高原湿地发育的气候驱动

高原湿地起源

高寒气候是高原湿地形成的驱动力，也是高原湿地形成的基础。因为水分与热量直接影响着沼泽植物种类组合及其生长发育、植物残体的分解量、分解强度和泥炭物质聚集。高原湿地生态系统在漫长的气候条件变动的情况下，不断发生迁移与演化。新生代以来，全球和青藏高原地区发生的多次冷暖交替，冰期和间冰期的反复出现，以及高原本身多次抬升与夷平的相互交替，成为湿地生态系统演化的重要驱动力。
青藏高原具有气候地带性特征。气温和降水随海拔高度的增加而变化，在水平方向上自南向北可以划分出热带、亚热带、高原温带、高原亚寒带和高原寒带等气候带。青藏高原的动力和热力作用是造成高原独特气候的重要原因，其中太阳辐射是青藏高原动力和热力作用的主要能量来源。它不仅对该地区气温、气候和天气类型有重要影响，而且是形成高原特有生态现象的主要能量来源。青藏高原太阳总辐射量是全国太阳总辐射值最高的地区。太阳总辐射量与年降水有一定的关系。一般降水季节，云量多，太阳总辐射偏少，气温日较差大，年较差小。最高气温分布在雅鲁藏布江大拐弯以南地区和横断山区的三江流域地区，年均气温分别为 18℃和 12℃；气温最低的地方分布在高原内部，藏北高原、巴颜喀拉山的玛多和清水河以及祁连山的托勒，1 月平均气温低于－18℃，极端最低温度为－41℃。青藏高原上降水的分布受西南季风的影响， 不同地区降水量相差悬殊，最大降水量地区的降水量与最小降水量地区的降水量相差 200 ～ 300 倍。西藏东南部的平均降水量在 4000mm 以上，其中巴昔卡年降水量达 4500mm，是我国降水最多的中心之一。由此逐渐向高原西北部地区减少，到柴达木盆地的西北部年降水量只有 200mm 左右。整个藏北高原年平均降水量仅为 300 ～ 500mm。由此可见，高原各地区降水季节分配极不均匀，雨季和旱季分异非常明显。除喜马拉雅山南坡雨季（6 ～ 9 月）降水量占年降水量的 60％左右外，高原其他地区一般雨季降水量占年降水量的 90％左右。高原降水的日变化也非常明显，降水常常伴随着夜幕降临悄然而至，夜雨率达 50％以上。科学研究表明夜雨有利于各种植物的生长。
青藏高原寒冷湿润的气候特征造就了大面积的高寒湿地，其中若尔盖高原以及长江、黄河、怒江等江河源区的湿地分布面积最大。

青藏高原多年平均降水分布图

青藏高原多年平均气温分布图

高原湿地成长的地貌摇篮

高原湿地起源

山地地貌为高原湿地的形成和发育提供了生存空间，一般低洼地区（如盆地、洼地）比丘陵和高地更有利于沼泽发育，因为负地貌有利于水的汇聚，不利于水的排泄，成为湿地发育的理想场所。不同地貌类型对湿地的形成和发育有着不同的影响。
山地、高原是我国沼泽发育的重要地貌类型。我国是一个多山的国家，山地、丘陵约占国土面积的 2/3。全国地势西高东低，形成三大阶梯。 西南部耸立着号称世界屋脊的青藏高原， 平均海拔在4500m以上，为我国第一级阶梯；中部为由内蒙古高原、黄土高原、云贵高原和一系列高大山地组成的第二级阶梯；在大兴安岭、太行山、巫山、雪峰山以东，主要是由东北平原、华北平原、长江中下游平原和低山丘陵为主构成的第三级阶梯。
位于第一级阶梯的青藏高原地貌类型多样， 既有高大的山脉， 又有高原湖盆、 山原湖盆、谷地和高山深谷等多种特殊的地貌类型。青藏高原面及其四周边缘有一系列东西向和南北向巨大高山山脉。东西向山脉占据了青藏高原的大部分地区，从北到南有阿尔金山－祁连山、昆仑山、巴颜喀拉山、喀拉昆仑山、唐古拉山、冈底斯山、念青唐古拉山和喜马拉雅山。除祁连山山顶海拔在 4500 ～ 5500m 以外，其余山脉山顶都在海拔6000m以上。南北向山脉主要分布在高原东南部和横断山地区，自西向东有伯舒拉岭、他念他翁山、宁静山、大雪山和龙门山－夹金山－大凉山。这些山脉山顶海拔多在4500～7000m。这些山脉成为整个青藏高原地区的地貌骨架，控制着高原地区地貌的基本格局，进而也控制着整个高原地区生态系统的空间分布格局。青藏高原面为小起伏高山、高海拔丘陵和宽谷盆地的组合体，小起伏高山和高海拔丘陵为不同时代的地形面，而宽谷盆地主要为第四纪的堆积面。在青藏高原形成过程中，因后期内外营力的作用，使高原面有不同程度的变形，整个高原地势由西北向东南倾斜，地处腹地的羌塘高原面保存较好，而处在高原边缘的横断山脉地区为残留的平坦山顶面。山地剥蚀形成的夷平面地表平坦，排水不畅，深厚的风化壳阻碍水分下渗，造成地表过湿或发生积水，形成有利于沼泽发育的环境。横断山区一些沼泽发育在第三纪形成的夷平面上。山地、高原中多发育封闭或半封闭的山间盆地，盆地内地势平坦，排水不畅，且多有地下水出露补给盆地，使盆地内汇集地表水和地下水，发生沼泽化过程。如青藏高原东北隅的若尔盖高原就是川西北高原内发育的断陷盆地。由于高原盆地内湿地形成发育的环境比较稳定，湿地发育条件能够长期保持，因而发育泥炭沼泽并积累较厚的泥炭层。
冰川地貌和冻土地貌是沼泽形成、发育的有利地貌。青藏高原、长江、黄河河源区沼泽的形成、发育多与冰川、冻土地貌有密切关系。冰川，尤其是大陆冰川退缩后，在原冰川发育区留下了一系列冰蚀、冰积地貌，具体地貌类型为冰斗、围谷、槽谷、冰蚀洼地等低洼地貌。这些地貌底部堆积大量冰碛物，透水性能不好，形成隔水层，成为湿地形成发育的温床。青藏高原上现代冰川分布广泛，冰川地貌普遍发育，现有冰川面积达 1168.18km2，特别是唐古拉山北坡有各类山谷冰川 520 条，占青藏高原冰川总数的 82.9%，冰川一方面塑造有利于沼泽发育的地貌，另一方面又以融水补给冰川洼地使地表长期稳定积水或土壤过度湿润，从而发育沼泽。冻土层形成的区域性隔水层阻碍了冰雪融水的下渗，冻融作用又使地表形成冻融洼地，有些地方冻土融化后，地表下陷形成热融湖，在这些谷地洼地、热融湖区经常有积水或土壤过湿，以致发生区域性沼泽化现象。在冻土地貌区沼泽分布十分广泛，不仅在河漫滩、阶地上发育沼泽，在整个宽阔的浅平谷地中，甚至分水岭上都有沼泽。

高原湿地形成的地质骨架

高原湿地起源

地质构造是地貌发育的基础，地壳运动造成的大规模褶皱、断裂等主要构造形态以及与之相伴的隆起和坳陷，控制着地貌的主要发展方向和平面格局，进而影响湿地的形成和发育。大断裂带之间或两组断裂带之间往往有利于湿地的形成和发育。因为断裂带之间容易发育成断陷盆地，在盆地内常常形成较平坦的沉积平原，有利于地表水汇集，形成湿地。地壳运动的形式对湿地的形成发挥着至关重要的作用。新构造运动缓慢下沉时，或保持相对稳定的速度下沉时， 对地面的侵蚀作用减弱， 在地面平坦或低洼地段， 由于不利于把水分排出去，形成地表过湿或薄层积水的环境，促使湿地成长发育；而当新构造运动上升时，由于强烈的侵蚀作用，导致地下水位下降，地表自然疏干，不利于湿地的形成。
青藏高原平均海拔 4000m 以上，是我国大陆地势上最高的一级台阶，也是地球上最高的一级地貌台阶，有“世界屋脊”之称。它既是一系列巨大山系和辽阔的高原面的组合体，也是近 300 万年来大面积强烈隆起的巨大的构造地貌单元。4000 万年以前，在现今青藏高原范围的南部还是一片汪洋大海，科学命名为古地中海，又名特提斯海（洋） 。目前对当时这一海洋的大小还有不同的认识。近年来根据新的研究成果，这个洋的深水部分宽度至少在 1500km 以上，如果再加上两侧宽阔的大陆架，洋面总的宽度可达数千千米。在北部，那时还有一些残留的海湾伸向陆地内部，如昆仑山北缘、塔里木盆地的西南缘和南天山的西南缘。可见高原北部当时虽已是陆地，但海拔并不高，濒临海洋，河流和湖泊纵横交错，属濒海平原到丘陵盆地面貌。那时青藏高原还没有形成，西藏南部还被海水所淹没着。根据古地磁的研究成果，现在的喜马拉雅地区当时还处于赤道附近，在 4000 万年前快速向北漂移，才与亚洲大陆碰撞相连接，青藏高原这块陆地从此诞生了。地球已有 46 亿年的历史了，而青藏高原地区仅在 4000 万年以来才形成统一的陆地，后经逐步抬升才形成我们今天所看到的高原面貌。由此可见，青藏高原形成于地球历史最晚时期的今天，她的成长历史还十分短暂而年青，直到现在还在继续发育成长。
青藏高原在近几百万年以来经历了大幅度强烈隆起抬升，其间也有相对沉降区，形成许多较大的山原宽谷地，如高原东南部的长江、黄河河源区，四川西北高原中的若尔盖山原宽谷区，以及那曲山原宽谷区等，这些新构造运动下降区是青藏高原湿地的重要分布区。新构造运动对青藏高原湿地的控制作用以若尔盖高原湿地最为典型。
在区域大规模上升运动中，沿老断裂带发生区域性断陷，而后又发生不均衡的相对下降而形成的昆明构造盆地以及黔西一些构造——岩溶盆地，这些地区都是沼泽的广泛发育区。