区域气候变化_区域气候变化有哪些

1.在青藏高原整体变湿变绿下，南部竟然干旱加剧？

2.区域环境演化背景

3.气候变化趋势与影响

4.色林错面积变化对周边区域气候的有利影响

5.地理区域变化是什么意思

西北区域气候演变是黑河流域总水变化、地下水循环演化的驱动力之一。本节通过对考古、树木年轮、历史文献和古水文与古地理等前人不同类型的资料分析，了解万年、数千年来黑河流域的气候、水文和水循环条件变化，揭示黑河流域地下水形成和循环演化历史过程，进而奠定研究现代水循环变化、识别与剥离人类活动对地下水循环影响状况的基础。

一、万年尺度水文环境

根据测年资料，末次冰盛期（记作LGM）位于距今2.1万～1.6万年间，那时青藏高原冰川面积为350000 km2左右，是现代冰川面积的7.5倍（王绍武等，1995）。其中青藏高原东部的横断山系和东昆仑山，LGM面积比现代大40～144倍（施雅风等，1996），西北部昆仑山西中段比现代大2.2～3.6倍（王绍武等，1995）。在末次冰盛期之后，气候转入波动升温时期，大陆冰盖消融，海平面上升，气候回暖。古里雅冰芯氧同位素测定表明，现代气温比LGM时期高5℃。大量冰融水和夏季降水增加，促进了湖泊扩张，在黑河流域下游区一度出现2600 km2的湖泊水域。

在黑河流域集的第四系深层承压水14C年龄表明，大部分深层地下水形成于距今14000～5000年期间，与上述的气候变化具有对应性。

二、千年尺度水文环境演化特征

在距今1.22万～1.08万年间，发生了新仙女木（YD）降温，δ18O从LGM时期的-16‰急剧降至-21‰，相当于降温12℃。在距今1.08万年前后，δ18O急剧上升至-14‰，相当于升温12℃（王绍武等，1995）。YD结束之后，随即进入间冰期，即全新世，出现新的冷暖、干湿交替时期。其中早全新世为升温期、中全新世为大暖期和晚全新世为降温期。

在距今8000～7000年的早全新世末期，气候由冷干变为暖湿，降水开始明显增加。

距今7000～4500年时期为中全新世气候最佳时期，气候温暖湿润、降水量大、湖泊发育、水草茂盛，期间出现过暂短的冷期。张掖东灰山遗址的孢粉研究也表明，距今4000年前黑河流域水文环境和生态环境较现代优越。在距今7000～3500年期间至少有4次明显的多雨期，经14C测定分别为距今6580年、5730年、4800年和4545年，这与印度拉贾斯坦多雨期、中国东部高海面及世界高海面的几个时期都很接近。根据曹兴山（1996）的研究成果，第四纪以来甘肃共有5次造炭期，最近的3次是距今8000～7000年、5800～4500年和3500～2500年。在全新世大暖期，气温比现代温度高2～5℃，降水量增多，青藏高原普遍出现湖水淡化与扩张，冰川大幅度后退。

距今5000～4000年期间在甘肃民乐东和西灰山地区出现小麦，表明原始农业在该时段有了很大的发展，同时森林植被遭到人为大范围的破坏。进入距今4000～3000年期间，气温波动下降，出现湖沼收缩，草原或半荒漠植被扩大。

中全新世晚期（距今3500～2500年）是向晚全新世过渡前的一次温暖湿润期，这一时期降水较多，动植物得到发展，普遍形成0.5米的泥炭层。

三、百年尺度水文环境变化

（一）3000年以来变化

晚全新世以来，黑河流域的区域气候持续干旱，致使湿地大面积萎缩，草地植被迅速退化和土地沙漠化。有文献记载，额济纳盆地的古居延海是西北最大的湖泊之一。早期居延海湖面曾达到2600 km2，至秦汉时期，其湖面仍有726 km2。

在距今3000～600年期间，北半球大部分地区曾迅速转冷，先后进入较严寒的新冰期。在西北干旱区亦有类似的气候波动。其中在距今2000～1230年期间气候冷暖、干湿变化持续的时间较短，转变较快，处于旱涝灾多发期。距今1230年以后，气候时段持续时间增长，转变次数变少，基本形成了西北气候干旱特点（施雅风等，1996）。

自公元6世纪以后，中国许多地区又逐渐进入一个较温暖的时期。在祁连山、河西走廊等地区，多有偏暖偏干的记载。

根据祁连山敦德冰芯记录（图3-2），1428～1532年、1622～1740年和17～1865年出现过3次冷期。小冰期以来，祁连山冰川面积减少338.4 km2，为17.5%，高于西部地区冰川面积平均减少值（13%～16%）。其中祁连山东部（石羊河流域）冰川面积减少比例大于中段黑河流域和西段疏勒河流域，西段减少比例最小（表3-6）。黑河流域上游区冰川面积减少100.8 km2，变化率为19%。

在西北地区，高山冰川经过小温暖期的退缩阶段以后，又重新向低海拔地区扩张，出现多次冰进。在祁连山、天山等地，普遍存在着这一时期的冰渍，最近几次冰进约距今400多年、200多年和100多年（图3-3），雪线高度较现代要低。这些都表明该时期气候是寒冷的。

图3-2 祁连山敦德冰芯气候记录曲线

表3-6 小冰期最盛期以来祁连山区冰川面积变化特征（km2）

图3-3 黑河流域百年尺度研究区水循环条件演化过程

据历史资料记载，在百年尺度气候变化过程中，公元1226年以来该区降水相对增多的时段为：1495～1557年、1652～1772年、1850～1890年和1919～1939年（施雅风，1995）。祁连山树木年轮资料显示的多雨期是：1428～1532年、1622～1740年、17～1865年和1924～1944年。近百年来的气候变化趋势是暖干。

近500年来，祁连山区气温升高约1～1.2℃，冰川面积减少33%～46%，冰川储量减少31%～51%，降水量减少50～80 mm，冰川融水减少35%～46%，陆面蒸发约增加7%，源头冰川消融速度加快，冰川面积仅存291 km2，冰雪水量持续减少，其中1940～1960年期间减少最明显。

据张祥松等（1996）研究表明，小冰期最盛期至1956年期间祁连山柳泉沟河流域冰川面积减少19.2%，条数减少9.3%，长度减少11.4%，冰储量减少30.1%，平衡线升高60 m，石羊河流域平衡线升高140 m。

这一时期内的降水状况，基本维持少雨干燥。根据树木年轮宽度变异可见，近300年来存在两个相对多雨期和3个相对少雨期（图3-4）。

图3-4 近200年以来西北不同地区旱涝动态变化过程对比

（二）近百年来变化特征

自19世纪末以来，西北内陆地区气候基本上维持较为温暖状态，西北地区的高山冰川普遍以退缩为主，雪线高度多有上升。例如天山西段木扎尔特冰川在1909～1959年的50多年内退缩了约750 m，平均每年后退15 m之多，上升约200 m。祁连山冰川亦大体如此（施雅风等，1995）。1956～年期间，祁连山水管河4号、“七一”和老虎沟12号地表性冰川分别减少0.81%、0.06%和0.04%。1960～1995年期间石羊河流域、黑河流域和疏勒河流域的冰川面积分别减少12.93 km2（占19.9%）、29.44 km2占（7.0%）和35.67 km2（占4.2%）。

1940年前的气温上升趋势是明显的，1940年后进入一个相对冷期（表3-7和图3-3），20世纪70年代开始回升（图3-5）。从各季情况来看，20～30年代突然增暖，夏季较其他季节明显，冬季则主要出现在30年代。

表3-7 20世纪以来每10年西北地区、黑河流域气候特征值

图3-5 近50年以来黑河流域年气温变化过程

近50年以来，西北区域气候变化总的特征是：湿冷→干暖→干冷→湿暖→湿冷，循环周期约40年，即50年代升温，60年代、70年代降温，80年代升温，90年代降温。从全国尺度来看，大部分地区的年气温差都在逐步下降，西北地区平均下降速度为0.83℃/10 a。在20世纪80年代后期，受“温室效应”影响，升温趋势加强（图3-6）。

从西北地区的延安、西安、兰州、西宁、张掖5个代表站的旱涝统计分析结果来看，20世纪以来各站干旱次数无明显上升趋势。在20世纪20年代，西北地区干旱频繁，而且影响面广，但是80年代以来各站的干旱次数都明显减少。

王绍武等（2002）研究表明，西北地区降水频率增多是明显的，普遍超过（5～10）%/10a。韦志刚等（2002）研究结果，西北地区20世纪60年代初多雨，70年代少雨，80年代又多雨，90年代少雨，并存在降水量变化的准8.5年和准3～4年周期。而黑河流域60年代降水偏少，80年代偏丰，进入90年代之后降水量再度偏少（图3-7）。丁永建等（1999b）对黑河流域山区和平原、东部与西部降水变化的研究结果，与图3-7规律相似（图3-8）。

图3-6 1951～1999年中国西部、东部气温变化对比

图3-7 黑河流域年降水量距平变化过程

四、近50年以来气候变化

（一）黑河流域大气水变化特征

王可丽（2003）研究表明，20世纪60～90年代黑河流域（37.5°～40°N，100°～102.5°E）大气水（整层大气水汽输送的收支情况）区域平均年输入水量为6678×108m3，输出水量为6502×108m3，净输入水量为176×108m3。输入的水汽量呈逐年减少的态势，尤其在20世纪70～80年代有明显的下降，而水汽的净输入量是波动式变化（图3-9），与区域水汽输入输出动态变化不具有线性相关关系，而是与当地水文循环条件有一定的联系。

图3-8 黑河流域年降水变化的时间序列

图3-9 1958年以来黑河流域（40°N，100°E格点）大气水汽含量动态变化

从图3-9可见，近40年来黑河流域大气水汽含量也具有明显减少的趋势，其中以20世纪60年代后期下降最为剧烈，80年代后期有所回升，90年代后仍呈下降趋势。据王可丽等（2003）研究结果，张掖地区大气水汽变化与图3-9规律基本一致，只是90年代水汽含量减少更为明显。张掖、临泽、高台和祁连站的年平均气温年际和年代际变化规律完全一致，其相关系数为0.73，超过0.001的信度，由此表明黑河流域平原区与祁连山山区属于同一个气候子系统，有着相同的影响因子和背景。

（二）气温与降水变化过程

1.时空变化规律

根据自1935年以来酒泉站气象观测资料记录，20世纪30年代中期至40年代中期黑河流域处于高温期，其中1941年的年均气温达到10.0℃，40年代末开始强降温，至1967年达到5.8℃。以后，进入波动升温过程，至90年代达到7.4℃，但是仍低于30～40年代的气温（龚家栋等，2001）。

综合黑河流域不同区域的气温变化，在20世纪60年代初以来的升温过程中，下游尾闾段荒漠区的升温最为显著，其次为祁连山前的荒漠区，中游和下游上段的人工绿洲区气温升高幅度约为上述区域的1/2。但是中游绿洲面积较大，其上升幅度略低于下游上段的小型绿洲区，表现出与绿洲规模大小相关的效应。山区的气温升高幅度相对较小，中低山区因森林带的作用，升温幅度略低于中高山区（表3-8）。

表3-8 黑河流域不同区域气温变化（℃）

黑河流域西部山区的气温升幅远大于降水增幅，气温上升导致蒸腾量增加，加之西部山区下垫面本身要比黑河流域东部山区干燥，使得气温上升消耗的水量远大于降水增加对径流的贡献率。尽管春、夏季气温上升增加了融雪和冰川径流，但是两者相加对径流的贡献率只占1%左右，而气温变化引起径流量的增减约为多年平均径流量的10.4%，降水和冰雪融水的增加不足以抵消气温上升对径流强烈的负面影响。

降水对气温变化的响应，具有显著的地域特征。在黑河流域东部的扁都口（海拔3200 m）地区，降水量增加最为显著，平均每年增加3.49 mm，民乐地区为1.54 mm/a，双树寺为0.79 mm/a。但是在瓦房城地区降水量呈逐年下降过程，平均每年减少1.15 mm。在黑河上游山区，包括讨赖河上游区，年均降水量都呈增加趋势，其中野牛沟地区增加幅度最大，为1.58 mm/a，其他几个站平均增幅为0.80 mm/a。低山丘陵和平原区，包括绿洲区，降水量也表现为上升趋势，幅度在0.5 mm/a左右。在下游区上段，增加幅度介于0.2～0.5 mm/a范围。在下游尾闾端，降水量呈逐年下降的趋势，下降幅度为0.5 mm/a左右。

20世纪50～90年代，黑河流域山区和平原降水量呈增加趋势，如表3-9所示。20世纪60年代是黑河流域降水普遍偏枯水时期，80年代是偏丰水时期。

表3-9 20世纪50～90年代黑河流域山区、平原区降水量变化特征

从区域特征分析，黑河流域降水量总体上表现为由西向东增大的特点，但是在山区和山前平原区有所不同。在山区（约38.5°N以南地区）降水沿纬线方向的变化明显增大，由西向东增加。在38.5°～39.5°N之间狭长地带，主要为山麓和中低山区，受地形影响降水等值线由东向西平行展布，且与祁连山走向相同。在经线方向上，降水量由北向南增加，且山区降水的增加幅度比平原区大。在99.5°E经线以西地区，降水量沿经线基本上为单调向南增加。在99.5°E经线以东地区，这种变化较为复杂，在山区出现了最大降水带。在39.5°N以北平原区，降水量稀少，东西方向变化不大。但是在东部地区，降水梯度明显增加（丁永建等，1999）。

在纬向上（南北向），由于受祁连山走向的影响，黑河流域降水随高度的变化明显。在99.5°E经线以西，沿经线方向降水随高度而增加，降水增加梯度是非线性的。沿98°E经线平均降水梯度约为10.0 mm/100 m，沿99.5°E经线平均降水梯度17.0 mm/100 m。在99.5°E经线以东地区，由平原区向山区降水梯度明显增大，且在2400～3400 m的高度区间内出现最大降水带。若以99.5°E经线为界，则黑河流域西部地区降水呈现出较好的递增规律，平均降水梯度为15.9 mm/100 m；在东部地区，降水随高度呈现出非线性增加，最大降水高度带为2880 m，与森林带下限高度基本一致，反映了该地区的水汽凝结高度（丁永建等，1999a）。据计算（丁良福等，1996），祁连山水汽凝结高度平均约为3000 m，在此高度带以下，降水量随高度递增。

在经向上（东西向），黑河流域降水也表现出明显的地区性差异。以39°N线为界，在39°N以北的平原区，降水量随高度呈单调递增，增加幅度为10～12mm/100 m。在39°N以南的山区，降水量随高度递增的幅度明显增大。在最大降水高度带以下，山区降水增加幅度为17～20 mm/100 m。若以2000 m地形等高线为界，把黑河流域分为山区和平原区两部分，则在平原区降水量由西向东呈现出S形分布，先是由西向东降水量减少，在99°～99.5°E之间出现全区降水低值带，向东降水又逐渐增加，在100.5°～101°E之间出现降水高值区。再向东至流域东界，降水呈减少迹象。在山区，由东向西降水量基本上呈现出增加之势，只是101°E以东出现与平原区相似的变化特征，降水减少（丁永建等，1999b）。

丁永建等（1999a）研究表明，黑河流域年降水量（P）与高度（g）、纬度（φ）和经度（λ）之间存在下列量化关系：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

即随地面高度的增加、经度增大和纬度减小，年降水量呈增加趋势。高度每增加100 m、经度每增加1°和纬度每减小1°，降水量分别增加14.9 mm、38.9 mm和20.1 mm。

2.降水季节性变化

从40多年以来黑河流域不同地区各季降水系列变化可见，尽管夏季降水量最大，但其Cv值却最小，这种相对稳定而集中的降水补给对黑河流域水循环过程和平原区地下水补给与更新具有重要作用。相对而言，春、秋季降水波动较大（表3-10）。山区降水系列Cv值小于平原区，东部Cv值小于西部。

3.降水变化动因

由于黑河流域地处内陆腹地，除东南季风输送来的夏季暖湿气流外，还受西风环流带来的大西洋冷湿气流和印度洋暖湿气团的影响，使得黑河流域降水年内分配差异较大。无论是山区还是平原区，从东向西，6月降水比例逐渐增大，最大降水月份为7～8月，由东向西，7月份降水比例逐渐增大，8月份降水比例逐渐减小，而9月份降水比例逐渐减小。这种情况正好反映了东亚季风对该地区影响向西逐渐减弱和西风环流逐渐增强的特征。在10月至翌年3月，西部降水比例明显较高，由西向东减小。这一变化在平原地区尤为明显，向东可延续到流域东部边界。

表3-10 黑河流域不同地区各季降水量主要统计值（mm）

祁连山呈南东-北西走向，有利于截获东来的水汽，加之夏季印度洋暖湿气流的影响，使得山区在6～8月降水集中。在黑河流域西部，无论从何种路径所获得的水汽都十分有限。另一方面，青藏高原对该地区环流也会产生影响（汤奇成等，1992），夏季在疏勒河地区形成降水较少的高压区，而在张掖地区形成降水相对较多的低压区，加之东亚季风和祁连山地形的综合影响，以至在99°～99.5°E之间的平原区形成降水低值带，使得黑河流域东、西部降水状况明显不同。

（三）气温变化对降雪量影响

黑河流域以海拔3600 m为高山冰雪冻土带和山区植被带的分界线，高山冰雪冻土带下垫面主要由冰川、积雪、多年冻土和高山草垫等组成，而山区植被带下垫面主要由草丛、灌木和水源涵养林等组成。按照积雪分布特征，可分为3个垂直高度带（表3-11）。

表3-11 黑河流域垂直高度分带

黑河流域气温上升并没有带来降水的强烈波动，但是降雪量变化目前正处在一个高值区波动。当气温变化主要集中在冬季的气温上升时，降雪量相应增加，其增加的幅度和过程与1～2月份的平均气温变化相关。据王建等研究结果（2002），气温上升引起的降雪量增加达7%～10%。

在黑河流域，季节性融雪径流是春汛期间河流的主要补给源，积雪消融对平原地下水补给具有积极作用。黑河流域西部是以冰雪融水补给为主，尤其在春季消融季节，降水稀少，60%以上的地表径流来源于积雪消融，而在3～6月降水补给地下水较少，农业开消耗地下水较大。

由于冬季气温的上升，也导致了季节性积雪消融在时间上相应的提前，融雪径流的开始时间已从传统的4月中旬前移10天左右（王建等，2002）。利用SRM（Snowmelt Runoff Model）模型研究表明，气温上升带来融雪径流变化情势，在时间上造成前移和消融前期流量的增加，以及后期流量的减少（王建等，2002）。

在青藏高原整体变湿变绿下，南部竟然干旱加剧？

全球气候变化是指在全球范围内，气候平均状态统计学意义上的巨大改变或者持续较长一段时间(典型的为30年或更长)的气候变动。气候变化的原因可能是自然的内部进程，或是外部强迫，或者是人为地持续对大气组成成分和土地利用的改变。

全球气候变化是指全球气候平均值和离差值两者中的一个或两者同时随时间出现了统计意义上的显著变化。平均值的升降，表明气候平均状态的变化;离差值增大，表明气候状态不稳定性增加，气候异常愈明显。全球气候系统非常复杂，影响气候变化因素非常多，涉及太阳辐射、大气构成、海洋、陆地和人类活动等诸多方面，对气候变化趋势，在科学认识上还存在不确定性，特别是对不同区域气候的变化趋势及其具体影响和危害，还无法作出比较准确的判断。但从风险评价角度而言，大多数科学家断言气候变化是人类面临的一种巨大环境风险。

区域环境演化背景

近年来，

青藏高原的干湿变化如何？

对植被又有哪些影响？

青藏高原因其独特的水热条件、复杂的地理环境和相对较低的人为干扰程度，成为全球气候变化最敏感的区域，又被称为气候变化“放大器”。 因此，相对其他区域，青藏高原表现出对气候变化更强烈的响应，而其气候变化对陆地生态系统，特别是植被生长，有着至关重要的影响。但是，长期以来受观测数据不足的限制，对青藏高原干旱变化以及植被影响的相关研究主要集中在高原的东部，而对西部认识不足。

日前，中国气象科学研究院研究员翟盘茂团队开展了第二次青藏高原综合科学考察“高原气候资料稀缺地区气候变化及其影响与应对路径评估”专题， 探究在全球变暖加剧背景下，青藏高原地区干旱变化的区域格局、高原上的植被响应干湿变化等情况 。

青藏高原大部区域变湿变绿但南部干旱加剧

目前，西藏自治区自动气象站多集中在东南部，西部站点较为稀疏。为此，研究团队基于85个气象站60年观测资料，用气象站点资料和再分析资料相结合的方式进行分析研究，以部分弥补观测不足等问题。“研究发现，1961-2019年青藏高原地区中部和东部在植物生长季内（5月-9月）降水有增加趋势，干旱总体上也得到缓解。而高原南部和东北部的部分地区降水则有减少趋势，干旱加剧。”翟盘茂表示。

生态系统往往牵一发而动全身。青藏高原降水格局的变化会影响高山灌丛、高寒草甸、高寒草原等植被的生长格局。为更全面分析青藏高原水分状况变化，研究团队利用再分析降水资料数据计算该地区干旱指数。东部具有气象观测的数据证实，再分析降水资料具有一定反映降水和干旱变化趋势的能力，研究团队基于遥感的植被指数进一步探究了干旱变化对当地植被生长的影响。

团队成员王晨鹏解释，干旱研究基于标准化降水指数，能较好地反映该地区干旱强度和持续时间；植被指数则是根据土地光谱反射率信息检测植被生长状态、覆盖情况等。分析发现， 在过去的35年里，整个青藏高原地区总体降水增加，植被有所改善，裸地覆盖率降低，草地和灌木植被的覆盖率则有显著增加；高原北部大部分地区植被显著增加，东南部部分地区植被恶化，西部地区总体上干旱状态趋于减缓，植被有所增加，南部部分地区植被退化。 此外，研究团队还发现青藏高原南部地区植被退化可能与干旱加剧有关。

未来“暖湿化”的特征可能更加明显

研究表明， 过去的50年，青藏高原经历了每十年0.37 的强烈升温趋势，这比同期中国平均升温趋势（每十年0.28 ）更快。 “青藏高原是高寒气候区，植被生长的最主要限制因素是温度，目前降水还不是主要限制因素。但是随着全球变暖的影响，青藏高原的温度在增加，对于植被生长的限制可能会慢慢减弱。研究认为，降水影响作用可能越来越大，这些问题有待深入挖掘。”团队成员黄萌田表示。

此外，研究团队进一步对青藏高原未来几十年不同情景下干旱和降水变化进行预估。黄萌田介绍， 随着排放情景的不断加大，青藏高原地区未来“暖湿化”的特征更为明显，将各有利弊。“暖湿化”带来的降水增加，对植被的生长是有利的；但因高原地区降水时空不均，若未来夏季极端降水增多、降水不稳定性增大，由强降水引发的潜在水土流失、滑坡、泥石流等灾害则可能加剧，对当地的生态环境造成不利影响。

由于缺乏实地观测，针对青藏高原的预测预估具有一定偏差，翟盘茂认为青藏高原西部降水产品的可靠性需进一步提高。此外，在某些地区，如青藏高原的中东部，干旱变化不能完全解释植被变化的事实，其他影响因素，例如二氧化碳施肥量的增加，也需要考虑。下一步，研究团队还将进一步分析青藏高原南部地区干旱加剧的物理机制，以便更加准确地预估未来青藏高原干旱变化情况。

气候变化趋势与影响

一、自 然 环 境

黑河流域地处欧亚大陆腹地，受青藏高原的影响，印度洋水汽北进受阻，又远离海洋，太平洋水汽至此减弱，而大西洋气流受天山和蒙古高原的影响，对该区影响也很小，因此该区降水稀少，是我国最为严重的干旱区之一。

黑河流域所处的地理位置、气候条件、地貌条件、第四纪以来的气候变化和水系变迁及盆地生态地质环境演化，决定了该区地下水形成与循环演化过程和特征。

（一）构造与地貌格局控制

黑河流域的地质构造复杂，一系列NW和近EW向的中生代大断裂造成规模不等的南部和北部两列构造盆地。南部盆地紧邻祁连山，位于黑河流域的中游区，具有山前或山间断陷盆地的特征，在盆地南缘为大型冲断层组成的叠瓦式构造，这组压性断裂连同祁连山褶皱带一起形成阻水屏障，使山区大部分地段的地下水难以直接进入盆地；北部盆地属于边缘断陷盆地，其边缘为巨大的断裂。地质构造以及所形成的地貌形态，对地下水系统形成起着决定作用。

（二）全球变化下气候环境演变基础

全球变暖，总体上引起地球表面蒸发量和蒸腾量增加，因而引起降水量增加。GCMs等气候模型模拟结果表明，当地球温度上升1.5～4.5℃时，全球平均降水量增加3%～15%，但是在时间与空间分布上是极不均匀的，一些地区的降水量增加，而另一些地区的降水量可能减少。在全球变化中，不同下垫面的地区具有不同的变化过程和响应特征。

我国西北内陆黑河流域是全球变化中一个比较敏感的区域，冰芯、湖泊沉积、树木年轮、历史文献记录和地下水演化同位素信息以及现代气象记录等，都记载了西北干旱地区气候演变的历史过程。在西北内陆干旱区，一方面流域内自源头向尾闾，跨越了不同的气候带；另一方面内陆河流域具有鲜明的垂直景观结构特征，山区可以划分为高山冰雪冻土带、中山植被带和低山荒漠带，山前盆地则包括绿洲和荒漠。黑河流域是西北若干个内陆流域中一个比较典型的流域，在其流域尺度内的不同景观带，存在着不同气候变化过程（表3-1）。

黑河和讨赖河是黑河流域的两条重要河流，也是该流域平原区地下水的主要补给来源和陆地水循环的重要链条，其水文特征如表3-2所示。在黑河干流流域上游区，从山口的海拔1700 m到冰川区的海拔4700～4800 m，相对高差3000 m左右，平均海拔为3600 m。在讨赖河流域上游区，从山麓海拔2000 m到河源区海拔5000 m左右，平均海拔约为3800 m。由于黑河流域水循环系统补给源区地处内陆高寒山区，冰川、积雪和冻土的发育对地表径流和平原区地下水形成与更新变化都具有重要影响，并且通过源区上述特殊的水文要素与气候密切相关联，以至黑河流域的地表径流和平原区地下水循环对区域气候变化必然作出响应。

表3-1 黑河流域景观分带及其水文效应

表3-2 黑河流域主要河流水文特征

黑河干流是研究区内最大的河流，发源于祁连山区，出山后进入张掖盆地，经正义峡，穿越鼎新，向北注入额济纳盆地的居延海。居延海为黑河干流的尾闾湖泊。自山区降水、冰雪融水和基岩裂隙水补给汇流形成地表径流开始，至下游区，沿途地下水与地表水之间至少经历了3次相互转化过程，以至平原地下水的形成、循环和更新都与地表河流之间存在依存关系，构成“河流-地下水”系统，彼此密切相关，与源区气候变化紧密相连。

黑河流域的地理位置决定了湿润的夏季风难以到达和西风气流的水汽不足，高山与盆地相间分布，沙漠与绿洲并存，河流与湖泊共存的这种独特的气候和地貌特征，决定了该区水循环和地下水形成及其时空变化规律。

本次研究在黑河流域张掖盆地、酒泉盆地和额济纳盆地遴选了3个环境演化剖面，系统样36组，通过孢粉、易溶盐、有机质、碳酸盐组分和颗粒分析，结果表明：1～21组样中（距今时间3400年以来）旱生草本植物占83%～91%，反映灌丛草原-荒漠草原植被类型，冷干气候；22～30组样中（距今时间约3400～8200年），湿生水生草本植物含量28%～47%，反映草甸草原-灌丛草原植被类型，冷湿气候；32～36组样中（距今时间约8200年前）旱生草本植物占75%～90%，反映灌丛草原-荒漠草原植被类型，冷干气候。

近3000年来，黑河流域的区域气候变化总趋势是向冷干发展，近500年来是干湿波动干旱化，近百年来是偏暖干，近50年来年降水量和地表径流量总体呈现增加过程。

二、下游区生态与地质环境演变

下游区是黑河流域水循环和物质输运的排泄与堆积区，其生态、地质环境变化和流域水文与水循环状况密切相关。该区生态与地质环境演变是黑河流域水循环条件演化的直接结果。

黑河流域下游的额济纳荒漠平原，系指阿拉善以北、阿尔泰山以南、巴丹吉林沙漠与走廊平原之间的荒漠平原，面积约3.0×104 km2，位于东经99°30′～102°00′，北纬40°20′～42°30′。额济纳盆地深居内陆腹地，为典型的大陆性气候，具有降水量小，蒸发强烈，温差大，风大沙多，日照时间长等特点。黑河干流是进入该区的唯一季节性河流，称弱水。

（一）生态与环境地质演变历史

在额济纳盆地，中生代以前是一片海洋，至中生代演变成陆地。该区白垩纪地层缺失，表明晚期经历了剥蚀过程。进入新生界，这里发生了幅度不大的沉降，沉积了上新统苦泉组，在盆地边缘有膏盐沉积，说明当时气候干热。

进入第四纪，额济纳盆地再次发生幅度不大的下降，沦为湖盆，气候寒冷湿润，沉积了数百米的冰水相和湖相松散物质。至晚更新世末期，气候又趋干旱，湖泊退缩，河流显现，平原遭受剥蚀，沙漠开始诞生。

至全新世，气候再度干旱，平原遭受风沙侵蚀出现沙漠化，巴丹吉林沙漠扩大。在早全新世出现增温多雨过程。中全新世出现大暖期，湖泊水面一度为西北最大的湖泊。晚全新世，气候旱化过程明显，湖泊水域急剧萎缩，旱区植被增多，但是据史料记载湖泊面积仍然保持数百平方公里。

有人类历史以来，人类对居延海地区环境的影响日趋强烈。据史记《匈奴传》记载，早在汉武帝时，在对匈奴的战争中占据了河西走廊，设置了河西四郡，居延地区归属张掖郡。公元前104年（太初元年），正式设置居延县，并派路博德驻守，他一面在居延城及额济纳河沿岸修筑工事以抵御匈奴，一面在居延海附近开渠屯田。从出土的文物和现今的城墙、井、渠等遗迹，反映出当时开发的盛况大约延续了两个世纪之久。

汉代以后，该地区军事重要性减弱，经济活动远不如汉代那样活跃，直至9世纪古居延地区才再度繁荣。历史资料表明，在9～14世纪，这里是少数民族西夏的重要居住地，在三角洲上部的黑城一带，西夏曾建威福军。西夏及元代的开发曾沿用了汉代垦区，但范围已偏于三角洲的中上部，远未达到汉代垦区的范围。

14世纪中叶（1359～1372年），黑城在元末明初战争中毁灭，居民内迁，垦区开始废弃。之后，古居延三角洲地区的生态环境开始明显的退化，使黑城及周围大片土地沦为荒漠。

（二）近50年生态地质环境变化

近50年以来，由于山区来水量减少和上游用水量增加，特别是20世纪50年代末大兴水利建设，截断了讨赖河进入额济纳地区的径流，致使面积达253 km2的西居延海于1961年全部干涸，24.5 km2的东居延海也变成了间歇性湖泊，进入90年代则完全干枯（张惠昌，1994），风沙进一步侵袭，使生态环境更趋恶化。

由于河水流入量的减少，依赖河水渗漏为主要补给来源的地下水亦呈减少趋势，并由此引发了一系列生态环境地质问题，例如地下水水位下降、土地旱化、盐渍化、沙漠化及植被退化等。

1.区域地下水水位下降

根据调查和动态监测资料分析，多年来区内地下水水位呈现程度不同的下降过程，特别是在中游南部盆地洪积扇群带，地下水水位下降幅度为0.2～0.9 m，东部民乐山前降幅较大，张掖盆地西部、酒泉盆地南部山前降幅较小。在中游区细土平原带，地下水水位呈基本稳定趋势。额济纳盆地的地下水水位呈缓慢下降过程，降幅为0.03～0.15 m，该盆地的南部降幅大，北部降幅小。

通过对00927部队完成的19～1980年1∶20万区域水文地质普查报告中45个水文点实地调查表明，至1988年仅8年左右时间，除部分人工灌溉耕地和草场外，地下水水位普遍下降了0.3～1.5m，平均下降0.75m（图3-1），沿河约有800余眼水井干涸，约占全区总井数的20%。

图3-1 黑河流域下游区额济纳荒漠区观测点地下水水位埋深对比图

地下水水位下降，导致泉水不断衰减。黑河流域中游区在20世纪60年代的泉水量多年平均为22.6×108 m3/a，70年代为16.1×108 m3/a，至90年代末减为14.2×108 m3/a，泉水年衰减率达到2.75%。1999年实测泉水量只有4.5×108 m3。

2.土地盐渍化

区域性地下水水位下降，使沼泽退变为盐碱地，在湖盆洼地表现尤为明显。在这些地段，由于径流不畅，地下水水位埋藏浅，地下水矿化度较高（一般大于3 g/L），在强烈的蒸发浓缩作用下，致使地表聚集大量盐分，形成盐碱地、盐壳乃至结晶盐。

盐渍土在中、下游平原皆有分布，主要分布在地下水水位埋深小于3 m地带。自中游区到下游区，盐渍化程度及分布范围逐步扩大。中游区盐渍化土壤主要分布于张掖碱滩、临泽小屯、高台黑泉-盐池、肃南明花区北部和酒泉北部等地带。下游区的盐渍土分布于金塔北部、额济纳盆地的古日乃和东、西居延海等地带，局部地段为结晶盐壳。目前，黑河流域盐渍土面积约为4954 km2，其中额济纳盆地的盐渍土面积达3370 km2。

在古日乃湖区，据试坑土盐测试结果，表土层含盐量达0.27%～0.41%，最高达33.0%（表3-3），为中度盐渍化或重盐渍化土壤，分布面积2547.3 km2，其中轻、重盐渍土1353.8 km2，盐土439.7 km2，裸露矿质盐土464.5 km2。在西居延海（嘎顺诺尔），湖底干涸后形成了厚约0.5 m以硫酸盐和氯盐为主的结晶盐，面积约253 km2，而表土层含盐量高达20%以上，为盐土。在东居延海（索果诺尔），湖滨表土层含盐量为0.75%～2.92%，并呈现自湖滨至湖心渐增的趋势，为轻度盐渍化土壤。

表3-3 黑河流域古日乃湖土壤含盐量分析结果（wB/%）

在河流沿岸的地下水水位浅埋区，受强烈的蒸发作用，盐分也常聚集于地表。当河水不足时，因无淡水冲洗盐分而使土地盐渍化。据野外调查统计，河流沿岸轻盐渍土和重盐渍土分布面积约为543.1 km2。如建国营北4 km处，河流沿岸表土层含盐量可达1.16%～3.81%。远离河岸，含盐量则明显降低。沿河灌溉林地和耕地，由于地下水水位较高，大水漫灌引起土壤盐渍化，部分地带逐年加重，甚至土地板结，为轻盐渍化土壤或中盐渍化土壤，分布面积约29.3 km2。土地盐渍化不利于植被生长（表3-4）。

表3-4 黑河流域下游区东居延海土壤含盐量与植被生长状况（wB/%）

在垂向上，土壤含盐量分布多呈自上而下渐少的倒置式大陆盐化规律。

3.土地沙漠化

野外调查表明，虽然黑河流域的大部分沙漠主要是历史时期形成的，如哈拉浩特的沙漠覆盖，古居延垦区的荒废和黑城西南的风蚀沟壑等，但是现代沙漠的发生、发展也是相当严重的，大片的土地正在转变为沙丘或沙地。

区内现代土地发生沙化现象表现较为突出，有河床干涸形成的沙化、地下水水位降低形成的沙化、人为活动（土地弃耕、过度放牧、胡乱樵）形成的沙化和多因素综合形成的沙化等几种情况，概括起来都是在植被稀疏、地面裸露、土壤质地为砂性土、土壤干旱等条件下，受强劲风的吹扬作用，使土地遭受风蚀而形成的沙漠化荒漠地貌景观。例如在额济纳河河床东侧形成的带状流动、半流动沙丘和沙地，额济纳平原北半部的土壤细颗粒大多已被吹扬，残存的砾石覆盖于地面而呈“戈壁”，天鹅湖及八道桥以南洼地，风蚀留下的残丘高1～3 m或3～5 m等。据14C样测定分析结果，天鹅湖湖岸阶地风蚀残丘顶底部亚砂土年龄分别为（4740±60）a和（7360±135）a，可见近4000年来下游平原至少已被风蚀4～5 m，风蚀以至沙化作用是相当强烈的。

4.植被退化

野外调查结果，沿河细土地带，随着地下水水位的下降，水分条件的恶化，适宜于水位浅埋区生长的芦苇、芨芨等草甸植物大部分已经枯干，胡杨、沙枣林因缺乏水分新老交替困难，大部分死亡或趋于死亡，呈现出一片老化景观，植被的盖度（植被所能覆盖的面积与植被区总面积之比）减小。目前仅存于建国营一带的沙枣林出现枯顶心腐、濒临绝迹；红柳灌丛景观被旱生、盐生的小灌木苏枸杞、白刺等荒漠化景观所代替，沿河乔灌木林严重退化。在湖区，随着地下水水位的下降，喜水植物逐渐向盐生、沙生和旱生植物演化。如古日乃湖区的芦苇草甸沼泽随着地下水水位的下降而逐渐向白刺、梭梭或梭梭、红柳荒漠化植被方向演化，从而使草场退化。戈壁荒漠植被也因水分条件的恶化而逐渐衰退。

植被退化主要出现在下游半荒漠的自然绿洲区，沿河地带和湖盆洼地内的部分胡杨、红柳和梭梭等植物已经枯萎或死亡。根据1944年和18年两次调查结果的对比，额济纳天然乔灌林地由22.5×104 hm2减少至11.6×104 hm2。

植被的衰退过程在时间上是逐渐进行的，但是反映最明显的时期发生在20世纪60年代之后。根据额济纳旗有关记载，1944年额济纳旗东、西河林区有胡杨林5×104 hm2，红柳林45×104 hm2，古日乃一带梭梭林2.5×104 hm2，湖区尚有一定面积的胡杨和红柳。内蒙古森林调查大队调查统计结果，1960年天然林面积为11.5×104 hm2，15年沿河胡杨2.2×104 hm2，红柳6.9×104 hm2，梭梭25.2×104 hm2。18年草原普查时统计，红柳、胡杨天然林面积为9.1×104 hm2。18年较1944年减少了10.9×104 hm2，较1960年减少了2.5×104 hm2，可见植物衰退的严重程度。

据1987～1988年的调查，结合1981年出版的1∶50000地形图统计（表3-5），植被分布面积与15、18年相比较，除红柳面积增大外，胡杨、梭梭等均有明显的减少，且生长状况由生长良好型变为生长衰退型（死亡型）。

表3-5 1987年黑河流域额济纳盆地植被分布面积及生长状况（104 hm2）

三、地质环境演变

（一）含水层系统形成

地下水的演化主要是气候变化和构造运动的结果。黑河流域的构造运动自中生代以来进入一个统一的、以强烈差异性断块运动为主的发展时期，其造成的地形差异影响着自然和水文地质环境的变化，在地下水演化中起着重要的作用，奠定了现代地下水系统的基本格局。第四纪以来，经历了末次冰期气候的巨变期和青藏高原加速隆升和海岸带的变迁，以及水系的发育和串通，地质环境发生了巨大的变化，地下水作为古地质环境的有机组成部分，其形成演化受上述各种因素的综合影响，古气候条件和地质环境的变化决定了地下水的形成、演化与更新特征。垂直升降运动使山区强烈上升，水文网密集而深切，在各盆地的山前地带形成巨厚、粗粒疏松的堆积物。

第四纪以来，由于祁连山处于上升之中，前第四纪地层遭受强烈的风化剥蚀，大量沉积物被搬运到山麓、山前及山区内部的低洼地区，形成卵砾、砂砾层和砂层。下更新统胶结程度较高，中更新统含泥质较多，较密实，胶结程度较低，晚更新世以来的堆积物呈松散状态。北部金塔-额济纳盆地在更新世早期和中期基本上是湖盆，沉积物以河湖相、湖相为主，岩性为亚砂土、亚粘土和砂砾石与砂互层。晚更新世湖面缩小，部分干涸，沉积了冲洪积相的砂砾石。全新世时，由风力搬运作用形成了大片沙漠和砂丘，洪积物以砂碎石为主，在河流两侧形成宽度不等、由亚砂土和砂组成的冲积平原。在现代湖盆区堆积有湖相亚砂土、粉细砂等。中上更新统构成山前或山间盆地，地表多为上更新统。全新统主要构成平原区的河谷冲积平原及现代湖积平原。

（二）地下水循环系统形成

中生代以来由于山区强烈的上升，不但使水文网密集深切，而且在南部盆地的山前地带形成巨厚、疏松的山麓相、河湖相堆积，成为地下水汇集的良好场所。山区降水量大，分布着冰雪堆积，是黑河流域地表水和地下水的源区和径流形成区。山区的降水、冰雪融水和基岩裂隙水在河流出山前大部分排入河水中，河水出山后又在山前巨厚的冲洪积扇群带进入含水层。在南部盆地中部和北部的细土平原地带，由于地下水水位高于河水位，致使地下水沿冲洪积扇前缘以泉的形式溢出，沿沟谷排向河流。由于北山的阻隔，南部盆地的地下水只有很少一部分通过河床或古河道冲积层以地下径流的方式直接进入北部盆地，绝大部分则以泉水溢出转化为河水或蒸发消耗，进入北部盆地的河水补给地下水，从而形成每个盆地具有完整的地下水补给、径流和排泄过程，构成相对独立的水文地质单元。由于地下水与河流的相互作用，使南、北部盆地联结成一个水循环系统。

在末次冰期盛冰期向全新世过渡时期，气候波动频繁，河流发育，现在的承压含水层为潜水或浅层承压水，有利于降水和河流入渗，与大气降水和地表水联系密切，形成水交替积极的水循环系统。由于构造运动，地下水的排泄基准面较低，地下水动力场发生变化，冰川退缩过程中的融水通过山前入渗带进入含水层。

随着全新世大暖期的到来，降水量增加，湖泊发育，地下水排泄基准面抬升，深层地下水流动减缓，更新速度减缓，导致年龄较老的地下水得以滞留在承压含水层中。晚全新世以来，气候明显干旱，湖泊收缩和消失，地下水系统的补给主要是河流的渗漏，以现代补给为主要特征。

色林错面积变化对周边区域气候的有利影响

基于过去近百年来仪器观测数据，国际科学界认识到地球气候正经历一次以全球变暖为主要特征的显著变化过程。间气候变化专门委员会(IPCC)第三次评估报告表明，1861年以来全球平均表面温度不断上升，20世纪上升幅度为0.6℃±0.2℃;随着全球平均表面温度的上升，雪盖和冰川退缩，海平面上升，大气和海洋环流发生变化，气候变率增大，极端天气气候增多;北半球陆地中高纬度地区20世纪降水量极可能增加了5%～10%，20世纪下半叶严重降水发生频率可能增加了2%～4%［6］。近百年来的气候变化已经给全球自然生态系统和社会经济系统带来了重要影响。现有研究结果预测，未来50～100年全球气候将继续向变暖的方向发展。这种变化可能会对全球地质环境造成深远的影响，其影响可能是负面的或不利的。

(一)未来中国气候变化趋势

中国科学家对近100年和近50年中国的气候变化历史进行了系统研究，研究发现:中国的气候变化与全球变化有相当的一致性，但也存在明显差别。在全球气候变暖背景下，近100年来中国年地表平均气温明显增加，升温幅度约为0.5～0.8℃，比全球同期平均值略强;从全国平均来看，近100年和近50年的降水量趋势不明显，但1956年以来出现了微弱增加趋势;近50年来中国主要极端天气气候的频率和强度出现了明显变化，寒潮频数显著下降，华北和东北地区干旱趋重，长江中下游地区和东南地区洪涝加重［7］。

2007年1月，中华人民共和国科学技术部、中国气象局和中国科学院等部委联合发布了《气候变化国家评估报告》，系统总结了我国在气候变化方面的科研成果，评估了在全球气候变化背景下中国近百年来的气候变化观测事实及其影响，预测了21世纪的气候变化趋势。该报告预测，21世纪我国气候变化将呈现以下趋势［7］:

(1)气候变暖趋势不可避免。21世纪中国地表气温将继续上升，其中北方增温大于南方，冬春季增温大于夏秋季。气候模式模拟结果表明:与2000年比较，2020年中国年平均气温将增加1.1～2.1℃，2030年增加1.5～2.8℃，2050年增加2.3～3.3℃;降水量也呈增加趋势，预计到2020年，全国平均年降水量将增加2%～3%，到2050年可能增加5%～7%。降水日数在北方显著增加，南方变化大。

(2)气候变率增大。HadCM2模式模拟结果表明，在CO21%增长率情景下，2020年、2050年和2080年增温最大的月份与最小月份之差分别可达到0.8℃、1.0℃和1.3℃;在CO20.5%增长率情景下，虽然极端值的差别没有1%情景下的差别那样明显，但是也可以明显看出季节之间增温的幅度增大。随着温室气体浓度的增加，地面气温增量的年较差也不断增大。与地面气温增量的季节变化类似，降水量变化的年较差也随着温室气体浓度的增加而不断增大。

(3)极端天气气候增加。未来中国的极端天气气候发生频率可能出现变化。区域气候模式的预估结果表明，中国地区的日最高和最低气温都将升高，但最低气温的升高更为明显，气温日较差将进一步减小。未来南方的大雨日数将显著增加，暴雨天气可能会增多。

(二)气候变化对地质环境的影响

过去半个多世纪中国地质环境变化是在自然驱动因素和人为驱动因素共同作用下的结果。由于人类活动变化的剧烈性和持续性，地质环境变化更多地表现为人为驱动因素作用下的结果。气候变化所造成的地质环境变化，往往为人类活动干扰所掩盖，为研究工作带来了极大困难。目前，关于气候变化对环境影响的研究刚刚起步，定量评估方法和结果还存在很大的不确定性［7］。根据未来中国气候变化趋势，可以推断出对地质环境的可能影响，主要包括以下几个方面:

(1)大雨日数与强降水的增加，可能会诱发更多的突发性地质灾害。滑坡、崩塌、泥石流等突发性地质灾害主要是由暴雨所诱发的。据全国县、市地质灾害调查统计，暴雨所诱发的滑坡占所调查滑坡总数的90%，暴雨所诱发的崩塌占所调查崩塌总数的81%［8］。滑坡、崩塌、泥石流等突发性地质灾害发生频次与强降水呈正相关关系。区域气候模式模拟结果表明，在2070年前后，中国南方地区在温室效应作用下，大雨日数将显著增加，特别是在东南地区的福建和江西西部，以及西南地区的贵州和四川、云南部分地区，未来暴雨发生的天气会增多(表5-1)。强降水增多的地区，多是突发性地质灾害中、高易发区。所以，未来暴雨诱发的突发性地质灾害在一些地区可能呈现出增加的趋势。

表5-1 区域气候模式模拟的2070年中国各大区平均降水变化表单位:%

资料来源:据《气候变化国家评估报告》

(2)极端天气气候的增多，可能会导致对地下水的依赖程度增加。模拟结果表明，未来50～100年，北方部分省份(宁夏、甘肃、陕西、山西、河北等)多年平均径流深减少2%～4%，南方部分省份(湖北、湖南、江西、福建、广西、广东、云南等)增加24%，北方水短缺现状还将继续。对未来气候变化趋势的预估，未来20年中国夏季降水存在着由南涝北旱型向南旱北涝型转变的可能性。未来气候变率的增大和干旱、洪涝等极端天气气候的增加，可能对现有的水供给格局形成挑战，经济社会的水保障程度相应地受到影响。由于地下水时空分布具有相对广泛、均衡的特点，在降水与地表水变数增加的情况下，经济社会对地下水的依赖程度可能会有所增加，开地下水所诱发的地质环境问题亦随之增加。2009年秋至2010年春西南地区长达5个多月的干旱灾害，证实了这种可能性的存在。旱灾波及云南、贵州、广西、四川、重庆西南5个省(区)，旱情持续时间之长、受灾面积之大、影响范围之广，为百年一遇。以云南省为例，2009年7月1日至2010年1月20日，平均降水量比多年同期偏少了29%，为气象观测记录以来同期最少降水量［9］。为解决旱灾造成的人畜饮水困难，各地启动了抗旱找水打井工作。据国土部统计，截至2010年6月，国土系统在云南、贵州、广西3省(区)的26个市(州)156个县(区)，共完成2703眼，成井2348眼，累计日出水量36×104m3，解决了520万人饮水问题［10］。入汛以后，南方连续出现了8次大范围强降雨过程，广西大部、湖南南部、广东、福建、江西等地局部出现雨，降水量比往年多5成以上。受长时间干旱和短时间多次强降雨的作用，广西、四川、江西等地出现了多个“天坑”［11］。中国地质调查局经过调查认为:这些“天坑”实际上是地面塌陷，主要发生在岩溶区，因长期干旱、强降雨等气候因素和工程建设、地下水抽等人为活动引发形成。

(3)受海平面上升和极端气候影响，海岸带地质环境恶化风险加大。中国沿海海平面近50年来总体呈上升趋势，平均上升速率约为2.5mm/a［12］。据预测，未来气候变暖，入海河流水量的减少，将加重河口盐水入侵，海平原上升和入海河流泥沙量的减少，将加剧海岸侵蚀，黄河三角洲增长减缓，甚至衰退，海岸低地被淹的范围将可能增加［13］。海岸带是中国人口密集、经济发达的地区，应对全球变化对地质环境造成的负效应，应及早未雨绸缪。

地理区域变化是什么意思

色林错所在区域气候变化与全球气候变化的趋势相一致，年平均气温都呈现显著上升的趋势。在该区域内有申扎、班戈两个气象站，达桑对1961-2008年中国气象局发布的关于这两个气象站的地面气候资料进行分析，结果发现该区域近50年来的年平均气温以0.4℃/10a的速率显著升高。

并且近年来气候变暖的趋势愈加明显，申扎县1991-2000年10年间的平均气温为0.2℃，2001-2010年10年间的平均气温为0.8℃，气温升高了0.6℃之多。在气温升高的影响下，冰川融化速率呈现逐渐加剧的趋势。杜鹃等人对色林错流域的冰川变化特征进行了研究，结果表明1990-2011年间，色林错流域冰川总面积由277.01平方千米减少至242.25平方千米，20年左右减少了34.76平方千米，退缩比例达12.55%，年均退缩面积1.66平方千米。

由于色林错的三条主要径流——扎加藏布、扎根藏布与波曲藏布的主要补给源为冰川融水，所以随着色林错流域内冰川的持续加速融化，当前径流量处于水量增多的阶段。

这句话是指一个地理区域在时间上或者空间上经历了变化。

地理区域变化可以是自然的，例如气候变化、地质作用等；也可以是人为的，例如城市扩张、农业活动的扩展等。

地理区域变化对环境和社会有着深远的影响。在自然方面，地理区域变化可能会导致生态系统失衡、水源减少、土地退化等问题，影响生物多样性和生存环境。在社会方面，地理区域变化可能会导致城市化、土地开发等问题，影响人类的生产和生活方式。