氣候變化對青藏高原植被生態系統的影響研究進展

曹曉云，周秉榮，周華坤，喬 斌，顏玉倩，趙 彤，陳 奇，趙慧芳，于紅妍

（1.青海省氣象科學研究所，青海 西寧 810001；2.青海省防災減災重點實驗室，青海 西寧 810001；3.青海省氣象局科技與預報處，青海 西寧 810001；4.中國科學院西北高原生物研究所，青海省高寒區恢復生態學重點實驗室，青海 西寧 810001；5.祁連山國家公園青海服務保障中心，青海 西寧 810001）

引 言

青藏高原平均海拔約4500 m，是世界上最高的獨立地貌單元，有著“世界屋脊”、“第三極”和“亞洲水塔”之稱，其熱力和動力作用對區域與全球氣候有重要調節［1］，對氣候系統穩定、水資源供應、生物多樣性保護等具有重要的生態安全屏障作用［2-3］。高原植被復雜多樣，水平自然帶自東南向西北依次為森林、草甸、草原和荒漠，垂直自然帶由海洋性濕潤型遞變為大陸性干旱型，從喜馬拉雅山南側的熱帶雨林和常綠闊葉林向北相繼更替為針葉混交林、暗針葉林、灌叢、草甸以及高山永久冰雪帶，是中國最完整的山地自然景觀垂直帶譜［4-5］，也是生物物種基因庫和生物多樣性保護地［6］。

作為氣候變化的“敏感區”和“啟動區”、生態環境變化的“指示器”和“調節器”、全球變化的“驅動機”和“放大器”［3，7］，氣候的微小波動就會強烈影響高原生態系統，從而改變高原生態系統的格局、過程與功能［6］。近60 a 來，全球變暖問題在青藏高原尤為突出［8-11］?！吨袊鴼夂蜃兓{皮書（2020）》［12］指出：1961—2019年，高原氣溫平均每10 a 升高約0.37 ℃，升溫速率為全球的近2倍，而年降水量平均每10 a 增加約10.40 mm，這勢必影響高原生態系統。作為陸地生態系統最活躍的組分，植被能夠很好地響應氣候變化。因此，氣候變化對植被生態系統的影響引起了廣泛關注，目前已通過野外調查、臺站觀測、遙感監測、控制試驗與模型模擬等方式獲取了大量有價值的研究成果［13-16］。但是，由于各研究采用的數據源不同、選取的時空范圍不一，加之對植被生態系統與氣候變化的相互作用研究不夠深入，仍然存在一些需亟待解決的問題。

本文梳理總結了高原氣候變化狀況，歸納了氣候變化對高原植被生長狀況、物候、凈初級生產力、生物量碳庫、多樣性等植被生態系統參量影響的現有研究成果，并進行了討論與展望，以期進一步厘清青藏高原植被生態系統對氣候變化的響應，為開展青藏高原生態安全屏障建設、保證青藏高原生態安全提供科學依據。

1 高原氣候變化特征

1.1 氣 溫

青藏高原多年平均氣溫在-6.50～12.90 ℃之間，且自東南向西北逐漸降低，東南部氣溫較高，西北部和中部氣溫較低。在氣候變暖背景下，1961—2019年青藏高原地表氣溫平均每10 a 升高0.37 ℃［12］，其中1979—2018年高原整體升溫率為0.46 ℃·（10 a）-1，高于中國、同緯度及全球平均水平，存在“高原變暖放大效應”（圖1）［17-19］。高原北部變暖最為顯著，尤其柴達木盆地增溫率最快［13，20］。此外，高原增溫率存在明顯的季節差異，冬季增溫最顯著，尤其是西南部和中部江河源區（念青唐古拉山—唐古拉山—巴顏喀拉山—阿尼瑪卿山）［21］；高原增溫存在顯著的年代際變化特征，1982—2000年為緩慢增溫時段，2001—2010年為顯著增溫時段，而2010年之后增溫有所減緩，增溫率低于北半球平均［22］。

海拔是影響氣溫變化的重要地形因子，高原變暖存在“海拔依賴現象”（圖1）［23-25］，高海拔比低海拔地區增溫更劇烈［25-26］，高原海拔依賴型變暖可能在未來氣候變化情景下將持續增強［27］，但高原海拔依賴型變暖的主要物理機制還未達成共識［24］。

圖1 青藏高原變暖放大效應和海拔依賴型變暖的物理機制示意圖（引自文獻［17］）Fig.1 Schematic diagram of the physical mechanisms controlling the profile of warming amplification and elevation dependent warming in the Tibetan Plateau （cited from literature ［17］）

1.2 降 水

受季風和地形影響，青藏高原降水空間差異顯著，多年平均降水量為50.0～2000.0 mm（整體平均約472.4 mm），且自東南向西北遞減［28-29］。近幾十年來，高原降水量總體呈增多趨勢，氣候傾向率為10.40 mm·（10 a）-1（1961—2019年），高原整體趨于濕潤［12，30］，但20世紀80年代后降水量總體增加不顯著［31-32］。降水量變化的空間格局差異較大，高原中部和北部干旱半干旱地區降水量增加顯著，而東南部和南部濕潤區則呈減少趨勢（圖2）［31］。高原四季降水量均表現出增多趨勢，但春季降水量增幅最大［33］。另外，從雨季起訖期來看，1961—2017年高原雨季開始期平均每 10 a 提前1.4 d，結束期推遲0.8 d，雨季延長2.2 d，降水量增加6.5 mm，且雨季降水極端性增強，2007年以后表現尤為明顯，2007年前后中雨日數、1日最大降水量、強降水量和降水強度分別增加1.0 d、9.3%、16.9%和0.4 mm·d-1［34］。預測結果表明，未來高原東部的祁連山區、柴達木盆地東部、青海湖流域與長江源區極端降水事件將明顯增加，高原中西部地區發生強降水的可能性亦增大，而高原東南邊緣的干旱事件將增多［31，35］。

圖2 1961—2015年青藏高原年降水量變化空間分區（引自文獻［31］）（a）變化趨勢；（b）波動特征Fig.2 The spatial division of annual precipitation change in the Tibetan Plateau from 1961 to 2015 （cited from literature ［31］）（a） variation trend，（b） fluctuation characteristics

總體而言，高原東南部呈暖干化、西北部呈暖濕化的態勢。然而，由于高原西部尤其是藏北高原氣象臺站稀少，長時間序列的5000 m 以上臺站觀測資料十分有限，該地區的氣候變化特征還需進一步論證。

2 高原氣候變化對植被的影響

2.1 植被覆蓋度與NDVI

歸一化植被指數（normalized difference vegetation index，NDVI）是有效反映綠葉密度、光合有效輻射及累積生物量等參數的重要指標，廣泛應用于大尺度地表植被覆蓋和生長狀況監測研究［36-38］。研究表明，1982年以來青藏高原植被在整體改善背景下存在局部退化態勢，改善面積占比67.7%～75.0%，顯著改善面積占比30.0%左右，主要分布在高原中東部，而高原西部、南部和東北部的部分地區呈退化趨勢［39-41］。

高原氣溫、降水及高寒植被生長限制因子的空間差異導致植被變化趨勢存在顯著的時空異質性，且不同植被類型在不同階段的表現不同［41-42］。其中，1982—2006年，低覆蓋度的植被改善，高覆蓋度的植被退化；針葉林、闊葉林的覆蓋度下降，其他類型植被的覆蓋度上升［43］；濕潤半濕潤及部分半干旱地區植被改善，半干旱和干旱地區植被退化［44］?；谧兓c檢測分析發現，1982—2012年高原58.9%的區域植被狀態趨于穩定，32.3%的區域植被變化顯著，植被改善面積大于退化面積，中東部植被呈改善趨勢，西部植被略有退化趨勢，而南部和東北部植被退化趨勢明顯［45-46］。1982—2020年，高原植被NDVI 整體呈顯著波動增加趨勢，每10 a 增加0.006［41］（圖3）；在季節尺度上，四季NDVI均呈增加趨勢，春、秋季增加尤為顯著；荒漠、草原、草甸和森林植被NDVI 也表現出波動增加趨勢，但不同類型植被的階段性變化規律有所不同［47］。2000年以來，高原植被NDVI 變化存在明顯的空間異質性，大部分地區植被生長良好、NDVI 增加，局部地區有所退化、NDVI 減小，NDVI 整體呈微弱增加趨勢［48］。其中，高寒草原、高寒荒漠NDVI 呈增加趨勢，而高寒草甸和針葉林則呈減小趨勢［49］；干旱和半干旱區植被NDVI 增加面積占比明顯大于濕潤和半濕潤區［50］。在植被改善大環境下，原有退化植被的退化程度存在進一步加重的現象［51］。

圖3 1982—2020年青藏高原植被生長季 NDVI 變化（引自文獻［41］）Fig.3 The change of vegetation NDVI in growth season in the Tibetan Plateau from 1982 to 2020（cited from literature ［41］）

氣候變化是高原生態系統變化的主控因子，青藏高原植被生長受水熱因子驅動的區域占總面積的56%［41］，氣候暖濕化對高原植被覆蓋度、NDVI 為正影響，且存在時空不均衡性。其中，濕潤區生長季植被NDVI變化主要受氣溫影響，氣溫升高促進植被生長發育；干旱和半干旱區降水對植被NDVI的影響明顯高于濕潤和半濕潤區，降水減少抑制植被生長發育［50，52］，且在干旱年份過度放牧、墾殖、樵采等人類活動會促使西部干旱和半干旱區植被嚴重退化、NDVI 顯著降低。然而，氣候因子對植被NDVI 的影響存在一定的時滯性，且響應時間存在空間差異，從當月到滯后6 個旬不等［53］。據統計，高原有超過43%的區域植被受氣候時間滯后影響［54］，聯合考慮氣候滯后與累加效應十分重要。此外，極端氣候事件也會給植被乃至整個地表環境造成嚴重后果［55］。

2.2 植被物候

物候指植物受環境影響出現以年為周期的自然生長發育節律，是氣候變化最敏感的指標之一［53］。1982年以來，高原植被物候整體呈返青期提前、枯黃期推遲、生育期延長的趨勢［29，53，56-60］，植被返青期提前和生長期延長的區域主要集中在高原東部［61］，但2000年后高原植被返青期是否有提前趨勢存在較大爭議。

1982年到1990年代中期高原植被返青期顯著提前，平均每年提前0.31～0.88 d［62-65］?？紤]非生長季對物候提取的影響，高原植被返青期在2006年前呈提前趨勢，2006年后返青期開始推遲，而1982—2012年植被枯黃期無明顯變化［62］。關于2000年后高原植被返青期是否提前？常清等［66］認為，2003—2012年高原高寒草地植被返青期呈提前趨勢。宋春橋等［67］發現，2001—2010年藏北高原約60%的草地植被返青期呈提前趨勢，枯黃期變化不明顯，生育期主要受返青期影響呈延長趨勢。SHEN 等［15，68］認為，2000—2011年高原東北部氣溫上升、降水增加引起返青期提前，而西南部降水減少引起返青期推遲，返青期整體無明顯變化趨勢?？讝|東等［69］通過偏最小二乘法回歸分析發現，高原植被返青期轉折發生在1997—2000年，枯黃期轉折發生在2004—2007年，生育期轉折發生在2005年左右，轉折前每10 a 返青期平均提前2～3 d、枯黃期平均延遲1～2 d、生育期平均延長1～2 d；轉折之后返青期推遲趨勢的顯著性水平僅為0.1，而枯黃期、生育期的變化趨勢不顯著（圖4）。整合NDVI 的3 種長序列數據集（GIMMS、SPOT-VGT 和MODIS）發現，結論爭議較大的原因是2000年后的GIMMS NDVI 數據存在嚴重的質量問題［70］?？梢?，遙感數據的時空尺度差異導致高原植被物候分析結果產生偏差，2000—2006年GIMMS NDVI 數據質量問題影響了高原長序列物候期監測結果的準確性［61］。近年來，高原植被返青期提前及枯黃期推遲現象有所減緩甚至出現逆轉［71-73］，2001—2017年植被返青期、枯黃期整體分別以3、1 d·（10 a）-1的速率呈推遲趨勢［73］。樹木年輪數據結果顯示，1960—2014年高原植被返青期和枯黃期每10 a 分別提前2.8 d 和推遲3.3 d［74］，證實了氣候變化影響下高原植被返青期提前、枯黃期推遲、生育期延長的事實，但高原植被物候分布和變化趨勢在不同海拔和坡向上的差異十分顯著，高海拔植被的變化趨勢比低海拔更為復雜［75-77］。

圖4 青藏高原物候指標突變前后趨勢及全部年份整體趨勢（引自文獻［69］）Fig.4 The phenological metrics’ trend before and after turning points and trends of the whole research period in the Tibetan Plateau （cited from literature ［69］）

由于植被物候對氣候變化的響應并非線性相關，加之地形復雜的高原各地區氣候條件與變化程度不同［75-77］，氣候變化對植被物候的影響機制眾說紛紜。SHEN 等［68］認為，21世紀初高原西南部植被返青期推遲與印度季風減弱導致的該地區降水量減少密切相關。而YU 等［62］則認為，返青期推遲可能是冬季增溫減弱了春化作用，進而導致2000年后春季返青期推遲。此外，不同于北半球高緯度大部分地區植被返青期主要受白天溫度變化的影響，高原植被返青期與夜間溫度的關系更為顯著［15］；極端天氣也會影響植被物候期，霜凍對高原植被返青期和枯黃期的影響程度最大、范圍最廣，霜凍日數增加有利于高原植被提前結束生長以躲避不利環境的損害［47，78］；冬季積雪增多會導致次年春季土壤水分增加，有利于高原植被返青期提前［79-80］。

2.3 植被凈初級生產力

植被凈初級生產力（net primary productivity，NPP）定義為單位面積及時間內綠色植物通過光合作用積累的有機物數量，是衡量植被群落在自然條件下生產力、陸表生態系統健康狀況以及判定碳匯和碳源的核心指標［81-82］。青藏高原植被NPP 多年平均約0.21 PgC，占中國總量的10%左右［81］。1982年以來，高原植被NPP 變化存在較大的空間差異，顯著增加區主要分布在祁連山南部和念青唐古拉山北部高寒草甸區［14，82］，而藏北高原、西藏“一江兩河”和三江源中西部地區則呈下降趨勢［14］，但整體呈顯著增加趨勢［14，83-85］，且2000年后增速減緩［13］。研究發現，1990—2013年潛在的NPP 整體呈平穩上升趨勢，人類活動影響下1993年以前NPP 為負值，之后均為正值，即1994年后實際的NPP 持續大于潛在的NPP（圖5），尤其在2000—2002年［13］，表明恢復措施對高原植被的改善已初見成效。

圖5 1990—2013年青藏高原植被凈初級生產力年際變化（引自文獻［13］）Fig.5 Inter-annual variation of vegetation net primary productivity in the Tibetan Plateau from 1990 to 2013 （cited from literature ［13］）

此外，1980年以來高原不同植被類型NPP 增加幅度不同，荒漠增幅最大，其次是草甸、草原、森林和灌叢［86］。2000年以來高原植被NPP 整體表現高位波動增加態勢，植被NPP 重心總體向西南方向移動，表明西南部植被NPP 在增量和增速上大于東北部［13，87-89］。單點和典型區域的植被NPP 表現出一致態勢。1961年以來，三江源區植被NPP 整體呈顯著上升趨勢，氣溫升高導致該區域植被NPP 增加［90］，其中五道梁地區植被NPP 整體也呈顯著上升趨勢，這主要是氣溫升高引起的生育期延長及生物量快速增長所致［91-92］。

總體上，氣候變化主導著高原大部地區植被NPP 的變化［79］。然而，植被生長變化是多因子共同作用的結果，其定量化歸因研究仍是難點，關鍵影響因素一直存在爭議，但大部分研究認為氣溫、降水和干旱的影響較深［93-94］。積溫是影響植被生長發育的主要氣象因子，是決定高原植被NPP 的基礎［95］。相對于夏季，春、秋季增溫對高原植被生產力的促進作用更強［63］。在降水匱乏的高原干旱半干旱區，植被生產力變化的主導因子是降水，而在降水充沛的高原濕潤和半濕潤區，主導因子則為氣溫［96］。極端干旱對植被生長有明顯抑制作用，嚴重影響了植被生理和土壤微生物活性，進而降低植被生產力［97］，甚至導致植被死亡［47］。

2.4 植被生物量碳庫

植被生物量是地表碳循環的重要組成部分和土壤碳庫的主要輸入源［98-99］。凈生態系統生產力（net ecosystem productivity，NEP）表征了陸地生態系統與大氣之間的凈碳交換，是定量評價陸地生態系統碳源/匯的重要指標［100］，廣泛應用于碳循環研究中。高原植被生物量的平均碳密度約為223 gC·m-2，碳庫約為277 TgC［101］。1982年以來，高原植被生物量碳庫呈波動增加趨勢，總體表現為碳匯，但存在明顯的區域異質性，其中高寒草甸草原增加顯著，其他草地類型增幅較小，部分地區有所下降［101-103］。

由于高原土壤極大的空間異質性，加之不同估算模型的差異及模型對生態系統呼吸反演參數和土壤碳循環理解不足，目前高原植被生物量碳庫的研究仍存在較大不確定性［104-105］，且長時間序列變化及響應研究也相對薄弱，多集中于草地［106-107］。研究表明，高原植被碳儲量因土壤和植被類型而存在較大的空間異質性［108］，碳密度整體呈東南高、西北低的空間格局［108-109］；2000年以來，高原植被碳匯功能逐漸增強，平均每年固碳量約-3.20～64.42 TgC，整體呈平穩上升趨勢［103］。其中，2001—2015年高原草地碳匯區面積約86.38萬km2，約占高原總面積的57.3%，草地NEP 整體呈波動增加趨勢，增速為0.53 gC·m-2·a-1［圖6（a）］，但高原東部增加趨勢明顯，而中部和西南部減少趨勢明顯［110］，草地退化［111］和土地利用格局變化［112］引起了高原植被有機碳釋放［圖6（b）］。由通量觀測站數據構建的草地NEP估算模型也表明，2001—2010年三江源區草地NEP具有較大的空間異質性，大部分地區表現為碳匯，NEP 平均為41.8 gC·m-2，整體呈波動增加趨勢，增速為5.4 gC·m-2·a-1［110］。優化后的CLM4.5 模型模擬結果顯示，1970—2010年高原植被碳儲量整體呈下降趨勢，2006年出現轉折后開始輕微上升，且自西北向東南呈先降后升的分布趨勢；預計2020—2050年，除南部闊葉林外，高原植被碳儲量整體呈持續上升趨勢，增速為4.2 gC·m-2·a-1［105］。

圖6 青藏高原2001—2015年草地生態系統NEP的變化趨勢（a）（引自文獻［110］）和不同類型植被碳儲量（b）（改自文獻［112］）Fig.6 The change trend of NEP in grassland ecosystem from 2001 to 2015 （a） （cited from literature ［110］） and carbon storage of vegetation with different types （b） （modified from literature ［112］） in the Tibetan Plateau

氣候變化主要通過溫度、降水的變化影響植被生產速率、凋零速率及微生物活性，改變地表凋零物和土壤有機碳的分解速率、土壤呼吸速率，進而影響土壤碳的蓄積過程［113］。然而，不同類型草地生態系統的碳循環過程對溫度和降水變化的響應有所差異，高寒草甸的碳循環過程對溫度變化的響應更敏感［114］，而高寒草原的碳循環過程對降水變化的響應更敏感［115］。相比高寒草原，高寒草甸受干旱脅迫影響較小，升溫引起的高寒草甸植被生產力增量更大，進而導致更多植被固定的有機碳輸入到土壤中［116-117］。植被生產力的增加是高原主要的碳匯機制［79，118］，水熱匹配是氣候變化過程中植被碳積累過程的關鍵驅動因素［119］。隨著氣候變化的影響，高原碳匯總體表現為增加［119］，但升溫引起土壤有機碳分解速率加快［120］，致使高原草地碳儲量增加不顯著。此外，植物物候對碳積累也有重要影響［121］，長期圍封不利于高原高寒草甸植被碳儲量的積累，尤其不利于地下根系碳儲量的固存［122］。盡管目前已有不少有關植被生物量碳庫的研究，但氣候變化對高原不同植被類型生態系統碳源/匯動態的影響仍不明確［123-124］。

2.5 植物多樣性

生物多樣性給人類提供基本的生活環境和豐富的資源［125-126］，而氣溫和水分的動態平衡則決定著植物多樣性分布格局［127-128］。氣候變化對生態系統水熱條件影響顯著，是導致生態系統物種組成和群落結構發生變化的主要原因之一［129-130］。近年來，高原植物多樣性發生急劇變化［131］。盡管研究結果不盡相同，但氣候變化顯著影響了高寒草地植物群落、物種組成和植物多樣性的事實毋庸置疑。

受氣候變化影響，青藏公路124 道班的華扁穗草群落被適應干旱環境的矮嵩草群落替代，而原先的矮嵩草群落則慢慢演變成高山嵩草群落，且在進一步干旱化后形成沙生薹草群落［132］。野外增溫模擬試驗表明，增溫會使高原植物群落物種豐富度快速降低26%～36%［127］，尤其是高寒草原，但增溫對高寒草甸群落多樣性無顯著影響［133］，如海北高寒草甸植物物種多樣性隨增溫呈先增后減的變化趨勢，草甸、灌叢群落的物種數量分別減少7%、30%［134-135］；在高原腹地典型的高寒草甸和沼澤草甸區，適度增溫導致3個物種的重要值上升、5個物種的重要值下降，而過度增溫則使物種趨于單一化［135-136］。然而，長期（10 a）的海拔梯度移栽試驗分析發現［137］，由于物種滋生的數量大于消失的數量，增溫和降溫均有利于高寒草甸植物物種豐富度的提高，這種效應取決于伴隨氣候變化的物種特性和數量。研究認為，氣候變化可能導致21世紀全球植物多樣性迅速降低［138］，但長期來看物種豐富度會通過定居（散播和種子庫）和競爭性釋放（優勢物種轉移）的結合而恢復［139-140］。由此可見，氣候變化顯著改變了高原植被物種組成和群落結構，進一步影響植被群落的重組和更替［140］，但未必會導致區域植物多樣性的下降［141］。由于增溫方法不一且研究時間普遍較短，研究結論還需進一步完善。

氣候變化影響著高原植物群落的物種組成和多樣性，從而改變了植被群落的結構和功能［4］。然而，氣候變化對植物多樣性的影響，目前仍是一個不斷研究和認識的過程。一方面，氣候變化引起一些敏感的生態系統發生變化，導致一些物種在局部地區消失；另一方面，氣候變化影響了高緯度和高海拔地區適應寒冷氣候的植被，升溫使得這些物種“往北走、往上走”。此外，氣候變化會引起物種間的關系發生變化，甚至會造成植被遺傳多樣性的消失［126，142-144］。

3 結論與展望

（1）近60 a來，青藏高原氣溫整體呈顯著升高趨勢，平均每10 a 升高約0.37 ℃，降水量整體呈增加趨勢，平均每10 a 增加約10.40 mm，東南部表現暖干化趨勢，西北部表現暖濕化趨勢。

（2）高原植被在整體改善背景下存在局部退化態勢，且年際波動明顯，改善面積占總面積的67.7%～75.0%，其中顯著改善面積約為30.0%，主要分布在中東部，而西部、南部和東北部的部分地區植被呈退化趨勢。高原干旱和半干旱區植被NDVI增加面積占比明顯大于濕潤和半濕潤區，但在植被改善大環境下原有退化植被的退化程度進一步加重，氣候暖濕化對高原植被覆蓋度、NDVI 為正面影響，但存在時空差異，濕潤區植被NDVI 變化主要受氣溫影響，而干旱半干旱區受降水影響更明顯。另外，氣候因子對植被NDVI 的影響存在一定的時滯性，響應時間從當月到滯后6個旬不等。

（3）高原植被物候總體呈返青期提前、枯黃期推后、生長期延長的趨勢，且存在明顯的空間異質性，返青期提前的區域主要集中在高原東部。氣候變化對植被物候的影響機制較為復雜，除氣溫和降水外，極端天氣和積雪對物候期的影響也不容忽視。

（4）高原植被NPP 整體呈顯著增加趨勢，但也存在較大的空間差異，祁連山南部及念青唐古拉山北部高寒草甸為顯著增加區域，而藏北高原、西藏“一江兩河”和三江源中西部地區則呈下降趨勢，且2000年后高原植被NPP 增加速率變緩。不同類型植被NPP 的增加幅度不同，荒漠增量最大，其次是草甸、草原、森林和灌叢。氣候變化主導了高原大部分地區植被NPP 變化，但定量化的關鍵影響因素一直存在爭議。

（5）高原植被生物量碳庫呈波動增加趨勢，總體表現為碳匯，但也存在明顯的空間異質性，高寒草甸草原增加顯著，其他草地類型增幅較小，部分地區有所下降。植被生產力增加是高原主要的碳匯機制，但不同類型草地生態系統的碳循環過程對溫度和降水的響應有所差異。由于土壤的空間異質性、不同估算模型間的差異及其對生態系統呼吸反演參數和土壤碳循環理解不足，目前高原草地生物量碳庫的研究仍存在較大的不確定性，氣候變化對高原不同植被類型生態系統碳源/匯動態影響仍不明確。

（6）高原植物多樣性隨氣候變化發生了顯著變化，盡管研究結果不盡相同，但氣候變化顯著影響了高寒草地植物群落物種組成和多樣性這一事實毋庸置疑。由于模擬增溫方法不同且研究時間普遍較短，研究結論仍需進一步完善。

氣候變化是影響高原植被生態系統變化的主控因子，且這種影響存在時空不均衡性，而人類活動增強導致的高原植被退化也不容忽視。針對高原植被退化現象，國家實施了退耕還林、退牧還草、天然林防護等一系列重大工程與生態環境保護措施，已取得了成效。然而，面對持續的氣候變化和更加脆弱的生態系統，現有研究對高原植被及其與氣候變化的相互作用仍存在一些認知上的不足，亟待去解決。

（1）現有高原植被對氣候變化的響應研究依靠的衛星遙感影像尺度單一，無法準確反映地表實際情況，加之高原西部特殊地形、氣候和環境條件使得氣象站點分布稀少，造成西部藏北高原等地區觀測存在許多盲點。此外，遙感反演及模式模擬缺乏觀測基礎，致使遙感監測和模式模擬結果難以比較。因此，未來應加強高原西部地區數據的組網觀測對比及精度驗證的遙感理論與技術研究，并強化多時空尺度的研究。

（2）當前氣候變化對高原植被的影響研究多集中于氣溫、降水與植被的相互作用分析，而極端天氣、蒸散發、土壤水分等也是影響植被分布及變化的重要因子，但多因子對植被生態系統影響的綜合量化分析仍較為欠缺，且對植被關鍵耦合機制的影響仍然不確定。因此，未來應進一步加強多種氣候因子與植被的內在機理研究，并綜合量化分析其對高原植被生態系統的影響。

（3）受高原高海拔、復雜地形以及相對落后的基礎設施影響，開展野外觀測、控制試驗與采樣調查十分艱難。因此，未來應加強團隊合作，逐步建立全域覆蓋的長期觀測網，共享數據，節約科研資源，減少不必要的重復采樣。

（4）高原植被生態系統極為敏感、脆弱，局部退化現象仍未得到有效遏制。因此，高原草地適應性管理刻不容緩，如何平衡牧民生活水平和載畜量、保障技術和資金投入是一個關鍵問題，未來需要強化部門聯動、提升生態保護修復技術、完善管理體系，加大生態保護工程建設力度和補償政策，整體提升高原應對全球氣候變化的能力。