长江上游沱沱河源区多年冻土发育特征

周华云， 刘广岳， 杨 斌， 邹德富， 赵 林， 杜二计， 谭昌海，陈 文， 杨朝磊， 文 浪， 旺扎多吉， 张浔浔， 肖 瑶，胡国杰， 李智斌， 谢昌卫， 汪凌霄， 刘世博

（1.中国科学院西北生态环境资源研究院冰冻科学国家重点实验室藏北高原冰冻圈特殊环境与灾害国家野外科学观测研究站，甘肃兰州 730000； 2.中国科学院大学，北京 100049； 3.中国地质调查局应用地质研究中心，北京 100055； 4.南京信息工程大学地理科学学院，江苏南京 210044）

0 引言

中国境内的青藏高原现有多年冻土面积约为1.06×106km2[1］，是全球中低纬度地区海拔最高、面积最大的多年冻土分布区[2］。与其他地区相比，青藏高原多年冻土具有连续性差、活动层厚、多年冻土层薄和富冰高温特征[3-4］，对气候变化极为敏感[4］。与北半球的平均水平相比，青藏高原升温速率和幅度都更加剧烈[5-6］，这也进一步加剧了该区域多年冻土的退化[7-11］，并对青藏高原多年冻土区及其周边地区的生态环境、水文循环和区域气候产生着重要的影响[12-14］。

多年冻土是漫长地质历史时期地球表层岩土层与气候相互作用的产物，地下冰广泛发育，最新结果显示，青藏高原多年冻土总地下冰储量约为1.27×1012km3的水当量[3］。多年冻土退化导致地下冰消融[15］，使青藏高原多年冻土内部大量的地下冰正以“源”的形式参与到发源于高原上的众多河流的水循环过程中，改变了区域乃至全球的水循环[16-19］。沱沱河源区作为长江的主要发源地，气候变暖显著改变了长江源区的径流[20-23］。尽管已有研究表明沱沱河源区分布有大片连续的多年冻土[1，24］，但受多年冻土制图分辨率较低（≥1 km）与交通条件等诸多因素限制[25］，有关沱沱河源区具体的多年冻土特征还鲜有报道；加之高平原和河谷地带的多年冻土大多处于零梯度阶段，面临着严峻的退化趋势[26］，查明沱沱河源区多年冻土的发育状况变得十分必要。

多年冻土调查是查明多年冻土发育特征的较为科学直观的方式之一，可为地球科学研究、环境保护和工程建设提供科学支撑[27］。青藏高原多年冻土调查始于20 世纪60 年代[28］，主要服务于资源调查与工程建设需要，且大多局限于青藏工程走廊沿线[29-31］；况且青藏高原多年冻土是其地质历史的产物，受局域尺度上地形地貌等因素的影响，多年冻土活动层厚度、多年冻土厚度和地下冰发育特征都存在较大的空间差异[2］。这使得利用已有资料评估沱沱河源区的多年冻土发育状况仍然存在不足。基于第二次青藏高原综合科学考察研究“多年冻土对亚洲水塔的影响”子专题和“青藏高原自然资源要素综合观测”项目，2020 年10—11 月项目组以钻探、坑探和地球物理勘探等方式完成了沱沱河源区的多年冻土调查。调查结果包括钻探数量32个，最大钻探深度100 m，坑探数量20个，采集岩芯土壤样品3 485 件，安装地温观测设备30 套和活动层水热系统20 套，为研究沱沱河源区多年冻土分布、多年冻土厚度和地下冰的垂直剖面发育特征提供了充实的基础数据。本研究根据现场钻探的钻孔编目资料结合其他野外现场考察资料，估算了沱沱河源区多年冻土和融区的大致分布、多年冻土上限和下限深度、多年冻土厚度，并定性评估了研究区内地下冰的发育状况，研究结果拟为后续该区域多年冻土的模式模拟、特征演化和未来评估等研究提供参考。

1 研究区概况

本次科考的研究区位于青藏高原多年冻土区腹地[1］，由部分沱沱河流域和部分通天河流域组成，前者是指该流域内沱沱河国家气象站（92.44° E，34.22°N，4 540 m）的上游区域，后者是指青藏公路与通天河相交处（92.36° E，33.87° N，4 580 m）的上游区域。研究区介于90°29′~92°32′E，33°22′~35°54′N 之间，总面积约为2.07×104km2，其中沱沱河流域面积约为1.65×104km2，通天河流域面积约为0.42×104km2，由于沱沱河流域是长江的正源，本文为了简洁将研究区称为沱沱河源区（图1）。据2015 年统计数据，研究区冰川和湖泊面积分别约为600 km2和300 km2，约占流域面积的1%[32-33］。研究区地质构造分布在巴颜喀拉褶皱带和唐古拉褶皱带之间，出露地层主要为二叠纪至第四纪的海陆交互相沉积[34］，地形起伏较大，山势总体呈现西北-东南走向，平均海拔4 976 m。受印度洋-孟加拉湾的湿气流和西风带系统扰动的影响[35-36］，沱沱河源区属于大陆高山半干旱半湿润气候特征，气象站（92°26′E，33°13′N，海拔4 533 m）观测数据显示（国家气象科学数据中心：http：//data. cma. cn/），2000—2019 年期间年平均降水量为336 mm，降水主要集中在4—10月，年平均气温为-2.7 ℃。

2 数据与方法

2.1 调查方法和数据获取

本次科考在研究区内共布设32个钻孔，所有钻孔分布均严格依据多年冻土调查方法[37］。为了后续研究的科学客观，本文将所有钻孔大致分为4 个冻土研究剖面线，即W-E-1、W-E-2、S-N-1 和S-N-2（图1）。本次科考所有钻孔所在位置的坡度均在1°~15°范围，属于平坦或缓坡范围，且覆盖了研究区内不同的地貌和植被类型，钻探总进尺1 200 m，最大深度100 m，最小深度18 m，钻孔的具体信息见表1。

表1 钻孔基本信息Table 1 Basic information of boreholes

图1 研究区、钻孔分布与冻土研究剖面线（其中W-E-1和W-E-2为东-西冻土研究剖面线；S-N-1和S-N-2为南-北冻土研究剖面线）Fig. 1 Study area，borehole distribution and frozen soil research profile（W-E-1 and W-E-2 are east-west frozen soil research profile lines；S-N-1 and S-N-2 are the south-north frozen soil research profile lines）

钻孔岩芯识别和成孔后地温监测是确定多年冻土是否存在、多年冻土中地下冰分布特征的最基础、最直接、也是最可靠的方法[37］。野外识别的重点是从钻探获取到的岩芯中多年冻土上限位置和地下冰发育的迹象。野外钻探过程中，对多年冻土调查内容的施钻过程具有明确的要求，那就是低转速和浅钻进，其目的是尽可能降低钻进过程的热扰动，确保能够提取到冻土样品。这样的钻进方法对于高含冰量冻土岩芯的采取成功率在90%以上。

多年冻土上限附近一般存在地下冰，并呈连续层状分布[38］。在钻探过程中首次提取到的具有层状分布特点的地下冰出现的深度并对比同步坑探所揭示地下冰位置（坑探与钻探位置相距10 m 以内），由于钻探期间位于冻结季（2020年10—11月），因此在出现连续地下冰深度之下且在随后的钻进过程中仍然能够提取到呈冻结状态的岩芯（含冰），才把该钻孔确定为发育多年冻土的钻孔，而该深度则确定为多年冻土上限深度。根据钻孔岩芯确定多年冻土是否存在除施钻过程外，最主要的影响因素是施钻地区的岩性特征。在土层颗粒组成小于砾石粒径（20 mm）地区施钻，可获取冻土岩芯的成功率近于100%[37］。本次野外考察钻取到的岩芯大多属于这类土，由此进一步说明根据钻孔岩芯直接识别到的多年冻土存在与否是可靠的。这也使得通过对岩芯呈现冻结状态的最大深度确定为多年冻土下限深度较为可信。

2.2 辅助数据

辅助数据主要包括钻孔地温观测数据、第四纪地质数据和地貌数据。钻孔地温观测数据是成孔后约6 个月的人工观测，观测设备为中国科学院冻土工程国家重点实验生产的热敏电阻式测温探头。第四纪地质数据和地貌数据的空间分辨率均为1：400万，前者来源于国家冰川冻土沙漠科学数据中心（http：//www. ncdc. ac. cn）[39］，地貌数据来自于国家青藏高原科学数据中心（http：//data.tpdc.ac.cn）[40］。

3 结果

3.1 多年冻土分布和融区

研究区内钻孔的冻土类型分布如图2 所示，所有钻孔中26 个钻孔有多年冻土，其余6 个钻孔无多年冻土，为季节冻土区（TTH-30 和TTH-31 与TTH-09 水平距离较远，但在同一冻土研究剖面线上，且均发育多年冻土，因此未标出）。多年冻土钻孔中最低海拔为4 650 m（TTH-18），不存在多年冻土的钻孔最低海拔（TTH-19）和最高海拔（TTH-12 和TTH-13）分别为4 620 m 和4 870 m。不存在多年冻土的钻孔主要分布于海拔较低的河谷地带（TTH-19、TTH-23 和TTH-24）与沉积特征较复杂的冲/洪积扇地貌（TTH-12、TTH-13 和TTH-29），植被类型主要为高寒草原和高寒荒漠。

图2 研究区内钻孔的冻土类型（横坐标为投影距离，纵坐标为GPS所测的海拔）Fig. 2 Frozen soil types of boreholes in the study area.（The horizontal ordinate is the projection distance，and the ordinate is the altitude measured by GPS）

研究区内钻孔海拔最低的是TTH-19（4 620 m），其次是TTH-18（4 650 m），两者均位于河流阶地，海拔相差30 m。根据青藏高原多年冻土的分带规律，在其他条件相似的情况下，海拔升高100 m，冻土温度下降0.6~1.0 ℃，多年冻土厚度增加15~20 m 厚度[41］。由于TTH-18 存在多年冻土，而TTH-19 不存在多年冻土，表明除海拔差异外还存在其他局地因素导致这种显著差别。

TTH-18 和TTH-19 均位于河流阶地凸岸侧，前者距离河流约为670 m，后者位于河流交汇处，距离河流约为622 m，沉积物类型分别是冰水-洪积和冲积。野外岩芯照片（图3）和钻探编目资料显示，TTH-18 在0~4.7 m 深度内土壤质地为砂壤土且含有少量磨圆度较好的碎石和角砾（~5%），在4.7~17.7 m深度内土壤质地为黏土；TTH-19在0~4.2 m深度内土壤质地为砂土且含有大量砾石和碎石（~30%），在4.2~11.7 m 深度内土壤质地为砂壤土含有少量砾石（~5%）。TTH-18 地下冰主要分布在4.7~14.1 m 深度范围内，且在14.0~14.1 m 处发现厚度约为10 cm 的纯冰层（图3），表明其地下冰发育相对较好（在9.6~9.7 m、10.5~10.6 m 和13.8~13.9 m深度范围也存在较厚的层状冰）。尽管TTH-18 与TTH-19 在表层5 m 深度以内的土壤质地较为相似，但深层土壤质地存在显著差异。由于土壤颗粒越细水分含量越高，土壤在冻结之后更不易融化，使得TTH-18 深层土层（4.7 m 深度以下）在气候变暖背景下仍然存在历史气候作用形成的厚层地下冰。因此推断TTH-18存在多年冻土而TTH-19钻孔不存在多年冻土的主要原因是土壤质地，本质上是TTH-19 相较于TTH-18 钻孔距离河流更近，受河流侵蚀土壤质地更粗，地下冰赋存少且更易融化。

由于TTH-18 在0~4.7 m 深度内无冻结和含冰情况，地下冰在4.7~14.1 m 深度范围均有分布，在0~4.7 m 深度内土壤质地以砂土为主，4.7~50 m 深度内为黏土。在松散砂砾层较厚且排水条件较好，会导致地面吸收太阳辐射能力较强以及大气降水易渗入到下部形成渗透-辐射融区[42］，因此推测TTH-18是存在融化夹层的多年冻土，地温观测结果也证实了该推论（图3）。TTH-19、TTH-20、TTH-24和TTH-29 与TTH-18 的相对海拔差分别为-30 m、40 m、45 m 和30 m，多数钻孔均不存在多年冻土（除TTH-18和TTH-20），由于TTH-24和TTH-29不存在多年冻土主要受河流侵蚀导致，根据以上钻孔相互间的海拔关系推测研究区内多年冻土下界大致在4 650~4 680 m 之间（介于TTH-18 与TTH-29 的海拔范围内）。

图3 TTH-18与TTH-19岩芯照片和地温曲线：TTH-18（a）和TTH-19（b）钻孔地表以下6 m 深度内岩芯照片；TTH-18岩芯在14.0~14.1m的地下冰照片（c）；（d）和（e）分别是（a）和（b）红色框放大图；TTH-18和TTH-19的地温曲线（观测时间均为2021年5月11日，成孔时间分别为2020年10月28日和2020年11月19日，护孔方法均为填土法）（f）Fig. 3 Core photos and geothermal curves of TTH-18 and TTH-19：core photos of TTH-18（a）and TTH-19（b）at a depth of 6 m below the surface of the borehole；TTH-18 core photo of ground ice at 14.0~14.1 m（c）；（d）and（e）are enlarged views of red boxes（a）and（b）respectively；geothermal curves of TTH-18 and TTH-19（both observation time May 11th，2021，and the hole-forming times are October 28th，2020 and November 19th，2020，respectively，and the hole protection methods are all filling methods）（f）

根据钻探编目资料，TTH-11 钻孔岩芯在8.7~8.9 m 处发育有冰包裹体，具有明显的层状冷生构造，表明其发育有多年冻土，但土层在8.9 m 以下未发现任何地下冰（包括冰晶、胶结冰等）且土层干燥；在8.5~23.8 m 深度范围内，除19~20 m 存在少量碎石（约占10%），其余土壤质地均为黏土，岩芯完整度约90%，在23.8~30.0 m 地层为砂岩。根据野外调查，研究区内多处分布有温泉（图4），且在距离TTH-11 直线距离约200 m 处发现半径大于3 m的热泉，其表层水温为56.7 ℃，而以往研究也证实了研究区内由于较活跃的断裂带存在较强的地热背景[43］，说明研究区内多年冻土在空间分布和垂直剖面的发育状况可能在一定程度上受地热影响。加之研究区内不存在多年冻土的钻孔主要原因是河流作用，推测沱沱河源区分布有一定范围的融区，可能影响该区内多年冻土的发育。

图4 研究区温泉分布和实拍照片：研究区温泉分布（a）；WQ1小型温泉（b）；WQ2大型温泉（c）（拍摄时间2020年11月7日）Fig. 4 Distribution and photos of hot springs in the study area：distribution of hot springs in the study area（a）；photos of WQ1 small hot spring（b）and WQ2 large hot spring（c）（photographing time：November 7，2020）

3.2 多年冻土特征与基岩埋深

本文首先通过多年冻土特征和基岩埋深分析研究区内多年冻土的发育状况，其中多年冻土特征以多年冻土上限深度、多年冻土下限深度和多年冻土厚度表征，结果如图5 所示。研究区内多年冻土上限深度主要分布在1~4 m，空间分布差异较大。其中1~2 m、2~3 m 和3~4 m 的钻孔分别约占总钻孔数量的19%、22%和31%，平均多年冻土上限深度为（2.47±0.98）m；高寒沼泽草甸、高寒草甸、高寒草原及高寒荒漠的平均多年冻土上限深度分别为2.4 m、2.5 m、3.2 m，与以往结果较为符合[8，27，45-47］；部分钻孔多年冻土上限深度相对较大（TTH-15 为4 m、TTH-18为4.7 m与TTH-31为4.5 m）。大部分地区多年冻土下限深度和多年冻土厚度的空间差异较小，多年冻土下限深度在14.6~31.2 m，平均深度19.3 m；多年冻土厚度在8.5~29.2 m，平均厚度15 m；部分地方多年冻土下限深度和多年冻土厚度可达到75 m 和72.7 m（TTH-07）。研究区内基岩埋藏深度空间差异较大，分布范围在4.9~39 m，基岩类型为砂岩。

结合图5 和钻探编目资料，TTH-07 位于冰川末端的北坡的冰缘地带区，其地下冰和地层呈现较为明显的间隔分层特征，且距离较近的TTH-08 也存在相似情况（TTH-08 钻探深度50 m），多年冻土下限深度和多年冻土厚度分别达到75 m和72.7 m，故推测该区域可能为共生型多年冻土。根据表2，研究区内多年冻土下限深度和多年冻土厚度的地貌差异性增大的规律依次为河流阶地、山前残坡积、山间洪积滩、山前冲积扇和河流冲积扇与山前洪积扇，表明多年冻土特征的空间差异与地质作用的大小存在明显的正相关关系。

图5 多年冻土特征与基岩埋藏深度（箱线图表征了各钻孔的最大值、最小值、四分位数和中值；代表钻孔的菱形图形以及其正态分布拟合曲线，表征各钻孔的统计特征）Fig. 5 Characteristics of permafrost and buried depth of bedrock（the box diagrams characterize the maximum，minimum，quartile，and median of each borehole；represent the diamond figure of the borehole and its normal distribution fitting curve，and characterize the statistical characteristics of each borehole）

表2 不同地貌类型多年冻土下限深度和厚度Table 2 permafrost base depth and thickness of permafrost of different landform types

基岩埋藏深度表征第四纪沉积物的厚度，在一定程度上限制多年冻土的发育厚度，进而加剧多年冻土的空间差异性[37］。对基岩埋藏深度的精确判断，有助于评估局域尺度多年冻土的发育状况。沱沱河源区基岩埋藏深度为4.9~39 m，基岩类型为砂岩，能获取基岩埋藏深度的区域主要位于风化作用较强的山顶与物质搬运较强的山前缓坡和坡角位置。山前残坡积阴坡侧基岩埋深最浅，山间洪积滩和山前洪积扇的基岩埋深相对较深。这是因为在山前残坡积阴坡侧由于太阳辐射和风化作用较弱导致第四纪松散层堆积较薄，而在山间洪积滩和山前洪积扇有较厚的物质堆积。

3.3 地下冰分布特征

W-E-1剖面线上各钻孔可根据海拔分布特征分为四个“U”型地貌单元（表3），由于地貌单元内钻孔的地层剖面相似，距离较近的钻孔地下冰发育状况也差异不大，因此选取具有代表性的钻孔的岩芯剖面图，分析W-E-1 剖面线钻孔的地层与冻结情况（图6）。

表3 W-E-1钻孔分类Table 3 Classification of W-E-1 boreholes

图6 W-E-1剖面典型钻孔地层与冻结情况Fig. 6 Distribution characteristics and freezing conditions of typical boreholes on the W-E-1 profile line

根据地下冰成因类型的分类标准[2］，选取研究区典型钻孔岩芯的地下冰发育状况（图7），结合图6和钻探编目资料分析表明，沱沱河源区有机质层主要在30 cm 以内，土壤质地以砂壤土、含砾亚砂土和亚黏土为主。根据多年冻土含冰情况分类标准[37］，研究区内含土冰层、富冰多年冻土和多冰冻土的钻孔数量约占多年冻土总钻孔数量的77%，而少冰多年冻土约为23%，表明研究区内地下冰发育较好。研究区内地下冰大多分布在15 m 深度内，这主要受多年冻土厚度控制（平均厚度15 m），在共生多年冻土区域地下冰发育的最大深度为72 m（TTH-07）。

沱沱河源区地下冰较发育的地方主要位于山间洪积滩、部分山前洪积扇（TTH-07）和山间残积地等地势相对较低洼且植被发育好的地区。冻胀丘内部由于充足的水分条件，内发育有大量的侵入冰（TTH-30），其地下冰最为发育，而在河流阶地与部分山前冲积扇（TTH-01 和TTH-02），尽管水分较为充足，但由于土壤分散性大其持水性差，导致地下冰发育相对较差。垂直剖面上，地下冰主要发育于土壤颗粒较小的砂壤土、粉砂土和亚黏土地层内部，砂壤土中存在形式主要为微层状冷生构造的冰包裹体（TTH-01、TTH-09 和TTH-20 等），在粉砂土中存在形式主要为冰透镜体和微层状冰的分凝冰（TTH-25），在亚黏土中地下冰发育分凝冰以层状冰和纯冰层为主（TTH-04、TTH-07 和TTH-18 等）。在砂岩和块石等缝隙中发育有脉冰（TTH-03 和TTH-08）。在土壤质地存在显著差异地层之间（比如亚黏土地层与亚砂土地层、卵石层与亚砂土地层等）地下冰也较发育（TTH-05 和TTH-25 等）。此外，在基岩埋深较浅的阴坡，由于多年冻土内部水分含量较高，地下冰发育也相对较好（TTH-05）；而地热条件存在的地区，由于土层水分含量低，土壤质地差等原因，地下冰发育相对较差（TTH-11）。

根据研究区冻胀丘丘顶钻孔（TTH-30 与TTH-32）的地层、水分和地下冰发育状况（图8）。TTH-30在1.2~2.2 m 深度内出现含土冰层，随后出现近9 m 的纯冰层（图7），且在11.3-18 m 间分布大量承压液态水，而在随后深度内地层发育有裂隙冰和冰包裹体，表明其内部的液态水为多年冻土层间水，其冻胀丘类型为冰核丘。TTH-32 钻孔位于大片热融湖塘之中，其丘底附近发育有小湖泊，地下冰发育形式以冰包裹体为主且分布于整个地层剖面，根据其土壤含水量和土壤质地，并结合以往研究[50］，推测其为石质冻胀丘。

图7 典型钻孔地下冰发育状况（重复分凝冰：TTH-01、TTH-09和TTH-20；脉冰：TTH-03和TTH-08；侵入冰：TTH-30；分凝冰：TTH-06、TTH-07和TTH-25）Fig. 7 Development of ground ice in typical boreholes（repeatedly segregated ice：TTH-01，TTH-09，and TTH-20；vein ice：TTH-03 and TTH-06；intrusive ice：TTH-30；segregated ice：TTH-04，TTH-07，and TTH-25）

图8 不同类型冻胀丘地层剖面特征Fig. 8 Vertical profile characteristics of different types of frost mound

对研究区内冰缘地貌的发育状态的野外调查，主要包括钻探发现的冰核型冻胀丘和石质型冻胀丘，在整个科考期间（10—11 月）前者发育形态都处于坍缩状态，而后者由于是石质冻胀丘无法判断其发育状态。总体来说，冰核型冻胀丘在水分来源充足的情况下，冻结季的形态仍然是处于坍缩状，可以认为其处于萎缩的发展阶段，也证实了气候变暖对多年冻土发育的影响。

4 讨论

4.1 多年冻土下界的不确定性

研究区内多年冻土上限深度大于4 m 的钻孔（TTH-15、TTH-18 和TTH-31）沉积物类型均为冰水-洪积类型，植被类型均为高寒草原。TTH-15 位于一级河流阶地，TTH-18 和TTH-31 地貌类型均为受河流作用影响较大的山前冲积扇。青藏高原多年冻土在冻结季初期发生双向冻结时，活动层底部先于地表向上回冻[48］，青藏公路沿线沱沱河地区的开心岭和通天河区域活动层的起始冻结时间为10月21—27 日[49］，而TTH-15、TTH-18 和TTH-31 的钻探时间段分别为11 月10—13 日、10 月24—28 日和11月10—14日，说明本次钻探工作开展时均已发生向上的回冻，这可能会导致估算的多年冻土上限深度相较于实际情况偏小。TTH-15 和TTH-31 与TTH-18 的植被类型均是高寒草原，地表以下4 m 深度内土壤质地均以砂土为主，地下冰发育位置主要分布在4 m 深度以下，由于TTH-18是存在融化夹层的多年冻土，因此推断沱沱河源区多年冻土上限大于4 m的钻孔可能均是存在融化夹层的多年冻土。

根据TTH-18 属于融化夹层的多年冻土，结合该钻孔与其他海拔相近的钻孔的冻土类型估算出的多年冻土下界为4 650~4 680 m，相较于羌塘高原地区（4 500 m）是略微偏高[37］，与青藏高原的西北部边缘（4 800 m）相比则偏低[3］，但在青藏公路沿线通天河南岸活动层观测场（海拔4 650 m，距离通天河约1 km）的监测资料，其仍然发育有多年冻土[8］。由于本次科考主要关注多年冻土与水循环的关系，钻孔多分布于河流阶地及其邻近地带，受河流侵蚀扰动等影响可能导致推算出的多年冻土下界相对偏高。

4.2 钻探深度对估算多年冻土特征的影响

研究区内多年冻土钻探深度可大致分为三类：0~30 m（共16 个）、30~50 m（10 个）和100 m（1 个）。研究区内多年冻土下限深度最大达到31.2 m，多年冻土厚度最大在29.2 m，而0~30钻探深度钻孔数量占到50%，因此有必要分析钻探深度对多年冻土下限深度和多年冻土厚度结果是否存在影响。0~30 m 钻探深度的多年冻土下限深度主要在10~24 m，平均深度18.4 m；多年冻土厚度在8.5~20.5 m，平均厚度15.5 m。0~30 m 钻探深度中未统计多年冻土上限深度和多年冻土厚度的钻孔为TTH-03 和TTH-22，均位于山顶部位，基岩埋深分别为13 m 和12.5 m。山顶基岩埋深浅，且岩石相对于土层由于其含水量小和导热性差的原因，其多年冻土厚度应低于15 m。因此TTH-03 和TTH-22 的多年冻土下限深度和多年冻土厚度也应该是符合前面的分布范围。30~50 m 钻探深度的多年冻土下限深度主要在14.3~31.2 m，平均深度17.2 m；多年冻土厚度在10.9~29.2 m，平均厚度16.1 m；除位于阳坡的TTH-21 钻孔的多年冻土下限深度和多年冻土厚度分别为7.3 m和3.5 m，多年冻土下限深度和多年冻土厚度与前面0~30 m 钻探深度较为一致。而在100 m 钻探深度（TTH-07），由于其为共生多年冻土类型多年冻土下限深度和多年冻土厚度分别达到75 m 和72.7 m。综上，研究区内大部分地区多年冻土下限深度和多年冻土厚度结果是相对可信的，相较青藏高原其他地区[37］，尽管在局部共生多年冻土区域多年冻土厚度相对较厚，在整体上沱沱河源区仍呈现出多年冻土厚度相对较薄的特征。

4.3 可靠性分析和展望

由于研究区内以往的多年冻土调查工作较为缺乏，本研究主要基于本次野外钻探资料进行分析总结，结果可能存在一定的偏差。多年冻土的空间分布是以多年冻土是否存在为判断标准并结合局域尺度的地形地貌、沉积物特征和植被类型等因素进行总结的，部分钻孔的冻土分布结果也与地温观测数据进行了验证，因此多年冻土的空间分布结果是比较可信的。本文也对比了研究区与青藏高原其他地区的多年冻土特征数值和基岩埋藏深度，总体上较为一致，但多年冻土特征的具体数值还需要后续监测数据进行进一步的验证。研究区内地下冰的定量估算工作正在进行，本文只定性描述了研究区内地下冰的发育状况，结果主要依据岩芯的冷生构造和实测的土壤含水量，因此是相对可靠的。另外，文中只分析了地热与河流作用可能形成部分融区，但其具体分布范围并未做详细的计算，将在后续积累一定的监测数据后展开研究。

5 结论

沱沱河源区的气候条件为其多年冻土的形成提供了必要条件，但局地尺度的多年冻土发育特征主要由地表和地层因素控制，地表因素包括地形地貌、植被、水体、积雪、覆盖层等，地层因素包括土壤质地、含水量和地热等，但本质上地表因素和地层因素是相互影响的。基于本次科考的大量钻探数据和其他相关资料，对沱沱河源区的多年冻土分布、特征和地下冰发育可归纳总结为以下几方面：

（1）区内多年冻土在一定程度上受河流和地热影响形成了局部融区，其多年冻土下界大致在4 650~4 680 m之间。

（2）区内多年冻土上限深度的空间差异较大，分布范围在1~4 m，平均深度（2.47±0.98）m；大部分地区多年冻土下限深度和多年冻土厚度空间差异相对较小，多年冻土下限深度介于14.6~31.2 m，平均深度19.3 m；多年冻土厚度相对较薄，介于8.5~29.2 m 之间，平均厚度15 m；但在共生多年冻土区域，多年冻土下限深度和多年冻土厚度可达到75 m和72.7 m。

（3）区内地下冰较发育，主要分布于15 m 深度以上，在共生型多年冻土区域地下冰发育深度可达72 m 或者更大。地下冰的分布差异较大，在空间上的主要影响因素可总结为沉积物类型、地貌特征和地热条件三方面，而在垂直剖面上主要受土壤质地和水分条件的影响。

（4）区内冰核型冻胀丘存在坍缩的发育形态，结合部分地区多年冻土存在融化夹层的现象，表明研究区多年冻土处于退化迹象。

致 谢：在第二次青藏高原综合科学考察研究项目与青藏高原自然资源要素综合观测试点项目支持下，本研究中使用的实测数据来源于二次科考项目组与中国地质调查局应用地质研究中心在沱沱河源区联合完成的野外调查。考察期间受到中国地质调查局应用地质研究中心、西藏自治区科学技术厅、西藏自治区林业和草原局的鼎立支持，在此表示衷心感谢。感谢中国地质调查局各位野外工作人员的辛苦付出，感谢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盛煜研究员对野外考察的科学规划与指导。在撰写过程中，中国科学院西北生态环境资源研究院庞强强副研究员给予了大量有益的修改意见，在此表示衷心感谢。