Spatiotemporal changes in extreme ground surface temperatures and the relationship with air temperatures in the Three-River Source Regions during 1980 - 2013
2
2016
... 冻土是冷生气候的产物, 对气候变化响应敏感[1].冻融指数作为温度要素, 可衡量地气间热量状况并预测冻土存在和多年冻土活动层厚度[2-3], 与气候变化有着密切联系, 是研究冻土时空动态演变的重要参数.近年来, 相关学者在青藏高原开展了大量大气/地面冻融指数计算及以其为基础的多年冻土时空变化研究. ...
... Wu等[4]采用Mann-Kendall检验法和Sen’s斜率估计法对气象台站地面温度变化趋势进行检验, 发现青藏高原地面温度以0.60 ℃·a-1的速率递增.赵红岩等[5]利用观测资料计算青藏铁路沿线地面冻融指数, 发现青藏高原地面温度和冻融指数的分布主要受地理纬度和海拔高度以及太阳辐射的纬度效应的综合影响.Jiang等[6]采用1966 - 2004的逐日最低与最高气温数据, 基于Mann-Kendall检验法和线性回归研究青藏铁路沿线冻融指数, 发现沿线7个站点呈现多年冻结指数下降、 融化指数上升趋势.Qin等[7]基于气象站点日地温观测数据和ERA-Interim再分析资料对青藏高原地面冻融指数变化进行研究, 指出地面冻融指数能够较好地模拟出冻土分布和预测活动层厚度.基于MODIS陆表(陆面)温度和TTOP模型, Zou等[8]重新绘制了青藏高原冻土分布图, 其结果表明多年冻土占40%, 季节冻土占56%, 非冻土占1%.南卓铜等[9]从Stefan公式出发, 重新推导地面冻结数模型, 发现冻结数F=0.5为季节冻土和多年冻土分界线, 并据此模拟了青藏高原冻土分布情况.Xie等[10]在原有Stefan公式基础上提出计算冻融指数XG算法, 在青藏高原取得了较好的模拟效果.Luo等[1]分析了三江源地区气温和地面温度及其相关指数时空变化差异, 指出大气/地面温度时空变化复杂.以上研究表明, 在高原腹地甚至东北部, 大气/地面冻融指数时空变化研究等均得到了较充分的研究.然而, 目前依据冻融指数对雅鲁藏布江(以下简称雅江)流域冻土分布情况与冻融深度的模拟及预测尚少, 加之雅江流域上游地暂无长时间序列的国家气象台站观测, 给相关研究带来较大困难. ...
The N-factor in natural landscapes: variability of air and soil-surface temperatures, Kuparuk River Basin, Alaska, U.S.A.
2
2001
... 冻土是冷生气候的产物, 对气候变化响应敏感[1].冻融指数作为温度要素, 可衡量地气间热量状况并预测冻土存在和多年冻土活动层厚度[2-3], 与气候变化有着密切联系, 是研究冻土时空动态演变的重要参数.近年来, 相关学者在青藏高原开展了大量大气/地面冻融指数计算及以其为基础的多年冻土时空变化研究. ...
... 根据Klene等[2]和Frauenfeld[3]对冻结期和融化期的约束, 定义冻结期介于每年7月1日至次年6月30日, 融化期介于每年1月1日至12月31日, 以最大可能统计一年中寒冷期(温度<0 ℃)和温暖期(温度>0 ℃)的温度累加值, 并确保负温和正温计算分别在整个寒冷期和温暖期内. ...
Northern Hemisphere freezing/thawing index variations over the twentieth century
2
2010
... 冻土是冷生气候的产物, 对气候变化响应敏感[1].冻融指数作为温度要素, 可衡量地气间热量状况并预测冻土存在和多年冻土活动层厚度[2-3], 与气候变化有着密切联系, 是研究冻土时空动态演变的重要参数.近年来, 相关学者在青藏高原开展了大量大气/地面冻融指数计算及以其为基础的多年冻土时空变化研究. ...
... 根据Klene等[2]和Frauenfeld[3]对冻结期和融化期的约束, 定义冻结期介于每年7月1日至次年6月30日, 融化期介于每年1月1日至12月31日, 以最大可能统计一年中寒冷期(温度<0 ℃)和温暖期(温度>0 ℃)的温度累加值, 并确保负温和正温计算分别在整个寒冷期和温暖期内. ...
Recent ground surface warming and its effects on permafrost on the central Qinghai-Tibet Plateau
1
2013
... Wu等[4]采用Mann-Kendall检验法和Sen’s斜率估计法对气象台站地面温度变化趋势进行检验, 发现青藏高原地面温度以0.60 ℃·a-1的速率递增.赵红岩等[5]利用观测资料计算青藏铁路沿线地面冻融指数, 发现青藏高原地面温度和冻融指数的分布主要受地理纬度和海拔高度以及太阳辐射的纬度效应的综合影响.Jiang等[6]采用1966 - 2004的逐日最低与最高气温数据, 基于Mann-Kendall检验法和线性回归研究青藏铁路沿线冻融指数, 发现沿线7个站点呈现多年冻结指数下降、 融化指数上升趋势.Qin等[7]基于气象站点日地温观测数据和ERA-Interim再分析资料对青藏高原地面冻融指数变化进行研究, 指出地面冻融指数能够较好地模拟出冻土分布和预测活动层厚度.基于MODIS陆表(陆面)温度和TTOP模型, Zou等[8]重新绘制了青藏高原冻土分布图, 其结果表明多年冻土占40%, 季节冻土占56%, 非冻土占1%.南卓铜等[9]从Stefan公式出发, 重新推导地面冻结数模型, 发现冻结数F=0.5为季节冻土和多年冻土分界线, 并据此模拟了青藏高原冻土分布情况.Xie等[10]在原有Stefan公式基础上提出计算冻融指数XG算法, 在青藏高原取得了较好的模拟效果.Luo等[1]分析了三江源地区气温和地面温度及其相关指数时空变化差异, 指出大气/地面温度时空变化复杂.以上研究表明, 在高原腹地甚至东北部, 大气/地面冻融指数时空变化研究等均得到了较充分的研究.然而, 目前依据冻融指数对雅鲁藏布江(以下简称雅江)流域冻土分布情况与冻融深度的模拟及预测尚少, 加之雅江流域上游地暂无长时间序列的国家气象台站观测, 给相关研究带来较大困难. ...
The surface thawing-freezing indexes along the Qinghai-Tibet Railway: analysis and calculation
1
2008
... Wu等[4]采用Mann-Kendall检验法和Sen’s斜率估计法对气象台站地面温度变化趋势进行检验, 发现青藏高原地面温度以0.60 ℃·a-1的速率递增.赵红岩等[5]利用观测资料计算青藏铁路沿线地面冻融指数, 发现青藏高原地面温度和冻融指数的分布主要受地理纬度和海拔高度以及太阳辐射的纬度效应的综合影响.Jiang等[6]采用1966 - 2004的逐日最低与最高气温数据, 基于Mann-Kendall检验法和线性回归研究青藏铁路沿线冻融指数, 发现沿线7个站点呈现多年冻结指数下降、 融化指数上升趋势.Qin等[7]基于气象站点日地温观测数据和ERA-Interim再分析资料对青藏高原地面冻融指数变化进行研究, 指出地面冻融指数能够较好地模拟出冻土分布和预测活动层厚度.基于MODIS陆表(陆面)温度和TTOP模型, Zou等[8]重新绘制了青藏高原冻土分布图, 其结果表明多年冻土占40%, 季节冻土占56%, 非冻土占1%.南卓铜等[9]从Stefan公式出发, 重新推导地面冻结数模型, 发现冻结数F=0.5为季节冻土和多年冻土分界线, 并据此模拟了青藏高原冻土分布情况.Xie等[10]在原有Stefan公式基础上提出计算冻融指数XG算法, 在青藏高原取得了较好的模拟效果.Luo等[1]分析了三江源地区气温和地面温度及其相关指数时空变化差异, 指出大气/地面温度时空变化复杂.以上研究表明, 在高原腹地甚至东北部, 大气/地面冻融指数时空变化研究等均得到了较充分的研究.然而, 目前依据冻融指数对雅鲁藏布江(以下简称雅江)流域冻土分布情况与冻融深度的模拟及预测尚少, 加之雅江流域上游地暂无长时间序列的国家气象台站观测, 给相关研究带来较大困难. ...
青藏铁路沿线地表融冻指数的计算分析
1
2008
... Wu等[4]采用Mann-Kendall检验法和Sen’s斜率估计法对气象台站地面温度变化趋势进行检验, 发现青藏高原地面温度以0.60 ℃·a-1的速率递增.赵红岩等[5]利用观测资料计算青藏铁路沿线地面冻融指数, 发现青藏高原地面温度和冻融指数的分布主要受地理纬度和海拔高度以及太阳辐射的纬度效应的综合影响.Jiang等[6]采用1966 - 2004的逐日最低与最高气温数据, 基于Mann-Kendall检验法和线性回归研究青藏铁路沿线冻融指数, 发现沿线7个站点呈现多年冻结指数下降、 融化指数上升趋势.Qin等[7]基于气象站点日地温观测数据和ERA-Interim再分析资料对青藏高原地面冻融指数变化进行研究, 指出地面冻融指数能够较好地模拟出冻土分布和预测活动层厚度.基于MODIS陆表(陆面)温度和TTOP模型, Zou等[8]重新绘制了青藏高原冻土分布图, 其结果表明多年冻土占40%, 季节冻土占56%, 非冻土占1%.南卓铜等[9]从Stefan公式出发, 重新推导地面冻结数模型, 发现冻结数F=0.5为季节冻土和多年冻土分界线, 并据此模拟了青藏高原冻土分布情况.Xie等[10]在原有Stefan公式基础上提出计算冻融指数XG算法, 在青藏高原取得了较好的模拟效果.Luo等[1]分析了三江源地区气温和地面温度及其相关指数时空变化差异, 指出大气/地面温度时空变化复杂.以上研究表明, 在高原腹地甚至东北部, 大气/地面冻融指数时空变化研究等均得到了较充分的研究.然而, 目前依据冻融指数对雅鲁藏布江(以下简称雅江)流域冻土分布情况与冻融深度的模拟及预测尚少, 加之雅江流域上游地暂无长时间序列的国家气象台站观测, 给相关研究带来较大困难. ...
Variations and trends of the freezing and thawing index along the Qinghai-Xizang Railway for 1966 - 2004
3
2008
... Wu等[4]采用Mann-Kendall检验法和Sen’s斜率估计法对气象台站地面温度变化趋势进行检验, 发现青藏高原地面温度以0.60 ℃·a-1的速率递增.赵红岩等[5]利用观测资料计算青藏铁路沿线地面冻融指数, 发现青藏高原地面温度和冻融指数的分布主要受地理纬度和海拔高度以及太阳辐射的纬度效应的综合影响.Jiang等[6]采用1966 - 2004的逐日最低与最高气温数据, 基于Mann-Kendall检验法和线性回归研究青藏铁路沿线冻融指数, 发现沿线7个站点呈现多年冻结指数下降、 融化指数上升趋势.Qin等[7]基于气象站点日地温观测数据和ERA-Interim再分析资料对青藏高原地面冻融指数变化进行研究, 指出地面冻融指数能够较好地模拟出冻土分布和预测活动层厚度.基于MODIS陆表(陆面)温度和TTOP模型, Zou等[8]重新绘制了青藏高原冻土分布图, 其结果表明多年冻土占40%, 季节冻土占56%, 非冻土占1%.南卓铜等[9]从Stefan公式出发, 重新推导地面冻结数模型, 发现冻结数F=0.5为季节冻土和多年冻土分界线, 并据此模拟了青藏高原冻土分布情况.Xie等[10]在原有Stefan公式基础上提出计算冻融指数XG算法, 在青藏高原取得了较好的模拟效果.Luo等[1]分析了三江源地区气温和地面温度及其相关指数时空变化差异, 指出大气/地面温度时空变化复杂.以上研究表明, 在高原腹地甚至东北部, 大气/地面冻融指数时空变化研究等均得到了较充分的研究.然而, 目前依据冻融指数对雅鲁藏布江(以下简称雅江)流域冻土分布情况与冻融深度的模拟及预测尚少, 加之雅江流域上游地暂无长时间序列的国家气象台站观测, 给相关研究带来较大困难. ...
... 雅江中下游地区大气冻结指数随海拔升高而上升, 表明冬季气温随海拔升高而降低[31], 这与青藏铁路沿线南北部冻结指数随海拔降低而减小、 中部因高海拔而较大的变化特征一致[6].流域内海拔高于4 000 m的5个站点(表2)中, 只有嘉黎大气冻结指数超过1 000 ℃·d, 而融化指数均大于1 500 ℃·d, 和青藏高原海拔4 000 m以上融化指数的特征吻合[7]. ...
... 雅江中下游冻融指数与我国青藏高原黄河源地区冻结指数下降、 融化指数上升的变化趋势基本一致[6], 研究区大气和地面冻结指数均随海拔递增而呈近似指数增长[图8(a)], 大气冻结指数小于1980 - 2014年黄河源区大气冻结指数(1 154.64 ℃·d)[32], 地面冻结指数低于黄河源区地面冻结指数(2 484.85 ℃·d)[32].除波密、 林芝两个海拔3 000.0 m以下的站点, 对其余站点做线性回归分析, 大气/地面融化指数均表现为融化指数随海拔升高而降低, 但地面融化指数比大气融化指数下降更迅速[图8(b)].研究区大气融化指数大于1980 - 2014年黄河源区大气融化指数[32](1 159.93 ℃·d), 地面融化指数也大于黄河源区地面融化指数(850.57 ℃·d)[32]. ...
Using ERA-Interim reanalysis dataset to assess the changes of ground surface freezing and thawing condition on the Qinghai-Tibet Plateau
2
2016
... Wu等[4]采用Mann-Kendall检验法和Sen’s斜率估计法对气象台站地面温度变化趋势进行检验, 发现青藏高原地面温度以0.60 ℃·a-1的速率递增.赵红岩等[5]利用观测资料计算青藏铁路沿线地面冻融指数, 发现青藏高原地面温度和冻融指数的分布主要受地理纬度和海拔高度以及太阳辐射的纬度效应的综合影响.Jiang等[6]采用1966 - 2004的逐日最低与最高气温数据, 基于Mann-Kendall检验法和线性回归研究青藏铁路沿线冻融指数, 发现沿线7个站点呈现多年冻结指数下降、 融化指数上升趋势.Qin等[7]基于气象站点日地温观测数据和ERA-Interim再分析资料对青藏高原地面冻融指数变化进行研究, 指出地面冻融指数能够较好地模拟出冻土分布和预测活动层厚度.基于MODIS陆表(陆面)温度和TTOP模型, Zou等[8]重新绘制了青藏高原冻土分布图, 其结果表明多年冻土占40%, 季节冻土占56%, 非冻土占1%.南卓铜等[9]从Stefan公式出发, 重新推导地面冻结数模型, 发现冻结数F=0.5为季节冻土和多年冻土分界线, 并据此模拟了青藏高原冻土分布情况.Xie等[10]在原有Stefan公式基础上提出计算冻融指数XG算法, 在青藏高原取得了较好的模拟效果.Luo等[1]分析了三江源地区气温和地面温度及其相关指数时空变化差异, 指出大气/地面温度时空变化复杂.以上研究表明, 在高原腹地甚至东北部, 大气/地面冻融指数时空变化研究等均得到了较充分的研究.然而, 目前依据冻融指数对雅鲁藏布江(以下简称雅江)流域冻土分布情况与冻融深度的模拟及预测尚少, 加之雅江流域上游地暂无长时间序列的国家气象台站观测, 给相关研究带来较大困难. ...
... 雅江中下游地区大气冻结指数随海拔升高而上升, 表明冬季气温随海拔升高而降低[31], 这与青藏铁路沿线南北部冻结指数随海拔降低而减小、 中部因高海拔而较大的变化特征一致[6].流域内海拔高于4 000 m的5个站点(表2)中, 只有嘉黎大气冻结指数超过1 000 ℃·d, 而融化指数均大于1 500 ℃·d, 和青藏高原海拔4 000 m以上融化指数的特征吻合[7]. ...
A new map of permafrost distribution on the Tibetan Plateau
2
2017
... Wu等[4]采用Mann-Kendall检验法和Sen’s斜率估计法对气象台站地面温度变化趋势进行检验, 发现青藏高原地面温度以0.60 ℃·a-1的速率递增.赵红岩等[5]利用观测资料计算青藏铁路沿线地面冻融指数, 发现青藏高原地面温度和冻融指数的分布主要受地理纬度和海拔高度以及太阳辐射的纬度效应的综合影响.Jiang等[6]采用1966 - 2004的逐日最低与最高气温数据, 基于Mann-Kendall检验法和线性回归研究青藏铁路沿线冻融指数, 发现沿线7个站点呈现多年冻结指数下降、 融化指数上升趋势.Qin等[7]基于气象站点日地温观测数据和ERA-Interim再分析资料对青藏高原地面冻融指数变化进行研究, 指出地面冻融指数能够较好地模拟出冻土分布和预测活动层厚度.基于MODIS陆表(陆面)温度和TTOP模型, Zou等[8]重新绘制了青藏高原冻土分布图, 其结果表明多年冻土占40%, 季节冻土占56%, 非冻土占1%.南卓铜等[9]从Stefan公式出发, 重新推导地面冻结数模型, 发现冻结数F=0.5为季节冻土和多年冻土分界线, 并据此模拟了青藏高原冻土分布情况.Xie等[10]在原有Stefan公式基础上提出计算冻融指数XG算法, 在青藏高原取得了较好的模拟效果.Luo等[1]分析了三江源地区气温和地面温度及其相关指数时空变化差异, 指出大气/地面温度时空变化复杂.以上研究表明, 在高原腹地甚至东北部, 大气/地面冻融指数时空变化研究等均得到了较充分的研究.然而, 目前依据冻融指数对雅鲁藏布江(以下简称雅江)流域冻土分布情况与冻融深度的模拟及预测尚少, 加之雅江流域上游地暂无长时间序列的国家气象台站观测, 给相关研究带来较大困难. ...
... 雅江流域为高山岛状多年冻土分布区, 其热状态极不稳定[8,17-18], 对气候变化和人类活动响应敏感.根据现有冻土分布图及野外实地考察, 判断多年冻土主要分布于海拔4 800 ~ 5 000 m以上地区.受交通限制、 后勤保障困难及严酷气候影响, 该区迄今为止所开展的冻土研究较少.本文基于雅江中下游11个国家基准台站40年(1977 - 2017年)逐日气温和地面温度观测, 计算大气和地面冻融指数特征及其时空变化.通过分析大气/地面冻融状态变化, 为该区冻土研究提供基础, 也将为冻融作用下诱发的地质灾害评估与自然灾害预报和冻土变化对水文水资源和高寒生态环境的影响机制研究提供借鉴. ...
Surface frost number model and its application to the Tibetan Plateau
1
2012
... Wu等[4]采用Mann-Kendall检验法和Sen’s斜率估计法对气象台站地面温度变化趋势进行检验, 发现青藏高原地面温度以0.60 ℃·a-1的速率递增.赵红岩等[5]利用观测资料计算青藏铁路沿线地面冻融指数, 发现青藏高原地面温度和冻融指数的分布主要受地理纬度和海拔高度以及太阳辐射的纬度效应的综合影响.Jiang等[6]采用1966 - 2004的逐日最低与最高气温数据, 基于Mann-Kendall检验法和线性回归研究青藏铁路沿线冻融指数, 发现沿线7个站点呈现多年冻结指数下降、 融化指数上升趋势.Qin等[7]基于气象站点日地温观测数据和ERA-Interim再分析资料对青藏高原地面冻融指数变化进行研究, 指出地面冻融指数能够较好地模拟出冻土分布和预测活动层厚度.基于MODIS陆表(陆面)温度和TTOP模型, Zou等[8]重新绘制了青藏高原冻土分布图, 其结果表明多年冻土占40%, 季节冻土占56%, 非冻土占1%.南卓铜等[9]从Stefan公式出发, 重新推导地面冻结数模型, 发现冻结数F=0.5为季节冻土和多年冻土分界线, 并据此模拟了青藏高原冻土分布情况.Xie等[10]在原有Stefan公式基础上提出计算冻融指数XG算法, 在青藏高原取得了较好的模拟效果.Luo等[1]分析了三江源地区气温和地面温度及其相关指数时空变化差异, 指出大气/地面温度时空变化复杂.以上研究表明, 在高原腹地甚至东北部, 大气/地面冻融指数时空变化研究等均得到了较充分的研究.然而, 目前依据冻融指数对雅鲁藏布江(以下简称雅江)流域冻土分布情况与冻融深度的模拟及预测尚少, 加之雅江流域上游地暂无长时间序列的国家气象台站观测, 给相关研究带来较大困难. ...
地面冻结数模型及其在青藏高原的应用
1
2012
... Wu等[4]采用Mann-Kendall检验法和Sen’s斜率估计法对气象台站地面温度变化趋势进行检验, 发现青藏高原地面温度以0.60 ℃·a-1的速率递增.赵红岩等[5]利用观测资料计算青藏铁路沿线地面冻融指数, 发现青藏高原地面温度和冻融指数的分布主要受地理纬度和海拔高度以及太阳辐射的纬度效应的综合影响.Jiang等[6]采用1966 - 2004的逐日最低与最高气温数据, 基于Mann-Kendall检验法和线性回归研究青藏铁路沿线冻融指数, 发现沿线7个站点呈现多年冻结指数下降、 融化指数上升趋势.Qin等[7]基于气象站点日地温观测数据和ERA-Interim再分析资料对青藏高原地面冻融指数变化进行研究, 指出地面冻融指数能够较好地模拟出冻土分布和预测活动层厚度.基于MODIS陆表(陆面)温度和TTOP模型, Zou等[8]重新绘制了青藏高原冻土分布图, 其结果表明多年冻土占40%, 季节冻土占56%, 非冻土占1%.南卓铜等[9]从Stefan公式出发, 重新推导地面冻结数模型, 发现冻结数F=0.5为季节冻土和多年冻土分界线, 并据此模拟了青藏高原冻土分布情况.Xie等[10]在原有Stefan公式基础上提出计算冻融指数XG算法, 在青藏高原取得了较好的模拟效果.Luo等[1]分析了三江源地区气温和地面温度及其相关指数时空变化差异, 指出大气/地面温度时空变化复杂.以上研究表明, 在高原腹地甚至东北部, 大气/地面冻融指数时空变化研究等均得到了较充分的研究.然而, 目前依据冻融指数对雅鲁藏布江(以下简称雅江)流域冻土分布情况与冻融深度的模拟及预测尚少, 加之雅江流域上游地暂无长时间序列的国家气象台站观测, 给相关研究带来较大困难. ...
A simple thaw-freeze algorithm for a multi-layered soil using the Stefan Equation
1
2013
... Wu等[4]采用Mann-Kendall检验法和Sen’s斜率估计法对气象台站地面温度变化趋势进行检验, 发现青藏高原地面温度以0.60 ℃·a-1的速率递增.赵红岩等[5]利用观测资料计算青藏铁路沿线地面冻融指数, 发现青藏高原地面温度和冻融指数的分布主要受地理纬度和海拔高度以及太阳辐射的纬度效应的综合影响.Jiang等[6]采用1966 - 2004的逐日最低与最高气温数据, 基于Mann-Kendall检验法和线性回归研究青藏铁路沿线冻融指数, 发现沿线7个站点呈现多年冻结指数下降、 融化指数上升趋势.Qin等[7]基于气象站点日地温观测数据和ERA-Interim再分析资料对青藏高原地面冻融指数变化进行研究, 指出地面冻融指数能够较好地模拟出冻土分布和预测活动层厚度.基于MODIS陆表(陆面)温度和TTOP模型, Zou等[8]重新绘制了青藏高原冻土分布图, 其结果表明多年冻土占40%, 季节冻土占56%, 非冻土占1%.南卓铜等[9]从Stefan公式出发, 重新推导地面冻结数模型, 发现冻结数F=0.5为季节冻土和多年冻土分界线, 并据此模拟了青藏高原冻土分布情况.Xie等[10]在原有Stefan公式基础上提出计算冻融指数XG算法, 在青藏高原取得了较好的模拟效果.Luo等[1]分析了三江源地区气温和地面温度及其相关指数时空变化差异, 指出大气/地面温度时空变化复杂.以上研究表明, 在高原腹地甚至东北部, 大气/地面冻融指数时空变化研究等均得到了较充分的研究.然而, 目前依据冻融指数对雅鲁藏布江(以下简称雅江)流域冻土分布情况与冻融深度的模拟及预测尚少, 加之雅江流域上游地暂无长时间序列的国家气象台站观测, 给相关研究带来较大困难. ...
An application of a new method in permafrost environment assessment of Muli Mining area in Qinghai-Tibet Plateau, China
1
2011
... 冻融指数在一定程度上可指示冻融作用的深度、 强度及持续时间, 其变化深刻影响冻融作用下形成的冰缘地貌和寒区地质环境.Cao等[11]认为冻融作用为冻土区最常见的外动力地质作用, 冻融滑塌和冻融泥流等灾害与地下冰变化、 冻土热力学稳定性差异变化等相伴生[12-13].祝嵩[14]研究认为雅江流域山地主要的外营力为寒冻风化和融冻作用, 主要发生在海拔4 300 ~ 4 500 m.雅江流域北侧为冈底斯山和念青唐古拉山, 南侧为喜马拉雅山, 南北侧山脉挤压使得流域内相对高差较大, 因而冻融指数及冻土分布呈现出极强的空间异质性.高鹏[15]指出本区断层发育、 构造运动、 造山运动和地震活动作用活跃, 形成大量的松散堆积物, 而松散堆积物在反复的冻融作用诱发下, 极易造成地质灾害.程尊兰等[16]发现该区在冻融循环过程中土壤水分相变后水的迁移易产生较大地下径流, 造成山体滑坡、 泥石流等自然灾害.泥石流发生后大量碎石和泥土流入河流阻断河道, 进一步形成堰塞湖.例如2018年10月17日, 西藏自治区林芝市米林县派镇加拉村附近雅鲁藏布江峡谷发生山体滑坡, 堵塞河道, 形成堰塞湖. ...
A preliminary research of soliflution terraces in Fenghuoshan Pass Basin on Qinghai-Xizang Plateau
1
1993
... 冻融指数在一定程度上可指示冻融作用的深度、 强度及持续时间, 其变化深刻影响冻融作用下形成的冰缘地貌和寒区地质环境.Cao等[11]认为冻融作用为冻土区最常见的外动力地质作用, 冻融滑塌和冻融泥流等灾害与地下冰变化、 冻土热力学稳定性差异变化等相伴生[12-13].祝嵩[14]研究认为雅江流域山地主要的外营力为寒冻风化和融冻作用, 主要发生在海拔4 300 ~ 4 500 m.雅江流域北侧为冈底斯山和念青唐古拉山, 南侧为喜马拉雅山, 南北侧山脉挤压使得流域内相对高差较大, 因而冻融指数及冻土分布呈现出极强的空间异质性.高鹏[15]指出本区断层发育、 构造运动、 造山运动和地震活动作用活跃, 形成大量的松散堆积物, 而松散堆积物在反复的冻融作用诱发下, 极易造成地质灾害.程尊兰等[16]发现该区在冻融循环过程中土壤水分相变后水的迁移易产生较大地下径流, 造成山体滑坡、 泥石流等自然灾害.泥石流发生后大量碎石和泥土流入河流阻断河道, 进一步形成堰塞湖.例如2018年10月17日, 西藏自治区林芝市米林县派镇加拉村附近雅鲁藏布江峡谷发生山体滑坡, 堵塞河道, 形成堰塞湖. ...
青藏公路风火山垭口盆地融冻泥流阶地初步研究
1
1993
... 冻融指数在一定程度上可指示冻融作用的深度、 强度及持续时间, 其变化深刻影响冻融作用下形成的冰缘地貌和寒区地质环境.Cao等[11]认为冻融作用为冻土区最常见的外动力地质作用, 冻融滑塌和冻融泥流等灾害与地下冰变化、 冻土热力学稳定性差异变化等相伴生[12-13].祝嵩[14]研究认为雅江流域山地主要的外营力为寒冻风化和融冻作用, 主要发生在海拔4 300 ~ 4 500 m.雅江流域北侧为冈底斯山和念青唐古拉山, 南侧为喜马拉雅山, 南北侧山脉挤压使得流域内相对高差较大, 因而冻融指数及冻土分布呈现出极强的空间异质性.高鹏[15]指出本区断层发育、 构造运动、 造山运动和地震活动作用活跃, 形成大量的松散堆积物, 而松散堆积物在反复的冻融作用诱发下, 极易造成地质灾害.程尊兰等[16]发现该区在冻融循环过程中土壤水分相变后水的迁移易产生较大地下径流, 造成山体滑坡、 泥石流等自然灾害.泥石流发生后大量碎石和泥土流入河流阻断河道, 进一步形成堰塞湖.例如2018年10月17日, 西藏自治区林芝市米林县派镇加拉村附近雅鲁藏布江峡谷发生山体滑坡, 堵塞河道, 形成堰塞湖. ...
Risk assessment of freeze thawing disaster in permafrost zone
2
2012
... 冻融指数在一定程度上可指示冻融作用的深度、 强度及持续时间, 其变化深刻影响冻融作用下形成的冰缘地貌和寒区地质环境.Cao等[11]认为冻融作用为冻土区最常见的外动力地质作用, 冻融滑塌和冻融泥流等灾害与地下冰变化、 冻土热力学稳定性差异变化等相伴生[12-13].祝嵩[14]研究认为雅江流域山地主要的外营力为寒冻风化和融冻作用, 主要发生在海拔4 300 ~ 4 500 m.雅江流域北侧为冈底斯山和念青唐古拉山, 南侧为喜马拉雅山, 南北侧山脉挤压使得流域内相对高差较大, 因而冻融指数及冻土分布呈现出极强的空间异质性.高鹏[15]指出本区断层发育、 构造运动、 造山运动和地震活动作用活跃, 形成大量的松散堆积物, 而松散堆积物在反复的冻融作用诱发下, 极易造成地质灾害.程尊兰等[16]发现该区在冻融循环过程中土壤水分相变后水的迁移易产生较大地下径流, 造成山体滑坡、 泥石流等自然灾害.泥石流发生后大量碎石和泥土流入河流阻断河道, 进一步形成堰塞湖.例如2018年10月17日, 西藏自治区林芝市米林县派镇加拉村附近雅鲁藏布江峡谷发生山体滑坡, 堵塞河道, 形成堰塞湖. ...
... 冻融指数是衡量冻融作用强度及冻融深度的重要指标之一, 冻结指数大的地方冻融作用强, 其冰缘地貌特征也就更明显, 与冻融滑塌和融冻泥流等地质灾害的发生也有着密切联系.本文对雅江流域内冻融指数时空特征的研究, 在一定程度上可指示流域内冰缘地貌的发生和形成.雅江流域冻融作用所产生的冰缘地貌主要有冻融草丘、 石河和热融滑塌等.其中热融滑塌是斜坡上的地下冰融化使上覆土层失去支撑, 冻土结构被破坏后在重力作用下土层沿融化面发生失稳坍塌、 运移[34], 饱和融土沿斜坡在上部融土与下部冻土形成的滑动面上发生泥流[13].尽管雅江流域高差大、 坡降陡, 冻融强度和深度存在空间差异性, 但随着气候变暖, 冻融作用总体在增强, 加上雨季降水带入热量并使植被根系持水能力下降, 提高了泥石流等灾害的发生频率.三种冰缘地貌特征均与温度及冻融指数相关, 而冻融指数与海拔存在指数增长关系[图8(a)], 因此雅江中下游冰缘地貌空间分布与海拔有较大关联.如当雄地区(90°40′ E, 30°16′ N, 海拔4 630 m)冻融草丘发育[图9(a)], 泽当地区(92°13′ E, 29°56 ′N, 海拔4 725 m)石河发育[图9(b)]; 尼木地区(90°07′ E, 29°54′ N, 海拔5 160 m)热融滑塌发育[图9(c)], 都是冻结指数大、 冻融作用强的结果(表2、 图5), 而在其他海拔较低的地方, 类似冰缘地貌并不发育, 与其冻结指数小、 冻融作用弱相关. ...
多年冻土区冻融灾害风险性评价
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2012
... 冻融指数在一定程度上可指示冻融作用的深度、 强度及持续时间, 其变化深刻影响冻融作用下形成的冰缘地貌和寒区地质环境.Cao等[11]认为冻融作用为冻土区最常见的外动力地质作用, 冻融滑塌和冻融泥流等灾害与地下冰变化、 冻土热力学稳定性差异变化等相伴生[12-13].祝嵩[14]研究认为雅江流域山地主要的外营力为寒冻风化和融冻作用, 主要发生在海拔4 300 ~ 4 500 m.雅江流域北侧为冈底斯山和念青唐古拉山, 南侧为喜马拉雅山, 南北侧山脉挤压使得流域内相对高差较大, 因而冻融指数及冻土分布呈现出极强的空间异质性.高鹏[15]指出本区断层发育、 构造运动、 造山运动和地震活动作用活跃, 形成大量的松散堆积物, 而松散堆积物在反复的冻融作用诱发下, 极易造成地质灾害.程尊兰等[16]发现该区在冻融循环过程中土壤水分相变后水的迁移易产生较大地下径流, 造成山体滑坡、 泥石流等自然灾害.泥石流发生后大量碎石和泥土流入河流阻断河道, 进一步形成堰塞湖.例如2018年10月17日, 西藏自治区林芝市米林县派镇加拉村附近雅鲁藏布江峡谷发生山体滑坡, 堵塞河道, 形成堰塞湖. ...
... 冻融指数是衡量冻融作用强度及冻融深度的重要指标之一, 冻结指数大的地方冻融作用强, 其冰缘地貌特征也就更明显, 与冻融滑塌和融冻泥流等地质灾害的发生也有着密切联系.本文对雅江流域内冻融指数时空特征的研究, 在一定程度上可指示流域内冰缘地貌的发生和形成.雅江流域冻融作用所产生的冰缘地貌主要有冻融草丘、 石河和热融滑塌等.其中热融滑塌是斜坡上的地下冰融化使上覆土层失去支撑, 冻土结构被破坏后在重力作用下土层沿融化面发生失稳坍塌、 运移[34], 饱和融土沿斜坡在上部融土与下部冻土形成的滑动面上发生泥流[13].尽管雅江流域高差大、 坡降陡, 冻融强度和深度存在空间差异性, 但随着气候变暖, 冻融作用总体在增强, 加上雨季降水带入热量并使植被根系持水能力下降, 提高了泥石流等灾害的发生频率.三种冰缘地貌特征均与温度及冻融指数相关, 而冻融指数与海拔存在指数增长关系[图8(a)], 因此雅江中下游冰缘地貌空间分布与海拔有较大关联.如当雄地区(90°40′ E, 30°16′ N, 海拔4 630 m)冻融草丘发育[图9(a)], 泽当地区(92°13′ E, 29°56 ′N, 海拔4 725 m)石河发育[图9(b)]; 尼木地区(90°07′ E, 29°54′ N, 海拔5 160 m)热融滑塌发育[图9(c)], 都是冻结指数大、 冻融作用强的结果(表2、 图5), 而在其他海拔较低的地方, 类似冰缘地貌并不发育, 与其冻结指数小、 冻融作用弱相关. ...
River landform and geology environment evolution in the Yarlung Zangbo River Valley
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2012
... 冻融指数在一定程度上可指示冻融作用的深度、 强度及持续时间, 其变化深刻影响冻融作用下形成的冰缘地貌和寒区地质环境.Cao等[11]认为冻融作用为冻土区最常见的外动力地质作用, 冻融滑塌和冻融泥流等灾害与地下冰变化、 冻土热力学稳定性差异变化等相伴生[12-13].祝嵩[14]研究认为雅江流域山地主要的外营力为寒冻风化和融冻作用, 主要发生在海拔4 300 ~ 4 500 m.雅江流域北侧为冈底斯山和念青唐古拉山, 南侧为喜马拉雅山, 南北侧山脉挤压使得流域内相对高差较大, 因而冻融指数及冻土分布呈现出极强的空间异质性.高鹏[15]指出本区断层发育、 构造运动、 造山运动和地震活动作用活跃, 形成大量的松散堆积物, 而松散堆积物在反复的冻融作用诱发下, 极易造成地质灾害.程尊兰等[16]发现该区在冻融循环过程中土壤水分相变后水的迁移易产生较大地下径流, 造成山体滑坡、 泥石流等自然灾害.泥石流发生后大量碎石和泥土流入河流阻断河道, 进一步形成堰塞湖.例如2018年10月17日, 西藏自治区林芝市米林县派镇加拉村附近雅鲁藏布江峡谷发生山体滑坡, 堵塞河道, 形成堰塞湖. ...
雅鲁藏布江河谷地貌与地质环境演化
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2012
... 冻融指数在一定程度上可指示冻融作用的深度、 强度及持续时间, 其变化深刻影响冻融作用下形成的冰缘地貌和寒区地质环境.Cao等[11]认为冻融作用为冻土区最常见的外动力地质作用, 冻融滑塌和冻融泥流等灾害与地下冰变化、 冻土热力学稳定性差异变化等相伴生[12-13].祝嵩[14]研究认为雅江流域山地主要的外营力为寒冻风化和融冻作用, 主要发生在海拔4 300 ~ 4 500 m.雅江流域北侧为冈底斯山和念青唐古拉山, 南侧为喜马拉雅山, 南北侧山脉挤压使得流域内相对高差较大, 因而冻融指数及冻土分布呈现出极强的空间异质性.高鹏[15]指出本区断层发育、 构造运动、 造山运动和地震活动作用活跃, 形成大量的松散堆积物, 而松散堆积物在反复的冻融作用诱发下, 极易造成地质灾害.程尊兰等[16]发现该区在冻融循环过程中土壤水分相变后水的迁移易产生较大地下径流, 造成山体滑坡、 泥石流等自然灾害.泥石流发生后大量碎石和泥土流入河流阻断河道, 进一步形成堰塞湖.例如2018年10月17日, 西藏自治区林芝市米林县派镇加拉村附近雅鲁藏布江峡谷发生山体滑坡, 堵塞河道, 形成堰塞湖. ...
Risk assessment and forecast of geological disaster in southeast Tibet
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2010
... 冻融指数在一定程度上可指示冻融作用的深度、 强度及持续时间, 其变化深刻影响冻融作用下形成的冰缘地貌和寒区地质环境.Cao等[11]认为冻融作用为冻土区最常见的外动力地质作用, 冻融滑塌和冻融泥流等灾害与地下冰变化、 冻土热力学稳定性差异变化等相伴生[12-13].祝嵩[14]研究认为雅江流域山地主要的外营力为寒冻风化和融冻作用, 主要发生在海拔4 300 ~ 4 500 m.雅江流域北侧为冈底斯山和念青唐古拉山, 南侧为喜马拉雅山, 南北侧山脉挤压使得流域内相对高差较大, 因而冻融指数及冻土分布呈现出极强的空间异质性.高鹏[15]指出本区断层发育、 构造运动、 造山运动和地震活动作用活跃, 形成大量的松散堆积物, 而松散堆积物在反复的冻融作用诱发下, 极易造成地质灾害.程尊兰等[16]发现该区在冻融循环过程中土壤水分相变后水的迁移易产生较大地下径流, 造成山体滑坡、 泥石流等自然灾害.泥石流发生后大量碎石和泥土流入河流阻断河道, 进一步形成堰塞湖.例如2018年10月17日, 西藏自治区林芝市米林县派镇加拉村附近雅鲁藏布江峡谷发生山体滑坡, 堵塞河道, 形成堰塞湖. ...
藏东南地质灾害危险性评估及预测
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2010
... 冻融指数在一定程度上可指示冻融作用的深度、 强度及持续时间, 其变化深刻影响冻融作用下形成的冰缘地貌和寒区地质环境.Cao等[11]认为冻融作用为冻土区最常见的外动力地质作用, 冻融滑塌和冻融泥流等灾害与地下冰变化、 冻土热力学稳定性差异变化等相伴生[12-13].祝嵩[14]研究认为雅江流域山地主要的外营力为寒冻风化和融冻作用, 主要发生在海拔4 300 ~ 4 500 m.雅江流域北侧为冈底斯山和念青唐古拉山, 南侧为喜马拉雅山, 南北侧山脉挤压使得流域内相对高差较大, 因而冻融指数及冻土分布呈现出极强的空间异质性.高鹏[15]指出本区断层发育、 构造运动、 造山运动和地震活动作用活跃, 形成大量的松散堆积物, 而松散堆积物在反复的冻融作用诱发下, 极易造成地质灾害.程尊兰等[16]发现该区在冻融循环过程中土壤水分相变后水的迁移易产生较大地下径流, 造成山体滑坡、 泥石流等自然灾害.泥石流发生后大量碎石和泥土流入河流阻断河道, 进一步形成堰塞湖.例如2018年10月17日, 西藏自治区林芝市米林县派镇加拉村附近雅鲁藏布江峡谷发生山体滑坡, 堵塞河道, 形成堰塞湖. ...
Hazards of debris flow due to glacier-lake outburst in southeastern Tibet
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2008
... 冻融指数在一定程度上可指示冻融作用的深度、 强度及持续时间, 其变化深刻影响冻融作用下形成的冰缘地貌和寒区地质环境.Cao等[11]认为冻融作用为冻土区最常见的外动力地质作用, 冻融滑塌和冻融泥流等灾害与地下冰变化、 冻土热力学稳定性差异变化等相伴生[12-13].祝嵩[14]研究认为雅江流域山地主要的外营力为寒冻风化和融冻作用, 主要发生在海拔4 300 ~ 4 500 m.雅江流域北侧为冈底斯山和念青唐古拉山, 南侧为喜马拉雅山, 南北侧山脉挤压使得流域内相对高差较大, 因而冻融指数及冻土分布呈现出极强的空间异质性.高鹏[15]指出本区断层发育、 构造运动、 造山运动和地震活动作用活跃, 形成大量的松散堆积物, 而松散堆积物在反复的冻融作用诱发下, 极易造成地质灾害.程尊兰等[16]发现该区在冻融循环过程中土壤水分相变后水的迁移易产生较大地下径流, 造成山体滑坡、 泥石流等自然灾害.泥石流发生后大量碎石和泥土流入河流阻断河道, 进一步形成堰塞湖.例如2018年10月17日, 西藏自治区林芝市米林县派镇加拉村附近雅鲁藏布江峡谷发生山体滑坡, 堵塞河道, 形成堰塞湖. ...
藏东南冰湖溃决泥石流灾害及其发展趋势
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2008
... 冻融指数在一定程度上可指示冻融作用的深度、 强度及持续时间, 其变化深刻影响冻融作用下形成的冰缘地貌和寒区地质环境.Cao等[11]认为冻融作用为冻土区最常见的外动力地质作用, 冻融滑塌和冻融泥流等灾害与地下冰变化、 冻土热力学稳定性差异变化等相伴生[12-13].祝嵩[14]研究认为雅江流域山地主要的外营力为寒冻风化和融冻作用, 主要发生在海拔4 300 ~ 4 500 m.雅江流域北侧为冈底斯山和念青唐古拉山, 南侧为喜马拉雅山, 南北侧山脉挤压使得流域内相对高差较大, 因而冻融指数及冻土分布呈现出极强的空间异质性.高鹏[15]指出本区断层发育、 构造运动、 造山运动和地震活动作用活跃, 形成大量的松散堆积物, 而松散堆积物在反复的冻融作用诱发下, 极易造成地质灾害.程尊兰等[16]发现该区在冻融循环过程中土壤水分相变后水的迁移易产生较大地下径流, 造成山体滑坡、 泥石流等自然灾害.泥石流发生后大量碎石和泥土流入河流阻断河道, 进一步形成堰塞湖.例如2018年10月17日, 西藏自治区林芝市米林县派镇加拉村附近雅鲁藏布江峡谷发生山体滑坡, 堵塞河道, 形成堰塞湖. ...
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1996
... 雅江流域为高山岛状多年冻土分布区, 其热状态极不稳定[8,17-18], 对气候变化和人类活动响应敏感.根据现有冻土分布图及野外实地考察, 判断多年冻土主要分布于海拔4 800 ~ 5 000 m以上地区.受交通限制、 后勤保障困难及严酷气候影响, 该区迄今为止所开展的冻土研究较少.本文基于雅江中下游11个国家基准台站40年(1977 - 2017年)逐日气温和地面温度观测, 计算大气和地面冻融指数特征及其时空变化.通过分析大气/地面冻融状态变化, 为该区冻土研究提供基础, 也将为冻融作用下诱发的地质灾害评估与自然灾害预报和冻土变化对水文水资源和高寒生态环境的影响机制研究提供借鉴. ...
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1996
... 雅江流域为高山岛状多年冻土分布区, 其热状态极不稳定[8,17-18], 对气候变化和人类活动响应敏感.根据现有冻土分布图及野外实地考察, 判断多年冻土主要分布于海拔4 800 ~ 5 000 m以上地区.受交通限制、 后勤保障困难及严酷气候影响, 该区迄今为止所开展的冻土研究较少.本文基于雅江中下游11个国家基准台站40年(1977 - 2017年)逐日气温和地面温度观测, 计算大气和地面冻融指数特征及其时空变化.通过分析大气/地面冻融状态变化, 为该区冻土研究提供基础, 也将为冻融作用下诱发的地质灾害评估与自然灾害预报和冻土变化对水文水资源和高寒生态环境的影响机制研究提供借鉴. ...
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2006
... 雅江流域为高山岛状多年冻土分布区, 其热状态极不稳定[8,17-18], 对气候变化和人类活动响应敏感.根据现有冻土分布图及野外实地考察, 判断多年冻土主要分布于海拔4 800 ~ 5 000 m以上地区.受交通限制、 后勤保障困难及严酷气候影响, 该区迄今为止所开展的冻土研究较少.本文基于雅江中下游11个国家基准台站40年(1977 - 2017年)逐日气温和地面温度观测, 计算大气和地面冻融指数特征及其时空变化.通过分析大气/地面冻融状态变化, 为该区冻土研究提供基础, 也将为冻融作用下诱发的地质灾害评估与自然灾害预报和冻土变化对水文水资源和高寒生态环境的影响机制研究提供借鉴. ...
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2006
... 雅江流域为高山岛状多年冻土分布区, 其热状态极不稳定[8,17-18], 对气候变化和人类活动响应敏感.根据现有冻土分布图及野外实地考察, 判断多年冻土主要分布于海拔4 800 ~ 5 000 m以上地区.受交通限制、 后勤保障困难及严酷气候影响, 该区迄今为止所开展的冻土研究较少.本文基于雅江中下游11个国家基准台站40年(1977 - 2017年)逐日气温和地面温度观测, 计算大气和地面冻融指数特征及其时空变化.通过分析大气/地面冻融状态变化, 为该区冻土研究提供基础, 也将为冻融作用下诱发的地质灾害评估与自然灾害预报和冻土变化对水文水资源和高寒生态环境的影响机制研究提供借鉴. ...
Cumatic regionalization of the Qinghai-Xizang Plateau
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1981
... 雅江发源于我国西藏自治区仲巴县境内的杰马央宗冰川, 全长2 057 km, 由西向东横贯西藏南部, 经巴昔卡出境, 是我国重要的国际河流(图1).其流经地区地处我国青藏高原南部, 是地球“第三极”——青藏高原的重要组成部分.流域内平均海拔达4 646 m, 被称为世界上海拔最高的一条大河, 巨大的河流坡降形成丰富的水能和水利资源.其流域面积为240 480 km2, 介于80°12′ ~ 97°38′ E, 27°26′ ~ 31°16′ N, 海拔范围为141 m(巴昔卡, 95°19′ E, 28°05′ N)至7 258 m(南伽巴瓦峰, 95° E, 28°36′ N).雅江流域内气候多样, 从发源地杰马央宗冰川至拉萨中上游段, 为藏南高原温带半干旱气候区[19]; 海洋性暖湿水汽翻越高大山脉后于背风坡形成下沉气流, 为雨影区, 降水稀少, 大陆性气候特征显著, 生态环境脆弱, 干旱多风, 植被稀少[20].拉萨以东, 尼洋曲、 米拉山以西的中游地区气候干燥寒冷, 属于温带半湿润半干旱季风气候[21].米拉山以东下游山地主要是受印度洋暖湿气流、 海拔和纬度降低的共同作用, 属于高原温带湿润、 半湿润气候区和山地亚热带湿润气候区[22].全流域年降水量在268.0 ~ 646.4 mm之间波动, 平均为428.7 mm[23]. ...
青藏高原气候区划
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1981
... 雅江发源于我国西藏自治区仲巴县境内的杰马央宗冰川, 全长2 057 km, 由西向东横贯西藏南部, 经巴昔卡出境, 是我国重要的国际河流(图1).其流经地区地处我国青藏高原南部, 是地球“第三极”——青藏高原的重要组成部分.流域内平均海拔达4 646 m, 被称为世界上海拔最高的一条大河, 巨大的河流坡降形成丰富的水能和水利资源.其流域面积为240 480 km2, 介于80°12′ ~ 97°38′ E, 27°26′ ~ 31°16′ N, 海拔范围为141 m(巴昔卡, 95°19′ E, 28°05′ N)至7 258 m(南伽巴瓦峰, 95° E, 28°36′ N).雅江流域内气候多样, 从发源地杰马央宗冰川至拉萨中上游段, 为藏南高原温带半干旱气候区[19]; 海洋性暖湿水汽翻越高大山脉后于背风坡形成下沉气流, 为雨影区, 降水稀少, 大陆性气候特征显著, 生态环境脆弱, 干旱多风, 植被稀少[20].拉萨以东, 尼洋曲、 米拉山以西的中游地区气候干燥寒冷, 属于温带半湿润半干旱季风气候[21].米拉山以东下游山地主要是受印度洋暖湿气流、 海拔和纬度降低的共同作用, 属于高原温带湿润、 半湿润气候区和山地亚热带湿润气候区[22].全流域年降水量在268.0 ~ 646.4 mm之间波动, 平均为428.7 mm[23]. ...
Soil erosion in the source area of the Yarlung Zangbo in China
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2010
... 雅江发源于我国西藏自治区仲巴县境内的杰马央宗冰川, 全长2 057 km, 由西向东横贯西藏南部, 经巴昔卡出境, 是我国重要的国际河流(图1).其流经地区地处我国青藏高原南部, 是地球“第三极”——青藏高原的重要组成部分.流域内平均海拔达4 646 m, 被称为世界上海拔最高的一条大河, 巨大的河流坡降形成丰富的水能和水利资源.其流域面积为240 480 km2, 介于80°12′ ~ 97°38′ E, 27°26′ ~ 31°16′ N, 海拔范围为141 m(巴昔卡, 95°19′ E, 28°05′ N)至7 258 m(南伽巴瓦峰, 95° E, 28°36′ N).雅江流域内气候多样, 从发源地杰马央宗冰川至拉萨中上游段, 为藏南高原温带半干旱气候区[19]; 海洋性暖湿水汽翻越高大山脉后于背风坡形成下沉气流, 为雨影区, 降水稀少, 大陆性气候特征显著, 生态环境脆弱, 干旱多风, 植被稀少[20].拉萨以东, 尼洋曲、 米拉山以西的中游地区气候干燥寒冷, 属于温带半湿润半干旱季风气候[21].米拉山以东下游山地主要是受印度洋暖湿气流、 海拔和纬度降低的共同作用, 属于高原温带湿润、 半湿润气候区和山地亚热带湿润气候区[22].全流域年降水量在268.0 ~ 646.4 mm之间波动, 平均为428.7 mm[23]. ...
雅鲁藏布江源区土壤侵蚀特征
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2010
... 雅江发源于我国西藏自治区仲巴县境内的杰马央宗冰川, 全长2 057 km, 由西向东横贯西藏南部, 经巴昔卡出境, 是我国重要的国际河流(图1).其流经地区地处我国青藏高原南部, 是地球“第三极”——青藏高原的重要组成部分.流域内平均海拔达4 646 m, 被称为世界上海拔最高的一条大河, 巨大的河流坡降形成丰富的水能和水利资源.其流域面积为240 480 km2, 介于80°12′ ~ 97°38′ E, 27°26′ ~ 31°16′ N, 海拔范围为141 m(巴昔卡, 95°19′ E, 28°05′ N)至7 258 m(南伽巴瓦峰, 95° E, 28°36′ N).雅江流域内气候多样, 从发源地杰马央宗冰川至拉萨中上游段, 为藏南高原温带半干旱气候区[19]; 海洋性暖湿水汽翻越高大山脉后于背风坡形成下沉气流, 为雨影区, 降水稀少, 大陆性气候特征显著, 生态环境脆弱, 干旱多风, 植被稀少[20].拉萨以东, 尼洋曲、 米拉山以西的中游地区气候干燥寒冷, 属于温带半湿润半干旱季风气候[21].米拉山以东下游山地主要是受印度洋暖湿气流、 海拔和纬度降低的共同作用, 属于高原温带湿润、 半湿润气候区和山地亚热带湿润气候区[22].全流域年降水量在268.0 ~ 646.4 mm之间波动, 平均为428.7 mm[23]. ...
Changes in climate and runoff in the middle course area of the Yarlung Zangbo River Basin
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2015
... 雅江发源于我国西藏自治区仲巴县境内的杰马央宗冰川, 全长2 057 km, 由西向东横贯西藏南部, 经巴昔卡出境, 是我国重要的国际河流(图1).其流经地区地处我国青藏高原南部, 是地球“第三极”——青藏高原的重要组成部分.流域内平均海拔达4 646 m, 被称为世界上海拔最高的一条大河, 巨大的河流坡降形成丰富的水能和水利资源.其流域面积为240 480 km2, 介于80°12′ ~ 97°38′ E, 27°26′ ~ 31°16′ N, 海拔范围为141 m(巴昔卡, 95°19′ E, 28°05′ N)至7 258 m(南伽巴瓦峰, 95° E, 28°36′ N).雅江流域内气候多样, 从发源地杰马央宗冰川至拉萨中上游段, 为藏南高原温带半干旱气候区[19]; 海洋性暖湿水汽翻越高大山脉后于背风坡形成下沉气流, 为雨影区, 降水稀少, 大陆性气候特征显著, 生态环境脆弱, 干旱多风, 植被稀少[20].拉萨以东, 尼洋曲、 米拉山以西的中游地区气候干燥寒冷, 属于温带半湿润半干旱季风气候[21].米拉山以东下游山地主要是受印度洋暖湿气流、 海拔和纬度降低的共同作用, 属于高原温带湿润、 半湿润气候区和山地亚热带湿润气候区[22].全流域年降水量在268.0 ~ 646.4 mm之间波动, 平均为428.7 mm[23]. ...
雅鲁藏布江中游地区气候要素变化及径流的响应
1
2015
... 雅江发源于我国西藏自治区仲巴县境内的杰马央宗冰川, 全长2 057 km, 由西向东横贯西藏南部, 经巴昔卡出境, 是我国重要的国际河流(图1).其流经地区地处我国青藏高原南部, 是地球“第三极”——青藏高原的重要组成部分.流域内平均海拔达4 646 m, 被称为世界上海拔最高的一条大河, 巨大的河流坡降形成丰富的水能和水利资源.其流域面积为240 480 km2, 介于80°12′ ~ 97°38′ E, 27°26′ ~ 31°16′ N, 海拔范围为141 m(巴昔卡, 95°19′ E, 28°05′ N)至7 258 m(南伽巴瓦峰, 95° E, 28°36′ N).雅江流域内气候多样, 从发源地杰马央宗冰川至拉萨中上游段, 为藏南高原温带半干旱气候区[19]; 海洋性暖湿水汽翻越高大山脉后于背风坡形成下沉气流, 为雨影区, 降水稀少, 大陆性气候特征显著, 生态环境脆弱, 干旱多风, 植被稀少[20].拉萨以东, 尼洋曲、 米拉山以西的中游地区气候干燥寒冷, 属于温带半湿润半干旱季风气候[21].米拉山以东下游山地主要是受印度洋暖湿气流、 海拔和纬度降低的共同作用, 属于高原温带湿润、 半湿润气候区和山地亚热带湿润气候区[22].全流域年降水量在268.0 ~ 646.4 mm之间波动, 平均为428.7 mm[23]. ...
Dynamic of the alpine wetlands and its response to climate change in the Yarlung Zangbo River Valley in recent 30 years
1
2016
... 雅江发源于我国西藏自治区仲巴县境内的杰马央宗冰川, 全长2 057 km, 由西向东横贯西藏南部, 经巴昔卡出境, 是我国重要的国际河流(图1).其流经地区地处我国青藏高原南部, 是地球“第三极”——青藏高原的重要组成部分.流域内平均海拔达4 646 m, 被称为世界上海拔最高的一条大河, 巨大的河流坡降形成丰富的水能和水利资源.其流域面积为240 480 km2, 介于80°12′ ~ 97°38′ E, 27°26′ ~ 31°16′ N, 海拔范围为141 m(巴昔卡, 95°19′ E, 28°05′ N)至7 258 m(南伽巴瓦峰, 95° E, 28°36′ N).雅江流域内气候多样, 从发源地杰马央宗冰川至拉萨中上游段, 为藏南高原温带半干旱气候区[19]; 海洋性暖湿水汽翻越高大山脉后于背风坡形成下沉气流, 为雨影区, 降水稀少, 大陆性气候特征显著, 生态环境脆弱, 干旱多风, 植被稀少[20].拉萨以东, 尼洋曲、 米拉山以西的中游地区气候干燥寒冷, 属于温带半湿润半干旱季风气候[21].米拉山以东下游山地主要是受印度洋暖湿气流、 海拔和纬度降低的共同作用, 属于高原温带湿润、 半湿润气候区和山地亚热带湿润气候区[22].全流域年降水量在268.0 ~ 646.4 mm之间波动, 平均为428.7 mm[23]. ...
近30 a雅鲁藏布江流域高寒湿地动态变化及其对气候变化的响应
1
2016
... 雅江发源于我国西藏自治区仲巴县境内的杰马央宗冰川, 全长2 057 km, 由西向东横贯西藏南部, 经巴昔卡出境, 是我国重要的国际河流(图1).其流经地区地处我国青藏高原南部, 是地球“第三极”——青藏高原的重要组成部分.流域内平均海拔达4 646 m, 被称为世界上海拔最高的一条大河, 巨大的河流坡降形成丰富的水能和水利资源.其流域面积为240 480 km2, 介于80°12′ ~ 97°38′ E, 27°26′ ~ 31°16′ N, 海拔范围为141 m(巴昔卡, 95°19′ E, 28°05′ N)至7 258 m(南伽巴瓦峰, 95° E, 28°36′ N).雅江流域内气候多样, 从发源地杰马央宗冰川至拉萨中上游段, 为藏南高原温带半干旱气候区[19]; 海洋性暖湿水汽翻越高大山脉后于背风坡形成下沉气流, 为雨影区, 降水稀少, 大陆性气候特征显著, 生态环境脆弱, 干旱多风, 植被稀少[20].拉萨以东, 尼洋曲、 米拉山以西的中游地区气候干燥寒冷, 属于温带半湿润半干旱季风气候[21].米拉山以东下游山地主要是受印度洋暖湿气流、 海拔和纬度降低的共同作用, 属于高原温带湿润、 半湿润气候区和山地亚热带湿润气候区[22].全流域年降水量在268.0 ~ 646.4 mm之间波动, 平均为428.7 mm[23]. ...
Characteristics of precipitation variation and its effects on runoff in the Yarlung Zangbo River basin during 1961 - 2010
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2014
... 雅江发源于我国西藏自治区仲巴县境内的杰马央宗冰川, 全长2 057 km, 由西向东横贯西藏南部, 经巴昔卡出境, 是我国重要的国际河流(图1).其流经地区地处我国青藏高原南部, 是地球“第三极”——青藏高原的重要组成部分.流域内平均海拔达4 646 m, 被称为世界上海拔最高的一条大河, 巨大的河流坡降形成丰富的水能和水利资源.其流域面积为240 480 km2, 介于80°12′ ~ 97°38′ E, 27°26′ ~ 31°16′ N, 海拔范围为141 m(巴昔卡, 95°19′ E, 28°05′ N)至7 258 m(南伽巴瓦峰, 95° E, 28°36′ N).雅江流域内气候多样, 从发源地杰马央宗冰川至拉萨中上游段, 为藏南高原温带半干旱气候区[19]; 海洋性暖湿水汽翻越高大山脉后于背风坡形成下沉气流, 为雨影区, 降水稀少, 大陆性气候特征显著, 生态环境脆弱, 干旱多风, 植被稀少[20].拉萨以东, 尼洋曲、 米拉山以西的中游地区气候干燥寒冷, 属于温带半湿润半干旱季风气候[21].米拉山以东下游山地主要是受印度洋暖湿气流、 海拔和纬度降低的共同作用, 属于高原温带湿润、 半湿润气候区和山地亚热带湿润气候区[22].全流域年降水量在268.0 ~ 646.4 mm之间波动, 平均为428.7 mm[23]. ...
1961 - 2010年西藏雅鲁藏布江流域降水量变化特征及其对径流的影响分析
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2014
... 雅江发源于我国西藏自治区仲巴县境内的杰马央宗冰川, 全长2 057 km, 由西向东横贯西藏南部, 经巴昔卡出境, 是我国重要的国际河流(图1).其流经地区地处我国青藏高原南部, 是地球“第三极”——青藏高原的重要组成部分.流域内平均海拔达4 646 m, 被称为世界上海拔最高的一条大河, 巨大的河流坡降形成丰富的水能和水利资源.其流域面积为240 480 km2, 介于80°12′ ~ 97°38′ E, 27°26′ ~ 31°16′ N, 海拔范围为141 m(巴昔卡, 95°19′ E, 28°05′ N)至7 258 m(南伽巴瓦峰, 95° E, 28°36′ N).雅江流域内气候多样, 从发源地杰马央宗冰川至拉萨中上游段, 为藏南高原温带半干旱气候区[19]; 海洋性暖湿水汽翻越高大山脉后于背风坡形成下沉气流, 为雨影区, 降水稀少, 大陆性气候特征显著, 生态环境脆弱, 干旱多风, 植被稀少[20].拉萨以东, 尼洋曲、 米拉山以西的中游地区气候干燥寒冷, 属于温带半湿润半干旱季风气候[21].米拉山以东下游山地主要是受印度洋暖湿气流、 海拔和纬度降低的共同作用, 属于高原温带湿润、 半湿润气候区和山地亚热带湿润气候区[22].全流域年降水量在268.0 ~ 646.4 mm之间波动, 平均为428.7 mm[23]. ...
Construct meteorological similarity network and missing meteorological elements data interpolation
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2015
... 本文使用的气象数据来自于中国气象数据网(http://data.cma.cn/), 由于拉孜以上的雅江上游广大地区并无国家基准台站(图1), 我们选择中下游11个气象台站(表1).其经度范围87°36′ ~ 98°16′ E, 纬度范围28°51′ ~ 30°39′ N, 海拔范围2 736.0 ~ 4 488.8 m.其中, 海拔4 000.0 m以上站点有嘉黎、 当雄、 浪卡子、 江孜、 拉孜等; 位于半湿润气候区有波密、 林芝, 位于半干旱气候区有嘉黎、 当雄、 拉萨、 泽当、 浪卡子、 江孜、 尼木、 日喀则、 拉孜.为全面反映研究区大气/地面冻融特征, 尽可能采用1977 - 2017年各站点共有时间段数据计算大气/地面冻融指数; 拉孜站1977 - 1984年地面温度缺失, 因此未计算该时间段拉孜站地面冻融指数.对于缺测数据采用以下方法插补: 缺测1天, 选择其前后各一天数值取平均值插补; 缺测2天, 缺测第一天选择该日前两天的数值取平均, 缺测第二天选择该日后两天的数值取平均; 缺测超过2天但不超过一个月, 我们选择前后各一年该月数据进行插值补充[24], 插值结果达到了显著水平. ...
气象相似性网络构建及缺失气象要素数据的插补
1
2015
... 本文使用的气象数据来自于中国气象数据网(http://data.cma.cn/), 由于拉孜以上的雅江上游广大地区并无国家基准台站(图1), 我们选择中下游11个气象台站(表1).其经度范围87°36′ ~ 98°16′ E, 纬度范围28°51′ ~ 30°39′ N, 海拔范围2 736.0 ~ 4 488.8 m.其中, 海拔4 000.0 m以上站点有嘉黎、 当雄、 浪卡子、 江孜、 拉孜等; 位于半湿润气候区有波密、 林芝, 位于半干旱气候区有嘉黎、 当雄、 拉萨、 泽当、 浪卡子、 江孜、 尼木、 日喀则、 拉孜.为全面反映研究区大气/地面冻融特征, 尽可能采用1977 - 2017年各站点共有时间段数据计算大气/地面冻融指数; 拉孜站1977 - 1984年地面温度缺失, 因此未计算该时间段拉孜站地面冻融指数.对于缺测数据采用以下方法插补: 缺测1天, 选择其前后各一天数值取平均值插补; 缺测2天, 缺测第一天选择该日前两天的数值取平均, 缺测第二天选择该日后两天的数值取平均; 缺测超过2天但不超过一个月, 我们选择前后各一年该月数据进行插值补充[24], 插值结果达到了显著水平. ...
Theory of n-factors and correlation of data
1
1978
... 在计算冻融指数后把大气温度与地面温度联立起来计算N-因子, N-因子是能量平衡的经验替代值, NF为地面冻结指数FIg(Ground surface freezing indices)与大气冻结指数FIa(Air freezing indices)的比值, NT为地面融化指数TIg(Ground surface thawing indices)与大气融化指数TIa(Air thawing indices)的比值[25].N-因子在冬季(NF)受地面积雪状况影响变化明显[26], 而在夏季(NF)无雪季节则受地表高寒植被结构影响明显[27]. ...
Towards a TTOP ground temperature model for mountainous terrain in central-eastern Norway
1
2007
... 在计算冻融指数后把大气温度与地面温度联立起来计算N-因子, N-因子是能量平衡的经验替代值, NF为地面冻结指数FIg(Ground surface freezing indices)与大气冻结指数FIa(Air freezing indices)的比值, NT为地面融化指数TIg(Ground surface thawing indices)与大气融化指数TIa(Air thawing indices)的比值[25].N-因子在冬季(NF)受地面积雪状况影响变化明显[26], 而在夏季(NF)无雪季节则受地表高寒植被结构影响明显[27]. ...
The regional distribution of mountain permafrost in Iceland
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2007
... 在计算冻融指数后把大气温度与地面温度联立起来计算N-因子, N-因子是能量平衡的经验替代值, NF为地面冻结指数FIg(Ground surface freezing indices)与大气冻结指数FIa(Air freezing indices)的比值, NT为地面融化指数TIg(Ground surface thawing indices)与大气融化指数TIa(Air thawing indices)的比值[25].N-因子在冬季(NF)受地面积雪状况影响变化明显[26], 而在夏季(NF)无雪季节则受地表高寒植被结构影响明显[27]. ...
Analysis on the climatic characteristics of temperature variation in Tibet during the past forty years
1
2000
... 把大气温度与地面温度按时间顺序依次排列, 以xn 为年份, yn 为冻融指数, 代表趋势变化量.在生成的一元线性回归方程中, a10为气候倾向率[℃·d·(10a)-1], b为回归常数.使用最小二乘法得到a和b, 分析流域内各站多年大气/地面冻结融化指数的线性变化趋势.本文还采用统计学分析变量之间的显著性差异[28], 即计算实际温度与对照组是否有差异, 以及这种差异是否显著的方法. ...
西藏近40年气温变化的气候特征分析
1
2000
... 把大气温度与地面温度按时间顺序依次排列, 以xn 为年份, yn 为冻融指数, 代表趋势变化量.在生成的一元线性回归方程中, a10为气候倾向率[℃·d·(10a)-1], b为回归常数.使用最小二乘法得到a和b, 分析流域内各站多年大气/地面冻结融化指数的线性变化趋势.本文还采用统计学分析变量之间的显著性差异[28], 即计算实际温度与对照组是否有差异, 以及这种差异是否显著的方法. ...
Spatial variability of freezing-thawing index over the Heihe River Basin
1
2015
... 气温负温日数最小为林芝(20.0 d), 最大为嘉黎(180.4 d); 地面温度负温日数最小为林芝(3.4 d), 最大为嘉黎(134.5 d)(表4).雅江中下游气温和地面温度负温日数值变化趋势基本一致(图6), 即从21世纪初起至今均呈波动下降趋势, 气候倾向率分别为-6.27 d·(10a)-1和-5.57 d·(10a)-1.气温多年平均负温日数为61.1 ~ 102.6 d, 地面温度多年平均负温日数为42.1 ~ 75.6 d, 气温负温日数要多于地面温度负温日数.出现这种现象的原因很可能是气温明显升高后, 地面温度变化在坡向、 植被、 水文、 生物条件等因素综合影响下异质性很强.另外, 植被和积雪因其冷暖季热物理属性差异, 地表相变潜热变化不一致[29].植被对下伏地面具有一定的保温效应; 地面温度在夏季受植被覆盖影响, 常低于气温; 在冬季积雪对其则有较大的保温效应, 因而年均地面温度比年均气温更高[30].因此, 气温降低至0 ℃以下时, 地面温度并不总会下降至0 ℃以下. ...
黑河流域年冻融指数及其时空变化特征分析
1
2015
... 气温负温日数最小为林芝(20.0 d), 最大为嘉黎(180.4 d); 地面温度负温日数最小为林芝(3.4 d), 最大为嘉黎(134.5 d)(表4).雅江中下游气温和地面温度负温日数值变化趋势基本一致(图6), 即从21世纪初起至今均呈波动下降趋势, 气候倾向率分别为-6.27 d·(10a)-1和-5.57 d·(10a)-1.气温多年平均负温日数为61.1 ~ 102.6 d, 地面温度多年平均负温日数为42.1 ~ 75.6 d, 气温负温日数要多于地面温度负温日数.出现这种现象的原因很可能是气温明显升高后, 地面温度变化在坡向、 植被、 水文、 生物条件等因素综合影响下异质性很强.另外, 植被和积雪因其冷暖季热物理属性差异, 地表相变潜热变化不一致[29].植被对下伏地面具有一定的保温效应; 地面温度在夏季受植被覆盖影响, 常低于气温; 在冬季积雪对其则有较大的保温效应, 因而年均地面温度比年均气温更高[30].因此, 气温降低至0 ℃以下时, 地面温度并不总会下降至0 ℃以下. ...
Thermal regime of warm-dry permafrost in relation to ground surface temperature in the Source Areas of the Yangtze and Yellow rivers on the Qinghai-Tibet Plateau, SW China
1
2018
... 气温负温日数最小为林芝(20.0 d), 最大为嘉黎(180.4 d); 地面温度负温日数最小为林芝(3.4 d), 最大为嘉黎(134.5 d)(表4).雅江中下游气温和地面温度负温日数值变化趋势基本一致(图6), 即从21世纪初起至今均呈波动下降趋势, 气候倾向率分别为-6.27 d·(10a)-1和-5.57 d·(10a)-1.气温多年平均负温日数为61.1 ~ 102.6 d, 地面温度多年平均负温日数为42.1 ~ 75.6 d, 气温负温日数要多于地面温度负温日数.出现这种现象的原因很可能是气温明显升高后, 地面温度变化在坡向、 植被、 水文、 生物条件等因素综合影响下异质性很强.另外, 植被和积雪因其冷暖季热物理属性差异, 地表相变潜热变化不一致[29].植被对下伏地面具有一定的保温效应; 地面温度在夏季受植被覆盖影响, 常低于气温; 在冬季积雪对其则有较大的保温效应, 因而年均地面温度比年均气温更高[30].因此, 气温降低至0 ℃以下时, 地面温度并不总会下降至0 ℃以下. ...
Changes in freezing-thawing index and soil freeze depth over the Heihe River Basin, Western China
1
2017
... 雅江中下游地区大气冻结指数随海拔升高而上升, 表明冬季气温随海拔升高而降低[31], 这与青藏铁路沿线南北部冻结指数随海拔降低而减小、 中部因高海拔而较大的变化特征一致[6].流域内海拔高于4 000 m的5个站点(表2)中, 只有嘉黎大气冻结指数超过1 000 ℃·d, 而融化指数均大于1 500 ℃·d, 和青藏高原海拔4 000 m以上融化指数的特征吻合[7]. ...
Changes in freezing and thawing indices over the source region of the Yellow River from 1980 to 2014
4
2018
... 雅江中下游冻融指数与我国青藏高原黄河源地区冻结指数下降、 融化指数上升的变化趋势基本一致[6], 研究区大气和地面冻结指数均随海拔递增而呈近似指数增长[图8(a)], 大气冻结指数小于1980 - 2014年黄河源区大气冻结指数(1 154.64 ℃·d)[32], 地面冻结指数低于黄河源区地面冻结指数(2 484.85 ℃·d)[32].除波密、 林芝两个海拔3 000.0 m以下的站点, 对其余站点做线性回归分析, 大气/地面融化指数均表现为融化指数随海拔升高而降低, 但地面融化指数比大气融化指数下降更迅速[图8(b)].研究区大气融化指数大于1980 - 2014年黄河源区大气融化指数[32](1 159.93 ℃·d), 地面融化指数也大于黄河源区地面融化指数(850.57 ℃·d)[32]. ...
... [32].除波密、 林芝两个海拔3 000.0 m以下的站点, 对其余站点做线性回归分析, 大气/地面融化指数均表现为融化指数随海拔升高而降低, 但地面融化指数比大气融化指数下降更迅速[图8(b)].研究区大气融化指数大于1980 - 2014年黄河源区大气融化指数[32](1 159.93 ℃·d), 地面融化指数也大于黄河源区地面融化指数(850.57 ℃·d)[32]. ...
... [32](1 159.93 ℃·d), 地面融化指数也大于黄河源区地面融化指数(850.57 ℃·d)[32]. ...
... [32]. ...
Study of climate change and numerical simulation over the Yarlung Zangbo River Valley
2
2009
... 尽管雅江流域中下游与青藏高原腹地海拔差异不明显, 但其纬度要低得多, 故其接受的年太阳辐射总量相对较大.此外, 流域内东西方向干湿迥异, 气候多样[33], 中游和下游植被类型和覆盖度差异较大.气温随南部高大的喜马拉雅山脉阻挡而有规律地变化[33], 融化指数呈现较大空间差异, 同时为表示整体融化平均状况而采用的算数平均值差异可能会导致融化指数整体偏小. ...
... [33], 融化指数呈现较大空间差异, 同时为表示整体融化平均状况而采用的算数平均值差异可能会导致融化指数整体偏小. ...
雅鲁藏布江流域的气候变化和数值模拟研究
2
2009
... 尽管雅江流域中下游与青藏高原腹地海拔差异不明显, 但其纬度要低得多, 故其接受的年太阳辐射总量相对较大.此外, 流域内东西方向干湿迥异, 气候多样[33], 中游和下游植被类型和覆盖度差异较大.气温随南部高大的喜马拉雅山脉阻挡而有规律地变化[33], 融化指数呈现较大空间差异, 同时为表示整体融化平均状况而采用的算数平均值差异可能会导致融化指数整体偏小. ...
... [33], 融化指数呈现较大空间差异, 同时为表示整体融化平均状况而采用的算数平均值差异可能会导致融化指数整体偏小. ...
The freeze-thaw action and its eco-environmental effects in Datong River source region of Qinghai
1
2015
... 冻融指数是衡量冻融作用强度及冻融深度的重要指标之一, 冻结指数大的地方冻融作用强, 其冰缘地貌特征也就更明显, 与冻融滑塌和融冻泥流等地质灾害的发生也有着密切联系.本文对雅江流域内冻融指数时空特征的研究, 在一定程度上可指示流域内冰缘地貌的发生和形成.雅江流域冻融作用所产生的冰缘地貌主要有冻融草丘、 石河和热融滑塌等.其中热融滑塌是斜坡上的地下冰融化使上覆土层失去支撑, 冻土结构被破坏后在重力作用下土层沿融化面发生失稳坍塌、 运移[34], 饱和融土沿斜坡在上部融土与下部冻土形成的滑动面上发生泥流[13].尽管雅江流域高差大、 坡降陡, 冻融强度和深度存在空间差异性, 但随着气候变暖, 冻融作用总体在增强, 加上雨季降水带入热量并使植被根系持水能力下降, 提高了泥石流等灾害的发生频率.三种冰缘地貌特征均与温度及冻融指数相关, 而冻融指数与海拔存在指数增长关系[图8(a)], 因此雅江中下游冰缘地貌空间分布与海拔有较大关联.如当雄地区(90°40′ E, 30°16′ N, 海拔4 630 m)冻融草丘发育[图9(a)], 泽当地区(92°13′ E, 29°56 ′N, 海拔4 725 m)石河发育[图9(b)]; 尼木地区(90°07′ E, 29°54′ N, 海拔5 160 m)热融滑塌发育[图9(c)], 都是冻结指数大、 冻融作用强的结果(表2、 图5), 而在其他海拔较低的地方, 类似冰缘地貌并不发育, 与其冻结指数小、 冻融作用弱相关. ...
大通河源区冻融作用及其生态环境效应
1
2015
... 冻融指数是衡量冻融作用强度及冻融深度的重要指标之一, 冻结指数大的地方冻融作用强, 其冰缘地貌特征也就更明显, 与冻融滑塌和融冻泥流等地质灾害的发生也有着密切联系.本文对雅江流域内冻融指数时空特征的研究, 在一定程度上可指示流域内冰缘地貌的发生和形成.雅江流域冻融作用所产生的冰缘地貌主要有冻融草丘、 石河和热融滑塌等.其中热融滑塌是斜坡上的地下冰融化使上覆土层失去支撑, 冻土结构被破坏后在重力作用下土层沿融化面发生失稳坍塌、 运移[34], 饱和融土沿斜坡在上部融土与下部冻土形成的滑动面上发生泥流[13].尽管雅江流域高差大、 坡降陡, 冻融强度和深度存在空间差异性, 但随着气候变暖, 冻融作用总体在增强, 加上雨季降水带入热量并使植被根系持水能力下降, 提高了泥石流等灾害的发生频率.三种冰缘地貌特征均与温度及冻融指数相关, 而冻融指数与海拔存在指数增长关系[图8(a)], 因此雅江中下游冰缘地貌空间分布与海拔有较大关联.如当雄地区(90°40′ E, 30°16′ N, 海拔4 630 m)冻融草丘发育[图9(a)], 泽当地区(92°13′ E, 29°56 ′N, 海拔4 725 m)石河发育[图9(b)]; 尼木地区(90°07′ E, 29°54′ N, 海拔5 160 m)热融滑塌发育[图9(c)], 都是冻结指数大、 冻融作用强的结果(表2、 图5), 而在其他海拔较低的地方, 类似冰缘地貌并不发育, 与其冻结指数小、 冻融作用弱相关. ...