高原暖湿化趋势显著,水热边界条件的改变必然影响多年冻土的稳定性和高原生态环境的演变。已有研究主要关注气候升温对冻土温度场的影响,而对升温过程伴随的活动层水分变化研究较少。基于土壤-地表-大气水分和能量平衡的冻土水-汽-热耦合模型,以青藏高原北麓河地区2013年实测气象资料为模型驱动数据,研究在降雨不变,气温不变、气温升高1℃和升高2℃情境下活动层水热响应机制与过程。结果表明:气候升温通过改变地表能量与水分平衡过程和土壤内部水热运移分量影响多年冻土水热过程。气温升高引起地表净辐射、蒸发潜热和土壤热通量增大,而地表降雨入渗和感热通量减少;气温升高降低土壤含水量和土壤导水系数,但温度梯度及与温度梯度相关的水分和能量分量相应增大,而与水势梯度相关的水分和能量分量相对减少;升温对土壤温度场的影响比水分场明显,影响范围也更深;随着气温升高,地表蒸发量和活动层厚度增大,气温升高加速了冻土的退化过程,与降雨增加对冻土的热稳定性影响相反。     

土壤热导率的研究现状及其进展

土壤热导率是重要的土壤热参数之一, 在下垫面土壤热量的传输中起到重要作用; 同时也是区域气候模式、 陆面过程模式中重要的输入参数, 在预估未来气候变化等方面也具有重要作用. 根据国内外的研究现状, 评述了土壤热导率的影响因素和模拟方案. 其中, 土壤质地、 温度、 含水(冰)量和孔隙度等是影响土壤热导率的主要因素, 特别在研究冻土时需重点分析含冰量的变化. 结合影响因素, 比较分析了典型的国内外计算土壤热导率的模型, 得出这些模型多适用于模拟常温下的热导率, 低温条件如青藏高原冻土区模拟结果并不理想. 因此, 多年冻土区土壤热导率的研究多基于观测资料计算或使用陆面模式中的参数化方案估算, 但因多年冻土内部水热传输过程的复杂性, 青藏高原多年冻土区热导率的模型模拟仍需进一步研究.     

考虑降雨作用的气温升高对多年冻土活动层水热影响机制

近50a青藏高原暖湿化趋势显著,水热边界条件的改变必然影响多年冻土的稳定性和高原生态环境的演变。已有研究主要关注气候升温对冻土温度场的影响,而对升温过程伴随的活动层水分变化研究较少。基于土壤-地表-大气水分和能量平衡的冻土水-汽-热耦合模型,以青藏高原北麓河地区2013年实测气象资料为模型驱动数据,研究在降雨不变,气温不变、气温升高1℃和升高2℃情境下活动层水热响应机制与过程。结果表明:气候升温通过改变地表能量与水分平衡过程和土壤内部水热运移分量影响多年冻土水热过程。气温升高引起地表净辐射、蒸发潜热和土壤热通量增大,而地表降雨入渗和感热通量减少;气温升高降低土壤含水量和土壤导水系数,但温度梯度及与温度梯度相关的水分和能量分量相应增大,而与水势梯度相关的水分和能量分量相对减少;升温对土壤温度场的影响比水分场明显,影响范围也更深;随着气温升高,地表蒸发量和活动层厚度增大,气温升高加速了冻土的退化过程,与降雨增加对冻土的热稳定性影响相反。     

青藏铁路沿线多年冻土区地温场变化规律

青藏铁路通过约550km的多年冻土区,统计和分析青藏高原多年冻土分布区主要气象台站的资料可以看出,近30a来高原多年冻土区的气候变化总的趋势是向着气温升高的方向发展的,气温的变化对多年冻土热状态的扰动主要表现在地温场的变化上.30多年来高原气温升高0.45℃左右,并引起冻土地温平均升高了0.2～0.3℃.分析青藏铁路通过的多年冻土地区典型地段测温孔资料,发现多年来气候转暖已经使冻土上部(20m以上)地温明显升高,影响深度已经波及到了40m.     

青藏公路沿线热喀斯特湖分布特征及其热效应研究

热喀斯特湖的出现和发育是多年冻土变暖的指示器,研究热喀斯特湖发育及其热效应是应对青藏高原气候变化和人类活动诱发冻土灾害的基础工作.基于SPOT-5卫星影像资料,在ArcGIS平台下解译遥感影像,获取了青藏公路沿线楚玛尔河至风火山段热喀斯特湖的数量和分布特征,这些热喀斯特湖以楚玛尔河高平原和北麓河盆地为主要分布区,且80％发育于高含冰量多年冻土区.热喀斯特湖通过竖向和侧向2种传热方式影响多年冻土,竖向传热会造成其下部多年冻土融穿,侧向传热会造成湖岸多年冻土增温,扩大热影响范围.通过北麓河地区一典型热喀斯特湖的数值计算,湖全年都在向湖岸放热.当热喀斯特湖离路基较近,将会对公路产生潜在或者直接的危害,其侧向热侵蚀往往会导致冻土路基温度升高,诱发路基病害.     

高海拔多年冻土区路基工程行为对低温多年冻土长期影响的监测研究

青藏铁路路基创造性采用了主动冷却路基的设计理念修建而成,目前铁路已经安全运营超过10年。青藏铁路路基修筑在多年冻土之上,路基下部冻土温度变化是衡量路基是否稳定的关键因素。基于长期（2008—2019年）地温观测资料,对昆仑山垭口南坡青藏铁路K980+000低温多年冻土区块石路基坡脚至坡脚外30 m范围内的冻土上限变化、年际地温变化、季节性地温变化进行分析,研究了路基工程行为对低温多年冻土的长期影响机制。结果表明：冻土地温不断升高,冻土上限逐年下移;与天然孔比较,路基坡脚处地温增温幅度反而较小,主要可能受块石路基冷却效应的影响;冷季与暖季呈现出不对称的增温趋势。冻土路基普遍增温的趋势仍然存在,出于对多年冻土的保护与保证工程稳定性的考虑,应尽量采用冷却路基的思想修建路基。同时,应加强对路基的监测,分析长期增温过程后路基稳定性变化,并对路基下部冻土的变化做出定量研究。     

风沙堆积对多年冻土温度影响的室内试验研究

随着我国高寒区沙漠化问题的日益严重, 由此产生的地表风沙堆积对多年冻土影响的范围和强度越来越大, 但目前风沙堆积对多年冻土温度的影响过程及机理仍不明确, 特别是缺少室内模型试验方面的研究. 通过室内试验模拟了不同厚度的积沙对多年冻土温度的影响. 结果表明:除试验箱气温为正负温过渡阶段外, 当试验箱气温为负温时期, 积沙冻土的中上层温度比无积沙冻土高, 且沙层越厚温度越高, 但均为负温, 整个土层仍对应冻结状态; 当试验箱气温为正温时期, 积沙冻土的中上层温度比无积沙冻土低, 且沙层越厚温度越低, 而正温阶段对应冻土融化时期, 积沙的降温作用可延缓冻土的融化. 在3个冻融循环周期内, 积沙冻土的底面平均温度均比无积沙冻土低, 且沙层越厚, 冻土底面温度波幅越小.     

多年冻土地基正温输气管道地温场实测及分析

我国有多条油气管道位于多年冻土地区,工程问题层出不穷。因输送介质处于正温状态,其所释放热量对管道周围冻土冻融过程有极大影响。为阐明正温管道对多年冻土温度场及冻融特征的影响,基于西部某多年冻土区正温输气管道现场实验,对管道地基温度场进行了为期1年的现场实测。数据分析表明,多年冻土天然上限为1.5~2.0 m;土体融化期及冻结期分别为6-10月、11-次年5月;监测段多年冻土热量收支基本平衡,属于不稳定冻土,在外界热扰动下极易退化;正温输气管道的存在引起了多年冻土的退化且对其温度场有很大影响,水平方向影响范围约1.5 m,管下最大融深可达7.0 m。同时指出了针对处于临界状态的多年冻土,在基于对其全面、深入了解的基础上,越早考虑相关工程建设带来的热扰动对多年冻土的不利影响,则处置难度越低且损失越小。     

基于瞬变电磁法(TEM)的西昆仑地区多年冻土厚度探测与研究

多年冻土厚度对于多年冻土的区域分布和环境效应具有重要控制和指示意义. 应用瞬变电磁法(TEM)对青藏高原西昆仑地区的多年冻土下限进行了探测, 并结合钻孔资料分析了该研究区域多年冻土厚度的分布特征. 结果表明:研究区域多年冻土厚度随地形、地质条件的差异表现出显著的空间差异性. 沿着219国道从509道班到奇台达坂的高山峡谷区, 随着海拔的升高, 多年冻土从无到有, 而且, TEM探测到的多年冻土厚度从不到10 m到接近100 m, 平均厚度约为55 m; 自界山达坂向东到拉竹龙的低山丘陵区, 除部分区域发育融区外, 多年冻土厚度一般在50 m左右, TEM探测显示多年冻土平均厚度约为58 m; 进入甜水海盆地, 多年冻土厚度普遍超过60 m, TEM探测到靠近湖泊的盆地中心地带多年冻土平均厚度可达110 m. 多年冻土厚度随地温的降低呈显著的线性增加趋势, 10 m深度地温平均每降低1 ℃, 多年冻土厚度增加29 m. 多年冻土的厚度随海拔的升高显著增加, 同时局地因素对多年冻土的发育有显著影响, 其内在机制需要进一步研究.     

青海高原冻土退化的若干事实揭示

利用地理信息系统技术和数理统计学方法,分析了青海高原冻土分布的时空演变规律,揭示了其退化的若干事实.研究表明:季节冻土和多年冻土在青海高原分布十分广泛;季节冻土具有显著的年内变化特征,冻土的融化过程通常较冻结过程复杂的多,且与地形因子和土壤特性等具有密切的关系.近几十年来,冻土表现为地温显著升高、冻结持续日数缩短、最大冻土深度减小和多年冻土面积萎缩、季节冻土面积增大以及冻土下界上升等总体退化的趋势.     

高纬度低海拔岛状多年冻土桩基回冻前后承载力的试验研究

冻土与普通的土体相比具有独特的工程性质。在冻土地区进行桩基础施工后,桩和周围土体在冻土地温及大气温度的作用下逐渐回冻,回冻过程中在冰的胶结作用下桩与周围土体联结成整体共同承受外荷载作用。为了研究回冻前后桩基的承载力变化及变形性质,在大兴安岭地区浇筑了2根15 m试验桩,试验桩中布设了温度监测系统,采集了桩基回冻过程中的温度数据。根据温度监测结果在桩基回冻前后进行了自平衡静载试验,研究了回冻前后桩基承载力、各土（岩）层的侧摩阻力及桩端阻力。研究结果表明,桩基回冻后冻土地温保持在-1.9 ℃桩基的承载力是回冻前承载力的1.42倍;端阻力是回冻前的1.49倍为964 kN,占桩基承载力的12.98%;各土（岩）层的侧摩阻力均有所增长,平均增长率为40.3%。研究结果可为类似冻土条件下的桩基设计及施工提供理论依据。     

青藏高原热喀斯特湖演化及其对多年冻土的热影响模型计算研究北大核心CSCD

青藏高原热喀斯特湖分布广泛,近年来在气候变暖背景下快速发展。热喀斯特湖的形成和发展与地下冰含量及气候变化有着密切关系,强烈影响多年冻土的热稳定性。为了更深入理解在气候变暖背景下热喀斯特湖的发展及其对下伏多年冻土的影响,以青藏高原北麓河地区一个典型热喀斯特湖的长期监测数据为资料,发展了耦合大气—湖塘—冻土三个过程要素的一维热传导模型,模拟了四种不同深度热喀斯特湖在气候变暖背景下的发展规律及其对多年冻土的热影响。结果表明:浅湖(<1.0m)在目前稳定气候背景下处于较稳定状态,湖冰能够回冻至湖底,对下伏多年冻土影响较小;较深湖塘(≥1.0m)冬季不能回冻至湖底,湖深不断增加,且底部在50年内将会形成不同深度的融区。随着气候变暖,热喀斯特湖的热效应显著,深度快速增加,较深湖塘的最大湖冰厚度减小,底部多年冻土快速融化形成开放融区。研究将有助于理解气候变化对青藏高原多年冻土区地貌演化及水文过程的影响。