青藏工程走廊内的热融灾害

青藏工程走廊内的热融灾害

1青藏工程走廊内热融灾害的研究根据第4次评估报告，表年平均温度为1906年至2005年的0.74。并且从全球大范围积雪和冰川融化、全球平均海平面上升等几个方面均可以看出气候变暖是一个不争的科学事实。目前,全球大约四分之一的陆地面积被多年冻土覆盖,其分布范围主要包括南北两极以及中低纬度一些高山、高原地区。我国多年冻土占据了大约20%的国土面积,其中超过150×104km2的多年冻土分布在青藏高原地区。青藏高原多年冻土主要以高温、高含冰量为主要特点,并且在过去40～50a中经历了显著的退化过程,这主要体现在年平均地温升高,活动层厚度增加。冻土退化将对区域水文、生态、陆地和空气的碳循环等产生重大影响。此外,多年冻土升温还会导致冻土活动层厚度增加、地下冰融化,再加上各种人类活动的扰动和破坏作用使得各种热融灾害频繁发生,在平坦地区一般形成热融湖塘、热融沉陷,在斜坡地区往往形成热融滑塌或者滑坡。青藏工程走廊一般指在青藏高原腹地西大滩至那曲之间数百米至数公里宽的一个带状区域,是青藏公路、青藏铁路、格拉输油管道、高压输变线等重大工程并行而形成的南北向贯穿的廊道区域。在青藏铁路和公路的修建、维护以及其他工程活动的影响下,走廊内的多年冻土受到了很大的扰动作用。一方面现有的线性工程改变了原来的地气交换过程,从而影响其下部多年冻土的热状况,导致冻土逐年退化和升温。另一方面,由于不合理的人工取土使得原有的表土和草皮被严重破坏,严重的还会形成大量的积水坑,这些都会导致其下部和周围多年冻土严重退化。可以说,在青藏高原多年冻土严重退化和全球逐渐变暖的大背景下,人类的工程活动加剧了工程走廊内冻土的退化过程。各种热融灾害现象(热融湖塘、热融滑塌或滑坡、热融沉陷等)也随之频繁发生。对于热融灾害的研究过去主要集中在极地多年冻土区,其研究内容主要包括各类热融灾害的发育过程、热状况及其对生态和工程建设的影响等方面。尽管青藏高原多年冻土区人口密度较小、经济发展水平较低,但近年来随着科学技术发展和各种资源开发的需要,走廊内人类工程活动日益增加,各种冻土灾害现象也越来越受到人们的关注。虽然国内有不少文章对其进行了详细的分析和研究,但这些工作主要针对单个热融灾害现象的分析,对于各类热融灾害之间的对比以及区域内的总体发展状况研究甚少。因此,本文通过大量的野外调查工作以及遥感影像数据,总结了青藏工程走廊内典型热融灾害的类型及其发育现状。并选择其中3类典型热融灾害现象的现场监测数据对其地温状况和侧向热侵蚀进行对比分析,以期为今后的灾害研究和防治、工程规划以及冻土环境保护工作提供参考。2气候变化和植被群落单一本文选取青藏工程走廊西大滩至安多550km长的连续多年冻土区作为研究区域(图1)。区域内大约80%的海拔在4000m以上,且5%超过5000m。研究区年平均气温在-4℃左右,极端最低气温为-30℃,最高气温大约25℃。年平均降水量为400mm,且降水主要集中在5～8月份。土壤主要以干燥松散的高山草原和草甸土为主,这种土壤类型不利于在其表面形成保护层。走廊沿线的植被群落单一、植株矮小(10～15cm),并且生长期较短。研究区内的多年冻土以高温和高含冰量为主要特点,其中高温多年冻土(-1～0℃)的分布总长度大约有275km,高含冰量多年冻土的分布长度大约220km。3热融危害的发展3.1高含冰量斜坡区普通地区的滑坡主要由突发性降雨、地震以及水文条件变化等因素所引起,但多年冻土区的滑塌或滑坡往往是由斜坡地区高含冰量冻土的融化而诱发。在青藏公路修建的初期阶段以及20世纪80年代青藏公路的二次整修过程中,由于缺乏冻土环境保护意识,路基填料取土直接取自路基两侧不到100m的范围内。如果取土发生在高含冰量的斜坡区域,将会导致坡脚厚层地下冰暴露和融化,从而引起热融滑塌或滑坡的发生。如发育在青藏公路K3035西侧的一处冻土滑坡(图2),其发生的时间可能在2010年10月左右,目前该滑坡体的宽度大约为110m,长度大约320m。结合野外调查工作和SPOT-5遥感影像数据,青藏铁路(楚玛尔河到风火山段)两侧各5km范围内共发现42个热融滑塌和滑坡。其中可可西里山区52km范围内分布12个、北麓河盆地21km范围内分布24个、风火山山区19.5km范围内分布有6个。楚玛尔河高平原虽然具有较高的含冰量,但全区的坡度都在4°以下,因此没有热融滑塌和滑坡的分布。沿线其他区域没有详细的数量统计,但调查中发现青藏公路沿线的高含冰量斜坡地带均有热融滑塌和滑坡存在。这些热融滑塌和滑坡对工程设施建设和区域生态环境构成了巨大的威胁。3.2热融湖塘或保水面积热融湖塘又称热喀斯特湖,一般指在多年冻土区由于地下冰融化而导致地表土体沉陷并形成洼地,融水随之聚积于洼地而形成的湖塘。一般情况下热融湖塘主要因气温升高、森林大火等自然因素的扰动作用而引起。然而在青藏工程走廊内,青藏公路、铁路等重大工程建设在施工时由于取土或者车辆的碾压在地面留下很多凹坑,这些凹坑随后被水充填并经过后期逐渐的热侵蚀和坍塌,最终在工程走廊内形成热融湖塘(图3)。在野外调查中发现,工程走廊沿线的热融湖塘或积水坑主要分布在楚玛尔河高平原、可可西里山区以及北麓河盆地。同样结合2007～2009年的野外调查工作以及2010年8月份的SPOT-5卫星数据,青藏铁路楚玛尔河至风火山段两侧各5km范围内共发现2610个热融湖塘,总面积1.54×10m72,其中最大的为4.49×105m2,最小的为25m2。统计发现,在楚玛尔河高平原,可可西里山区以及北麓河盆地这3个区域分布了整个调查区域内99.5%的湖塘面积和99%的湖塘数量;分布最少的是风火山山区,在占总区域13%的面积上仅分布了0.5%的湖塘面积和1%的湖塘数量。把热融湖塘的分布与冻土类型和地温状况进行比较后发现,大约80%以上的热融湖塘都分布在高温高含冰量多年冻土区。3.3青藏铁路热融沟槽热融沉陷主要指由于地下冰的消融而导致地面下沉的现象。在青藏工程走廊沿线的高含冰量冻土区域,热融沉陷是常见的地貌类型。在青藏铁路和公路附近区域由于人工取土或车辆的碾压往往形成大量的沟槽,在路基上由于车辆的运营使得其下部的地下冰融化而造成路基下沉或路面凹陷。在青藏铁路K980路基西侧,2004年在此修建的挡水堰使得路基和挡水堰形成了大量积水,后来将挡水堰拆除并进行了地表整平,但由于原来积水的热侵蚀作用导致在原挡水堰附近形成了长约180m的热融沟槽(图4)。2007年7月野外调查时发现该热融沟槽的沉陷深度约20cm,但9月份融沉深度已达40cm。类似的热融沟槽广泛分布在青藏铁路两侧,尤其在昆仑山、可可西里以及北麓河地区最为常见。多年冻土区的铁路和公路路段,路基沉陷是比较常见的灾害现象。在调查中发现,多年冻土区56%的路基下部在过去的30a中都形成了不同厚度的多年融化夹层,这些融化夹层会引起路面沉陷甚至破坏公路的正常运营。在2007～2009年青藏铁路的野外调查中也发现同样的现象,位于多年冻土区的铁路路桥过渡段都发生了不同程度的融沉。统计结果显示,当路堤高度小于5m,路肩的沉降量在13～15cm之间;当路堤高于5m,路肩的沉降量大约在17～23cm。4试验孔的布设为了研究热融灾害对多年冻土的热影响作用,选取研究区内3种典型热融灾害(热融滑塌、热融湖塘和热融沟)进行现场地温监测。地温采集所使用的测温探头为中国科学院冻土工程国家重点实验室自制的高精度(精度为±0.02℃)热敏电阻探头,数据通过CR3000型数采仪自动采集和储存。研究的热融滑塌位于青藏公路K3035右侧的斜坡上。2009年9月沿滑塌的轴向方向布设了4个15m的测温孔(图5a):钻孔No.1位于天然地表;No.2位于滑塌壁附近的天然地面,且距滑塌壁的距离为5m;No.3位于滑塌壁;No.4位于已滑塌区域,距滑塌壁21m。研究的热融湖塘位于青藏铁路里程DK1141西侧大约100m处。2006年3月在该热融湖至青藏铁路路基坡脚之间布设了地温监测断面。自湖中心到路基坡脚共布设了6个测温孔(图5b):其中钻孔ZK1位于湖中心,深度为60m;ZK2和ZK3都位于湖岸附近,但ZK2位于湖中深度为40m,ZK3位于湖岸深度为15m;ZK4、ZK5和ZK6都为15m,ZK4距湖岸40m,ZK5距湖岸60m,ZK6为近似的天然孔,距湖岸的距离为80m。所研究的热融沟位于青藏铁路K980+000(青藏公路K2993+000)处。2007年11月完成了监测断面的布设,共布设5个15m深的测温孔。其中测温孔B1为距路基约30m的天然孔,其余4个(B2、B3、B4、B5)孔分别布设在热融沟底、两肩及路基坡脚(图5c)。5热容灾对多年制冻土的热影响5.1热融湖塘与湖岸各孔间的地温差异从热融滑塌各测温孔多年平均地温在15m深度范围内的变化曲线(图6a)上可以看出,滑塌壁(No.3)处的地温明显高于天然地表(No.1)、滑塌稳定区域(No.4)以及滑塌壁附近区域(No.2),这种差异在-7～-2m之间表现最为明显。将滑塌稳定区域和滑塌壁附近区域的地温与天然地表的地温进行对比,天然地表的地温也明显低于这两个区域。由此可见,热融滑塌的形成不仅影响滑塌区域的地温状况,还对其周边的多年冻土造成了一定的热侵蚀作用。在热融湖塘湖中和湖岸各测温孔多年平均地温在15m深度范围内的变化曲线(图6b)上可以看出,湖中测温孔ZK1和ZK2的地温明显高于湖岸各孔。其中湖中测温孔ZK1和湖岸各孔的地温差异在15m深度范围内都保持在5℃,而测温孔ZK2与湖岸各孔的地温差异随着深度的增加逐渐减小。如果把湖岸4个测温孔的地温曲线相互比较,可以看出它们之间也存在一定的差异性,靠湖岸最近的测温孔ZK3的地温在-2～-9m之间,略高于其他3个测温孔ZK4、ZK5和ZK6,最大差异值约为0.2℃。因此,热融湖塘的发育不仅影响湖底的地温状况,还对湖岸多年冻土的地温产生了一定的热影响。从热融沟各测温孔多年平均地温的变化曲线(图6c)上可以看出,热融沟及其附近各孔的地温明显高于天然地面,这种差异主要出现在-2～-5m之间,最大值达到0.5℃,并且离热融沟越近,差异越明显。虽然这3种灾害现象都对其发育区域及周边多年冻土产生了巨大的影响,但三者之间存在一定的差异性。从图6可以看出,热融滑塌的影响范围主要集中在-2～-13m的范围内,且在-15m深度处滑塌发育区域和滑塌附近区域的地温与天然地表的地温基本一致;热融沟的影响范围主要表现在地面以下的-2～-9m范围内,-11m以下各孔之间的地温基本趋于一致;热融湖塘的影响范围更大,湖中地温和湖岸地温在-15m深度处还存在显著的差异,其中ZK1与湖岸各孔的差异大约在5.5℃,ZK2大约在1℃。因此,热融滑塌和热融沟主要影响浅层多年冻土的地温状况,且影响幅度较小,而热融湖塘的发育使得深层地温也发生了巨大的变化,甚至导致湖塘下部形成多年融区。5.2热融灾害对地层的影响分析各类热融灾害对其周边多年冻土的热影响主要由侧向热侵蚀而引起。为此,基于K3035公路右侧的热融滑塌,建立几何模型来估算一维方向上滑塌壁向其附近多年冻土的放热情况(图7a)。图中钻孔No.2和No.3的位置见图5a,由于两个钻孔的地温之间存在一定的梯度,因此二者会有热传导过程发生。为了简化计算,我们假设:(1)热传导为侧向传热的主要方式;(2)厚层地下冰及以下多年冻土具有相同的相变过程。根据以上假设,一维方向上在上限以下由滑塌壁传入其附近多年冻土的热量可以用下式表示:式中:q为热流(W·m-2);λ为导热系数,厚层地下冰取2.28W·m-1·K-1,冻结强风化泥岩取1.87W·m-1·K-1;ΔD为钻孔No.2和No.3之间的距离;T为温度(℃),下标表示孔位;Q为热量(kJ);A为计算模型的面积,在计算中取纵向的宽度为1m;t为时间。根据2012年的现场地温观测数据,做出钻孔No.2下部-3～-15m的范围内由钻孔No.3进入到No.2的热流随深度的变化曲线(图7b),进而得到2012年全年钻孔No.2的热收支状况(表1)。从表中可以看出,钻孔No.2全年的吸热量明显大于放热量,2012年全年滑塌壁在12m深度内总共放出约28957kJ的热量。基于以上的假设和原理,构建热融湖塘湖岸附近钻孔ZK2(湖内)和ZK3(湖岸)、热融沟沟底钻孔B3和沟边钻孔B2之间的一维传热模型(图8)。由于热融湖塘和热融滑塌区域上限以下为含土冰层到多冰冻土,没有热融滑塌区域的纯冰层存在,因此在计算时没有划分厚层地下冰和冻结土体,导热系数均取冻土的导热系数1.88W·m-1·K-1。根据各钻孔在2012年的实测地温数据,得到热融湖塘钻孔ZK3和热融滑塌钻孔B2在-2～-15m深度范围内的热收支状况(表1)。从表中可以看出,热融湖塘全年都在向其周边的多年冻土放热,且放热量为2089751kJ。热融沟向其周边多年冻土在地面以下-2～-15m范围内全年的放热量为103964kJ,而吸热量仅为986kJ。这3种灾害的发育都对其周边的多年冻土产生了巨大的热影响。其中热融湖塘的影响最大,其附近钻孔ZK3全年在-2～-1