青藏高原多年冻土区热喀斯特湖水文特征及环境效应

高泽永，牛富俊，王一博，王 玮，林战举，罗 京，吕明侠

(1. 中国科学院西北生态环境资源研究院冻土工程国家重点实验室，甘肃 兰州 730000；2. 兰州大学西部环境教育部重点实验室，甘肃 兰州 730000；3. 长安大学旱区地下水文与生态效应教育部重点实验室，陕西 西安 710054)

多年冻土在外界扰动因素的影响下，活动层厚度增加，地下冰或富冰多年冻土层发生局部融化，地表土层随之沉陷，积水后形成的湖塘称之为热喀斯特湖[1]。在环北极区域和低纬度高山区，热喀斯特湖广泛发育。最新的研究数据显示，中国青藏高原地区发育的热喀斯特湖共有161 300多个，面积可达2 825.45±5.75 km2[2]。影响热喀斯特湖发育的主要因素包括降水、坡度、土壤类型及融化指数等[3]。在过去的60 a，多年冻土退化耦合气候变暖导致青藏高原热喀斯特湖迅速形成及快速扩张[4]。

目前国际有关热喀斯特湖的研究工作主要包括热喀斯特湖对多年冻土地貌的重塑作用、对区域生态和水文环境的影响及碳排放等方面[5- 8]，这些研究大多集中在环北极区域。国内主要针对热喀斯特湖的分布特征、发展过程、易发敏感性等演化过程以及水文环境效应方面开展了研究工作[3,9- 11]。作为青藏高原地区重要的湿地类型，热喀斯特湖的形成演化过程将直接影响到区域的产汇流机制，如热喀斯特湖的储蓄、调节作用可以影响多年冻土区的地表径流过程。同时，湖塘面积的扩张会增加水体的蒸散发能力，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环水汽可占到高原腹地水汽来源的15%～35%[12]。此外，影响热喀斯特湖水位动态变化的水文过程还包括冻结层上水的补给- 排泄过程[11]，与土壤冻融循环过程相互影响[13]，作用于高寒生态系统演化。热喀斯特湖的演化亦会伴随着能量的迁移，导致多年冻土融化，从而使地表水与冻结层下水产生水力联系，改变寒区水文过程，并影响碳氮循环过程等[9,14]。目前青藏高原热喀斯特湖水文特征的研究相对不足，还无法全面评估演化过程对高寒生态环境的影响程度。同时，热喀斯特湖与区域环境- 水文过程的互馈机制是目前国际冻土关于热喀斯特湖研究的热点，而准确认识热喀斯特湖的水文特征是解决以上问题研究的核心。

本研究结合野外长序列定位监测及模拟计算结果，分析典型湖塘的水位、储水量、降水、湖面蒸发及湖冰升华等水文过程的变化及其产生的环境效应，有助于理解多年冻土区水文循环过程对气候暖湿化的响应机制问题。

1 研究区概况

本研究以长江源区北麓河盆地为研究区域(图1，图中数据为高程)，该区域为冲、洪积平原地貌，海拔4 600～5 000 m。受西风和印度洋季风的影响，夏季湿润温暖，冬季干燥寒冷，年平均气温、降水量分别为-3.8 ℃和383.4 mm，过去的60 a，研究区域的气温和降水均呈现出明显的增加趋势[4]。研究区域主要的植被类型有高寒沼泽草甸、高寒草甸、高寒草原、沙漠化草原、裸地等，其中沼泽草甸的植被盖度最高，可达95%以上。北麓河盆地多年冻土较为发育，前期建立的冻土分布观测网络结果显示，冻土类型属于高温高含水量多年冻土，年平均地温为-1.5 ～ 0 ℃，活动层厚度为1.4 ～ 3.4 m。气候变化的影响下，研究区域多年冻土升温较为明显，并且活动层厚度正在以1.89～6.72 cm/a的速率逐步加深[15]。受夏季降水补给作用的影响，研究区域的冻结层上水较为发育，埋深在地面以下1.0 m内[11]，在坡脚低洼处以泉水的形式出露，冬季会诱发大面的冰锥及冻胀丘的形成。热喀斯特湖、热融滑塌等热融地貌在北麓河盆地较为发育。据统计，研究区域共发育有1 295个热喀斯特湖，湖塘总面积为3 647.4 hm2[4]，1969—2010年湖塘面积增加了460万m2，其中主要以湖塘面积的扩张所导致的增加为主[16]。

图1 北麓河盆地热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 野外监测与研究方法

2.1 野外观测

本研究选取北麓河一典型热喀斯特湖(BLH_B)开展全面定位监测，如图2所示，湖塘面积约为7 700 m2，最大深度1.83 m，近似椭圆形，长轴方向为南北向，长度约为110 m。2018年开始，陆续完成了热喀斯特湖水文、气象和能量等观测系统的建设。

前期基于冰面钻探的形式，确定湖底大致地形，在最低处安装1台HOBO压力式水位温度仪(U20- 001- 04)，以1 h的时间间隔采集底部水压力，由此确定湖塘水体深度的变化。在距湖面1.5 m高度处安装MX2301A型温湿度传感器和CNR4型四分量传感器，以0.5 h的时间间隔监测空气温湿度变化和能量收支变化。在湖岸安装T200B型雨量筒和S- WCA- M003型风速传感器，同样以0.5 h的时间间隔监测研究区域降水量、风速变化等。此外，在湖塘底部、周围溪流及湖岸冻结层上水中分别布设CS547A- L型电导率传感器，以30 min的时间间隔测定湖塘水体、补给溪流和冻结层上水中电导率的变化。

图2 典型热喀斯特湖及监测场地布设Fig.2 Layout of the field monitoring site in a typical thermokarst lake

2.2 湖泊水面蒸发及湖冰升华过程

蒸发量为湖塘水量主要的损失量，由于野外实测湖塘蒸发过程较为困难，本研究采用Penman方程对湖塘水面蒸发量进行估算[17]，具体如下：

(1)

式中：Ew为水面蒸发量，mm/d；Rn为湖面的净辐射，MJ/(m2·d)；Δ为饱和水汽压曲线的斜率，kPa/℃；γ为与湿度测定有关的常数，kPa/℃；ρw为水的密度(≈1 000 kg/m3)；G为水体热储量的日变化，MJ/(m2·d)；λ为蒸发潜热(=2.45 MJ/kg)；Ea为湍流输送的水汽通过涡动扩散所引起的蒸发量，mm/d。冬季湖冰的升华过程会造成湖塘水量的损失，因此本研究中采用如下方程对其进行估算[18]，该方法在青藏高原多年冻土区湖冰升华研究已得到了验证[19]：

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

(2)

式中：Eic为湖冰的升华量，mm/d；u为风速，m/s；es和ea分别为冰面的饱和水汽压和实际水汽压，kPa；Lsv为湖冰的升华热量(=2.834 MJ/kg)。所涉及的气温、风速、湿度、辐射等数据均为研究场地实测获得。

2.3 湖塘储水量—水位关系曲线的确定

为确定湖水储量与水位变化关系曲线，2020年9月底对该湖塘开展了疏水试验研究。疏水过程中采用HOBO U20- 001- 04型压力式水位传感器以10 min的记录间隔监测湖塘水位变化。受地形特征影响，疏水试验至最后湖塘仍有少量水未抽干，但基本可忽略。此外，结合野外考察的结果将参与热喀斯特湖水文循环各过程分为2个阶段进行分析，分别为暖季(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 热喀斯特湖水化学成分的取样与测定

3 结果及分析

3.1 湖塘水位动态变化及对降水的响应过程

降水作为热喀斯特湖主要补给来源，通过湖面降水、地表汇流及冻结层上水的形式补给热喀斯特湖。由于该湖塘湖岸地势较低，湖塘水位一旦超过湖岸的最低高程，湖水将迅速外溢，水位逐渐降低。湖塘水位的动态变化过程如图3所示，冷季湖底的渗漏过程及湖冰的升华过程，导致5—6月初湖塘水位较低，在2018年低于1.0 m。6月中旬开始，湖塘水位迅速升高(如图4所示)，主要由两方面的原因引起：一是该时段内降水增多，湖面降水可直接抬升湖塘水位；二是有限的融化深度，使得补给区域土壤水分入渗较少，通过地表径流和冻结层上水的形式快速补给湖塘。一旦湖塘达到最高水位，降水量的增多将对湖塘水位的贡献量减小，如发生在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满后开始以地表径流的形式排出。由图3、图4可看出，湖塘的最大水位为1.83 m，2018年湖塘水位在融化初期以地表产流的形式排出，而2019年和2020年湖塘水位均未达到最大。7—8月期间，湖塘水位受降水、蒸发及湖塘蓄满产流的影响产生剧烈的波动；9月中下旬开始，降水量与蒸发量的失衡导致湖塘水位不断降低；10月底湖塘开始逐渐冻结。此外，统计结果显示湖塘水位变化并未与日尺度降水量存在明显的相关关系，主要原因在于研究区域植被主要以高寒草甸和高寒沼泽草甸为主，根系层有机质含量较高，降水快速入渗，形成冻结层上水，汇流补给热喀斯特湖，因此湖塘水位对降水事件的响应存在滞后效应，响应时间取决于降水量、降水历时、土壤水分含量及活动层融化深度等因素。

图3 热喀斯特湖水位动态变化过程Fig.3 Water level changes in the thermokarst lake

图4 春季降水过程对热喀斯特湖水位变化的影响Fig.4 Effect of rainfall on thermokarst lake water levels in spring

3.2 湖塘储水量—水位变化特征

湖塘储水量—水位过程曲线可在一定程度上反映湖塘的形态特征，并能准确评估参与水文循环的各水文过程对湖塘的贡献。如图5所示，湖塘储水量与水位(h)之间存在着较好的幂函数关系，复相关系数可达0.99(h>0时)。根据变化程度可将湖塘储水量—水位过程曲线分为3个阶段：当h>1.4 m时，储水量与水位的变化近似直线，表明湖塘在该阶段水域面积变化较小；当1.0≤h≤1.4 m时，湖塘水域面积随水位的降低逐渐减小；当h<1.0 m时，湖塘水域面积随水位的降低快速减小。研究发现，疏水过程中，湖塘存在明显的冻结层上水渗流补给过程，导致湖塘水位在15 h内增加了约0.04 m，并引起湖塘储水量—水位过程曲线出现明显的偏差，这种偏差恰好发生在阶段1与阶段2之间。当湖塘水位较低时，冻结层上水的渗流补给过程并未引起明显的水位升高，主要原因在于暖季后期冻结层上水的流量较小[11]。

图5 热喀斯特湖水位—储量过程曲线Fig.5 Process curves of water storage levels in the thermokarst lake

3.3 热喀斯特湖水面蒸发过程

水面蒸发作为青藏高原湖泊水量的主要输出项，与降水具有相同的量级，是湖泊水量平衡的组成部分[20]。青藏高原热喀斯特湖的蒸发过程不仅作为局地再生水汽的重要来源[12]，同时影响其自身的生物地球循环和能量迁移过程[21]，并对高寒生态环境造成影响。基于同位素质量平衡模型的结果显示蒸发过程在整个暖季可消耗青藏高原热喀斯特湖总补给水量的50%以上[22]，这一结果在融化初期尤其突出[23]。根据Turner等[24]的结果可以认为有相当一部分的热喀斯特湖为蒸发型湖泊。

典型湖塘水面蒸发过程结果如图6所示，受气温、风速和空气湿度等气象条件的影响，热喀斯特湖水面蒸发量在日尺度和季节尺度上均表现出较强的异质性。自暖期开始至8月下旬，蒸发量均在4.5 mm/d上下波动，8月底开始，气温的降低导致水面蒸发量降低的趋势明显(见表1，ETp2018、ETp2019、ETp2020分别为2018年、2019年和2020年的水面蒸发)。此外，不同年份湖面蒸发量在8月底之前变化不明显，9月开始差异性逐渐变大。监测期内整个暖季的湖面蒸发量分别为718 mm、740 mm和757 mm，有逐年增多的趋势，其中蒸发量的增加主要集中在暖季后期的9月和10月。

表1 日尺度水面蒸发量的季节变化 mm/d

图6 基于Penman公式的BLH- B湖塘水面蒸发量变化Fig.6 Variation in lake surface evaporation based on the Penman equation

3.4 湖冰升华过程

湖冰是寒区湖泊所具有的独特周期性冰情，其升华过程是湖塘与大气圈水分和能量交换的重要途径[25]，影响着自身的水量平衡。青藏高原多年冻土区热喀斯特湖湖冰自10月底至11月初形成，次年2月达到最大，有研究表明北麓河盆地热喀斯特湖湖冰厚度最大可达60～70 cm[26]。3月开始，湖冰开始自下部逐渐融化，最大融化速度为3.0 cm/d，出现在4月中旬，4月底至5月初完全融化[27]。湖冰升华量的研究结果如图7所示，在冻结初期和末期，湖冰的升华量较大，最大可达5.2 mm/d，主要原因在于该时段内较高的气温有效促进了冰面水分向大气的耗散。在12月初至次年3月初，湖面冰雪的升华量较低，约为1 mm/d。2018—2019年和2019—2020年监测计算时段内湖冰总的升华量分别为201 mm和194 mm。此结果相比于Huang等[26]监测的湖冰厚度结果略低，主要是因为湖冰中含有大量的气泡[28]，气泡排出后形成大孔隙，冬季强烈的风力侵蚀造成湖冰表层物质的损失，并由此导致湖冰表层出现凹凸不平，此过程并非属于升华过程。由于涉及能量- 水分的迁移，湖面冰雪升华过程较为复杂，除受气象条件和冰体自身的物理化学性质影响外，局地因素(如海拔、坡度、坡向等)差异也会对其造成巨大影响[25]。

图7 典型热喀斯特湖湖冰升华量的变化 Fig.7 Changes in sublimation in a typical thermokarst lake

3.5 湖塘水环境特征及对冻融过程的响应

热喀斯特湖作为重要的湿地类型，水环境特征影响着高寒生态系统的稳定性。降水、河水和冻结层上水作为热喀斯特湖水的重要补给来源，影响热喀斯特湖的物质循环过程，已有研究表明青藏高原降水中的离子含量较低[29]，暖季大量湖面降水可降低湖水的电导率。对比发现河水及冻结层上水的电导率值明显高于湖水(图8)，其中冻结层上水最高甚至可达613 μS/cm，虽然3种水体电导率年内变化具有相似的波动趋势，但湖水电导率表现出不同程度的滞后性，表明冻结层上水和河水是热喀斯特湖水体重要的物质来源。蒸发过程和冻结过程导致暖季初期浅层土壤含盐量较高，同时有限的融化深度使这一时段内极易形成地表产流，两者共同作用下暖季初期河水流量较大且溶解性物质含量高。受河水补给的影响，热喀斯特湖水在暖季初期的电导率较高，可达360 μS/cm。融化中期，湖面降水的增多及河水中溶解性离子含量的降低，导致热喀斯特湖水的电导率较低。融化后期，冻结层上水补给量的增多[11]及降水量的减少显著提高了热喀斯特湖水的电导率。

图8 热喀斯特湖湖水、冻结层上水及河水的电导率季节变化Fig.8 Seasonal changes in electrical conductivity in a thermokarst lake,suprapermafrost groundwater,and a river

与此同时，热喀斯特湖水中不同离子质量浓度亦呈显著的季节变化特征(图9)。暖季初期，不同离子质量浓度均较高。6—8月，除Mg2+外，其余离子质量浓度均呈逐渐降低的趋势。融化后期，各离子质量浓度有所增加，这与湖水电导率的季节变化趋势一致。冬季湖冰形成过程中的自净作用，使得湖冰下部未冻水中盐分富集，但值得注意的是，Ca2+质量浓度在2月显著降低，可能原因是冬季湖水温度较低，降低了矿物的饱和度，促使白云石、方解石和霰石等的沉淀，并由此显著降低了Ca2+的质量浓度。此外，岩石风化作用、蒸发结晶作用、阳离子交换作用等地球化学循环过程的季节性变化差异也会改变热喀斯特湖水中溶解性离子的质量浓度[21]。研究发现暖季湖塘pH的季节变化与总体离子质量浓度的变化趋势不一致，主要原因在于pH变化主要受蒸发的影响，呈弱碱性。

图9 热喀斯特湖湖水水化学成分季节变化Fig.9 Seasonal variations in the hydrochemical composition of thermokarst lake water

4 讨 论

青藏高原作为生态脆弱区，生态环境受外界扰动因素影响变化剧烈。热喀斯特湖是多年冻土区典型的地貌单元，参与区域水文循环过程，并在气候暖湿化耦合多年冻土退化的影响下产生一系列的环境效应，包括多年冻土退化、湖岸坍塌后退、温室气体释放、水环境恶化、土壤盐渍化、植被退化等。与此同时，青藏高原未来气候变化的不确定性将持续增加[30]，湖泊的致灾特性已逐渐凸显，如可可西里卓乃湖溃决后湖底裸露导致土壤沙漠化，威胁到藏羚羊等野生动物栖息地的安全，湖水向下游排泄过程中影响到青藏工程走廊内管线工程的稳定性[31]。

目前的研究已经证实热喀斯特湖的形成促使湖塘下部及周围多年冻土的融化，但竖向传热过程明显强于侧向热量传输过程[29]。因此，湖塘下部多年冻土的融化速率明显快于湖塘周围多年冻土的融化速率，而这一过程主要取决于湖塘水体的深度。当水体深度小于冬季湖冰的厚度时，湖塘下伏多年冻土退化较慢；当湖塘深度大于冬季湖冰的形成厚度时，促使贯穿性热喀斯特湖的形成，一旦湖底多年冻土完全融化，地表水与地下水将会产生水力联系，加速水文循环过程。湖塘的侧向排水过程主要以地表水和冻结层上水2种形式为主，强烈程度将直接影响到湖岸多年冻土的退化速率。当湖岸下伏多年冻土地下冰含量较高时，湖岸坍塌后退(图10(a))；当地下冰含量较低时，湖岸容易形成开裂下沉。

热喀斯特湖的水文过程与多年冻土环境的交互作用影响生物地球化学循环过程。CH4和CO2气体的释放被证明是热喀斯特湖的主要碳排放途径，有研究表明西伯利亚地区热喀斯特湖每年向大气释放的CH4气体总量可高达3.8 Tg[32]。青藏高原热喀斯特湖CH4气体排放速率明显强于高寒草地生态系统，主要以冒泡的形式排放[33]。参与热喀斯特湖碳循环的水文过程主要以河流和冻结层上水的补给过程为主，其中，河流的补给过程会将流域内土壤中的有机碳组分带入热喀斯特湖中，而地下冰融化释放的有机碳会以冻结层上水的形式进入热喀斯特湖。此外，湖塘演化中的热喀斯特过程会加剧土壤有机碳的侵蚀，改变水体溶解性有机碳的分布格局。由于目前针对热喀斯特湖水量平衡的研究相对不足，还无法定量化评估不同水文过程对热喀斯特湖碳循环的贡献。

多年冻土的退化伴随生物地球化学循环过程的变化，影响热喀斯特湖水环境特征。由于多年冻土在反复冻融循环的影响下赋存有大量的盐分及有机质[34]，地下冰的融化会加速此类物质的释放，并随水文循环过程进入热喀斯特湖。与此同时，冻土的退化伴随着活动层厚度的加深[35]、降水的入渗及淋滤过程，导致冻结层上水中富含有大量的盐分及有机质，通过冻结层上水的补给过程进入热喀斯特湖水体。此外，多年冻土的类型(地下冰含量的多寡)会改变湖塘的形态特征，在局地因素的作用下强化或弱化水面蒸发、湖冰升华等过程，从而影响湖塘水环境特征[36]。

热喀斯特湖季节性扩张- 退缩过程，会对周围土壤环境和植被的分布形成显著的影响(图10(b))。青藏高原热喀斯特湖水体在水文循环过程、生物地球化学循环过程及气候变化等要素的影响下，含盐量较高。湖塘季节性扩张- 退缩过程伴随“盐随水来，水去盐留”的水- 盐迁移过程改变湖塘周围的植物生境，如土壤颗粒组成、孔隙度、土壤盐分、养分、水力特性等[37]，因此造成大面积植被的退化，野外考察过程中发现湖塘周围极易形成“黑土滩”退化草地或土壤沙化(图10(c))。

图10 热喀斯特湖水文过程的环境效应Fig.10 Environmental effects of hydrological processes involved in thermokarst lakes

最新的IPCC(Intergovernmental Panel on Climate Change)报告显示未来气候变化仍然以变暖变湿为主[38]，热喀斯特湖的水文循环过程将变得尤为复杂，所产生的环境效应问题也将更为突出。当多年冻土发生局部融穿时，热喀斯特湖将与冻结层下水产生水力联系，可能会造成湖塘面积萎缩甚至排干，并由此产生环境问题，如沙漠化、地下水位下降、生态环境退化等。但是，下伏低渗透性岩层的存在亦会有效阻止湖塘水体的排干，造成湖塘面积持续扩张，引起水环境特征的变化及植被群落演替。因此，未来研究中应结合数值模型对不同气候变化模式下热喀斯特湖的演化及环境效应进行预测。

5 结 论

气候暖湿背景下青藏高原热喀斯特湖的演化日益剧烈，本文基于2018—2020年水文气象特征的野外观测及计算，分析青藏高原热喀斯特湖的水文特征及产生的环境效应，主要得到如下结论：

(1) 春季降水可快速补给热喀斯特湖，导致湖塘水位迅速升高，湖塘的储水量与水位之间存在较好的幂函数关系，复相关系数可达0.99。

(2) 青藏高原热喀斯特湖湖面日蒸发量和升华量分别可达4.1 mm/d和1.1 mm/d，年均蒸发量和升华量分别可达738 mm和198 mm。湖面蒸发量主要集中在暖季后期的9月和10月，而湖冰的升华量在冻结初期和末期受温度的影响变化较大。此外，受湖冰气泡的影响，冬季湖冰升华量的监测相较于计算可能被高估。

(3) 热喀斯特湖水体电导率相比于冻结层上水和河水较低，三者之间相似的变化特征表明河水和冻结层上水的补给影响湖塘水环境特征。同时，热喀斯特湖水中离子质量浓度在暖季初期较高，6—8月有降低的趋势，在暖季后期会重新升高。冬季降温可降低矿物的饱和度，并使湖塘未冻水体中Ca2+质量浓度显著下降。