青海省共和盆地沙漠化驅動機制

2018-02-13 07:45:20李曉英姚正毅董治寶

水土保持通報 2018年6期

李曉英，姚正毅，董治寶

(1.中國科學院西北生態環境資源研究院，甘肅蘭州 730000； 2.中國科學院大學，北京 100049)

青海省共和盆地位于我國青藏高原東北部，介于祁連山和昆侖山之間，地處青海省共和縣和貴南縣境內[1]。屬于高原溫帶半干旱草原和干旱荒漠草原的過渡帶[2]。高寒干旱的氣候條件和豐富的第四紀砂物質使沙漠化得以發生、發展，成為中國土地沙漠化發展地區之一[3]。土壤風蝕加劇沙漠化，自西向東的3條數百公里長的沙帶前沿已經躍入龍羊峽庫區[4]，成為當地最嚴峻的生態環境問題之一，對當地社會生存和發展基礎造成極大的破壞，阻礙著經濟和社會可持續發展[5-9]。探討沙漠化的成因和發展過程對于共和盆地生態環境的治理具有重要意義[10-19]。沙漠化的驅動機制不僅要解釋其形成過程、分布特點，而且也是沙漠化治理的科學依據。就共和盆地土地沙漠化而言，現代沙漠化是歷史時期沙漠化正逆過程的一部分，是氣候變化的產物[20-24]，人類對土地的過度利用對沙漠化起到了促進加速作用，而生態環境保護與治理則延緩沙漠化進程[1,25-27]。微觀尺度上沙漠化發展的物理過程是認識和理解沙漠化成因的關鍵。本文通過野外調查和遙感衛星影像解譯，分析共和盆地的地層、沙物質粒度特征、沙漠化分布特點、沙漠化成因，研究沙漠化的形成發展過程，在微觀層面上揭示其驅動機制，以期合理解釋沙漠化土地的分布特點、發展趨勢，并為科學治理提供理論依據。本文只討論共和盆地內共和縣境內的沙漠化，共和縣沙漠化與貴南縣沙漠化存在明顯不同，由于貴南縣的沙漠化已有文章討論，不再涉及。

1 研究區概況

共和盆地呈高寒干旱、半干旱氣候，多年(1981—2010年)平均降水量324.7 mm，蒸發量1 684.5 mm，降雨主要集中在5—9月，占全年的88.0%。多年平均氣溫4.6 ℃，多年平均風速1.8 m/s。年均大風日數為36.4 d，沙塵暴天數年均17 d。受全球氣候變化影響，從有氣象記錄的1953—2012年，共和氣溫、降水、平均風速均有不同程度的變化。多年平均增溫率為0.50 ℃/10 a，氣溫從統計時段最初10 a(1953—1962年)的平均2.95 ℃上升到最末10 a(2007—2016年)的5.58 ℃，增長率達89.15%。多年降水量略有增加，增加率5.6 mm/10 a。風速波動下降，從統計時段(1953—2012年)最初10 a(1953—1962年)平均2.28 m/s下降到最末十年(2007—2016年)的1.59 m/s，降低30.26%，多年下降率0.10 m/(s·10 a)。受氣候變化和人類活動影響，共和盆地沙漠化發展和逆轉兩種狀態都存在，自20世紀70年代中期到2010年，共和盆地輕度和中度沙漠化面積分別增加584.33和215.74 km2，重度和嚴重沙漠化面積分別減少710.59和153.77 km2[28]。

2 研究方法

在2014年5，8月和2015年5月對共和地形地貌、地層結構、沙物質來源進行了野外調查。取樣深度多在0～1.5 m，個別剖面可達10 m。共采集了134個樣品，并利用1/3 phi系列的篩子篩分樣品，應用溫德華粒度分級標準對篩分的樣品進行分級和分析[29]。利用Google Earth和ArcGIS觀察分析不同區域的沙漠化分布特征。通過多期遙感衛星影像比對，進行了沙丘移動速度和古沙丘活化速度監測。氣象數據，包括氣溫、降水和風速來自國家氣象科學數據共享服務網(http:∥data.cma.cn/)，共和縣牲畜數據由共和縣政府和畜牧局提供。并利用SPSS軟件對氣象數據和牲畜數據進行了趨勢分析和相關性分析；Landsat 8OLI_TIRS和Landsat TM遙感數據是從地理空間數據云網站(http:∥www.gscloud.cn/)獲得。

3 研究結果

3.1 沙漠化土地分布特點

2010年，共和盆地共有沙漠化土地5 573 km2，沙漠化類型主要有灌叢沙堆活化和草地沙化(45.25%)，固定沙丘活化和流沙前移(42.99%)，礫質沙漠化(2.13%)和耕地沙漠化(9.63%)所占比例較少[28]。通過遙感解譯和野外調查，2016年共和盆地沙漠化土地地貌形態主要有新月形沙丘及沙丘鏈、復合型鏈狀沙丘及沙山、流動沙片、半固定沙壟、梁窩狀沙丘、沙礫地、灌(草)叢沙堆、固定沙丘(古沙丘)、固定沙帶、沙質草地，以及風蝕坑、風蝕槽、殘墩以及較密集的蝕余地表。2016年共和盆地沙漠化土地分布特點為： ①各種沙漠化土地呈條帶狀、斑塊狀犬牙交錯分布甚至彼此迭覆，很難嚴格劃出明確界線。 ②風蝕區和風成分異沉積區區分明顯，塘格木—沙珠玉一線以西，地表多戈壁劣地，流沙堆積僅見孤立的小型流沙帶、流沙片，沙珠玉河谷兩岸地帶，發育著大量風蝕雅丹地貌，是盆地目前風蝕起沙最為強烈的地區。塔拉灘雖存在風蝕溝槽，但現代流沙主要分布在這一地區。 ③流動沙片分布較廣。流動沙片是不連續片狀、薄層的風成沙堆積體，一般依附在灌叢、草叢之后，形成小型、微型沙梁，方向與主風向一致。野外調查顯示，在稀疏草地上，薄層沙片厚度3—5 cm，均勻分布；在灌叢，草叢后面，小型、微型沙梁沉積厚度可達30 cm以上。在遙感衛星影像上沙梁表現為條帶狀順風向的痕跡。

3.2 地層及粒度特征

共和盆地第四紀松散沉積物巨厚，層次多，沉積相復雜[20，30]。塔拉灘大部分區域為沙質草原，其地層主要為：表層為灰黑色粉沙土，膠結較好，厚度30～80 cm，其下為灰黃色沙，較松散，厚度0～0.4 m，底層為灰黃色河流沖積砂，含有礫石及鈣質結核。古沙丘的表層一般為灰黑色或灰黃色粉沙土，厚度0.1～1.3 m，膠結好。其下為灰黃色古風成細沙，松散，偶見斜層理或交錯層理，含有鈣質結核。個別剖面可見粉沙土與風成沙互層現象。流動沙丘樣品來自連片的流動沙丘、流動沙片，以及固定沙丘活化后的產物。粒度主要集中在細沙粒級。與物源相比，粒度更加集中，分選更好。河湖相細沙，大多數呈金黃色或深黃色，分選很好，有鈣質弱膠結，能形成直立的陡坎，個別樣品含有細礫石。

表1 共和縣沙源物質粒度參數

3.3 流動沙丘和流動沙片的擴大

流動沙丘、流動沙片的擴大主要表現為流動沙丘的快速前移，前移速度因沙丘大小而不同。據實地測量，塔拉灘小型流動沙丘(高度2～3 m)年移動距離為44.7～48.0 m，較大的沙丘(高度8～11 m)年移動距離為16.8～25.6 m[7,31]。受制于風況及地表狀況，不同年份沙丘移動情況差別很大，海南州氣象臺2005—2010年監測結果顯示，塔拉灘沙丘移動速度2005—2007年間呈增加趨勢，在2008—2009年呈遞減趨勢，2010年又快速遞增[31]。流動沙片移動速度遠大于流動沙丘，從1987和2017兩期遙感衛星影像上判斷，流動沙片年平均移動距離25～77 m，流動沙丘年平均移動距離為6.3～10.1 m(圖1)。塔拉灘風力大，植被稀疏低矮，對風沙流的阻滯作用有限，風沙流的輸移速度很快，風沙流在地表的積聚表現為流動沙片的形成。在初期，風沙流僅積聚于草叢之下，不能完全覆蓋地表，少量的風沙積聚有利于植被生長，在假彩色合成遙感衛星影像上顯示為淺紅色的風沙痕跡。當風沙在地表積聚到可以覆蓋地表，植被消亡，在衛星影像上顯示為灰白色，則認為流動沙片形成。流動沙片的形成是流動沙丘能快速移動的前提。

塔拉灘流動沙丘/沙片的沙源不僅來自盆地中的古風成沙和沙質古土壤，而且還有盆地中河湖相沉積、湖沼相沉積現代流水的沖洪積物和黃土及其古土壤等[20]，其中，固定沙丘和河湖相細沙貢獻率最大。

(1) 固定沙丘活化。在塔拉灘流動沙丘的丘間平地，多見殘余沙丘，一般呈灰黑色，膠結較好，極細沙含量相對略高，其粒度與現代沙丘相似。主要成分以沙粒級為主，在暖濕的氣候條件下和充足的有機質等條件下，被改造成沙質褐色土。固定沙丘活化為流動沙丘的形成提供大部分沙源。

圖1 流動沙片和流動沙丘的移動

(2) 河湖相細沙。共和盆地河湖相沉積物不僅是地質時期歷次沙漠化的沙源，同時也為共和盆地現代沙漠化提供沙源[20]。河湖相細沙雖然層次多，分布較廣，但在近地表，多覆蓋砂礫石層或其他沉積物，即直接暴露地表并能為風力侵蝕的露頭較少。河湖相細沙露出地表的方式主要有： ①河流側蝕。從更尕海到沙珠玉鄉、沙珠玉鄉到達連海的古河道形成高差分別達120～145 m，70～80 m的坡坎，使得多層河湖相細沙大面積暴露。同時這些坡坎恰為迎風面，風力侵蝕、搬運蝕作用強烈，使河湖相細沙成為流動沙丘的沙源。在古河道殘存的少數湖泊，由于氣候變化及人類的過度利用而干涸，如英德爾海、下更尕海和北達連海等，湖床也成為形成沙漠化的沙源[32]。 ②水蝕沖溝。在共和縣塘格木鎮—沙珠玉鄉一線以西，南北走向的水蝕沖溝發育。沖溝下切較深，切穿表層砂礫石層，沖出了下伏的河湖相細沙，成為零星、不連續的流動、半流動沙丘的沙源[33]。

3.4 塔拉灘上固定沙帶活化

塔拉灘是總體較為平坦、略具波狀起伏的沙質平原，多見低矮條帶狀固定沙帶，主要分布在214國道以東。這些固定沙帶主要有以下特點：寬度30～50 m，長度1～2 km，也有的斷續長度達到6～7 km。走向與本區主風向基本一致，北部292～296°，中部300°左右，南部則為130～132°。實地調查表明，固定沙帶高度一般為2～3 m，表層一般為粉沙土或膠結較好的粉細沙，厚度為0.2～0.3 m，其下為相對松散的粉細沙，基底為河流沖積砂礫石。固定沙帶表面有稀疏植被覆蓋，經過牲畜啃食后，高度一般在0.1～0.2 m，根系的密集層厚度一般在0.1～0.2 m。

固定沙帶活化始于風蝕坑(圖2)。風蝕坑多呈橢圓形，長度24～167 m，寬7～42 m，面積數百到數千平方米，深度1～2 m，風蝕坑的下風向是強烈風蝕區，多見深達0.5～0.7 m的溝槽。再遠處是片狀風沙堆積區即流沙帶，寬度23～98 m，延綿長度100～500 m，面積達數千到數萬平方米，是風蝕坑面積的5.4～38.3倍。流動沙帶具有向兩側擴張的特性，寬度是風蝕坑寬度的1.5～3.8倍(表2)。固定沙帶上常見牲畜踐踏形成條帶狀的凹槽，多與固定沙帶走向一致或大致平行。凹槽深度9～19 cm，寬度14～20 cm。踐踏作用與風蝕相結合，致使凹槽加寬加深，使下伏松散沙露出，風的掏蝕作用凸顯，形成橢圓狀風蝕坑。

圖2 塔拉灘固定沙帶活化(風蝕坑、風蝕地表及風積地表)

塔拉灘固定沙帶活化發展速度很快。在塔拉灘東南部一個典型區域，2000年衛星影像上僅可以發現1條流沙帶，2006年發展到4～5條，到2014年發展到近20條。流沙帶的快速發展是共和盆地2000年后沙漠化有逆轉趨勢下的新的動向[34]，值得關注。

表2 塔拉灘風蝕坑與流沙帶形態

3.5 古沙丘活化

共和縣目前尚存的古沙丘主要分布在拉干村—鐵蓋村一線東南。與塔拉灘相對平坦的地形地貌不同，古沙丘多呈NW-SE走向(縱向)的沙梁，與現代流動沙丘形態有很大區別(多為橫向沙丘，新月形沙丘及新月形沙丘鏈)，地形上有較大起伏，最大高差可達20～30 m，整體高出相鄰灘地30～50 m。

實地調查表明，古沙丘表層的粉沙土厚度不同，最厚處在三塔拉—貴南公路一線以南，厚度達0.8～1.4 m，最薄處僅有0.04～0.23 m。有膠結作用的粉沙土是古風成沙的保護外殼，保護殼層被破壞后，致使下伏松散沙層暴露，風沙流的侵蝕作用形成了側向凹槽，使得重力侵蝕作用參與，粉沙土層崩塌破壞，使更多古風成沙暴露，此過程循環往復，形成風蝕坑，風蝕坑下風向堆積沙丘。風蝕坑及沙丘的擴大相連形成半固定沙丘及連片流動沙丘。風蝕坑形成的誘發因素主要是牲畜踐踏，鼠類挖掘，車輛碾壓、樵柴、采藥等其他活動也會破壞表層的粉沙土層。風蝕坑的發展速度不僅受制于風力大小，雨水沖刷強度、地表植被狀況，鼠類的破壞以及牲畜的踐踏蹭癢活動也會加速。根據對附近一家牧民的訪問，一個小風蝕坑形成需要7～8 a時間，一個較大的風蝕坑則需要15～20 a。隨著風蝕坑的擴大，粉沙土層也變厚，粉沙土的坍塌堆積作用明顯，可以保護底部松散沙層不再受到風力侵蝕，可以延緩風蝕坑的擴大速率。

共和縣現存古沙丘活化速度很快。從1987,1995,2000,2006,2013年5期遙感衛星影像解譯結果來看，共和縣鐵蓋鄉東南一帶的古沙丘活化，1987—1995年間變化不大，1995—2000年發展迅速：風蝕坑不斷擴大，流動沙丘前移速度很快。從遙感衛星影像上判讀，風蝕坑雖有側向擴展趨勢，其下風向的流動沙丘也有前移趨勢，但這片沙區流動沙丘發展的主要原因是新形成了許多風蝕坑，這些新形成的風蝕坑及其產生的流動沙丘相互連接，形成大片半流動沙丘(圖3)。

總之，固定沙丘活化、固定沙帶活化及古沙丘活化鑲嵌分布在塔拉灘，三者發生的過程類似，是共和縣沙漠化發生的最新形式，對共和縣的沙漠化都具有重要的貢獻，沙丘及沙帶的活化都為沙漠化的發生發展過程提供了豐富的物質來源，發展到一定程度后都會發展成大的風蝕坑，產生流動沙丘，且隨著時間的推移，流動沙丘逐漸向前移動，最終導致沙漠化土地面積增加。

4 討論

從圖4可以看出，從1953年以來，共和縣是暖干氣候。氣溫增加明顯，1987年以前氣溫低于多年(1952—2016年)平均值(4.10 ℃)0.80 ℃，1987年以后高于多年平均值0.87 ℃。風速呈波動式變化，1953—1984年風速快速減小，速率為0.33 m/(s·10 a)，1985—1996年風速升高，速率為0.90 m/(s·10 a)，1966年以后又呈下降趨勢，下降速率為0.26 m/(s·10 a)。

圖3 塔拉灘古沙丘活化發展態勢

圖4 共和縣氣溫、風速和降水的多年變化特征

該區降水量總體上呈緩慢的增加趨勢，其中在1994—2000年間降水明顯減少，低于多年平均值(318 mm)37 mm。然而，在1994—2000年間風速卻明顯高于多年平均值(圖4)。所以風速大，降水少，氣溫高，就為沙漠化的快速發展提供了有利條件。

從季節變化來看，春季氣溫低，但是風速最大，而且降水量少，所以沙漠化最容易發生(圖5)。夏、秋季氣溫升高，降水增多，風速降低，植被處于生長期，可以抑制風沙的移動速度。氣溫的升高，降水增多有助于牧草生長[35-36]。但是，共和縣1985—2008年蒸發量明顯高于降水量，是降水量的3.3～7.7倍，蒸發量大會限制牧草的生長。因此，如果限制牧草生長的作用大于溫度升高的正效應，退化的草場就會進一步惡化，為沙漠化的形成與發展創造條件。

除此之外，共和縣牲畜數量自1949年以來一直處于增加狀態，增加速率為1.09萬頭/a，尤其1949—1969年和2004—2013年增加十分迅速，1970—2003年間變化不大(圖6)。2005—2010年流動沙丘和流動沙片的變化趨勢與牲畜數量變化一致。由于牲畜數量增加，超載過牧使草場得不到休閑，牧草被過度啃食，牧草的再生能力和更新周期緩慢和逐漸退化，最終導致草植株變矮、覆蓋度降低，優質草逐漸被劣質化，對風沙流的阻滯作用減小。加之牲畜食草過程中踐踏范圍和頻度急劇增加而使草場植被、草皮層和膠結較好的粉沙土層遭到破壞，使沙物質暴露出來，進而加劇草場風蝕和風積過程，使本就脆弱的沙質草場沙化程度加強，面積增大。