朱立平 ，彭 萍，張國慶,2，喬寶晉，劉 翀,5，楊瑞敏，王君波,2

(1：中國科學(xué)院青藏高原研究所青藏高原環(huán)境與地表過程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100101) (2：中國科學(xué)院青藏高原地球科學(xué)創(chuàng)新卓越中心，北京 100101) (3：鄭州大學(xué)地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，鄭州 450001) (4：蘭州大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院，蘭州 730000) (5：中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049)

青藏高原是地球上最重要的高海拔地區(qū)之一，對(duì)全球變化具有敏感的響應(yīng). 湖泊是大氣圈、水圈和冰凍圈聯(lián)系的關(guān)鍵紐帶，在全球變暖條件下對(duì)地表水循環(huán)過程具有重要的影響. 已有的觀測(cè)研究發(fā)現(xiàn)，1960-2012年間，青藏高原地區(qū)的氣溫上升率約為0.3～0.4℃/10 a，是全球平均水平的2倍[1]. 青藏高原的降水變化區(qū)域差異顯著. 受西風(fēng)影響的中部和北部降水自1990年代中期以來增加約21%±7%[2]，而受季風(fēng)影響的高原南部和東部降水減少[3-4]，呈現(xiàn)波動(dòng)性下降[5]. 總的來講，青藏高原的降水在2000-2018年呈現(xiàn)出持續(xù)增加，水循環(huán)總體加劇[6-7].

在急劇升溫的背景下，與全球平均水平相比，喜馬拉雅山地區(qū)的冰川正在經(jīng)歷快速退縮. 喜馬拉雅-喀喇昆侖-帕米爾地區(qū)的冰川融水作為“亞洲水塔”的重要水源，對(duì)青藏高原及周邊地區(qū)人類社會(huì)發(fā)展起著重要的支撐作用[8]. 隨著氣溫和降水的變化，青藏高原地區(qū)的冰川退縮也表現(xiàn)出明顯的區(qū)域分異，具有南部和東南部冰川退縮強(qiáng)烈、中部冰川退縮程度減弱和西北部冰川穩(wěn)定甚至前進(jìn)的特點(diǎn)[4]. 氣溫升高使得多年凍土發(fā)生明顯退化，1980-2015年期間，青藏公路沿線多年凍土活動(dòng)層底部溫度上升速率為0.45℃/10 a，活動(dòng)層厚度變化速率為21.7 cm/10 a. 退化的凍土較之前釋放了更多的水分，1980-2018年6-8月多年凍土區(qū)土壤平均含水量遞增率為0.005 m3/(m3·10 a)[9].

降水增加、冰川融水和凍土融化極大改變了青藏高原的湖泊面積和水量. 根據(jù)對(duì)青藏高原中西部面積大于10 km2的湖泊水量變化的分析，1976-1990年，湖泊水量因降水量減少而下降；1990-2013年，又因降水量和冰川融水增加而上升，其中，冰川補(bǔ)給湖泊的水量增加占研究地區(qū)和時(shí)段全部湖泊水量增加的84%[10]. 湖泊面積大小和水量變化顯然會(huì)影響水分向大氣的輸送. 研究發(fā)現(xiàn)，對(duì)納木錯(cuò)流域的開闊湖區(qū)和岸邊小湖的對(duì)比研究發(fā)現(xiàn)，開闊湖區(qū)的熱量和水汽總體傳輸系數(shù)比岸邊小湖低7%左右，而非結(jié)冰期的湖面蒸發(fā)比小湖要高[11]. 由于湖泊減少了陸地表面向大氣輸送的能量，大面積的湖泊擴(kuò)張反過來也會(huì)促使區(qū)域降水增加[12].

青藏高原的湖泊分布廣泛而密集. 遙感反演結(jié)果表明，2018年湖泊總面積約為5×104km2[13](圖1)，分別占全球湖泊面積的1.9%[14]，占中國湖泊面積的57.2%[15-16]，占青藏高原陸地面積的1.9%. 青藏高原的湖泊在“亞洲水塔”的區(qū)域水相轉(zhuǎn)換和水循環(huán)中具有十分重要的影響. 在巴黎會(huì)議預(yù)測(cè)未來全球平均氣溫上升2℃的情景下，青藏高原的氣候環(huán)境將會(huì)發(fā)生更加劇烈的變化，迫切需要對(duì)青藏高原湖泊變化的幅度、趨勢(shì)及對(duì)區(qū)域氣候變化的響應(yīng)和影響方式與機(jī)制開展深入研究. 因此，國家啟動(dòng)的“第二次青藏高原科學(xué)考察研究”專項(xiàng)將開展“湖泊演變及氣候變化響應(yīng)”的專題研究，其中的重要目標(biāo)就是準(zhǔn)確認(rèn)識(shí)青藏高原湖泊水量賦存形式、類型及轉(zhuǎn)化過程，揭示湖泊水循環(huán)及流域生態(tài)系統(tǒng)變化對(duì)氣候變化的響應(yīng)和和反饋.

圖1 青藏高原冰川、湖泊和主要河流分布(根據(jù)文獻(xiàn)[13]修改)Fig.1 Distribution of glaciers, lakes and major rivers on the Tibetan Plateau (Modified from reference [13])

1 湖泊面積、水位與水量變化

1.1 湖泊面積與水位變化

最近幾十年，氣候變化對(duì)青藏高原的湖泊面積變化具有明顯的影響. 對(duì)青藏高原不同大小的湖泊面積變化研究表明，1990年之前，小于10 km2的湖泊面積出現(xiàn)微弱擴(kuò)張，但大于10 km2的湖泊(占全部湖泊面積的70%以上)則呈現(xiàn)普遍退縮. 1990年之后，大多數(shù)湖泊均呈現(xiàn)擴(kuò)張態(tài)勢(shì)，并且在2000年之后表現(xiàn)出擴(kuò)張速率的增長[17]. 與氣象參數(shù)進(jìn)行對(duì)比發(fā)現(xiàn)，1970s湖泊萎縮的主要原因是較少的降水和低溫對(duì)融水釋放的限制，而1990s以來的湖泊擴(kuò)張與降水和融水增加有關(guān)[18]. 一些湖泊的水位實(shí)地監(jiān)測(cè)與湖泊面積變化具有相同的趨勢(shì)[19]，其結(jié)果也得到基于ICESat/ICESat-2和CryoSat等遙感監(jiān)測(cè)的大尺度湖泊水位時(shí)空變化的支持[20-21].

1.2 湖泊水量變化

然而，與湖泊面積有大致相似變化的同時(shí)，湖泊水量在不同的區(qū)域和時(shí)間段呈現(xiàn)不同的變化. 研究者利用重力衛(wèi)星對(duì)水體質(zhì)量的估算，結(jié)合區(qū)域降水量、冰川融化量、土壤含水量等分析了湖泊水量的變化以及各個(gè)補(bǔ)給要素的影響[22]. 以湖盆DEM為基礎(chǔ)，建立湖泊面積與水量變化量的關(guān)系，則能夠估算每個(gè)湖泊在面積變化后的水量變化[23]. 1976-1990年，高原內(nèi)流區(qū)東南部湖泊水量增加，而東北部湖泊水量減少，并明顯快于其他地區(qū). 1990-2000年，高原內(nèi)流區(qū)東北部水量依然減少，其他地區(qū)湖泊水量均增加. 2000-2013年，高原內(nèi)流區(qū)大多數(shù)湖泊水量增加，且東部增加明顯快于西部，但藏南地區(qū)湖泊水量呈現(xiàn)持續(xù)減少[23](圖2). 對(duì)面積大于10 km2的315個(gè)湖泊的水量變化分析表明，1976-1990年湖泊水量減少236.9億m3，1990-2013年湖泊水量增加1408億m3，增加的區(qū)域主要在高原北部和中部. 2000-2013年期間，高原北部和中部的湖泊面積分別增加了1981.6和1869.1 km2，具有幾乎一致的面積變化，但前者的湖泊水量增加只占后者的一半，表明湖泊面積的變化幅度可能不能準(zhǔn)確反映其對(duì)氣候變化的響應(yīng). 對(duì)于整個(gè)高原來講，降水增加是2000-2013年高原湖泊水量增加的主要原因，但在其北部、西部和西北部地區(qū)，冰川融水湖泊分別占到水量增加湖泊的40%、50.6%和100%[24]. 大氣環(huán)流和降水變化的區(qū)域差異表明，青藏高原湖泊水量變化的區(qū)域差異[25]與降水變化密切相關(guān). 研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原北部的湖泊擴(kuò)張和南部的湖泊退縮與北部西風(fēng)區(qū)的降水增加和南部季風(fēng)區(qū)的降水減少具有時(shí)間和空間上的一致性[4].

圖2 青藏高原面積大于50 km2的封閉湖泊在1976-1990、1990-2000、2000-2005、2005-2013和1976-2013年5個(gè)時(shí)段的年均水量變化量(根據(jù)文獻(xiàn)[23]修改)Fig.2 The average annual water storage variations of the lakes with areas great than 50 km2 on the Tibetan Plateau during the five periods of 1976-1990, 1990-2000, 2000-2005, 2005-2013 and 1976-2013 (Modified from reference [23])

2 湖泊物理與化學(xué)指標(biāo)變化

2.1 湖泊水溫與冰情

青藏高原的湖泊水溫對(duì)氣候變化具有明顯的響應(yīng). 根據(jù)MODIS/Terra 8的陸表日溫(夜間)產(chǎn)品(MOD11A2)分析，2001-2012年期間，青藏高原湖泊表面水溫平均上升率為0.012±0.033℃/a[26]. 在調(diào)查的52個(gè)湖泊中，31個(gè)湖泊(占60%)的平均升溫率為0.055±0.033℃/a，其余位于高海拔范圍(> 4200 m)的21個(gè)湖泊(占40%)的平均降溫率為-0.053±0.038℃/a(圖3). 湖泊表面水溫差異和變化可能與湖泊海拔和冰雪融水補(bǔ)給程度有關(guān). 例如，非冰川補(bǔ)給湖泊的平均升溫率為0.038℃/a，遠(yuǎn)高于冰川補(bǔ)給湖泊的0.004℃/a. 湖泊水面溫度變化與湖泊冰期具有較高的負(fù)相關(guān)[26-27]，表明湖泊冰期縮短可以使空氣溫度更長時(shí)期加熱湖泊水面，導(dǎo)致湖泊加速變暖.

圖3 青藏高原不同類型和海拔湖泊水面溫度及其變化速率(根據(jù)文獻(xiàn)[26]修改)Fig.3 Water surface temperature (WST) of the lakes with different types and elevations on the Tibetan Plateau (Modified from reference [26])

湖冰物候的變化同樣反映了氣候變暖對(duì)湖泊表層水溫的影響. MODIS的冰雪產(chǎn)品顯示，青藏高原的湖泊普遍在10月下旬開始凍結(jié)，在3月下旬開始解凍，湖泊的冰封期在1月中旬開始，在5月初結(jié)束. 根據(jù)對(duì)擁有湖冰數(shù)據(jù)的58個(gè)湖泊分析，其中40個(gè)湖泊在2000-2017年的冰封持續(xù)時(shí)間以0.8 d/a的速度縮短，但也有18個(gè)湖泊冰封持續(xù)時(shí)間以1.11 d/a的速度增加[28]. 高原中-北部與中-南部的湖泊相比，前者的結(jié)冰時(shí)間較早，融化時(shí)間較晚[28-29].

湖泊水溫及其垂直剖面的季節(jié)變化對(duì)氣溫變化具有很好地響應(yīng). 對(duì)納木錯(cuò)2012-2014年近3年的連續(xù)垂直剖面水溫觀測(cè)發(fā)現(xiàn)，湖泊水溫剖面變化顯示為春季混合-夏季分層-秋季混合-冬季冰封，具有雙對(duì)流(dimictic)湖泊的特點(diǎn)，而在秋季混合期湖泊水溫最低降到0.5℃，遠(yuǎn)低于其最大密度的溫度(約3.6℃). 盡管表層水溫與氣溫(日均溫)有顯著對(duì)應(yīng)關(guān)系，但其變化滯后(38 d)，顯示了湖水對(duì)熱量傳遞的調(diào)節(jié)作用[30]. 基于氣溫與湖泊表層水溫以及湖水穩(wěn)定度的關(guān)系，可利用氣溫預(yù)測(cè)湖水水溫以及熱力學(xué)穩(wěn)定度的變化. 對(duì)納木錯(cuò)水溫與氣溫變化的研究發(fā)現(xiàn)，1979-2012年夏季表層湖水溫度平均升高率為0.52±0.25℃/10 a, 湖水溫躍層的分層開始日期以4.20±2.02 d/10 a的速率提前，而分層的持續(xù)時(shí)間以6.00±3.54 d/10 a的速率遞增[31]. 氣溫與湖水溫度的變化同樣改變著湖水的蒸發(fā)，利用納木錯(cuò)2011年11月-2014年7月不同深度的日平均水溫變化數(shù)據(jù)，對(duì)湖泊-大氣熱交換的一維模型進(jìn)行了校正，發(fā)現(xiàn)納木錯(cuò)平均年蒸發(fā)量約為832±69 mm，比使用Penman-Monteith方程估計(jì)的潛在蒸發(fā)量要小得多. 自1990s末以來，氣溫升高使得湖泊平均蒸發(fā)量比以前更大，蒸發(fā)的增強(qiáng)可能對(duì)納木錯(cuò)的最近擴(kuò)張起到一定抑制作用[32].

2.2 湖泊透明度與鹽度

湖泊透明度的變化主要受湖水中光學(xué)組分的影響，包括浮游生物、懸浮顆粒物、有色可溶性有機(jī)物(CDOM)以及純水本身等[33]. 基于青藏高原地區(qū)24 個(gè)湖泊實(shí)測(cè)透明度(以Secchi Depth為指標(biāo)，簡稱SD值)和相應(yīng)的MODIS遙感影像湖泊反射率，建立了該地區(qū)湖泊水體SD值MODIS遙感影像反射率的反演模型. 結(jié)果表明，基于MODIS綠色波段B4 的單波段冪函數(shù)模型在該地區(qū)反演效果最好[34]. 進(jìn)一步分析顯示，青藏高原面積大于50 km2的湖泊SD值在2000-2019年平均增加了0.0338 m/a(P<0.01)(圖4). 湖泊SD值的季節(jié)性波動(dòng)幅度為1～2 m. 湖泊SD值的變化與降水率密切相關(guān)，也與湖水鹽度具有密切聯(lián)系.

圖4 青藏高原面積大于50 km2的湖泊2000-2019年透明度SD值的變化(三角形大小對(duì)應(yīng)于變化率(線性回歸的斜率). 正三角形(94個(gè))表示SD增加，倒三角形(58個(gè))表示SD減少. 深藍(lán)色正三角形(54個(gè))和暗紅色倒三角形(22個(gè))代表通過了顯著性T檢驗(yàn)(P<0.05)，淺藍(lán)色正三角形和粉紅色倒三角形表示未通過T檢驗(yàn)(P>0.05))Fig.4 Variations of water transparency (SD) of lakes with area greater than 50 km2 on the Tibetan Plateau between 2000 and 2019 (The size of triangles corresponds to variation values (slope of linear regression). Upward triangles (94 sites) indicate SD increasing while downward triangles (58 sites) indicate SD decreasing. Deep blue (54 sites) and dark red (22 sites) triangles mean passing a significance T-test (P< 0.05), while light blue and peach triangles indicate they did not pass the T-test (P>0.05))

對(duì)于青藏高原地區(qū)的大多數(shù)封閉湖泊來講，進(jìn)入湖泊的水化學(xué)離子在水中達(dá)到一定的溶解-沉淀平衡，進(jìn)而決定著湖泊的鹽度[35]. 氣候變化在影響湖泊水量平衡的過程中，降水、融水等淡水補(bǔ)給以及強(qiáng)烈蒸發(fā)等水量損耗，均對(duì)進(jìn)入湖水的水化學(xué)離子含量產(chǎn)生影響，特別是一些特征離子總是趨于在新的水量平衡條件下達(dá)到新的溶解-沉淀平衡，從而改變了湖水的鹽度. 根據(jù)2017年對(duì)色林錯(cuò)地區(qū)的湖泊考察，將其與1976年的考察結(jié)果進(jìn)行比較(表1)，可見色林錯(cuò)和達(dá)則錯(cuò)的礦化度都降低了1/3左右，而賽布錯(cuò)降低高達(dá)71%，然而也有一些湖泊(如達(dá)如錯(cuò))的礦化度出現(xiàn)增加. 湖泊礦化度變化受多種因素影響，如氣候變化的多個(gè)方面(降水、蒸發(fā)、溫度等)、冰融水補(bǔ)給、凍土融化等等，而且也受湖泊本身的特性控制，如湖泊面積、水量大小、鹽度水平等，但湖泊礦化度的普遍下降應(yīng)與近年大量淡水注入造成的湖泊擴(kuò)張有關(guān)[36].

表1 青藏高原色林錯(cuò)地區(qū)部分湖泊水質(zhì)參數(shù)40年前后的數(shù)據(jù)對(duì)比

3 典型湖泊的水量平衡及氣候變化響應(yīng)

3.1 納木錯(cuò)水量平衡研究

納木錯(cuò)目前是青藏高原第3大湖泊，流域面積10610 km2，冰川覆蓋率約為1.7%，冰川沿念青唐古拉山分布并靠近陡峭的湖岸，融水大部分直接入湖. 利用航測(cè)地形圖、遙感影像數(shù)據(jù)、實(shí)測(cè)水深數(shù)據(jù)以及流域地區(qū)的氣象資料，對(duì)納木錯(cuò)的水量平衡分析表明，1971-2004 年期間,湖泊水量從783.23億m3增加到863.77億m3,平均增加速率為2.37億m3/a. 其中,湖泊水量在1992-2004 年的增加速率為3.61億m3/a，高于其在1971-1991 年的增加速率(1.60億m3/a). 兩個(gè)研究時(shí)段內(nèi), 湖面降水與陸面降水產(chǎn)生的徑流補(bǔ)給分別占湖泊總補(bǔ)給量的63.0%和61.9%, 而冰川融水補(bǔ)給僅占總補(bǔ)給量的8.6%和11.5%, 顯示降水是構(gòu)成湖泊補(bǔ)給的主要來源. 然而，從湖泊水量增加的原因來分析, 降水增加及其產(chǎn)生的徑流對(duì)湖泊總補(bǔ)給增量的貢獻(xiàn)率為46.7%, 而冰川融水增加對(duì)湖泊總補(bǔ)給增量的貢獻(xiàn)率則高達(dá)52.9%，顯示氣候變暖引起的冰川融水增加是引起近年納木錯(cuò)湖面迅速擴(kuò)張的主要原因(表2)[37-38].

表2 納木錯(cuò)水量平衡各要素及其變化情況 (A=B+C，引自文獻(xiàn)[37])

3.2 色林錯(cuò)水量平衡研究

色林錯(cuò)近10年來擴(kuò)張明顯，已經(jīng)由青藏高原第3大湖上升為第2大湖，流域面積45530 km2，冰川覆蓋率約為0.6%，由于流域內(nèi)的冰川面積相對(duì)比例較小，并且都在遠(yuǎn)離湖泊的流域邊界，融水只能通過較長距離的河流補(bǔ)給入湖，而在高原北部強(qiáng)烈的蒸發(fā)作用下，冰川融水沿途損耗較大. 利用色林錯(cuò)湖面蒸發(fā)模擬結(jié)果[39]，結(jié)合中國區(qū)域地面氣象要素?cái)?shù)據(jù)集(CMFD)的湖面降水?dāng)?shù)據(jù)[40]和徑流模擬結(jié)果[41]，表3給出了1979-2013年色林錯(cuò)湖泊水量平衡各要素的統(tǒng)計(jì)結(jié)果. 可以看出，1979-1999年和2000-2013年兩個(gè)時(shí)段內(nèi)湖面降水、非冰川徑流、冰川融水對(duì)色林錯(cuò)湖泊水量的補(bǔ)給比例分別為 24.6%、68.0%、7.4%和18.5%、74.7%、6.8%，因此，降水以及降水相關(guān)的陸面徑流是色林錯(cuò)湖泊補(bǔ)給的主要成分，占到90%以上，而冰川融水對(duì)色林錯(cuò)湖泊水量補(bǔ)給只占7%左右. 1979-1999年期間補(bǔ)給到色林錯(cuò)的水量有94.3%以蒸發(fā)的形式消耗掉，剩余5.7%水量留在湖泊內(nèi)；而2000-2013年時(shí)段內(nèi)補(bǔ)給到色林錯(cuò)的水量僅有54.4%以蒸發(fā)形式損耗，而45.6%的水量留在湖泊內(nèi)[42].

表3 色林錯(cuò)湖泊流域水量平衡各要素統(tǒng)計(jì)(引自文獻(xiàn)[39,42])

通過定量分析，1979-2013年期間湖面蒸發(fā)減小對(duì)色林錯(cuò)湖泊擴(kuò)張的貢獻(xiàn)為14.0%，而湖面降水、非冰川徑流和冰川融水的增加對(duì)色林錯(cuò)湖泊擴(kuò)張的貢獻(xiàn)分別為9.5%、67.0%和9.5%. 因此，近30年來色林錯(cuò)湖泊擴(kuò)張的主導(dǎo)因素是流域內(nèi)陸面降水產(chǎn)生非冰川徑流的增加，而湖面蒸發(fā)的減弱也是促進(jìn)湖泊擴(kuò)張的重要因素[39,42].

4 湖泊變化對(duì)區(qū)域環(huán)境和氣候變化的影響

4.1 湖泊對(duì)區(qū)域氣候變化的影響

青藏高原的湖泊變化不僅對(duì)氣候變化具有敏感的響應(yīng)，也對(duì)區(qū)域尺度的氣候變化具有明顯影響，同時(shí)也可能通過大氣環(huán)流對(duì)更大范圍的氣候或天氣格局產(chǎn)生效應(yīng). 在夏季，大面積的高原湖泊存在能夠降低局地地面空氣溫度，并增強(qiáng)中尺度(湖面和周圍地區(qū))的降水[43-44]. 這些湖泊還通過削弱感熱通量和加強(qiáng)潛熱通量來改變區(qū)域尺度的大氣環(huán)流[44]. 在納木錯(cuò)地區(qū)，模型的敏感性實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，湖泊的季節(jié)性冷/熱效應(yīng)導(dǎo)致流域的降水出現(xiàn)明顯的空間差異[45]. 天氣研究和預(yù)報(bào)(WRF)模擬顯示，納木錯(cuò)流域在一些氣候極端事件中(如2006年10月24日的暴風(fēng)雪)，下風(fēng)向的降水顯著增加(高達(dá)70%)[45]. 納木錯(cuò)湖泊的這種冷卻效應(yīng)甚至推遲了對(duì)流邊界層水熱交換時(shí)間[46].

4.2 湖泊對(duì)大氣環(huán)流的影響

一般而言，青藏高原湖泊擴(kuò)張可以通過增加地表水的覆蓋面積來影響蒸發(fā). 然而，由于全球陸地蒸散(ET)產(chǎn)品的空間分辨率限制(1 km或更大)以及對(duì)水面蒸發(fā)重建結(jié)果的較大不確定性[47-48]，目前的數(shù)據(jù)還難以評(píng)估單個(gè)高原湖泊面積擴(kuò)展/收縮引起的蒸發(fā)變化. 一些研究表明，因?yàn)楦咴雌毡榫哂休^高的鹽度和pH值，水溫變化可能在湖泊沿岸帶釋放更多的溫室氣體(CO2、CH4、N2O)[49]. 因而，需要開展更廣泛的觀測(cè)和研究，才能多方面理解湖泊擴(kuò)張對(duì)區(qū)域氣候變化和生態(tài)系統(tǒng)的反饋.

圖5 在當(dāng)前氣候變化狀態(tài)和利用Budyko(1958)[51]關(guān)系和蒸發(fā)不變假設(shè)的未來氣候變化驅(qū)動(dòng)下，對(duì)湖泊面積和水位的平均增長進(jìn)行預(yù)測(cè)的結(jié)果(引自文獻(xiàn)[2])Fig.5 The results of the prediction of the average increase in lake area and water level, driven by the current climatic state and future climate change using the Budyko (1958)[51] relationship and the evaporation-invariant assumption (from reference [2])

5 湖泊變化對(duì)未來氣候變化的響應(yīng)

5.1 基于水量平衡的湖泊未來變化

隨著氣候持續(xù)變暖，青藏高原未來的湖泊將會(huì)持續(xù)出現(xiàn)明顯的改變. 青藏高原的湖泊變化受降水、蒸發(fā)以及氣溫增加引起的冰川融水變化影響，而湖泊蒸發(fā)又與表層水溫和風(fēng)速具有密切聯(lián)系[39]. 對(duì)納木錯(cuò)的表層水溫監(jiān)測(cè)與模擬表明，湖泊表層水溫隨著氣溫升高和長波輻射增加呈現(xiàn)明顯的增加趨勢(shì)[31]. 通過綜合考慮上述要素建立的湖泊水量平衡模型，反推了引起湖泊水量變化的氣象要素變化[2]. 結(jié)果表明，根據(jù)高原內(nèi)陸封閉湖泊面積在1995-2015年由24930 km2增加到33741 km2(增幅達(dá)35%)的事實(shí)[22]，反推的降水增幅達(dá)21%±7%，反推結(jié)果與“全球降水氣候中心”(Global Precipitation Climatology Centre，GPCC)的同化結(jié)果[50]具有高度一致性(圖5). 利用該模型預(yù)測(cè)，2015-2035年高原內(nèi)陸封閉湖泊面積將持續(xù)擴(kuò)大，其中前10年(2016-2025年)在氣候變化速率可能與現(xiàn)在近似的情況下，湖泊面積將繼續(xù)增加4000 km2，但速率低于其在1995-2015年的擴(kuò)張速率；而后10年由于氣候的溫暖濕潤程度更加強(qiáng)烈，湖泊可能出現(xiàn)更強(qiáng)的擴(kuò)張. 然而，這種預(yù)測(cè)僅通過量化未來的降水來實(shí)現(xiàn)，而較少考慮湖泊蒸發(fā)和冰川融化的影響，其結(jié)果仍然具有較大的不確定性[2].

5.2 基于氣候預(yù)測(cè)的湖泊未來響應(yīng)

通過氣候變化模型預(yù)測(cè)顯示，與1961-1990年相比，2015-2050年高原內(nèi)陸湖區(qū)降水量將增加10.4%～11%[1]. 在氣候變化RCP4.5情景下，到2030年冰川將減少9%～32%，在RCP8.5情境下將減少8.7%～26.1%[50-55]，而將降水和冰川變化對(duì)湖泊水量平衡的貢獻(xiàn)綜合考慮，高原內(nèi)陸湖泊水量在近期(約2030年)就會(huì)大幅增加[22]. 此外，由于青藏高原降水受到大西洋年代際振蕩(AMO)的影響，未來湖泊面積變化的預(yù)測(cè)可能需要考慮多年代際變化和全球變暖的效應(yīng).

6 深入認(rèn)識(shí)湖泊變化在區(qū)域水循環(huán)和氣候變化中的作用

青藏高原的湖泊變化不僅通過不同類型的補(bǔ)給變化反映氣候變化及各要素的影響過程，而且由于湖泊面積、水量和理化性質(zhì)的改變對(duì)水熱交換產(chǎn)生明顯影響，從而對(duì)氣候變化具有一定的反饋. 因此，在正在啟動(dòng)的“第二次青藏高原綜合科學(xué)考察研究”專項(xiàng)中，“湖泊演變及氣候變化響應(yīng)”專題的重要任務(wù)之一就是開展更加精細(xì)的湖泊變化與氣候變化關(guān)系研究，深入理解湖泊變化在區(qū)域水循環(huán)中的作用，從而準(zhǔn)確評(píng)判未來氣候變化條件下的湖泊變化趨勢(shì). 主要研究工作將從以下方面展開：

1)宏觀尺度的湖泊水量賦存. 青藏高原的湖泊有多少水量賦存，氣候變化對(duì)其賦存條件和程度具有哪些影響，是湖泊研究回答其在“亞洲水塔”水循環(huán)作用的根本問題. 盡管遙感技術(shù)與反演方法的發(fā)展使得利用衛(wèi)星遙感數(shù)據(jù)已經(jīng)較為容易和快捷地獲取湖泊的面積指標(biāo)，但由于湖盆形狀、湖泊深度和岸線坡度的差異，不同湖泊之間的面積變化幅度與其水量變化幅度也不一致. 需要根據(jù)湖盆數(shù)字高程模型(DEM)對(duì)每一個(gè)湖泊建立符合其本身特點(diǎn)的面積和水量關(guān)系，才能通過遙感大數(shù)據(jù)獲取整個(gè)高原各個(gè)湖泊不同時(shí)期的水量賦存，分析其補(bǔ)給過程的時(shí)空變化，進(jìn)而準(zhǔn)確評(píng)價(jià)整個(gè)青藏高原湖泊水量變化與氣候變化的關(guān)系.

2)湖泊主要理化性質(zhì)的系統(tǒng)調(diào)查與分析. 青藏高原的湖泊水體質(zhì)量如何，氣候變化對(duì)其有何影響，是湖泊研究回答其在“亞洲水塔”中作為可利用水資源的核心問題. 湖泊透明度與鹽度變化對(duì)氣候變化具有敏感響應(yīng)，也通過對(duì)水溫、蒸發(fā)的影響對(duì)氣候變化產(chǎn)生重要的反饋. 遙感影像提供了長時(shí)期、大范圍的湖泊水色光譜數(shù)據(jù)，由于湖泊水色敏感地反映湖泊透明度變化，而一些影像的光譜與鹽度之間也具有一定的相關(guān)性. 因此，具有利用遙感影像的湖泊水色和光譜數(shù)據(jù)重建湖泊透明度與鹽度變化的基礎(chǔ). 獲取較高精度時(shí)間序列的湖泊透明度和鹽度的變化，對(duì)于全面理解湖泊的理化性質(zhì)及對(duì)氣候變化的響應(yīng)具有重要意義.

3)典型湖泊的水量平衡監(jiān)測(cè)與模型模擬. 西風(fēng)和印度季風(fēng)是影響青藏高原地區(qū)的兩大環(huán)流系統(tǒng). 近年來，西風(fēng)和印度季風(fēng)作用區(qū)出現(xiàn)了明顯的降水變化，從而導(dǎo)致不同地區(qū)的湖泊變化具有相應(yīng)的時(shí)空分異. 青藏高原地區(qū)的湖泊除了受降水影響外，還與流域內(nèi)的冰川融水、凍土退化等具有緊密聯(lián)系. 青藏高原的湖泊變化使得這些湖泊與大氣間的水分和熱量交換發(fā)生明顯改變，進(jìn)而影響了區(qū)域水循環(huán)過程. 然而，不同地區(qū)影響湖泊水量平衡的主導(dǎo)要素如何，這些要素在氣候變化條件下如何發(fā)揮作用，是從機(jī)制上準(zhǔn)確理解湖泊在“亞洲水塔”的水循環(huán)作用的關(guān)鍵. 因而，在青藏高原各個(gè)典型地區(qū)加強(qiáng)大湖流域的湖泊水量平衡及其對(duì)氣候變化響應(yīng)研究，開展降水、徑流(包括降水、融水和地下徑流)、蒸發(fā)等要素的空間與季節(jié)分布的觀測(cè)研究，利用水量總平衡和同位素分割等手段，研究湖泊水量平衡對(duì)不同補(bǔ)給來源變化的響應(yīng)，能夠深入理解氣候變化對(duì)湖泊水量變化的影響過程與機(jī)制.