岳永彧, 王俊峰, 俞祁浩, 游艷輝

1. 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, 蘭州 730000 2. 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049

青藏高原多年凍土區(qū)熱融湖塘沉積物粒度分布特征研究

岳永彧1,2, 王俊峰1,*, 俞祁浩1, 游艷輝1

1. 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, 蘭州 730000 2. 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049

岳永彧, 王俊峰, 俞祁浩, 等. 青藏高原多年凍土區(qū)熱融湖塘沉積物粒度分布特征研究[J]. 生態(tài)科學(xué), 2016, 35(2): 1-7.

YUE Yongyu, WANG Junfeng, YU Qihao, et al. Study on the distribution characteristics of sediments grain size of thermokarst lakes in permafrost regions on the Qinghai-Tibet Plateau[J]. Ecological Science, 2016, 35(2): 1-7.

在青藏高原五道梁多年凍土區(qū),利用土鉆對3 個典型熱融湖塘不同區(qū)域表層沉積物進行取樣, 并做了粒度分析、粒度參數(shù)計算和回歸分析, 結(jié)合有關(guān)資料探討了熱融湖塘沉積物的粒度分布特征及其形成原因。結(jié)果表明: 在沉積物分布類型上, 以湖心為圓心、半徑15 m的湖心區(qū), 表層沉積物平均粒度為4.46—5.37Φ, 標(biāo)準(zhǔn)偏差為2.48—2.75, 粒度較細,屬于粉砂質(zhì)砂; 半徑15—30 m的湖濱區(qū), 表層沉積物的平均粒度為2.69—3.34Φ, 標(biāo)準(zhǔn)偏差為1.67—2.22, 粒度較粗, 屬于砂質(zhì); 半徑30 m至天然地表的過渡區(qū), 表層沉積物平均粒度為3.22—3.44Φ, 標(biāo)準(zhǔn)偏差為1.93—2.18, 粒度較粗, 屬于砂質(zhì)。不同區(qū)域沉積物粒度差異顯著, 熱融湖塘沉積物的粉砂和黏土含量分布為湖心區(qū)＞湖濱區(qū)＞過渡區(qū), 而砂含量的分布特征則相反, 為過渡區(qū)＞湖濱區(qū)＞湖心區(qū)。熱融湖塘沉積物這種粒度分布特征與凍融循環(huán)、水力搬運、風(fēng)力侵蝕以及地形等因素密切相關(guān), 是導(dǎo)致熱融湖塘不同區(qū)域地表沉積物粒度特征產(chǎn)生顯著差異的主要原因, 也是造成湖塘周邊土壤發(fā)生粗礫化的根本動力。

熱融湖塘; 表層沉積物; 粒度特征; 青藏高原

1 前言

在多年凍土區(qū), 熱融湖塘是由于自然或人為作用導(dǎo)致季節(jié)融化深度加大, 地下冰或者多年凍土層在某一區(qū)域發(fā)生局部融化, 地表隨之沉陷, 積水后形成的湖塘[1]。熱融湖塘的形成和變化將對周邊多年凍土的熱狀況、水文過程、生態(tài)環(huán)境以及凍土工程的穩(wěn)定性等產(chǎn)生重要影響[2–4]。在全球變暖的大背景下, 多年凍土升溫和融化, 加之青藏鐵路等重大工程的實施, 破壞了多年凍土的熱穩(wěn)定性, 加速了凍土的退化, 凍土融化后產(chǎn)生的水分匯集在地勢低洼處或者原有的熱融湖塘中, 導(dǎo)致青藏高原多年凍土區(qū)熱融湖塘數(shù)量逐年增多, 規(guī)模越來越大[5–8]。由此引起的土壤植被退化[9]、熱侵蝕作用[10–11]、溫室氣體排放等問題已成為研究的熱點和全球關(guān)注的焦點。

受熱融湖塘熱侵蝕作用的影響, 在湖塘水位消長的過程中, 湖塘周圍土體不斷受到凍融、風(fēng)浪沖刷和篩分作用, 逐漸將土壤帶入湖塘內(nèi)部, 成為湖塘沉積物。湖塘沉積物粒度是一個簡單、表征意義明確、對氣候變化敏感、能準(zhǔn)確反演一個地貌單元在形成過程中環(huán)境變化的指標(biāo)[12]。各種研究表明,沉積物的粒度特征不但能表明沉積物的沉積過程、沉積區(qū)域環(huán)境因素和沉積時的動力特征, 還可以表明沉積物的輸送強度和方向[13–14]。在湖塘長期的發(fā)展過程中, 受諸多因素的影響, 湖塘沉積物粒度呈現(xiàn)出特定的空間結(jié)構(gòu)和隨機性[15]。近年來對湖塘沉積物所記錄的環(huán)境演變進行研究已經(jīng)成為全球變化研究中的一項重要內(nèi)容。

因此, 本文在青藏高原五道梁多年凍土區(qū)選擇3 個典型熱融湖塘, 對湖塘不同區(qū)域范圍的沉積物粒度特征進行研究, 闡明熱融湖塘在形成和發(fā)展過程中沉積物粒度的變化趨勢, 并對湖塘沉積物粒度分布特征形成的原因進行探討。

2 材料和方法

2.1 研究區(qū)域概況和熱融湖塘的選取

五道梁處于青藏高原大片連續(xù)多年凍土分布區(qū),位于楚瑪爾河高平原上, 可可西里自然保護區(qū)腹地。海拔4600 m左右, 凍土上限在2.0 m左右[16]。年平均降水274.7 mm, 主要集中在5 月至9 月, 多年平均氣溫為-5.36 ℃, 最大積雪厚度12 cm, 年均大風(fēng)日超過130 d。具有典型的高原大陸性氣候特點,無明顯的四季之分, 只存在冷暖兩季。研究區(qū)域土壤類型以高寒草甸土為主, 沉積地層是第三系湖相沉積和第四系全新統(tǒng)沖-洪積層, 巖性以泥巖、砂巖、粘土及粉砂為主。主要的植被生態(tài)類型為高寒草甸、高寒草原化草甸等植被類型[17–18]。

所研究區(qū)域以青藏公路為軸線, 向公路兩側(cè)拓展約5 km, 有湖塘574 個, 湖面總面積5.1 km2[19]。為了考察湖塘沉積物的粒度分布特征, 在五道梁多年凍土區(qū),根據(jù)熱融湖塘的面積、最大水深以及湖塘匯水來源等情況選擇3 個地理特征類似的熱融湖塘(T1、T2、T3), 分別對湖塘不同區(qū)域的沉積物進行取樣。所選的 3 個熱融湖塘均在青藏公路沿線, 其中湖塘T1距T2約1.3 km, 湖塘T2距T3約11.4 km。3 個熱融湖塘的基本地理特征如表1所示。

表1 所選取3 個熱融湖塘的地理特征Tab. 1 Geographic features of the three thermokarst lakes

2.2 湖塘沉積物取樣

在枯水期, 從湖心沿徑向方向到湖塘外圍天然區(qū)域, 依次在湖心區(qū)(I區(qū), 距湖中心0—15 m)、湖濱區(qū)(II區(qū), 距湖中心15—30 m)和過渡區(qū)(III區(qū), 距湖中心30 m至外圍天然場地), 分別用土鉆對沉積物進行取樣。土鉆直徑為5 cm, 取樣深度為10 cm。在同一湖塘的相同區(qū)域, 各取 3 次土樣, 然后將其均勻混合。從湖心區(qū)到過渡區(qū), 將樣品按照不同湖塘、不同區(qū)域、不同采樣點依次編號為T1-I-1、T1-II-1、T1-II-2、T1-III-1···T3-III-1。樣品鉆取后, 立即放入自封袋中保存, 帶回蘭州大學(xué)西部環(huán)境教育部重點實驗室進行沉積物顆粒分析。

2.3 湖塘沉積物粒度分析

將同一湖塘相同區(qū)域內(nèi)的土樣進行充分混合并自然風(fēng)干后, 稱取5 g, 加入濃度為30%的雙氧水以去除有機質(zhì), 再加入5%的鹽酸以去除碳酸鹽; 加熱直到無氣泡溢出, 同時避免被蒸干。加入蒸餾水靜置24 h后, 加入六偏磷酸鈉, 在振蕩機上震蕩15 min后用Masterizer 2000型激光粒度分析儀(Malvern公司生產(chǎn))進行粒度分析, 計算出樣品各粒度的體積百分比。采用?？撕臀值鹿絒20]計算出樣品的中值粒徑(Md)、平均粒徑(Mz)、標(biāo)準(zhǔn)偏差(σi)、偏度(Sk)和峰度(Kg)5個參數(shù)。各參數(shù)的計算公式如下:

式中,Φ是克魯賓在烏登-溫特沃斯粒級標(biāo)準(zhǔn)基礎(chǔ)上提出的粒度單位[20]。換算公式為:2logd Φ=- ,式中d為顆粒直徑, 單位mm。其中,Φ5、Φ16、Φ25、Φ50、Φ75、Φ84、Φ95分別表示占所測樣品的累計百分含量為5%、16%、25%、50%、75%、84%、95%時的粒度大小。沉積物粒度參數(shù)分類標(biāo)準(zhǔn)參照福克和沃德提出的分類標(biāo)準(zhǔn)[21]。

2.4 統(tǒng)計分析

利用Origin統(tǒng)計分析軟件(Origin7.5, OriginLab Corporation, USA)對數(shù)據(jù)進行統(tǒng)計分析, 對不同區(qū)域表層沉積物不同粒度含量變化差異進行顯著性檢驗。

3 結(jié)果與討論

3.1 湖塘沉積物粒度頻率分布曲線分析

將3 個湖塘不同區(qū)域沉積物的粒度特征繪制成粒度頻率分布曲線, 結(jié)果如圖1所示。在湖心區(qū), 沉積物粒度的分布范圍為0.3—700 μm, 除存在峰值粒度為100—200 μm左右的粗粒主峰之外, 還存在峰值粒度較小(5—10 μm左右)的峰(圖1a)。在湖濱區(qū),沉積物粒度的范圍為0.3—1000 μm, 頻率分布曲線基本上都為峰值粒度為200—300 μm左右的單峰曲線, 除了 T1-II-2曲線還存在一個峰值在更粗粒度(1000 μm左右)的峰(圖1b)。在過渡區(qū), 沉積物粒度的范圍為0.3—1000 μm, 粒度頻率分布曲線與湖濱區(qū)分布曲線相似, 都為單峰型曲線, 即存在峰值粒度為200—300 μm左右的峰(圖1c)。分析湖塘不同區(qū)域粒度頻率分布曲線可以發(fā)現(xiàn), 從湖塘湖心區(qū)到過渡區(qū)域, 粒度為10 μm左右的沉積物含量明顯減少, 而粒度為 200 μm左右的沉積物含量明顯增加,粒度變粗的趨勢明顯。

3.2 湖塘沉積物粒度總體特征及其空間分布

沉積物組分的粒級劃分根據(jù)國際上普遍采用的烏登-溫特沃斯粒度分級方案, 采用?？朔诸惙▽ρ芯繀^(qū)沉積物樣品進行命名[22]。3 個熱融湖塘不同區(qū)域沉積物粒度分布如表2所示。從表2可以看出, 3個熱融湖塘湖心區(qū)沉積物樣品均屬于粉砂質(zhì)砂, 其余區(qū)域沉積物均為砂質(zhì)。

分析湖塘沉積物粒度分布的整體特征, 3 個熱融湖塘表層沉積物粒度組成基本類似: 沉積物中絕大部分為砂(66.39—93.57%), 其次為粉砂(6.40—33.47%), 黏土含量最少(0.03—0.37%); 3 個湖塘沉積物中砂、粉砂和黏土的平均含量分別占87.48%、12.40%、0.11%。由此表明, 3 個熱融湖塘沉積物的粒度總體特征為顆粒較粗、松散無粘性。

分析湖塘不同區(qū)域沉積物的粒度分布特征, 3個湖塘不同區(qū)域沉積物的砂和粉砂含量差異顯著(p＜0.05)。在黏土含量上, 湖心區(qū)沉積物中黏土含量(0.14%—0.37%)高于湖濱區(qū)(0.03%—0.11%)和過渡區(qū)(0.03%—0.12%); 在粉砂含量上, 湖心區(qū)沉積物中粉砂含量(18.07%—33.47%)顯著高于湖濱區(qū)(6.40%—8.70%)和過渡區(qū)(6.95%—10.39%); 而沉積物中砂的含量, 則表現(xiàn)出相反的趨勢: 湖心區(qū)砂含量(66.39%—81.67%)顯著低于湖濱區(qū)(91.19%—93.57%)和過渡區(qū)(89.50%—93.02%)。

圖1 熱融湖塘不同區(qū)域沉積物粒度頻率分布圖Fig. 1 Frequency distribution of grain sizes of the sediments at different areas of thermokarst lakes

表2 熱融湖塘不同區(qū)域沉積物粒度組成Tab. 2 Grain size composition of the sediments at different areas of the thermokarst lakes

3.3 湖塘沉積物的粒度參數(shù)特征

分別對熱融湖塘沉積物樣品的平均粒度(Mz)、中值粒度(Md)、標(biāo)準(zhǔn)偏差(σi)、偏度(Sk)、峰度(Kg)進行計算, 所選取的 3 個熱融湖塘不同區(qū)域沉積物的粒度參數(shù)如表3所示。

平均粒度(Mz)和中值粒度(Md)代表沉積物粒度分布的集中趨勢, 即碎屑物質(zhì)的粒度一般是趨向于圍繞著一個平均的數(shù)值分布,是衡量粒度粗細的一個重要指標(biāo)[23]。從表3可以看出, 3 個湖塘湖心區(qū)域沉積物的Md為3.75—5.51Φ, 平均值為4.51Φ,Mz為4.46—5.37Φ, 平均值為4.91Φ; 湖濱區(qū)域沉積物的Md為2.41—3.0Φ, 平均值為2.75Φ,Mz為2.69—3.34Φ, 平均值為3.06Φ; 過渡區(qū)域沉積物的Md為2.65—3.15Φ, 平均值為2.89Φ,Mz為3.22—3.44Φ,平均值為3.33Φ。分析3 個湖塘不同區(qū)域沉積物的Md和Mz的特征可以發(fā)現(xiàn), 從湖心區(qū)域到湖濱區(qū)域,湖塘沉積物的Md和Mz值變小, 粒度變粗; 而湖濱區(qū)域沉積物的Md和Mz值略小于過渡區(qū)域, 粒度有變細的趨勢; 湖心區(qū)域沉積物的Mz和Md值最大,粒度最細。

表3 湖塘不同區(qū)域沉積物粒度參數(shù)Tab. 3 Grain size parameters of the sediments at different areas of the thermokarst lakes

標(biāo)準(zhǔn)偏差(σi)是分選性的指標(biāo), 用來區(qū)分沉積物顆粒大小的均勻程度[23]。從表 3可以看出, 在沉積物的標(biāo)準(zhǔn)偏差上, 3 個湖塘湖心區(qū)域沉積物的σi為2.48—2.75, 平均值為2.58; 湖濱區(qū)域沉積物的σi為1.67—2.22, 平均值為1.93; 過渡區(qū)域沉積物的σi為1.93—2.18, 平均值2.06。分析3 個熱融湖塘不同區(qū)域沉積物標(biāo)準(zhǔn)偏差的特征可以發(fā)現(xiàn), 湖塘沉積物大部分分選性差(2—4), 部分較差(1—2); 湖濱區(qū)域沉積物σi值小于其他區(qū)域, 分選性好于其他區(qū)域; 湖心區(qū)域沉積物σi值大于其他區(qū)域, 分選性最差。

偏度(Sk)是用來表示沉積物粒度分布的不對稱性程度的指標(biāo), 偏度的實際意義是指在不同的沉積環(huán)境下, 所形成的沉積物的頻率分布曲線的形態(tài)不同[23]。在沉積物偏度上, 3 個湖塘不同區(qū)域沉積物基本上均表現(xiàn)為正偏(0.1—0.3)或極正偏(0.3—1.0), 為粗偏態(tài)。由此也說明了3 個湖塘沉積物的粒度分布基本上均集中在粗粒部分, 而細粒部分含量較少。

峰度(Kg)也稱尖度, 是反映數(shù)據(jù)在平均粒度兩側(cè)的集中程度的參數(shù), 用來衡量粒度分布曲線與正態(tài)分布曲線相比, 其峰形的寬窄尖銳程度[23]。在沉積物峰度上, 3 個湖塘沉積物的峰度特征表現(xiàn)與Md和Mz的特征相似: 湖塘湖心區(qū)域沉積物的Kg為0.66 —0.91, 平均值為0.8; 湖濱區(qū)域沉積物的Kg為1.35 —2.0, 平均值為1.6; 過渡區(qū)域沉積物的Kg為1.24 —1.8, 平均值為 1.44。峰度值越大, 表明粒度的分布越集中, 粒度分布曲線的峰態(tài)越窄。分析 3 個湖塘不同區(qū)域的峰度值可以發(fā)現(xiàn), 從湖心區(qū)域到過渡區(qū)域, 峰度值先變大后變小。湖心區(qū)域峰度值小于1, 粒度分布稀疏, 峰形低而平; 其余區(qū)域峰度值大于1, 粒度分布集中, 峰形高而尖。

綜上所述, 從不同區(qū)域平均粒度和中值粒度的分布可以看出湖塘不同區(qū)域表層沉積物粒度存在明顯的空間差異性。湖塘沉積物標(biāo)準(zhǔn)偏差和峰度顯示了不同區(qū)域粒度均勻程度的差異, 表明外力對不同區(qū)域湖塘沉積物的改造不同。

4 熱融湖塘不同區(qū)域沉積物粒度特征差異原因分析

一般來說, 海(湖)灘沉積物由于潮汐、波浪能量的作用粒度分布曲線表現(xiàn)為近對稱, 偏度值接近于零; 風(fēng)成沙丘由于細粒物質(zhì)被吹走, 多呈正偏態(tài)[23]。熱融湖塘在形成和發(fā)展的過程中, 其凍融循環(huán)、水位漲落均在動態(tài)變化之中, 從而導(dǎo)致底部沉積物不斷受到凍融篩分、水力搬運以及風(fēng)蝕作用, 造成同一湖塘的不同區(qū)域沉積物粒度特征差異化。

在青藏高原, 表層土壤存在日凍融循環(huán)過程的時間長達6 個月, 10 cm深處土壤仍存在 2 個月左右的日凍融循環(huán)過程[24]。因此, 在熱融湖塘水位下降期間, 暴露的湖底沉積物不斷受到凍融循環(huán)作用而導(dǎo)致土顆粒之間的黏聚力逐漸降低[25], 對粗顆粒與細顆粒產(chǎn)生分選作用; 而在湖塘水位上升期間,也正值青藏高原的雨季和冰雪融化季節(jié)[26–27], 湖塘由于地勢較低而在周圍容易產(chǎn)生瞬時的片流狀地表水, 使周圍地表土體不斷受到?jīng)_刷并對土壤顆粒產(chǎn)生分選作用[28], 細顆粒逐漸被帶入湖體發(fā)生沉積作用而粗顆粒土體留在原地, 產(chǎn)生粒度的區(qū)域性差異。

與此同時, 熱融湖塘水位在漲落期間, 湖水在風(fēng)力作用下產(chǎn)生的波浪連續(xù)對周圍的土體進行拍打和攪動, 將細顆粒土體隨離岸流帶向湖內(nèi), 波浪作用逐漸減弱, 在重力作用下逐漸下沉; 由于粒徑較小的顆粒被運移的速度較快, 運移距離也較遠[29],由此造成熱融湖塘湖心區(qū)表層沉積物中細顆粒含量較高, 而越靠近岸邊粗顆粒含量越高。

另外, 受到凍融循環(huán)作用后的湖底沉積物顆粒間黏聚力下降, 加之青藏高原多大風(fēng)天氣[30], 導(dǎo)致在熱融湖塘水位漲落期間, 暴露的湖底沉積物容易受到風(fēng)蝕作用, 造成細顆粒流失[31], 使土壤粗礫化。這也是導(dǎo)致熱融湖塘不同區(qū)域沉積物粒度特征產(chǎn)生差異的主要原因之一。

綜上所述, 熱融湖塘不同區(qū)域沉積物粒度特征存在顯著差異的原因主要與湖塘凍融循環(huán)、水位的周期變化、風(fēng)蝕、湖浪以及地表水的沖刷等因素有關(guān), 是各種因素綜合作用的宏觀表現(xiàn)。

5 結(jié)論

通過對青藏高原五道梁多年凍土區(qū)3個熱融湖塘沉積物的粒度特征進行取樣分析, 并對湖塘不同區(qū)域沉積物粒度特征產(chǎn)生顯著差異的原因進行探討,初步得到以下結(jié)論:

(1) 青藏高原五道梁地區(qū)熱融湖塘沉積物的總體特征是: 砂含量最多, 約占87%; 黏粒含量極少,約占0.11%; 所有湖塘湖心區(qū)沉積物均為粉砂質(zhì)砂,其余區(qū)域為砂; 顆粒分選性差, 粒度頻率分布曲線以單峰曲線為主。

(2) 湖塘不同區(qū)域之間沉積物的粒度分布特征具有顯著差異。湖心區(qū)沉積物中黏土和粉砂含量普遍高于湖濱區(qū)和過渡區(qū), 砂含量則呈現(xiàn)相反趨勢;在沉積物的中值粒徑和平均粒徑上, 湖心區(qū)的中值粒徑和平均粒徑最大, 沉積物粒度較細, 而湖濱區(qū)和過渡區(qū)中值粒徑和平均粒徑較小, 沉積物粒度較粗, 地表土壤粗礫化嚴(yán)重。

(3) 凍融循環(huán)、水力搬運和風(fēng)蝕作用是導(dǎo)致湖塘不同區(qū)域地表沉積物粒度特征產(chǎn)生顯著差異的主要原因, 也是造成湖塘周邊土壤發(fā)生粗礫化的根本動力。

[1] 楊振, 溫智, 牛富俊, 等. 多年凍土區(qū)熱融湖塘研究現(xiàn)狀與展望[J]. 冰川凍土, 2013, 35(6): 1519–1526.

[2] 羅京, 牛富俊, 林戰(zhàn)舉, 等. 青藏高原北麓河地區(qū)典型熱融湖塘周邊多年凍土特征研究[J]. 冰川凍土, 2012, 34(5): 1110–1117.

[3] 崔巍, 吳青柏, 劉永智. 熱融湖塘對多年凍土的熱影響[J].冰川凍土, 2010, 32(4): 755–760.

[4] 林占舉. 多年凍土區(qū)熱喀斯特湖特征及其對凍土環(huán)境與工程的影響研究[D]. 蘭州: 中國科學(xué)院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所, 2011: 1–5.

[5] 崔巍, 劉成昆, 康建林. 熱融湖塘對多年凍土發(fā)展演化趨勢的影響[J]. 林業(yè)建設(shè), 2014(1): 58–62.

[6] 林占舉, 牛富俊, 許健, 等. 路基施工對青藏高原多年凍土的影響[J]. 冰川凍土, 2009, 31(6): 1127–1136.

[7] JONES B M, GROSSE G, ARP C D, Modern thermokarst lake dynamics in the continuous permafrost zone, northern Seward Peninsula, Alaska[J]. Journal of Geophysical Research Biogeosciences, 2011, 116: 113–120.

[8] 王慧妮. 基于遙感的青藏高原熱融湖塘?xí)r空演化監(jiān)測與趨勢分析—以青藏鐵路紅梁河至風(fēng)火山沿線為例[D].西安: 長安大學(xué), 2013: 109–112.

[9] 王一博, 吳青柏, 牛富俊. 長江源北麓河流域多年凍土區(qū)熱融湖塘形成對高寒草甸土壤環(huán)境的影響[J]. 冰川凍土, 2011, 33(3): 659–667.

[10] 林占舉, 牛富俊, 劉華, 等. 青藏高原熱融湖塘對凍土工程影響的數(shù)值模擬[J]. 巖土工程學(xué)報, 2012, 34(8): 1394–1402.

[11] 孫志忠, 劉明浩, 武貴龍, 等. 非貫穿型熱喀斯特湖下部及其周圍多年凍土特征[J]. 冰川凍土, 2012, 34(1): 37–42.

[12] 殷志強, 秦小光, 吳金水, 等. 湖泊沉積物粒度多組分特征及其成因機制研究[J]. 第四紀(jì)研究, 2008, 28(2): 345–353.

[13] 楊世倫. 長江口沉積物粒度參數(shù)的統(tǒng)計規(guī)律及其沉積動力學(xué)解釋[J]. 泥沙研究, 1994, (3): 23–31.

[14] 賈建軍, 汪亞平, 高抒, 等. 江蘇大豐潮灘推移質(zhì)輸運與粒度趨勢信息解譯[J]. 科學(xué)通報, 2005, 50(22): 2546–2554.

[15] 毛吉旦木·地力夏提. 艾比湖濕地典型區(qū)表層土壤粒度空間分布特征[D]. 烏魯木齊: 新疆師范大學(xué), 2014:1–4.

[16] 林清, 金會軍, 程國棟, 等. 青藏高原五道梁凍土活動層表面二氧化碳和甲烷的排放[J]. 冰川凍土, 1996, 18(4): 325–330.

[17] 王一博, 高澤永, 文晶, 等. 青藏高原多年凍土區(qū)熱融湖塘對土壤物理特性及入滲過程的影響[J]. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 2014, 44(10): 2285–2293.

[18] 高澤永, 王一博, 文晶, 等. 長江源多年凍土區(qū)熱融湖塘的形成對土壤沙化過程的影響[J]. 中國沙漠, 2014, 34(3): 758–764.

[19] 林占舉, 牛富俊, 羅京, 等. 青藏工程走廊熱融湖湖底熱狀態(tài)[J]. 地球科學(xué): 中國地質(zhì)大學(xué)學(xué)報, 2015, 40(1): 179–188.

[20] 國家質(zhì)量監(jiān)督檢驗檢疫總局. GB/T 12763.8—2007, 海洋調(diào)查規(guī)范 第 8部分: 海洋地質(zhì)地球物理調(diào)查[S]. 北京:中國標(biāo)準(zhǔn)出版社, 2007.

[21] 李艷茹. 蘇貝淖湖濱沉積物粒度特征對比研究[D]. 西安:陜西師范大學(xué), 2012: 15–19.

[22] 王中波, 何起祥, 楊守業(yè), 等. 謝帕德和?？怂樾汲练e物分類方法在南黃海表層沉積物編圖中的應(yīng)用與比較[J].海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 2008, 28(1): 1–8.

[23] 盧連戰(zhàn), 史正濤. 沉積物粒度參數(shù)內(nèi)涵及計算方法的解析[J]. 環(huán)境科學(xué)與管理, 2010, 35(6): 54–60.

[24] 楊梅學(xué), 姚檀棟, HIROSE NOZOMU, 等. 青藏高原表層土壤的日凍融循環(huán)[J]. 科學(xué)通報, 2006, 51(16): 1974–1976.

[25] 常丹, 劉建坤, 李旭, 等. 凍融循環(huán)對青藏粉砂土力學(xué)性質(zhì)影響的試驗研究[J]. 巖石力學(xué)與工程學(xué)報, 2014, 33(7): 1496–1502.

[26] 白虎志, 董文杰, 馬振峰. 青藏高原及臨近地區(qū)的氣候特征[J]. 高原氣象, 2004, 23(6): 890–897.

[27] 王慧妮, 劉海松, 董晟, 等. 青藏高原熱融湖塘動態(tài)監(jiān)測中高分辨率遙感數(shù)據(jù)處理方法研究[J]. 冰川凍土, 2013, 35(1): 164–170.

[28] 張世文, 黃元仿, 苑小勇, 等. 縣域尺度表層土壤質(zhì)地空間變異與因素分析[J]. 中國農(nóng)業(yè)科學(xué), 2011, 44(6): 1154–1164.

[29] 趙澄林. 沉積學(xué)原理[M]. 北京: 石油工業(yè)出版社, 2001: 60–88.

[30] 伍光和, 田連恕, 胡雙熙, 等. 自然地理學(xué)[M]. 北京:高等教育出版社, 2000: 374–374.

[31] 郭冬梅, 白英, 郭煒. 表層風(fēng)蝕土壤粒徑分布的分形特征研究[J]. 內(nèi)蒙古農(nóng)業(yè)大學(xué)學(xué)報, 2005, 26(1): 82–86.

Study on the distribution characteristics of sediments grain size of thermokarst lakes in permafrost regions on the Qinghai-Tibet Plateau

YUE Yongyu1,2, WANG Junfeng1,*, YU Qihao1, YOU Yanhui1
1.State Key Laboratory of Frozen Soil Engineering,Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute,Chinese Academy of Science,Lanzhou730000,China2.University of Chinese Academy of Sciences,Beijing100049,China

In the Wudaoliang permafrost region on the Qinghai-Tibet Plateau, surface sediments were sampled using soil auger from different areas of the three typical thermokarst lakes. The grain sizes were analyzed and the corresponding grain size parameters were calculated and regression analysis was also proceeded. Based on the relevant documents, the characteristics of grain size distribution of thermokarst lakes and their forming reasons were discussed. The results showed that for the sediment types, at the lake center zone, the average grain sizes of surficial sediments varied from 4.46 to 5.37Φwith standard deviations from 2.48 to 2.75. The grain sizes were fine and classified as silty sand. At the lakeshore zone, the average grain sizes of surficial sediments varied from 2.69 to 3.34Φwith standard deviations from 1.67 to 2.22. The grain sizes were coarse and classified as sand. At the transitional zone, the average grain sizes of surficial sediments varied from 3.22 to 3.44Φwith standard deviations from 1.93 to 2.18. The grain sizes also were coarse and classified as sand. The sediment grain sizes were significantly different between different areas of the same thermokarst lake. Thedistributions of silt and clay content were as follows: lake center zone＞lakeshore zone＞transitional zone, but the distributions of sand content showed a reverse order. These distribution characteristics of sediments in the thermokarst lakes were closely related with the factors such as freezing and thawing actions, hydraulic transportation, wind erosion, topography and so on, which were the main drivers to cause significant differences between the grain sizes at different zones of the thermokarst lake, and also were the main force to lead the soil beside the thermokarst lake coarsening.

thermokarst lake; surface sediments; grain size characteristic; Qinghai-Tibet Plateau

10.14108/j.cnki.1008-8873.2016.02.001

P512.2

A

1008-8873(2016)02-001-07

2015-07-11;

2015-08-19

國家自然科學(xué)基金項目(41171059); 國家自然科學(xué)基金青年基金項目(41401088)

岳永彧(1989—) , 男, 甘肅白銀人, 碩士研究生, 主要從事寒區(qū)氣候與環(huán)境研究, E-mail: yueyongyu@yahoo.com

*通信作者:王俊峰, 男, 博士, 副研究員, 主要從事寒區(qū)旱區(qū)生態(tài)學(xué)研究, E-mail: wangjf2008@lzb.ac.cn