青藏高原北麓河盆地湖塘下部多年冻土地温变化研究

青藏高原北麓河盆地湖塘下部多年冻土地温变化研究

0热喀斯特湖的形成演化及演化热梨花是指由地下冰融化而下的土壤沉降和滑坍塌，也称为热融化。热梨花现象广泛分布在冰缘地区。热梨花可分为两种类型：热容量沉降和热容量滑动。前者主要发生在平坦的地面上。地下冰层中的冰融化使地面下沉，形成塌陷、坍塌和平坦的洼地。如果洼地聚集在一个方形的湖泊中，它被称为热卡斯湖，也被称为热融化湖。后者主要发育在山坡上。由于冷冻土层在地下冰层中融合后充满水分，土壤沿着融化的冷冻面滑动，被称为热融化和滑动。热容思多进程是指由于地下冰的融化和重新排列，包括多年制高冰土地的形成、热容湖的形成和其他形式的负地形。热喀斯特的发生发展与寒区生态环境、水资源及寒区工程密切相关,国外对环北极地区热喀斯特过程进行了大量的研究工作.在热喀斯特成因方面,普遍研究认为气候变化、人类生产活动、森林火灾等因素引发了热喀斯特的形成,也有学者认为热喀斯特湖是由早先的泥炭丘融化而成.在热喀斯特研究手段方面,应用航空摄影学和树木年代学对加拿大育空地区热喀斯特湖的形成演化进行了分析,确定了其形成年代及扩张速度;对阿拉斯加附近的热喀斯特湖进行了地球物理勘测研究,发现热喀斯特湖下形成融区,导致湖塘开始收缩;应用卫星遥感手段对阿拉斯加海岸平原和加拿大北极西部的热喀斯特湖和排干热喀斯特湖的面积变化进行了研究.在热喀斯特演变方面,Grigorjan等建立热喀斯特演变的数学模型;对瑞士阿尔卑斯山地区热喀斯特湖进行30多年的监测,认为热喀斯特湖的发展主要受到湖水的热对流驱动,并建立湖发展的动态模型;通过带相变二维热传输模型,模拟了阿拉斯加北极海岸平原区热喀斯特湖下冻土的热状态.在热喀斯特与环境相互作用方面,针对加拿大西北部受热喀斯特扰动地区的水质进行了分析,发现未扰动湖的可溶有机碳浓度大于扰动湖,而扰动湖的离子浓度大于未扰动湖;热喀斯特过程可以释放多年冻土中的可溶性物质,从而影响到土体和地表径流的化学特性;气候变暖和雨量增加都会在大的尺度上诱发热喀斯特的发生,但是发生热喀斯特湖的确切位置是由场地特殊的条件所决定的;Truett等介绍了阿拉斯加热喀斯特及其生态效应,认为热喀斯特过程可以起到加速有机物分解进程;在环北极多年冻土开发区,热喀斯特已经成为一种环境灾害.国外还有学者推断火星表面的沉陷是由热喀斯特引起的.由此可见,热喀斯特过程与环境变化和人类活动关系密切,在国外倍受关注,已成为目前冻土学研究领域的热点问题.青藏高原是世界上中低纬度海拔最高、面积最大的多年冻土分布区,多年冻土具有厚度薄、地温高等显著特点,因此,对全球气候转暖响应敏感,导致多年冻土不稳定程度增加.在青藏高原多年冻土区内,冷生过程在融化因素起主导作用下形成的热喀斯特地貌随处可见,对青藏公路沿线的热喀斯特调查中发现,楚玛尔河高平原上发育着众多的热喀斯特湖.中德青藏高原联合科学考察中发现青藏高原北部的一个典型特征是具有众多的热喀斯特湖.对青藏高原北麓河地区青藏铁路附近一处大型热喀斯特湖研究表明,湖塘中心下原有多年冻土已全部融化.对青藏高原红梁河附近一处贯穿型湖塘监测发现,热融湖塘对周围深部土体温度和多年冻土厚度有较大的影响.与国外研究相比,对于青藏高原有关热喀斯特方面的研究还显薄弱.全球气候变化、冻土退化以及生态环境恶化都会对热喀斯特的发生发展产生很大的影响,反过来,热喀斯特的发生发展又会引起冻土环境的变化,进而影响到生态环境的变化和全球气候变化.青藏高原多年冻土区面积辽阔,热喀斯特地貌形态各异,对热喀斯特过程的研究不可能面面俱到,热喀斯特湖作为热喀斯特过程中的一个重要阶段,具有承前启后的作用,对其深入的研究有助于更深层次的理解热喀斯特过程.本文对青藏高原北麓河盆地一处天然小规模非贯穿型热喀斯特湖的地温监测资料进行了分析,旨在获取湖塘下部及其周围多年冻土特征及其变化过程,这对加深理解全球气候变化、高原冻土退化等都有重要作用,也可为多年冻土区工程建设提供参考依据.1研究领域的基本结构1.1湖塘周边地质环境所选热喀斯特湖监测场地位于中国科学院寒区旱区环境所工程研究所青藏高原北麓河冻土工程与环境综合观测研究站附近的青藏铁路西侧,湖中心地理位置为34°49.532′N,92°54.865′E,海拔4666m,湖面呈近似椭圆形态,长短轴分别为35m与25m.根据钻探资料,研究区域地层岩性由上至下依次为砂土-亚粘土-泥岩,高含冰量冻土主要位于亚粘土中.据北麓河气象站资料,2002—2010年该地区年平均气温为-3.6℃.湖塘周围下垫面为高寒草甸,地表植被发育较好,覆盖度可达90%.该湖塘为封闭型湖塘,冷季冰层厚约30cm,暖季水深约60cm.冷季湖水可完全冻结至湖底.湖水的补给来源为地下冰融化和冻土层上水,地表水为瞬时的片流状补给,汇水面积小.该湖塘附近类似湖塘有多个,大小不一,部分湖塘呈串珠状相连.湖岸东侧有坍塌现象.1.2测温接头及测点布置监测场地布设钻孔4个,形成一条剖面.钻孔间距12m,分别为湖中心孔、湖边孔、湖岸过渡带孔以及天然孔,为叙述方便,分别对应编号为K1~K4孔(图1).除湖边K2孔实际钻深为24m外,其他3孔钻深均为30m.2009年3月开始在冰面上进行钻探工作,钻探过程中对岩芯进行了详尽编录,并对岩芯进行容重及含水量等实验.钻孔完成后,孔内放置镀锌铁管,铁管与孔壁之间缝隙用细砂土回填.2009年7月安放测温探头.为防止测温探头受潮或进水,在测温电缆外又套上胶皮软管.将测温电缆放入镀锌铁管中,管口用棉纱密封好,4组测温电缆引线均引到天然场地的保护箱中.测温探头由冻土工程国家重点实验室研制,测量精度为±0.05℃.测温间距为:0~3m,每0.25m一个测温点;3~6m,每0.5m一个测温点;6~14m,每1m一个测温点;14~30m,每2m一个测温点.共计4组测温电缆,140个测温点.首次用FLUKE型万用表进行人工测量,测量出的电阻值经探头的标定系数转换成地温值.数据采集仪为澳大利亚生产的DT500型,实现对测温点的连续自动采集.对采集到的电阻值与人工测量值进行对比,发现二者具有很好的一致性,说明数据采集仪采集到的数据是可靠的.数据采集仪供电系统由胶体电池、太阳能板以及太阳能充电控制器构成.数据采集频率为每6h采集1次.本文分析的资料为2009年7月至2010年12月.2多年冻土的特点2.1湖边冻土上限年际间变化根据各钻孔测温资料,得到K1~K4孔多年冻土上限深度见表1.从表1中可知,受湖塘水体热影响,湖中心K1孔与湖岸边K2孔冻土上限年际间变化较大,K1孔下降1.5m,K2孔下降0.9m;湖岸过渡K3孔与天然K4孔冻土上限保持不变,分别为2.3m和2.0m.2.2湖塘水体对下下土体的热影响地面温度波向地下传播的过程中,一年中地温变幅随深度增加按指数规律衰减且相位滞后.地温变化幅度等于或小于±0.1℃的深度称作地温年变化深度,该处的地温称作年平均地温.本文按地温变化幅度等于±0.05℃作为判别标准求得地温年变化深度及年平均地温见表1.从表1中可知,随着远离湖塘中心,地温年变化深度依次变浅,即湖塘水体对下部周围土体的热影响越小;随着远离湖塘中心,年平均地温逐渐降低.再以各孔地温年变化深度以下测温点的地温计算出地温梯度,进而估算出多年冻土下限深度见表1,K2孔冻土下限大于其他孔的原因可能是因为该孔实际钻深低于其他孔,年平均变化深度以下测温点较少所导致,其余K1、K3与K4孔冻土下限深度分别为54m、56m与59m,随着远离湖塘中心,冻土下限有加深的趋势.根据天然孔K4冻土上限与下限的深度,估算出天然场地冻土厚度为57m.2.3湖塘下3年冻土基本稳定图2为K1~K4孔2009年12月2日地温随深度变化曲线.从图中可以看出,随着远离湖塘中心(即K1→K4方向),下部多年冻土地温在逐渐降低,岸上两孔(K3与K4)地温明显低于湖中两孔(K1与K2).岸上两孔(K3与K4)地温曲线类似,地表已经开始回冻;而湖中两孔(K1与K2)地温曲线类似,融化深度处于继续加大的态势中.由地温剖面可知,湖塘下部发育有多年冻土,说明该湖塘为未贯穿型湖塘.图3(a)~(d)分别为K1~K4孔2009年与2010年12月1日地温随深度变化对比曲线.从图3(a)中可知,湖中心K1孔下部多年冻土至10m深度上地温在逐渐升高,10m以下深部土体地温基本保持不变.从图3(b)中可知,湖岸边K2孔下部多年冻土至9m深度上地温在逐渐升高,9m以下深部土体地温基本保持不变.从图3(c)~(d)中可知,湖岸过渡K3孔和天然K4孔多年冻土地温基本保持不变.从4个孔地温年际间变化情况来看,湖中心孔K1与湖边孔K2由于受到湖塘水体作为热量载体的作用,对下部土体及周边土体地温产生影响,导致一定深度范围内地温升高,多年冻土热稳定性降低.湖岸过渡孔K3与天然孔K4因离湖塘稍远,湖塘水体对其影响较小,多年冻土地温基本保持稳定.3湖塘下多年冻土关系监测场地钻孔过程中,对岩芯进行了编录.发现处于湖塘中的K1孔和K2孔下只存在少冰冻土,10~15m深度上偶见3cm左右的冰层.湖岸过渡孔K3下2.7~5.2m为含土冰层,悬浮构造,体积含冰量50%~60%.天然场地K4孔下2.6~3.8m为富冰冻土,片状、裂隙状构造,体积含冰量20%~30%,3.8~4.7m为含土冰层,悬浮构造,悬浮物为亚粘土颗粒,体积含冰量70%~80%.总体上来讲,湖塘下冻土含冰量少,天然场地下冻土含冰量高.据钻探资料揭露,湖塘内外地层是连续的.假如原来湖塘下也有湖岸过渡带K3孔及天然场地K4孔同样厚度的地下冰,以2009年地温资料计算,湖塘下多年冻土上限即当年最大融化深度在4.5~4.9m,说明目前湖塘下厚层地下冰已经基本上完全融化.因为湖塘下多年冻土作为良好的隔水层,厚层地下冰的融化及湖塘周围正在融化的地下冰作为湖塘水源的重要补给来源进入到该湖塘中.由此说明了该湖塘是因地下冰融化而形成的,属于热喀斯特湖.青藏高原上湖塘可谓星罗棋布,全区的湖塘面积约占我国湖塘面积的37.2%,各种湖塘的形成和演变都受到高原特殊的地址地理因素控制,各种不同成因类型湖塘的区别见表2.已有资料表明,青藏高原北麓河地区青藏铁路公路两侧一定范围内厚层地下冰发育.本文所选监测场地距青藏铁路西侧约1km,为自然状态下所形成的湖塘.由于自然条件的改变,破坏了多年冻土层的热平衡状况,使地下冰融化,导致地表不均匀下沉而形成洼地,洼地积水后形成湖塘.本文所选湖塘特征与表2列举出的热喀斯特湖的地表特征也基本一致,再次证明所选湖塘为热喀斯特湖.热喀斯特湖与高含冰量多年冻土的存在互为判释标识,厚层地下冰段出现的湖塘多为热喀斯特湖,反之热喀斯特湖出现的地方可指示该区为高含冰量地段.青藏高原北麓河地区热喀斯特湖可分为贯穿型与非贯穿型.贯穿型湖塘表现为湖塘长年积水,面积较大,湖水较深,冷季湖水不能全部冻结至湖底,湖底年平均温度>0℃,湖底下部多年冻土可能完全消失,形成局部贯穿性融区.本文所选湖塘东侧约800m处另外一湖塘,长宽分别为150m、120m,平均水深2.0m,监测资料表明该湖塘中心下部多年冻土已经全部融化,形成贯穿型热喀斯特湖.非贯穿型湖塘表现为湖塘面积较小,湖水较浅,部分湖塘季节性积水,湖底年平均地温≤0℃,湖塘下部存在多年冻土,但多年冻土地温较高,含冰量较少,本文所选湖塘即为非贯穿型热喀斯特湖.高含冰量多年冻土区由于地表换热条件的改变,在有利的地形条件下,致使多年冻土融化积水,有可能形成非贯穿型热喀斯特湖.贯穿型湖塘由非贯穿型湖塘发展而来,但其演变规律还不被掌握,还需加强这方面的深入研究.4湖塘下至天然场地多年冻土上升阶段2010年4月至2010年10m通过对该湖塘下部及其周围多年冻土特征的分析,可以得出以下几点认识: