1 引言
青藏高原（下称高原）面积约为250×104 km2, 平均海拔在4000 m以上, 是世界上海拔最高的高原, 被称为“世界屋脊”。高原特殊的下垫面和大气过程使其成为全球气候变化和环境变化的敏感区和脆弱区, 是全球变化的关键区（吴国雄等, 2013）。同时, 青藏高原是长江、 黄河、 印度河、 恒河等亚洲主要河流的发源地, 被称为“亚洲水塔”（Immerzeel et al, 2010）。近几十年来, 在全球变暖的背景下, 青藏高原的气候发生了显著变化, 例如气温呈显著增加趋势, 降水也发生了一定变化。降水是水循环的重要环节, 高原降水的变化不仅会影响东亚和南亚地区的水资源分布, 同时还对高原自身的水循环（Gao et al, 2014）、 冻土演变（程国栋等, 2013）、 沙漠化进程（郑然, 2015）以及生态环境（Shen et al, 2015）等都有重要影响。
鉴于高原降水的重要影响, 开展了大量关于高原降水变化规律的研究。与高原整体气温显著增加不同, 降水的变化规律呈现出很强的区域性和季节性差异。针对降水变化的空间差异性, 开展了很多分区研究, 但不同研究的结论存在较大差异。根据降水变化趋势的空间差异将不同研究结论分为以下几类: （1）南北差异型: 部分研究认为以唐古拉山为界, 高原南部和北部降水存在反相变化的关系, 高原南部降水增加, 高原北部降水先增加后明显减小（段克勤等, 2008）。（2）东西差异型: 即高原降水变化存在东西差异, 1961 -2001年高原中东部地区降水增加, 西部降水减少（Xu et al, 2007）。（3）中部和边缘差异型: Yang et al（2011）的研究显示1984 -2006年高原年平均降水在中部增加, 边缘地区呈减小趋势, 夏季平均降水的变化趋势也呈现同样的分布特征（Li et al, 2017）。（4）多元型: 利用REOF等方法将高原分为多个小区域, 进而分析出不同小区域降水变化规律的差异（李晓英等, 2016）。
从时间方面来看, 大量研究认为高原年平均降水呈增加趋势（Gao et al, 2014; 李晓英等, 2016; 韩熠哲等, 2017; 郑然等, 2016）, 但在变化速率、 显著性和季节平均降水的变化趋势等方面存在一定的争议。高原降水主要集中在夏季, 夏季降水的变化幅度较小, 而冬季降水增加最快（张磊等, 2007）。Tong et al（2014）利用插值后的观测资料研究表明, 1961 -2007年高原夏季降水呈减小趋势, 春季和冬季降水呈增加趋势。Li et al（2017）的研究结果表明, 1970 -2014年高原大部分站点的夏季降水呈增加趋势。韩熠哲等（2017）分析1980 -2013年的降水变化趋势, 结果显示年平均和季节平均降水均呈增加趋势, 其中春季和冬季增加最快, 但只有春季降水的变化趋势显著。降水量增加的同时, 降水日数却呈减小趋势, 且不同季节的变化趋势存在较大差异。
高原降水不同季节和不同区域的变化规律存在显著差异。由于降水变化的复杂性, 不同研究的结论存在一定的争议, 阻碍了对高原降水变化规律的深入认识。导致争议存在的可能原因是不同研究选取的研究区域、 观测站点、 分析时段、 分析方法等的不同。本文选取了高原上83个观测站点的降水数据, 以资料较为完整的1979 -2016年作为研究时段, 分析青藏高原不同气候区降水的变化规律, 并针对显著变化的月份分析了降水强度和频次的变化特征, 最后从大尺度环流角度分析导致降水显著变化的原因, 有利于进一步了解青藏高原降水的时空分布特征及变化原因, 为实际生产和生活提供更精细的气候信息, 对研究和利用青藏高原水资源具有重要意义。
2 数据来源与方法介绍
2.1 数据来源
降水资料来源于中国气象局气象数据中心, 选取了青藏高原上数据较完整的83个气象观测站点的日降水资料, 观测站点主要分布在高原东部, 西部站点稀少（图1）。由于1979年以前数据缺测较多, 且为了与高空环流场的分析时段保持一致, 因此选取1979 -2016年作为研究时段。研究表明, 欧洲中期天气预报中心的ERA-Interim再分析资料对青藏高原水循环的描述要优于其他常用的再分析资料（Gao et al, 2014; 谢欣汝等, 2018）, 因此选用0.5°×0.5°的ERA-Interim再分析资料分析高原整层水汽输送, 包括月平均风场、 比湿场和水汽通量散度场, 垂直层数为37层, 从1000 hPa到1 hPa（Dee et al, 2011）。
2.2 方法介绍
整层水汽输送通量公式如下:
整层水汽输送通量散度公式如下:
式（1）、 （2）中: 为水汽输送通量（单位: kg·m-1·s-1）; g为重力加速度; q为各层大气的比湿（单位: g·kg-1）; 为各层大气风速矢量（单位: m·s-1）, 包括纬向风u和经向风v; Ps为近地面气压（单位: hPa）; Pt为上界气压（单位: hPa）， 此处设置为10 hPa。式（2）右侧两项分别为水汽平流项和风场辐合项（黄荣辉等, 2010）。
青藏高原下垫面复杂, 气候类型丰富, 不同气候区的气候变化规律可能存在较大差异。为避免高原整体空间平均掩盖小尺度区域气候变化特征, 根据气象观测站点地理位置和气候特征, 将83个站点划分为11个气候区, 具体见表1（丁一汇等, 2013）, 进而分析不同气候区的降水变化特征。为方便表达, 下文中用地名表示气候区名称。研究表明, 青藏高原气候在1998年前后发生了一些突变现象。郭巧玲等（2011）的研究表明青藏高原北部黑河流域上游径流在1998年发生突变。青藏高原东南部降水在1998年后明显减少（刘田等, 2018）。Gao et al（2014）进一步指出青藏高原降水、 气温和径流在1998年存在突变现象, 1998年是青藏高原气候变化的关键年。青藏高原年平均气温在1996 -1998年也出现突变现象（丁一汇等, 2008）。因此以1998年为界选取两个长度相等的时间段（1979 -1997年和1998 -2016年）, 研究降水的变化规律及其成因。
表1 青藏高原上11个气候区及其包含的气象站点Table 1 Eleven climatic regions and meteorological stations in each region over the QTP |
| 序号 | 气候区 | 观测站点序号及名称 |
|---|---|---|
| R1 | 东喜马拉雅南翼高原亚热带山地湿润区 | 69波密、 77察隅、 81贡山、 83维西 |
| R2 | 横断山脉东、 南部高原温带湿润区 | 63马尔康、 65小金、 66松潘、 67嘉黎、 72理塘、 73林芝、 76康定、 78德钦、 79木里、 80九龙、 82中甸 |
| R3 | 横断山脉中、 北部高原温带半湿润区 | 41杂多、 43玉树、 54索县、 55丁青、 56囊谦、 57昌都、 58德格、 59甘孜、 62道孚、 68洛隆、 70巴塘、 71新龙、 74左贡、 75稻城 |
| R4 | 藏南高山谷地高原温带半干旱区 | 29当雄、 30拉孜、 31日喀则、 32尼木、 33拉萨、 34聂拉木、 35定日、 36江孜、 37错那、 38隆子、 39帕里 |
| R5 | 祁连山青东高原温带半干旱区 | 4托勒、 5野牛沟、 6祁连、 9德令哈、 10刚察、 11门源、 14都兰、 15恰不恰、 16西宁、 17贵德、 19兴海、 20贵南、 21同仁、 53合作 |
| R6 | 柴达木盆地与昆仑山北翼高原温带干旱区 | 1茫崖、 2于田、 3冷湖、 7小灶火、 8大柴旦、 12格尔木、 13诺木洪 |
| R7 | 阿里山地高原温带干旱区 | 22狮泉河、 27普兰 |
| R8 | 若尔盖高原亚寒带湿润区 | 50久治、 51玛曲、 52若尔盖、 60班玛、 61色达、 64红原 |
| R9 | 果洛那曲高山谷地高原亚寒带半湿润区 | 25安多、 26那曲、 42曲麻莱、 45清水河、 46石渠、 47果洛、 48达日、 49河南 |
| R10 | 青南高原亚寒带半干旱区 | 18伍道梁、 40托托河、 44玛多 |
| R11 | 羌塘高原亚寒带半干旱区 | 23改则、 24班戈、 28申扎 |
3 结果分析
3.1 青藏高原降水的年际变化
从年总降水量来看, 1979 -2016年青藏高原整体降水呈增加趋势, 但变化不显著[图2(a)]。从青藏高原各月降水的变化来看, 只有5月和12月降水的变化趋势显著, 分别以4.25 mm·(10a)-1和-0.92 mm·(10a)-1的速率增加和减少。9月降水的总体减小趋势不显著, 但不同阶段的变化显著, 2009年前降水显著减小, 变化率为-3.70 mm·(10a)-1, 2009年后呈显著增加趋势, 增加率达到28.92 mm·(10a)-1[图2(c)]。对比1998年前后的变化, 5月、 8月、 9月和12月的降水发生了显著变化, 其中5月降水增加了21.5%, 12月降水减少了53.2%（表2）。下面选取降水显著变化的5月、 9月和12月做进一步分析。
图2 1979 -2016年青藏高原全年、 5月、 9月和12月降水量的年际变化Fig.2 Interannual variation of precipitation during 1979 -2016 for annual, May, September and December over the QTP |
表2 青藏高原1979 -2016年各月降水的变化趋势和1998 -2016年相对于1979 -1997年的变化量与变化率Table 2 Precipitation trend during 1979 -2016, precipitation change and its change rate between 1998 -2016 and 1979 -1997 in each month over the QTP |
| 月份 | 变化趋势 /[mm·(10a)-1] | 变化量 /mm | 变化率 /% |
|---|---|---|---|
| 1 | 0.33 | 0.29 | 6.2 |
| 2 | 0.17 | -0.50 | -6.0 |
| 3 | -0.63 | -2.28 | -12.3 |
| 4 | 1.28 | 2.33 | 9.0 |
| 5 | 4.25 | 9.26 | 21.5 |
| 6 | 0.88 | 2.98 | 3.6 |
| 7 | 0.21 | 2.18 | 2.1 |
| 8 | 0.63 | 6.81 | 7.8 |
| 9 | -0.74 | -3.20 | -4.5 |
| 10 | -0.11 | 1.75 | 6.3 |
| 11 | 0.31 | 0.58 | 11.8 |
| 12 | -0.92 | -2.10 | -53.2 |
粗体表示通过了95%的显著性检验 |
不同气候区的降水特征及其变化存在较大差异, 若只从高原整体分析降水的变化规律, 则可能会掩盖不同区域降水的变化特征。随着区域尺度降水变化规律的精细化分析的需求增加、 观测站点的加密和高分辨率模式模拟性能的提高, 有必要从区域尺度开展精细化分析, 为实际生产、 生活提供更有价值的气候信息。因此进一步对比了青藏高原11个气候区1979 -1997年和1998 -2016年平均降水的年内分布特征（图3）。
高原整体平均降水的年内分布特征在1998年前后的显著变化主要表现为5月和8月的降水增加, 9月和12月的降水减少[图3(a)]。高原平均降水的年内分布特征变化较小, 但部分气候区降水的年变化特征呈现较大变化。根据1998年前后降水的年内分布型态和峰值的变化将11个气候区分为三类。第一类为降水峰值显著增大的气候区, 包括藏南地区、 青南高原和羌塘高原等半干旱区[图3(b)~(d)]。例如青南高原5 -9月降水明显增加, 7月降水增加了15.78 mm[图3(c)]。第二类为年内分布型态显著变化的气候区, 包括东喜马拉雅湿润区、 横断山脉东南部湿润区和中北部半湿润、 阿里干旱区[图3(e)~(h)], 例如东喜马拉雅湿润区降水的年变化呈双峰型, 降水的第一个峰值出现的月份由1979 -1997年的3月推迟到1998 -2016年的4月[图3(e)]。第三类为变化较小的气候区, 包括祁连山半干旱区、 柴达木干旱区和若尔盖湿润区和果洛半湿润区[图3(i)~(l)]。
3.2 降水变化趋势的空间分布
选取了降水量变化较为显著的月份, 分析了高原83个站点降水量变化趋势的空间分布（图4）。图4(a)显示高原大部分站点1979 -2016年的年降水量呈增加趋势, 且35°N以北的部分站点显著增加, 主要位于青南和祁连山半旱区。东喜马拉雅湿润区降水呈减小趋势。高原绝大部分站点5月降水呈增加趋势, 显著增加的站点主要集中在31°N -35°N, 呈带状分布。9月降水的变化趋势呈现明显的南北差异, 35°N以北的站点呈增加趋势, 其中柴达木干旱区和祁连山半干旱区显著增加, 分别增加了113.0%和32.2%, 35°N以南的绝大部分站点呈减小趋势。绝大部分站点12月降水呈减小趋势, 且高原南部地区降水显著减小, 藏南半干旱区和阿里干旱区分别减少80.5%和79.4%。
图4 1979 -2016年青藏高原83个站点全年、 5月、 9月和12月降水量变化趋势的空间分布[单位: mm·(10a)-1]上三角表示降水增加, 倒三角表示降水减少, 实心三角表示通过了95%的显著性检验 Fig.4 Distribution of precipitation trends in 1979 -2016 from 83 stations over the QTP for annual, May, September and December.Unit: mm·(10a)-1.Upper triangles mean precipitation increases, while inverted triangles mean precipitation decreases.Solid triangles mean trends that passed the 95% significance test |
3.3 降水频次、 强度和累积降水量的变化
为进一步了解降水的变化特征, 分析了5月、 9月和12月的降水频次、 强度和累积降水量的变化特征。如图5所示, 1998 -2016年5月青藏高原和绝大部分气候区的降水频次和降水强度相对于1979 -1997年均增加, 共同导致了累积降水量的增加[图5(a)]。9月有4个气候区（阿里和柴达木干旱区、 祁连山和青南半干旱区）的降水频次和降水强度均增加, 导致总降水量也增加。其余7个气候区降水频次、 降水强度和总降水量均减小。从高原平均来看, 1998 -2016年的降水频次相对于1979 -1997年减少, 降水强度却有所增加, 由于降水频次的主要贡献导致了总降水量也减少[图5(b)]。12月所有气候区的降水频次和降水强度均减小, 导致总降水量减小, 且降水较多的气候区减少得更明显, 例如东喜马拉雅湿润区、 藏南半干旱区、 阿里干旱区, 主要集中在高原南部[图5(c)]。
图5 青藏高原和11个气候区1979 -1997年和1998 -2016年5月（a）、 9月（b）和12月（c）降水频次（上）、 降水强度（中）和总降水量（下）的对比星号表示通过了95%的显著性检验 Fig.5 Comparison of precipitation frequency (up), intensity (middle) and total precipitation (down) in May (a), September (b) and December (c) during 1979 -1997 and 1998 -2016 over the QTP and eleven climatic regions.Asterisk means changes that passed the 95% significance test |
总体而言, 对比1998年前后不同气候区的降水频次、 强度和总降水量, 5月绝大部分气候区的总降水量增加, 9月高原北部4个气候区的总降水量增加, 南部的7个气候区减小, 12月所有气候区的降水量均减小。总降水量的变化由降水频次和降水强度的一致变化（同时增加或减小）共同导致。从变化的显著性来看, 不同月份降水频次和强度对总降水量变化的贡献有差异, 5月降水强度的变化对总降水量的影响更大, 而9月和12月降水频次的变化影响更大。
3.4 水汽输送通量及大气环流的变化
青藏高原降水的水汽来源主要是外部的水汽输送, 包括南亚季风、 东亚季风和西风带输送的水汽。水汽输送通量及其散度在很大程度上决定了降水（黄荣辉等, 2010）, 而大气环流的变化会导致水汽输送通量的变化。因此从水汽输送和大气环流角度探究1979 -2016年5月、 9月和12月降水的变化机理。
首先选取了4个对亚洲季风区气候有重要影响的大气环流指数, 分析了这些指数与青藏高原降水的相关性（表3）。4个环流指数中, 只有5月和12月的南亚季风指数与高原降水存在显著的相关性。从空间上来看, 5月大部分站点与南亚季风指数存在显著的正相关, 尤其是受季风影响较大的南部地区, 12月大部分站点与该指数呈显著的负相关（图略）。
表3 1979 -2016年青藏高原5月、 9月和12月降水量与4个大气环流指数的相关系数Table 3 Correlation coefficients between precipitation and four atmospheric circulation indices in May, September and December over the QTP during 1979 -2016 |
| 月份 | 高原季风指数 | 南亚季风指数 | 东亚季风指数 | 西风指数 |
|---|---|---|---|---|
| 5 | 0.12 | 0.60 | -0.07 | 0.04 |
| 9 | 0.20 | 0.03 | -0.03 | -0.25 |
| 12 | -0.05 | -0.43 | 0.23 | 0 |
粗体表示通过了95%的显著性检验 |
图6 1979 -2016年青藏高原5月、 9月和12月整层水汽输送通量（矢量, 单位: kg·m-1·s-1）及其散度（彩色区, 单位: ×10-6 kg·m-2·s-1）的气候平均态（左）和1998 -2016年与1979 -1997年的差值（右）Fig.6 Climatic means of vertical integrated water vapor flux (vector, unit: kg·m-1·s-1) and divergence (color area, unit: ×10-6 kg·m-2·s-1) in May, September and December averaged in 1979 -2016 (left) and their differences between 1998 -2016 and 1979 -1997 over the QTP (right) |
表3显示5月南亚季风指数与高原降水存在显著的正相关。进一步分析显示, 5月南亚季风指数呈增加趋势（图略）, 南亚夏季风增强, 导致达到高原的西南季风增强, 水汽辐合增强, 高原上空湿度增加, 且上升运动增强, 最终导致5月降水量的增加[图7(a)]。Zhang et al (2017)和Chen et al (2017)的研究结果表明, 南亚大陆和印度洋之间的海陆温差变化导致南亚夏季风提前、 增强, 进而导致西南风增强, 高原水汽辐合增强, 且水汽输送通量的增加主要是由风场的辐合导致。从1998年前后5月500 hPa环流场的变化来看, 在高原以南的孟加拉湾和以北的蒙古地区均存在位势高度的负异常及气旋环流异常, 从而导致高原的风场辐合增强。孟加拉湾位势高度的负异常可以加快5月副热带高压的断裂, 有利于南亚夏季风的提前建立[图7(a)]。
图7 青藏高原1998 -2016年与1979 -1997年平均的500 hPa位势高度差值（彩色区, 单位: m2·s-2）和U-V风场差值（矢量, 单位: m·s-1）（左）, 以及80°E -105°E平均的V-W风场差值（矢量, 单位: m·s-1）和比湿差值（彩色区, 单位: g·kg-1）（右）灰色阴影表示海拔 Fig.7 Differences of geopotential height (color area, unit: m2·s-2), the U-V wind (vector, unit: m·s-1) at 500 hPa (left), the V-W wind (vector, unit: m·s-1) and the specific humidity (color area, unit: g·kg-1) averaged over 80°E -105°E (right) between 1998 -2016 and 1979 -1997 over the QTP.The gray shadow indicates altitude |
9月高原仍然受到印度西南季风的影响, 东南部由西南季风输送的水汽仍然较多, 水汽辐合较强, 降水较多[图6(b)]。对比1998年前后的变化, 后期存在向北的水汽输送异常, 印度洋的暖湿气流向北输送加强, 导致高原整体的水汽含量增加。但从水汽输送通量散度的变化来看, 1998年后, 高原水汽输送通量散度大致以35°N为界呈不同的变化特征, 35°N以北存在辐合异常, 以南存在辐散异常, 从而导致高原北部降水呈增加趋势, 南部降水呈减小趋势。
青藏高原湿季降水的水汽主要来源于印度西南季风, 此时水汽输送通量较强, 降水较多; 干季主要受西风带控制, 水汽输送通量较小, 降水较少。12月高原主要受西风带控制, 西风较强, 但水汽含量较少, 从而使得水汽输送通量较小。水汽输送通量辐合（辐散）强度也较小, 导致高原12月降水占全年总降水量的比例较小。从1998年前后的变化来看, 12月高原大部分地区存在向南的水汽输送异常, 且大部分地区水汽输送通量的辐散增强[图6(c)]。水汽输送通量散度可以分解为水汽平流项和风场辐合项, 结合位势高度和水汽含量的变化来看, 500 hPa高空位势高度存在负异常, 导致了气旋式环流异常, 高原上空的北风分量增加, 向高原输送更多干冷空气, 高原上空水汽含量减少, 水汽平流项为正, 导致水汽输送通量散度增强[图7(c)], 进而导致高原12月份降水的减少, 而这与南亚冬季风环流的变化具有一定的相关性（表3）。
4 结论与讨论
利用1979 -2016年青藏高原83个站点的观测降水资料, 分析了降水的变化规律, 着重分析了显著变化的5月、 9月和12月, 并从水汽输送通量的角度对降水的变化进行了初步解释。主要结论如下:
（1） 1979 -2016年青藏高原年降水量呈不显著的增加趋势, 但是5月降水显著增加, 变化速率达到4.25 mm·(10a)-1, 12月降水显著减小, 9月降水先减小后增加。从降水的年循环来看, 1998 -2016年相对于1979 -1997年高原整体平均降水的年循环变化较小。不同气候区平均降水的年循环变化差异较大, 藏南地区、 青南高原和羌塘高原等半干旱区的降水峰值显著增大; 东喜马拉雅湿润区、 横断山脉东南部湿润区和中北部半湿润、 阿里干旱区的年内分布曲线发生显著变化; 而祁连山半干旱区、 柴达木干旱区和若尔盖湿润区和果洛半湿润区的变化较小。
（2） 从降水变化趋势的空间分布来看, 1979 -2016年高原大部分站点的年降水量呈增加趋势, 但只有少数站点变化显著。5月大部分站点的降水也呈增加趋势, 高原中部站点变化显著。9月35°N以南的大部分站点的降水减小, 而35°N以北增加。12月大部分站点的降水呈减小趋势。降水量的变化由降水频次和强度的一致变化共同导致。
（3） 高原降水变化趋势的空间分布与1998年前后水汽输送通量散度变化的空间分布较一致, 水汽输送通量散度的变化对降水的变化具有重要影响。5月南亚夏季风的提前、 增强, 导致高原南部西南季风加强, 水汽辐合和上升运动均增强, 进而导致高原5月降水增加。9月东亚500 hPa位势高度增强, 存在异常的反气旋环流, 高原上空南风分量增强, 导致高原南部辐散加强, 北部水汽含量增加, 从而导致高原南部降水减少, 北部降水增加。12月东亚500 hPa高度存在气旋式环流异常, 导致高原上空北风分量增强, 向高原输送了更多干冷空气, 从而导致12月份高原降水减少。
青藏高原下垫面特征复杂, 气候类型丰富, 不同季节的气候受不同的天气系统和环流系统控制, 导致高原降水的变化特征呈现较强的区域和季节差异性, 大尺度的空间和时间平均会掩盖降水的显著变化特征, 有必要从时间和空间上进行精细化分析, 为高原生产、 生活提供更有价值的气候信息。本文仅从水汽输送角度初步解释了降水的变化原因, 水汽输送受不同季节环流系统的控制, 后期有必要分析不同环流系统对降水的影响机理, 为降水预测提供理论依据。