青藏高原熱融湖塘水文變化及其工程指示意義*

房建宏 徐安花 楊玉忠 張 澤

(1. 青海省交通科學(xué)研究院，青海 西寧 810008;2. 中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 凍土工程國家重點實驗室，甘肅 蘭州 730000)

0 引 言

富冰多年凍土融化導(dǎo)致地表沉陷，地表水體不斷聚集形成了熱融洼地[1]，熱融洼地不斷擴大進而與周邊的小洼地相互連通最終形成了熱融湖塘[2].湖水的潛熱會進一步融化周邊凍土和地下冰，導(dǎo)致湖塘的擴張和加深[3-4].熱融湖塘的形成和發(fā)展是凍土區(qū)的獨有地貌，與地下冰的分布息息相關(guān)[5].

近幾十年，青藏高原變暖趨勢顯著[6-9]，氣候變暖和凍土退化導(dǎo)致活動層加深以及上限附近地下冰融化[7, 10]，凍土融化導(dǎo)致大量熱融湖塘形成[11-12].青藏高原多年凍土約為125×104km2,占高原總面積的67%[6, 9].青藏高原湖泊(熱融湖塘)廣泛分布[6]，其中在青藏工程走廊分布有超過 2 163 個熱融湖塘[13].受工程活動和氣候變暖的影響，青藏公路沿線熱融湖塘數(shù)量增加[11].這些湖塘的存在和不斷擴張必將對青藏高原水文循環(huán)[12, 14]和青藏公路路基產(chǎn)生重大影響.研究表明，距離青藏公路較近的熱融湖塘和熱融洼地較為發(fā)育，對路基穩(wěn)定性構(gòu)成一定的危害[15-17]，建議在工程選線時應(yīng)盡量繞避熱融湖塘.本文基于穩(wěn)定同位素技術(shù)開展青藏高原兩個典型熱融湖塘同位素水文研究工作.通過揭示熱融湖塘同位素水文的變化特征，闡明熱融湖塘的補給特征，最后探討熱融湖塘對青藏高原工程穩(wěn)定性的影響.以期能夠為青藏高原水文過程研究和工程穩(wěn)定性評價提供數(shù)據(jù)和參考.

1 研究區(qū)概況

圖1 研究區(qū)位置及采樣點分布

北麓河盆地位于青藏高原腹地(圖1)，平均海拔高度4 600 m，屬于青藏高原高寒地帶.根據(jù)北麓河氣象站長期觀測資料，北麓河多年平均氣溫-3.58℃，極端高溫23.2℃，極端低溫-37.7℃，凍結(jié)期為10月—次年4月.北麓河盆地內(nèi)富集高含冰量連續(xù)多年凍土.年平均地溫介于-1.8～-0.5°C之間，多年凍土厚度介于20～80 m之間，活動層厚度為1.6～3.4 m[18].盆地內(nèi)熱融湖塘廣泛分布，30%的區(qū)域面積上分布有53%的湖面積，平均每公里分布有23個熱融湖塘，且大部分湖塘發(fā)育在富冰和飽冰多年凍土區(qū)內(nèi)[19].北麓河盆地內(nèi)富冰和飽冰凍土的大量發(fā)育以及熱融湖塘的密集分布顯著地改變了區(qū)域水文過程和水循環(huán).在氣候變暖的背景下，富冰和飽冰凍土不斷退化，導(dǎo)致地下冰融化，加快了熱融湖塘的擴張速度和新湖塘的形成，進一步加劇了凍土的退化，嚴(yán)重影響了青藏高原凍土水文過程和高原水資源的分配.本論文選擇北麓河兩個不同水文狀況的熱融湖塘開展同位素水文研究(圖1)，希望通過湖水同位素的變化對北麓河區(qū)域的水文循環(huán)特征有一定的把握.湖1湖泊面積1 950 m2，屬于永久性湖塘，無外來的直接徑流補給，主要受到降水和凍土融水補給；湖2水面面積為 400 m2，屬于季節(jié)性湖塘，暖季受到直接徑流和降水補給，冬季干涸，水體更新速率很快.

2 研究方法

在北麓河凍土試驗站附近選取了兩個熱融湖塘進行定點采樣(圖1，表1).2011年采樣周期為6—9 月，2012年采樣周期為5—9月.2011—2012年，共獲得湖水樣57個，所有樣品直接裝入20 mL玻璃瓶密封冷藏保存直至分析.所有降水樣品立即密封裝入20 mL的棕色玻璃瓶內(nèi)冷藏保存直至分析.

所有樣品分析之前先進行過濾，完成過濾的樣品在中國科學(xué)院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所凍土工程國家重點實驗室進行分析工作.穩(wěn)定同位素(δ18O、δD)的測試工作采用Picarro液態(tài)水同位素分析儀(L1102-i，USA)完成，測定結(jié)果用V-SMOW和實驗室標(biāo)準(zhǔn)進行校準(zhǔn)，最后的結(jié)果以V-SMOW表示，δ18O和δD的測量精度分別為0.07‰和0.3‰.過量氘(d-excess)采用Dansgaard[20]的方法計算獲得：d-excess=δD-8×δ18O.

表1 北麓河采樣點具體位置

3 結(jié) 果

3.1 湖水穩(wěn)定同位素隨時間的變化特征

圖2給出了北麓河兩個熱融湖塘2011年和2012年湖水同位素隨時間的變化趨勢.熱融湖塘湖水的同位素值顯著高于降水同位素(δ18O均值為-12.1‰；δD均值為-82.8‰).

分析發(fā)現(xiàn)，無論是2011年還是2012年，湖1和湖2表現(xiàn)出了不同的同位素變化特征.和湖1相比，湖2同位素波動較大，而且δ18O和δD都相對偏負(fù)，過量氘(d-excess)偏正(圖2).這是由于湖1屬于永久性湖泊，無外來地表水體的直接注入補給，湖水流動性比較弱，滯留時間長，導(dǎo)致其蒸發(fā)富集效應(yīng)非常顯著，因此湖1的δ18O和δD表現(xiàn)出偏正的趨勢，過量氘則顯著偏負(fù)[21].另外湖1和湖2穩(wěn)定同位素的差異與北麓河的氣候環(huán)境有關(guān).北麓河海拔很高(約4 700 m)，屬于干旱區(qū)，太陽輻射強，湖水二次蒸發(fā)作用比較強烈，逐年蒸發(fā)富集作用，導(dǎo)致湖水富集了較重的同位素.而湖2 屬于季節(jié)性湖泊，更新速率快，受降水影響，同位素波動較大.

圖2 北麓河熱融湖塘同位素2011(a)和2012(b)年隨時間變化特征

3.2 熱融湖塘穩(wěn)定同位素水文的年際差異

對于同一個熱融湖塘，由于氣溫、降水量和局地蒸發(fā)強度的差異，它們的穩(wěn)定同位素變化存在年際差異.圖3(a)給出了兩年湖1的δ18O隨時間的變化特征對比.圖中清晰的展示了湖1兩年同位素變化趨勢的差異：6月之前，2012年湖水穩(wěn)定同位素相對偏負(fù)(<-3‰)；而從6—8月，2011和2012年湖1的穩(wěn)定的同位素均很偏正(在-3‰ 左右)，且變化趨勢比較相似；而從8—9月，兩年的變化趨勢明顯不同，2011年相對偏正，2012年則比較偏負(fù).這與兩年的氣溫和降水量變化有關(guān).從圖5可以清楚地看到，6月10日到7月31日，兩年的氣溫變化相差不大(氣溫平均值分別為5.5℃和5.9℃)，因此在這個階段兩年的湖水同位素變化比較相似，穩(wěn)定同位素的波動可能與局地水汽蒸發(fā)有關(guān).從8—9月，2011年明顯偏正，而2012年很偏負(fù)，這一方面與采樣時間和樣品數(shù)有關(guān)，從8月到9月兩年總共采集了12個樣品(每年6個)，幾乎是在降水事件后采集，兩年湖1的低值都出現(xiàn)在降水量偏大的日期(2011-08-30降水量為30.3 mm，2012-08-12降水量為15.4 mm).因此單次降水事件影響了湖水同位素的變化.

圖3(b)給出了湖2兩年同位素的波動.湖2的同位素在兩年之內(nèi)都表現(xiàn)出了較大的波動.由于在6月之前，2011年未采樣，沒有可比性.從6—8月，2012年湖2同位素濃度整體上高于2011年，而8—9月，則2011年高于2012年.

這是由于湖2屬于季節(jié)性湖泊，湖水更新比較快，夏季受降水補給較多，在6—8月時間段內(nèi)，北麓河2012年降水量明顯少于2011年(圖4)，而且日平均氣溫較2011年略微偏高，綜合作用的結(jié)果使得在這個時間段內(nèi)，2012年湖2同位素值高于2011年.從8—9月，正好相反，2011年湖水同位素值高于2012年(除了8月19日，由于降水量很大)，這可能是因為8—9月份，北麓河2011年降水量低于2012年，局地蒸發(fā)強于2012年，由于湖水的蒸發(fā)富集作用，使得其同位素較2012年偏正.

圖3 北麓河熱融湖塘湖水δ18O的年際變化(a)為湖1; (b)為湖2

4 討 論

4.1 熱融湖塘補給來源分析

根據(jù)北麓河兩個熱融湖塘2011和2012年的同位素數(shù)據(jù)建立了兩個湖塘湖水的δD-δ18O線性關(guān)系圖，通過該圖可以具體的分析湖塘穩(wěn)定同位素與降水之間的相互聯(lián)系，從而推測補給來源(圖5).從圖中可以看到，兩個湖塘的同位素點都分布在北麓河降水線(LMWL)的下方，而且?guī)缀醵即笥谙募竞投窘邓考訖?quán)平均值(圖5)(湖2個別點除外).兩個湖塘蒸發(fā)線(LEL)的斜率都小于降水線斜率，截距均為負(fù)值，這說明湖塘湖水經(jīng)歷了強烈的蒸發(fā)，輕同位素優(yōu)先脫離水體，剩余水體中重同位素逐漸富集.對比分析兩個湖塘的蒸發(fā)線特征，我們發(fā)現(xiàn)湖1的同位素更偏正，蒸發(fā)線斜率和截距更小，這說明在同等氣候條件下，湖1作為封閉湖塘，湖水同位素產(chǎn)生了逐年的蒸發(fā)富集效應(yīng)，使得其富集更多的重同位素，而湖2由于屬于季節(jié)性湖泊，冬季干涸，夏季受降水補給，使得其滯留時間短.

圖5 北麓河區(qū)域熱融湖塘湖水δD-δ18O關(guān)系圖

研究發(fā)現(xiàn)，湖水蒸發(fā)線與降水線的交點(δI)同位素值即為湖水的初始補給水體的年平均同位素值，而且湖水同位素值距δI越遠(yuǎn)，湖水蒸發(fā)越強[21-22].通過計算得出了湖1和湖2的δI(圖6).從圖中可以斷定，湖1整體蒸發(fā)強度大于湖2.另外，從圖中可以看出，兩個湖塘δI(湖1：-15.9‰,-114.4‰；湖2：-16.7‰,-119.7‰)與北麓河年降水量加權(quán)值(-12.6‰, -84.7‰)和夏季降水量加權(quán)值(2.5‰, -84.7‰)差異很顯著，而與北麓河冬季降水的降水量加權(quán)平均值(-15.9‰，-119.5‰)比較接近，這與其他學(xué)者的研究成果比較接近[23].這也說明了熱融湖塘湖水在未蒸發(fā)之前受到冬季降雪或者堆積降雪在春季的融水補給.同時，由于熱融湖塘周圍均覆蓋有凍土，冬季堆積的積雪在春季融化后，入滲進入活動層，夏季活動層融化釋放的水分成為湖塘水分的另一個重要的補給來源，另外熱融湖塘作為熱的載體，在其周圍和底部可能存在融區(qū)，使得湖水和融區(qū)周圍的地下水產(chǎn)生了交換，這也可能是湖水的重要補給源.

4.2 高原熱融湖塘發(fā)育對工程建筑穩(wěn)定性的影響

熱融湖塘是指由自然和人為因素引起活動層加深，造成地下冰或者凍土層融化、地表沉陷而形成的熱融沉陷，最終擴張成為熱融湖塘.在氣候轉(zhuǎn)暖影響下，多年凍土退化、升溫和融化，對熱融湖塘的形成構(gòu)成較大的影響.由多年凍土融化產(chǎn)生的水分會在地勢低洼處或原有的湖塘區(qū)域匯聚，加速湖塘的擴張，同時熱融湖塘的發(fā)展又會引起凍土環(huán)境變化.因此，研究熱融湖塘對其周圍多年凍土以及對青藏鐵路路基穩(wěn)定性的影響是必要的.青藏公路和鐵路沿線分布有大量的熱融洼地和湖塘，隨著氣候變暖，凍土融化后導(dǎo)致洼地逐漸擴大，湖塘不斷擴張，使得其側(cè)向的熱侵蝕范圍也擴大，必將對公路和鐵路路基產(chǎn)生影響.

研究發(fā)現(xiàn)：熱融湖塘影響周邊凍土的空間分布，影響范圍可至距湖邊50 m 處，在考慮未來氣溫升高2.6℃情景下，熱融湖塘對周圍多年凍土的空間分布狀態(tài)有顯著影響.熱融湖塘對多年凍土上限的影響范圍為自湖邊至距湖邊50 m 處，熱融湖塘影響多年凍土下限的范圍為自湖邊至距湖邊100 m 處[24].側(cè)向的熱傳導(dǎo)會對路基底部的溫度場產(chǎn)生影響，進而影響公路的穩(wěn)定性.

本研究結(jié)果顯示，熱融湖塘同位素水文存在顯著的季節(jié)和年際差異，這是由降水、氣溫以及凍土融化造成的.由于含冰量、湖塘水文狀況的差異，導(dǎo)致凍土融水對湖塘的補給量也不盡相同[12]，其形成與凍土的退化密切相關(guān).因此在氣候變暖的背景下，熱融湖塘作為熱載體，通過垂向和側(cè)向的熱傳導(dǎo)，將熱流傳入周邊凍土內(nèi)，從而導(dǎo)致活動層的加深和地下冰的融化，融化的凍土反過來會加劇熱融過程、促進湖塘的形成.凍土退化導(dǎo)致已有熱融湖塘的擴張和新湖塘的形成必然會對周邊路基和建筑物產(chǎn)生重要的影響.

5 結(jié) 論

基于青藏高原北麓河兩個典型熱融湖塘穩(wěn)定同位素分析結(jié)果，得出以下結(jié)論：

(1)北麓河熱融湖塘呈現(xiàn)出不同的同位素變化特征，永久性湖塘穩(wěn)定同位素顯著偏正，季節(jié)性湖塘偏負(fù)，說明蒸發(fā)富集效應(yīng)對湖塘同位素影響很大；

(2)同一個湖塘同位素水文變化呈現(xiàn)出顯著的年際差異，指示了降水量和氣溫對湖塘水文過程的影響；

(3)兩個湖塘初始補給水體穩(wěn)定同位素(δI)與北麓河冬季降水的降水量加權(quán)平均值比較接近，說明了熱融湖塘源水體為冬季降雪.同時，積雪融水入滲進入活動層，夏季活動層融化釋放的水分成為湖塘水分的另一個重要的補給來源；

(4)從穩(wěn)定同位素角度進一步證實了熱融湖塘與凍土融化之間的相互聯(lián)系、相互反饋及其對青藏公路路基穩(wěn)定的影響.隨著氣候變暖，凍土融化導(dǎo)致熱融湖塘不斷擴張，而湖塘的不斷擴大進一步加劇了凍土的退化，從而對路基造成側(cè)向和底部熱侵蝕.建議在高原凍土區(qū)開展工程活動時要重點考慮熱融湖塘對工程進展和后續(xù)工程穩(wěn)定性的影響.