Page 34 - 《高原气象》2025年第6期
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高     原      气     象                                 44 卷
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             高山湖泊数量已经增加到 1400 多个（Zhang et al，                   密切相关（程玉菲等， 2023）。
             2019）， 平均水位上升了约 4 m， 面积扩张到 5 万平                        尽管已有研究揭示了青藏高原湖泊水量变化
             方公里（张国庆等， 2022）。作为高原水循环的关键                         的总体趋势， 但由于高原地区湖泊观测资料匮乏，
             枢纽， 其中封闭湖泊通过“降水-蒸发-径流”系统维                          湖泊水量年内动态变化特征以及水量平衡要素贡
             持动态平衡， 其水量波动已成为表征区域气候变化                            献率尚不明晰。本文以青藏高原封闭内流区的巴
             的 灵 敏 指 示 器（Biskop  et  al，  2016；  Zhang  et  al，   木错为研究对象， 基于 2021 -2023 年季风期（6 -9
             2014； Zhu et al， 2020； Song et al， 2019； Yao et al，   月）的观测数据， 系统分析其水量平衡特征及气候
             2015）。                                             驱动因子的贡献。首先， 利用观测数据计算 R s ， 并
                  湖泊水量变化主要表现为水位和面积的动态                           通过水量平衡方程估算 E， 揭示 P、 R s 和 E的时间变
             演变， 主要受湖面降水（P）、 入湖径流（R S ）和湖面                      化规律； 其次， 量化不同年份和月份水位变化与 P、
             蒸发（E）影响（王欣语和高冰， 2021）。其中， P是湖                      R s 和 E 的具体贡献； 最后， 探究气温、 相对湿度和
             泊年际水位变化的主要驱动力（Zhang et al， 2020；                   辐射等气象要素对水位变化的驱动机制。本研究
             Liu et al， 2021； Ma et al， 2022）， R s 通常被认为是       旨在为理解青藏高原湖泊对气候变化的响应提供
             湖泊水量增加的主要贡献来源（Zhou et al， 2013；                    科学依据， 并为区域水资源管理提供理论支撑。
             Zheng et al， 2023）， E 是湖泊水量损失的关键因素                 2  研究区域、  数据和方法
             （Zhao  et  al，  2022；  Wang  et  al，  2020；  Li  et  al，
             2020）， 例如， 青海湖水位变化的 70% 由入湖径流                      2. 1 研究区域
             主导， 且 1956 -2020年间水位演变呈现先降后升的                          巴木错（31. 25°N， 90. 58°E）位于西藏那曲市班
             阶段性特征（王梦晓和文莉娟， 2024）。在青藏高                          戈县境内， 地处羌塘高原腹地， 是青藏高原中部典
             原， 湖泊水量变化并非由单一气候要素控制， 而是                           型的封闭内流盐湖系统（图 1）。湖泊呈南北向延
             由气候变化所引起的水热组合条件共同作用的结                              伸， 湖泊面积为 242. 05 km²， 流域面积达 4839. 2
             果（Liu  et  al，  2021；  Lei  et  al，  2014；  丁 永 建 等 ，   km²（王苏民等， 1998）， 湖体平均海拔 4566 m， 最
             2006； 朱立平等， 2020）。具体而言， 降水变化是湖                     大长度 24. 0 km， 平均宽度 7. 95 km。流域内无冰
             泊 水 量 波 动 的 直 接 驱 动 因 素（Wu  et  al，  2014；         川分布（巴桑赤烈等， 2012）， 水文系统由 9 条季节
             Zhang et al， 2020； 黄卫东等， 2012）， 湖泊水位上              性河流构成， 其中白桑曲为主要补给河流。巴木错
             升的区域主要分布在降水量增加的地区， 降水量变                            属于青藏高原亚寒带季风气候， 年均降水量为300~
             化决定了地表径流补给型湖泊的水量变化（Biskop                          400 mm， 86% 的降水集中在夏季（6 -9 月）， 年均气
             et al， 2016）； 而气温对湖泊水位的影响则更为复                      温为 1. 2 °C， 结冰期主要集中在每年 12 月至次年 4
             杂： 一方面， 气温升高促进冰雪融化， 增加 R s ， 推                     月。该地区的气候特征和环境特征导致湖泊水位
             动 湖 泊 水 位 上 升（Zhu  et  al，  2020；  朱 立 平 等 ，       的变化对降水和蒸发的非常敏感， 这种特性使其成
             2010）； 另一方面， 气温升高也会加剧 E， 如果 E 增                    为研究青藏高原气候变化与湖泊动态关系的理想
             加 超 过 P 和 R s ， 湖 泊 水 位 可 能 下 降（Wang et al，        研究对象。
             2017； Tan et al， 2017； Meng et al， 2019）。近年来       2. 2 研究数据
             青藏高原气候逐渐由暖干向暖湿化转变， 气温升高                            2. 2. 1 野外观测数据
             和降水增加逐渐成为高原湖泊面积扩张的重要驱                                  本研究使用的观测数据来自于湖泊水位观测、
             动因素（Yan and Zheng， 2015； Liao et al， 2013）， 在      降雨观测、 河流流量观测、 涡动观测， 不同观测点
             变暖的气候背景下， 青海湖作为高原典型封闭湖                             设置的观测仪器如表 1 所示， 湖泊水位观测使用自
             泊， 其结冰期长度以 1. 02 d·a⁻¹的速率显著缩短，                     动水位计（HOBO-U20）测量， 自动水位计可以观测
             冰厚变化与向下长波辐射和气温呈显著负相关（唐                             到湖泊水位的微小变化（1 mm）。在巴木错不同方
             鸿等， 2024）。此外， 青藏高原湖泊水量变化的空                         位放置了四个 HOBO-U20 自记水位计观测逐时的
             间特征与西风和印度季风区降水变化趋势一致， 这                            水位过程， 获取逐半小时/日平均湖泊水位； 降水观
             种变化协同促进了湖泊水文特征的复杂性（Lei et                          测由自记翻斗式雨量筒（HOBO RG3-M）观测， 可以
             al， 2017； 朱立平等， 2019）， 气候要素的协同作用                   记录每次降水过程， 获取逐半小时累计降水。雨量
             在甘肃省湖泊演变中同样显著， 如尕海面积变化主                            筒放置位置与水位计相近， 利用不同位置雨量筒同
             要受蒸发和温度驱动， 而青土湖扩张则与降水增加                            期数据的平均值代表湖面降水量， 进一步保证观测
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