An Introduction to Cryosphere Science
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2017
... 冰冻圈是指为地球表层连续分布且具一定厚度的负温圈层，亦称冰雪圈、冰圈或冷圈[1 ] .冰冻圈的组成要素包括冰川(含冰盖)、冻土(包括多年冻土和季节冻土)、积雪、海冰、河冰和湖冰等.冰冻圈作为气候系统的圈层之一，通过对地表能量平衡、水文循环、生态系统、地气交换及海平面变化等的重要作用，对全球气候系统变化带来强烈的反馈效应.目前，冰冻圈覆盖面积占全球陆地面积的52%~55%，占海洋面积的5.3%~7.3%.其中，山地冰川、南极冰盖和格陵兰冰盖覆盖了全球陆表面积的10%，冻土占42%~45%，积雪占1.3%~30.6%，南极海冰范围最大时占全球海洋表面积的5.2%，北极海冰范围最大时占全球海洋表面积的3.9%[1 ,2 ] . ...
... [1 ,2 ]. ...
冰冻圈科学概论
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2017
... 冰冻圈是指为地球表层连续分布且具一定厚度的负温圈层，亦称冰雪圈、冰圈或冷圈[1 ] .冰冻圈的组成要素包括冰川(含冰盖)、冻土(包括多年冻土和季节冻土)、积雪、海冰、河冰和湖冰等.冰冻圈作为气候系统的圈层之一，通过对地表能量平衡、水文循环、生态系统、地气交换及海平面变化等的重要作用，对全球气候系统变化带来强烈的反馈效应.目前，冰冻圈覆盖面积占全球陆地面积的52%~55%，占海洋面积的5.3%~7.3%.其中，山地冰川、南极冰盖和格陵兰冰盖覆盖了全球陆表面积的10%，冻土占42%~45%，积雪占1.3%~30.6%，南极海冰范围最大时占全球海洋表面积的5.2%，北极海冰范围最大时占全球海洋表面积的3.9%[1 ,2 ] . ...
... [1 ,2 ]. ...
The Third National Report on Climate Change of China
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2015
... 冰冻圈是指为地球表层连续分布且具一定厚度的负温圈层，亦称冰雪圈、冰圈或冷圈[1 ] .冰冻圈的组成要素包括冰川(含冰盖)、冻土(包括多年冻土和季节冻土)、积雪、海冰、河冰和湖冰等.冰冻圈作为气候系统的圈层之一，通过对地表能量平衡、水文循环、生态系统、地气交换及海平面变化等的重要作用，对全球气候系统变化带来强烈的反馈效应.目前，冰冻圈覆盖面积占全球陆地面积的52%~55%，占海洋面积的5.3%~7.3%.其中，山地冰川、南极冰盖和格陵兰冰盖覆盖了全球陆表面积的10%，冻土占42%~45%，积雪占1.3%~30.6%，南极海冰范围最大时占全球海洋表面积的5.2%，北极海冰范围最大时占全球海洋表面积的3.9%[1 ,2 ] . ...
第三次气候变化国家评估报告
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2015
... 冰冻圈是指为地球表层连续分布且具一定厚度的负温圈层，亦称冰雪圈、冰圈或冷圈[1 ] .冰冻圈的组成要素包括冰川(含冰盖)、冻土(包括多年冻土和季节冻土)、积雪、海冰、河冰和湖冰等.冰冻圈作为气候系统的圈层之一，通过对地表能量平衡、水文循环、生态系统、地气交换及海平面变化等的重要作用，对全球气候系统变化带来强烈的反馈效应.目前，冰冻圈覆盖面积占全球陆地面积的52%~55%，占海洋面积的5.3%~7.3%.其中，山地冰川、南极冰盖和格陵兰冰盖覆盖了全球陆表面积的10%，冻土占42%~45%，积雪占1.3%~30.6%，南极海冰范围最大时占全球海洋表面积的5.2%，北极海冰范围最大时占全球海洋表面积的3.9%[1 ,2 ] . ...
Randolph Glacier Inventory—A Dataset of Global Glacier Outlines: Version 6.0
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2017
... 根据最新全球冰川编目（Randolph Glacier Inventory，RGI 6.0[3 ] ），“一带一路”所在的欧亚大陆和非洲地区总计分布有冰川11.4×104 条，总面积20.5×104 km2 （图1 ），分别占全球山地冰川总条数（21.55×104 条）和总面积（70.57×104 km2 ）的53.07%和29.06%.其中，青藏高原及其周边地区（图1 中RGI分区13、14、15及10-4，下同）是“一带一路”的核心冰川分布区，冰川总条数和总面积分别占到“一带一路”冰川总数的85.64%和48.16%.挪威（8）及其所属斯瓦尔巴德群岛（7-1），以及俄罗斯法兰士约瑟夫地群岛（9-1）、新地岛（9-2）、北地群岛（9-3）等地区是该区域另一个主要冰川分布区，且冰川平均面积较大（条数仅占该区域总条数的5.61%），冰川总面积占该区域冰川总面积的43.24%.俄罗斯中东部地区（10-1、10-2、10-4和10-5）、欧洲阿尔卑斯山（11）和西亚地区（12）分布的冰川总面积分别占该区域冰川总面积的1.07%（总条数的4.07%）、1.02%（总条数的3.43%）和0.64%（总条数的1.65%）.而位于热带的非洲维多利亚湖周围地区（16-3）和赤道新几内亚地区（16-4）仅分别有36条和5条冰川，总面积仅为6.54 km2 . ...
Rapid disintegration of Alpine glaciers observed with satellite data
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2004
... 全球变暖背景下，“一带一路”的冰川退缩显著.对已发表的资料分析表明（将不同时期的资料通过冰川变化率的外推归并为1975—2005年的冰川变化，图2 ），欧洲阿尔卑斯山地区（11-1）的冰川面积在1975—2005年总体萎缩了近40%[4 ,5 ,6 ] ，西亚高加索地区的冰川面积也萎缩了约23%[7 ] ，而远东地区勘察加半岛的冰川面积萎缩率达到44%[8 ] .相同方法获得的挪威1975—2005年冰川面积变化相对较小，仅为-9%[9 ] .而斯瓦尔巴德群岛[10 ] 和俄罗斯北部乌拉尔山[11 ] 等地区相同时期的冰川面积萎缩达到15%以上. ...
Glacier changes in the Austrian Alps during the last three decades, derived from the New Austrian Glacier Inventory
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2007
... 全球变暖背景下，“一带一路”的冰川退缩显著.对已发表的资料分析表明（将不同时期的资料通过冰川变化率的外推归并为1975—2005年的冰川变化，图2 ），欧洲阿尔卑斯山地区（11-1）的冰川面积在1975—2005年总体萎缩了近40%[4 ,5 ,6 ] ，西亚高加索地区的冰川面积也萎缩了约23%[7 ] ，而远东地区勘察加半岛的冰川面积萎缩率达到44%[8 ] .相同方法获得的挪威1975—2005年冰川面积变化相对较小，仅为-9%[9 ] .而斯瓦尔巴德群岛[10 ] 和俄罗斯北部乌拉尔山[11 ] 等地区相同时期的冰川面积萎缩达到15%以上. ...
A new glacier inventory for the Jostedalsbreen region, Norway, from Landsat TM scenes of 2006 and changes since 1966
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2011
... 全球变暖背景下，“一带一路”的冰川退缩显著.对已发表的资料分析表明（将不同时期的资料通过冰川变化率的外推归并为1975—2005年的冰川变化，图2 ），欧洲阿尔卑斯山地区（11-1）的冰川面积在1975—2005年总体萎缩了近40%[4 ,5 ,6 ] ，西亚高加索地区的冰川面积也萎缩了约23%[7 ] ，而远东地区勘察加半岛的冰川面积萎缩率达到44%[8 ] .相同方法获得的挪威1975—2005年冰川面积变化相对较小，仅为-9%[9 ] .而斯瓦尔巴德群岛[10 ] 和俄罗斯北部乌拉尔山[11 ] 等地区相同时期的冰川面积萎缩达到15%以上. ...
Glacier change over the last century, Caucasus Mountains, Georgia, observed from old topographical maps, Landsat and ASTER satellite imagery
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2016
... 全球变暖背景下，“一带一路”的冰川退缩显著.对已发表的资料分析表明（将不同时期的资料通过冰川变化率的外推归并为1975—2005年的冰川变化，图2 ），欧洲阿尔卑斯山地区（11-1）的冰川面积在1975—2005年总体萎缩了近40%[4 ,5 ,6 ] ，西亚高加索地区的冰川面积也萎缩了约23%[7 ] ，而远东地区勘察加半岛的冰川面积萎缩率达到44%[8 ] .相同方法获得的挪威1975—2005年冰川面积变化相对较小，仅为-9%[9 ] .而斯瓦尔巴德群岛[10 ] 和俄罗斯北部乌拉尔山[11 ] 等地区相同时期的冰川面积萎缩达到15%以上. ...
Rapid glacial retreat on the Kamchatka Peninsula during the early 21st century
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2016
... 全球变暖背景下，“一带一路”的冰川退缩显著.对已发表的资料分析表明（将不同时期的资料通过冰川变化率的外推归并为1975—2005年的冰川变化，图2 ），欧洲阿尔卑斯山地区（11-1）的冰川面积在1975—2005年总体萎缩了近40%[4 ,5 ,6 ] ，西亚高加索地区的冰川面积也萎缩了约23%[7 ] ，而远东地区勘察加半岛的冰川面积萎缩率达到44%[8 ] .相同方法获得的挪威1975—2005年冰川面积变化相对较小，仅为-9%[9 ] .而斯瓦尔巴德群岛[10 ] 和俄罗斯北部乌拉尔山[11 ] 等地区相同时期的冰川面积萎缩达到15%以上. ...
A new glacier inventory for the European Alps from Landsat TM scenes of 2003: Challenges and results
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2011
... 全球变暖背景下，“一带一路”的冰川退缩显著.对已发表的资料分析表明（将不同时期的资料通过冰川变化率的外推归并为1975—2005年的冰川变化，图2 ），欧洲阿尔卑斯山地区（11-1）的冰川面积在1975—2005年总体萎缩了近40%[4 ,5 ,6 ] ，西亚高加索地区的冰川面积也萎缩了约23%[7 ] ，而远东地区勘察加半岛的冰川面积萎缩率达到44%[8 ] .相同方法获得的挪威1975—2005年冰川面积变化相对较小，仅为-9%[9 ] .而斯瓦尔巴德群岛[10 ] 和俄罗斯北部乌拉尔山[11 ] 等地区相同时期的冰川面积萎缩达到15%以上. ...
Glacier volume changes using ASTER satellite stereo and ICESat GLAS laser altimetry: A test study on Edge?ya, Eastern Svalbard
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2008
... 全球变暖背景下，“一带一路”的冰川退缩显著.对已发表的资料分析表明（将不同时期的资料通过冰川变化率的外推归并为1975—2005年的冰川变化，图2 ），欧洲阿尔卑斯山地区（11-1）的冰川面积在1975—2005年总体萎缩了近40%[4 ,5 ,6 ] ，西亚高加索地区的冰川面积也萎缩了约23%[7 ] ，而远东地区勘察加半岛的冰川面积萎缩率达到44%[8 ] .相同方法获得的挪威1975—2005年冰川面积变化相对较小，仅为-9%[9 ] .而斯瓦尔巴德群岛[10 ] 和俄罗斯北部乌拉尔山[11 ] 等地区相同时期的冰川面积萎缩达到15%以上. ...
... 相较于其他地区，北极地区的冰川物质平衡状况较为复杂.部分区域，如斯瓦尔巴德群岛北部的Vestfonna冰帽在1980—2010年出现了正平衡[46 ] ，而相邻的中部迪克森岛和东部埃季岛地区在过去几十年间冰川物质损失率都超过了0.5 m w.e./a[10 ,47 ] .俄罗斯北极地区的冰川物质平衡状况类似.其中，新地岛在2003—2009年的冰川物质损失率达到了（0.34±0.05） m w.e./a，但相邻的北地群岛和法兰士约瑟夫地群岛的冰川物质损失率却都在0.1 m w.e./a以下[48 ] .这些情况说明冰川物质平衡状况具有极大的空间差异性. ...
Changes in area and geodetic mass balance of small glaciers, Polar Urals, Russia, 1950-2008
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2012
... 全球变暖背景下，“一带一路”的冰川退缩显著.对已发表的资料分析表明（将不同时期的资料通过冰川变化率的外推归并为1975—2005年的冰川变化，图2 ），欧洲阿尔卑斯山地区（11-1）的冰川面积在1975—2005年总体萎缩了近40%[4 ,5 ,6 ] ，西亚高加索地区的冰川面积也萎缩了约23%[7 ] ，而远东地区勘察加半岛的冰川面积萎缩率达到44%[8 ] .相同方法获得的挪威1975—2005年冰川面积变化相对较小，仅为-9%[9 ] .而斯瓦尔巴德群岛[10 ] 和俄罗斯北部乌拉尔山[11 ] 等地区相同时期的冰川面积萎缩达到15%以上. ...
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Glacier retreat as a result of climate warming and increased precipitation in the Tarim river basin, northwest China
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2006
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Changes in glacierisation, climate and runoff in the second half of the 20th century in the Naryn Basin, Central Asia
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2013
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Monitoring the glacier variation in the upper reaches of the Heihe River based on remote sensing in 1960-2010
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2013
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
1960—2010 年黑河流域冰川变化的遥感监测
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2013
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Monitoring glacier variations on Geladandong mountain, central Tibetan Plateau, from 1969 to 2002 using remote-sensing and GIS technologies
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2006
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Glacier changes during the past century in the Gangrigabu mountains, southeast Qinghai-Xizang (Tibetan) Plateau, China
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2006
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Glacier change over the past four decades in the middle Chinese Tien Shan
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2006
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Simulation of daily runoff in Central Asian alpine watersheds
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2000
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
... 欧亚大陆冰雪水资源较为丰富，在区域水资源中占有主导地位.欧洲主要河流的径流有40%以上来自冰雪融水（图6 ），亚洲地区融水径流约为243 km3 ，中亚山区雪冰消融产生的径流占该区总径流的40%~70%[18 ] .中国境内的冰川每年提供的融水量达615×108 m3 [134 ] .其中，西藏约集中了全国冰川融水径流总量的58%，居首位；其次为新疆，约占33%[134 ] .从各山系冰川融水径流水资源的数量来看（表4 ），念青唐古拉山区最多，约占全国冰川融水径流总量的35%；其次是喜马拉雅山和天山，分别占12.7%和15.9%；阿尔泰山最小，不足1%[135 ] .由于区域气候系统、冰川规模、地形条件等的差异，冰川融水对河流的补给比重各地不同（表5 ）.新疆冰川融水径流占出山径流的25.4%，西藏占8.6%，青藏高原外围向高原内部的冰川融水径流补给随着干旱度的增强和冰川面积的增大而递增.就内流水系来说，甘肃河西、准噶尔盆地、柴达木盆地等冰川融水补给比重为17%~28%，而塔里木河水系则上升到38.5%[136 ] .外流水系同样存在冰川融水补给比重随干旱度增强而递增的分布趋势，由西藏东南部的雅鲁藏布江、澜沧江、怒江、察隅河等冰川融水补给比重不足10%，到西部印度河水系的狮泉河、象泉河、朋曲等增加到40%~50%.中国冰川融水径流总量的60%左右汇入外流河流域，约40%汇入内陆河流域[134 ] .研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
Glacier and runoff changes in the Rukhk catchment, upper Amu-Darya Basin until 2050
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2013
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Glacier variations in the Naimona’nyi region, western Himalaya, in the last three decades
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2006
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
The response of lake-glacier variations to climate change in Nam Co Catchment, central Tibetan Plateau, during 1970-2000
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2008
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Glacier changes in the Karlik Shan, eastern Tien Shan, during 1971/72-2001/02
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2009
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Tracing glacier wastage in the Northern Tien Shan (Kyrgyzstan/Central Asia) over the last 40 years
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2008
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Glacier shrinkage and climatic change in the Russian Altai from the mid‐20th century: An assessment using remote sensing and PRECIS regional climate model
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2010
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
East African glacier loss and climate change: Corrections to the UNEP article “Africa without ice and snow”
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2013
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Retreat of glaciers on Puncak Jaya, Irian Jaya, determined from 2000 and 2002 IKONOS satellite images
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2006
... 青藏高原及其周边地区的冰川也经历了不同程度的萎缩.采用上述方法获得的青藏高原西部纳伦河流域等地区[12 ,13 ] 和东部祁连山地区[14 ] 的冰川面积在1975—2005年都萎缩了约23%，相同时期内高原南部喜马拉雅山西段[15 ] 和东段[16 ] 以及天山西段[17 ,18 ,19 ] 的冰川面积萎缩率也在15%以上.但高原内陆地区[20 ,21 ] 、天山东段[22 ] 与北部[23 ] 以及阿尔泰山地区[24 ] 的冰川面积萎缩率普遍在10%以下.处于热带地区的冰川，其面积萎缩幅度更加剧烈，如20世纪非洲冰川面积萎缩幅度超过80%[25 ] ，印度尼西亚查亚峰的冰川在1850—2000年萎缩幅度也达到了88%[26 ] . ...
Regional cooling caused recent New Zealand glacier advances in a period of global warming
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2017
... 虽然“一带一路”沿线地区的绝大多数冰川处于持续退缩状态，但也有部分地区的冰川发生了前进现象.如新西兰有58条冰川在1983—2008年出现过前进现象[27 ] ，而青藏高原帕米尔[28 ,29 ] 、喀喇昆仑[30 ] 和西昆仑地区[31 ] 的数百条冰川也曾在过去几十年间出现前进.部分冰川前进现象是由冰川固有的周期性跃动引起[32 ] ，但也有部分前进现象是在全球气候变暖背景下由于区域气候的反常变化所致[27 ,33 ,34 ] . ...
... [27 ,33 ,34 ]. ...
Monitoring surging glaciers of the Pamirs, central Asia, from space
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2008
... 虽然“一带一路”沿线地区的绝大多数冰川处于持续退缩状态，但也有部分地区的冰川发生了前进现象.如新西兰有58条冰川在1983—2008年出现过前进现象[27 ] ，而青藏高原帕米尔[28 ,29 ] 、喀喇昆仑[30 ] 和西昆仑地区[31 ] 的数百条冰川也曾在过去几十年间出现前进.部分冰川前进现象是由冰川固有的周期性跃动引起[32 ] ，但也有部分前进现象是在全球气候变暖背景下由于区域气候的反常变化所致[27 ,33 ,34 ] . ...
Different glacier status with atmospheric circulations in Tibetan Plateau and surroundings
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2012
... 虽然“一带一路”沿线地区的绝大多数冰川处于持续退缩状态，但也有部分地区的冰川发生了前进现象.如新西兰有58条冰川在1983—2008年出现过前进现象[27 ] ，而青藏高原帕米尔[28 ,29 ] 、喀喇昆仑[30 ] 和西昆仑地区[31 ] 的数百条冰川也曾在过去几十年间出现前进.部分冰川前进现象是由冰川固有的周期性跃动引起[32 ] ，但也有部分前进现象是在全球气候变暖背景下由于区域气候的反常变化所致[27 ,33 ,34 ] . ...
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Heterogeneity in Karakoram glacier surges
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2015
... 虽然“一带一路”沿线地区的绝大多数冰川处于持续退缩状态，但也有部分地区的冰川发生了前进现象.如新西兰有58条冰川在1983—2008年出现过前进现象[27 ] ，而青藏高原帕米尔[28 ,29 ] 、喀喇昆仑[30 ] 和西昆仑地区[31 ] 的数百条冰川也曾在过去几十年间出现前进.部分冰川前进现象是由冰川固有的周期性跃动引起[32 ] ，但也有部分前进现象是在全球气候变暖背景下由于区域气候的反常变化所致[27 ,33 ,34 ] . ...
Dynamics of surge‐type glaciers in West Kunlun Shan, Northwestern Tibet
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2015
... 虽然“一带一路”沿线地区的绝大多数冰川处于持续退缩状态，但也有部分地区的冰川发生了前进现象.如新西兰有58条冰川在1983—2008年出现过前进现象[27 ] ，而青藏高原帕米尔[28 ,29 ] 、喀喇昆仑[30 ] 和西昆仑地区[31 ] 的数百条冰川也曾在过去几十年间出现前进.部分冰川前进现象是由冰川固有的周期性跃动引起[32 ] ，但也有部分前进现象是在全球气候变暖背景下由于区域气候的反常变化所致[27 ,33 ,34 ] . ...
How much do we really know about glacier surging?
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2003
... 虽然“一带一路”沿线地区的绝大多数冰川处于持续退缩状态，但也有部分地区的冰川发生了前进现象.如新西兰有58条冰川在1983—2008年出现过前进现象[27 ] ，而青藏高原帕米尔[28 ,29 ] 、喀喇昆仑[30 ] 和西昆仑地区[31 ] 的数百条冰川也曾在过去几十年间出现前进.部分冰川前进现象是由冰川固有的周期性跃动引起[32 ] ，但也有部分前进现象是在全球气候变暖背景下由于区域气候的反常变化所致[27 ,33 ,34 ] . ...
Region-wide glacier mass balances over the Pamir-Karakoram-Himalaya during 1999-2011
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2013
... 虽然“一带一路”沿线地区的绝大多数冰川处于持续退缩状态，但也有部分地区的冰川发生了前进现象.如新西兰有58条冰川在1983—2008年出现过前进现象[27 ] ，而青藏高原帕米尔[28 ,29 ] 、喀喇昆仑[30 ] 和西昆仑地区[31 ] 的数百条冰川也曾在过去几十年间出现前进.部分冰川前进现象是由冰川固有的周期性跃动引起[32 ] ，但也有部分前进现象是在全球气候变暖背景下由于区域气候的反常变化所致[27 ,33 ,34 ] . ...
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Stable climate and surface mass balance in Svalbard over 1979-2013 despite the Arctic warming
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2015
... 虽然“一带一路”沿线地区的绝大多数冰川处于持续退缩状态，但也有部分地区的冰川发生了前进现象.如新西兰有58条冰川在1983—2008年出现过前进现象[27 ] ，而青藏高原帕米尔[28 ,29 ] 、喀喇昆仑[30 ] 和西昆仑地区[31 ] 的数百条冰川也曾在过去几十年间出现前进.部分冰川前进现象是由冰川固有的周期性跃动引起[32 ] ，但也有部分前进现象是在全球气候变暖背景下由于区域气候的反常变化所致[27 ,33 ,34 ] . ...
Area and volume loss of the glaciers in the Ortles-Cevedale group (Eastern Italian Alps): Controls and imbalance of the remaining glaciers
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2013
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Spatial variability of glacier elevation changes in the Swiss Alps obtained from two digital elevation models
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2008
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Contrasting patterns of early twenty-first-century glacier mass change in the Himalayas
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2012
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
... [37 ]及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
... [37 ]的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Comparison of glaciological and geodetic mass balance at Urumqi Glacier No. 1, Tian Shan, central Asia
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2014
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Mass changes of Southern and Northern Inylchek Glacier, Central Tian Shan, Kyrgyzstan, during ～1975 and 2007 derived from remote sensing data
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2015
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Mass loss from glaciers in the Chinese Altai Mountains between 1959 and 2008 revealed based on historical maps, SRTM, and ASTER images
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2015
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Recent glacier mass balance and area changes in the Kangri Karpo Mountains from DEMs and glacier inventories
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2018
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Geodetic mass balance of the western Svartisen ice cap, Norway, in the periods 1968-1985 and 1985-2002
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2009
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Recent decadal glacier mass balances over the Western Nyainqentanglha Mountains and the increase in their melting contribution to Nam Co Lake measured by differential bistatic SAR interferometry
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2017
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Recent changes in glacial area and volume on Tuanjiefeng Peak Region of Qilian Mountains, China
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2013
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Slight mass gain of Karakoram glaciers in the early twenty-first century
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2012
... “一带一路”地区冰川物质平衡变化也显示出与面积变化类似的空间分布特征.其中，冰川面积萎缩最大的阿尔卑斯山地区（表1 ），其冰川物质损失也非常严重，年均物质损失达到（0.69±0.12）[35 ] ~（0.77±0.14） m w.e.（水当量）[36 ] .喜马拉雅山西段查谟克什米尔地区的冰川物质损失也较快，年均损失率达到（-0.66±0.09） m w.e.[37 ] .相对而言，中天山[38 ,39 ] 、阿尔泰山[40 ] 和喜马拉雅山中段[37 ] 及东段的年均冰川物质损失率较小，为0.38~0.46 m w.e./a[41 ] .挪威北部[42 ] 、俄罗斯乌拉尔山[11 ] 、青藏高原中部[43 ] 和东北部[44 ] 地区以及兴都库什地区[37 ] 的冰川物质损失率更低(≤0.3 m w.e./a).而被称为“帕米尔—喀喇昆仑异常”的部分地区甚至出现了正的物质平衡[29 ,33 ,45 ] （表1 ）. ...
Variability of the climatic mass balance of Vestfonna ice cap, northeastern Svalbard,1979-2011
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2013
... 相较于其他地区，北极地区的冰川物质平衡状况较为复杂.部分区域，如斯瓦尔巴德群岛北部的Vestfonna冰帽在1980—2010年出现了正平衡[46 ] ，而相邻的中部迪克森岛和东部埃季岛地区在过去几十年间冰川物质损失率都超过了0.5 m w.e./a[10 ,47 ] .俄罗斯北极地区的冰川物质平衡状况类似.其中，新地岛在2003—2009年的冰川物质损失率达到了（0.34±0.05） m w.e./a，但相邻的北地群岛和法兰士约瑟夫地群岛的冰川物质损失率却都在0.1 m w.e./a以下[48 ] .这些情况说明冰川物质平衡状况具有极大的空间差异性. ...
Elevation and volume changes of seven Dickson Land glaciers,Svalbard,1960-1990-2009
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2013
... 相较于其他地区，北极地区的冰川物质平衡状况较为复杂.部分区域，如斯瓦尔巴德群岛北部的Vestfonna冰帽在1980—2010年出现了正平衡[46 ] ，而相邻的中部迪克森岛和东部埃季岛地区在过去几十年间冰川物质损失率都超过了0.5 m w.e./a[10 ,47 ] .俄罗斯北极地区的冰川物质平衡状况类似.其中，新地岛在2003—2009年的冰川物质损失率达到了（0.34±0.05） m w.e./a，但相邻的北地群岛和法兰士约瑟夫地群岛的冰川物质损失率却都在0.1 m w.e./a以下[48 ] .这些情况说明冰川物质平衡状况具有极大的空间差异性. ...
Recent mass changes of glaciers in the Russian High Arctic
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2012
... 相较于其他地区，北极地区的冰川物质平衡状况较为复杂.部分区域，如斯瓦尔巴德群岛北部的Vestfonna冰帽在1980—2010年出现了正平衡[46 ] ，而相邻的中部迪克森岛和东部埃季岛地区在过去几十年间冰川物质损失率都超过了0.5 m w.e./a[10 ,47 ] .俄罗斯北极地区的冰川物质平衡状况类似.其中，新地岛在2003—2009年的冰川物质损失率达到了（0.34±0.05） m w.e./a，但相邻的北地群岛和法兰士约瑟夫地群岛的冰川物质损失率却都在0.1 m w.e./a以下[48 ] .这些情况说明冰川物质平衡状况具有极大的空间差异性. ...
The problems associated with permafrost in the development of the Qinghai-Xizhang Plateau
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2000
... 多年冻土变化严重影响“一带一路”区域水循环、地表能量和水分平衡、地气碳交换、生态系统及工程建设[49 ,50 ] .在北半球和南半球60°S以北的陆地表面，多年冻土区的面积为13×106 ~18×106 km2 ，如果包含南极洲和海底多年冻土，全球多年冻土区域预估面积为（22±3）×106 km2[51 ] （表2 ）.陆地多年冻土主要分布在极地、亚极地高山，由北向南呈连续—不连续—岛状分布，具有纬度地带性分布规律. ...
青藏高原开发中的冻土问题
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2000
... 多年冻土变化严重影响“一带一路”区域水循环、地表能量和水分平衡、地气碳交换、生态系统及工程建设[49 ,50 ] .在北半球和南半球60°S以北的陆地表面，多年冻土区的面积为13×106 ~18×106 km2 ，如果包含南极洲和海底多年冻土，全球多年冻土区域预估面积为（22±3）×106 km2[51 ] （表2 ）.陆地多年冻土主要分布在极地、亚极地高山，由北向南呈连续—不连续—岛状分布，具有纬度地带性分布规律. ...
Regional changes of permafrost in Central Asia
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2008
... 多年冻土变化严重影响“一带一路”区域水循环、地表能量和水分平衡、地气碳交换、生态系统及工程建设[49 ,50 ] .在北半球和南半球60°S以北的陆地表面，多年冻土区的面积为13×106 ~18×106 km2 ，如果包含南极洲和海底多年冻土，全球多年冻土区域预估面积为（22±3）×106 km2[51 ] （表2 ）.陆地多年冻土主要分布在极地、亚极地高山，由北向南呈连续—不连续—岛状分布，具有纬度地带性分布规律. ...
Derivation and analysis of a high-resolution estimate of global permafrost zonation
4
2012
... 多年冻土变化严重影响“一带一路”区域水循环、地表能量和水分平衡、地气碳交换、生态系统及工程建设[49 ,50 ] .在北半球和南半球60°S以北的陆地表面，多年冻土区的面积为13×106 ~18×106 km2 ，如果包含南极洲和海底多年冻土，全球多年冻土区域预估面积为（22±3）×106 km2[51 ] （表2 ）.陆地多年冻土主要分布在极地、亚极地高山，由北向南呈连续—不连续—岛状分布，具有纬度地带性分布规律. ...
... 全球多年冻土主要分布区域和面积[51 ] ...
... Distribution and areas of permafrost over the world [51 ] ...
... 全球气候变化对多年冻土热条件有明显影响.在“一带一路”地区，多年冻土的退化表现为地温升高、活动层变厚甚至局部地区多年冻土消失，这必将影响工程基础设施、地表和地下水文以及生态系统，甚至还将通过多年冻土释放碳来反馈气候变化.在高山地区，接近地表的多年冻土层可能会受到环境变化的影响，导致滑坡、热融滑塌等灾害的发生[51 ] .因此，有待进一步完善和健全“一带一路”沿线区域冻土监测和灾害研究，为经济社会可持续发展提供重要依据和参考. ...
Climate Change 2013: The Physical Science Basis
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2013
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
... 随着全球变暖，极端气候事件频发，欧亚大陆和北极地区积雪也在发生显著改变.从1920s中期至21世纪初，欧亚大陆和北极积雪范围呈减少趋势，尤其在1980s积雪范围减少的趋势最为显著[52 ,83 ,84 ] .从积雪范围的季节变化来看，1970s以来欧亚大陆春季积雪范围明显缩减，并成为3月北半球积雪范围减少的主导因素[83 ] .近50年来，北极地区5~6月积雪范围减少了约18%[85 ] . ...
... 海冰厚度也在减薄[112 ] ，大多数冰层较厚的多年海冰已转变为较年轻较薄的季节性海冰.9月北极海冰体积自1979年以来下降了75%[92 ] ；1975—2012年北极中部海冰厚度减少了约65%[113 ] .总体上北极海冰中多年冰在减少.IPCC第五次评估报告指出，1980—2011年，北极多年冰正在以（0.8±0.2）×106 km2 /10a的速度减小[52 ] .多年冰的减少预示着北冰洋夏季海冰的减少，并最终导致北极夏季无海冰.与之对应，北极地区一年冰所占比重呈显著增加趋势[92 ] . ...
Climatic warming in the Tibetan Plateau during recent decades
1
2000
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Tibetan Plateau warming and precipitation changes in East Asia
1
2008
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Study on the Response of Frozen Soil to Global Climate Change in Tibetan Plateau
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2005
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
青藏高原冻土对全球气候变化响应研究
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2005
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Responses of permafrost to climate change and their environmental significance, Qinghai‐Tibet Plateau
2
2007
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
... 活动层厚度变化是多年冻土退化的一个重要标志，“一带一路”地区活动层厚度呈迅速增加趋势，但不同区域空间差异较大.1980s以来青藏高原地区活动层厚度增加了0.15~0.67 m，变化率约为1.33 cm/a.其中，低温冻土区增长速率为5 cm/a，高温冻土区则高达11.2 cm/a，如桃儿九和安多增长速率高达16.6和12.4 cm/a[56 ,57 ,68 ] .西伯利亚活动层厚度整体呈增加趋势，东西伯利亚以0.3~1.0 cm/a的速率增加[69 ] ，1956—1996年俄罗斯多年冻土区活动层厚度增加约20 cm[70 ] .位于阿尔卑斯山地区挪威南部的多年冻土活动层厚度在1990年以后显著增加，增长率为2~87 cm/a[71 ] ，瑞士等其他地区活动层厚度也出现了不同程度的增加[71 ,72 ] .活动层的变化与冻土类型、海拔、地表类型和土壤成分密切相关，表现为高温冻土和低温冻土、高海拔地区和低海拔地区、高山草甸和高山草原以及细粒度土壤区域和粗粒度土壤区域之间的变化差异，且前一种类型的变化更加明显.青藏高原地区海拔每升高100 m，活动层厚度平均增加6.7 cm[57 ] ，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
Temporal and spatial variations of the active layer along the Qinghai-Tibet Highway in a permafrost region
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2012
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
... 活动层厚度变化是多年冻土退化的一个重要标志，“一带一路”地区活动层厚度呈迅速增加趋势，但不同区域空间差异较大.1980s以来青藏高原地区活动层厚度增加了0.15~0.67 m，变化率约为1.33 cm/a.其中，低温冻土区增长速率为5 cm/a，高温冻土区则高达11.2 cm/a，如桃儿九和安多增长速率高达16.6和12.4 cm/a[56 ,57 ,68 ] .西伯利亚活动层厚度整体呈增加趋势，东西伯利亚以0.3~1.0 cm/a的速率增加[69 ] ，1956—1996年俄罗斯多年冻土区活动层厚度增加约20 cm[70 ] .位于阿尔卑斯山地区挪威南部的多年冻土活动层厚度在1990年以后显著增加，增长率为2~87 cm/a[71 ] ，瑞士等其他地区活动层厚度也出现了不同程度的增加[71 ,72 ] .活动层的变化与冻土类型、海拔、地表类型和土壤成分密切相关，表现为高温冻土和低温冻土、高海拔地区和低海拔地区、高山草甸和高山草原以及细粒度土壤区域和粗粒度土壤区域之间的变化差异，且前一种类型的变化更加明显.青藏高原地区海拔每升高100 m，活动层厚度平均增加6.7 cm[57 ] ，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
... [57 ]，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
青藏公路沿线多年冻土区活动层动态变化及区域差异特征
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2012
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
... 活动层厚度变化是多年冻土退化的一个重要标志，“一带一路”地区活动层厚度呈迅速增加趋势，但不同区域空间差异较大.1980s以来青藏高原地区活动层厚度增加了0.15~0.67 m，变化率约为1.33 cm/a.其中，低温冻土区增长速率为5 cm/a，高温冻土区则高达11.2 cm/a，如桃儿九和安多增长速率高达16.6和12.4 cm/a[56 ,57 ,68 ] .西伯利亚活动层厚度整体呈增加趋势，东西伯利亚以0.3~1.0 cm/a的速率增加[69 ] ，1956—1996年俄罗斯多年冻土区活动层厚度增加约20 cm[70 ] .位于阿尔卑斯山地区挪威南部的多年冻土活动层厚度在1990年以后显著增加，增长率为2~87 cm/a[71 ] ，瑞士等其他地区活动层厚度也出现了不同程度的增加[71 ,72 ] .活动层的变化与冻土类型、海拔、地表类型和土壤成分密切相关，表现为高温冻土和低温冻土、高海拔地区和低海拔地区、高山草甸和高山草原以及细粒度土壤区域和粗粒度土壤区域之间的变化差异，且前一种类型的变化更加明显.青藏高原地区海拔每升高100 m，活动层厚度平均增加6.7 cm[57 ] ，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
... [57 ]，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
Simulation of permafrost changes on the Qinghaig Peak region of Qilian Mountains, China
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2016
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Permafrost and changing climate: The Russian perspective
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2006
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Current changes of climate and permafrost in the Arctic and sub‐Arctic of Russia
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1994
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
The thermal regime of soils in the north of western Siberia
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2002
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Recent warming of mountain permafrost in Svalbard and Scandinavia
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2007
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Warming permafrost and active layer variability at Cime Bianche, Western European Alps
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2015
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Global Change and Protected Areas
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2001
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Thermal characteristics and impact of climate change on mountain permafrost in Iceland
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2007
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Permafrost map for Norway, Sweden and Finland
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2017
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Modelled distribution and temporal evolution of permafrost in steep rock walls along a latitudinal transect in Norway by CryoGrid 2D
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2017
... IPCC第五次评估报告指出,自1950年起全球气温出现剧烈变暖趋势[52 ] ，“一带一路”地区多年冻土地温也呈现出相同变化（表3 ）.从1900s至21世纪初，青藏高原多年冻土区年平均气温每年上升0.016~0.036 ℃[53 ,54 ] ，地温增温率为0.11~0.98 ℃/10a[55 ] ，6 m处地温增温0.1~0.3 ℃[56 ] ，多年冻土上限地温为0.1~1.6 ℃，变化率达0.013 ℃/a[57 ] .近期研究发现多年冻土升温加剧[58 ] ，高原西南部地区变化比其他区域更显著.1900s中期至21世纪初，西伯利亚气温和多年冻土温度整体呈上升趋势.东西伯利亚气温以0.065~0.59 ℃/10a的速率升高，同一时期年平均地温也显著上升[59 ] .1980—1990年西伯利亚西北部10 m深多年冻土温度变化速率约为0.03 ℃/a，预测到2050年土壤温度可能达到1.5~2.0 ℃，到21世纪中期浅层（2~5 m）土温可达2.5~3.0 ℃；过去10~20年多年冻土上限处温度与气温呈一致性变暖，连续多年冻土区升温最大，融区升温最小，形成高温多年冻土区[60 ,61 ] .过去几十年，阿尔卑斯山多年冻土呈升温趋势，冻土顶板升温速率在0.04~0.07 ℃/a[62 ] .意大利8 m以下的多年冻土温度升高速率为0.01~0.1 ℃/a[63 ] .意大利、挪威南部和北部、冰岛和瑞士的冻土温度正在升高，多年冻土在过去几十年处于退化状态[64 ,65 ,66 ,67 ] . ...
Changes in active layer thickness over the Qinghai‐Tibetan Plateau from 1995 to 2007
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2010
... 活动层厚度变化是多年冻土退化的一个重要标志，“一带一路”地区活动层厚度呈迅速增加趋势，但不同区域空间差异较大.1980s以来青藏高原地区活动层厚度增加了0.15~0.67 m，变化率约为1.33 cm/a.其中，低温冻土区增长速率为5 cm/a，高温冻土区则高达11.2 cm/a，如桃儿九和安多增长速率高达16.6和12.4 cm/a[56 ,57 ,68 ] .西伯利亚活动层厚度整体呈增加趋势，东西伯利亚以0.3~1.0 cm/a的速率增加[69 ] ，1956—1996年俄罗斯多年冻土区活动层厚度增加约20 cm[70 ] .位于阿尔卑斯山地区挪威南部的多年冻土活动层厚度在1990年以后显著增加，增长率为2~87 cm/a[71 ] ，瑞士等其他地区活动层厚度也出现了不同程度的增加[71 ,72 ] .活动层的变化与冻土类型、海拔、地表类型和土壤成分密切相关，表现为高温冻土和低温冻土、高海拔地区和低海拔地区、高山草甸和高山草原以及细粒度土壤区域和粗粒度土壤区域之间的变化差异，且前一种类型的变化更加明显.青藏高原地区海拔每升高100 m，活动层厚度平均增加6.7 cm[57 ] ，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
The determination of permafrost thawing trends from long‐term streamflow measurements with an application in eastern Siberia
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2012
... 活动层厚度变化是多年冻土退化的一个重要标志，“一带一路”地区活动层厚度呈迅速增加趋势，但不同区域空间差异较大.1980s以来青藏高原地区活动层厚度增加了0.15~0.67 m，变化率约为1.33 cm/a.其中，低温冻土区增长速率为5 cm/a，高温冻土区则高达11.2 cm/a，如桃儿九和安多增长速率高达16.6和12.4 cm/a[56 ,57 ,68 ] .西伯利亚活动层厚度整体呈增加趋势，东西伯利亚以0.3~1.0 cm/a的速率增加[69 ] ，1956—1996年俄罗斯多年冻土区活动层厚度增加约20 cm[70 ] .位于阿尔卑斯山地区挪威南部的多年冻土活动层厚度在1990年以后显著增加，增长率为2~87 cm/a[71 ] ，瑞士等其他地区活动层厚度也出现了不同程度的增加[71 ,72 ] .活动层的变化与冻土类型、海拔、地表类型和土壤成分密切相关，表现为高温冻土和低温冻土、高海拔地区和低海拔地区、高山草甸和高山草原以及细粒度土壤区域和粗粒度土壤区域之间的变化差异，且前一种类型的变化更加明显.青藏高原地区海拔每升高100 m，活动层厚度平均增加6.7 cm[57 ] ，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
Interdecadal changes in seasonal freeze and thaw depths in Russia
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2004
... 活动层厚度变化是多年冻土退化的一个重要标志，“一带一路”地区活动层厚度呈迅速增加趋势，但不同区域空间差异较大.1980s以来青藏高原地区活动层厚度增加了0.15~0.67 m，变化率约为1.33 cm/a.其中，低温冻土区增长速率为5 cm/a，高温冻土区则高达11.2 cm/a，如桃儿九和安多增长速率高达16.6和12.4 cm/a[56 ,57 ,68 ] .西伯利亚活动层厚度整体呈增加趋势，东西伯利亚以0.3~1.0 cm/a的速率增加[69 ] ，1956—1996年俄罗斯多年冻土区活动层厚度增加约20 cm[70 ] .位于阿尔卑斯山地区挪威南部的多年冻土活动层厚度在1990年以后显著增加，增长率为2~87 cm/a[71 ] ，瑞士等其他地区活动层厚度也出现了不同程度的增加[71 ,72 ] .活动层的变化与冻土类型、海拔、地表类型和土壤成分密切相关，表现为高温冻土和低温冻土、高海拔地区和低海拔地区、高山草甸和高山草原以及细粒度土壤区域和粗粒度土壤区域之间的变化差异，且前一种类型的变化更加明显.青藏高原地区海拔每升高100 m，活动层厚度平均增加6.7 cm[57 ] ，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
Interannual variations in active layer thickness in Svalbard
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2008
... 活动层厚度变化是多年冻土退化的一个重要标志，“一带一路”地区活动层厚度呈迅速增加趋势，但不同区域空间差异较大.1980s以来青藏高原地区活动层厚度增加了0.15~0.67 m，变化率约为1.33 cm/a.其中，低温冻土区增长速率为5 cm/a，高温冻土区则高达11.2 cm/a，如桃儿九和安多增长速率高达16.6和12.4 cm/a[56 ,57 ,68 ] .西伯利亚活动层厚度整体呈增加趋势，东西伯利亚以0.3~1.0 cm/a的速率增加[69 ] ，1956—1996年俄罗斯多年冻土区活动层厚度增加约20 cm[70 ] .位于阿尔卑斯山地区挪威南部的多年冻土活动层厚度在1990年以后显著增加，增长率为2~87 cm/a[71 ] ，瑞士等其他地区活动层厚度也出现了不同程度的增加[71 ,72 ] .活动层的变化与冻土类型、海拔、地表类型和土壤成分密切相关，表现为高温冻土和低温冻土、高海拔地区和低海拔地区、高山草甸和高山草原以及细粒度土壤区域和粗粒度土壤区域之间的变化差异，且前一种类型的变化更加明显.青藏高原地区海拔每升高100 m，活动层厚度平均增加6.7 cm[57 ] ，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
... [71 ,72 ].活动层的变化与冻土类型、海拔、地表类型和土壤成分密切相关，表现为高温冻土和低温冻土、高海拔地区和低海拔地区、高山草甸和高山草原以及细粒度土壤区域和粗粒度土壤区域之间的变化差异，且前一种类型的变化更加明显.青藏高原地区海拔每升高100 m，活动层厚度平均增加6.7 cm[57 ] ，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
Monitoring mountain permafrost evolution using electrical resistivity tomography: A 7‐year study of seasonal, annual, and long‐term variations at Schilthorn, Swiss Alps
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2008
... 活动层厚度变化是多年冻土退化的一个重要标志，“一带一路”地区活动层厚度呈迅速增加趋势，但不同区域空间差异较大.1980s以来青藏高原地区活动层厚度增加了0.15~0.67 m，变化率约为1.33 cm/a.其中，低温冻土区增长速率为5 cm/a，高温冻土区则高达11.2 cm/a，如桃儿九和安多增长速率高达16.6和12.4 cm/a[56 ,57 ,68 ] .西伯利亚活动层厚度整体呈增加趋势，东西伯利亚以0.3~1.0 cm/a的速率增加[69 ] ，1956—1996年俄罗斯多年冻土区活动层厚度增加约20 cm[70 ] .位于阿尔卑斯山地区挪威南部的多年冻土活动层厚度在1990年以后显著增加，增长率为2~87 cm/a[71 ] ，瑞士等其他地区活动层厚度也出现了不同程度的增加[71 ,72 ] .活动层的变化与冻土类型、海拔、地表类型和土壤成分密切相关，表现为高温冻土和低温冻土、高海拔地区和低海拔地区、高山草甸和高山草原以及细粒度土壤区域和粗粒度土壤区域之间的变化差异，且前一种类型的变化更加明显.青藏高原地区海拔每升高100 m，活动层厚度平均增加6.7 cm[57 ] ，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
Numerical simulation of permafrost parameters distribution in Russia
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2001
... 活动层厚度变化是多年冻土退化的一个重要标志，“一带一路”地区活动层厚度呈迅速增加趋势，但不同区域空间差异较大.1980s以来青藏高原地区活动层厚度增加了0.15~0.67 m，变化率约为1.33 cm/a.其中，低温冻土区增长速率为5 cm/a，高温冻土区则高达11.2 cm/a，如桃儿九和安多增长速率高达16.6和12.4 cm/a[56 ,57 ,68 ] .西伯利亚活动层厚度整体呈增加趋势，东西伯利亚以0.3~1.0 cm/a的速率增加[69 ] ，1956—1996年俄罗斯多年冻土区活动层厚度增加约20 cm[70 ] .位于阿尔卑斯山地区挪威南部的多年冻土活动层厚度在1990年以后显著增加，增长率为2~87 cm/a[71 ] ，瑞士等其他地区活动层厚度也出现了不同程度的增加[71 ,72 ] .活动层的变化与冻土类型、海拔、地表类型和土壤成分密切相关，表现为高温冻土和低温冻土、高海拔地区和低海拔地区、高山草甸和高山草原以及细粒度土壤区域和粗粒度土壤区域之间的变化差异，且前一种类型的变化更加明显.青藏高原地区海拔每升高100 m，活动层厚度平均增加6.7 cm[57 ] ，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
Estimating permafrost distribution in the maritime Southern Alps, New Zealand, based on climatic conditions at rock glacier sites
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2016
... 活动层厚度变化是多年冻土退化的一个重要标志，“一带一路”地区活动层厚度呈迅速增加趋势，但不同区域空间差异较大.1980s以来青藏高原地区活动层厚度增加了0.15~0.67 m，变化率约为1.33 cm/a.其中，低温冻土区增长速率为5 cm/a，高温冻土区则高达11.2 cm/a，如桃儿九和安多增长速率高达16.6和12.4 cm/a[56 ,57 ,68 ] .西伯利亚活动层厚度整体呈增加趋势，东西伯利亚以0.3~1.0 cm/a的速率增加[69 ] ，1956—1996年俄罗斯多年冻土区活动层厚度增加约20 cm[70 ] .位于阿尔卑斯山地区挪威南部的多年冻土活动层厚度在1990年以后显著增加，增长率为2~87 cm/a[71 ] ，瑞士等其他地区活动层厚度也出现了不同程度的增加[71 ,72 ] .活动层的变化与冻土类型、海拔、地表类型和土壤成分密切相关，表现为高温冻土和低温冻土、高海拔地区和低海拔地区、高山草甸和高山草原以及细粒度土壤区域和粗粒度土壤区域之间的变化差异，且前一种类型的变化更加明显.青藏高原地区海拔每升高100 m，活动层厚度平均增加6.7 cm[57 ] ，西伯利亚无植被覆盖地区的活动层厚度呈增加趋势，增厚100~150 cm[73 ] ，在阿尔卑斯山中南部多年冻土下界要低于其他地区，大约在海拔2 000 m以上就有多年冻土存在[74 ] . ...
Interannual variability in reconstructed Canadian snow cover, 1915-1992
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1996
... 积雪是冰冻圈的重要组成部分，通过范围、动态和属性变化对大气环流和气候变化做出迅速反应，同时对地表能量平衡、水文过程、大气及海洋循环等具有显著影响和反馈作用，被认为是气候变化的重要指示器[75 ,76 ] .全球约有98%的季节性积雪位于北半球[77 ] .每年冬季，北半球陆地最大积雪范围约47×106 km2 ，占北半球陆地面积近50%[78 ,79 ] ，占全球陆地面积的8%[80 ] .“一带一路”区域贯穿亚欧非大陆，其中欧亚大陆是北半球积雪分布的主要地区，冬季积雪占北半球积雪总量的60%~65%[81 ] ，而在北极地区每年的积雪期为8~10个月.俄罗斯境内大部分地区年平均最大积雪深度超过40 cm，中国东北、北疆和青藏高原是我国三大积雪分布区，年平均最大积雪深度在10 cm以上，部分区域最大雪深可达20~40 cm[82 ] .积雪变化对人类活动、生物多样性以及生态系统过程都会造成直接影响，已成为制约欧亚大陆和北极地区经济社会发展的重要因素. ...
Snow-Atmosphere Energy and Mass Balance
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2008
... 积雪是冰冻圈的重要组成部分，通过范围、动态和属性变化对大气环流和气候变化做出迅速反应，同时对地表能量平衡、水文过程、大气及海洋循环等具有显著影响和反馈作用，被认为是气候变化的重要指示器[75 ,76 ] .全球约有98%的季节性积雪位于北半球[77 ] .每年冬季，北半球陆地最大积雪范围约47×106 km2 ，占北半球陆地面积近50%[78 ,79 ] ，占全球陆地面积的8%[80 ] .“一带一路”区域贯穿亚欧非大陆，其中欧亚大陆是北半球积雪分布的主要地区，冬季积雪占北半球积雪总量的60%~65%[81 ] ，而在北极地区每年的积雪期为8~10个月.俄罗斯境内大部分地区年平均最大积雪深度超过40 cm，中国东北、北疆和青藏高原是我国三大积雪分布区，年平均最大积雪深度在10 cm以上，部分区域最大雪深可达20~40 cm[82 ] .积雪变化对人类活动、生物多样性以及生态系统过程都会造成直接影响，已成为制约欧亚大陆和北极地区经济社会发展的重要因素. ...
Recent Northern Hemisphere snow extent: A comparison of data derived from visible and microwave satellite sensors
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2001
... 积雪是冰冻圈的重要组成部分，通过范围、动态和属性变化对大气环流和气候变化做出迅速反应，同时对地表能量平衡、水文过程、大气及海洋循环等具有显著影响和反馈作用，被认为是气候变化的重要指示器[75 ,76 ] .全球约有98%的季节性积雪位于北半球[77 ] .每年冬季，北半球陆地最大积雪范围约47×106 km2 ，占北半球陆地面积近50%[78 ,79 ] ，占全球陆地面积的8%[80 ] .“一带一路”区域贯穿亚欧非大陆，其中欧亚大陆是北半球积雪分布的主要地区，冬季积雪占北半球积雪总量的60%~65%[81 ] ，而在北极地区每年的积雪期为8~10个月.俄罗斯境内大部分地区年平均最大积雪深度超过40 cm，中国东北、北疆和青藏高原是我国三大积雪分布区，年平均最大积雪深度在10 cm以上，部分区域最大雪深可达20~40 cm[82 ] .积雪变化对人类活动、生物多样性以及生态系统过程都会造成直接影响，已成为制约欧亚大陆和北极地区经济社会发展的重要因素. ...
Global snow cover monitoring: An update
1
1993
... 积雪是冰冻圈的重要组成部分，通过范围、动态和属性变化对大气环流和气候变化做出迅速反应，同时对地表能量平衡、水文过程、大气及海洋循环等具有显著影响和反馈作用，被认为是气候变化的重要指示器[75 ,76 ] .全球约有98%的季节性积雪位于北半球[77 ] .每年冬季，北半球陆地最大积雪范围约47×106 km2 ，占北半球陆地面积近50%[78 ,79 ] ，占全球陆地面积的8%[80 ] .“一带一路”区域贯穿亚欧非大陆，其中欧亚大陆是北半球积雪分布的主要地区，冬季积雪占北半球积雪总量的60%~65%[81 ] ，而在北极地区每年的积雪期为8~10个月.俄罗斯境内大部分地区年平均最大积雪深度超过40 cm，中国东北、北疆和青藏高原是我国三大积雪分布区，年平均最大积雪深度在10 cm以上，部分区域最大雪深可达20~40 cm[82 ] .积雪变化对人类活动、生物多样性以及生态系统过程都会造成直接影响，已成为制约欧亚大陆和北极地区经济社会发展的重要因素. ...
Cryosphere Theme Report: For the Monitoring of Our Environment from Space and from Earth
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2007
... 积雪是冰冻圈的重要组成部分，通过范围、动态和属性变化对大气环流和气候变化做出迅速反应，同时对地表能量平衡、水文过程、大气及海洋循环等具有显著影响和反馈作用，被认为是气候变化的重要指示器[75 ,76 ] .全球约有98%的季节性积雪位于北半球[77 ] .每年冬季，北半球陆地最大积雪范围约47×106 km2 ，占北半球陆地面积近50%[78 ,79 ] ，占全球陆地面积的8%[80 ] .“一带一路”区域贯穿亚欧非大陆，其中欧亚大陆是北半球积雪分布的主要地区，冬季积雪占北半球积雪总量的60%~65%[81 ] ，而在北极地区每年的积雪期为8~10个月.俄罗斯境内大部分地区年平均最大积雪深度超过40 cm，中国东北、北疆和青藏高原是我国三大积雪分布区，年平均最大积雪深度在10 cm以上，部分区域最大雪深可达20~40 cm[82 ] .积雪变化对人类活动、生物多样性以及生态系统过程都会造成直接影响，已成为制约欧亚大陆和北极地区经济社会发展的重要因素. ...
The Global Cryosphere: Past, Present and Future
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2011
... 积雪是冰冻圈的重要组成部分，通过范围、动态和属性变化对大气环流和气候变化做出迅速反应，同时对地表能量平衡、水文过程、大气及海洋循环等具有显著影响和反馈作用，被认为是气候变化的重要指示器[75 ,76 ] .全球约有98%的季节性积雪位于北半球[77 ] .每年冬季，北半球陆地最大积雪范围约47×106 km2 ，占北半球陆地面积近50%[78 ,79 ] ，占全球陆地面积的8%[80 ] .“一带一路”区域贯穿亚欧非大陆，其中欧亚大陆是北半球积雪分布的主要地区，冬季积雪占北半球积雪总量的60%~65%[81 ] ，而在北极地区每年的积雪期为8~10个月.俄罗斯境内大部分地区年平均最大积雪深度超过40 cm，中国东北、北疆和青藏高原是我国三大积雪分布区，年平均最大积雪深度在10 cm以上，部分区域最大雪深可达20~40 cm[82 ] .积雪变化对人类活动、生物多样性以及生态系统过程都会造成直接影响，已成为制约欧亚大陆和北极地区经济社会发展的重要因素. ...
Earth's cryosphere: Current state and recent changes
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2006
... 积雪是冰冻圈的重要组成部分，通过范围、动态和属性变化对大气环流和气候变化做出迅速反应，同时对地表能量平衡、水文过程、大气及海洋循环等具有显著影响和反馈作用，被认为是气候变化的重要指示器[75 ,76 ] .全球约有98%的季节性积雪位于北半球[77 ] .每年冬季，北半球陆地最大积雪范围约47×106 km2 ，占北半球陆地面积近50%[78 ,79 ] ，占全球陆地面积的8%[80 ] .“一带一路”区域贯穿亚欧非大陆，其中欧亚大陆是北半球积雪分布的主要地区，冬季积雪占北半球积雪总量的60%~65%[81 ] ，而在北极地区每年的积雪期为8~10个月.俄罗斯境内大部分地区年平均最大积雪深度超过40 cm，中国东北、北疆和青藏高原是我国三大积雪分布区，年平均最大积雪深度在10 cm以上，部分区域最大雪深可达20~40 cm[82 ] .积雪变化对人类活动、生物多样性以及生态系统过程都会造成直接影响，已成为制约欧亚大陆和北极地区经济社会发展的重要因素. ...
Spatiotemporal variability of snow depth across the Eurasian continent from 1966 to 2012
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2018
... 积雪是冰冻圈的重要组成部分，通过范围、动态和属性变化对大气环流和气候变化做出迅速反应，同时对地表能量平衡、水文过程、大气及海洋循环等具有显著影响和反馈作用，被认为是气候变化的重要指示器[75 ,76 ] .全球约有98%的季节性积雪位于北半球[77 ] .每年冬季，北半球陆地最大积雪范围约47×106 km2 ，占北半球陆地面积近50%[78 ,79 ] ，占全球陆地面积的8%[80 ] .“一带一路”区域贯穿亚欧非大陆，其中欧亚大陆是北半球积雪分布的主要地区，冬季积雪占北半球积雪总量的60%~65%[81 ] ，而在北极地区每年的积雪期为8~10个月.俄罗斯境内大部分地区年平均最大积雪深度超过40 cm，中国东北、北疆和青藏高原是我国三大积雪分布区，年平均最大积雪深度在10 cm以上，部分区域最大雪深可达20~40 cm[82 ] .积雪变化对人类活动、生物多样性以及生态系统过程都会造成直接影响，已成为制约欧亚大陆和北极地区经济社会发展的重要因素. ...
... 作为积雪基本属性之一，积雪深度对气候系统具有显著作用，影响地表能量平衡、春季融雪径流、水资源补给以及人类经济社会活动.近几十年来欧亚大陆和北极多年平均（最大）积雪深度总体呈增加趋势[82 ] （图3 ），但具有显著区域差异.其中，欧亚大陆北部、俄罗斯平原东部和俄罗斯北极地区雪深明显增加，近50年增率为4~8 cm/10a，俄罗斯平原西部、中西伯利亚高原南部、俄罗斯远东地区雪深则显著减少[82 ,86 ,87 ,88 ] .对中国雪深变化研究发现，1957—2009年冬季雪深显著增加趋势位于中国西北，春季雪深总体呈减少趋势[89 ] . ...
... [82 ,86 ,87 ,88 ].对中国雪深变化研究发现，1957—2009年冬季雪深显著增加趋势位于中国西北，春季雪深总体呈减少趋势[89 ] . ...
... [
82 ]
Interannual variations of mean snow depth (a) and maximum snow depth (b) in Eurasia and Arctic<sup>[<xref ref-type="bibr" rid="R82">82</xref>]</sup> Fig.3 ![]()
积雪期是影响积雪范围变化的重要参数，通过积雪期的变化对地表能量平衡和地表反照率产生直接影响.由于积雪对气候变化高度敏感，积雪期也在发生显著变化.总体而言，北半球积雪天数总体呈缩减趋势，且在高海拔和高纬度地区缩减趋势更明显[90 ,91 ] .其中，泛北极地区陆表季节性积雪天数减少率为2~4 d/10a，并以春季积雪终日大幅提前为主（3.4 d/10a）[92 ] .中国积雪天数在冬季、春季和秋季略有增加，夏季明显缩短[93 ] .自1951年以来，欧亚大陆北部积雪天数缩减最显著的区域主要位于俄罗斯欧洲部分西部和南部[86 ,94 ] ，但中西伯利亚高原和西西伯利亚平原积雪天数略有增加[86 ,87 ] .1980—2006年欧亚大陆积雪终日呈提前趋势，变化率为（2.6±5.6） d/10a[95 ] . ...
... [
82 ]
Fig.3 ![]()
积雪期是影响积雪范围变化的重要参数，通过积雪期的变化对地表能量平衡和地表反照率产生直接影响.由于积雪对气候变化高度敏感，积雪期也在发生显著变化.总体而言，北半球积雪天数总体呈缩减趋势，且在高海拔和高纬度地区缩减趋势更明显[90 ,91 ] .其中，泛北极地区陆表季节性积雪天数减少率为2~4 d/10a，并以春季积雪终日大幅提前为主（3.4 d/10a）[92 ] .中国积雪天数在冬季、春季和秋季略有增加，夏季明显缩短[93 ] .自1951年以来，欧亚大陆北部积雪天数缩减最显著的区域主要位于俄罗斯欧洲部分西部和南部[86 ,94 ] ，但中西伯利亚高原和西西伯利亚平原积雪天数略有增加[86 ,87 ] .1980—2006年欧亚大陆积雪终日呈提前趋势，变化率为（2.6±5.6） d/10a[95 ] . ...
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
Northern Hemisphere spring snow cover variability and change over 1922-2010 including an assessment of uncertainty
2
2011
... 随着全球变暖，极端气候事件频发，欧亚大陆和北极地区积雪也在发生显著改变.从1920s中期至21世纪初，欧亚大陆和北极积雪范围呈减少趋势，尤其在1980s积雪范围减少的趋势最为显著[52 ,83 ,84 ] .从积雪范围的季节变化来看，1970s以来欧亚大陆春季积雪范围明显缩减，并成为3月北半球积雪范围减少的主导因素[83 ] .近50年来，北极地区5~6月积雪范围减少了约18%[85 ] . ...
... [83 ].近50年来，北极地区5~6月积雪范围减少了约18%[85 ] . ...
Snow，Water, Ice and Permafrost in the Arctic (SWIPA): Climate Change and the Cryosphere
1
2011
... 随着全球变暖，极端气候事件频发，欧亚大陆和北极地区积雪也在发生显著改变.从1920s中期至21世纪初，欧亚大陆和北极积雪范围呈减少趋势，尤其在1980s积雪范围减少的趋势最为显著[52 ,83 ,84 ] .从积雪范围的季节变化来看，1970s以来欧亚大陆春季积雪范围明显缩减，并成为3月北半球积雪范围减少的主导因素[83 ] .近50年来，北极地区5~6月积雪范围减少了约18%[85 ] . ...
The changing face of Arctic snow cover: A synthesis of observed and projected changes
1
2011
... 随着全球变暖，极端气候事件频发，欧亚大陆和北极地区积雪也在发生显著改变.从1920s中期至21世纪初，欧亚大陆和北极积雪范围呈减少趋势，尤其在1980s积雪范围减少的趋势最为显著[52 ,83 ,84 ] .从积雪范围的季节变化来看，1970s以来欧亚大陆春季积雪范围明显缩减，并成为3月北半球积雪范围减少的主导因素[83 ] .近50年来，北极地区5~6月积雪范围减少了约18%[85 ] . ...
Changes in snow cover over Northern Eurasia in the last few decades
3
2009
... 作为积雪基本属性之一，积雪深度对气候系统具有显著作用，影响地表能量平衡、春季融雪径流、水资源补给以及人类经济社会活动.近几十年来欧亚大陆和北极多年平均（最大）积雪深度总体呈增加趋势[82 ] （图3 ），但具有显著区域差异.其中，欧亚大陆北部、俄罗斯平原东部和俄罗斯北极地区雪深明显增加，近50年增率为4~8 cm/10a，俄罗斯平原西部、中西伯利亚高原南部、俄罗斯远东地区雪深则显著减少[82 ,86 ,87 ,88 ] .对中国雪深变化研究发现，1957—2009年冬季雪深显著增加趋势位于中国西北，春季雪深总体呈减少趋势[89 ] . ...
... 积雪期是影响积雪范围变化的重要参数，通过积雪期的变化对地表能量平衡和地表反照率产生直接影响.由于积雪对气候变化高度敏感，积雪期也在发生显著变化.总体而言，北半球积雪天数总体呈缩减趋势，且在高海拔和高纬度地区缩减趋势更明显[90 ,91 ] .其中，泛北极地区陆表季节性积雪天数减少率为2~4 d/10a，并以春季积雪终日大幅提前为主（3.4 d/10a）[92 ] .中国积雪天数在冬季、春季和秋季略有增加，夏季明显缩短[93 ] .自1951年以来，欧亚大陆北部积雪天数缩减最显著的区域主要位于俄罗斯欧洲部分西部和南部[86 ,94 ] ，但中西伯利亚高原和西西伯利亚平原积雪天数略有增加[86 ,87 ] .1980—2006年欧亚大陆积雪终日呈提前趋势，变化率为（2.6±5.6） d/10a[95 ] . ...
... [86 ,87 ].1980—2006年欧亚大陆积雪终日呈提前趋势，变化率为（2.6±5.6） d/10a[95 ] . ...
Changes in snow cover characteristics over Northern Eurasia since 1966
2
2011
... 作为积雪基本属性之一，积雪深度对气候系统具有显著作用，影响地表能量平衡、春季融雪径流、水资源补给以及人类经济社会活动.近几十年来欧亚大陆和北极多年平均（最大）积雪深度总体呈增加趋势[82 ] （图3 ），但具有显著区域差异.其中，欧亚大陆北部、俄罗斯平原东部和俄罗斯北极地区雪深明显增加，近50年增率为4~8 cm/10a，俄罗斯平原西部、中西伯利亚高原南部、俄罗斯远东地区雪深则显著减少[82 ,86 ,87 ,88 ] .对中国雪深变化研究发现，1957—2009年冬季雪深显著增加趋势位于中国西北，春季雪深总体呈减少趋势[89 ] . ...
... 积雪期是影响积雪范围变化的重要参数，通过积雪期的变化对地表能量平衡和地表反照率产生直接影响.由于积雪对气候变化高度敏感，积雪期也在发生显著变化.总体而言，北半球积雪天数总体呈缩减趋势，且在高海拔和高纬度地区缩减趋势更明显[90 ,91 ] .其中，泛北极地区陆表季节性积雪天数减少率为2~4 d/10a，并以春季积雪终日大幅提前为主（3.4 d/10a）[92 ] .中国积雪天数在冬季、春季和秋季略有增加，夏季明显缩短[93 ] .自1951年以来，欧亚大陆北部积雪天数缩减最显著的区域主要位于俄罗斯欧洲部分西部和南部[86 ,94 ] ，但中西伯利亚高原和西西伯利亚平原积雪天数略有增加[86 ,87 ] .1980—2006年欧亚大陆积雪终日呈提前趋势，变化率为（2.6±5.6） d/10a[95 ] . ...
Eurasian snow depth in long-term climate reanalyses
1
2017
... 作为积雪基本属性之一，积雪深度对气候系统具有显著作用，影响地表能量平衡、春季融雪径流、水资源补给以及人类经济社会活动.近几十年来欧亚大陆和北极多年平均（最大）积雪深度总体呈增加趋势[82 ] （图3 ），但具有显著区域差异.其中，欧亚大陆北部、俄罗斯平原东部和俄罗斯北极地区雪深明显增加，近50年增率为4~8 cm/10a，俄罗斯平原西部、中西伯利亚高原南部、俄罗斯远东地区雪深则显著减少[82 ,86 ,87 ,88 ] .对中国雪深变化研究发现，1957—2009年冬季雪深显著增加趋势位于中国西北，春季雪深总体呈减少趋势[89 ] . ...
Spatial-temporal characteristics of observed key parmeters for snow cover in China during 1957-2009
5
2012
... 作为积雪基本属性之一，积雪深度对气候系统具有显著作用，影响地表能量平衡、春季融雪径流、水资源补给以及人类经济社会活动.近几十年来欧亚大陆和北极多年平均（最大）积雪深度总体呈增加趋势[82 ] （图3 ），但具有显著区域差异.其中，欧亚大陆北部、俄罗斯平原东部和俄罗斯北极地区雪深明显增加，近50年增率为4~8 cm/10a，俄罗斯平原西部、中西伯利亚高原南部、俄罗斯远东地区雪深则显著减少[82 ,86 ,87 ,88 ] .对中国雪深变化研究发现，1957—2009年冬季雪深显著增加趋势位于中国西北，春季雪深总体呈减少趋势[89 ] . ...
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
... [89 ,97 ]，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
... ,89 ]，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
... [89 ].青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
1957—2009 年中国台站观测的关键积雪参数时空变化特征
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2012
... 作为积雪基本属性之一，积雪深度对气候系统具有显著作用，影响地表能量平衡、春季融雪径流、水资源补给以及人类经济社会活动.近几十年来欧亚大陆和北极多年平均（最大）积雪深度总体呈增加趋势[82 ] （图3 ），但具有显著区域差异.其中，欧亚大陆北部、俄罗斯平原东部和俄罗斯北极地区雪深明显增加，近50年增率为4~8 cm/10a，俄罗斯平原西部、中西伯利亚高原南部、俄罗斯远东地区雪深则显著减少[82 ,86 ,87 ,88 ] .对中国雪深变化研究发现，1957—2009年冬季雪深显著增加趋势位于中国西北，春季雪深总体呈减少趋势[89 ] . ...
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
... [89 ,97 ]，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
... ,89 ]，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
... [89 ].青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
Polar amplification and elevation-dependence in trends of Northern Hemisphere snow cover extent, 1971-2014
1
2015
... 积雪期是影响积雪范围变化的重要参数，通过积雪期的变化对地表能量平衡和地表反照率产生直接影响.由于积雪对气候变化高度敏感，积雪期也在发生显著变化.总体而言，北半球积雪天数总体呈缩减趋势，且在高海拔和高纬度地区缩减趋势更明显[90 ,91 ] .其中，泛北极地区陆表季节性积雪天数减少率为2~4 d/10a，并以春季积雪终日大幅提前为主（3.4 d/10a）[92 ] .中国积雪天数在冬季、春季和秋季略有增加，夏季明显缩短[93 ] .自1951年以来，欧亚大陆北部积雪天数缩减最显著的区域主要位于俄罗斯欧洲部分西部和南部[86 ,94 ] ，但中西伯利亚高原和西西伯利亚平原积雪天数略有增加[86 ,87 ] .1980—2006年欧亚大陆积雪终日呈提前趋势，变化率为（2.6±5.6） d/10a[95 ] . ...
Impact of climate and elevation on snow cover using integrated remote sensing snow products in Tibetan Plateau
1
2017
... 积雪期是影响积雪范围变化的重要参数，通过积雪期的变化对地表能量平衡和地表反照率产生直接影响.由于积雪对气候变化高度敏感，积雪期也在发生显著变化.总体而言，北半球积雪天数总体呈缩减趋势，且在高海拔和高纬度地区缩减趋势更明显[90 ,91 ] .其中，泛北极地区陆表季节性积雪天数减少率为2~4 d/10a，并以春季积雪终日大幅提前为主（3.4 d/10a）[92 ] .中国积雪天数在冬季、春季和秋季略有增加，夏季明显缩短[93 ] .自1951年以来，欧亚大陆北部积雪天数缩减最显著的区域主要位于俄罗斯欧洲部分西部和南部[86 ,94 ] ，但中西伯利亚高原和西西伯利亚平原积雪天数略有增加[86 ,87 ] .1980—2006年欧亚大陆积雪终日呈提前趋势，变化率为（2.6±5.6） d/10a[95 ] . ...
Snow, Water, Ice and Permafrost in the Arctic (SWIPA)
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2017
... 积雪期是影响积雪范围变化的重要参数，通过积雪期的变化对地表能量平衡和地表反照率产生直接影响.由于积雪对气候变化高度敏感，积雪期也在发生显著变化.总体而言，北半球积雪天数总体呈缩减趋势，且在高海拔和高纬度地区缩减趋势更明显[90 ,91 ] .其中，泛北极地区陆表季节性积雪天数减少率为2~4 d/10a，并以春季积雪终日大幅提前为主（3.4 d/10a）[92 ] .中国积雪天数在冬季、春季和秋季略有增加，夏季明显缩短[93 ] .自1951年以来，欧亚大陆北部积雪天数缩减最显著的区域主要位于俄罗斯欧洲部分西部和南部[86 ,94 ] ，但中西伯利亚高原和西西伯利亚平原积雪天数略有增加[86 ,87 ] .1980—2006年欧亚大陆积雪终日呈提前趋势，变化率为（2.6±5.6） d/10a[95 ] . ...
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
... 海冰厚度也在减薄[112 ] ，大多数冰层较厚的多年海冰已转变为较年轻较薄的季节性海冰.9月北极海冰体积自1979年以来下降了75%[92 ] ；1975—2012年北极中部海冰厚度减少了约65%[113 ] .总体上北极海冰中多年冰在减少.IPCC第五次评估报告指出，1980—2011年，北极多年冰正在以（0.8±0.2）×106 km2 /10a的速度减小[52 ] .多年冰的减少预示着北冰洋夏季海冰的减少，并最终导致北极夏季无海冰.与之对应，北极地区一年冰所占比重呈显著增加趋势[92 ] . ...
... [92 ]. ...
... 北极海冰呈现融化日期提前[114 ] 、融化期延长[115 ] 的趋势.在1979—2012年，海冰消融首日的提前率为6.6 d/10a，其中东西伯利亚海域海冰消融首日提前最为明显，变化率为-11.8 d/10a，但在白令海域海冰开始融化日期略有延后（3.3 d/10a）[116 ] .整个北极地区海冰融化期延长率为5 d/10a，个别地区延长速率更大[116 ] .北极融化期延长使得北冰洋夏季反照率减弱，海水对热量的吸收加大，升温加剧.海冰的减少是由大气变暖和南部暖水的涌入造成的，如果全球升温幅度稳定在1.5 ℃，北极夏季无冰发生的概率大约为2%；如果稳定在2 ℃，概率将上升至19%~34%[92 ] . ...
Spatiotemporal dynamics of snow cover based on multi-source remote sensing data in China
1
2016
... 积雪期是影响积雪范围变化的重要参数，通过积雪期的变化对地表能量平衡和地表反照率产生直接影响.由于积雪对气候变化高度敏感，积雪期也在发生显著变化.总体而言，北半球积雪天数总体呈缩减趋势，且在高海拔和高纬度地区缩减趋势更明显[90 ,91 ] .其中，泛北极地区陆表季节性积雪天数减少率为2~4 d/10a，并以春季积雪终日大幅提前为主（3.4 d/10a）[92 ] .中国积雪天数在冬季、春季和秋季略有增加，夏季明显缩短[93 ] .自1951年以来，欧亚大陆北部积雪天数缩减最显著的区域主要位于俄罗斯欧洲部分西部和南部[86 ,94 ] ，但中西伯利亚高原和西西伯利亚平原积雪天数略有增加[86 ,87 ] .1980—2006年欧亚大陆积雪终日呈提前趋势，变化率为（2.6±5.6） d/10a[95 ] . ...
Climatic characteristics of snow cover over North Eurasia and their change during the last decades
1
2010
... 积雪期是影响积雪范围变化的重要参数，通过积雪期的变化对地表能量平衡和地表反照率产生直接影响.由于积雪对气候变化高度敏感，积雪期也在发生显著变化.总体而言，北半球积雪天数总体呈缩减趋势，且在高海拔和高纬度地区缩减趋势更明显[90 ,91 ] .其中，泛北极地区陆表季节性积雪天数减少率为2~4 d/10a，并以春季积雪终日大幅提前为主（3.4 d/10a）[92 ] .中国积雪天数在冬季、春季和秋季略有增加，夏季明显缩短[93 ] .自1951年以来，欧亚大陆北部积雪天数缩减最显著的区域主要位于俄罗斯欧洲部分西部和南部[86 ,94 ] ，但中西伯利亚高原和西西伯利亚平原积雪天数略有增加[86 ,87 ] .1980—2006年欧亚大陆积雪终日呈提前趋势，变化率为（2.6±5.6） d/10a[95 ] . ...
Change in snow phenology and its potential feedback to temperature in the Northern Hemisphere over the last three decades
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2013
... 积雪期是影响积雪范围变化的重要参数，通过积雪期的变化对地表能量平衡和地表反照率产生直接影响.由于积雪对气候变化高度敏感，积雪期也在发生显著变化.总体而言，北半球积雪天数总体呈缩减趋势，且在高海拔和高纬度地区缩减趋势更明显[90 ,91 ] .其中，泛北极地区陆表季节性积雪天数减少率为2~4 d/10a，并以春季积雪终日大幅提前为主（3.4 d/10a）[92 ] .中国积雪天数在冬季、春季和秋季略有增加，夏季明显缩短[93 ] .自1951年以来，欧亚大陆北部积雪天数缩减最显著的区域主要位于俄罗斯欧洲部分西部和南部[86 ,94 ] ，但中西伯利亚高原和西西伯利亚平原积雪天数略有增加[86 ,87 ] .1980—2006年欧亚大陆积雪终日呈提前趋势，变化率为（2.6±5.6） d/10a[95 ] . ...
Characteristics of the Tibetan Plateau snow cover variations based on daily data during 1997-2011
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2015
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
Spatial and temporal variations of snow and influencing factors in Tibet Plateau based on remote sensing
2
2014
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
... ,97 ]，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
卫星遥感西藏高原积雪时空变化及影响因子分析
2
2014
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
... ,97 ]，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
Spatial-temporal variability of snow cover and depth in the Qinghai-Tibetan Plateau
2
2017
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
... [98 ].积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
Spatial and Temporal Variations of Snow and Influencing Factors in Tibetan Based on Remote Sensing and GIS
1
2014
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
基于遥感和 GIS 的青藏高原积雪时空变化及影响因子分析
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2014
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
The variations of snow cover days over the Tibetan Plateau during 1981-2010
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2015
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
1981—2010年青藏高原积雪日数时空变化特征分析
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2015
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
Snowmelt pattern over high-mountain Asia detected from active and passive microwave remote sensing
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2017
... 青藏高原积雪多呈斑状分布且多为瞬时累积，空间异质性强.1997—2012年青藏高原平均积雪覆盖率为16%，其中1月积雪范围最大，8月最小；积雪范围呈缩减趋势（-4%/10a）[96 ] .基于地面台站观测和被动微波遥感数据结果均显示，青藏高原自1960s以来，积雪深度年际变化总体呈现增加趋势[97 ,98 ] .季节上，雪深在冬季显著增加[99 ] ，夏季明显减少[89 ] .空间变化上，青藏高原雪深呈现区域差异性.其中，东北部、北部和西部雪深呈增加趋势[89 ,97 ] ，中部、东部和南部呈显著减少趋势[82 ,89 ] ，且春季和秋季的减少趋势更明显[89 ] .青藏高原积雪在东部累积时间较长，东南部低海拔地区积雪期较短[100 ] .1961—2010年青藏高原积雪天数缩减率为（3.5±1.2） d/10a，积雪首日延迟率为（1.6±0.8） d/10a，终日提前率为（1.9±0.8） d/10a[98 ] .积雪天数显著减少趋势主要分布于青藏高原西南部，增加趋势零星分布在高原北部和东南部局部地区[92 ] .研究表明，青藏高原积雪期的变化与气温密切相关，平均气温升高1 ℃会导致融雪首日提前4.5 d[101 ] . ...
Black carbon and mineral dust in snow cover on the Tibetan Plateau
1
2018
... 积雪变化受多方因素影响.首先，气温和降水是积雪变化的主要驱动力，气候变暖导致气温升高，水汽输送模式发生改变，降水重新分配，从而导致欧亚大陆和北极地区降雪量变化，积雪期普遍缩短，春季积雪融化期提前.同时，积雪变化与大气环流作用密不可分，欧亚大陆和北极积雪受到季风、北大西洋涛动、北极涛动等大气信号影响，呈现不同区域变化差异.此外，雪中吸光性杂质也是加速雪冰消融的重要影响因子.当吸光性杂质沉积在雪冰表面会降低雪冰反照率，促进雪冰加速消融，从而缩短雪冰累积时间和范围[102 ,103 ,104 ] . ...
Linking atmospheric pollution to cryospheric change in the third pole region: Current progresses and future prospects
2
2019
... 积雪变化受多方因素影响.首先，气温和降水是积雪变化的主要驱动力，气候变暖导致气温升高，水汽输送模式发生改变，降水重新分配，从而导致欧亚大陆和北极地区降雪量变化，积雪期普遍缩短，春季积雪融化期提前.同时，积雪变化与大气环流作用密不可分，欧亚大陆和北极积雪受到季风、北大西洋涛动、北极涛动等大气信号影响，呈现不同区域变化差异.此外，雪中吸光性杂质也是加速雪冰消融的重要影响因子.当吸光性杂质沉积在雪冰表面会降低雪冰反照率，促进雪冰加速消融，从而缩短雪冰累积时间和范围[102 ,103 ,104 ] . ...
... 冰川和多年冻土中储存有大量有机碳，随着气候变化进一步加快，这些不同来源的有机碳将在冰川消融和多年冻土退化时重新得以释放，进而改变大气温室气体含量并加速气候变化.同时，原本封存于冰川中的重金属污染物在全球变暖驱动下，将随冰川的快速退缩进行二次释放，从而对生态环境产生负面影响[103 ] .此外，冰冻圈变化还将改变高山区生物栖息地范围，影响物种存活能力，某些物种范围的缩小和灭绝将导致区域生物多样性的减少[139 ] .因此，研究冰冻圈变化对生态系统和碳循环的影响具有深远意义.但由于目前长期观测站点不足、监测方法和技术存在一定缺陷，量化研究相对薄弱，对生态系统碳源汇效应和关系的调节，以及影响生态系统碳交换的生物地球化学过程和机制的研究需要在改进的基础上，通过完善整体地球系统模型得以实现. ...
Light-absorbing impurities in snow cover across Northern Xinjiang, China
1
2019
... 积雪变化受多方因素影响.首先，气温和降水是积雪变化的主要驱动力，气候变暖导致气温升高，水汽输送模式发生改变，降水重新分配，从而导致欧亚大陆和北极地区降雪量变化，积雪期普遍缩短，春季积雪融化期提前.同时，积雪变化与大气环流作用密不可分，欧亚大陆和北极积雪受到季风、北大西洋涛动、北极涛动等大气信号影响，呈现不同区域变化差异.此外，雪中吸光性杂质也是加速雪冰消融的重要影响因子.当吸光性杂质沉积在雪冰表面会降低雪冰反照率，促进雪冰加速消融，从而缩短雪冰累积时间和范围[102 ,103 ,104 ] . ...
Temporal and spatial patterns of Arctic sea ice variations
1
2002
... 北极海冰空间分布具有不均匀性.44年（1951—1994年）海冰密度统计结果显示[105 ] ：北冰洋中心海区（约75°N以北）为多年冰分布区，海冰常年不化；冰界线随经度变化，在鄂霍次克海区和拉布拉多海区可向南伸至45°N 左右，而在挪威海附近明显北缩.海冰分布的纬向不均匀性主要与海陆分布、气候条件以及洋流等因素有关.海陆分布不均使得部分被陆地包围的海湾较同纬度开阔海洋拥有更多海冰；同纬度气候条件差异造成北美大陆东岸较西岸海冰密集度显著增加；大西洋暖流促使挪威海及临近海域海冰界线北缩. ...
北极海冰变化的时间和空间型
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2002
... 北极海冰空间分布具有不均匀性.44年（1951—1994年）海冰密度统计结果显示[105 ] ：北冰洋中心海区（约75°N以北）为多年冰分布区，海冰常年不化；冰界线随经度变化，在鄂霍次克海区和拉布拉多海区可向南伸至45°N 左右，而在挪威海附近明显北缩.海冰分布的纬向不均匀性主要与海陆分布、气候条件以及洋流等因素有关.海陆分布不均使得部分被陆地包围的海湾较同纬度开阔海洋拥有更多海冰；同纬度气候条件差异造成北美大陆东岸较西岸海冰密集度显著增加；大西洋暖流促使挪威海及临近海域海冰界线北缩. ...
The Arctic’s rapidly shrinking sea ice cover: A research synthesis
1
2012
... 由于高纬度地区较其他区域增温剧烈，北极气温的上升速率已是全球平均值增幅的2倍，从而导致了过去几十年北极海冰的加速融化[106 ] .同时，北极海冰的变化对气候也有重要影响[107 ,108 ] .海冰融化与气候变暖存在正反馈作用：随着海冰范围的缩减，海水面积随之加大，反照率减小，海水对辐射的吸收能力增强，从而使得海水温度升高，放大了升温效应，也使得海冰融化进一步加剧[107 ] .因此，对北极海冰范围、厚度、体积等监测具有重要的意义. ...
The central role of diminishing sea ice in recent Arctic temperature amplification
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2010
... 由于高纬度地区较其他区域增温剧烈，北极气温的上升速率已是全球平均值增幅的2倍，从而导致了过去几十年北极海冰的加速融化[106 ] .同时，北极海冰的变化对气候也有重要影响[107 ,108 ] .海冰融化与气候变暖存在正反馈作用：随着海冰范围的缩减，海水面积随之加大，反照率减小，海水对辐射的吸收能力增强，从而使得海水温度升高，放大了升温效应，也使得海冰融化进一步加剧[107 ] .因此，对北极海冰范围、厚度、体积等监测具有重要的意义. ...
... [107 ].因此，对北极海冰范围、厚度、体积等监测具有重要的意义. ...
Arctic sea ice and Eurasian climate: A review
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2015
... 由于高纬度地区较其他区域增温剧烈，北极气温的上升速率已是全球平均值增幅的2倍，从而导致了过去几十年北极海冰的加速融化[106 ] .同时，北极海冰的变化对气候也有重要影响[107 ,108 ] .海冰融化与气候变暖存在正反馈作用：随着海冰范围的缩减，海水面积随之加大，反照率减小，海水对辐射的吸收能力增强，从而使得海水温度升高，放大了升温效应，也使得海冰融化进一步加剧[107 ] .因此，对北极海冰范围、厚度、体积等监测具有重要的意义. ...
Variability and trends in the Arctic Sea ice cover: Results from different techniques
1
2017
... 随着遥感技术的发展，对海冰的监测已从局部（1970s以前）发展到大范围的连续观测.观测结果显示，北极海冰范围在3月达到年内最大值，9月范围最小.最新数据表明，北极海冰范围尤其是9月的海冰范围在加速萎缩[109 ,110 ,111 ] .1979—2019年北极海冰范围整体呈下降趋势（图4 ）.其中，1979—2013年，北极海冰范围缩减率为52 600 km2 /a；进入21世纪以来缩减更加显著，缩减率为6%/10a[110 ] .2015—2018年，北极冬季海冰范围最高值处于历史最低水平，卫星记录中的12个海冰范围低值均发生在过去12年. ...
Arctic sea ice in transformation: A review of recent observed changes and impacts on biology and human activity
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2014
... 随着遥感技术的发展，对海冰的监测已从局部（1970s以前）发展到大范围的连续观测.观测结果显示，北极海冰范围在3月达到年内最大值，9月范围最小.最新数据表明，北极海冰范围尤其是9月的海冰范围在加速萎缩[109 ,110 ,111 ] .1979—2019年北极海冰范围整体呈下降趋势（图4 ）.其中，1979—2013年，北极海冰范围缩减率为52 600 km2 /a；进入21世纪以来缩减更加显著，缩减率为6%/10a[110 ] .2015—2018年，北极冬季海冰范围最高值处于历史最低水平，卫星记录中的12个海冰范围低值均发生在过去12年. ...
... [110 ].2015—2018年，北极冬季海冰范围最高值处于历史最低水平，卫星记录中的12个海冰范围低值均发生在过去12年. ...
Regional variability in sea ice melt in a changing Arctic
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2015
... 随着遥感技术的发展，对海冰的监测已从局部（1970s以前）发展到大范围的连续观测.观测结果显示，北极海冰范围在3月达到年内最大值，9月范围最小.最新数据表明，北极海冰范围尤其是9月的海冰范围在加速萎缩[109 ,110 ,111 ] .1979—2019年北极海冰范围整体呈下降趋势（图4 ）.其中，1979—2013年，北极海冰范围缩减率为52 600 km2 /a；进入21世纪以来缩减更加显著，缩减率为6%/10a[110 ] .2015—2018年，北极冬季海冰范围最高值处于历史最低水平，卫星记录中的12个海冰范围低值均发生在过去12年. ...
Loss of sea ice in the Arctic
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2009
... 海冰厚度也在减薄[112 ] ，大多数冰层较厚的多年海冰已转变为较年轻较薄的季节性海冰.9月北极海冰体积自1979年以来下降了75%[92 ] ；1975—2012年北极中部海冰厚度减少了约65%[113 ] .总体上北极海冰中多年冰在减少.IPCC第五次评估报告指出，1980—2011年，北极多年冰正在以（0.8±0.2）×106 km2 /10a的速度减小[52 ] .多年冰的减少预示着北冰洋夏季海冰的减少，并最终导致北极夏季无海冰.与之对应，北极地区一年冰所占比重呈显著增加趋势[92 ] . ...
Arctic sea ice thickness loss determined using subsurface, aircraft, and satellite observations
1
2015
... 海冰厚度也在减薄[112 ] ，大多数冰层较厚的多年海冰已转变为较年轻较薄的季节性海冰.9月北极海冰体积自1979年以来下降了75%[92 ] ；1975—2012年北极中部海冰厚度减少了约65%[113 ] .总体上北极海冰中多年冰在减少.IPCC第五次评估报告指出，1980—2011年，北极多年冰正在以（0.8±0.2）×106 km2 /10a的速度减小[52 ] .多年冰的减少预示着北冰洋夏季海冰的减少，并最终导致北极夏季无海冰.与之对应，北极地区一年冰所占比重呈显著增加趋势[92 ] . ...
Recent changes in pan‐Arctic melt onset from satellite passive microwave measurements
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2013
... 北极海冰呈现融化日期提前[114 ] 、融化期延长[115 ] 的趋势.在1979—2012年，海冰消融首日的提前率为6.6 d/10a，其中东西伯利亚海域海冰消融首日提前最为明显，变化率为-11.8 d/10a，但在白令海域海冰开始融化日期略有延后（3.3 d/10a）[116 ] .整个北极地区海冰融化期延长率为5 d/10a，个别地区延长速率更大[116 ] .北极融化期延长使得北冰洋夏季反照率减弱，海水对热量的吸收加大，升温加剧.海冰的减少是由大气变暖和南部暖水的涌入造成的，如果全球升温幅度稳定在1.5 ℃，北极夏季无冰发生的概率大约为2%；如果稳定在2 ℃，概率将上升至19%~34%[92 ] . ...
Melt onset over Arctic sea ice controlled by atmospheric moisture transport
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2016
... 北极海冰呈现融化日期提前[114 ] 、融化期延长[115 ] 的趋势.在1979—2012年，海冰消融首日的提前率为6.6 d/10a，其中东西伯利亚海域海冰消融首日提前最为明显，变化率为-11.8 d/10a，但在白令海域海冰开始融化日期略有延后（3.3 d/10a）[116 ] .整个北极地区海冰融化期延长率为5 d/10a，个别地区延长速率更大[116 ] .北极融化期延长使得北冰洋夏季反照率减弱，海水对热量的吸收加大，升温加剧.海冰的减少是由大气变暖和南部暖水的涌入造成的，如果全球升温幅度稳定在1.5 ℃，北极夏季无冰发生的概率大约为2%；如果稳定在2 ℃，概率将上升至19%~34%[92 ] . ...
Arctic sea ice melt onset from passive microwave satellite data: 1979-2012
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2014
... 北极海冰呈现融化日期提前[114 ] 、融化期延长[115 ] 的趋势.在1979—2012年，海冰消融首日的提前率为6.6 d/10a，其中东西伯利亚海域海冰消融首日提前最为明显，变化率为-11.8 d/10a，但在白令海域海冰开始融化日期略有延后（3.3 d/10a）[116 ] .整个北极地区海冰融化期延长率为5 d/10a，个别地区延长速率更大[116 ] .北极融化期延长使得北冰洋夏季反照率减弱，海水对热量的吸收加大，升温加剧.海冰的减少是由大气变暖和南部暖水的涌入造成的，如果全球升温幅度稳定在1.5 ℃，北极夏季无冰发生的概率大约为2%；如果稳定在2 ℃，概率将上升至19%~34%[92 ] . ...
... [116 ].北极融化期延长使得北冰洋夏季反照率减弱，海水对热量的吸收加大，升温加剧.海冰的减少是由大气变暖和南部暖水的涌入造成的，如果全球升温幅度稳定在1.5 ℃，北极夏季无冰发生的概率大约为2%；如果稳定在2 ℃，概率将上升至19%~34%[92 ] . ...
The influence of ice cover on two lake-effect snow events over Lake Erie
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2008
... 在“一带一路”沿线地带，河/湖冰主要分布在欧亚大陆北部，如芬兰、瑞典等北欧国家和俄罗斯，以及青藏高原地区（图5 ）.河/湖冰在冬春季节形成并发育，在夏季消融，冰的存在改变了冬春季水面与大气的能量交换，对区域气候产生重要影响[117 ] ，是区域气候变化的敏感指示器[118 ] .湖泊面积约占全球陆地总面积的2%，是温室气体的重要来源，湖冰对湖泊温室气体等的释放具有重要影响[119 ] .此外，河冰阻塞河道形成的堰塞湖威胁着下游安全，冲刷和侵蚀河道又会危害工程建设[120 ] .因此，对河/湖冰的监测具有重要的理论与现实意义. ...
Plankton of Inland Waters
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2010
... 在“一带一路”沿线地带，河/湖冰主要分布在欧亚大陆北部，如芬兰、瑞典等北欧国家和俄罗斯，以及青藏高原地区（图5 ）.河/湖冰在冬春季节形成并发育，在夏季消融，冰的存在改变了冬春季水面与大气的能量交换，对区域气候产生重要影响[117 ] ，是区域气候变化的敏感指示器[118 ] .湖泊面积约占全球陆地总面积的2%，是温室气体的重要来源，湖冰对湖泊温室气体等的释放具有重要影响[119 ] .此外，河冰阻塞河道形成的堰塞湖威胁着下游安全，冲刷和侵蚀河道又会危害工程建设[120 ] .因此，对河/湖冰的监测具有重要的理论与现实意义. ...
Methane bubbling from northern lakes: Present and future contributions to the global methane budget
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2007
... 在“一带一路”沿线地带，河/湖冰主要分布在欧亚大陆北部，如芬兰、瑞典等北欧国家和俄罗斯，以及青藏高原地区（图5 ）.河/湖冰在冬春季节形成并发育，在夏季消融，冰的存在改变了冬春季水面与大气的能量交换，对区域气候产生重要影响[117 ] ，是区域气候变化的敏感指示器[118 ] .湖泊面积约占全球陆地总面积的2%，是温室气体的重要来源，湖冰对湖泊温室气体等的释放具有重要影响[119 ] .此外，河冰阻塞河道形成的堰塞湖威胁着下游安全，冲刷和侵蚀河道又会危害工程建设[120 ] .因此，对河/湖冰的监测具有重要的理论与现实意义. ...
River predisposition to ice jams: A simplified geospatial model
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2017
... 在“一带一路”沿线地带，河/湖冰主要分布在欧亚大陆北部，如芬兰、瑞典等北欧国家和俄罗斯，以及青藏高原地区（图5 ）.河/湖冰在冬春季节形成并发育，在夏季消融，冰的存在改变了冬春季水面与大气的能量交换，对区域气候产生重要影响[117 ] ，是区域气候变化的敏感指示器[118 ] .湖泊面积约占全球陆地总面积的2%，是温室气体的重要来源，湖冰对湖泊温室气体等的释放具有重要影响[119 ] .此外，河冰阻塞河道形成的堰塞湖威胁着下游安全，冲刷和侵蚀河道又会危害工程建设[120 ] .因此，对河/湖冰的监测具有重要的理论与现实意义. ...
Historical trends in lake and river ice cover in the Northern Hemisphere
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2000
... 对河/湖冰的监测包括：河/湖冰初冰日、完全冻结日、开始消融日、完全消融日、完全冰封期、湖冰存在期以及冰厚和组成等.利用野外监测和遥感手段研究发现，近几十年来北极地区河/湖冰呈初冰日延后、消融日提前、冰封期缩短的变化趋势.1864—1995年芬兰和俄罗斯东部河/湖冰初冰日延后0.7~11 d/100a，消融日提前2.1~9.2 d/100a[121 ] .1855—2005年北半球湖泊初冰日延迟0.3~1.6 d/10a，消融日提前0.5~1.9 d/10a，冰封期缩短0.7~4.3 d/10a[122 ] .青藏高原地区湖冰也显示初冰日延迟和消融日提前，如可可西里[123 ] 、青海湖[124 ] 和纳木错[125 ] ，但其湖冰物候存在显著的空间差异[126 ] .与湖冰整体趋势不同的是，俄罗斯贝加尔湖湖冰出现冰封期提前、消融日延后的趋势[127 ] .在河/湖冰厚度变化上，北美地区的冰厚不断减薄[128 ] ，但缺乏欧亚大陆湖冰厚度的数据报道. ...
Extreme events, trends, and variability in Northern Hemisphere lake-ice phenology (1855-2005)
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2012
... 对河/湖冰的监测包括：河/湖冰初冰日、完全冻结日、开始消融日、完全消融日、完全冰封期、湖冰存在期以及冰厚和组成等.利用野外监测和遥感手段研究发现，近几十年来北极地区河/湖冰呈初冰日延后、消融日提前、冰封期缩短的变化趋势.1864—1995年芬兰和俄罗斯东部河/湖冰初冰日延后0.7~11 d/100a，消融日提前2.1~9.2 d/100a[121 ] .1855—2005年北半球湖泊初冰日延迟0.3~1.6 d/10a，消融日提前0.5~1.9 d/10a，冰封期缩短0.7~4.3 d/10a[122 ] .青藏高原地区湖冰也显示初冰日延迟和消融日提前，如可可西里[123 ] 、青海湖[124 ] 和纳木错[125 ] ，但其湖冰物候存在显著的空间差异[126 ] .与湖冰整体趋势不同的是，俄罗斯贝加尔湖湖冰出现冰封期提前、消融日延后的趋势[127 ] .在河/湖冰厚度变化上，北美地区的冰厚不断减薄[128 ] ，但缺乏欧亚大陆湖冰厚度的数据报道. ...
Spatial-temporal variations of lake ice phenology in the Hoh Xil region from 2000 to 2011
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2016
... 对河/湖冰的监测包括：河/湖冰初冰日、完全冻结日、开始消融日、完全消融日、完全冰封期、湖冰存在期以及冰厚和组成等.利用野外监测和遥感手段研究发现，近几十年来北极地区河/湖冰呈初冰日延后、消融日提前、冰封期缩短的变化趋势.1864—1995年芬兰和俄罗斯东部河/湖冰初冰日延后0.7~11 d/100a，消融日提前2.1~9.2 d/100a[121 ] .1855—2005年北半球湖泊初冰日延迟0.3~1.6 d/10a，消融日提前0.5~1.9 d/10a，冰封期缩短0.7~4.3 d/10a[122 ] .青藏高原地区湖冰也显示初冰日延迟和消融日提前，如可可西里[123 ] 、青海湖[124 ] 和纳木错[125 ] ，但其湖冰物候存在显著的空间差异[126 ] .与湖冰整体趋势不同的是，俄罗斯贝加尔湖湖冰出现冰封期提前、消融日延后的趋势[127 ] .在河/湖冰厚度变化上，北美地区的冰厚不断减薄[128 ] ，但缺乏欧亚大陆湖冰厚度的数据报道. ...
Monitoring ice variations in Qinghai Lake from 1979 to 2016 using passive microwave remote sensing data
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607
... 对河/湖冰的监测包括：河/湖冰初冰日、完全冻结日、开始消融日、完全消融日、完全冰封期、湖冰存在期以及冰厚和组成等.利用野外监测和遥感手段研究发现，近几十年来北极地区河/湖冰呈初冰日延后、消融日提前、冰封期缩短的变化趋势.1864—1995年芬兰和俄罗斯东部河/湖冰初冰日延后0.7~11 d/100a，消融日提前2.1~9.2 d/100a[121 ] .1855—2005年北半球湖泊初冰日延迟0.3~1.6 d/10a，消融日提前0.5~1.9 d/10a，冰封期缩短0.7~4.3 d/10a[122 ] .青藏高原地区湖冰也显示初冰日延迟和消融日提前，如可可西里[123 ] 、青海湖[124 ] 和纳木错[125 ] ，但其湖冰物候存在显著的空间差异[126 ] .与湖冰整体趋势不同的是，俄罗斯贝加尔湖湖冰出现冰封期提前、消融日延后的趋势[127 ] .在河/湖冰厚度变化上，北美地区的冰厚不断减薄[128 ] ，但缺乏欧亚大陆湖冰厚度的数据报道. ...
Lake ice phenology of Nam Co, Central Tibetan Plateau, China, derived from multiple MODIS data products
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2017
... 对河/湖冰的监测包括：河/湖冰初冰日、完全冻结日、开始消融日、完全消融日、完全冰封期、湖冰存在期以及冰厚和组成等.利用野外监测和遥感手段研究发现，近几十年来北极地区河/湖冰呈初冰日延后、消融日提前、冰封期缩短的变化趋势.1864—1995年芬兰和俄罗斯东部河/湖冰初冰日延后0.7~11 d/100a，消融日提前2.1~9.2 d/100a[121 ] .1855—2005年北半球湖泊初冰日延迟0.3~1.6 d/10a，消融日提前0.5~1.9 d/10a，冰封期缩短0.7~4.3 d/10a[122 ] .青藏高原地区湖冰也显示初冰日延迟和消融日提前，如可可西里[123 ] 、青海湖[124 ] 和纳木错[125 ] ，但其湖冰物候存在显著的空间差异[126 ] .与湖冰整体趋势不同的是，俄罗斯贝加尔湖湖冰出现冰封期提前、消融日延后的趋势[127 ] .在河/湖冰厚度变化上，北美地区的冰厚不断减薄[128 ] ，但缺乏欧亚大陆湖冰厚度的数据报道. ...
Analysis of ice phenology of lakes on the Tibetan Plateau from MODIS data
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2013
... 对河/湖冰的监测包括：河/湖冰初冰日、完全冻结日、开始消融日、完全消融日、完全冰封期、湖冰存在期以及冰厚和组成等.利用野外监测和遥感手段研究发现，近几十年来北极地区河/湖冰呈初冰日延后、消融日提前、冰封期缩短的变化趋势.1864—1995年芬兰和俄罗斯东部河/湖冰初冰日延后0.7~11 d/100a，消融日提前2.1~9.2 d/100a[121 ] .1855—2005年北半球湖泊初冰日延迟0.3~1.6 d/10a，消融日提前0.5~1.9 d/10a，冰封期缩短0.7~4.3 d/10a[122 ] .青藏高原地区湖冰也显示初冰日延迟和消融日提前，如可可西里[123 ] 、青海湖[124 ] 和纳木错[125 ] ，但其湖冰物候存在显著的空间差异[126 ] .与湖冰整体趋势不同的是，俄罗斯贝加尔湖湖冰出现冰封期提前、消融日延后的趋势[127 ] .在河/湖冰厚度变化上，北美地区的冰厚不断减薄[128 ] ，但缺乏欧亚大陆湖冰厚度的数据报道. ...
Observations of Lake Baikal ice from satellite altimetry and radiometry
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2007
... 对河/湖冰的监测包括：河/湖冰初冰日、完全冻结日、开始消融日、完全消融日、完全冰封期、湖冰存在期以及冰厚和组成等.利用野外监测和遥感手段研究发现，近几十年来北极地区河/湖冰呈初冰日延后、消融日提前、冰封期缩短的变化趋势.1864—1995年芬兰和俄罗斯东部河/湖冰初冰日延后0.7~11 d/100a，消融日提前2.1~9.2 d/100a[121 ] .1855—2005年北半球湖泊初冰日延迟0.3~1.6 d/10a，消融日提前0.5~1.9 d/10a，冰封期缩短0.7~4.3 d/10a[122 ] .青藏高原地区湖冰也显示初冰日延迟和消融日提前，如可可西里[123 ] 、青海湖[124 ] 和纳木错[125 ] ，但其湖冰物候存在显著的空间差异[126 ] .与湖冰整体趋势不同的是，俄罗斯贝加尔湖湖冰出现冰封期提前、消融日延后的趋势[127 ] .在河/湖冰厚度变化上，北美地区的冰厚不断减薄[128 ] ，但缺乏欧亚大陆湖冰厚度的数据报道. ...
Shifting balance of thermokarst lake ice regimes across the Arctic Coastal Plain of northern Alaska
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2012
... 对河/湖冰的监测包括：河/湖冰初冰日、完全冻结日、开始消融日、完全消融日、完全冰封期、湖冰存在期以及冰厚和组成等.利用野外监测和遥感手段研究发现，近几十年来北极地区河/湖冰呈初冰日延后、消融日提前、冰封期缩短的变化趋势.1864—1995年芬兰和俄罗斯东部河/湖冰初冰日延后0.7~11 d/100a，消融日提前2.1~9.2 d/100a[121 ] .1855—2005年北半球湖泊初冰日延迟0.3~1.6 d/10a，消融日提前0.5~1.9 d/10a，冰封期缩短0.7~4.3 d/10a[122 ] .青藏高原地区湖冰也显示初冰日延迟和消融日提前，如可可西里[123 ] 、青海湖[124 ] 和纳木错[125 ] ，但其湖冰物候存在显著的空间差异[126 ] .与湖冰整体趋势不同的是，俄罗斯贝加尔湖湖冰出现冰封期提前、消融日延后的趋势[127 ] .在河/湖冰厚度变化上，北美地区的冰厚不断减薄[128 ] ，但缺乏欧亚大陆湖冰厚度的数据报道. ...
Climate change will affect the Asian water towers
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2010
... 冰冻圈水资源是维系“一带一路”沿线绿洲经济发展和寒区生态系统稳定的重要保障.例如，青藏高原及其毗邻的喜马拉雅山脉地区被称为“亚洲水塔”，为下游地区几十亿人民的生产生活提供水源保障；欧洲冰雪资源最为集中的阿尔卑斯山脉为欧洲提供了90%以上的饮用、灌溉与水力等水资源[129 ,130 ] .中国冰川、多年冻土和积雪储存的水量总计约14.5×103 km3 ,其中,冰川储水量占35.8%,多年冻土地下冰占64.0%,积雪水当量约0.2%[131 ] .根据多年冻土活动层底部至10 m深度的含冰量观测，青藏高原多年冻土每年融化释放的水量为5~11 km3 , 中国多年冻土融水年总量为6~14 km3 [132 ,133 ] . ...
Contribution potential of glaciers to water availability in different climate regimes
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2010
... 冰冻圈水资源是维系“一带一路”沿线绿洲经济发展和寒区生态系统稳定的重要保障.例如，青藏高原及其毗邻的喜马拉雅山脉地区被称为“亚洲水塔”，为下游地区几十亿人民的生产生活提供水源保障；欧洲冰雪资源最为集中的阿尔卑斯山脉为欧洲提供了90%以上的饮用、灌溉与水力等水资源[129 ,130 ] .中国冰川、多年冻土和积雪储存的水量总计约14.5×103 km3 ,其中,冰川储水量占35.8%,多年冻土地下冰占64.0%,积雪水当量约0.2%[131 ] .根据多年冻土活动层底部至10 m深度的含冰量观测，青藏高原多年冻土每年融化释放的水量为5~11 km3 , 中国多年冻土融水年总量为6~14 km3 [132 ,133 ] . ...
... 欧亚大陆冰雪水资源较为丰富，在区域水资源中占有主导地位.欧洲主要河流的径流有40%以上来自冰雪融水（
图6 ），亚洲地区融水径流约为243 km
3 ，中亚山区雪冰消融产生的径流占该区总径流的40%~70%
[18 ] .中国境内的冰川每年提供的融水量达615×10
8 m
3 [134 ] .其中，西藏约集中了全国冰川融水径流总量的58%，居首位；其次为新疆，约占33%
[134 ] .从各山系冰川融水径流水资源的数量来看（
表4 ），念青唐古拉山区最多，约占全国冰川融水径流总量的35%；其次是喜马拉雅山和天山，分别占12.7%和15.9%；阿尔泰山最小，不足1%
[135 ] .由于区域气候系统、冰川规模、地形条件等的差异，冰川融水对河流的补给比重各地不同（
表5 ）.新疆冰川融水径流占出山径流的25.4%，西藏占8.6%，青藏高原外围向高原内部的冰川融水径流补给随着干旱度的增强和冰川面积的增大而递增.就内流水系来说，甘肃河西、准噶尔盆地、柴达木盆地等冰川融水补给比重为17%~28%，而塔里木河水系则上升到38.5%
[136 ] .外流水系同样存在冰川融水补给比重随干旱度增强而递增的分布趋势，由西藏东南部的雅鲁藏布江、澜沧江、怒江、察隅河等冰川融水补给比重不足10%，到西部印度河水系的狮泉河、象泉河、朋曲等增加到40%~50%.中国冰川融水径流总量的60%左右汇入外流河流域，约40%汇入内陆河流域
[134 ] .研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×10
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3[137 ] .
图6 欧亚大陆不同流域雪冰融水占总水量比例（数据来自参考文献[<xref ref-type="bibr" rid="R130">130</xref>]） Ratio of meltwater from snow and ice to total runoff in different watersheds over Eurasia(data from reference[<xref ref-type="bibr" rid="R130">130</xref>]) Fig. 6 ![]()
表4 中国西部山区冰川融水径流量[135 ] ...
... Ratio of meltwater from snow and ice to total runoff in different watersheds over Eurasia(data from reference[
130 ])
Fig. 6 ![]()
表4 中国西部山区冰川融水径流量[135 ] ...
Initial estimate of the contribuiton of cryospheric changes in China to sea level rise
1
2011
... 冰冻圈水资源是维系“一带一路”沿线绿洲经济发展和寒区生态系统稳定的重要保障.例如，青藏高原及其毗邻的喜马拉雅山脉地区被称为“亚洲水塔”，为下游地区几十亿人民的生产生活提供水源保障；欧洲冰雪资源最为集中的阿尔卑斯山脉为欧洲提供了90%以上的饮用、灌溉与水力等水资源[129 ,130 ] .中国冰川、多年冻土和积雪储存的水量总计约14.5×103 km3 ,其中,冰川储水量占35.8%,多年冻土地下冰占64.0%,积雪水当量约0.2%[131 ] .根据多年冻土活动层底部至10 m深度的含冰量观测，青藏高原多年冻土每年融化释放的水量为5~11 km3 , 中国多年冻土融水年总量为6~14 km3 [132 ,133 ] . ...
中国冰冻圈变化对海平面上升潜在贡献的初步估计
1
2011
... 冰冻圈水资源是维系“一带一路”沿线绿洲经济发展和寒区生态系统稳定的重要保障.例如，青藏高原及其毗邻的喜马拉雅山脉地区被称为“亚洲水塔”，为下游地区几十亿人民的生产生活提供水源保障；欧洲冰雪资源最为集中的阿尔卑斯山脉为欧洲提供了90%以上的饮用、灌溉与水力等水资源[129 ,130 ] .中国冰川、多年冻土和积雪储存的水量总计约14.5×103 km3 ,其中,冰川储水量占35.8%,多年冻土地下冰占64.0%,积雪水当量约0.2%[131 ] .根据多年冻土活动层底部至10 m深度的含冰量观测，青藏高原多年冻土每年融化释放的水量为5~11 km3 , 中国多年冻土融水年总量为6~14 km3 [132 ,133 ] . ...
Assessment of Climate and Environment Changes in China(II): Measures to Adapt and Mitigate the Effects of Climate and Environment Changes
1
2005
... 冰冻圈水资源是维系“一带一路”沿线绿洲经济发展和寒区生态系统稳定的重要保障.例如，青藏高原及其毗邻的喜马拉雅山脉地区被称为“亚洲水塔”，为下游地区几十亿人民的生产生活提供水源保障；欧洲冰雪资源最为集中的阿尔卑斯山脉为欧洲提供了90%以上的饮用、灌溉与水力等水资源[129 ,130 ] .中国冰川、多年冻土和积雪储存的水量总计约14.5×103 km3 ,其中,冰川储水量占35.8%,多年冻土地下冰占64.0%,积雪水当量约0.2%[131 ] .根据多年冻土活动层底部至10 m深度的含冰量观测，青藏高原多年冻土每年融化释放的水量为5~11 km3 , 中国多年冻土融水年总量为6~14 km3 [132 ,133 ] . ...
中国气候与环境演变 (下卷): 气候与环境变化的影响与适应, 减缓对策
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2005
... 冰冻圈水资源是维系“一带一路”沿线绿洲经济发展和寒区生态系统稳定的重要保障.例如，青藏高原及其毗邻的喜马拉雅山脉地区被称为“亚洲水塔”，为下游地区几十亿人民的生产生活提供水源保障；欧洲冰雪资源最为集中的阿尔卑斯山脉为欧洲提供了90%以上的饮用、灌溉与水力等水资源[129 ,130 ] .中国冰川、多年冻土和积雪储存的水量总计约14.5×103 km3 ,其中,冰川储水量占35.8%,多年冻土地下冰占64.0%,积雪水当量约0.2%[131 ] .根据多年冻土活动层底部至10 m深度的含冰量观测，青藏高原多年冻土每年融化释放的水量为5~11 km3 , 中国多年冻土融水年总量为6~14 km3 [132 ,133 ] . ...
Variations of the permafrost in the headwaters of the Urumqi River in the Tianshan Mountains since 1991
1
2010
... 冰冻圈水资源是维系“一带一路”沿线绿洲经济发展和寒区生态系统稳定的重要保障.例如，青藏高原及其毗邻的喜马拉雅山脉地区被称为“亚洲水塔”，为下游地区几十亿人民的生产生活提供水源保障；欧洲冰雪资源最为集中的阿尔卑斯山脉为欧洲提供了90%以上的饮用、灌溉与水力等水资源[129 ,130 ] .中国冰川、多年冻土和积雪储存的水量总计约14.5×103 km3 ,其中,冰川储水量占35.8%,多年冻土地下冰占64.0%,积雪水当量约0.2%[131 ] .根据多年冻土活动层底部至10 m深度的含冰量观测，青藏高原多年冻土每年融化释放的水量为5~11 km3 , 中国多年冻土融水年总量为6~14 km3 [132 ,133 ] . ...
1991—2008 年天山乌鲁木齐河源区多年冻土的变化
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2010
... 冰冻圈水资源是维系“一带一路”沿线绿洲经济发展和寒区生态系统稳定的重要保障.例如，青藏高原及其毗邻的喜马拉雅山脉地区被称为“亚洲水塔”，为下游地区几十亿人民的生产生活提供水源保障；欧洲冰雪资源最为集中的阿尔卑斯山脉为欧洲提供了90%以上的饮用、灌溉与水力等水资源[129 ,130 ] .中国冰川、多年冻土和积雪储存的水量总计约14.5×103 km3 ,其中,冰川储水量占35.8%,多年冻土地下冰占64.0%,积雪水当量约0.2%[131 ] .根据多年冻土活动层底部至10 m深度的含冰量观测，青藏高原多年冻土每年融化释放的水量为5~11 km3 , 中国多年冻土融水年总量为6~14 km3 [132 ,133 ] . ...
Glacial runoff in China: An evaluation and orediction for the future 50 years
8
2006
... 欧亚大陆冰雪水资源较为丰富，在区域水资源中占有主导地位.欧洲主要河流的径流有40%以上来自冰雪融水（图6 ），亚洲地区融水径流约为243 km3 ，中亚山区雪冰消融产生的径流占该区总径流的40%~70%[18 ] .中国境内的冰川每年提供的融水量达615×108 m3 [134 ] .其中，西藏约集中了全国冰川融水径流总量的58%，居首位；其次为新疆，约占33%[134 ] .从各山系冰川融水径流水资源的数量来看（表4 ），念青唐古拉山区最多，约占全国冰川融水径流总量的35%；其次是喜马拉雅山和天山，分别占12.7%和15.9%；阿尔泰山最小，不足1%[135 ] .由于区域气候系统、冰川规模、地形条件等的差异，冰川融水对河流的补给比重各地不同（表5 ）.新疆冰川融水径流占出山径流的25.4%，西藏占8.6%，青藏高原外围向高原内部的冰川融水径流补给随着干旱度的增强和冰川面积的增大而递增.就内流水系来说，甘肃河西、准噶尔盆地、柴达木盆地等冰川融水补给比重为17%~28%，而塔里木河水系则上升到38.5%[136 ] .外流水系同样存在冰川融水补给比重随干旱度增强而递增的分布趋势，由西藏东南部的雅鲁藏布江、澜沧江、怒江、察隅河等冰川融水补给比重不足10%，到西部印度河水系的狮泉河、象泉河、朋曲等增加到40%~50%.中国冰川融水径流总量的60%左右汇入外流河流域，约40%汇入内陆河流域[134 ] .研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
... [134 ].从各山系冰川融水径流水资源的数量来看（表4 ），念青唐古拉山区最多，约占全国冰川融水径流总量的35%；其次是喜马拉雅山和天山，分别占12.7%和15.9%；阿尔泰山最小，不足1%[135 ] .由于区域气候系统、冰川规模、地形条件等的差异，冰川融水对河流的补给比重各地不同（表5 ）.新疆冰川融水径流占出山径流的25.4%，西藏占8.6%，青藏高原外围向高原内部的冰川融水径流补给随着干旱度的增强和冰川面积的增大而递增.就内流水系来说，甘肃河西、准噶尔盆地、柴达木盆地等冰川融水补给比重为17%~28%，而塔里木河水系则上升到38.5%[136 ] .外流水系同样存在冰川融水补给比重随干旱度增强而递增的分布趋势，由西藏东南部的雅鲁藏布江、澜沧江、怒江、察隅河等冰川融水补给比重不足10%，到西部印度河水系的狮泉河、象泉河、朋曲等增加到40%~50%.中国冰川融水径流总量的60%左右汇入外流河流域，约40%汇入内陆河流域[134 ] .研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
... [134 ].研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
... 中国典型流域冰川径流量[134 ,136 ] ...
... Glacier runoff in typical watersheds in China[134 ,136 ] ...
... 进入21世纪以来，由于气温升高导致全球冰川融水径流发生了变化.中国内流水系中，塔里木河水系冰川融水径流绝对变化量最大，与1960s相比，2000s融水径流增加了59.34×108 m3 ；青藏高原内流水系相对变化量最大，与1960s相比，2000s冰川融水相对增加162.1%；外流水系由于恒河水系冰川面积最大，其冰川融水变化也是最大的，平均增加量约为2.87×108 m3 /a.中国西部从1960s的517.65×108 m3 增加到1990s的 695.48×108 m3 ，2000s后更是46年冰川融水径流量最大的时期，平均融水径流量达794.67×108 m3 ，高出多年平均值26.2%.表6 为内流水系、外流水系以及整个中国西部冰川融水径流总量变化[134 ,136 ,138 ] . ...
... 中国西部冰川融水变化[134 ,136 ,138 ] 单位：×108 m3 ...
... Variations of glacier melt in western China [134 ,136 ,138 ] 单位：×108 m3 ...
中国冰川径流的评估及其未来50a变化趋势预测
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2006
... 欧亚大陆冰雪水资源较为丰富，在区域水资源中占有主导地位.欧洲主要河流的径流有40%以上来自冰雪融水（图6 ），亚洲地区融水径流约为243 km3 ，中亚山区雪冰消融产生的径流占该区总径流的40%~70%[18 ] .中国境内的冰川每年提供的融水量达615×108 m3 [134 ] .其中，西藏约集中了全国冰川融水径流总量的58%，居首位；其次为新疆，约占33%[134 ] .从各山系冰川融水径流水资源的数量来看（表4 ），念青唐古拉山区最多，约占全国冰川融水径流总量的35%；其次是喜马拉雅山和天山，分别占12.7%和15.9%；阿尔泰山最小，不足1%[135 ] .由于区域气候系统、冰川规模、地形条件等的差异，冰川融水对河流的补给比重各地不同（表5 ）.新疆冰川融水径流占出山径流的25.4%，西藏占8.6%，青藏高原外围向高原内部的冰川融水径流补给随着干旱度的增强和冰川面积的增大而递增.就内流水系来说，甘肃河西、准噶尔盆地、柴达木盆地等冰川融水补给比重为17%~28%，而塔里木河水系则上升到38.5%[136 ] .外流水系同样存在冰川融水补给比重随干旱度增强而递增的分布趋势，由西藏东南部的雅鲁藏布江、澜沧江、怒江、察隅河等冰川融水补给比重不足10%，到西部印度河水系的狮泉河、象泉河、朋曲等增加到40%~50%.中国冰川融水径流总量的60%左右汇入外流河流域，约40%汇入内陆河流域[134 ] .研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
... [134 ].从各山系冰川融水径流水资源的数量来看（表4 ），念青唐古拉山区最多，约占全国冰川融水径流总量的35%；其次是喜马拉雅山和天山，分别占12.7%和15.9%；阿尔泰山最小，不足1%[135 ] .由于区域气候系统、冰川规模、地形条件等的差异，冰川融水对河流的补给比重各地不同（表5 ）.新疆冰川融水径流占出山径流的25.4%，西藏占8.6%，青藏高原外围向高原内部的冰川融水径流补给随着干旱度的增强和冰川面积的增大而递增.就内流水系来说，甘肃河西、准噶尔盆地、柴达木盆地等冰川融水补给比重为17%~28%，而塔里木河水系则上升到38.5%[136 ] .外流水系同样存在冰川融水补给比重随干旱度增强而递增的分布趋势，由西藏东南部的雅鲁藏布江、澜沧江、怒江、察隅河等冰川融水补给比重不足10%，到西部印度河水系的狮泉河、象泉河、朋曲等增加到40%~50%.中国冰川融水径流总量的60%左右汇入外流河流域，约40%汇入内陆河流域[134 ] .研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
... [134 ].研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
... 中国典型流域冰川径流量[134 ,136 ] ...
... Glacier runoff in typical watersheds in China[134 ,136 ] ...
... 进入21世纪以来，由于气温升高导致全球冰川融水径流发生了变化.中国内流水系中，塔里木河水系冰川融水径流绝对变化量最大，与1960s相比，2000s融水径流增加了59.34×108 m3 ；青藏高原内流水系相对变化量最大，与1960s相比，2000s冰川融水相对增加162.1%；外流水系由于恒河水系冰川面积最大，其冰川融水变化也是最大的，平均增加量约为2.87×108 m3 /a.中国西部从1960s的517.65×108 m3 增加到1990s的 695.48×108 m3 ，2000s后更是46年冰川融水径流量最大的时期，平均融水径流量达794.67×108 m3 ，高出多年平均值26.2%.表6 为内流水系、外流水系以及整个中国西部冰川融水径流总量变化[134 ,136 ,138 ] . ...
... 中国西部冰川融水变化[134 ,136 ,138 ] 单位：×108 m3 ...
... Variations of glacier melt in western China [134 ,136 ,138 ] 单位：×108 m3 ...
Glacier and Envrionment in China
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2000
... 欧亚大陆冰雪水资源较为丰富，在区域水资源中占有主导地位.欧洲主要河流的径流有40%以上来自冰雪融水（图6 ），亚洲地区融水径流约为243 km3 ，中亚山区雪冰消融产生的径流占该区总径流的40%~70%[18 ] .中国境内的冰川每年提供的融水量达615×108 m3 [134 ] .其中，西藏约集中了全国冰川融水径流总量的58%，居首位；其次为新疆，约占33%[134 ] .从各山系冰川融水径流水资源的数量来看（表4 ），念青唐古拉山区最多，约占全国冰川融水径流总量的35%；其次是喜马拉雅山和天山，分别占12.7%和15.9%；阿尔泰山最小，不足1%[135 ] .由于区域气候系统、冰川规模、地形条件等的差异，冰川融水对河流的补给比重各地不同（表5 ）.新疆冰川融水径流占出山径流的25.4%，西藏占8.6%，青藏高原外围向高原内部的冰川融水径流补给随着干旱度的增强和冰川面积的增大而递增.就内流水系来说，甘肃河西、准噶尔盆地、柴达木盆地等冰川融水补给比重为17%~28%，而塔里木河水系则上升到38.5%[136 ] .外流水系同样存在冰川融水补给比重随干旱度增强而递增的分布趋势，由西藏东南部的雅鲁藏布江、澜沧江、怒江、察隅河等冰川融水补给比重不足10%，到西部印度河水系的狮泉河、象泉河、朋曲等增加到40%~50%.中国冰川融水径流总量的60%左右汇入外流河流域，约40%汇入内陆河流域[134 ] .研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
... 中国西部山区冰川融水径流量[135 ] ...
... Glacier runoff in mountains in western China[135 ] ...
中国冰川与环境
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2000
... 欧亚大陆冰雪水资源较为丰富，在区域水资源中占有主导地位.欧洲主要河流的径流有40%以上来自冰雪融水（图6 ），亚洲地区融水径流约为243 km3 ，中亚山区雪冰消融产生的径流占该区总径流的40%~70%[18 ] .中国境内的冰川每年提供的融水量达615×108 m3 [134 ] .其中，西藏约集中了全国冰川融水径流总量的58%，居首位；其次为新疆，约占33%[134 ] .从各山系冰川融水径流水资源的数量来看（表4 ），念青唐古拉山区最多，约占全国冰川融水径流总量的35%；其次是喜马拉雅山和天山，分别占12.7%和15.9%；阿尔泰山最小，不足1%[135 ] .由于区域气候系统、冰川规模、地形条件等的差异，冰川融水对河流的补给比重各地不同（表5 ）.新疆冰川融水径流占出山径流的25.4%，西藏占8.6%，青藏高原外围向高原内部的冰川融水径流补给随着干旱度的增强和冰川面积的增大而递增.就内流水系来说，甘肃河西、准噶尔盆地、柴达木盆地等冰川融水补给比重为17%~28%，而塔里木河水系则上升到38.5%[136 ] .外流水系同样存在冰川融水补给比重随干旱度增强而递增的分布趋势，由西藏东南部的雅鲁藏布江、澜沧江、怒江、察隅河等冰川融水补给比重不足10%，到西部印度河水系的狮泉河、象泉河、朋曲等增加到40%~50%.中国冰川融水径流总量的60%左右汇入外流河流域，约40%汇入内陆河流域[134 ] .研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
... 中国西部山区冰川融水径流量[135 ] ...
... Glacier runoff in mountains in western China[135 ] ...
Glacier runoff variation and its influence on river runoff during 1961-2006 in the Tarim River Basin, China
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2010
... 欧亚大陆冰雪水资源较为丰富，在区域水资源中占有主导地位.欧洲主要河流的径流有40%以上来自冰雪融水（图6 ），亚洲地区融水径流约为243 km3 ，中亚山区雪冰消融产生的径流占该区总径流的40%~70%[18 ] .中国境内的冰川每年提供的融水量达615×108 m3 [134 ] .其中，西藏约集中了全国冰川融水径流总量的58%，居首位；其次为新疆，约占33%[134 ] .从各山系冰川融水径流水资源的数量来看（表4 ），念青唐古拉山区最多，约占全国冰川融水径流总量的35%；其次是喜马拉雅山和天山，分别占12.7%和15.9%；阿尔泰山最小，不足1%[135 ] .由于区域气候系统、冰川规模、地形条件等的差异，冰川融水对河流的补给比重各地不同（表5 ）.新疆冰川融水径流占出山径流的25.4%，西藏占8.6%，青藏高原外围向高原内部的冰川融水径流补给随着干旱度的增强和冰川面积的增大而递增.就内流水系来说，甘肃河西、准噶尔盆地、柴达木盆地等冰川融水补给比重为17%~28%，而塔里木河水系则上升到38.5%[136 ] .外流水系同样存在冰川融水补给比重随干旱度增强而递增的分布趋势，由西藏东南部的雅鲁藏布江、澜沧江、怒江、察隅河等冰川融水补给比重不足10%，到西部印度河水系的狮泉河、象泉河、朋曲等增加到40%~50%.中国冰川融水径流总量的60%左右汇入外流河流域，约40%汇入内陆河流域[134 ] .研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
... 中国典型流域冰川径流量[134 ,136 ] ...
... Glacier runoff in typical watersheds in China[134 ,136 ] ...
... 进入21世纪以来，由于气温升高导致全球冰川融水径流发生了变化.中国内流水系中，塔里木河水系冰川融水径流绝对变化量最大，与1960s相比，2000s融水径流增加了59.34×108 m3 ；青藏高原内流水系相对变化量最大，与1960s相比，2000s冰川融水相对增加162.1%；外流水系由于恒河水系冰川面积最大，其冰川融水变化也是最大的，平均增加量约为2.87×108 m3 /a.中国西部从1960s的517.65×108 m3 增加到1990s的 695.48×108 m3 ，2000s后更是46年冰川融水径流量最大的时期，平均融水径流量达794.67×108 m3 ，高出多年平均值26.2%.表6 为内流水系、外流水系以及整个中国西部冰川融水径流总量变化[134 ,136 ,138 ] . ...
... 中国西部冰川融水变化[134 ,136 ,138 ] 单位：×108 m3 ...
... Variations of glacier melt in western China [134 ,136 ,138 ] 单位：×108 m3 ...
The Impacts of Cryospheric Changes on Runoff in Cold Regions of Western China
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2019
... 欧亚大陆冰雪水资源较为丰富，在区域水资源中占有主导地位.欧洲主要河流的径流有40%以上来自冰雪融水（图6 ），亚洲地区融水径流约为243 km3 ，中亚山区雪冰消融产生的径流占该区总径流的40%~70%[18 ] .中国境内的冰川每年提供的融水量达615×108 m3 [134 ] .其中，西藏约集中了全国冰川融水径流总量的58%，居首位；其次为新疆，约占33%[134 ] .从各山系冰川融水径流水资源的数量来看（表4 ），念青唐古拉山区最多，约占全国冰川融水径流总量的35%；其次是喜马拉雅山和天山，分别占12.7%和15.9%；阿尔泰山最小，不足1%[135 ] .由于区域气候系统、冰川规模、地形条件等的差异，冰川融水对河流的补给比重各地不同（表5 ）.新疆冰川融水径流占出山径流的25.4%，西藏占8.6%，青藏高原外围向高原内部的冰川融水径流补给随着干旱度的增强和冰川面积的增大而递增.就内流水系来说，甘肃河西、准噶尔盆地、柴达木盆地等冰川融水补给比重为17%~28%，而塔里木河水系则上升到38.5%[136 ] .外流水系同样存在冰川融水补给比重随干旱度增强而递增的分布趋势，由西藏东南部的雅鲁藏布江、澜沧江、怒江、察隅河等冰川融水补给比重不足10%，到西部印度河水系的狮泉河、象泉河、朋曲等增加到40%~50%.中国冰川融水径流总量的60%左右汇入外流河流域，约40%汇入内陆河流域[134 ] .研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
... 受降雪量增加影响，新疆地区积雪融水径流量增加明显，2000s以来，东北地区融雪径流量也明显增加，而青藏高原以及其他地区呈现明显减少趋势.从流域尺度看，1960—2012/2014年中国东北和青藏高原东部多数流域积雪融水呈现下降趋势；而东北山区流域、青藏高原西部以及天山等较冷流域的积雪融水则呈现增加趋势.由此，在中国西部和东北地区降水量增多的背景下，全球变暖、雪线上升尚未导致较冷地区特别是雪线以上地区积雪量及其融水径流的减少.但这种增加趋势在2010年以来，逐渐转变为减少趋势或变化不显著[137 ] . ...
... 多年冻土退化势必会影响冰冻圈流域的产流、入渗和蒸散发过程，以及流域的地下水系统等.多年冻土活动层变厚或者季节冻土减薄，不仅增加了水分深层入渗，增加了深层壤中流，而且扩大了地下水库容，导致流域基流增加，具体表现在年内冬季径流增加、秋季退水曲线变缓，从而有效调节了流域径流的年内甚至年际分配，具体表现为流域干季特别是冬季径流增加、最大月径流量减少、干季（11月至翌年4月）/湿季（5~10月）径流量比例增大等现象[137 ] . ...
冰冻圈变化对中国西部寒区径流的影响
3
2019
... 欧亚大陆冰雪水资源较为丰富，在区域水资源中占有主导地位.欧洲主要河流的径流有40%以上来自冰雪融水（图6 ），亚洲地区融水径流约为243 km3 ，中亚山区雪冰消融产生的径流占该区总径流的40%~70%[18 ] .中国境内的冰川每年提供的融水量达615×108 m3 [134 ] .其中，西藏约集中了全国冰川融水径流总量的58%，居首位；其次为新疆，约占33%[134 ] .从各山系冰川融水径流水资源的数量来看（表4 ），念青唐古拉山区最多，约占全国冰川融水径流总量的35%；其次是喜马拉雅山和天山，分别占12.7%和15.9%；阿尔泰山最小，不足1%[135 ] .由于区域气候系统、冰川规模、地形条件等的差异，冰川融水对河流的补给比重各地不同（表5 ）.新疆冰川融水径流占出山径流的25.4%，西藏占8.6%，青藏高原外围向高原内部的冰川融水径流补给随着干旱度的增强和冰川面积的增大而递增.就内流水系来说，甘肃河西、准噶尔盆地、柴达木盆地等冰川融水补给比重为17%~28%，而塔里木河水系则上升到38.5%[136 ] .外流水系同样存在冰川融水补给比重随干旱度增强而递增的分布趋势，由西藏东南部的雅鲁藏布江、澜沧江、怒江、察隅河等冰川融水补给比重不足10%，到西部印度河水系的狮泉河、象泉河、朋曲等增加到40%~50%.中国冰川融水径流总量的60%左右汇入外流河流域，约40%汇入内陆河流域[134 ] .研究显示，1961—2012年中国平均融雪径流深高值区主要分布在青藏高原、新疆和东北三大积雪区中降水量较多的地区，特别是在臧东南地区；此外，由于受短期强降雪量影响，中国南部部分地区平均积雪融水量也较大.1961—2012年中国平均融雪径流量约为820×108 m3[137 ] . ...
... 受降雪量增加影响，新疆地区积雪融水径流量增加明显，2000s以来，东北地区融雪径流量也明显增加，而青藏高原以及其他地区呈现明显减少趋势.从流域尺度看，1960—2012/2014年中国东北和青藏高原东部多数流域积雪融水呈现下降趋势；而东北山区流域、青藏高原西部以及天山等较冷流域的积雪融水则呈现增加趋势.由此，在中国西部和东北地区降水量增多的背景下，全球变暖、雪线上升尚未导致较冷地区特别是雪线以上地区积雪量及其融水径流的减少.但这种增加趋势在2010年以来，逐渐转变为减少趋势或变化不显著[137 ] . ...
... 多年冻土退化势必会影响冰冻圈流域的产流、入渗和蒸散发过程，以及流域的地下水系统等.多年冻土活动层变厚或者季节冻土减薄，不仅增加了水分深层入渗，增加了深层壤中流，而且扩大了地下水库容，导致流域基流增加，具体表现在年内冬季径流增加、秋季退水曲线变缓，从而有效调节了流域径流的年内甚至年际分配，具体表现为流域干季特别是冬季径流增加、最大月径流量减少、干季（11月至翌年4月）/湿季（5~10月）径流量比例增大等现象[137 ] . ...
Recent changes of glacier runoff in the Hexi Inland riber basin
3
2011
... 进入21世纪以来，由于气温升高导致全球冰川融水径流发生了变化.中国内流水系中，塔里木河水系冰川融水径流绝对变化量最大，与1960s相比，2000s融水径流增加了59.34×108 m3 ；青藏高原内流水系相对变化量最大，与1960s相比，2000s冰川融水相对增加162.1%；外流水系由于恒河水系冰川面积最大，其冰川融水变化也是最大的，平均增加量约为2.87×108 m3 /a.中国西部从1960s的517.65×108 m3 增加到1990s的 695.48×108 m3 ，2000s后更是46年冰川融水径流量最大的时期，平均融水径流量达794.67×108 m3 ，高出多年平均值26.2%.表6 为内流水系、外流水系以及整个中国西部冰川融水径流总量变化[134 ,136 ,138 ] . ...
... 中国西部冰川融水变化[134 ,136 ,138 ] 单位：×108 m3 ...
... Variations of glacier melt in western China [134 ,136 ,138 ] 单位：×108 m3 ...
河西内陆河流域冰川融水近期变化
3
2011
... 进入21世纪以来，由于气温升高导致全球冰川融水径流发生了变化.中国内流水系中，塔里木河水系冰川融水径流绝对变化量最大，与1960s相比，2000s融水径流增加了59.34×108 m3 ；青藏高原内流水系相对变化量最大，与1960s相比，2000s冰川融水相对增加162.1%；外流水系由于恒河水系冰川面积最大，其冰川融水变化也是最大的，平均增加量约为2.87×108 m3 /a.中国西部从1960s的517.65×108 m3 增加到1990s的 695.48×108 m3 ，2000s后更是46年冰川融水径流量最大的时期，平均融水径流量达794.67×108 m3 ，高出多年平均值26.2%.表6 为内流水系、外流水系以及整个中国西部冰川融水径流总量变化[134 ,136 ,138 ] . ...
... 中国西部冰川融水变化[134 ,136 ,138 ] 单位：×108 m3 ...
... Variations of glacier melt in western China [134 ,136 ,138 ] 单位：×108 m3 ...
High mountain areas
2
2019
... 冰川和多年冻土中储存有大量有机碳，随着气候变化进一步加快，这些不同来源的有机碳将在冰川消融和多年冻土退化时重新得以释放，进而改变大气温室气体含量并加速气候变化.同时，原本封存于冰川中的重金属污染物在全球变暖驱动下，将随冰川的快速退缩进行二次释放，从而对生态环境产生负面影响[103 ] .此外，冰冻圈变化还将改变高山区生物栖息地范围，影响物种存活能力，某些物种范围的缩小和灭绝将导致区域生物多样性的减少[139 ] .因此，研究冰冻圈变化对生态系统和碳循环的影响具有深远意义.但由于目前长期观测站点不足、监测方法和技术存在一定缺陷，量化研究相对薄弱，对生态系统碳源汇效应和关系的调节，以及影响生态系统碳交换的生物地球化学过程和机制的研究需要在改进的基础上，通过完善整体地球系统模型得以实现. ...
... 冰冻圈变化对人类及其生存环境造成破坏性的事件即为冰冻圈灾害.冰崩、冰川跃动、冰川泥石流、冰湖溃决、多年冻土区冻融作用造成的冻胀和热融灾害、海岸侵蚀、雪灾和风吹雪灾害、春季冰川和融雪洪水等都是冰冻圈变化造成的直接或间接灾害形式，严重威胁着公共设施和人民生命财产安全.“一带一路”区域是冰冻圈灾害多发区，其中北线中蒙俄经济走廊主要受冻土灾害影响，中巴经济走廊和新亚欧大陆桥则受雪崩、冰崩、冰雪融雪洪水灾害影响，“海上丝绸之路”的诸多小岛国、海岸带将受海平面上升的威胁.随着冰冻圈灾害频率和强度增加，应最大限度地减轻冰冻圈变化带来的负面影响，从灾害类型、暴露度和脆弱性等角度制定不同的应对策略和措施，做好防灾减灾风险评估与管控[139 ] . ...
甘公网安备62010202000687
