, 盛煜, 曹伟Numerical simulation of spatial distribution and change of permafrost in the source area of the Yellow River
MAShuai, SHENGYu, CAOWei通讯作者:
收稿日期:2017-04-7
修回日期:2017-07-6
网络出版日期:2017-09-30
版权声明:2017《地理学报》编辑部本文是开放获取期刊文献，在以下情况下可以自由使用：学术研究、学术交流、科研教学等，但不允许用于商业目的.
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摘要
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Abstract
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1 引言
多年冻土是地质历史和气候变迁背景下受区域地理环境、地质构造、岩性、水文和地表植被特征等因素共同影响,通过地气间物质和能量交换而发育的客观地质实体,有着独特的自身演变规律,对环境变化极为敏感[1]。地表气候条件的改变、人为活动对地表热交换条件的干扰,都会引起冻土的变化甚至消失。作为全球气候变化的冰冻圈敏感因子之一,多年冻土的变化不仅通过改变地气水热交换过程而影响气候系统,同时会通过改变冻土碳库进而影响全球碳循环和气候变化[2]。在全球气候变化的背景下,多年冻土的退化及其所引发的生态、环境效应已成为人们关注的焦点问题之一[3-6]。随着多年冻土对气候变化作用认识的逐渐深入,多年冻土与气候关系相关模型得到了越来越多的重视并取得了较快发展,多数模型已被广泛用于预估不同尺度气候状况变化情景下多年冻土热状况的空间变化。国内****对青藏高原冻土过去以及未来变化可能趋势进行了研究。李新等[7]应用高程模型和GCM输出结果,对2009年、2049年、2099年进行情景预测,结果表明：多年冻土在未来20~50年间不会发生本质变化,多年冻土总的消失比例不会超过19%,然而到2099年青藏高原多年冻土将发生显著变化,消失比例高达58%。王澄海等[8]选取模拟效果相对较好的HadCM3、EACHE5模拟结果,采用Kudryavtsev方法,在A2情景下得出未来50年中国地区的冻土呈现出退缩趋势,中国的冻土面积2050年较2006年减少约10.7%。两位****把多年冻土分布的主要指标确定为冻土下界或者年平均温度0 oC线,采用经验、半经验公式直接推测多年冻土退化范围,但无法得知冻土地温的变化过程。南卓铜等[9]计算了在0.02 oC·a-1和0.052 oC·a-1两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年和100年后可能发生的变化,预测结果表明：两种升温情景下,50年后多年冻土退化分别为8.8%和13.5%,而100年后多年冻土退化分别为13.4%、46%,冻土退化不仅发生在多年冻土边缘地带,也发生在多年冻土区内的河谷融区、高平原沼泽附近。该研究把求解区域视为同一类土层,对于青藏高原大尺度范围的多年冻土模拟来讲是可行的,但针对中小尺度范围的多年冻土模拟来讲需要细化土层分类。由于陆面过程模型在处理冻土水热过程以及时空分布方面具有独特优势,部分****也逐步尝试采用陆面过程模型模拟冻土退化过程与方式。Guo等[10]利用区域气候模式动力降尺度结果驱动通用陆面模式（Community Land Model 4.0）,对21世纪青藏高原多年冻土变化进行了预估,结果表明：在SRES A1B温室气体排放情景下,青藏高原近地层多年冻土面积到21世纪中期（2030-2050年）将减少大约39%,到21世纪末期（2080-2100年）将减少81%。Lawrence等[11]在SRES A2（高）以及B1（低）温室气体排放情景下利用CCSM模式开展了北半球连续性多年冻土模拟研究,高排放情景下连续性多年冻土由目前的10.69×106 km2迅速减少到2100年的1.0×106 km2。但由于陆面过程模式模拟深度较浅、冰水相变处理较为简单、植被与土壤质地考虑过于简单、缺乏长序列高精度驱动数据[12]等,该模式在冻土深层模拟方面受到限制。
青藏高原东北部的黄河源区处于大片连续多年冻土向季节冻土的过渡区,多年冻土、高寒生态、水文径流等的相互作用十分强烈,因而备受冻土学、气候变化和相关环境保护等方面的高度关注。气候变暖背景下源区多年冻土呈区域性退化趋势,表现为由片状分布逐渐变为岛状、斑状分布,多年冻土层变薄,冻土面积缩小,融区范围扩大,部分多年冻土岛状完全消失变为季节冻土[13]。多年冻土的退化也导致了黄河源区占主导地位的高寒草甸失水向沙漠化草地和“黑土滩”型次生裸地退化[14]。目前黄河源区多年冻土退化及其所引发的生态环境退化、水文效应变化等问题已成为共识,但缺乏对未来冻土空间分布变化的研究。因此,本文在掌握了源区冻土现状的基础上,依据下覆沉积物类型及其含水量将其划分为4种类型,针对不同冻土类型采用合理的气候变化的升温情景和数值计算的方法,获得多年冻土温度变化过程,从而推算过去及预测未来源区冻土空间变化过程和发展趋势,分析结果可以为黄河源区水文过程提供冻土变化情景,也可为源区生态环境治理提供相关依据。
2 黄河源区多年冻土基本特征
本文中黄河源区指多石峡以上的集水范围（图1）,地理坐标介于95°55'E~98°41'E、33°56'N~35°31'N之间[15],流域面积2.97×104 km2。区内为典型的高原大陆性气候,年平均气温低于-3.5 ℃,多年平均降水量300~400 mm,平均蒸发量1000~1500 mm[16]。地形呈明显的带状特征,南北两侧为海拔较高的高山区,中部为低缓的谷地、湖盆,属于晚新生代断陷盆地,并呈NW-SE展布[17],海拔4193~5238 m。源区多年冻土面积2.5×104 km2,约占整个源区面积的85.2%;季节冻土面积0.3×104 km2,约占整个源区面积的9.8%。源区多年冻土多为高温冻土,年均地温大部分介于-2~-0.2 ℃,布青山和巴山等高山顶部可能存在年均地温低于-2 ℃或-3 ℃的多年冻土,冻土厚度可能超过100 m[18]。季节冻土主要分布于两湖南部冲洪积平原区、源区东部黄河沿滩地和东南部热曲河谷及周边地区[19]。源区内两侧高山及中部的丘陵主要由三叠系浅变质板岩构成,表层覆盖很薄的土壤,以下为碎块石直至完整基岩,地层内含水量很少,导热系数较大;中部断陷盆地内主要为第四系河湖相沉积物,地层含水量较高。由于中部宽谷、平原区与山地的地层构成差异,所以在多年冻土发育特征上也有明显不同。一般来讲,地貌单元决定了地层沉积物类型及地下冰赋存[20],例如在细颗粒含量高的湖相沉积、坡积地区和中高山山脚广泛存在高含冰量冻土及厚层地下冰,因此不同地形和地貌类型上多年冻土的年均地温、活动层厚度、冻土厚度不同。
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图1黄河源区多年冻土现状分布图[
-->Fig. 1Frozen soil distribution in the source area of the Yellow River[
-->
3 黄河源区多年冻土预测模型
多年冻土的变化可以通过地层温度的变化来刻画。热传导是多年冻土层中起主导作用的热量传递方式,表层气候变化以边界条件的形式驱动着多年冻土层中的热传导过程。对于多年冻土层的温度变化研究而言,可以将计算模型简化为上下热边界控制下的热传导模型。3.1 几何模型
根据黄河源区地貌单元以及地层特征,将源区多年冻土层归纳为4种典型类型（图2a）：平原区低含冰量冻土,主要发育在冲洪积平原、河漫滩地带,如星宿海;平原高含冰量冻土,主要发育在河流阶地、冲洪积扇地带,如多曲、勒那曲;高山低含冰量冻土,主要发育在坡度相对较大的山坡,如鄂陵湖东北部;高山高含冰量冻土,主要发育在高山缓坡及高山山脚,如查拉坪。
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图2黄河源区典型冻土空间分布及地层类型
-->Fig. 2The typical frozen soil distribution and stratigraphic type in the source area of the Yellow River
-->
研究范围为天然地表的土体,本文模拟的冻土变化时段为100年以内尺度,气候变化对多年冻土的影响一般小于100 m,因此,计算模型中拟定土层深度为100 m。假设其地温状态变化规律相同,因此可以采用一维模型进行模拟。根据对黄河源区已有的钻孔资料以及214国道的勘探资料分析归类,确定4种典型冻土类型的岩性特征如图2b所示,构成源区冻土模拟的几何模型。
3.2 热传导控制方程
本文对冻土变化的模拟根据热传导理论,忽略土体中对流和渗流,考虑土体中的热传导和冰水相变情况,由能量平衡和温度连续建立数学物理方程[21]：式中：λf、λw分别为冻、融土的导热系数（W/（m·oC））;Cf、Cw分别为冻、融土的热容量（KJ/（m3·oC））;γd为地层干容重（kg/m3）;T1、T2分别为冻土和融土区的温度（oC）;Tf为土冻结温度（oC）;W、Wu分别为地层内的含水量和未冻水含量（%）;x、t分别为空间和时间变量（m,s）;H为计算区域下边界（m）;ξd为多年冻土下限（m）;L为水的相变潜热,取334.56 kJ/kg。模型中各层岩土的热物理参数基于《冻土工程地质勘察规范》[22]选取（表1）。本模型相变分析可通过定义材料随温度变化的焓值来考虑潜热,具体步骤可参考曹元兵等[21]的处理方法。
Tab. 1
表1
表1各岩土层的热物理参数
Tab. 1Thermophysical parameters of each rock layer
| 岩层 | γd (kg/m3) | 质量含水量(%) | Cw (J/(kg·oC)) | Cf (J/(kg·oC)) | λw (W/(m·oC)) | λf (W/(m·oC)) |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 粉质粘土 | 1600 | 15 | 1589 | 1276 | 1.11 | 1.02 |
| 粉质粘土 | 1400 | 35 | 2300 | 1694 | 1.18 | 1.93 |
| 风化板岩 | 2700 | 2 | 750 | 750 | 2.60 | 2.60 |
| 砾砂 | 1700 | 8 | 1129 | 900 | 1.58 | 2.06 |
| 碎石土 | 1600 | 15 | 1464 | 1129 | 1.28 | 1.45 |
| 碎石土 | 1600 | 10 | 1255 | 1025 | 0.89 | 1.00 |
| 细砂 | 1500 | 15 | 1479 | 1099 | 1.54 | 2.00 |
| 中粗砂 | 1600 | 10 | 1213 | 941 | 1.48 | 1.86 |
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3.3 边界条件与初始条件
表层能量平衡决定了土层上部的热边界,地表温度实际上代表了能量平衡的结果。在本文模拟中,以地表温度作为上边界条件。一般而言,地表温度与气温之间具有很好的相似性。地表温度（T）通常呈季节性周期变化,可采用三角函数按下式[23]拟合：式中：T0为地表初始年均温度（oC）;c为地表温度变化速率（oC/h）;A为地表温度年振幅,根据玛多气象站近60年温度统计结果,A取12;φ为初相位,决定本模型的起始时间或季节,本模型从暖季末冷期初开始计算,故取π。
地表温度与气温的变化过程之间虽然存在很好的一致性,但是气温与不同地表之间的关系并不一致,针对不同类型、不同地温区域会有不同的地表初始年平均温度,所以文中初始地表年平均温度根据计算区域、冻土类型的不同而选取不同的值,地表年平均地温变化率选取与源区气温变化相同的规律。地表温度序列从1953-2100年、1953-2012年的升温趋势根据源区玛多气象站实测的气温拟合分析获得,2013-2100年的升温趋势利用IPCC AR5[24]所采用的第5次耦合模式比较计划（CMIP5）模式结果,采用新一代温室气体排放情景RCP 2.6、RCP 6.0、RCP 8.5三种条件下的温度变化情景预测。黄河源区过去（1953-2012年）的气温变化基本划分为两个阶段：1953-1982阶段气温以0.2 ℃/10a的速率缓慢降低;1983-2013阶段气温以0.64 ℃/10a的高速率升高。RCP 2.6情景下,到2040年年均温度升高0.57 oC,之后保持不变;RCP 6.0情景下,到2100年直线上升1.98 oC;RCP 8.5情景下,到2045年上升1.19 oC,再到2100年又上升2.62 oC,100年间上升3.81 oC。图3所示为
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图3T0为-0.5 oC时上边界温度的升温趋势
-->Fig. 3The upper boundary temperature rise trend when T0=-0.5 oC
-->
3.4 计算结果及验证
地温是冻土动态特征的重要标志,一定深度的钻孔地温曲线可反映该处冻土的现状、演化史和变化趋势[25]。多年冻土退化过程按地温的深度剖面曲线形态可划分为初始阶段、升温阶段、0梯度阶段、不衔接阶段和消失阶段[26],我们可以根据黄河源区典型冻土区域模拟出的温度曲线形态,判断出各典型冻土在退化历史过程中所处的退化阶段。以高山区高含冰量冻土为例,绘制了RCP 6.0情景下T0=-0.5 oC时多年冻土地温变化曲线（图4a）以及退化过程图（图4b）。从图中模拟的结果可以看出该冻土类型各个时刻地温所处的阶段：1972-2012年地温处于升温阶段,地温快速升高,厚度变化不大;2013-2050年地温处于0梯度阶段,地温升高幅度不大,厚度从下部迅速减小,该阶段多年冻土对气候变化的响应不明显,缓慢升温,相变为主;2050年左右地温处于不衔接阶段,出现融化夹层,多年冻土自顶部开始融化;2070年以后的冻土地温处于消失阶段,上下两个方向的融化使多年冻土消失。地温曲线形态显现了升温对冻土地温的影响,当表面温度升高时,多年冻土温度升高,浅部变化剧烈,深部变化小;同时也显现出多年冻土退化的过程和方式,地温处于各个阶段的多年冻土有着不同的升温方式和速率,地温阶段不同,对气候变化的响应也就不同。
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图4RCP6.0情景下T0为-0.5 oC时多年冻土地温变化曲线以及退化过程示例
-->Fig. 4Ground temperature curve and degradation process of permafrost in RCP2.6 scenario when T0=-0.5 oC
-->
为验证预测结果的准确性,本文在4种典型冻土类型各选取1个代表钻孔点,并通过对比代表钻孔点实测值与模拟值来验证模拟效果。由于源区缺乏早期的钻孔资料,本文只能选取214国道十几年以及源区近几年的钻孔资料作为验证,可以看出K426+260、TCM-T3、MD-Y2的冻土地温处于升温阶段,短短几年就能看出温度变化;而K416+300处于0梯度阶段,近十年受相变作用的影响,缓慢升温,比较符合多年冻土地温各阶段的升温规律。总体来说,除浅层地表各因素影响而导致浅层温度存在差异外,相同类型、相近年平均地温的多年冻土地温曲线实测值和计算值是比较吻合的,因此本数值模型计算结果是可靠的。黄河源区代表钻孔点实测值与模拟值对比图如图5所示。
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图5黄河源区代表钻孔点实测值与模拟值对比图
-->Fig. 5Comparison of measured and simulated values of drilling points in the source area of the Yellow River
-->
4 黄河源区多年冻土空间分布变化
4.1 多年冻土分布的空间扩展
青藏高原上10~15 m深度以下地温基本不随外界温度变化而发生变化,因此该深度范围常被视为多年冻土的年均地温值[27],本文中多年冻土的年均地温统一采用15 m深度处的实测地温值。根据黄河源区实测多年冻土地温,李静等[19]建立的黄河源区多年冻土年均地温模型：式中：GT为模拟地温值;LONG为经度;LAT为纬度;H为高程。以SRTM DEM数据（空间分辨率90 m）为基础,把0 oC作为多年冻土和季节冻土的分界线进行冻土分布格局的划分,得到源区冻土现状分布图（图6c）。根据本文数值模拟计算结果,各类多年冻土2012年的多年冻土地温代表了与多年冻土现状分布图中地温相同的区域,其温度变化过程也就代表了这些区域多年冻土地温的演变过程和未来变化预测结果,介于计算给出的年平均地温间的值采用线性内插方法得到,然后在ArcGIS平台下,计算出黄河源区过去及未来的多年冻土空间分布。以0.5 oC以及1.0 oC为分类间隔对模拟地温值进行分类,分为Ⅰ带（GT ≤ -2.0 oC）、Ⅱ带（-2.0 oC < GT ≤ -1.0 oC）、Ⅲ带（-1.0 oC < GT ≤ -0.5 oC）、Ⅳ带（-0.5 oC < GT ≤ 0 oC）、Ⅴ带（GT > 0 oC）5个地温带,得到1972年、1992年以及不同RCP升温情景下2050年和2100年黄河源区多年冻土空间分布变化图（图6）以及变化面积统计（表2）。
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图6黄河源区多年冻土空间分布变化
-->Fig. 6Spatial distribution of permafrost in the source area of the Yellow River
-->
Tab. 2
表2
表2黄河源区多年冻土空间变化面积统计
Tab. 2Permafrost and seasonal frozen ground areas in the source area of the Yellow River
| 年份 | 气候变化情景 | 多年冻土(km2) | 季节冻土或非冻土(km2) |
|---|---|---|---|
| 1972年 | 玛多气象 站观测气 温资料 | 26220 | 2110 |
| 1992年 | 26543 | 1787 | |
| 2012年 | 25387 | 2943 | |
| 2050年 | RCP 2.6 | 23163 | 5167 |
| RCP 6.0 | 23040 | 5290 | |
| RCP 8.5 | 22828 | 5502 | |
| 2100年 | RCP 2.6 | 19751 | 8579 |
| RCP 6.0 | 15618 | 12712 | |
| RCP 8.5 | 9838 | 18492 |
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4.2 过去黄河源区多年冻土空间分布变化
因在1953年之前获取稳定的温度场采用了恒定的温度上边界条件,从1953年开始才根据气象站气温变化施加实际变化的温度边界,因此1953年之后几年的模拟结果不能准确反映之前气候变化的响应,模拟结果与实际的温度会有偏差,需要一段时间才可以与实际吻合,所以本文认为1972年的模拟的地温与实际地温应该较为接近,这样每隔20年分别选取1972年、1992年与2012年的多年冻土地温状况进行对比。结果表明：1972年至1992年,部分季节冻土变为多年冻土,增加的冻土面积为323 km2,反映了源区20世纪70年代中后期到80年代短暂的降温效应;相较于前者,1992年至2012年多年冻土退化面积达1056 km2,这与20世纪90年代后气温急剧上升有关,1983年开始黄河源区气候转暖,1998年发生气候变暖的突变,2001年开始气温显著升高[28]。季节冻土主要集中在源区东南部的热曲谷地、小野马岭以及两湖流域南部的汤岔玛地带,多为谷地、平原等平缓地带,季节冻土边缘地带冻土地温多为Ⅳ带,总体来看过去40年多年冻土退化为季节冻土的面积较少,但是各类年平均地温出现了不同程度的升高。4.3 源区多年冻土未来空间分布变化
为了探讨未来源区多年冻土空间分布变化,采用IPCC AR5新一代温室气体排放情景RCP 2.6、RCP 6.0、RCP 8.5下得到的气温变化趋势,预测未来源区多年冻土在不同温度下的变化情况。2050年不同升温情景下多年冻土退化为季节冻土的面积差别不大,从低到高分别为2224 km2、2347 km2、2559 km2,占源区面积的7.5%、7.9%、8.6%,相比于1972-2012年的退化面积较大。目前为季节冻土边缘地带的多年冻土开始退化为季节冻土,勒那曲、多曲、白马曲零星出现季节冻土,野牛沟、野马滩以及鄂陵湖东部的玛多四湖所在黄河低谷大片为季节冻土。年平均地温为Ⅳ带的多年冻土占源区面积一半以上,两湖流域的北部和源区的西部的年平均地温多为Ⅲ带,少量为Ⅱ带。RCP 2.6情景下温度虽然到2040之后保持不变,但冻土退化一直进行,反映了冻土温度对之前气温升高的持续响应。2100年较2050年退化为季节冻土的面积接近3500 km2,星宿海出现大片季节冻土,白马曲、勒那曲季节冻土面积扩大;RCP 6.0情景下温度上升约2 oC,与当前气候大会确立的本世纪末升高2 oC阈值接近,2100年与目前多年冻土相比,退化的冻土面积接近10000 km2,约占源区面积的32.9%,尕玛勒滩、多格茸出现大片季节冻土,星宿海地带季节冻土扩大,已扩大到扎陵湖流域,白马曲、勒那曲、邹马曲地带的季节冻土已连为一片;RCP 8.5情景下,2100年温度上升约4 oC,季节冻土面积为18492 km2,约占源区面积的62.2%,两湖流域的北部和源区的西部存在少量多年冻土,源区大部为季节冻土。从对地温值的分类看,大部分低温冻土变为高温冻土,到2100年变化尤为明显,RCP 2.6情景下源区存在低于-1 oC的地温值,源区多年冻土全部退化为季节冻土主要发生在目前年平均地温高于-0.15 oC的区域,而-0.15~-0.44 oC的区域部分发生退化;RCP 6.0情景下不存在低于-1 oC的地温值,大部分多年冻土年平均地温为Ⅳ带,少部分为Ⅲ带,目前年平均地温高于-0.21 oC区域的多年冻土全部退化为季节冻土,而-0.21~-0.69 oC的区域部分发生退化;而RCP 8.5情景下年平均地温为Ⅲ带的多年冻土近乎消失,源区多年冻土年平均地温几乎都Ⅳ带,目前年平均地温为-0.38~-0.88 oC的区域发生退化,高于-0.38 oC区域的多年冻土全部退化为季节冻土。
5 结论与讨论
5.1 结论
本文采用数值模拟的方法对黄河源区典型冻土类型开展模拟,并借助ArcGIS平台计算出源区过去及未来多年冻土面积的分布变化情况,结果表明：（1）1972-1992年,部分季节冻土变为多年冻土,增加的冻土面积为323 km2,反映了源区20世纪70年代中后期到80年代短暂的降温效应;相较于前者,1992-2012年多年冻土退化面积达1056 km2,这与20世纪90年代后气温急剧上升有关。季节冻土主要集中在源区东南部的热曲谷地、小野马岭以及两湖流域南部的汤岔玛地带。
（2）RCP 2.6、RCP 6.0、RCP 8.5情景下,2050年多年冻土退化为季节冻土的面积差别不大,分别为2224 km2、2347 km2、2559 km2,占源区面积的7.5%、7.9%、8.6%,相比于1972-2012年的退化面积较大,勒那曲、多曲、白马曲零星出现季节冻土,野牛沟、野马滩以及鄂陵湖东部的玛多四湖所在黄河低谷大片为季节冻土;2100年多年冻土退化为季节冻土的面积分别为5636 km2、9769 km2、15548 km2,占源区面积的19%、32.9%、52.3%,低温冻土变为高温冻土,RCP 2.6情景下星宿海出现大片季节冻土,白马曲、勒那曲季节冻土面积扩大,RCP 6.0情景下尕玛勒滩、多格茸出现大片季节冻土,白马曲、勒那曲、邹马曲地带的季节冻土已连为一片,RCP 8.5情景下两湖流域的北部和源区的西部存在少量多年冻土,源区大部退化为季节冻土。
（3）到2100年,RCP 2.6情景下源区多年冻土全部退化为季节冻土主要发生在目前年平均地温高于-0.15 oC的区域,而-0.15~-0.44oC的区域部分发生退化;而RCP 6.0、RCP 8.5情景下目前年平均地温分别为高于-0.21 oC以及-0.38 oC的区域多年冻土全部发生退化,而-0.21~-0.69 oC以及-0.38~-0.88 oC的区域部分发生退化。
5.2 讨论
由于不同的气候模式在相同温室气体排放情景下会有不同的升温效果,本文所采用IPCC AR5中新一代温室气体排放情景RCP 2.6、RCP 6.0、RCP 8.5三种条件下的温度升高是多模式模拟结果的平均,而RCP 8.5情景下的升温速率过快,超过21世纪末升高2 oC的阈值,能否用此升温情景值得讨论。另外,气温并非是多年冻土的唯一影响因素,地形、土层岩性、地面状况等都显著影响多年冻土的状态[20],这决定了多年冻土分布的复杂性,同时多年冻土的地下埋藏特性也使得多年冻土空间分布以及变化趋势的研究难度较大[29]。而对于多年冻土退化的时间尺度而言,实测的地温数据时间较短,只能依靠模式模拟的手段来研究其变化方式和过程。本文根据热传导理论,简化了上下边界的温度条件以及地中的传热过程,虽然不能按照地表能量分量的边界条件计算,不能实现网格化的输入输出,但是对于多年冻土层中的热量传递而言可以精细描述,且可以完全反映多年冻土对气候变化的滞后响应,模拟深部多年冻土层的温度变化过程有明显的优势,这种方法在冻土工程计算中已经得到很好的应用。相比于热传导方程的模拟,陆面过程模式的优势在于其对于地表过程考虑较多,包含各种物理机制,但很少用到下部深部多年冻土的变化中,其结果也就表现在浅层冻土变化,忽略了深部多年冻土的响应,不能反映完整的多年冻土层退化过程,因此如何将发展和改进了的陆面过程模型耦合到全球或区域气候模式中去,预估在气候变暖背景下多年冻土的变化过程和响应机制,是今后开展多年冻土区模式模拟的有力手段和方向。The authors have declared that no competing interests exist.
参考文献 原文顺序
文献年度倒序
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| [1] | . <p>在国家决策西部大开发战略之际, 正确评价青藏高原开发中所面临的冻土问题, 为生态环境建设和国民经济持续稳定发展提供依据, 显得更为重要。多年冻土占据着青藏高原一半以上的疆土面积, 受全球气候变化和人为活动的共同影响, 在过去的几十年中已发生了不同程度的变化, 且随着人类活动增强, 变化必将加剧, 冻土问题也将显得日益突出。多年冻土的变化主要表现为多年冻土的地温升高、上限下降和面积缩减等, 进而影响到各类工程的地基稳定性, 使工程建筑受到不同程度的破坏；同时, 由于气候变化、过度放牧和工程活动的影响, 地面水热状况改变, 尤其是地表土壤层中水分含量的降低, 导致了草场退化, 生态环境恶化。在分析这些冻土问题原因的基础上, 作者预测了在未来开发中可能出现的冻土问题, 并提出了建议。</p> . <p>在国家决策西部大开发战略之际, 正确评价青藏高原开发中所面临的冻土问题, 为生态环境建设和国民经济持续稳定发展提供依据, 显得更为重要。多年冻土占据着青藏高原一半以上的疆土面积, 受全球气候变化和人为活动的共同影响, 在过去的几十年中已发生了不同程度的变化, 且随着人类活动增强, 变化必将加剧, 冻土问题也将显得日益突出。多年冻土的变化主要表现为多年冻土的地温升高、上限下降和面积缩减等, 进而影响到各类工程的地基稳定性, 使工程建筑受到不同程度的破坏；同时, 由于气候变化、过度放牧和工程活动的影响, 地面水热状况改变, 尤其是地表土壤层中水分含量的降低, 导致了草场退化, 生态环境恶化。在分析这些冻土问题原因的基础上, 作者预测了在未来开发中可能出现的冻土问题, 并提出了建议。</p> |
| [2] | . 通过对冰冻圈研究在中国的重要作用和对冰冻圈科学在国内外研究现状的系统总结和分析，凝炼出了目前面临的关键科学问题及未来研究重点。总体来看，国际上更多关注冰冻圈变化对气候、海平面和环境的影响；而作为中、低纬度地区冰冻圈最发育的中国而言，冰冻圈变化对生态、水、环境及气候均具有重要影响。目前需要解决的关键科学问题为不同类型冰川对气候变化的响应机理及水资源影响评估的尺度转化机制、冻土与植被间水热传输过程的准确模拟、冰冻圈物理过程参数化及其与气候模式的耦合。为解决上述关键科学问题，需要开展以下研究：冰冻圈过程及其对气候变化的响应机理研究、冰冻圈变化的影响研究和冰冻圈变化的适应对策研究。 . 通过对冰冻圈研究在中国的重要作用和对冰冻圈科学在国内外研究现状的系统总结和分析，凝炼出了目前面临的关键科学问题及未来研究重点。总体来看，国际上更多关注冰冻圈变化对气候、海平面和环境的影响；而作为中、低纬度地区冰冻圈最发育的中国而言，冰冻圈变化对生态、水、环境及气候均具有重要影响。目前需要解决的关键科学问题为不同类型冰川对气候变化的响应机理及水资源影响评估的尺度转化机制、冻土与植被间水热传输过程的准确模拟、冰冻圈物理过程参数化及其与气候模式的耦合。为解决上述关键科学问题，需要开展以下研究：冰冻圈过程及其对气候变化的响应机理研究、冰冻圈变化的影响研究和冰冻圈变化的适应对策研究。 |
| [3] | . A significant portion of the Tibetan Plateau is underlain by permafrost, and is highly sensitive to climate change. Observational data from recent Chinese investigations on permafrost degradation and its environmental effects in the Tibetan region indicate that a large portion of the Tibetan Plateau has experienced significant warming since the mid-1950s. The air temperature increase is most significant in the central, eastern, and northwestern parts of the Plateau. The warming trend in the cold season was greater than that in the warm season. The duration of seasonal ground freezing has shortened due to the air temperature increase in winter. Numerical simulations indicate that air temperature on the Plateau will continue to increase in the 21st century. Significant warming has resulted in extensive degradation of permafrost. Over the last 3002years, a 2502m increase in the lower altitudinal occurrences of permafrost has taken place in the north. In the south the increase is 50–8002m over the past 2002years. Active-layer thickness and mean annual ground temperature have increased by 0.15–0.5002m during 1996–2001 and by 0.1–0.502°C during the last 3002years on the Tibetan Plateau, respectively. Widespread permafrost degradation has already caused environmental deterioration. Extensive desertification processes are apparent in the eastern and western portions of the Tibetan Plateau, with the area occupied by desert increasing annually by about 1.8%. With rapid retreat and thinning of permafrost, large carbon pools sequestered in permafrost could be released to increase net sources of atmospheric carbon, creating a positive feedback and accelerated warming. Damage to human infrastructure is also caused by frost heave, thaw settlement, and thaw slumping in the permafrost-affected region. The impact of permafrost degradation on energy and water exchange processes between the ground and atmosphere require further examination. Large-scale intensive monitoring networks, remote sensing investigations, and models for frozen soil are needed to clarify regional details of climate change, permafrost degradation, and their environmental effects. |
| [4] | . 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5 km; 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90 m和100 m, 1995-2010年布青山南北坡不连续多年冻土分布下界分别上升80 m和50 m. 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. . 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5 km; 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90 m和100 m, 1995-2010年布青山南北坡不连续多年冻土分布下界分别上升80 m和50 m. 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. |
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| [6] | . 针对青藏高原特殊的自然气候条件，按照地形、地貌把青藏铁路沿线多年冻土分为15个区段，并分别介绍了各个区段多年冻土特征. 结果表明：在外界环境变化，包括全球气候变暖及工程活动的双重效应下，青藏铁路沿线多年冻土及其存在状态发生了极大变化，这些变化主要包括年平均气温升高、多年冻土退化、热融灾害增加、寒区工程病害不断加剧等. 多年冻土及其存在状态发生变化不但导致生态环境恶化，而且对青藏铁路沿寒区工程的安全运营、维护及发展提出新的挑战. . 针对青藏高原特殊的自然气候条件，按照地形、地貌把青藏铁路沿线多年冻土分为15个区段，并分别介绍了各个区段多年冻土特征. 结果表明：在外界环境变化，包括全球气候变暖及工程活动的双重效应下，青藏铁路沿线多年冻土及其存在状态发生了极大变化，这些变化主要包括年平均气温升高、多年冻土退化、热融灾害增加、寒区工程病害不断加剧等. 多年冻土及其存在状态发生变化不但导致生态环境恶化，而且对青藏铁路沿寒区工程的安全运营、维护及发展提出新的挑战. |
| [7] | . 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“冰结指数模型”，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带性规律的高斯分布函数；后者是一个表面融化指标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２０－５０ａ间不会发生本质性的变化，但是，当２０９９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 . 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“冰结指数模型”，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带性规律的高斯分布函数；后者是一个表面融化指标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２０－５０ａ间不会发生本质性的变化，但是，当２０９９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 |
| [8] | . <p>在检验CMIP3模式比较计划中模式在中国地区的温度模拟效果的基础上，选取模拟效果相对较好的HadCM3、EACHE5模拟结果，采用Kudryavtsev方法，应用数字化土壤和植被资料，借助Arc-GIS，对未来50 a中国地区在A2情景下的冻土空间变化趋势进行了模拟计算. 结果表明，在A2情景下，未来50 a中国地区的冻土呈现出退缩趋势，在2050年，多年冻土在青藏高原地区的巴颜喀拉山-唐古拉山之间、冈底斯山地区出现退化，中国的冻土面积较2006年减少约10.7%.</p> . <p>在检验CMIP3模式比较计划中模式在中国地区的温度模拟效果的基础上，选取模拟效果相对较好的HadCM3、EACHE5模拟结果，采用Kudryavtsev方法，应用数字化土壤和植被资料，借助Arc-GIS，对未来50 a中国地区在A2情景下的冻土空间变化趋势进行了模拟计算. 结果表明，在A2情景下，未来50 a中国地区的冻土呈现出退缩趋势，在2050年，多年冻土在青藏高原地区的巴颜喀拉山-唐古拉山之间、冈底斯山地区出现退化，中国的冻土面积较2006年减少约10.7%.</p> |
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| [10] | . The current distribution and future change of permafrost on the Tibetan Plateau were examined using the Community Land Model version 4 (CLM4) with explicit treatment of frozen soil processes. When forced off-line with archived high-resolution data from The Abdus Salam International Centre for Theoretical Physics Regional Climate Model version 3 nested within the Model for Interdisciplinary Research on Climate 3.2 HiRes, the CLM4 produced a near-surface permafrost area of 122.2 10kmfor the Tibetan Plateau. This area compares reasonably with area estimates of 126.7 10kmfor the Plateau frozen soil map. In response to the simulated strong Plateau warming (approximately 0.58 C per decade over the Tibetan Plateau for the period from 1980 to 2100 under the A1B greenhouse gas emissions scenario), the near-surface permafrost area is projected to decrease by approximately 39% by the mid-21st century and by approximately 81% by the end of the 21st century. The near-surface permafrost area exhibits a significant decreasing linear trend, with a rate of decrease of 9.9 10kmper decade. The simulated deep permafrost area remains longer than the near-surface permafrost for the same period. The active layer thickness of 0.5-1.5 m found in the present-day increases to approximately 1.5-2.0 m by the period of 2030-2050. This increase will continue and reach a level of 2.0-3.5 m by the period of 2080-2100. Surface runoff decreases but subsurface runoff increases, both relative to the difference between precipitation and evapotranspiration. This is related to the fact that the decrease in ground ice content, as caused by permafrost degradation, facilitates the percolation of more water to deeper soil layers, thus resulting in the reallocation of runoff. These results provide useful references for evaluating the level of permafrost degradation in response to climate warming on the Tibetan Plateau. |
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| [12] | . We perform a land surface model intercomparison to investigate how the simulation of permafrost area on the Tibetan Plateau (TP) varies between 6 modern stand-alone land surface models (CLM4.5, CoLM, ISBA, JULES, LPJ-GUESS, UVic). We also examine the variability in simulated permafrost area and distribution introduced by 5 different methods of diagnosing permafrost (from modeled monthly ground temperature, mean annual ground and air temperatures, air and surface frost indexes). There is good agreement (99-135 x 10km) between the two diagnostic methods based on air temperature which are also consistent with the best current observation-based estimate of actual permafrost area (101 x 10km). However the uncertainty (1-128 x 10km) using the three methods that require simulation of ground temperature is much greater. Moreover simulated permafrost distribution on TP is generally only fair to poor for these three methods (diagnosis of permafrost from monthly, and mean annual ground temperature, and surface frost index), while permafrost distribution using air temperature based methods is generally good. Model evaluation at field sites highlights specific problems in process simulations likely related to soil texture specification and snow cover. Models are particularly poor at simulating permafrost distribution using definition that soil temperature remains at or below 0 C for 24 consecutive months, which requires reliable simulation of both mean annual ground temperatures and seasonal cycle, and hence is relatively demanding. Although models can produce better permafrost maps using mean annual ground temperature and surface frost index, analysis of simulated soil temperature profiles reveals substantial biases. The current generation of land surface models need to reduce biases in simulated soil temperature profiles before reliable contemporary permafrost maps and predictions of changes in permafrost distribution can be made for the Tibetan Plateau. |
| [13] | . <FONT face=Verdana>黄河源区位于青藏高原多年冻土区东北部边缘地带, 是季节冻土、岛状多年冻土和在大片连续多年冻土并存地带. 多年冻土层在垂向分布上有衔接状和不衔接状两大类. 不衔接状又可分为浅埋藏（<8m）、深埋藏（>8m）和双层多年冻土等形式. 从20世纪80年代以来, 源区气温以0.02 ℃<I>.</I>a<SUP>-1</SUP>增温率持续上升, 人类经济活动日益增强, 导致冻土呈区域性退化. 多年冻土下界普遍升高50～80 m, 最大季节冻深平均减少了0.12 m, 浅层地下水温度上升0.5～0.7 ℃. 冻土退化总体趋势是由大片状分布逐渐变为岛状、斑状分布, 多年冻土层变薄, 冻土面积缩小, 融区范围扩大. 部分多年冻土岛完全消失变为季节冻土.</FONT> . <FONT face=Verdana>黄河源区位于青藏高原多年冻土区东北部边缘地带, 是季节冻土、岛状多年冻土和在大片连续多年冻土并存地带. 多年冻土层在垂向分布上有衔接状和不衔接状两大类. 不衔接状又可分为浅埋藏（<8m）、深埋藏（>8m）和双层多年冻土等形式. 从20世纪80年代以来, 源区气温以0.02 ℃<I>.</I>a<SUP>-1</SUP>增温率持续上升, 人类经济活动日益增强, 导致冻土呈区域性退化. 多年冻土下界普遍升高50～80 m, 最大季节冻深平均减少了0.12 m, 浅层地下水温度上升0.5～0.7 ℃. 冻土退化总体趋势是由大片状分布逐渐变为岛状、斑状分布, 多年冻土层变薄, 冻土面积缩小, 融区范围扩大. 部分多年冻土岛完全消失变为季节冻土.</FONT> |
| [14] | . 基于黄河源区多年冻土退化引起的生态环境地质问题与效应的实际资料,明确了多年冻土的生态环境功能和多年冻土退化引起的危害.提出多年冻土退化使赋存于高寒草地和维系高寒草地生长发育的多年冻土表部的冻结层地下水水位持续下降或消失,从而引发和加剧了高寒草地的"三化"(草地退化、沙漠化和盐渍化)和水环境变异,是导致黄河源区占主导地位的高寒草甸失水向沙漠化草地和"黑土滩"型次生裸地退化的主要地质原因. . 基于黄河源区多年冻土退化引起的生态环境地质问题与效应的实际资料,明确了多年冻土的生态环境功能和多年冻土退化引起的危害.提出多年冻土退化使赋存于高寒草地和维系高寒草地生长发育的多年冻土表部的冻结层地下水水位持续下降或消失,从而引发和加剧了高寒草地的"三化"(草地退化、沙漠化和盐渍化)和水环境变异,是导致黄河源区占主导地位的高寒草甸失水向沙漠化草地和"黑土滩"型次生裸地退化的主要地质原因. |
| [15] | . 以70年代、80年代和90年代3个时期的卫星影像资料为基础.结合野外调查.对70年代以来黄河源区生态环境演变过程及趋势进行了对比分析,并依据相同时期的气候变化、人为活动强度分析,对该区域生态环境变化的产生原因进行了探讨.研究结果表明,与70年代相比,80年代和90年代以高寒沼泽草甸、高寒草甸和高山草原化草甸为代表的主要生态体系均呈现明显退化,尤其是90年代中期以来,高寒草原与高寒草甸植被退化剧烈,荒漠化发展迅速,其主要原因在于区域气候干暖化及其引起的多年冻土退化. . 以70年代、80年代和90年代3个时期的卫星影像资料为基础.结合野外调查.对70年代以来黄河源区生态环境演变过程及趋势进行了对比分析,并依据相同时期的气候变化、人为活动强度分析,对该区域生态环境变化的产生原因进行了探讨.研究结果表明,与70年代相比,80年代和90年代以高寒沼泽草甸、高寒草甸和高山草原化草甸为代表的主要生态体系均呈现明显退化,尤其是90年代中期以来,高寒草原与高寒草甸植被退化剧烈,荒漠化发展迅速,其主要原因在于区域气候干暖化及其引起的多年冻土退化. |
| [16] | . The Source Area of the Yellow River is located in the mosaic transition zones of seasonally frozen ground, and discontinuous and continuous permafrost on the northeastern Qinghai-Tibet Plateau. Vertically, permafrost is attached or detached from frost action. The latter can be further divided into shallow (depth to the permafrost table <=8 m), deep (>8 m) and two-layer permafrost. Since the 1980s, air temperatures have been rising at an average rate of 0.02 C yr. Human activities have also increased remarkably, resulting in a regional degradation of permafrost. The lower limit of permafrost has risen by 50-80 m. The average maximum depth of frost penetration has decreased by 0.1-0.2 m. The temperatures of the suprapermafrost water have increased by 0.5-0.7 C. General trends of permafrost degradation include reduction in areal extent from continuous and discontinuous to sporadic and patchy permafrost, thinning of permafrost, and expansion of taliks. Isolated patches of permafrost have either been significantly reduced in areal extent, or changed into seasonally frozen ground. Degradation of permafrost has led to a lowering of ground water levels, shrinking lakes and wetlands, and noticeable change of grassland ecosystems alpine meadows to steppes. The degradation of alpine grasslands will cause further degradation of permafrost and result in the deterioration of ecological environments as manifested by expanding desertification and enhancing soil erosion. |
| [17] | . 基于ASTER-GDEM数据,利用彩色晕染、密度分割与GIS 空间统计分析技术,结合地质资料,通过地形高程、地势起伏度、地表坡度、高程和平均坡度剖面及流域面积-高程积分等手段,对黄河源地区的构造地貌特征进行 了初步分析.研究表明,黄河源地区为一NW-SE带状盆地地貌,平均海拔4 473 m,平均起伏度为60 m,平均坡度为9.5°,为高海拔盆地,盆内地势平坦,盆缘山势险峻.黄河源盆地内部(4 200～4 300m)湖相地层发育,地势略有起伏,为古大湖湖底地貌后经河流改造形成;盆内发育三级阶梯状层状地貌面,高程分别为4 400m、4 500m和4 600m,为古大湖作用形成的三级大型湖积阶地;盆地两侧发育山地地貌,沟壑纵横,为山体隆升、构造剧烈活动和强烈风化剥蚀作用形成.黄河源地区的地貌特 征受构造作用控制较为明显:盆地边缘的昆南断裂、布青山山前断裂和巴颜喀拉山前断裂对盆地的展布形态和整体地貌特征具有控制作用;盆内玛多断裂、巴颜河前 断裂和麻多—野牛沟断裂破坏了古湖积阶地的层状地貌,控制了盆地内部的地势起伏变化和黄河源区水系的整体展布.黄河源流域地貌整体处于壮年期,为构造活动 和水流作用的综合结果.4 200～4 800m高程范围内的流域面积最大,占总流域的90.6％,为长期内流作用形成的区域平坦的地形,推测为古湖期湖泊作用的结果;盆地两侧的山前地区,构造 活动剧烈、风化作用显著,呈现老年期地貌;盆地东南切口为河谷地貌,处于幼年期,由黄河源的地貌发育特征推测黄河源水系为发育较为年轻的水系. . 基于ASTER-GDEM数据,利用彩色晕染、密度分割与GIS 空间统计分析技术,结合地质资料,通过地形高程、地势起伏度、地表坡度、高程和平均坡度剖面及流域面积-高程积分等手段,对黄河源地区的构造地貌特征进行 了初步分析.研究表明,黄河源地区为一NW-SE带状盆地地貌,平均海拔4 473 m,平均起伏度为60 m,平均坡度为9.5°,为高海拔盆地,盆内地势平坦,盆缘山势险峻.黄河源盆地内部(4 200～4 300m)湖相地层发育,地势略有起伏,为古大湖湖底地貌后经河流改造形成;盆内发育三级阶梯状层状地貌面,高程分别为4 400m、4 500m和4 600m,为古大湖作用形成的三级大型湖积阶地;盆地两侧发育山地地貌,沟壑纵横,为山体隆升、构造剧烈活动和强烈风化剥蚀作用形成.黄河源地区的地貌特 征受构造作用控制较为明显:盆地边缘的昆南断裂、布青山山前断裂和巴颜喀拉山前断裂对盆地的展布形态和整体地貌特征具有控制作用;盆内玛多断裂、巴颜河前 断裂和麻多—野牛沟断裂破坏了古湖积阶地的层状地貌,控制了盆地内部的地势起伏变化和黄河源区水系的整体展布.黄河源流域地貌整体处于壮年期,为构造活动 和水流作用的综合结果.4 200～4 800m高程范围内的流域面积最大,占总流域的90.6％,为长期内流作用形成的区域平坦的地形,推测为古湖期湖泊作用的结果;盆地两侧的山前地区,构造 活动剧烈、风化作用显著,呈现老年期地貌;盆地东南切口为河谷地貌,处于幼年期,由黄河源的地貌发育特征推测黄河源水系为发育较为年轻的水系. |
| [18] | . 利用新布设的冻土孔及原有冻土资料,分析黄河源区冻土温度和厚度的空间分布。源区实测多年冻土年均地温最低为-1.81℃,冻土最厚74m,均位于巴颜喀拉山北坡的查拉坪。214国道(K445-K604段)沿线多为高温多年冻土(年均地温>-1℃),但巴山北坡海拔4520m、布青山海拔4300m以上,年均地温低于-0.5℃。巴山北坡海拔4610m、布青山海拔4420m以上,年均地温低于-1℃。巴山北坡海拔每升高100m,年均地温减少0.47~0.75℃,冻土厚度增加16~25m；纬度向北增加1°,年均地温减少0.85℃,冻土厚度增加20~30m。 . 利用新布设的冻土孔及原有冻土资料,分析黄河源区冻土温度和厚度的空间分布。源区实测多年冻土年均地温最低为-1.81℃,冻土最厚74m,均位于巴颜喀拉山北坡的查拉坪。214国道(K445-K604段)沿线多为高温多年冻土(年均地温>-1℃),但巴山北坡海拔4520m、布青山海拔4300m以上,年均地温低于-0.5℃。巴山北坡海拔4610m、布青山海拔4420m以上,年均地温低于-1℃。巴山北坡海拔每升高100m,年均地温减少0.47~0.75℃,冻土厚度增加16~25m；纬度向北增加1°,年均地温减少0.85℃,冻土厚度增加20~30m。 |
| [19] | . <p>以黄河源区多年冻土分布现状和热力特征为研究目标,通过野外调查及实测数据,分析了黄河源区不同地形地貌、不同地表覆盖条件下的冻土形成、分布特征和以地温为基础的热学特征,探讨了不同尺度因素对多年冻土分布的影响。结果表明,在高程低于4 300 m的平原区,多年冻土多不发育;在高于4 350 m的山区,局地地形对多年冻土的形成与分布作用显著。除阳坡地形外,多年冻土均比较发育;介于4 300~4 350 m的低山丘陵和平原区,局地地形、地表植被、土壤湿度等因素共同决定着多年冻土的形成和分布格局。以年均地温指标为基础,构建了以纬度、经度和高程为自变量的回归模型,并对阳坡地形进行微调和校正。结果表明,以0oC作为划分季节冻土和多年冻土的标准和界限,多年冻土面积2.5×10<sup>4</sup>km<sup>2</sup>,约占整个源区面积的85.1%;季节冻土面积0.3×10<sup>4</sup>km<sup>2</sup>,约占整个源区面积的9.7%。进一步以0.5oC或1.0oC为分类间隔绘制了黄河源区多年冻土热稳定性空间分布图。</p> . <p>以黄河源区多年冻土分布现状和热力特征为研究目标,通过野外调查及实测数据,分析了黄河源区不同地形地貌、不同地表覆盖条件下的冻土形成、分布特征和以地温为基础的热学特征,探讨了不同尺度因素对多年冻土分布的影响。结果表明,在高程低于4 300 m的平原区,多年冻土多不发育;在高于4 350 m的山区,局地地形对多年冻土的形成与分布作用显著。除阳坡地形外,多年冻土均比较发育;介于4 300~4 350 m的低山丘陵和平原区,局地地形、地表植被、土壤湿度等因素共同决定着多年冻土的形成和分布格局。以年均地温指标为基础,构建了以纬度、经度和高程为自变量的回归模型,并对阳坡地形进行微调和校正。结果表明,以0oC作为划分季节冻土和多年冻土的标准和界限,多年冻土面积2.5×10<sup>4</sup>km<sup>2</sup>,约占整个源区面积的85.1%;季节冻土面积0.3×10<sup>4</sup>km<sup>2</sup>,约占整个源区面积的9.7%。进一步以0.5oC或1.0oC为分类间隔绘制了黄河源区多年冻土热稳定性空间分布图。</p> |
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| [21] | . <p>以玛多地区多年冻土为背景，建立多年冻土地温场的数值计算模型，以不同的方式考虑近 60 a 来的气温变化构成不同的上边界条件，通过模型计算分析不同上边界条件下的不同时期温度场、未来冻土退化特征.结果表明：在上边界条件中采用气象站实测近60 a波动温度值和采用近60 a平均恒定值时，浅层冻土地温差异明显，且越浅层地温与越近时间的上边界条件相关.预测未来100 a冻土地温变化趋势发现，相同升温速率和升温初始温度条件下，上边界采用实测60 a波动温度值对冻土退化过程影响较小；升温初始温度值提高到与趋势线衔接后，冻土退化起始时间从约第45年提前到约第20年；60 a实测温度和升温初始温度值均提高到与其初始温度场上边界条件衔接后，冻土退化起始时间从约第20年提前到约第15年；冻土退化从开始到完全退化经历时间为25 a左右.</p> . <p>以玛多地区多年冻土为背景，建立多年冻土地温场的数值计算模型，以不同的方式考虑近 60 a 来的气温变化构成不同的上边界条件，通过模型计算分析不同上边界条件下的不同时期温度场、未来冻土退化特征.结果表明：在上边界条件中采用气象站实测近60 a波动温度值和采用近60 a平均恒定值时，浅层冻土地温差异明显，且越浅层地温与越近时间的上边界条件相关.预测未来100 a冻土地温变化趋势发现，相同升温速率和升温初始温度条件下，上边界采用实测60 a波动温度值对冻土退化过程影响较小；升温初始温度值提高到与趋势线衔接后，冻土退化起始时间从约第45年提前到约第20年；60 a实测温度和升温初始温度值均提高到与其初始温度场上边界条件衔接后，冻土退化起始时间从约第20年提前到约第15年；冻土退化从开始到完全退化经历时间为25 a左右.</p> |
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| [25] | . 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560km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6～25cm,年平均上引式退化速率在12～30cm,零星多年冻土区年平均侧引式退化速率为62～94cm.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4cm的年平均退化速率,蒙古国不连续冻土区的4～7cm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. . 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560km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6～25cm,年平均上引式退化速率在12～30cm,零星多年冻土区年平均侧引式退化速率为62～94cm.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4cm的年平均退化速率,蒙古国不连续冻土区的4～7cm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. |
| [26] | . 气候变暖势必引起多年冻土的退化,基于数值模拟结果，将多年冻土退化过程按地温的深度剖面曲 线形态划分为初始阶段、升温阶段、0梯度阶段、不衔接阶段和消失阶段．青藏高原多年冻土多是晚更新世残留，而全新世期间总体上是一个退化过程．根据青藏高 原几个典型地区多年冻土深孔测温数据，判断目前高原多年冻土在其退化历史中所处的地位：高山地区处于升温阶段；中低山地区处于升温阶段末期；高平原和河谷 盆地的多年冻土处于0梯度阶段；连续多年冻土下界附近及岛状冻土地区，正处于由0梯度向不衔接阶段过渡，多年冻结层边缘在萎缩，处于消失阶段．多年冻结层 消融（消失）存在自下而上和自上而下两种方向．在升温阶段，多年冻土层中的热通量小于来自下伏地层中的地热通量时，部分地热流用于多年冻土底板相变耗热， 发生自下而上的消融，随着多年冻土层中的地温梯度减小，用于底板消融的热量增加，直到地温曲线完全达到0梯度时，所有的地热流都用于多年冻土层融化潜热消 耗，但其上部同时存在“热补偿”和“季节补偿”作用可以延缓多年冻土的消失；对于低温厚层多年冻土，当地面温度升高至可以抵消热补偿效应时，活动层中出现 热积累，厚度增加，直至出现不衔接现象，同时存在“季节反补偿”作用，加剧了这一过程． . 气候变暖势必引起多年冻土的退化,基于数值模拟结果，将多年冻土退化过程按地温的深度剖面曲 线形态划分为初始阶段、升温阶段、0梯度阶段、不衔接阶段和消失阶段．青藏高原多年冻土多是晚更新世残留，而全新世期间总体上是一个退化过程．根据青藏高 原几个典型地区多年冻土深孔测温数据，判断目前高原多年冻土在其退化历史中所处的地位：高山地区处于升温阶段；中低山地区处于升温阶段末期；高平原和河谷 盆地的多年冻土处于0梯度阶段；连续多年冻土下界附近及岛状冻土地区，正处于由0梯度向不衔接阶段过渡，多年冻结层边缘在萎缩，处于消失阶段．多年冻结层 消融（消失）存在自下而上和自上而下两种方向．在升温阶段，多年冻土层中的热通量小于来自下伏地层中的地热通量时，部分地热流用于多年冻土底板相变耗热， 发生自下而上的消融，随着多年冻土层中的地温梯度减小，用于底板消融的热量增加，直到地温曲线完全达到0梯度时，所有的地热流都用于多年冻土层融化潜热消 耗，但其上部同时存在“热补偿”和“季节补偿”作用可以延缓多年冻土的消失；对于低温厚层多年冻土，当地面温度升高至可以抵消热补偿效应时，活动层中出现 热积累，厚度增加，直至出现不衔接现象，同时存在“季节反补偿”作用，加剧了这一过程． |
| [27] | . Based on permafrost temperature measurements from 190 boreholes along the Qinghai-Tibet Highway/Railway since the early 1960s, we present spatial variations of permafrost temperatures, thermal gradients, and thickness on the Qinghai-Tibet Plateau. Overall, permafrost temperatures at 1502m depth are higher than 61024.002°C and about half of the permafrost has its temperature higher than 61021.002°C. The lowest average permafrost temperature is about 61023.802°C in the Fenghuo Mts. area. Permafrost temperatures are strongly controlled by elevation and latitude on the Qinghai-Tibet Plateau. Permafrost temperatures at 1502m depth decrease at a rate of 0.5702°C per 10002m altitude increase and 0.7902°C per latitude moving north. Permafrost temperature gradients change dramatically along the Qinghai-Tibet Highway/Railway, ranging from about 1.002°C/10002m in Liangdaohe basin of southern Plateau to 8.002°C/10002m in Kunlun Mts. area of northern Plateau. Assuming thermal conductivity of 2.002Wm 61021 02°C 61021 of bedrocks at depth, geothermal heat flux varies from 0.0202Wm 61022 to 0.1602Wm 61022 . Permafrost thickness ranges from less than 1002m to over 30002m along the Qinghai-Tibet Highway/Railway. Besides elevation and latitude, geothermal heat flux also plays a key role in controlling permafrost temperature and thickness. |
| [28] | . 基于黄河源区玛多县1953~2012年的日平均气温和降水资料,利用一元线性趋势分析、累积距平、Mann-Kendall趋势检验及Morlet复小波分析法,对黄河源区气温和降水特征与突变规律进行了分析。结果表明:60年来黄河源区玛多县暖湿化特征明显。年均气温倾向率为0.28℃·10a-1,各季气温倾向率分别为:春(0.148℃·10a-1),夏(0.212℃·10a-1),秋(0.279℃·10a-1),冬(0.501℃·10a-1),均通过了α=0.01的显著性检验。年降水量倾向率为10.2mm·10a-1,以春(3.883mm·10a-1)、夏(4.506mm·10a-1)降水量增加最大,年、春季降水量变化通过了α=0.05的显著性检验。1989年开始黄河源区气候转暖,1998年发生气候变暖的突变,2001年开始气温显著升高。年降水量从1988年增多,2004年发生降水量增多突变,2010年开始降水量显著增多。小波分析表明,年均气温存在25a、14a、11a的年代际变化和6a的年际变化,以12a为其变化第一主周期;年降水量存在45a、30a、12a的年代际变化和5a的年际变化,以30a为其变化第一主周期。 . 基于黄河源区玛多县1953~2012年的日平均气温和降水资料,利用一元线性趋势分析、累积距平、Mann-Kendall趋势检验及Morlet复小波分析法,对黄河源区气温和降水特征与突变规律进行了分析。结果表明:60年来黄河源区玛多县暖湿化特征明显。年均气温倾向率为0.28℃·10a-1,各季气温倾向率分别为:春(0.148℃·10a-1),夏(0.212℃·10a-1),秋(0.279℃·10a-1),冬(0.501℃·10a-1),均通过了α=0.01的显著性检验。年降水量倾向率为10.2mm·10a-1,以春(3.883mm·10a-1)、夏(4.506mm·10a-1)降水量增加最大,年、春季降水量变化通过了α=0.05的显著性检验。1989年开始黄河源区气候转暖,1998年发生气候变暖的突变,2001年开始气温显著升高。年降水量从1988年增多,2004年发生降水量增多突变,2010年开始降水量显著增多。小波分析表明,年均气温存在25a、14a、11a的年代际变化和6a的年际变化,以12a为其变化第一主周期;年降水量存在45a、30a、12a的年代际变化和5a的年际变化,以30a为其变化第一主周期。 |
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