基本介紹
- 中文名：青藏高原凍土
- 外文名：The qinghai-tibet plateau permafrost
- 凍土成因：青藏高原抬升對高原及其
- 形成影響：岩性和含水量對多年凍
- 發育的影響：岩土成分和性質對凍土發
凍土成因,影響因素,高溫凍土,垂直分帶性,
凍土成因
青藏高原抬升對高原及其周邊，乃至東亞自然生態環境產生了諸多影響。多年凍土是青藏高原自然生態系統重要的組成部分，因此高原隆升對青藏高原多年凍土形成，地域分異規律，以及歷史演變亦有重要作用。主要表現如下幾方面： 從中新世中期至上新世末(距今15～2.8百萬年前)青藏高原抬升比較緩慢，至上新世末，青藏高原主體內部山地高原不超過2 000 m，盆地區不超過1 000～1 500 m(朱允鑄等，1994)。自此以後高原抬升速度及幅度逐漸加劇，尤其是自更新世以來，連續幾次大幅度抬升，至晚更新世末期(距今1.1～2.5萬年前)高原面海拔達到4 000～4 500 m。由於高原巨大的海拔高度，使其具備了形成和保存多年凍土的低溫條件，與同緯度的我國東部地區相比，現均氣溫低18～24℃，具有-3.0～-7.0℃的年均氣溫。晚更新世末期受全球氣候波動控制，氣溫普遍下降。晚更新世冰盛期降臨青藏高原，形成了現今存在的高原多年凍土的主體。可見，現今青藏高原具有的低溫條件，為高原晚更新世以來及現存多年凍土的形成與保存提供必要的氣候環境。青藏高原抬升對高原多年凍土發生、發展及保存起了決定性作用
影響因素
岩性和含水量對多年凍土厚度的形成影響
岩性和含水量對多年凍土厚度的形成起重要作用，主要是通過導熱係數(λ)、熱容量(C)和水的相變熱(Qф）來直接影響多年凍結層的厚度。凍土層厚度與λ成正比；C的變化對厚度影響不大；隨Qф增大凍土層厚度有重大變化。堅硬岩石的導熱係數一般大於第四紀鬆散層的導熱係數。所以，在其他條件等同情況下，堅硬岩石中凍土層厚度大約是鬆散層中的1.3～1.5倍。如果考慮凍、融時的相變，則可到1.5～2.0倍以下(В.А.Кудрявцев и др., 1981)。從青藏高原凍土層厚度(表2-4)可以看出，高山區厚度最大，可到200～400m及其以上，崑崙山與唐古拉山之間的丘陵地帶次之(60～130m)，高平原及河谷地帶最小(0～60m)。這種差異，首先是高度地帶性決定的；其次，與前述地溫梯度和地中熱流在高山區比盆地要小些有關。第三，岩性和含水量的差異顯然是很重要的影響因素，高山和丘陵地帶的基岩導熱係數大、含水量較小，而在高平原上鬆散層導熱係數小、含水量較大，因而，高山和丘陵地帶形成了較厚的凍土層。當然，在河谷地帶除上述影響因素外，河水和地下水以及河床相沉積較粗(砂卵礫石)等，對減薄凍土層厚度，甚至形成融區有重要作用。冬季逆溫層控制我國東北大部分多年凍土區，加上岩性、含水量等影響，致使低處凍土比高處更發育，表現為低處(山間窪地、河谷階地)凍土年平均地溫比高處要低1～2℃，最多到4～5℃；相應地低處凍土厚度大，地下冰最發育。在此，凍土高度帶性具有逆溫特點，只在一定高度以上即逆溫層頂面以上(大約在700～800 m以上)才出現正常的高度帶性。
岩性對凍土發育的影響
岩土成分和性質對凍土發育的影響，在多年凍土南界和下界附近最為顯著。在很小範圍內相鄰兩處因岩性差異，往往形成凍土層與融土層、季節融化層與季節凍結層並存的局面。岩石成分和性質主要是通過其熱物理性質和含水量來影響凍土的發育。在島狀凍土區，岩性和含水量對凍土島的生存起決定作用。凍土島一般存在低洼潮濕的沼澤化地段，如山間谷地、河谷河漫灘和階地上，陰坡及分水嶺頂面等。這裡土層含水量大，泥炭和粉質亞黏土，亞砂土發育，並且地面有植被(苔蘚、草被或森林)覆蓋。潮濕的泥炭土、粉質亞黏土和亞砂土，在周期性穩定狀態熱傳導下其導熱係數λ在凍結和融化狀態時有差別，超過一定含水量後，凍結土的導熱係數(λf)大於融化土的導熱係數(λu)。季節凍結層底面年平均溫度將比地面年平均溫度低2～3℃，甚至3～4℃，即溫度位移值(Δtλ)。這樣，在年平均氣溫和地面年平均溫度為正溫情況下，局部地段季節凍結和融化層底面可出現低於0℃的年平均地溫(tξ)，就有多年凍土層發育的可能。
在冬季積雪薄的青藏高原，多年凍土南界和下界附近常見到這樣的凍土島。如在阿爾泰山的中山地帶即島狀凍土帶冬季積雪很深(在谷地150～250cm，山坡上60～170cm，風口附近的積雪地段達400～500cm)，但在山間窪地泥炭丘中發育有厚5～6m的多年凍土層(童伯良等，1986)。顯然，在凍土島出現地段，積雪經受風力重分布，此處積雪變薄、變密實，不影響土層冬季的冷卻和凍結。
此外，在高山區多年凍土下界附近及其以下，在粗碎塊石中有凍土島(體)發育。這一般在粗碎塊石組成的北坡和坡麓地帶的岩屑堆、石海、石冰川中。粗碎塊石中的細粒土充填物很少或缺失，塊石間孔隙敞開程度高，而且冬季地面積雪少，夏季有植被遮蔭。冬季的空氣對流，使冷空氣自由侵入粗碎塊石體，積雪融水(尤其在冬末和春季)大量滲入而成冰。年平均地溫比鄰近的細粒土地段要低2～3℃，這為隔年層和多年凍土形成創造了有利條件。
地形對多年凍土發育的影響
地形對多年凍土分布等特徵的影響是多方面的。這裡我們從兩方面來看，一是大區域地形組合和格局影響多年凍土的地帶性表現。在東北，凍土發育規律主要表現為緯度地帶性，但足松嫩平原介於大、小興安嶺山地和東部山地之間，高度分帶性疊加結果，使多年凍土區南界沿山地向南突出，而在平原地區南界則向北移，因而南界呈現“W”字狀，擺動在46°N和49°N之間。在西北，阿爾泰山、天山山地與準噶爾、塔里木大型盆地南北相間。高山與盆地高差大。在高度分帶性控制下，高山發育多年凍土，而盆地僅發育季節凍土。青藏高原巨大的海拔高度決定了多年凍土的發育規律主要服從高度分帶性，在高原周邊高山區河谷深切地帶尤為突出。但在地形起伏較為和緩的高原面上，凍土緯度地帶性有清楚表現。這些規律性表出前面有關凍土分布、溫度和厚度變化規律部分已作過介紹，在此不再贅述。二足坡向的影響，使山地凍土特徵往往具有明顯的非對稱性。坡向控制到達地面的直接太陽輻射，南坡接受熱量最多，北坡最少。南坡季節性積雪比北坡早融完。南坡往往較陡、基岩裸露，所以土層較乾燥，而北坡往往較緩，有植物蔽蔭，土層較潮濕。這些都促使北坡有較低的年平均地溫，凍土分布下界海拔較低，相應地，季節凍結和融化、冷生過程和現象自然在南北坡也有差別 在我國西部山區，多年凍土分布下界的海拔高度在南坡比北坡高，其差值在阿爾泰山600m(童伯良等，1986)，在天山400 m(邱國慶等，1981)，祁連山210～250m(Guo Pengfei et al.，1983)崑崙山北麓(西大灘)300 m，阿尼瑪卿山?巴顏喀拉山200～400 (王紹令等，1991)，橫斷山300 m(東南坡與西北坡之差)(李樹德等，1983)，喜馬拉雅山300～400 m(周幼吾等，1982)。可見，南、北坡上凍土下界高度之差一般為200～400 m,唯有阿爾泰山差值到600 m，估計這與阿爾泰山區冬季積雪受風吹揚，其厚度在南北坡上差別大有關。年平均地溫在南坡高於北坡，或陽坡高於陰坡，其差值在大興安嶺阿木爾為1.1～2.7℃和1.0～1.7℃，在滿歸相差1.6～2.3℃，在青藏高原上地溫相差1.7～2.4℃，凍土厚度相差50～70 m之多(周幼吾等，1982，1996；戴競波，1982)。
地形對凍土的影響
青藏高原上山地、盆地、谷地、高平原相間的地貌格局，由於各地理區域地質，地理條件組合不同，而使後期多年凍土的發生、發展形成明顯的地域差別。在同一氣候波動下，山地因其海拔高於盆地、谷地、高平原，而具有溫度更底的氣候環境，再加上地勢高聳有利於熱量散失，以及基岩裸露具有較大導熱率等原因，因此形成的多年凍土溫度較低，厚度較大；高平原、盆地、谷地由於地勢較低，氣溫相對較高，加上形成時間較晚，以及地表水、地下水影響等，故而高平原、盆地、谷地形成了溫度高、厚度薄的多年凍土層。
地熱對凍土的影響
深部地溫和地中熱流，是影響多年凍土層發育的下邊界條件。據王鈞等(1990)研究，我國東部和西南部分別處於太平洋板塊和印度板塊與歐亞板塊相碰撞的影響範圍之內，區域構造活動較為強烈，是具有較高地溫的地熱地質條件的地區。雅魯藏布江至滇西部一帶，都有較高的深部地溫，1 000m深處40～70℃，2 000m處達70～80℃，最高可達100℃以上。同時，有較大的地溫梯度4～5℃/100m，甚至7～8℃/100m，並有較高的地中熱流，最高在100mW/m2以上。在藏南羊卓雍湖和普莫雍湖湖底8～30m的湖積層中地中熱流在91～146 mW/m2之間，但在我國中部和西北部，構造上較為穩定(除崑崙山與天山相交處構造活動較強烈外)，具有較為廣泛的低溫地熱地質背景。1 000m地溫一般在30～40℃或低於30℃，2 000m地溫一般在40～60℃，有的低於或稍高於此值。地溫梯度一般在1.5～3.0℃/100m之間，地中熱流40～60mW/m2，有的地區或小於、或稍大於此值。②一般盆地中地溫、地熱值比周圍山區高，如松遼盆地1 000m地溫比大興安嶺要高出10-15℃以上，2 000m地溫則高出30℃。地溫梯度比大興安嶺大2～3℃/100m，甚至更多到5～6℃/100m。地中熱流要高出20～60mW/m2以上。又如準噶爾盆地、塔里木盆地的地溫、地熱值比阿爾泰山天山要高許多。③我國西部按區域地質構造特徵，以崑崙山、祁連山、岷山、大雪山為界，又可分為西北部和西南部。前者具有低溫地熱背景，而後者則具有較高地溫地熱背景。如柴達木盆地、河西走廊及青藏地區的地溫在同等深度上，要比新疆兩大盆地的地溫高10～20℃；藏北高原比其北部高山區2 000m深處地溫較高，並有較大的地溫梯度。
在青藏高原大片多年凍土區，地溫梯度和熱流值均較大，溫度梯度>5℃/100m都、熱流值在60(凍土)～70(融土)mW/m2以上者，主要分布在中新生代盆地(崑崙山埡口盆地、沱沱河盆地、通天河盆地)，且與構造斷裂有關。
高溫凍土
自上新世末以來，在歐亞與印度大陸板塊撞碰擠壓作用下，青藏高原先後幾次隆起抬升而成為地球上海拔最高、最年輕的高原。由於構造抬升差異性使青藏高原沿著主幹或次級構造線呈現出的山地、高平原、盆地、谷地彼此相間的地貌格局。同時，隨著頻繁的構造運動，沿構造線有多期岩漿侵入、火山噴發及水熱汽活動，使高原成為我國最強烈的地熱異常區，具有較高的地熱背景值。據中國大陸地區大地熱流彙編資料(匯集黃少鵬，1990)，西藏地區熱流值為100～350 mW/m2，而其他省區熱流值多在100 mW/m2以下。較高的地熱背景，決定了後期青藏高原多年凍土形成具有地溫高、厚度薄、構造-地熱融區發育等特點。與我國東北及俄羅斯西伯利亞、北美高緯度多年凍土相比，其穩定性不如後者，對氣候變化的回響更為敏感。
垂直分帶性
青藏高原既是我國地貌的第三台階，又是歐亞大陸上最高最大的地貌台階，南北跨越10～11個緯度，東西穿越30多個經度。青藏高原既高又大的特徵，不僅決定著高原多年凍土分布溫度及厚度具有垂直分帶性，同時又使上述凍土特徵具有明顯的緯向變化規律。青藏公路可視為縱貫青藏高原南北的剖面，其上的凍土分布及南、北凍土下界變化亦反映了上述規律。青藏公路由格爾木至拉薩1 150 km，由西大灘的60～61道班之間至兩道河以南的124～125道班之間，長約650 km左右為高原凍土區。其中由崑崙山埡口至安多北山(116道班一帶)為大片多年凍土，長約550～560 km。 由60～61道班之間至崑崙山埡口和安多北山至124～125道班之間，分別為青藏公路北、南段島狀凍土區，北段凍土分布下界為海拔4 150～4 250 m；南段凍土分布下界為海拔4 640～4 680 m，自南而北大致緯度升高1°N、凍土下界降低80～100 m。上述青藏公路南、北島狀凍土區的同時存在，以及凍土分布下界隨緯度的變化也是受海拔高度和緯度控制的，也是高原多年凍土空間分布格局高度帶性和緯度地帶性規律的集中表現。此外，巨大的高原及其東西部地勢和氣候的差異，也會帶來多年凍土在經向上的變化
