祁连山区关键土壤水文属性对径流过程影响的模拟及对比分析

森林植被变化对水文过程和径流的影响效应.doc森林植被变化对水文过程和径流的影响效应摘要：森林植被变化对水分分配和河川径流具有调节作用。

对我国森林植被变化水文效应文献的综合分析表明：森林砍伐或火灾引起森林覆盖度下降会导致林冠截留率、凋落物对降水截留能力和蓄水能力、土壤的渗透和蓄水能力降低。

不同地区森林植被变化对径流的影响幅度相差较大，但比较一致的结论是：除长江中上游外，森林砍伐会降低植被层的蒸发散，增加河川径流；反之，会减少河川径流量。

森林火灾会导致林木蒸发散减少，河川径流增加。

关键词：森林砍伐；森林火灾；水文过程；河川径流中图分类号：S715.3文献标识码：A文章编号：1000-3037(2001)05-0481-071 前言森林植被对陆地生态系统水分循环有着重要的调节作用，森林的水文效应是生态系统中森林和水相互作用及其功能的综合体现。

在不同的地区，由于气候、地质条件、土壤和地形等因素的综合影响，森林的存在和变化将呈现出不同的水文功能。

森林植被变化对森林水文过程的影响将会改变水量平衡的各个环节，影响森林的水分状况和河川径流。

这将为不同地区森林变化对区域水分循环的调节作用提供重要信息，为森林生态工程的建设和森林保护提供科学参考，特别对当前西部开发“植树种草”生态保护工程具有重要的指导意义。

森林与水关系的研究始于20 世纪初，早期的森林水文研究重点关注森林的变化，主要观测森林砍伐对森林流域产水量的影响，采用的研究方法是对比流域试验法和流域自身对比法。

国际上对森林植被的变化，特别是森林砍伐、火灾对森林水量的影响及以增加流域水量为目的的森林经营等方面已有大量的研究，在20 世纪60～80 年代达到高潮，以国际上举行了一系列的国际会议为标志。

目前国际上研究的初步结论是：森林覆盖度减少可以不同程度地增加流域的产水量，造林则导致流域水量降低，而森林植被变化对流域产水量的影响却大相径庭。

在我国，也进行了大量的森林砍伐对森林径流的影响和对比流域不同森林覆盖度对森林水文影响的研究，但文献较为散乱。

┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊装┊┊┊┊┊订┊┊┊┊┊线┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊疏勒河流域水资源开发利用现状及其对生态环境的影响摘要：干旱内陆河流域生态很脆弱，生态系统与水资源的开发利用状况有着密切的关系。

疏勒河流域降水稀少，蒸发强烈，气候异常干燥，生态环境十分脆弱，难以适应较大幅度条件的变化。

随着流域水资源的开发利用和农业生产的不断发展，其生态环境发生了很大变化。

本文在广泛收集有关水文、水利现状资料和实际调查数据的基础上，计算和评价了疏勒河流域的降水资源、冰川资源、地表水资源、地下水资源以及水资源总量，评价和分析了水资源开发利用现状及存在的问题，并提出了合理开发利用水资源的建议。

关键词：疏勒河流域·水资源·开发利用·生态环境Development and Utilization of Water Resources and Its Impacts on Eco-environment of the Shule River BasinAbstract The arid inland river basin ecology is very frail. The development and utilization of water resources and ecological system have a close relationship. In Shule river basin, the rainfall is scarce and the evaporation is strong, so the climate is abnormally dry .Ecological environment is very fragile, and it is difficult to adapt to the changes of the dramatic conditions .With the development and utilization of water resources and the continuous development of agricultural production in river basins, the development of ecological environment has also changed a lot. All kinds of water resources in the river basin were calculated and evaluated．such as precipitation，glacier，surface water，ground water resources and total water resources，based on collecting a lot of data about hydrology，hydrogeology，water conservancy projects and so on．Finally, the recommendations of rational development and utilization of water resources have been put┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊装┊┊┊┊┊订┊┊┊┊┊线┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊┊forward。

祁连山地区降水气候特征及其成因分析研究祁连山地区位于中国的西北边陲，地处京藏铁路和青藏公路的交汇点，是中国西部地区的重要生态屏障。

祁连山地区的降水气候特征及其成因一直是气象学领域的研究重点之一。

祁连山地区的降水气候特征表现为年降水量分布不均匀、降水季节明显和空间分布差异大。

由于其地理位置的特殊性，影响祁连山地区的降水气候因素较为复杂。

首先，影响降水的主要因素是气候带和季风系统。

祁连山地区跨越了寒温带、温带和亚热带气候带，不同气候带的特点导致降水的分布差异。

在季风影响下，该地区夏季降水量相对较多，冬季相对较少。

其次，地形起伏对降水分布也有重要影响。

祁连山地势高峻，山脉间的地形起伏使得气流在穿越山脉时受到抬升和冷却的影响，进而导致局部的降水增加。

此外，祁连山地区还受到晴雨分布的影响。

该地区山地较多，山谷沟壑纵横交错，日照时间和放射能的差异导致山地和山谷之间的温度差异增大，进而影响云量和降水。

祁连山地区的降水成因主要有西风和季风气流的相互作用、水汽输送和地形抬升。

西风气流是该地区主要的气象要素之一，其与季风气流的相互作用使得水汽在山地间上升，冷却凝结形成降水。

同时，西风与季风气流的交汇还导致较强的对流活动，使得降水强度增加。

水汽输送也是祁连山地区降水成因的重要因素。

由于祁连山地区地势较高，水汽在风侧上升并凝结成云，然后随着气流的影响被输送到山后并形成降水。

地形抬升也对降水形成起到重要作用。

祁连山地区地形复杂，地势较高的地方容易形成云和降水，而地势较低的地方容易形成下沉气流，从而抑制降水的形成。

值得注意的是，随着全球变暖的影响，祁连山地区的降水特征也在发生变化。

据统计，祁连山地区在过去几十年间的降水量呈现增加的趋势。

全球气候变化导致了大气环流的变化，从而影响了祁连山地区的降水形成机制。

祁连山地区的降水变化不仅对当地的生态环境和水资源有直接的影响，对整个西北干旱区的生态安全和经济发展也具有重要意义。

综上所述，祁连山地区的降水气候特征与西风和季风气流的相互作用、水汽输送和地形抬升等因素密切相关。

四种水文模型的比较摘要：水文模型是用数学的语言对现实水文过程进行模拟和预报，在进行水文规律的探讨和解决水文及生产实际问题中起着重要作用。

本文分别介绍了新安江模型、萨克拉门托（SAC）模型、SWAT模型以及TOPMODEL模型，并对这四种水文模型的蒸发计算、产流机制、汇流计算、适用流域、参数以及模型特点等不同方面进行了比较分析。

并结合对着4种模型之间的比较，作出了总结分析和展望。

关键词：新安江模型；SAC模型；SWA T模型；TOPMODEL模型；模型比较引言流域水文模型在进行水文规律研究和解决生产实际问题中起着重要的作用。

新安江模型是一个概念性水文模型，1973年由赵人俊教授领导的研究组在编制新安江预报方案时，汇集了当时在产汇流理论方面的成果，并结合大流域洪水预报的特点，设计出的我国第一个完整的流域水文模型，至今仍在我国湿润和半湿润地区的洪水预报中得到广泛应用；萨克拉门托水文模型，简称SAC模型，是R.C.伯纳什（Burnash）和R.L.费雷尔（Ferral）以及R.A.麦圭儿（Mcguire）于20世纪60年代末至70年代初研制的，是一个连续模拟模型，模型研制完成时间相对较晚，其功能较为完善，兼有蓄满产流和超渗产流，广泛应用于美国水文预报中；SWAT模型是美国农业部农业研究中心研制开发的用于模拟预测土地利用及土地管理方式对流域水量、水质过程影响的分布式流域水文模型；TOPMODEL为基于地形的半分布式流域水文模型，于1979年由Beven和Kirkby提出，其主要特征是将数字高程模型（DEM）的广泛适用性与水文模型及地理信息系统（GIS）相结合，基于DEM数据推求地形指数，并以此来反映下垫面的空间变化对流域水文循环过程的影响，描述水流趋势。

本文对这四中水文模型从蒸发计算、产汇流计算、适用流域以及参数等方面进行分析比较，并得出结论。

1模型简介1.1新安江模型新安江模型是赵人俊等在对新安江水库做入库流量预报工作中，归纳成的一个完整的降雨径流模型。

ｄｏｉ：１０．７５２２／ｊ．ｉｓｓｎ．１０００－０２４０．２０１３．０００３Ｗａｎｇ　Ｑｉｎｇｆｅｎｇ，Ｚｈａｎｇ　Ｔｉｎｇｊｕｎ，Ｗｕ　Ｊｉｃｈｕｎ，ｅｔ　ａｌ．Ｉｎｖｅｓｔｉｇａｔｉｏｎ　ｏｎ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ　ｏｖｅｒ　ｔｈｅ　ｕｐｐｅｒ　ｒｅａｃｈｅｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｈｅｉｈｅ　Ｒｉｖｅｒ　ｉｎ　ｔｈｅＱｉｌｉａｎ　Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ　ｏｆ　Ｇｌａｃｉｏｌｏｇｙ　ａｎｄ　Ｇｅｏｃｒｙｏｌｏｇｙ，２０１３，３５（１）：１９－２９．［王庆峰，张廷军，吴吉春，等．祁连山区黑河上游多年冻土分布考察［Ｊ］．冰川冻土，２０１３，３５（１）：１９－２９．］祁连山区黑河上游多年冻土分布考察 收稿日期：２０１２－０９－０９；修订日期：２０１２－１１－２０ 基金项目：国家自然科学基金重大研究计划“黑河流域冻土特征及其对生态－水文过程的影响”（９１０２５０１３）；冻土工程国家重点实验室国际合作项目“中国西部山地冻土研究”（ＳＫＬＦＳＥ－ＺＹ－０６）资助 作者简介：王庆峰（１９８２—），男，山东邹城人，２００７年在新疆大学获硕士学位，现为中国科学院寒区旱区环境与工程研究所在读博士研究生，主要从事冻土环境与气候变化研究．Ｅ－ｍａｉｌ：ｑｆ＿ｗ＠ｌｚｂ．ａｃ．ｃｎ ＊通讯作者：张廷军，Ｅ－ｍａｉｌ：ｔｊｚｈａｎｇ０７２８＠ｌｚｕ．ｅｄｕ．ｃｎ王庆峰１，张廷军２，３＊，吴吉春１，彭小清１，钟歆玥１，牟翠翠１，王　康２，吴青柏１，程国栋１（１．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；２．兰州大学资源环境学院，甘肃兰州　７３００００；３．Ｎａｔｉｏｎａｌ　Ｓｎｏｗ　ａｎｄ　Ｉｃｅ　Ｄａｔａ　Ｃｅｎｔｅｒ，Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ　ｏｆ　Ｃｏｌｏｒａｄｏ，Ｂｏｕｌｄｅｒ　Ｃｏｌｏｒａｄｏ　８０３０３２－０４４９，ＵＳＡ）摘　要：高山多年冻土的分布及土壤季节冻融过程对地表水文过程、生态系统、碳循环及寒区工程建设等都有很大的影响．黑河上游地处祁连山中东部，属于高原亚寒带半干旱气候，研究黑河流域多年冻土分布对于系统理解该区域的生态－水文过程、气候与环境变化以及水资源评价、工程建设等非常重要．２０１１年６—８月对黑河干流源头西支开展了多年冻土调查，沿二尕公路（Ｓ２０４）在热水大坂垭口至石棉矿岔口之间区域，完成测温孔７眼，并布设测温管进行地温监测．根据勘察、钻探及测温资料，确定了黑河源头地区山地多年冻土下界为海拔３　６５０～３　７００ｍ之间．受高度地带性的控制，随着海拔的降低，活动层厚度由在海拔４　１３２ｍ时的１．６ｍ增加至在多年冻土下界处的约４．０ｍ，多年冻土年平均地温也相应的由－１．７℃增加到０．０℃左右，而多年冻土厚度由１００ｍ以上减小到多年冻土下界处的０．０ｍ．同时，坡度和坡向、岩性、含水（冰）量、地下水、河水等局地因素对多年冻土温度和厚度也有重要的作用．关键词：多年冻土下界；活动层；海拔；年平均地温；黑河流域中图分类号：Ｐ６４２．１４文献标识码：Ａ０　引言黑河发源于祁连山区的高寒冰雪冻土带，多年冻土及季节冻土非常发育［１］．黑河中上游高山冰雪冻土带是黑河山区流域的主要产流区，产流量占出山口径流量的８０％以上［２］．研究表明，活动层厚度的增加、地下冰的融化以及多年冻土退化对地表径流及地表水－地下水的交换都有极大的影响［３－６］．近地表土层的反复冻融循环直接影响土壤的热学及物理性质［５］，从而影响地－气之间的水热交换，并最终通过改变与大气的感热、潜热、动量及长波辐射等能量通量对区域天气及气候系统产生影响［７］．另外，多年冻土退化和活动层厚度的增加，会导致地表植被群落组成的变化，尤其是灌木的数量和分布增加［８－９］；同时，也会使得多年冻土中的碳被暴露于地－气间碳循环过程中，再经微生物降解后以温室气体的形式释放到大气中［１０－１３］，使得大气中温室气体的含量增加，对全球变化起着正反馈效应，从而对地－气间碳循环产生重要影响［１４］．因此，黑河上游祁连山区多年冻土的分布及其特征的研究对于流域生态－水文过程、地－气间水热交换及碳循环、植被群落以及天气、气候系统都起着至关重要的作用．特别是，随着近年来社会经济快速发展，山区各项工程设施和基础设施建设的力度大大加强，日益显著的全球气候变暖事件促进了祁连山区气温的明显上升［１５－１７］，从而对系统地研究黑河上游多年冻土的特征及其空间分布状况提出了迫切要求．中国山地多年冻土主要分布在东北的大、小兴第３５卷　第１期２　０　１　３年２月冰　川　冻　土ＪＯＵＲＮＡＬ　ＯＦ　ＧＬＡＣＩＯＬＯＧＹ　ＡＮＤ　ＧＥＯＣＲＹＯＬＯＧＹＶｏｌ．３５　Ｎｏ．１Ｆｅｂ．２　０　１　３安岭，西部天山、阿尔泰山和祁连山等的高山地区以及青藏高原．大、小兴安岭发育高纬－山地复合型（又称兴安－贝加尔型）冻土［１８－２０］；中天山多年冻土分布下界在北坡为海拔２　７００～２　９００ｍ，在南坡为海拔３　２００～３　２５０ｍ［２１－２２］．赵林等［２３］发现，１９９１—２００８年天山乌鲁木齐河源区多年冻土活动层呈逐渐增厚的趋势，年平均地温上升明显，年变化层以下的温度均有不同程度的上升，并推断长期持续的气候变暖是导致乌鲁木齐河源区多年冻土升温的主要驱动力．在阿尔泰山，多年冻土分布下界出现在中山带中部，即海拔２　２００ｍ的山间沼泽化洼地泥炭层中，以及海拔２　５６０～２　６６０ｍ阴坡上的冰碛洞穴和矿井中；在海拔２　８００ｍ以上，除少数构造地热融区处，多年冻土会在各地貌单元上分布，即为基本连续分布或大片分布带［２４］．李新等［２５］分别使用高程模型和冻结指数模型对青藏高原高海拔多年冻土的分布现状进行模拟和预测，结果表明：青藏高原多年冻土在未来２０～５０ａ间不会发生本质变化，但是到２０９９年高原气温升高２．９１℃后，青藏高原多年冻土将发生显著变化，多年冻土消失比例高达５８．１８％．Ｗｕ等［２６］通过研究发现，自１９９６年以来，青藏公路沿线６．０ｍ深度处的多年冻土地温升高了０．０８～０．５５℃，平均升高约０．３０℃．根据中国冻土区划，祁连山区属青藏高原大区，阿尔金山－祁连山冻土亚区［１］．到目前为止，对于祁连山地区的多年冻土调查和研究工作主要有：在２０世纪６０—７０年代木里、江仓、热水矿区建设，９０年代中期宁张公路（Ｇ２２７）冻土调查，２００４年海北州、海西州地区祁连山区公路冻土勘察，２００６—２００９年柴木（柴达尔至木里）地方铁路项目建设等．在２０世纪６０—７０年代，中国科学院兰州冰川冻土沙漠研究所配合地方有关部门，在木里、江仓、热水三个煤矿矿区做过较长期的、小范围的、点上的多年冻土研究工作，内容涉及矿区多年冻土地温监测、冻土层厚度及冻土类型区划等多年冻土基本特征、区域测绘、冻土层物理及力学性质、冻土地基稳定性及水资源评价等［２７－２８］．郭鹏飞［２９］对祁连山区黑河源头洪水坝盆地、走廊南山北坡、托来山南坡等地的多年冻土上限、厚度及年平均地温进行了研究，发现坡向对多年冻土厚度影响明显．例如，在走廊南山东段北坡的Ｋ１孔（海拔３　８３０ｍ，多年冻土上限１．８ｍ），揭露的多年冻土厚度为３３．２ｍ，而在该山南坡同样高度上则未发现多年冻土．Ｇｕｏ等［３０］进一步认为，在祁连山南侧的拉脊山－青海南山－柴达木山，多年冻土下界大致为海拔３　７００～３　９００ｍ，祁连山北侧的冷龙岭－走廊南山－党河南山，多年冻土下界为海拔３　４５０～３　６５０ｍ．Ｃｈｅｎｇ［３１］对祁连山区多个地点的多年冻土下界进行了详细报道，拉脊山尕让、青海南山橡皮山口的多年冻土下界分别为海拔３　７００ｍ和３　６７８ｍ，往北到大通山热水煤矿、冷龙岭北坡百花掌、柴达木大头羊煤矿和冷龙岭白蛇沟的多年冻土下界分别为海拔３　４８０ｍ、３　４５０ｍ、３　８５０ｍ和３　５００ｍ，再往北到走廊南山（北坡）和当金山口的多年冻土下界分别为海拔３　５２０ｍ和３　６５０ｍ．王绍令等［３２］对宁张公路达坂山垭口段的多年冻土厚度、上限以及有无稳定积雪覆盖条件下南、北坡的多年冻土下界进行了研究，并与宁张公路俄博南段、青石嘴红沟铜矿、铁迈煤矿东坡等地的下界进行比较，认为雪盖的保温作用占主导地位，加之局部小气候影响，使区内有稳定积雪地段多年冻土下界在北坡和南坡分别为海拔３　７８０ｍ和３　８３０ｍ，比邻近地区的下界海拔高约２００ｍ，年平均地温偏高，多年冻土层较薄，而且处在极不稳定的状态下．吴吉春等［３３］讨论了地表植被、地层岩性、土层含水（冰）量等局地因素对木里盆地冻土岛年平均地温的影响，发现腐殖质层较厚，下覆细颗粒土，较高的含水（冰）量对保持多年冻土较低的温度有利；吴吉春等［３４］认为祁连山西段疏勒河源区的多年冻土受气候驱动，报道了其多年冻土下界３　７５０ｍ，并分析了坡度、坡向、含水量及地面条件等局地因素对多年冻土的影响，认为坡度和坡向差异可以使地温相差０．５℃和１．０℃，地层水分含量对浅层地温的影响甚至超过坡向的影响，地面状态的差异造成地温、活动层厚度等方面的显著差异．１　研究区概况祁连山区黑河流域是我国西北地区第二大内陆河流域，位于河西走廊中部，大致介于９８°～１０１°３０′Ｅ，３８°～４２°Ｎ之间，为甘蒙西部最大的内陆河流域．黑河，古名弱水，上游称甘州河，源出祁连山脉走廊南山与托来南山间的分水梁，东南流经纵谷草地，至青海省祁连县黄藏寺纳东南来的峨博河后，转向西北，穿走廊南山８０ｋｍ横谷，水深流急，至莺落峡口出山．而后进入张掖灌区，至金塔县又有讨赖河汇入（因鸳鸯池水库的修建，现已成单独０２ 冰 川 冻 土 ３５卷　图１　研究区及钻孔位置图Ｆｉｇ．１　Ｍａｐ　ｓｈｏｗｉｎｇ　ｔｈｅ　ｓｔｕｄｙ　ａｒｅａ　ａｎｄ　ｔｈｅ　ｌｏｃａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｂｏｒｅｈｏｌｅｓ表１　研究区气象资料Ｔａｂｌｅ　１　Ｔｈｅ　ｆｏｕｎｄａｔｉｏｎａｌ　ｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌ　ｄａｔａ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｓｔｕｄｙ　ａｒｅａ站点经度／Ｅ纬度／Ｎ海拔／ｍ年平均气温／℃年降水量／ｍｍ起止年限托勒９８．４２°３８．８０°３３６０－２．９　２８６．３　１９５７—２００４野牛沟９９．５８°３８．４２°３３２０－３．０　４０４．１　１９５９—２００４祁连１００．２５°３８．１８°２７２４　０．７　４０３．１　１９５７—２００４流域），再经正义峡流入内蒙古自治区额济纳旗，最后汇入居延海［３５］．莺落峡为黑河干流出山口，莺落峡以上为径流形成区，以下为径流消散区，下游额济纳旗为无流区［３６］．莺落峡以上的上游山区流域位于祁连山中部北坡，东至石羊河水系西大河的源头，西以黑山与疏勒河水系为界，黑河上游流域东西几乎横跨整个河西走廊．上游东、西两支是与山脉走向平行的纵向河谷．在同一高度带上，西支降水大于东支，西支源远流长，是黑河的主流［３５］．黑河流域位于欧亚大陆中部，远离海洋，周围高山环绕．流域气候主要受中高纬度的西风带环流控制和极地冷气团影响，气候上祁连山区总体上属于高原亚寒带半干旱气候区［３７］：气候干燥，降水稀少而集中，多大风，日照充足，太阳辐射强烈，昼夜温差大．受宏观大气环流格局和高大地形的影响，祁连山区的降水量由东向西递减［３８－３９］，雪线高度由东向西逐渐升高［４０－４１］．由于东西两支相距甚远，降水系统不尽相同，流域西部主要受西风环流的影响，东部受西南和东南季风的影响［３５］．据计算，从出山口（莺落峡）到野牛沟，山区降水量随海拔的平均递增率为１５ｍｍ·（１００ｍ）－１，年平均气温平均递减率为０．８０℃·（１００ｍ）－１［３５］．黑河上游位于祁连山区中东部，土壤和植被的垂直带谱极其明显．植被属温带山地森林草原，生长着呈片状、块状分布的灌丛和乔木林．草地是黑河上游是覆盖面积最大的植被类型，畜牧业是上游地区最主要的人类生产活动，因此，放牧是人为干扰草地生态系统的主要形式．此外，种植业、矿藏开发、水利水电建设、交通道路建设、野生动植物采食以及人类聚居地建设等人类活动也对草地生态系统影响明显［３５］．工作区域为黑河源头的西支，位于二尕公路（二指哈拉山至尕海，Ｓ２０４）热水大坂垭口至石棉矿岔口（Ｋ２４９＋２００～Ｋ２９８＋４６１．４）之间的区域，共布设钻孔７眼，见图１．据野牛沟、托勒和祁连气象站的气象资料显示，年平均气温分别为－３．０℃、－２．９℃和０．７℃，年降水量分别为４０４．１ｍｍ、２８６．３ｍｍ和４０３．１ｍｍ，见表１．２　多年冻土调查２．１　钻孔及地层岩性２０１１年６月初至８月初，在黑河干流源头西支开展多年冻土调查，沿二尕公路热水大坂垭口至石棉矿岔口之间路段，随着海拔的降低依次布设测温孔Ｔ１、Ｔ２、Ｔ３、Ｔ４、Ｔ７、Ｔ５和Ｔ６等共７眼，如图１和图２所示，并布设测温管进行地温监测．所１２１期王庆峰等：祁连山区黑河上游多年冻土分布考察　表２　钻孔位置、海拔及深度Ｔａｂｌｅ　２　Ｌｏｃａｔｉｏｎ，ｅｌｅｖａｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｄｅｐｔｈ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｂｏｒｅｈｏｌｅｓ编号经度／Ｅ纬度／Ｎ海拔／ｍ孔深／ｍ地貌部位冻土类型Ｔ１　９８°４４．７１４′３８°４６．９３０′４１３２　１００．０山前坡积斜坡多年冻土Ｔ２　９８°４６．６６６′３８°４８．５００′３９８７　６９．０山前坡积斜坡多年冻土Ｔ３　９８°５０．７１０′３８°５０．１８５′３８４３　５０．０山前倾斜平原多年冻土Ｔ４　９８°５６．７７７′３８°４９．９９９′３７７５　９０．３山前平原多年冻土Ｔ７　９９°０１．５４５′３８°４８．３２９′３７００　２０．４山前平原多年冻土Ｔ５　９９°０４．８４７′３８°４６．４０３′３６４９　２０．７山前平原季节冻土Ｔ６　９９°０７．７１４′３８°４５．１９４′３６０９　２０．０山前平原季节冻土图２　钻孔海拔的变化Ｆｉｇ．２　Ｅｌｅｖａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｂｏｒｅｈｏｌｅｓ用仪器为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研制的热敏电阻温度计，用Ｆｌｕｋｅ万用表测定其电阻值，再换算成温度值，精度±０．０５℃．为了降低公路对钻孔温度的影响，在定孔位时要求所有钻孔离公路的垂直距离均保证至少大于１００ｍ．除热水大坂垭口Ｔ１温度孔位于二尕公路的南侧以外，其余６眼钻孔均位于公路的北侧．各测温孔的位置、海拔及孔深等信息列于表２．钻探及测温的实景照片见图３． Ｔ３测温孔位于山前倾斜平原上，植被盖度约８０％，１．６～１１．０ｍ的平均含水量为３０．８％．其岩性为：０～０．８ｍ为草根腐殖土，含少量砂砾；０．８～５．８ｍ为亚黏土，其中０．８～２．５ｍ夹砾砂，２．５～５．８ｍ夹少量中粗砂；５．８～５０．０ｍ为土黄色粉质黏土（图４）．Ｔ１和Ｔ２测温孔均位于山前坡积斜坡，植被盖度分别为７０％和８５％，地表均有积水现象．Ｔ１和Ｔ２测温孔１．３～８．６ｍ和１．２～６．５ｍ的平均土壤含水量分别为３７．５％和２５．６％（其中，Ｔ１孔２．１～３．０ｍ为含土冰层，平均土壤含水量高达５９．７％）．Ｔ１孔在１４．８ｍ处开始见基岩，Ｔ２孔从４．３ｍ处往下为强风化泥岩，较致密坚硬．Ｔ２测温孔实际钻探深度逾８０ｍ，但是由于塌孔比较厉害，最终共下测温管６９ｍ．与Ｔ１、Ｔ２和Ｔ３测温孔不同，Ｔ４测温孔以及３个多年冻土下界控制孔Ｔ５、Ｔ６、Ｔ７均位于山前平原，地层结构表现为均存在１０ｍ左右厚度的卵石层，Ｔ４测温孔３２．４～９０．３ｍ为暗红色砂岩，０～２０ｍ深度范围内各孔含水量也比较接近，介于１０．７％～１２．６％之间．图３　钻探及钻孔地温观测的实景照片Ｆｉｇ．３　Ｐｈｏｔｏｓ　ｓｈｏｗｉｎｇ　ｔｈｅ　ｄｒｉｌｌｉｎｇ　ｆｉｅｌｄ　ａｎｄ　ｔｈｅ　ｇｒｏｕｎｄ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ｍｅａｓｕｒｉｎｇ２２ 冰 川 冻 土 ３５卷　图４　钻孔岩性的变化Ｆｉｇ．４　Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ　ｐｒｏｆｉｌｅｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｂｏｒｅｈｏｌｅｓ２．２　多年冻土下界山地多年冻土分布受海拔控制明显，具有明显的垂直带性分布，因此，多年冻土下界海拔是表征多年冻土分布的重要指标［１，３３］．在野外勘察过程中发现，工作区域内在海拔３　７００ｍ以上区域存在冻胀草丘、热融湖塘及冻融分选等冰缘现象，再结合前人的研究成果，初步判断多年冻土下界应该位于海拔３　６００～３　７００ｍ之间的区域．根据现场的实际情况，分别在海拔３　６０９ｍ、３　６４９ｍ和３　７００ｍ布设下界控制钻孔Ｔ６、Ｔ５和Ｔ７，各孔在终孔至少两个月以后的地温曲线如图５所示．Ｔ６测温孔在６～２０ｍ深度地温在２．０℃左右；Ｔ５测温孔在６ｍ、７ｍ、８ｍ、１４ｍ和１６ｍ深度处的地温分别为０．２１℃、０．１０℃、０．１３℃、０．５４℃和０．６６℃；Ｔ７测温孔在６ｍ、７ｍ、８ｍ、１４ｍ和１６ｍ深度处的地温分别为－０．１１℃、－０．１１℃、－０．２４℃、－０．０９℃和－０．０４℃，多年冻土厚度约１３ｍ．因此，笔者认为，在工作区范围内，多年冻土下界高程应介于Ｔ５和Ｔ７测温孔之间，即位于海拔３　６５０～３　７００ｍ之间． 祁连山区多年冻土分布广泛，主要受海拔控制，同时又受到纬度、经度的制约，即具有三度空间变化规律．本区多年冻土下界的变化与年平均气温向北、向东降低，大陆性（年较差）向南、向东减小及降水向东增多的趋势是一致的［１］．据程国栋等［４２］、Ｃｈｅｎｇ［４３］分析，在我国西部２５°２２′Ｎ以北的高山高原多年冻土下界海拔与纬度间具有很好的直线关系，即每降低１°纬度，多年冻土下界上升１７２ｍ．邱国庆等［２１］在天山地区的研究发现，多年冻土下界海拔沿纬度方向每变化１°纬度，冻土下界图５　钻孔的温度剖面Ｆｉｇ．５　Ｇｒｏｕｎｄ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ｐｒｏｆｉｌｅｓ　ｗｉｔｈｉｎ　ｔｈｅ　ｂｏｒｅｈｏｌｅｓ３２１期王庆峰等：祁连山区黑河上游多年冻土分布考察表３　祁连山区多年冻土下界实测海拔及计算值Ｔａｂｌｅ　３　Ｍｅａｓｕｒｅｄ　ａｎｄ　ｅｓｔｉｍａｔｅｄ　ｅｌｅｖａｔｉｏｎｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｌｏｗｅｒ　ｂｏｕｎｄ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｑｉｌｉａｎ　Ｍｏｕｎｔａｉｎｓ序号位置纬度／Ｎ实测值／ｍ多年冻土下界海拔／ｍ计算值ａ计算值ｂ资料来源１走廊南山３９°１４′３５２０　３５９４～３５９９　３５７３～３５７４文献［３１］２冷龙岭北坡百花掌３７°４３′３４５０　３２６３～３２６８　３３１５～３３１９文献［３１］３冷龙岭白蛇沟３７°５８′３５００　３３５６～３３６１　３３９６～３４００文献［３１］４当金山口３９°２１′３６５０　３６１４～３６１９　３５８７～３５９１文献［３１］５拉脊山尕让３６°１４′３７００　３２５８～３２６３　３３８２～３３８６文献［３１］６青海南山橡皮山口３６°４０′３６７８　３３１０～３３１６　３４１３～３４１７文献［３１］７柴达木大头羊煤矿３７°４７′３８５０　３６７４～３６８０　３７２４～３７２８文献［３１］８大通山热水煤矿３７°４０′３４８０　３２８４～３２６０　３３３９～３３４３文献［３１］９宁张公路峨博南段～３８°３５００～３６００　３３６２～３４６７　３３０１～３５０４文献［３２］１０喀克图—３９５０～４０００——文献［３１］１１宁张公路达坂山垭口（无稳定积雪地段）—３５５０～３６００（北坡）——文献［３２］—３６５０～３７００（南坡）——１２西格尔曲盆地３７°５０′３８４０　３６７３～３６７８　３７２０～３７２４文献［３３］１３江仓盆地３８°００′３７００　３５６１～３５６７　３５８０～３５８４文献［３３］１４扁都口３８°０３′３６００　３４７０～３４７６　３５０７～３５１１文献［３３］１５疏勒河源头３８°３６′３７５０　３７１５～３７２０　３７２５～３７２９文献［３４］ 注：计算值ａ和ｂ按照每１°纬度变化多年冻土下界海拔自南向北递减率分别为１７２ｍ和１２３．７ｍ计算而来．变化约为１７１．２ｍ．Ｂｒｏｗｎ［１］在北美海岸山脉地区也得到类似的结果，多年冻土下界海拔沿纬度方向每１°纬度变化约为１７５ｍ．另据报道，祁连山高山多年冻土区，多年冻土下界自南向北的每１°纬度变化降低约为１２３．７ｍ［１］．据此，根据前人的研究资料，计算了研究区的多年冻土下界海拔（表３），这与笔者所发现的多年冻土下界海拔基本吻合． 另外，Ｃｈｅｎｇ［４３］认为中低纬度高海拔山地多年冻土除了受高程和纬度的影响之外，还具有“干燥度地带性”．在位于半干旱气候区的宁张公路俄博南段多年冻土下界为３　５００～３　６００ｍ［３１］．疏勒河源头降水量明显减少，多年平均降水量仅为２３４．８ｍｍ，多年冻土下界海拔３　７５０ｍ左右［３４］．再往西到大柴旦，属中亚内陆干寒的极大陆型气候区，年降水量８２．０ｍｍ，年蒸发量２　１８６．４ｍｍ［４４］，柴达木大头羊煤矿多年冻土下界海拔为３　８５０ｍ［３１］，至喀克图多年冻土下界在海拔３　９５０～４　０００ｍ之间［４４］．２．３　地温剖面及年平均地温随着海拔降低，各钻孔０～２０ｍ的地温剖面总体表现为由低到高变化，见图５．Ｔ３孔的地温曲线比较特殊，０～５０ｍ深度地温比Ｔ２孔还低，这可能与Ｔ３孔附近地层中较厚的地下冰层有关．另外，地层岩性不同，Ｔ３和Ｔ２测温孔在５．８～５０ｍ和４．３～５０ｍ的岩性分别为粉质黏土和强风化泥岩，前者导热系数较小．如果以２０ｍ深度处的地温作为年平均地温，那么，各钻孔年平均地温随海拔的变化如图６所示．总体上随着海拔的降低，年平均地温升高．海拔最高的Ｔ１测温孔年平均地温为－１．７４℃，到多年冻土下界附近的Ｔ７和Ｔ５测温孔分别为０．１６℃和０．９８℃，海拔３　６０９ｍ的Ｔ６测温孔年平均地温高达２．４℃．Ｔ３测温孔较为特殊，其年平均地温为－１．４５℃，比Ｔ２测温孔还低．在祁连山地区，目前已经观测到的最低的年平均地温为－２．４℃，由在木里盆地ＣＫ２孔揭露［２８］，海拔和Ｔ２测温孔接近，而二者年平均地温相差１．５℃之多，估计可能与二者的岩性等局地因素不同有关，前者岩性主要为石英砂岩，后者为强风化泥岩．但是，影响多年冻土年平均地温的因素很复杂，即使海拔和岩性相同，年平均地温也可能差距较大．例如，木里盆地ＣＫ１孔和ＣＫ４孔，海拔均为３　９７７ｍ，岩性均为砂页岩，分别位于河流一级阶地和二级阶地前缘，而年平均地温相差０．６℃［２８］．４２ 冰 川 冻 土 ３５卷　图６　年平均地温随海拔的变化Ｆｉｇ．６　Ｃｈａｎｇｅｓ　ｉｎ　ａｎｎｕａｌ　ｍｅａｎ　ｇｒｏｕｎｄｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ｗｉｔｈ　ｅｌｅｖａｔｉｏｎ 岩土成分和性质对冻土发育的影响，在多年冻土南界和下界附近影响非常显著［１］．下界控制孔Ｔ５、Ｔ６和Ｔ７均位于山前冲积平原，地势平坦，植被盖度均在６０％～７０％．任意相邻的两个孔在海拔上相差５０ｍ，在水平方向上的直线距离也接近．Ｔ５、Ｔ６和Ｔ７测温孔含水量分布情况基本相同，０～２０ｍ整个剖面的土体平均含水量分别为１０．７％、１１．１％和１２．４％．虽然Ｔ５测温孔位于Ｔ７和Ｔ６测温孔的中间位置上，但由于其位于多年冻土下界附近，受多年冻土边缘土层中冰的相变作用的影响，其温度剖面向温度较低的Ｔ７测温孔整体靠拢（图５）．２．４　活动层厚度多年冻土区近地表每年冬季冻结、夏季融化的土层，称为活动层；多年冻土层顶面距地表的深度，称多年冻土上限．活动层厚度就是指多年冻土上限到地表的垂直距离．我们判断多年冻土上限的方法：１）一般在９月下旬至１０月上旬（部分地区可在１０月下旬至１１月上旬）在多年冻土达到最大融深时［４５］，在坑探或者钻探的过程中用肉眼观察是否有冰物质的存在．不过在卵石层厚度较大的地层中钻探时，这种方法很难凑效，因为卵石层中本来含冰量就不大，在磨钻的过程中早已融化；２）通过地温监测利用地温数据去判断．６月中旬，在Ｔ１测温孔钻进过程中发现，０．５～２．１ｍ岩芯完整，岩性为灰褐色中粗砂，夹少量碎片石，并含少量黏粒，１．４ｍ处见冻，１．７ｍ处见薄层冰，此时尚未达到最大融深，因此其多年冻土上限应＞１．４ｍ．根据１０月９日Ｔ１测温孔的地温剖面，估算该孔１．５ｍ和２．０ｍ深度处的地温分别为０．０６℃和－０．３２℃，进而估算出该孔多年冻土上限为１．６ｍ．Ｔ２测温孔的地温监测显示，９月７日２．０ｍ深度处的地温为－０．０６℃，因此估计其多年冻土上限约为２．０ｍ．Ｔ３测温孔地温曲线表明，２．０ｍ和２．５ｍ深度处地温分别为０．２１℃和－０．２３℃，通过内插推断其多年冻土上限约为２．２ｍ．类似的，可以估算出Ｔ７孔的冻土上限为３．９ｍ．Ｔ４测温孔地温的观测深度是从４ｍ开始的，４ｍ地温为－０．１２℃，而且Ｔ４测温孔在钻探过程中并没有发现冰物质的存在，因而仅仅依据其地温剖面只能粗略的估计其多年冻土上限略＜４．０ｍ．因Ｔ４和Ｔ７测温孔的地层结构较为接近，故采用Ｔ７测温孔的地温梯度估算，再内插求得Ｔ４测温孔的冻土上限为３．７ｍ．如图７所示，随着海拔降低，活动层厚度增厚．图７　活动层厚度随海拔的变化Ｆｉｇ．７　Ｃｈａｎｇｅｓ　ｉｎ　ｔｈｅ　ａｃｔｉｖｅ　ｌａｙｅｒ　ｄｅｐｔｈ　ｗｉｔｈ　ｅｌｅｖａｔｉｏｎ２．５　多年冻土厚度当深度达到温度年变化深度以下时，地层的热状况主要受地中热流控制，温度随深度增加逐渐升高，不会产生太大波动［２３］．金会军等［４６］在１９９３年计算了天山站夏季营地附近的钻孔（Ｃｈｉｎａ　０９）在２５～５９ｍ的温度梯度约为１℃·（４３ｍ）－１，进而假设５９ｍ以下的温度梯度与此梯度相同，估算出该钻孔当时的多年冻土下限．用类似的方法，赵林等［２３］计算了２００８年该孔的多年冻土下限．同样地，笔者对Ｔ１测温孔５０～１００ｍ和Ｔ３测温孔２１～５０ｍ的地温与深度进行回归，发现二者均表现为良好的线性关系（图８），地温梯度分别为１℃·（５６．２ｍ）－１和１℃·（５８．２ｍ）－１，据此进而估算Ｔ１和Ｔ３测温孔的多年冻土下限分别为１１３．０ｍ和１０９．１ｍ，那么Ｔ１和Ｔ３测温孔的多年冻土厚度应分别为５２１期王庆峰等：祁连山区黑河上游多年冻土分布考察　１１１．４ｍ和１０６．９ｍ．郭鹏飞［２９］的研究发现，祁连山地区目前已经查明的最大多年冻土厚度为１３９．３ｍ，由位于黑河源头洪水坝盆地山麓丘陵带的３号孔揭露，海拔４　０３３ｍ，多年冻土上限为１．７ｍ．Ｔ１测温孔海拔比洪水坝１号孔高出约１００ｍ，而多年冻土厚度却少近２８ｍ，这说明在海拔因素总体控制下，岩性、含水（冰）量、坡向、冬季逆温等局部因素的影响也很大［１］．例如，位于托来山北坡洪水坝盆地２号孔（海拔３　８３０ｍ，多年冻土上限１．７ｍ，年平均地温为－１．５℃），揭露的多年冻土厚度为７９．３ｍ，而位于走廊南山南坡的该盆地１号孔（海拔３　８３９ｍ，冻土上限为２．０ｍ）揭露的冻土厚度仅为４６ｍ［２９］．图８　Ｔ１孔５０～１００ｍ和Ｔ３孔２１～５０ｍ地温随深度的变化Ｆｉｇ．８　Ｇｒｏｕｎｄ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｓ　ｏｆ　Ｂｏｒｅｈｏｌｅ　Ｔ１（ａｔ　ｔｈｅ　ｄｅｐｔｈｒａｎｇｉｎｇ　ｆｒｏｍ　５０ｔｏ　１００ｍ）ａｎｄ　Ｂｏｒｅｈｏｌｅ　Ｔ３（ａｔ　ｔｈｅ　ｄｅｐｔｈｒａｎｇｉｎｇ　ｆｒｏｍ　２１ｔｏ　５０ｍ）ｃｈａｎｇｉｎｇ　ｗｉｔｈ　ｄｅｐｔｈ Ｔ２测温孔的测温结果表明，多年冻土下限约为６４．４ｍ（图５），这样该孔的多年冻土厚度约为６２．４ｍ．据图５，估计Ｔ４测温孔的多年冻土下限为２７．２ｍ，其多年冻土厚度为２３．５ｍ．根据Ｔ７测温孔的地温曲线，其多年冻土下限１６．９ｍ，冻土厚度为１３．２ｍ．各孔的多年冻土厚度如图９所示． 总体而言，受高度地带性的控制，随着海拔的降低，多年冻土厚度减薄（图２、９）．其次，盆地中的地温梯度和地中热流比高山区要高［１］；再次，Ｔ１孔１４．８～１００ｍ为基岩（灰岩），其导热系数大于第四系松散层，且含水量较小，同时，Ｔ４、Ｔ７、Ｔ５和Ｔ６测温孔均位于山前冲积平原，为河床相沉积地层，发育有厚达１０ｍ左右的卵石层，不利于多年图９　多年冻土厚度随海拔的变化Ｆｉｇ．９　Ｃｈａｎｇｅ　ｉｎ　ｐｅｒｍａｆｒｏｓｔ　ｄｅｐｔｈ　ｗｉｔｈ　ｅｌｅｖａｔｉｏｎ冻土保存．除此之外，地下水、河水等对减薄多年冻土厚度，甚至形成融区，也起重要作用［１］．３　结论与讨论祁连山区黑河上游多年冻土的特征及分布对于流域生态－水文过程、地－气间水热交换及碳循环、植被群落以及天气、气候系统都起着至关重要的作用．虽然有关祁连山地区多年冻土下界、上限以及冻土厚度等已有不少报道，但具体到黑河上游几乎是空白．２０１１年６月初至８月初在黑河干流源头西支开展多年冻土调查，沿二尕公路热水大坂垭口至石棉矿岔口路段，完成测温孔７眼，并布设测温管进行地温监测．通过野外勘察，并结合钻探过程中所获取的岩芯与含水量等资料以及对钻孔地温的监测结果，对黑河干流源头西支多年冻土的分布、地温等特征进行阐述与分析．在与前人工作进行比较的基础上，提出研究区多年冻土下界海拔、活动层厚度、多年冻土厚度，并对影响多年冻土分布的因素、特别是海拔和岩性等进行了分析与讨论，以期为冻土变化过程及其流域水文效应的科学问题的回答以及黑河流域大比例尺多年冻土分布图的编制提供基础资料．通过以上分析研究，可以得到以下结论：（１）工作区域的多年冻土下界为海拔３　６５０～３　７００ｍ．根据前人在祁连山西部和中东部的研究资料对研究区的下界海拔进行估算，与笔者实际发现的下界基本吻合．（２）受高度地带性的控制，随着海拔的降低，活动层厚度由在海拔４　１３２ｍ的１．６ｍ增加至在多年冻土下界处的约４．０ｍ，多年冻土年平均地温也相应的由－１．７℃增加到０．０℃左右，而多年冻土６２ 冰 川 冻 土 ３５卷　。

祁连山地区降水气候特征及其成因分析研究祁连山地区降水气候特征及其成因分析研究1. 引言祁连山地区是中国西北地区的重要山脉之一，其独特的地理环境和气候条件使得该地区的降水气候特征具有一定的研究价值。

本文旨在对祁连山地区的降水气候特征进行综合分析，并深入探讨其成因，为该地区的气候变化研究提供参考。

2. 祁连山地区降水气候特征2.1 降水分布特征祁连山地区的降水呈现明显的东多西少、南多北少的分布特征。

东部和南部地区年降水量较多，而西部和北部地区年降水量较少。

同时，降水的时空变化性较大，呈现出一定的不稳定性。

2.2 降水季节特征祁连山地区的降水季节主要集中在夏季，尤其是7月和8月。

这两个月份是夏季降水最为丰沛的时期，占全年降水量的较大比例。

春季和秋季的降水量较为有限，冬季几乎没有降水。

2.3 降水强度特征祁连山地区的降水强度较大，尤其是在夏季降水过程中。

暴雨和雷雨较为常见，极端降水事件的频率较高。

3. 祁连山地区降水气候成因分析3.1 地形因素祁连山地区降水气候特征的一个重要原因是该地区的地形因素。

祁连山地区位于中国西北地区的边缘地带，地势较高，山体起伏较大。

山脉对气流起到了阻挡和引导作用，使得气流在上升过程中容易产生冷凝和降水。

同时，山体的影响还使得地区内外的气压梯度产生变化，引起了较高的风速和大气湍流活动，从而增加了空气中水蒸气的输送，促进了降水过程的发生。

3.2 气候系统影响祁连山地区的降水气候特征受到气候系统的影响。

该地区位于亚洲季风影响下的夏季风带，夏季风的活动对降水产生了重要影响。

夏季风的季节转移和强度变化导致了祁连山地区的降水季节特征和降水强度特征的变化。

此外，埃尔尼诺现象等全球气候现象的发生也会对地区的降水气候特征产生一定影响。

3.3 大气环流影响祁连山地区的降水气候特征还受到大气环流的影响。

西伯利亚高压和蒙古高压的变化会影响到地区的气压场分布，从而调整了地区的降水过程。

同时，副热带高压和东亚夏季风的活动也会对地区的降水产生直接影响。

关于祁连山的那些题一、单选题祁连山北坡流向河西走廊的河流由东向西形成了石羊河水系、黑河水系、北大河水系、疏勒河水系和党河水系。

祁连山北坡冰川分布不均，降水丰富的东祁连山石羊河流域冰川面积仅65 km2，中祁连山黑河流域冰川面积421 km2，而干旱的西祁连山疏勒河流域冰川面积达822 km2。

祁连山越往西，降水补给河流的水量越少，而降水不足，冰川补之，疏勒河30%的水量来自冰川融水。

下图为祁连山水系图。

据此完成下列各题。

1．石羊河的主要补给水源是A．大气降水B．冰川融水C．湖泊水D．积雪融水2．最近十多年来，河西走廊正在经历一个有观测记录以来最长的丰水期，其主要影响因素是A．地形B．跨流域调水C．大气环流D．全球气候变冷【答案】1． A 2． C[解析] [小题1] 根据材料得知,石羊河位于祁连山东部,降水丰富,且石羊河冰川面积最小,所以河流主要补给来源是大气降水A正确。

祁连山越往西部,流域内冰川面积越大,大气降水越少,河水由冰川融水补给为主, B错误。

祁连山北部湖泊较少,湖泊水补给少;季节的积雪融水补给量少,均不是石羊河主要补给方式, CD错误。

故选A。

[小题2]近十多年来,河西走廊的地形没有发生太大变化，故不是地形因素, A错误。

目前,河西走廊还没有实现跨区域调水, B错误。

近年来的全球气候变暖，气温上升,而不是变冷,排除D ;气温升高，致使冰川融水增加,河流径流量增加;加上区域内西风和季风带来的水汽增加，降水增加，流域内丰水期延长, C正确。

读祁连山冰川朝向玫瑰图，完成下面小题。

3．据图分析，祁连山降水的水汽主要来自（）A．太平洋、北冰洋B．太平洋、印度洋C．大西洋、北冰洋D．大西洋、印度洋4．祁连山地区发展农业的优势条件是（）A．水源丰富、林地多B．地势平坦、降水多C．光照充足、风沙小D．草原广布、温差大【答案】3．A 4．D[分析] [小题1] 读图可知,祁连山的冰川主要分布在东北、西北和北部,南部分布少。

基于土地利用变化的祁连山地区生态系统服务价值演化分析张百婷;李宗省;冯起;陆志翔;张百娟;程文举【期刊名称】《生态学报》【年(卷),期】2024(44)10【摘要】祁连山生态环境保护是建设我国西部生态安全屏障的关键环节,而核算祁连山生态系统服务价值是制定合理有效的生态环境保护措施的有力依据。

然而受气候变化和人类活动的共同影响,祁连山地区生态环境问题依旧突出,亟需对该地区生态系统服务价值开展研究以服务后期生态环境建设。

基于此目的,使用1990—2020年祁连山地区土地利用数据,运用土地利用动态度、土地利用转移矩阵揭示该地区土地利用变化规律。

并使用生态系统服务价值评估模型测算了祁连山地区生态系统服务价值,探究了其动态变化过程,并明确了各土地利用类型与生态系统服务价值变化之间的内在联系。

结果表明:(1)1990—2020年,草地和荒漠是祁连山地区最主要的土地利用类型,单一土地利用动态度分别为水域>湿地>耕地>荒漠>草地>林地。

草地和耕地以及草地和荒漠相互转化成为该地区最主要的土地利用变化特征;(2)祁连山地区生态系统服务价值呈持续增加趋势,由1990年的7231.36亿元增加至2020年的7836.07亿元,在空间上呈现出东高西低的变化趋势。

生态系统服务价值构成主体主要为水域、草地和林地,单项生态系统服务价值以水文调节和气候调节为主,反映了调节服务是祁连山地区生态系统的主要功能;(3)水域、草地和湿地这3种土地利用类型是近30年祁连山地区生态系统服务价值变化的主要贡献因子。

1990—2020年,祁连山地区生态系统服务价值对土地利用的敏感性总体呈增加态势(1.48%—7.91%),土地利用变化对该地区生态系统服务价值的影响逐步增强。

系统揭示了过去30年祁连山地区生态系统服务价值的演变及其与土地利用变化的内在联系,重点阐释了水域、草地、林地和湿地对该地区生态系统服务价值和生态环境保护的重要性,可为祁连山地区生态产品价值实现及生态保护管理等提供基础科技支撑。

专题六自然地理环境的整体性和差异性考点20：自然地理环境的整体性（1-9题）考点21：地理环境的地域分异规律（10-24题，25-27题）考试时间：90分钟满分：100分说明：请将选择题正确答案填写在答题卡上，主观题写在答题纸上第I卷（选择题）一、选择题（本题共24小题，每小题2分，共48分）岸线发育系数(简称SDI)是反映湖泊几何形态的指标。

其值越大表示湖岸线越曲折。

我国某内陆咸水湖，拥有丰富的湖岸线资源，部分湖岸区域沙漠化现象较为明显。

下图示意该湖1973-2017年水位和SDI值变化。

据此完成下面小题。

1.导致1973-2004年SDI值变化的主要原因是( )。

①水下地貌体出露②湖岸土地沙化加剧③湖盆区构造沉降④人类活动强度减弱A.①②B. ①③C.②④D.③④2.2010-2017年SDI值的变化指示了该湖( )。

A. 湖岸线长度变短B.沿岸区域土地沙漠化加剧C.湖盆的面积稳定D. 沿岸区域生境多样性增加雨水花园是现代海绵城市建设中一项既经济又美观的滞留设施，主要用来处理小面积汇流的初期雨水，在居住小区、停车场、道路等可广泛修建。

下图是道路与雨水花园间带缺口的石坎景观图。

完成下面小题。

3.图中修建带缺口的石坎主要是为了A.方便城市居民进出雨水花园B.方便维修车辆进出雨水花园C.道路上过多雨水及时排入花园中D.花园中过多雨水及时排入雨水井4.雨水花园的建造可以A.减少地下径流量B.增加水汽蒸发量C.减弱降水量强度D.加快水循环速度冰川物质平衡又称冰川物质收支，即冰川积累量与消融量的差值，受大气降水(固态、液态水)、气温及风等因素变化的影响。

下图为2011—2016年祁连山中段北坡“七一冰川”26个测杆点月平均物质平衡随海拔的梯度变化示意图。

据此完成下面小题。

5.“七一冰川”月平均物质为最大正平衡的月份是( )A. 1月B. 4月C. 7月D. 9月6.形成“七一冰川”1月平均物质平衡状态的主要原因是( )A.气温低，冰川消融量少B.冷空气活动频繁，降雪天气多C.积雪表面反射率低，消融加剧D.受风吹雪影响，降雪积累少7.在全球气候变暖的背景下，该地区冰川物质平衡的变化会导致( )A.林线下降B.降水增多C.雪线下降D.冰川萎缩大约4000万年前，青藏高原逐渐隆升。