1 引言
三江源是长江、 黄河和澜沧江的源头， 长江总水量的2%， 黄河总水量的38%和澜沧江总水量的15%都来自这一地区， 这里也孕育了世界上海拔最高、 面积最大、 类型最丰富的高原湿地生态系统， 因此三江源区也被誉为“中华水塔”。同时这里垂直高差大， 地貌类型丰富， 气候环境多样， 生境条件复杂， 属于世界高海拔地区生物多样性最集中的地区之一， 也是我国极其重要的生态屏障。由于其特殊的地理位置和气候条件， 三江源区生态系统极为脆弱， 也是东亚甚至全球气候变化的“敏感区”和“启动区”（冯松等， 1998； Kang et al， 1998； 姚檀栋等， 2000； 吴国雄等， 2004， 2005； Zhong et al， 2010； Yao et al， 2012； Ma et al， 2013； 张人禾等， 2015）。2016年8月23日， 习近平在青海省视察时指出： “中华水塔”是国家的生命之源， 保护好三江源， 对中华民族发展至关重要。
气候变化对水资源、 水文系统、 物种迁移以及粮食产量等产生一系列影响（丁一汇， 2018）。IPCC 第五次评估报告指出， 21世纪末， 预计全球地表温度相对于1850 -1900年可能超出1.5 ℃（IPCC， 2013）。未来， 极端事件极有可能发生频率越来越高、 持续时间更长。中国受全球气候变暖的影响更严重， 升温的幅度超出同期全球平均值（丁一汇等， 2006， 2018）。三江源区作为气候变化和生态环境的“敏感区”， 受到气候变化和人类活动的双重影响， 特别是21世纪初三江源生态保护工程实施以来其生态环境发生了深刻的变化。因此， 本文回顾了三江源区气候变化事实及其对环境和水资源的影响， 分析了气候变化和人类活动共同影响造成的地表环境和水资源的变化， 并探讨其各自的贡献， 将对三江源区适应气候变化和青藏高原生态文明建设都具有重要的参考价值。
2 三江源区气候变化
2.1 三江源地理区域
三江源区位于青藏高原腹地， 地理位置介于31°39'N -36°12'N和89°45'E -102°23'E， 是长江、 黄河和澜沧江的发源地， 汇水面积31.26×104 km2， 平均海拔3500 m以上， 其中可可西里山及唐古拉山脉横贯三江源区（图1）。图1中的站点包括常规气象站点和陆面过程观测网的站点。其中陆面观测网是本文作者所在中国科学院西北生态环境资源研究院若尔盖高原湿地生态系统研究站布设的陆面过程观测网络， 是以甘肃省玛曲县为中心， 辐射甘、 青、 川三省整个黄河源区、 包含了冻土、 积雪、 冰川、 湖泊、 湿地、 草地典型下垫面的观测布局。主要针对大气物理、 能水碳循环、 土壤物理、 冰雪水文和生态系统进行长期定位监测。
2.2 气温
在全球气候变暖背景下， 三江源区呈现显著的升温趋势。1961 -2012年三江源区年平均气温、 平均最高气温和平均最低气温变率分别为0.33 ℃·（10a）-1、 0.28 ℃·（10a）-1和0.4 ℃·（10a）-1， 平均最低气温升温速率最快（杨佳星等， 2019）。徐丽娇等（2019）利用青藏高原及其周边地区158个气象站的资料分析发现， 1961 -2010年青藏高原平均温度、 最低温度和最高温度变率分别为0.28 ℃·（10a）-1、 0.25 ℃·（10a）-1和0.36 ℃·（10a）-1。因此， 在不考虑2011年和2012年升温贡献的情况下， 近50年来三江源区温升速率高于同期青藏高原平均值。季节上看， 三江源区冬季增温速率较其他季节快， 各季节中平均最低气温上升最快。冬季和秋季气温升高对区域整体升温贡献较大， 并且近10年三江源区夏、 秋季升温显著， 通过了99.9%的信度检验。
空间上， 三江源区自西向东分布着唐古拉山、巴颜喀拉山、 阿尼玛卿山等巨大的山脉， 海拔落差较大， 造成了气温的空间分布差异较大。空间上看， 1961 -2015年三江源区自东向西升温速率逐渐增加， 长江源区升温速率最高， 介于0.6~1.2 ℃·（10a）-1， 澜沧江和黄河源区升温速率相当， 介于0.3~0.6 ℃·（10a）-1（图2）（Deng et al， 2019）。
2.3 降水
三江源区降水表现为自东南向西北递减的空间分布特征。全球变暖背景下， 青藏高原呈现暖湿化趋势， 其降水时空变化呈现显著的区域性特征（张人禾等， 2015）， 对应三江源区年降水变化也呈现微弱增加趋势， 1960 -2015年降水变化增速为6.653 mm·（10a）-1。与此同时， 长江源区降水增速大于其他两个源区。从分区看， 1960 -2015年长江源区、 黄河源区和澜沧江源区降水变率分别为8.031 mm·（10a）-1、 7.524 mm·（10a）-1和 4.403 mm·（10a）-1， 低于同期青藏高原降水变率9.329 mm·（10a）-1（刘晓琼等， 2019）。
从年代尺度上看， 三江源区降水近50年来呈现一定的波动， 表现为20世纪60年代中后期至70年代末期波动下降， 80年代中期前波动上升， 90年代初期至21世纪初期显著减少后有显著增加的趋势。季节上看， 澜沧江和黄河源区增湿速率从大到小表现为春季最强， 冬季次之， 秋季和夏季再次之。长江源区则为春季增幅最快， 夏季次之， 后为冬季和秋季（刘晓琼等， 2019）。
2.4 云水资源分布与降水效率
空中云水资源是大气中液态水和固态水的总和， 是人工干预可以直接开发利用的水资源。为缓解21世纪初三江源区严峻的生态环境问题， 2005年， 国家审批通过了《青海省三江源自然保护区生态保护和建设总体规划》， 投入75亿元开始实施三江源自然保护区生态保护工程。其中三江源人工增雨工程是22个子项目之一， 目的是开发空中水资源， 增加黄河、 长江径流量， 改善三江源地区生态环境。强安丰等（2020）利用1961 -2013年三江源区18个气象站观测资料结合欧洲数值预报中心的ERA-Interim再分析资料， 分析研究了三江源区云水资源分布变化及降水效率。结果表明， 三江源区空中云水资源丰富， 开发潜力巨大。三江源区总云量以-0.48%·（10a）-1的速度显著减少， 其中澜沧江减幅为-0.79%·（10a）-1， 长江、 黄河源区总云量以-0.5%·（10a）-1的速度减少。高云量呈增加趋势， 其中三江源区高云量增幅为0.25%·（10a）-1， 长江、 澜沧江和黄河源区变化幅度分别为-0.37%·（10a）-1、 1.21%·（10a）-1和0.43%·（10a）-1。低云量呈显著减少趋势， 三江源区低云量以-0.73%·（10a）-1的速度减少， 长江、 澜沧江和黄河源区变化幅度分别为 -0.129%·（10a）-1， -2.0%·（10a）-1和-0.95%·（10a）-1的速度减少。降水效率在空间上分布与降水和云量呈现一致性， 且总体呈微弱增加趋势， 增幅为0.038%·（10a）-1， 其中在澜沧江源区增幅最为明显， 为0.8%·（10a）-1， 黄河源区为负增长趋势， 增幅为-0.2%·（10a）-1。低云量随总云量增加而增加， 总云量增加1.7%时， 低云量和降水分别增加1%和10 mm。春季三江源区最佳人工增雨作业位置位于沱沱河与五道梁一带， 秋季应选择长江源区的沱沱河、 五道梁和黄河源区同仁、 兴海一带。相对而言， 长江源区西部和黄河源区东北部云水资料开发利用的潜力更大。
2.5 极端气候
作为气候变化的“敏感区”和“启动区”， 青藏高原气候变化幅度大， 其中极端天气气候变化也在很大程度上影响高原生态环境变化。Ding et al（2018）利用26个气象站的资料分析了1961 -2016年三江源区极端温度的变化， 指出年最低和最高气温呈现显著增加趋势。年平均最高气温（TXam） 和年平均最低气温（TNam）增幅分别为0.31 ℃·（10a）-1和0.44 ℃·（10a）-1， 且冷季增幅大于暖季增幅。气温日较差呈显著减小趋势， 减幅为-0.11 ℃·（10a）-1， 54%的站点呈显著减小趋势， 但是仅表现在冬春季。所有的暖指数呈现显著增加趋势， 而冷指数呈现显著降温趋势。除气温日较差外， 所有的极端温度指数与海拔相关较小， 气温日较差与海拔呈显著的负相关。冬季北极涛动、 夏秋季北大西洋涛动和冬夏季西太平洋副热带高压强度指数与多数的极端温度指数显著相关， 这些大尺度环流型是造成该区域极端温度事件的主要原因， 但是南方涛动与多数极端温度事件关联不大。
三江源区极端气候事件发生显著变化。区内降水量干湿变化不甚显著， 但降水的极端状况即严重干旱或暴雨事件均呈减少趋势， 降水量的变化趋于稳定， 降水变率减小（刘蕊蕊等， 2013； 游庆龙等， 2008）。尽管近年来三江源区的降水和气温总体都在呈现上升趋势（1961 -2013年）， 但是极端干旱事件还是时有发生（强安丰等， 2018）。例如2006年的特大干旱， 造成三江源地区草场受灾面积达2113×104 hm2， 因灾死亡牲畜262327头（只）， 直接经济损失3.4亿元（戴升等， 2007）。根据Cao et al（2014）研究， 三江源区域平均的极端降水指数PRCPTOT（年降水总量）， R95p（异常降水日数）， R99p（极端降水日数）， R10mm（R10mm降水日数）， R20mm（R20mm降水日数）和SDII（降水强度）增速分别为8.33 mm·（10a）-1、 3.83 mm·（10a）-1、 1.90 mm·（10a）-1、 0.16 d·（10a）-1、 0.04 d·（10a）-1和0.02 mm·d·（10a）-1。RX1day（1天最大降水量）， RX5day（5天最大降水量）， CDD（连续无雨日数）和 CWD（连续降水日数）呈显著下降趋势， 下降速率为-0.16 mm·（10a）-1、 -0.44 mm·（10a）-1、 -2.06 d·（10a）-1和 -0.16 d·（10a）-1。尽管三江源大多数极端降水指数呈现增加的趋势， 特别是长江源区比其他两个源区增加更明显， 但是除PRCPTOT和CDD外， 其他极端降水指数变化趋势均未通过显著性检验。
3 三江源区环境变化
3.1 积雪
三江源区是青藏高原积雪较多， 雪灾频发的地区之一（车涛等， 2019； 王世金等， 2014）。积雪融水也是春季土壤水分和河川径流的重要补给（Cuo et al， 2014； Han et al， 2019； Qi et al， 2019）。研究表明， 1961 -2013年三江源区南部积雪日数最多且呈显著增加趋势（王海娥等， 2016）。1978 -2016年黄河源区整体上呈现积雪初日推迟、 终日提前、 积雪期缩短和积雪日数减少趋势（刘晓娇等， 2020）， 但在源区东北部的黄南， 1960 -2015年积雪日数则呈增加趋势， 增加速率为0.152 d·a-1， 并且呈现6年的振荡周期（许显花等， 2016）。黄河源区的年均雪深自21世纪以来呈显著上升趋势（刘晓娇等， 2020）。积雪的变化引起了地气能量交换和融雪径流的年际差异。积雪在冻结期有降温作用， 在完全冻结期有保温作用， 使得土壤温度偏高， 在消融期有保温（“凉”）作用， 延迟了消融和春季土壤温度的回升（姚闯等， 2019）； 多雪年土壤由热源转为热汇的时间晚于少雪年， 多雪年积雪集中时段的气温比少雪年偏低3 ℃以上（边晴云等， 2017）。基于观测发现， 黄河源区积雪日数和雪深每变化1%， 将引起春季径流分别变化0.60%和0.25%， 积雪日数对径流的影响更显著； 黄河源区的融雪径流随着气候变暖而提前， 3月径流呈上升趋势， 而4月和5月径流则为下降趋势（刘晓娇等， 2020）。
3.2 冻土
Luo et al（2016）利用1980 -2014年的站点观测资料分析发现： 三江源区地表（0 cm）增温率达到0.706 ℃·（10a）-1， 明显高于浅层（5~20 cm）和深层土壤（40~320 cm）的增温率［0.417 ℃·（10a）-1和0.477 ℃·（10a）-1］； 春季降水与地温存在负反馈机制， 但是冻土的存在使得夏季降水不但没有抑制土壤温度， 反而使得地温明显增加， 形成一种正反馈。以0 °C作为划分季节冻土和多年冻土的划分界限， 黄河源区多年冻土面积2.5×104 km2， 约占源区面积的85.1%， 季节冻土面积仅占9.7%（李静等， 2016）。伴随着气候变暖， 黄河源区冻土的深度不断变浅， 多年冻土层变薄甚至消失（黄荣辉等， 2012）。金会军等（2010）的研究发现， 20世纪80年代以来， 黄河源区多年冻土下界普遍升高 50~80 m， 最大季节冻深平均减少0.12 m， 气候变化对冻土产生了显著的影响。通过1981 -2015年的长期模拟， Qin et al（2017）发现黄河源区季节性冻土的面积平均最大厚度范围为1.1~1.8 m， 以每年1.2 cm的速度递减。多年冻土面积占总面积的比例以每年1.1%的速度下降。但也有研究认为1972 -2012年源区多年冻土只有少部分退化（马帅等， 2017）。因此， 需在未来进行更加充分的监测、 分析和验证（郑子彦等， 2020）。冻土层深度的变化影响植被的生长， 冻土深度的迅速降低减少了表层土壤水分， 进而降低了叶面积指数（LAI）（Qin et al， 2017）。调查发现， 与未退化草地相比， 重度退化草地各土层冻结、 消融起始日期分别提前7~23天和18~38天。从未退化到重度退化， 土壤温度对气温的响应增强； 由退化导致的土壤冻融特征的改变， 不利于高寒草甸生态系统和冻土环境的稳定（魏卫东等， 2019）。冻土退化还可以通过增加活动层厚度而增加地下水储量来影响径流， 在黄河源区吉迈水文站上游以多年冻土为主的地区， 冻土退化的影响可以解释黄河流量下降的71% （Wang et al， 2018）。
3.3 湖泊湿地
三江源区的湖泊主要集中在海拔4500~5000 m的地区， 其中长江源区的湖泊面积占比最大（73%）， 黄河源区次之（35%）， 澜沧江源区的湖泊面积可以忽略不计（郝亚蒙， 2018）。2001 -2015年， 三江源区湖泊总面积整体呈先增加后略微减小的趋势， 其中在2009年到达峰值（5792.14 km²）； 分析认为， 降水是影响三江源区湖泊面积变化的重要因素， 气温升高导致冰川消融是湖泊面积增加的另一个重要原因， 蒸发量的影响较小（郝亚蒙， 2018）。段水强等（2015）分析了长江源区1976 -2010年的面积大于1 km²以上的92个湖泊后发现 2001 -2010 年湖泊面积持续扩张， 并认为湖泊面积的变化主要由降水引起。多年冻土是控制三江源区湿地发育的重要因子（张森琦等， 2003）， 多年冻土提高了表土层湿度， 构成了冻结层上水的隔水底板， 活动层越薄， 土壤越湿润， 越有利于沼泽发育（张森琦等， 2004）。因此， 沼泽湿地与多年冻土的分布具有较好的一致性（李其江等， 2018）。
3.4 植被
三江源区是我国重要的生态屏障区、 生态环境脆弱带和敏感区。三江源植被变化具有显著的区域差异， 植被覆盖度整体表现为东南高西北低的特征（朱文会等， 2019； 张颖等， 2017）。张颖等（2017）研究表明1982 -2012年区域内草地覆盖度整体呈上升趋势［2.3%·（10a）-1］； 随着三江源自然保护区成立（2001年）， 区域内植被覆盖度的增长速度和增长面积显著提升， 但局部覆盖度下降趋势， 植被变化由改善趋势转为退化趋势的区域主要分布在长江源区和黄河源区的北部， 而由退化趋势转为改善趋势的区域主要分布在澜沧江源区（刘宪锋， 2013）。三江源区植被年内变化表现为4 -7月呈现增长趋势， 7月或8月达到最大值后开始下降， 到12月或次年1月达到最低值（朱文会等， 2019； 廉丽姝， 2007）。气候变化是影响植被生长的决定性因素， 气候暖湿化的趋势决定了三江源地区植被增长的方向， 但人类的保护与治理行动可在短期内促进植被好转的速率， 气候要素对 NDVI 的贡献达79.32%， 人类活动贡献占 21.68%（李辉霞等， 2011）， NDVI对气温的响应显著高于降水， 对前一个月的气温和降水时滞效应最为显著（朱文会等， 2019）。
3.5 径流
三江源是我国和亚洲重要的水源涵养区， 多年平均水资源量达425.91×108 m3， 其中黄河源区137.59×108 m3、 长江源区179.42×108 m3以及澜沧江108.91×108 m3（王菊英等， 2007）。长江总水量的25%、 黄河总水量的49%和澜沧江总水量的15%来自这一地区（马致远等， 2004； 张永勇等， 2012）。三江源区径流量年际变化较大， 已有研究显示1961 -2000年长江源区径流减少15.2%（王根绪等， 2007）； 1990 -2002年黄河源区径流量减少20%~30%（黄荣辉等， 2012）， 1958 -2005年黄河源区出口唐乃亥站年径流和非汛期径流过程呈显著减少趋势， 而长江源区直门达和澜沧江源区昌都站径流过程变化趋势并不显著（张永勇等， 2012）。三江源属于典型的寒区河流， 径流量年内分配不均匀， 主要集中在夏半年（6 -10月）， 冬半年（11月至次年5月）比重不大， 如直门达站夏半年径流量占全年总径流量的81.3%， 唐乃亥站夏半年占全年的71.6%。1956 -2012年三江源径流变化分析结果表明三江源区中西南部径流呈上升趋势， 直门达和香达变化倾向率分别为6.69×108 m3·（10a）-1和1.1×108 m3·（10a）-1， 其中长江源上升趋势显著； 东北部黄河源呈弱下降趋势， 变化倾向率为 -1.65×108 m3·（10a）-1（蔡宜晴等， 2017）。三江源径流变化主要受气候变化影响， 气候变化对长江源、 黄河源和澜沧江源径流的贡献分别为55.21%~92.85%， 52.47%~68.50%和89.91%~124.58%（商放泽等， 2020）。
4 三江源区气候变化和环境变化相互作用研究现状
气候变化、 人类活动与水循环， 三者相互影响又相互依存。气候变化和人类活动引起的水循环效应与水资源变化已成为科学研究层面， 乃至社会生活层面所关注的焦点问题。气候变化主导了全球水循环的变化， 并产生区域影响。伴随着人类活动影响， 地表过程诸如土地利用变化、 城镇化进程、 退耕还林等发生一系列变化， 导致了水循环要素在时间和空间上发生变化， 引起水资源量的变化。因此， 气候变化与地表过程共同影响下的水循环要素时空演变规律和机制的研究已成为目前国内外水文气象学、 水科学领域的研究热点。世界气象组织（WMO）、 联合国科教文组织（UNESCO）、 联合国环境规划署（UNEP）、 联合国发展署（UNDP）和国际水文科学协会（IAHS）等陆续实施了一系列该方面的国际研究计划， 如政府间气候变化专门委员会（Intergovernmental Panel on Climate Change， IPCC）、 世界气候研究计划（World Climate Research Programme， WCRP）、 国际地球生物圈计划（International Geosphere-Biosphere Programme， IGBP）、 国际水文计划（International Hydrological Programme， IHP）和全球水系统计划（Global Water System Programme， GWSP）等， 这些计划都定位于从全球、 区域和流域等不同尺度探讨气候变化下的水循环及其引发的资源环境问题（夏军等， 2011； 宋晓猛等， 2013； 李峰平等， 2013）。我国气候变化对水文水资源影响的研究起步于20世纪80年代， 自此， 中国先后在淮河流域、 长江流域、 珠江流域等诸多流域开展了相关研究， 研究了包括气候变化影响下水资源变化趋势、 影响评估模型以及气候变化阈值研究等诸多方面， 其中气候变化与人类活动对水循环与水资源影响的定量评估、 水循环要素变化的检测与归因、 未来气候变化情境下水循环的演变趋势预估和极端水文事件与适应性管理是近些年来水循环和水文过程研究的重点（Wang et al， 2006； Tang et al， 2008； Lei et al， 2014； Bai et al， 2014； 朱永楠等， 2015； Qin et al， 2017； Liu et al， 2018）。随着数值模型和遥感技术的不断发展， 水文模型和遥感反演在相关研究中起着越来越重要的地位（Krysanova et al， 2015； 汤秋鸿等， 2018）。
事实上， 地表过程变化既是气候变化和人类活动共同作用的结果， 又通过改变地表与大气间能量和水分交换的过程反作用于气候系统—即互馈过程（也被称为圈层相互作用）从而影响气候变化， 加快或减缓气候变化（Charney et al， 1975； 牛国跃等， 1997； 林朝晖等， 2001； 马柱国等， 2001； Xue et al， 2010）。张井勇等（2003）指出， 相比我国的其他区域， 青藏高原植被变化与区域气候存在较强的反馈， 植被覆盖在年际尺度上对后期降水有一定的影响。王玉琦等（2019）基于CMIP5模式结果分析了青藏高原未来降水变化的热动力成因， 发现高原整体夏季降水受平均环流场变化导致的水汽输送变化影响， 但三江源区水汽输送却与该区域未来植被覆盖增加导致的植被对气候变化的正反馈加强存在高度相关。
区域水循环变化也与地表过程演变有密切联系。Feng et al（2017）和Zheng et al（2009） 研究了黄河源区降水， 潜在蒸发和土地利用/覆盖变化对径流的影响， 显示土地利用/覆盖变化在20世纪90年代主导径流变化， 而利用同样的方法但是不同的参数化方案， Jiang et al（2017）认为降水对径流的影响超过90%， Tang et al（2008）、 Cuo et al（2013）和Xie et al（2015）认为黄河源区径流变化主要是由于降水导致的， 土地利用/覆盖变化的影响占比很小。Ji et al（2018）研究表明气候变化占比57%~97%， 土地利用/覆盖变化的影响仅占11%。事实上， 在三江源区， 不仅土地利用/覆盖变化会引起径流的变化， 冻土和积雪融水也会在一定程度上影响径流的变化， 特别是在全球升温的影响下（Cuo et al， 2013）。Meng et al（2016）研究认为在20世纪90年代， 黄河源区径流减少70%是由降水变化导致， 30%是由蒸发的增加造成的； 在21世纪00年代， 降水的影响仅占3%， 而蒸发的影响占97%， 随着黄河源区显著升温， 蒸发的影响将占更大的比例， 并且春季积雪融水的影响也是不容忽视的。也就是说， 黄河源区径流变化以降水的影响为主导， 地表过程变化引起的蒸发量， 融水量等随着升温的影响占比也将发生变化。
也就是说， 一方面气候变化驱动了全球尺度上的水循环变化，并引起区域上的不同响应， 同时区域上地表过程的变化又进一步造成区域和流域尺度上水资源或者径流的变化。事实上， 不仅如此， 地表过程的各个要素， 包括积雪、 冻土、 植被的变化又是相互耦合关联， 并通过地表-大气间的能量和水分交换以及融水和产汇流过程在多时空尺度上分别作用于气候变化和地表水循环， 并在整个过程中进行多时空尺度互馈， 最终以多圈层相互作用的方式影响区域水循环。因此， 未来气候变化情景下水循环过程的研究既要考虑到气候变化对降水和径流的影响， 又要综合考虑地表过程和水循环变量对降水的反馈。然而由于气候-水文过程的复杂性和尺度问题， 目前耦合陆面过程的区域和全球气候模式很少考虑水文和大气之间的耦合过程， 而精准的水文模型目前仍以观测和模式的高精度资料为驱动。也就是说， 气候变化影响下陆地水循环响应和水资源变化研究， 仍主要采取的是“大气环流变化-区域降水变化-陆地/流域水文变化”单一方向的联系途径， 缺少圈层之间水文与气候相互作用机理研究， 这也就导致对气候变化条件下的陆地水循环响应机理认识的不足（夏军等， 2016）。
近年来， 关于三江源区的大气水文研究逐渐增加（表1）。在此背景下， 本文的作者执行国家自然科学基金重点项目“气候变化背景下三江源区域水循环演变过程及机理研究”， 目的是以三江源区为研究对象， 基于综合地基观测试验、 多源卫星遥感、 再分析产品， 分析量化三江源区区域气候变化及其影响下的地表关键要素区域分异特征和空间联动效应， 基于大气水文耦合模型Weather Research and Forecasting Model-Community Land Model-hydro （WRF-Hydro）模式改进考虑积雪、 冻融和植被功能型转化过程， 模拟揭示气候变化和地表过程演变对三江源区气候和水循环关键要素的多时空尺度影响及其机理并定量评价。Yuan et al（2018）使用CSSPv2模型模拟了三江源产流变化的规律， 发现模型可以再现近35年气温上升的趋势， 并指出1975 -2005年三江源产流变化主要由于气候变化引起， 而人为活动产生影响较小。最新发展的WRF-Hydro水文模型包含完整的水文过程， 对于蒸散发等变量的模拟继承了WRF模式的陆面模块的优点， 比目前常用的水文模型更加准确。在本项目的执行中， 将尝试性探索耦合了水文过程的区域气候模式在考虑地表过程动态响应气候变化和人类活动后， 进一步影响区域气候和径流变化， 这样的影响对比仅考虑地表过程对径流的影响， 其过程和机理也都将进一步完善。
表1 与三江源区相关的重大研究计划/项目Table 1 Major projects related to three rivers source region |
| 项目名称 | 项目类别 | 执行时间 |
|---|---|---|
| 西南河流源区径流变化和适用性利用 | 国家自然科学基金重大研究计划项目 | 2015-01至今 |
| 气候变化背景下三江源区域水循环演变过程及机理研究* | 国家自然科学基金重点项目 | 2020-01/2024-12 |
| 三江源区退化高寒生态系统恢复技术与示范 | 科技部重点研发计划项目 | 2016-07/2024-12 |
| 江河源高寒湿地-大气间水热交换及其对区域气候变化影响研究 | 国家自然科学基金重点项目 | 2016-01/2020-12 |
| 黄河源区典型下垫面水热循环及其对区域气候的影响研究 | 国家自然科学基金重点项目 | 2016-01/2020-12 |
*为本文作者在研项目 |
另外， 对三江源极端气候事件的研究也已较为清晰， 但其成因和机理方面进展还比较缓慢。这其中， 一方面是因为极端气候事件的物理成因本身就是一个难点， 另一方面是由于三江源区地形条件复杂， 处于西风和季风交汇带， 气候条件复杂多变， 这也增加了研究难度。在过去几十年， 北半球夏季大尺度环流场形势有着显著的改变（Coumou et al， 2015； Francis et al， 2012； Overland et al， 2012）。特别是在中纬度地区， 纬向平均的风场（或急流）减弱了约5%， 且在不同气压场层次都有类似的特征（Coumou et al， 2015）。这类环流场的改变可能会增强极地冷空气和低纬度暖湿空气的能量和水分的交换， 进一步影响三江源区极端降水的频次和强度。另外， 纬向环流场的减弱， 还延长了中纬度大尺度环流场槽脊的停滞时间， 从而会进一步增加中纬度地区极端气候事件的强度和频次（Coumou et al， 2015； Dole et al， 2011； Overland et al， 2015； Screen et al， 2014）。但是， 导致中纬度环流场异常的主导因子究竟是北极海冰还是热带海洋还存在一定的争议（Coumou et al， 2015； Trenberth et al， 2014）。与此同时， 极端气候事件发生后， 陆气耦合作用又是否在不同程度上减缓或者加剧极端气候事件？都是未来即将开展的工作。
未来气候继续变暖情景下， 三江源区的植被还将发生显著变化。研究表明， 在青藏高原上相当对湿润东部地区， 降水充分的前提条件下， 温度是主导生长季的主要因子； 而在相对干旱和寒冷的西南地区， 温度对植物生长季的影响明显削弱（Shen et al， 2014， 2015）。因此， 未来三江源区， 尤其是同期年降雨量相对偏少的长江源区， 还需长期野外实地监测物候信息来进一步确认植被生长过程对气候变化的响应机制。三江源区早在2005年就实施生态保护工程并在2016年成为了我国首个国家公园， 同时联合开展多学科交流， 加强生态、 遥感、 气象等研究领域的开放合作和协同创新尤为重要。在此基础上， 加强对三江源区高寒生态监测试验， 厘清植被对气候变化的响应机制， 能为科学评估三江源区生态保护与气候效应提供有效的科技支撑。
5 结论
在全球变暖大背景下， 三江源地区的气温从20世纪80年代开始迅速上升， 上升速率为青藏高原升温速率的1.2倍， 并且区域平均降水总体也呈增加趋势。但是区域和季节降水变化却存在显著差异， 在人类活动的共同影响下， 地表环境也发生了明显的变化。总体而言， 对气温和降水敏感的多年冻土总体呈现退化的趋势， 并且和融雪融水的共同作用造成了湖泊湿地的扩张以及植被的好转。与此同时， 受全球变暖的影响， 三江源区极端温度指数均呈现增加趋势， 且和青藏高原一致的是冷季升温幅度高于暖季。极端降水总体呈现稳定的趋势。但由于气候变化的区域差异和地表过程的双重影响， 造成了区域和季节径流变化截然不同。以长江和黄河源为例， 黄河源区1961 -2015年径流量总体呈现下降趋势， 年降幅为2.4×107 m3， 其中2004 -2015年黄河源区径流显著下降， 其中年径流偏少年份高达8年。而长江源区总体呈现上升趋势， 2004 -2015年有9年径流量大于近55年的平均值。造成这种差异的原因， 一方面是由于长江、 黄河源区降水量的显著变化， 另一方面也与20世纪90年代以来三江源区地表过程在全球变暖和人类活动影响下的演变， 包括湖泊， 湿地， 草地及升温下的冻土和积雪水文过程有关。
因此， 未来对三江源区气候和环境变化的研究， 一方面应关注全球变化背景下青藏高原响应下的大尺度环流场的变化及其对三江源区水汽输送的影响， 另一方面由于三江源区早在2005年就实施生态保护工程并在2016年成为了我国首个国家公园， 该区域也是研究自然变化影响下水循环的天然试验场， 同时复杂多样的地质地貌和地形特征造就了这一区域也是多圈层相互作用研究的理想区域。在未来也应加强地表过程对区域气候和水循环多尺度影响的研究。