A new map of permafrost distribution on the Tibetan Plateau
2
2017
... 多年冻土作为冰冻圈要素之一,因其对气候变化具有高度敏感性以及重要的反馈作用而倍受关注.青藏高原被称为“世界第三极”,是山地多年冻土分布最广泛的区域[1 -3 ] .近年来,随着全球气候变暖,青藏高原多年冻土温度升高,地下冰融化,活动层厚度增加,对高原生态环境、地貌类型、气候以及人类工程活动等产生了深刻的影响[2 ,4 -5 ] .多年冻土区地下冰融化,引起地表土层沉陷或坍塌,从而形成多年冻土区特有的热喀斯特地貌[6 ] .其中,由于热融沉陷并产生积水形成的湖塘,被称为热融湖塘或热喀斯特湖(thermokarst lake).热喀斯特湖广泛分布于北极地区[7 ] 及青藏高原多年冻土区[8 -9 ] .由于水体的热作用,热喀斯特湖的形成改变了地表能量平衡过程,加快了湖底深部以及湖岸周围多年冻土的融化速度[10 -11 ] ,尤其是当湖水深度超过了冬季最大冻结深度,湖底的未冻结水将不断对其下部多年冻土产生热影响,最终形成湖底融区(talik).湖底融区将为地表水与地下水交换提供通道,向大气释放大量储存在地下冰中的二氧化碳和甲烷气体[10 ] .同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
... 本研究选取的热喀斯特湖位于北麓河盆地.该盆地位于青藏高原腹地(34.8° N、92.0° E),平均海拔约4 600 m[
图1 (a)~(b)].地表植被类型主要为沼泽草甸、高寒草甸、高寒草原和荒漠化草原.地表土层主要为第四纪冲洪积粉土和细砂,地下深层为泥岩和砂岩
[24 ] .根据北麓河气象站观测,近20年来,该地区年平均气温为-4.5 ℃[
图1 (c)],降水量为357 mm.北麓河位于连续多年冻土区,地下冰含量丰富,最大体积含冰量达到了70%,平均过剩冰含量达到了19%
[25 ] .多年冻土年平均温度介于 -1.5~0 ℃之间,活动层厚度介于1.4~3.4 m之间
[24 ] .该地区热喀斯特湖发育,且近年来数量和面积持续增加
[16 ] .北麓河地区拥有丰富的观测场地和大量关于气候变化、多年冻土地温、热喀斯特湖的连续观测数据,能够对本研究提供数据基础.再分析数据
[26 ] 及第五次耦合模式比较计划(CMIP5)模型气候模式HadGEM2-ES
[27 ] 在不同气候情景下(RCP2.6、4.5、8.5,详见2.2.2节)预测表明,北麓河地区从2000年开始至2100年将会有较明显的增温过程,到21世纪末,增温幅度最高将会达到6.9 ℃[
图1 (c)].
图1 研究区基本情况 Basic information of the study area: permafrost distribution on the Qinghai-Tibet Plateau (QTP)[1 ] and location of Beiluhe (a), picture of Beiluhe field observations (b) and annual mean air temperature in history period[26 ] and projections in the 21th century[27 ] of Beiluhe area (c) Fig. 1 ![]()
2 数据与方法 2.1 现场观测数据 本研究的观测气象数据主要来自北麓河气象站[图1 (b)],该气象站记录了近20年来北麓河地区的主要气象要素变化,包括2.0 m高度处的气温变化(芬兰Vaisala公司HMP45C_L11)、太阳辐射(日本EKO公司MS-102型辐射表)、降雨等.气象站自2001年12月开始观测,每30分钟记录一次数据. ...
Changing climate and the permafrost environment on the Qinghai-Tibet (Xizang) Plateau
1
2020
... 多年冻土作为冰冻圈要素之一,因其对气候变化具有高度敏感性以及重要的反馈作用而倍受关注.青藏高原被称为“世界第三极”,是山地多年冻土分布最广泛的区域[1 -3 ] .近年来,随着全球气候变暖,青藏高原多年冻土温度升高,地下冰融化,活动层厚度增加,对高原生态环境、地貌类型、气候以及人类工程活动等产生了深刻的影响[2 ,4 -5 ] .多年冻土区地下冰融化,引起地表土层沉陷或坍塌,从而形成多年冻土区特有的热喀斯特地貌[6 ] .其中,由于热融沉陷并产生积水形成的湖塘,被称为热融湖塘或热喀斯特湖(thermokarst lake).热喀斯特湖广泛分布于北极地区[7 ] 及青藏高原多年冻土区[8 -9 ] .由于水体的热作用,热喀斯特湖的形成改变了地表能量平衡过程,加快了湖底深部以及湖岸周围多年冻土的融化速度[10 -11 ] ,尤其是当湖水深度超过了冬季最大冻结深度,湖底的未冻结水将不断对其下部多年冻土产生热影响,最终形成湖底融区(talik).湖底融区将为地表水与地下水交换提供通道,向大气释放大量储存在地下冰中的二氧化碳和甲烷气体[10 ] .同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
Northern Hemisphere permafrost map based on TTOP modelling for 2000—2016 at 1 km2 scale
1
2019
... 多年冻土作为冰冻圈要素之一,因其对气候变化具有高度敏感性以及重要的反馈作用而倍受关注.青藏高原被称为“世界第三极”,是山地多年冻土分布最广泛的区域[1 -3 ] .近年来,随着全球气候变暖,青藏高原多年冻土温度升高,地下冰融化,活动层厚度增加,对高原生态环境、地貌类型、气候以及人类工程活动等产生了深刻的影响[2 ,4 -5 ] .多年冻土区地下冰融化,引起地表土层沉陷或坍塌,从而形成多年冻土区特有的热喀斯特地貌[6 ] .其中,由于热融沉陷并产生积水形成的湖塘,被称为热融湖塘或热喀斯特湖(thermokarst lake).热喀斯特湖广泛分布于北极地区[7 ] 及青藏高原多年冻土区[8 -9 ] .由于水体的热作用,热喀斯特湖的形成改变了地表能量平衡过程,加快了湖底深部以及湖岸周围多年冻土的融化速度[10 -11 ] ,尤其是当湖水深度超过了冬季最大冻结深度,湖底的未冻结水将不断对其下部多年冻土产生热影响,最终形成湖底融区(talik).湖底融区将为地表水与地下水交换提供通道,向大气释放大量储存在地下冰中的二氧化碳和甲烷气体[10 ] .同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
The Tibetan Plateau cryosphere: observations and model simulations for current status and recent changes
1
2019
... 多年冻土作为冰冻圈要素之一,因其对气候变化具有高度敏感性以及重要的反馈作用而倍受关注.青藏高原被称为“世界第三极”,是山地多年冻土分布最广泛的区域[1 -3 ] .近年来,随着全球气候变暖,青藏高原多年冻土温度升高,地下冰融化,活动层厚度增加,对高原生态环境、地貌类型、气候以及人类工程活动等产生了深刻的影响[2 ,4 -5 ] .多年冻土区地下冰融化,引起地表土层沉陷或坍塌,从而形成多年冻土区特有的热喀斯特地貌[6 ] .其中,由于热融沉陷并产生积水形成的湖塘,被称为热融湖塘或热喀斯特湖(thermokarst lake).热喀斯特湖广泛分布于北极地区[7 ] 及青藏高原多年冻土区[8 -9 ] .由于水体的热作用,热喀斯特湖的形成改变了地表能量平衡过程,加快了湖底深部以及湖岸周围多年冻土的融化速度[10 -11 ] ,尤其是当湖水深度超过了冬季最大冻结深度,湖底的未冻结水将不断对其下部多年冻土产生热影响,最终形成湖底融区(talik).湖底融区将为地表水与地下水交换提供通道,向大气释放大量储存在地下冰中的二氧化碳和甲烷气体[10 ] .同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
The status and stability of permafrost carbon on the Tibetan Plateau
1
2020
... 多年冻土作为冰冻圈要素之一,因其对气候变化具有高度敏感性以及重要的反馈作用而倍受关注.青藏高原被称为“世界第三极”,是山地多年冻土分布最广泛的区域[1 -3 ] .近年来,随着全球气候变暖,青藏高原多年冻土温度升高,地下冰融化,活动层厚度增加,对高原生态环境、地貌类型、气候以及人类工程活动等产生了深刻的影响[2 ,4 -5 ] .多年冻土区地下冰融化,引起地表土层沉陷或坍塌,从而形成多年冻土区特有的热喀斯特地貌[6 ] .其中,由于热融沉陷并产生积水形成的湖塘,被称为热融湖塘或热喀斯特湖(thermokarst lake).热喀斯特湖广泛分布于北极地区[7 ] 及青藏高原多年冻土区[8 -9 ] .由于水体的热作用,热喀斯特湖的形成改变了地表能量平衡过程,加快了湖底深部以及湖岸周围多年冻土的融化速度[10 -11 ] ,尤其是当湖水深度超过了冬季最大冻结深度,湖底的未冻结水将不断对其下部多年冻土产生热影响,最终形成湖底融区(talik).湖底融区将为地表水与地下水交换提供通道,向大气释放大量储存在地下冰中的二氧化碳和甲烷气体[10 ] .同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
Advances in thermokarst research
1
2013
... 多年冻土作为冰冻圈要素之一,因其对气候变化具有高度敏感性以及重要的反馈作用而倍受关注.青藏高原被称为“世界第三极”,是山地多年冻土分布最广泛的区域[1 -3 ] .近年来,随着全球气候变暖,青藏高原多年冻土温度升高,地下冰融化,活动层厚度增加,对高原生态环境、地貌类型、气候以及人类工程活动等产生了深刻的影响[2 ,4 -5 ] .多年冻土区地下冰融化,引起地表土层沉陷或坍塌,从而形成多年冻土区特有的热喀斯特地貌[6 ] .其中,由于热融沉陷并产生积水形成的湖塘,被称为热融湖塘或热喀斯特湖(thermokarst lake).热喀斯特湖广泛分布于北极地区[7 ] 及青藏高原多年冻土区[8 -9 ] .由于水体的热作用,热喀斯特湖的形成改变了地表能量平衡过程,加快了湖底深部以及湖岸周围多年冻土的融化速度[10 -11 ] ,尤其是当湖水深度超过了冬季最大冻结深度,湖底的未冻结水将不断对其下部多年冻土产生热影响,最终形成湖底融区(talik).湖底融区将为地表水与地下水交换提供通道,向大气释放大量储存在地下冰中的二氧化碳和甲烷气体[10 ] .同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
PeRL: a circum-Arctic permafrost region pond and lake database
1
2017
... 多年冻土作为冰冻圈要素之一,因其对气候变化具有高度敏感性以及重要的反馈作用而倍受关注.青藏高原被称为“世界第三极”,是山地多年冻土分布最广泛的区域[1 -3 ] .近年来,随着全球气候变暖,青藏高原多年冻土温度升高,地下冰融化,活动层厚度增加,对高原生态环境、地貌类型、气候以及人类工程活动等产生了深刻的影响[2 ,4 -5 ] .多年冻土区地下冰融化,引起地表土层沉陷或坍塌,从而形成多年冻土区特有的热喀斯特地貌[6 ] .其中,由于热融沉陷并产生积水形成的湖塘,被称为热融湖塘或热喀斯特湖(thermokarst lake).热喀斯特湖广泛分布于北极地区[7 ] 及青藏高原多年冻土区[8 -9 ] .由于水体的热作用,热喀斯特湖的形成改变了地表能量平衡过程,加快了湖底深部以及湖岸周围多年冻土的融化速度[10 -11 ] ,尤其是当湖水深度超过了冬季最大冻结深度,湖底的未冻结水将不断对其下部多年冻土产生热影响,最终形成湖底融区(talik).湖底融区将为地表水与地下水交换提供通道,向大气释放大量储存在地下冰中的二氧化碳和甲烷气体[10 ] .同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
Morphological characteristics of thermokarst lakes along the Qinghai-Tibet engineering corridor
4
2014
... 多年冻土作为冰冻圈要素之一,因其对气候变化具有高度敏感性以及重要的反馈作用而倍受关注.青藏高原被称为“世界第三极”,是山地多年冻土分布最广泛的区域[1 -3 ] .近年来,随着全球气候变暖,青藏高原多年冻土温度升高,地下冰融化,活动层厚度增加,对高原生态环境、地貌类型、气候以及人类工程活动等产生了深刻的影响[2 ,4 -5 ] .多年冻土区地下冰融化,引起地表土层沉陷或坍塌,从而形成多年冻土区特有的热喀斯特地貌[6 ] .其中,由于热融沉陷并产生积水形成的湖塘,被称为热融湖塘或热喀斯特湖(thermokarst lake).热喀斯特湖广泛分布于北极地区[7 ] 及青藏高原多年冻土区[8 -9 ] .由于水体的热作用,热喀斯特湖的形成改变了地表能量平衡过程,加快了湖底深部以及湖岸周围多年冻土的融化速度[10 -11 ] ,尤其是当湖水深度超过了冬季最大冻结深度,湖底的未冻结水将不断对其下部多年冻土产生热影响,最终形成湖底融区(talik).湖底融区将为地表水与地下水交换提供通道,向大气释放大量储存在地下冰中的二氧化碳和甲烷气体[10 ] .同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... [8 ].青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... 式中:α 为水面反照率(0.06);η 为消光系数(0.6 m-1 )[33 ] .地表总太阳辐射量可以根据现场气象站获得(详见2.2.2节).在冬季,湖塘水体表面形成冰层后,湖水中只考虑热传导.由于青藏高原热喀斯特湖较浅(<3 m)[8 ] ,同时已有研究表明,这些湖塘具有较好的混合度[11 ] ,因此湖冰的形成与消融控制方程如式(8) 所示. ...
Sentinel-based inventory of thermokarst lakes and ponds across permafrost landscapes on the Qinghai-Tibet Plateau
1
2021
... 多年冻土作为冰冻圈要素之一,因其对气候变化具有高度敏感性以及重要的反馈作用而倍受关注.青藏高原被称为“世界第三极”,是山地多年冻土分布最广泛的区域[1 -3 ] .近年来,随着全球气候变暖,青藏高原多年冻土温度升高,地下冰融化,活动层厚度增加,对高原生态环境、地貌类型、气候以及人类工程活动等产生了深刻的影响[2 ,4 -5 ] .多年冻土区地下冰融化,引起地表土层沉陷或坍塌,从而形成多年冻土区特有的热喀斯特地貌[6 ] .其中,由于热融沉陷并产生积水形成的湖塘,被称为热融湖塘或热喀斯特湖(thermokarst lake).热喀斯特湖广泛分布于北极地区[7 ] 及青藏高原多年冻土区[8 -9 ] .由于水体的热作用,热喀斯特湖的形成改变了地表能量平衡过程,加快了湖底深部以及湖岸周围多年冻土的融化速度[10 -11 ] ,尤其是当湖水深度超过了冬季最大冻结深度,湖底的未冻结水将不断对其下部多年冻土产生热影响,最终形成湖底融区(talik).湖底融区将为地表水与地下水交换提供通道,向大气释放大量储存在地下冰中的二氧化碳和甲烷气体[10 ] .同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
4
2013
... 多年冻土作为冰冻圈要素之一,因其对气候变化具有高度敏感性以及重要的反馈作用而倍受关注.青藏高原被称为“世界第三极”,是山地多年冻土分布最广泛的区域[1 -3 ] .近年来,随着全球气候变暖,青藏高原多年冻土温度升高,地下冰融化,活动层厚度增加,对高原生态环境、地貌类型、气候以及人类工程活动等产生了深刻的影响[2 ,4 -5 ] .多年冻土区地下冰融化,引起地表土层沉陷或坍塌,从而形成多年冻土区特有的热喀斯特地貌[6 ] .其中,由于热融沉陷并产生积水形成的湖塘,被称为热融湖塘或热喀斯特湖(thermokarst lake).热喀斯特湖广泛分布于北极地区[7 ] 及青藏高原多年冻土区[8 -9 ] .由于水体的热作用,热喀斯特湖的形成改变了地表能量平衡过程,加快了湖底深部以及湖岸周围多年冻土的融化速度[10 -11 ] ,尤其是当湖水深度超过了冬季最大冻结深度,湖底的未冻结水将不断对其下部多年冻土产生热影响,最终形成湖底融区(talik).湖底融区将为地表水与地下水交换提供通道,向大气释放大量储存在地下冰中的二氧化碳和甲烷气体[10 ] .同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
... [10 ].同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... 图2 为描述热喀斯特湖形成过程的示意图.根据已有研究[10 ,17 ] ,热喀斯特湖的形成和演化主要经历三个阶段,即初始状态为富冰多年冻土[图2 (a)],在经历气候变暖过程后,富冰多年冻土温度升高,地下冰特别是过剩冰融化[图2 (b)]并向地面排水,地表沉陷形成凹地,形成初始热喀斯特湖,随着地下冰不断融化,融水不断向上排出,湖塘深度加深[图2 (c)].本研究对该过程进行了数学建模. ...
Thermal regime of a thermokarst lake and its influence on permafrost, Beiluhe Basin, Qinghai-Tibet Plateau
2
2010
... 多年冻土作为冰冻圈要素之一,因其对气候变化具有高度敏感性以及重要的反馈作用而倍受关注.青藏高原被称为“世界第三极”,是山地多年冻土分布最广泛的区域[1 -3 ] .近年来,随着全球气候变暖,青藏高原多年冻土温度升高,地下冰融化,活动层厚度增加,对高原生态环境、地貌类型、气候以及人类工程活动等产生了深刻的影响[2 ,4 -5 ] .多年冻土区地下冰融化,引起地表土层沉陷或坍塌,从而形成多年冻土区特有的热喀斯特地貌[6 ] .其中,由于热融沉陷并产生积水形成的湖塘,被称为热融湖塘或热喀斯特湖(thermokarst lake).热喀斯特湖广泛分布于北极地区[7 ] 及青藏高原多年冻土区[8 -9 ] .由于水体的热作用,热喀斯特湖的形成改变了地表能量平衡过程,加快了湖底深部以及湖岸周围多年冻土的融化速度[10 -11 ] ,尤其是当湖水深度超过了冬季最大冻结深度,湖底的未冻结水将不断对其下部多年冻土产生热影响,最终形成湖底融区(talik).湖底融区将为地表水与地下水交换提供通道,向大气释放大量储存在地下冰中的二氧化碳和甲烷气体[10 ] .同时,热喀斯特湖在向周围扩张的过程中,不断侵蚀湖岸,形成不同规模的坍塌,对附近重要工程以及生态环境带来潜在威胁. ...
... 式中:α 为水面反照率(0.06);η 为消光系数(0.6 m-1 )[33 ] .地表总太阳辐射量可以根据现场气象站获得(详见2.2.2节).在冬季,湖塘水体表面形成冰层后,湖水中只考虑热传导.由于青藏高原热喀斯特湖较浅(<3 m)[8 ] ,同时已有研究表明,这些湖塘具有较好的混合度[11 ] ,因此湖冰的形成与消融控制方程如式(8) 所示. ...
Spatial analyses of thermokarst lakes and basins in Yedoma landscapes of the Lena Delta
1
2011
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
Thermal processes of thermokarst lakes in the continuous permafrost zone of northern Siberia: observations and modeling (Lena River Delta, Siberia)
1
2015
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
Rapid degradation of permafrost underneath waterbodies in tundra landscapes: toward a representation of thermokarst in land surface models
2
2016
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... 与极地地区相比[14 ,39 ] ,青藏高原多年冻土具有较高的地温以及较薄的过剩冰层,因此热喀斯特湖的竖向发展受到相应的约束,但水体对下伏多年冻土的影响却更大.本文研究结果表明,0.5 m热喀斯特湖在气候变暖过程中,下伏多年冻土将持续退化形成融区,而大于1.0 m热喀斯特湖底部将会形成开放融区.因此,青藏高原地区热喀斯特湖底部多年冻土将会对气候变化极为敏感. ...
Thaw lake expansion in a two-dimensional coupled model of heat transfer, thaw subsidence, and mass movement
2
2009
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... 本文以青藏高原北麓河多年冻土区热喀斯特湖为背景,研究了4种不同深度热喀斯特湖对气候变化的响应过程以及对下伏多年冻土的热影响.热喀斯特湖的形成及发展受到多重因素的影响且变化复杂[17 ] ,以往的多数研究往往只关注了热喀斯特湖的横向扩张[15 ,22 ,37 -38 ] ,对热喀斯特湖的竖向发展研究较少,特别是热喀斯特湖变化与地下冰的关系仍然不清楚.本文基于一维热传导数值计算并耦合了地下过剩冰融沉过程,发展了热喀斯特湖变化模型,量化了湖深、湖冰深度与地下冰融化的关系.模拟结果与北麓河盆地典型热喀斯特湖观测值具有较好的吻合度.该模型将有利于理解青藏高原富冰多年冻土区地貌演化过程及在气候变化背景下的变化规律.该模型并未考虑积雪对湖冰的影响,同时,该模型只考虑了一维热传导,忽略了侧向对流以及周边冻土对湖的热影响.因此,未来将耦合更多的物理过程,比如加入地表能量平衡过程以及侧向传热过程. ...
Thermokarst lake changes between 1969 and 2010 in the Beilu River Basin, Qinghai-Tibet Plateau, China
2
2015
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... 本研究选取的热喀斯特湖位于北麓河盆地.该盆地位于青藏高原腹地(34.8° N、92.0° E),平均海拔约4 600 m[图1 (a)~(b)].地表植被类型主要为沼泽草甸、高寒草甸、高寒草原和荒漠化草原.地表土层主要为第四纪冲洪积粉土和细砂,地下深层为泥岩和砂岩[24 ] .根据北麓河气象站观测,近20年来,该地区年平均气温为-4.5 ℃[图1 (c)],降水量为357 mm.北麓河位于连续多年冻土区,地下冰含量丰富,最大体积含冰量达到了70%,平均过剩冰含量达到了19%[25 ] .多年冻土年平均温度介于 -1.5~0 ℃之间,活动层厚度介于1.4~3.4 m之间[24 ] .该地区热喀斯特湖发育,且近年来数量和面积持续增加[16 ] .北麓河地区拥有丰富的观测场地和大量关于气候变化、多年冻土地温、热喀斯特湖的连续观测数据,能够对本研究提供数据基础.再分析数据[26 ] 及第五次耦合模式比较计划(CMIP5)模型气候模式HadGEM2-ES[27 ] 在不同气候情景下(RCP2.6、4.5、8.5,详见2.2.2节)预测表明,北麓河地区从2000年开始至2100年将会有较明显的增温过程,到21世纪末,增温幅度最高将会达到6.9 ℃[图1 (c)]. ...
Development of a thermokarst lake and its thermal effects on permafrost over nearly 10 yr in the Beiluhe Basin, Qinghai-Tibet Plateau
5
2016
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... [17 ]通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... ,17 ],因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... 图2 为描述热喀斯特湖形成过程的示意图.根据已有研究[10 ,17 ] ,热喀斯特湖的形成和演化主要经历三个阶段,即初始状态为富冰多年冻土[图2 (a)],在经历气候变暖过程后,富冰多年冻土温度升高,地下冰特别是过剩冰融化[图2 (b)]并向地面排水,地表沉陷形成凹地,形成初始热喀斯特湖,随着地下冰不断融化,融水不断向上排出,湖塘深度加深[图2 (c)].本研究对该过程进行了数学建模. ...
... 本文以青藏高原北麓河多年冻土区热喀斯特湖为背景,研究了4种不同深度热喀斯特湖对气候变化的响应过程以及对下伏多年冻土的热影响.热喀斯特湖的形成及发展受到多重因素的影响且变化复杂[17 ] ,以往的多数研究往往只关注了热喀斯特湖的横向扩张[15 ,22 ,37 -38 ] ,对热喀斯特湖的竖向发展研究较少,特别是热喀斯特湖变化与地下冰的关系仍然不清楚.本文基于一维热传导数值计算并耦合了地下过剩冰融沉过程,发展了热喀斯特湖变化模型,量化了湖深、湖冰深度与地下冰融化的关系.模拟结果与北麓河盆地典型热喀斯特湖观测值具有较好的吻合度.该模型将有利于理解青藏高原富冰多年冻土区地貌演化过程及在气候变化背景下的变化规律.该模型并未考虑积雪对湖冰的影响,同时,该模型只考虑了一维热传导,忽略了侧向对流以及周边冻土对湖的热影响.因此,未来将耦合更多的物理过程,比如加入地表能量平衡过程以及侧向传热过程. ...
Modelling open-talik formation and permafrost lateral thaw under a thermokarst lake, Beiluhe Basin, Qinghai-Tibet Plateau
5
2012
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... [18 ]通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... 式中:θj 为各组分的体积含量;cj 为各组分的比热容;下标j 表示土壤中各组分,即土壤矿物质、水分和孔隙冰;a 、b 为与土壤性质有关的经验常数;θ w 为土壤融化时的体积含水量.根据已有研究[18 ,21 ,30 ] ,模型中用到的各物理参数如表1 所示. ...
... 目前,关于青藏高原热喀斯特湖演化规律研究重点关注特定深度湖塘对多年冻土的水热影响[18 ,21 -22 ] ,简化了水体这个上边界条件(即简化为湖底温度),且并未考虑纯冰层的热状况及其融沉效应.本研究详细考虑了不同深度湖塘水体的热变化规律,同时也考虑了地下冰的融沉效应.本研究结果显示,在近代稳定气候背景下,2.0 m深度湖塘底部的融区在500 a时深度超过了40 m,600 a后消失,这比同期其他模型[18 ] 模拟值要高.模拟结果表明,当湖水深度超过1.0 m,湖底年平均温度要高于气温,其热源效应明显,因此,青藏高原的较深热喀斯特湖的热源效应要比以往预估更高,同时,伴随气候变化,热喀斯特湖深度不断加深,其热源效应也随之加强. ...
... [18 ]模拟值要高.模拟结果表明,当湖水深度超过1.0 m,湖底年平均温度要高于气温,其热源效应明显,因此,青藏高原的较深热喀斯特湖的热源效应要比以往预估更高,同时,伴随气候变化,热喀斯特湖深度不断加深,其热源效应也随之加强. ...
Permafrost features around a representative thermokarst lake in Beiluhe on the Tibetan Plateau
1
2012
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
青藏高原北麓河地区典型热融湖塘周边多年冻土特征研究
1
2012
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
Thermal effects of lateral supra-permafrost water flow around a thermokarst lake on the Qinghai-Tibet Plateau
1
2017
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
Numerical simulation of influence of thermokarst lake horizontal expansion rate on talik development beneath thermokarst lakes on Qinghai-Tibet Plateau
3
2017
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... 式中:θj 为各组分的体积含量;cj 为各组分的比热容;下标j 表示土壤中各组分,即土壤矿物质、水分和孔隙冰;a 、b 为与土壤性质有关的经验常数;θ w 为土壤融化时的体积含水量.根据已有研究[18 ,21 ,30 ] ,模型中用到的各物理参数如表1 所示. ...
... 目前,关于青藏高原热喀斯特湖演化规律研究重点关注特定深度湖塘对多年冻土的水热影响[18 ,21 -22 ] ,简化了水体这个上边界条件(即简化为湖底温度),且并未考虑纯冰层的热状况及其融沉效应.本研究详细考虑了不同深度湖塘水体的热变化规律,同时也考虑了地下冰的融沉效应.本研究结果显示,在近代稳定气候背景下,2.0 m深度湖塘底部的融区在500 a时深度超过了40 m,600 a后消失,这比同期其他模型[18 ] 模拟值要高.模拟结果表明,当湖水深度超过1.0 m,湖底年平均温度要高于气温,其热源效应明显,因此,青藏高原的较深热喀斯特湖的热源效应要比以往预估更高,同时,伴随气候变化,热喀斯特湖深度不断加深,其热源效应也随之加强. ...
青藏高原热融湖横向扩张速率对湖下融区发展影响的数值模拟
3
2017
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... 式中:θj 为各组分的体积含量;cj 为各组分的比热容;下标j 表示土壤中各组分,即土壤矿物质、水分和孔隙冰;a 、b 为与土壤性质有关的经验常数;θ w 为土壤融化时的体积含水量.根据已有研究[18 ,21 ,30 ] ,模型中用到的各物理参数如表1 所示. ...
... 目前,关于青藏高原热喀斯特湖演化规律研究重点关注特定深度湖塘对多年冻土的水热影响[18 ,21 -22 ] ,简化了水体这个上边界条件(即简化为湖底温度),且并未考虑纯冰层的热状况及其融沉效应.本研究详细考虑了不同深度湖塘水体的热变化规律,同时也考虑了地下冰的融沉效应.本研究结果显示,在近代稳定气候背景下,2.0 m深度湖塘底部的融区在500 a时深度超过了40 m,600 a后消失,这比同期其他模型[18 ] 模拟值要高.模拟结果表明,当湖水深度超过1.0 m,湖底年平均温度要高于气温,其热源效应明显,因此,青藏高原的较深热喀斯特湖的热源效应要比以往预估更高,同时,伴随气候变化,热喀斯特湖深度不断加深,其热源效应也随之加强. ...
The coupled moisture-heat process of permafrost around a thermokarst pond in Qinghai-Tibet Plateau under global warming
3
2014
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
... 本文以青藏高原北麓河多年冻土区热喀斯特湖为背景,研究了4种不同深度热喀斯特湖对气候变化的响应过程以及对下伏多年冻土的热影响.热喀斯特湖的形成及发展受到多重因素的影响且变化复杂[17 ] ,以往的多数研究往往只关注了热喀斯特湖的横向扩张[15 ,22 ,37 -38 ] ,对热喀斯特湖的竖向发展研究较少,特别是热喀斯特湖变化与地下冰的关系仍然不清楚.本文基于一维热传导数值计算并耦合了地下过剩冰融沉过程,发展了热喀斯特湖变化模型,量化了湖深、湖冰深度与地下冰融化的关系.模拟结果与北麓河盆地典型热喀斯特湖观测值具有较好的吻合度.该模型将有利于理解青藏高原富冰多年冻土区地貌演化过程及在气候变化背景下的变化规律.该模型并未考虑积雪对湖冰的影响,同时,该模型只考虑了一维热传导,忽略了侧向对流以及周边冻土对湖的热影响.因此,未来将耦合更多的物理过程,比如加入地表能量平衡过程以及侧向传热过程. ...
... 目前,关于青藏高原热喀斯特湖演化规律研究重点关注特定深度湖塘对多年冻土的水热影响[18 ,21 -22 ] ,简化了水体这个上边界条件(即简化为湖底温度),且并未考虑纯冰层的热状况及其融沉效应.本研究详细考虑了不同深度湖塘水体的热变化规律,同时也考虑了地下冰的融沉效应.本研究结果显示,在近代稳定气候背景下,2.0 m深度湖塘底部的融区在500 a时深度超过了40 m,600 a后消失,这比同期其他模型[18 ] 模拟值要高.模拟结果表明,当湖水深度超过1.0 m,湖底年平均温度要高于气温,其热源效应明显,因此,青藏高原的较深热喀斯特湖的热源效应要比以往预估更高,同时,伴随气候变化,热喀斯特湖深度不断加深,其热源效应也随之加强. ...
Research on thermokarst lakes in permafrost regions: present state and prospect
1
2013
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
多年冻土区热融湖研究现状与展望
1
2013
... 在北极多年冻土区,研究人员通过遥感技术[12 ] 、现场观测[13 ] 以及数值模型计算[14 -15 ] 等手段,分析了热喀斯特湖的形成和演化过程,加深了对热喀斯特湖在冻土区环境变化和全球气候系统中作用的认识.关于青藏高原多年冻土区热喀斯特湖的形成和演化过程的研究起步较晚,由于气候不断变暖及人类活动频率增加,近年来青藏高原热喀斯特湖不管是从数量还是面积都在逐年增加[16 ] .青藏高原大多数热喀斯特湖呈椭圆形,深度从几十厘米到几米不等[8 ] .湖温及湖冰观测数据表明,当湖水深度超过0.7 m时,在冬季将不能回冻至湖底部[17 ] .热喀斯特湖的形态与夏季风向与风速,以及太阳辐射角度有很大关系[8 ] .青藏高原热喀斯特湖竖向发展及横向扩张受到多种因素的影响,变化复杂,由于系统观测资料的缺乏,其动态演化过程的机理目前仍然不清楚.Lin等[17 ] 通过10年的地温观测,提出热喀斯特湖分为形成、动态发展、稳定和最终干涸等四个演化阶段,但这一过程需要上百年甚至千年[18 ] .罗京等[19 ] 、You等[20 ] 利用地质雷达技术,分别探讨了热喀斯特湖对周边多年冻土的热影响.Ling等[18 ] 通过建立数值计算模型,分析了青藏高原热喀斯特湖形成以后对湖底及周围多年冻土的热影响,指出湖底开放融区形成需要约800年,随后将处于稳定状态.令锋等[21 ] 建立二维扩张模型,研究了热喀斯特湖横向扩张速率对湖下融区发展的影响.Li等[22 ] 通过耦合水热过程模型,研究了热喀斯特湖在气候变暖背景下湖底融区的变化过程.这些研究从现场观测和模型模拟角度促进了对青藏高原热喀斯特湖演化过程的理解[23 ] .热喀斯特湖的形成和演化与地下冰状况密不可分[10 ,17 ] ,因此地下冰含量及其热状况也是研究热喀斯特湖变化过程中普遍关心的重要问题,然而目前少有模型研究考虑了地下冰特别是过剩冰融沉在热喀斯特湖竖向发展过程中的重要作用.因此,本文试图在已有研究基础上,建立一个耦合气候—湖塘—冻土融沉相互作用过程的一维模型,探讨气候变化背景下青藏高原热喀斯特湖的形成及演化过程,加深热喀斯特湖对地气相互作用系统影响的理解. ...
Effects of local factors and climate on permafrost conditions and distribution in Beiluhe Basin, Qinghai-Tibet Plateau, China
3
2017
... 本研究选取的热喀斯特湖位于北麓河盆地.该盆地位于青藏高原腹地(34.8° N、92.0° E),平均海拔约4 600 m[图1 (a)~(b)].地表植被类型主要为沼泽草甸、高寒草甸、高寒草原和荒漠化草原.地表土层主要为第四纪冲洪积粉土和细砂,地下深层为泥岩和砂岩[24 ] .根据北麓河气象站观测,近20年来,该地区年平均气温为-4.5 ℃[图1 (c)],降水量为357 mm.北麓河位于连续多年冻土区,地下冰含量丰富,最大体积含冰量达到了70%,平均过剩冰含量达到了19%[25 ] .多年冻土年平均温度介于 -1.5~0 ℃之间,活动层厚度介于1.4~3.4 m之间[24 ] .该地区热喀斯特湖发育,且近年来数量和面积持续增加[16 ] .北麓河地区拥有丰富的观测场地和大量关于气候变化、多年冻土地温、热喀斯特湖的连续观测数据,能够对本研究提供数据基础.再分析数据[26 ] 及第五次耦合模式比较计划(CMIP5)模型气候模式HadGEM2-ES[27 ] 在不同气候情景下(RCP2.6、4.5、8.5,详见2.2.2节)预测表明,北麓河地区从2000年开始至2100年将会有较明显的增温过程,到21世纪末,增温幅度最高将会达到6.9 ℃[图1 (c)]. ...
... [24 ].该地区热喀斯特湖发育,且近年来数量和面积持续增加[16 ] .北麓河地区拥有丰富的观测场地和大量关于气候变化、多年冻土地温、热喀斯特湖的连续观测数据,能够对本研究提供数据基础.再分析数据[26 ] 及第五次耦合模式比较计划(CMIP5)模型气候模式HadGEM2-ES[27 ] 在不同气候情景下(RCP2.6、4.5、8.5,详见2.2.2节)预测表明,北麓河地区从2000年开始至2100年将会有较明显的增温过程,到21世纪末,增温幅度最高将会达到6.9 ℃[图1 (c)]. ...
... 根据北麓河热喀斯特湖周边的地质资料[24 ] ,计算垂直区域可以分为3个子区域(表2 ),土壤类型及物理性质基于钻孔岩芯资料获取,即0~2 m为砂土,土壤体积含水量为0.30;2~10 m为粉质黏土层,体积含水量为0.35,在2~10 m区间,含有富冰冻土层,最大体积含冰量达到了0.65,即过剩冰体积含量达到了0.3;10 m以下为砂岩层,体积含水量低于0.1.根据已有模拟研究[36 ] ,与土壤未冻水含量有关的经验参数a 、b 取值如表2 所示. ...
Factors controlling near surface ground-ice characteristics in a region of warm permafrost, Beiluhe Basin, Qinghai-Tibet Plateau
1
2020
... 本研究选取的热喀斯特湖位于北麓河盆地.该盆地位于青藏高原腹地(34.8° N、92.0° E),平均海拔约4 600 m[图1 (a)~(b)].地表植被类型主要为沼泽草甸、高寒草甸、高寒草原和荒漠化草原.地表土层主要为第四纪冲洪积粉土和细砂,地下深层为泥岩和砂岩[24 ] .根据北麓河气象站观测,近20年来,该地区年平均气温为-4.5 ℃[图1 (c)],降水量为357 mm.北麓河位于连续多年冻土区,地下冰含量丰富,最大体积含冰量达到了70%,平均过剩冰含量达到了19%[25 ] .多年冻土年平均温度介于 -1.5~0 ℃之间,活动层厚度介于1.4~3.4 m之间[24 ] .该地区热喀斯特湖发育,且近年来数量和面积持续增加[16 ] .北麓河地区拥有丰富的观测场地和大量关于气候变化、多年冻土地温、热喀斯特湖的连续观测数据,能够对本研究提供数据基础.再分析数据[26 ] 及第五次耦合模式比较计划(CMIP5)模型气候模式HadGEM2-ES[27 ] 在不同气候情景下(RCP2.6、4.5、8.5,详见2.2.2节)预测表明,北麓河地区从2000年开始至2100年将会有较明显的增温过程,到21世纪末,增温幅度最高将会达到6.9 ℃[图1 (c)]. ...
China meteorological forcing dataset (1979—2018)
3
2019
... 本研究选取的热喀斯特湖位于北麓河盆地.该盆地位于青藏高原腹地(34.8° N、92.0° E),平均海拔约4 600 m[图1 (a)~(b)].地表植被类型主要为沼泽草甸、高寒草甸、高寒草原和荒漠化草原.地表土层主要为第四纪冲洪积粉土和细砂,地下深层为泥岩和砂岩[24 ] .根据北麓河气象站观测,近20年来,该地区年平均气温为-4.5 ℃[图1 (c)],降水量为357 mm.北麓河位于连续多年冻土区,地下冰含量丰富,最大体积含冰量达到了70%,平均过剩冰含量达到了19%[25 ] .多年冻土年平均温度介于 -1.5~0 ℃之间,活动层厚度介于1.4~3.4 m之间[24 ] .该地区热喀斯特湖发育,且近年来数量和面积持续增加[16 ] .北麓河地区拥有丰富的观测场地和大量关于气候变化、多年冻土地温、热喀斯特湖的连续观测数据,能够对本研究提供数据基础.再分析数据[26 ] 及第五次耦合模式比较计划(CMIP5)模型气候模式HadGEM2-ES[27 ] 在不同气候情景下(RCP2.6、4.5、8.5,详见2.2.2节)预测表明,北麓河地区从2000年开始至2100年将会有较明显的增温过程,到21世纪末,增温幅度最高将会达到6.9 ℃[图1 (c)]. ...
... [
26 ] and projections in the 21th century
[27 ] of Beiluhe area (c)
Fig. 1 ![]()
2 数据与方法 2.1 现场观测数据 本研究的观测气象数据主要来自北麓河气象站[图1 (b)],该气象站记录了近20年来北麓河地区的主要气象要素变化,包括2.0 m高度处的气温变化(芬兰Vaisala公司HMP45C_L11)、太阳辐射(日本EKO公司MS-102型辐射表)、降雨等.气象站自2001年12月开始观测,每30分钟记录一次数据. ...
... 模型的上边界条件为北麓河地区的地表日平均温度与太阳辐射日均值.由于北麓河气象站观测时间较短,因此本文应用Yang等[26 ] 研发的再分析资料重建北麓河地区长时间序列气温度数据(1990—2000年),该数据与气象站资料具有较好的吻合度,并符合正弦函数变化规律(图3 ).最终,模型上边界条件为符合相应正弦函数的气温与太阳辐射值. ...
An overview of CMIP5 and the experiment design
2
2012
... 本研究选取的热喀斯特湖位于北麓河盆地.该盆地位于青藏高原腹地(34.8° N、92.0° E),平均海拔约4 600 m[图1 (a)~(b)].地表植被类型主要为沼泽草甸、高寒草甸、高寒草原和荒漠化草原.地表土层主要为第四纪冲洪积粉土和细砂,地下深层为泥岩和砂岩[24 ] .根据北麓河气象站观测,近20年来,该地区年平均气温为-4.5 ℃[图1 (c)],降水量为357 mm.北麓河位于连续多年冻土区,地下冰含量丰富,最大体积含冰量达到了70%,平均过剩冰含量达到了19%[25 ] .多年冻土年平均温度介于 -1.5~0 ℃之间,活动层厚度介于1.4~3.4 m之间[24 ] .该地区热喀斯特湖发育,且近年来数量和面积持续增加[16 ] .北麓河地区拥有丰富的观测场地和大量关于气候变化、多年冻土地温、热喀斯特湖的连续观测数据,能够对本研究提供数据基础.再分析数据[26 ] 及第五次耦合模式比较计划(CMIP5)模型气候模式HadGEM2-ES[27 ] 在不同气候情景下(RCP2.6、4.5、8.5,详见2.2.2节)预测表明,北麓河地区从2000年开始至2100年将会有较明显的增温过程,到21世纪末,增温幅度最高将会达到6.9 ℃[图1 (c)]. ...
... [
27 ] of Beiluhe area (c)
Fig. 1 ![]()
2 数据与方法 2.1 现场观测数据 本研究的观测气象数据主要来自北麓河气象站[图1 (b)],该气象站记录了近20年来北麓河地区的主要气象要素变化,包括2.0 m高度处的气温变化(芬兰Vaisala公司HMP45C_L11)、太阳辐射(日本EKO公司MS-102型辐射表)、降雨等.气象站自2001年12月开始观测,每30分钟记录一次数据. ...
Interannual variations in the hydrothermal regime around a thermokarst lake in Beiluhe, Qinghai-Tibet Plateau
2
2017
... 关于热喀斯特湖水热状态数据来源于北麓河A湖塘(BLH-A)的长期监测数据[28 ] .BLH-A湖中央位置布设有温度传感器(热敏电阻电缆,精度为±0.05 ℃)以及湖冰厚度记录传感器(武汉大学WUUL-I超声测距器,精度为1‰)[28 ] ,自2010年开始对湖底温度及湖冰状况进行监测,每3小时记录一次数据.同时,在BLH-A周边高寒草甸场地,一个深度为15 m的钻孔对多年冻土地温进行观测,0~10 m深度每隔0.5 m布设一个热敏电阻(冻土工程国家重点实验室制作并校准,精度为±0.05 ℃),10~15 m深度每隔1 m布设一个热敏电阻.数据记录设备为Campbell公司生产的CR3000数据采集系统,地温数据采集从2012年开始,每4小时采集一次. ...
... [28 ],自2010年开始对湖底温度及湖冰状况进行监测,每3小时记录一次数据.同时,在BLH-A周边高寒草甸场地,一个深度为15 m的钻孔对多年冻土地温进行观测,0~10 m深度每隔0.5 m布设一个热敏电阻(冻土工程国家重点实验室制作并校准,精度为±0.05 ℃),10~15 m深度每隔1 m布设一个热敏电阻.数据记录设备为Campbell公司生产的CR3000数据采集系统,地温数据采集从2012年开始,每4小时采集一次. ...
Transient thermal modeling of permafrost conditions in Southern Norway
1
2013
... 图2 (a)中,多年冻土中的土壤温度(T )随时间(t )的变化由伴有相变的热传导方程描述[29 ] . ...
2
2010
... 式中:C (z,T )为土壤容积热容量(J·m-3 ·℃-1 ),根据式(2) 计算;k (z,T )为土壤导热系数(W·m-1 ·℃-1 ),根据式(3) 计算;z 为土层深度(m);ρ w 为水的密度(kg·m-3 );L w 为水的相变潜热(3.34× 10 5 J·kg-1 )[30 ] ;θ u 为土壤未冻水含量,根据式(4) 计算[31 ] . ...
... 式中:θj 为各组分的体积含量;cj 为各组分的比热容;下标j 表示土壤中各组分,即土壤矿物质、水分和孔隙冰;a 、b 为与土壤性质有关的经验常数;θ w 为土壤融化时的体积含水量.根据已有研究[18 ,21 ,30 ] ,模型中用到的各物理参数如表1 所示. ...
2
2010
... 式中:C (z,T )为土壤容积热容量(J·m-3 ·℃-1 ),根据式(2) 计算;k (z,T )为土壤导热系数(W·m-1 ·℃-1 ),根据式(3) 计算;z 为土层深度(m);ρ w 为水的密度(kg·m-3 );L w 为水的相变潜热(3.34× 10 5 J·kg-1 )[30 ] ;θ u 为土壤未冻水含量,根据式(4) 计算[31 ] . ...
... 式中:θj 为各组分的体积含量;cj 为各组分的比热容;下标j 表示土壤中各组分,即土壤矿物质、水分和孔隙冰;a 、b 为与土壤性质有关的经验常数;θ w 为土壤融化时的体积含水量.根据已有研究[18 ,21 ,30 ] ,模型中用到的各物理参数如表1 所示. ...
Numerical modeling of permafrost dynamics in Alaska using a high spatial resolution dataset
1
2012
... 式中:C (z,T )为土壤容积热容量(J·m-3 ·℃-1 ),根据式(2) 计算;k (z,T )为土壤导热系数(W·m-1 ·℃-1 ),根据式(3) 计算;z 为土层深度(m);ρ w 为水的密度(kg·m-3 );L w 为水的相变潜热(3.34× 10 5 J·kg-1 )[30 ] ;θ u 为土壤未冻水含量,根据式(4) 计算[31 ] . ...
Effects of multi-scale heterogeneity on the simulated evolution of ice-rich permafrost lowlands under a warming climate
2
2021
... 图2 (b)~(c)中,由于气温变暖,多年冻土厚层地下冰融化并假设全部排水至地表,同时,地表沉陷并形成湖塘,这个过程中,地表下沉总量可以用式(5) 表示[32 ] . ...
... 式中:Δz 为地表沉陷量(m);Δd 为富冰冻土层厚度(m);θ i 为总含冰量(过剩冰与孔隙冰体积含量之和,即θ i =θ ex +θ p );ø n a t 为土壤孔隙度,饱和状态下ø n a t =θ p .图2 (d)为富冰多年冻土的组成示意图,式(5) 的详细推导过程可参考文献[32 ]. ...
An energy-balance model of lake-ice evolution
3
1995
... 当湖塘形成以后,应用Liston等[33 ] 建立的一维水—冰—积雪模型模拟湖冰及湖水中的传热过程.在夏季,湖水温度主要受水的热传导及太阳辐射的影响,其控制方程如式(6) 所示. ...
... 式中:α 为水面反照率(0.06);η 为消光系数(0.6 m-1 )[33 ] .地表总太阳辐射量可以根据现场气象站获得(详见2.2.2节).在冬季,湖塘水体表面形成冰层后,湖水中只考虑热传导.由于青藏高原热喀斯特湖较浅(<3 m)[8 ] ,同时已有研究表明,这些湖塘具有较好的混合度[11 ] ,因此湖冰的形成与消融控制方程如式(8) 所示. ...
... 式中:ρ i 为冰的密度(kg·m-3 );A 为对流传导系数(0.56 W·℃·m-2 )[33 ] ;T f 为水的冻结温度(℃);T w 为水温(℃),由式(6) 得到;T s 为表面温度(℃);h i 为冰的厚度(m). ...
Thermal state of the active layer and permafrost along the Qinghai-Xizang (Tibet) Railway from 2006 to 2010
1
2012
... 由北麓河气象站[图1 (c)]观测数据表明,2000年以前年平均气温处于较稳定状态,年平均气温为-4.5 ℃,2000—2100年,在不同气候情景下,研究区气温呈现不同升温模式.因此,本研究设置上边界条件如下:在1 000 a里,前500 a气温处于较为稳定状态(图3 );在500~600 a,气温升高,本研究选取极端最高升温情景(HadGEM2-ES在RCP 8.5情景)下热喀斯特湖的演化过程,即100 a间升温6.9 ℃[图1 (c)];600~1 000 a,气温再次处于平稳状态.下边界条件为1 000 m处的地热梯度,设置为0.1 W·m-2[34 -35 ] . ...
Effects of stratified active layers on the high-altitude permafrost warming: a case study on the Qinghai-Tibet Plateau
1
2016
... 由北麓河气象站[图1 (c)]观测数据表明,2000年以前年平均气温处于较稳定状态,年平均气温为-4.5 ℃,2000—2100年,在不同气候情景下,研究区气温呈现不同升温模式.因此,本研究设置上边界条件如下:在1 000 a里,前500 a气温处于较为稳定状态(图3 );在500~600 a,气温升高,本研究选取极端最高升温情景(HadGEM2-ES在RCP 8.5情景)下热喀斯特湖的演化过程,即100 a间升温6.9 ℃[图1 (c)];600~1 000 a,气温再次处于平稳状态.下边界条件为1 000 m处的地热梯度,设置为0.1 W·m-2[34 -35 ] . ...
High spatial resolution modeling of climate change impacts on permafrost thermal conditions for the Beiluhe Basin, Qinghai-Tibet Plateau
1
2019
... 根据北麓河热喀斯特湖周边的地质资料[24 ] ,计算垂直区域可以分为3个子区域(表2 ),土壤类型及物理性质基于钻孔岩芯资料获取,即0~2 m为砂土,土壤体积含水量为0.30;2~10 m为粉质黏土层,体积含水量为0.35,在2~10 m区间,含有富冰冻土层,最大体积含冰量达到了0.65,即过剩冰体积含量达到了0.3;10 m以下为砂岩层,体积含水量低于0.1.根据已有模拟研究[36 ] ,与土壤未冻水含量有关的经验参数a 、b 取值如表2 所示. ...
Formation of oriented thaw lakes by thaw slumping
1
2005
... 本文以青藏高原北麓河多年冻土区热喀斯特湖为背景,研究了4种不同深度热喀斯特湖对气候变化的响应过程以及对下伏多年冻土的热影响.热喀斯特湖的形成及发展受到多重因素的影响且变化复杂[17 ] ,以往的多数研究往往只关注了热喀斯特湖的横向扩张[15 ,22 ,37 -38 ] ,对热喀斯特湖的竖向发展研究较少,特别是热喀斯特湖变化与地下冰的关系仍然不清楚.本文基于一维热传导数值计算并耦合了地下过剩冰融沉过程,发展了热喀斯特湖变化模型,量化了湖深、湖冰深度与地下冰融化的关系.模拟结果与北麓河盆地典型热喀斯特湖观测值具有较好的吻合度.该模型将有利于理解青藏高原富冰多年冻土区地貌演化过程及在气候变化背景下的变化规律.该模型并未考虑积雪对湖冰的影响,同时,该模型只考虑了一维热传导,忽略了侧向对流以及周边冻土对湖的热影响.因此,未来将耦合更多的物理过程,比如加入地表能量平衡过程以及侧向传热过程. ...
Numerical simulation on the dynamic evolution process of thermokarst lake based on the moving mesh technology
1
2015
... 本文以青藏高原北麓河多年冻土区热喀斯特湖为背景,研究了4种不同深度热喀斯特湖对气候变化的响应过程以及对下伏多年冻土的热影响.热喀斯特湖的形成及发展受到多重因素的影响且变化复杂[17 ] ,以往的多数研究往往只关注了热喀斯特湖的横向扩张[15 ,22 ,37 -38 ] ,对热喀斯特湖的竖向发展研究较少,特别是热喀斯特湖变化与地下冰的关系仍然不清楚.本文基于一维热传导数值计算并耦合了地下过剩冰融沉过程,发展了热喀斯特湖变化模型,量化了湖深、湖冰深度与地下冰融化的关系.模拟结果与北麓河盆地典型热喀斯特湖观测值具有较好的吻合度.该模型将有利于理解青藏高原富冰多年冻土区地貌演化过程及在气候变化背景下的变化规律.该模型并未考虑积雪对湖冰的影响,同时,该模型只考虑了一维热传导,忽略了侧向对流以及周边冻土对湖的热影响.因此,未来将耦合更多的物理过程,比如加入地表能量平衡过程以及侧向传热过程. ...
基于移动网格技术的热融湖动态演化过程数值模拟
1
2015
... 本文以青藏高原北麓河多年冻土区热喀斯特湖为背景,研究了4种不同深度热喀斯特湖对气候变化的响应过程以及对下伏多年冻土的热影响.热喀斯特湖的形成及发展受到多重因素的影响且变化复杂[17 ] ,以往的多数研究往往只关注了热喀斯特湖的横向扩张[15 ,22 ,37 -38 ] ,对热喀斯特湖的竖向发展研究较少,特别是热喀斯特湖变化与地下冰的关系仍然不清楚.本文基于一维热传导数值计算并耦合了地下过剩冰融沉过程,发展了热喀斯特湖变化模型,量化了湖深、湖冰深度与地下冰融化的关系.模拟结果与北麓河盆地典型热喀斯特湖观测值具有较好的吻合度.该模型将有利于理解青藏高原富冰多年冻土区地貌演化过程及在气候变化背景下的变化规律.该模型并未考虑积雪对湖冰的影响,同时,该模型只考虑了一维热传导,忽略了侧向对流以及周边冻土对湖的热影响.因此,未来将耦合更多的物理过程,比如加入地表能量平衡过程以及侧向传热过程. ...
Modeling the subsurface thermal impact of Arctic thaw lakes in a warming climate
1
2013
... 与极地地区相比[14 ,39 ] ,青藏高原多年冻土具有较高的地温以及较薄的过剩冰层,因此热喀斯特湖的竖向发展受到相应的约束,但水体对下伏多年冻土的影响却更大.本文研究结果表明,0.5 m热喀斯特湖在气候变暖过程中,下伏多年冻土将持续退化形成融区,而大于1.0 m热喀斯特湖底部将会形成开放融区.因此,青藏高原地区热喀斯特湖底部多年冻土将会对气候变化极为敏感. ...