2024, Vol. 36 
(2: 内蒙古自治区水资源保护与利用自治区重点实验室，呼和浩特 010018)
(3: 内蒙古乌梁素海湿地生态系统国家定位观测研究站，巴彦淖尔 014404)
(4: 内蒙古河套灌区水利发展中心排水分中心，巴彦淖尔 014404)
(2: Inner Mongolia Water Resource Protection and Utilization Key Laboratory, Hohhot 010018, P.R.China)
(3: State Gauge and Research Station of Wetland Ecosystem, Wuliangsuhai Lake, Inner Mongolia, Bayan Nur 014404, P.R.China)
(4: Sub-center of Drainage of Water Conservancy Development Center, Hetao Irrigation Area of Inner Mongolia, Bayan Nur 014404, P.R.China)
湖泊作为陆地水圈的重要组成部分，不仅提供水源及栖息地，还对促进区域经济发展及维护生态环境的稳定具有重要作用。尤其是内陆湖泊对地区环境变化特别敏感，因此可作为气候变化的效应器[1]。在中国，全国被分为五大湖区，其中蒙新高原湖区数量众多，主要由小型湖泊组成，湖盆较浅，约占全国湖泊总面积的21.5% [2]。蒙新高原湖泊分布在不同海拔梯度，受到冰雪融水、降水以及地下水补给的影响，季节性波动明显。人类活动的影响亦使得蒙新高原湖泊在过去几十年内发生显著的形态、数量及分布变化[3-4]。由于降水稀少，蒸发量巨大，蒙新高原长期以来一直处于水资源短缺及生态环境脆弱的状态[5]。湖泊作为天然水库和重要的生态屏障，对于维持蒙新高原湖区生态系统的稳定与平衡具有重要作用。因此，研究湖泊的动态变化特征及驱动因素，并实现湖泊保护与修复是当前生态环境研究的热点[6]。
20世纪70年代以来，随着遥感技术的发展，遥感数据在不同尺度区域的湖泊研究中得到了广泛应用，同时也为获取湖泊的长时间序列和大面积时空动态变化特征以及湖泊监测提供了有效的手段[7-10]。目前，已有一些开创性的研究对蒙新高原主要湖泊的变化进行评估，然而由于数据源的时空尺度不同，得出的结论也并不完全相同。耿晓庆等利用Landsat卫星数据分析1986-2017年呼伦贝尔草原地区湖泊数量和面积变化，研究发现近30 a来湖泊显著萎缩，并且人类活动对湖泊的影响大于气候变化[11]。王伟等基于Landsat卫星数据，利用多种遥感光谱指数的动态阈值提取新疆大于10 km2的湖泊，并对其时空变化特征及趋势进行研究，结果显示新疆湖泊整体上呈现出扩张趋势[12]。彭妍菲等利用Landsat影像和MODIS数据以及JRC GSW水体掩膜产品，利用NDWI和NDVI指数提取2000-2019年博斯腾湖面积，发现其在年际和年内存在较大的变化趋势[13]。Wang等利用遥感大数据云平台和数理统计方法，研究1986-2020年的新疆典型湖泊变化及其归因，发现除吉力湖外，平原和山地的湖泊均呈现扩张趋势[6]。以往的研究仅针对主要湖泊或大型湖泊动态进行短暂研究，鲜有利用高分辨率的数据集全面评估蒙新高原湖区湖泊长时序年际动态变化的全貌，以及它们如何受气候和人类活动的影响。此外，湖泊与气候因子之间的相互作用受海拔带、流域和景观异质性的影响。例如，高山山脉截获的水汽可以形成自然降水，与周边低地相比发育更多的水体[14]。不同海拔上的气温和降水量差异较大，从而导致各海拔带内的积雪分布显著不同[15]。此外，气候变暖背景下的冰冻圈变化在湖泊动态变化中发挥着越来越重要的作用[16]。目前，蒙新高原各海拔梯度和流域的湖泊面积与气候因子及社会经济因子的动态关系仍不清楚，这不仅限制了湖泊水资源、气候、社会发展之间相互作用的理解，还影响了区域水资源的合理开发利用。
为更好地理解蒙新高原湖泊在气候变化和人类活动背景下的时空变化特征，本研究利用遥感和地理信息技术，分析1989-2021年间蒙新高原湖区湖泊(>1 km2)的时空动态变化特征。通过Pearson相关分析和时空地理加权回归模型(GTWR)定量评估不同海拔带和流域湖泊与气候因子、人类活动之间的相互作用异质性。本研究为蒙新高原湖区水资源的合理开发利用提供重要的数据支持，对实现湖泊的可持续发展和资源的环境保护具有至关重要的意义。
1 材料与方法 1.1 研究区域蒙新高原湖区，又称西北干旱湖区，位于亚洲东北部地区，东起大兴安岭，西至天山、喜马拉雅山脉，北接蒙古国和俄罗斯，涵盖宁夏回族自治区以及内蒙古自治区、新疆维吾尔自治区、山西省、陕西省和甘肃省的大部分地区[1, 17-18]。本文的研究区主要以王苏民等对蒙新高原湖区的界定为基准[1-3, 19]并进行适当调整，去除新疆南部属于部分学者研究的青藏高原湖区[20-21]，去除大兴安岭以东以及陇南南部和东部的外流区(图 1)。研究区地理位置介于33°41′~53°19′N，73°40′~122°54′E之间，地处我国内陆，大部分区域处于东南季风的边缘，降水不丰，年降水量小于400 mm，甚至低于250 mm，气候干旱，蒸发强度大，气候垂直分带显著，湖泊多为封闭的咸水湖或盐湖[4, 19]。研究区西部植被类型多为草地和荒漠[22-23]，东北部多为草地[24-25]；中南部以林地、草地和荒漠为主[26-27]。
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图 1 研究区位置 Fig.1 Location of the study area |
本研究利用Google Earth Engine(GEE)遥感计算云平台，以JRC水体数据集(V1.4)为数据源，对获取到的1989-2021年蒙新高原湖泊矢量边界进行人工编辑校正。该数据集是欧盟委员会联合研究中心(JRC)在Google Earth Engine(GEE)平台基于数百万张Landsat卫星影像开发而成的，其提供空间分辨率为30 m的水体范围和月变化的统计数据。与以往的水体数据集相比，该数据集具有优越的时空分辨率和较高的总体精度，其中永久性水体在全球和中国区域的精度分别为93.54% 和86.81% [28]。流域数据来自国家冰川冻土沙漠科学数据中心(http://www.ncdc.ac.cn)提供的全国1 ∶250000三级水系流域数据集。
本研究共选取20个气候、人类活动及水文变量以探究湖泊动态变化对气候变化和人类活动的时空响应关系(表 1)。气温和降水数据来源于中国1 km分辨率逐月平均气温数据集[29]和中国1 km分辨率逐月降水量数据集[30]，太阳辐射和相对湿度数据来自均一化中国陆表气候观测格点数据集[31]，人口密度[32]、国内生产总值[33]以及夜间灯光强度[34]数据均来源于国家青藏高原科学数据中心(http://data.tpdc.ac.cn)。地下水储量数据(GWS)来源于全球陆地数据同化数据集(GLDAS)，空间分辨率为0.1°×0.1°。
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表 1 研究中的各指标变量 Tab. 1 Indicator variables in the study |
通过JRC水体数据集逐年提取蒙新高原湖泊面积的步骤如下: (1)永久性水体检测，将所有图像的水体像素占比大于等于0.75的像元归为永久性水体；(2)逐年去除湖泊面积小于1 km2的小水体和河流，小型水体通过面积阈值去除，河流通过参考HydroRIVERS数据检测并剔除多余的河流；(3)划分湖泊类别，按已有文献[35]将各年份湖泊分为小型湖泊(1~10 km2)、中型湖泊(10~100 km2)和大型湖泊(>100 km2)。永久性水体的检测和小型水体的去除在Google Earth Engine(GEE)平台中完成，而河流的去除和湖泊类别的划分则在ArcGIS 10.8中完成。
利用ArcGIS 10.8软件计算各类湖泊的水面面积以及不同高程带和流域的湖泊面积。使用TFPW-Mann-Kendall(TFPW-MK)检验衡量各地理单元内的湖泊面积时间变化趋势，采用无趋势预白化方法(TFPW)去除数据序列中的自相关, 并在0.95置信水平下进行无趋势的原假设检验[36]。如果变化斜率β小于0，则表示呈现上升趋势；反之，则表示呈现下降趋势。此外，采用Mann-Kendall(MK)突变检验对1989-2021年蒙新高原各类型各海拔的湖泊总数量、总面积数据进行突变分析，可以找出湖泊面积发生异常变化的时间点[36]。TFPW-MK分析是在R version 3.5软件的“trend”包中进行的。
1.4 统计学方法为了探究气候变化和人类活动对湖泊面积的空间异质性影响，本研究采用时空地理加权回归模型(GTWR)，GTWR模型是地理加权回归模型(GWR)的扩展，用于识别时空非平稳性效应[37]。GTWR模型公式如下：
| $ \begin{gathered} y_i=\beta_0\left( { long }_i, { lat }_i, t_i\right)+\sum\limits_j^n \beta_j\left( { long }_i, { lat }_i, t_i\right) x_{i j}+\varepsilon_i \\ i=1, 2, 3, \cdots, 18 \\ j=1, 2, 3, 4 \end{gathered} $ | (1) |
式中，yi为流域i的湖泊面积；lati和longi分别为流域i的经纬度；ti为流域i的年份；β0(longi, lati, ti)和βj(longi, lati, ti)为流域i的经纬度函数的未知系数，xij为流域i的第j个因子对湖泊面积的解释变量；εi为随机误差项。时空加权项为：
| $ \begin{align*} W\left({long}_{i}, {lat}_{i}, t_{i}\right) & ={diag}\left(w_{i 1}, w_{i 2}, \cdots, w_{i m}\right) \\ m & =1, 2, 3, \cdots, 18 \end{align*} $ | (2) |
式中，wim为时空距离衰减的函数，即:
| $ \begin{equation*} w_{i m}=\exp \left(-\frac{d_{i m}^{2}}{h^{2}}\right) \end{equation*} $ | (3) |
式中，dim为流域i和流域m之间的时空距离，h为表征效应随距离衰减的带宽，且：
| $ \begin{equation*} d_{i m}=\sqrt{\lambda\left[\left( { long }_{i}- { long }_{m}\right)^{2}+\left( { lat }_{i}- { lat }_{m}\right)^{2}\right]+\gamma\left(t_{i}-t_{m}\right)^{2}} \end{equation*} $ | (4) |
其中λ决定空间距离[(longi-longm)2+(lati-latm)2]；γ决定了时间距离(ti-tm)2；根据交叉验证(CV)，h是最优带宽，它可以最小化总的残差平方和。hs-t是时空窗宽，hs是空间窗宽，ht是时间窗宽，其中hs-t=λhs=γht。那么可以得到：
| $ \begin{equation*} w_{i m}^{s t}=\exp \left(-\frac{\left( { long }_{i}- { long }_{m}\right)^{2}+\left( { lat }_{i}- { lat }_{m}\right)^{2}}{\left(h^{s}\right)^{2}}\right) * \exp \left(-\frac{\left(t_{i}-t_{m}\right)^{2}}{\left(h^{t}\right)^{2}}\right)=w_{i m}^{s} * w_{i m}^{f} \end{equation*} $ | (5) |
本研究采用方差膨胀因子(VIF)来衡量各个变量之间是否存在多重共线性。高VIF值表明存在多重共线性，从而导致拟合结果的不稳定和不可靠。为全面建立GTWR模型，利用ArcGIS Pro的重采样工具将各栅格变量重采样至1 km×1 km，选取各变量共有的时间段(1990-2015年)计算VIF值并排除VIF>10的变量。因此，本研究最终选择5个变量(TP(win)、LMAP、RS、GDP和NLI)进入GTWR模型，其余变量被剔除。地下水储量(GWS)在较短的时间跨度内(2004-2021年)可用，因此未纳入GTWR模型。对蒙新高原18个流域和多个高程带的16个气候变量、1个水文变量以及3个人类活动变量(表 1)与湖泊面积的相关性进行Pearson相关分析，采用单尾显著性检验确定相关关系的显著水平。相关系数表明变量之间线性关系的性质和强度，其取值范围在-1~1之间，绝对值越接近1表示变量之间的线性关系越强。
2 结果 2.1 1989-2021年蒙新高原湖泊动态变化分析蒙新高原湖区各类湖泊如图 2和表 2所示，大型湖泊(>100 km2)总面积占比最大，其次是中型湖泊(10~100 km2)和小型湖泊(1~10 km2)。蒙新高原湖泊总面积的增速为69.27 km2/a。1989年，小型湖泊(1~10 km2)的总面积为671.24 km2，到2013年增加到最大值(1249.41 km2)，平均增加速率为14.24 km2/a(slope=9.11，P < 0.05)，中型湖泊(10~100 km2)总面积在1989年最小，为717.13 km2，在2016年达到最大值，为1871.00 km2，平均增长速率为30.43 km2/a(slope=25.35，P < 0.05)。对于大型湖泊(>100 km2)而言，1989年总面积最小，为4470.75 km2，2000年达到最大值，为6444.30 km2，平均减少速率为24.60 km2/a(slope=-9.96，P>0.05)。蒙新高原全部湖泊的总面积表现出显著增加(slope=25.36，P < 0.05)，并在1991年出现拐点(图 2a)。湖泊数量的变化规律与湖泊面积相似(图 2b)，蒙新高原全部湖泊的总数量显著增加(slope=3.81，P < 0.05)，在1989年仅有6个大型湖泊(>100 km2)，到1991年增加到9个。不同的是，小型湖泊(1~10 km2)的数量占比最大，其次是中型湖泊(10~100 km2)和大型湖泊(>100 km2)。蒙新高原湖泊总数量以6.39个/a的速度增加，在1998年出现单一拐点。1989年，蒙新高原共发现230个小型湖泊(1~10 km2)，湖泊数量在33年间显著增加(slope=3.00，P < 0.05)，平均增加速率为5.15个/a，并于2013年达到最高值434个。1989年仅观测到26个中型湖泊(10~100 km2)，到2019年湖泊数量增加到74个，平均增加速率为1.21个/a(slope=0.92，P < 0.05)。
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图 2 1989-2021年蒙新高原湖区小型、中型、大型湖泊变化趋势 (a：湖泊面积，b：湖泊数量; 图中虚线框代表在这个年份发生突变) Fig.2 The changing trends of small, medium, and large lakes in Mongolia-Xinjiang Plateau lake area from 1989 to 2021 (a: The area of lakes, b: The number of lakes; The dotted box in the figure represents a sudden change in the year) |
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表 2 1989-2021年蒙新高原湖泊面积的TFPW-MK检验slope值 Tab. 2 TFPW-MK test slope value of lake area in the Mongolia-Xinjiang Plateau from 1989 to 2021 |
综上所述，近33 a来，小型和中型湖泊(10~100 km2)的面积和数量均呈显著增加趋势；在面积变化上，小型湖泊(1~10 km2)的增速小于中型湖泊(10~100 km2)，在数量变化上，小型湖泊(1~10 km2)的增速则大于中型湖泊(10~100 km2)；大型湖泊(>100 km2)的面积呈下降趋势，而在数量上则无明显变化。
2.2 不同海拔区和流域区的湖泊动态变化分析蒙新高原不同高程带湖泊面积变化如图 3和表 3所示，在海拔1000 m以下的高程带，湖泊面积呈波动上升趋势。1989年，该高程带湖泊总面积为3425.38 km2，到2000年增加到最高值(5699.70 km2)，平均每年增加47.71 km2。在海拔1000~1500 m的高程带，湖泊面积整体上呈增加趋势，其中小型湖泊(1~10 km2)和中型湖泊(10~100 km2)面积显著增加，而大型湖泊(>100 km2)面积呈下降趋势。海拔1000 m以下的高程带湖泊面积整体上最大，其次是海拔1000~1500 m和1500 m以上的高程带，平均增长率分别为47.71 km2/a(slope=14.23，P < 0.05)、18.58 km2/a(slope=7.26，P < 0.05)和2.99 km2/a(slope=3.63，P < 0.05)。在海拔1500 m以上的高程带中，湖泊覆盖面积最低的年份是1994年(435.18 km2)，之后稳步上升，至2016年达到最高值(712.52 km2)。综上所述，在所有高程带都可以观测到湖泊面积的扩张，其中海拔1000 m以下的高程带扩张最为剧烈。
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图 3 1989-2021年横跨蒙新高原3个高程带的小型、中型、大型湖泊面积和数量 (图a~c虚线框表示湖泊总面积，图d~f虚线框表示湖泊总数量) Fig.3 The area and number of small, medium, and large lakes across the three elevation zones of Mongolia-Xinjiang Plateau from 1989 to 2021 |
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表 3 1989-2021年蒙新高原各海拔高程带湖泊面积的TFPW-MK检验slope值 Tab. 3 TFPW-MK test slope value of lake area in each elevation zone of the Mongolia-Xinjiang Plateau from 1989 to 2021 |
图 4显示了蒙新高原不同流域湖泊时空动态，存在较大的空间异质性。在蒙新高原的18个流域中，均存在面积大于1 km2的湖泊。1989-2021年年均湖泊面积超过1000 km2的流域共有4个，分别为额尔古纳河(2273.61 km2)、阿尔泰山南麓诸河(1266.14 km2)、天山北麓诸河(1340.79 km2)以及塔里木河源流(1459.22 km2)。年均湖泊面积小于30 km2的流域共有5个，分别为海河北系(23.36 km2)、河口镇至龙门(16.22 km2)、昆仑山北麓小河(2.30 km2)、塔里木盆地荒漠区(14.23 km2)以及滦河及冀东沿海(11.06 km2)。14个流域的湖泊在过去33年中扩张，其中8个流域扩张显著(P < 0.05)。湖泊面积增加最显著的是天山北麓诸河(slope=10.95，P < 0.05)，其次是兰州至河口镇(slope=6.30，P < 0.05)和塔里木河源流流域(slope=4.78，P < 0.05)，平均增加速率分别为10.95、6.30和4.78 km2/a。相比之下，3个流域的湖泊萎缩，但只有2个流域，即额尔古纳河流域(slope=-8.39，P < 0.05)和内蒙古高原内陆河(slope=-14.78，P < 0.05)显著。考虑到水源来自山区，阿尔泰山、帕米尔高原的大多数湖泊在过去33 a中扩张，而天山(吐哈盆地小河流域)湖泊则呈稳定甚至收缩的趋势。
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图 4 蒙新高原18个流域年均湖泊面积和TFPW-MK检验slope值 (年平均湖泊面积用绿条高度表示; 以红色(正)和黑色(负)条分别表示slope值增加和减少趋势) Fig.4 Annual average lake area and TFPW-MK test slope value of 18 basins in Mongolia-Xinjiang Plateau (The annual average lake area is represented by a green strip height; the red (positive) and black (negative) bars indicate the increasing and decreasing trend of the slope value, respectively) |
进一步研究发现，额尔古纳河流域和内蒙古高原内陆河流域湖泊面积的减少主要是由呼伦湖、达里湖和岱海的萎缩引起的。呼伦湖作为内蒙古自治区第一大湖，位于呼伦贝尔草原西部，湖泊面积年际动态变化如附图Ⅰ所示。1989-2021年湖泊面积整体下降(slope=-3.42, P < 0.01)，呈先下降后上升的趋势，转折点出现在2012年(图 5a)。2000-2012年，呼伦湖持续萎缩，年均减少15.91 km2。1994年湖泊面积最大(2288.02 km2)，而2012年湖泊面积最小(1760.26 km2)。值得注意的是，湖泊面积在2012年后急剧增加，并在2021年达到最高值2095.76 km2。2016年(2067.81 km2)和2017年(2063.84 km2)湖泊面积持续稳定在较高水平。
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图 5 呼伦湖(a)、达里湖(b)和岱海(c) 1989-2021年面积年际变化 (虚线框显示了1989-2021年湖泊面积的转折点) Fig.5 Interannual variation of Lake Hulun (a), Lake Dali (b) and Lake Daihai (c) from 1989 to 2021 (the dotted box shows the turning point of the lake area from 1989 to 2021) |
达里湖是内蒙古自治区第二大内陆盐水湖，位于克什克腾旗西北部。与呼伦湖相比，近33 a来达里湖湖泊面积萎缩更为显著。1989年湖泊面积为213.69 km2，2000年以后湖泊面积持续减少，至2021年仅为182.84 km2，平均减少速率为0.93 km2/a。转折点出现在2012年。2000-2021年湖泊面积呈显著下降趋势(slope=-1.26, P < 0.01)(图 5b)。岱海是内蒙古自治区第三大内陆湖，位于凉城县境内的一个狭长的陷落盆地中。1989年湖泊面积为110.41 km2, 2002-2006年曾出现短暂上升趋势，转折点出现在2002年。此后33 a来湖泊面积持续萎缩(slope=-2.08, P < 0.01)，2021年湖泊面积最小，为47.81 km2(图 5c)。综上所述，呼伦湖在早期出现了显著的萎缩，但近年来出现了扩张(附图I)，而达里湖和岱海在1989-2021年则是持续萎缩(附图Ⅱ和附图Ⅲ)。
2.4 与湖泊面积相关的驱动因子动态通过利用GTWR模型结合Pearson相关分析，探究影响因子与流域湖泊面积关系的时空分布。如表 4所示，GTWR模型的R2值为0.62，说明GTWR模型具有较强的解释能力和较高的拟合度。GTWR系数的空间分布(图 6)与Pearson相关系数(图 7)相似，进一步验证了驱动因子分析的可靠性。根据GTWR模型的结果，冬季降水量和年最低降水量对蒙新高原湖泊面积的影响大于太阳辐射、国内生产总值和夜间灯光强度。降水和湿度在大部分流域与湖泊面积呈正相关，系数较高的区域分布在山脉附近。气温对于低地盆地湖泊面积(如塔里木盆地)的影响呈较强的负相关关系，而对山脉附近流域的湖泊面积(如天山西部、昆仑山北部等)影响呈较强的正相关关系。太阳辐射对南疆(塔里木盆地荒漠区)以及北疆(阿尔泰山南麓诸河流域)的湖泊产生负面影响。在大兴安岭(额尔古纳河流域)和北疆(阿尔泰山南麓诸河流域)发现地下水储水量与流域湖泊面积呈较强的正相关关系，而兰州至河口镇、河口镇至龙门流域和河西走廊内陆河流域的湖泊面积与地下水储水量呈较强的负相关关系。在南疆(塔里木河源流)和天山(中亚西亚内陆河区)发现人口密度与流域湖泊面积有较强的正相关关系，在额尔古纳河流域呈较强的负相关关系。国内生产总值在兰州至河口镇、河口镇至龙门和河西走廊内陆河流域中与湖泊面积呈较强的正相关关系，在这些流域中，湖泊面积和夜间灯光强度的相关性分别和国内生产总值以及人口密度的相关性几乎相同，其在河西走廊内陆河流域和兰州至河口镇与湖泊面积呈较强的正相关关系，而在额尔古纳河流域和内蒙古高原内陆河流域与湖泊面积呈较强的负相关关系。
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表 4 GTWR模型参数 Tab. 4 GTWR model parameters |
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图 6 1990-2015年18个流域各变量GTWR回归系数的时空分布 Fig.6 Spatial and temporal distributions of GTWR regression coefficients of each variable in 18 watersheds from 1990 to 2015 |
湖泊面积与20个影响变量在海拔梯度上的关系呈现较好的垂直地带性(图 8)。春季平均气温、夏季平均气温、年平均气温、年最高气温、人口密度、夜间灯光强度几乎在所有高程带上都与湖泊面积呈正相关，且相关关系随海拔梯度的增加而增强。RS代表来自太阳的辐射能量，在各海拔带上与湖泊面积呈现较弱的负相关关系。代表降水和湿度的春季降水量、夏季降水量、秋季降水量、冬季降水量、年降水量及相对湿度的Pearson系数亦表现出类似的垂直格局，在1000 m以下的海拔带上与湖泊面积呈正相关关系，而在1500 m以上的海拔带与湖泊面积的正相关关系增强。
3 讨论本研究发现近33 a来蒙新高原湖区湖泊面积发生一些主要的动态变化。(1)蒙新高原各类湖泊均发生扩张，其中 < 1000 m高程带的湖泊面积扩张最为显著，其次是1000~1500 m高程带和≥1500 m高程带的湖泊；(2)过去33 a中，阿尔泰山和帕米尔高原的湖泊持续扩张，而天山山区(吐哈盆地小河流域)的湖泊保持稳定甚至有所收缩，大兴安岭(额尔古纳河流域)和阴山(内蒙古高原内陆河流域)的湖泊则发生了显著的萎缩；(3)呼伦湖在经历长期的萎缩后，近年来又开始扩张，而达里湖和岱海在过去的33 a中持续萎缩。此前在一个或数个湖泊(如呼伦湖、达里湖、岱海、艾比湖以及博斯腾湖等)中的研究发现，新疆和内蒙古的湖泊正在不断萎缩[5, 38]。而一些研究对新疆和内蒙古的湖泊动态进行多年的探索，发现湖泊在不断扩张[12, 36, 39]。对这些结果进行比较分析，可能有以下原因：(1)以往的研究通常忽略了小型湖泊(1~10 km2)和中型湖泊(10~100 km2)的动态变化；(2)以往的研究中常常忽略湖泊面积的季节性变化，只使用特定时间的遥感影像提取湖泊水体信息；(3)湖泊面积的近期变化尚未进行探究。因此，与以往的研究相比，本研究使用具有较高准确性和时空分辨率等优点的JRC水体数据集(V1.4)，为年际湖泊面积动态变化的分析提供便利。
3.1 蒙新高原湖泊数据精度验证本研究提取了蒙新高原1989-2021年33 a来面积连续大于1 km2的湖泊作为研究对象(图 9)，按湖泊面积大小将其分为3类：小型湖泊(1~10 km2)、中型湖泊(10~100 km2)和大型湖泊(>100 km2)。统计每年水体频率>0.75的湖泊面积，并沿用张国庆等[40]公布的湖泊数据集中的湖泊编号。
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图 9 蒙新高原湖区湖泊分布 Fig.9 Distribution of lakes in Mongolia-Xinjiang Plateau lake area |
已有部分学者对中国湖泊面积变化进行了研究。张国庆等[40]公布了9期(1960s-2020)基于Landsat遥感影像和地形图，利用半自动水体提取的方法得到面积大于1 km2的中国湖泊数据集。图 10是本研究中提取的湖泊数据与其提取结果的对比，使用标准差(SD)、平均绝对误差(MAE)以及决定系数R2来定量评价由JRC提取的湖泊面积精度，7组数据呈现出良好的一致性，R2均大于0.98(R19902=0.9906，R19952=0.9828，R20002=0.9899，R20052=0.9925，R20102=0.9949，R20152=0.9962，R20202=0.9975)。陈曦东等[41]利用2015年Landsat遥感影像采用半自动方式提取的中国地区湖泊面积与本文提取的结果拟合度较高(R20152=0.9992)。本文提取的湖泊面积与张国庆等和陈曦东等略有差距，可能与遥感卫星影像的获取以及本文对水体频率的设置有关。在大于0.75的水体频率下，研究区内的湖泊面积处于较为稳定的状态。
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图 10 蒙新高原湖泊(面积>1 km2)与文献对应数据集中湖泊面积的拟合度 Fig.10 The goodness of fit between the lake area of the Mongolia-Xinjiang Plateau (area>1 km2) and the lake area in the corresponding data set of the literature |
湖泊资源是蒙新高原水文过程的关键要素，新疆地区近80% 的径流来自山区[42-43]，阿尔泰山和天山的冰川、积雪及冻土融水很容易受到气候变化的影响，进而影响区域水循环[44]。高原东部的湖泊主要受地表径流、地下径流及降水的补给。近33 a来阿尔泰山、帕米尔高原和天山附近的大部分湖泊呈扩张趋势，而天山附近的一部分湖泊保持稳定，高原东部额尔古纳河流域和内蒙古高原内陆河流域的湖泊呈减少趋势。额尔古纳河流域和内蒙古高原内陆河流域降水量减少，年均温升高，潜在蒸散量显著增加，气候暖干化较为明显[45]。呼伦贝尔地区有效灌溉面积和放牧强度在2000年以后亦迅速增加[11]，从根本上减少了地表入湖径流量。呼伦贝尔地区的湖泊面积变化主要受人类活动的影响，受气候变化的影响相对较小[11]。图 7中显示地下水储量与额尔古纳河流域和内蒙古高原内陆河流域湖泊面积具有较强的相关关系。地下水补给作为呼伦贝尔地区湖泊的主要来源，1986-2013年呼伦湖水储量减少，地下水水储量持续下降[46-47]，导致湖泊面积萎缩进程加快，同时引发了芦苇湿地大面积消失、草原严重退化、土地沙化、关键种群缺失等生态安全问题[48]。此外，呼伦湖湖泊面积变化还与2009年人工调水“引河济湖”工程密切相关，该工程的最大调水量为11.0×108 m3/a，与天然河流入湖径流量相当，在调水工程实施后，水面面积逐渐恢复并稳定在2030 km2左右[49]。随着岱海流域人口迅速增长，导致流域工农业总用水量快速增加, 而“西部大开发”战略的实施和工业经济的兴起则进一步加速了岱海水量的损失，对湖泊面积变化产生巨大影响[50-51]。为避免生态环境的再次恶化，有必要对湖泊动态变化进行实时监测。
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图 7 18个流域湖泊面积与驱动因子的Pearson相关系数时空分布 (注: 气温和降水量的时间跨度为1989-2021年，太阳辐射(RS)为1989-2016年，相对湿度(RH)为1989-2017年，地下水储水量(GWS)为2004-2021年，人口密度(POP)为1990-2015年，国内生产总值(GDP)为1990-2015年，夜间灯光强度(NLI)为1989-2020年) Fig.7 Spatial and temporal distribution of the Pearson correlation coefficient between lake area and driving factors in 18 basins (Note: The time span of temperature and precipitation level are 1989-2021, RS is 1989-2016, RH is 1989-2017, GWS is 2004-2021, POP is 1990-2015, GDP is 1990-2015, and NLI is 1989-2020) |
湖泊动态及其对气候因子和人类活动的响应在空间上存在异质性。在所有高程带中，< 1000 m高程带的湖泊扩张最为显著。尽管较高海拔带(≥1500 m)只覆盖了27% 的面积，但它们保存了大部分的水资源，尤其是阿尔泰山、天山等的冰川、积雪和冻土。气候变暖直接促进冰雪和冻土的融化，从而导致附近湖泊面积的扩大。根据各海拔带湖泊面积与驱动因子的相关分析(图 8)可知，温度在海拔较高的区域对湖泊的影响大于海拔较低的区域。处于较低海拔的湖泊受到自然因素及人为因素的综合影响。一方面，它们远离耦合大量的热能而融化的冰雪，冰雪融水补给湖泊的作用被削弱；另一方面，蒸散发则因太阳辐射得到极大的增强。此外，低海拔带相比山区相对宜居，城市和农业用地集聚度较高[40, 52]。一些湖泊可作为饮用水和农业灌溉的水源区，如呼伦湖、岱海和达里湖等，人口和农业用水的变化亦可能影响低海拔带的湖泊动态变化。因此，平原和荒漠地区的湖泊可能更容易受到降水、蒸发和人类活动的影响。
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图 8 不同海拔带湖泊面积和驱动因子之间的相关关系 (气温和降水量的时间跨度为1989-2021年，太阳辐射(RS)为1989-2016年，相对湿度(RH)为1989-2017年，地下水储量(GWS)为2004-2021年，人口密度(POP)为1990-2015年，国内生产总值(GDP)为1990-2015年，夜间灯光强度(NLI)为1989-2020年；*和**分别表示显著性水平为0.05和0.01；海拔带分别为 < 1000 m、1000~1500 m和≥1500 m) Fig.8 Correlation between lake area and driving factors in the different elevation zones (The time span of temperature and precipitation level are 1989-2021, RS is 1989-2016, RH is 1989-2017, GWS is 2004-2021, POP is 1990-2015, GDP is 1990-2015, and NLI is 1989-2020; * and ** represent the significance levels of 0.05 and 0.01, respectively; the altitude zones are < 1000 m, 1000-1500 m, and ≥1500 m, respectively) |
本研究中，虽然对影响整个蒙新高原湖泊面积的20个气候、人类活动及水文变量因素进行空间相关分析，但未量化各个因素的贡献；对湖泊面积的获取应根据更高分辨率的遥感影像并结合优越的算法进行提取，以保证数据的准确性；各人类活动数据获取应结合各地统计局资料；这些都表明对影响蒙新高原湖区湖泊面积的驱动机制的研究有待进一步挖掘。
4 结论1) 1989-2021年蒙新高原湖泊总面积和总数量整体上均呈显著增加趋势，大型湖泊(>100 km2)的总面积>中型湖泊(10~100 km2)>小型湖泊(1~10 km2)；小型和中型湖泊的面积和数量在研究期间均显著增加，小型湖泊的面积增速小于中型湖泊，大型湖泊的面积呈下降趋势；但小型湖泊的数量增速则大于中型湖泊，大型湖泊在数量上则无明显变化。
2) 蒙新高原湖区湖泊同时也表现出跨海拔带变化的特征，在 < 1000 m的高程带的湖泊面积占整个高原湖泊比例最大且扩张趋势最为显著，其次是位于海拔1000~1500 m和1500 m以上的湖泊；小型湖泊(1~10 km2)的面积和数量占比最大且增加最为显著，其次是中型湖泊(10~100 km2)和大型湖泊(>100 km2)。
3) 近33 a来，有14个流域的湖泊呈扩张趋势，其中8个流域显著扩张(P < 0.05)，天山北麓诸河流域的扩张趋势最为显著(slope=10.95，P < 0.05)，其次为兰州至河口镇流域(slope=6.30，P < 0.05)和塔里木河源流流域(slope=4.78，P < 0.05)；额尔古纳河流域(slope=-8.39，P < 0.05)和内蒙古高原内陆河流域(slope=-14.78，P < 0.05)显著萎缩。
4) 额尔古纳河和内蒙古高原内陆河流域湖泊面积的显著萎缩主要是由流域内的呼伦湖、达里湖和岱海引起的。湖区内各影响变量与湖泊面积的相关关系在不同海拔区呈现较好的垂直地带性，气温和降水与湖泊面积的相关关系最为显著，且均随海拔带的上升而增强，系数较高的区域主要分布在山脉附近；在额尔古纳河流域和内蒙古高原内陆河流域中，人类活动与湖泊面积呈显著负相关关系，而在河西走廊内陆河流域中，其与湖泊面积呈显著正相关关系。
5 附录附图Ⅰ~Ⅲ见电子版(DOI: 10.18307/2024.0461)。
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附图I 1989—2021年呼伦湖湖泊面积年际动态变化 FigureAttached1 Interannual dynamic changes in the lake area of Lake Hulun from 1989 to 2021 |
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附图II 1989—2021年岱海湖泊面积年际动态变化 FigureAttached2 Interannual dynamic changes in the lake area of Lake Daihai from 1989 to 2021 |
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附图III 1989—2021年达里湖湖泊面积年际动态变化 FigureAttached3 Interannual dynamic changes in the lake area of Lake Dali from 1989 to 2021 |
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