湖泊对全球气候变化响应敏感，湖泊对区域气候也会产生重要影响，湖泊产生的湖泊效应降水，不仅会影响区域总降水量，也会导致区域降水量的分布差异，即湖泊下风区降水量大于上风区降水量。青藏高原上有数量庞大的湖泊，对于青藏高原大多数干旱半干旱区域，研究青藏高原湖泊效应降水特征及其对区域水循环影响尤为重要。但关于青藏高原湖泊效应降水特征等方面的研究较少。　　本论文利用遥感数据，结合站点气象观测资料和再分析数据，深入分析了色林错和纳木错的湖泊效应降水，同时研究了青藏高原内陆流域的湖泊群效应降水。主要有以下结论:　　1)揭示了青藏高原色林错和纳木错两个典型湖泊的湖泊效应降水的特征及其变化。1979-2012年间，色林错湖泊效应降水主要发生在9-12月份，纳木错湖泊效应降水主要发生在10-1月份。湖泊效应降水的空间特征表现为，在湖泊效应降水期间，色林错和纳木错东边的降水量均大于西边的降水量。在1979-2012年期间，色林错和纳木错湖泊效应降水总体增强，并有两大特征。第一个特征是1990年之后色林错和纳木错的湖泊效应降水模式提前:色林错湖泊效应降水模式从10月份提前到9月份和纳木错湖泊效应降水模式从11月份提前到10月份。湖泊的扩张以及气温突变共同引起湖泊效应降水增强;而70年代以来季风的减弱，也使得降水分布模式受季风影响减弱，最终表现为湖泊效应降水模式提前。第二大特征是1979-2012年间，色林错和纳木错的湖泊效应降水在11月份均显著增强，这主要是由湖泊的快速扩张引起的。色林错11月份湖泊效应降水在2000年后增强更为明显，使得11月份东西部降水量的差异出现突变，降水差异更加明显，2000年后色林错湖泊快速扩张以及11月份湖冰覆盖减少共同引起这种显著增强特征。　　2)揭示了青藏高原色林错和纳木错的湖泊效应降雪特征及其变化。2001-2013年，色林错湖泊效应雪带主要分布在东南部，湖泊效应降雪主要发生在10月中旬到12月份之间;纳木错湖泊效应雪带出现在东部以及东南部沿着念青唐古拉山北坡区域，发生时间主要是10月上旬到1月份之间。湖泊效应降雪发生需要一定的湖气温差，并受控于湖冰的冻结情况。当湖泊效应雪带出现时，色林错和纳木错平均湖泊表面温度与近地表气温的温差分别约为7.8℃和10.5℃，色林错和纳木错平均湖泊表面温度与500hPa气温的温差分别约为17.93℃和14.5℃。湖冰的覆盖在湖泊效应中起到一定的限制作用，纳木错湖泊完全封冻时间比色林错晚1个月左右，使得纳木错湖泊效应雪带持续时间比色林错长1个月左右。2001-2013年，色林错和纳木错11月份湖泊效应降雪显著增强，且在色林错表现得更明显。在全球变暖的背景下，湖泊近十年的快速扩张是导致湖泊效应降水增加的主要原因;色林错11月份湖冰覆盖在近十年来的快速减少使得该区域11月份湖泊效应降雪增强更加显著。　　3)揭示了青藏高原湖泊群效应降雪的时空特征及其变化。青藏高原湖泊主要分布在内陆流域，并且大部分湖泊聚集形成了相对独立的湖区。2001-2013年，青藏高原内陆流域10月份和11月份产生最大积雪覆盖率有三个显著清晰的区域，分别在内陆流域西北区，东北区和东南区。这三个区域大致对应青藏高原内陆流域在西北部、东北部和南部边缘集中分布的湖泊群，形成3个湖泊群Zone1、Zone2和Zone3。在秋季，西风环流控制青藏高原内陆流域，湖泊表面温度与500hPa的温差大于13℃，当冷空气经过青藏高原内陆流域大量未封冻的湖泊群，可以在湖泊群下风区形成湖泊效应降雪，青藏高原复杂的地形在一定程度上也增加了湖泊群效应降雪特征的多样性。在湖泊群Zone1，9月份适宜发展湖泊效应降雨，10月份适宜发展湖泊效应降雪。在湖泊群Zone2，10月份适宜发展湖泊效应降雪。在湖泊群Zone3，10月份适宜发展湖泊效应降雨，11月份适宜湖区大湖泊发展湖泊效应降雪。湖泊群的湖泊效应降雪整体上增强了青藏高原内陆流域秋季的积雪覆盖率。2001-2013年间，湖泊群Zone1和Zone2（3436°N）的10月份积雪覆盖率显著增加，湖泊群Zone3的大湖下风区10月份积雪覆盖率也增加。在湖泊群Zone1和Zone2，10月份的积雪覆盖率在2005年有一次突变。推测，近10年青藏高原内陆流域湖泊群快速扩张，引起了湖泊群效应降雪的增强，从而导致10月份积雪覆盖率的增加。2005年后青藏高原气温上升加强了湖泊蒸发，在一定程度上也可能促进湖泊群效应降雪的增强，从而导致Zone1和Zone2地区10月份积雪覆盖率在2005年发生突变。　　湖泊效应降水的分布以及降水的强度对区域水循环有重要作用，表现为湖泊效应降水直接或者间接补给湖泊，使得湖泊在秋季仍保持高水位，并且湖泊效应降雪对下风区冰川的发育可能会产生影响。