青藏高原冻土对水文地质环境的影响

青藏高原冻土对水文地质环境的影响

寒冷气候、常年冷冻土层和土壤季节的冰冻融化作用对寒冷地区的水文化环境有其特定的影响。冷地区地下水的类型、结构、地表水文化工艺以及生态和工程环境具有特殊性。冻土层作为一种特殊的区域性隔水层或弱透水层,在一定时空尺度上阻隔或显著减弱了地下水、地表水等水体和水分之间的水力联系,在寒区地下水的形成和运移过程及地下水分布格局和循环方式均起决定作用。因此,研究多年冻土与地下水相互作用关系,对寒区生态环境和工程建设具有重要价值。作为全球最主要的高海拔冻土区,青藏高原现存多年冻土面积约1.26×106km2,约占高原总面积的56%(图1)。其中,高原型冻土作为主体主要发育在青藏高原腹地,而高山型冻土主要发育在其周边的山地,如喜马拉雅山、祁连山、横断山、昆仑山等。近几十年气候变暖是冻土退化的基础因素,人为活动在局部加速了冻土退化。冻土对气候变化响应的时间及其影响深度主要取决于升温范围、持续时间、幅度和速率,并与岩性、地表覆被、地下冰、地下水、地热背景、地温和人类活动等紧密相关。研究证实,冻土退化具显著时空差异性(表1)。高原冻土在1976~1985年间基本处于相对稳定状态,1986~1995年逐渐地向区域性退化趋势发展,1996年至今已演变为加速退化阶段,推测未来几十年内冻土退化仍会保持或加速。近40年来,高原多年冻土面积由1.50×106km2缩减为1.26×106km2。冻土发育和保存是维持冻土区水均衡的基础。因此,冻土退化从根本上改变了冻土区水文地质条件,并导致地下水动态特征产生显著变化。冻土退化使冻土区流域径流分配趋于平缓,对地下水径流、水循环和水资源量具有明显影响。同时,冻土退化也改变了地表水、地下水的储运条件及水源涵养功能,从而可能导致地表生态环境恶化。因此,研究冻土和地下水的相互作用及其变化、揭示气候变暖对寒区水循环的影响具有特殊的意义,并对水资源演变形势的预测具有重要的现实意义。1青海湖冻土区青藏高原通过大气降水获得的年补给量为850km3,输出水量为690km3。据统计,现代冰川冰储量4561km3,冰川融水是高原河流和地下水主要来源之一。高原湿地面积约1.33×105km2;湖泊总面积36889km2,总水量546km3。青藏高原是中国主要的多年冻土区,地下冰储量为9528km3,相当于地矿部门探明的整个青藏高原地下水资源总量的10倍多。地下冰储量和地下水资源两者概念及计算方法不同。二者参与水文(地质)循环的时空尺度差异较大,因此难以在数量上进行比较。但是,作为一种固体地下水资源,冻土中地下冰的数量仍然相当可观。冻土限制了地表、多年冻土层及其下伏融土层之间的水分交换,在陆地水循环中具有特殊的作用。同时,在高寒沼泽和湿地径流形成中起重要作用,并直接影响地下水的形成和性质。高寒草甸和沼泽草甸植被的时空分布对多年冻土的形成和保存有利,并有涵养水源的重要作用。总之,冰川、湿地、湖泊、地表植被及冻土层与地下水相互作用、相互联系,构成了高原冻土区区域水文系统。1.1冻土分布的控制因素青藏高原大面积多年冻土和强烈的地质构造运动使区域水文地质复杂化。多年冻土和季节冻结融化、地形地貌、活动断裂及其导致的地热异常等控制地下水的分布,并直接影响着地下水的埋藏、补给、排泄条件和水动力性质及水化学特征。强烈新构造运动和差异性高原隆升,构成高原地区不同形式的构造格架。它控制高原各部分大尺度的地貌格局。高原上的断陷盆地和谷地受挽近构造活动的性质、强度和方式以及沉积物的岩性、岩相和沉积结构等因素控制,直接与地表水和附近基岩裂隙水有水力联系,构成复杂的地下水文网。在形成时期,各种沉积成因、结构和构造的断陷盆地和谷地内发育的冻土厚度、组构和地下冰含量差异较大,因而导致水文地质条件的分异,但大多数断陷盆地是冻土层下水储存的良好场所。在垂向上,多年冻土层构成相对较稳定的区域性隔水层,使地下水由原来的单一结构变成双层,甚至三层结构。在平面上,除多年冻土的控制作用之外,新构造运动对地下水分布而言也是很重要的影响因素。各种活动断层和断陷盆地等构成格架,控制着地表水和地下水的径流、排泄条件。活动性断裂破坏和改变了多年冻土区的热平衡状况,并沿断裂带产生构造融区如青藏公路沿线即发育着24处构造融区[9~12]。高原上地中热流值较高(100~350mW/m2)。地热梯度的空间分布差异性很大,如青藏高原多年冻土底板以下土层中地温梯度平均为51℃/km,青藏公路沿线多年冻土底板附近冻土层中的地温梯度为40~61℃/km,藏北高原南部的伦坡拉盆地地温梯度则达到50~70℃/km[13~14]。河湖和地热融区破坏了冻土平面分布的连续性和冻土厚度的均匀性,使冻土分布离散化。这些融区恰好是地下水补给、径流和排泄的通道。由于冻土、新构造运动及其它因素综合作用,构成地下水分布格局,决定了冻土区水文地质特征,而各区差异较大。1.2黑土区的水文条件由于地下水与冻土分布有密切的关系,因此可按冻土平面分布状况将其划分为大片连续、岛状和高山冻土区三大水文地质单元。1.2.1地下水的补给、径流、湿地条件该区包括昆仑山以南、唐古拉山以北以及94°E线以西的高原腹部和西部地区,多年冻土面积占该区面积的75%以上,冻土层较厚,地温较低。多年冻土层构成区域相对稳定的隔水层,垂直入渗条件差。大气降水、地表水和浅层地下水只有通过局部融区或断裂破碎带入渗后再侧向运移补给深层地下水。一般径流途径较长,补给和排泄条件较差。补给条件严格受多年冻土层限制。补给量也受补给区面积大小的控制。因此水量分布极不均匀,地下水埋藏深度普遍受多年冻土厚度控制。浅层水水量、水质及相态呈季节性或周期性的变化。深层水的埋藏、水量、水质及水动力特征同时也受地质构造、地貌、地形及岩性等因素影响。在高山区,基岩寒冻裂隙和构造裂隙发育,裂隙提供了贮水空间和地下水运移和径流的场所,最后通过断裂带排泄于地表或补给邻近的断陷盆地和谷地。高原腹部的盆地或谷地,如沱沱河、通天河、楚玛尔河等盆地、谷地,是高原在第四纪强烈隆升过程中伴生的相对沉降带。其边缘大多发育有活动性断裂,并同邻近山区含水体系相联通,成为山区地下水的汇集场所。蓄水构造规模大,富水性较好,因受多年冻土层的限制,只能通过融区或断裂带排泄。总之,大片连续冻土区具有“面上含水,点状或带状富集”的特点。1.2.2地下水在山地中分布在高原南部和北部高山区,地形切割剧烈,山陡谷深,相对高差1000~2000m,多年冻土和季节冻土并存。多年冻土岛一般分布在高山中、上部或分水岭地段,或低洼沟谷湿地处,面积小,厚度薄,连续性差。多年冻土区和邻区地下水有密切的水力联系,补给、径流和排泄条件好,地下水和地表水相互转化频繁。在东部的江河源地区,是多年冻土、融区和季节冻土交错分布地带,广泛分布着沼泽湿地,有效含水层较厚,空间分布广,水量丰富;冰雪融水和地下水源源不断地补给长江、黄河及澜沧江三大水系。1.2.3地下水补径排影响因素青藏高原周围高山区大多和内陆干旱盆地或高山峡谷相间分布,其地下水变化比较复杂。例如在西北部和东北部地区,如果将地貌岩相带与地下水分带相对应,大致可表示为:中高山冰雪带和中低山基岩带→以冻土层下水和基岩裂隙水为主;山前戈壁砾石带→第四系溶滤潜水或局部承压水;绿洲细土带→第四系松散层潜水、承压自流水;岩壳湖沼带(第四系大陆盐渍化潜水及岩溶水或咸承压自流水。可见,地下水的补径排与地貌岩相带关系密切,一般为高山冰雪冻土带相对充沛,为补给带;在山前戈壁砾石带为主要径流带,径流畅通,埋藏较深;而盆地中心绿洲、湖沼带为排泄带,地下水出露地表以后,大部分消耗于蒸发和蒸腾作用。而在南部和东南部的高山峡谷区,除极高山区冻土有岛状分布外,其余对地下水影响较小。1.3高原多年冻土区地下水水分特征目前对青藏高原地下水分类尚无统一的认识,划分标准和依据不一致[16~18]。在划分地下水类型时,应综合考虑影响高原地下水形成和分布有关各种因素。由于多年冻土是诸因素中具有控制性的主导因素,首先应依据含水层与多年冻土层之间的相互关系进行地下水分类,将高原多年冻土区地下水分成3大类、6亚类(图2):冻土层上水(A),以多年冻土上限面作为隔水底板,又称季节融化层水。冻土层中水(B)是被多年冻土包围或半包围的常年处于液态的地下水。根据含水层在多年冻土层中的位置。可分为三个亚类:冻土层内水(B1),完全被多年冻土包围的水;冻土层间水(B2),上、下被多年冻土层隔离的水;融区通道水(B3),周侧被多年冻土包围的垂向含水层的水。多年冻土层下水(C),处在多年冻土下限以下的地下水。根据含水层与冻土下限接触与否,可分为两个亚类:与多年冻土下限直接接触的水(C1);与多年冻土下限不接触的水(C2)。有关高原各类地下水分布规律及特征见表2。然后按含水层岩性再细划分为孔隙水、裂隙水、孔隙-裂隙水、裂隙-脉状水及岩溶水等。1.4地下水的补给、径流青藏高原是亚洲地区主要江河的发源地。这些水系与主干山脉昆仑山、巴颜喀拉山、唐古拉山以及念青唐古拉山等山脉相间排列构成了各自独立的水文地质单元。每个水文地质单元的地下水补给、径流和排泄条件均受多年冻土不同程度的制约,同时也受地形、地貌、构造和水文等因素的影响。高原自西向东、自北向南年平均气温由低变高、年降水量逐渐增加;由浅切割的冰缘地貌过渡为中—深切割的流水地貌;由大片连续多年冻土区逐渐过渡为岛状多年冻土区。在同一水文地质单元内,具有随地势升高降水量增加、气温降低,多年冻土层增厚的规律。这些变化导致本区地下水补、径、排条件时空上的差异。在高原腹地海拔5000m以上的高山地带,现代冰川、常年积雪和多年冻土广布。冰雪融水和大气降水为地表水和地下水提供了丰富的补给源。基岩类冻土层上水是通过风化裂隙和构造裂隙接受大气降水和冰雪融水的补给,然后一部分以下降泉的形式溢出地表汇流成溪。另一部分通过融区补给基岩冻土层下水,其余的以隐伏式补给基岩裂隙水或松散岩类孔隙水。基岩类冻土层下水通过融区接受大气降水及冻土层上水补给,在径流过程中聚集于断裂破碎带内。一部分通过构造融区以上升泉的形式排泄;其余部分汇集于邻近的盆地或谷地内。在大片连续多年冻土区山间盆地或谷地内,相对稳定的多年冻土层构成了区域隔水层,表层多为松散土(岩)类的冻土层上水,其补给、径流形成与高山地带基岩类的冻土层上水的变化相似。其排泄方式:(1)通过沼泽湿地垂直蒸发排泄;(2)以泉的形式出露于河流或湖塘中;(3)通过融区通道补给冻土层下水。冻土层下水通过融区通道排泄。由于受多年冻土层的限制,冻土层下水补给、排泄均很困难,径流途径长,流速滞缓,循环周期较长。在高原边缘岛状多年冻土区内,多年冻土面积小,厚度薄,无法形成大面积的稳定的隔水层。加之地形切割剧烈,相对高差大,致使在同一水文地质单元内同时发育有多年冻土和非多年冻土区内各类型的地下水。各类地下水互相联通,相互转化,水力联系复杂,但循环周期明显缩短。所有冻土区的各类地下水和大气降水通过本区源源不断地补给大江大河,使其成为“高原水塔”。如高原北部的昆仑山北坡是广阔的径流形成区,它汇集了高山冰川和多年冻土区的地表水和地下水,为其北缘的柴达木盆地、塔里木盆地绿洲提供了水源。利用氚同位素作为示踪指示剂对高原地下水的补给年代和循环周期研究结果表明,冻土层上水的循环周期一般为1~4年;冻土层下水的分布和埋藏条件比较复杂,其补给状况和循环周期与含水层岩性、埋深及运行途径有密切关系,盆地或谷地中深埋藏的冻土层下水循环周期一般大于30年或更长些时间;而浅埋藏冻土层下水一般不超过30年;冻土层中水其水力联系较复杂,循环周期介于前两者之间。显然,高原上即使是深层地下水和华北平原及鄂尔多斯盆地的深层地下水循环周期(100~200年)相比,其循环周期显得较短。这归结于高原海拔高,地形起伏,地下水坡降大,流速较快;加之挽近构造强烈,形成很多活动性断裂带,成为地下水的良好通道,山区寒冻裂隙非常发育,其最发育带在地貌上处于河谷裂点(knickpoint)之上。这些因素有利于地下水运移,致使径流、循环强烈,循环周期变短。总之,高原多年冻土区地下水的主要补给源来自大气降水和冰雪融水。山区主要是地下水的补给区;盆地和谷地主要是地下水的径流、排泄区。在某些河谷段,随地形变化,地下水和地表水补给关系相互转化。冻土层下水径流较滞缓,基岩裂隙水循环较快。碎屑岩类的裂隙孔隙水补、径、排条件较差。松散岩类孔隙水的补、径、排条件较好。1.5水化学特征1.5.1地下水水化学类型及分布高原上浅层地下水(冻土层上水和部分冻土层中水,埋深一般小于30m)的水化学特征受多年冻土、气候、地形、地貌及含水层岩性和补、径、排条件等因素影响。总体上,地下水类型较简单,溶解性总固体较低。将316个样品按六个主要离子含量大于25%进行分类统计(表3)。可分为21个类型,其中HCO3-Ca,HCO3-Ca·Mg和HCO3-Na型水为主。水化学类型分布的水平地带性规律较明显,从高原东南部到西北部降水量逐渐减小,气候变干,地下水补、径、排条件逐渐变差,溶解性总固体由小于0.3g/L到大于1.0g/L,水化学类型由HCO3-Ca,HCO3-Ca·Mg型过渡为HCO3·SO4-Ca·Mg,HCO3·Cl-Ca·Na和Cl-Na型水。在可可西里内陆湖流域,地下水水质最差。在同一水文地质单元内,在垂向上由补给区(山区)到排泄区(谷地、盆地及高平原),地下水化学成分的变化是和地貌、岩相带相吻合(表4)。由补给区到排泄区,地下水水化学类型由简单到复杂,溶解性总固体由低到高,水质由好变差。1.5.2冻土期地下水水化学类型及总固体特点多年冻土层是控制本区深层地下水水化学特征的主导因素。无论是基岩类冻土层下水,还是松散岩类冻土层下水,主要是通过融区得到补给和排泄。因此,补、排困难、径流滞缓、地下水在含水层中停留的时间长,在运移过程中溶解了沿途地层的化学成分,从而导致深层地下水水质较差,溶解性总固体偏高。据青藏公路沿线多年冻土区内18个深孔水质资料统计,深层地下水溶解性总固体小于1.0g/L的占39%;水化学类型较复杂:大于1.0g/L的占61%,多为Cl-Na和Cl·HCO3-Na·Ca型水。其基岩类冻结层下水随着埋藏深度增大,溶解性总固体升高,水质变差的规律很明显(表5)。可见,高原冻土区地下水水化学特征同时受多种因素制约,既有区域性差异,又有较明显的垂直带性规律,并和补、径、排条件的变化相吻合。1.5.3青藏公路2所处的水质特征地下热水是高原多年冻土区特殊的地下水体,以水温异常、水中含稀有化学元素为特色。高原地下水热活动显示十分广泛。据青藏高原综考资料,水热活动可达600余处,其中有半数以上发育在多年冻土区内。甚至在冰川下面仍有温泉出露,如昆仑山脉新青峰冰川下温泉群水温均在59℃以上,最高达91℃。青藏公路温泉谷地内,泉水温度均在40~50℃,如103道班房后温泉群最高水量可达72℃。高原水热活动显示的强度可与欧洲冰岛的地热区相媲美,其标志有水热爆炸、间歇性喷泉和为数众多的温泉。高原上挽近构造和岩浆活动强度有利于地下热水的形成和发育。温泉的分布均受构造体系的控制,温泉出露多为构造复合部位或主干断裂与低序次断裂交汇部位,呈线状或带状分布,并多以泉群形式出露,泉群四周为融区。温泉溶解性总固体偏低,重碳酸根离子含量在水中尚有较大的比值,而重碳酸根离子来源主要是大气降水渗入地下经浅层溶滤的结果。水化学类型多为HCO3-Na·Ca,SO4·HCO3-Na·Ca型,并普遍含有可溶硅酸、偏硼酸、游离二氧化碳等共同特点,说明温泉的形成基本相似,反映出这些温泉是大气降水渗入经深部循环强烈交替的产物。根据泉华沉积时代,堆积范围和厚度研究表明,泉水温度和流量与构造活动强弱成正比。2多年冻土与地下水的相互作用2.1冻土层内水流动及其演化的规律多年冻土层作为隔水层和一个相对稳定的冷源作用于地下水,改变了某些水文地质条件和含水层的性质,使地下水分布赋存具有依赖于温度并与冰水相变密切相关的特殊规律。冻土和冷生地质作用对地下水的影响主要表现在下列几方面:(1)冻结作用降低渗透性。在“高温”冻土区内,随着含水层降温,液态水逐渐冻结成为固态冰,阻塞渗透通道,使含水层的渗透系数逐渐变小,由弱透水层最后成为不透水层(隔水层)。据试验证明,d10为0.18mm,d50为9.4mm的砾石土,在12.0℃时渗透系数为12.8m/d,在-0.2~-0.3℃下稳定7h后,其渗透系数为1.53m/d,而在-2.0~-2.1℃下稳定11h后冻土渗透系数为零。该试验结果在野外亦得到证实:在青藏高原东部的岛状冻土区内,一般在高于-0.3℃的砂砾石土的冻土层中仍有液态淡水存在,成为“冻土层内水”。此类水存在于长期的负温(相对高温)的冻土(岩)层内,其必须不停地流动或具有较高的溶解性总固体时,才能长期保持为液态水。因此,冻土层内水的埋藏和运动规律受含水层空隙及其连通状况和冻土(岩)层本身温度严格制约。在特定环境下,冻土层内水以层状、脉状或管状形式在冻土(岩)层中流动。在流动过程中,水和周围的冻土(岩)体不停地进行热交换,冻土层降低了地下水温,而地下水又不断地促使周围冻土(岩)层消融。两者相互作用,冻土层内水在水热交换的动平衡中赖以存在。当冻土(岩)层温度变低时,渗透性会更差,冻土层内水流动速度更慢,最后可能导致空隙完全被冰充填,使冻土层内水完全由液态变为固态地下冰,此时冻土(岩)层则成为名符其实的隔水层。反之,冻土(岩)层温度升高,空隙中含冰量越小,渗透性越好,含水层的富水性亦越好。如果冻土层水流速增加或土温继续升高,则有可能将周围冻土层全部消融,转为季节冻土层或融区,冻土层内水亦随之变为非冻土区地下水。在目前高原冻土呈区域性冻土退化背景下,在高温岛状冻土区内,冻土层内水的后种变化趋势正加速转变,薄层高温冻土层逐渐消融,使该区水文地质条件发生明显改变。(2)反复冻融改变含水层的透水性。在季节融化层内,经过反复冻融的亚砂土,碎石土类结构变得疏松,孔隙增多,孔隙度增大,透水性增强。在山区,强烈的寒冻风化作用形成的破碎带增加了岩层的透水性,致使冻土层上水补给充沛,径流和排泄畅通,为此类冻土层下水富集和运移提供了空间场所,呈现出面状贮水的特征。(3)冻土层致使水文地质条件复杂化。冻土作为隔水层,阻碍了地下水在水平和垂直方向的补给和运移。多年冻土分布格局控制着地下水的埋藏、分布及水化学特征,致使区域水文地质条件复杂化,如冻土层上水的含水层厚度、水量、水温、相态、水化学特征及水动力性质均具有季节性变化。水在冻结成冰的过程中是脱盐的,试验表明未冻结水的溶解性总固体是冻结成冰溶解性总固体的2.45倍,经反复冻融后的冻土层上水,水质较好。在季节融化层内,地下水一般具有潜水性质;当季节融化层冻结到一定深度时,冻土层上水则具有局部承压性。冻土层下水的水化学性质与多年冻土层厚度有直接关系(表6)。厚度越大,冻土层下水埋藏越大,循环周期越长,水质越差。2.2冻土作用及地下水开发阶段e地下水可对多年冻土起升温作用,导致高原多年冻土平面分布的连续变差和厚度减薄,并对多年冻土的形成和演化有极大的影响。地下水在运移过程中可释放热量,使相邻的多年冻土层地温升高。冻土层下水可使上覆多年冻土层升温及融化,减小冻土厚度,增大地温梯度。例如,在楚玛尔河高平原、通天河、沱沱河等盆地,冻土层下水发育并普遍具有承压性,致使这些地段多年冻土层较薄,地温高(表6),而山区、丘陵区冻土层下埋藏深,冻土层厚,地温低。地下热水可造成大片融区,最突出的是布曲河谷地;谷地两侧有大量温泉出露,温泉群中最大单泉流量720m3/d,最高水温达72℃;整个谷地为地热异常带。它抑制了冻土发育,形成了沿青藏公路长达70km,宽10~20km的带状融区。在地下水与冻土作用过程中,地质构造及岩性的影响较为突出。地质构造通过它所控制的地质、地理条件总和及大地热流对冻土厚度和地温施加影响。青藏高原新构造运动强烈,构造断裂发育,构造融区很多。但并非所有构造破碎带均能形成融区。只有在破碎带内有地下水的赋存和循环,才可在局部形成融区。作为稳定的热源和传热媒介,地下水不断地运移将地下热量和暖季地表的热量散发于冻土层中。断裂的性质控制着地下水发育程度。同一断层带内,在断层上盘往往发育派生的张性及张扭性断裂,是地下水储存和运移的良好场所。地下水释放热能使多年冻土层减薄,甚至形成构造融区。而在断层下盘,一般为压扭性断裂,透水性差,往往发育着多年冻土层。地下水对多年冻土层的作用,不但取决于构造的性质,同时也与地下水的运动状况及富水程度有关。在构造破碎带不透水或弱透水地段,地下水对多年冻土的作用往往是不明显的。在地下水富水区段多年冻土厚度普遍减薄,且变化幅度较大。在贫水区段,多年冻土厚度往往较大,且相对稳定。所以水文地质条件越复杂的地段,多年冻土分布变化越大。岩性是决定含水层富水性的重要因素。例如,在青藏线的西大滩和温泉谷地内,冲洪积和冰水相砂砾石层渗透性强、径流条件好,因而不利于多年冻土发育,而成为季节冻土区或融区。3地表径流、地表水资源量的变化规律高亢的地势和特殊的大气环流制约着青藏高原的气候特点。在暖季盛行的东南风和西南风,将南海和孟加拉湾暖湿气流顺怒江、澜沧江、金沙江和雅鲁藏布江等河谷输送到高原东南部及南部,使该地区产生丰沛的降水,年降水量达400~800mm,甚至更多。这些水汽向西北输送过程中逐渐减弱。在冷季,青藏高原的气候主要为西风环流支配,降水少,从而造成整个高原降水从东南向西北逐渐减少的趋势,使高原降水在区域和时间上分布极不均匀。尤其是高原中西部内陆湖区,降水少,河网稀疏,径流贫乏。这些特点导致整个高原水资源分布差异很大。目前在我国西北受西风环流为主体的地区,气候正在发生由暖干向暖湿转型的趋势。主要标志包括:山区降水量和冰川融水量增加明显超过蒸发量,河川径流量明显增加,内陆湖泊的水位大幅度上升。气候转型趋势在青藏高原西部内陆湖区已有反映,如近几年来,纳木湖、色林湖、格措湖等大湖水位均有所上升。湖周地下水位回升,地表生态环境恶化的趋势得到遏制。但在高原东部一直保持暖干型的状况,尤其在黄河源区,降水没有发生明显变化,其他水循环要素则发生比较明显的变化。主要特点为在气温持续升高的背景下,陆地蒸发量不断增加、径流减小,土壤和湖泊的调储量为负均衡趋势。表现为地下水位下降,湖泊、沼泽湿地大面积萎缩,黄河多次出现断流,源区内水资源逐渐减小。变化最明显的是地表水。据20世纪60年代统计,源区内总湖水面积1226.9km2,到2000年湖水面积1177.3km2,湖水面积减少了49.6km2,湖泊萎缩,甚至干涸、碱化,盐湖化十分明显。据2006年统计,玛多县境内就有一半的中小湖泊干涸。目前仅剩下的大、中型湖泊水位仍在下降。从20世纪50年代至2001年扎陵湖、鄂陵湖水位已下降了3.08~3.48m;阿涌贡玛湖在1999~2001年间共下降了0.61m,湖面缩小了约12%。据1992~2001年间观测,玛多附近河谷平原地下水位下降了0.52~1.68m,平均下降速度为0.1m/a。最近几年仍保持这种下降趋势。区内以冻土层上水补给的泉多已干涸。以单泉径流模数减少程度百分比统计计算结果表明,源区内1989~2002年的14年间,冻土层上水天然补给资源总共减少1.52×108m3(42.23%),平均每年减少0.11×106m3。冻土层上水的水资源占该区地下水资源总量的88.3%。目前冻土层上水补给锐减,对黄河源区冻土生态环境影响相对严重。对浅层地下水补给依赖性强的低位沼泽湿地明显萎缩。经用1990年和2000年遥感图像与1976年调查资料对比,源区1976年沼泽湿地面积为8864km2,1990年减至8005km2,到2000年大幅减至5743km2,从而导致区内多数地段的高寒沼泽化草甸向高寒草甸及高寒草原演替,随之植被盖度及根系发生变化,使植被对土壤中水分含量的调节作用减弱,对地表水的涵养和调储能力下降,水分流失现象严重。地下水位下降也改变了原来的水力联系和条件,打乱了原来的水均衡格局,即补给、径流和排泄的年均衡状态,甚至造成地表水与地下水的补排关系倒置。当地下水位下降到低于当地河水位,从而引起一些河流流量减少或断流。例如,本区内黄河径流量变化很明显。在正常年份黄河沿站断面年平均径流量10~20m3/s,其中1991~2004年间年平均径流量减少到0.619m3/s(2000年),为有器测记录以来的最低值。在此期间,黄河源区多次出现断流。研究发现,黄河源区水资源减少与区域冻土退化有密切关系。本区大多数为岛状不连续多年冻土段,冻土层厚度薄、地温高。当局部地段多年冻土层消融或地温升至0℃附近,个别地段变为(弱)透水层,并可能形成或加大了(贯穿)融区通道,将地表水和原来的冻结层上水大量补给于深层地下水中。相应地,造成地表水和冻结层上水减少。目前,区内多年冻土分布范围正在缩小,融区和季节冻土区不断扩大,地下水的储水空间增加。即使在补给量不变的