青藏高原最近40年湖泊變化的主要表現與發展趨勢

朱立平 張國慶 楊瑞敏 劉 翀,3 陽 坤 喬寶晉,6 韓博平

1 中國科學院青藏高原研究所 青藏高原地表過程與環境變化實驗室 北京 100101 2 中國科學院青藏高原地球科學卓越創新中心 北京 100101 3 中國科學院大學 北京 100049 4 蘭州大學 資源環境學院 蘭州 730000 5 清華大學 地球系統科學系 北京 100080 6 鄭州大學 地球科學與技術學院 鄭州 450001 7 暨南大學 生態學系 廣州 510632

青藏高原分布著眾多的冰川、湖泊，是大江大河的發源地，也是南亞、中亞水資源的重要補給保障[1]，被稱為“亞洲水塔”[2]。青藏高原的湖泊眾多，其中面積大于 1 km2的湖泊數量 1 171 個，總面積約 46 500 km2，占青藏高原土地面積的 1.8%，超過全國湖泊總面積的 50%[3]①2014 年數據，未統計已經作為礦產開采的鹽湖。。青藏高原地區 98 個氣象站點觀測數據表明，1982—2012 年平均氣溫升高幅度達到 1.9℃[4]，是全球平均升溫幅度的 2 倍。與此同時，青藏高原降水量也呈現增加趨勢[5]，但風速呈減弱趨勢[6]，潛在蒸發量有所下降[7]。作為“亞洲水塔”的重要組成部分，青藏高原廣泛分布的湖泊是地表水匯聚和蒸發過程的重要環節，并且通過湖泊面積、水量及其理化性質和生態條件對氣候變化呈現敏感響應。

1 湖泊數量、面積與水量變化

1.1 湖泊數量與面積變化

隨著全球變暖，青藏高原湖泊呈現明顯的數量增加和面積增大趨勢，80% 以上的湖泊在擴張。王蘇民和竇鴻身[8]利用 20 世紀 60—80 年代地形圖研究發現，青藏高原大于 1 km2的湖泊有 1 081 個（總面積 4.5×104km2）。Zhang 等[9]利用 Landsat 影像數據，對青藏高原近 40 年來的湖泊數量和面積變化及其與氣溫和降水關系進行了詳細研究。結果發現，1976 年面積大于 1 km2的湖泊數量為 1 080 個，總面積為 4.0×104±766.5 km2；1995年減少到 930 個，面積下降了 5.6%；到 2000 年又增加到 1 174 個，總面積為 4.1×104±443.7 km2；至 2018 年數量達到 1 424 個，總面積高達 5.0×104±791.4 km2。20 世紀 70 年代—2018 年，青藏高原湖泊總面積增長了 25.4%，但趨勢不是均一的，具有 20 世紀 90 年代中期的低值，2000—2010 年的快速增長，2010—2016 年的緩慢增加，而近 2 年又出現擴張加劇的現象（圖 1）。湖泊數量的增加主要是由于湖泊面積的擴張，即湖泊面積從小于 1 km2增加到大于 1 km2，而完全新出現（即從無到有）的湖泊很少，它們對增加的湖泊數量貢獻很小[10]。

1.2 湖泊水位與水量變化

圖1 青藏高原湖泊分布及其數量與面積變化[9]

圖2 2000—2009 年青藏高原湖泊水位年變化率[11]

進入 21 世紀以來，衛星雷達與激光測高技術不斷發展并產出了一批青藏高原地區的湖泊高程數據。2003—2009 年，青藏高原約 200 個有可利用的 ICESat 激光測高數據的湖泊表明[11]，湖泊平均的水位變化率為每年 0.14 m，包括 152 個（占湖泊個數的 76%）水位升高的湖泊（平均變化率為每年上升0.21 m）和 48 個（占湖泊個數的 24%）水位下降的湖泊（每年下降 0.08 m）（圖 2）。面積較大的色林錯顯示了水位快速升高，根據色林錯的水量平衡關系估算，該湖 1979—2017 年水位累計上升 1 4 m[12]，面積則由 1667 km2增加到2 389 km2，超過納木錯的面積（2 026 km2），而成為西藏目前最大的湖泊[13]。在空間分布上，青藏高原中-北部內流區湖泊水位顯示明顯升高，而在南部的雅魯藏布江流域，湖泊水位以下降為主。

結合湖泊的水位變化及面積數據，可對湖泊的水量變化進行估算。Yang 等[14]利用“航天飛機雷達地形任務數字高程模型”（Shuttle Radar Topography Mission，Digital Elevation Model，SRTM DEM）高程數據和 Landsat 影像數據獲取的湖泊面積，建立了青藏高原地區面積大于 50 km2的湖泊面積與水量變化關系，并通過不同大小的湖泊實地測深結果驗證了方法的可靠性，據此估算了 114 個封閉湖泊 1976—1990 年、1990—2000 年、2000—2005 年和 2005—2013 年 4 個時期湖泊水量變化，發現 1976—2013 年，大于 50 km2的全部湖泊水量共增加了 1 026.4 億立方米，并且在 2000—2005 年期間增速最大。Qiao 等[15]進一步將研究對象擴大到大于 10 km2的 315 個湖泊，發現這些湖泊在 1976—2013 年期間的水量共增加了 1 171.1 億立方米，盡管進一步考慮了 201 個面積介于 10—50 km2的中小湖泊水量的增加，這些湖泊的水量增量僅為大于 50 km2的大中型湖泊水量增量的 14.1%，說明青藏高原大中型湖泊水量增加控制了其總體變化的態勢。

2 湖水基本物理化學性質和浮游生物變化

2.1 湖水基本物理化學性質變化

水溫和鹽度是湖泊對氣候變化響應的重要物理化學指標。對納木錯水溫與氣溫變化的觀測和模擬研究發現，1979—2012 年湖水表層夏季平均水溫升高率為 (0.52℃±0.25℃)/10 a，湖水溫躍層（湖水上部具有水溫季節變化的薄層與下部水溫相對穩定的厚層之間出現水溫急劇下降的層）的分層開始日期以 (4.20±2.02) d/10 a 的速率提前，而分層的持續時間以(6.00±3.54) d/10 a 的速率遞增，因子相關分析表明，氣溫升高和湖水接受的長波輻射是造成湖泊水溫上升、溫躍層提前和持續時間延長的主要原因[16]。對色林錯最近 40 年的鹽度變化比較顯示，湖水礦化度已經從 1979 年的 18.5 g/L 下降到 2017 年的 12.4 g/L，而大量的以降水為主的淡水補給則是造成湖泊鹽度下降的主要原因[13]。

湖泊透明度不僅是湖泊水體的基本物理化學指標，也對湖泊水生生態環境具有重要影響。對青藏高原 24 個具有不同透明度變化的湖泊研究表明，湖泊水色與其透明度具有很好的相關性[17]。影響湖泊水色的 3 個要素是湖水中的浮游植物葉綠素、有機黃色物質和無機懸浮物。青藏高原地區氣候環境惡劣，大多數湖泊基本不受人類活動影響，湖泊生態系統生產力與內外源有機質輸入微弱。作者調查實測數據表明，該地區大部分湖泊葉綠素 a 濃度僅為 0.1—5 μg/L，有機質含量和懸浮物濃度僅為 0.1—10 mg/L。因此，影響青藏高原湖泊水色，進而決定其透明度變化的主要因素是溶解性物質及其濃度。利用水色-透明度反演模型[18]重建的 2000—2017 年青藏高湖泊透明度變化結果表明，在所研究的 152 個湖泊中，有 91 個表現出明顯的透明度增加（增加率為 0.09 m/a），而其他 61 個湖泊呈現透明度下降（下降率為-0.04 m/a），這說明整個青藏高原的湖泊透明度在 2000—2017 年具有增加的態勢（圖 3），而湖泊透明度增加與降水的變化具有顯著的正相關關系。

2.2 湖泊的浮游生物變化

圖3 青藏高原面積大于50 km2 的湖泊2000—2017 年的透明度（以SD 深度計算）變化

湖泊的浮游生物對湖水的溫度和鹽度變化具有明顯響應。根據 2012—2015 年夏季對青藏高原 49 個湖泊的調查結果，從浮游植物的種類組成可以將湖泊聚為 4 個大類：第一類湖泊浮游植物生物量相對高（1.3—4.2 mg/L），優勢種類以個體較大的硅藻為主，具有水體鹽度較低（＜5.5 g/L）和水溫相對較高（＞17℃）的特征；第二類湖泊浮游植物生物量很低（0.06—0.09 mg/L），優勢種類以小型硅藻為主，具有鹽度相對較高（20—43 g/L）和水溫相對較高（＞16℃）的特征；第三和第四類湖泊的浮游植物生物量中等（0.02—0.43 mg/L），其鹽度（0.22—6 g/L）和水溫（13℃—15℃）也相對適中，但第三類以皮克（pg）級浮游植物為主要優勢種類，第四類以鞭毛藻類為主要優勢類群。不同鹽度類型的湖泊浮游動物種類組成差別比較大：枝角類分布的鹽度范圍為 0—27.5 g/L；橈足類分布的鹽度范圍為 0—46 g/L；無甲類分布在鹽度范圍為 25—76 g/L 的湖泊中。鹽度超過 100 g/L的湖泊中則未發現浮游動物分布。

青藏高原的湖泊水溫上升，對食物鏈各營養級間的相互作用產生了影響。在只有浮游動物和浮游植物 2 個營養級的湖泊中，水溫的上升促進了食物鏈的傳遞效率，更加有利于浮游動物發展，出現浮游動物與浮游植物生物量比值較高和浮游植物生物量與總磷比值較低；相反，在具有魚類、浮游動物和浮游植物 3 個營養級的湖泊中，水溫的上升促進魚類發展，加劇了魚類對浮游動物的捕食壓力，造成浮游動物與浮游植物生物量比值較低和浮游植物生物量與總磷比值較高。湖泊鹽度升高使得浮游植物生態系統結構簡單化，浮游動物由小型枝角類、輪蟲和橈足類等逐漸演替為大型濾食性枝角類占據優勢；隨著鹽度繼續上升，大型濾食性枝角類又被無甲類所取締。因此，高鹽度湖泊中的敞水區往往有利于大型濾食性枝角類（西藏溞）或無甲類（鹵蟲）生存。湖泊鹽度變化對浮游動物多樣性的影響強度取決于食物鏈的長度，2 個營養級湖泊受影響程度比 3 個營養級湖泊更為強烈。在鹽度為3—5 g/L 或 25—28 g/L 的湖泊中，浮游動物種類組成對鹽度變化最為敏感[19]。

3 區域氣候變化時空差異對湖泊主要補給的影響

3.1 湖泊主要補給的區域差異對氣候變化響應

近期青藏高原湖泊擴張和水量增加的原因主要是降水和冰川融水增加以及蒸發減少等，而冰川融水與蒸發變化則主要受氣溫變化影響。氣溫持續升高使得冰川、凍土等加速融化[20]，但氣溫升高對青藏高原不同地區湖泊變化的影響各不相同。在青藏高原西北部，冰川融水增多是湖泊擴張和水量增加的主導因素[21]。在羌塘地區東南部，冰川融水對湖泊擴張也具有明顯影響[22]；而對納木錯水量變化的定量分析表明，冰川融水對湖泊水量增量的貢獻率為 52.9%[23]。在青藏高原腹地，依布茶卡和色林錯水位的上升均與流域內積雪面積變化顯著相關[24]，而凍土退化釋放的水量對湖泊變化也有重要影響[25]。相較于流域內無冰川、凍土及積雪分布的湖泊，氣溫主要通過影響蒸發從而改變湖泊的水量平衡[26,27]。在青藏高原西南部的瑪旁雍錯流域，1974—2003 年冰川面積從 107.92 km2減少到 100.39 km2，但區域氣候暖干化使得年降水量減少、蒸發量增大，冰川加速融化帶來的補給并未能使湖泊發生明顯擴張[28]。

對于青藏高原大多數地區的湖泊，區域降水變化是造成湖泊擴張的主要原因。通過對青藏高原大于 20 km2的 109 個內流封閉湖泊面積遙感估算和部分湖泊水位調查，發現這些湖泊 1976—1999 年的變化各不相同，而 1999—2010 年出現了明顯的擴張。盡管潛在蒸發減少和冰川融水增加可能有助于湖泊的擴張，但統計發現這些湖泊擴張的主要原因還是區域降水增加[29]。通過對大于 50 km2的 114 個封閉湖泊的水量年變化速率與氣象因子的相關分析，發現 1990 年以前，低溫通過抑制融水發生使得湖泊水量趨向負平衡；1990—2000 年，氣溫升高對湖泊水量的增加影響有限；2000—2005 年，湖泊水量呈現顯著增加的主要因素是較高的降水；2005—2013 年，強烈蒸發對湖泊水量增加的抑制作用超過了由高溫帶來的融水增加的影響[14]。

3.2 湖泊變化與西風-印度季風環流及地表水循環的關系

基于湖泊補給過程研究的湖泊群變化能夠敏感地反映區域地表水循環的特征。在氣候條件相似的青藏高原東北部，那曲地區和可可西里地區的湖泊總體呈擴張趨勢，而黃河源區的湖泊則總體呈萎縮狀態[30]。1999—2010 年，青藏高原大于 20 km2的 109 個內流封閉湖泊均呈現明顯的擴張，但具有北部擴張明顯、南部擴張微弱的空間分布特征，其原因可能與該時期印度季風區降水減少和西風區降水增加有關[31]。進一步對其中典型湖泊水位監測和 Cryosat 衛星測高數據分析，結合大氣降水和重力衛星 GRACE 質量變化，認為青藏高原中北部和東北部湖泊快速擴張主要受夏季降水顯著增加的影響，而青藏高原西北部湖泊快速擴張更多與冰川消融和春節積雪增加的變化有關[32]。這一結論也得到對青藏高原西北部 34 個湖泊面積和水位變化研究結果的支持[20]。

通過對青藏高原大于 50 km2的 114 個封閉湖泊在 20 世紀 70 年代—2013 年的面積與水量變化研究，發現湖泊水量隨時間變化呈現 3 種類型且有明顯的區域分異：① 羌塘高原東南部和西北部以及阿里地區的湖泊變化主要受降水增加的影響，呈現由平穩或緩升向急升轉變的趨勢；② 羌塘高原中部和昆侖山北部的湖泊水量受降水和溫度升高導致的冰川融水增加的共同影響，呈現先下降然后快速上升的趨勢；③ 而藏南湖泊的水量變化具有波動下降態勢，與溫度、降水的關系并不明顯（圖 4）[14]。因此，在降水主導的青藏高原湖泊變化的整體態勢中，湖泊的時空變化特征可能敏感地反映了西風和印度季風降水的差異，而由于部分地區冰川融水的明顯影響，湖泊變化并不完全受降水變化的控制，這說明西風和印度季風環流對地表水循環的影響過程和機制更為復雜。

圖4 青藏高原湖泊水量變化的4 種類型和分布區域[14]

4 湖泊的未來變化趨勢及需要關注的問題

4.1 氣候變化影響下的湖泊未來變化態勢

青藏高原的湖泊變化受降水、蒸發以及氣溫增加引起的冰川融水變化影響，而湖泊蒸發又與表層水溫和風速具有密切聯系[12]。這些因素在不同地區的影響程度具有很大差異[15]。對納木錯的表層水溫監測與模擬表明，湖泊表層水溫隨著氣溫升高和長波輻射增加呈現明顯的增加趨勢[16]。在考慮上述要素的湖泊水量平衡分析中，通過湖泊水量變化，反推了引起湖泊水量變化的氣象要素變化[33]。結果表明，內陸封閉湖泊面積從 1995 年的 24 930 km2增加到 2015 年的 33 741 km2（增幅達 35%）的過程中，反推的降水增幅達 21%±7%，與“全球降水氣候中心”（Global Precipitation Climatology Centre，GPCC）的結果[34]具有高度一致性（圖 5）。進一步根據“跨領域影響模型比較項目”（The Inter-Sectoral Impact Model Intercomparison Project，ISIMIP）[35]預測的降水分析：2016—2025 年，氣候變化速率可能與現在近似的情況下，湖泊面積將繼續增加 4 000 km2；而2026—2035年，由于氣候的溫暖濕潤程度更加強烈，湖泊可能出現更強的擴張。

4.2 青藏高原湖泊變化研究需要關注的問題

青藏高原的湖泊變化對氣候變化具有非常敏感的響應，不僅通過不同類型的補給變化反映氣候變化及各要素的影響過程，而且在湖泊理化性質和生態條件上產生一系列連鎖響應。因此，開展更加精細的湖泊水量變化與水量平衡、湖泊鹽度和水生生態系統變化研究，有助于深入理解氣候變化對湖泊變化的影響程度，從而準確評判未來氣候變化條件下的湖泊變化趨勢。

（1）宏觀尺度的湖泊水量賦存和水量平衡研究。

青藏高原的湖泊有多少水量賦存，氣候變化對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”中的作用的最根本問題。過去幾十年遙感技術與數據的發展，使得利用衛星遙感數據已經較為容易和快捷地獲取湖泊的面積指標，但由于湖盆形狀和岸線坡度的差異，湖泊面積相同并不等于水量賦存接近，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。湖泊水量變化是氣候變化帶來的實質結果，因此需要根據湖盆數字高程模型（DEM）對每一個湖泊建立符合其本身特點的面積和水量關系，才能通過遙感大數據獲取整個高原各個湖泊不同時期的水量賦存，分析其補給過程的時空變化，進而準確評價整個青藏高原湖泊水量變化與氣候變化的關系。

圖5 在當前氣候變化狀態和利用Budyko[36]關系和蒸發不變假設重建的未來氣候變化驅動下，對湖泊面積（a）和水位（b）的平均增長進行預測的結果[33]

（2）湖泊主要理化性質與典型湖泊生態系統的系統調查與分析。青藏高原的湖泊水體質量如何，氣候變化對其有何影響，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。從大空間尺度來看，獲取代表湖泊主要理化性質和影響湖泊生態系統的要素是回答上述問題的關鍵。湖泊透明度與鹽度變化對湖泊生態系統具有重要的影響。遙感影像提供了長時期、大范圍的湖泊水色光譜數據，由于湖泊水色敏感地反映湖泊透明度變化，而水色與鹽度之間具有較好的相關性，因此具有利用遙感影像的湖泊水色數據重建湖泊透明度與鹽度變化的基礎。獲取較高精度時間序列的湖泊透明度和鹽度的變化，對于理解湖泊生態系統的氣候變化響應具有重要意義。

（3）大尺度氣候變化對湖泊變化的影響及區域水循環過程。西風和印度季風是影響青藏高原地區的兩大環流系統。近年來，西風和印度季風作用區出現了明顯的降水變化，從而導致不同地區的湖泊變化具有相應的時空分異，并使得這些湖泊與大氣間的水分和熱量交換發生明顯改變，進而影響了區域水循環過程。同時，青藏高原地區的湖泊除了受降水影響外，還與流域內的冰川融水、凍土退化等具有緊密聯系。通過獲取年際尺度的大范圍的湖泊水量、透明度與鹽度變化，與流域尺度的氣溫、降水、蒸發、冰川融水、凍土變化等要素進行大數據分析，才能發現它們在不同時間和區域上的聯系，從而評價西風和印度季風作用下的氣候要素變化如何影響湖泊變化以及區域水循環過程。