周天軍 高 晶 趙 寅 張麗霞 張文霞

1 中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所 北京 100029 2 中國(guó)科學(xué)院青藏高原研究所 北京 100101 3 中國(guó)科學(xué)院青藏高原地球科學(xué)卓越創(chuàng)新中心 北京 100101 4 中國(guó)科學(xué)院大學(xué) 地球與行星科學(xué)學(xué)院 北京 100049

1 “亞洲水塔”水汽輸送研究的意義

青藏高原具有南極、北極之外最大的儲(chǔ)冰量[1]，是亞洲 12 條重要河流的發(fā)源地，包括印度河、恒河、雅魯藏布江、長(zhǎng)江、黃河等，為超過(guò) 20 億人口提供了必需的水資源[2]。大量水資源以冰川、積雪、湖泊和河流等形式儲(chǔ)存在“亞洲水塔”，復(fù)雜的大氣-陸地-海洋相互作用維持了該地區(qū)活躍的水循環(huán)過(guò)程[3,4]。熱力和大地形動(dòng)力的作用，使得青藏高原不斷從印度洋和西太平洋地區(qū)抽吸水汽，水汽輸送到高原后，以降水的形式進(jìn)入高原水循環(huán)，成為補(bǔ)給高原水資源的關(guān)鍵機(jī)制之一。水汽輸送決定了“亞洲水塔”水資源的基本分布特征和變化趨勢(shì)。

青藏高原是氣候變化的響應(yīng)敏感區(qū)，自 20 世紀(jì) 50 年代以來(lái)，伴隨全球增暖，青藏高原溫度顯著升高，導(dǎo)致冰川退化和凍土消融等，與水汽輸送過(guò)程相關(guān)的旱澇事件頻發(fā)[5-7]。研究水汽輸送過(guò)程是理解青藏高原及其周邊地區(qū)作為“亞洲水塔”的特征及其變化原因的重要環(huán)節(jié)。

2 影響“亞洲水塔”的水汽輸送氣候特征

在氣候平均態(tài)下，“亞洲水塔”的降水集中在夏季，其水汽輸送的主導(dǎo)大氣環(huán)流系統(tǒng)為南亞季風(fēng)（又稱(chēng)“印度季風(fēng)”）和西風(fēng)。基于多套再分析數(shù)據(jù)的分析表明，夏季的青藏高原是一個(gè)水汽匯，就青藏高原整體而言其凈水汽輻合率為 4 mm day-1，水汽輸送以南邊界為主，主要來(lái)源于印度洋和孟加拉灣；其次是西邊界的輸送，其輸送的水汽量約為南邊界的 32%[8]。

影響青藏高原不同區(qū)域的水汽輸送過(guò)程不同?；跉W拉水汽追蹤模型的分析表明，若以 32°N 為界將青藏高原分為南部、北部 2 個(gè)區(qū)域，就氣候平均而言：高原北部為低層西風(fēng)控制區(qū)，西北地區(qū)（從高原主體延伸到歐洲）為該地區(qū)降水提供了約 38.9% 的水汽來(lái)源；而高原東南部主要受亞洲季風(fēng)控制，高原東南部至印度洋地區(qū)為高原南部降水提供了約 51.4% 的水汽來(lái)源[9]。基于拉格朗日水汽追蹤模型的分析表明，高原水汽主要來(lái)源于赤道西印度洋至阿拉伯海的細(xì)長(zhǎng)輸送帶和孟加拉灣；此外，還包括源自高原西北側(cè)歐亞大陸的水汽，其中阿拉伯海的水汽輸送占主導(dǎo)地位，且受南亞夏季風(fēng)調(diào)控[10]。

關(guān)于水汽輸送的估算受資料和方法的影響，二者的不確定性都會(huì)影響到估算結(jié)果的不確定性。近年來(lái)國(guó)際上開(kāi)始通過(guò)在大氣環(huán)流模式中加入水汽示蹤物來(lái)追蹤水汽的來(lái)源?；?CAM5.1（The Community Atmosphere Model version 5.1）的模擬研究表明：① 在氣候態(tài)下，夏季來(lái)自熱帶印度洋的水汽輸送控制高原南部的降水，其貢獻(xiàn)約為 28.5% 左右。② 對(duì)于高原北部的降水而言，夏季以高原自身水汽的貢獻(xiàn)為主，約為 25.8%；冬季來(lái)自非洲的水汽輸送為主導(dǎo)，約為19%[11]。

水汽輸送的實(shí)現(xiàn)與水汽通道密切相關(guān)。位于青藏高原東南部的雅魯藏布大峽谷下段近于南北走向，在地形上構(gòu)成一條巨大的通道。夏季來(lái)自印度洋和孟加拉灣的偏南暖濕水汽輸送，自孟加拉灣出?？谘夭祭R普特拉河上溯至大峽谷，形成著名的雅魯藏布江水汽通道，使得雅魯藏布江下游年平均降水量可達(dá) 600—800 mm?；诙嗵自俜治鲑Y料的研究表明，夏季該水汽通道的整層水汽輸送約為 143.0 kg m-1s-1，水汽收支診斷表明，夏季流域平均的水汽輻合約 9.5 mm day-1，主要來(lái)自風(fēng)場(chǎng)輻合與地形坡度的貢獻(xiàn)[12]。

水汽的輻合和抬升是影響水汽輸送的重要過(guò)程。

基于再分析資料的診斷發(fā)現(xiàn)，暖濕空氣在高原南緣輻合上升，在到達(dá)高原主體高度后輻散，輻散氣流加強(qiáng)了高原表面的熱低壓引起的輻合氣流，進(jìn)一步維持高原上空的對(duì)流系統(tǒng)，最終形成高原云和降水[13]。觀測(cè)中，印度次大陸中東部和青藏高原西南部的降水變化高度相關(guān)，原因是在印度中東部發(fā)展起來(lái)的對(duì)流系統(tǒng)在對(duì)流層中層（500 hPa）西南風(fēng)的引導(dǎo)下越過(guò)喜馬拉雅山，將攜帶的水汽輸送到高原西南部，這一水汽輸送機(jī)制被稱(chēng)作“抬升-翻越”機(jī)制（up-and-over）（圖1）[14,15]。當(dāng)大氣低層（850 hPa）有閉合低壓中心、中層（850—300 hPa）有越過(guò)喜馬拉雅山的西南氣流、高層（300 hPa）伊朗高壓和南亞高壓之間為偏南風(fēng)時(shí)，則有利于將印度上空的對(duì)流系統(tǒng)及水汽輸送到高原內(nèi)部?；跀?shù)值模擬試驗(yàn)比較“抬升-翻越”機(jī)制、地形爬升機(jī)制和局地蒸發(fā)對(duì)高原西南部降水的貢獻(xiàn)，結(jié)果表明高原西南部降水 98% 的水汽來(lái)自外部輸送，其中“抬升-翻越”機(jī)制的貢獻(xiàn)為 56%—82%[14]。

圖1 “抬升-翻越”機(jī)制示意圖[14]

氣候模式是揭示“亞洲水塔”水汽輸送特征的重要工具。目前全球環(huán)流模式多高估青藏高原降水，原因和模擬的水汽輸送偏多有關(guān)，其中地形拖曳作用和喜馬拉雅山脈南麓的地形對(duì)流降水在此過(guò)程中作用顯著。動(dòng)力降尺度實(shí)驗(yàn)表明，地形精度是影響模式對(duì)青藏高原水汽輸送模擬能力的重要因子，高分辨率模式更加準(zhǔn)確地刻畫(huà)了喜馬拉雅山脈的復(fù)雜地形，能更好地模擬出地形拖曳作用、減弱南風(fēng)，從而減少來(lái)自高原南邊界的水汽輸送；分辨率為 2 km 的模擬實(shí)驗(yàn)可以模擬出喜馬拉雅山脈南麓的地形對(duì)流降水，使喜馬拉雅南側(cè)降水增加而高原內(nèi)部降水減少[16]。此外，在模式中加入次網(wǎng)格地形拖曳作用的參數(shù)化方案也可提高模式對(duì)高原降水的模擬能力[17]?；趯?duì)流可分辨模式的敏感性實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明，喜馬拉雅山中段北坡降水偏少的“干帶”的形成，主要是由于南坡對(duì)流降水消耗大氣水汽引起的[18]。

3 影響“亞洲水塔”的水汽輸送長(zhǎng)期變化

氣候變暖引起青藏高原冰川、凍土、雪蓋等發(fā)生變化，造成高原冰凍圈水循環(huán)加劇[19]。此外，水汽輸送的變化亦對(duì)“亞洲水塔”的水循環(huán)具有重要影響。觀測(cè)表明，1979—2010 年，青藏高原上的冰川和降水呈現(xiàn)空間不均勻的變化趨勢(shì)：由于印度季風(fēng)減弱和降水減少，高原東南部的冰川消融明顯；而由于西風(fēng)加強(qiáng)和降水的增加，高原西北部的冰川有所增長(zhǎng)[1]。

從更長(zhǎng)時(shí)間的變化趨勢(shì)來(lái)看，均一化后的 CN05.1格點(diǎn)資料和高原地區(qū) 79 個(gè)站點(diǎn)觀測(cè)資料顯示，1951—2015 年青藏高原中部和北部的年平均降水呈現(xiàn)顯著增加趨勢(shì)，以三江源地區(qū)最為明顯，強(qiáng)度中心增速超過(guò) 0.06 mm d-110 a-1，此外高原西北帕米爾地區(qū)降水亦顯著增加（約 0.02 mm d-110 a-1），而青藏高原東部和東南側(cè)降水顯著減?。▓D 2a 和 b）。觀測(cè)站點(diǎn)在高原的分布極為不均勻，東部地區(qū)站點(diǎn)分布較為密集，格點(diǎn)數(shù)據(jù)的結(jié)果較為可靠，而西部地區(qū)站點(diǎn)分布稀少，格點(diǎn)資料揭示的降水增加趨勢(shì)可信度較低。整體而言，青藏高原降水趨勢(shì)空間分布不均勻。自 1960 年以來(lái)，CN05.1 格點(diǎn)資料表明青藏高原區(qū)域平均降水盡管呈增加趨勢(shì)，但在統(tǒng)計(jì)上并不顯著，且 2012—2015 年，高原地區(qū)平均降水突然減少（圖 2c）?？紤]到高原西部站點(diǎn)資料稀疏，資料格點(diǎn)化過(guò)程可能會(huì)導(dǎo)致虛假的增加高原西部降水出現(xiàn)虛假的趨勢(shì)，因此本研究進(jìn)一步分析了 79 個(gè)站點(diǎn)格點(diǎn)化的降水，結(jié)果發(fā)現(xiàn)高原地區(qū)區(qū)域平均的降水增加趨勢(shì) 1960—2013 年較之 CN05.1 更強(qiáng)，且同樣顯示出 2012 年之后的變干特征（圖 2c）。總之，由于缺少足夠的臺(tái)站觀測(cè)資料支撐，目前青藏高原降水的變化趨勢(shì)估算結(jié)果還存在較大的不確定性，研究時(shí)段和站點(diǎn)的選擇不同，使得高原降水量的變化趨勢(shì)估算結(jié)果存在明顯差異，表明內(nèi)部變率對(duì)高原降水變化具有重要作用。

圖 2 1951—2015 年年平均降水線(xiàn)性趨勢(shì)的水平分布（a 和 b）以及年平均降水序列（c）

格點(diǎn)化的觀測(cè)資料顯示，1979—2013 年青藏高原中西部（約為 85°E—95°E，30°N—37°N）的降水在增加；針對(duì)這一目標(biāo)區(qū)，基于歐拉水汽追蹤模型的分析表明，氣候態(tài)下目標(biāo)區(qū)超過(guò) 69%（21%）的水汽來(lái)源于陸地（海洋），主要由來(lái)自西部的西風(fēng)急流和來(lái)自西南部的印度夏季風(fēng)引導(dǎo)，局地水汽對(duì)降水的貢獻(xiàn)約為 18%。從年循環(huán)的角度來(lái)看，每年 5—6 月西風(fēng)輸送主導(dǎo)目標(biāo)區(qū)的水汽供給，7—8 月印度夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)的貢獻(xiàn)變得顯著，并在 9 月成為主導(dǎo)水汽來(lái)源。在降水增加的 1979—2013 年，增加的水汽主要源于西南部水汽輸送和局地水汽供給的加強(qiáng)；同時(shí)，目標(biāo)區(qū)的降水再循環(huán)率顯著增加，這表明該區(qū)域的水循環(huán)正在加強(qiáng)[20]。與高原北部的降水增多不同，高原南部的降水呈減少趨勢(shì)。利用歐拉水汽追蹤模型，從水汽來(lái)源的角度比較 1979—2016 年青藏高原北部（35°N 以北）和南部（30°N 以南）降水水汽來(lái)源的不同，結(jié)果表明，來(lái)自亞洲季風(fēng)區(qū)和高原主體的水汽輸送對(duì)高原北部降水增加的貢獻(xiàn)分別為 35.8% 和 51.7%；而對(duì)于高原南部的降水減少現(xiàn)象，水汽追蹤結(jié)果表明這是因?yàn)閬?lái)自歐亞大陸（位于高原西北方向）的水汽輸送對(duì)高原南部降水的貢獻(xiàn)減少。就來(lái)自印度次大陸的水汽來(lái)說(shuō)，其對(duì)高原北部降水的貢獻(xiàn)增加，對(duì)高原南部降水的貢獻(xiàn)減少[9]。

另有研究以降水和蒸發(fā)之差為指標(biāo)，基于再分析數(shù)據(jù)，從水汽收支的角度分析了 1979—2011 年青藏高原主體變濕和高原東南部（雅魯藏布江大峽谷附近）變干的原因，強(qiáng)調(diào)垂直速度和水平環(huán)流（動(dòng)力項(xiàng)）變化的作用。具體來(lái)說(shuō)，高原主體的增濕現(xiàn)象主要緣于急流的北移和南亞夏季風(fēng)的加強(qiáng)，季風(fēng)環(huán)流攜帶大量水汽向北進(jìn)入高原，從而引起高原上空的水汽輸送凈通量呈增加趨勢(shì)，同時(shí)熱成風(fēng)引起高空輻散和異常上升運(yùn)動(dòng)，最終引起高原主體降水的增加；雖然輸送至高原的水汽有所增加，但該工作表明動(dòng)力項(xiàng)（大氣環(huán)流的變化）的影響比熱力項(xiàng)（水汽的變化）更加顯著；而對(duì)于雅魯藏布江大峽谷的變干趨勢(shì)，分析表明其主要緣于高層輻合低層輻散所對(duì)應(yīng)的異常下沉運(yùn)動(dòng)[21]。

基于中國(guó)氣象局 88 個(gè)臺(tái)站均一化的逐日觀測(cè)降水資料的研究表明，自 1979 年以來(lái)，青藏高原東南部降水在 5 月份呈顯著增加趨勢(shì)，降水頻率和強(qiáng)度的增加共同導(dǎo)致了總降水量的增加（13.46%/10 a）?；?ERA-Interim 再分析資料的水汽收支和環(huán)流診斷表明，由于 20 世紀(jì) 90 年代末太平洋年代際振蕩（Interdecadal Pacific Oscillation，IPO）由正位相轉(zhuǎn)為負(fù)位相，每年 5 月亞洲大陸和印度洋間的經(jīng)向海陸熱力梯度自 1979 年以來(lái)增加，南亞夏季風(fēng)爆發(fā)提前，來(lái)自北印度洋的異常西南風(fēng)增強(qiáng)了向高原東南部的水汽輸送，進(jìn)而造成近 40 年來(lái)高原東南部每年 5 月降水顯著增加（圖 3）[22]。

4 影響“亞洲水塔”的水汽輸送年際和年代際變化

青藏高原東部降水的年際變化主要呈現(xiàn)為南北偶極子型，在高原降水偏多的年份，西邊界和南邊界的水汽輸送均有增加，南亞季風(fēng)偏強(qiáng)，主要體現(xiàn)為孟加拉灣和印度北部的反氣旋異常和印度南部的氣旋異常。雖然氣候態(tài)下通過(guò)南邊界的水汽輸送對(duì)青藏高原夏季降水的貢獻(xiàn)最大，但在年際尺度上，西邊界水汽輸送的變化更為顯著[8]。因此，比較來(lái)自不同邊界的水汽輸送的影響，需要關(guān)注大尺度環(huán)流背景。

圖3 GPCP（a）和ERAIM（b）1979—2014 年5 月降水線(xiàn)性趨勢(shì)[22]

西邊界水汽輸送對(duì)青藏高原東部降水年際變率的影響是通過(guò)夏季北大西洋濤動(dòng)（NAO）和中緯度波列實(shí)現(xiàn)的。具體來(lái)說(shuō)，NAO 正位相時(shí)，500 hPa 上高原近地面有反氣旋異常，減弱了高原西部的水汽輸入；歐洲西北部上空 200 hPa 有高壓異常，作為波源向下游的高原輸送波列，在高原東南部上空激發(fā)異常氣旋，減弱高原南部上空的垂直運(yùn)動(dòng)和降水；此外，NAO 正位相年高原上空急流北移，使得輸送到高原的水汽減少，高原降水減少[23]。印度半島中部和西北部的降水和高原東南部降水呈反相變化，赤道印度洋東南部海溫異常是這一偶極子變化型的驅(qū)動(dòng)因子。該區(qū)域海溫異常令局地對(duì)流加強(qiáng)，通過(guò)加強(qiáng)局地 Hadley 環(huán)流抑制了印度半島中部和西北部以及孟加拉灣北部降水。降水負(fù)異常進(jìn)一步激發(fā)局地異常反氣旋，向高原東南部輸送更多的水汽，最終造成異常降水[24]。

基于水汽示蹤物的大氣環(huán)流模式模擬結(jié)果表明，青藏高原南部夏季降水的年際異常主要源于來(lái)自赤道印度洋的水汽輸送的變化[11]。具體到高原東南部的雅魯藏布江流域，在年際尺度上，印度夏季風(fēng)活動(dòng)異常通過(guò)印度季風(fēng)區(qū)北部的異常氣旋或反氣旋式環(huán)流來(lái)影響水汽輸送。基于多套再分析資料的診斷表明，緯向和經(jīng)向輻合對(duì)流域總水汽輻合的異常分別貢獻(xiàn)了 16.5% 和 83.5%[12]。

在年代際尺度上，青藏高原上空可降水量的變化和大西洋西北部異常海溫所激發(fā)的中緯度大氣異常波列有關(guān)?；谠俜治鰯?shù)據(jù)，研究發(fā)現(xiàn) 1979—2014 年，以 1994 年為界，前期青藏高原上空可降水量偏少，而后期可降水量偏多。分析表明，當(dāng)大西洋西北部海溫異常偏低時(shí)，將在貝加爾湖上空激發(fā)異常氣旋。該異常氣旋西南側(cè)的偏東氣流使通過(guò)東邊界流出高原的水汽增加，并最終導(dǎo)致青藏高原上空可降水量偏少[25]。

5 降水穩(wěn)定同位素揭示的水汽傳輸變化

青藏高原降水氫氧穩(wěn)定同位素（δ18O 和 δD）是水汽輸送與水汽來(lái)源變化的有效指示劑。水中的氫氧穩(wěn)定同位素在水相態(tài)變化時(shí)會(huì)發(fā)生相應(yīng)的分餾，從而產(chǎn)生特定的同位素組成特征。青藏高原的降水穩(wěn)定同位素研究工作已經(jīng)開(kāi)展 20 余載[26]。已開(kāi)展的站點(diǎn)降水穩(wěn)定同位素觀測(cè)和穩(wěn)定同位素大氣環(huán)流模型模擬研究，使我們清楚地認(rèn)識(shí)到青藏高原降水穩(wěn)定同位素的變化主要受西風(fēng)和印度季風(fēng)環(huán)流的水汽輸送控制[27-29]，其揭示的水汽輸送時(shí)空變化特征和變化機(jī)制可總結(jié)為以下 3 點(diǎn)認(rèn)識(shí)。

（1）青藏高原降水穩(wěn)定同位素的“三模態(tài)”揭示出西風(fēng)和印度季風(fēng)控制的水汽輸送的時(shí)空差異。研究表明整個(gè)青藏高原降水穩(wěn)定同位素的時(shí)空變化呈 3 種模態(tài)（圖 4），即西風(fēng)模態(tài)、印度季風(fēng)模態(tài)和過(guò)渡模態(tài)[29]。西風(fēng)模態(tài)表現(xiàn)為降水 δ18O 與氣溫和降水量具有相同的季節(jié)變化模式，即夏季高值，冬季低值；降水 δ18O 與氣溫正相關(guān)，西風(fēng)為終年主導(dǎo)環(huán)流。印度季風(fēng)模態(tài)表現(xiàn)為降水 δ18O 在春季達(dá)到最高值，自每年 5 月開(kāi)始迅速減小，8 月達(dá)到最低值，對(duì)應(yīng)于多數(shù)站點(diǎn)降水量在夏季達(dá)到峰值，在事件和月尺度上，降水 δ18O 與降水量反相關(guān)。這種模態(tài)冬季受西風(fēng)控制，夏季受印度季風(fēng)控制。過(guò)渡模態(tài)表現(xiàn)為降水 δ18O 沒(méi)有明顯的冬季或者夏季的極值，其與氣溫和降水量的關(guān)系也較其他兩個(gè)區(qū)域復(fù)雜。不同模態(tài)的分界線(xiàn)大致在 30°N 和 35°N。換言之，利用降水 δ18O 的季節(jié)變化特征，我們可以判斷出西風(fēng)和印度季風(fēng)的水汽輸送影響時(shí)間和空間范圍。

（2）印度季風(fēng)水汽傳輸上游的印度北部區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)對(duì)青藏高原南部降水具有重要影響。利用青藏高原南部站點(diǎn)觀測(cè)的季風(fēng)模態(tài)降水 δ18O，結(jié)合穩(wěn)定同位素大氣環(huán)流模型（LMDZiso）模擬和衛(wèi)星數(shù)據(jù)（TES），發(fā)現(xiàn)當(dāng)印度洋水汽傳輸?shù)接《缺辈康貐^(qū)時(shí)，該地區(qū)強(qiáng)烈對(duì)流活動(dòng)貧化低層水汽（可改變降水 δ18O 值 40%—60%），同時(shí)加濕低層大氣；當(dāng)水汽傳輸至喜馬拉雅山南坡時(shí)，由于強(qiáng)大的地形阻礙，水汽抬升凝結(jié)成雨，水汽穩(wěn)定同位素通過(guò)瑞利分餾過(guò)程進(jìn)一步貧化（可使降水 δ18O 值減小約 1%），越濕的大氣其水汽貧化程度越強(qiáng)；水汽進(jìn)入高原內(nèi)陸以后，受下沉混合作用，水汽穩(wěn)定同位素略有富集（降水 δ18O 升高不超過(guò) 0.5%）[30,31]。

圖 4 青藏高原降水δ18O 季節(jié)變化揭示的西風(fēng)模態(tài)（a—c）、印度季風(fēng)模態(tài)（d—f）和過(guò)渡模態(tài)（g—i）與溫度、降水的關(guān)系[29]

（3）大尺度環(huán)流對(duì)青藏高原不同區(qū)域降水年際變化具有顯著影響。在年際尺度中，冰芯 δ18O 序列變化揭示出 ENSO（厄爾尼諾-南方濤動(dòng)）和 IOD（印度洋偶極子）在 1976—1977 年前后對(duì)冰芯季風(fēng)期 δ18O 記錄有重要影響；而非季風(fēng)期 δ18O 記錄與中緯度西風(fēng)活動(dòng)有著潛在關(guān)聯(lián)[32]。ENSO 通過(guò)影響孟加拉灣水域海溫和印度季風(fēng)強(qiáng)度影響了海洋水汽向青藏高原的傳輸以及降水過(guò)程；同時(shí)，200 hPa 大氣環(huán)流通過(guò)羅斯貝波將青藏高原與赤道太平洋海域聯(lián)系起來(lái)，通過(guò)遙相關(guān)影響西風(fēng)主導(dǎo)下的高原西北部降水[33]。在季節(jié)尺度中，季風(fēng)的爆發(fā)和結(jié)束會(huì)對(duì)事件尺度降水 δ18O 有顯著影響。通過(guò)在喜馬拉雅山南坡加德滿(mǎn)都和北坡定日 2 個(gè)站點(diǎn)同時(shí)監(jiān)測(cè)降水穩(wěn)定同位素變化，發(fā)現(xiàn)在觀測(cè)季風(fēng)期（2011—2012 年），印度季風(fēng)傳輸水汽開(kāi)始控制南坡加德滿(mǎn)都降水比喜馬拉雅山北坡定日早 1 周左右，其在北坡撤退的時(shí)間要比其在加德滿(mǎn)都早 3 天左右[34]。

6 研究展望

“亞洲水塔”正在經(jīng)歷著加速的水循環(huán)過(guò)程，理解其變化機(jī)理的關(guān)鍵環(huán)節(jié)是水汽輸送。但是，由于“亞洲水塔”水汽輸送過(guò)程的觀測(cè)數(shù)據(jù)較為缺乏，衛(wèi)星反演數(shù)據(jù)在高原地區(qū)從可靠性、分辨率和觀測(cè)時(shí)長(zhǎng)等角度也存在不足，這使得揭示“亞洲水塔”水汽輸送的格局和變化規(guī)律依然面臨很大的挑戰(zhàn)。為此，需要加強(qiáng)以下 5 方面工作。

（1）水汽資料的觀測(cè)。建立涵蓋整個(gè)“亞洲水塔”地區(qū)的高精度水汽輸送觀測(cè)網(wǎng)，包括系統(tǒng)的氣象要素和水汽穩(wěn)定同位素實(shí)時(shí)觀測(cè)，并結(jié)合新技術(shù)和新方法，加強(qiáng)不同高度水汽輸送垂直變化過(guò)程的觀測(cè)，并充分提高衛(wèi)星反演水汽資料的準(zhǔn)確度。

（2）關(guān)于水汽輸送的追蹤研究。關(guān)于高原陸—?dú)馑粨Q與外來(lái)水汽量的相對(duì)貢獻(xiàn)比例有待明晰，亟待通過(guò)場(chǎng)地觀測(cè)、資料診斷、水汽追蹤模擬和氣候模擬的結(jié)合，開(kāi)展綜合分析和研究。要特別注重發(fā)揮水汽示蹤物在水汽輸送研究中的獨(dú)特作用。

（3）從現(xiàn)代氣候動(dòng)力學(xué)的角度明晰西風(fēng)和印度季風(fēng)影響“亞洲水塔”水汽收支的機(jī)理。關(guān)于“亞洲水塔”水汽輸送和收支的變率機(jī)制，有待從季風(fēng)、西風(fēng)變率的角度，有效區(qū)分年際變率和年代際變率兩種時(shí)間尺度，從動(dòng)力和物理機(jī)理上加以認(rèn)識(shí)。

（4）有效區(qū)分自然變率和人類(lèi)活動(dòng)對(duì)“亞洲水塔”的影響。青藏高原在過(guò)去 50 多年經(jīng)歷了顯著的增暖，伴隨這種增暖其水汽含量和輸送格局有何變化目前尚不得而知。因此，有待通過(guò)觀測(cè)資料診斷和數(shù)值模擬試驗(yàn)相結(jié)合，從檢測(cè)和歸因的角度，科學(xué)認(rèn)識(shí)人類(lèi)活動(dòng)對(duì)“亞洲水塔”水汽收支的影響。

（5）改進(jìn)“亞洲水塔”區(qū)域數(shù)值模式的性能。數(shù)值模擬、觀測(cè)和理論研究是支撐現(xiàn)代氣候?qū)W研究的三大手段。受復(fù)雜地形的影響，當(dāng)前的數(shù)值模式在“亞洲水塔”區(qū)域的性能有待提高，應(yīng)該結(jié)合場(chǎng)地觀測(cè)試驗(yàn)的開(kāi)展，完善現(xiàn)有的數(shù)值模式，發(fā)展對(duì)流分辨率的高分辨率模式（CPM），提升氣候模式在高原地區(qū)的性能；推進(jìn)適用于“亞洲水塔”的地球系統(tǒng)模式中水汽輸送模塊的發(fā)展，為“亞洲水塔”水循環(huán)研究提供關(guān)鍵支撐。

致謝 感謝江潔博士生提供圖 2，亦感謝滿(mǎn)文敏博士對(duì)本文的貢獻(xiàn)。