氣候變化下長江黃河源區水循環變化及生態效應

收稿日期：2023-06-19；接受日期：2023-10-10

基金項目：國家重點研發計劃項目（2022YFC3201704）；湖北省自然科學基金項目（2022CFB554）；水利部重大科技項目（SKS-2022039）

作者簡介：姚名澤，男，碩士研究生，主要從事氣候變化對水循環與水資源影響研究。E-mail：mzeyao@163.com

通信作者：

尹軍，女，副教授，博士，主要從事氣候變化對水資源影響方面的研究。E-mail：yinjun19880209@126.com

Editorial Office of Yangtze River. This is an open access article under the CC BY-NC-ND 4.0 license.

文章編號：1001-4179（2024） 03-0074-09

引用本文：姚名澤，尹軍，劉思敏，等.氣候變化下長江黃河源區水循環變化及生態效應［J］.人民長江，2024，55（3）：74-82.

摘要：

長江黃河源區對中國的生態安全和區域發展有重要影響。當下該區域正在經歷氣候變化，受其影響源區的關鍵水循環要素也發生改變。氣候變化和水循環要素變化下源區的生態出現了何種變化、水土涵養現狀如何已成為普遍關注的問題。通過文獻綜述，總結梳理了氣候變化下長江黃河源區關鍵水循環要素的基本變化情況及其產生的生態效應。研究結果表明：長江黃河源區氣溫升高顯著，降水變化趨勢存在區域差異；冰川積雪消融增加，凍土消融加??；不同區域徑流量變化趨勢存在差異；源區植被覆蓋度總體呈現上升趨勢；沼澤草甸濕地和高寒泥炭濕地出現退化，而湖泊數量增多，面積增加顯著；在多因子的綜合作用下，源區河流輸沙量平穩或是下降，水土涵養狀況穩定或有所改善。未來氣候變化的不確定性對源區生態的壓力仍然存在，植被和濕地有退化風險；反映源區水土涵養狀況的河流輸沙系統驅動機制還不夠明晰，相關研究還較少，與之相關的研究亟待進一步展開。

關鍵詞：水循環要素； 氣候變化； 生態效應； 長江黃河源區

中圖法分類號： P339

文獻標志碼： A" " " " " " " " "DOI：10.16232j.cnki.1001-4179.2024.03.011

0引 言

青藏高原平均海拔4 000 m以上，是世界第三極，高寒氣候造就了脆弱的生態環境，使得該區域成為氣候敏感區。作為長江、黃河、瀾滄江等影響廣泛的大江大河的發源地，青藏高原擁有“亞洲水塔”之稱，該區域的生態平衡對下游流域乃至更大尺度的生態環境有著重要影響。位于高原中東部的長江黃河源區（以下簡稱“源區”）是青藏高原的生態核心區，該區域是全球水資源最豐富的地區之一，同時也是中國重要的水資源儲備區和生態涵養區，其對中國的生態環境安全和區域可持續發展至關重要［1-2］。

以直門達和唐乃亥水文站為界（見圖1），長江黃河源區面積約26萬km2 ［3］，多年平均水資源總量約為592.7億m3 ［4］，豐富的水資源為維持高原生物多樣性、構建高原生態屏障提供了重要保證，同時也為下游地區提供了源源不斷的水源補給。江河源區平均每年分別向長江、黃河供水126億m3和200億m3，分別占各流域徑流總量的1.3%，34%［5］，是長江黃河上游重要的產流區。近年來，受到氣候變化的影響，水循環要素發生變化，使得三江源區水環境和生態環境改變，濕地退化、植被退化、荒漠化擴張等環境變遷對源區水土涵養構成壓力，這將對高原生態平衡以及江河下游生態安全產生重要影響。

三江源區水循環受到冰川凍土、積雪融水等獨特的高原寒區水文過程影響，這些水文過程與高原生態緊密融合，形成了復雜的生態水文過程。冰雪圈對源區水循環的影響主要表現在徑流和下滲等環節上。位居西部內陸的干旱半干旱區域，除了降水，冰川積雪融水構成了源區重要的徑流補給源，冰川積雪融水對長江正源沱沱河的補給率達到33%［6］，黃河源區冰雪融水在年徑流中的占比達到9.17%［7］。此外，冰雪融水也是高原地區眾多湖泊濕地的補給源，近年來氣溫上升使得冰雪圈消融增多，大量的冰雪融水形成了眾多新的湖泊。廣泛發育的凍土在塑造源區生態環境方面發揮著不可替代的作用，凍土影響水分的下滲以及土壤中的水分運動，凍土的隔水作用是高寒濕地群廣泛發育的關鍵因素。冰雪圈的氣溫敏感特性決定了氣候變化將對源區的冰川積雪以及凍土產生影響。氣候變化下水熱組合的改變將對源區水分的相變以及大氣水、液態水、固態水“三水”轉換關系產生影響，進而通過源區水循環改變區域的生態狀況。

目前，氣候的變化已經引起了源區水循環要素的改變，同時由于源區內部不同區域氣候要素的不同變化趨勢使得水循環變化存在差異，進而在復雜的生態水文機制作用下，源區水環境和生態環境呈現不同的變化情況。例如：長江源區江河徑流增多，濕地面積擴大，植被覆蓋度下降的面積占比增加；黃河源區徑流出現下降，植被覆蓋度上升明顯等。氣候要素和水循環環節協同變化對源區水環境和生態產生了較大影響，這將讓源區的水土涵養面臨新情況。本文在對已有研究進行總結和概括的基礎上，以高原水循環的關鍵要素環節為切入點，結合氣候變化，闡述了以植被、濕地為代表的長江黃河源區生態重要組成部分的變化情況，并結合相關研究給出了一些建議。

1氣候變化

1.1氣溫變化

作為全球氣候系統的重要一環，青藏高原在全球氣候變化大背景下同樣正經歷著氣候變化這一過程。研究顯示，青藏高原主體升溫速率達到0.36 ℃/10 a，呈現顯著增溫趨勢［8］，作為其生態核心區的源區升溫速率更快，約為同期全球變暖速率的4倍［9］。具體而言，由于源區內環境復雜多樣，氣溫變化存在著明顯的區域差異，東部黃河源區的升溫速度普遍較快，同仁、澤庫升溫率最大達到0.48 ℃/10 a，相比之下長江源區的升溫速率相對較小，玉樹等地升溫速率都在0.30 ℃/10 a以下。整體上，源區的最低氣溫增速顯著高于最高氣溫增速，近30 a（1991～2020年）的氣溫和前一時期（1961～1991年）相比，平均最高氣溫上升1.2 ℃，達到8.8 ℃，平均最低氣溫普遍升至-4.6 ℃以上，源區近60 a平均氣溫升高了1.09 ℃。伴隨著氣溫的上升，極端氣溫事件的頻率也出現顯著的增加，這主要表現為極端高溫頻率的上升?？傮w上看，源區暖化趨勢十分顯著［10］。

1.2降水變化

源區的降水主要集中在6～9月，雨季的降水總量可達全年降水量的85%。降水空間分布受海拔影響，并且隨海拔上升而下降，西部的長江源區平均海拔超過4 500 m，年平均降水在300 mm左右，東部黃河源區平均海拔在3 000 m左右，年平均降水相對較多，可達500 mm以上［11］。源區各強度降雨量占比中，小雨（日降水量0.1～10.0 mm）以下的降水占總降水量的61%，中雨（日降水量10.0～25.0 mm）占34%，大雨及以上（gt;25.0 mm）占5%。

研究顯示，青藏高原整體的降水量以7.9 mm/10 a的速率呈現增加趨勢，源區等地受其影響，年降水量總體上以平均每10 a增加5～20 mm的速度變化。具體而言，源區的降水變化具有階段性，大致以2005年左右為分界，此前時期，源區的降水呈現下降趨勢，減少速率約為2.0～7.0 mm/10 a，2005年后源區的降水開始呈現上升趨勢，上升速率約為70～100 mm/10 a，其中長江源區的增加趨勢顯著高于黃河源區［12］。降水日數同樣在2005年后出現增多，較此前增多約123%，其中尤其以夏季強降水增多為主，中雨日數、強降水量、日最大降水量和降水強度均發生一定變化，變化率分別為每10 a增加0.38 d、967 mm、0.38 mm和0063 mm，降雨強度明顯增加，極端降水事件增多。源區降水的實際變化情況相較于氣溫變化更加復雜，具體而言，長江源區的降水近幾年呈現增加趨勢，并在未來短期內都呈現一致的變化趨勢，但區域內降水存在多個短周期和中長周期，根據不同的周期預測得到的降水變化并不相同［13］；黃河源區的降水總體上近50 a來呈現微弱的減少趨勢，但并不顯著，其中降水低值區有上升趨勢，而高值區則出現下降趨勢。

2關鍵水循環要素變化

2.1冰川積雪變化

冰川積雪是高原水循環的重要組成部分，對區域水循環調節具有重要意義。長江黃河源區年平均氣溫在-5～5 ℃，高寒氣候使得冰川積雪廣泛分布。長江源區是近代冰川最為發育的地區之一，長江源區主要支流流域發育有中小型冰川756條，大型冰川8條，主要集中在唐古拉山北坡、色的日峰和昆侖山南坡地區，黃河源區的冰川有96條，在阿尼瑪卿山就有82條，并且主要為大冰川［14-15］。受氣溫升高影響，近幾十年來，冰川融化速度上升，除極少數冰川表現為前進外，絕大部分冰川都出現退縮，從20世紀70年代到21世紀初，長江源區冰川平均后退了108.3 m，長江源區色的日冰川面積下降最劇烈，從20世紀70年代到21世紀第一個10 a期間，冰川面積減少了約12.9%，平均后退約135 m。冰川分布集中的唐古拉山北坡，變化相對穩定，但總體上依然是出現萎縮，面積減少43%，平均退縮97 m。黃河源區冰川退縮比長江源區幅度大得多，就源區冰川主分布區而言，黃河源區阿尼瑪卿山冰川面積退縮是長江源區各拉丹冬峰冰川的10倍，阿尼瑪卿山冰川面積由20世紀60、70年代的124.09 km2減少到21世紀第一個10 a的102.97 km2，下降了17%，源區冰川退縮比例最大達到77%，阿尼瑪卿山耶和龍冰川在1966～2000年的34 a間后退了將近1 950 m［16］。冰川消融使得源區的水資源出現大量損耗。據估計，冰川退縮使源區年均損失冰川水資源約7 000萬m3，其中冰川面積僅為長江源區冰川面積10.3％的黃河源區冰川水資源的損失量是長江源區的1.2倍。

除了氣溫升高引起的融化速度加快外，冰川物質補給減少也是重要的原因之一，溫度上升使得部分固態降水變為液態。1961～2019年長江源區、黃河源區年平均雪雨比下降明顯，下降率分別為2.4%/10 a～82%/10 a和1.2%/10 a～6.5%/10 a，降雪量呈現少-多-少波動變化，自2009年以來源區平均降雪量都呈現出顯著減少態勢，長江源區和黃河源區降雪變化率分別為-17.9 mm/10 a和-13.6 mm/10 a，降雪日數下降速率分別為19 d/10 a和11 d/10 a［17］。降雪的減少進一步打破了冰川物質平衡，使得冰川面臨萎縮消失的風險。同樣地，源區的積雪也呈現萎縮態勢，1980～2019年三江源地區平均積雪深度整體呈現減少趨勢，變化率為-2.2 mm/10 a，與此同時，積雪初日推遲，積雪終日提前，積雪日數減少，變化速率約為-21.8 d/10 a，即每10 a。

2.2凍土變化

凍土在高原寒區的水循環中發揮著獨特的作用，其對于土壤水分、地下徑流、濕地發育等有重要影響。長江黃河源區是中國凍土最發育的地區之一，源區內凍土廣泛分布。長江源區除部分地區存在河流融區和構造地熱融區外，凍土多呈大片連續分布，季節性凍土集中分布在中部的低海拔地區，并隨著四周海拔的上升逐漸過渡到多年凍土地帶［19］；黃河源區多年凍土主要分布在高山地區，季節性凍土的主要分布區為鄂陵湖、扎陵湖南部的洪積平原以及東部的黃河沿灘地和東南部的河谷地區［20］（見圖2）。研究顯示三江源凍土溫度變化范圍為-2.93～0 ℃，年平均地溫為-0.95 ℃，在氣候變化的影響下，三江源地區40～320 cm的深層土壤增溫率達到0.42 ℃/10 a［19］，1984～2017年三江源地區平均年最大凍土深度變化率為-5.6 cm/10 a［21］，2000～2014年三江源季節性凍土最大凍結深度以1398 cm/10 a的速度下降，凍土融化日期提前，凍結日期推遲，多數地區凍土凍結期普遍縮短，區域的多年凍土向季節性凍土轉變，部分多年凍土甚至全部變為季節性凍土，季節性凍土消融速率上升。

土壤的水熱狀態是影響凍土的重要因素，土壤的溫度直接作用于凍土的凍融過程，除了氣溫上升通過陸-氣能量交換使得土壤溫度升高外，也有研究顯示土壤的熱通量增加可能是高原季節性凍土凍融期縮短的直接原因［22］。目前，已有研究發現三江源地區的土壤熱通量變化速率為2.9 W/（m2·10 a），呈現顯著增加趨勢［23］；土壤濕度同樣是影響凍土凍融過程的重要因素，濕度大，水相變釋放的潛熱越多，從而降低土壤冷卻速率。研究發現三江源地區0～40 cm的土層中土壤濕度呈現顯著增加趨勢，變化率在0.85%/a～1.21%/a［24］，這意味著土壤凍結所需時間增加。此外，降水對土壤溫度也存在增溫和降溫作用，在凍土凍融的不同時期，受大氣溫度影響，降水溫度與土壤溫度存在溫差，這表現為凍結期降水溫度高于土壤，以熱源的形式給土壤增溫，而融化期降水溫度低于土壤，起到降溫作用［19］。受到氣候因素變化影響，源區土壤水熱條件發生了顯著變化，綜合作用下造成了凍土融化加劇。目前，凍土消融已成為源區環境的突出問題。

2.3徑流變化

河流是高原生態系統的基礎組成部分，河流濕地面積雖有所減少但變化相對穩定，而徑流量的變化則相對顯著，不同源區的徑流變化趨勢有所差異。

長江源區的徑流量呈現增加趨勢。羅玉等［25］研究發現從1961～2016年長江源區沱沱河站和直門達站的徑流變化率分別為3.44 （m3·s-1）/10 a和12.11（m3·s-1）/10 a，增加趨勢顯著。從2000～2016年沱沱河站徑流量較平均水平增加了41.1%，直門達站增加了12.8%。長江源區徑流量的增多主要受到降水增多和冰雪融水增多影響，降水是源區徑流的主要補給方式。杜嘉妮等［26］研究發現降水與年徑流的相關系數達到0.819，降水對徑流的貢獻主要集中在汛期的6～10月份；據估計冰川融水補給對長江源區徑流補給比重在10%以上，氣溫升高引起的冰雪融水增多對徑流的貢獻主要集中在枯水期，冬季氣溫比降水對徑流影響大。對于氣溫上升引起的冰雪融水補給增多對徑流增多的貢獻，目前不同學者有不同的觀點，一些學者認同冰雪消融對徑流增加有重要的影響［27-29］，一些學者認為冰雪融水產生速度小于徑流產生速度，加上氣溫上升蒸發增強和凍土融化下滲增加的作用，融水對徑流增加的貢獻有限［30-31］?？偟膩碚f，長江源區的徑流增加與降水增多的相關性更強，氣溫對徑流的影響機制還有待進一步研究和探討。

黃河源區的徑流量總體呈現減少趨勢。李萬志等［32］研究發現1961～2015年黃河源區平均減少速率為24.8 （m3·s-1）/10 a，黃河源區冰雪融水對徑流補給比重只有1.3%左右，降水是黃河源區徑流量的最主要補給來源。黃河源區的徑流量變化總體上可以劃分為上升期、下降期、常態時期，這與降水的變化呈現一致性。徑流下降期主要為1990～2008年這一時間段，2009～2015年為常態期。下降期的19 a中枯水年份達到16 a，常態期中枯水年為4 a。黃河源區的降水變化在1990～2002年表現為下降，2003～2015年表現為上升。黃河源區主產流區的降水減幅達7.5 mm/10 a，主汛期的降水減幅達到6.8 mm/10 a。氣溫升高引起的蒸散量變大對徑流減少影響顯著，1961～2015年，蒸散量變化率達到4.9 mm/10 a。與長江源區相比，黃河源區的人類活動程度更高。人類活動對徑流會產生影響，在20世紀90年代黃河源區粗放的工農業生產活動對源區生態造成了破壞，同時也消耗了大量的水資源，在2005年后黃河源區陸續開展生態保護和修復工程之后，黃河源區的徑流減少得到緩解，人類活動對徑流影響顯著下降，貢獻率從66.88%下降至26.39%。目前，對于黃河源區徑流量減少的原因不同學者存在不同觀點，有學者認為主要由降水的減少引起，也有學者認為是蒸散發量變大導致，另外也有研究認為與人為因素有關，總地來說，由于多因素相互作用的復雜性，關于黃河源區徑流減少的具體機制還不明晰，有待進一步研究揭示［33-35］。

3氣候及水循環要素變化對源區生態的影響

3.1植被變化及其成因

江河源區主要的植被類型是草地，長江源區和黃河源區的多年平均草地覆蓋度分別達到43.25%和6545%，這其中又以高寒草甸和高寒草原占比為主［36］。在氣候變化的影響下，植被生長的低溫脅迫和水分脅迫有所緩解，給植被創造了良好的生長環境，再加上人類活動的進一步受限以及生態修復工程的開展，源區的植被覆蓋情況出現明顯轉變。

研究顯示整個源區的草地覆蓋度從20世紀80年代到21世紀第一個10 a期間整體上以0.24%的速度呈現上升趨勢。具體而言，源區的植被覆蓋情況表現為動態上升，在綠化的同時也存在退化。以2000年左右為界，源區的植被變化大致分為兩個階段，20世紀70、80年代到2000年，這一期間植被覆蓋度增速緩慢，呈現顯著和極顯著增加的面積占36%，增長最多的植被類型為荒漠草原，面積占比達到50%，其次為高山亞高山草原，這一時期黃河源區的植被覆蓋度減少的面積占3%，主要表現為草地沙化和高覆蓋度草地減少，長江源區植被減少面積僅1%左右，主要表現為荒漠化擴張。2000年以后，植被覆蓋度增速明顯增快，顯著和極顯著增加的面積達到46%，這一時期草甸增長的面積占比達到70%，其次為高山亞高山草甸，達到51%，30%的裸地荒漠轉變為低覆蓋草地，稀疏植被向密集植被轉變，此階段黃河源區植被覆蓋度減少的面積下降到2%左右，而長江源區植被覆蓋度減少的面積上升至5%［36］。總地來看，30 a里源區的植被覆蓋度增加的面積要遠大于植被覆蓋度下降的面積，覆蓋度增速最快的植被類型是草甸和荒漠草原，黃河源區的植被覆蓋度增速最快。

已有研究發現，氣候因子變化對不同植被類型的影響存在差異，這主要表現為荒漠草原和高山亞高山草原受降水影響強，而草甸和平原草原受氣溫影響多［36］。對于源區的植被覆蓋度與氣候因子的相關性，普遍的研究認為與降水相比，源區植被覆蓋度前后兩個階段與氣溫的正相關性更強［36-38］。21世紀以來源區植被覆蓋度與氣溫的相關性進一步增強，至于降水，只有長江源區的植被覆蓋度與降水的相關性增強，黃河源區的植被覆蓋度與降水的相關性反而有所下降［39］。雖然2000年以來的植被覆蓋度增速變快，但植被覆蓋度下降面積的占比卻較前一階段更大，荒漠草原下降面積達到13%。在2000年之前的階段，除氣候因子外，人類活動是造成植被退化的重要原因，源區超載過牧導致草場退化、沙化的問題突出，這一問題在黃河源區尤為嚴峻，這也是黃河源區一度植被退化程度大于長江源區的重要原因。進入21世紀后，源區生態保護工程陸續實施，生態移民、退耕還林、退牧還草等一系列措施極大地降低了人類活動的影響，加上氣候暖濕化的有利條件，源區植被覆蓋度上升快［40］，此階段氣候因子對源區植被變化的影響占主要，黃河源區降水較多，加上人工增雨的影響，使得植被對降水的敏感程度反而有所下降。與此同時，氣溫快速上升導致蒸散發增大，增加了植被的水分脅迫［41］，這成為長江源區植被退化擴大的重要原因。

植被是影響區域生態的重要因素，源區植被覆蓋度的上升有助于增強水土涵養能力。但在氣候因素和人為因素的復雜作用下，植被退化依然是維護源區生態平衡和安全所要面對的重要問題。

3.2濕地變化及其成因

江河源區擁有世界海拔最高、面積最大的高寒濕地群，廣泛分布的湖泊沼澤對源區的水源涵養和氣候調節具有重要意義。源區的濕地主要由沼澤草甸、高寒泥炭沼澤、湖泊和河流構成，高寒濕地的發育極大地受到了源區的冰川積雪以及凍土的影響，因而其發育過程也和冰雪圈一樣對氣候變化極為敏感。已有研究發現從20世紀70年代到21世紀第一個10 a這一期間，源區的濕地面積總體呈現下降的變化趨勢，沼澤草甸和高寒泥炭沼澤面積縮減速度要比河流和湖泊大得多，長江源區的沼澤草甸和泥炭沼澤面積減少分別達到29.27%和45.18%，黃河源區兩類濕地減少分別達到29.7%和54.39%，與之相比河流濕地面積變化率雖然也為負，但相對而言變化率較小，長江源區僅3.24%，黃河源區相對較高達到17.77%［42］。在所有濕地中只有湖泊在經歷了20世紀70年代到21世紀初的面積小幅萎縮后出現了面積快速增大的變化。長江源區湖泊面積從20世紀90年代開始出現增長，遙感影像統計的1992年面積大于1 km2的92個湖泊總面積為801.6 km2，2001年增長到844.5 km2，到2010年面積擴大到927.5 km2，2010年的湖泊面積與20世紀70年代相比增長了15.7%，而萎縮期的面積減少僅3%，此外，2007～2010年的湖泊面積年變化率遠大于20世紀90年代到21世紀初這一階段的變化率，達到了2.3%［43］。對黃河源區面積大于1 km2的42個湖泊的變化研究發現，從2005年開始湖泊的面積出現擴大，較20世紀90年代到21世紀初面積萎縮階段出現明顯增長，大型湖泊扎陵湖面積恢復至萎縮前水平，鄂陵湖則明顯擴大，從2004年的最低水平603.3 km2增加到2014年的642.2 km2，40個中小型湖泊的總面積也從2004年的193 km2擴大到2014年的295.8 km2，2005年的湖泊面積年變化率高達32.9%，而萎縮期的最大年變化率僅-14.5%［44］。

源區沼澤草甸濕地和高寒泥炭沼澤濕地的形成與凍土關系密切，由于源區富含的砂質土壤孔隙大、水分易下滲，多年凍土的廣泛發育很好地阻隔了地表水的下滲運動并在土壤中形成了隔水層，從而創造了地面過濕的條件，形成了濕地發育的良好環境。在氣候變暖以及土壤水熱條件變化影響下土壤溫度上升，使得凍土消融加劇，隔水作用減弱，水分下滲增多，導致兩類濕地的萎縮退化。另外，凍土層的溫度上升會加速土壤有機質的分解，加之凍土層上限的不斷下降，近地面的土層中水分和養分流失更多，從而對植被生長造成不利影響，并引起濕地植被類型的變化，濕生植被群落向旱生植被群落轉變，使得鼠害增多，植被破壞和退化加劇。再者，土壤凍融加劇破壞土壤結構讓之更加疏松，從而使得降水和地表徑流對土壤的侵蝕加劇，濕地進一步面臨荒漠化風險［45-46］。

與沼澤草甸濕地和高寒泥炭沼澤濕地不同，湖泊和河流由于受到降水徑流偏豐的影響，呈現面積擴大趨勢。21世紀以來降水偏多引起的徑流增多增加了湖泊的補給，讓湖泊迅速從萎縮轉為擴張，數量也出現上升，很多研究都表明了降水、徑流與湖泊面積擴大具有很高的正相關性［42-44］。由此可見，源區不同類型的濕地對氣候變化以及水循環變化產生的響應存在差異，濕地生態呈出現復雜的變化場景。一方面，沼澤草甸濕地和高寒泥炭沼澤濕地的萎縮退化趨勢將使源區出現荒漠化擴張，源區的生態涵養功能將受到削弱，水土涵養能力下降；另一方面，湖泊的增多、面積的擴大又一定程度上維持了源區的水土涵養能力，起到了泥沙蓄積、水量調蓄的作用，此外湖泊擴張對局部氣候的影響也較為顯著，湖泊通過環流作用有效地增加了局部地區的降水和濕度，從而促進植被的生長［47］。綜合來看，多方因素的正反作用下源區濕地生態相對穩定，但從長遠角度來看，氣候暖化之下降水因子波動變化的不確定性將使源區面臨濕地萎縮退化的風險。

3.3水土流失與河流泥沙

3.3.1土壤侵蝕

水土流失一直以來是源區主要的生態環境問題之一，惡劣的自然環境使得該地區的生態易受到人類活動和氣候變化的影響。20世紀90年代源區過度的人類活動使得源區生態惡化速度加快，植被退化、荒漠化擴張造成了嚴重的水土流失，到21世紀初源區生態修復工程陸續開展后，人類活動的影響逐步降低，相對的，氣候變化對生態環境的持續影響作用增強。

源區的水土流失與土壤侵蝕關系密切，區域的土壤侵蝕主要形式有凍融侵蝕、風力侵蝕和水力侵蝕［48］（見圖3），其中凍融侵蝕和水力侵蝕對水土流失的影響最大。對于凍融侵蝕，據統計，三江源地區超過70%的地區都存在不同程度的凍融侵蝕，是源區分布最廣泛的侵蝕類型［48］，凍融侵蝕產物是源區長江黃河泥沙的主要來源之一。凍融侵蝕通過季節性或日內的凍融循環破壞土壤結構從而增加了土壤的可蝕性，此外凍土解凍期間上層土壤的近飽水狀態耦合下層低粗糙度、弱透水性凍結層構成了易流失的水土狀態，容易形成熱融滑塌、凍融泥流等大面積的水土流失現象。水力侵蝕也是常見的侵蝕作用，在源區主要體現為降水對坡面的侵蝕以及地面徑流對土壤的侵蝕和泥沙搬運，由于源區多砂質土壤，加上凍融作用對土壤結構的破壞，使得源區土壤易受到水力侵蝕作用，在植被稀疏、裸地較多的荒漠半荒漠化區域水力侵蝕十分明顯。凍土凍融變化、降水和徑流構成了源區水土流失的主要驅動力，其中凍土和降水的變化主要受到氣候變化的影響，徑流受到人類活動和氣候變化的雙重影響，在人類活動逐漸受到限制背景下，氣候變化成為影響源區侵蝕作用強度的重要因素。源區的氣候變化使得凍土凍融加劇，冰雪消融增多，降雨量增加、降水形態和強度變化，徑流偏豐，土壤的侵蝕作用明顯變強，其對源區水土保持的影響受到更多關注。

3.3.2河流泥沙

河流泥沙變化可以直觀地反映氣候變化和水循環變化下源區水土涵養的狀況。已有研究發現長江源區和黃河源區的河流輸沙總體上呈現下降趨勢或不顯著的變化。

對于長江源區，關穎慧［49］、劉彥［50］等的研究表明源區內部各區域的水沙變化具有差異，沱沱河站在21世紀第一個10 a里徑流量較20世紀90年代增加了68%，輸沙量變化與徑流變化保持一致，增加了2.37倍，整體上以32.73萬t/10 a的速度增加，直門達站徑流增加36%;而輸沙量變化并不顯著，僅以8.4萬t/10 a的變化速度呈現微弱增加。在年內變化方面，源區的河流徑流量和輸沙量集中在汛期，汛期的河流輸沙占比在90%以上，沱沱河站夏季的河流輸沙變化率達到25.14萬t/10 a，增幅最大，貢獻率達到全年的70%以上，直門達站春季徑流增加顯著，輸沙量以1.71萬t/10 a的速率表現出上升趨勢，而冬季輸沙量則以-0.48萬t/10 a的速度出現下降，總體上輸沙變化趨勢不明顯。孫永壽等［51］的研究也顯示，從2005～2012年長江源區的河流含沙量有所下降，輸沙量有下降趨勢。

黃河源區的河流輸沙變化表現為下降趨勢。李志威等［52］研究發現唐乃亥站的徑流量自20世紀90年代以來減少了近16%，其河流輸沙量在20世紀90年代到21世紀第一個10 a期間以16萬t/a的速度呈現下降趨勢，多年平均輸沙量減少了28.5%。蔣沖等［53］的研究也顯示從20世紀80年開始黃河源區唐乃亥站的河流輸沙呈現下降趨勢。

總的來看，源區的河流輸沙變化不大，甚至出現下降，水土流失問題近年來有所改善。這一方面得益于源區生態恢復工程發揮作用，一方面也受到氣候變化下復雜的環境綜合作用影響，諸多環境因子對于水土保持存在正負反饋，綜合作用下才使得源區的河流輸沙保持穩定或減少。此外由于自然環境的差異，各個源區的水沙變化原因也不盡相同。

目前對于源區河流輸沙變化機理的研究還較少，與之相關的植被變化對河流輸沙的影響還沒有開展全面評價，氣候變化對凍土的影響以及凍土對土壤水熱及土壤可蝕性等方面的影響仍有很多尚不明確。在氣候變化的不確定性和區域自然環境復雜作用下，未來的河流輸沙將怎樣變化還存在不確定性。氣候變暖的加快使得源區的蒸散發增大，冰雪消融加劇，源區面臨濕地退化和干旱化的潛在風險，這將對水土涵養造成威脅，水土流失風險依舊存在，水土流失將使得源區的生態更加脆弱。高原地區的土壤發育差，表層土壤的流失將使得土壤更加貧瘠，從而引起植被退化。此外，源區的地勢高峻，流失的水土將在下游平緩地區發生沉積，從而堵塞河道，改變河床形態，造成洪澇風險。源區下游存在的眾多水利設施，也會受到水土流失影響從而增加安全風險，縮短使用壽命。河流輸沙量的變化是對水土流失的重要反映，加強江河源區河流輸沙研究，提升對源區環境變化的應對能力是當下重要的研究任務。

4結論及展望

江河源區的氣溫上升趨勢顯著，成為普遍認同的事實。受到觀測資料和觀測條件的限制，考慮到區域自然環境的復雜性，已有研究目前對源區降水未來的變化還沒有給出一致的結論，多數學者通過趨勢分析和顯著性檢驗得到近幾年降水呈現上升趨勢，未來也有上升的傾向，但降水周期具有復雜性，不同周期下呈現的降水變化有差異，因而在源區降水變化方面還有待展開更多深入研究，同時對于水文氣象數據的監測還需要進一步加強。

受氣候變化影響，源區的冰川積雪、凍土以及徑流都有不同程度的改變。氣溫升高引起的冰雪圈的消融加劇十分顯著，冰川積雪消融增多使得源區水資源產生損失，同時也在一定程度上增加了徑流。凍土的融化則增加了地表水分的下滲，而降水的增多則造成了徑流偏豐。在氣候變化和水循環要素變化之下，源區的生態發生了深刻變化。植被的退化和恢復同時存在，總體上呈現覆蓋度上升的趨勢。受到凍土消融、下滲增多影響，源區的沼澤草甸和高寒泥炭沼澤濕地面臨萎縮和荒漠化風險，而在降水徑流增多的作用下，源區湖泊數量上升，面積擴張顯著。受氣候變化和水循環要素變化影響，源區的土壤凍融侵蝕和水力侵蝕作用增強，然而河流輸沙變化的不明顯表明源區的水土涵養狀況相對穩定，并沒有出現嚴重的水土流失加劇現象。從長遠來看，氣候因子周期變化的不確定性使得源區的植被生態以及濕地生態仍然面臨退化風險。

目前，源區的生態總體穩定，退化和好轉并存，單因素對源區生態的正負反饋作用相對清楚，但多因子綜合之下的系統機制尚不明晰，尤其是氣候變化背景下影響源區水土涵養的氣候-生態-水文-泥沙機制。此外，已有的研究多從降水、徑流等方面展開，而對諸如氣溫、冰川積雪、凍土凍融變化等因素的影響揭示還不夠。高原環境具有特殊性，通過已有的水文模型模擬高原水文過程的方法擬合度低，因此有必要開展符合高原環境的水文模型和理論的相關研究。江河源區的生態安全關乎中國的長遠發展，在氣候變化的大背景之下，聚焦源區生態變化，以長遠的眼光積極開展源區的生態環境演變機制研究和水循環模型及理論研究對促進區域可持續發展，保障中國生態安全具有重要且深遠的意義。

參考文獻：

［1］姚檀棟，徐柏青，譚德寶，等.氣候變化對江河源區水循環的影響［J］.青?？萍?，2022，29（5）：4-11，21.

［2］IMMERZEEL W W，VAN BEEK L P，BIERKENS M F.Climate change will affect the Asian water towers［J］.Science，2010，328（5984）：1382-1385.

［3］張凡，史曉楠，曾辰，等.青藏高原河流輸沙量變化與影響［J］.中國科學院院刊，2019，34（11）：1274-1284.

［4］白路遙，榮艷淑.氣候變化對長江、黃河源區水資源的影響［J］.水資源保護，2012，28（1）：46-50，70.

［5］湯秋鴻，蘭措，蘇鳳閣，等.青藏高原河川徑流變化及其影響研究進展［J］.科學通報，2019，64（27）：2807-2821.

［6］邵駿，歐陽碩，郭衛，等.基于青藏高原冰芯記錄的長江源區徑流重建［J］.長江科學院院報，2022，39（10）：24-30，37.

［7］藍永超，劉根生，喇承芳，等.近 55 年來黃河河源區徑流的變化及區域差異［J］.山地學報，2017，35（3）：257-265.

［8］王闖，戴長雷，宋成杰.青藏高原氣候變化的時空分布特征分析［J］.人民黃河，2022，44（9）：76-82.

［9］靳錚，游慶龍，吳芳營，等.青藏高原三江源地區近60 a氣候與極端氣候變化特征分析［J］.大氣科學學報，2020，43（6）：1042-1055.

［10］李紅梅，顏亮東，溫婷婷，等.三江源地區氣候變化特征及其影響評估［J］.高原氣象，2022，41（2）：306-316.

［11］姚秀萍，謝啟玉，黃逸飛.中國三江源地區降水研究的進展與展望［J］.大氣科學學報，2022，45（5）：688-699.

［12］孟憲紅，陳昊，李照國，等.三江源區氣候變化及其環境影響研究綜述［J］.高原氣象，2020，39（6）：1133-1143.

［13］周明圓，劉君龍，許繼軍，等.近48 a長江源區降水時空變化特征［J］.科學技術與工程，2020，20（2）：474-480.

［14］許君利，張世強，上官冬輝.30 a來長江源區冰川變化遙感監測［J］.干旱區研究，2013，30（5）：919-926.

［15］安黎哲，林震.黃河流域生態文明建設發展報告（2020）［M］.北京：社會科學文獻出版社，2021.

［16］楊建平，丁永建，劉時銀，等.長江黃河源區冰川變化及其對河川徑流的影響［J］.自然資源學報，2003，18（5）：595-602，645.

［17］劉義花，李紅梅，申紅艷，等.三江源地區降雪量演變特征及其對徑流的影響［J］.高原氣象，2022，41（2）：420-429.

［18］陳龍飛，張萬昌，高會然.三江源地區1980～2019年積雪時空動態特征及其對氣候變化的響應［J］.冰川凍土，2022，44（1）：133-146.

［19］羅斯瓊，李紅梅，馬迪，等.三江源凍土-植被相互作用及氣候效應研究現狀及展望［J］.高原氣象，2022，41（2）：255-267.

［20］馬帥，盛煜，曹偉，等.黃河源區多年凍土空間分布變化特征數值模擬［J］.地理學報，2017，72（9）：1621-1633.

［21］朱宇蓉，徐開宇，付永超.三江源地區1961～2017年凍土變化特征及影響［J］.青海科技，2018，25（6）：73-76.

［22］LUO S Q，WANG J Y，POMEROY J W，et al.Freeze-thaw changes of seasonally frozen ground on the Tibetan Plateau from 1960 to 2014［J］.Journal of Climate，2020，33（21）：9427-9446.

［23］LUO D，JIN H J，HE R，et al.Characteristics of water‐heat exchanges and inconsistent surface temperature changes at an elevational permafrost site on the Qinghai‐Tibet Plateau［J］.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，2018，123（18）：10，57-75.

［24］郭連云.三江源區高寒草原土壤濕度變化特征及與氣候因子的關系［J］.草業科學，2018，35（1）：46-53.

［25］羅玉，秦寧生，周斌，等.1961～2016年長江源區徑流量變化規律［J］.水土保持研究，2019，26（5）：123-128.

［26］杜嘉妮，蔡宜晴，王崗.長江源區徑流變化歸因分析［J］.水文，2021，41（6）：73-78.

［27］何秋樂，匡星星，梁四海，等.1966～2015年長江源冰川融水變化及其對徑流的影響：以冬克瑪底河流域為例［J］.人民長江，2020，51（2）：77-85，130.

［28］齊冬梅，李躍清，陳永仁，等.氣候變化背景下長江源區徑流變化特征及其成因分析［J］.冰川凍土，2015，37（4）：1075-1086.

［29］邵駿，熊瑩，卜慧，等.長江源區基流變化規律及其氣象影響因素分析［J］.人民長江，2022，53（11）：61-65，71.

［30］LIU L，JIANG L，WANG H，et al.Estimation of glacier mass loss and its contribution to river runoff in the source region of the Yangtze River during 2000-2018［J］.Journal of Hydrology，2020，589：125207.

［31］陳進.長江源區水循環機理探討［J］.長江科學院院報，2013，30（4）：1-5.

［32］李萬志，劉瑋，張調風，等.氣候和人類活動對黃河源區徑流量變化的貢獻率研究［J］.冰川凍土，2018，40（5）：985-992.

［33］康穎，張磊磊，張建云，等.近50 a來黃河源區降水、氣溫及徑流變化分析［J］.人民黃河，2015，37（7）：9-12.

［34］王道席，田世民，蔣思奇，等.黃河源區徑流演變研究進展［J］.人民黃河，2020，42（9）：90-95.

［35］保廣裕，乜虹，戴升，等.黃河上游河源區不同量級降水對徑流變化的影響［J］.干旱區研究，2021，38（3）：704-713.

［36］張穎，章超斌，王釗齊，等.三江源1982～2012年草地植被覆蓋度動態及其對氣候變化的響應［J］.草業科學，2017，34（10）：1977-1990.

［37］朱文會，毛飛，徐影，等.三江源區植被指數對氣候變化的響應及預測分析［J］.高原氣象，2019，38（4）：693-704.

［38］杜際增，崔保山，隋皓辰.氣候變化背景下青藏高原核心區植被變化的時空特征［J］.環境生態學，2019，1（8）：10-20.

［39］管曉祥，劉翠善，鮑振鑫，等.黃河源區植被NDVI演變及其與降水、氣溫的關系［J］.水土保持研究，2021，28（5）：268-277.

［40］王穗子，張雅嫻，樊江文，等.三江源自然保護區高寒草地草情診斷研究［J］.生態科學，2022，41（1）：100-109.

［41］劉璐璐，曹巍，邵全琴.近30年來長江源區與黃河源區土地覆被及其變化對比分析［J］.地理科學，2017，37（2）：311-320.

［42］杜際增，王根緒，楊燕，等.長江黃河源區濕地分布的時空變化及成因［J］.生態學報，2015，35（18）：6173-682.

［43］段水強，劉弢，曹廣超，等.近期長江源區湖泊擴張特征及其成因［J］.干旱區研究，2015，32（1）：15-22.

［44］段水強，范世雄，曹廣超，等.1976～2014年黃河源區湖泊變化特征及成因分析［J］.冰川凍土，2015，37（3）：745-756.

［45］楊建平，丁永建，陳仁升，等.長江黃河源區多年凍土變化及其生態環境效應［J］.山地學報，2004，22（3）：278-285.

［46］覃自成，常福宣.江源凍土區水循環研究進展［J］.水利科學與寒區工程，2019，2（1）：59-65.

［47］朱立平，彭萍，張國慶，等.全球變化下青藏高原湖泊在地表水循環中的作用［J］.湖泊科學，2020，32（3）：597-608.

［48］吳萬貞，劉峰貴，陳瓊，等.三江源地區土壤侵蝕類型研究［J］.地球科學與環境學報，2009，31（4）：423-426.

［49］關穎慧，王淑芝，溫得平.長江源區水沙變化特征及成因分析［J］.泥沙研究，2021，46（3）：43-49，56.

［50］劉彥，張建軍，張巖，等.三江源區近數十年河流輸沙及水沙關系變化［J］.中國水土保持科學，2016，14（6）：61-69.

［51］孫永壽，段水強.長江源區近年水沙變化趨勢及成因分析［J］.人民長江，2015，46（9）：17-22.

［52］李志威，王兆印，田世民，等.黃河源水沙變化及與氣溫變化的關系［J］.泥沙研究，2014（3）：28-35.

［53］蔣沖，高艷妮，李芬，等.1956～2010年三江源區水土流失狀況演變［J］.環境科學研究，2017，30（1）：20-29.

（編輯：黃文晉）