多年凍土區(qū)熱融湖發(fā)育及其對凍土熱狀況的影響

多年凍土區(qū)熱融湖發(fā)育及其對凍土熱狀況的影響

0不同地形條件對熱融湖的影響在青藏高原的多年齡組中廣泛分布著熱融湖。熱融湖是指在自然或人為因素的影響下，在地下冰層的形成下，水滲透或聚集在洼地形成湖泊。冷湖的形成和發(fā)展過程主要是由于以下因素：1）在氣候變化的條件下，氣溫逐漸上升，高原多年齡組的溫度上升2.2.6c。據(jù)推測，未來50年青藏高原的氣溫將增加2.2.6c。這為高原多年齡組的熱回收活動提供了外部因素。2）在過去50年的人類工程活動中，青藏高原數(shù)百公里處的多年齡組先后修建了大量線性工程，如青藏公路、青藏鐵路、輸油管線、電線桿等。受鐵路和公路運營過程中，人為因素影響了凍土層的原始熱狀況，部分生態(tài)環(huán)境受到破壞，這為熱融現(xiàn)象的形成和發(fā)展提供了另一個重要條件。3）高原多年齡組凍土具有典型的高溫氣候和高冷氣候特點。根據(jù)2007年7月的實地調查，青藏公路以西大灘至紅梁河（k2886-3036）庫什河至紅梁河段（k286-3036）的150km范圍內，扎古內湖和青藏鐵路沿線20多個熱融化湖主要分布在干洪泛濫地區(qū)。此外，該項目區(qū)的地形和水文條件對熱融化湖的形成和發(fā)展起到了非常重要的作用。根據(jù)地形和地下水條件，確定每年的高平原地上有100米高，灘地和山區(qū)谷盆的零星分布在10多公里的范圍內。此外，該項目區(qū)內地形和水文條件對加熱湖的形成和發(fā)展起到了非常重要的作用。根據(jù)。多年凍土區(qū)的熱融湖由于其形成歷史、發(fā)育過程各不相同,其面積大小不一,積水深度也各不相同.一些熱融湖積水深度小于年最大凍結冰層厚度,在寒季湖水全部凍結至湖底,湖底溫度≤0℃,這種熱融湖下不會形成融化層,但湖下多年凍土地溫會隨著時間的增加而升高;另外一些熱融湖水深大于年最大冰層厚度,寒季湖水不完全凍結至湖底,湖底溫度>0℃,在冬季沒有被凍結的湖水對地溫和局部多年凍土結構產(chǎn)生顯著的影響,湖底下可能會形成融化層.融化層的形成和發(fā)展對熱融湖周圍及其下部土層的物理、化學、生物性質及地貌形成過程產(chǎn)生非常重要的影響,并可能引起熱融沉陷和多年凍土退化,導致多年凍土承載力下降,嚴重影響了多年凍土區(qū)建筑物的性能.同時,暖季冰層融化時,熱融湖釋放出大量甲烷氣體,增強了高海拔地區(qū)甲烷的年循環(huán)量,對氣候變暖產(chǎn)生正面效應.熱融湖是多年凍土區(qū)常見的地貌特征,國外學者對于熱融湖的深入研究主要集中在阿拉斯加及加拿大北極西海岸等地區(qū),他們運用能量平衡模型方法和帶相變的數(shù)值熱傳導模型等方法研究了熱融湖及其融化層的形成、發(fā)育、衰退過程以及對氣候變化的敏感性等問題,也有一些學者探討了熱融湖對凍土區(qū)景觀變化的機制等問題.近年來,我國青藏高原上的熱融湖對多年凍土區(qū)水文系統(tǒng)和寒區(qū)生態(tài)環(huán)境也產(chǎn)生了很大的影響,諸如三江源地區(qū)(長江、黃河、瀾滄江河源地區(qū)稱三江源區(qū))原本自然景觀非常美麗,熱融湖泊星羅棋布,但由于全球氣候變暖以及人為活動的影響,這里的氣候呈現(xiàn)出干暖化的趨勢,導致大量湖泊干涸,土地退化,凍融侵蝕不斷加劇,生態(tài)環(huán)境嚴重遭到破壞.另外,根據(jù)野外調查發(fā)現(xiàn),熱融湖的側向熱侵蝕也可引起寒區(qū)工程基礎失穩(wěn)或沉陷變形,常年處在熱融湖中的橋墩等建筑物在冬季受到冰的凍拔力,可導致橋梁接頭錯位,在一些地方還可以看到熱融湖誘發(fā)的滑坡等自然災害.在此基礎上,本研究選取北麓河地區(qū)(青藏鐵路里程DK1141+015處路基西側)一典型熱融湖為例進行針對性的室內外監(jiān)測研究,旨在查明青藏高原熱融湖近些年的發(fā)展變化情況及其對周圍多年凍土熱狀態(tài)的影響.1測試區(qū)的基本組成1.1湖底水溫分析青藏高原是世界上海拔最高、多年凍土面積分布最廣的高原,面積近240×104km2,平均海拔4500m以上,素有“世界屋脊”、“地球第三極”之稱.北麓河盆地位于青藏高原腹地,海拔4500～4600m,年平均氣溫-3.8℃,年平均地溫-1.8～-0.5℃.地形略有起伏,低丘與洼地相間,沖溝發(fā)育,地表植被稀疏,局部分布沙丘、沙地.地層主要為第四系沖洪積細砂、粉土、粉質粘土覆蓋層,其下主要為第三系泥巖、砂巖風化層.北麓河盆地為厚層地下冰地段,地下冰分布廣泛,多年凍土上限深度一般為1.8～3.0m,上限以下1.0～3.0m為厚層地下冰,多年凍土厚20～90m,工程地質條件較差,為不良工程地質地段.試驗熱融湖位于中國科學院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所青藏鐵路北麓河試驗段DK1141+015西側90m處,湖心位置34°49′509″N,92°55′382″E,湖面積約15000m2,湖形狀呈橢圓形,長約150m、寬約120m.湖心至青藏鐵路路基間布設監(jiān)測鉆孔(圖1),根據(jù)鉆探可知,地層巖性從上到下依次為:砂(含水量12%)-粉質粘土(含水量20%～30%)-厚層地下冰層(含冰量50%以上)-泥巖(含冰量17%).靠近路基冰層厚度增加,最大厚度達1.6m,靠近湖邊,冰層厚度減小,直至湖心消失.多年凍土上限深度靠近路基最淺,靠近湖心逐漸消失.該湖為封閉型常年積水湖,水深基本保持穩(wěn)定,平均水深2.0m,水深恰好相當于厚層地下冰下限.每年暖季冰層融化,融水匯入湖中,湖岸逐年坍塌.該湖年最大冰層厚度70cm,湖面水溫最高為13.92℃,最低為-23.41℃,年平均值為-3.64℃.湖底水溫變化可擬合為如下的三角函數(shù)形式:,式中:T0為湖底年平均水溫值為5.5℃;A為湖底水溫年振幅的一半取4.3℃.中國科學院凍土工程國家重點實驗室于2008年10月對該湖水質進行了化驗,化驗結果礦化度為0.4,pH值為8,主要陽離子為Na+(187mg·L-1)和Mg2+(42mg·L-1),陰離子為Cl-(62mg·L-1)和SO2-4(33mg·L-1),為淡水湖.1.2路基坡腳天然孔為監(jiān)測熱融湖地溫、水溫變化情況以及對多年凍土熱穩(wěn)定性的影響,2006年實施鉆探和湖岸、湖中地溫、水溫監(jiān)測.監(jiān)測斷面共布設測溫孔6個,其中:No.1(湖中)孔深60m,No.2(湖邊)孔深40m;從湖岸至路基坡腳,沿130°方位布設了4個測溫孔,編號依次為Nos.3～6,其中:Nos.3～5為15m深,No.6(路基坡腳天然孔)為18m深,各孔之間相對位置及地層結構見圖2.該監(jiān)測斷面共安裝測溫探頭220個,其中,No.1和No.2孔探頭間距:孔深0～10.0m探頭間距為0.5m,10.0～28.0m為1.0m,28.0m以下為2.0m;Nos.3～6孔探頭間距均為0.5m.探頭采用中國科學院凍土工程國家重點實驗室自制高精度熱電阻探頭,測溫精度可達±0.05℃,數(shù)據(jù)通過2臺澳大利亞DataTaker公司生產(chǎn)的DT500型數(shù)采儀自動記錄,非晶硅強光6V太陽能電池板供電(圖3).DT500型數(shù)采儀采用裝配式鋼結構,粉末涂層,適宜于野外-45～70℃、濕度85%的環(huán)境下工作,測定電阻精度達到0.3%,具有精度高、抗干擾性強、操作穩(wěn)定、存儲量大等特點.地溫、水溫采集頻率為3h采集1次,每季度整理分析1次.數(shù)據(jù)分析時將同一天不同時刻記錄的8個數(shù)據(jù)取掉與平均值的偏差超過5%的數(shù)據(jù)后,將其余的數(shù)據(jù)進行平均,然后根據(jù)探頭標定系數(shù)轉換成溫度,一般保留2位小數(shù)作為分析數(shù)據(jù).本監(jiān)測工作從2006年3月開始,至今一直進行,本文分析的資料期限為2006年3月至2008年4月.2熱浮湖的變化特征2.1湖岸坍面的初始距離及監(jiān)測期間數(shù)據(jù)為了監(jiān)測熱融湖湖岸逐年坍塌情況(圖4),2007年7月在該湖周圍靠近鐵路路基方向嚴重坍塌部位布設了9組18個監(jiān)測點(圖1),每組2個監(jiān)測點.監(jiān)測點為1根?520mm、長50cm的鋼釬,插入地下45cm,地表外露5cm.9組監(jiān)測點依次記為1-1′、2-2′、…、9-9′,其中不帶“′”的監(jiān)測點(如:1、2、…、9監(jiān)測點)布設在湖岸坍塌區(qū),帶“′”的監(jiān)測點(如:1′、2′、…、9′監(jiān)測點)布設在未坍塌區(qū)(圖1),每組的2個監(jiān)測點相距均為10.0m,其方向垂直于各自的坍塌面.每組監(jiān)測點的方位角(即:1監(jiān)測點至1′監(jiān)測點的方位角)、監(jiān)測點1、2、…、9至各自坍塌面的初始距離及監(jiān)測期間數(shù)據(jù)見表1.通過測量監(jiān)測點到坍塌面的距離變化(坍塌寬度)來確定湖岸坍塌情況.測量時,皮尺0刻度放在坍塌面上,沿著每組監(jiān)測點的方位,分別測定坍塌面至各個監(jiān)測點的距離及其坍塌區(qū)裂縫發(fā)育情況,每組監(jiān)測點測量兩遍,將測得的值平均后作為計算數(shù)據(jù),皮尺精度±5mm.從表1的監(jiān)測數(shù)據(jù)可以看到,該熱融湖2007年8月至2008年8月間共有7組監(jiān)測點部位發(fā)生坍塌,坍塌寬度大于0.5m的監(jiān)測點共有4組,最大坍塌寬度達0.95m(2-2′),其它監(jiān)測點坍塌寬度在0.27～0.8m之間,未坍塌監(jiān)測點1組(9-9′),裂縫發(fā)育的監(jiān)測點1組(5-5′),根據(jù)平均值法估算該熱融湖目前年平均坍塌寬度大約為0.5m.2007年8月\_2008年1月,4-4′監(jiān)測點坍塌寬度最大為0.3m,2-2′、7-7′、8-8′、9-9′組監(jiān)測點未坍塌,其余監(jiān)測點坍塌寬度在0.03～0.2m之間;2008年1月\_2008年6月,7-7′、8-8′組監(jiān)測點坍塌寬度最大為0.75m,9-9′監(jiān)測點未坍塌,其余監(jiān)測點坍塌寬度在0.05～0.6m之間;2008年6月\_2008年8月,2-2′監(jiān)測點坍塌寬度最大為0.75m,1-1′、6-6′、8-8′、9-9′組監(jiān)測點未坍塌,其余監(jiān)測點坍塌寬度在0.05～0.45m之間.各監(jiān)測點坍塌時段集中,在暖季坍塌強度明顯高于冷季.從現(xiàn)場觀測發(fā)現(xiàn),5-5′監(jiān)測點在監(jiān)測期內雖未坍塌,但坍塌體裂縫加寬了15cm,坍塌體向岸邊傾斜,監(jiān)測點至岸邊距離逐漸增加,呈現(xiàn)出明顯發(fā)育狀態(tài).該熱融湖湖岸坍塌最明顯的特征是坍塌主要發(fā)生在靠近鐵路路基一側,這可能與路基一側厚層地下冰相對發(fā)育有關,也可能與路基位于湖水來源方向,湖岸發(fā)生溯源侵蝕有關,這需要進一步深入調查研究.在距離坍塌面10.0m范圍內存在大量裂隙和坍塌跡象,這些裂隙在發(fā)育期內逐漸加寬,尤其在暖季發(fā)展很快,坍塌體向湖邊傾斜,最大裂縫寬達40cm以上,次年大多從裂縫處坍塌,新的裂隙又繼續(xù)發(fā)展,湖面面積不斷擴大.2.2湖心下60m處地溫空間分布該湖位于青藏高原北麓河地區(qū)厚層地下冰發(fā)育區(qū),為常年封閉型積水湖,周邊植被發(fā)育,平均水深2.0m,湖面面積1.5×104m2,水深恰好相當于厚層地下冰下限,“熱融成因說”充分說明了該湖為熱融湖.圖5是該熱融湖湖心孔(No.1)2006年3月至2008年4月地溫隨時間分布.該孔深度60m,從圖中可以看到,在孔深60m范圍內地溫在0℃以上,且在孔深約35.0m以下,地溫曲線近似水平,隨時間起伏不大,受氣候、水溫、外載荷等外界因素影響很小.根據(jù)湖心鉆孔實測地溫資料計算得湖心下60m深處地溫梯度為-5.4℃·(100m)-1,得到融化層厚約為80.0m.另據(jù)中國科學院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所北麓河試驗段天然孔(No.6)實測地溫資料,計算得天然狀態(tài)下該地區(qū)多年凍土層18m深處地溫梯度為1.4℃·(100m)-1,得到多年凍土底板深度約為85.0m.可知該熱融湖其下原多年凍土已全部融化,常年處于融土狀態(tài).水的存在形成熱源,引起土層內熱流和地溫條件的變化而形成熱融夾層;隨著時間推移,熱融夾層厚度逐漸增加,最后導致其下多年凍土消失.由于融化層內存在地溫梯度,它向其周圍散熱,同時,地表積水也是多年凍土區(qū)影響地溫的突出因素,由于一定深度積水的相變會消耗地氣熱交換過程中的大量能量.湖水作為熱量的載體,也將熱量向下傳遞,最終導致下伏多年凍土全部融化.2.3青海湖形成過程該熱融湖融化的時間利用湖底沉積物進行估算.目前,湖底松散沉積層厚度為50cm,2006年鉆孔完成后,將該湖湖底松散沉積層原裝樣在中國科學院青藏高原研究所青藏高原環(huán)境變化與地表過程實驗室進行了切片試驗,根據(jù)初步對上層6cm沉降物進行的210Pb測量,其沉積速率為0.056cm·a-1.據(jù)此推測該湖形成于890aBP前,但由于目前湖底土體溫度已經(jīng)遠高于0℃,實際多年凍土完全融化所經(jīng)歷的時間可能要短于890aBP.具體相對準確的融化時間需要根據(jù)各孔目前的地溫、結合氣溫資料進行進一步估算.3在熱流湖和脊柱板之間的天然孔之間，常年冷凍土的上限和厚度變化的分析3.1多年凍土年際變化在熱融湖的側向熱侵蝕作用下,湖心至路基坡腳天然孔之間多年凍土上限也發(fā)生了明顯變化.圖6是湖邊、近岸至路基間各孔(Nos.2～6)2a(2006年1月至2008年4月)地溫隨時間分布圖.圖6(a)為湖邊孔(No.2)地溫隨時間變化曲線,該孔在湖內,距離岸邊5.6m.圖中A點對應的深度為2008年1月30日多年凍土上限最大深度,為-9.55m,也就是在自然條件下湖邊多年凍土年最大融化深度為9.55m.圖6(b)為近岸孔(No.3)地溫隨時間變化曲線,該孔距離湖岸3.9m,圖中B點對應的深度為2006年10月10日多年凍土上限最大深度,為-2.45m.圖6(c)為湖與路基中部孔(No.4)地溫隨時間變化曲線,該孔距離湖岸37.3m,圖中C點對應的深度為2006年10月10日多年凍土上限最大深度,為-2.11m.圖6(d)為靠近路基孔(No.5)地溫隨時間變化曲線,該孔距離湖邊63.5m,圖中D點對應的深度為2007年10月10日多年凍土上限最大深度,為-2.02m.圖6(e)為路基坡腳天然孔(No.6)地溫隨時間變化曲線,該孔距離湖邊78.5m,圖中E點對應的深度為2007年9月29日多年凍土上限最大深度,為-1.8m.另外,圖5為湖心孔(No.1)地溫隨時間變化曲線,從圖中可以看到湖心下原多年凍土已全部融化,長年處于融土狀態(tài).將湖心至路基坡腳天然孔間多年凍土上限及相互之間水平距離關系列在表2中.從表2數(shù)據(jù)可以看到,越靠近熱融湖,多年凍土上限越深,直至湖心多年凍土消失;越遠離熱融湖,多年凍土上限越淺,接近天然多年凍土上限深度.湖近岸(No.3)多年凍土上限比路基坡腳天然孔(No.6)多年凍土上限深約0.65m.3.2湖心退化的多年凍土厚度凍土厚度的變化(空間變化的一個方面)取決于土層內部及其與環(huán)境之間熱量過程的消長,且內部矛盾自身抑制著熱量過程的變化.由于熱融湖與路基間土層存在地溫梯度,其相互間能量傳遞必然會造成多年凍土厚度發(fā)生變化.圖7是監(jiān)測斷面各孔年平均地溫隨深度變化曲線,根據(jù)各鉆孔年平均地溫,利用地溫梯度確定其多年凍土厚度,計算結果見表3.從表3可以看到,靠近路基(No.6)多年凍土厚度約83.0m,從路基到熱融湖,多年凍土厚度依次為No.5孔為70.1m,No.4孔為54.1m,No.3孔為37.2m,No.2孔為22.2m,熱融湖湖心多年凍土全部融化.地溫梯度靠近路基(No.6)為1.4℃·(100m)-1,從路基到熱融湖,依次為No.5孔為1.9℃·(100m)-1,直至熱融湖邊為2.2℃·(100m)-1,湖心為-5.4℃·(100m)-1.總體趨勢是遠離熱融湖多年凍土厚度增加,靠近熱融湖多年凍土厚度較少,直至消失.根據(jù)表3計算結果,可以說明在熱融湖的作用下,湖心融化的多年凍土厚度應該約為83.0m.3.3多年凍土下限擬合線s1圖8是由表2、3中得到的熱融湖至路基坡腳天然孔之間多年凍土上、下線深度隨水平距離變化曲線,將這兩條曲線分別擬合成二次拋物線中的一支如下:多年凍土上限擬合曲線:D1=-0.002L12+0.227L1-7.4086;R2=0.663多年凍土下限擬合曲線:D2=-0.0016L22-0.472L2-33.155;R2=0.9959式中:D1、D2分別為多年凍土上限、下限深度;L1、L2分別為水平距離(No.2孔為L=0,指向路基方向為正).將以上2拋物線倒推,它們的交點A就是凍融交界面的位置,即L1=L2=36.1m.在熱融湖繼續(xù)發(fā)育的情況下,估計今后A點將繼續(xù)向右移動,多年凍土上限繼續(xù)下移,下限繼續(xù)上抬.4不同鉆孔的地溫好比較圖9是孔Nos.1～6年平均地溫等值線分布,從圖中可以看到在N