2019, Vol. 31 
(2: 成都理工大学工程技术学院, 乐山 614000)
(3: 成都理工大学管理科学学院, 成都 610059)
(4: 蒙大拿大学物理工程系, 美国蒙大拿州 59801)
(5: 成都理工大学环境与土木工程学院, 成都 610059)
(6: 成都理工大学生态资源与景观研究所, 成都 610059)
(2: The Engineering & Technical College of Chengdu University of Technology, Leshan 614000, P. R. China)
(3: College of Management Science, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, P. R. China)
(4: Department of Geophysical Engineering, Montana Tech of the University of Montana, Butte, MT 59801, USA)
(5: Chengdu University of Technology, College of Environmental and Civil Engineering Institute, Chengdu 610059, P. R. China)
(6: Chengdu University of Technology, Institute of Ecological Resource and Landscape, Chengdu 610059, P. R. China)
青藏高原作为地球第三极核心区[1-2]，是全国数量最多、面积最大的湖泊分布区，同时高原上蕴藏着除两极之外最大的冰雪资源[3].在全球气候变化背景下，青藏高原的气候变化和冰川、湖泊变化受到气象、水文和生态等领域学者的高度重视[4-6].湖泊作为陆地水圈的组成部分，参与自然界的水循环，能够反映区域气候与环境的变化状况，是气候变化的指示器[5, 7-8].青藏高原分布着以盐湖和咸水湖为主的众多内陆湖泊，成为独特的自然地理景观.在区域和全球气候共同作用下，青藏高原湖泊在水位[9-10]、面积[11-13]、数量[14-15]和水量[16-17]等方面正发生着不同程度的变化.掌握青藏高原湖泊的动态变化特征对青藏高原区域气候变化、水环境及生态安全等研究具有重要意义.
近年来，已有大量关于青藏高原湖泊的研究.闫立娟等[5]认为近40年来，青藏高原的湖泊面积呈增加趋势；地质构造是影响湖泊变迁的主导因素，而短时间尺度的湖泊变迁主要受气候因素的影响. Yi等[7-8]认为申扎流域湖泊面积呈扩张趋势，湖泊面积变化主要受气候暖湿化背景下的气温和降水影响，而色林错面积变化受热季气温影响显著.董斯扬等[13]、Lei等[18]和Li等[19]认为青藏高原近45年来，湖泊面积整体上呈加速扩张趋势，降水量是导致湖泊面积变化的主要驱动因子. Wan等[20]认为气候变暖导致的气温升高、降水量增加、冰川融水增加等使1975-2016年那曲和可可西里地区的湖泊总体呈扩张趋势，如色林错、纳木错和赤布张错. Wang等[21]和Jiang等[22]认为2003-2015年青藏高原大部分湖泊面积扩张主要是受气候变暖的影响，气温升高导致冰雪融化增加是湖泊面积扩张的主要驱动因子.另外，在湖泊面积监测与提取方法方面，大部分基于Landsat系列影像[23-24]、CBERS影像[25-26]和高分影像[15]等的研究时间间隔较长，提取方法[27-30]较繁琐、通用性较差.在讨论与气候的响应方面，多集中于气候因子对高原湖泊的整体变化趋势分析[31-33]，从湖泊不同特征角度讨论气候变化对高原湖泊影响方面，如青藏高原湖泊内外流分区、湖泊不同补给来源、湖泊矿化度分类等方面的研究相对较少.为满足时间过程连续和空间分辨率一致的数据应用需求，以中等空间分辨率MODIS(Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer)遥感影像为数据源进行湖泊水面提取成为当前研究的理想选择[34-38].目前尚缺乏2012年之后基于MODIS的青藏高原湖泊面积最新数据，致使对区内气候变化背景下湖泊变化规律的认识尚不全面.
本文以MODIS MOD09A1产品为数据源，提取了青藏高原2000-2016年间面积大于50 km2的湖泊，基于湖泊内外流分区、湖泊不同补给方式和湖水矿化度分类开展湖泊面积变化研究，以期分析、总结2000年以来青藏高原湖泊面积变化特征.同时，结合1980-2015年间青藏高原气象数据，首次基于气象因子变化趋势分区初步探讨了青藏高原湖泊面积变化与气候要素的响应关系.
1 研究区概况青藏高原(26°00′~39°46′N, 73°18′~104°46′E)地域辽阔[39]，总面积约261.5万km2，平均海拔4000~5000 m.高原日照充足，气温较低，降水量自东南向西北逐渐减少，气候类型复杂多样.植被类型丰富，边缘高山环绕、峡谷深切，内部由辽阔的高原、星罗棋布的湖盆和宽广的盆地等地貌组成.同时，青藏高原是我国冰川和冻土最发育的地区，分别约占我国冰川总面积的4/5和全国冻土面积的70 % [40].据统计[15]，高原内湖泊面积大于10 km2的有419个，总面积由1960年的36148.9 km2增长到2014年的43894.3 km2，呈显著扩张趋势.该区域湖泊补给方式主要以冰川融水、大气降水和地表径流为主.
2 数据与方法 2.1 MODIS数据MODIS是美国国家航空航天局(National Aeronautics and Space Administration，NASA)对地观测系统(Earth Observation System，EOS)搭载在Terra和Aqua卫星上的传感器，分别于1999年12月18日和2002年5月4日发射. Terra过境时间在当地上午10:30左右(晚上10:30)，Aqua在凌晨1:30左右(下午1:30)[41].
MODIS数据来源于美国宇航局地球观测系统数据和信息系统(NASA's Earth Observing System Data and Information System，EOSDIS)的MOD09A1(https://ladsweb.modaps.eosdis.nasa.gov/search/)3级地表反射率数据产品，时间分辨率为8 d，空间分辨率为500 m.相关研究表明青藏高原丰水期主要为8、9月[20]，本文选取青藏高原每年7-9月影像(即每年第185~273天数据)作为基础数据，获取了2000-2016年共17年1632景MOD09A1数据.
2.2 DEM数据DEM(Digital Elevation Model)数据来自中国科学院计算机网络信息中心国际科学数据镜像网站(http://www.gscloud.cn)的SRTM V3版本(Shuttle Radar Topography Mission Version 3)，空间分辨率为90 m.
2.3 近地表气象再分析数据近地表气象再分析数据来自寒区旱区科学数据中心(http://westdc.westgis.ac.cn)提供的中国区域高时空分辨率地面气象要素驱动数据集[42-43]，包括青藏高原1980-2015年7-9月时间分辨率为3 h，空间分辨率为0.1°的近地面气温和地面降水率数据.
2.4 冰川数据冰川数据来自寒区旱区科学数据中心提供的中国第二次冰川编目数据集(The Second Glacier Inventory Dataset of China)的V1.0版本[44]，包括青藏高原2006-2011年逐条冰川信息的矢量数据和属性数据.
2.5 湖泊面积提取方法MOD09A1在近红外波段水体的反射率较低，而水体附近的地物在近红外波段上反射率较高.在近红外波段水体与环境背景之间存在明显的反射率差异，因此单波段阈值法可以获得较好的识别效果[45].
根据水体的光谱特性，本文对MOD09A1 band6影像采用逐月合成消除云及其阴影的影响，通过反复试验，在坡度＜5°的条件下，确定提取湖泊边界的最佳阈值消除山体阴影的影响，最后通过目视方法对湖泊边界进行检查和修正.本文选择年内丰水期平均湖泊面积作为该年湖泊面积.
3 结果与分析 3.1 本研究与前人成果对比小型湖泊的面积变化对区域环境的影响较小且受季节变化的影响较大[13]，故本文提取了青藏高原2006-2011年17年来面积连续大于50 km2的138个湖泊作为研究对象(图 1)，统计了每年丰水期的平均面积，并沿用Wan等[46]公布的湖泊数据集之湖名.
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图 1 青藏高原面积大于50 km2的湖泊分布 Fig.1 Distribution of lakes with an area of more than 50 km2 in the Tibetan Plateau |
已有大量学者对青藏高原湖泊面积变化进行了研究. Wan等[46]公布了四期(2002、2005、2009和2014年)基于Landsat、CBERS和GF-1卫星影像通过目视解译方法得到的面积≥10 km2的青藏高原湖泊数据集. 图 2为与Wan等提取的湖泊面积的对比结果，使用决定系数(R2)、平均绝对误差(Mean Absolute Error，MAE)及标准差(Standard Deviation，SD)来定量评价提取的湖泊面积精度，四组数据显示出很好的一致性(R20022=0.9978，R20052=0.9980，R20092=0.9985，R20142=0.9979). Yao等[47]利用2000年Landsat TM/ETM+遥感影像获取了青藏高原可可西里地区大于10 km2的湖泊面积，与本文提取结果对比相关性较高(R20002=0.9774).闫立娟等[5]利用1970s、1990s、2000年前后和2010年前后Landsat TM/ETM+遥感影像提取了青藏高原所有湖泊边界信息，与本文结果对比相关性也较高(R20002=0.9983，R20092=0.9851).本次提取的湖泊面积一般比Wan等和闫立娟等提取的湖泊面积略大，可能与卫星影像的获取时间有关.文中影像获取时间为青藏高原的丰水期，该时间段高原温度高、降水多，冰川处于消融状态，是大多数湖泊面积的年最大状态.
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图 2 青藏高原138个湖泊与文献[46]对应数据集中湖泊面积的相关性 Fig.2 Comparison of the 138 lakes in this study and the literature [46] results in the Tibetan Plateau |
为统计和研究不同湖泊面积变化趋势，采用最小二乘法建立湖泊面积与年份的一元线性回归模型：
| $ y = {\rm{a}} \cdot x + b $ | (1) |
式中，y表示面积，x表示对应年份，a为斜率即面积变化趋势，b表示截距，a与b通过最小二乘法确定.其中，通过0.05显著性检验的湖泊95个，通过0.01显著性检验的湖泊81个；相关系数R2＞0.5的湖泊70个(表 1).
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表 1 2000年以来青藏高原138个湖泊面积变化趋势统计 Tab. 1 Area changes of 138 lakes in the Tibetan Plateau since 2000 |
当a=0.17时，湖泊面积线性变化趋势的倾角约为10°，研究时段内湖泊面积变化较小，根据a值大小将湖泊面积变化趋势划分为萎缩型、稳定型和扩张型3类(表 2).
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表 2 湖泊面积变化分类 Tab. 2 Classification of lake area change types |
经统计，2000以来青藏高原湖泊面积总体以扩张为主[52-53](a=235.52 km2/a，R2=0.87)(图 3a)，与扩张型湖泊面积变化趋势相似，主要原因是扩张型湖泊面积占主导地位.扩张型湖泊93个，年际面积线性变化趋势明显(a=255.57 km2/a，R2=0.93)(图 3b)，湖泊面积在2001年最小.其中，扩张型湖泊在2009年后面积增长趋势变缓.色林错(a=23.39 km2/a，R2=0.90)、阿雅格库(a=22.10 km2/a，R2=0.98)、青海湖(a=10.24 km2/a，R2=0.67)等湖泊面积呈显著扩张趋势.萎缩型湖泊17个，年际面积变化较大(a=-18.62 km2/a，R2=0.62)(图 3c)，2005年后湖泊面积波动下降趋势增强.霍鲁诺尔(a=-6.59 km2/a，R2=0.56)、羊卓雍错(a=-5.37 km2/a，R2=0.61)等湖泊面积呈显著萎缩趋势.稳定型湖泊28个，湖泊面积变化线性趋势不明显(a=-1.43 km2/a，R2=0.02)(图 3d)，年际以波动变化为主，2007-2014年间波动较明显.泽错(a=0.17 km2/a，R2=0.18)、拜惹布错(a=0.02 km2/a，R2=0.00)等湖泊面积保持相对稳定.其中，面积变化较明显的110个(|a|>0.17)湖泊中，色林错、阿雅格库、阿其克库勒湖(a=12.27 km2/a，R2=0.98)、乌兰乌拉湖(a=8.81 km2/a，R2=0.92)、多格错仁强错(a=8.33 km2/a，R2=0.96)、碱水湖(a=7.81 km2/a，R2=0.98)、西金乌兰湖(a=7.12 km2/a，R2=0.94)和阿克萨依湖(a=6.56 km2/a，R2=0.92)等湖泊面积线性变化趋势最为显著.
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图 3 2000年以来青藏高原湖泊面积变化趋势 (a-138个湖泊；b-扩张型湖泊；c-萎缩型湖泊；d-稳定型湖泊) Fig.3 Trends of lake area changes in the Tibetan Plateau since 2000 (a-138 lakes; b-expanded lakes; c-atrophic lakes; d-stable lakes) |
湖泊是地表水体和江河水系的重要组成部分.按照河川径流的循环形式，把河流区分为注入海洋的外流流域(或外流区)和不与海洋直接沟通的内流流域(或内流区)两大类.我国外流区和内流区分别约占全国总面积的64 %和36 % [48].与内外流分区相对应，分布于两大流域类型内的湖泊，则分别称为内流湖和外流湖[48].青藏高原的内流湖又多为闭流湖.
青藏高原湖泊以内流湖为主，本次统计的青藏高原内流湖131个(占比94.93 %). 2000年以来内流湖总面积呈显著扩张趋势(a=230.65 km2/a，R2=0.88)(图 4a)，主要原因是扩张型湖泊数量多、面积大.年均总面积为32143.53 km2，2001年面积最小，2016年达面积最大值. 2001-2009年内流湖湖泊面积增长速率(a=364.58 km2/a)大于2010-2016年湖泊面积增长速率(111.25 km2/a).外流湖7个，整体亦具增长趋势(a=4.87 km2/a，R2=0.21)(图 4b)，年均面积为1885.99 km2. 2000-2003年外流湖总面积呈现萎缩趋势，之后面积快速增加，到2009年总面积达到最大，之后呈现波动减少趋势.其中7个外流湖中有3个湖泊呈现扩张趋势(鄂陵湖、扎陵湖、帕龙错)，3个湖泊表现为稳定趋势(玛章错钦、错那、叶鲁苏湖)，1个湖泊呈现萎缩趋势(森里错).
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图 4 2000年以来青藏高原内流湖(a)和外流湖(b)面积变化趋势 Fig.4 Trends of lake area changes of inflow lakes(a)and outflow lakes(b)in the Tibetan Plateau since 2000 |
中国最大的咸水湖——青海湖，属于典型的内流型湖泊.提取结果显示，2000年以来青海湖湖泊面积整体呈扩张趋势. 2000-2005年，湖泊面积萎缩. 2005年之后，青海湖面积开始进入持续增长期，且远远超过2000年的面积，与前人研究结果一致[40, 54].多数研究认为，青藏高原气候从暖干化向暖湿化转变，布哈河冰雪融水补给量和流域降水量增加导致入湖径流量明显增加[54-55]，成为青海湖面积持续增长的主要原因.
3.3.2 按主要补给来源分类青藏高原湖泊按补给来源可分为冰雪融水补给、冰雪融水与湖面降水补给、地表径流补给、河流补给、湖泊补给和泉水补给共7类[48-49]，本文进一步归纳为冰雪融水补给、地表径流补给和河流补给3类.
2000年以来青藏高原以冰雪融水为主要补给方式的湖泊[56-57]年均面积约11837.37 km2，总体呈现扩张趋势(a=82.32 km2/a，R2=0.87)(图 5a)，其中扩张型湖泊占59.52 %；2001年后湖泊面积表现为显著线性增长趋势.以地表径流为主要补给方式的湖泊年均面积为3790.70 km2，整体呈扩张趋势(a=14.29 km2/a，R2=0.47)(图 5b)，扩张型湖泊占72.00 %；在2012年之前，湖泊面积以波动方式快速增长，近几年湖泊面积呈萎缩趋势.以河流为主要补给方式的湖泊年均面积约为11287.55 km2，总体呈扩张趋势(a=82.14 km2/a，R2=0.91)(图 5c)，其中扩张型湖泊占71.43 %.整体而言，2001年后3种补给方式的湖泊面积扩张趋势显著.
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图 5 2000年以来青藏高原3种补给方式湖泊面积变化趋势 (a-冰雪融水补给；b-地表径流补给；c-河流补给) Fig.5 Trends of lake area changes of the three supply modes in the Tibetan Plateau since 2000 (a-glacier melt water; b-surface runoff; c-river) |
主要来源于冰雪融水、河湖径流和湖面降水补给的典型湖泊——色林错(图 6a)，目前已成为西藏面积最大的湖泊.色林错面积呈显著扩张趋势，2000-2009年色林错面积加速增长，到2010年稍有减少，之后湖泊面积呈现波动变化.截止到2016年，不包括雅个冬错的色林错湖泊面积已达到2244.73 km2.相关研究认为[7-8, 58]，气温上升导致冰雪融水增加是湖泊上涨的主要原因，其次与降水量的增加和蒸发量的减少、冻土退化等也存在很大关系. 2004年色林错南部湖面同雅个冬错联通，本次研究提取湖泊时将色林错与雅个冬错的面积分开计算.据统计雅个冬错在2004年之前从面积较稳定的50 km2突增到88.22 km2，若将色林错和雅个冬错合并分析，色林错的扩张趋势将更显著.
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图 6 2000年以来色林错(a)和玛尔盖茶卡(b)湖泊面积变化 Fig.6 Changes of lake area in Selin Co(a)and Margai Caka(b)since 2000 |
青藏高原湖泊据其湖水矿化度可以分为盐湖、咸水湖和淡水湖[15, 48-49, 59]三类(图 7).根据《中国湖泊分布地图集》[48]、《中国湖泊志》[49]、《青藏高原盐湖》[50]、《中国盐湖志》[51]等资料确定了137个湖泊的矿化度(“Noname_2”的湖水矿化度不明，未在统计之列)，其中以塔若错、鄂陵湖和格仁错等为代表的淡水湖23个；以色林错、青海湖、纳木错、扎日南木错等为代表的咸水湖63个；以玛尔盖茶卡、班戈错、鄂雅错等湖泊为代表的盐湖51个.不同矿化度湖泊面积变化统计结果表明，盐湖中扩张型占80.40 %，稳定型占11.76 %，萎缩型占7.84 %；咸水湖中扩张型占71.43 %，稳定型占17.46 %，萎缩型占11.11 %；扩张型淡水湖30.43 %，稳定型淡水湖43.48 %，萎缩型淡水湖26.09 %.盐湖与咸水湖主要以扩张型为主，淡水湖以稳定型为主.
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图 7 青藏高原面积大于50 km2湖泊矿化度分类与湖泊面积变化分类 Fig.7 Classifications of lake salinity and area changes in the Tibetan Plateau with an area of more than 50 km2 |
其中，湖水矿化度为323.55 g/L[51]的玛尔盖茶卡(图 6b)，属重要的含钾、锂、硼盐湖.结果显示，玛尔盖茶卡面积由2000年的102.31 km2持续增长到2009年的149.17 km2. 2010年湖泊面积稍有减少，之后呈现平稳扩张趋势，到2016年湖泊面积已达164.76 km2.青藏高原发育大量现代湖表卤水型特种盐湖，由气候变化引起湖泊面积扩张、湖水矿化度降低、盐湖卤水淡化，由此导致盐湖资源开发成本增加甚至失去开发利用的价值.建议有关部门针对国家急需矿种盐湖资源(如锂等)作好“抢救式”开发部署.
3.4 湖泊面积变化对气候要素的响应 3.4.1 青藏高原气候变化背景相关研究认为，青藏高原气候向暖湿化方向发展[13, 60]，这与气温升高、降水量增加和蒸发量减少有关[61-65].青藏高原湖泊的整体扩张趋势受气候变化驱动明显[5, 7, 13, 18-22, 66]，湖泊面积变化对气候变化具有一定的时滞效应[8]，为把握青藏高原长时间序列气候变化背景，选取中国区域高时空分辨率地面气象要素驱动数据集中1980-2015年7-9月青藏高原月平均气温和累计降水量数据，并分析近36年来青藏高原气候变化趋势.结果显示，7-9月平均气温(图 8a)呈波动增加趋势，速率为0.34℃/10a；7-9月累计降水量(图 8b)呈明显增加趋势，增加速率为20.26 mm/10 a.其中，2000年7-9月平均气温比1999年和2001年同期低，气温低导致冰雪融水和湖面蒸发量减少，7-9月累计降水量又比1999年和2001年同期多，这些综合因素可能是2000年湖泊面积整体较大的原因之一(图 3、图 4、图 5).
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图 8 1980-2015年7-9月青藏高原平均气温(a)和累计降水量(b)的年际变化 Fig.8 The annual variations of the mean air temperature(a)and accumulative precipitation(b)from July to September in the Tibetan Plateau during 1980-2015 |
同时，采用线性趋势分析法[67-68]得到高原区内1980-2015年7-9月平均气温和累计降水量的变化趋势，其中，线性趋势斜率>0表明变化趋势增加，反之则减少.
近36年来，青藏高原7-9月气温整体增温趋势明显(图 9a)，自羌塘高原中部到雅鲁藏布江流域、长江流域、黄河流域和河西走廊增温趋势逐渐减弱，森格藏布流域西部增温趋势明显，塔里木流域南部和羌塘高原西部气温呈递减趋势.降水量变化趋势空间差异明显(图 9b)，高原腹地即面积大于50 km2的湖泊集中分布区降水量以显著增加为主，长江流域、澜沧江流域、怒江流域和黄河流域东南部降水量以微弱减少为主，其中降水量减少区面积大于50 km2的湖泊分布较少.
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图 9 1980-2015年青藏高原7-9月平均气温(a)与累计降水量(b)变化趋势 Fig.9 Trends of the mean air temperature(a)and accumulative precipitation(b)from July to September in the Tibetan Plateau during 1980-2015 |
为进一步分析湖泊面积变化与区域气候之间的关系，依据中国区域高时空分辨率地面气象要素驱动数据集计算的青藏高原1980-2015年7-9月平均气温和7-9月累计降水量变化趋势，将青藏高原划分为5个气候变化趋势区(表 3和图 10)，统计了各区的湖泊和冰川面积(表 4).
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表 3 青藏高原气候变化趋势区湖泊统计* Tab. 3 Lakes statistics of climate change trends zone in the Tibetan Plateau |
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图 10 青藏高原气候要素趋势分区 Fig.10 Zones of climate factors change trend in the Tibetan Plateau |
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表 4 青藏高原气候变化趋势区湖泊、冰川面积统计* Tab. 4 Lakes and glaciers area statistics of climate change trends zone in the Tibetan Plateau |
Ⅰ区位于西藏中、东部和青海西部，横跨羌塘高原中部、长江流域和柴达木流域西部；该区平均气温和降水量呈增加趋势，特别是降水量增加趋势明显；区内面积大于50 km2的湖泊数量最多，扩张型湖泊占78.18 %，稳定型湖泊占16.36 %，萎缩型湖泊占5.46 %；区内冰川覆盖率为1.60 %，湖泊主要由羌塘高原发育的冰川融水补给. Ⅱ区主要位于西藏南部，青海中、东部，包括柴达木流域和羌塘高原南部区域；区内平均气温和累计降水量呈增加趋势，该区扩张型湖泊占60.78 %，稳定型湖泊占19.61 %，萎缩型湖泊占19.61 %；区内冰川覆盖率为0.86 %，湖泊主要由祁连山、昆仑山和冈底斯山的部分冰川融水补给. Ⅲ区位于青海省南部、四川省西北部和西藏南部，主体位于三江流域、雅鲁藏布江流域西部和羌塘高原南部部分流域；区内平均气温呈增加趋势，累计降水量呈微弱减少趋势，该区6个面积大于50 km2的湖泊中扩张型湖泊占50.00 %，稳定型湖泊占33.33 %，萎缩型湖泊占16.67 %；区内冰川覆盖率为1.59 %，湖泊主要由横断山、念青唐古拉山、唐古拉山和喜马拉雅山的部分冰川融水补给. Ⅳ区位于新疆南部和西藏北部部分地区，包括塔里木流域和羌塘高原部分区域；区内气温呈微弱降低趋势，降水量增加趋势明显，该区扩张型湖泊占58.83 %，稳定型湖泊占29.41 %，萎缩型湖泊占11.76 %；区内冰川覆盖率为8.88 %，湖泊主要由喀喇昆仑山和昆仑山的冰川融水补给. Ⅴ区位于新疆南部地区和青海东部部分地区，包括羌塘高原西北部、塔里木流域南部和黄河流域西部；区内气温呈降低趋势，累计降水量呈增加趋势，该区扩张型湖泊占66.67 %，稳定型湖泊占22.22 %，萎缩型湖泊占11.11 %；区内冰川覆盖率为2.86 %，湖泊主要由昆仑山和冈底斯山的部分冰川融水补给.
对比结果显示(图 10)，气温、降水增加趋势越显著，湖泊扩张趋势越明显. Ⅰ区暖湿化程度最明显(aT=0.55℃/10a，aP=53.37 mm/10a)，其次是Ⅱ区(aT=0.54℃/10a，aP=16.92 mm/10a)，Ⅲ区呈现暖干化(aT=0.54℃/10a，aP=-12.44 mm/10a)，Ⅳ区(aT=-0.71℃/10a，aP=37.66 mm/10a)和Ⅴ区(aT=-0.53℃/10a，aP=24.82 mm/10a)的气候呈现冷湿化.相应地，Ⅰ区湖泊扩张程度最剧烈，其次是Ⅴ区、Ⅱ区和Ⅳ区，Ⅲ区的湖泊面积变化相对不大.近几十年来受全球气候变暖影响，除西昆仑峰区和喀喇昆仑山地区冰川较稳定外[69-70]，青藏高原冰川普遍呈持续退缩的趋势[71-73]. Ⅰ区气温呈增加趋势，降水量增加趋势显著，区内羌塘高原冰川退缩[74]，可见气温升高导致的冰雪融水补给和降水补给导致了湖泊扩张显著. Ⅱ区气温和降水量都呈增加趋势，湖泊集中区的祁连山冰川年均冰量损失(534.2±399.5)×106 m3[75]，同时羌塘高原南部冰川整体也呈退缩趋势[76].冰雪融水增加和降水量的共同作用使湖泊扩张率为60.78 %. Ⅲ区气温呈升高趋势，降水量呈减少趋势，湖泊集中区的冈底斯山冰川[77]和念青唐古拉山东段冰川[78]呈退缩趋势，而湖泊扩张率为50.00 %，气温升高导致的冰川加剧退缩是导致Ⅲ区湖泊扩张的主要原因. Ⅳ区气温呈降低趋势，降水量呈明显增加趋势，该区西昆仑山冰川退缩幅度较小(0.65 %)，面积减少16.83 km2[69]，而该区湖泊扩张率为58.83 %，降水量的增加是Ⅳ区湖泊扩张的主导因素. Ⅴ区气温呈下降趋势，而降水量呈增加趋势，在区内冈底斯山脉、昆仑山脉和羌塘高原冰川退缩和降水量增加的共同作用下，湖泊整体扩张率为66.67 %，其中降水量的增加是Ⅴ区湖泊扩张的主导因子.对比冰川覆盖率接近的Ⅰ区和Ⅲ区，Ⅰ区受冰雪融水补给的湖泊占比、降水量趋势都大于Ⅲ区，Ⅰ区湖泊扩张程度大于Ⅲ区；Ⅱ区气温升高趋势强于Ⅴ区，但Ⅴ区冰川覆盖率、冰雪融水补给湖泊比例高于Ⅱ区，Ⅴ区湖泊扩张程度大于Ⅱ区；Ⅰ区冰川覆盖率、冰雪融水补给湖泊比例小于Ⅳ区，但Ⅰ区气温升高趋势强于Ⅳ区，Ⅰ区湖泊扩张程度大于Ⅳ区.可见，受不同程度气温、降水和冰雪融水补给影响，不同气候趋势分区下的湖泊面积变化存在明显的差异.前人研究结果表明，近40年青藏高原湖泊面积在气候暖湿化的影响下，整体上以扩张趋势为主，特别是2000年以来，高原湖泊面积整体呈加速扩张趋势[5, 7-8, 13, 15, 18-22].其中，大部分研究认为，青藏高原湖泊主要受气温升高导致冰雪融化增加致使面积扩张趋势显著[5, 8, 20-22]；也有部分研究基于有限的青藏高原典型内流湖泊分析认为，降水量的变化是导致湖泊面积变化的主要驱动因子[18-19].本文基于青藏高原面积大于50 km2的湖泊，通过对比湖泊的主要补给方式和气候变化趋势分区认为，在受人为因素影响较小的青藏高原地区，Ⅰ区、Ⅱ区和Ⅲ区升温引起的冰雪融水补给对湖泊面积变化的影响显著，加之降水量的增加，湖泊扩张率增加明显；Ⅳ区和Ⅴ区湖泊面积变化主要受降水量增加影响显著.
4 结论基于MOD09A1数据、DEM数据和气象数据，提取2000-2016年青藏高原湖泊面积信息，并从内外流分区、湖泊主要补给来源和湖水矿化度分析其变化特征，首次基于气候要素变化趋势分区分析湖泊面积变化与气候要素的关系，主要结论如下：
1) 青藏高原连续17年面积大于50 km2的138个湖泊中, 扩张型湖泊占67.39 %，萎缩型湖泊占12.32 %，稳定型湖泊占20.29 %，扩张型和萎缩型湖泊面积线性趋势显著.湖泊面积总体呈显著扩张趋势，17年间总面积增加2340.67 km2，增长速率为235.52 km2/a.其中，色林错、阿雅格库、青海湖等湖泊面积呈显著扩张趋势；霍鲁诺尔、羊卓雍错等湖泊面积呈显著萎缩趋势；泽错、拜惹布错等湖泊面积保持基本稳定.
2) 内流湖扩张趋势显著，外流湖扩张趋势较明显；以冰雪融水为主要补给来源的湖泊整体扩张趋势明显，以地表径流和河流补给为主要补给源的湖泊也呈扩张趋势；盐湖和咸水湖以扩张为主，淡水湖的扩张、萎缩和稳定3种类型较均衡.
3) 近36年青藏高原气候向暖湿化方向发展，表现为7-9月平均气温增长速率为0.34℃/10a，累计降水量增长速率为20.26 mm/10a.区域气候要素变化趋势存在明显的差异，导致湖泊面积变化具有区域差异性.青藏高原湖泊面积变化分区结果表明，高原湖泊扩张程度Ⅰ区(78.18 %)依次大于Ⅴ区(66.67 %)、Ⅱ区(60.78 %)、Ⅳ区(58.83 %)和Ⅲ区(50.00 %).
4) 不同补给来源的湖泊对气候变化的响应程度不同，气温主要影响以冰雪融水为主要补给来源的湖泊，降水量主要影响以降水和地表径流为主要补给来源的湖泊.升温引起的冰雪融水补给对Ⅰ区、Ⅱ区和Ⅲ区湖泊面积扩张的影响显著，加之降水量的增加，湖泊扩张率增加明显. Ⅳ区和Ⅴ区湖泊面积扩张主要受降水量增加影响显著.
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