氣候變化對黃河徑流以及源區生態和凍土環境的影響＊

黃榮輝 周德剛

①中國科學院院士，②助理研究員，中國科學院大氣物理研究所季風系統研究中心，北京 100190

本文綜述了關于黃河源區和上游地區氣候變化及其對黃河徑流影響的研究及其他有關研究，并進一步討論了氣候變化對黃河源區和上游徑流以及源區生態和環境的影響。研究表明：從20世紀90年代初起黃河源區和上游年徑流量銳減，它嚴重影響了黃河中、下游年徑流量，并引起黃河下游在20世紀90年代斷流天數的增加；并且還指出，黃河上游和源區從20世紀90年代初到新世紀初降水的減少可能是導致黃河源區和上游徑流銳減的主要原因，而黃河源區降水強度的減弱對于黃河源區徑流在20世紀90年代的銳減也有一定影響；此外，本文還表明了從20世紀80～90年代到新世紀初黃河源區氣溫的明顯上升并沒有導致此區域蒸發量的太大變化，它對徑流變化影響不大，但對此地區植被和凍土退化有重要影響。

1 引言

黃河流域是中華民族的搖籃地，黃河是中華民族的母親河。黃河流經青海、甘肅、寧夏、內蒙、陜西、山西、河南、河北和山東等九省。她不僅灌溉著這九省的農田，而且供給這九省和北京、天津兩市部分城鄉居民的用水。雖然黃河年總徑流量不大，大約只有580億m3，只相當于長江年流量的1／16，但她的流程很長，達5486 km。承擔著全國15%耕地面積和12%人口的供水任務（引自人民政協報，2010）。由于黃河又長，水流又細，故她受降水的影響很大。

受全球氣候變暖的影響，從20世紀80年代以后中國東北、華北、西北氣溫普遍升高。黃榮輝等［1－4］的研究表明：中國西北自從20世紀70年代中后期到21世紀初夏季降水增加，氣溫升高，而華北地區降水減少，氣溫升高。并且，施雅風［5］的研究也表明了從20世紀80年代起中國西北氣候從暖干變暖濕。由于氣候的年代際變化，從20世紀70年代中后期開始西北地區夏季降水增加，氣溫升高。

與西北地區氣候變化相關聯，黃河上游氣候也發生很明顯的年代際變化，這導致了從20世紀90年代起黃河源區和上游的徑流量大幅減少［6－10］，嚴重影響著黃河中、下游的徑流量，致使在90年代黃河下游發生斷流（圖1），從而嚴重影響華北地區的水資源。華北水資源缺乏不僅影響著此地區的工農業生產，而且也影響此地區的城鄉人民用水。為此，國家不得不花費巨資實施南水北調工程，從長江調水到華北地區，以緩和華北地區水資源的缺乏。

圖1 黃河下游利津站黃河斷流天數的年際變化（資料來源于黃河水利委員會）

上述的研究中有兩個問題值得進一步關注：一是從20世紀90年代初以來黃河上游（特別是源區）徑流大幅度減少的原因是什么，關于這個問題，有的學者認為黃河上游徑流的減少可能是由于上游氣溫上升所導致的蒸發增強而引起的［11］；而有的學者認為，黃河上游降水減少是導致黃河徑流減少的直接原因［6－8，12］，因此，黃河源區和上游流域夏季降水和氣溫的變化如何影響此河段的徑流，這是值得進一步關注的科學問題；二是黃河源區和上游不僅徑流銳減，而且源區生態和凍土退化嚴重，這與此區域的氣候變化有何聯系？為此，在以前研究的基礎上，本文進一步討論中國黃河源區和上游地區降水和氣溫的年代際變化對黃河源區和上游徑流量以及源區的生態和環境的影響，并且還探討了黃河源區和上游徑流量的年代際變化對黃河下游徑流量和華北水資源的影響。

2 黃河上游地區和源區氣候的年代際變化特征及其與西北地區氣候變化的差異

如圖2所示，黃河上游地區系指蘭州以上的黃河流域，此流域涉及范圍廣，它包括了半干旱區和高原的高寒半濕潤地區，年均降水量200～600mm；并且，此流域處于高海拔地區，氣溫偏低，年平均氣溫只有2.6℃。由于此流域處于高海拔地區，氣溫又低，故蒸發量不大，加上降水又不算太少，這為黃河提供了比較穩定的基流。本節利用黃河上游和源區氣象觀測站1960～2008年的觀測資料的分析結果，討論黃河上游地區和源區降水和氣溫的年代際變化。

圖2 黃河上游地區氣象觀測站分布圖

2.1 黃河上游地區降水的年代際變化特征及其與西北地區降水變化的差異

黃榮輝等［8］利用中國各測站1951～2000年降水和氣溫的月平均資料分析了中國各區域年平均和夏季降水和氣溫各年代的變化特征。結果表明：中國西北地區夏季降水量有很明顯的年代際變化，它經歷了20世紀60～70年代的降水偏少期之后，從80年代起到90年代末降水量增加，在新世紀初北疆地區降水繼續增加，但西北東部降水開始減少。

黃河上游地區雖處于中國西北地區，但此地區降水的年代際變化特征與西北地區降水變化有一些不同。為了更好地討論黃河上游地區降水的變化特征，本文利用黃河上游地區紅原、若爾蓋、瑪多、達日、興海、貴德和蘭州等測站1960～2008年的降水觀測資料，分析了黃河上游地區平均的年降水量年際和年代際變化，見圖3（a）。從圖3（a）可以看到：黃河上游地區氣候平均的年降水量約490mm，大約與現在華北平原北部的年降水量相當；并且，它有一定的年際和年代際變化，年際變率可達±100mm，大約為年降水量的±20%左右，比中國東部年降水量的年際變率略小。此外，從圖3（a）還可以看到，黃河上游1960～2008年期間降水經歷了3個年代際變化階段，這3個階段是：從20世紀60年代初經70年代初到80年代后期是降水相對偏多期，此時期平均年降水量可達495.5 mm；從90年代到2002年此地區的降水又變為相對偏少，平均年降水量只有462.5 mm，約減少了33.00mm；從2003年到2008年黃河上游年降水量又呈增多趨勢，平均年降水量可達514.9 mm。

圖3 1960～2008年黃河上游地區平均的年降水量（a）和年平均氣溫（b）的年際變化（（b）中虛線表示變化趨勢）

上述結果表明了黃河上游地區降水的年代際變化不同于西北地區，西北地區的北部無論年降水量或者夏季降水量在20世紀90年代仍繼續偏多，而黃河上游地區從90年代到新世紀初降水量偏少；并且，黃河上游地區降水的年代際變化不是很明顯，降水量的年代際變率大約為±30mm左右，相當于氣候平均值的6.1%，它比華北地區降水的年代際變率小得多。并且，如圖3（a）所示，黃河上游地區從20世紀90年代到2002年平均的年降水量相對于20世紀80年代平均的降水量也僅減少了7%左右。因此可以說，黃河上游年降水量的年代際變率不是太明顯。

2.2 黃河上游地區氣溫的年代際變化特征及其與西北地區氣溫變化的差異

黃榮輝等［8］的研究表明了西北和華北地區從20世紀80年代起到2008年氣溫呈明顯的上升趨勢，氣溫的升高對此兩地區的蒸發量會產生影響。

由于黃河上游處于高原的高寒地區，這里氣溫終年很低，但它也有明顯的年際和年代際變化。黃河上游地區氣溫的年代際變化可以從紅原、若爾蓋、瑪多、達日、興海、貴德和蘭州等黃河上游測站的年平均氣溫變化看出［8］。為了更好地分析黃河上游地區平均氣溫的變化特征，本文利用上述測站1960～2008年的氣溫觀測資料，分析了黃河上游地區年平均氣溫的年際和年代際變化，見圖3（b）。從圖3（b）可以看到：黃河上游地區年平均氣溫不僅有較明顯的年際變化，而且有很明顯的年代際變化。在1960～2008年期間，黃河上游地區氣溫的年代際變化經歷了3個階段：20世紀60～70年代為相對偏冷期；從70年代末到80年代中后期為正常期；從80年代中后期到2008年為相對偏暖期，此地區的氣溫從80年代后期之后上升非常明顯，相對于60年代約上升了1.0℃以上。并且，正如圖3（b）中虛線所示，黃河上游地區年平均氣溫從20世紀60年代起到新世紀初一直呈上升趨勢，每10年此區域氣溫大約上升了0.24℃。氣溫明顯上升有可能使該地區的蒸發量加大，這不利于此流域徑流的產生。

上述結果表明了黃河上游地區氣溫的年代際變化趨勢與西北地區氣溫的變化趨勢一致，都經歷了20世紀60～70年代的偏冷期，80～90年代和新世紀初的偏暖期。然而，黃河上游地區氣溫偏暖要晚于西北地區氣溫的變暖，西北地區的部分地區在80年代氣溫已偏暖，90年代已明顯偏暖，而黃河上游地區到80年代后期才開始偏暖。

2.3 黃河源區降水和氣溫的年代際變化特征

黃河源區處于高寒的半濕潤區，這里海拔高、降水較多、氣溫低。圖4（a）和圖4（b）分別利用黃河源區的紅原、若爾蓋、瑪多、達日和興海五個測站的1960～2008年月降水和氣溫資料所計算的此區域平均的年降水量和年平均氣溫的年際和年代際變化。如圖4（a）和圖4（b）所示，黃河源區無論年降水或是年平均氣溫的年代際變化特征基本上與黃河上游地區平均的年降水和年平均氣溫的年代際變化相一致。從圖4（a）可以看到，黃河源區在1960～2008年期間降水也經歷了三個年代際變化階段：從20世紀60年代經70年代到80年代末為降水相對偏多期，此時期黃河源區平均年降水量大約可達524.5 mm；但從20世紀90年代初到2002年，黃河源區平均年降水量只有491.5 mm，相對于80年代，此時期降水大約減少了33.0mm；從2003年到2008年黃河源區年降水量又呈增多趨勢，平均年降水量達538.3 mm。并且，從圖4b可以看到，在1960～2008年期間，黃河源區的氣溫也經歷了三個階段：在20世紀60～70年代為相對偏冷期；從70年代末到80年代中后期為正常期；80年代中后期到2008年為相對偏暖期。正如圖4（b）中虛線所示，黃河源區年平均氣溫從20世紀60年代起到新世紀一直呈上升趨勢，每10年此區域氣溫大約上升0.31℃。黃河源區氣溫明顯上升將對此區域的生態和凍土帶來影響。

比較圖4（a）與圖3（a），可以看到，黃河源區年降水量與上游地區年降水量的年代際變化趨勢相一致，都經歷了三個階段，無論是黃河上游地區或是黃河源區年降水量在20世紀90年代均呈減少趨勢。比較圖4（b）與圖3（b），同樣可以看到，黃河源區平均氣溫的年代際變化與上游地區平均氣溫的變化趨勢相一致，都從20世紀60年代起到新世紀初一直呈上升趨勢，特別從80年代中后期開始氣溫都呈明顯變暖趨勢。

圖4 1960～2008年黃河源區平均的年降水量（a）和年平均氣溫（b）的年際變化（（b）中虛線表示變化趨勢）

3 黃河源區和上游徑流量年際和年代際變化及其對下游和華北平原水資源的影響

根據劉昌明等［13］的研究，黃河源區年平均流量大約為204.7億m3，可占到黃河多年平均徑流量的35.3%，因此，黃河源區是黃河重要的產流區，并為黃河中、下游提供了較穩定的徑流量。

3.1 黃河源區年徑流量的變化

受氣候變化的影響，黃河上游及源區的徑流有很大的年際和年代際變化。圖5是1960～2003年期間表征黃河源區徑流量的唐乃亥水文站年徑流量的年際變化。從圖5可以看到：黃河源區的年徑流量不僅有很大的年際變化，它大約為準6a周期，而且它有很大的年代際變化。從20世紀60年代到新世紀初，黃河源區年徑流量經歷了兩個階段的年代際變化：從20世紀60年代中期到80年代后期的相對偏豐期，平均年徑流量達220.5億m3；從90年代初到2008年的相對偏枯期，平均年徑流量只有170.6億m3，比80年代減少了近50億m3，即減少了23%。

圖5 黃河源區出水口唐乃亥水文站觀測的黃河年徑流量的年際和年代際變化

3.2 黃河上游年徑流量的變化

圖6是表征黃河上游徑流量的蘭州水文站年徑流量的年際變化。比較圖6與圖5，可以看到，黃河上游的年徑流量與源區的年徑流量變化趨勢基本相同，它不僅有很大的年際變化，而且有很大的年代際變化。黃河上游年徑流量也同樣經歷了兩個階段的年代際變化：從20世紀60年代初期到80年代后期的相對偏豐期，平均年徑流量達到357.7億m3；從90年代初到新世紀初的相對偏枯期，平均年徑流量只有256.0億m3，比80年代大約減少了100億m3，即減少了近30%。

圖6 黃河上游出水口蘭州水文站觀測的年徑流量的年際變化

從上面的分析結果可以看到，無論是黃河源區或是上游地區，在20世紀90年代和新世紀初徑流量銳減，大約比80年代減少了20%～30%，這勢必對黃河中、下游徑流產生嚴重影響。

3.3 黃河上游徑流變化對黃河下游和華北水資源的影響

黃河從上游流經甘肅、寧夏、內蒙古、陜西、山西等省，從花園口經河南、河北、山東流到渤海，是華北地區重要的水資源來源。黃河河水不僅是位于華北地區的內蒙、山西、河北、河南和山東等省部分地區的工農業生產和生態用水的主要來源，也是上述這些省份部分城鄉居民日常生活用水的來源；并且，由于近年來天津和北京兩市水資源缺乏，也從黃河調水來補充。因此，從黃河上游來水量的變化將直接影響黃河中游地區以及下游的華北地區水資源的變化。圖7是表征黃河中游流量的鄭州花園口水文站實測的各年代平均年徑流量的變化。從圖7可以看到，在20世紀50年代花園口平均天然徑流量大約是484億m3，而60年代上升到506.0億m3，70年代又下降到380億 m3，80年代又上升到425.1億 m3［14］。然而，根據統計［14］，花園口1990～1996年平均的黃河年徑流量只有287.2億m3，比起80年代黃河徑流量大約減少了32.4%，這與黃河上游徑流量在90年代的變化率大約一致。這表明了在90年代，從花園口流到黃河下游的徑流量比80年代減少了32.4%。

圖7 花園口水文站實測黃河年徑流量的年代際變化

黃河中游徑流量在20世紀90年代的銳減引起了黃河下游在90年代流量的銳減，從而導致黃河下游斷流的天數增多，最多在1997年黃河利津站斷流達226天（圖1），而且斷流河段變長，達700km之長。黃河下游斷流一方面是由于花園口以下的黃河下游地區工農業用水量增加所致，另一方面也是由于上游來水量減少所致。

從上面的分析可以看到，黃河中、下游徑流量在20世紀90年代也呈明顯銳減趨勢，這與上游來水量的銳減有密切關系。因此，黃河源區和上游徑流量的變化對于黃河中、下游徑流量的變化有直接影響，特別對于華北地區水資源的變化有著重要影響。黃河下游徑流量的銳減以及黃河斷流不僅嚴重影響了華北地區工農業生產和生態用水，而且嚴重影響華北地區部分城鄉居民的用水。

4 黃河源區和上游地區氣候變化對黃河源區和上游年徑流量的影響

上述分析結果表明了黃河無論源區或是上游年徑流量在20世紀90年代發生了銳減現象，這種現象肯定是與此區域的氣候變化密切相關的。正如張士鋒等［11］的研究，黃河源區的水循環變化是與此區域的氣候變化密切相關的。然而，到底是黃河源區和上游地區的降水變化引起的徑流量變化大，還是由于氣溫變化通過蒸發影響徑流量的變化大，這是值得進一步探討的問題。

4.1 黃河源區和上游地區降水量變化對年徑流量的影響

圖8是唐乃亥測站所觀測的1960～2008年年徑流量標準化距平與黃河源區年降水量標準化距平的年際變化曲線。把圖8虛線所表示的黃河源區年徑流量標準化距平與圖8中實線所表示的黃河源區年平均降水標準化距平的變化相比較，可以看到，黃河源區的年徑流距平的年際變化與此區域年降水距平的年際變化有很好的相關性，它們之間的相關度可達0.804，通過99%的顯著性檢驗。這正如張國勝等［12］和藍永超等［6－7］所指出的黃河上游降水與徑流有較好的關系。并且，從圖8還可以看到，從20世紀90年代初一直到2008年黃河源區的年徑流量有顯著的減少，相對于80年代徑流的偏豐期，從90年代到2008年（除2005年外）黃河源區的徑流大約減少了23%。然而，如圖3（a）所示，相對于60～80年代的年降水量，在90年代到新世紀初黃河源區的年降水量減少才不到10%。這表明了從20世紀90年代到新世紀初黃河源區的降水變化對徑流的變化產生一定的影響，但不能簡單地只從降水量多少來解釋黃河源區徑流的變化。

圖8 唐乃亥水文觀測站實測1960～2008年黃河源區年徑流標準化距平（虛線）與黃河源區年降水標準化距平（實線）的年際變化曲線

圖9是1960～2008年表征黃河上游徑流量的蘭州水文站年徑流量標準化距平（虛線）與年降水量標準化距平（實線）的年際變化。把圖9中的虛線與實線相比較，可以看到，與源區徑流和降水之間的關系一樣，黃河上游地區的年徑流距平變化與年降水距平也有顯著的相關，它們之間的相關系數可達0.64，通過了99%顯著性檢驗；并且，從圖9還可以看到，從20世紀90年代初到2008年黃河上游年徑流量也銳減，當然，黃河上游徑流銳減與源區徑流銳減有直接關系。雖然從2003年黃河上游年降水量已有增多，但年徑流量沒有顯著增加。

圖9 蘭州水文觀測站測得1960～2008年黃河上游年徑流標準化距平（虛線）和年降水量的標準化距平（實線）

從以上分析可以看到，在20世紀90年代無論是黃河源區或是黃河上游徑流量都出現銳減，為何造成黃河源區徑流在90年代到21世紀初出現如此大的銳減？這是一個值得進一步深入探討的問題。

4.2 黃河源區降水強度變化對徑流的影響

在4.1部分中已分析了黃河源區和上游地區降水對徑流的影響，表明了黃河源區和上游的徑流很大程度依賴于源區和上游地區的降水。但是，從20世紀90年代初到2002年，無論黃河源區或是上游地區年降水量減少不到10%，為何卻造成源區和上游徑流量減少了20%～30%之多，它是否與降水強度的變化有一定關系？為此，本小節進一步討論黃河源區降水強度的變化。

由于考慮到黃河源區冬季降水較少，大部分降水集中在3～10月，故把降水的時間選取在每年的3～10月，并參照降雨強度的定義，把區域平均降水的強度分為弱降水（日降水量小于10mm）、中等強度降水（日降水量在10～25 mm之間）和強降水（日降水量大于25 mm）類。圖10是1960～2008年黃河源區上述三類不同強度降水發生天數的年際變化。從圖10可以看到，與80年代相比，弱降水的天數在90年代沒有明顯的變化，但中等強度降水和強降水的天數從80年代后期起均有較大程度的減少，特別是強降水減少更為明顯。如果把降水時間選取在6～9月，中等強度和強降水的天數從80年代后期呈現出更明顯減弱的趨勢（圖略）。因此，無論在夏季或是3～10月份，黃河源區降水的強度均有明顯的減弱趨勢，特別是強降水的發生次數明顯減少，這對該區域徑流產生不利的影響。

圖10 1960～2008年黃河源區弱降水（a）、中等強度降水（b）和強降水（c）年發生次數的年際變化（圖中虛線表示7年滑動平均）

一般來說，在降水過程中，當降水強度減弱時，地表直接徑流出現的時間變長，形成地表直接徑流的比例也減少，甚至不會形成地表徑流，更多的降水將入滲到土壤中去，因此，黃河源區降水強度的減弱對于徑流的產生會造成不利的影響。

從以上分析可以看到，黃河源區降水在90年代的減少是黃河源區從90年代初到2008年年徑流量明顯減少的重要原因，但降水強度的減弱對于徑流的減少也有一定的影響。

4.3 黃河源區氣溫和蒸發變化對年徑流量的影響

上述表明了黃河源區和上游地區的年平均氣溫從20世紀60年代到2008年呈明顯上升趨勢，相對于20世紀60年代，在新世紀初黃河源區的年平均氣溫約上升了1.0℃。黃榮輝等［8］的研究表明了黃河源區的徑流變化與年平均氣溫的年際變化沒有顯著的相關，它們之間的相關系數僅為－0.16。因此，黃河源區的徑流受降水變化的影響要比受氣溫變化的影響更為顯著。

區域氣溫一般要通過蒸發對區域徑流產生影響。蒸發既是水力平衡的重要變量，又是地面能量交換過程中的重要環節，它受氣象條件以及下墊面條件的綜合作用，是一個復雜的過程。黃河源區氣溫的變化影響徑流也主要通過蒸發作用，但與源區氣候和徑流變化的研究相比，對源區蒸發的研究相對較少，并且氣候變暖對源區蒸散發影響的研究也還存在著較大的分歧，如李林等［15］和張士鋒等［11］認為隨著黃河源區氣候的變化，蒸散量呈現逐年增加的趨勢。但根據邱新法等［16］對黃河流域近40年蒸發皿的蒸發量（潛在蒸發能力）分析結果，區域蒸發皿蒸發量卻呈現下降趨勢。由于這兩種觀點存在著明顯的差別，為此，周德剛和黃榮輝［17］利用黃河源區觀測的氣溫、風速、濕度和日照等觀測資料，不僅采用FAO Penman－Monteith方法對黃河源區的蒸發進行估算，而且還依據黃河源區長波輻射的觀測資料對FAO Penman－Monteith公式中的長波輻射進行訂正，再對黃河源區的蒸發進行計算。雖然利用這兩種方法所計算黃河源區蒸發量在年代際變化趨勢上有較好的一致性，但它們都比實際蒸發量偏大。最近，Yang等［18］對SiB2陸面過程模式進行改進，并利用此改進模式對青藏高原的蒸發進行計算，利用此模式所計算的青藏高原的蒸發與實際蒸發比較接近，為此，本文采用Yang等［18］改進的SiB2陸面過程模式（即ITPSiB2模式）對黃河源區各氣象站點蒸發進行模擬，并對各站點進行加權平均得到黃河源區的蒸發距平。

圖11是利用ITPSiB2陸面過程模式計算所得到的1960～2006年黃河源區蒸發距平的年際變化。從圖11可以看到：黃河源區的蒸發在20世紀60～70年代還比較小；在80年代此區域蒸發處于相對平穩的變化；從90年代初到21世紀初黃河源區蒸發有所增加，但不太明顯。并且，從圖11中虛線可以看到，黃河源區蒸發從20世紀60年代起隨著氣溫的上升而有所增加，但增加不是很明顯，區域平均的蒸發量每年大約只增加了0.75 mm。雖然黃河源區氣溫在20世紀90年代明顯上升，這利于蒸發的增加，但源區的風速在減弱，它又不利于蒸發，這兩者變化的抵消作用使得此區域的蒸發變化不大，因而徑流變化與氣溫變化之間的關系并不是很好，而是主要依賴于降水量和降水強度的變化。

圖11 利用ITPSiB2陸面過程模式所估算的1960～2006年黃河源區平均的年蒸發量距平的年際變化（圖中虛線為變化趨勢）

以上分析可以看到，黃河源區的蒸發從20世紀90年代到21世紀初并沒有明顯增強，因此，氣溫上升所導致的蒸發變化并不是黃河源區徑流減少的重要原因。

5 黃河源區氣候變化對源區生態和凍土環境的影響

上述分析表明了黃河源區氣溫從20世紀60年代到21世紀初一直呈上升趨勢，雖然它對此區域的蒸發影響不大，但氣溫上升勢必影響此區域的植被和凍土。為此，本節討論黃河源區氣候變化對植被和凍土環境的影響。

5.1 氣候變化對黃河源區植被變化的影響

黃河源區氣候變化對此區域的植被有重要影響，近幾年通過衛星遙感影像資料對比研究，表明了近十多年來黃河源區高寒草地生態系統已嚴重退化［19］。NDVI是表征植被生長狀態和植被空間分布密度的指示因子，楊建平等［20］利用歸一化植被指數（NDVI）資料分析了達日以上黃河源區的區域植被變化，指出在源區NDVI也顯著減小，在達日植被活動性增加明顯。為了分析植被在時間上的連續變化，周德剛和黃榮輝［17］選取1982～2001年期間8 km分辨率Pathfinder NOAA2AVHRR／NDVI數據，對20世紀80～90年代黃河源區植被的變化進行分析。

根據牧業氣象觀測和NDVI數值變化，把植被的生長期定義在每年的5～10月，對于1994年9～10月缺損的數據用前后兩年的值平均來代替，這樣可得20年來NDVI平均值的分布。如圖12（a）所示，近20年黃河源區NDVI在東南方向值較大，最大值在瑪曲、若爾蓋和久治一帶，而在源頭區NDVI值很小。如果用1997～2001年的NDVI平均值減去1982～1986年的NDVI的平均值來表示植被的變化狀況，則可得黃河源區植被的變化趨勢，如圖12（b）所示，在黃河源頭區以及在源區的東北方向興海和唐乃亥一帶植被呈退化趨勢，而在達日以下的東南大部分區域植被活動性有增加的趨勢。由于在黃河源區NDVI值很小，NDVI的減小意味著在黃河源區植被呈現明顯的退化趨勢，在達日以下的區域NDVI值較大，但此區域NDVI增加的趨勢相對來說沒有源區植被退化的速度明顯。此外，圖12（c）表示黃河源區平均NDVI的年際變化，從圖12（c）同樣可以看到，黃河源區NDVI除在1993和1994年較大外，在1994年之后呈現出減小的趨勢，這表明黃河源區的植被從區域平均看呈現退化趨勢。

上述結果表明黃河源區從20世紀90年代初起呈現出明顯退化的趨勢，這一方面可能是由于源區降水減少，另一方面也可能是由于過度放牧和氣溫上升所導致的鼢鼠大量增加所致。

5.2 氣候變化對黃河源區凍土層變化的影響

上面分析已表明黃河源區氣溫的明顯上升對此區域植被退化有重要影響，同樣，氣溫上升對區域的凍土層也會產生重要影響。為此，本小節討論黃河源區增暖對源區凍土層變化的影響。圖13（a）和圖13（b）分別表示黃河源區達日和瑪曲站凍土層上下限的年際變化及年代際變化趨勢。從圖13（a）和圖13（b）可以看到：自20世紀80年代以來，達日和瑪曲最大凍土層深度正在不斷變淺，其中以1～3月的變化最為明顯，平均凍土層深度每10年變淺了11 cm左右；并且，在4月份，瑪曲站的凍土上層的位置也存在明顯下移的趨勢，見圖13（c），此站周圍凍土上層每10年下移6.7 cm。由于黃河源區的氣溫明顯上升，使得凍土深度的不斷變淺和凍土上層位置的下移，從而導致了多年凍土層變薄，甚至個別小范圍的多年凍土層消失，而季節性凍土層變厚。由于凍土層上層位置的下移，這就使得凍結層上方的水位也下移。

圖12 黃河源區近20年平均的NDVI分布（a）和1997～2001年平均的NDVI相對1982～1986年平均的變化（b）以及區域平均的NDVI近20年的變化（c），其中（c）中虛線表示3次樣條擬合

上述分析結果表明了由于黃河源區氣溫升高，使得此區域冬春季凍土層明顯變薄，凍土層上層下移。凍土層變薄的結果是：一方面可以造成土壤水從上層向土壤深處滲漏，從而導致徑流減弱；另一方面，原來凍結層之上埋藏較淺的沼澤草甸區由于水位的下移而露現，造成了土壤蒸發能力的增加，這種變化也可以導致徑流減少。

圖13 黃河源區達日（a）和瑪曲（b）站凍土下限的變化趨勢以及瑪曲在4月凍土上限的變化趨勢（c）（圖中粗斜線表示變化趨勢）

6 結論和討論

本文綜述了我們最近關于黃河源區和上游地區的氣候變化對黃河源區和上游徑流以及源區植被和凍土環境影響的研究及其他有關研究，表明了無論黃河源區或是黃河上游徑流從20世紀90年代初到新世紀初發生了明顯減少的現象，黃河上游徑流的銳減嚴重影響了黃河中、下游的徑流量，并引起了90年代黃河下游斷流天數的增加和華北水資源的缺乏。并且，研究還進一步表明了黃河源區和上游地區徑流量從90年代起到21世紀初的銳減不僅與此流域在90年代降水量減少密切相關，而且與此流域降水強度減弱也有一定關系。此外，研究還表明了黃河源區氣候變化也嚴重影響了源區的植被和凍土層，從90年代起黃河源區的明顯升溫使得此地區的植被和凍土層發生了明顯退化。

最近，夏軍等［21］分析了黃河流域氣候變化對黃河流域水資源的變化，指出了降水和氣溫是影響黃河流域徑流量的重要氣候因子。然而，依據我們的研究結果，黃河源區和上游流域降水從20世紀90年代初到新世紀初雖有一定減少，但不太明顯，相對于80年代降水減少不到10%左右，而在此時期黃河源區和上游徑流減少了近30%，這是一個值得深入探討的問題。降水減少無疑是黃河源區和上游徑流銳減的一個很重要原因，但從我們的研究結果看：黃河源區和上游在90年代年降水量的減少只能說明黃河源區和上游在90年代年徑流減少的一部分，還不能完全說明此流域徑流的減少；并且，黃河源區和上游從80年代到新世紀初雖氣溫明顯上升，但由于黃河源區處于高寒地區，蒸發量不大，氣溫的上升沒有導致蒸發量太大的改變。因此，黃河源區和上游地區的年徑流量在90年代銳減原因是多方面的，如本文所指出的黃河源區降水強度的減弱也對此區域徑流的銳減有一定作用。因此，關于黃河源區年徑流量在20世紀90年代銳減的成因中許多問題值得進一步深入探討。

（2012年1月5日收到）

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因此，在缺乏領軍型企業的產業環境中，中小跨境電商出口企業要做大做強需要解決以下三個問題：一是如何加快人才引進與培養，優化人力資源配置，提高中小跨境電商企業實力，促進企業規模擴張；二是如何大力引進和培育包括跨境電商平臺型企業、運營型企業和服務型企業在內的領軍型跨境電商企業，激活大企業人力資本在吸引力、社交輻射力、保留能力上的稟賦優勢，破解人才緊缺和結構不合理的難題，促進中小企業開拓海外市場；三是如何構建領軍型跨境電商企業與中小企業健康發展的互動機制，發揮其在協作引領、營銷網絡、產品輻射、資源渠道和知識輸出等方面的示范作用，為中小企業健康良好發展提供有力支撐。

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