青藏高原多年凍土區(qū)熱喀斯特湖水文特征及環(huán)境效應(yīng)

高澤永，牛富俊，王一博，王 瑋，林戰(zhàn)舉，羅 京，呂明俠

(1. 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；2. 蘭州大學(xué)西部環(huán)境教育部重點實驗室，甘肅 蘭州 730000；3. 長安大學(xué)旱區(qū)地下水文與生態(tài)效應(yīng)教育部重點實驗室，陜西 西安 710054)

多年凍土在外界擾動因素的影響下，活動層厚度增加，地下冰或富冰多年凍土層發(fā)生局部融化，地表土層隨之沉陷，積水后形成的湖塘稱之為熱喀斯特湖[1]。在環(huán)北極區(qū)域和低緯度高山區(qū)，熱喀斯特湖廣泛發(fā)育。最新的研究數(shù)據(jù)顯示，中國青藏高原地區(qū)發(fā)育的熱喀斯特湖共有161 300多個，面積可達2 825.45±5.75 km2[2]。影響熱喀斯特湖發(fā)育的主要因素包括降水、坡度、土壤類型及融化指數(shù)等[3]。在過去的60 a，多年凍土退化耦合氣候變暖導(dǎo)致青藏高原熱喀斯特湖迅速形成及快速擴張[4]。

目前國際有關(guān)熱喀斯特湖的研究工作主要包括熱喀斯特湖對多年凍土地貌的重塑作用、對區(qū)域生態(tài)和水文環(huán)境的影響及碳排放等方面[5- 8]，這些研究大多集中在環(huán)北極區(qū)域。國內(nèi)主要針對熱喀斯特湖的分布特征、發(fā)展過程、易發(fā)敏感性等演化過程以及水文環(huán)境效應(yīng)方面開展了研究工作[3,9- 11]。作為青藏高原地區(qū)重要的濕地類型，熱喀斯特湖的形成演化過程將直接影響到區(qū)域的產(chǎn)匯流機制，如熱喀斯特湖的儲蓄、調(diào)節(jié)作用可以影響多年凍土區(qū)的地表徑流過程。同時，湖塘面積的擴張會增加水體的蒸散發(fā)能力，形成再生水汽以局部降水的形式返回地表，有研究表明局地再循環(huán)水汽可占到高原腹地水汽來源的15%～35%[12]。此外，影響熱喀斯特湖水位動態(tài)變化的水文過程還包括凍結(jié)層上水的補給- 排泄過程[11]，與土壤凍融循環(huán)過程相互影響[13]，作用于高寒生態(tài)系統(tǒng)演化。熱喀斯特湖的演化亦會伴隨著能量的遷移，導(dǎo)致多年凍土融化，從而使地表水與凍結(jié)層下水產(chǎn)生水力聯(lián)系，改變寒區(qū)水文過程，并影響碳氮循環(huán)過程等[9,14]。目前青藏高原熱喀斯特湖水文特征的研究相對不足，還無法全面評估演化過程對高寒生態(tài)環(huán)境的影響程度。同時，熱喀斯特湖與區(qū)域環(huán)境- 水文過程的互饋機制是目前國際凍土關(guān)于熱喀斯特湖研究的熱點，而準確認識熱喀斯特湖的水文特征是解決以上問題研究的核心。

本研究結(jié)合野外長序列定位監(jiān)測及模擬計算結(jié)果，分析典型湖塘的水位、儲水量、降水、湖面蒸發(fā)及湖冰升華等水文過程的變化及其產(chǎn)生的環(huán)境效應(yīng)，有助于理解多年凍土區(qū)水文循環(huán)過程對氣候暖濕化的響應(yīng)機制問題。

1 研究區(qū)概況

本研究以長江源區(qū)北麓河盆地為研究區(qū)域(圖1，圖中數(shù)據(jù)為高程)，該區(qū)域為沖、洪積平原地貌，海拔4 600～5 000 m。受西風和印度洋季風的影響，夏季濕潤溫暖，冬季干燥寒冷，年平均氣溫、降水量分別為-3.8 ℃和383.4 mm，過去的60 a，研究區(qū)域的氣溫和降水均呈現(xiàn)出明顯的增加趨勢[4]。研究區(qū)域主要的植被類型有高寒沼澤草甸、高寒草甸、高寒草原、沙漠化草原、裸地等，其中沼澤草甸的植被蓋度最高，可達95%以上。北麓河盆地多年凍土較為發(fā)育，前期建立的凍土分布觀測網(wǎng)絡(luò)結(jié)果顯示，凍土類型屬于高溫高含水量多年凍土，年平均地溫為-1.5 ～ 0 ℃，活動層厚度為1.4 ～ 3.4 m。氣候變化的影響下，研究區(qū)域多年凍土升溫較為明顯，并且活動層厚度正在以1.89～6.72 cm/a的速率逐步加深[15]。受夏季降水補給作用的影響，研究區(qū)域的凍結(jié)層上水較為發(fā)育，埋深在地面以下1.0 m內(nèi)[11]，在坡腳低洼處以泉水的形式出露，冬季會誘發(fā)大面的冰錐及凍脹丘的形成。熱喀斯特湖、熱融滑塌等熱融地貌在北麓河盆地較為發(fā)育。據(jù)統(tǒng)計，研究區(qū)域共發(fā)育有1 295個熱喀斯特湖，湖塘總面積為3 647.4 hm2[4]，1969—2010年湖塘面積增加了460萬m2，其中主要以湖塘面積的擴張所導(dǎo)致的增加為主[16]。

圖1 北麓河盆地熱喀斯特湖的分布及地形特征Fig.1 Distribution of thermokarst lakes and topographical characteristics of the Beiluhe Basin

2 野外監(jiān)測與研究方法

2.1 野外觀測

本研究選取北麓河一典型熱喀斯特湖(BLH_B)開展全面定位監(jiān)測，如圖2所示，湖塘面積約為7 700 m2，最大深度1.83 m，近似橢圓形，長軸方向為南北向，長度約為110 m。2018年開始，陸續(xù)完成了熱喀斯特湖水文、氣象和能量等觀測系統(tǒng)的建設(shè)。

前期基于冰面鉆探的形式，確定湖底大致地形，在最低處安裝1臺HOBO壓力式水位溫度儀(U20- 001- 04)，以1 h的時間間隔采集底部水壓力，由此確定湖塘水體深度的變化。在距湖面1.5 m高度處安裝MX2301A型溫濕度傳感器和CNR4型四分量傳感器，以0.5 h的時間間隔監(jiān)測空氣溫濕度變化和能量收支變化。在湖岸安裝T200B型雨量筒和S- WCA- M003型風速傳感器，同樣以0.5 h的時間間隔監(jiān)測研究區(qū)域降水量、風速變化等。此外，在湖塘底部、周圍溪流及湖岸凍結(jié)層上水中分別布設(shè)CS547A- L型電導(dǎo)率傳感器，以30 min的時間間隔測定湖塘水體、補給溪流和凍結(jié)層上水中電導(dǎo)率的變化。

圖2 典型熱喀斯特湖及監(jiān)測場地布設(shè)Fig.2 Layout of the field monitoring site in a typical thermokarst lake

2.2 湖泊水面蒸發(fā)及湖冰升華過程

蒸發(fā)量為湖塘水量主要的損失量，由于野外實測湖塘蒸發(fā)過程較為困難，本研究采用Penman方程對湖塘水面蒸發(fā)量進行估算[17]，具體如下：

(1)

式中：Ew為水面蒸發(fā)量，mm/d；Rn為湖面的凈輻射，MJ/(m2·d)；Δ為飽和水汽壓曲線的斜率，kPa/℃；γ為與濕度測定有關(guān)的常數(shù)，kPa/℃；ρw為水的密度(≈1 000 kg/m3)；G為水體熱儲量的日變化，MJ/(m2·d)；λ為蒸發(fā)潛熱(=2.45 MJ/kg)；Ea為湍流輸送的水汽通過渦動擴散所引起的蒸發(fā)量，mm/d。冬季湖冰的升華過程會造成湖塘水量的損失，因此本研究中采用如下方程對其進行估算[18]，該方法在青藏高原多年凍土區(qū)湖冰升華研究已得到了驗證[19]：

Eic=3.282×(0.18+0.098u)(es-ea)×8.64/Lsv

(2)

式中：Eic為湖冰的升華量，mm/d；u為風速，m/s；es和ea分別為冰面的飽和水汽壓和實際水汽壓，kPa；Lsv為湖冰的升華熱量(=2.834 MJ/kg)。所涉及的氣溫、風速、濕度、輻射等數(shù)據(jù)均為研究場地實測獲得。

2.3 湖塘儲水量—水位關(guān)系曲線的確定

為確定湖水儲量與水位變化關(guān)系曲線，2020年9月底對該湖塘開展了疏水試驗研究。疏水過程中采用HOBO U20- 001- 04型壓力式水位傳感器以10 min的記錄間隔監(jiān)測湖塘水位變化。受地形特征影響，疏水試驗至最后湖塘仍有少量水未抽干，但基本可忽略。此外，結(jié)合野外考察的結(jié)果將參與熱喀斯特湖水文循環(huán)各過程分為2個階段進行分析，分別為暖季(5月1日至10月26日)和冷季(10月27日至次年4月30日)。

2.4 熱喀斯特湖水化學(xué)成分的取樣與測定

3 結(jié)果及分析

3.1 湖塘水位動態(tài)變化及對降水的響應(yīng)過程

降水作為熱喀斯特湖主要補給來源，通過湖面降水、地表匯流及凍結(jié)層上水的形式補給熱喀斯特湖。由于該湖塘湖岸地勢較低，湖塘水位一旦超過湖岸的最低高程，湖水將迅速外溢，水位逐漸降低。湖塘水位的動態(tài)變化過程如圖3所示，冷季湖底的滲漏過程及湖冰的升華過程，導(dǎo)致5—6月初湖塘水位較低，在2018年低于1.0 m。6月中旬開始，湖塘水位迅速升高(如圖4所示)，主要由兩方面的原因引起：一是該時段內(nèi)降水增多，湖面降水可直接抬升湖塘水位；二是有限的融化深度，使得補給區(qū)域土壤水分入滲較少，通過地表徑流和凍結(jié)層上水的形式快速補給湖塘。一旦湖塘達到最高水位，降水量的增多將對湖塘水位的貢獻量減小，如發(fā)生在2018年6月20日的16.1 mm降水量并未引起湖塘水位的快速增加，主要原因在湖塘水量蓄滿后開始以地表徑流的形式排出。由圖3、圖4可看出，湖塘的最大水位為1.83 m，2018年湖塘水位在融化初期以地表產(chǎn)流的形式排出，而2019年和2020年湖塘水位均未達到最大。7—8月期間，湖塘水位受降水、蒸發(fā)及湖塘蓄滿產(chǎn)流的影響產(chǎn)生劇烈的波動；9月中下旬開始，降水量與蒸發(fā)量的失衡導(dǎo)致湖塘水位不斷降低；10月底湖塘開始逐漸凍結(jié)。此外，統(tǒng)計結(jié)果顯示湖塘水位變化并未與日尺度降水量存在明顯的相關(guān)關(guān)系，主要原因在于研究區(qū)域植被主要以高寒草甸和高寒沼澤草甸為主，根系層有機質(zhì)含量較高，降水快速入滲，形成凍結(jié)層上水，匯流補給熱喀斯特湖，因此湖塘水位對降水事件的響應(yīng)存在滯后效應(yīng)，響應(yīng)時間取決于降水量、降水歷時、土壤水分含量及活動層融化深度等因素。

圖3 熱喀斯特湖水位動態(tài)變化過程Fig.3 Water level changes in the thermokarst lake

圖4 春季降水過程對熱喀斯特湖水位變化的影響Fig.4 Effect of rainfall on thermokarst lake water levels in spring

3.2 湖塘儲水量—水位變化特征

湖塘儲水量—水位過程曲線可在一定程度上反映湖塘的形態(tài)特征，并能準確評估參與水文循環(huán)的各水文過程對湖塘的貢獻。如圖5所示，湖塘儲水量與水位(h)之間存在著較好的冪函數(shù)關(guān)系，復(fù)相關(guān)系數(shù)可達0.99(h>0時)。根據(jù)變化程度可將湖塘儲水量—水位過程曲線分為3個階段：當h>1.4 m時，儲水量與水位的變化近似直線，表明湖塘在該階段水域面積變化較小；當1.0≤h≤1.4 m時，湖塘水域面積隨水位的降低逐漸減?。划攈<1.0 m時，湖塘水域面積隨水位的降低快速減小。研究發(fā)現(xiàn)，疏水過程中，湖塘存在明顯的凍結(jié)層上水滲流補給過程，導(dǎo)致湖塘水位在15 h內(nèi)增加了約0.04 m，并引起湖塘儲水量—水位過程曲線出現(xiàn)明顯的偏差，這種偏差恰好發(fā)生在階段1與階段2之間。當湖塘水位較低時，凍結(jié)層上水的滲流補給過程并未引起明顯的水位升高，主要原因在于暖季后期凍結(jié)層上水的流量較小[11]。

圖5 熱喀斯特湖水位—儲量過程曲線Fig.5 Process curves of water storage levels in the thermokarst lake

3.3 熱喀斯特湖水面蒸發(fā)過程

水面蒸發(fā)作為青藏高原湖泊水量的主要輸出項，與降水具有相同的量級，是湖泊水量平衡的組成部分[20]。青藏高原熱喀斯特湖的蒸發(fā)過程不僅作為局地再生水汽的重要來源[12]，同時影響其自身的生物地球循環(huán)和能量遷移過程[21]，并對高寒生態(tài)環(huán)境造成影響?；谕凰刭|(zhì)量平衡模型的結(jié)果顯示蒸發(fā)過程在整個暖季可消耗青藏高原熱喀斯特湖總補給水量的50%以上[22]，這一結(jié)果在融化初期尤其突出[23]。根據(jù)Turner等[24]的結(jié)果可以認為有相當一部分的熱喀斯特湖為蒸發(fā)型湖泊。

典型湖塘水面蒸發(fā)過程結(jié)果如圖6所示，受氣溫、風速和空氣濕度等氣象條件的影響，熱喀斯特湖水面蒸發(fā)量在日尺度和季節(jié)尺度上均表現(xiàn)出較強的異質(zhì)性。自暖期開始至8月下旬，蒸發(fā)量均在4.5 mm/d上下波動，8月底開始，氣溫的降低導(dǎo)致水面蒸發(fā)量降低的趨勢明顯(見表1，ETp2018、ETp2019、ETp2020分別為2018年、2019年和2020年的水面蒸發(fā))。此外，不同年份湖面蒸發(fā)量在8月底之前變化不明顯，9月開始差異性逐漸變大。監(jiān)測期內(nèi)整個暖季的湖面蒸發(fā)量分別為718 mm、740 mm和757 mm，有逐年增多的趨勢，其中蒸發(fā)量的增加主要集中在暖季后期的9月和10月。

表1 日尺度水面蒸發(fā)量的季節(jié)變化 mm/d

圖6 基于Penman公式的BLH- B湖塘水面蒸發(fā)量變化Fig.6 Variation in lake surface evaporation based on the Penman equation

3.4 湖冰升華過程

湖冰是寒區(qū)湖泊所具有的獨特周期性冰情，其升華過程是湖塘與大氣圈水分和能量交換的重要途徑[25]，影響著自身的水量平衡。青藏高原多年凍土區(qū)熱喀斯特湖湖冰自10月底至11月初形成，次年2月達到最大，有研究表明北麓河盆地熱喀斯特湖湖冰厚度最大可達60～70 cm[26]。3月開始，湖冰開始自下部逐漸融化，最大融化速度為3.0 cm/d，出現(xiàn)在4月中旬，4月底至5月初完全融化[27]。湖冰升華量的研究結(jié)果如圖7所示，在凍結(jié)初期和末期，湖冰的升華量較大，最大可達5.2 mm/d，主要原因在于該時段內(nèi)較高的氣溫有效促進了冰面水分向大氣的耗散。在12月初至次年3月初，湖面冰雪的升華量較低，約為1 mm/d。2018—2019年和2019—2020年監(jiān)測計算時段內(nèi)湖冰總的升華量分別為201 mm和194 mm。此結(jié)果相比于Huang等[26]監(jiān)測的湖冰厚度結(jié)果略低，主要是因為湖冰中含有大量的氣泡[28]，氣泡排出后形成大孔隙，冬季強烈的風力侵蝕造成湖冰表層物質(zhì)的損失，并由此導(dǎo)致湖冰表層出現(xiàn)凹凸不平，此過程并非屬于升華過程。由于涉及能量- 水分的遷移，湖面冰雪升華過程較為復(fù)雜，除受氣象條件和冰體自身的物理化學(xué)性質(zhì)影響外，局地因素(如海拔、坡度、坡向等)差異也會對其造成巨大影響[25]。

圖7 典型熱喀斯特湖湖冰升華量的變化 Fig.7 Changes in sublimation in a typical thermokarst lake

3.5 湖塘水環(huán)境特征及對凍融過程的響應(yīng)

熱喀斯特湖作為重要的濕地類型，水環(huán)境特征影響著高寒生態(tài)系統(tǒng)的穩(wěn)定性。降水、河水和凍結(jié)層上水作為熱喀斯特湖水的重要補給來源，影響熱喀斯特湖的物質(zhì)循環(huán)過程，已有研究表明青藏高原降水中的離子含量較低[29]，暖季大量湖面降水可降低湖水的電導(dǎo)率。對比發(fā)現(xiàn)河水及凍結(jié)層上水的電導(dǎo)率值明顯高于湖水(圖8)，其中凍結(jié)層上水最高甚至可達613 μS/cm，雖然3種水體電導(dǎo)率年內(nèi)變化具有相似的波動趨勢，但湖水電導(dǎo)率表現(xiàn)出不同程度的滯后性，表明凍結(jié)層上水和河水是熱喀斯特湖水體重要的物質(zhì)來源。蒸發(fā)過程和凍結(jié)過程導(dǎo)致暖季初期淺層土壤含鹽量較高，同時有限的融化深度使這一時段內(nèi)極易形成地表產(chǎn)流，兩者共同作用下暖季初期河水流量較大且溶解性物質(zhì)含量高。受河水補給的影響，熱喀斯特湖水在暖季初期的電導(dǎo)率較高，可達360 μS/cm。融化中期，湖面降水的增多及河水中溶解性離子含量的降低，導(dǎo)致熱喀斯特湖水的電導(dǎo)率較低。融化后期，凍結(jié)層上水補給量的增多[11]及降水量的減少顯著提高了熱喀斯特湖水的電導(dǎo)率。

圖8 熱喀斯特湖湖水、凍結(jié)層上水及河水的電導(dǎo)率季節(jié)變化Fig.8 Seasonal changes in electrical conductivity in a thermokarst lake,suprapermafrost groundwater,and a river

與此同時，熱喀斯特湖水中不同離子質(zhì)量濃度亦呈顯著的季節(jié)變化特征(圖9)。暖季初期，不同離子質(zhì)量濃度均較高。6—8月，除Mg2+外，其余離子質(zhì)量濃度均呈逐漸降低的趨勢。融化后期，各離子質(zhì)量濃度有所增加，這與湖水電導(dǎo)率的季節(jié)變化趨勢一致。冬季湖冰形成過程中的自凈作用，使得湖冰下部未凍水中鹽分富集，但值得注意的是，Ca2+質(zhì)量濃度在2月顯著降低，可能原因是冬季湖水溫度較低，降低了礦物的飽和度，促使白云石、方解石和霰石等的沉淀，并由此顯著降低了Ca2+的質(zhì)量濃度。此外，巖石風化作用、蒸發(fā)結(jié)晶作用、陽離子交換作用等地球化學(xué)循環(huán)過程的季節(jié)性變化差異也會改變熱喀斯特湖水中溶解性離子的質(zhì)量濃度[21]。研究發(fā)現(xiàn)暖季湖塘pH的季節(jié)變化與總體離子質(zhì)量濃度的變化趨勢不一致，主要原因在于pH變化主要受蒸發(fā)的影響，呈弱堿性。

圖9 熱喀斯特湖湖水水化學(xué)成分季節(jié)變化Fig.9 Seasonal variations in the hydrochemical composition of thermokarst lake water

4 討 論

青藏高原作為生態(tài)脆弱區(qū)，生態(tài)環(huán)境受外界擾動因素影響變化劇烈。熱喀斯特湖是多年凍土區(qū)典型的地貌單元，參與區(qū)域水文循環(huán)過程，并在氣候暖濕化耦合多年凍土退化的影響下產(chǎn)生一系列的環(huán)境效應(yīng)，包括多年凍土退化、湖岸坍塌后退、溫室氣體釋放、水環(huán)境惡化、土壤鹽漬化、植被退化等。與此同時，青藏高原未來氣候變化的不確定性將持續(xù)增加[30]，湖泊的致災(zāi)特性已逐漸凸顯，如可可西里卓乃湖潰決后湖底裸露導(dǎo)致土壤沙漠化，威脅到藏羚羊等野生動物棲息地的安全，湖水向下游排泄過程中影響到青藏工程走廊內(nèi)管線工程的穩(wěn)定性[31]。

目前的研究已經(jīng)證實熱喀斯特湖的形成促使湖塘下部及周圍多年凍土的融化，但豎向傳熱過程明顯強于側(cè)向熱量傳輸過程[29]。因此，湖塘下部多年凍土的融化速率明顯快于湖塘周圍多年凍土的融化速率，而這一過程主要取決于湖塘水體的深度。當水體深度小于冬季湖冰的厚度時，湖塘下伏多年凍土退化較慢；當湖塘深度大于冬季湖冰的形成厚度時，促使貫穿性熱喀斯特湖的形成，一旦湖底多年凍土完全融化，地表水與地下水將會產(chǎn)生水力聯(lián)系，加速水文循環(huán)過程。湖塘的側(cè)向排水過程主要以地表水和凍結(jié)層上水2種形式為主，強烈程度將直接影響到湖岸多年凍土的退化速率。當湖岸下伏多年凍土地下冰含量較高時，湖岸坍塌后退(圖10(a))；當?shù)叵卤枯^低時，湖岸容易形成開裂下沉。

熱喀斯特湖的水文過程與多年凍土環(huán)境的交互作用影響生物地球化學(xué)循環(huán)過程。CH4和CO2氣體的釋放被證明是熱喀斯特湖的主要碳排放途徑，有研究表明西伯利亞地區(qū)熱喀斯特湖每年向大氣釋放的CH4氣體總量可高達3.8 Tg[32]。青藏高原熱喀斯特湖CH4氣體排放速率明顯強于高寒草地生態(tài)系統(tǒng)，主要以冒泡的形式排放[33]。參與熱喀斯特湖碳循環(huán)的水文過程主要以河流和凍結(jié)層上水的補給過程為主，其中，河流的補給過程會將流域內(nèi)土壤中的有機碳組分帶入熱喀斯特湖中，而地下冰融化釋放的有機碳會以凍結(jié)層上水的形式進入熱喀斯特湖。此外，湖塘演化中的熱喀斯特過程會加劇土壤有機碳的侵蝕，改變水體溶解性有機碳的分布格局。由于目前針對熱喀斯特湖水量平衡的研究相對不足，還無法定量化評估不同水文過程對熱喀斯特湖碳循環(huán)的貢獻。

多年凍土的退化伴隨生物地球化學(xué)循環(huán)過程的變化，影響熱喀斯特湖水環(huán)境特征。由于多年凍土在反復(fù)凍融循環(huán)的影響下賦存有大量的鹽分及有機質(zhì)[34]，地下冰的融化會加速此類物質(zhì)的釋放，并隨水文循環(huán)過程進入熱喀斯特湖。與此同時，凍土的退化伴隨著活動層厚度的加深[35]、降水的入滲及淋濾過程，導(dǎo)致凍結(jié)層上水中富含有大量的鹽分及有機質(zhì)，通過凍結(jié)層上水的補給過程進入熱喀斯特湖水體。此外，多年凍土的類型(地下冰含量的多寡)會改變湖塘的形態(tài)特征，在局地因素的作用下強化或弱化水面蒸發(fā)、湖冰升華等過程，從而影響湖塘水環(huán)境特征[36]。

熱喀斯特湖季節(jié)性擴張- 退縮過程，會對周圍土壤環(huán)境和植被的分布形成顯著的影響(圖10(b))。青藏高原熱喀斯特湖水體在水文循環(huán)過程、生物地球化學(xué)循環(huán)過程及氣候變化等要素的影響下，含鹽量較高。湖塘季節(jié)性擴張- 退縮過程伴隨“鹽隨水來，水去鹽留”的水- 鹽遷移過程改變湖塘周圍的植物生境，如土壤顆粒組成、孔隙度、土壤鹽分、養(yǎng)分、水力特性等[37]，因此造成大面積植被的退化，野外考察過程中發(fā)現(xiàn)湖塘周圍極易形成“黑土灘”退化草地或土壤沙化(圖10(c))。

圖10 熱喀斯特湖水文過程的環(huán)境效應(yīng)Fig.10 Environmental effects of hydrological processes involved in thermokarst lakes

最新的IPCC(Intergovernmental Panel on Climate Change)報告顯示未來氣候變化仍然以變暖變濕為主[38]，熱喀斯特湖的水文循環(huán)過程將變得尤為復(fù)雜，所產(chǎn)生的環(huán)境效應(yīng)問題也將更為突出。當多年凍土發(fā)生局部融穿時，熱喀斯特湖將與凍結(jié)層下水產(chǎn)生水力聯(lián)系，可能會造成湖塘面積萎縮甚至排干，并由此產(chǎn)生環(huán)境問題，如沙漠化、地下水位下降、生態(tài)環(huán)境退化等。但是，下伏低滲透性巖層的存在亦會有效阻止湖塘水體的排干，造成湖塘面積持續(xù)擴張，引起水環(huán)境特征的變化及植被群落演替。因此，未來研究中應(yīng)結(jié)合數(shù)值模型對不同氣候變化模式下熱喀斯特湖的演化及環(huán)境效應(yīng)進行預(yù)測。

5 結(jié) 論

氣候暖濕背景下青藏高原熱喀斯特湖的演化日益劇烈，本文基于2018—2020年水文氣象特征的野外觀測及計算，分析青藏高原熱喀斯特湖的水文特征及產(chǎn)生的環(huán)境效應(yīng)，主要得到如下結(jié)論：

(1) 春季降水可快速補給熱喀斯特湖，導(dǎo)致湖塘水位迅速升高，湖塘的儲水量與水位之間存在較好的冪函數(shù)關(guān)系，復(fù)相關(guān)系數(shù)可達0.99。

(2) 青藏高原熱喀斯特湖湖面日蒸發(fā)量和升華量分別可達4.1 mm/d和1.1 mm/d，年均蒸發(fā)量和升華量分別可達738 mm和198 mm。湖面蒸發(fā)量主要集中在暖季后期的9月和10月，而湖冰的升華量在凍結(jié)初期和末期受溫度的影響變化較大。此外，受湖冰氣泡的影響，冬季湖冰升華量的監(jiān)測相較于計算可能被高估。

(3) 熱喀斯特湖水體電導(dǎo)率相比于凍結(jié)層上水和河水較低，三者之間相似的變化特征表明河水和凍結(jié)層上水的補給影響湖塘水環(huán)境特征。同時，熱喀斯特湖水中離子質(zhì)量濃度在暖季初期較高，6—8月有降低的趨勢，在暖季后期會重新升高。冬季降溫可降低礦物的飽和度，并使湖塘未凍水體中Ca2+質(zhì)量濃度顯著下降。