2005~2015年青藏高原多年冻土稳定性制图

连续性分类系统的适用性与数据匮乏是过去青藏高原多年冻土制图的两个主要问题.文章基于高海拔多年冻土稳定性分类体系,在模型对比基础上,利用支持向量回归模型集合模拟了划分多年冻土稳定性的年平均地温,生产了空间分辨率为1km的青藏高原多年冻土稳定性分布图.制图中使用了青藏高原2005~2015年间共237个钻孔年平均地温(年变化深度处温度)观测数据,利用统计学习方法融合了地面观测与遥感冻结指数、融化指数、积雪日数、叶面积指数、土壤容重、高程和高质量的土壤水分再分析资料.该图显示,青藏高原多年冻土面积约115.02(105.47~129.59)×10⁴km²,其中,极稳定型(?0.5℃)多年冻土面积分别为0.86×10⁴、9.62×10⁴、38.45×10⁴、42.29×10⁴和23.80×10⁴km²,分别占青藏高原多年冻土的0.75%、8.36%、33.43%、36.77%和20.69%.以模拟的多年冻土稳定性分布图为基础,定义了划分多年冻土稳定型的遥感年平均地表温度和冻结数标准,这两个标准对于多年冻土稳定型的划分结果一致性分别达到69.6%和75.3%,对于多年冻土范围划分的一致性分别达到了90.1%和91.8%.     

青藏公路沿线冻土的地温特征及退化方式

青藏高原多年冻土(以下简称冻土)具有地域分布广、厚度薄及稳定性差等特征. 过去几十年的气候变暖背景下, 冻土广泛退化, 地温升高, 夏季最大融化深度加深, 冬季冻结深度减小. 冻土已经产生下引式、上引式和侧引式退化. 冻土层厚度减薄, 或者在某些地区彻底消失. 冻土退化模式研究在冻土学、寒区工程和寒区环境管理方面具有重要意义. 由南至北穿越560 km冻土区的青藏公路沿线(简称青藏线)冻土在青藏高原腹地具有很好的代表性. 在水平方向上, 冻土退化在多年冻土下界附近的零星冻土分布区、融区边缘和岛状冻土区表现得更为明显. 当最大季节融化深度超过最大季节冻结深度时, 冻土开始下引式退化; 通常形成融化夹层, 造成多年冻土和季节冻结层不衔接. 当多年冻土层中地温梯度减小到小于下伏或周边融土层时, 则产生上引式或侧引式退化. 下引式退化进程可分为4个阶段: (1) 初始退化阶段, (2) 加速退化阶段, (3) 融化夹层阶段, (4) 最终多年冻土彻底融化为季节冻土阶段. 当多年冻土中地温梯度降至下伏融土层地温梯度以下时, 则产生上引式退化. 3种类型冻土温度曲线(稳定型、退化型和相变过渡型)展现了这些退化模式. 虽然存在不同地段和类型的地温特征, 三种退化模式的各种组合最终将使多年冻土消融, 转变成季节冻土. 过去25年来, 青藏线冻土年平均下引式退化速率变化在6~25 cm, 年平均上引式退化速率在12~30 cm, 零星多年冻土区年平均侧引式退化速率为62~94 cm. 这些观测结果超过所报道的过去20年来阿拉斯加亚北极不连续冻土区4 cm的年平均退化速率, 蒙古国不连续冻土区的4~7 cm的年平均退化速率, 以及雅库悌共和国亚北极和阿拉斯加北极稳定性冻土区退化速率.     

多年冻土区铁路路基热状况对工程扰动及气候变化的响应

基于青藏铁路沿线长期地温监测资料,对天然场地及铁路路基下部的浅层地温、多年冻土上限及下伏冻土地温动态变化过程进行对比分析,研究多年冻土区铁路路基热状况对于工程扰动及气候变化的响应过程.监测结果表明,路基修筑后边坡热效应显著,由此导致路基下部多年冻土热状况的不对称分布,必须引起足够的重视.块石路基修筑后,下部多年冻土上限抬升显著,其中阴坡路肩下抬升幅度普遍较阳坡路肩下显著.普通路基修筑后,在年平均地温低于?0.6～?0.7℃的地区下部多年冻土上限有不同程度的抬升,而在年平均地温高于?0.6℃的地区下部冻土上限则出现了一定程度的下降,其中阳坡路肩下降幅显著.受块石层冷却降温作用,低温冻土区块石路基下部浅层冻土地温有明显降温过程,而在高温冻土区这一降温趋势只存在于阴坡路肩下.对于普通路基,多年冻土上限抬升后,浅层冻土地温存在一定的升温过程.对于气候变暖,低温冻土区多年冻土的响应主要集中体现在冻土升温上,而高温冻土区多年冻土的响应则主要表现为冻土上限下降,冻土厚度减小.基于上述监测结果,可将目前青藏铁路路基热状况分为稳定型(低温冻土区块石路基)、亚稳定型(低温冻土区普通路基及高温冻土区块石路基)和不稳定型(高温冻土区普通路基).     

未来50与100 a青藏高原多年冻土变化情景预测

政府间气候变化委员会(IPCC)估计, 21世纪全球平均气温将增加1.4~5.8℃. 据预测未来50 a青藏高原气温可能上升2.2~2.6℃. 在建立冻土数值预测模型的基础上, 计算了在两种气温年升温率情景下青藏高原多年冻土自然平均状态50和100 a后可能发生的变化. 预测结果表明, 气候年增温0.02℃情形下, 50 a后多年冻土面积比现在缩小约8.8%, 年平均地温T_cp>−0.11℃的高温冻土地带将退化, 100 a后, 冻土面积减少13.4%, T_cp > −0.5℃的区域可能发生退化; 如果升温率为0.052℃/a, 青藏高原在未来50 a后退化13.5%, 100 a后退化达46%, T_cp>−2℃的区域均可能退化成季节冻土甚至非冻土. 预测结果对青藏高原寒区工程规划和建设的辅助决策具有重要意义.     

人类工程活动下冻土环境变化评价模型

提出用冻土热稳定性、热融敏感性及地表景观稳定性来评价人类工程活动下冻土环境变化, 并提出冻土环境的定量评价模型. 利用青藏公路沿线28个地温监测资料, 对冻土环境评价模型进行计算. 分析冻土热融敏感性与冻融过程和季节融化深度之间的关系; 冻土热稳定性与多年冻土顶板温度、年平均地温及季节融化深度之间的关系; 地表景观稳定性与冻融灾害之间的关系及产生的可能性. 结果表明, 冻土热稳定性、热融敏感性和地表景观稳定性可用来评价和预报人类工程活动下冻土环境的变化特征.     

青藏高原多年冻土区天然气水合物形成条件模拟研究

基于野外气体地球化学调查研究,以及前人有关冻土表层温度、冻土层内地温梯度、冻土层下地温梯度等的资料,对青藏高原多年冻土区天然气水合物的形成条件开展了模拟研究. 结果显示：研究区冻土条件能够满足天然气水合物形成的基本要求;气体组成、冻土特征（如冻土厚度或冻土表层温度、冻土层内地温梯度、冻土层下地温梯度等）是影响研究区天然气水合物稳定带厚度的最重要因素,其在不同点位上的差异性可能导致天然气水合物分布的不均匀性的主要原因;研究区最可能的天然气水合物为甲烷与重烃（乙烷和丙烷）的混合气体型天然气水合物;在天然气水合物分布的区域,其产出的上临界点深度在几十至一百多米间,下临界点深度在几百至近一千米间,厚度可达到几百米. 与Canadian Mallik三角洲多年冻土区相比,青藏高原多年冻土区除了冻土厚度小些外,其他条件,如冻土层内地温梯度、冻土层下地温梯度、气体组成等条件较为相近,具有一定的可比性,预示着良好的天然气水合物潜力.     

基于Sentinel-1 SAR数据的黑河上游冻土形变时序InSAR监测

多年冻土活动层变化导致冻土区大范围地面变形,严重破坏区域内基础设施和水文地质条件,亟需加强活动层季节冻融过程的观测研究.本文提出一种基于分布式目标的小基线集时序InSAR（DSs-SBAS）的冻土形变监测方法.该方法采用分布式目标提取和特征值分解算法,并结合基于地温-形变约束关系的参考点选取新策略,提高了冻土形变监测结果的时空分辨率和可靠性.以祁连山黑河西支源头的野牛沟为研究区域,通过对27景Sentinel-1 SAR影像进行时序InSAR分析,获取了2014-2016年该区多年冻土的形变时间序列和年均形变速率,并利用Stefan模型联合地温数据估算其季节性形变幅度.实地踏勘和结果分析表明：（1）研究区大部分多年冻土处于稳定状态（-1.0~+1.0 cm·a^-1）,在地形陡峭的南坡边缘及含冰量丰富的野牛沟河上游两侧沟底部分区域存在较大形变;（2）区域内冻土形变时间序列呈现年周期变化,冻土冻融形变存在季节性周期形变和季节性波动下沉两种形变特征,形变幅度和速率最大可达6.0 cm和-3.0 cm·a^-1;（3）不同区域的活动层冻结/融化始日和冻土形变存在明显差异,主要和冻土地貌、土壤类型以及活动层厚度有关.本文提出的方法在青藏高原多年冻土区大范围冻融监测和活动层厚度反演研究方面具有很大的应用潜力.

     

两万年来的中国多年冻土形成演化

利用大量的古多年冻土遗迹和古冰缘现象,并佐以古冰川、孢粉及动物化石等资料,重建了20ka以来中国多年冻土演化进程.结果表明,在末次冰期最盛期(LGM,或末次多年冻土最大期LPMax),中国多年冻土面积达到了5.3×10^6~5.4×10^6km^2(现今中国多年冻土面积的3倍多),而全新世大暖期(HMP,或末次多年冻土最小期LPMin),中国多年冻土面积曾缩减至0.80×10^6~0.85×10^6km^2(约为现今中国多年冻土面积的50%).按照古冻土遗迹的年代及分布等特征,在确定LGM和HMP两个主要时段的冻土格局基础上,将20ka以来中国多年冻土演化进程划分为7个阶段:晚更新世LGM(20000~10800aBP)多年冻土强烈扩展,达到LPMax;早全新世气候剧变期(10800至8500~7000aBP)多年冻土较稳定但相对缩减阶段;中全新世HMP(8500~7000至4000~3000aBP)多年冻土强烈退化阶段,多年冻土缩减到LPMin;晚全新世新冰期(4000~3000至1000aBP)冻土扩展阶段;晚全新世中世纪暖期(1000~500aBP)多年冻土相对退化阶段;晚全新世小冰期(LIA, 500~100aBP)冻土相对扩展阶段,以及近代升温期(近百年来)多年冻土持续退化阶段.本文重建了各时段内古气候、古地理环境以及多年冻土分布范围和其他特征.     

基于试验的多年冻土典型路基形变研究

多年冻土塑性形变特性是理解其应力响应性态及过载退化的关键,也是近年来冻土工程和岩土工程学科研究领域的热点问题。基于三轴试验测得9%、12%和15%含水量条件下-1℃、-2℃多年冻土弹性模量、黏聚力和内摩擦角等土层物理力学参数,建立典型铁路路基模型,分析天然地震荷载作用下多年冻土区铁路路基在温度升高、强度退化作用下的塑性形变规律。结果表明：随着温度升高冻土强度退化,-1℃的塑性形变大于-2℃各坡脚、路基中心处的塑性形变;左右坡脚处塑性形变具有对称性分布规律;典型铁路路基试验土层地温由-2℃升高到-1℃,9%含水量试验土层塑性应变左坡脚放大3.5倍、右坡脚放大4.9倍,12%含水量试验土层塑性应变左坡脚放大1.6倍、右坡脚放大2.5倍。多年冻土退化条件下12%含水量的试验土层表现出良好的稳定性,在同等受力条件下塑性变形增长最小。     

一种基于温度历史和瞬态地温场模拟的剥露历史反演方法

根据低温热年代学数据,提取岩石从深部剥露到地表的信息,对理解诸多地质问题（如造山带演化、地表过程及其相互作用等）具有重要意义.本文提出一种基于岩石温度历史（可利用古温标、热年代计等方法制约）,并考虑剥露过程对地温场扰动的剥露历史反演计算方法.基于假定的与真实数据的正反演模拟和参数敏感性分析表明：热扩散率的变化对剥蚀量计算影响不大,在常规岩石热扩散率变化范围内（20~35 km²/Ma）,总剥蚀量变化小于10%;传统计算方法低估了剥蚀总量,对于现今地温梯度小于20℃/km、冷却速率大于2~3℃/Ma,或现今地温梯度大于30℃/km、冷却速率大于5~10℃/Ma的地区,需要考虑热平流对剥蚀量计算的影响;匀速冷却的热历史指示剥蚀速率持续减小,而非匀速剥蚀.本文将该方法应用到龙门山南段和四川盆地,反演计算显示龙门山南段15 Ma以来的剥蚀总量为8 km,四川盆地中部80 Ma以来剥蚀总量为约3 km、东部约5 km.

     

地温对冻土动力特性及其场地地震动参数的影响

地温是影响冻土力学性质的重要参数之一。本文基于对2001年11月14日昆仑山口西8．1级大震在多年冻土区所造成的地表变形与地震破坏特征的定量调查结果，通过冻土的振动三轴实验，研究了地温对冻土动本构关系、动弹性模量、阻尼比、动强度等动力特性参数的定量影响规律；进而利用青藏铁路沿线4个冻土剖面和该区50年超越概率分别为63％、10％和2％的场地基岩地震动时程，分析计算了不同地温下冻土场地地震动参数的特征，研究了地温对冻土地面地震位移、速度、加速度和反应谱等的定量影响，为冻土区工程地基、路基以及地下工程震害防御提供了科学依据。     

高海拔多年冻土对全球变化的响应模型

使用两个模型对青藏高原高海拔多年冻土分布现状进行模拟 .这两个模型是“高程模型”和“冻结指数模型” ,前者是建立在高海拔多年冻土三向地带性分布规律基础上的 ,描述高海拔多年冻土纬向地带性规律的高斯分布函数 ;后者是一个表面融化指数和表面冻结指数的无量纲比值 .模拟结果表明 ,青藏高原多年冻土在未来2 0～ 5 0a间不会发生本质性的变化 .但是 ,当 2 0 99年高原气温平均升高 2 .91℃后 ,青藏高原多年冻土将发生显著的变化 ,冻土消失比例高达 5 8.18% .     

大兴安岭伊图里河地区的冰楔冰氢、氧同位素记录及其反映的古温度变化

大兴安岭伊图里河的不活动冰楔群是迄今发现的北半球纬度最南的冰楔,对研究该区古冻土环境演变具有重要意义.通过分析冰楔冰的氢、氧同位素,发现冰楔的发育过程中有3次小周期的气温波动.3次冷期峰值时段(约2800,2300和1900aBP)比现今伊图里河年均气温分别低约2.1,1.1和1.3℃.综合前人研究、孢粉记录和定年结果,推测冰楔发育时间大约在3300～1600aBP之间.在这段时间里,兴安岭地区多年冻土南界可能向南推进约2个纬度(约200km).     

青藏高原冻土带天然气水合物的形成条件与分布预测

冻土带是天然气水合物发育的两个重要地质环境之一.青藏高原平均海拔在4000m以上,多年冻土面积约1.4×106km2.本文根据青藏高原冻土层厚度和地温梯度特征,运用天然气水合物的热力学稳定域预测方法,确定中低纬度高海拔区冻土带天然气水合物的产出特征.青藏高原多年冻土带热成因天然气水合物形成的热力学相平衡反映,水合物顶界埋深约27~560m,底界埋深约77~2070m.初步计算表明,青藏高原冻土带水合物天然气资源约1.2×1011~2.4×1014m3.在冻土层越厚、冻土层及冻土层之下沉积层的地温梯度越小的地区,最有利于天然气水合物的发育.气温的季节性变化对天然气水合物影响不大.在全球气温快速上升的背景下,青藏高原天然气水合物将处于失稳状态,天然气水合物顶界下降、底界上升,与冻土带的退化相似,分布区逐渐缩小,最终将完全消失.     

冻融循环作用下边坡地震动稳定性研究

季节冻土区和多年冻土区边坡在经历冻融循环后其力学性质产生较大变化,边坡稳定性随之改变,在地震动荷载作用下存在着巨大的安全隐患.本文基于FLAC数值软件,将考虑冻土相变的显热熔算法引入热学计算模块,并结合静态边界动力计算模块,建立了适用于冻融循环条件下的边坡地震动稳定性分析平台.研究了冻融循环对边坡土体地震动稳定性的影响.结果表明,在发生冻融循环的季节冻土区或多年冻土已经退化的区域,地震动后边坡的塑性破坏形式主要取决于发生冻融循环的活动层的范围.     

多年冻土区青藏铁路路基的长期热状况

基于青藏铁路楚玛尔河试验段10年(2003~2013)的地温监测资料,对青藏铁路4种典型路基结构的长期热状况进行了对比分析.结果表明,不同路基结构的长期热状况表现出较大的差异.普通路基与块石基底路基地温场存在明显的不对称分布,表明以上两种路基结构不利于路基的长期热稳定.但块石护坡路基与U型块石路基的地温场分布则表现出了较好的对称性.尽管块石护坡路基下浅层冻土地温存在一定的降温过程,但深层多年冻土却呈现出缓慢升温趋势,显示U型块石路基的热稳定性要优于块石护坡路基.被监测的4种路基结构中,U型块石路基在降低多年冻土温度与提高路基地温场对称性方面表现出了最佳的长期效应.基于青藏铁路10年的监测结果,充分肯定了主动冷却路基设计思路在保护冻土路基长期热稳定性方面的有效性,同时采用冷却路基技术的青藏铁路也达到了时速100 km h?1的设计要求.尽管如此,由于坡向效应所导致的路基左右路肩下的热差异存在于所有监测的路基结构中,但不同结构的热差异幅度不同,并将可能导致路基发生潜在的非均匀性沉降变形,因此需要在后续的维护工程中进行调整.     

多年冻土区桥梁桩基础地震响应的模型振动试验研究

以青藏铁路高温不稳定多年冻土区"以桥代路"工程——清水河特大桥的桩基础为研究目标,在负温条件下对该桥梁桩基础结构的缩尺模型进行了地震荷载作用的模型振动试验,研究了地震荷载作用下桩-冻土相互作用,分析了结构的地震响应特征,明确了桩体动荷响应对桩周冻土地温和应变的影响规律,最后对地震荷载作用下高温不稳定多年冻土区桥梁桩基础的稳定性作出了评价.     

地震荷载作用下冻土的动力学参数试验研究

基于地震动荷载作用下冻土的动三轴试验,定量研究了重塑冻结兰州黄土的动本构模型、动弹性模量在不同温度(-2℃、-5℃、-7℃、-10℃)下的变化规律,建立了相应的温度影响模型,为寒区建设工程提供了较为可靠的抗震设计依据．     

中国大陆地壳和上地幔三维温度场

根据Goes等发展的方法, 利用层析成像提供的S 波波速计算得到了中国大陆上地幔三维温度场, 所得到的上地幔温度场的1300℃绝热等温温度深度与地震学低速带顶部的深度大体吻合. 用计算的上地幔80 km深度温度和地表温度作为边界约束条件, 利用稳态热传导模型计算得到了中国大陆80 km深度以上(地壳和上地幔)部分的三维温度场. 在大多数有丰富可靠地表热流测量的地区, 这样计算的地表热流与实际观测地表热流的偏差在地表热流观测误差范围之内. 中国大陆地壳的温度在25 km深度呈现明显的东高西低分布. 东部温度约在500~600℃度之间; 西部温度小于500℃, 塔里木克拉通的温度最低、达460℃. 100 km 深度的上地幔温度也呈东高西低分布. 东部和东南部温度普遍高于1300℃绝热等温温度; 西部主体温度低于1300℃绝热等温温度. 塔里木克拉通和四川盆地表现出了明显的低温. 在150 km深度, 华南、扬子克拉通东部和整个华北克拉通高于1300℃绝热等温温度, 羌塘附近地区的温度也达到了1300℃绝热等温温度. 四川盆地附近表现出低温状态, 但塔里木克拉通中心的温度比周围高. 印度次大陆与中国大陆碰撞带附近的温度最低. 200 km 深度的温度分布明显与印度次大陆俯冲相关. 该俯冲带影响强烈地区呈现较冷状态, 其温度低于1300℃的绝热等温温度.     

青藏高原连续多年冻土区的冻结层上水季节动态及其对活动层土壤冻融过程的响应特征

多年冻土地区的地下水系统中的冻结层上水不仅是寒区能水循环中的一个关键组成部分,而且与寒区生态环境变化关系密切,在寒区水文学和寒区陆面过程研究中具有十分重要的作用,但因其动态过程的复杂性和观测研究的诸多困难,尚缺乏对其运动规律、驱动因素与机制的系统认知.在青藏高原连续多年冻土区风火山左冒西孔曲,选择典型高寒草甸坡面,通过2年坡上和坡下不同观测孔地下水动态连续观测,分析了冻结层上水的季节动态变化及其在坡面上的空间分异规律以及活动层的冻融作用对冻结层上水动态变化的影响作用.结果表明,冻结层上水位的季节动态变化具有与活动层土壤温度和水分相似的冻融过程,活动层土壤温度控制了冻结层上水季节动态格局,深层(60 cm以下)土壤水分和不同地带地下水补给来源决定了冻结层上水水位动态变化的位相和幅度.地温与水位动态之间具有显著的Boltzmann函数关系,但在不同活动层深度与不同坡面位置,土壤温度对地下水位动态影响的阈值范围不同,坡面上冻结层上水位动态具有显著的空间变异性.地表覆盖变化和气候变暖将必然引起冻结层上水动态、地下水与河水间水力关系的变化,从而引起流域整体水文过程的改变.