青藏高原最近40年湖泊變化的主要表現(xiàn)與發(fā)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(xué)院青藏高原研究所 青藏高原地表過程與環(huán)境變化實(shí)驗(yàn)室 北京 100101 2 中國科學(xué)院青藏高原地球科學(xué)卓越創(chuàng)新中心 北京 100101 3 中國科學(xué)院大學(xué) 北京 100049 4 蘭州大學(xué) 資源環(huán)境學(xué)院 蘭州 730000 5 清華大學(xué) 地球系統(tǒng)科學(xué)系 北京 100080 6 鄭州大學(xué) 地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院 鄭州 450001 7 暨南大學(xué) 生態(tài)學(xué)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(fā)源地，也是南亞、中亞水資源的重要補(bǔ)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(shù)量 1 171 個(gè)，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(shù)據(jù)，未統(tǒng)計(jì)已經(jīng)作為礦產(chǎn)開采的鹽湖。。青藏高原地區(qū) 98 個(gè)氣象站點(diǎn)觀測數(shù)據(jù)表明，1982—2012 年平均氣溫升高幅度達(dá)到 1.9℃[4]，是全球平均升溫幅度的 2 倍。與此同時(shí)，青藏高原降水量也呈現(xiàn)增加趨勢[5]，但風(fēng)速呈減弱趨勢[6]，潛在蒸發(fā)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(fā)過程的重要環(huán)節(jié)，并且通過湖泊面積、水量及其理化性質(zhì)和生態(tài)條件對氣候變化呈現(xiàn)敏感響應(yīng)。

1 湖泊數(shù)量、面積與水量變化

1.1 湖泊數(shù)量與面積變化

隨著全球變暖，青藏高原湖泊呈現(xiàn)明顯的數(shù)量增加和面積增大趨勢，80% 以上的湖泊在擴(kuò)張。王蘇民和竇鴻身[8]利用 20 世紀(jì) 60—80 年代地形圖研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原大于 1 km2的湖泊有 1 081 個(gè)（總面積 4.5×104km2）。Zhang 等[9]利用 Landsat 影像數(shù)據(jù)，對青藏高原近 40 年來的湖泊數(shù)量和面積變化及其與氣溫和降水關(guān)系進(jìn)行了詳細(xì)研究。結(jié)果發(fā)現(xiàn)，1976 年面積大于 1 km2的湖泊數(shù)量為 1 080 個(gè)，總面積為 4.0×104±766.5 km2；1995年減少到 930 個(gè)，面積下降了 5.6%；到 2000 年又增加到 1 174 個(gè)，總面積為 4.1×104±443.7 km2；至 2018 年數(shù)量達(dá)到 1 424 個(gè)，總面積高達(dá) 5.0×104±791.4 km2。20 世紀(jì) 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(jì) 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(xiàn)擴(kuò)張加劇的現(xiàn)象（圖 1）。湖泊數(shù)量的增加主要是由于湖泊面積的擴(kuò)張，即湖泊面積從小于 1 km2增加到大于 1 km2，而完全新出現(xiàn)（即從無到有）的湖泊很少，它們對增加的湖泊數(shù)量貢獻(xiàn)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(shù)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(jìn)入 21 世紀(jì)以來，衛(wèi)星雷達(dá)與激光測高技術(shù)不斷發(fā)展并產(chǎn)出了一批青藏高原地區(qū)的湖泊高程數(shù)據(jù)。2003—2009 年，青藏高原約 200 個(gè)有可利用的 ICESat 激光測高數(shù)據(jù)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(gè)（占湖泊個(gè)數(shù)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(gè)（占湖泊個(gè)數(shù)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(cuò)顯示了水位快速升高，根據(jù)色林錯(cuò)的水量平衡關(guān)系估算，該湖 1979—2017 年水位累計(jì)上升 1 4 m[12]，面積則由 1667 km2增加到2 389 km2，超過納木錯(cuò)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(nèi)流區(qū)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(jié)合湖泊的水位變化及面積數(shù)據(jù)，可對湖泊的水量變化進(jìn)行估算。Yang 等[14]利用“航天飛機(jī)雷達(dá)地形任務(wù)數(shù)字高程模型”（Shuttle Radar Topography Mission，Digital Elevation Model，SRTM DEM）高程數(shù)據(jù)和 Landsat 影像數(shù)據(jù)獲取的湖泊面積，建立了青藏高原地區(qū)面積大于 50 km2的湖泊面積與水量變化關(guān)系，并通過不同大小的湖泊實(shí)地測深結(jié)果驗(yàn)證了方法的可靠性，據(jù)此估算了 114 個(gè)封閉湖泊 1976—1990 年、1990—2000 年、2000—2005 年和 2005—2013 年 4 個(gè)時(shí)期湖泊水量變化，發(fā)現(xiàn) 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(jìn)一步將研究對象擴(kuò)大到大于 10 km2的 315 個(gè)湖泊，發(fā)現(xiàn)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(jìn)一步考慮了 201 個(gè)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(tài)勢。

2 湖水基本物理化學(xué)性質(zhì)和浮游生物變化

2.1 湖水基本物理化學(xué)性質(zhì)變化

水溫和鹽度是湖泊對氣候變化響應(yīng)的重要物理化學(xué)指標(biāo)。對納木錯(cuò)水溫與氣溫變化的觀測和模擬研究發(fā)現(xiàn)，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(jié)變化的薄層與下部水溫相對穩(wěn)定的厚層之間出現(xiàn)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(xù)時(shí)間以(6.00±3.54) d/10 a 的速率遞增，因子相關(guān)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(xù)時(shí)間延長的主要原因[16]。對色林錯(cuò)最近 40 年的鹽度變化比較顯示，湖水礦化度已經(jīng)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(bǔ)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(xué)指標(biāo)，也對湖泊水生生態(tài)環(huán)境具有重要影響。對青藏高原 24 個(gè)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(guān)性[17]。影響湖泊水色的 3 個(gè)要素是湖水中的浮游植物葉綠素、有機(jī)黃色物質(zhì)和無機(jī)懸浮物。青藏高原地區(qū)氣候環(huán)境惡劣，大多數(shù)湖泊基本不受人類活動(dòng)影響，湖泊生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)力與內(nèi)外源有機(jī)質(zhì)輸入微弱。作者調(diào)查實(shí)測數(shù)據(jù)表明，該地區(qū)大部分湖泊葉綠素 a 濃度僅為 0.1—5 μg/L，有機(jī)質(zhì)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(jìn)而決定其透明度變化的主要因素是溶解性物質(zhì)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(jié)果表明，在所研究的 152 個(gè)湖泊中，有 91 個(gè)表現(xiàn)出明顯的透明度增加（增加率為 0.09 m/a），而其他 61 個(gè)湖泊呈現(xiàn)透明度下降（下降率為-0.04 m/a），這說明整個(gè)青藏高原的湖泊透明度在 2000—2017 年具有增加的態(tài)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(guān)關(guān)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(jì)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(yīng)。根據(jù) 2012—2015 年夏季對青藏高原 49 個(gè)湖泊的調(diào)查結(jié)果，從浮游植物的種類組成可以將湖泊聚為 4 個(gè)大類：第一類湖泊浮游植物生物量相對高（1.3—4.2 mg/L），優(yōu)勢種類以個(gè)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(yōu)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(yōu)勢種類，第四類以鞭毛藻類為主要優(yōu)勢類群。不同鹽度類型的湖泊浮游動(dòng)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(fā)現(xiàn)浮游動(dòng)物分布。

青藏高原的湖泊水溫上升，對食物鏈各營養(yǎng)級間的相互作用產(chǎn)生了影響。在只有浮游動(dòng)物和浮游植物 2 個(gè)營養(yǎng)級的湖泊中，水溫的上升促進(jìn)了食物鏈的傳遞效率，更加有利于浮游動(dòng)物發(fā)展，出現(xiàn)浮游動(dòng)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(dòng)物和浮游植物 3 個(gè)營養(yǎng)級的湖泊中，水溫的上升促進(jìn)魚類發(fā)展，加劇了魚類對浮游動(dòng)物的捕食壓力，造成浮游動(dòng)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(tài)系統(tǒng)結(jié)構(gòu)簡單化，浮游動(dòng)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(jù)優(yōu)勢；隨著鹽度繼續(xù)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(qū)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(dòng)物多樣性的影響強(qiáng)度取決于食物鏈的長度，2 個(gè)營養(yǎng)級湖泊受影響程度比 3 個(gè)營養(yǎng)級湖泊更為強(qiáng)烈。在鹽度為3—5 g/L 或 25—28 g/L 的湖泊中，浮游動(dòng)物種類組成對鹽度變化最為敏感[19]。

3 區(qū)域氣候變化時(shí)空差異對湖泊主要補(bǔ)給的影響

3.1 湖泊主要補(bǔ)給的區(qū)域差異對氣候變化響應(yīng)

近期青藏高原湖泊擴(kuò)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(fā)減少等，而冰川融水與蒸發(fā)變化則主要受氣溫變化影響。氣溫持續(xù)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(qū)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(kuò)張和水量增加的主導(dǎo)因素[21]。在羌塘地區(qū)東南部，冰川融水對湖泊擴(kuò)張也具有明顯影響[22]；而對納木錯(cuò)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(xiàn)率為 52.9%[23]。在青藏高原腹地，依布茶卡和色林錯(cuò)水位的上升均與流域內(nèi)積雪面積變化顯著相關(guān)[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(nèi)無冰川、凍土及積雪分布的湖泊，氣溫主要通過影響蒸發(fā)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(cuò)流域，1974—2003 年冰川面積從 107.92 km2減少到 100.39 km2，但區(qū)域氣候暖干化使得年降水量減少、蒸發(fā)量增大，冰川加速融化帶來的補(bǔ)給并未能使湖泊發(fā)生明顯擴(kuò)張[28]。

對于青藏高原大多數(shù)地區(qū)的湖泊，區(qū)域降水變化是造成湖泊擴(kuò)張的主要原因。通過對青藏高原大于 20 km2的 109 個(gè)內(nèi)流封閉湖泊面積遙感估算和部分湖泊水位調(diào)查，發(fā)現(xiàn)這些湖泊 1976—1999 年的變化各不相同，而 1999—2010 年出現(xiàn)了明顯的擴(kuò)張。盡管潛在蒸發(fā)減少和冰川融水增加可能有助于湖泊的擴(kuò)張，但統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)這些湖泊擴(kuò)張的主要原因還是區(qū)域降水增加[29]。通過對大于 50 km2的 114 個(gè)封閉湖泊的水量年變化速率與氣象因子的相關(guān)分析，發(fā)現(xiàn) 1990 年以前，低溫通過抑制融水發(fā)生使得湖泊水量趨向負(fù)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(xiàn)顯著增加的主要因素是較高的降水；2005—2013 年，強(qiáng)烈蒸發(fā)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(fēng)-印度季風(fēng)環(huán)流及地表水循環(huán)的關(guān)系

基于湖泊補(bǔ)給過程研究的湖泊群變化能夠敏感地反映區(qū)域地表水循環(huán)的特征。在氣候條件相似的青藏高原東北部，那曲地區(qū)和可可西里地區(qū)的湖泊總體呈擴(kuò)張趨勢，而黃河源區(qū)的湖泊則總體呈萎縮狀態(tài)[30]。1999—2010 年，青藏高原大于 20 km2的 109 個(gè)內(nèi)流封閉湖泊均呈現(xiàn)明顯的擴(kuò)張，但具有北部擴(kuò)張明顯、南部擴(kuò)張微弱的空間分布特征，其原因可能與該時(shí)期印度季風(fēng)區(qū)降水減少和西風(fēng)區(qū)降水增加有關(guān)[31]。進(jìn)一步對其中典型湖泊水位監(jiān)測和 Cryosat 衛(wèi)星測高數(shù)據(jù)分析，結(jié)合大氣降水和重力衛(wèi)星 GRACE 質(zhì)量變化，認(rèn)為青藏高原中北部和東北部湖泊快速擴(kuò)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(kuò)張更多與冰川消融和春節(jié)積雪增加的變化有關(guān)[32]。這一結(jié)論也得到對青藏高原西北部 34 個(gè)湖泊面積和水位變化研究結(jié)果的支持[20]。

通過對青藏高原大于 50 km2的 114 個(gè)封閉湖泊在 20 世紀(jì) 70 年代—2013 年的面積與水量變化研究，發(fā)現(xiàn)湖泊水量隨時(shí)間變化呈現(xiàn) 3 種類型且有明顯的區(qū)域分異：① 羌塘高原東南部和西北部以及阿里地區(qū)的湖泊變化主要受降水增加的影響，呈現(xiàn)由平穩(wěn)或緩升向急升轉(zhuǎn)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(dǎo)致的冰川融水增加的共同影響，呈現(xiàn)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(dòng)下降態(tài)勢，與溫度、降水的關(guān)系并不明顯（圖 4）[14]。因此，在降水主導(dǎo)的青藏高原湖泊變化的整體態(tài)勢中，湖泊的時(shí)空變化特征可能敏感地反映了西風(fēng)和印度季風(fēng)降水的差異，而由于部分地區(qū)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(fēng)和印度季風(fēng)環(huán)流對地表水循環(huán)的影響過程和機(jī)制更為復(fù)雜。

圖4 青藏高原湖泊水量變化的4 種類型和分布區(qū)域[14]

4 湖泊的未來變化趨勢及需要關(guān)注的問題

4.1 氣候變化影響下的湖泊未來變化態(tài)勢

青藏高原的湖泊變化受降水、蒸發(fā)以及氣溫增加引起的冰川融水變化影響，而湖泊蒸發(fā)又與表層水溫和風(fēng)速具有密切聯(lián)系[12]。這些因素在不同地區(qū)的影響程度具有很大差異[15]。對納木錯(cuò)的表層水溫監(jiān)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(xiàn)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(jié)果表明，內(nèi)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(dá) 35%）的過程中，反推的降水增幅達(dá) 21%±7%，與“全球降水氣候中心”（Global Precipitation Climatology Centre，GPCC）的結(jié)果[34]具有高度一致性（圖 5）。進(jìn)一步根據(jù)“跨領(lǐng)域影響模型比較項(xiàng)目”（The Inter-Sectoral Impact Model Intercomparison Project，ISIMIP）[35]預(yù)測的降水分析：2016—2025 年，氣候變化速率可能與現(xiàn)在近似的情況下，湖泊面積將繼續(xù)增加 4 000 km2；而2026—2035年，由于氣候的溫暖濕潤程度更加強(qiáng)烈，湖泊可能出現(xiàn)更強(qiáng)的擴(kuò)張。

4.2 青藏高原湖泊變化研究需要關(guān)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(yīng)，不僅通過不同類型的補(bǔ)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(zhì)和生態(tài)條件上產(chǎn)生一系列連鎖響應(yīng)。因此，開展更加精細(xì)的湖泊水量變化與水量平衡、湖泊鹽度和水生生態(tài)系統(tǒng)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(zhǔn)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(shù)與數(shù)據(jù)的發(fā)展，使得利用衛(wèi)星遙感數(shù)據(jù)已經(jīng)較為容易和快捷地獲取湖泊的面積指標(biāo)，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(shí)質(zhì)結(jié)果，因此需要根據(jù)湖盆數(shù)字高程模型（DEM）對每一個(gè)湖泊建立符合其本身特點(diǎn)的面積和水量關(guān)系，才能通過遙感大數(shù)據(jù)獲取整個(gè)高原各個(gè)湖泊不同時(shí)期的水量賦存，分析其補(bǔ)給過程的時(shí)空變化，進(jìn)而準(zhǔn)確評價(jià)整個(gè)青藏高原湖泊水量變化與氣候變化的關(guān)系。

圖5 在當(dāng)前氣候變化狀態(tài)和利用Budyko[36]關(guān)系和蒸發(fā)不變假設(shè)重建的未來氣候變化驅(qū)動(dòng)下，對湖泊面積（a）和水位（b）的平均增長進(jìn)行預(yù)測的結(jié)果[33]

（2）湖泊主要理化性質(zhì)與典型湖泊生態(tài)系統(tǒng)的系統(tǒng)調(diào)查與分析。青藏高原的湖泊水體質(zhì)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(zhì)和影響湖泊生態(tài)系統(tǒng)的要素是回答上述問題的關(guān)鍵。湖泊透明度與鹽度變化對湖泊生態(tài)系統(tǒng)具有重要的影響。遙感影像提供了長時(shí)期、大范圍的湖泊水色光譜數(shù)據(jù)，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(guān)性，因此具有利用遙感影像的湖泊水色數(shù)據(jù)重建湖泊透明度與鹽度變化的基礎(chǔ)。獲取較高精度時(shí)間序列的湖泊透明度和鹽度的變化，對于理解湖泊生態(tài)系統(tǒng)的氣候變化響應(yīng)具有重要意義。

（3）大尺度氣候變化對湖泊變化的影響及區(qū)域水循環(huán)過程。西風(fēng)和印度季風(fēng)是影響青藏高原地區(qū)的兩大環(huán)流系統(tǒng)。近年來，西風(fēng)和印度季風(fēng)作用區(qū)出現(xiàn)了明顯的降水變化，從而導(dǎo)致不同地區(qū)的湖泊變化具有相應(yīng)的時(shí)空分異，并使得這些湖泊與大氣間的水分和熱量交換發(fā)生明顯改變，進(jìn)而影響了區(qū)域水循環(huán)過程。同時(shí)，青藏高原地區(qū)的湖泊除了受降水影響外，還與流域內(nèi)的冰川融水、凍土退化等具有緊密聯(lián)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(fā)、冰川融水、凍土變化等要素進(jìn)行大數(shù)據(jù)分析，才能發(fā)現(xiàn)它們在不同時(shí)間和區(qū)域上的聯(lián)系，從而評價(jià)西風(fēng)和印度季風(fēng)作用下的氣候要素變化如何影響湖泊變化以及區(qū)域水循環(huán)過程。