周天軍 高 晶 趙 寅 張麗霞 張文霞

1 中國科學(xué)院大氣物理研究所 北京 100029 2 中國科學(xué)院青藏高原研究所 北京 100101 3 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 4 中國科學(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、長江、黃河等，為超過 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，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，與水汽輸送過程相關(guān)的旱澇事件頻發(fā)[5-7]。研究水汽輸送過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“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% 的水汽來源[9]?；诶窭嗜账粉櫮Ｐ偷姆治霰砻鳎咴饕獊碓从诔嗟牢饔《妊笾涟⒗５募?xì)長輸送帶和孟加拉灣；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。近年來國際上開始通過在大氣環(huán)流模式中加入水汽示蹤物來追蹤水汽的來源?；?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[1]。

從更長時(shí)間的變化趨勢(shì)來看，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 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，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 69%（21%）的水汽來源于陸地（海洋），主要由來自西部的西風(fēng)急流和來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）降水水汽來源的不同，結(jié)果表明，來自亞洲季風(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)閬碜詺W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。就來自印度次大陸的水汽來說，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。具體來說，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，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 年以來增加，南亞夏季風(fēng)爆發(fā)提前，來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夏季北大西洋濤動(dòng)（NAO）和中緯度波列實(shí)現(xiàn)的。具體來說，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)異常通過印度季風(fēng)區(qū)北部的異常氣旋或反氣旋式環(huán)流來影響水汽輸送。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)。基于再分析數(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)開展 20 余載[26]。已開展的站點(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。過渡模態(tài)表現(xiàn)為降水 δ18O 沒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)定同位素通過瑞利分餾過程進(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 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程；同時(shí)，200 hPa 大氣環(huán)流通過羅斯貝波將青藏高原與赤道太平洋海域聯(lián)系起來，通過遙相關(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。通過在喜馬拉雅山南坡加德滿都和北坡定日 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)傳輸水汽開始控制南坡加德滿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與外來水汽量的相對(duì)貢獻(xiàn)比例有待明晰，亟待通過場(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)分自然變率和人類活動(dòng)對(duì)“亞洲水塔”的影響。青藏高原在過去 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，亦感謝滿文敏博士對(duì)本文的貢獻(xiàn)。