近30年祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠分布范圍及其對氣候變化的響應

張富廣, 曾 彪, 楊太保

(蘭州大學 資源環境學院, 蘭州 730000)

近30年祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠分布范圍及其對氣候變化的響應

張富廣, 曾 彪, 楊太保

(蘭州大學 資源環境學院, 蘭州 730000)

利用祁連山東段冷龍嶺地區1990s—2010s的Landsat TM，OLI遙感影像數據，結合NDVI閾值和人工目視解譯提取1990s，2000s，2010s研究區寒凍荒漠分布范圍，分析近30 a研究區寒凍荒漠分布范圍變化特征及其對氣候變化的響應過程和機理，同時考慮了地形差異對寒凍荒漠對氣候響應的影響。結果表明：(1) 近30 a以來，祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠呈萎縮趨勢，以約4.5 km2/年的速率萎縮，但局部地段也有擴張情況；其中萎縮區大量分布在3 900～4 100 m的海拔帶，擴張區零星分布于各高度帶。該現象導致祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠分布下界平均海拔向高海拔推進，推進速率約為23 m/10 a。(2) 受水熱條件控制，寒凍荒漠萎縮變化主要分布在12°以下低坡度地區，同時由于寒凍風化作用加強，碎屑坡積等物理過程影響，低坡度區域也存在擴張變化，隨著坡度變陡，寒凍荒漠基本無變化；同時，在不同坡向上均存在寒凍荒漠的萎縮與擴張變化。寒凍荒漠在陽坡變化大于陰坡。(3) 1990—2015年祁連山東段冷龍嶺地區氣溫呈波動增加趨勢，線性增長率約為0.3～0.5℃/10 a，增溫幅度顯著，呈先快后慢趨勢，降水量無明顯變化趨勢，但在時間序列上呈現波動。該時期氣候變化導致了上述寒凍荒漠分布范圍的變化，且分析結果表明其主要受控于氣溫變化。

寒凍荒漠; 氣候變化; 遙感監測; 冷龍嶺地區

近百年來全球平均溫度上升了0.85℃，而我國近60 a來氣溫上升尤為明顯，平均每十年升高約0.23℃，幾乎是全球升溫速率的兩倍(IPPC 2013)。當前這種快速的氣候變化過程已經并正在引起區域乃至全球尺度的地表植被覆蓋變化，并引起了諸多的生態環境問題[1-4]。氣候變化是陸地生態系統中決定地球上植被類型及其分布的主要驅動因子，同時植被也是區域氣候特征的反映和指示，兩者之間存在著密不可分的聯系[5]。高寒荒漠帶—高山草甸帶邊界大都分布于極高海拔地區。該地區植被生長與分布受到了寒冷氣候的強烈控制，對氣候變化的響應可能更加敏感。而且由于海拔高，人煙稀少，因此人類活動對高寒荒漠帶產生的直接影響極小，控制其分布變化的主要是自然因素。

目前，在荒漠化研究領域中，學術界對干旱引起的暖荒漠研究較多，而對高山頂部由寒冷引起的冷荒漠關注較少。隨著全球變化和區域可持續發展等研究的不斷深入，以更高的時間和空間分辨率對高寒荒漠分布范圍和動態變化進行監測分析，已成為全球環境變化領域重要的發展方向，具有十分顯著的科學意義[2]。祁連山生態環境在近幾十年變暖的氣候背景下也發生了顯著的變化[6-8]。祁連山高山地區人類活動相對較少，為觀測純自然過程下高寒區植被帶譜變化提供了可能。在全球氣候變暖背景下，高寒植被是如何響應的，高寒區植被帶譜如何變化，寒凍荒漠分布變化如何？這些分布變化受氣候因子影響外，還受其他哪些因子的影響，如地形因子，土壤等影響。本文通過研究1990s—2010s祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠分布范圍變化與氣候變化及地形因子關系，揭示氣候因素與地形因素對寒凍荒漠分布范圍變化的影響過程和機理。

1 材料與方法

1.1 研究區

祁連山東段冷龍嶺地區位于青藏高原東北段，西起扁都口，東止烏鞘嶺，在青海海北藏族自治州門源回族自治縣北部和甘肅武威、金昌市的交界處，地理坐標為101°3′—102°52′E，37°02′—38°5′N，東西長約225 km，南北寬約30～50 km。山峰海拔多為4 000～5 000 m，南坡較緩，北坡較陡。最高峰崗什卡海拔5 254.5 m。屬大陸性高原季風氣候區,區域氣溫、降水在水平、垂直方向上都有較大差異。寒凍荒漠作為研究區內植被帶譜的頂端類型，其下接高寒草甸，高寒草甸上界的擴張和萎縮驅使寒凍荒漠下界的變化。

1.2 數據集

1.2.1 遙感數字影像 選用美國地質勘探調查局USGS空間分辨率為30 m的Landsat5 TM影像和Landsat8 OLI影像。選取夏季7月，8月份植被生長最好、積雪覆蓋影響小的時期影像；云覆蓋量低(小于10%)的影像；影像時間間隔為10 a左右，分別用1990s，2000s，2010s每個年代早、中、晚期各取一年的解譯結果并求它們的交集作為各年代的變化情況。對選取的遙感影像進行了系統輻射校正和地面控制點幾何精校正，并利用DEM進行了地形校正。

1.2.2 氣候數據 在中國西部高山區，氣象站較少且數據記錄時間較短。門源站(37°23′N，101°37′E，1 013.7 m)，烏鞘嶺站(37°12′N,102°52′E，1 025.2 m)分別始建于1957年、1938年，是距離冷龍嶺區域最近的氣象站，且其所處位置對位于高海拔的研究區氣候特征具有代表性。

本文選擇由中國氣象局氣象科學數據共享服務網提供的距冷龍嶺地區較近且記錄連續的門源、烏鞘嶺2個氣象站點的1990—2015年月平均氣溫和降水數據，通過計算得到年值數據。

1.2.3 數字高程模型 選用美國國家航空和航天局NASA空間分辨率為30 m的ASTER GDEMV2數據。該數據是對GDEM數據的修正，其清晰度高且水平和垂直方向的準確度較高，能夠完全滿足帶譜動態變化的研究需求。

1.3 研究方法與精度評估

1.3.1 寒凍荒漠分布范圍提取 分別對每一年代范圍內按影像選取要求選擇的三幅遙感影像數據預處理后進行NDVI計算，然后調整NDVI閾值(根據荒漠植被覆蓋度并結合人工目視判讀，NDVI取值0.2效果最佳)初步確定寒凍荒漠邊界，并對同年代際三幅影像初步解譯結果求交集，結合目視解譯修改，最終提取祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠分布邊界。

1.3.2 精度評估 人工目視解譯可能會造成寒凍荒漠邊界范圍像素級別的位移誤差。一般認為小于半個像元的誤差是能夠被接受的[9]，并將解譯誤差控制在5%以內。故采用Granshaw[10]提出的緩沖區分析方法創建7.5 m緩沖區評估解譯結果，進行誤差檢驗。經計算三期影像寒凍荒漠邊界提取誤差分別為2.74%，2.73%，2.78%。

1.3.3 寒凍荒漠分布范圍變化與氣候、地形要素相關分析 將三期祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠分布范圍進行比較，得到1990s—2010s寒凍荒漠分布的未變化區域、萎縮區域、擴張區域，并進行統計分析；采用線性回歸分析研究氣候因子(氣溫、降水)在1990—2015年時間序列上的變化趨勢與演變規律，進而分析寒凍荒漠分布范圍變化與氣候變化的關系；并利用從DEM數據獲取的地形要素數據，分析寒凍荒漠分布未變化區、萎縮區和擴張區在不同海拔高度、坡度、坡向上的分布特征，探索寒凍荒漠分布范圍變化與地形因子關系。

2 結果與分析

2.1 寒凍荒漠變化特征

近30 a祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠呈萎縮趨勢，局部地段也有擴張情況(圖1)。該結果與韋振鋒等[11]得到的西北地區植被覆蓋整體呈增加趨勢,但仍有局部地區荒漠化和城市化擴張抑制植被生長的結論一致。與李飛等[12]近30 a來中國陸地植被活動整體趨于增強，西北稀疏植被區植被狀況持續轉好的研究結果也一致。

圖1祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠的分布及變化示例

1990s—2010s，祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠逐漸萎縮，且呈先快后慢的萎縮趨勢，萎縮速率約為4.5 km2/年。1990s—2000s寒凍荒漠萎縮變化量大于2000s—2010s萎縮變化量，且在1990s—2000s的萎縮速率明顯快于2000s—2010s(表1)。

表1 1990s-2010s寒凍荒漠分布面積變化情況

2.2 不同海拔高度寒凍荒漠變化情況

在不同海拔高度帶上，1990s—2000s寒凍荒漠在未變化區、萎縮區、擴張區的變化范圍與其在2000s—2010s的變化范圍相似，主要分布在海拔3 700～4 100 m(圖2A，圖2B)。寒凍荒漠萎縮區主要分布在3 900～4 100 m海拔帶。隨著海拔的增加，寒凍荒漠萎縮變化率逐漸減小，寒凍荒漠基本無變化(圖2C，圖2D)。1990s—2000s寒凍荒漠擴張變化率比2000s—2010s小，且2000s—2010s寒凍荒漠在3 300～3 800 m范圍內擴張變化率大于萎縮變化率(圖2D)。在不同海拔高度帶上，2000s—2010s寒凍荒漠擴張趨勢大于1990s—2000s，寒凍荒漠擴張趨勢凸顯(圖2A，2B)。

寒凍荒漠分布下界變化主要分布在海拔3 900～4 000 m(表2)。1990s—2000s寒凍荒漠分布下界向上推進約52.8 m，過渡帶變化貢獻主要力量。但2000s—2010s寒凍荒漠分布下界向上推進約17 m，主體部分變化起主要作用。寒凍荒漠主體部分平均海拔向上推進約31.78 m，過渡帶平均海拔向上推進約38 m。總體看來，主體部分邊界平均海拔上推變化與過渡帶邊界平均海拔上推變化對寒凍荒漠分布下界向上推進變化貢獻相當。近30 a冷龍嶺地區寒凍荒漠分布下界平均海拔向上推進約69.8 m。祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠分布下界平均海拔以23 m/10 a的速率向高海拔推進。該結果與在全球變暖背景下，物種可能被迫向更寒冷的環境遷移，比如高緯度，高海拔或二者兼并[13-14]的結論一致。氣候變化已經引起了植被分布范圍的改變，并且全球氣候變暖很可能正驅使植被向更高的緯度和更高的海拔遷移[15-16]。

圖2寒凍荒漠在不同海拔高度帶上的變化

表2 寒凍荒漠分布下界平均海拔

2.3 不同坡度寒凍荒漠變化情況

由圖3A，3B可以看出，在不同坡度帶上，近30 a祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠萎縮變化主要分布在低坡度地區。1990s—2000s寒凍荒漠擴張主要分布在4°以下坡度范圍，2000s—2010s寒凍荒漠擴張主要分布在12°以下坡度范圍。1990s—2000s冷龍嶺地區寒凍荒漠在不同坡度帶萎縮量稍大于2000s—2010s寒凍荒漠萎縮量。與之相反，2000s—2010s冷龍嶺地區寒凍荒漠在不同坡度帶擴張量大于1990s—2000s寒凍荒漠擴張量。隨著坡度的增加，寒凍荒漠變化逐漸減小，寒凍荒漠基本無變化。由圖3C，3D知，在不同坡度帶上，1990s—2000s冷龍嶺地區萎縮變化率稍大于2000s—2010s 寒凍荒漠萎縮變化率。與之相反，2000s—2010s冷龍嶺地區擴張變化率大于1990s—2000s 寒凍荒漠擴張變化率。與1990s—2000s相比，2000s—2010s寒凍荒漠擴張力量顯現。同時，隨著坡度增加，寒凍荒漠變化率逐漸減小，寒凍荒漠基本無變化。

2.4 不同坡向寒凍荒漠變化情況

祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠在不同坡向上均有萎縮和擴張變化(圖4A，4B)。1990s—2000s寒凍寒凍荒漠萎縮變化主要分布在西坡，其次為南坡、西南坡、西北坡，2000s—2010s寒凍荒漠萎縮變化主要分布在東坡，其次為南坡、西坡、西南坡和東南坡。1990s—2000s寒凍荒漠擴張區主要分布在東坡，2000s—2010s寒凍荒漠擴張區主要分布在西坡，其次為南坡、西南坡和西北坡。由圖4C，4D知，隨著坡向由陰坡轉陽坡(北坡→東坡、西坡→南坡)，1990s—2000s寒凍荒漠的萎縮呈增加的分布趨勢。但2000s—2010s寒凍荒漠坡向由北坡轉向東坡，其萎縮呈增加趨勢，坡向由南坡轉向西坡，其萎縮呈減少分布趨勢。1990s—2000s寒凍荒漠擴張變化率在東坡最大，其他坡向上均很小。隨著坡向由陰坡轉陽坡，2000s—2010s寒凍荒漠擴張變化率呈增加趨勢，在南坡最大。在不同坡向上，2000s—2010s冷龍嶺地區寒凍荒漠擴張趨勢大于1990s—2000s擴張趨勢，擴張趨勢凸顯。整體看來，陽坡寒凍荒漠變化比陰坡大，這與戴聲佩等[17]陽坡植被比陰坡活躍，植被改善趨勢較強的結論一致。

圖3寒凍荒漠在不同坡度上變化

圖4寒凍荒漠在不同坡向的變化

2.5 氣候變化特征

研究區內門源站、烏鞘嶺站兩個氣象站點氣溫變化在1990—2015年呈明顯上升趨勢，氣溫線性增長率分別約為0.5℃/10 a和0.3℃/10 a，氣溫增加幅度明顯，且兩個氣象站點的氣溫變化趨勢基本一致。在整個研究時期內，氣溫總體上呈波動增加趨勢，且升溫速率先快后慢。其中在1990—1999年年平均氣溫上升最快，其次為2000—2009年、2010—2015年年平均氣溫增加更為緩慢。從1990—2015年研究區內門源站、烏鞘嶺站年降水量無明顯變化趨勢，但在時間序列上其在350～600 mm間呈現波動。門源站與烏鞘嶺站的降水量變化趨勢基本一致，且在時間序列上的波動性變化也基本相同。同一時期，研究區內氣溫變化幅度大于降水量變化幅度。

3 討 論

由于高寒荒漠植物十分稀疏，高山草甸向上擴張過程中幾乎可以不考慮原有植被對擴張過程的競爭影響，且通過人工目視解譯處理，已去除人類活動的影響，因此本文研究寒凍荒漠分布受高山草甸擴張和退縮影響時只考慮物理性的生境條件。

3.1 祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠變化對氣候變化的響應

氣候因子中以降水和氣溫對植被生長的影響最為直接和重要[18-20]，溫度、降水通過影響植物的光合作用、呼吸作用及土壤有機碳分解等進而影響植物的生長和分布。1990s—2010s祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠呈萎縮趨勢，且其萎縮呈先快后慢的趨勢。1990s—2000s寒凍荒漠變化呈快速萎縮趨勢，2000s—2010s寒凍荒漠變化仍呈萎縮趨勢，變化程度較1990s—2000s小(表1)。同時，1990—2015年祁連山東段冷龍嶺地區氣溫呈明顯增加趨勢,且表現為先快后慢，降水量無明顯變化趨勢。1990—1999年氣溫顯著升高，2000—2009年氣溫增加趨勢較前一時期變緩，2010—2015年氣溫增加趨勢更為緩慢。寒凍荒漠分布范圍變化對同時期氣溫變化響應更為敏感，說明該時期寒凍荒漠分布范圍變化與氣溫相關性更強，其分布范圍變化主要受氣溫控制。溫度是高寒草甸草地生長的限制因子[21]。Zeng等[22]指出，高海拔地區植被生長主要受限于溫度因子，而增溫促進了這些地區近幾十年來的植被改善。在一定條件下，氣溫升高,高于某一特定閾值，低溫對高寒草甸生長限制得到釋放，高寒草甸加速擴張，致使寒凍荒漠快速萎縮。反之，當氣溫低于該閾值時，高寒草甸生長受到限制，寒凍荒漠擴張占據優勢。寒凍荒漠帶在氣候變化驅動下的萎縮與擴張的地理過程是可逆的，且氣溫對其分布范圍變化起主要影響作用。

3.2 祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠變化與地形因子的關系

在一定氣候條件下，地形因子通過對光、溫度、水分等生態因子的空間再分配，形成多種多樣的生態環境，從而間接影響植物的生長[23]。由海拔高度和局部地形引起的土壤特征(水份和養分)差異，能夠在很大程度上影響植被分布及其與氣候變化間的關系[24]。寒凍荒漠帶—高山草甸帶邊界大都分布于極高海拔地區，氣候寒冷，植被生長主要受氣溫的控制。祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠萎縮與擴張變化主要分布在3 700～4 100 m海拔帶(圖2)，寒凍荒漠帶—高山草甸帶邊界平均海拔變化主要分布在3 900～4 000 m海拔帶(表2)。隨著海拔的增加，寒凍荒漠萎縮變化率逐漸減小，寒凍荒漠基本無變化。這可能與海拔對氣溫和降水的影響關系較大，且海拔高度的變化能夠引起大氣溫度、大氣CO2濃度和地勢等的變化[13],海拔高的地區坡度一般更陡，水分條件差，土壤基礎差，植被活動強度更弱或不存在。位于高海拔地區的高寒草甸隨著氣溫升高，低溫限制得到釋放，高寒草甸在溫度適宜，水分充足，坡度較低的地區迅速擴張，當擴張到一定程度，無法繼續在該地區擴張，高寒草甸則向溫度、水分條件相對差一些，坡度更大些的地區擴張，直到溫度、水分、坡度等條件不能滿足高寒草甸生長，高寒草甸擴張受到限制。在整個變化過程中，寒凍荒漠隨之動態變化。高寒草甸—寒凍荒漠整體變化過程導致寒凍荒漠帶—高山草甸帶邊界向更高海拔遷移。同時，寒凍荒漠分布下界向高海拔推進的幅度也主要受氣溫影響，隨著氣溫變化強度的改變，寒凍荒漠分布下界向高海拔推進幅度也相應變化(表2)。在不同海拔高度帶上，2000s—2010s寒凍荒漠擴張趨勢相比1990s—2000s寒凍荒漠擴張趨勢，擴張作用凸顯，且在3 300～3 800 m海拔范圍內2000s—2010s寒凍荒漠擴張變化率大于萎縮變化率。這主要是由于在相應海拔高度帶上，后一時期氣溫增加趨勢較前一時期變緩，主要受氣溫控制的高寒草甸的擴張在一定程度上受到限制，寒凍荒漠擴張得到體現，與1990s—2000s寒凍荒漠擴張情況相比，2000s—2010s寒凍荒漠擴張趨勢凸顯，在海拔分布帶譜下部出現了寒凍荒漠擴張變化率大于萎縮變化率的情況。

坡度和坡向是非常重要的地形因子。坡度影響土壤的水分滲透、排放、地表徑流的形成以及地表徑流速度，一般與土壤含水量呈負相關[25]。由圖3可知，祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠的變化集中在12度以下坡度范圍，其萎縮變化在低坡度地區。在一定溫度條件下，該地區土壤含水量充足，利于高寒草甸擴張。在陽坡，光照增強，雖然同時期氣溫增加變緩，但高寒草甸仍緩慢擴張，致使寒凍荒漠萎縮增加。一般，北坡(西坡)較南坡(東坡)的土壤具有更好的結構、通透性和持水性能[27]。同時，熱量因素是決定植物區系地理成分分布格局的重要因素[28]。由南坡轉向西坡后，雖然土壤、水分環境更有利于高寒草甸生長，但光照輻射強度隨之變弱，空氣對流中熱量補給不足，且同時期氣溫增加變緩，由于研究區內高寒草甸生長主要受控于氣溫，與相同氣溫變化條件下由北坡轉向東坡寒凍荒漠萎縮變化相比，熱量來源減少，高寒草甸的擴張更為緩慢，故寒凍荒漠萎縮呈現減少趨勢。整體變化上，陽坡大于陰坡，在相同氣溫條件下，由于光照輻射差異引起坡向土壤水分條件不同，進而導致高寒草甸生長分布差異。

寒凍荒漠分布范圍變化受氣溫、降水、地形、土壤等因素的共同作用，但是氣溫對其分布范圍變化起主要影響作用。

3.3 地形因子對寒凍荒漠分布范圍變化的影響

本文考慮了局部地形差異對寒凍荒漠分布變化的影響。海拔升高，氣溫會下降，當氣溫低于高寒植被生長最低溫度限制，植被生長受到限制，寒凍荒漠擴張。在氣候變暖的背景下，這一情況在一定程度上得到緩解。坡度增加，土壤持水力下降，含水量降低，且土壤細顆粒物不易附著，植被生存條件惡劣，不利于高寒草甸擴張，寒凍荒漠分布范圍變化逐漸減小，隨著坡度變陡，寒凍荒漠基本無明顯變化。坡向不同導致光照、熱量分配差異。究其根本，海拔、坡度、坡向因子共同影響了水熱條件的分配，進而影響了寒凍荒漠分布范圍的變化。

4 結 論

(1) 1990s—2010s祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠呈萎縮趨勢,萎縮速率約為4.5 km2/年，但局部地段也有擴張情況。總體呈現為先快后慢的萎縮變化趨勢，2000s—2010s寒凍荒漠擴張趨勢大于1990s—2000s擴張趨勢，其擴張趨勢凸顯。其中萎縮區大量分布在3 900～4 100 m的海拔范圍，擴張區零星分布于各高度帶。該現象導致祁連山東段冷龍嶺地區寒凍荒漠分布下界平均海拔顯著向高海拔推進，推進速率為23 m/10 a，其中主體部分邊界平均海拔上推變化與過渡帶邊界平均海拔上推變化對寒凍荒漠分布下界向上推進變化貢獻相當。

(2) 受水熱條件控制，寒凍荒漠萎縮變化主要分布在12°以下低坡度地區，在坡度較陡地區，土壤、水分條件差以及寒凍風化作用加強，致使低坡度區域也存在擴張變化，隨著坡度增加，寒凍荒漠萎縮與擴張變化減弱，坡度較陡地區寒凍荒漠無明顯變化；寒凍荒漠在不同坡向上均存在萎縮與擴張變化。隨著坡向由陰坡轉為陽坡，1990s—2000s寒凍荒漠萎縮呈增加趨勢，1990s—2000s寒凍荒漠萎縮呈先增加后減小趨勢。與1990s—2000s相比，2000s—2010s擴張力量凸顯。寒凍荒漠在陽坡變化大于陰坡。

(3) 1990—2015年祁連山東段冷龍嶺地區氣溫呈波動增加趨勢，線性增加速率約為0.3～0.5℃/10 a,降水量無明顯變化趨勢，但在時間序列上其在350～600 mm間呈現波動。該時期氣候變化導致上述寒凍荒漠分布范圍變化，且其對氣溫變化響應更為敏感。寒凍荒漠分布范圍變化主要受氣溫變化控制。

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ChangesintheDistributionRangeofAlpineDesertandItsResponsestoClimateChangeintheLenglonglingAreaofEasternQilianMountainsinRecent30Years

ZHANG Fuguang, ZENG Biao, YANG Taibao

(CollegeofEarthandEnvironmentalSciences,LanzhouUniversity,Lanzhou730000,China)

we study on changes in the distribution range of alpine desert and its responses to climate change in the Lenglongling Range of Eastern Qilian Mountains in recent 30 years by using the distributed range of alpine desert in different years, which were obtained as threshold of NDVI and artificial visual interpretation, and were extracted form TM remote sensing digital images in the Lenglongling Area of Eastern Qilian Mountains from 1990s to 2010s. We analyzed the variation characteristics of the change of the distribution range of alpine desert, and then discussed the process and mechanism that the change of the distribution range of alpine desert responses to climate change. Meanwhile, we obtained the topographical data (altitude, slope, aspect) from DEM in the study area in order to discover the relationship between the change of the distribution range of alpine desert and topographical factors. The results indicated that alpine desert was shrinking gradually in the Lenglongling Range of Eastern Qilian Mountains in recent 30 years, but it was expanding in the local section; the shrinking area of alpine desert mainly distributed in the altitude of 3 700～4 100 meters and the expansion region scattered in the different altitude zones. This phenomenon has caused that the average elevation of the lower bound of alpine desert in the Lenglongling Range of Eastern Qilian Mountains nearly had significantly moved to higher altitudes, the move rate was about 23 m/decade during the study period. Under hydrothermal conditions control, the shrinking area of alpine desert in slope mainly concentrated in the range of below the gradient of 12, also due to frost weathering strengthen, debris slope and physical processes that affect, the expansion changes occurred in the low slope region. As the slope gradient increases, the change of the distribution range of alpine desert has decreased gradually. Meanwhile the shrinking and expansion changes of alpine desert have reflected in different aspects. The changes of alpine desert in sunny slope are greater than that in shady slope. The temperature in the Lenglongling Area of Eastern Qilian Mountains from 1990 to 2015 had a increasing trend and the increase range of temperature was significant, which showed as rapidly first and then slow and had warmed at a rate of about 0.3～0.5℃/decade. The precipitation had no obvious change, but fluctuated in the range of about 350～600 mm in time series. In this period, the climate change resulted in the change of the distribution range of the alpine desert, and the results showed that it was mainly controlled by the change of temperature.

alpine desert; climate change; remote sense monitoring; Lenglongling area

P931.3；TP79

A

1005-3409(2017)06-0305-08

2016-12-11

2017-01-13

國家自然科學基金(40901056);中央高?；究蒲袠I務費專項資金項目(lzujbky-2013-130);國家基礎科學人才培訓資助項目(J1210065);蘭州大學地理學基地科研訓練及科研能力提高項目

張富廣(1989—),男,山東臨沂人,碩士研究生,研究方向為區域植被對氣候變化的響應。E-mail:zhangfg15@lzu.edu.cn

曾彪(1979—),男,湖北京山人,副教授,主要從事全球變化與區域響應研究。E-mail:zenb@lzu.edu.cn