青藏高原冻土退化的研究

青藏高原冻土变化与生态环境问题青藏高原是世界上最大的高原，被誉为“世界屋脊”。

然而，近年来，青藏高原的冻土变化引起了人们的关注。

冻土是指地下温度低于0℃的土壤，它在青藏高原的生态环境中起着重要的作用。

本文将探讨青藏高原冻土变化的原因以及对生态环境的影响。

首先，青藏高原冻土变化的原因主要有气候变化和人类活动两个方面。

气候变化是导致冻土变化的主要原因之一。

近年来，全球气候变暖导致青藏高原的气温也在上升，这使得冻土融化的速度加快。

同时，降水量的变化也会影响冻土的稳定性。

另外，人类活动也对冻土变化起到了重要的推动作用。

青藏高原的经济发展带来了大规模的基础设施建设，如铁路、公路等，这些人类活动对冻土造成了机械破坏和热力破坏，加速了冻土的融化。

青藏高原冻土变化对生态环境造成了一系列的影响。

首先，冻土的融化会导致土壤的沉降，进而引发地表塌陷。

这对青藏高原的生态系统造成了严重的破坏，破坏了植被的生长环境。

其次，冻土的融化还会导致土壤中的有机质释放，增加了土壤中的碳排放量，加剧了全球变暖的速度。

此外，冻土的融化还可能导致冰川融化的加速，进而对水资源的供应产生影响。

青藏高原是亚洲的水塔，冰川融化会导致水资源的减少，对下游地区的生态环境和人类生活造成威胁。

为了应对青藏高原冻土变化带来的生态环境问题，我们需要采取一系列的措施。

首先，应加强对青藏高原冻土变化的监测和研究，掌握冻土变化的动态情况。

其次，要加强冻土保护意识，减少人类活动对冻土的破坏。

对于已经建设的基础设施，应采取相应的保护措施，减少对冻土的影响。

此外，还需要加强生态恢复工作，通过植被的恢复和保护，改善青藏高原的生态环境。

总之，青藏高原冻土变化是一个重要的生态环境问题，其原因主要包括气候变化和人类活动。

冻土变化对青藏高原的生态环境造成了严重的影响，包括地表塌陷、碳排放增加和水资源减少等。

为了解决这个问题，我们需要加强监测和研究，减少人类活动对冻土的破坏，并加强生态恢复工作。

文章编号：１０００－０２４０（２０１２）０３－０５３８－０９青海高原中、东部多年冻土及寒区环境退化 收稿日期：２０１１－１０－２７；修订日期：２０１２－０３－２０ 基金项目：国家自然科学基金创新群体项目“冻土与寒区工程”（４１１２１０６１）资助 作者简介：罗栋梁（１９８３—），男，湖南邵东人，２００７年毕业于辽宁工程技术大学，现为中国科学院寒区旱区环境与工程研究所博士研究生，主要从事冻土与气候变化方面的研究．Ｅ－ｍａｉｌ：ｌｕｏｄｏｎｇｌｉａｎｇ＠ｇｍａｉｌ．ｃｏｍ罗栋梁，金会军，林　琳，何瑞霞，杨思忠，常晓丽（中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冻土工程国家重点实验室，甘肃兰州　７３００００）摘　要：近年来，随着全球气候变暖和人类社会经济活动的增强，处于季节冻土向片状连续多年冻土过渡区的青海高原中、东部多年冻土退化显著．巴颜喀拉山南坡清水河地区岛状冻土分布南界向北萎缩５ｋｍ；清水河、黄河沿、星星海南岸、黑河沿岸、花石峡等岛状冻土和不连续多年冻土出现融化夹层和不衔接多年冻土，有些地区冻土岛和深埋藏多年冻土消失，多年冻土上限下降、季节冻结深度变浅；片状连续多年冻土地温升高、冻土厚度减薄．１９９１—２０１０年巴颜喀拉山南北坡不连续多年冻土分布下界分别上升９０ｍ和１００ｍ，１９９５—２０１０年布青山南北坡不连续多年冻土分布下界分别上升８０ｍ和５０ｍ．造成冻土退化的主要原因为气候变暖，使得地表年均温度由负变正，冻结期缩短，融化期延长，冻／融指数比缩小．伴随着冻土退化，高寒环境也显著退化，地下水位下降，植被覆盖度降低，高寒沼泽湿地和河湖萎缩，土地荒漠化和沙漠化造成了地表覆被条件改变．关键词：青海高原中东部；多年冻土退化；多年冻土分布下界；气候变暖中图分类号：Ｐ６４２．１４文献标识码：Ａ０　引言近年来，因全球气候变暖和人类社会工程活动加强造成的冻土退化现实被广泛报道［１－６］．在多年冻土地带，气温升高和寒区工程增强对局地水热条件的改变，导致冻结期缩短、融化期延长，冻／融指数比减小；多年冻土地表热量在增加，甚至热平衡模式发生逆转，由放热转为吸热，季节融化加深，季节冻结变浅；年平均地温升高，多年冻土厚度减薄，冻融灾害增加等．青藏高原多年冻土一半以上为高温冻土（年均地温＞－１℃）［７］，对工程活动和气候变暖响应敏感，全球多年冻土而言其时空退化尤为显著．例如，１９９５—２００２年青藏高原连续多年冻土和不连续多年冻土年平均地温分别上升０．１～０．２℃和０．２～０．５℃；１９８３—２００５年青藏公路沿线多年冻土上限下降约３９ｃｍ，并以大约７．５ｃｍ·ａ－１的速率继续下降．长期和广泛的地温监测记录表明［７－１０］，青藏高原多年冻土北界西大滩３０ａ内上升了２５ｍ，南界２０ａ内上升了５０～８０ｍ；多年冻土退化引起江河源区水文水资源变化，导致河湖及地下水位下降，进一步引起高原湖泊和沼泽湿地的萎缩，而高寒沼泽、河湖变化又反作用于多年冻土退化．青藏高原多年冻土退化模式和速度因其分布和影响因素的时空差异并不一致．在气候变化情景模拟下，作为冰冻圈变化敏感指示的青藏高原多年冻土，以其处于边缘地区的北界、南界及东北部片状连续冻土边缘退化最为显著，羌塘高原大片连续冻土与极高山地多年冻土将得到保留［１１－１２］．青海高原中、东部处于海拔５　０００ｍ的高原高平台向低于海拔３　０００ｍ的黄土高原过渡的斜坡地带，季节冻土向片状连续多年冻土的过渡区，冻土分布与特征变化剧烈，是高原多年冻土最为脆弱的地带之一［１３］．本区２１４国道和共和－玉树高速公路为典型代表的寒区工程的开展，将强烈影响多年冻土的时空变化．特别是进入２１世纪的最初１０ａ，玛多、清水河、花石峡等地气候变暖趋势进一步加强，高原整体开发导致的人类工程活动增多，使得对本区多年冻土和寒区退化现状及其原因的分析变得十分第３４卷　第３期２　０　１　２年６月冰　川　冻　土ＪＯＵＲＮＡＬ　ＯＦ　ＧＬＡＣＩＯＬＯＧＹ　ＡＮＤ　ＧＥＯＣＲＹＯＬＯＧＹＶｏｌ．３４　Ｎｏ．３Ｊｕｎ．２　０　１　２必要．１　研究区域研究区位于青海高原中、东部，包括江河源区及属于柴达木内流水系的花石峡盆地等．以巴颜喀拉山为界，以南属长江流域，以北为黄河流域；以阿尼玛卿山支脉布青山－布尔汗布达山为界，以南属于黄河源区，以北属于柴达木内陆盆地．从大的山系、高原主体及其深切割带在垂直方向和其他方向上决定水热条件的分异而言，属于青南大片多年冻土；同时因处于季节冻土到片状连续多年冻土的过渡区，多种冻土类型如季节冻土、岛状或冻土、片状连续冻土交替出现［１４－１５］（图１）．地势西高东低，整体由北西向南东倾斜，海拔４　０００ｍ以上．多年冻土在空间分布上由东向西随海拔升高而连续性增强，查拉坪、巴颜喀拉山和布青山、布尔汗布达山等高山山顶多年冻土最为发育，为片状连续分布；鄂陵湖、扎陵湖、黄河谷地等海拔较低的河湖低洼区，岛状冻土被占优势的季节冻土所分割包围［１６］．植被类型较为单一，主要为高山草甸和高山草原两大类，包括高寒沼泽草甸、高寒草甸、高山草原化草甸及局部高山部位分布的垫状植被和流石滩稀疏植被［１７－１９］．土壤以高山草甸土为主，低洼湿地、山前缓坡、山间盆地等发育沼泽化草甸土．主要河流有黄河、长江上游干流通天河，以及黄河众多一、二级支流如卡日曲、扎曲、热曲、多曲、勒那曲、黑河等；主要湖泊有扎陵湖、鄂陵湖（简称“两湖”），冬给措纳湖，尕拉拉错、星星海和阿涌吾儿马错等［１９－２０］．该区气候干寒，由南东向北西年平均气温递减，年平均气温低于－３．２℃，年平均气温最低处位于巴颜喀拉山口的查龙穷工区；多年平均降水量２８２～５９０ｍｍ，多年平均蒸发量为７４４～１　５００ｍｍ；河流流量丰枯转化频繁．随着气候变化，近几十年来该区的年蒸发量以１２．４ｍｍ·（１０ａ）－１的趋势显著增大，系气温升高引起；年降水量以４．２８ｍｍ·（１０ａ）－１的微弱增量递增，但降水频数减少，多以固态或暴雨形式降落［２１－２３］．主要交通道路为２１４国道（青康公路），其高海拔路段连续多年冻土总里程长８６．６ｋｍ，低谷段如苦海盆地，花石峡和黄河上游谷地等有大片融区或季节冻土，不连续多年冻土界于二者之间，且冻土岛和非冻土岛交互穿插［２４］．２　多年冻土和高寒环境退化现状２．１　多年冻土退化现状程国栋［２５］在进行高海拔多年冻土分带工作时指出，年平均地温－０．５℃可作为青藏高原高海拔多年冻土的分布下界，但在比下界海拔更低的岛状冻土及其边缘，过湿草甸因“温度位移”而往往成为多年冻土下界的指示标志．为此，利用ＧＰＳ准确定位，在原来揭露有埋藏冻土的ＺＫ２孔附近进行复位钻探，同时实地调查植被和浅层土壤质地，选择图１　青海高原中、东部多年冻土及钻孔分布Ｆｉｇ．１　Ｍａｐ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｉｎｔｅｒｉｏｒ－Ｅａｓｔｅｒｎ　Ｑｉｎｇｈａｉ　Ｐｌａｔｅａｕ，ｔｈｅ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｒｅｇｉｏｎｓ　ａｎｄ　ｂｏｒｅｈｏｌｅ　ｓｉｔｅｓ　ａｒｅ　ａｌｓｏ　ｓｈｏｗｅｄ９３５３期罗栋梁等：青海高原中、东部多年冻土及寒区环境退化　图２　ＱＳＨ－１、ＱＳＨ－２、ＱＳＨ－３、ＣＬＱ－１、ＣＬＱ－２、ＣＬＰ－３、ＣＬＰ－４、ＹＮＧ－２、ＹＮＧ－３等孔地温曲线Ｆｉｇ．２　Ｇｒｏｕｎｄ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ｐｒｏｆｉｌｅｓ　ｏｆ　Ｂｏｒｅｈｏｌｅｓ　ＱＳＨ－１，ＱＳＨ－２，ＱＳＨ－３，ＣＬＱ－１，ＣＬＱ－２，ＣＬＰ－３，ＣＬＰ－４，ＹＮＧ－２ａｎｄ　ＹＮＧ－３植被覆盖度最高、地表含水量条件最好的沼泽湿地布设钻孔，共布设ＱＳＨ－１、ＱＳＨ－２和ＱＳＨ－３孔．钻探和测温结果显示，３个孔中仅过湿草甸的ＱＳＨ－１孔存在多年冻土，且其年平均地温为０．３３℃，其余两孔年平均地温均为正温（图２ａ）．由此推测，ＺＫ２深埋藏多年冻土［２６］已消失．通过访问确认清水河镇区原位于水井的浅埋藏多年冻土也已消失．推测巴颜喀拉山南坡清水河地区岛状冻土南界向北推移了５ｋｍ（图３）． 冻土勘探和调查表明，野牛沟、黄河沿等地岛状冻土已退化为季节冻土或仅存个别冻土岛，标志着片状连续多年冻土边缘地带岛状冻土的“消亡”，是多年冻土退化的最后阶段．有的埋藏多年冻土是全新世残留［２６］，近１０～２０ａ来在气候变化影响下多年冻土正加速消失．１９９１年在星星海湖岸、黑河桥南滩地山前洪积扇揭露残留埋藏多年冻土，１９９８年原位复勘时未见多年冻土［１３］．２０１０年８月在野马滩地表过饱和含水的湿地中钻探ＸＸＨ－１孔，测温结果显示年平均地温已高于＋０．５℃，表明多年冻土层已彻底消融．１９９１年在野牛沟沟口段勘测时，于海拔４　３２０ｍ处揭露到埋深６ｍ、长近２ｋｍ的埋藏冻土，１９９８年原位复勘时该段冻土层已消０４５ 冰 川 冻 土 ３４卷　图３　２０１０年巴颜喀拉山南坡清水河岛状冻土北移Ｆｉｇ．３　Ａ　ｐｒｏｆｉｌｅ　ａｌｏｎｇ　Ｇ　２１４ｆｒｏｍ　Ｋ６７３ｔｏ　Ｋ６６５ｉｎ　２０００，ｓｈｏｗｉｎｇ　ｔｈｅ　ｎｏｒｔｈｗａｒｄ　ｓｈｉｆｔ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｂｏｕｎｄａｒｙ　ｏｆｉｓｌａｎｄ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｉｎ　Ｑｉｎｇｓｈｕｉｈｅ　ｏｎ　ｔｈｅ　ｓｏｕｔｈ　ｓｌｏｐｅｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｂａｙａｎ　Ｈａｒ　Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ融［１３］，２０１０年８月在海拔相当的野牛沟分别钻探ＹＮＧ－２和ＹＮＧ－３孔，测温结果显示年平均地温已高于＋１．０℃，表明此处已完全退化为季节冻土（图２ｄ）．深埋藏多年冻土、融化夹层和不衔接冻土的出现为冻土退化的第二个阶段，这种现象在不连续多年冻土和岛状冻土较常见．巴颜喀拉山南坡查龙穷工区、清水河，苦海岸边醉马滩及花石峡、昌马河等地深埋藏多年冻土层埋深多为５～８ｍ．如昌马河ＺＫ８孔，在１１．６～１５．２ｍ和２０．０～３１．２ｍ出现两层分离的深埋藏冻土［２６］，表明现代气温变化正加速融化古冻土．１９９０年６月钻探花石峡东北地那染滩ＣＫ１孔，埋藏冻土顶板埋深７．７ｍ，冻土仅厚４．６ｍ，也为深埋藏冻土［１４］．１９９５年在大野马岭揭露的２９号孔剖面多年冻土呈不衔接状态［１３］，２０１０年５—６月访问共和－玉树高速公路地质勘探人员获知大野马岭、小野马岭及野马滩等地现多为活动层底部含冰的季节冻土，仅极少数地方存在近地层浅层冻土．片状连续多年冻土及部分不连续多年冻土由于年平均地温较低（＜－１℃）而相对稳定，多年冻土仍可保留，在气候变暖条件下表现为年平均地温升高和冻土层厚减薄，标志着多年冻土退化的开始．由于缺乏长期有效的冻土地温监测资料，本区连续多年冻土年平均地温升高幅度尚无法判断．数值模拟发现，在年平均气温以０．０４℃·ａ速率递增情况下，花石峡站孔２冻土厚度将从当前５３．８ｍ减少至２１世纪末的１３．７ｍ，年平均地温将由－１．２℃升至－０．３℃［２７］．由此判断，在气候变暖条件下，连续多年冻土仍将保存，但年平均地温升高和冻土厚度减小将是普遍现象．２．２　活动层温度和季节冻结深度变化在气候变暖条件下，季节冻土活动层温度升高，季节冻结深度变浅，是冻土退化的另一显著标志．玛多站活动层各深度多年平均温度分别为０．６４、１．４５、１．５７、１．４８、１．４５、１．７３、１．６３、１．４８、１．４６℃，年平均升温率分别达到０．０５４、０．０４２、０．０３９、０．０３９、０．０４１、０．０４５、０．０４８、０．０５６、０．０５６℃·ａ－１（图４ａ）．同期年平均气温升温率为０．０６２℃·ａ－１．图４（ａ）显示，５、１０、１５、２０ｃｍ升温速率相对地表和活动层底部要慢，这可能由于地表径流影响和大气降水的下渗，导致近地表土壤含１４５３期罗栋梁等：青海高原中、东部多年冻土及寒区环境退化　图４　玛多季节冻土活动层温度（ａ）和厚度（ｂ）变化Ｆｉｇ．４　Ｃｈａｎｇｅｓ　ｏｆ　ｇｒｏｕｎｄ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ（ａ）ａｎｄ　ｔｈｅ　ａｃｔｉｖｅ　ｌａｙｅｒ　ｔｈｉｃｋｎｅｓｓ（ｂ）ｉｎ　Ｍａｄｏｉ　Ｓｔａｔｉｏｎ水量高，在活动层的冻结融化过程中因冰水相变而消耗一定量的潜能，从而减少了气温升温在相应深度的能量累积，因而升温较慢．随深度加深，活动层升温率增大，１６０ｃｍ和３２０ｃｍ深度的年平均升温率超过了地表，有两个可能原因：１）侧向热流起到了较大作用；２）较高的地中热流传至活动层底部时，补充了部分地表向下的地温增量，从而使得活动层底部升温更显著一些．季节冻土活动层厚度在减小（图４（ｂ））．玛多站最大季节冻深由１９８０年的３．２ｍ减小到２０００年左右的２．８ｍ［２８］，２００８年进一步下降到２．２～２．４ｍ．玛多站多年季节冻深度为２８１ｃｍ，在气温升高趋势下，活动层厚度不断减小，并对气温升温的响应程度较高．如１９８６—１９９１年是显著升温阶段，气温由－４．８℃急剧升高至－２．９℃，活动层厚度则由３４０ｃｍ减少到２４０ｃｍ．总体而言，玛多站季节冻结深度年平均减少３ｃｍ·ａ－１，以２００４年活动层埋深最浅，活动层底部年平均温度年均升高０．０５℃·ａ－１．２．３　多年冻土分布下界变化片状连续多年冻土边缘地带岛状冻土的消融，使巴颜喀拉山和布青山多年冻土分布下界抬升．１９９１年巴颜喀拉山北坡野牛沟不连续多年冻土分布下界为海拔４　３２０ｍ，南坡清水河不连续多年冻土分布下界为海拔４　４９０ｍ，１９９８年二者上升至海拔４　３７０ｍ和４　５６０ｍ，分别上升了７０ｍ和１１０ｍ［１３］．２０１０年７—１１月，中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冻土工程国家重点实验室在２１４国道沿线及邻近区域反复进行冻土勘探和调查，结果表明巴颜喀拉山南坡冻土岛分布上界进一步抬升至海拔４　５８０ｍ，北坡野牛沟冻土岛分布下界则抬升至海拔４　４２０ｍ．２０００年在海拔４　６５３ｍ的巴颜喀拉山南坡查龙穷西Ｋ１３孔揭露到多年冻土层［２８］，２０１０年在海拔４　６４２ｍ和４　６１４ｍ的ＣＬＱ－１和ＣＬＱ－２孔也揭露到多年冻土层，年平均地温分别为－０．５３℃和－０．６１℃（图２ｂ），推测巴颜喀拉山南坡连续多年冻土分布下界在海拔４　６７０ｍ；２０００年在海拔４　４９８ｍ的北坡开赖龙埂施工Ｋ１２孔未揭露到多年冻土［２８］，２０１０年在巴颜喀拉山北坡海拔４　５６４ｍ的ＣＬＰ－４孔和海拔４　６３０ｍ的ＣＬＰ－３孔揭露到多年冻土，年平均地温－０．７℃左右（图２ｄ），推测北坡连续多年冻土分布下界在海拔４　６１５ｍ左右．北坡多年冻土分布下界比南坡低５５ｍ．１９９８—２０１０年巴颜喀拉山南北坡不连续多年冻土分布下界分别上升了２０ｍ和５０ｍ．１９９５年，布青山北坡和南坡多年冻土分布下界分别为海拔４　１５０ｍ和４　２７０ｍ［２２］，２０１０年在布青山进行冻土调查，在海拔４　２２５ｍ的ＭＤＢ孔和海拔４　２８８ｍ的Ｋ４４５孔揭露到多年冻土，其年平均地温分别为－０．７３℃和－０．９６℃，推测北坡多年冻土分布下界在海拔４　２００ｍ，而南坡多年冻土分布下界已为海拔４　３５０ｍ［１６］． 综上分析，冻土岛和深埋藏多年冻土消融，及年均地温升高和多年冻土厚度减薄造成冻土分布下界的抬升幅度，巴颜喀拉山北坡比南坡更明显．这２４５ 冰 川 冻 土 ３４卷　表１　巴颜喀拉山及布青山不连续多年冻土分布下界变化Ｔａｂｌｅ　１　Ｃｈａｎｇｅｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｌｏｗｅｒ　ｌｉｍｉｔｓ　ｏｆ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｂａｙａｎ　Ｈａｒ　Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ　ａｎｄ　ｔｈｅ　Ｂｕｑｉｎｇ　Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ地貌部位纬度／Ｎ多年冻土分布下界／ｍ１９９１　１９９５　１９９８　２０１０退化幅度／ｍ１９９１（１９９５）—２０１０巴山南坡（查龙穷）３４°０２′４４９０／４５６０　４５８０　９０巴山北坡（野牛沟）３４°２０′４３２０／４３７０　４４２０　１００布青山南坡（玛查理）３４°４８′／４２７０／４３５０　８０布青山北坡（花石峡）３５°１５′／４１５０／４２００　５０可能是由于巨大山体效应造成北坡增温，加上巴颜喀拉山南坡查龙穷一带植被覆盖较好和降水较丰富使得浅表层含水量高，由此消耗了升温引起的能量累积，故巴颜喀拉山北坡比南坡地表及冻土积温更显著，退化更显著．布青山脉以南玛多以北多年冻土分布下界１５ａ间退化幅度在８０ｍ以上，布青山北坡多年冻土退化相对要轻，但１５ａ间多年冻土分布下界也抬升了５０ｍ（表１）．与青藏高原多年冻土北坡、南坡分布下界相比［７］，青海高原中、东部高山多年冻土分布下界抬升幅度更显著．３　气温和环境变化３．１　气温变化从２０世纪８０年代起，本区气候变暖效应非常显著．由图５不难看出，２０世纪８０年代以前，玛多和清水河站出现一定的降温和变冷倾向，以玛多站更显著．但自１９８０年以来，年平均气温升高明显：玛多站１９５３—２０１０年气温倾向率为０．２６８℃·（１０ａ）－１，１９８０—２０１０年达到了０．６１５℃·（１０ａ）－１；清水河站１９５６—２０１０年气温倾向率为０．２４４℃·（１０ａ）－１，１９８０—２０１０年为０．５６７℃·（１０ａ）－１．１９８０年以来的变暖效应，引起地表能量的积聚和增加，为多年冻土及地下冰的融化提供热量，是本区多年冻土退化的主要原因．１９８０—２０１０年，清水河气象站多年年平均气温－４．３℃，比１９５６—１９８９年升高约０．４℃；玛多气象站年均气温－３．２℃，比１９５３—１９８９年升高约０．７℃，比１９５３—１９８０年升高０．９℃．自２０００年以后，本区气温升幅进一步增大：如２０００—２０１０年，清水河多年年均气温为－３．６℃，玛多站多年年均气温为－２．６℃，与１９８０—１９９９年相比升温幅度分别达到１．１℃和１．０５℃． 年平均气温的升高，导致大气冻结指数减少，大气融化指数增加，冻／融指数比减小．据计算，玛多气象站１９９１—２０００年大气冻结指数比１９６０—１９７０年减少３８３℃·ｄ，而融化指数增加了１３５℃·ｄ，冻结指数与融化指数的差值则由１　１９２℃·ｄ减小到８３３℃·ｄ，冻／融指数比由２．０８减小到１．６９，大气冻结数由０．５９２减小到０．５６４．气温升高引起地表变暖，标志着地－气间由负的能量平衡转为正平衡，由放热模式变为吸热模式，促使多年冻土融化．如玛多气象站１９６１—１９７０年和１９７１—１９８０年地表年平均温度分别为－０．０８℃和－０．０９℃，而１９８１—１９９０年及１９９１—２０００年增加到０．４６℃和０．８３℃，地表冻结数则由０．４７１减小到０．４４５．１９８１—１９８９年到２００１—２０１０年，清水河大气冻结指数由１９８１—１９８９年的２３７９℃·ｄ减小到２００１—２０１０年的２０９９℃·ｄ，大气融化指数由６３８℃·ｄ增加到７８２℃·ｄ，大气冻／融指数比由３．７减小到２．７，大气冻结数由０．６６减小到０．６２．图５　清水河（１９５６—２０１０）、玛多（１９５３—２０１０）气温变化Ｆｉｇ．５　Ｃｈａｎｇｅｓ　ｏｆ　ａｉｒ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ｉｎ　Ｑｉｎｇｓｈｕｉｈｅ　ｆｒｏｍ　１９５６ｔｏ　２０１０ａｎｄ　Ｍａｄｏｉ　ｆｒｏｍ　１９５３ｔｏ　２０１０３４５３期罗栋梁等：青海高原中、东部多年冻土及寒区环境退化　３．２　冻土退化与寒区环境退化伴随着冻土升温、退化、消失，本区高寒环境显著退化，主要表现为高寒沼泽湿地和湖泊萎缩、高寒草地沙漠化和荒漠化加剧等．沼泽湿地、河湖为代表的下垫面条件改变导致地表比辐射率增大，反射率减小，吸收热量增多，用于蒸发和融化消耗的相变潜热却减小，地面辐射平衡因而在增加．地表蓄水能力减弱导含水量减小及地表疏干，使蒸发和融化过程中冰水、水汽相变耗热减少，在很大程度上又反过来增加地表热量吸收，加速多年冻土退化．黄河源区１９７６年原有沼泽湿地面积８　２６４ｋｍ２，１９９０年减少至８　００５ｋｍ２，２０００年时沼泽面积仅剩５　７４３ｋｍ２［２９］．引起冻土退化的气温升高，同时也增加了流域蒸发量，使得地下水位下降和径流量减小，导致区域生态和高寒环境恶化［２１，２８］．本区工农业和城镇发展极少，但自２０世纪７０年代以来该地区畜牧业发展迅速，３０ａ间牲畜量增加近３倍，虽自１９９０年以后本区牲畜数量减少，但仍一直处于超载状态，与气候暖干化共同作用于玛多草地退化［３０－３２］．由人类活动增强、过度放牧等引起的草地破坏，地下水位下降、对高寒植被破坏十分严重．多年冻土退化自２０世纪７０年代以来发生质的变化，原有多年冻土地区如黄河沿、玛多县城（玛查理）、星星海等地现退化为季节冻土区，玛多县城附近多年冻土分布界线已向西扩延约１５ｋｍ远，县城北山前多年冻土下界目前在海拔４　３５０ｍ以上；黄河沿处多年冻土界线亦向北推移２ｋｍ［１６］．黄河谷地、星星海、绵沙岭出现不同程度的沙化和荒漠化，沙漠化土地面积达到３　５１２ｋｍ２以上［３３］，虽以轻度和中度沙漠化土地为主，重度沙漠化次之［３４］，但在很大程度上改变了下垫面性质，使得多年冻土退化与沙漠化呈现时空上的相关性．黄河源区沙漠化主要集中于鄂陵湖、扎陵湖及星星海湖岸阶地上，玛多宽谷盆地南缘与黑河乡的赫拉、尕拉到黄河乡的热曲、江旁一线近年来沙漠化呈扩展趋势，并由轻度沙漠化向重度沙漠化转变［３３］．这些正是冻土退化严重的地区，玛多谷地的黄河沿和玛多县城（玛查理），热曲和黑河流域在２０世纪７０年代以前都有多年冻土的存在［１６］，２０世纪９０年代和２０１０年反复勘察证实已为季节冻土．又如黑河沿岸原有埋藏多年冻土存在，但现在已退化为季节冻土．４　结论和展望基于２００９—２０１１年的冻土勘探和调查资料，并结合相关文献资料，初步分析了青海高原中、东部冻土和寒区退化现状，及引起退化的主要原因．形成以下结论和展望：（１）青海高原中、东部地区多年冻土退化呈现时间和空间上的差异．岛状冻土区以冻土岛和深埋藏多年冻土的消失为特征，不连续多年冻土和片状连续多年冻土边缘地区以融化夹层、不衔接状多年冻土的出现为特征，片状连续多年冻土以年均地温升高和多年冻土厚度减薄为特征，多年冻土仍能予以保留．多年冻土上限下降是各类多年冻土退化共有的特征．（２）青海高原中、东部处于青藏高原连续多年冻土区边缘，大部分为高温多年冻土，多年冻土对外界条件改变响应更为敏感，退化幅度大于青藏高原多年冻土北界、南界地区．巴颜喀拉山和布青山南北坡片状连续多年冻土、不连续多年冻土、岛状冻土分布下界都有较大幅度抬升．其中，巴颜喀拉山南北坡不连续多年冻土分布下界分别抬升９０ｍ和１００ｍ，布青山南北坡不连续多年冻土分布下界分别抬升８０ｍ和５０ｍ，表现为多年冻土退化由北向南加剧．（３）气候变暖是导致青海高原中、东部地区多年冻土退化及消失的主要原因．２０世纪８０年代以来，年平均气温升高，改变了地表辐射平衡，使得融化期延长，冻结期缩短，地表积累热量增多，地表年均温由负温变为正温，大气和地表冻结指数增大，融化指数减小，冻／融指数比减小．季节冻结深度埋深年均减少３ｃｍ，活动层底部温度年均升高０．０５℃·ａ－１．（４）伴随着多年冻土退化，高寒环境也发生了显著退化，沙漠化、荒漠化及地表含水量减少趋干为标志的下垫面条件改变，导致用于蒸发和融化潜热的耗热减小，反过来又增加了地表热量的吸收．（５）基于２００９—２０１１年中国科学院冻土工程国家重点实验室在本区域所布置的冻土－气候监测网络，对处于季节冻土向片状连续多年冻土过渡的青海高原中、东部地区的多年冻土、气候变化、寒区生态环境、寒区工程等的互作进行长期有效的监测，加深了我们对气候变化和人类活动干扰下青藏高原东北部地区多年冻土年均地温、冻土上限、冻融灾害等变化的深刻认识．参考文献（Ｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓ）：［１］Ｏｓｔｅｒｋａｍｐ　Ｔ　Ｅ，Ｒｏｍａｎｏｖｓｋｙ　Ｖ　Ｅ．Ｅｖｉｄｅｎｃｅ　ｆｏｒ　ｗａｒｍｉｎｇ４４５ 冰 川 冻 土 ３４卷　ａｎｄ　ｔｈａｗｉｎｇ　ｏｆ　ｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｏｕｓ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｉｎ　Ａｌａｓｋａ［Ｊ］．Ｐｅｒ－ｍａｆｒｏｓｔ　ａｎｄ　Ｐｅｒｉｇｌａｃｉａｌ　Ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ，１９９９，１０：１７－３７．［２］Ｓｈａｒｋｈｕｕ　Ｎ．Ｒｅｃｅｎｔ　ｃｈａｎｇｅｓ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｏｆ　Ｍｏｎｇｏｌｉａ［Ｃ］／／Ｐｒｏｃ．８ｔｈ　Ｉｎｔ．Ｃｏｎｆ．ｏｎ　Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ，Ｚｕｒｉｃｈ，Ｓｗｉｔｚｅｒ－ｌａｎｄ，２００３：１０２９－１０３４．［３］Ｊｉｎ　Ｈ　Ｊ，Ｌｉ　Ｓ　Ｘ，Ｃｈｅｎｇ　Ｇ　Ｄ，ｅｔ　ａｌ．Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ａｎｄ　ｃｌｉｍａｔｉｃｃｈａｎｇｅ　ｉｎ　Ｃｈｉｎａ［Ｊ］．Ｇｌｏｂａｌ　ａｎｄ　Ｐｌａｎｅｔａｒｙ　Ｃｈａｎｇｅ，２０００，２６：３８７－４０４．［４］Ｊｉｎ　Ｈ　Ｊ，Ｙｕ　Ｑ　Ｈ，ＬüＬ　Ｚ，ｅｔ　ａｌ．Ｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔｉｎ　ｔｈｅ　Ｘｉｎｇ ａｎｌｉｎｇ　Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ，Ｎｏｒｔｈｅａｓｔｅｒｎ　Ｃｈｉｎａ［Ｊ］．Ｐｅｒ－ｍａｆｒｏｓｔ　ａｎｄ　Ｐｅｒｉｇｌａｃｉａｌ　Ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ，２００７，１８：２４５－２５８．［５］Ｍａｒｃｈｅｎｋｏ　Ｓ　Ｓ，Ｇｏｒｂｕｎｏｖ　Ａ　Ｐ，Ｒｏｍａｎｏｖｓｋｙ　Ｖ　Ｅ．Ｐｅｒｍａ－ｆｒｏｓｔ　ｗａｒｍｉｎｇ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｔｉｅｎｓｈａｎ　Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ，Ｃｅｎｔｒａｌ　Ａｓｉａ［Ｊ］．Ｇｌｏｂａｌ　ａｎｄ　Ｐｌａｎｅｔａｒｙ　Ｃｈａｎｇｅ，２００７，５６：３１１－３２７．［６］Ｈａｒｒｉｓ　Ｃ，Ａｒｅｎｓｏｎ　ＬＵ，Ｃｈｒｉｓｔｉａｎｓｅｎ　Ｈ　Ｈ，ｅｔ　ａｌ．Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔａｎｄ　ｃｌｉｍａｔｅ　ｉｎ　Ｅｕｒｏｐｅ：Ｍｏｎｉｔｏｒｉｎｇ　ａｎｄ　ｍｏｄｅｌｌｉｎｇ　ｔｈｅｒｍａｌ，ｇｅｏｍｏｒｐｈｏｌｏｇｉｃａｌ　ａｎｄ　ｇｅｏｔｅｃｈｎｉｃａｌ　ｒｅｓｐｏｎｓｅｓ［Ｊ］．Ｅａｒｔｈ－Ｓｃｉ－ｅｎｃｅ　Ｒｅｖｉｅｗｓ，２００９，９２：１１７－１７１．［７］Ｗｕ　Ｑ　Ｂ，Ｚｈａｎｇ　Ｔ　Ｊ．Ｒｅｃｅｎｔ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｗａｒｍｉｎｇ　ｏｎ　ｔｈｅＱｉｎｇｈａｉ－Ｔｉｂｅｔａｎ　Ｐｌａｔｅａｕ［Ｊ］．Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．Ｒｅｓ，２００８，１１３（Ｄ１３）：Ｄ１３１０８．［８］Ｗａｎｇ　Ｙｉｂｏ，Ｗａｎｇ　Ｇｅｎｘｕ，Ｗｕ　Ｑｉｎｇｂａｉ，ｅｔ　ａｌ．Ｔｈｅ　ｉｍｐａｃｔｓｏｆ　ｖｅｇｅｔａｔｉｏｎ　ｄｅｇｅｎｅｒａｔｉｏｎ　ｏｎ　ｈｙｄｒｏｌｏｇｙ　ｆｅａｔｕｒｅｓ　ｏｆａｌｐｉｎｅ　ｓｏｉｌ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ　ｏｆ　Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙ　ａｎｄ　Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏｇｙ，２０１０，３２（５）：９８９－９９８．［王一博，王根绪，吴青柏，等．植被退化对高寒土壤水文特征的影响［Ｊ］．冰川冻土，２０１０，３２（５）：９８９－９９８．］［９］Ｚｈａｏ　Ｌ，Ｍａｒｃｈｅｎｋｏ　Ｓ　Ｓ，Ｓｈａｒｋｈｕｕ　Ｎ，ｅｔ　ａｌ．Ｒｅｇｉｏｎａｌ　ｃｈａｎ－ｇｅｓ　ｏｆ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｉｎ　Ｃｅｎｔｒａｌ　Ａｓｉａ［Ｃ］／／Ｐｒｏｃ．９ｔｈ　Ｉｎｔ．Ｃｏｎｆ．ｏｎ　Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ，Ｆａｉｒｂａｎｋｓ，Ａｍｅｒｉｃａ，２００８：２０６１－２０６９．［１０］Ｗｕ　Ｑ　Ｂ，Ｚｈａｎｇ　Ｔ　Ｊ．Ｃｈａｎｇｅｓ　ｉｎ　ａｃｔｉｖｅ　ｌａｙｅｒ　ｔｈｉｃｋｎｅｓｓ　ｏｖｅｒｔｈｅ　Ｑｉｎｇｈａｉ－Ｔｉｂｅｔａｎ　Ｐｌａｔｅａｕ　ｆｒｏｍ　１９９５ｔｏ　２００７［Ｊ］．Ｊ．Ｇｅｏ－ｐｈｙｓ．Ｒｅｓ．，２０１０，１１５（Ｄ９）：Ｄ０９１０７．［１１］Ｎａｎ　Ｚｈｕｏｔｏｎｇ，Ｇａｏ　Ｓｈｅｎｚｅ，Ｌｉ　Ｓｈｕｘｕｎ，ｅｔ　ａｌ．Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔｃｈａｎｇｅｓ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｎｏｒｔｈｅｒｎ　ｌｉｍｉｔ　ｏｆ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｏｎ　ｔｈｅ　Ｑｉｎｇｈａｉ－Ｔｉｂｅｔ　Ｐｌａｔｅａｕ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｌａｓｔ　３０ｙｅａｒｓ［Ｊ］．Ａｃｔａ　Ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃａ　Ｓｉｎｉ－ｃａ，２００３，５８（６）：８１７－８２３．［南卓铜，高泽深，李述训，等．近３０年来青藏高原西大滩多年冻土变化［Ｊ］．地理学报，２００３，５８（６）：８１７－８２３．］［１２］Ｎａｎ　Ｚｈｕｏｔｏｎｇ，Ｌｉ　Ｓｈｕｘｕｎ，Ｃｈｅｎｇ　Ｇｕｏｄｏｎｇ．Ｐｒｅｄｉｃｔｉｏｎ　ｏｆｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｃｈａｎｇｅｓ　ｏｎ　Ｑｉｎｇｈａｉ－Ｔｉｂｅｔ　Ｐｌａｔｅａｕ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｎｅｘｔ　５０ａｎｄ　１００ｙｅａｒｓ［Ｊ］．Ｓｃｉｅｎｃｅ　ｉｎ　Ｃｈｉｎａ（Ｓｅｒ．Ｄ　Ｅａｒｔｈ　Ｓｃｉｅｎｃｅｓ），２００４，３４（６）：５２８－５３４．［南卓铜，李述训，程国栋．未来５０与１００ａ青藏高原多年冻土变化情景预测［Ｊ］．中国科学（Ｄ辑，地球科学），２００４，３４（６）：５２８－５３４．］［１３］Ｚａｎｇ　Ｅｎｍｕ，Ｗｕ　Ｚｉｗａｎｇ．Ｔｈｅ　Ｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ　ｏｆ　Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ａｎｄＨｉｇｈｗａｙ　Ｅｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇ［Ｍ］．Ｌａｎｚｈｏｕ：Ｌａｎｚｈｏｕ　ＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙＰｒｅｓｓ，１９９９：７－２７．［臧恩穆，吴紫汪．多年冻土退化与道路工程［Ｍ］．兰州：兰州大学出版社，１９９９：７－２７．］［１４］Ｗａｎｇ　Ｓｈａｏｌｉｎｇ，Ｌｉｎ　Ｑｉｎｇ，Ｚｈａｏ　Ｌｉｎ．Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ａｌｏｎｇ　ｔｈｅＱｉｎｇｋａｎｇ　Ｈｉｇｈｗａｙ（Ｎａｔｉｏｎａｌ　Ｈｉｇｈｗａｙ　Ｎｏ．２１４）［Ｊ］．ＡｒｉｄＬａｎｄ　Ｇｅｏｇｒａｐｈｙ，１９９９，２２（２）：４２－４９．［王绍令，林清，赵林．青康公路（国道２１４线）沿线的多年冻土［Ｊ］．干旱区地理，１９９９，２２（２）：４２－４９．］［１５］Ｚｈｏｕ　Ｙｏｕｗｕ，Ｑｉｕ　Ｇｕｏｑｉｎｇ，Ｇｕｏ　Ｄｏｎｇｘｉｎ，ｅｔ　ａｌ．Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏ－ｇｙ　ｉｎ　Ｃｈｉｎａ［Ｍ］．Ｂｅｉｊｉｎｇ：Ｓｃｉｅｎｃｅ　Ｐｒｅｓｓ：３２９－３５３．［周幼吾，邱国庆，郭东信，等．中国冻土［Ｍ］．北京：科学出版社，２０００：３２９－３５３．］［１６］Ｊｉｎ　Ｈｕｉｊｕｎ，Ｗａｎｇ　Ｓｈａｏｌｉｎｇ，ＬüＬａｎｚｈｉ，ｅｔ　ａｌ．Ｆｅａｔｕｒｅｓ　ａｎｄｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｆｒｏｚｅｎ　ｇｒｏｕｎｄ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｓｏｕｒｃｅ　Ａｒｅａ　ｏｆ　ｔｈｅ　ＹｅｌｌｏｗＲｉｖｅｒ，Ｃｈｉｎａ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ　ｏｆ　Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙ　ａｎｄ　Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏｇｙ，２０１０，３２（１）：１０－１７．［金会军，王绍令，吕兰芝，等．黄河源区冻土特征及退化趋势［Ｊ］．冰川冻土，２０１０，３２（１）：１０－１７．］［１７］Ｗａｎｇ　Ｇｅｎｘｕ，Ｇｕｏ　Ｘｉａｏｙｉｎ，Ｃｈｅｎｇ　Ｇｕｏｄｏｎｇ．Ｄｙｎａｍｉｃ　ｖａｒｉａ－ｔｉｏｎｓ　ｏｆ　ｌａｎｄｓｃａｐｅ　ａｎｄ　ｔｈｅ　ｌａｎｄｓｃａｐｅ　ｅｃｏｌｏｇｉｃａｌ　ｆｕｎｃｔｉｏｎｓ　ｉｎ　ｔｈｅＳｏｕｒｃｅ　Ａｒｅａ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｙｅｌｌｏｗ　Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ａｃｔａ　Ｅｃｏｌｏｇｉｃａ　Ｓｉｎｉｃａ，２００２，２２（１０）：１５８７－１５９８．［王根绪，郭晓寅，程国栋．黄河源区景观格局与生态功能的动态变化［Ｊ］．生态学报，２００２，２２（１０）：１５８７－１５９８．］［１８］Ｊｉｎ　Ｈ　Ｊ，Ｈｅ　Ｒ　Ｘ，Ｃｈｅｎｇ　Ｇ　Ｄ，ｅｔ　ａｌ．Ｃｈａｎｇｅｓ　ｉｎ　ｆｒｏｚｅｎｇｒｏｕｎｄ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｓｏｕｒｃｅ　Ａｒｅａ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｙｅｌｌｏｗ　Ｒｉｖｅｒ　ｏｎ　ｔｈｅ　Ｑｉｎｇ－ｈａｉ－Ｔｉｂｅｔ　Ｐｌａｔｅａｕ，Ｃｈｉｎａ，ａｎｄ　ｔｈｅｉｒ　ｅｃｏ－ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ　ｉｍ－ｐａｃｔｓ［Ｊ］．Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ　Ｒｅｓｅａｒｃｈ　Ｌｅｔｔｅｒｓ，２００９，４：０４５２０６．［１９］Ｌｕｏ　Ｄｏｎｇｌｉａｎｇ，Ｊｉｎ　Ｈｕｉｊｕｎ，Ｙａｎｇ　Ｓｉｚｈｏｎｇ，ｅｔ　ａｌ．Ａ　ｓｔｕｄｙ　ｏｆｔｈｅ　ｐｅｒｉｇｌａｃｉａｌ　ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓ　ａｒｏｕｎｄ　ｔｈｅ　Ｄｏｎｇｇｉ　Ｃｏｎａ　Ｌａｋｅ　ｏｎｔｈｅ　Ｎｏｒｔｈｅａｓｔｅｒｎ　Ｔｉｂｅｔａｎ　Ｐｌａｔｅａｕ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ　ｏｆ　Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙａｎｄ　Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏｇｙ，２０１０，３２（５）：９３５－９４０．［罗栋梁，金会军，杨思忠，等．青藏高原东北部冬给措纳湖湖区冰缘环境探讨［Ｊ］．冰川冻土，２０１０，３２（５）：９３５－９４０．］［２０］Ｓｈａｎｇ　Ｘｉａｏｇａｎｇ，Ｚｈａｎｇ　Ｓｅｎｑｉ，Ｍａ　Ｌｉｎ，ｅｔ　ａｌ．Ｐｒｅｌｉｍｉｎａｒｙ　ａ－ｎａｌｙｓｉｓ　ｏｎ　ｔｈｅ　ｒｅａｓｏｎｓ　ｏｆ　ｌａｋｅｓ　ｄｒｙ　ｕｐ　ｉｎ　Ｙｅｌｌｏｗ　Ｒｉｖｅｒ　ＳｏｕｒｃｅＡｒｅａ［Ｊ］．Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ　Ｒｅｓｅａｒｃｈ　ｉｎ　Ｐｌａｔｅａｕ，２００６，１８（２）：４９－５４．［尚小刚，张森琦，马林，等．黄河源区湖泊萎缩的原因初步分析［Ｊ］．高原地震，２００６，１８（２）：４９－５４．］［２１］Ｃｈａｎｇ　Ｇｕｏｇａｎｇ，Ｌｉ　Ｌｉｎ，Ｚｈｕ　Ｘｉｄｅ，ｅｔ　ａｌ．Ｃｈａｎｇｅｓ　ａｎｄ　ｉｎｆｌｕ－ｅｎｃｉｎｇ　ｆａｃｔｏｒｓ　ｏｆ　ｓｕｒｆａｃｅ　ｗａｔｅｒ　ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｓｏｕｒｃｅ　Ｒｅｇｉｏｎｏｆ　ｔｈｅ　Ｙｅｌｌｏｗ　Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ａｃｔａ　Ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃａ　Ｓｉｎｉｃａ，２００７，６２（３）：３１２－３２０．［常国刚，李林，朱西德，等．黄河源区地表水资源变化及其影响因子［Ｊ］．地理学报，２００７，６２（３）：３１２－３２０．］［２２］Ｈａｏ　Ｚｈｅｎｃｈｕｎ，Ｊｉａｎｇ　Ｗｅｉｊｕａｎ，Ｊｕ　ｑｉｎ，ｅｔ　ａｌ．Ｔｈｅ　ｆｅａｔｕｒｅｓ　ｏｆｃｌｉｍａｔｅ　ｃｈａｎｇｅｓ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｆｉｖｅ　ｒｉｖｅｒ　ｓｏｕｒｃｅ　ｒｅｇｉｏｎｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　ＴｉｂｅｔａｎＰｌａｔｅａｕ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ　ｏｆ　Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙ　ａｎｄ　Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏｇｙ，２０１０，３２（６）：１１３０－１１３５．［郝振纯，江微娟，鞠琴，等．青藏高原河源区气候变化特征分析［Ｊ］．冰川冻土，２０１０，３２（６）：１１３０－１１３５．］［２３］Ｈｏｕ　Ｗｅｎｊｕ，Ｌｉ　Ｙｉｎｇｎｉａｎ．Ｓｏｉｌ　ｓｕｒｆａｃｅ　ｈｕｍｉｄｉｔｙ　ｉｎｄｅｘ　ａｎｄｓｅｎｓｉｔｉｖｉｔｙ　ａｎａｌｙｓｉｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｃｌｉｍａｔｅ　ｆａｃｔｏｒｓ　ｔｈａｔ　ａｆｆｅｃｔ　ｉｔ　ｉｎ　ｔｈｅＹｅｌｌｏｗ　Ｒｉｖｅｒ　Ｓｏｕｒｃｅ　Ｒｅｇｉｏｎｓ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ　ｏｆ　Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙ　ａｎｄＧｅｏｃｒｙｏｌｏｇｙ，２０１０，３２（６）：１２２６－１２３３．［侯文菊，李英年．黄河源区地表湿润指数及与气象因素的敏感性分析［Ｊ］．冰川冻土，２０１０，３２（６）：１２２６－１２３３．］［２４］Ｚｈｕ　Ｌｉｎｎａｎ，Ｗｕ　Ｚｉｗａｎｇ，Ｌｉｕ　Ｙｏｎｇｚｈｉ，ｅｔ　ａｌ．Ｔｈｅ　ｉｎｆｌｕｅｎ－ｃｉｎｇ　ｅｆｆｅｃｔｓ　ｏｆ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｉｎ　ｓｔａｂｉｌｉｔｙ　ｏｆ　ｒｏａｄｂｅｄ　ａｌｏｎｇ　Ｎａｔｉｏｎ－ａｌ　Ｈｉｇｈｗａｙ　Ｎｏ．２１４［Ｊ］．Ｈｉｇｈｗａｙ，１９９５（４）：４－７．［朱林楠，吴紫汪，刘永智，等．多年冻土退化对２１４国道路基稳定性的影响［Ｊ］．公路，１９９５（４）：４－７．］［２５］Ｃｈｅｎｇ　Ｇｕｏｄｏｎｇ．Ｐｒｏｂｌｅｍｓ　ｏｎ　ｚｏｎａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｈｉｇｈ－ａｌｔｉｔｕｄｅ　ｐｅｒ－ｍａｆｒｏｓｔ［Ｊ］．Ａｃｔａ　Ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃａ　Ｓｉｎｉｃａ，１９８４，３９（２）：１８５－１９３．［程国栋．我国高海拔多年冻土地带性规律之探讨［Ｊ］．地理学报，１９８４，３９（２）：１８５－１９３．］［２６］Ｊｉｎ　Ｈｕｉｊｕｎ，Ｚｈａｏ　Ｌｉｎｌｉｎ，Ｗａｎｇ　Ｓｈａｏｌｉｎｇ，ｅｔ　ａｌ．Ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ　ｏｆｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ａｎｄ　ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ　ｃｈａｎｇｅｓ　ｏｆ　ｃｏｌｄ　ｒｅｇｉｏｎｓ　ｉｎ　ｅａｓｔ－ｅｒｎ　ａｎｄ　ｉｎｔｅｒｉｏｒ　Ｑｉｎｇｈａｉ－Ｔｉｂｅｔａｎ　Ｐｌａｔｅａｕ　ｓｉｎｃｅ　ｔｈｅ　Ｈｏｌｏｃｅｎｅ５４５３期罗栋梁等：青海高原中、东部多年冻土及寒区环境退化　［Ｊ］．Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ　Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，２００６，２６（２）：１９８－２１０．［金会军，赵林，王绍令，等．青藏高原中、东部全新世以来多年冻土演化及寒区环境变化［Ｊ］．第四纪研究，２００６，２６（２）：１９８－２１０．］［２７］Ｌｉ　Ｄ　Ｑ，Ｃｈｅｎ　Ｊ，Ｍｅｎｇ　Ｑ　Ｚ，ｅｔ　ａｌ．Ｎｕｍｅｒｉｃ　ｓｉｍｕｌａｔｉｏｎ　ｏｆｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｅａｓｔｅｒｎ　Ｔｉｂｅｔａｎ　Ｐｌａｔｅａｕ［Ｊ］．Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ａｎｄ　Ｐｅｒｉｇｌａｃｉａｌ　Ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ，２００８，１９：９３－９９．［２８］Ｚｈａｎｇ　Ｓｅｎｑｉ，Ｌｉ　Ｙｕａｎ，Ｗａｎｇ　Ｙｏｎｇｕｉ，ｅｔ　ａｌ．Ｄｅｃｌｉｎｅ　ｉｎ　ｒｅ－ｇｉｏｎａｌ　ｇｒｏｕｎｄｗａｔｅｒ　ｌｅｖｅｌ　ａｎｄ　ｒｅｌａｔｅｄ　ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ　ｐｒｏｂｌｅｍｓｉｎ　ｔｈｅ　ｈｅａｄ　ｗａｔｅｒ　ａｒｅａ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｙｅｌｌｏｗ　Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ｈｙｄｒｏｇｅｏｌｏｇｙａｎｄ　Ｅｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇ　Ｇｅｏｌｏｇｙ，２００９，６：１０９－１１３．［张森琦，李原，王永贵，等．黄河源区区域地下水位下降及其生态环境地质问题［Ｊ］．水文地质与工程，２００９，６：１０９－１１３．］［２９］Ｚｈｕａｎｇ　Ｙｏｎｇｃｈｅｎｇ，Ｚｈａｎｇ　Ｓｅｎｑｉ，Ｗａｎｇ　Ｄｏｎｇｑｉｎｇ，ｅｔ　ａｌ．Ｔｈｅ　ｒｅｍｏｔｅ　ｓｅｎｓｉｎｇ　ａｎａｌｙｓｉｓ　ｏｆ　ｌａｎｄ　ｃｏｖｅｒ／ｕｓｅ　ｃｈａｎｇｅｓ　ｉｎ　ｔｈｅＳｏｕｒｃｅ　Ａｒｅａ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｙｅｌｌｏｗ　Ｒｉｖｅｒ　ｉｎ　２０ｙｅａｒｓ［Ｊ］．Ｑｉｎｇｈａｉ　Ｇｅ－ｏｌｏｇｙ，２００１（Ｓ１）：６２－６８．［庄永成，张森琦，王冬青，等．黄河源区２０多年来土地覆盖／利用变化的遥感分析［Ｊ］．青海地质，２００１（Ｓ１）：６２－６８．］［３０］Ｗａｎｇ　Ｇｅｎｘｕ，Ｓｈｅｎ　Ｙｏｎｇｐｉｎｇ，Ｃｈｅｎｇ　Ｇｕｏｄｏｎｇ．Ｅｃｏ－ｅｎｖｉ－ｒｏｎｍｅｎｔａｌ　ｃｈａｎｇｅｓ　ａｎｄ　ｃａｕｓａｌ　ａｎａｌｙｓｉｓ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｓｏｕｒｃｅ　Ｒｅｇｉｏｎｓｏｆ　ｔｈｅ　Ｙｅｌｌｏｗ　Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ　ｏｆ　Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙ　ａｎｄ　Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏ－ｇｙ，２０００，２２（３）：２００－２０５．［王根绪，沈永平，程国栋．黄河源区生态环境变化与成因分析［Ｊ］．冰川冻土，２０００，２２（３）：２００－２０５．］［３１］Ｌｕ　Ｑｉｎｇｓｈｕｉ，Ｚｈａｏ　Ｚｈｉｐｉｎｇ．Ｅｃｏ－ｉｍｍｉｇｒａｔｉｏｎ　ｐｏｌｉｃｙ　ｆｏｒ　ｔｈｅｄｅｇｒａｄｅｄ　ｒａｎｇｅｌａｎｄ　ａｎｄ　ｒｅｓｐｏｎｓｅ　ｏｆ　ｈｅｒｄ　ｆａｍｉｌｉｅｓ：ａ　ｃａｓｅｓｔｕｄｙ　ｏｆ　Ｍａｄｕｏ　Ｃｏｕｎｔｙ，ｔｈｅ　Ｓｏｕｒｃｅ　Ｒｅｇｉｏｎ　ｏｆ　Ｙｅｌｌｏｗ　Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃａｌ　Ｒｅｓｅａｒｃｈ，２００９，２８（１）：１４３－１５３．［芦清水，赵志平．应对草地退化的生态移民政策及牧户响应分析———基于黄河源区玛多县的牧户调查［Ｊ］．地理研究，２００９，２８（１）：１４３－１５３．］［３２］Ｌｉ　Ｊｉｎｃｈａｎｇ，Ｙａｎｇ　Ｙｏｎｇｇａｎｇ，Ｚｈａｎｇ　Ｃａｉｘｉａ．Ｑｕａｎｔｉｔａｔｉｖｅｓｔｕｄｙ　ｏｎ　ｉｎｆｌｕｅｎｃｉｎｇ　ｆａｃｔｏｒｓ　ｏｆ　ｄｅｓｅｒｔｉｆｉｃａｔｉｏｎ　ｉｎ　ｈｅａｄｗａｔｅｒ　ａｒ－ｅａ　ｏｆ　Ｙｅｌｌｏｗ　Ｒｉｖｅｒ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ　ｏｆ　Ａｒｉｄ　Ｌａｎｄ　Ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ　ａｎｄＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ，２０１１，２５（２）：８８－９２．［李晋昌，杨永刚，张彩霞．黄河源区现代沙漠化过程影响因素定量分析［Ｊ］．干旱区资源与环境，２０１１，２５（２）：８８－９２．］［３３］Ｚｅｎｇ　Ｙｏｎｇｎｉａｎ，Ｆｅｎｇ　Ｚｈａｏｄｏｎｇ．Ｓｐａｔｉａｌ　ａｎｄ　ｔｅｍｐｏｒａｌ　Ｃｈａｎ－ｇｅｓ　ｏｆ　ｄｅｓｅｒｔｉｆｉｃａｔｉｏｎ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｈｅａｄｗａｔｅｒ　Ａｒｅａ　ｏｆ　ｔｈｅ　ＹｅｌｌｏｗＲｉｖｅｒ　Ｕｓｉｎｇ　Ｒｅｍｏｔｅ　Ｓｅｎｓｉｎｇ［Ｊ］．Ａｃｔａ　Ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃａ　Ｓｉｎｉｃａ，２００７，６２（５）：５２９－５３６．［曾永年，冯兆东．黄河源区土地沙漠化时空变化遥感分析［Ｊ］．地理学报，２００７，６２（５）：５２９－５３６．］［３４］Ｆｅｎｇ　Ｊｉａｎｍｉｎ，Ｗａｎｇ　Ｔａｏ，Ｑｉ　Ｓｈａｎｚｈｏｎｇ，ｅｔ　ａｌ．Ｓｔｕｄｙ　ｏｎ　ｄｙ－ｎａｍｉｃ　ｃｈａｎｇｅｓ　ｏｆ　ｌａｎｄ　ｄｅｓｅｒｔｉｆｉｃａｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｃａｕｓａｌ　ａｎａｌｙｓｉｓ　ｉｎＳｏｕｒｃｅ　Ｒｅｇｉｏｎ　ｏｆ　Ｙｅｌｌｏｗ　Ｒｉｖｅｒ———ａ　ｃａｓｅ　ｓｔｕｄｙ　ｏｆ　ＭａｄｕｏＣｏｕｎｔｙ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ　ｏｆ　Ｓｏｉｌ　ａｎｄ　Ｗａｔｅｒ　Ｃｏｎｓｅｒｖａｔｉｏｎ，２００４，１８（３）：１４１－１４５．［封建民，王涛，齐善忠，等．黄河源区土地沙漠化的动态变化及成因分析———以玛多县为例［Ｊ］．水土保持学报，２００４，１８（３）：１４１－１４５．］Ｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ　ｏｆ　Ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ａｎｄ　Ｃｏｌｄ－Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓｏｎ　ｔｈｅ　Ｉｎｔｅｒｉｏｒ　ａｎｄ　Ｅａｓｔｅｒｎ　Ｑｉｎｇｈａｉ　ＰｌａｔｅａｕＬＵＯ　Ｄｏｎｇ－ｌｉａｎｇ，ＪＩＮ　Ｈｕｉ－ｊｕｎ，ＬＩＮ　Ｌｉｎ，ＨＥ　Ｒｕｉ－ｘｉａ，ＹＡＮＧ　Ｓｉ－ｚｈｏｎｇ，ＣＨＡＮＧ　Ｘｉａｏ－ｌｉ（Ｓｔａｔｅ　Ｋｅｙ　Ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ　ｏｆ　Ｆｒｏｚｅｎ　Ｓｏｉｌ　Ｅｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇ，Ｃｏｌｄ　ａｎｄ　Ａｒｉｄ　Ｒｅｇｉｏｎｓ　Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ　ａｎｄ　ＥｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇＲｅｓｅａｒｃｈ　Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ，Ｃｈｉｎｅｓｅ　Ａｃａｄｅｍｙ　ｏｆ　Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，Ｌａｎｚｈｏｕ　Ｇａｎｓｕ　７３００００，Ｃｈｉｎａ）Ａｂｓｔｒａｃｔ：Ｔｈｅ　ｉｎｔｅｒｉｏｒ　ａｎｄ　ｅａｓｔｅｒｎ　Ｑｉｎｇｈａｉ　Ｐｌａｔｅａｕｉｓ　ｌｏｃａｔｅｄ　ｏｎ　ｔｈｅ　ｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ　ｚｏｎｅｓ　ｏｆ　ｓｅａｓｏｎａｌｌｙ　ｆｒｏ－ｚｅｎ　ｇｒｏｕｎｄ　ｔｏ　ｐｒｅｄｏｍｉｎａｎｔｌｙ　ｃｏｎｔｉｎｕｏｕｓ　ｐｅｒｍａ－ｆｒｏｓｔ．Ｒｅｍａｒｋａｂｌｅ　ｃｌｉｍａｔｅ　ｗａｒｍｉｎｇ　ｈａｓ　ｂｅｅｎ　ｓｅｅｎｓｉｎｃｅ　ｔｈｅ　１９８０ｓｉｎ　ｔｈｅ　ｐｌａｔｅａｕ．Ｗｉｔｈ　ｃｌｉｍａｔｅ　ｗａｒ－ｍｉｎｇ　ａｎｄ　ｉｎｃｒｅａｓｉｎｇ　ｈｕｍａｎ　ａｃｔｉｖｉｔｉｅｓ，ｔｈｅ　ｐｅｒｍａ－ｆｒｏｓｔ　ｈａｓ　ｄｅｇｒａｄｅｄ　ｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔｌｙ　ｄｕｒｉｎｇ　ｔｈｅ　ｐａｓｔｔｗｅｎｔｙ　ｙｅａｒｓ．Ｉｔ　ｉｓ　ｆｏｕｎｄ　ｔｈａｔ　ｔｈｅ　ｌｏｗｅｒ　ｌｉｍｉｔ　ｏｆ　ｉｓ－ｌａｎｄ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｈａｓ　ｓｈｉｆｔｅｄ　５ｋｍ　ｎｏｒｔｈｗａｒｄｓ　ｉｎＱｉｎｇｓｈｕｉｈｅ　ｏｎ　ｔｈｅ　ｓｏｕｔｈ　ｓｌｏｐｅｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｂａｙａｎ　ＨａｒＭｏｕｎｔａｉｎｓ．Ｔｈｅ　ｌｏｗｅｒ　ｌｉｍｉｔ　ｏｆ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｒｏｓｅ　９０ｍ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｓｏｕｔｈ　ａｎｄ　１００ｍｉｎ　ｔｈｅ　ｎｏｒｔｈ　ｓｌｏｐｅｓ　ｏｆ　ｔｈｅＢａｙａｎ　Ｈａｒ　Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ，ｄｕｒｉｎｇ　ｔｈｅｐｅｒｉｏｄ　ｏｆ　１９９１－２０１０．Ｔｈｅ　ｌｏｗｅｒ　ｌｉｍｉｔ　ｏｆ　ｐｅｒｍａ－ｆｒｏｓｔ　ｒｏｓｅ　８０ｍｉｎ　ｔｈｅ　ｓｏｕｔｈ　ａｎｄ　５０ｍｉｎ　ｎｏｒｔｈｓｌｏｐｅｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｂｕｑｉｎｇ　Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ，ｄｕｒ－ｉｎｇ　ｔｈｅ　ｐｅｒｉｏｄ　ｏｆ　１９９５－２０１０．Ｔｈｅ　ｃｈａｎｇｅｓ　ｏｆ　ａｃ－ｔｉｖｅ　ｌａｙｅｒ　ｄｅｐｔｈ　ａｎｄ　ｇｒｏｕｎｄ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ｗｅｒｅ　ａｌｓｏｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔ．Ｔｈｅ　ａｃｔｉｖｅ　ｌａｙｅｒ　ｄｅｐｔｈ　ｄｅｃｒｅａｓｅｄ　ｗｉｔｈ　ａｒａｔｅ　ｏｆ　３ｃｍ爛ａ－１，ａｎｄ　ｔｈｅ　ａｎｎｕａｌ　ｍｅａｎ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｔ　ｔｈｅ　ｂｏｔｔｏｍ　ｏｆ　ｔｈｅ　ａｃｔｉｖｅ　ｌａｙｅｒ　ｉｎｃｒｅａｓｅｄ　ｗｉｔｈ　ａｒａｔｅ　ｏｆ　ａｐｐｒｏｘｉｍａｔｅｌｙ　０．０５℃爛ａ　ｉｎ　Ｍａｄｏｉ　Ｓｔａｔｉｏｎｉｎ　１９８０－２００６．Ｃｌｉｍａｔｅ　ｗａｒｍｉｎｇ　ｃｏｕｌｄ　ｒｅｓｕｌｔ　ｉｎｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｂｙ　ｔｕｒｎｉｎｇ　ｍｉｎｕｓ　ｔｅｍ－ｐｅｒａｔｕｒｅ　ｉｎｔｏ　ｐｏｓｉｔｉｖｅ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ｏｎ　ｔｈｅ　ｇｒｏｕｎｄｓｕｒｆａｃｅ，ｓｈｏｒｔｅｎ　ｔｈｅ　ｆｒｏｓｔ　ｐｅｒｉｏｄ，ｅｘｔｅｎｄ　ｔｈｅ　ｔｈａ－ｗｉｎｇ　ｐｅｒｉｏｄ　ａｎｄ　ｄｅｃｒｅａｓｅ　ｔｈｅ　ｆｒｅｅｚｉｎｇ／ｔｈａｗｉｎｇ　ｉｎ－ｄｅｘ．Ｔｈｅ　ｄｅｔｅｒｉｏｒａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｃｏｌｄ　ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓ　ｉｓ　ａｌｓｏｄｉｓｃｕｓｓｅｄ　ｉｎ　ｔｈｉｓ　ｐａｐｅｒ．Ｋｅｙ　ｗｏｒｄｓ：Ｑｉｎｇｈａｉ　Ｐｌａｔｅａｕ；ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｄｅｇｒａｄａｔｉｏｎ；ｌｏｗｅｒ　ｌｉｍｉｔ　ｏｆ　ａｌｐｉｎｅ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ；ｃｌｉｍａｔｅ　ｗａｒｍｉｎｇ６４５ 冰 川 冻 土 ３４卷　。

青藏高原多年冻土区冻融循环作用下土壤水热特征研究中文摘要青藏高原作为亚洲多条河流的发源地，是重要的生态功能服务区、气候变化的“感应器”、碳收支平衡的主导区和生态系统多样性的稀有种质资源保存基地。

青藏高原的多年冻土在过去的几十年里由于全球变暖已经经历了显著地退化，而青藏高原多年冻土的退化又会对土壤环境、高寒生态及寒区水文过程产生强烈的影响。

冻土的季节性冻融过程及土壤水热动态对陆地生态系统、水文过程、地-气水热交换及碳循环、气候系统以及寒区工程等具有深刻影响。

本文以青藏高原多年冻土区腹地的风火山流域作为研究区域，对该区域的土壤质量、气象因子、蒸散发、土壤下渗以及土壤水分和温度的变化进行了系统的观测、采样研究及数理统计分析，结合冻土区活动层不同冻融循环阶段，开展了青藏高原多年冻土区冻融循环作用下土壤水热变化特征的研究，获得了如下主要成果：（1）影响青藏高原多年冻土区高寒草地植被退化背景下土壤质量的最小数据集（MDS）：碱解氮、盐分、全磷和有机质。

并且随着植被盖度的增加，土壤质量指数（SQI）也呈现增加的变化趋势，即在植被盖度＜30%时，SQI的平均值为0.300～0.442，在植被盖度为30～50%时，SQI的平均值为0.308～0.457，在植被盖度为50～70%时，SQI的平均值为0.328～0.491，在植被盖度＞70%时，SQI的平均值为0.327～0.532。

分别采用线性与非线性的得分函数计算得到的结果表明，基于MDS的土壤质量指数可以较详尽的表达出植被退化背景下土壤质量的变化，相较于其他三种方法得出的SQI（SQI L-A、SQI L-WA、SQI N-A），基于MDS的非线性加权的土壤质量指数(SQI N-WA) 可以对青藏高原多年冻土区高寒草地植被退化影响下的土壤做出更准确的评价。

（2）在多年冻土区不同土壤冻融阶段，气温与潜在蒸散发存在相似的变化趋势，均在土壤的夏季融化期达到了最大值；并且通过对活动层土壤不同冻融阶段气象要素的进一步分析发现，各气象要素对潜在蒸散发的贡献率随着冻融循环的更替呈现出了明显的变化。

青藏铁路冻土解决方案青藏铁路的建设是中国铁路史上的一项伟大工程，它连接了雄伟壮丽的青藏高原和其他地区。

然而，这个工程也面临着来自自然环境的巨大挑战，其中之一就是冻土问题。

青藏高原地域广阔，气候寒冷，土壤中的冰冻现象十分普遍。

那么，我们如何解决青藏铁路上的冻土问题呢？首先，我们需要理解冻土的特点和形成原因。

冻土是指土壤中水分被冻结形成的一种地表材料。

在高寒地区的青藏高原，由于气温低，空气中的水分会结成冰，这些冰会渗入土壤中，使其变得坚硬。

冻土除了对土地的构成有影响外，还具有不可忽视的地质工程问题。

因此，解决冻土问题对于青藏铁路建设来说至关重要。

其次，我们可以采取一系列措施来解决冻土问题。

首先，可以在土壤表面构建保温层来防止冷空气渗透到土壤中。

这可以通过在土壤表面上覆盖一层较厚的材料，如沙土或石塘，来实现。

这样可以有效减缓渗透速度，降低土壤冻结的程度。

其次，可以采用地下排水系统来解决冻土问题。

通过将排水管道埋设在土壤下方，将土壤中的积水排除出去，防止冰块形成，从而避免土壤冻结。

另外，保护冻土还需要结合植被恢复来进行，植物的根系可以有效地改善土壤的稳定性。

在青藏高原这样的高寒地区，植物的分布相对较少，所以可以考虑进行温室种植。

在温室内培育出更耐寒的植物品种，然后将其移植到铁路附近的土地上，以实现土壤的保护和恢复。

此外，建设合理的排水系统也是解决冻土问题的重要一环。

在青藏高原这样的高原地区，降雨量大，排水不畅会导致土壤湿度增加，加剧冻土的形成。

因此，铁路和周边设施中的排水系统设计需要考虑到降雨量，确保快速将水排除，降低土壤冻结的可能性。

最后，监测和预警系统的建设也是解决冻土问题的重要手段。

通过建立冻土监测站点，实时监测土壤温度、湿度等指标的变化情况，及时掌握冻土情况的变化趋势。

当存在潜在的冻土问题时，预警系统可以提前发出警报，以进行相应的调整和改进。

在解决冻结土壤问题的过程中，我们需要进行科学研究和不断的实践。

青藏高原近40年来气候变化特征及湖泊环境响应一、本文概述本文旨在深入探讨青藏高原近40年来的气候变化特征及其对湖泊环境的影响。

青藏高原，被誉为“世界屋脊”，其独特的地理位置和生态环境使其成为全球气候变化研究的热点地区。

随着全球气候变暖的趋势日益明显，青藏高原的气候也在发生显著变化，这些变化对当地的湖泊环境产生了深远影响。

本文将首先分析青藏高原近40年来的气候变化特征，包括温度、降水、风速等气象要素的变化趋势。

随后，我们将探讨这些气候变化如何影响湖泊的水位、水质、生态结构等方面。

我们将通过收集和分析大量的现场观测数据、遥感影像以及气候模型输出结果，揭示气候变化对湖泊环境的具体影响机制和过程。

本文还将对青藏高原湖泊环境的响应进行深入研究。

我们将评估湖泊生态系统对气候变化的适应性和脆弱性，探讨湖泊环境的变化对当地生态系统和人类活动的影响。

通过对比分析不同湖泊的响应特征，我们可以更好地理解湖泊环境在气候变化背景下的动态变化过程。

本文的研究结果将为青藏高原生态环境保护提供科学依据，为应对气候变化带来的挑战提供理论支持。

本文的研究方法和成果也可为其他类似地区的气候变化和湖泊环境研究提供参考和借鉴。

二、青藏高原气候变化的特征青藏高原，被誉为“世界屋脊”，其独特的高原气候对于全球气候变化具有重要的指示作用。

近40年来，青藏高原的气候变化特征愈发显著，主要体现在温度、降水、风速等多个方面。

在温度方面，青藏高原整体呈现显著的增温趋势。

根据气象观测数据，过去40年中，高原地区的年平均气温上升了约1-2摄氏度。

这种增温趋势在冬季尤为明显，导致高原冬季的气温逐渐接近甚至超过夏季。

这种变化不仅影响了高原的生态系统，也对人类活动产生了深远影响。

降水模式也发生了显著变化。

青藏高原的降水总量在过去40年中呈现出波动增加的趋势，但降水分布却呈现出明显的空间和时间异质性。

一些地区降水增加，而另一些地区则出现减少。

这种降水模式的变化对高原的水资源、湖泊环境以及农业生产等方面都产生了深远影响。

青藏高原开发中的冻土问题在我国正在实施西部大开发战略的今天，研究青藏高原开发中的冻土问题，有着积极的现实意义。

阐述了青藏高原冻土分布现状，分析了青藏高原的冻土问题，提出了青藏高原冻土的开发与保护具体措施。

标签：青藏高原；开发；冻土TB1青藏高原冻土分布现状冻土是指地表温度在持续的时间内处于零度以下的土壤，是受到地质与气候的变化或者是水文和地被等的共同影响，而使得一些地区的地理环境和地貌结构通过地气物质和能量交换而发育的客观地质实体。

冻土有着特殊的变化规律，对环境与温度积极敬感。

在人类社会发展的历史中，冻土对人类的生活与生存曾经造成了客观的影响，同时也影响到了周圉环境的变化。

在国家进行西部大开发的过程中，关于青藏高原冻土问题必须正确客观地对待，科学地研究气候对环境造成的影响，并且预测冻土有可能发生的变化，为青藏高原的可持续发展做好准备工作。

青藏疡原由于其独特的地理位置和气候变迁史、较高的海拔与恶劣的气候条件，使得青藏高原长期发育着大面积的冻土，而冻土的面积儿乎占据了青藏高原总面积的一半。

青藏高原的冻土面积是世界上范圉最大的冻土区域。

山于气温的变化，青藏高原的冻土呈现岀向北、东逐渐降低的趋势，而海拔、维度与经度是影响冻土分布的主要因素，分布在青藏高原的冻土基本上表现为不连续的片区，总共有阿尔金井肠连山高山多年冻土区、冈底斯一念青唐古拉山多年冻土区、横断山高山多年冻土区、喜马拉雅山高山多年冻土区等五个冻土区域。

近年来由于全球化以及经济的迅速发展，青藏拓原的工业化严重，并且大片的森林遭到砍伐，导致青藏高原大气中温室气体含量极具上升，在温室效应的影响下多年的冻土势必会受到退化。

2青藏高原的冻土问题冻土中的水分主要有三种形式，因此冻土有别于一般的土壤，主要体现在冻土的水分迁移和冻结会引发冻胀，而冰的融化会造成冻土变形英至沉陷，冻胀和沉陷是两种完全相反的冻土发育结果，这都会直接影响冻土上建筑工程的稳定性，这也是所有冻土工程中存在的问题。

青藏高原冻土区域的保护与利用研究青藏高原是世界上最大的高原，也是全球最丰富的冻土区域之一。

冻土作为一种特殊的土壤类型，对该地区的生态环境和气候有着重要的影响。

因此，保护和合理利用青藏高原冻土区域对于维护地球生态平衡具有重要意义。

本文将探讨青藏高原冻土区域的保护与利用研究。

首先，我们需要了解冻土在青藏高原的分布和特点。

青藏高原冻土的分布范围广泛，几乎遍布整个高原地区。

而且，由于高原地理位置的特殊性，青藏高原的冻土往往具有较大的厚度和较高的冻结温度。

这种特殊的气候和地理条件使得冻土的保护和利用具有一定的难度。

冻土的保护是青藏高原生态保护的重要组成部分。

冻土作为高原地区的水源保护层，具有保持水分平衡和防止水源蒸发的作用。

同时，冻土还能够减缓地表水的径流速度，避免水土流失和泥石流的发生。

因此，保护冻土不仅能够维护高原地区的生态平衡，还能够减少自然灾害的发生。

冻土的保护需要从多个方面入手。

首先，我们需要加强冻土区域的监测和调查，了解冻土的变化情况和分布特点。

其次，我们需要采取合理的措施来保护冻土，如合理规划冻土区域的利用和开发，避免不合理的人为活动导致冻土破坏。

再次，我们需要加强冻土区域的生态保护，保护冻土的植被和水源，避免过度开发和污染。

除了保护，合理利用冻土也是青藏高原冻土区域研究的重要内容之一。

冻土不仅可以作为水资源的保护层，还可以作为可再生能源的利用层。

在青藏高原的一些地区，冻土的厚度和冻结温度达到了利用地热能的条件。

利用冻土地区的地热能不仅能够提供清洁的能源，还能够促进当地经济的发展。

冻土的利用还可以与农业生产相结合。

由于冻土具有一定的保水和保肥功能，可以作为农田的保护层。

在冻土地区，农田可以利用地下温度进行农作物的生长，提高产量和质量。

同时，冻土还可以作为农田的保护层，减少自然灾害对农田的影响。

青藏高原冻土区域的保护与利用研究是一个复杂而重要的课题。

保护冻土不仅需要科学的研究和技术支持，还需要政府、学术界和社会各方的共同努力。

青藏高原气候变化对农业影响研究青藏高原是世界上海拔最高的高原，位于中国西南地带，面积约为220万平方公里。

它的高海拔、严寒气候以及独特的地理位置使得这片高原成为气候变化的敏感区域。

近年来，随着全球气候变暖的加剧，青藏高原的气候也发生了明显的变化，对当地农业造成了一定的影响。

首先，青藏高原的气温变化对农业产量有着直接的影响。

过去几十年来，青藏高原的平均气温呈现上升趋势。

这导致了高山农田的冻土融解时间提前，缩短了种植期。

寒冷条件下的高山作物，如高原大蒜和青稞，也受到了威胁。

此外，气温升高还导致冰川融化加快，可能会引发山洪暴发和洪涝灾害，给农田带来更大的风险。

其次，降水变化也是青藏高原农业面临的一个重要挑战。

近年来，青藏高原的降水模式发生了明显的变化，过去常年的积雪减少，降雨的季节和强度也发生了改变。

降水量的减少对于高山农田来说，缺乏水资源可能会导致干旱灾害，进而影响作物的生长。

同时，降雨的不规律和猛烈降雨可能引发山体滑坡和泥石流，对农田造成破坏。

此外，青藏高原的气候变化还对牧区的畜牧业产生了重要影响。

由于气温升高，高寒草原的生长季节变长，牧草产量增加。

然而，随着降水不规律和气温升高，草原生态系统的脆弱性也加大。

牲畜需要更多的水源和牧草来满足需求，但由于降水减少和过度放牧等原因，牧场的承载力可能受到限制。

这可能导致放牧资源不足，牲畜的饲养受到限制，对牧民生计产生负面影响。

面对青藏高原的气候变化，应采取相应的适应策略来减轻农业的负面影响。

首先，可以提高农业水资源的利用效率，通过水利工程的修建和管理，改善农田的灌溉条件，确保作物得到足够的水源。

其次，应加强农田保护，减少水土流失和土地退化的风险。

通过合理的耕作方式，如农田轮作、种草保持等，保持和改善土壤的肥力和结构。

此外，科研机构和政府应加强对农民的信息宣传和培训，提高农民对气候变化的认识，帮助他们更好地应对变化带来的挑战。

总之，青藏高原的气候变化对农业产生了明显的影响。

青藏高原生态环境变化及其影响研究一、引言青藏高原是中国境内的一片广阔高原，是我国大陆地形的西北边缘，同时也是全球第三极。

青藏高原上的生态环境独特多样，其变化对于地球生态系统的稳定性和人类社会的可持续发展具有重要影响。

因此，对青藏高原生态环境变化及其影响的研究具有非常重要的意义。

二、青藏高原生态环境的变化1、气温变化近几十年来，青藏高原的气温呈现上升趋势，尤其是近20年来，气温增长速度明显加快，比全球平均水平高出了0.3-0.4℃/10a。

在高海拔地区，气温的升高更加明显。

气温的变化不仅会影响青藏高原区域的气候和水资源分配，还可能会对青藏高原的冻土覆盖和永久冰雪覆盖等自然环境造成重要影响。

2、降水变化青藏高原的降水呈现出较大的年际和季节性变化。

从20世纪50年代到70年代，青藏高原的降水量呈现出了一定的增加趋势。

但自20世纪80年代以来，青藏高原的降水量明显下降。

近10年来，降水量减少趋势尤其明显。

同时，青藏高原的降雪量也呈现出了减少的趋势。

这样的变化可能会对青藏高原上的水循环和生态环境产生重要影响。

3、植被变化青藏高原的植被类型多样，从热带和亚热带的丛林和草原到寒漠和高山草甸，均有分布。

近年来，随着气温升高和降水减少，青藏高原某些地区的植被覆盖率呈现了下降趋势。

同时，某些地区的荒漠化和土壤侵蚀现象也日益严重。

这样的变化可能会导致青藏高原生物多样性的下降，并对当地的畜牧业和生态系统造成重要影响。

三、影响及对策1、气候变暖气候变暖可能对青藏高原的冰雪和冻土覆盖造成不可逆转的影响。

同时，气候变暖也可能导致青藏高原海拔植被的移动和变化，影响当地的生态系统。

对于这样的情况，可以采取以下对策：加强青藏高原的气象监测和预报，提高对气候变化的应对能力；实施节能减排政策，减缓气候变化的速度；保护青藏高原上生态环境脆弱的地区，避免人类活动对自然环境的破坏。

2、降水减少青藏高原的水资源分配和生态系统的稳定性可能会受到降水减少的影响。

青藏高原冻土实验步骤一、引言青藏高原是全球最大的高原，也是全球最大的冻土区之一。

冻土是指土壤中存在永久冻结的土层，对于青藏高原的生态环境和工程建设具有重要影响。

因此，对青藏高原冻土的研究和实验具有重要意义。

本文将介绍青藏高原冻土实验的步骤。

二、实验准备1. 选取实验区域：根据研究目的和实验要求，在青藏高原选择一块具有代表性的冻土区域作为实验区域。

2. 准备实验设备：包括温度计、湿度计、土壤采样器、冻土深度测量仪等。

3. 建立实验站点：在实验区域选择一个适宜的站点，搭建实验设施，包括实验室、观测塔等。

三、实验步骤1. 土壤采样：利用土壤采样器在不同深度处采集土壤样品，并记录采样点的经纬度和海拔高度。

2. 温度和湿度观测：在不同深度处插入温度计和湿度计，记录土壤温度和湿度的变化情况。

观测时间间隔可以根据实验要求确定。

3. 冻土深度测量：利用冻土深度测量仪在不同位置测量冻土的深度，并记录下来。

4. 湖泊冻结观测：对实验区域的湖泊进行冻结观测，记录冻结的时间和厚度。

5. 数据收集：将观测到的数据整理、归纳，并进行统计分析。

可以使用图表等方式展示数据。

6. 结果讨论：根据实验结果，进行结果的讨论和分析，探讨青藏高原冻土的特点和影响因素。

四、实验注意事项1. 实验过程中要注意安全，遵守实验室和野外实验的相关规定。

2. 在采集土壤样品和观测过程中，要保持土壤的原样性，避免污染和损坏。

3. 观测数据要准确记录，避免遗漏或错误。

4. 实验结束后，要对实验设备进行清洁和维护，做好实验场地的整理工作。

五、实验意义和应用通过对青藏高原冻土的实验研究，可以深入了解冻土的物理、化学和生物特性，揭示其形成机制和变化规律。

这对于青藏高原的生态环境保护和工程建设具有重要意义。

此外，冻土实验的结果还可以为气候变化研究、农业生产和城市规划提供科学依据。

六、结论青藏高原冻土实验是对冻土进行深入研究的重要手段。

通过实验步骤的实施，可以获取冻土的相关数据，并对其特性进行分析和讨论。