氣候變暖背景下沱沱河盆地多年凍土與融區地溫過程研究

衛 丁， 趙廷虎， 穆彥虎， 劉富榮， 丁澤琨， 劉自成

（1.中國人民解放軍32378部隊，北京100072； 2.中國水利水電第六工程局有限公司，遼寧沈陽110179； 3.中國科學院西北生態環境資源研究院，甘肅蘭州730000； 4.中國科學院大學，北京100049；5.中國電建集團貴陽勘測設計研究院有限公司，貴州貴陽550081）

0 引言

作為地質時代寒冷氣候的產物，多年凍土在地球上的分布非常廣泛［1］。在我國，多年凍土主要分布在青藏高原地區、東北地區、西北和中部高山區。其中，青藏高原是地球上面積最大的高海拔多年凍土區，多年凍土分布面積達100×104km2以上，占我國多年凍土總面積的70%左右［2-4］。受地質構造、新構造運動及其所引起的地熱、水系分布等一些區域性因素，以及巖性、地形、植被、地表與地下水等局地因素影響，青藏高原多年凍土空間分布連續性差，厚度和溫度分布極不均勻，在不同的凍土區內分布著大量的融區。融區是指在季節融化層下，處于凍土層中具有正溫含水和不含水的地質體，從成因可以分為構造-地熱融區、地表水（河流、季節性流水、湖泊、水塘等）融區以及滲透-輻射融區［5-8］。多年凍土和融區的發育狀況、形成條件以及時間演化過程顯著影響區域內的生產和生活、能源開采、災害防治以及重大基礎設施的選址、選線以及建設和運維，是凍土學的重要研究內容，尤其在氣候變暖背景下，相關研究尤為緊迫［7-12］。

青藏高原多年凍土區融區的相關研究，主要集中在20 世紀60 年代至80 年代。王家澄等［5］從自然地理條件、多年凍土平面分布及分區、季節凍結與季節融化、凍土構造與地下冰、凍土現象、凍土形成與發育歷史等方面對青藏公路沿線的多年凍土進行了詳細的論述，并就包括沱沱河、布曲河谷地、兩道河等區段在內的融區成因進行了概述。羅祥瑞等［11］針對沱沱河北岸一個典型地區進行詳細勘探和航片調繪，并用航片制作了一幅1∶5 000 的凍土綜合影像圖。郭東信等［12］結合系列鉆孔與測溫資料對唐古拉北坡布曲河谷地的融區類型及分布規律、地質構造背景、形成時代及發展趨勢進行了系統的研究，并基于成因和賦存條件提出融區三種類型的劃分原則。邱國慶［13］基于一個貫穿沱沱河的地質鉆孔剖面，對沱沱河盆地融區和多年凍土的分布、穩定性、形成過程以及成因等進行了深入的研究，提出了沱沱河北岸融區的滲透-輻射形成機制并繪制了盆地內融區與多年凍土分布圖。邱國慶等［8］對整個青藏公路沿線的融區發育條件、成因和演變歷史進行了討論，并繪制了青藏公路沿線融區類型分布略圖。黃大庭［14］針對通天河盆地基于貫穿河流的地質鉆孔剖面，對盆地內多年凍土分布、融區形成條件和發展趨勢進行了詳細的論述。以上研究，為我們認識青藏高原多年凍土區和融區奠定了扎實的基礎。

進入2000 年以后，隨著青藏鐵路、直流輸電工程等系列重大工程的實施，國內凍土研究逐步將重點轉向凍土力學、凍土工程和工程模擬等方面［15-16］。針對青藏高原融區主要以融區地下水和熱融湖塘下部融區發育的探測和模擬為主。譚立渭等［17］針對沱沱河多年凍土區地下水特征及開發利用，基于外業勘探資料對區內地下水的分布、補給和排泄進行了分類分區，認為構造融區上升泉水是沱沱河唐古拉鎮遠期生活供水的理想水源。孫志忠等［18］針對青藏鐵路沿線多年凍土區融區的天然孔測溫數據，討論了融區的地溫狀態及其發展趨勢。基于現場實測地溫數據和考慮相變過程的二維傳熱非穩態有限元模型，Ling 等［19-20］研究了熱融湖塘下部融區的發育過程以及影響因素。You等［21］針對青藏青藏高原一熱融湖塘下部多年凍土與融區的形態和邊界，開展了包括鉆探、測溫、探地雷達和高密度電法等多手段勘測研究。Lin 等［22］和Sun 等［23］基于地溫觀測探討了熱融湖塘下部多年凍土的熱狀況及融區發育。近年來，盡管在多年凍土制圖方面，研究人員針對高原多年凍土分布、地溫與穩定性分區開展了大量研究工作，但均以大比例尺為主，無法反映局地范圍內的融區情況，也無法應用于斑塊狀工程的規劃和建設以及城鎮居民用水［24］。在此期間，盡管工程技術人員沿包括青藏公路、鐵路、直流輸電工程、擬建高速公路等開展了大量的工程地質勘察，但相關資料僅限于工程建設服務目的而未見研究報道。

歷史時期，由于受各方面因素的限制，有關融區的研究工作技術手段相對落后且單一，主要以地質鉆孔為主，大量圖件中缺乏經緯度等基本定位信息，有關位置的標注多以青藏公路的里程或道班編號為主［4-6，15-16］。同時，由于缺乏自動的地溫觀測和數據采集設備，因此僅有某個短時間段內的地溫數據，如地溫年較差為0°C 深度（青藏高原一般為10～15 m 深度）的溫度，缺乏包括季節凍結層、活動層和下伏不同深度多年凍土、融土的年內和年際的連續地溫觀測數據。因此，在20 世紀80 年代研究的基礎上，進一步開展青藏高原多年凍土區融區的分布、范圍、現狀和穩定性等方面的研究不僅具有重要的科學價值，同時對于未來重大工程建設具有重要實踐意義。為此，以沱沱河盆地為研究對象，在前人研究基礎上，利用北岸青藏鐵路沿線和南岸一級階地上共計10個地溫孔的測溫數據，開展沱沱河南北岸多年凍土與融區地溫及時間變化過程研究，以期為后續沱沱河盆地多年凍土與融區成因、制圖、時空演化過程等方面理論研究提供參考的同時，服務于區域內重大工程建設的規劃和建設。

1 研究區概況及方法

1.1 研究區概況

受河流以及局地因素，尤其地形、淺層巖土體巖性和地表植被的影響，沱沱河盆地內多年凍土與融區交錯分布，空間格局十分復雜，是二十世紀七八十年代融區研究的重點區域［8，11，13］。沱沱河盆地為烏麗至開心嶺山系間的新生代斷陷盆地，表層主要為沖洪積亞砂土、卵石土、碎石，其下為第三系晚期至第四季初期湖相沉積，主要為泥灰巖、泥巖夾粉砂巖、砂巖夾粉砂質泥巖。作為長江源頭，沱沱河上游自格拉丹東主峰起源，自西向東流淌，至玉樹縣轉為通天河。在青藏公路沿線，河床寬度變化較大，河面寬50～200 m，河流兩側階地平緩寬闊，拔河高度為1～10 m。河心島、沙洲、河漫灘交錯發育，形成辮狀河流形態，為區域內地下水排泄基準面。北岸地表干燥，植被稀疏，南岸沼澤化濕地發育（圖1）。

圖1 沱沱河盆地Landsat影像（2018）及測溫鉆孔分布Fig. 1 Landsat image（2018）of Tuotuo River Basin and distribution of ground temperature boreholes

由年平均氣溫和降水量的變化可以看出（圖2～3），過去50 年來沱沱河盆地的暖濕化過程明顯，與整個青藏高原整體氣候暖濕化過程相吻合。1965—2019 年，年平均氣溫升溫速率在0.38 °C·（10a）-1。從年降水量來看，過去50 a 研究區的年降水量在150～500 mm 之間，年際波動比較大，但總體上表現為一個緩慢增加趨勢。2000—2019 年，20 a平均降水量約為340 mm。氣候的持續暖濕化過程，與高原地表植被的變化、多年凍土的退化和融區的發展，以及地表徑流的增加和地下水位的變化等過程密切相關。

圖2 沱沱河盆地1965—2019年年平均氣溫時間變化過程Fig. 2 Changes in mean annual air temperature in Tuotuo River Basin in the period of 1965—2019

圖3 沱沱河盆地1965—2019年年降水量時間變化過程Fig. 3 Changes in annual precipitation in Tuotuo River Basin in the period of 1965—2019

1.2 研究數據與方法

地溫觀測是獲取多年凍土和融區空間分布最直接的手段。在典型位置鉆孔，進行工程地質編錄和巖芯取樣的同時，布設測溫傳感器即可獲得不同深度土體的溫度。歷史時期，我國一直使用蘇聯的地溫觀測方法，使用的傳感器包括熱電偶和玻璃水銀溫度計等，但這兩種傳感器實際使用過程中人為誤差大。至上世紀八十年代，我國在冰川凍土研究中開始廣泛使用熱敏電阻溫度傳感器進行地溫觀測。與熱電偶相比，熱敏電阻輸出信號大，對二次儀表的要求低，同時不需要冷端溫度補償，室內和野外使用方便［25］。文中有關鉆孔測溫采用的溫度傳感器為中國科學院凍土工程國家重點實驗室研發的高精度熱敏電阻，其主要技術指標為：測溫范圍為-40～40°C；溫度分辨率負溫條件下為0.005～0.01°C，正溫條件下為0.01～0.03°C；測溫精度優于0.05°C。通過在青藏高原凍土區實際測定，該熱敏電阻溫度傳感器的年漂移最大值為0.0046°C［25］。地溫數據的采集經歷了人工萬用表測量到數據采集儀自動采集和存儲。本文收集和整理了青藏鐵路沿線及筆者在沱沱河南岸布設的多年凍土鉆孔測溫數據，共計10 個孔位，見圖1 和表1。由于造孔目的不同，各個孔位的建成時間和后續持續觀測時間有所差異，測溫數據最早始于2001年，最長時間序列接近20 a。

表1 沱沱河南北岸地溫鉆孔信息Table 1 Boreholes information across Tuotuo River Basin used in this study

邱國慶［13］在研究區開展了系統的地質勘查及測溫工作。為說明沱沱河盆地南北岸多年凍土整體分布情況，本文引用1982年邱國慶繪制的以沱沱河為中軸線的一個地質剖面的等溫線和多年凍土分布圖，如圖4 所示，該圖件使用10 個地質鉆孔以沱沱河主流作用范圍為中軸線將沱沱河盆地劃分為三個區，即北岸的沱北融區與多年凍土交錯分布區、河漫灘及心灘的沱沱河融區以及自南岸一級階地開始的瑪曲塘多年凍土連續分布區。

圖4 沱沱地溫等值線及多年凍土分布圖［13］Fig. 4 Isothermal lines and permafrost distribution across Tuotuo River Basin［13］

自沱沱河南岸一級階地至三級階地繼續向南至開心嶺山前緩坡，即為瑪曲塘多年凍土區，進一步向南至開心嶺中高山區，則屬于長江源高平原連續多年凍土區-丘陵亞區。在瑪曲塘多年凍土區內，多年凍土分布基本連續，北緣發育有歷史時期河流影響造成的非貫穿融區。多年凍土年平均地溫為-1 °C，厚度自南而北減薄，最大厚度為50 m。沱沱河漫灘及心灘為貫穿型融區，最大季節凍結深度4～6 m［13］。基于20 世紀80 年代的調查和勘探資料，沱沱河融區寬度量值估計在800～1 000 m［6-8］。沱沱河北至烏麗山前，則為融區與多年凍土交錯分布區，區內融區的分布十分廣泛，自河岸向北約20 km 范圍內均發現有融區。該區域內融區的成因，目前被認為是滲透-輻射機制，即地表植被稀疏，淺層巖土干燥、松散、滲透性較好，因此夏季地面溫度較高，同時區域內降水主要集中在夏季。降水將地表所吸收的輻射熱迅速帶至下層，加速和加大了季節凍結層的融化，進而形成融區［7-8，11-13］。

2 結果與分析

2.1 北岸多年凍土與融區地溫狀況

沱沱河北岸為融區與多年凍土交錯分布區，融區分布十分廣泛。本文收集和整理了北岸5個鉆孔的測溫資料來分析多年凍土和融區的地溫及其時間變化過程。N1鉆孔位于烏麗山間盆地，為河流匯集區和沖洪積平緩臺地。圖5（a）給出了該孔位2006 年10 月15 日的地溫曲線。可以看出，該孔位為多年凍土，活動層厚度在4～4.5 m，多年凍土年平均地溫為-0.5°C，屬于高溫極不穩定多年凍土。沿該孔位繼續向北即格爾木方向距離20 m 和40 m 位置還有兩個監測孔位，均為高溫極不穩定多年凍土，年平均地溫分別為-0.15°C和-0.45°C。

圖5 北岸N1～N5鉆孔地溫曲線Fig. 5 Temperature profiles of N1～N5 boreholes at the north bank of Tuotuo River

N2孔位位于沱沱河北洼地內，屬于山區坡洪積緩坡地帶。圖5（b）給出了該孔位2006年10月15日的地溫曲線。可以看出，該孔位處在融區上，年平均地溫為1.6 °C。沿鐵路繼續往南約12 km，有地質鉆孔N3、N4和N5并進行了地溫觀測。圖5（c）給出了N3、N4 和N5 孔位2001 年10 月8 日的地溫曲線。可以看出，N3、N4 和N5 孔位均為融區，年平均地溫值依次為0.4°C、0.8°C和1.77°C。

2.2 南岸多年凍土與融區地溫狀況

沱沱河南岸屬于瑪曲塘多年凍土連續分布區，其中一級階地上多年凍土層較薄且溫度較高，厚度上自南向北由十余米減至數米甚至消失，而溫度上整體高于-0.5°C，屬于極高溫凍土（圖4）［13］。2020年，筆者在沱沱河南岸一級階地自北向南布設5 個地溫鉆孔，見圖1 中S1～S5。圖6 為這5 個鉆孔2020年10 月15 日的地溫曲線。從圖6（a）、6（b）可以看出，S1、S2 孔位均為多年凍土，年平均地溫均為-0.4°C。從多年凍土層厚度看，兩個孔位鉆孔深度分別為19.5 m 和19 m，均未穿透多年凍土層，其厚度在15 m 以上。再向南至S3 孔，如圖6（c）所示，地溫曲線顯示該孔位仍為多年凍土，其15 m 深度處年平均地溫為0.1°C，鉆孔穿透了多年凍土，其厚度在10～11 m 之間，較S1、S2 孔位有所減薄。繼續向南至S4 孔，如圖6（d），地溫觀測結果表明該孔位為融區，其10～15 m 深度地溫在1.2～1.4°C 之間。結合邱國慶［13］關于沱沱河自南岸一級階地向南至三級階地再至開心嶺山前多年凍土基本為連續分布且厚度自北向南逐漸增厚的論述，可以推斷S4孔位上的融區屬于島狀融區，其形成并非受河水影響，而與地表風積沙土丘有關，受滲透-輻射機制影響發育而成。從圖6（e）可以看出，S5孔位上存在多年凍土，但凍土埋深深度較大，頂板的埋深為6～7 m。為確定該孔位凍土頂板以上土層冬季是否能夠完全凍結，是否存在融化夾層，由2021 年4 月15 日的地溫曲線可知，其最大季節凍結深度僅為3 m 左右，因此發育有融化夾層，即非貫穿型融區。從現場鉆孔及工程地質勘察期間觀測到的地下水位判斷，該孔位融化夾層的發育與凍結層上水發育有關。

圖6 南岸S1～S5孔位地溫曲線Fig. 6 Temperature profiles of S1～S5 boreholes at the south bank of Tuotuo River

2.3 北岸多年凍土/融區地溫變化

為研究氣候變暖背景下北岸多年凍土/融區地溫的時間變化過程，這里以N1、N2 兩個孔位為例。圖7給出了2003—2020年期間，N1孔位最大季節融化深度時的地溫過程曲線。從近20 年的地溫曲線可以看出，該孔位上多年凍土經歷了快速的退化過程，至2020年10月，鉆孔深度即16 m 深度范圍內多年凍土已完全退化。從多年凍土的退化過程看，屬于典型的下引式退化模式［26］。2015—2016 年，最大季節融化深度大于最大凍結深度，融化夾層開始發育，此后多年凍土上限迅速下降，多年凍土進入加速退化模式。

為表征多年凍土上限的下降過程，圖8 給出了N1 孔位上多年凍土上限隨時間的變化過程。可以看出，在2015年前，多年凍土上限呈現波動式下降，即在極高溫多年凍土退化過程中，多年凍土上限下降之后，緊接著下部多年凍土經歷地溫調整，之后多年凍土上限或保持穩定或有小幅抬升，如2008年和2012 年后的小幅抬升。圖7 中2010 年與2012 年的地溫曲線對比，很好地反映了這一伴隨多年凍土上限下降之后的下伏地溫調整過程。隨著多年凍土溫度的進一步升高，其未凍水含量隨溫度升高變化不大即升溫過程中相變潛熱不顯著時，多年凍土進入快速退化階段［26-27］。2015年之后多年凍土上限迅速下降，下伏地溫升溫加速。通過N1孔位近20 a的地溫數據變化，表明了極高溫多年凍土上限的下降和下伏多年凍土的升溫過程，能夠為后續氣候變暖背景下這類凍土地基強度參數的選取以及融沉和高溫凍土壓縮變形過程計算提供參考。

圖7 北岸N1孔位2003—2020年地溫曲線Fig. 7 Temperature profiles of N1 borehole at the north bank of Tuotuo River in the period of 2003—2020

圖8 北岸N1孔位2003—2019年期間多年凍土上限時間變化過程Fig. 8 Changes in permafrost table of N1 borehole in the period of 2003—2019

圖9為N2孔位2005—2013年期間12 m和15 m深度上地溫的時間變化過程。可以看出，在區域氣候暖濕化背景下，融區內土體的溫度處于一個顯著的升溫過程，年平均地溫升溫速率在0.3～0.4 °C·（10a）-1。已有監測結果表明，1970—1990 年期間，青藏高原季節凍土區（融區）和島狀凍土，其年平均地溫升高了0.3～0.5°C，這一升溫幅度高于連續多年凍土區［28-29］。Wu 等［30］系統論述了青藏高原多年凍土的變化及其對工程穩定性的影響，指出青藏高原中高山低溫多年凍土區多年凍土升溫速率平均值約為0.55°C·（10a）-1，而高平原和盆地河谷地區多年凍土的速率平均值約為0.23°C·（10a）-1。可以看出，沱沱河盆地內融區的年均地溫升溫速率處于兩者之間。

圖9 北岸N2孔位2005—2013年期間12 m、15 m深度地溫變化過程Fig. 9 Changes in ground temperatures at depths of 12 m and 15 m of N2 borehole in the period of 2005—2013

3 結論

區域范圍內多年凍土區融區的分布制圖及其研究，不僅是凍土學研究的重要內容，同時對于區域內居民的生產、生活以及工程建設如線性工程選線、斑塊狀工程選址等具有重要意義。本文針對沱沱河盆地多年凍土與融區，在20 世紀80 年代相關研究基礎上，利用北岸青藏鐵路沿線5 個鉆孔（N1～N5）和南岸一級階地5 個鉆孔（S1～S5）共計10個孔位的地溫觀測數據，研究了沱沱河南北岸多年凍土與融區的地溫狀況及其時間變化過程，初步結論如下：

（1）過去半個世紀中，沱沱河盆地氣候暖濕化過程明顯，自1965—2019年年平均氣溫增加速率為0.38 °C·（10a）-1，年降水量呈現緩慢增加趨勢，近20 a 平均降水量為340 mm。氣候的暖濕化過程與區域內多年凍土和融區的空間分布及穩定性密切相關。

（2）氣候暖濕化背景下，北岸多年凍土、融區經歷了顯著的退化和升溫過程。2005—2020 年期間，北岸N1 孔位的多年凍土經歷了顯著的下引式退化過程，從極高溫不穩定凍土已退化為融區。2005—2013 年間，融區內年平均地溫的升溫速率為0.3～0.4°C·（10a）-1，升溫速率介于青藏高原低溫多年凍土和高溫多年凍土升溫速率之間。

（3）地溫勘察數據顯示，沱沱河南岸一級階地上不僅有非貫穿型融區，同時有受滲透-輻射機制控制的貫穿型島狀融區發育。該發現糾正了早期研究認為，南岸自一級階地至開心嶺山前緩坡為瑪曲塘多年凍土區，多年凍土分布基本是連續的初步認識。

為加深沱沱河盆地和其他類似多年凍土與融區空間分布及穩定性的認識，并服務工程尤其斑塊狀房建工程建設需求，未來仍需要開展地質鉆孔勘察、地溫觀測、區域內高精度局地要素觀測以及融區發育機制等方面的深入研究。