洪 洋， 耿豪鵬，2， 潘保田，2

（1.蘭州大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院西部環(huán)境教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，甘肅蘭州 730000；2.甘肅省石羊河流域野外科學(xué)觀測(cè)研究站，甘肅蘭州 730000）

0 引言

地貌是由巖體的抬升、變形和風(fēng)化，以及地表的侵蝕、搬運(yùn)和堆積等過程所塑造的［1］，其中風(fēng)化作用是地貌侵蝕過程的先導(dǎo)［2］。寒凍風(fēng)化是冰緣地貌區(qū)及高寒山區(qū)的主要物理風(fēng)化過程［3-5］。20世紀(jì)80年代起，崔之久等通過野外定位觀測(cè)探討了寒凍風(fēng)化的主要特點(diǎn)及影響因素［6-7］，發(fā)現(xiàn)寒凍風(fēng)化提供的風(fēng)化碎屑物質(zhì)是冰緣地貌區(qū)及高寒山區(qū)崩塌、泥石流等災(zāi)害性地貌過程［8］及倒石堆的重要物質(zhì)來源［9］，寒凍風(fēng)化可以通過影響倒石堆的運(yùn)動(dòng)速率，進(jìn)而破壞公路等基礎(chǔ)設(shè)施［10］，由此開啟了我國研究寒凍風(fēng)化過程的序幕。

寒凍風(fēng)化的作用機(jī)制存在兩種不同的假說。第一種是凍融作用（freeze-thaw）相關(guān)的體積膨脹理論，即巖石孔隙中的水從液態(tài)變?yōu)楣虘B(tài)時(shí)體積膨脹，對(duì)巖壁施加壓力使巖體破碎，易于崩解［11］。凍融作用要求存在一個(gè)飽和且密閉的空間，使體積膨脹所產(chǎn)生的壓力可以全部施加于巖壁［12］。但自然界中基本不存在飽和且密閉的孔隙，不飽和孔隙中體積膨脹所產(chǎn)生的壓力僅為飽和孔隙的10%左右［13］，因此凍融作用對(duì)真實(shí)地貌的有效性一直存在爭(zhēng)議［14］。為此學(xué)者提出分凝冰理論（segregation ice growth）來解釋真實(shí)環(huán)境中的寒凍風(fēng)化機(jī)制。分凝冰理論認(rèn)為高寒環(huán)境下巖石孔隙中廣泛存在分凝冰，由于界面融化和曲率效應(yīng)，過冷水在冰-巖界面間形成薄膜［15］，使液態(tài)水從溫度較高的區(qū)域流向分凝冰所在孔隙，促進(jìn)分凝冰不斷生長［16］，冰-巖界面間的范德華力及靜電力使巖體破碎［17］。分凝冰理論在實(shí)驗(yàn)室得到了廣泛的驗(yàn)證［18-20］，以分凝冰理論為基礎(chǔ)構(gòu)建的寒凍風(fēng)化模型也廣泛應(yīng)用于計(jì)算不同區(qū)域的寒凍風(fēng)化強(qiáng)度，進(jìn)而解釋高寒山區(qū)侵蝕速率的時(shí)空變化及現(xiàn)代地貌單元的空間分布特征［21-23］。因此本文中的寒凍風(fēng)化指基于分凝冰理論的巖體破碎過程。

廣泛分布的風(fēng)化碎屑是高寒山區(qū)及冰緣地貌區(qū)寒凍風(fēng)化的主要產(chǎn)物［24］，極易受多種因素誘發(fā)轉(zhuǎn)化為滑坡、泥石流等地質(zhì)災(zāi)害［25］。因此探明風(fēng)化碎屑空間分布的主要控制因素對(duì)預(yù)防地質(zhì)災(zāi)害的發(fā)生具有重要意義。由于分凝冰生長速率及液態(tài)水從高溫向低溫的流動(dòng)過程均與溫度相關(guān)［12，17］，因此溫度是寒凍風(fēng)化的主要控制因素。同時(shí)寒凍風(fēng)化對(duì)巖體破碎的影響是緩慢而持續(xù)的累積過程，因此在探討寒凍風(fēng)化對(duì)現(xiàn)代地貌單元空間分布特征的影響及其在長期地貌演化中的作用時(shí)考慮過去溫度變化（包含一個(gè)或多個(gè)冰期—間冰期旋回）的影響十分必要［26-28］。同時(shí)前人研究表明，末次冰盛期以來的溫度變化計(jì)算的寒凍風(fēng)化強(qiáng)度可以很好地約束風(fēng)化碎屑空間分布的下界［29-30］。但上述研究均在新西蘭南阿爾卑斯山、意大利阿爾卑斯山等較為濕潤的山區(qū)開展，干旱半干旱高寒山區(qū)溫度變化時(shí)間尺度的選取尚需進(jìn)一步探究。

前期野外考察結(jié)合遙感影像發(fā)現(xiàn)祁連山北部風(fēng)化碎屑物質(zhì)廣泛分布，且存在由風(fēng)化碎屑轉(zhuǎn)化產(chǎn)生的滑坡、泥石流等地質(zhì)災(zāi)害。因此本文擬以祁連山北部為研究區(qū)，探討干旱半干旱高寒山區(qū)風(fēng)化碎屑空間分布的主要控制因素?；谝陨夏繕?biāo)，我們首先利用哨兵二號(hào)遙感影像，采取NDVI（歸一化植被指數(shù)）閾值、海拔篩選結(jié)合目視解譯的方法提取祁連山北部風(fēng)化碎屑的空間分布；其次利用寒凍風(fēng)化模型計(jì)算不同時(shí)間尺度溫度變化情景下的寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的空間分布特征；最后對(duì)比分析風(fēng)化碎屑及寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的空間相關(guān)性，探討干旱半干旱高寒山區(qū)風(fēng)化碎屑空間分布的主要控制因素。

1 研究區(qū)概況

祁連山位于青藏高原東北緣，晚新生代起開始快速抬升［31］。本研究所關(guān)注的祁連山北部海拔較高（平均海拔約3 700 m），坡度較陡（超三分之一區(qū)域坡度超過20°），年平均氣溫約2.3℃，年降水量在100～600 mm·a-1之間變化，且呈現(xiàn)明顯的東高西低的分布趨勢(shì)［32］。植被表現(xiàn)出明顯的垂直地帶性：2 000～2 300 m主要為荒漠草原帶，2 300～2 600 m主要為溫性草原帶，2 600～3 200 m主要為森林草原帶，3 200～3 700 m主要為灌叢草原帶，3 700～4 000 m主要為高寒草甸帶，4 000 m以上主要為冰雪帶［33］；同時(shí)植被還表現(xiàn)出明顯的水平差異，植被垂直帶譜由東向西趨于簡(jiǎn)化［34］。祁連山北部是疏勒河、黑河及石羊河三大內(nèi)陸河流域的發(fā)源地，其中共有58條河流的多年平均出山徑流量大于0.1 m3·s-1［32］。本文選取祁連山北部烏鞘嶺以西為研究區(qū)（圖1）。

圖1 研究區(qū)數(shù)字高程模型（Shuttle Radar Topography Mission DEM，http：//srtm.csi.cgiar.org/）及氣象站點(diǎn)位置（黃色圓點(diǎn)）Fig.1 The digital elevation model（Shuttle Radar Topography Mission DEM，http：//srtm.csi.cgiar.org/）of the study area with locations of meteorological stations（yellow circles）

2 數(shù)據(jù)和方法

2.1 風(fēng)化碎屑邊界的提取

我們采取NDVI（歸一化植被指數(shù)）閾值、海拔篩選結(jié)合遙感影像目視解譯的方式進(jìn)行風(fēng)化碎屑邊界的提取。風(fēng)化碎屑與植被由于反射率不同在遙感影像上表現(xiàn)出的光譜特征差異是我們采用NDVI閾值提取與目視解譯的基礎(chǔ)。我們使用哨兵二號(hào)10 m分辨率的遙感影像（European Space Agency，https：//sentinel.esa.int/web/sentinel/home）用于計(jì)算研究區(qū)的NDVI，所用影像選取原則為2021年6—9月以最大限度去除積雪的影響，且云覆蓋量低于10%。由于植被垂直帶譜在東西方向存在差異，因此NDVI閾值的選取隨植被特征的變化而變化，范圍為0.09～0.15。谷歌地球0.6 m分辨率的遙感影像主要用于目視解譯，對(duì)NDVI閾值提取結(jié)果進(jìn)行修正，去除水體、云霧等因素干擾。同時(shí)為了剔除低海拔區(qū)域其他成因裸巖斑塊的影響，我們依據(jù)研究區(qū)植被的垂直地帶性特征結(jié)合野外考察、遙感影像目視解譯及前人研究成果［35］，以風(fēng)化碎屑萎縮或擴(kuò)張變化的海拔下限3 800 m為閾值對(duì)提取結(jié)果進(jìn)行篩選。我們利用30 m分辨率的數(shù)字高程模型（Shuttle Radar Topography Mission DEM，http：//srtm.csi.cgiar.org/）進(jìn)行研究區(qū)海拔屬性的提取。

2.2 寒凍風(fēng)化模型

Hales等［36］以分凝冰理論為基礎(chǔ)設(shè)計(jì)了寒凍風(fēng)化模型，以寒凍風(fēng)化強(qiáng)度（frost cracking intensity，F(xiàn)ci）作為評(píng)價(jià)溫度對(duì)巖體破壞程度的指標(biāo)。依據(jù)Hales等［36］的模型，我們先用一維熱傳導(dǎo)公式模擬溫度隨時(shí)間（t）和深度（z）的變化（圖2）：

式中：T是不同時(shí)間（t，單位為天）不同深度（z，單位為cm）下的溫度（℃）；TMA是年平均氣溫（℃）；Ta是年氣溫變幅的一半（℃）；α是熱擴(kuò)散系數(shù)（設(shè)定為1 mm2·s-1）；Py指氣溫變化的周期，在本研究中為1年。寒凍風(fēng)化模型的構(gòu)建存在三個(gè)假設(shè)前提：（1）當(dāng)溫度在-3～-8℃時(shí)（即寒凍風(fēng)化窗）分凝冰生長速率最快［12］；（2）當(dāng)溫度高于0℃時(shí)存在液態(tài)水；（3）液態(tài)水從高溫向低溫單向流動(dòng)。依據(jù)Hales等［36］的定義，寒凍風(fēng)化強(qiáng)度（Fci，°C·cm-1）是寒凍風(fēng)化窗內(nèi)溫度梯度隨時(shí)間的積分［37］：

式中：?T是溫度梯度；n是符合三個(gè)假設(shè)前提的天數(shù)。同時(shí)，由于研究區(qū)屬于干旱半干旱區(qū)，還需考慮液態(tài)水在流動(dòng)過程中因無法及時(shí)補(bǔ)充造成的可能損耗，因此我們引入Anderson等［27］提出的距離函數(shù)（e-D/D*），以Fci與距離函數(shù)的乘積表征適用于干旱半干旱區(qū)的寒凍風(fēng)化強(qiáng)度［37］。通過對(duì)修改后的寒凍風(fēng)化強(qiáng)度進(jìn)行深度積分，得到不同年平均氣溫條件下的總寒凍風(fēng)化強(qiáng)度。依據(jù)氣溫和海拔之間的線性關(guān)系可得到不同年平均氣溫所對(duì)應(yīng)的海拔，即可得到不同海拔條件下的總寒凍風(fēng)化強(qiáng)度［37］：

式中：D是0℃所在位置到-3℃所在位置的距離；D*是長度指數(shù)，依據(jù)Anderson等［27］設(shè)置為50 cm。但研究發(fā)現(xiàn)某些日期溫度隨深度的變化并非單調(diào)的，而是先增加后減?。▓D2紫色實(shí)線），因此存在一個(gè)溫度轉(zhuǎn)折點(diǎn)，導(dǎo)致0℃同時(shí)出現(xiàn)在兩個(gè)不同的深度。因此在本研究中，將D設(shè)定為轉(zhuǎn)折點(diǎn)所在位置到-3℃所在位置的距離以保證溫度隨深度的單調(diào)變化。

圖2 年平均氣溫為-3℃及Ta=15℃時(shí)溫度隨時(shí)間和深度的變化［灰色陰影為寒凍風(fēng)化窗所在范圍（溫度在-3～-8℃時(shí)），垂直的黑色虛線為0℃所在位置；紫色實(shí)線（t=182）代表溫度隨深度的非單調(diào)變化］Fig.2 Schematic representation of the temperature variation as a function of depth using TMA of-3°C and Ta of 15°C［The grey shadow represents the frost cracking window，between-3 and-8°C；The black dashed line represents the location of 0°C；The purple line（t=182）is an example of a depth profile with two 0°C locations and an inflection point］

為了計(jì)算平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度來評(píng)估不同時(shí)間尺度溫度變化對(duì)寒凍風(fēng)化的累積影響，我們從Vostok冰芯記錄中以500年為時(shí)間間隔提取不同年代的年平均氣溫（TMA）并假定Ta不變，得到不同年代的總寒凍風(fēng)化強(qiáng)度，取其平均值即為平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度［37］：

式中：i是時(shí)間間隔的數(shù)量；Fci-ti是第i個(gè)時(shí)間間隔相對(duì)應(yīng)年代的總寒凍風(fēng)化強(qiáng)度。

2.3 溫度數(shù)據(jù)

年平均氣溫可以通過11個(gè)氣象站點(diǎn)獲得（圖1中的黃色圓點(diǎn)，表1），數(shù)據(jù)來源為國家氣象信息中心（https：//data.cma.cn/），記錄了1981—2010年的日平均氣溫的平均值。我們利用氣象站記錄的氣溫與站點(diǎn)海拔之間的線性回歸關(guān)系來計(jì)算氣溫直減率及年平均氣溫0℃所在的海拔高度（圖3）。我們利用中國區(qū)域地面氣象要素驅(qū)動(dòng)數(shù)據(jù)集（1979—2018）空間分辨率為0.1°，時(shí)間分辨率為3小時(shí)的氣溫?cái)?shù)據(jù)［38-39］計(jì)算年氣溫變幅（日均最高氣溫與最低氣溫的差值，其數(shù)值的一半即Ta，圖4）。由于古里雅冰芯及敦德冰芯的年代存在爭(zhēng)議［40］，南極Vostok冰芯［41］所記錄的末次冰盛期（Last Glacial Maximum，LGM）的降溫幅度與青藏高原6～9℃的降溫幅度較為一致［42］，其用于計(jì)算LGM以來平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的有效性在祁連山東段得到了驗(yàn)證［37］，且其溫度記錄的時(shí)間范圍為420 ka至今，滿足本研究對(duì)不同時(shí)間尺度溫度變化的需求，因此我們選擇南極Vostok冰芯作為長期溫度變化的參考（圖5）。

表1 11個(gè)國家氣象信息中心氣象站基本信息表Table 1 Information of 11 national meteorological stations

圖3 11個(gè)氣象站點(diǎn)海拔與年平均氣溫散點(diǎn)圖Fig.3 Scatter plots of elevation against TMA

圖4 祁連山Ta空間分布圖Fig.4 The spatial distribution of Ta in the Qilian Mountains

3 結(jié)果與分析

3.1 風(fēng)化碎屑邊界的空間分布特征

風(fēng)化碎屑的范圍表現(xiàn)為自東向西逐漸增大的趨勢(shì)（圖6）。為了進(jìn)一步驗(yàn)證風(fēng)化碎屑邊界提取的準(zhǔn)確性，我們?cè)谄钸B山東中西段各選擇一個(gè)典型區(qū)域?qū)Ρ忍崛〉娘L(fēng)化碎屑邊界與哨兵二號(hào)遙感影像［圖6（b）～6（d）］。結(jié)果顯示祁連山東段［圖6（b）］與中段［圖6（c）］的風(fēng)化碎屑邊界與遙感影像所顯示的風(fēng)化碎屑邊界具有較好的一致性。而祁連山西段年降水量較低，植被覆蓋較差（NDVI均值0.05），且多為斑塊狀分布，導(dǎo)致利用NDVI閾值提取風(fēng)化碎屑邊界較為困難，因此風(fēng)化碎屑邊界與遙感影像所顯示的風(fēng)化碎屑邊界存在部分區(qū)域的不匹配［圖6（d）］。

圖6 祁連山風(fēng)化碎屑邊界分布圖［（b）～（d）是黑色實(shí)線框區(qū)域內(nèi)哨兵二號(hào)遙感影像及風(fēng)化碎屑邊界］Fig.6 The spatial distribution of the boundary of scree in the Qilian Mountains：（b）～（d）are Sentinel-2 imageries and the boundary of scree in the range of black rectangle

3.2 寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的時(shí)空變化特征

25～16 ka（圖7藍(lán)色實(shí)線）及16 ka以來（圖7紫色實(shí)線）平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化曲線表現(xiàn)為單峰特征。由于從16 ka開始溫度快速升高且在一段時(shí)間內(nèi)維持在相對(duì)高溫狀態(tài)（圖5虛線框），寒凍風(fēng)化窗向高海拔區(qū)域移動(dòng)，導(dǎo)致16 ka以來平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的峰值海拔高于25～16 ka，且兩者寒凍風(fēng)化峰值海拔差距較大，因此25 ka以來（包含一個(gè)冰期-間冰期旋回）平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化曲線表現(xiàn)為雙峰特征（圖7橙色實(shí)線）。十萬年尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化表現(xiàn)為單峰特征（圖7），最大值在8～9℃·cm-1之間，且均在海拔3 900～4 700 m之間達(dá)到最大值（圖7灰色陰影），不受隨機(jī)選取的時(shí)間范圍的影響。其與25 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔變化的雙峰特征存在較大差異，主要表現(xiàn)為海拔5 000 m以上，25 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度依然較高。而在海拔5 000 m以下，25 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化趨勢(shì)與十萬年尺度平均寒凍風(fēng)化較為一致。

圖5 420 ka以來Vostok冰芯溫度記錄（修改自Petit等［41］，紫色虛線框?yàn)?5 ka以來溫度變化）Fig.5 420 ka continuous temperature record based on the Vostok ice core，Antarctica：modified from Petit et al［41］.Purple dashed box is 25 ka continuous temperature record

圖7 不同時(shí)間尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化（灰色陰影代表十萬年尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度峰值的海拔范圍）Fig.7 The variation of time averaged Fci with elevation for different temporal scale（The grey shadows represent the peak elevation range of time averaged frost cracking intensity）

3.3 年氣溫變幅對(duì)寒凍風(fēng)化強(qiáng)度空間變化的影響

為了探討Ta對(duì)寒凍風(fēng)化強(qiáng)度空間變化的影響，我們計(jì)算了不同Ta條件下總寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化［圖8（a）］，并以25 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度為例，計(jì)算了不同Ta條件下平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化［圖8（b）］。結(jié)果顯示，Ta的增大可以使相同海拔條件下總寒凍風(fēng)化強(qiáng)度增加，同時(shí)總寒凍風(fēng)化強(qiáng)度峰值所在的海拔范圍增大，進(jìn)而導(dǎo)致平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度增加，同時(shí)其峰值海拔范圍增大。因此本文采取的差異化Ta參數(shù)是準(zhǔn)確計(jì)算研究區(qū)寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的關(guān)鍵。

圖8 不同Ta條件下總寒凍風(fēng)化強(qiáng)度（a）及25 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度（b）隨海拔的變化（灰色陰影代表Ta=15℃時(shí)寒凍風(fēng)化強(qiáng)度峰值的海拔范圍）Fig.8 The variation of total Fci（a）and time averaged Fci（b）with elevation with different Ta（The grey shadows represent the peak elevation range of Fci with Ta=15℃）

3.4 風(fēng)化碎屑邊界與寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的空間關(guān)系

由于萬年尺度與十萬年尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的空間分布特征存在差異（圖7），因此我們分別制作了風(fēng)化碎屑邊界與萬年尺度［25 ka，圖9（a）］和十萬年尺度［100 ka，圖9（b）］平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的空間分布圖，并以風(fēng)化碎屑與寒凍風(fēng)化強(qiáng)度高值重疊面積占風(fēng)化碎屑面積的百分比（表2）來定量探討風(fēng)化碎屑邊界與不同時(shí)間尺度溫度變化控制的平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的空間關(guān)系。結(jié)果表明，25 ka和100 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的空間分布與風(fēng)化碎屑邊界的空間分布均存在較好的相關(guān)性，重疊面積占比大于65%，其中祁連山西段的重疊面積可達(dá)90%以上。由于Ta呈自東向西增大的趨勢(shì)（圖4），平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的峰值海拔范圍增大［圖8（b）］，導(dǎo)致祁連山西段寒凍風(fēng)化強(qiáng)度高值的覆蓋面積占比（大于65%）大于祁連山東段（小于50%）。但祁連山西段100 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度高值覆蓋面積占比（76.49%）較25 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度高值覆蓋面積占比（65.89%）的顯著增加（超過10%）并沒有導(dǎo)致重疊面積占比的大幅增加（僅增加3.4%），表明100 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度高值面積的增大并沒有很好地提高其對(duì)風(fēng)化碎屑邊界的約束，而25 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的高值以更小的覆蓋面積約束了90%的風(fēng)化碎屑范圍，即25 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的高值與風(fēng)化碎屑邊界的空間相關(guān)性優(yōu)于100 ka?？赡茉?yàn)槠钸B山西段海拔5 000 m以上區(qū)域所占比重較大（約1.5%），而25 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度在海拔5 000 m以上依然較高（圖7橙色實(shí)線），可以較好地約束風(fēng)化碎屑的邊界。而對(duì)于祁連山中東段，100 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度高值覆蓋面積占比（47.21%）較25 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度高值覆蓋面積占比（27.78%）的顯著增加（約20%）導(dǎo)致重疊面積占比的大幅增加（約20%），表明25 ka和100 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的高值均可以很好地約束風(fēng)化碎屑邊界。可能原因?yàn)槠钸B山中段及東段海拔較低（99.8%的區(qū)域海拔低于5 000 m，圖1），在海拔5 000 m以下，25 ka和100 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化趨勢(shì)較為一致（圖7）。

表2 風(fēng)化碎屑及不同時(shí)間尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度面積統(tǒng)計(jì)Table 2 Statistics of area of scree and different temporal of time averaged Fci

圖9 祁連山25 ka（a）及100 ka（b）平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度及風(fēng)化碎屑邊界空間分布圖Fig.9 The spatial distribution of time averaged Fci since 25 ka（a）and 100 ka（b）and the boundary of scree in the Qilian Mountains

4 討論

萬年尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化趨勢(shì)在5 000 m以下與十萬年尺度平均寒凍風(fēng)化一致，表明寒凍風(fēng)化在萬年及以上時(shí)間尺度對(duì)該區(qū)域的作用是持續(xù)且穩(wěn)定的。這種持續(xù)且穩(wěn)定的寒凍風(fēng)化為滑坡、泥石流等災(zāi)害性地貌過程提供充足的風(fēng)化碎屑物質(zhì)。因此在探討寒凍風(fēng)化對(duì)長時(shí)間（萬年及以上）尺度地貌演化的累積影響時(shí)，時(shí)間尺度的選取對(duì)結(jié)果的影響可以忽略不計(jì)。我們推測(cè)的可能原因?yàn)椋涸诒?間冰期旋回中，冰期持續(xù)時(shí)間長，間冰期持續(xù)時(shí)間短（圖5），因此當(dāng)時(shí)間尺度足夠長時(shí)（例如萬年及以上），相對(duì)短暫的間冰期在累積寒凍風(fēng)化中的影響相對(duì)于冰期可以忽略不計(jì)。因此，在探討寒凍風(fēng)化在長期地貌演化中的累積影響時(shí)，如果研究區(qū)溫度記錄無法覆蓋研究所需的較長時(shí)間范圍（如百萬年），可以采用萬年或十萬年尺度溫度記錄計(jì)算的平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度作為替代。

25 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度與祁連山西段風(fēng)化碎屑邊界的空間相關(guān)性優(yōu)于100 ka平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度，表明當(dāng)探討寒凍風(fēng)化對(duì)現(xiàn)代地貌單元空間分布特征的影響時(shí)，間冰期的快速升溫過程顯得尤為重要。溫度快速升高且在一段時(shí)間內(nèi)（千年—萬年）維持在相對(duì)高溫狀態(tài)（圖5虛線框），導(dǎo)致寒凍風(fēng)化窗向高海拔區(qū)域移動(dòng)，形成萬年尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔變化曲線中的高海拔峰值（圖7）。但由于快速升溫為非連續(xù)性過程，寒凍風(fēng)化對(duì)該峰值海拔范圍的影響是階段性的。在冰期大規(guī)模冰進(jìn)的背景下，前一個(gè)間冰期所積累的碎屑物質(zhì)無法保存，即寒凍風(fēng)化的累積影響近乎清零。因此在探討寒凍風(fēng)化對(duì)現(xiàn)代地貌單元空間分布特征的影響時(shí)應(yīng)采用最近一次冰期-間冰期旋回的溫度變化數(shù)據(jù)（即末次冰盛期）。

在全球變暖的背景下，前人對(duì)由凍土退化、冰川退縮、冰湖擴(kuò)張等引發(fā)的災(zāi)害性過程的研究已較為成熟［44-46］，但對(duì)受寒凍風(fēng)化影響的災(zāi)害性地貌過程缺乏重視。本研究表明，溫度升高使寒凍風(fēng)化的作用區(qū)向高海拔區(qū)域移動(dòng)，其提供的風(fēng)化碎屑物質(zhì)是滑坡、泥石流等災(zāi)害性地貌過程重要物質(zhì)來源（圖10），進(jìn)而產(chǎn)生新的高風(fēng)險(xiǎn)災(zāi)害區(qū)域。寒凍風(fēng)化不僅可以通過控制滑坡、泥石流等災(zāi)害性地貌過程的發(fā)生，成為滑坡-堰塞-潰決洪水這一災(zāi)害鏈［47］的源頭，還可以加速與冰川退縮相關(guān)的災(zāi)害性地貌過程的發(fā)生［48］。本研究強(qiáng)調(diào)了全球變暖背景下寒凍風(fēng)化對(duì)災(zāi)害性地貌過程的調(diào)控，為全球變暖背景下災(zāi)害性地貌過程的預(yù)測(cè)提供了新的思路，可以成為防災(zāi)減災(zāi)決策的重要參考。本研究是對(duì)崔之久先生寒凍風(fēng)化如何影響生產(chǎn)建設(shè)并服務(wù)于社會(huì)經(jīng)濟(jì)建設(shè)的繼承與發(fā)展。

圖10 祁連山典型風(fēng)化碎屑積累實(shí)體例證Fig.10 The accumulation of scree in the Qilian Mountains

5 結(jié)論

本文通過NDVI閾值、海拔篩選結(jié)合遙感影像目視解譯，提取了祁連山北部的風(fēng)化碎屑邊界，通過對(duì)比分析風(fēng)化碎屑邊界及不同時(shí)間尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的空間相關(guān)性，探討干旱半干旱高寒山區(qū)風(fēng)化碎屑空間分布的主要控制因素。獲得主要結(jié)論如下：

（1）萬年尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化曲線表現(xiàn)為雙峰特征，十萬年尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化曲線表現(xiàn)為單峰特征。海拔5 000 m以下萬年尺度與十萬年尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度隨海拔的變化趨勢(shì)一致。

（2）在祁連山北部萬年尺度及十萬年平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的高值與風(fēng)化碎屑邊界均存在較好的空間一致性，祁連山西段萬年尺度平均寒凍風(fēng)化強(qiáng)度的高值與風(fēng)化碎屑邊界的空間相關(guān)性優(yōu)于十萬年尺度。

（3）探討寒凍風(fēng)化對(duì)長時(shí)間（萬年及以上）尺度地貌演化的累積影響時(shí)，時(shí)間尺度的選取對(duì)結(jié)果的影響可以忽略不計(jì)；探討寒凍風(fēng)化對(duì)現(xiàn)代地貌單元空間分布特征的累積影響時(shí)，應(yīng)采用最近一次冰期-間冰期旋回的溫度變化數(shù)據(jù)。

（4）在全球變暖背景下，應(yīng)重視寒凍風(fēng)化對(duì)災(zāi)害性地貌過程的調(diào)控。