三江源區干濕變化特征及其影響

白曉蘭,魏加華,解宏偉

1 青海大學 三江源生態與高原農牧業國家重點實驗室,西寧 810016 2 清華大學 水沙科學與水利水電工程國家重點實驗室,北京 100084 3 青海大學 水利電力學院,西寧 810016

全球氣溫顯著增加[1],位于青藏高原腹地的三江源區對氣候變化敏感,氣溫增速明顯高于世界其他區域[2- 4],且未來還可能持續升溫[5]。干濕狀況反映區域的水分平衡和氣候特征,研究其對氣候變暖的響應十分重要。三江源是中國海拔最高的天然濕地和生物多樣性分布區,為生態文明建設的重點區域,具有水源涵養與調節、保障源頭生態安全等功能,研究三江源區干濕變化規律特征,對水資源科學管理和三江源生態保護具有指導意義。

干燥度指數(Aridity index, AI)是表征一個地區干濕程度的指數[6]。潛在蒸散(Potential Evapotranspiration, PE)是水分循環的重要組成,也是導致干旱半干旱地區水分虧缺的重要因子,因此,常用潛在蒸散(也稱可能蒸散)代表干燥度指數,評價區域干濕狀況。國內外學者提出了多種干燥度計算方法,大致可分兩類：(1)建立降水和氣溫的經驗關系。如Selianinov干燥度[6]、deMartonne干燥度[7],這些方法在我國氣候和干濕變化研究中均取得了較好的效果[8- 10]。(2)計算潛在蒸散(PE),以降水與潛在蒸散的關系代表干燥度。如國際上廣泛采用的Penman法[11],Thornthwaite法[12]、Holdridge潛在蒸散率法(Potential Evapotranspiration Rate,PER)[13]等。Thornthwaite法廣泛應用于氣候分類和植被-氣候關系、干濕變化的研究[14]。Holdridge潛在蒸散率法,又稱Holdridge生命地帶分類系統[15],美國植物生態學家Holdridge研究發現,某一區域的植被在特定氣候條件下可根據其綜合外貌的簡單分類或更詳細的個體及群體所構成的生命形式來劃分,其分類單位稱“生命地帶”。

上述方法各有優劣和適用范圍,孟猛等[6]分析了多種方法的特點,認為利用謝良尼諾夫、deMartonne和Holdridge等方法,可以分析過去50 a里我國干濕氣候的波動,特別是北方地區干濕變化。Penman法雖然得到廣泛應用[16-18],但所需氣候指標較多,在高原高寒凍土分布廣、資料稀缺的三江源區適用性受限。張新時[19]將Holdridge潛在蒸散率模型引入我國時,對模型作了適當修正,考慮了植被等因素影響,增加了青藏高原的植被模型和干旱分級。修正后的方法綜合考慮氣溫、降水等對干濕變化的影響,符合三江源區主要因降水少、氣溫升高導致常年干燥的實際情況,且有明確的物理和生態學意義。李軼冰等[20]、汪治桂等[21]利用Holdridge潛在蒸散率分析了江河源區及局部區域干濕變化及影響因子,進一步驗證了該方法的適用性。但已有研究很少綜合考慮多個因子的影響,且數據樣本時段較短,研究區域范圍較小。本文利用三江源區1957年以來的水文氣象等數據,采用Holdridge潛在蒸散率(PER)代表干燥度,用累計距平、Pettitt突變點檢測及逆距離加權法分析三江源區干濕變化特征,探討干濕變化對氣象因子的響應,以揭示區域環境對氣候變化的響應規律,為三江源區生態綜合治理對策研究提供支撐。

1 研究區概況

三江源區是長江、黃河和瀾滄江的源頭匯水區,是我國重要的水源涵養地。根據《青海三江源生態保護和建設二期工程規劃》,保護區總面積約39.5萬km2,包括玉樹藏族自治州、果洛藏族自治州、海南藏族自治州、黃南藏族自治州全部行政區域的21個縣和格爾木市的唐古拉山鎮,共158個鄉鎮。地理位置為31.39°—36.56°N,89.45°—102.23°E。平均海拔4000 m以上。近15 a的年平均降水量404 mm,降雨年際變化較大,主要集中在6—8月。三江源區具有典型高原大陸型氣候特征,年平均氣溫在-5.4—7.5℃之間,近58 a該區的年日照時數在2300—2900 h之間。三江源地理位置、主要河流及氣象站點分布如圖1所示。

圖1 三江源地理位置及氣象站點位置圖Fig.1 Distribution diagram of location and meteorological stations in the TRH

2 數據與方法

2.1 數據來源

本研究實測降水數據來自中國國家氣象數據服務網提供的國家氣象站的日氣象數據(表1)。為保持數據的連續性和一致性,剔除了存在站點遷址的治多站。鑒于各站點的數據起始時間不同,且個別站點存在缺測漏測的情況,本文采用連續性、一致性好的18個站點1957—2014年的實測數據進行分析,個別月份缺失的數據采用相鄰或經緯度相近的站點數據進行插補。

2.2 研究方法

2.2.1 Holdridge潛在蒸散率(PER)

本文采用Holdridge潛在蒸散率(PER)代表干燥度。該方法確定年生物溫度(ABT)、年降水量(P)與潛在蒸散率(PER)3個氣候指標為主要參數,參數意義如下：

表1 三江源國家氣象站站點經緯度、海拔要素表

(1)Holdridge方法以生物溫度(BT)作為熱量指標。認為,0℃是植物生長的主要界線溫度,因此將一年內大于0℃積溫的日平均值作為生物溫度。規定小于0℃按0℃計,大于30℃按30℃計。ABT代表年生物溫度。

(2)潛在蒸散率(PER)是潛在蒸散(PE)與溫度的函數。Holdridge通過總結世界大量氣象臺站及相應生態類型,研究潛在蒸散(PE)與生物溫度(BT)關系后,發現二者存在比例關系,即潛在蒸散率(PER)是潛在蒸散(PE)與年降水量(P)的比值。

本文采用張新時[19]修正的模型計算：

PER=PE/P

(1)

式中,PE為潛在蒸散量,P為年降水量；PE由式(2)計算：

PE=58.93×ABT

(2)

式中,ABT為年生物溫度,由式(3)確定：

(3)

式中,ti為日均溫(0℃≤ti≤30℃,i為日,i=1,2,…,365)；tj為月均溫(0℃≤tj≤30℃,j為月,j=1,2,…,12)。計算時,日均溫ti與月均溫tj低于0℃計作0℃,高于30℃計作30℃。用潛在蒸散率PER值代表的干濕程度(表2),為8級[13]。從計算過程可知,用日均溫計算的精度要高于用月均溫的計算,結合掌握的日均溫氣象資料,本文采用日均溫,即：

(4)

表2 潛在蒸散率PER代表的干濕狀況劃分標準

2.2.2 累計距平趨勢檢驗

累計距平是一種由曲線直觀判斷趨勢的方法,對于序列x,某一時刻t的累計距平表示為：

(5)

2.2.3 Pettitt突變點檢驗

Pettitt突變點檢驗是一種基于非參數序列的檢驗,用于突變點的識別[22]。統計參數Kt(t=2,3,…,n)由式(6)給出：

(6)

其中,sgn為秩序列,是第i時刻數值大于或小于j時刻數值個數的累計數；若xi-xj>0,則sgn(xi-xj)=1；xi-xj=0,則sgn(xi-xj)=0；xi-xj<0,則sgn(xi-xj)=-1；可能發生突變的點T應滿足KT=Max|Kt|(1≤t

P=2exp[-6KT2/(n3+n2)]

(7)

式中,若P≤0.5,則認為T點為檢測的變異點,在統計學意義上顯著。

2.2.4 逆距離加權法(IDW)

為計算因子的空間分布,常用的空間內插方法有泰森多邊形法、逆距離加權法(IDW)和克里金法。相對而言,IDW方法比泰森插值更加精確和流暢[23]。考慮簡易程度和內插氣象變量的精確性,本文選擇IDW方法進行因子空間化處理,該方法計算公式如下：

(8)

式中,N是氣象站數量,Zp是目標點的值,Zi是第i個點的值,Di是第i個點到目標點p的距離,β是Di的指數，經過多年研究，將該指數賦值為2，因此，逆距離權重法也稱為逆距離平方法。

3 結果與分析

3.1 潛在蒸散率PER時間變化分析

3.1.1 PER年際變化

利用泰森多邊形法得到研究區18個氣象站的權重,計算得到加權的年平均潛在蒸散率PER值,圖2是三江源區1957—2014年PER的年際變化。從圖中可以看出,三江源區多年PER值呈上升趨勢(圖2),但并不顯著。多年平均潛在蒸散率5.58,其中最低值為4.17(1976年)；最高值為7.56(2000年)。1957—1998年間PER值在4.17—6.54,整體處于干旱狀態；1998年后,PER值在4.93—7.56,有明顯的增加。表明該區域1998年之后出現干旱增強態勢。3年、5年滑動平均分析結果均呈現與上述相似的增加趨勢(圖2),1990年前趨勢較平緩,1990年后呈明顯的波動上升。

圖2 1957—2014年潛在蒸散率的變化趨勢及滑動平均檢驗Fig.2 Trend test and Moving average change test of PER from 1957 to 2014

3.1.2 PER趨勢及突變點檢驗

為進一步分析三江源區干旱的變化趨勢,采用累計距平法檢驗PER變化趨勢,結果如圖3所示。圖3表明58 a來該區PER經歷了一次顯著的波動,1957—1993年該區PER呈下降趨勢,但20世紀60年代中期到80年代初期出現兩次小幅波動,1966年累計距平值突增并在1967年又回歸到正常水平；1968—1976、1976—1983年分別出現小幅波動,直到1993年達到極值。1993年后PER增加趨勢明顯,到2002年后達到新的狀態,上升趨勢趨緩。

線性估計及累計距平盡管也能估測突變點的出現時段,但是它們更傾向于表現趨勢變化,Pettitt非參數檢驗法在排除自相關后,能更好的表現突變性。Box-Ljung檢驗法是基于一系列滯后階數,判斷序列總體的相關性。該檢驗原假設總體的相關系數為零。用此方法檢驗了PER序列的自相關,結果表明(表3),自相關系數都在置信區間(95%)內,沒有超出閾值,并且所有的滯后項都不顯著,證明PER序列不存在顯著地自相關。

表3 PER序列的自相關檢驗

Pettitt突變點檢驗結果進一步表明(圖3),1957—2014年該區PER值突變點發生在1997年,趨勢變化中出現明顯轉折的點是1998年,兩種分析呈現的結果接近。綜合以上時間變化規律特征,說明三江源的干旱狀況從20世紀90年代中后期開始加劇。有研究認為[24],三江源區在全球變暖背景下存在強烈的氣候轉型,20世紀80年代末出現暖干化趨勢。這也說明三江源區的干旱增強與氣候變化密切相關。出現這種結果可能有兩方面原因,一是20世紀90年代中后期的厄爾尼諾導致氣候變化異常,引起三江源區PER的突變；二是受全球氣候變化的影響,20世紀90年代后期全球氣溫升高,導致蒸散發增加。劉蕊蕊等[25]也認為三江源的干旱突變與厄爾尼諾現象發生的時間基本相近。三江源區由亞洲季風氣候主導,該氣候系統變化復雜,且容易受到大范圍天氣模式的影響,例如厄爾尼諾南方濤動(ENSO)和北大西洋振蕩[26]。一般,使氣候變暖的厄爾尼諾事件削弱了印度夏季季風[27],導致降水比平時少,地表水分減少。

圖3 1957—2014年潛在蒸散率的趨勢檢驗和突變點檢驗Fig.3 Trend test and mutation point test of PER from 1957 to 2014

3.2 PER空間變化特征

采用IDW分析三江源區PER的空間分布,結果如圖4所示。三江源區多年平均PER整體上自東南向西北遞減。三江源東北部的貴州、同仁PER值較高(圖4),貴州站PER均值為20.8,同仁為10.7,表明這些地區為干旱到超干旱；到西南、東南部,PER值逐漸減小,興海、貴南以及南部的囊謙和玉樹地區PER均值為6—8,干濕等級為干旱；而東北部的恰卜恰、東南部的久治、班瑪、西北部的伍道梁及三江源大部分地區PER值為1—4,處于半干旱半濕潤區。

各站58 a來PER值的變化速率表明：河南(-0.09/10a)和貴南(-0.03/10a)沒有表現出顯著的變化趨勢(顯著性水平P<0.1),其他16個站點均呈現上升趨勢,其中三江源中部的玉樹(0.22/10a,P<0.05)、東南部的班瑪(0.25/10a,P<0.0.05)和同仁(0.30/10a,P<0.05)增長速率最高,上升趨勢明顯。

圖4 1957—2014年三江源區潛在蒸散率PER的空間變化Fig.4 Spatial variations of PER in the TRH from 1957 to 2014

綜合分析,三江源區干濕變化表現為東南部干旱程度逐漸加劇,東北部干旱有所緩和,西北部及西南部地區增長速率較小,干旱加劇相對緩慢。三江源干濕空間差異還與海拔和地理位置密切相關,特別是以巴顏喀拉山為界,東部較濕潤、西部干旱。Shi等[28]研究認為,三江源區,海拔3800 m以下,降水隨海拔升高而增加,3800 m以上,降水隨海拔升高而減少。

3.3 PER對氣候變化的響應

3.3.1 氣象因子時空變化特征

研究三江源區干濕狀況對氣象因子的響應,需揭示氣象因子的時空變化規律。圖5是采用IDW插值得到58 a來氣象因子均值的空間分布。降水是主要的水分來源。三江源區多年平均年降水量自東南向西北遞減,與PER值空間分布正好相反(圖4和圖5)。三江源平均年降水量456 mm,東部邊緣的久治、班瑪年降水量最高,年降水量600—800之間,PER在2.5—4.1范圍,干旱程度最弱,屬半濕潤區；貴州、同仁、沱沱河地區降水量最小,處于254—413 mm之間,PER值較高,貴州和同仁地區分別高達20.8和10.7,干旱較嚴重。主要原因在于東南部山脈阻擋水汽輸送,導致該區域西北部的降水減少[29],我國400 mm降水線正好自東北到西南穿過三江源[28]。過去58 a,三江源的降水以9.9 mm/10a(P<0.01)的速率增加,徐維新等[30]認為三江源大部分地區趨于干旱化,主要決定于降水量和相對濕度的變化,降水的增加一定程度上使PER減小。氣候變化引起降水的巨大變化,多項研究指出三江源區的年降水量存在增加的趨勢[31- 32],認為1990年之后,三江源年降水量普遍呈現增加趨勢[33],與本文的研究一致。

圖5 1957—2014年三江源區降水量、氣溫、日照時數、風速、相對濕度的時空變化Fig.5 Change of time and space of precipitation, air temperature,sunshine duration,wind speed, relative humidity in the TRH from 1957 to 2014

氣候變暖引起的溫度上升會導致大氣水分需求的增加,從而影響蒸散發過程和大氣環流狀況,加劇干旱化[34- 35]。三江源區平均氣溫分布(圖5)自東向西遞減,年平均氣溫最高的為東西部的貴州、同仁地區,最高為7.5℃；最低氣溫主要分布在西北部的伍道梁地區,為-5.2℃。因為西北部常年有冰川、積雪和多年凍土覆蓋,使周圍氣溫低于其他區域。三江源氣溫總體以0.29℃/10a(P<0.01)的速率增加,氣溫和PER在空間上的分布基本一致。

三江源的日照時數(圖5)由東南向西北遞增,與PER的空間也基本一致。三江源多年平均年日照時數2588 h,其中恰卜恰、沱沱河等站點日照時數最高,分別為2938 h和2885 h,全年日照天數在240 d左右,南部地區日照時數最短。日照時數對PER的影響主要表現在促進植被、水面及地面的蒸散發,導致水分減少,加速干旱化。日照時數隨著海拔升高增加,因為隨海拔升高大氣層薄,空氣密度、水汽和氣溶膠較少,這也是西北部高海拔區PER較高的原因之一[36]。

風速對蒸散發的變化有顯著地影響[37]。三江源區1957—2014年平均相對濕度和平均風速的變化如圖5所示。風速自東南向西北遞增,西北地區的沱沱河、伍道梁站風速最高,平均風速達4.3 m/s,東南地區雨量比較豐富的地區風速較低,在1—2.3 m/s范圍內,整個高原上風速一般隨著海拔升高而增加；根據每日8時和20時數據統計計算的日平均相對濕度,空間分布上與降水大體一致,自東南向西北遞減,雨量高的東南地區平均相對濕度達66%(久治、班瑪),西北部相對濕度偏低,在50%左右。區別于其他因子,三江源區的風速和相對濕度以0.05 m s-110a-1(P<0.01)和0.3%/10a(P<0.1)的速率減小。實際上,風速快加速水汽輸送,也會使降水增加。然而三江源區域,風速逐漸減小,風速的減弱有助于減小PER,但相對濕度的減弱卻起著相反的作用。

3.3.2 PER與氣象變量的相關性

以三江源58 a的降水量、氣溫、日照時數、相對濕度、風速5個氣象因子為三江源區PER的主要影響因素,進行Spearman相關性分析,并通過雙側顯著性檢驗,結果如表4所示。其中PER和氣溫、日照時數的相關性在0.01水平上顯著,相關系數為0.334和0.348,呈正相關,表明氣溫和日照時數的增加均使PER增大。而降水量和相對濕度在0.01顯著性水平上,與PER呈負相關,且與降水的負相關性較高,為-0.523。二者的增大使三江源區PER減弱。結果顯示風速與PER并沒有顯著相關,可能是由于近年三江源區風速變化十分弱小,對PER未產生較大影響。

表4 PER與各因子間的Spearman相關分析

*相關性在0.05水平上顯著；**相關性在0.01水平上顯著

為克服Spearman多元相關分析有時并不能真實的反映變量間的相關性,本文分析了PER與各影響因子的偏相關性,結果見表5。氣溫作為控制變量時,PER與降水呈顯著負相關(P<0.01),與日照時數顯著正相關(P<0.01),而與風速和相對濕度相關性不顯著；以降水作為控制變量,PER與氣溫顯著正相關(P<0.01),與相對濕度和風速呈顯著負相關(P<0.05),相關系數在0.3左右；日照時數作控制變量時,PER與氣溫顯著正相關(P<0.01),與降水和相對濕度呈負相關,顯著性水平分別為0.01和0.05,與風速無顯著關系。相對濕度控制下,PER與降水量呈負相關,相關性較大(P<0.01),為0.498,與日照時數在0.05顯著水平上呈正相關,而與氣溫和風速無顯著關系。風速不變時,PER與氣溫和日照時數呈正相關,與降水和相對濕度負相關。

表5 PER與各因子偏相關性分析

*相關性在0.05水平上顯著；**相關性在0.01水平上顯著

采用回歸分析法估算各因子對PER的貢獻率(表6),結果表明,氣溫和風速對PER的影響較大,貢獻率分別為48%和42%,但風速的貢獻不顯著,認為三江源區PER的增大主要歸因于氣溫的升高,但是近年來風速的減弱一定程度上減緩了這種趨勢。降水量和日照時數的貢獻率較小(P<0.01),相對濕度的貢獻率為2.3%,其他因素的貢獻約占7%,可能是人類活動或者異常氣候所致。

表6 各因子對PER的貢獻率

綜上,區域干濕變化對氣象因子的響應較為復雜。三江源區PER主要受到氣溫、降水量和風速的影響,日照和濕度的影響整體上表現較弱。Zhang等[38]認為風速全年主導三江源區潛在蒸散變化,盡管全球變暖導致潛在蒸散增加,可減小的風速和增加的日照,共同抵消升溫的作用。但是該結論忽略了降水和相對濕度對潛在蒸散的影響,且近年來三江源風速變化并不顯著,氣溫升高卻導致整個水文過程發生不同程度變化。氣溫升高促進地表蒸散發,對降水和相對濕度也產生一定的影響,再結合三江源地區日照充足,風速較大等特征,導致三江源區干濕空間分布差異大、暖干化趨勢顯著。因此,本文認為三江源干暖化的主導因素是氣溫。

4 討論

4.1 Holdridge潛在蒸散率(PER)在三江源的適用性

本文用Holdridge潛在蒸散率法研究三江源區氣候變化背景下的干濕變化,結果認為：三江源區氣候趨于暖干化,趨勢不斷增強。許吟隆等[39]根據IPCC氣候情景模擬三江源未來氣候變化,認為盡管整體降水量增加,但夏季降水量的減少和氣溫的升高會加劇三江源地區氣候變干的趨勢；劉蕊蕊等[25]用PDSI指數分析三江源干旱特征,認為黃河源區顯著變干的趨勢對三江源變干影響較大。本文的研究認為三江源上東南部黃河源區的變化趨勢更為強烈,源區整體降水趨勢雖然增強,但是氣溫上升和其他氣象因子的變化共同影響源區氣候趨向暖干化。空間分布上,潛在蒸散率與三江源區降水、氣溫、日照等對應關系好,能很好地體現各因子空間分布的差異對三江源干濕變化特征的影響。故Holdridge潛在率法應用于三江源區,在氣候干濕特征研究上適用性較好。只是該方法并未考慮三江源上輻射、海拔等對干濕變化的影響,下一步研究,如將這些因素考慮在內,進行改進,該方法在氣候變化研究方面將會有更好的表現。

4.2 氣候暖干化對生態環境的影響

三江源氣溫升幅明顯高于我國及全球大部分地區,進一步的暖干化必然對源區生態系統帶來明顯的影響,生態系統和氣候變化兩者的相互反饋作用將變的更為復雜。暖干化可能導致水源補給不足,減少地表徑流,促進凍土消融,影響土壤水熱過程,進一步改變植被覆蓋度。李太兵等[40]研究發現三江源多年凍土區降水大部分凍結于土壤中或用于補充土壤水分虧缺；楊梅學等[41]發現土壤水熱過程和凍土在季節轉換中發揮重要的作用,認為淺層土壤水熱變化對外界干擾十分敏感并對表層植被生長與演替具有重要作用。王俊峰[42]、劉光生等[43]認為增溫產生的后果是表層土壤和植被蒸騰速率增加,加速地表干旱,淺層土壤融化使植被覆蓋度降低；并加速寒區有機質的分解、降低土壤穩定性,促使高原氣候進一步暖干化。蔡迪花等[44]認為氣候暖干化是江河源區濕地萎縮的主要原因。王根緒等[45]研究發現青藏高原濕地面積萎縮達10%以上,長江源區沼澤濕地退化最嚴重,濕地系統變化與區域氣溫顯著升高有關,濕地退化也是徑流持續遞減的因素之一。此外,三江源上的物種多樣性與其高寒植被、濕地等生態系統的穩定性密切相關,氣候暖干化、植被覆蓋的降低使適應高寒氣候的物種減少甚至消失,降低物種多樣性,嚴重威脅著區域經濟發展和生態安全。

4.3 暖干化的應對措施

氣候暖干化的加劇對生態系統帶來復雜的影響,尤其是對氣候變化十分敏感的江河源區。為應對日益嚴重的氣候變化,需要從研究、保護、政策等方面采取應對措施。首先,結合衛星、遙感等先進的觀測手段,加強對氣候水文、生態、環境的監測和研究,掌握實時資料,及時應對異常變化。進一步完善源區生態環境保護機制,制定更合理的保護方案,例如可以通過適當的人工影響天氣改善地表水分狀況,緩解干旱。此外,還需結合政策措施,加強監管,減少溫室氣體的排放,禁止過度放牧,有效遏制危害生態環境的人類活動。

5 結論

采用Holdridge潛在蒸散率(PER)代表干燥度,利用近58 a的水文、氣象數據,研究了基于PER的三江源區干濕變化特征和分布,探討了氣候變化背景下干濕變化對氣象因子的響應和暖干化的主要原因。得出如下結論：

(1)時間上,三江源區PER近58 a來呈現整體增加的趨勢,1957—1997年出現較緩慢的下降,20世紀70年代、80年代出現短暫的回升,1997年之后PER值出現異常突變,1998年之后呈顯著上升趨勢。

(2)空間上,PER值自東北部向西北、西南遞減。最干旱的地區位于北部的貴州一帶,也是三江源區氣溫和日照時數全年最高的區域,隨氣溫和日照時數在空間上的遞減,干濕程度逐漸過渡到半干旱半濕潤狀態。東南部干旱逐漸加劇,東北部變化不顯著,西北部及西南部地區增長速率較小,干旱程度加劇相對緩慢。整體上,未來三江源區暖干化趨勢明顯。

(3)分析各氣象因子與PER的相關性,發現PER與氣溫、日照時數呈顯著正相關,與降水量、相對濕度顯著負相關,且在各氣象因子空間變化差異的影響下,PER空間分布表現出規律性。通過歸因分析,認為氣溫升高是三江源暖干化的主要原因。

(4)暖干化的加劇可能會進一步促使三江源區土壤水熱變化、植被退化,濕地退縮,生物多樣性遭到破壞等問題。為減緩三江源區干旱態勢,因實施一系列生態保護措施,減少人類干預,增加退牧還林還草,重視生物多樣性保護,在適宜區域可以開展人工影響天氣,補水護源。

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