陳 軍， 劉延昭， 曹立國(guó)， 胡建茹， 劉水林

（1.安徽建筑大學(xué)環(huán)境與能源工程學(xué)院，安徽合肥 230000；2.安徽省智慧城市工程技術(shù)研究中心，安徽合肥 230000；3.陜西師范大學(xué)地理科學(xué)與旅游學(xué)院，陜西西安 710061）

0 引言

青藏高原被稱為“世界屋脊”和“世界第三極”，平均海拔超過4 000 m，分布著1 000多個(gè)面積大于1 km2的高山湖泊［1］，這些湖泊是構(gòu)成青藏高原水圈的重要部分。青藏高原還是亞洲主要河流的發(fā)源地，被譽(yù)為“亞洲水塔”，為東亞及南亞超過20億人口供應(yīng)水源［2］。因其偏遠(yuǎn)的地理位置極少受到人類活動(dòng)的影響，所以青藏高原湖泊的動(dòng)態(tài)變化能夠真實(shí)地反映其所處區(qū)域的氣候變化狀況及發(fā)展趨勢(shì)，是氣候變化的指示器［3］。青藏高原在過去的50年中表現(xiàn)出持續(xù)的升溫態(tài)勢(shì)，導(dǎo)致了冰川退縮和多年凍土消融［4］，與之相伴的氣候變化特征還有藏北西風(fēng)區(qū)的降水量增加和藏南西南季風(fēng)區(qū)的降水量減少。青藏高原的氣溫和降水量變化對(duì)湖泊演變甚至高原水循環(huán)產(chǎn)生了深遠(yuǎn)的影響［5-6］。具體而言，1990年之前，西風(fēng)帶影響區(qū)域降水減少，而且同時(shí)期氣溫下降抑制冰川融水，使得青藏高原內(nèi)陸湖泊水位持續(xù)降低［7］。1990—2000年間，溫度升高導(dǎo)致補(bǔ)給冰川持續(xù)消融，打破了高原湖泊補(bǔ)給狀態(tài)原有的穩(wěn)定，進(jìn)而導(dǎo)致湖泊水位升高。2000年之后，降水對(duì)湖泊水位起著正效應(yīng)作用。然而，2005—2013年間，隨著氣溫變暖的持續(xù)，該時(shí)段蒸散量的增加對(duì)湖泊水量增長(zhǎng)速率起到削弱作用［5，8］?？傮w來說，過去幾十年青藏高原湖泊水位變化的空間分布特征和西風(fēng)帶及印度季風(fēng)帶影響區(qū)的降水量變化具有高度的空間一致性［8］。

目前，學(xué)術(shù)界基本認(rèn)可大尺度的降水年代際變化是羌塘高原及青藏高原東北部湖泊擴(kuò)張、南部湖泊收縮的主因。與此同時(shí)，冰川凍土退化又進(jìn)一步加速湖泊擴(kuò)張或抑制了部分湖泊收縮。由于缺乏可靠的觀測(cè)數(shù)據(jù)，很難準(zhǔn)確量化青藏高原降水量變化和冰凍圈物質(zhì)平衡對(duì)湖泊水量平衡的貢獻(xiàn)程度。要回答這個(gè)科學(xué)問題，需要對(duì)整個(gè)青藏高原更多湖泊水量平衡的定量估算，評(píng)估冰川融水、降水、凍土消融、蒸發(fā)和風(fēng)速等因素對(duì)湖泊水量變化的貢獻(xiàn)［9］。青藏高原湖泊和冰川分布如圖1。

圖1 青藏高原湖泊和冰川分布圖［10］Fig.1 Topographic map of the Qinghai-Tibet Plateau and distribution of lakes and glaciers［10］

1 基于多源遙感數(shù)據(jù)的青藏高原湖泊變化監(jiān)測(cè)

較小的人類活動(dòng)和惡劣的自然環(huán)境導(dǎo)致青藏高原地面觀測(cè)數(shù)據(jù)空間分布有限，且實(shí)測(cè)精度和效率大大降低，這種局限卻反而為湖泊變化遙感監(jiān)測(cè)技術(shù)發(fā)展提供了絕好的應(yīng)用場(chǎng)景。

1.1 基于多源遙感數(shù)據(jù)的青藏高原湖泊面積變化

基于光學(xué)影像的水體信息自動(dòng)提取常用算法有單波段閾值法［11］、水體指數(shù)法［12］、譜間關(guān)系法［13］等。單波段閾值法操作簡(jiǎn)便，適用于較大范圍或平原地區(qū)的水體自動(dòng)提取，但該方法難以消除植被、陰影等噪聲，且閾值選擇容易受人為主觀影響，精度較低；譜間關(guān)系法效果穩(wěn)定，可識(shí)別復(fù)雜地物，較好地將陰影區(qū)和水體分開，適用于復(fù)雜地形的水體信息提取，但該算法涉及較多的邏輯判斷且操作繁雜。水體范圍圖像分類的傳統(tǒng)方法主要包括監(jiān)督分類和非監(jiān)督分類。當(dāng)前，色度判別法、決策樹分類以及機(jī)器學(xué)習(xí)算法等新分類方法也被廣泛使用［14］。多源遙感數(shù)據(jù)的融合可以提高水體識(shí)別的準(zhǔn)確性，如融合光學(xué)影像和合成孔徑雷達(dá)（SAR）數(shù)據(jù)，可以同時(shí)利用光學(xué)影像具有資源豐富和SAR數(shù)據(jù)幾乎不受云雨天氣影響的優(yōu)點(diǎn)。實(shí)踐表明：針對(duì)分布密集的青藏高原內(nèi)陸湖泊，人工目視檢查輔助下的水體自動(dòng)分類與編輯是湖泊水體信息提取的最優(yōu)方法［9］。在湖泊范圍變化監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)源使用方面，從低分辨的NOAA影像，到中等分辨率的MO?DIS影像，以及高分辨率的Landsat、SPOT影像，再到 亞 米 級(jí) 的Quickbird、WorldView和IKONOS影像，以及我國(guó)的高分系列衛(wèi)星影像等都已經(jīng)被廣泛應(yīng)用（表1）。不同時(shí)、空分辨率的光學(xué)影像在監(jiān)測(cè)青藏高原湖泊范圍應(yīng)用中各具優(yōu)勢(shì)：空間分辨率高的影像能夠監(jiān)測(cè)細(xì)部變化，而時(shí)間分辨率高的影像能夠監(jiān)測(cè)短期變化。因此，為充分發(fā)揮不同類型數(shù)據(jù)的優(yōu)勢(shì)和特點(diǎn)，聯(lián)合多種數(shù)據(jù)源能夠有效提高青藏高原湖泊范圍變化監(jiān)測(cè)效果。

表1 青藏高原湖泊遙感監(jiān)測(cè)常用傳感器一覽表［3］Table 1 Characteristics of satellites and sensors usually applied in lake studies in Qinghai-Tibet Plateau［3］

王蘇民等［15］詳細(xì)對(duì)比1960—1980年間的地形圖發(fā)現(xiàn)，青藏高原>1 km2的湖泊數(shù)量有1 081個(gè)，總面積約為45 000 km2。Zhang等［10］利用Landsat影像，對(duì)過去40年來青藏高原面積大于1 km2的湖泊數(shù)量和面積變化及其對(duì)氣候變化的響應(yīng)進(jìn)行研究，湖泊面積>1 km2的湖泊數(shù)量，從1976年的1 080個(gè)增加到2018年的1 424個(gè)，湖泊面積增大了約25.4%。值得注意的是，1970—1990s中期，大多數(shù)湖泊都呈現(xiàn)出萎縮趨勢(shì)，隨著青藏高原的持續(xù)增溫以及局地降水增加，1990s中期開始，湖泊基本上轉(zhuǎn)入擴(kuò)張狀態(tài)。特別是在2000年以后，這種擴(kuò)張幅度顯得尤為劇烈。但接下來的2005—2013年期間，擴(kuò)張速度有所減緩，而近年來又出現(xiàn)擴(kuò)張加速的現(xiàn)象［16］（圖2）。與湖泊面積變化相關(guān)的是湖泊數(shù)量的變化：在1970—1990年，面積>1 km2的湖泊數(shù)量略有減少，伴隨著湖泊面積在1990—2010年間的擴(kuò)張，湖泊數(shù)量在1990—2010年期間也呈現(xiàn)顯著增加趨勢(shì)。青藏高原湖泊變化的時(shí)間特征還體現(xiàn)在顯著的季節(jié)差異上，導(dǎo)致季節(jié)差異的原因除了降水季節(jié)分配不均之外，還有就是冰川、凍土融化主要發(fā)生在溫暖的夏季。綜上，青藏高原絕大部分的湖泊春夏季處于豐水期，而秋冬季處于枯水期［17］。

圖2 1960—2020年青藏高原湖泊（>50 km2）面積變化趨勢(shì)［24-25］Fig.2 The changes in lake area（>50 km2）in Qinghai-Tibet Plateau during 1960—2020［24-25］

1.2 基于多源遙感數(shù)據(jù)的青藏高原湖泊水位及水量變化

青藏高原湖泊因其地處偏遠(yuǎn)和氣象惡劣，在地表設(shè)置人工水文站點(diǎn)進(jìn)行長(zhǎng)期監(jiān)測(cè)較為困難，目前只有青海湖（1959—）、納木錯(cuò)（2005—）和羊卓雍錯(cuò)（1974—）有長(zhǎng)期連續(xù)的水位觀測(cè)［18］。但是這些有限的實(shí)測(cè)水位信息對(duì)驗(yàn)證遙感數(shù)據(jù)的精度具有重要作用。衛(wèi)星測(cè)高技術(shù)的發(fā)展，為大范圍、周期性監(jiān)測(cè)湖泊水位變化提供了技術(shù)支持。目前常用的衛(wèi)星測(cè)高數(shù)據(jù)主要包括雷達(dá)高度計(jì)（ENVISAT、Cryosat-2、TOPEX/Poseiden、Sentinel-3等）和激光高度計(jì)（ICESat-1/2等）兩大類。相對(duì)于雷達(dá)測(cè)高，激光測(cè)高精度更高，可以監(jiān)測(cè)面積較小的湖泊水位［19］。而衛(wèi)星雷達(dá)測(cè)高數(shù)據(jù)的優(yōu)點(diǎn)是覆蓋的時(shí)間跨度更長(zhǎng)，而且不易受到云雪天氣的影響。因此在長(zhǎng)時(shí)間序列監(jiān)測(cè)青藏高原面積較大的湖泊方面，衛(wèi)星雷達(dá)測(cè)高發(fā)揮了重要的作用。青藏高原湖泊水域環(huán)境復(fù)雜，測(cè)高衛(wèi)星常伴有可用性數(shù)據(jù)缺失或信息失真，通過改進(jìn)數(shù)據(jù)處理方法能有效改善測(cè)高精度［20］。融合多種衛(wèi)星測(cè)高數(shù)據(jù)，如Song等［21-22］聯(lián)合ICESat-1和CryoSat-2兩種衛(wèi)星測(cè)高數(shù)據(jù)，不僅可以獲得更長(zhǎng)時(shí)間序列的水位信息，還可提高水位獲取信息的時(shí)空分辨率［23］（圖3）。此外，聯(lián)合衛(wèi)星測(cè)高技術(shù)與其他類型多源遙感數(shù)據(jù)還可以有效估算湖泊水量變化（圖4），如Zhan等［27］在利用ICESat-2激光測(cè)高數(shù)據(jù)對(duì)其進(jìn)行精度評(píng)估的基礎(chǔ)上，采用SRTM DEM估算湖泊水量變化。

圖3 基于DAHITI數(shù)據(jù)的青藏高原典型湖泊的水位變化趨勢(shì)［26］Fig.3 The monthly trends in water elevations of typical lakes on the Qinghai-Tibet Plateau based on DAHITI data［26］

圖4 1976—2019年青藏高原湖泊（>50 km2）水量變化趨勢(shì)［45］Fig.4 The changes in the lake water volume（>50 km2）in Qinghai-Tibet Plateau during 1976—2019［45］

利用數(shù)據(jù)資源更為豐富的光學(xué)影像立體像對(duì)生成DEM來監(jiān)測(cè)湖泊高程變化的方法已經(jīng)被廣泛應(yīng)用。此外，以湖泊流域DEM為基礎(chǔ)，湖泊水量變化能夠通過面積與水位變化估算［28］。

Zhang等［29］利用2003—2009年ICESat測(cè)高 數(shù)據(jù)觀測(cè)超過200個(gè)湖泊，結(jié)果表明青藏高原整體上體現(xiàn)出北部湖泊水位明顯升高，而南部水位以下降為主的空間分布特征。其中面積較大的色林錯(cuò)水位上升顯著，1979—2017年該湖的水位上升幅度達(dá)0.37 m?a-1［30］，現(xiàn)已成為海拔超過4 000米最大的湖泊［16］。Yang等［28］聯(lián)合SRTM-DEM和Landsat影像建立了青藏高原>50 m2的湖泊面積與水量變化關(guān)系，并根據(jù)對(duì)114個(gè)湖泊估算結(jié)果表明，1976年以來湖泊水量呈現(xiàn)不同程度的增加。Luo等［31］聯(lián)合ICE?Sat-1/2監(jiān)測(cè)了242個(gè)>1 km2的湖泊，結(jié)果顯示2003—2019年間，總水量變化率為（11.51±2.26）Gt?a-1。Li等［32］監(jiān)測(cè)了青藏高原52個(gè)大型湖泊的水量變化，發(fā)現(xiàn)大部分湖泊呈現(xiàn)擴(kuò)張趨勢(shì)，2000—2017年水量總共增加了（100.1±5.7）km3。

1.3 基于多源遙感數(shù)據(jù)的青藏高原湖泊水溫和湖冰變化

湖泊水溫是影響湖泊初級(jí)生產(chǎn)力的重要因素，也是氣候變化的敏感指標(biāo)，水溫可以根據(jù)MODIS或NOAA/AVHRR的光學(xué)圖像的熱紅外波段進(jìn)行反演或微波傳感器直接監(jiān)測(cè)［3］（表2）。其中搭載在Terra和Aqua兩顆太陽同步衛(wèi)星上的MODIS傳感器，具有較高的時(shí)間分辨率（一天兩次經(jīng)過赤道），這為實(shí)時(shí)監(jiān)測(cè)整個(gè)青藏高原湖泊水面溫度變化提供了有效的數(shù)據(jù)資源［46］。勾鵬等［47］就利用MODIS數(shù)據(jù)對(duì)納木錯(cuò)表層湖水溫度變化率的觀測(cè)和模擬，他發(fā)現(xiàn)納木錯(cuò)水溫的季節(jié)性差異很大，夏季水溫相對(duì)偏低，春、秋季節(jié)水溫相對(duì)偏高。Huang等［43］進(jìn)一步發(fā)現(xiàn)納木錯(cuò)湖水在1979—2012年間的夏季表層水溫逐年波動(dòng)升溫，年平均升高（0.052±0.025）°C。

表2 基于不同遙感數(shù)據(jù)的青藏高原湖泊變化監(jiān)測(cè)［3］Table 2 The monitoring in lake changes in the Qinghai-Tibet Plateau using different remote sensing data［3］

在湖水溫度普遍升高的背景下，湖冰作為大氣和湖泊間能量交換的結(jié)果，對(duì)氣候變化的指示器以及放大器作用更加明顯，冰物候能夠真實(shí)反映高原地區(qū)氣候在不同時(shí)段的變化信息及其變化趨勢(shì)。氣溫是湖冰最直接的影響因素，冬季均溫越低，湖冰覆蓋范圍越大，湖冰越厚，完全封凍天數(shù)越長(zhǎng)。較大風(fēng)速可以加速湖泊傳輸水汽和局地對(duì)流，導(dǎo)致湖面降溫明顯，加速湖冰凍結(jié)、冰厚增加，凍結(jié)期延長(zhǎng)。從湖冰變化時(shí)間變化特征來看，湖冰變化與最低水溫、湖面最低輻射亮溫值的變化趨勢(shì)一致［40］。根據(jù)遙感圖像中湖水的光譜特征，湖水與湖冰在各波段的反射率呈現(xiàn)較大差異，因此利用湖面輻射亮溫突變可以判別湖泊凍融日期［40］，如采用AVHRR等亮溫?cái)?shù)據(jù)來監(jiān)測(cè)湖泊亮溫的長(zhǎng)期變化信息，可以估算青藏高原湖泊凍結(jié)與消融日期的長(zhǎng)期變化趨勢(shì)［48］。高時(shí)間分辨率的光學(xué)遙感也可以有效監(jiān)測(cè)湖冰變化，如陳賢章等［49］通過AVHRR數(shù)據(jù)的1、2和4波段，監(jiān)測(cè)1993至1994年青海湖的湖水凍結(jié)情況，殷青軍等［50］利用MODIS的1、2波段來識(shí)別湖冰變化。目前，MODIS積雪產(chǎn)品成為研究青藏高原湖冰變化使用最廣泛的光學(xué)遙感數(shù)據(jù)產(chǎn)品。受限于光學(xué)遙感的技術(shù)限制，大多數(shù)湖冰研究主要集中于湖冰范圍識(shí)別，對(duì)湖冰厚度的研究卻相對(duì)較少［51］。而不易受到云雪天氣影響的微波遙感數(shù)據(jù)除了監(jiān)測(cè)湖冰范圍還能估算湖冰厚度，如歐洲遙感衛(wèi)星（ERS）、Radarsat、Sentinel-2等提供的合成SAR影像可準(zhǔn)確地估算湖冰形成/融化過程及湖冰厚度［52］。主動(dòng)微波技術(shù)的時(shí)間分辨率較低，限制了對(duì)湖冰進(jìn)行每日監(jiān)測(cè)的能力，湖冰變化快、對(duì)時(shí)間分辨率要求高的特點(diǎn)適合被動(dòng)微波輻射計(jì)數(shù)據(jù)［52］。

在湖冰監(jiān)測(cè)結(jié)果方面，近20年來，隨著湖泊面積擴(kuò)張，懸浮物濃度下降和透明度上升，湖冰凍結(jié)日期延后，冰期普遍縮短，如勾鵬等［47］發(fā)現(xiàn)2000年后納木錯(cuò)青藏高原湖冰冬季凍結(jié)日期延后和春季消融日期提前導(dǎo)致冰期縮短，且消融期提前幅度較大。Kropá?ek等［41］利用MODIS 8天合成數(shù)據(jù)分析了2001—2010年青藏高原59個(gè)大型湖泊的冰物候變化，結(jié)果顯示大部分湖泊均出現(xiàn)冰期縮短的現(xiàn)象；Cai等［40］利用MODIS每日積雪產(chǎn)品發(fā)現(xiàn)青藏高原58個(gè)湖泊的平均冰期為157.78天，其中18個(gè)湖泊的平均冰期延長(zhǎng)速率為1.11 d?a-1，另外40個(gè)湖泊的平均冰期縮短速率為0.80 d?a-1。令人意外的是，部分研究發(fā)現(xiàn)青藏高原南部湖泊春季湖冰的融化日期出現(xiàn)推遲的現(xiàn)象［53］，這是由于南極濤動(dòng)等全球氣候異常使得青藏高原上空生成一個(gè)異常氣旋，這有利于該區(qū)域春季降雪的形成，進(jìn)而降低地面氣溫，從而導(dǎo)致湖面結(jié)冰持續(xù)時(shí)間的延長(zhǎng)［54］。

1.4 基于多源遙感數(shù)據(jù)的青藏高原湖泊鹽度和透明度變化

衛(wèi)星遙感為大尺度多時(shí)段湖泊水體參數(shù)的反演提供了有力手段［16］，該技術(shù)不僅能夠被用來獲取湖泊水位、面積、水溫等物理信息，還可以被廣泛地用來監(jiān)測(cè)鹽度、透明度、水生植物等水體參數(shù)指標(biāo)［3，55］。利用遙感技術(shù)監(jiān)測(cè)湖泊水質(zhì)環(huán)境已經(jīng)逐漸從定性描述發(fā)展到定量反演，如Lee等［56］利用青藏高原大部分湖泊的葉綠素、有機(jī)質(zhì)、和懸浮物濃度很低的特征，基于水色-透明度反演模型分析2000—2017年152個(gè)湖泊透明度變化，其中91個(gè)湖泊呈透明度上升趨勢(shì)，而另61個(gè)呈透明度下降現(xiàn)象。此外，利用MODIS遙感影像特別是其中的B4綠色波段的湖泊反射率來反演湖泊透明度效果較好［57］。利用光學(xué)遙感提取青藏高原湖泊不同水域的光譜特征，并根據(jù)水質(zhì)參數(shù)和水色的相互關(guān)系，還可研究水質(zhì)的變化［58］。如劉翀等［57］使用MODIS數(shù)據(jù)測(cè)量湖泊透明度時(shí)間變化特征，并以塞氏盤實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)作為驗(yàn)證，結(jié)果表明降水/融水季節(jié)的湖泊透明度與湖泊所在流域的降水變化呈正相關(guān)。Song等［59］也利用水面光譜信號(hào)與實(shí)地測(cè)量的塞氏盤深度計(jì)監(jiān)測(cè)了全國(guó)湖泊的透明度，結(jié)果發(fā)現(xiàn)青藏高原湖泊擁有最高的透明度（2.94 m）（圖5）。

圖5 青藏高原湖泊透明度分布圖［59］Fig.5 Distribution map of lake transparency in Qinghai-Tibet Plateau［59］

過去幾十年，伴隨著湖泊擴(kuò)張的是淡水補(bǔ)給量增大，進(jìn)而導(dǎo)致湖泊鹽度和礦化度下降。如Zhu等［60］發(fā)現(xiàn)色林錯(cuò)地區(qū)大部分湖泊在1976—2017年間出現(xiàn)鹽度和礦化度普遍下降現(xiàn)象，特別是礦化度從1979年的18.5 g?L-1下降到2017年的12.4 g?L-1［61］。水溫、鹽度等水體參數(shù)變化對(duì)湖泊的水生生物也產(chǎn)生了深遠(yuǎn)的影響，如Lin等［62］發(fā)現(xiàn)水溫和鹽度的變化對(duì)青藏高原湖泊食物鏈各營(yíng)養(yǎng)級(jí)的相互作用機(jī)制中，鹽度在3～5或25～28 g?L-1區(qū)間時(shí)，湖泊浮游動(dòng)物種群對(duì)鹽度變化最為敏感。水溫隨季節(jié)變化的同時(shí)，與此密切相關(guān)的是生態(tài)及生物多樣性的變化，湖水溫度和鹽度變化會(huì)影響湖中生態(tài)系統(tǒng)多樣性以及食物鏈的長(zhǎng)度［5］。

2 青藏高原湖泊水量平衡定量估算及氣候驅(qū)動(dòng)因素分析

2.1 青藏高原湖泊水量平衡定量研究

部分學(xué)者針對(duì)某單一湖泊，以流域?yàn)槌叨葢?yīng)用多源遙感與水文模型進(jìn)行了定量研究，力圖得出每個(gè)氣候因素對(duì)湖泊變化具體的貢獻(xiàn)程度［63］。如朱立平等［34］率先定量化評(píng)估出不同氣候要素對(duì)納木錯(cuò)湖泊擴(kuò)張的貢獻(xiàn)程度，結(jié)果表明盡管降水是納木錯(cuò)最主要的湖泊補(bǔ)給來源（～60%），而冰川融水只占總補(bǔ)給量的～10%，但是冰川融水對(duì)湖泊近期的擴(kuò)張卻起著主導(dǎo)作用（表3）。Lei等［64］模擬出納木錯(cuò)、色林錯(cuò)和蓬錯(cuò)等以冰川融水補(bǔ)給為主的湖泊的水位上升中冰川融水貢獻(xiàn)程度達(dá)到了11.4%～28.7%。Tong等［65］聯(lián)合地表水文模型與冰川融化模型計(jì)算出降水對(duì)色林錯(cuò)湖泊水量變化貢獻(xiàn)程度為67%～75%，而冰川融化的貢獻(xiàn)程度卻小于10%。Zhou等［66］采 用Water and Energy Budget-based Distribut?ed Hydrological Model（WEB-DHM）模型和兩種蒸發(fā)算法測(cè)算出流域徑流輸入、湖面降水量和蒸發(fā)量對(duì)湖泊水量平衡的貢獻(xiàn)程度分別為49.5%、22.1%和18.3%。當(dāng)前，隨著遙感技術(shù)的發(fā)展，越來越多的更大尺度的湖泊水量平衡定量化研究取得進(jìn)展，如Zhang等［67］估算出青藏高原內(nèi)陸地區(qū)的湖泊水量增加的主要貢獻(xiàn)因素是降水增加（74%），而冰川融化、凍土消融和其他因素分別貢獻(xiàn)了13%、12%和1%。Zhang等［68］還進(jìn)一步監(jiān)測(cè)了1976—2019年1 132個(gè)面積大于1 km2的湖泊的水量變化，并評(píng)估了冰川補(bǔ)給對(duì)流域范圍內(nèi)湖泊水量變化的貢獻(xiàn)程度。

表3 納木錯(cuò)和色林錯(cuò)的水量平衡定量估算各要素變化情況［30，44］Table 3 Characteristics of quantitative estimation on water balance of Nam Co and Selin Co［30，44］

青藏高原氣象站點(diǎn)大多集中在高原東南部海拔較低的山谷地帶，降水在不同海拔梯度存在較大差異，而且高山地區(qū)衛(wèi)星降水?dāng)?shù)據(jù)仍有較大誤差［69］。在冰凍圈監(jiān)測(cè)方面，有連續(xù)的物質(zhì)平衡觀測(cè)的冰川青藏高原只有15條［6］，凍土監(jiān)測(cè)更為稀少。以上數(shù)據(jù)的缺失導(dǎo)致基于模型的湖泊定量研究缺少必要的計(jì)算參數(shù)，最終使得青藏高原只有部分典型湖泊的水量平衡被進(jìn)行詳細(xì)地定量研究，這對(duì)于青藏高原龐大的湖泊數(shù)量來說十分有限。

2.2 青藏高原湖泊水量平衡的氣候驅(qū)動(dòng)因素

以地表徑流補(bǔ)給為主的湖泊主要受降水影響，以冰凍圈融水補(bǔ)給為主的湖泊則受氣溫影響較大［70］。就具體的地域分布特征而言：氣候干旱的藏北地區(qū)內(nèi)陸湖泊受到羌塘高原穩(wěn)定的冰川補(bǔ)給，但1990年代中期以來，由于大西洋多年代際振蕩使得西風(fēng)減弱進(jìn)而導(dǎo)致水汽滯留青藏高原上空，還導(dǎo)致更多的來自阿拉伯海的水汽進(jìn)入青藏高原［71］。以上大尺度氣候原因?qū)е虑嗖馗咴貏e是西風(fēng)帶影響區(qū)域明顯的暖濕化成了湖泊擴(kuò)張的主要原因［72］；高原西部尤其是阿里地區(qū)的湖泊在過去40年擴(kuò)張趨勢(shì)明顯，湖泊水量受到冰川融水和降水共同影響，特別是在降水稀少的年份，該區(qū)域內(nèi)的冰川融水仍能有效維持湖泊水量平衡［73］。藏東地區(qū)的湖泊總體上也體現(xiàn)出擴(kuò)張?zhí)卣?，但其擴(kuò)張程度不及北部和西部地區(qū)湖泊。較為特殊的是：藏南地區(qū)的湖泊水量總體上體現(xiàn)出持續(xù)減少的現(xiàn)象，如羊卓雍錯(cuò)近些年來仍出現(xiàn)面積減少、水位下降的現(xiàn)象［74-75］。

降水是影響青藏高原湖泊水量平衡的最主要因素，Lei等［76］發(fā)現(xiàn)1970年代以來喜馬拉雅山地區(qū)降水的減少對(duì)應(yīng)了湖泊的萎縮，1990年代以來青藏高原中部和北部地區(qū)的降水累積量的增加對(duì)應(yīng)了湖泊的擴(kuò)張。Jiang等［35］通過對(duì)比降水量與湖泊水量變化來推測(cè)降水是湖泊變化的主要驅(qū)動(dòng)因素。通過降水量還能預(yù)測(cè)青藏高原湖泊未來的演變趨勢(shì)，如Yang等［77］用水量平衡模型由湖泊水量變化來反演出該時(shí)段降水量的變化，然后利用氣候模型中預(yù)測(cè)的降水量變化趨勢(shì)來推測(cè)未來20年青藏高原湖泊的擴(kuò)張程度。

蒸發(fā)量是湖泊水量平衡的另一重要影響因子，風(fēng)速和太陽輻射的減小使得青藏高原多數(shù)地區(qū)潛在蒸發(fā)的減弱［78］，這一定程度上影響了過去幾十年大多數(shù)湖泊的擴(kuò)張。湖泊水量變化同時(shí)受到降水和蒸發(fā)的共同影響，大量的研究都表明，1970年至80年代青藏高原湖泊的劇烈萎縮與該時(shí)段的低降水量與高蒸發(fā)量有直接的關(guān)系［79-80］。Lei等［76］測(cè)算出降水增加和蒸發(fā)減少對(duì)青藏高原中部湖泊的水量增加起著～70%的貢獻(xiàn)程度。

日益加速的冰川消融和凍土退化通常被認(rèn)為是促進(jìn)湖泊擴(kuò)張和抑制湖泊收縮的重要因素［81］，如Lei等［82］通過對(duì)令戈錯(cuò)流域冰川儲(chǔ)量與湖泊水量的估算發(fā)現(xiàn)冰川融水是湖泊擴(kuò)張的主要原因，Li等［83］推測(cè)凍土退化可能是青藏高原湖泊變化的重要驅(qū)動(dòng)因素。Song等［84］通過分別比較冰川補(bǔ)給類型湖泊與非冰川補(bǔ)給類型湖泊與降水變化的相關(guān)程度，發(fā)現(xiàn)該區(qū)域的湖泊擴(kuò)張中冰川消融與降水/蒸發(fā)扮演了相同重要的作用。與之相反，Brun等［85］發(fā)現(xiàn)藏高原內(nèi)流區(qū)冰川質(zhì)量損失對(duì)湖泊體積增加的貢獻(xiàn)卻十分有限（19%±21%）。Ke等［86］也證實(shí)了Brun等的觀點(diǎn)，他進(jìn)一步發(fā)現(xiàn)冰川消融產(chǎn)生的水量［（0.44±0.80）Gt?a-1］在青藏高原內(nèi)流區(qū)湖泊大規(guī)模的水量增加［（9.44±1.43）Gt?a-1］中所占的比重非常小。Zhang等［67］直接估算出青藏高原內(nèi)陸地區(qū)由于凍土退化貢獻(xiàn)了該區(qū)域湖泊水量增加的12%。

參照Yang等［28］的分類依據(jù)，青藏高原湖泊變化的氣候驅(qū)動(dòng)類型可分為：A型：西風(fēng)控制區(qū)的羌塘高原中、北部和阿里地區(qū)的湖泊變化受降水增加和冰川融水的影響，具有由平穩(wěn)向強(qiáng)烈擴(kuò)張的趨勢(shì)；B型：印度季風(fēng)影響下藏南湖泊，近期印度季風(fēng)降水量的減少，水量變化呈現(xiàn)波動(dòng)下降趨勢(shì)；C型：青藏高原東南部湖泊變化主要受降水影響，先平穩(wěn)后快速增加；D型：西風(fēng)主導(dǎo)的青藏高原中北部和東北部，2000年前后降水增加明顯的區(qū)域，過去幾十年出現(xiàn)先減后增的現(xiàn)象（圖6）。

圖6 不同氣候驅(qū)動(dòng)因素主導(dǎo)下的青藏高原湖泊分類［28］Fig.6 The classification of lakes on the Qinghai-Tibet Plateau under different climatic driving factors［28］

綜上，關(guān)于青藏高原湖泊變化的氣候響應(yīng)機(jī)制研究大多停留在對(duì)降水、蒸發(fā)、溫度、風(fēng)速、冰凍圈融化等氣候因素的定性描述上。但隨著遙感技術(shù)的發(fā)展，在湖泊水量平衡方面，越來越多的研究開始在定量化方面取得進(jìn)展［9］。

3 結(jié)論與展望

3.1 結(jié)論

（1）遙感技術(shù)在缺乏傳統(tǒng)實(shí)測(cè)水文數(shù)據(jù)的青藏高原湖泊監(jiān)測(cè)方面具有廣闊應(yīng)用前景，湖泊范圍、水位、冰物候、水體參數(shù)等反映區(qū)域氣候變化的重要指標(biāo)都是可以通過遙感技術(shù)比較容易地獲取。當(dāng)前，學(xué)術(shù)界在青藏高原湖泊水量估算、湖泊-氣候量化影響、水體參數(shù)反演、湖冰監(jiān)測(cè)及補(bǔ)給冰凍圈物質(zhì)平衡等方面取得大量的進(jìn)展。

（2）過去幾十年，暖濕化環(huán)境下的降水增多和冰川凍土消融導(dǎo)致青藏高原絕大部分地區(qū)湖泊持續(xù)擴(kuò)張，而且湖泊水位變化的空間分布特征和西風(fēng)帶及印度季風(fēng)帶影響區(qū)的降水量變化具有高度的空間一致性。

（3）大尺度的降水年代際變化是青藏高原湖泊近期變化的主要原因，而冰川凍土加速消融又進(jìn)一步加速湖泊擴(kuò)張或抑制了部分湖泊收縮。隨著遙感技術(shù)的發(fā)展，青藏高原在更多、更大尺度的湖泊水量平衡定量估算方面取得越來越多的進(jìn)展。

3.2 展望

青藏高原湖泊不僅對(duì)區(qū)域氣候變化響應(yīng)敏感，還通過大氣環(huán)流對(duì)更大尺度的氣候格局產(chǎn)生影響，在夏季甚至能影響周邊地區(qū)的降水［87］。盡管遙感及其反演技術(shù)能夠較容易地獲取湖泊面積和水位等信息，但由于湖盆形狀、湖泊深度、岸線地形差異，使得青藏高原湖泊到底存儲(chǔ)了多少水量一直較難估算［5］。掌握氣候變化對(duì)湖泊儲(chǔ)水條件及儲(chǔ)水量的影響機(jī)理，對(duì)深入了解“亞洲水塔”的水循環(huán)作用至關(guān)重要。此外，全面掌握湖泊理化性質(zhì)能更好地理解湖泊對(duì)氣候變化的響應(yīng)，這就要求基于遙感影像光譜數(shù)據(jù)和湖泊水色反演湖泊鹽度、透明度及其他理化性質(zhì)在算法和精度上進(jìn)行更多地改進(jìn)。

大西洋多年代際振蕩（Atlantic Multidecadal Os?cillation，AMO）和南極濤動(dòng)（Antarctic Oscillation，AAO）等氣候事件通過西風(fēng)和印度季風(fēng)影響著青藏高原的大氣環(huán)流和降水變化。與此同時(shí)，全球氣候變暖導(dǎo)致的冰川凍土退化也深刻地影響著高原的湖泊形狀和理化性質(zhì)變化。在此背景下，更多流域的湖泊水量平衡的主導(dǎo)機(jī)制如何？水量平衡的不同影響要素在大尺度氣候變化及大氣環(huán)流波動(dòng)下如何發(fā)展作用？回答以上科學(xué)問題需要基于遙感技術(shù)在更大范圍、更多的流域尺度開展徑流（包括融水、降水及地下水）、降水、蒸發(fā)、風(fēng)速等多因素聯(lián)合觀測(cè)與建模。此外，對(duì)湖泊水量變化的深入理解，還必須開展遙感和氣候變化相結(jié)合的學(xué)科交叉研究。即使在遙感技術(shù)獲得前所未有發(fā)展的今天，關(guān)于青藏高原湖泊監(jiān)測(cè)的某些關(guān)鍵技術(shù)難點(diǎn)仍然難以克服，如：湖泊水深測(cè)量、巨大海拔高差導(dǎo)致的氣象數(shù)據(jù)失真、流域徑流記錄等。將來，隨著更多遙感數(shù)據(jù)的開放共享，以及更多水文與氣象站點(diǎn)的投入使用，為青藏高原湖泊的水量平衡定量研究提供更好的數(shù)據(jù)條件。