0 引言

在全球变暖的影响下，全球范围内多年冻土发生了不同程度的退化^[1]，主要表现为多年冻土面积的锐减^[2]、活动层厚度的加深^[3~4]、多年冻土温度的升高^{[3, 5]}等。多年冻土退化另一重要影响是形成热喀斯特，包括热融滑塌、热融侵蚀、热融沉降等过程^[6]。

目前北半球热喀斯特影响的面积约占多年冻土区20 % ^[7]，其在加拿大北部、俄罗斯、蒙古、中国、阿拉斯加等多年冻土区普遍存在^[8]。热喀斯特是由于富冰多年冻土或厚层地下冰融化形成特殊地貌现象的过程^[9]，主要表现为地面下沉和滑塌。吴青柏和牛富俊^[10]研究指出：到21世纪末多年冻土将发生大范围的退化，退化主要表现形式为地下冰的消融、低温冻土向高温冻土转化，这一过程将引起热融滑塌等冻土热融灾害，而祁连山区处于中高风险区。地貌、水文、生态、植被和地面热状态将影响热喀斯特发育，同时热喀斯特对水文、生态、陆地和空气的碳循环等产生重大影响^{[8, 11~12]}。热融滑塌作为热喀斯特的一种典型形式，不仅加速了多年冻土的退化，还导致多年冻土地区水土流失、植被退化^[12]，并对热融滑塌周围地区的环境造成破坏，在青藏高原热融滑塌极难自然恢复，甚至不可能恢复^[13]；同时，热融滑塌对工程也有很大的破坏性，容易形成热融下沉、不均匀冻胀等危害^[14]。

本文通过野外调査以及遥感影像数据，并结合气象、地形资料，对祁连山区的俄博岭热融滑塌的发育、发展及影响因素进行分析研究，明确了影响其变化速率的主要因子，为热喀斯特地区生态环境研究提供基础数据，也为工程建设提供前期支持。

1 研究区概况

俄博岭位于祁连山黑河上游(图 1)，根据中国冻土区划，属青藏高原大区，阿尔金山-祁连山冻土亚区，多年冻土非常发育^[15]。高山多年冻土的下界约3600 m，岛状高山多年冻土的下界约3390 m^[16]，地貌类型属于高原山脉，气候属高原(亚)高山气候区半干旱气候，年平均气温不足-2.6 ℃，年降水量达400 mm以上^[17]，其中5月到9月是降雨，占全年降水的90 %，9月末到5月中旬是降雪，占全年降水的10 %。区域内地形破碎化严重，多沟壑、冻胀草丘。植被类型为高寒沼泽草甸和高寒草甸，优势物种为苔草和嵩草，具有高山湿地生态系统特征^[18]。多年冻土有明显的退化现象，以热融滑塌为特征的热喀斯特现象显著。

热融滑塌(图 2)形成的原因很多。崔之久^[19]在研究青藏高原特殊冰缘现象后指出，热融滑塌的产生是由透镜状地下冰融化引起的；牛富俊等^[20]研究青藏高原多年冻土区热融滑塌后指出，热融滑塌产生的根本原因在于高含冰量冻土的存在及斜坡开挖影响；沈宇鹏等^[21]研究指出热融滑塌内在因素是厚层地下冰的存在，诱发因素是不良人为干扰引起的厚层地下冰的暴露；靳德武等^[22]提出质点迁移效应和滞水润滑效应；牟翠翠等^[18]研究发现地表融雪水及大气降水流入热融滑塌沟壑也是加速热融滑塌过程的原因之一。其形成机理可理解为，在富含冰的多年冻土区和厚层地下冰地段，在融化季，厚层地下冰作为不透水面和滑动面把土体分成上下两层。上覆土体为细颗粒土体，粘粒含量大，渗透性能弱，融化水不易排除，在融化水的浸泡下，土体处于饱和、过饱和状态，抗剪性能大幅减弱，下层是多年冻土，形成“铁板一块”，随着地下冰的融化，冰面上聚集大量融化水和下渗水在此形成一个润滑带，当受到人为破坏或其他自然因素影响下形成临空面时，改变了原有的应力平衡，上覆土体在自重及外力的作用下沿滑动面滑动，在临空面产生沉陷、坍塌，具有先滑后塌的特点，形成热融滑塌；当没有临空面时，在地下冰融化后，随着未冻水含量增加，导致原有土体承载力下降，随着水分的排出，土体发生压密和迁移，上覆土体失去支撑而坍塌下来，地面产生不均匀下沉，塌落物质在融水作用下，沿滑动面滑动，使富冰多年冻土和厚层地下冰直接暴露或上覆变薄，再产生滑塌，具有先塌后滑的特点^[18]。无论是先滑后塌还是先塌后滑，热融滑塌都会引起后缘土体及周围土体拉裂，越靠近边缘，裂缝越宽，拉裂越密集。由于滑塌体裸露的泥炭层吸热大于散热，加上后期流水和其他外力作用，使地下冰融化加快，再发生坍塌和滑动，伴随有坍塌、滑动、开裂过程，热融滑塌日积月累、周而复始地进行，直至滑坡前缘土体随排水固结，或地下冰被覆盖融深达不到地下冰面，或后缘溯源发展侵蚀到坡顶而趋于稳定^[8]。热融滑塌是一个缓慢累积发生的过程，不会出现大面积一次性的滑塌。热融滑塌溯源后退发展具有两种形态，一种是有明显的近似垂直的后壁，在水的热动力作用和太阳辐射下，发展速度相对较快，且与后壁高度呈正相关；另一种是没有明显的后壁，表现为源头分布着横向和纵向的裂缝，发展速度相对较慢，也有可能发展成有后壁的滑塌。

2 数据和方法 2.1 数据来源

为了研究热融滑塌的发育特征，本文使用的数据为1997年7月的航空影像，以及两期高分辨率遥感影像，即2009年7月27日分辨率为0.5 m的GeoEye-1卫星遥感影像和2015年7月26日分辨率为0.5 m的Pleiades-1A卫星影像(图 3)。采用Google Earth 7.5 m分辨率的DEM，用于正射影像和地形分析。收集了祁连气象站1961年到2015年气温和降水资料，用于分析气候影响。通过钻孔取样，得到研究区土壤理化属性，用于分析生态影响因素。

2.2 研究方法

航空影像经1200dpi高分辨率扫描后，经过配准、纠正、正射影像成图等过程，获得数字正射影像。卫星影像经过配准、RPC正射、融合、裁切等处理形成分辨率为0.5 m正射影像图。在影像中，热融滑塌表现为坍塌后暴露的泥炭层，其颜色呈深灰色、反射率低，与周围植被反差大，轮廓比较明显，通过提取泥炭层边界确定热融滑塌的面积大小。在实地调查中，热融滑塌很好识别，有坍塌主体，周边是拉裂缝，由于地下冰的融化，有积水和流水。俄博岭热融滑塌形状极不规则，主要呈支岔状、长条状、多头舌状分布，长度从几十米到几百米不等，宽度最大不超过70 m，窄处仅数米，滑塌体深度较浅，在0.5~5.0 m之间，面积大小差异明显(图 2和3)。结合现地勘察结果，影像在精确配准的基础上，在ArcGIS软件中用人工目视解译的方法勾绘了各个时期的热融滑塌，形成shape file文件并生成面积。热融滑塌后缘位置通过对比1997年、2009年、2015年这3期影像的边界变化，并通过野外调查，先确定2015年影像后缘，再根据滑塌发展，确定前2期后缘位置。为了便于统计分析，以2015年影像为准，对各滑塌点从西到东，由南到北依次编号为ebl1~ebl13(图 3)。

3 结果与讨论 3.1 热融滑塌的分布情况

从坡度看(图 4)，热融滑塌表面平均坡度为7°，大部分表面平均坡度在3°~7°之间，数量占总数的63.6 %，面积占总面积的79.4 %。面积较大的热融滑塌坡度较小，如最大的ebl13和ebl1，平均坡度分别为4°和3°(表 1)，因为在平缓地带有利于地表水和地下水的富集，更易于热融滑塌的发育。

从坡向看(图 5)，数量上北坡最多，有9条，西北坡次之，有3条，东北坡最少，仅1条。面积上，北坡面积占总面积的58.7 %，西北坡占40.5 %，东北坡仅占0.8 %。，由于北向坡地下冰发育，泥炭层厚，蓄水能力强，容易发生热融滑塌，通过坑探，发现在南坡没有地下冰，所以俄博岭热融滑塌都发生在北坡。

3.2 热融滑塌速率变化特征

通过影像解译得知，1997年和2009年分别有11处热融滑塌，总面积分别为7765 m²和15924 m²，2015年有13处热融滑塌，总面积为20605 m²。各时期面积统计见表 1，通过对2015年各热融滑塌分析，发现面积小于1000 m²的热融滑塌数量占总数的61.5 %，而面积仅占总面积的19.4 %，面积大于5000 m²的热融滑塌仅2条，数量占总数的15.4 %，而面积比重较大，占总面积的57.7 %。面积在1000~5000 m²内的热融滑塌数量、面积比重都较小。可见俄博岭小面积滑塌数量较多，但大面积的热融滑塌发展更快。

通过对比1997年、2009年和2015年这3期影像面积变化发现(表 1和图 6)，1997~2009年增加了8159 m²，年平均增加速率为679.9 m²/a；2009~2015年增加了4681 m²，年平均增加速率为780.2 m²/a；1997~2015年增加了12840 m²，年平均增加速率为713.3 m²/a。从面积相对变化来看，俄博岭热融滑塌面积增大以2个面积最大的热融滑塌为主。

通过分析各个热融滑塌面积变化(图 6)，发现所有滑塌面积均有增大且增大速率大小不等，其中：ebl2和ebl12在2015年影像上首次发现，即在2009年后发育的新热融滑塌，ebl5、ebl9、ebl10和ebl13面积增加速率呈增大趋势，ebl1和ebl8面积增加速率呈减小趋势，其他5处增加速率基本保持不变。通过对比发现，ebl13热融滑塌的面积最大，也最典型，后退速度最快，该热融滑塌主要有两个溯源发展方向(图 7)，1997~2009年分别溯源后退24 m和23 m，2009~2015年分别溯源后退30 m和29 m，后退速度相近。1997~2009年溯源后退速率为2 m/a，2009~2015年溯源后退速率为5 m/a，呈明显增大趋势。

3.3 热融滑塌分布变化的影响因素 3.3.1 气候对热融滑塌分布变化的影响

由于冰的存在，冻土对气候变化非常敏感。在过去的40~50年间，全球变暖，而青藏高原更为明显，根据祁连气象站资料显示，过去50多年温度在稳步升高(图 8)。20世纪90年代以后，升温更快。由于冻土对临界值0 ℃极为敏感，由现场实验测得俄博岭活动层平均深度为1.1 m，可见研究区活动层较浅，厚层地下冰极易受地表温度的影响，温度上升会加速热融滑塌发展。

降水作用主要表现在两个方面：一方面形成地表径流，径流区域由于长时间受水的浸泡，植被容易死亡，在水的冲击下暴露泥炭层，无降水时，吸收太阳辐射比其他地方强，更容易促使径流区地下冰消融，实地勘察发现，热融滑塌后退溯源发展都沿径流方向发展，说明径流下面地下冰消融比其他地方快；另一方面通过搬运滑塌区沉积物，使更多的地下冰暴露或使地下冰上层变浅，在太阳辐射下加速地下冰消融，同时通过水的热动力传递使水接触的地下冰加速融化，形成临空面，从而加速热融滑塌发展。

3.3.2 地形对热融滑塌分布变化的影响

地形会对气候在近地表的水热特征进行二次分布，使滑塌发育在不同方向和速率上产生分异特征，增加了热融滑塌发育过程的不确定性。祁连山黑河地形复杂多样、坡向上游明显差异性，使地下冰分布和消融存在高度空间异质性，进而影响热融滑塌的发育。

通过对2015年热融滑塌坡向分析，热融滑塌9处向北，3处向西北，1处向东北，并且发展方向和坡向一直，坡度上，最大的2处热融滑塌坡度小于4°，面积均大于5000 m²。有8处热融滑塌坡度小于7°，占总面积的79.4 %，说明热融滑塌更易在较缓的坡面上发育发展。坡度太缓难易形成临空面不易形成热融滑塌。坡度太陡不易积水，在大于16°的山坡上一般见不到厚层地下冰^[23]。同时热融滑塌发生在海拔3570 m到3700 m的范围内，与祁连山冻土及温度的垂直分布有关，易在临界多年冻土下界面发育。

3.3.3 生态特征对热融滑塌分布变化的影响

土壤岩性、土壤水分和植被生长是相辅相成的，水分促进植被生长，植被又涵养水分。俄博岭多年冻土区土壤主要由冲积作用形成^[18]。岩土属性主要通过热物理量和含水量来体现。

峨博岭北坡表层是腐殖土，其上生长着稠密的沼泽草甸植物和低矮灌木丛。地表植被发育良好，研究区内布满高低起伏不平的冻胀草丘，夹杂充满水的洼地，盖度达94 %。随着降雨和冰雪消融增加，逐渐形成地表径流，由于冻胀草丘的特殊性，地表径流复杂多变，而且很小区域密布多条溪流，由于水的热传递，致使热融滑塌在溯源发展时沿溪流方向成枝叉型发展，并且越接近源头，枝叉越多。同时，活动层厚度，土壤特性对热融滑塌也有较大影响，通过实地采样发现，俄博岭活动层平均厚度为1.1 m，土壤平均有机质含量为72.1 %，土壤平均容重为1.4 g/cm^3[24]，活动层是泥炭层，有很强的持水能力，土壤粒度分布表明，土壤质地主要为细粒土，主要成分是粉土，具有很好的持水性，俄博岭地下冰总含水量较高，接近于1.0 g/cm^3[25]，容易形成饱和或过饱和土层，为热融滑塌创造了良好条件。

4 结论

本文使用的数据为1997年7月的航空影像，以及两期高分辨率遥感影像，即2009年7月27日分辨率为0.5 m的GeoEye-1卫星遥感影像和2015年7月26日分辨率为0.5 m的Pleiades-1A卫星影像，并通过野外调査，结合气象、地形资料，对祁连山区黑河上游的俄博岭热融滑塌的发育、发展及影响因素进行分析研究，结果如下：

(1) 过去18年，热融滑塌的数量和面积都在增加，数量从1997年的11处增加到2015年的13处，面积从1997年的7765 m²增加到2015年20605 m²，其中1997~2009年平均增加速率为679.9 m²/a，2009~2015年平均增加速率为780.2 m²/a。

(2) 通过对典型热融滑塌后退速率分析，发现热融滑塌的后缘后退速率呈逐渐加大趋势，其中1997~2009年平均溯源后退速率为2 m/a，2009~2015年平均溯源后退速率为5 m/a。

(3) 热融滑塌的分布变化受气候、地形、生态特征影响，主要在海拔3570~3700 m，坡度3°~10°的富冰多年冻土区北向斜坡发育。

(4) 热融滑塌发展方向沿地表径流发展，在较缓地呈枝叉状向山脚发展，越接近山脚分叉越多。