高山寒漠带水文_生态和气候意义及其研究进展_陈仁升

第25卷　第3期2010年3月
地球科学进展
A D V A N C E S I NE A R T HS C I E N C E
V o l.25　N o.3
M a r.,2010
文章编号:1001-8166(2010)03-0255-09
高山寒漠带水文、生态和气候意义及其研究进展
陈仁升1,2,韩春坛1,2
(1.中国科学院寒区旱区环境与工程研究所黑河上游生态—水文试验研究站,甘肃　兰州　730000;
2.中国科学院内陆河流域生态水文重点实验室,甘肃　兰州　730000)
摘　要:高山寒漠带在青藏高原和天山地区的面积比率约为20%～30%,在高海拔山区面积分布广阔,是山区流域降水的高值区,下渗迅速,产流系数高,是山区流域的主要产流区。

由于其海拔高、气温低、地形陡峭、植被稀疏,是重要的水文功能区和极端寒区生态脆弱区,附生在其中的稀疏植被和低温微生物是高山生命带的重要组成部分,对气候变化也有指示意义,但国内相关研究很少。

人类活动对高山寒漠生境植被的影响比低海拔区要小,因而为我们提供了一个可以进行气候变化效应比较监测的机会。

提出高山寒漠带在我国冰冻圈水文、生态和气候等方面的重要性,并对相关进展进行初步总结,建议将高山寒漠带作为一个特殊的生态、气候和水文功能区,专门进行研究。

关　键　词:高山寒漠带;空间分布;水文循环;低温微生物;生态脆弱区
中图分类号:P462.5 文献标志码:A
在高海拔山区上部和高纬度亚极地地区,存在一种由于低温引起生理干燥而形成植被贫乏的特殊景观,称为寒冻荒漠(C o l dd e s e r t)[1],简称寒漠。

根据该定义,寒漠带应粗略分为高山寒漠带和极地寒漠带,在我国则主要为高山寒漠(A l p i n ec o l dd e s-e r t)。

高山寒漠与黄土、沙漠和喀斯特并列为我国四大生态环境脆弱带[2],但有关这种特殊的高寒荒漠景观,在国内不仅缺乏一个明确的定义,而且缺乏统一的称谓,常冠以高寒荒漠、高山荒漠和高山寒漠等名称,此处以高山寒漠名之,即指高山草甸上界以上的非冰川区(含冰川物质补给区)。

本区具有以下特征:①海拔高;②气候寒冷;③降水为流域高值区,并多为固态;④荒漠景观:以裸露基岩、冰碛沉积为主,可有零星分布的低等冷生植被;⑤融雪径流在冰缘沉积和多年冻土活动层等中的迁移转化是本区主要的产汇流特征;⑥坡度陡;⑦高入渗特性。

野外考察和黑河山区流域高山草甸区水量平衡观测初步结果表明,占山区流域63%的高山草甸区是非寒区流域的主产流区[3],而高山寒漠带由于其降水多、气温低、蒸散发微弱、颗粒组分粗、土层薄、坡度陡,应是我国寒区流域的主产流区,但相关气象、水文观测及水循环研究很少。

此外,高山寒漠带生态脆弱,对全球变化极为敏感,附生在其中的稀疏植被和低温微生物对气候变化也有重要的指示意义。

因此,有必要将高山寒漠带作为一种特殊的生态、气候和水文功能区,专门进行研究。

本文抛砖引玉,就我国寒漠带空间分布及其面积比重、下垫面特征及其水文、生态、低温微生物和气候研究进展等方面做一总结。

1　空间分布及其面积比重
据中国地形区划[4],高山寒漠带主要分布于我国的蒙新区和青藏区。

蒙新区主要分布于内蒙古高原和天山高山地,青藏区主要分布于昆仑高山地、祁
①　收稿日期:2009-04-01;修回日期:2009-12-23.
＊基金项目:国家自然科学基金项目“黑河源区高山寒漠带水文过程观测试验研究”(编号:40771045);中国科学院知识创新工程重要方向性项目“西部冰川变化及其影响监测与评估方法研究”(编号:K Z C X2-Y W-301-3);国家重点基础研究发展计划项目“我国冰冻
圈动态过程及其对气候、水文和生态的影响机理与适应对策”(编号:2007C B411506)共同资助.
　作者简介:陈仁升(1974-),男,山东沂水人,博士,研究员,主要从事寒区水文过程研究.E-m a i l:c r s2008@l z b.a c.c n
连高山地、藏南高山地、藏北高原、青南高原、藏南高山地和康滇横断高山地。

利用1∶400万全国植被分类图,提取植被四级分类中高山碎石、倒石碓、高寒荒漠、蚤缀、点地梅垫状植被与高山稀草等地物类型,由此粗略得到的高
山寒漠带总面积为75.8×104k m 2
(图1),主要分布于青藏高原和新疆天山、阿尔泰山等地区。

图1　中国高山寒漠带分布
F i g .1　A l p i n e c o l dd e s e r t d i s t r i b u t i o ni nC h i n a
据0.05°×0.05°青藏高原D E M ,青藏高原面积约为257.7×104
k m 2
,其中高山寒漠带面积为73.7×104
k m 2
,约占青藏高原面积的28.6%。

天山地区高山寒漠带面积比率与青藏高原相当,以乌鲁木齐
河源流域(英雄桥控制,面积940.3k m 2
)为例,高山寒漠带面积约331k m 2
(源于30m 融化T M 影像),
面积比率为35.2%。

上述结果精度较粗,选取祁连山黑河山区流域细化分析。

黑河干流山区流域面积10009k m 2
,据2000年T M 影像(空间分辨率30m ),高山寒漠带约占22.2%,而源区札马什克水文站控制流域(野牛沟流域,4589k m 2
),高山寒漠带面积为1329.1k m 2
(源于15mA S T E R 影像),占29.0%(图2)。

黑河野牛沟流域寒漠带下限海拔3700m ,最高海拔4900m ,平均4267m 。

根据1∶5万地形图所生成的野牛沟流域5m×5mD E M 以及由此生成的坡度,黑河源区野牛沟流域高山寒漠带平均坡度24.1°(图2),最大坡度82.3°,其中35°～70°的面积占较大的比重(图2)。

坡度陡峭也是其重要的特征。

2　下垫面特性
高山寒漠带地形复杂、尖峰峭壁、山形高峻,地
貌类型多为冰缘地貌(岩屑堆、岩屑坡、石冰川)。

机械风化作用占有绝对优势,其中冻裂风化作用最为显著
[5]。

另外,在雪线接近年平均等温线地区,
冰川和裸露寒漠带犬牙交错,无冰雪覆盖的寒漠带
广布,寒冻风化形成的岩屑坡、岩屑锥、岩石城堡、石河以及雪蚀作用造成的雪蚀洼地、雪崩槽、雪崩锥、雪崩堤多见。

有时还可见到作为多年冻土存在标志的大型石环和石冰川等现象
[6]。

高山寒
漠带平均
图2　黑河源区流域高山寒漠带及其坡度空间分布
F i g .2　A l p i n e c o l dd e s e r t a r e aa n ds l o p e s p a t i a l d i s t r i b u t i o ni ns o u r c e R e g i o no f H e i h e R i v e r
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地球科学进展 第25卷
海拔高,由于区域气候和地形差异,不同地区高山寒漠带的海拔分布有所不同,如青藏高原高山寒漠带海拔分布在4500m 以上,其中的藏北地区在5250m 以上地区
[7]
,祁连山北坡石羊河流域和西段的讨
勒河、疏勒河和党河流域高山寒漠带海拔均分布在
3900m 以上[8,9]。

由此可见,高海拔是其又一重要特征。

2.1　气候和土壤
高山寒漠带气候严寒,据局部调查结果,青藏高原高山寒漠带年平均气温-12～-4℃,一年中仅2～3个月地表昼融夜冻,属冰冻土温状态,昼夜温差大于冰川表面。

另外,高山寒漠带是山区降水的高
值区,年降水量300～700m m
[10]。

降水形态随海拔
高度变化十分明显[11,12]
,且多以固态降落;气温低,
蒸发量低于平原地区;地表在每年10月到次年3月被积雪覆盖,少数阴坡常年被积雪覆盖。

植物生长期一般在180天左右,风力强盛。

土壤类型多为高山寒漠土[13]
和高山漠土,以土被不连续和常有砾幕覆盖为其主要特色
[14]。

此外,
地表也出现石环、石珊、冻融泥石流等冻融景观特征。

气候对高寒土壤的影响可通过土壤水分状况精确的反映出来,气候差异引起的土壤水分差异形成了高山寒漠带土壤分布的明显地带性
[15]
(图3)。

图3　高山寒漠带的垂直带谱及组合形态[15]
F i g .3　V e r t i c a l b e l t s a n df o r m c o m b i n a t i o ni nA l p i n ec o l dd e s e r t
2.2　植被
高山寒漠带植被稀疏,植被类型除岩块表面着
生的冷生壳状地衣外,高等植物主要为耐寒、耐旱(生理干旱)的短命宿根多年生垫状植物,如风毛菊、红景天、绿绒蒿、垫状点地梅和蚤缀等
[16～18]。

它
们生长于岩隙或碎石间的细土中,构成高山寒漠带
特有的稀疏垫状植被。

胡双熙等[19]
在天山中段研究表明,在一定的水热条件下,高山土壤首先生长藻类植物群落,然后生长苔藓、雪莲、蚤缀,以及高山早熟禾等植物,这些植物制造和积累了有机质,又生长风毛菊、点地梅、棘豆、金露梅和高山柳等稀疏植被,植株高仅1～2c m ,多呈3～5c m 直径的垫状体贴于地面,更能适应高寒大风的严酷生态条件,覆盖度一
般在1%～2%,最高不超过10%[20,21]。

在祁连山西端的科克赛尔山,合头草、红砂、麻黄等寒漠植被伸入到4300m 的高山顶部[22]。

高山寒漠带生态脆弱,气候恶劣,仅有的植被对岩石在风化过程中的截留作用有助于高山寒漠带土壤的形成与积累,并
对下垫面的微气象过程有调节指示作用。

寒冷的气候和贫瘠的土壤使高山寒漠带植被及
其群落具有以下几个基本特征:①植被单调,群落结构简单。

②优势群落明显,由苔藓和地衣组成的植被群落占据主导地位。

③群落分布的不连续性。

因受古冰川和现代冰缘作用等强烈影响,高山寒漠带被切割的凌乱破碎,微环境变化多端,冻融作用又使不少地段呈不稳定状态。

④生长缓慢,生产力低。

植物主要附生在岩石和原始土壤上,生长速度十分缓慢。

3　研究进展
3.1　水文循环
高山寒漠带应是寒区流域的主产流区,其水文循环过程在山区水循环中占有十分重要的地位,但由于其高寒环境限制,相关研究较少且零散[23～26]。

(1)降水高值区。

在我国寒区缺乏高海拔山区的长期、系统的降水观测数据,由此导致无法估算寒
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第3期 陈仁升等:高山寒漠带水文、生态和气候意义及其研究进展
区流域的水量平衡,但有限观测和研究结果表明,高山寒漠带是一个降水的高值区。

高山寒漠带的降水分布除受系统天气的影响外,地形也是影响的重要因素之一。

前者是降水的动力因子,后者是降水的热力因子。

在黑河上游冰沟流域[26]
和乌鲁木齐河
源流域[27]
观测表明,山区最大降水带分布在中高山带,坡向也是影响降水的一个重要因素。

A i z e n
[28]
研究表明在天山东中西部和喜马拉雅山南北坡的降雨分布有明显差异(图4)。

由图4可知天山山区和
喜马拉雅山区的高山寒漠带是降水高值区。

王宁练
[29]
等人最近在祁连山中段七一冰川研究结果表
明,在海拔4500～4700m 左右存在一个最大降水高度带,该处年降水量为485m m 。

(2)蒸散发量少,凝结水量较多。

高山寒漠带
蒸散发观测和研究结果极少,张寅生等[30]
合作在乌鲁木齐河源冰碛物表面日均实测蒸发量仅为0.05m m 。

前苏联在西伯利亚山坡粗大碎石堆积区(类似高山寒漠带)观测结果表明,夏季凝结水量可达80m m
[31]
;C a r m e n d e J o n g [32]
在瑞士东部山区研究结果
表明,本区的凝结水量也较人们估计的多,凝结水在高山水循环中有十分重要的意义,是苔鲜和地衣等
微生物的重要水源[33]。

另一方面凝结水参与土壤水分平衡和土壤大气间的潜热交换,在改变近地表微循环方面具有显著的作用
[34,35]。

图4　典型山区不同坡向降水—海拔关系图(据A i z e n 成果整理)
F i g .4　P r e c i p i t a t i o n -A l t i t u d e r e l a t i o ng r a p ho f d i f f e r e n t s l o p e i nt y p i c a l m o u n t a i na r e a s (B yA i z e n )
(3)产流系数高。

高山寒漠带的径流形成受制于高山带的水热条件,热量条件决定着冰川、积雪和冻土的消融,而水量条件决定于裸露山坡降水量和产流量的大小
[36]。

随着海拔的升高,产流期愈短,
而水文过程停止活动的时间愈长[37]。

高山寒漠带
由于现代冰碛物发育、基岩石山裸露,地表发育着稀疏的垫状植被,土层薄,持水能力差,坡度陡,故降雨后产流迅速,降雨可直接产生径流补给河流;再者高山寒漠带的粗骨性有利于冰雪融水形成地下径流缓慢向下运动,浸润下部土壤,补给江河水源
[5]。

由
此可见,降水的多寡是影响高山寒漠带径流的主要
因素[38]
,高产流系数是其主要产汇流特征。

高寒地区的冻融过程对流域产、汇流有重要影响
[39]。

夜间表土冻结时,下层的水汽向表面移动并
凝结,显著增加了表土的含水量;白天由于高山区强烈的太阳辐射(与冰雪覆盖地区相比,裸露的寒漠地表反射率更低,约为0.2,所以净辐射收入很高),地面迅速增温,表土融化,水分蒸发。

无论白天融化,还是夜晚冻结,都是从地表开始逐渐向下增温或减温,在暖季土壤的昼夜交替冻融作用总是大致沿着平行于地表的水平层次进行,而且主要限于表层几厘米的厚度范围内,所以仅在表层形成明显的层
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地球科学进展 第25卷
状结构。

如此反复从冻到融,由湿变干的过程促进了孔状结皮层的形成[14]。

从土壤有冻结现象(小尖塔状结皮或波状结皮)或细粘粒状土壤地区的研究表明,结皮可以增加入渗和土壤的水分含量。

结皮能够促进水分的入渗,因而可以减缓地表产汇流过程[40]。

地表温度、冻融状态的变化都影响着土壤与大气的交换,地表不同的冻结状态对减少入渗起到了直接的作用,从而对雨水和雪融水的入渗产生影响,对地表径流和陆面水文循环起到调节作用。

高山寒漠带特殊的水文特征对水分循环、水资源平衡都有极其重要的作用。

高山寒漠带在一年的任何时候都有可能被积雪覆盖,降雪可以占到年降水量的80%,大部分亚北极高山地区每年至少一半以上地表被积雪覆盖[41],积雪强烈影响着高山寒漠地带的植物物种分布和水文过程,是水文循环中一个关键部分[42,43]。

如雪被可以保护冬季之后植物暴露在极端低温条件下,可以防止冬季的干旱、冰的冻胀以及太阳辐射[44];积雪还与表层土壤相互作用,从而直接或间接地影响了土壤与其上大气的能量交换[45]。

国内外相关研究主要集中于极地和高山冻原地区,我国的高山冻原研究主要集中在长白山地区[46]。

高山冻原区与高山寒漠带有较多相似之处,如气候寒冷、坡度陡峭[47]。

不过高山冻原区的有机质含量较高,厚层有机质对高山区的水文循环有显著影响[48,49]。

有研究表明,极地冻原水文过程主要受土壤冰冻、水浸以及夏季高温的影响[44],而高山寒漠带水文循环更多地取决于坡向、岩屑孔隙度、积雪时间以及降水的时空分布。

3.2　高山寒漠带生态及气候意义研究进展
大多数寒漠植物是多年生物种,对气候的瞬间波动可能几乎没有反应。

然而气候的持续改变可能会引起植物分布的变化,甚至威胁它们的长期生存。

因此高山植物特别适合监测气候变化的影响。

人们通常认为高山寒漠带干冷缺水,不适合植物生长,这种看法是值得商榷的。

其实,在高山流石滩(a l p i n e s c r e e s l o p e s)或岩石地(r o c k f i e l d),拨开表层的粗物质发现下面的土壤其实并不是非常干燥的。

实际上,由于表层的粗物质阻止了下层土壤与大气的直接作用,其下土壤的水分含量通常是充足的。

从生理意义上来说,在看似干旱的植被分布区其地表对原生物种并不一定就意味着“干旱”[44]。

G e y g e r[50]总结了她在安第斯山脉海拔4200～4800m的几个郁闭植被样点观察到的单位地表面积年蒸腾量的数据,结果发现,几个点的年蒸腾量为400～600m m,超过当地的平均年降雨量(约300m m)。

不过,如果考虑样地的实际植被盖度较低,单位面积每年蒸腾失水则只有132～220m m,还留有足够的余地供裸露土壤蒸发和深层土壤渗漏。

也就是说,高山寒漠带的植被盖度足够滞留植被所需的水分,同时,植物又能够从比其地上部分所占面积大得多的范围来获取水分。

研究还发现,在极地荒漠,虽然降水量少得可以忽略不计,但是已经定居成功的植物所受的水分胁迫是很小的,而且在植物的整个生长季节中,土壤水分始终处于有效的饱和状态[51]。

高山寒漠带具有独特的微环境特征,并且在这种环境条件下,寒漠植被在抵抗环境胁迫、发育以及生物量生产等方面有多种多样的适应方式和响应类型。

3.3　低温微生物研究进展
高山寒漠带土壤基质、岩石表面和先锋植物中存有少量低温微生物,冰川退缩后,在光秃的冰碛石表面及碎屑物上首先是低温微生物着生,组成原始的土壤生物体,它们记录着气候变化和生态环境变迁的重要信息[52],对历史时期的生态环境具有重要意义[53]。

低温微生物广泛分布于地球寒冷的生态环境,如南北两极、高山、冰川、深海[54]。

胡双熙等[19]在天山地区研究表明低温微生物的种类和数量随冰碛物脱离冰川作用时间的增长而愈趋丰富。

在低温微生物组成中细菌占绝对优势,其次为真菌和放线菌。

由于它们长期生活在寒冷生境中,在自然选择的作用下形成了一套与低温环境相适应的机制,本身具有同化大气中C、N和合成C、N化合物的功能,可以为原始土壤积累少量的营养物质[55]。

因而低温微生物能适应高山寒冷、生理干旱及缺乏有机质的严酷环境。

低温微生物对于低温自然环境中的物质循环、能量传递以及生物地球化学循环过程,都起着十分重要的作用[56]。

通过研究高山寒漠生境中的低温微生物和地质环境相互作用形成的各种地球化学记录,可以探讨寒漠环境与低温微生物相互作用的机理以及低温微生物在C、N循环中的作用,为研究微观尺度的C、N循环提供依据,为研究低温微生物在岩石和矿物风化、有机质降解等地球化学中的作用和机理提供重要的科学证据。

对高山寒漠带这一特殊生态系统中低温微生物的研究可以发掘地球生命和寒区环境协同变化的信息,研究生命的进化以及极端环境下的生物学特性[57],因此,
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第3期 陈仁升等:高山寒漠带水文、生态和气候意义及其研究进展
对高山寒漠低温微生物研究具有极大的理论价值与应用前景。

寒漠植物内生的低温微生物还有降解有机污染物和生物修复的潜力[58]。

目前我国低温微生物研究主要集中于高山草甸区、冰川、相对低海拔冻土区[59],并取得了较多成果[60～65]。

但高山寒漠生境中的低温微生物过程研究在国内基本为空白。

4　结语与展望
归纳而言,高山寒漠带在我国寒区所占面积较大,该区海拔高、坡度陡峭、植被稀疏、气候恶劣、生态脆弱。

寒区冷生植被对全球变暖极为敏感,尽管高山寒漠带植被稀疏,但对于维持脆弱的高寒荒漠生境是十分重要的,影响其土壤状况和水文循环过程,减缓了高山生命带荒漠化的扩展。

同时高山寒漠带是我国许多特有物种、珍稀物种和濒危物种的栖息地,也是我国西部重要的植物区系交汇区,许多物种的分布处于气候或海拔上限[66]。

高山寒漠带的微生物和稀疏植被对冰川变化、物质平衡线及冻土退化有很好的指示意义,对气候变化响应明显,但国内相关研究极少。

高山寒漠带水文循环对寒区水文循环过程十分重要,从水文循环机理上讲,高山寒漠带降水较为充沛,由于缺乏植被覆盖以及由其引起的蒸腾和降水拦蓄作用,气候寒冷、蒸发微弱,地表及地下浅层主要为粗颗粒石质堆积,下伏常年冻结层或完整基岩,产流系数应很高,并应为流域主产流区,但目前国内尚没有专门开展高山寒漠带水量平衡和水循环过程研究工作。

高山寒漠带带拥有类型最多、理化性状极为独特的高山土壤,在以耐寒的垫状植被为主的多种生态类型植被和强盛的冻融作用下,形成了高山寒漠区土层较薄、腐殖化程度较低的不同类型土壤。

而且,高山寒漠带的土壤形成是一个十分缓慢的过程,这进一步说明高山寒漠带土壤保护的极端重要性。

在高山地带,土壤一旦破坏,在可以预见的时间内是无法恢复的。

高山寒漠带土壤水分的运动过程也是十分特殊的,随着季节变化,土壤冻融交替出现,土壤水分运动时而缓慢时而迅速,但其中水循环机理尚未见诸研究报端。

高山寒漠带降水较多,但相对于草甸森林区,植物还是会出现“缺水”现象,有时候土壤中仍然有水分,但是由于温度太低植物很难利用这些水分,这时也会出现植物水分短缺的现象。

因此,必须区分是“没有水分”还是“有水分而无法利用”这两种不同的情况。

所以,看起来潮湿而寒冷的土壤可能“在生理上是干旱的”。

冰冻圈目前正经受,并将继续经受快速的气候变迁。

虽然所有生态系统都受到了气候变化的影响,但高山寒漠带对气温的升高更加敏感,因为它们是由低温条件形成的。

高山区气候变暖已经被长期的研究记录所证实[67]。

气候变化会影响生物多样性(如永冻带格局和干扰动态的变化)。

与气象学和冰川学相比,目前针对气候变化影响高山寒漠带的问题,还几乎没有长期的观测研究。

当生态系统服务在将来受到更大的压力从而变得更稀缺时,国家如何保护高山区脆弱生态系统的稳定性将变得越来越重要,高山区土壤植被对气候变化的胁迫响应已成为当今国内外研究的热点。

综上所述,建议将高山寒漠带作为一个特殊的生态、气候和水文功能区,开展系统、持续的观测试验与机理过程研究。

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第3期 陈仁升等:高山寒漠带水文、生态和气候意义及其研究进展 。