青藏高原气候变化及其生态效应分析

张云红;许长军;亓青;侯光亮

【摘 要】利用1961—2001年青藏高原气象站点气温降水数据,以及20世纪70—90年代青藏高原的遥感影像及搜集到的青藏高原冻土、冰川、植被、沙漠化、河流径流等观测数据,分析了20世纪60年代以来青藏高原气候变化及其地域变化的差异,及由于气候变化导致的青藏高原出现的生态效应及其环境问题。青藏高原对于现代的全球变暖响应显著,距今高原平均增温速率为0.16℃/10年,大于全国的增幅;降水呈微弱增加趋势,且气温与降水的变化表现出显著的地域差异;高原西部对响应全球变暖更为敏感;气候变化导致高原产生了一系列生态效应,主要包括冻土退化迅速,冰川萎缩,植被带发生迁移,土地沙化面积扩大,三江源区地表径流减少,湖泊萎缩,湿地退化。%Based on the meteorological data of temperature and precipitation from 1961 to 2001 and remote sensing images during

1970

＇

s

and

1990

＇

s,and

observational

data

of

permafrost,glacial,vegetation,desertification and river flow on the Tibetan Plateau,climate change differences of the plateau and other region were analyzed.Tibetan plateau responded to modern global warming was significant.The average warming rate of 0.16 ℃/10 a was greater than that of the nation in past 40 years.Precipitation showed a slight increasing trend.Changes in temperature and precipitation showed significant regional differences.The response of the west plateau to global change was more sensitive.Climate changes on the plateau have resulted in ecologiacl problems,including premafrost edgradation,glaciers shrinking,changes in vegetation,grassland

degradation,desertification,reduction degradation.

of surface runoff,lake and marsh

【期刊名称】《青海大学学报（自然科学版）》

【年(卷),期】2011(029)004

【总页数】5页(P18-22)

【关键词】青藏高原;气候变化;生态效应;GIS分析

【作 者】张云红;许长军;亓青;侯光亮

【作者单位】青海省基础地理信息中心,青海西宁810001;青海省基础地理信息中心,青海西宁810001;青海省基础地理信息中心,青海西宁810001;青海省基础地理信息中心,青海西宁810001

【正文语种】中 文

【中图分类】P462.6

作为对全球变暖的区域响应，青藏高原近十年气温变化非常显著，观测资料表明青藏高原是全球响应全球变暖最为敏感和最为显著的地区之一，且海拔高度愈高，则气温变化愈显著。1955到1996年青藏高原温度增长速率为0.16℃［1］，1961到2008年西藏

年均温度增长速率为0.32℃;从1961到2006年，青海高原年平均气温呈明显上升趋势，气温倾向率达0.36℃［2］，二者均高于全国平均气温增暖速率，而同期全国年均气温倾向率10年间大致为0.28℃［3］，高原气温变化显著大于全国。由于高原地域辽阔，因此气温变化存在显著的区域差异。通过GIS研究分析，青藏高原气温变化大致以唐古拉山为界，以北地区冬夏两季和年平均气温变化幅度都比南部大，另外高原西部又比东部大［4］，高原升温一般发生在西部，然后向东部推进，可能指示了高原内部响应全球变化也有区域差异，高原西部最为敏感，气候变化的脆弱性最强［5］。

增温过程存在显著季节差异，主要发生冬春季节［6］，冬季的增温最为明显，夏秋两季增温不明显［7］。从时间序列来看，1961—2001年青藏高原前期气温较低，后期增温的转变过程以1987年为气温突变点，1960—1970年高原年均气温低于40年的平均值，1987年后气温超过序列的平均值。

1961—2001年，青藏高原的降水呈现微弱增加趋势，上世纪60年代到80年代初期，多年降水低于40年的多年平均降水量484.42mm，而后20年降水值超过40年的多年平均。即上世纪80年代中期降水有一定增加，但年际波动很大。降水量的增加与气温大致相同，主要表现在冬春两季，春季多年平均降水82.3mm，呈显著的增加趋势，年际变化波动较大;夏、秋季多年平均降水量分别为287.4mm和105.4mm，没有明显的年际变化［8］。

GIS分析结果从空间来看，高原降水量近40年变化的空间基本特征，主要呈现西北－东南向的增加趋势;高原站点40年年降水量大部分表现为增加趋势，只有青海东南部和南疆及西藏部分站点出现下降趋势。这一时间变化趋势的空间分布则大致表现为中东部和

南北的反向变化。分冷、暖季来看，冷季降水量增加趋势显著的站点远多于暖季;40年来高原降水量10年的年代际变化趋势的空间表现为高原北部变化基本稳定，而高原东南、青海东部及川西北则是主要的变化区域，有较为明显的增减更替变化;对于狮泉河、普兰一线的高原西南角也有其一定的特殊变化，20世纪70—80年代增加而90年代有显著减少。

1959—1998年青藏高原的年降水量的变化趋势由偏少到偏多，西藏那曲地区大部增幅在25mm以上;降水增加主要分布在雅鲁藏布江一带的藏东南、藏南、藏北地势较高地区及青海北部［9］。20世纪50年代至90年代初，青藏高原平均降水量呈减少趋势，阿里地区大部、日喀则地区南部、察隅年降水量减少，以聂拉木减幅最大，年代际为－23.6mm［10］。

因此，青藏高原热量与水分搭配并不完全一致，从20世纪60年代初到80年代中后期，青藏高原为相对暖干时期，从20世纪80年代后期开始，高原进入相对暖湿时期［7］。水热的季节组合也有差异，冬春季趋于暖湿化，而夏季则趋于暖干化。同时，温度和降水变化的区域差异性也不容忽视。青藏高原西北部一些地区气温的上升和降水量减少使该区出现暖干化趋势，而东南部一些地区则出现暖湿化趋势［11－12］。

青藏高原近30年来(1971—2000年)气候变化总体趋势是:气温呈上升趋势(96%的站点)，降水以增加趋势为主(69%的站点)，最大可能蒸散以减少趋势为主(84%的站点)，干燥度以降低趋势为主(77%的站点)。青藏高原陆地表层的干湿状况趋势，总体可能是由干向湿方向发展［13］。全球变暖已经引起了青藏高原气候指标的变化，随着变暖程度的加深，可能导致青藏高原气候带发生变化，高原亚寒带范围的缩小，高原温带在相应地区

的扩大，主要体现在高原的东部和青海北部。虽然高原温带的性质无变化，但是温带地区的日均温≥10℃，期间日数普遍增加较多，其最暖月气温也有明显的升高［14］。

冻土是青藏高原自然环境的重要组成部分，青藏高原多年冻土是中、低纬地区高大的高原冻土区，多年冻土面积1.5×106km2，多年冻土分布展示明显的高度和纬度地带性规律。通过实地考察和GIS分析，在青藏高原北部的昆仑山区，多年冻土主要分布于海拔4150～4300m以上，而在青藏高原南部的青藏公路沿线两道河地区，多年冻土分布下界海拔为4640～4680m。多年冻土下界大致与年均气温－2.5～－2.0℃等值线一致。气候变化对于青藏高原的冻土环境影响极大。40年来，青藏高原年均气温平均上升了约0.3～0.4℃，以冬季升温为主。监测结果表明，多年冻土正在广泛退缩［15］。冻土退化主要表现在冻土区地温升高、不衔接冻土、多年冻土面积缩小以及冻土温度升高［16－17］。

青藏高原腹心地带江河源区属于多年冻土分布区，高原多年冻土层的存在对于高寒草甸植被生长发育意义重大，它能有效阻止地表水和土壤水分下渗迁移，使植被根系层维持较高水分;又能使活动层淋溶或淋滤的多种营养成分在此聚集，并维持土壤的低温条件而易于有机质积累;多年冻土退化又引发一系列环境问题，使植被根系层土壤水分减少，表土干燥，沼泽疏干;并使土壤结构、组分发生变化，从而使高寒草甸、沼泽草甸植被退化，优势植物种群发生演替［18－19］。

冻土退化可引发草场的退化、沙化、沙漠化，也导致一些地貌景观和灾害冰缘现象的增强，致使植被破坏，水土侵蚀加速，甚至沙漠化。当然，植被分布和类型也将受冻土下界的变化而变化。另外，冻土退化也对高原水循化产生不利影响，冻土区的水文情势多决定于活动层的水热状况，融化层加深导致土壤水分逐渐散失，蒸发加强和径流减少，对高

原水资源的稳定性产生重要影响。

青藏高原及其周边地区是中国冰川主要分布区，青藏高原平均海拔达4500m，高海拔与严酷寒冷的环境为山地冰川发育提供了有利条件，是中国冰川分布最为主要的区域。青藏高原1961—2000年的50年间，冰川面积缩小236km2，占总面积的3.2%［17］。

由于高原不同区域气候类型与气候变化差异较大，导致冰川变化也表现出较大的区域差异。昆仑山位于高原北缘，近40年来，昆仑山冰川总体呈退缩状态，但不同区域冰川退缩幅度不同。GIS结合遥感分析发现，自1966年以来昆仑山东段的冰川面积减少了17%，而昆仑山西段自1970年以来只减少了0.3%，昆仑山中部的冰川变化幅度介于两者之间。近30年来，青藏高原中部地区冰川处于相对稳定状态，但也呈现出退缩的发展趋势，例如，长江源区的冰川面积减少了1.7%。喜马雅山北坡的冰川萎缩较为显著，近20年有大量小冰川已经消失［20］。研究表明，1956—1990年祁连山西段西北坡的170条冰川总面积减少了4.8%;对于面积小于1km2的冰川来说，其退缩更为显著，这类冰川总面积减少了23%［21］。

20世纪80年代初至2000年，青藏高原植被覆盖率总体上呈增加趋势，高原南缘湿润大区主导高原地区植被整体年平均变化趋势［22－23］。在20世纪90年代中期前后，高原亚干旱大区为主体的北部降水量略有减少，故植被覆盖出现减少的现象。研究表明，气温的差异决定高原地区植被覆盖的区域差异，而降水量是决定高原地区植被整体覆盖年际变化及波动的主要气候驱动因素［24］。气候变化还影响到植被的返青期和黄枯期，部分地区物种组成和群落结构改变，垂直和水平植被带推移;在植被净初级生产力总体呈现增加趋势的同时，一些地区的生物量有所下降，土壤碳库也随之发生相应改变［25］。

由于高原气候变暖，牧草生长上限将向高纬度、高海拔偏移，寒性草原带向温性草原带转化。青藏高原腹地高寒草原与高寒草甸过渡区，则表现为高山嵩草群落向紫花针茅群落的退化［26］。反映在高原腹地的生态演化模式为表征干旱气候系统的高寒草原植被带的扩张，而扩张的方向则是逆高原夏季风传输方向，平面上表现为高寒草原带向南的扩张［27］。

气候变化对玛多、沱沱河一带的高寒草原和高寒沼泽草甸植被生长不利，气温升高，尤其是夏季气温升高将使蒸发强度增大，相同时期降水量没有增加甚至减少，造成植被因干旱而退化，沼泽草甸因干旱而疏干，湿生草甸植被向中旱生植被演替［28］，区域气候的这些变化均不利于植被正常生长与繁衍，导致植被大范围退化。青海高原在20世纪80年代可利用草地面积比70年代减少了7.53×104km2，90年代比80年代减少了7.06×104km2，90年代末草地退化速度加快，1998年中度以上退化草地面积7.33×104km2，占草地总面积的20.15%，严重退化草地4.40×104km2，占草地总面积的12.10%［29］。

GIS分析黄河源区1976—1978年、1985—1986年、1995—1996年3个时段，不同景观类型的变化情况，江河源区生态景观变化十分剧烈，高山草原化草甸景观、荒漠化草原景观及沙漠化景观，在90年代都有显著增加;高山草原化草甸类型、高寒草甸类型以及沼泽草甸类型均呈显著减少趋势。以高寒荒漠化稀疏草原为代表的高山草原草甸退化景观、以及以流动和半固定沙丘为代表的严重荒漠化景观类型，在进入90年代后发展迅速，空间面积的增加幅度分别由70—80年代的39.67%和17.19%上升为261.52%和347.22%，增加6～20倍［30］。

青藏高原气候暖干化，是土地沙漠化的重要驱动力。GIS分析，1949年初至1998年青海省沙漠化土地面积增加了9.18×104km2，平均每年增加1.90×103km2。20世纪90年代末期增长率最大，为4.94%。根据2000年和2001年CBERS－1卫星遥感解译，黄河源头玛多县土地荒漠化主要表现为盐碱化和沙漠化面积增加，年增加速率分别为4.15km2和3.82km2［31］。

青藏高原由于其高耸的地势，遍布的沼泽，纵横的冰川而成为世界许多大河的发源地，尤其是三江源区被誉为“中华水塔”。气候变化无疑会对河流的流量产生影响。研究表明，区域降水量是黄河源区径流变化的主导因子，最高气温是重要因子。在区域降水量逐年减少的背景下，气温升高进一步加剧径流量的减少。区域蒸发量和最低气温对径流量也有不同程度的影响，气候因子的综合作用是黄河源区径流变化的根本原因［32］。

气候干暖化，以及青藏高原水循环过程的变化，使得高原湖泊也发生了一定的变化。GIS结合遥感分析发现，目前“三江源”地区大多数湖泊都出现了水域面积缩小以及内陆化和盐化的现象。20世纪60年代，青海省湖泊面积大于1km2的有226个，目前约有1/4的小型湖泊陆续干涸。黄河源区的扎陵湖、鄂陵湖水位下降2m，其他4000多个湖泊中有2000多个已经干涸［33］。

长江源区面积约600km2的赤布张湖，目前已经萎缩解体为4个子湖;面积约为300km2西金鸟兰湖，推测面积缩小近2/3。著名“星星海”中的年龙日措湖，1990年湖水面积为15.3km2，2000年完全干涸;2001年还存在的阿涌朵玛措湖，仅隔一年，在2002年基本干枯;阿涌杂哇措湖的面积也由1990年的115.59km2萎缩为2000年的89.15km2，减少了26.44km2，至2002年又缩小了1/3，气候变化导致的湖泊萎缩使

“星星海”4个姐妹湖仅存一个半。

青藏高原由于其高寒特征及其冻土发育，孕育了面积广大的湿地沼泽。高原湿地具有特殊的生态功能，湿地及其周围区域一般是高原生物多样性最为丰富的地区。三江源头湿地生物种类较为丰富，有湿地种子植物约428种;湿地动物约151种，其中鸟类约73种、鱼类约55种、哺乳类约14种以及两栖类9种。湿地植被有水生植被、沼泽植被和沼泽草甸3大基本类型［34］。随着区域气候变化，高原湿地发生严重的退化。黄河源区20世纪80年代初，有沼泽面积3895.2km2，90年代卫星遥感解译结果，沼泽面积为3247.45km2，减少了647.75km2，平均每年递减达58.89km2。若尔盖高原湿地是青藏高原湿地的重要组成部分，自上世纪90年代开始，该区沼泽湿地开始出现退化迹象，目前沙化、旱化现象已日趋加重。1950初期，该区沼泽的湿地率约为6.49%，而目前仅为1.85%，在近50年中减少了约70%。该区沼泽湿地发生逆向演替:沼泽湿地→沼泽化草甸→草甸→沙漠化地→荒漠。因此，湿地萎缩退化是区域响应气候变化、冻土退化及其水循环过程调整的结果。

青藏高原冻土退化、冰川退缩、草场退化、土地沙化、湿地退化等生态环境问题，气候变化和人类活动是最主要的因素。建立长期的生态变化监测机制，分析预测变化趋势和影响，针对性地减少人类活动破坏，采取有效保护和治理措施，逐步改善青藏高原生态环境，是一项长期而且紧迫的重要工作。

【相关文献】

［1］Liu X D，Chen B D.Climatic warming in the Tibetan Plateau during

recent decades［J］.International Journal of Climatology，2000，20(14):1729－1742.

［2］汪青春，秦宁生，唐红玉，等.青海高原近44年来气候变化的事实及其特征［J］.干旱区研究，2007，24(2):234－239.

［3］《气候变化国家评估报告》编写委员会.气候变化国家评估报告［M］.北京:科学出版社，2007:24－28.

［4］向波，缪启龙，高庆先.青藏高原气候变化与植被指数的关系研究［J］.气候分析与农业气象，2000，21(1):29－36.

［5］陈晓光，李林，朱西德，等.青海省气候变化的区域性差异及其成因研究［J］.气候变化研究进展，2009，5(5):249－254.

［6］韦志刚，黄荣辉，董文杰.青藏高原气温和降水的年际和年代际变化［J］.大气科学，2003，27(2):157－170.

［7］牛涛，刘洪利，宋燕，等.青藏高原气候由暖干到暖湿时期的年代变化特征研究［J］.应用气象学报，2005，16(6):763－771.

［8］张磊，缪启龙.青藏高原近40年来的降水变化特征［J］.干旱区地理，2007，30(2):240－246.

［9］林振耀，赵昕奕.青藏高原气温降水变化的空间特征［J］.中国科学:D辑，1996，26(4):354－358.

［10］左慧林，傅平顺，杜军.西藏气候和环境变化及其对策［J］.西藏科技，2009(6):55－57.

［11］蔡英，李栋梁，汤懋苍，等.青藏高原近50年来气温的年代际变化［J］.高原气象，2003，22(5):464－470.

［12］樊启顺，沙占江，曹广超，等.气候变化对青藏高原生态环境的影响评价［J］.盐湖研究，2005，13(1):12－18.

［13］吴绍洪，尹云鹤，郑度，等.青藏高原近30年气候变化趋势［J］.地理学报，2005，60(1):3－11.

［14］赵昕奕，张惠远，万军.青藏高原气候变化对气候带的影响［J］.地理科学，2002，22(2):190－195.

［15］Cheng G D，Huang X M，Kang X C.Recent permafrost degradation along the Qinghai-Tibet Highway［M］.Guangzhou:South China University of Technology Press，1993:1010－1030.

［16］金会军，李述训，王绍令，等.气候变化对中国多年冻土和寒区环境的影响［J］.地理学报，2000，55(2):161－173.

［17］王绍武，董光荣.中国西部环境特征及其演变:第一卷［M］.北京:科学出版社，2002:49－61.

［18］程国栋，李培基，张祥松，等.气候变化对中国积雪、冰川和冻土的影响评价［M］.兰州:甘肃文化出版社，1997:22－56.

［19］Lunardini V J.Climate warming and degradation of warming permafrost［J］.Permafrost and Periglacial Process，1996，7(4):311－320.

［20］晋锐，车涛，李新，等.基于遥感和GIS的西藏朋曲河流域冰川变化研究［J］.冰川冻土，2004，26(3):261－266.

［21］刘时银，丁永建，李晶，等.中国西部冰川对近期气候变暖的响应［J］.第四纪研究，2006，26(5):762－771.

［22］朱文泉，潘耀忠，阳小琼，等.气候变化对中国陆地植被净初级生产力的影响分析［J］.科学通报，2007，52(21):2535－2541.

［23］Luo T X，Pan Y D，Ou Y H，et al.Leaf area index and net primary productivity along subtropical to alpine gradients in the Tibetan Plateau［J］.Global Ecology and Biogeography，2004，13(4):345－358.

［24］徐兴奎，陈红，Levy J K.气候变暖背景下青藏高原植被覆盖特征的时空变化及其成因分析［J］.科学通报，2008，53(4):456－462.

［25］于海洋，张振德，张佩民.青海土地荒漠化评价及动态监测［J］.干旱区研究，2007，24(2):153－158.

［26］张新时.全球变化研究的植被——气候分类系统［J］.第四纪地质，1997，16(2):157－169.

［27］袁婧薇，倪健.中国气候变化的植物信号和生态证据［J］.干旱区地理，2007，30(4):465－473.

［28］王根绪，李琪，程国栋，等.40年来江河源区的气候变化特征及其生态环境效应［J］.冰川冻土，2001，23(4):346－352.

［29］中华人民共和国农业部畜牧兽医司，中国农业科学院草原研究所，中国科学院自然资源综合考察委员会.中国草地资源数据［M］.北京:中国农业科学技术出版社，1996:108－393.

［30］王根绪，沈永平，程国栋.黄河源区生态环境变化与成因分析［J］.冰川冻土，2000，22(3):200－205.

［31］伏洋，张国胜，李凤霞，等.青海高原气候变化的环境响应［J］.干旱区研究，2009，26(2):267－276.

［32］孙卫国，程炳岩，李荣.黄河源区径流量与区域气候变化的多时间尺度相关［J］.地理学报，2009，64(1):117－127.

［33］李林，吴素霞，朱西德，等.21世纪以来黄河源区高原湖泊群对气候变化的响应［J］.自然资源学报，2008，23(2):245－253.

［34］陈桂琛，黄志伟，卢学峰，等.青海高原湿地特征及其保护［J］.冰川冻土，2002，24(3):254－259.