青藏高原多年冻土变化与工程稳定性

气候变化和工程活动引起多年冻土温度升高、活动层厚度增大、地下冰融化, 导致路基工程稳定性变化. 本研究在综述青藏高原多年冻土变化和冻土工程研究重要进展的基础上, 利用青藏公路和青藏铁路沿线冻土与工程监测数据, 给出了青藏高原多年冻土温度和活动层厚度变化及其与气候变化的关系、多年冻土对工程活动的响应过程, 青藏铁路工程稳定性动态变化以及块石结构路基降温机制和过程. 最后, 提出了在气候变化下冻土工程将来亟待解决的关键科学问题.     

祁连山区黑河上游高山多年冻土区活动层季节冻融过程及其影响因素

祁连山区黑河上游多年冻土和活动层土壤水热过程基础观测数据薄弱,制约了黑河流域多年冻土区不同景观下垫面的水文功能研究以及多年冻土和活动层变化的水文效应研究.根据2013~2014年在黑河上游高山多年冻土区东支峨博岭北坡和西支冲积平原的活动层土壤温度、含水量观测资料,系统分析了活动层季节冻融过程、土壤水热动态及其影响因素.结果表明,高山多年冻土区气候条件以及地形地貌、植被、岩性和含水量等局地因素明显影响活动层季节冻融过程及其土壤水热动态,此外还受到积雪、水体和冬季逆温等因素的影响.峨博岭北坡地表温度年较差、活动层底板温度和年平均地温均明显低于黑河西支冲积平原同等海拔处.峨博岭北坡融化始日早、达到最大融化深度的日期晚、融化过程历时长、融化速率小;冻结(自地表向下)始日晚、冻结过程历时长、冻结速率小,完全冻结阶段历时长;在融化上升阶段和冻结下降阶段,活动层含水量变化速率明显较大.本文结果可为黑河流域多年冻土区不同景观下垫面的水文功能研究以及多年冻土和活动层变化的水文效应的辨识、模拟和预测提供基础资料和验证.     

青藏高原多年冻土特征、变化及影响

青藏高原是全球中纬度面积最大的多年冻土分布区,青藏高原多年冻土对东亚季风乃至全球气候系统都有重要影响.本文在前人研究成果的基础上,系统地梳理了青藏高原多年冻土基本特征的现状,主要包括活动层厚度,多年冻土面积、温度和厚度的空间分布,以及多年冻土区地下冰和土壤碳储量等方面的研究进展.通过补充最近监测资料,阐述了高原尺度活动层和多年冻土热状况的动态变化过程及趋势,并分析了这种变化的水文效应.随后,概述了多年冻土与生态系统、多年冻土与碳循环相互作用关系方面的研究进展.青藏高原多年冻土在过去数十年来发生了不同程度的退化,对多年冻土区地表的水、土、气、生间的相互作用关系产生了显著影响,进而影响着区域水文、生态乃至全球气候系统.本研究可为冻土与气候变化相互作用关系的机理研究提供思路,为寒区环境保护、工程设计和施工提供参考经验.     

黄河源区多年冻土活动层和季节冻土冻融过程时空特征

基于黄河源区2010~2012年4个监测场地的土壤温度和水分资料,分析了多年冻土活动层和季节冻土冻融过程时空差异.结果表明,4个场地地温和冻土厚度不同,活动层底板或最大季节冻结深度年平均温度(TTOP)分别为:查拉坪场地(CLP)?1.9℃,扎陵湖场地(ZLH)?0.9℃,麻多乡场地(MDX)–0.4℃,鄂陵湖场地(ELH)1.1℃.冻融过程差异与冻土温度和TTOP相关,随着TTOP升高,融化开始时间提前,CLP在6月初,ZLH在5月中下旬,MDX在5月初,ELH在4月上旬;冻结开始时间滞后,CLP为10月初,ZLH为10月上中旬,MDX为10月中旬,ELH为10月中下旬;活动层整体冻结期随之减小,CLP为202 d,ZLH为130 d,MDX为100 d,ELH整体融化期为89 d.CLP和ZLH冻结融化过程均于年内完成,冻结过程表现为由上向下和由下向上双向进行.MDX冻结过程持续至次年1月末,但在冻结期末冻结速率很小,由下向上冻结因极微弱而呈单向进行.ELH冻结持续至次年5月初,出现季节冻结和季节融化过程并存格局;冻结过程单向进行,但融化呈现微弱的双向过程;6月下旬至7月初双向融化比较稳定.各场地随着TTOP升高,由下向上冻结速率相对由上向下的减慢,由下向上的冻结深度减小,融化过程相对冻结过程持续时间比值减小.总之,黄河源区活动层季节冻融过程与青藏高原其他地区有比较显著的差异.     

江河源区典型多年冻土和季节冻土区水热过程对植被盖度的响应

基于青藏高原江河源区典型多年冻土和季节冻土区建立的不同植被盖度下7个地温和水分观测场, 对多年冻土活动层和季节冻土土壤温度和水分对植被盖度的响应分为4个阶段进行分析和对比研究. 结果表明: 随着植被盖度的降低, 多年冻土活动层冻结深度积分减少, 而季节冻土冻结深度积分增加; 多年冻土冻结期负值等温线和未冻结期正值等温线的最大侵入深度和持续时间随着植被盖度降低明显增加; 多年冻土活动层20~60 cm的土壤含水量随着植被盖度降低而减少, 而60~80 cm的土壤含水量反而增加, 季节冻土土壤剖面0~120 cm的水分含量随着植被盖度的降低而减少. 植被盖度的变化改变了冻土水热过程, 且多年冻土和季节冻土对植被盖度的响应不一致.     

青藏高原工程走廊3个监测点多年冻土温度序列重建

连续、长时间序列的多年冻土温度数据在开展气候变化对多年冻土的影响及其生态、水文效应研究中有着重要的科学意义.本文利用西大滩、五道梁、唐古拉3个观测点的实测地温数据首先对多年冻土模型及其参数化方案进行了验证、优化和标校,以实测数据和经过校正的CMIP6逐月5 cm地表土壤温度数据作为模型的驱动数据,模拟了3个观测点1900～2019年多年冻土地温变化,并对1920年以后的模拟温度变化序列进行分析.结果表明:(1)多年冻土模型对处于地温年变化深度以下地温的模拟误差低于0.1°C,表明模型对于多年冻土的热状态具有较好的模拟能力;(2) 1920～2019年西大滩、五道梁、唐古拉各模拟深度的年平均温度均呈现升温趋势,年地温变化(15 m)处的平均升温速率为0.07°C/10 a(0.05～0.09),不同深度岩土层的热状态对气候变化具有不同的响应时间,深层地温对气候变化的响应相较于浅层有20年左右的滞后;(3)多年冻土上限下降速率相差不大,平均为0.6 cm/a;多年冻土下限的上升速率分别为13.4、4.0和4.0 cm/a;多年冻土厚度分别减少13.9、4.6、4.7 m;(4) 3个观测点...     

青藏高原多年冻土区土壤-景观模型与土壤分布制图

为理解青藏高原多年冻土区土壤与环境的关系,同时提供青藏高原基础的土壤数据,以青藏高原多年冻土区为研究对象,基于其2009~2011年的野外土壤调查数据,筛选了10种与土壤形成密切相关的数据作为环境因子,运用决策树See5.0分别建立了青藏高原西部和东部多年冻土区的土壤-景观模型,5折交叉验证的平均精度西部为65.4%,东部为63.5%,显示模型有较好的可靠性.基于此模型,对研究区进行了土壤分布制图.结果表明,青藏高原多年冻土区以寒冻土(Gelisols)和雏形土(Inceptisols)为主,分别占总面积的34%和28%.分区来看,在高原西部多年冻土区,土壤主要以寒冻土、雏形土和干旱土(Aridisols)为主,分别占多年冻土区西部总面积的43%,30%和17%;而在东部,土壤主要以寒冻土、均腐土(Mollisols)和雏形土为主,分别占多年冻土区东部总面积的27%,26%和25%,这主要是因为高原西部气候极端寒冷干旱,而东部相对较为温暖湿润;同一种土壤在东西部的分布有海拔上的差异,也有母质等方面相同的地方.多年冻土的存在也影响了土壤的分布规律,使得干旱土在西部分布在较低的海拔,而在东部却又分布在较高的海拔.从整个多年冻土区来看,青藏高原多年冻土区东部土壤发育要优于西部,土壤类型更多,且各土壤类型所占比例也更趋于均衡.     

人类工程活动影响下冻土生态系统的变化及其对铁路建设的启示

通过样带与样方结合的调查方法, 从冻土生态系统结构、群落种类、生物多样性以及生物生产力等生态要素和生物生境条件: 如土壤环境、冻土环境等方面研究了青藏公路沿线多年冻土区公路工程干扰迹地生态系统的变化特征. 结果表明, 经过近25年的自然恢复, 在生态系统恢复的生物学方面, 高寒草原生态系统明显优于高寒草甸生态系统, 表现在高寒草原的优势建群植物种类已出现并占据优势地位, 局部地带生物物种多样性与种群多度恢复到接近甚至高于自然未干扰草原系统水平; 在土壤环境方面, 高寒草原干扰迹地土壤有机质含量平均减少61.65%, 全氮含量减少52.51%, 但大部分地区其表层土壤养分现状与干旱区主要草原土壤相当, 有利于耐寒旱生物物种生长; 高寒草甸干扰迹地土壤(寒冻雏形土)平均养分含量高于天然寒冻干旱土壤, 保存草甸土壤结构的完整程度对于高寒草甸生态系统恢复至关重要. 受扰动高寒草原生态系统的恢复程度与冻土环境没有明显制约关系, 高寒草甸生态系统的分布和保育与冻土环境关系密切, 受工程活动破坏后恢复困难. 类比青藏公路沿线生态系统变化规律, 提出了青藏铁路建设过程中保护生态环境的几点启示.     

双壁碳纳米管薄膜的铺展

分别以乙醇和丙酮为铺展溶液, 实现了双壁碳纳米管薄膜的铺展, 获得了面积为100 cm2、厚度为50 nm、均匀的单层双壁碳纳米管薄膜. 研究表明, 乙醇的铺展效果略优于丙酮; 随着乙醇溶液浓度的增加, 碳纳米管薄膜的铺展速率增加. 当温度低于60℃时, 随着温度升高, 碳纳米管薄膜的铺展速率略有增加; 当温度高于60℃时, 随着温度的升高, 碳纳米管薄膜的铺展速率下降.     

干草原地区土壤137Cs沉积特征

应用^137Cs示踪技术研究了半干旱干草原地区土壤风蚀过程和强度。根据不同地貌和植被条件下土壤剖面中的^137Cs沉积特征与背景值样点的对比分析，认为缓起伏草地和半固定少丘处于轻度风蚀与堆积状态，蚀积速率小于0．108cm/a；半流动沙丘表面风沙活动强烈，背风坡堆积速率大于1．35cm/a。     

黄土高原丘陵沟壑区草地恢复对土壤碳氮库的影响

对黄土高原丘陵沟壑区坡耕地及撂荒后5,13,24,32 a自然恢复草地的土壤有机碳(SOC)、无机碳(SIC)、全氮(TN)含量及储量(SOCs,SICs,TNs)进行了测定分析.结果显示,土壤有机碳含量随土壤垂直剖面降低.与坡耕地相比,0~5 cm SOC含量在草地恢复10 a后显著升高,而5~100 cm各土层的SOC含量在草地恢复的20 a后显著升高;0~100 cm各土层SIC含量在草地恢复5 a后即显著增加,且不同的恢复草地具有不同的SIC剖面分布类型.TN含量与SOC含量变化相似.但与坡耕地相比,早期的恢复(5,13 a)草地表层0~5 cm TN升高不明显,5~100 cm TN在草地恢复的5 a后显著升高.SOCs(0~100 cm)在恢复5 a的草地显著降低,恢复10 a后,显著升高;SICs(0~100 cm)和TNs(0~100 cm)在草地恢复5 a后即显著增加.此外,计算了土壤总碳储量(STCs),发现草地恢复过程中土壤碳库特征表现为越来越高的SOCs/STCs和越来越低的SICs/STCs.在草地恢复过程中,SOC和TN,STCs和TNs显著正相关(P0.01).因此,草地恢复加强了土壤碳库的积累,包括土壤有机碳库和无机碳库,但是这两个碳库在总碳库的占比相反.多年生草种在土壤碳氮库积累中起重要作用.     

极端干旱区咸水滴灌条件下流动风沙土盐分表聚过程

通过对塔克拉玛干沙漠腹地高矿化度地下水滴灌林带内风沙土和不同因素影响下咸水灌溉后的土样进行取样分析,研究极端干旱区流动风沙土水分动态变化和盐分表聚过程,为塔里木沙漠公路防护林生态工程的可持续利用以及盐害的综合防治提供理论依据.研究结果表明:(1)在一个灌溉周期内,随着时间的推移,结皮层和0～30cm各层土壤质量含水量不断减小,含盐量不断增大;湿润峰结皮层电导率远大于湿润区外和湿润区,湿润峰和湿润区变化较为明显,湿润区外变化较小;滴灌对盐分表聚作用水平影响距离约为1m,垂直影响深度主要集中在0～5cm;盐分表聚作用以Na+,Cl?和SO42?3种离子为主;(2)气温、风速、灌溉水矿化度、覆沙厚度、土壤质地和枯枝落叶量等因素都会对盐分表聚过程产生重要影响.     

青藏高原东北部土壤冻融过程的数值模拟

利用青海省苏里站2009 年2 月1 日~12 月31 日的气象观测资料作为模式强迫场, 使用陆面过程模式CLM3.0(Community Land Model), 对青藏高原东北部季节性冻土区域进行模拟.结果表明, 模式能够较好地模拟出各层土壤的冻融变化趋势, 但在融化阶段, 模拟的土壤温度高于观测, 融化结束时间早于观测; 冻结阶段, 模拟的土壤温度略低于观测, 深层土壤冻结时间早于观测; 整体看来, 模式对冻结过程的模拟好于对融化过程的模拟, 对靠近表层的土壤模拟好于深层. CLM3.0 模式中认为冻土在土壤温度高于0℃时发生融化, 本文根据热力学平衡方程得到土壤发生冻融的临界温度, 进而对冻土的融化条件进行调整, 融化条件的调整减缓了冻土的融化速率, 使得土壤温度模拟降低, 同时, 调整后的模式模拟结果反映了冻土融化过程中伴随有冻结过程的发生, 与真实的冻土融化过程更为接近. 此外, 通过敏感性试验发现, 融化过程和冻结过程中土壤水的冻结速率是不同的, 表明模式中用于计算土壤发生相变后温度的方案还有待进一步改进.     

花粉揭示的青藏高原西南部塔若错全新世以来植被与气候变化

利用活塞采样器在位于青藏高原西南部塔若错60 m水深处获得3.1 m沉积岩芯.通过AMS14C测年、花粉、粒度和无机碳分析,恢复了青藏高原西南部全新世以来的植被和气候变化.结果显示,全新世初期(10200~8900 cal a BP),植被由高寒草原向高寒草甸转换,气候由冷干向暖湿发展;全新世早期(8900~7400 cal a BP),植被由高寒草甸到高寒草原的转换,气候相对干旱,但偏暖;全新世中期(7400~3300 cal a BP),植被从高寒草原向高寒草甸或草甸化草原转换,气候以冷湿为主;全新世晚期(3300 cal a BP至今),植被逐渐被高寒草原取代,气候变得寒冷干旱.塔若错全新世早期和中晚期的特征气候事件表明,该地区明显受到西风区环境变化的影响,而在全新世中期更多受印度季风环流控制.尤其是中晚全新世塔若错的湖泊沉积环境记录对于进一步阐述西风/季风在该地区的影响程度具有非常重要的意义.     

基于ICESat/GLAS,SRTM DEM和GPS观测青藏高原纳木那尼冰面高程变化(2000～2010年)

气候变化所导致的冰川加速消融及冰川冰储量的减少将显著影响区域水资源和水循环,而冰川厚度的变化是反映这一过程的关键指标.利用ICESat/GLAS数据与SRTMDEM数据,并结合冰面差分GPS实测数据,通过监测喜马拉雅山脉西段纳木那尼冰川的冰面高程变化,来估算其冰川厚度变化.在方法上,首先利用非冰川区的ICESat高程数据对SRTM DEM高程精度进行评价,然后选择控制点对SRTM DEM进行配准并再次评价,SRTM DEM水平位置偏移为138 m,配准后的SRTM DEM与ICESat高程差平均值为-0.1 m,标准差为11 m,最后利用校准后的SRTM DEM与ICESat/GLAS,计算2000~2009年纳木那尼冰面高程的变化.研究结果表明,纳木那尼冰川在2000~2009年间的平均减薄速率为0.63±0.32 m/a,这与利用差分GPS测得的2008~2010年间冰川平均减薄速率0.65±0.25 m/a接近.研究结果也发现纳木那尼冰川的减薄速率整体上随着海拔的升高而逐渐减小.普兰县气象资料分析表明纳木那尼冰面的快速消融主要是由当地气温升高所致.     

20世纪90年代南海海平面的上升趋势:卫星高度计观测结果

利用7年的TOPEX／POSEIDON卫星高度计资料，发现在1993年1月至1999年12月间南海海平面总体呈现上升趋势，就整个海盆所估算的总体上升速率约1cm/a。海平面的上升在空间上并不均匀，在吕宋岛西侧的深水海盆处上升率高达2．7cm/a，在浅水陆架区上升率则多较低（甚至为负值）。认为所观测到的海平面快速上升是一种地区性现象，主要因南海上层变暖所至。分析表明同期南海上层水温的上升速率为0.15℃/a。分析还表明，所观测到的上升趋势主要是一种年代信号，可能与太平洋暖池海域的年代尺度变化相联系。     

石笋密度蕴含的过去气候变化信息: 以末次冰消期黄土高原西部武都万象洞石笋为例

亚洲季风区边缘甘肃武都万象洞一根石笋(WX42A)在末次冰消期不同生长时期密度变化表现出有规律的波动. 高精度²³⁰Th测年和高分辨率的石笋密度结果表明, 生长于17644~12758 a BP之间石笋密度变化时间序列在长时间尺度上与反映亚洲季风强度变化的石笋δ¹⁸O记录变化趋势非常一致, 显示出季风强度增强/减弱(δ¹⁸O值偏轻/偏重), 石笋密度随之增大/减小的特征; 在短时间尺度上石笋密度的降低也对应于一些季风减弱事件如Inter-Allerød Cold Period (IACP)、Older Dryas (OD)和Inter-Bølling Cold Period (IBCP). 总体上, 石笋密度的降低是对季风减弱、降水量减少造成洞穴滴水速率降低、结晶核减少和晶体增大、生物活动强度减弱和土壤CO₂分压降低、碎屑杂质物质增多的反映. 然而在季风极端减弱、降水量大幅度减少和生物活动强度减弱时期, 温度的变化将主导石笋密度的变化, 如在北大西洋H-1事件温度突然降低时, 石笋密度却突然增大, 这是由环境温度的突然降低使得少量下渗水在低温下溶解的碳酸氢钙浓度升高、溶液过饱和度升高而形成晶体规则紧密排列且密度较大的石笋矿物所造成的. 这种灵敏记录石笋生长历史和外界环境变化的过去石笋密度随着时间波动, 说明石笋密度在过去气候变化研究中具有极大的潜力.     

温室气体、气溶胶和太平洋年代际振荡对亚洲高山区降水变化的共同作用

<正>以青藏高原为主体的亚洲高山区孕育并滋养了亚洲多条重要的河流.亚洲高山区是气候变化的敏感区,同时也是生态环境的脆弱区.在全球增温背景下,亚洲高山区水循环发生了前所未有的变化,面临冰川退缩、积雪减少、多年冻土消融等问题.亚洲高山区陆地水储量的变化具有明显的空间异质性,这与过去几十年该地区降水的“双核型”变化有关^[1].多源观测资料分析表明, 20世纪70年代以来亚洲高山区北部降水增多,而包括喜马拉雅山脉在内的高原东南部地区降水则减少^[1,2].     

近10年青藏高原高寒草地物候时空变化特征分析

植物物候是陆地生态系统对气候变化响应的最佳指示器,其变化研究对于深入地理解和预测陆地生态系统的动态变化具有重要的意义.本文利用SPOTVGT归一化植被指数(NDVI)对青藏高原1999～2009年间高寒草地物候的时空变化进行了研究,结论如下:①青藏高原高寒草地物候多年均值的空间分布与水热条件关系密切.由东南向西北,随着水热条件的恶化,生长季始期(SOG)逐渐推迟,生长季末期(EOG)逐渐提前,生长季长度(LOG)逐渐缩短.海拔在物候的地域分异中扮演着重要作用,但存在3500m分界线.其下,物候随海拔变化波动较大,其上物候与海拔关系密切;②1999～2009年间,青藏高原高寒草地SOG整体上呈提前趋势,变化幅度为6d/10a(R2=0.281,P=0.093);EOG呈推迟趋势,变化幅度为2d/10a(R2=0.031,P=0.605);LOG呈延长趋势,变化幅度为8d/10a(R2=0.479,P=0.018).SOG提前、EOG推迟和LOG增长的区域主要分布在高原的东部.SOG推迟、EOG提前和LOG缩短的区域主要分布在高原的中、西部,其中高原绝大部分区域的SOG呈显著提前趋势,尤其是高原的东部地区;③青藏高原高寒草地物候年际变化在不同的海拔和自然带上分异显著.高海拔地区的年际变化趋势要比低海拔复杂;青东祁连山地草原带的变化幅度和显著水平最高,而藏南山地灌丛草原带最低.     

我国40年来增温时间存在显著的区域差异

过去几十年全球温度经历了显著的变化,评估其变化的方法无疑十分重要.过去评估气温变化趋势的通用方法是利用线性回归计算温度在一个时间段内的整体变化率.但是,不同时期的温度变化率往往是不同的,即温度变化过程中存在趋势转折点.这使得整体变化率只能反映温度变化的一个方面,可能掩盖某些阶段性特征.因此,为了更准确地描述我国近几十年来的温度变化过程及其空间特征,使用分段线性回归方法分析了1961～2004年全国536个气象站点的年均温序列.结果表明:我国近40年来的年均温变化趋势存在显著的转折点,全国平均升温开始于1984年,增温率为0.058℃/a.在1984年以前,年均温无显著变化.从站点水平看,我国升温开始时间呈现由北向南逐渐推迟的空间格局:北方地区(40°N以北)升温开始于20世纪70年代,而南方大部分地区(40°N以南)在20世纪80年代开始升温.特别地,青藏高原升温始于1983年.此外,不同地区的增温率存在较大差异.全国大部分地区升温率在0.05℃/a以上,新疆个别站点甚至达到0.1℃/a以上,但四川盆地、华中和华南地区升温率相对较低,在0.025～0.05℃/a之间.增温时间及变率的区域差异可能与寒潮和积雪的反馈作用有关.