青海省共和盆地沙漠化驅(qū)動(dòng)機(jī)制

李曉英， 姚正毅， 董治寶

(1.中國(guó)科學(xué)院 西北生態(tài)環(huán)境資源研究院， 甘肅 蘭州 730000； 2.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)， 北京 100049)

青海省共和盆地位于我國(guó)青藏高原東北部，介于祁連山和昆侖山之間，地處青海省共和縣和貴南縣境內(nèi)[1]。屬于高原溫帶半干旱草原和干旱荒漠草原的過渡帶[2]。高寒干旱的氣候條件和豐富的第四紀(jì)砂物質(zhì)使沙漠化得以發(fā)生、發(fā)展，成為中國(guó)土地沙漠化發(fā)展地區(qū)之一[3]。土壤風(fēng)蝕加劇沙漠化，自西向東的3條數(shù)百公里長(zhǎng)的沙帶前沿已經(jīng)躍入龍羊峽庫(kù)區(qū)[4]，成為當(dāng)?shù)刈顕?yán)峻的生態(tài)環(huán)境問題之一，對(duì)當(dāng)?shù)厣鐣?huì)生存和發(fā)展基礎(chǔ)造成極大的破壞，阻礙著經(jīng)濟(jì)和社會(huì)可持續(xù)發(fā)展[5-9]。探討沙漠化的成因和發(fā)展過程對(duì)于共和盆地生態(tài)環(huán)境的治理具有重要意義[10-19]。沙漠化的驅(qū)動(dòng)機(jī)制不僅要解釋其形成過程、分布特點(diǎn)，而且也是沙漠化治理的科學(xué)依據(jù)。就共和盆地土地沙漠化而言，現(xiàn)代沙漠化是歷史時(shí)期沙漠化正逆過程的一部分，是氣候變化的產(chǎn)物[20-24]，人類對(duì)土地的過度利用對(duì)沙漠化起到了促進(jìn)加速作用，而生態(tài)環(huán)境保護(hù)與治理則延緩沙漠化進(jìn)程[1,25-27]。微觀尺度上沙漠化發(fā)展的物理過程是認(rèn)識(shí)和理解沙漠化成因的關(guān)鍵。本文通過野外調(diào)查和遙感衛(wèi)星影像解譯，分析共和盆地的地層、沙物質(zhì)粒度特征、沙漠化分布特點(diǎn)、沙漠化成因，研究沙漠化的形成發(fā)展過程，在微觀層面上揭示其驅(qū)動(dòng)機(jī)制，以期合理解釋沙漠化土地的分布特點(diǎn)、發(fā)展趨勢(shì)，并為科學(xué)治理提供理論依據(jù)。本文只討論共和盆地內(nèi)共和縣境內(nèi)的沙漠化，共和縣沙漠化與貴南縣沙漠化存在明顯不同，由于貴南縣的沙漠化已有文章討論，不再涉及。

1 研究區(qū)概況

共和盆地呈高寒干旱、半干旱氣候，多年(1981—2010年)平均降水量324.7 mm，蒸發(fā)量1 684.5 mm，降雨主要集中在5—9月，占全年的88.0%。多年平均氣溫4.6 ℃，多年平均風(fēng)速1.8 m/s。年均大風(fēng)日數(shù)為36.4 d，沙塵暴天數(shù)年均17 d。受全球氣候變化影響，從有氣象記錄的1953—2012年，共和氣溫、降水、平均風(fēng)速均有不同程度的變化。多年平均增溫率為0.50 ℃/10 a，氣溫從統(tǒng)計(jì)時(shí)段最初10 a(1953—1962年)的平均2.95 ℃上升到最末10 a(2007—2016年)的5.58 ℃，增長(zhǎng)率達(dá)89.15%。多年降水量略有增加，增加率5.6 mm/10 a。風(fēng)速波動(dòng)下降，從統(tǒng)計(jì)時(shí)段(1953—2012年)最初10 a(1953—1962年)平均2.28 m/s下降到最末十年(2007—2016年)的1.59 m/s，降低30.26%，多年下降率0.10 m/(s·10 a)。受氣候變化和人類活動(dòng)影響，共和盆地沙漠化發(fā)展和逆轉(zhuǎn)兩種狀態(tài)都存在，自20世紀(jì)70年代中期到2010年，共和盆地輕度和中度沙漠化面積分別增加584.33和215.74 km2，重度和嚴(yán)重沙漠化面積分別減少710.59和153.77 km2[28]。

2 研究方法

在2014年5，8月和2015年5月對(duì)共和地形地貌、地層結(jié)構(gòu)、沙物質(zhì)來源進(jìn)行了野外調(diào)查。取樣深度多在0～1.5 m，個(gè)別剖面可達(dá)10 m。共采集了134個(gè)樣品，并利用1/3 phi系列的篩子篩分樣品，應(yīng)用溫德華粒度分級(jí)標(biāo)準(zhǔn)對(duì)篩分的樣品進(jìn)行分級(jí)和分析[29]。利用Google Earth和ArcGIS觀察分析不同區(qū)域的沙漠化分布特征。通過多期遙感衛(wèi)星影像比對(duì)，進(jìn)行了沙丘移動(dòng)速度和古沙丘活化速度監(jiān)測(cè)。氣象數(shù)據(jù)，包括氣溫、降水和風(fēng)速來自國(guó)家氣象科學(xué)數(shù)據(jù)共享服務(wù)網(wǎng)(http:∥data.cma.cn/)，共和縣牲畜數(shù)據(jù)由共和縣政府和畜牧局提供。并利用SPSS軟件對(duì)氣象數(shù)據(jù)和牲畜數(shù)據(jù)進(jìn)行了趨勢(shì)分析和相關(guān)性分析；Landsat 8OLI_TIRS和Landsat TM遙感數(shù)據(jù)是從地理空間數(shù)據(jù)云網(wǎng)站(http:∥www.gscloud.cn/)獲得。

3 研究結(jié)果

3.1 沙漠化土地分布特點(diǎn)

2010年，共和盆地共有沙漠化土地5 573 km2，沙漠化類型主要有灌叢沙堆活化和草地沙化(45.25%)，固定沙丘活化和流沙前移(42.99%)，礫質(zhì)沙漠化(2.13%)和耕地沙漠化(9.63%)所占比例較少[28]。通過遙感解譯和野外調(diào)查，2016年共和盆地沙漠化土地地貌形態(tài)主要有新月形沙丘及沙丘鏈、復(fù)合型鏈狀沙丘及沙山、流動(dòng)沙片、半固定沙壟、梁窩狀沙丘、沙礫地、灌(草)叢沙堆、固定沙丘(古沙丘)、固定沙帶、沙質(zhì)草地，以及風(fēng)蝕坑、風(fēng)蝕槽、殘墩以及較密集的蝕余地表。2016年共和盆地沙漠化土地分布特點(diǎn)為： ①各種沙漠化土地呈條帶狀、斑塊狀犬牙交錯(cuò)分布甚至彼此迭覆，很難嚴(yán)格劃出明確界線。 ②風(fēng)蝕區(qū)和風(fēng)成分異沉積區(qū)區(qū)分明顯，塘格木—沙珠玉一線以西，地表多戈壁劣地，流沙堆積僅見孤立的小型流沙帶、流沙片，沙珠玉河谷兩岸地帶，發(fā)育著大量風(fēng)蝕雅丹地貌，是盆地目前風(fēng)蝕起沙最為強(qiáng)烈的地區(qū)。塔拉灘雖存在風(fēng)蝕溝槽，但現(xiàn)代流沙主要分布在這一地區(qū)。 ③流動(dòng)沙片分布較廣。流動(dòng)沙片是不連續(xù)片狀、薄層的風(fēng)成沙堆積體，一般依附在灌叢、草叢之后，形成小型、微型沙梁，方向與主風(fēng)向一致。野外調(diào)查顯示，在稀疏草地上，薄層沙片厚度3—5 cm，均勻分布；在灌叢，草叢后面，小型、微型沙梁沉積厚度可達(dá)30 cm以上。在遙感衛(wèi)星影像上沙梁表現(xiàn)為條帶狀順風(fēng)向的痕跡。

3.2 地層及粒度特征

共和盆地第四紀(jì)松散沉積物巨厚，層次多，沉積相復(fù)雜[20，30]。塔拉灘大部分區(qū)域?yàn)樯迟|(zhì)草原，其地層主要為：表層為灰黑色粉沙土，膠結(jié)較好，厚度30～80 cm，其下為灰黃色沙，較松散，厚度0～0.4 m，底層為灰黃色河流沖積砂，含有礫石及鈣質(zhì)結(jié)核。古沙丘的表層一般為灰黑色或灰黃色粉沙土，厚度0.1～1.3 m，膠結(jié)好。其下為灰黃色古風(fēng)成細(xì)沙，松散，偶見斜層理或交錯(cuò)層理，含有鈣質(zhì)結(jié)核。個(gè)別剖面可見粉沙土與風(fēng)成沙互層現(xiàn)象。流動(dòng)沙丘樣品來自連片的流動(dòng)沙丘、流動(dòng)沙片，以及固定沙丘活化后的產(chǎn)物。粒度主要集中在細(xì)沙粒級(jí)。與物源相比，粒度更加集中，分選更好。河湖相細(xì)沙，大多數(shù)呈金黃色或深黃色，分選很好，有鈣質(zhì)弱膠結(jié)，能形成直立的陡坎，個(gè)別樣品含有細(xì)礫石。

表1 共和縣沙源物質(zhì)粒度參數(shù)

3.3 流動(dòng)沙丘和流動(dòng)沙片的擴(kuò)大

流動(dòng)沙丘、流動(dòng)沙片的擴(kuò)大主要表現(xiàn)為流動(dòng)沙丘的快速前移，前移速度因沙丘大小而不同。據(jù)實(shí)地測(cè)量，塔拉灘小型流動(dòng)沙丘(高度2～3 m)年移動(dòng)距離為44.7～48.0 m，較大的沙丘(高度8～11 m)年移動(dòng)距離為16.8～25.6 m[7,31]。受制于風(fēng)況及地表狀況，不同年份沙丘移動(dòng)情況差別很大，海南州氣象臺(tái)2005—2010年監(jiān)測(cè)結(jié)果顯示，塔拉灘沙丘移動(dòng)速度2005—2007年間呈增加趨勢(shì)，在2008—2009年呈遞減趨勢(shì)，2010年又快速遞增[31]。流動(dòng)沙片移動(dòng)速度遠(yuǎn)大于流動(dòng)沙丘，從1987和2017兩期遙感衛(wèi)星影像上判斷，流動(dòng)沙片年平均移動(dòng)距離25～77 m，流動(dòng)沙丘年平均移動(dòng)距離為6.3～10.1 m(圖1)。塔拉灘風(fēng)力大，植被稀疏低矮，對(duì)風(fēng)沙流的阻滯作用有限，風(fēng)沙流的輸移速度很快，風(fēng)沙流在地表的積聚表現(xiàn)為流動(dòng)沙片的形成。在初期，風(fēng)沙流僅積聚于草叢之下，不能完全覆蓋地表，少量的風(fēng)沙積聚有利于植被生長(zhǎng)，在假彩色合成遙感衛(wèi)星影像上顯示為淺紅色的風(fēng)沙痕跡。當(dāng)風(fēng)沙在地表積聚到可以覆蓋地表，植被消亡，在衛(wèi)星影像上顯示為灰白色，則認(rèn)為流動(dòng)沙片形成。流動(dòng)沙片的形成是流動(dòng)沙丘能快速移動(dòng)的前提。

塔拉灘流動(dòng)沙丘/沙片的沙源不僅來自盆地中的古風(fēng)成沙和沙質(zhì)古土壤，而且還有盆地中河湖相沉積、湖沼相沉積現(xiàn)代流水的沖洪積物和黃土及其古土壤等[20]，其中，固定沙丘和河湖相細(xì)沙貢獻(xiàn)率最大。

(1) 固定沙丘活化。在塔拉灘流動(dòng)沙丘的丘間平地，多見殘余沙丘，一般呈灰黑色，膠結(jié)較好，極細(xì)沙含量相對(duì)略高，其粒度與現(xiàn)代沙丘相似。主要成分以沙粒級(jí)為主，在暖濕的氣候條件下和充足的有機(jī)質(zhì)等條件下，被改造成沙質(zhì)褐色土。固定沙丘活化為流動(dòng)沙丘的形成提供大部分沙源。

圖1 流動(dòng)沙片和流動(dòng)沙丘的移動(dòng)

(2) 河湖相細(xì)沙。共和盆地河湖相沉積物不僅是地質(zhì)時(shí)期歷次沙漠化的沙源，同時(shí)也為共和盆地現(xiàn)代沙漠化提供沙源[20]。河湖相細(xì)沙雖然層次多，分布較廣，但在近地表，多覆蓋砂礫石層或其他沉積物，即直接暴露地表并能為風(fēng)力侵蝕的露頭較少。河湖相細(xì)沙露出地表的方式主要有： ①河流側(cè)蝕。從更尕海到沙珠玉鄉(xiāng)、沙珠玉鄉(xiāng)到達(dá)連海的古河道形成高差分別達(dá)120～145 m，70～80 m的坡坎，使得多層河湖相細(xì)沙大面積暴露。同時(shí)這些坡坎恰為迎風(fēng)面，風(fēng)力侵蝕、搬運(yùn)蝕作用強(qiáng)烈，使河湖相細(xì)沙成為流動(dòng)沙丘的沙源。在古河道殘存的少數(shù)湖泊，由于氣候變化及人類的過度利用而干涸，如英德爾海、下更尕海和北達(dá)連海等，湖床也成為形成沙漠化的沙源[32]。 ②水蝕沖溝。在共和縣塘格木鎮(zhèn)—沙珠玉鄉(xiāng)一線以西，南北走向的水蝕沖溝發(fā)育。沖溝下切較深，切穿表層砂礫石層，沖出了下伏的河湖相細(xì)沙，成為零星、不連續(xù)的流動(dòng)、半流動(dòng)沙丘的沙源[33]。

3.4 塔拉灘上固定沙帶活化

塔拉灘是總體較為平坦、略具波狀起伏的沙質(zhì)平原，多見低矮條帶狀固定沙帶，主要分布在214國(guó)道以東。這些固定沙帶主要有以下特點(diǎn)：寬度30～50 m，長(zhǎng)度1～2 km，也有的斷續(xù)長(zhǎng)度達(dá)到6～7 km。走向與本區(qū)主風(fēng)向基本一致，北部292～296°，中部300°左右，南部則為130～132°。實(shí)地調(diào)查表明，固定沙帶高度一般為2～3 m，表層一般為粉沙土或膠結(jié)較好的粉細(xì)沙，厚度為0.2～0.3 m，其下為相對(duì)松散的粉細(xì)沙，基底為河流沖積砂礫石。固定沙帶表面有稀疏植被覆蓋，經(jīng)過牲畜啃食后，高度一般在0.1～0.2 m，根系的密集層厚度一般在0.1～0.2 m。

固定沙帶活化始于風(fēng)蝕坑(圖2)。風(fēng)蝕坑多呈橢圓形，長(zhǎng)度24～167 m，寬7～42 m，面積數(shù)百到數(shù)千平方米，深度1～2 m，風(fēng)蝕坑的下風(fēng)向是強(qiáng)烈風(fēng)蝕區(qū)，多見深達(dá)0.5～0.7 m的溝槽。再遠(yuǎn)處是片狀風(fēng)沙堆積區(qū)即流沙帶，寬度23～98 m，延綿長(zhǎng)度100～500 m，面積達(dá)數(shù)千到數(shù)萬(wàn)平方米，是風(fēng)蝕坑面積的5.4～38.3倍。流動(dòng)沙帶具有向兩側(cè)擴(kuò)張的特性，寬度是風(fēng)蝕坑寬度的1.5～3.8倍(表2)。固定沙帶上常見牲畜踐踏形成條帶狀的凹槽，多與固定沙帶走向一致或大致平行。凹槽深度9～19 cm，寬度14～20 cm。踐踏作用與風(fēng)蝕相結(jié)合，致使凹槽加寬加深，使下伏松散沙露出，風(fēng)的掏蝕作用凸顯，形成橢圓狀風(fēng)蝕坑。

圖2 塔拉灘固定沙帶活化(風(fēng)蝕坑、風(fēng)蝕地表及風(fēng)積地表)

塔拉灘固定沙帶活化發(fā)展速度很快。在塔拉灘東南部一個(gè)典型區(qū)域，2000年衛(wèi)星影像上僅可以發(fā)現(xiàn)1條流沙帶，2006年發(fā)展到4～5條，到2014年發(fā)展到近20條。流沙帶的快速發(fā)展是共和盆地2000年后沙漠化有逆轉(zhuǎn)趨勢(shì)下的新的動(dòng)向[34]，值得關(guān)注。

表2 塔拉灘風(fēng)蝕坑與流沙帶形態(tài)

3.5 古沙丘活化

共和縣目前尚存的古沙丘主要分布在拉干村—鐵蓋村一線東南。與塔拉灘相對(duì)平坦的地形地貌不同，古沙丘多呈NW-SE走向(縱向)的沙梁，與現(xiàn)代流動(dòng)沙丘形態(tài)有很大區(qū)別(多為橫向沙丘，新月形沙丘及新月形沙丘鏈)，地形上有較大起伏，最大高差可達(dá)20～30 m，整體高出相鄰灘地30～50 m。

實(shí)地調(diào)查表明，古沙丘表層的粉沙土厚度不同，最厚處在三塔拉—貴南公路一線以南，厚度達(dá)0.8～1.4 m，最薄處僅有0.04～0.23 m。有膠結(jié)作用的粉沙土是古風(fēng)成沙的保護(hù)外殼，保護(hù)殼層被破壞后，致使下伏松散沙層暴露，風(fēng)沙流的侵蝕作用形成了側(cè)向凹槽，使得重力侵蝕作用參與，粉沙土層崩塌破壞，使更多古風(fēng)成沙暴露，此過程循環(huán)往復(fù)，形成風(fēng)蝕坑，風(fēng)蝕坑下風(fēng)向堆積沙丘。風(fēng)蝕坑及沙丘的擴(kuò)大相連形成半固定沙丘及連片流動(dòng)沙丘。風(fēng)蝕坑形成的誘發(fā)因素主要是牲畜踐踏，鼠類挖掘，車輛碾壓、樵柴、采藥等其他活動(dòng)也會(huì)破壞表層的粉沙土層。風(fēng)蝕坑的發(fā)展速度不僅受制于風(fēng)力大小，雨水沖刷強(qiáng)度、地表植被狀況，鼠類的破壞以及牲畜的踐踏蹭癢活動(dòng)也會(huì)加速。根據(jù)對(duì)附近一家牧民的訪問，一個(gè)小風(fēng)蝕坑形成需要7～8 a時(shí)間，一個(gè)較大的風(fēng)蝕坑則需要15～20 a。隨著風(fēng)蝕坑的擴(kuò)大，粉沙土層也變厚，粉沙土的坍塌堆積作用明顯，可以保護(hù)底部松散沙層不再受到風(fēng)力侵蝕，可以延緩風(fēng)蝕坑的擴(kuò)大速率。

共和縣現(xiàn)存古沙丘活化速度很快。從1987,1995,2000,2006,2013年5期遙感衛(wèi)星影像解譯結(jié)果來看，共和縣鐵蓋鄉(xiāng)東南一帶的古沙丘活化，1987—1995年間變化不大，1995—2000年發(fā)展迅速：風(fēng)蝕坑不斷擴(kuò)大，流動(dòng)沙丘前移速度很快。從遙感衛(wèi)星影像上判讀，風(fēng)蝕坑雖有側(cè)向擴(kuò)展趨勢(shì)，其下風(fēng)向的流動(dòng)沙丘也有前移趨勢(shì)，但這片沙區(qū)流動(dòng)沙丘發(fā)展的主要原因是新形成了許多風(fēng)蝕坑，這些新形成的風(fēng)蝕坑及其產(chǎn)生的流動(dòng)沙丘相互連接，形成大片半流動(dòng)沙丘(圖3)。

總之，固定沙丘活化、固定沙帶活化及古沙丘活化鑲嵌分布在塔拉灘，三者發(fā)生的過程類似，是共和縣沙漠化發(fā)生的最新形式，對(duì)共和縣的沙漠化都具有重要的貢獻(xiàn)，沙丘及沙帶的活化都為沙漠化的發(fā)生發(fā)展過程提供了豐富的物質(zhì)來源，發(fā)展到一定程度后都會(huì)發(fā)展成大的風(fēng)蝕坑，產(chǎn)生流動(dòng)沙丘，且隨著時(shí)間的推移，流動(dòng)沙丘逐漸向前移動(dòng)，最終導(dǎo)致沙漠化土地面積增加。

4 討 論

從圖4可以看出，從1953年以來，共和縣是暖干氣候。氣溫增加明顯，1987年以前氣溫低于多年(1952—2016年)平均值(4.10 ℃)0.80 ℃，1987年以后高于多年平均值0.87 ℃。風(fēng)速呈波動(dòng)式變化，1953—1984年風(fēng)速快速減小，速率為0.33 m/(s·10 a)，1985—1996年風(fēng)速升高，速率為0.90 m/(s·10 a)，1966年以后又呈下降趨勢(shì)，下降速率為0.26 m/(s·10 a)。

圖3 塔拉灘古沙丘活化發(fā)展態(tài)勢(shì)

圖4 共和縣氣溫、風(fēng)速和降水的多年變化特征

該區(qū)降水量總體上呈緩慢的增加趨勢(shì)，其中在1994—2000年間降水明顯減少，低于多年平均值(318 mm)37 mm。然而，在1994—2000年間風(fēng)速卻明顯高于多年平均值(圖4)。所以風(fēng)速大，降水少，氣溫高，就為沙漠化的快速發(fā)展提供了有利條件。

從季節(jié)變化來看，春季氣溫低，但是風(fēng)速最大，而且降水量少，所以沙漠化最容易發(fā)生(圖5)。夏、秋季氣溫升高，降水增多，風(fēng)速降低，植被處于生長(zhǎng)期，可以抑制風(fēng)沙的移動(dòng)速度。氣溫的升高，降水增多有助于牧草生長(zhǎng)[35-36]。但是，共和縣1985—2008年蒸發(fā)量明顯高于降水量，是降水量的3.3～7.7倍，蒸發(fā)量大會(huì)限制牧草的生長(zhǎng)。因此，如果限制牧草生長(zhǎng)的作用大于溫度升高的正效應(yīng)，退化的草場(chǎng)就會(huì)進(jìn)一步惡化，為沙漠化的形成與發(fā)展創(chuàng)造條件。

除此之外，共和縣牲畜數(shù)量自1949年以來一直處于增加狀態(tài)，增加速率為1.09萬(wàn)頭/a，尤其1949—1969年和2004—2013年增加十分迅速，1970—2003年間變化不大(圖6)。2005—2010年流動(dòng)沙丘和流動(dòng)沙片的變化趨勢(shì)與牲畜數(shù)量變化一致。由于牲畜數(shù)量增加，超載過牧使草場(chǎng)得不到休閑，牧草被過度啃食，牧草的再生能力和更新周期緩慢和逐漸退化，最終導(dǎo)致草植株變矮、覆蓋度降低，優(yōu)質(zhì)草逐漸被劣質(zhì)化，對(duì)風(fēng)沙流的阻滯作用減小。加之牲畜食草過程中踐踏范圍和頻度急劇增加而使草場(chǎng)植被、草皮層和膠結(jié)較好的粉沙土層遭到破壞，使沙物質(zhì)暴露出來，進(jìn)而加劇草場(chǎng)風(fēng)蝕和風(fēng)積過程，使本就脆弱的沙質(zhì)草場(chǎng)沙化程度加強(qiáng)，面積增大。

圖5 共和縣氣溫、風(fēng)速和降水的季節(jié)變化特征

圖6 共和縣牲畜數(shù)量的多年變化特征

5 結(jié) 論

(1) 根據(jù)沙漠化進(jìn)程特點(diǎn)，共和盆地形成了固定沙丘、半固定沙丘活化，流動(dòng)沙丘、流動(dòng)沙片4種類型的沙漠化形式，其中固定沙丘活化是主要形式。

(2) 粉沙土是古風(fēng)成沙的保護(hù)外殼。粉沙土層被破壞后，下伏沙層暴露，風(fēng)沙流侵蝕形成了側(cè)向凹槽，在重力侵蝕作用下，粉沙土層崩塌，更多古風(fēng)成沙暴露。此過程循環(huán)往復(fù)形成風(fēng)蝕坑，風(fēng)蝕坑下風(fēng)向堆積沙丘。風(fēng)蝕坑及沙丘的擴(kuò)大相連形成半固定沙丘及連片流動(dòng)沙丘。

(3) 固定沙帶的活化是共和縣沙漠化的最新形式。