第1章藏东南地区水分循环的气候变化特征
青藏高原作为全球*高和*大的地形，其特殊地形的热力驱动使得暖湿气流从低纬海洋向高原输送和汇聚，是全球能量、水汽交换和水分循环*重要的地区之一。藏东南地区作为青藏高原*重要的水汽通道，水汽含量在高原分布*为充沛，它与低纬海洋季风活跃区构成水汽输送的关键区。藏东南地区处于气候、生物和生态的过渡带，地表水资源十分丰富，是东亚地区多条重要河流的发源地和流经地，地表水资源占中国的1/3以上，是目前世界上气候类型多样性、物种多样性和生态多样性*为典型和*为集中的区域之一，同时也是我国海洋性冰川*为集中、冰川消融*为剧烈、东亚陆-气相互作用*为敏感的地区之一。
水循环是极其复杂且重要的自然过程，主要包括蒸散发、水汽输送、降水、径流和下渗五个环节。水汽通过随气流不断运动和相变来实现空间转移，将各种水体联合构成连续统一的水圈，在水循环过程中将水圈、大气圈、冰冻圈、生物圈和岩石圈等紧密地联系在一起，形成相互联系和相互制约的统一体。水循环的存在可以促进自然环境中物质和能量转化迁移，塑造地貌生态特征，同时水循环中的蒸发、水汽输送和降水均在大气中进行，其对天气和气候变化具有重大影响。藏东南地区作为全球变化响应*为脆弱的地区之一，其水循环的强弱及水汽输送路径变化可以直接影响区域乃至全球的天气、气候、生态和水资源变化。对藏东南地区及其周边海洋季风关键区长期观测统一设计，构建一个以东亚、高原、海洋、陆地为目标，点-面结合，以点带面，经济有效的多交叉、多要素、全天候的综合长期观测网络，开展精细化的水分循环以及大气-陆面-生态系统多圈层相互作用观测研究，对于进一步认识藏东南地区水循环特征，预估和揭示水循环变化对当地乃至东亚区域生态圈的影响程度和机理，研究全球变化背景下藏东南地区水资源的科学开发利用具有重要的科学意义。本章*先介绍了青藏高原南部地区(27°N～32.5°N，85°E～98.5°E)的降水气候特征，然后重点对藏东南地区(28°N～32°N，90°E～102°E)降水和水汽收支特征进行分析，给出了该地区水汽输送和降水的空间分布及变化特征。
1.1 青藏高原南部地区降水分布的气候特征
1.1.1 年平均降水的气候特征
青藏高原降水的空间分布自东南向西北逐渐减少，大部分年降水量主要发生在夏季(6～8月)，占全年总量的60%～70%，其次是秋季和春季，冬季(12月至次年2月)*少，降水量占比不到10%，夏季降水明显强于冬季降水(Feng and Zhou，2012)。藏东南地区水汽丰沛，气候湿润，年平均降水量为500～1000 mm(Wang et al.，2018)[图1.1(a)]，雅鲁藏布江下游至上游年降水量跨度较大，下游段墨脱县年降水量约3500mm，中游段的米林市和日喀则市分别约为600mm和420mm，中游上段的拉孜县和仲巴县分别约为310mm和280mm，梯度变化明显，流域内年降水量60%～90%主要集中在6～9月(聂宁等，2012)。冬季雪(雨夹雪)/降水和夏季雨/降水的空间分布呈现相反特征，即雪与降水比值低的地区通常对应于雨与降水比值高的地区(Zhu et al.，2017)(图1.2)。
1.1.2 藏东南地区降水变化特征
藏东南地区月平均降水强度呈现正态分布特征，较大的降水强度主要分布在5～9月，平均降水强度超过1.5 mm/d，7月降水强度*大，约4.3 mm/d[图1.3(a)]，位于藏东南地区喇叭口处的波密站3～10月降水强度均超过1.5 mm/d，且降水强度在3～10月差异不大，*大降水强度发生在6月[图1.3(b)]，藏东南地区的降水强度与地形和季风活动密切相关。
在日降水变化上，青藏高原东南部(西部和北部)小时降水频率和强度高(低)。青藏高原上的大多数站点在午后至午夜前存在降水高峰，午后至傍晚(傍晚至午夜前)的降水峰值主要由持续时间短(长)的降水事件促成(Li，2018)(图1.4)。藏东南地区的日降水变化与青藏高原中心区的日降水变化表现出不同特征，藏东南地区的日降水峰值比青藏高原中心区的降水峰值出现的平均时间晚4～7h，藏东南地区的降水峰值平均出现在当地时间19时前后，而青藏高原中心区的降水峰值一般出现在中午前后(Xu and Zipser，2011；Xu et al.，2012)。藏东南地区降水峰值出现时间可能与台站位置和地表反照率密切相关，在藏东南地区常规观测台站大多位于山谷中，其观测到的降水峰值多出现在夜间，而位于山坡上的台站观测的降水峰值平均出现在午后(Chen et al.，2012)。在藏东南地区，强降水发生时，对流层顶高度一般在5～11km，*大可达16km以上。统计分析发现，在夏季风期间，藏东南河谷地区强降水持续时间为5～11h，主要与大尺度季风环流和山谷对流有关(Zeng et al.，2021)。
红色、蓝色、绿色和棕色单位向量分别代表当地标准时间(LST)15:00～21:00、21:00～03:00、03:00～09:00和09:00～15:00之间出现降水峰值(Li，2018)。有双(多)峰的站点用棕色圆圈(蓝色三角)标记。(b)和(c)与(a)相同，但分别表示降水长持续时间、短持续时间事件
自20世纪60年代以来，青藏高原正经历暖湿化趋势(图1.5)，就高原整体而言，高原西北地区的年平均降水量增加3.99 mm/10a，高原东南地区增加16.84 mm/10a (You et al.，2015)，冬季和春季的降水增加趋势明显，高原整体平均分别为4.74 mm/10a和1.05 mm/10a(You et al.，2012)，秋季降水变化不明显，夏季降水在不同地区都有增加和减少，高原降水的变化存在明显的区域和季节性差异(Kuang and Jiao，2016)。暖湿化主要发生在高原的中心区域，在夏季这种特征尤为突出[图1.5(c)]。有研究表明(Sun et al.，2020)，自1979年以来，青藏高原夏季暖湿化可能与高原上空的西风减弱有关，后者在年代际时间尺度上与AMO显著相关。自20世纪90年代中期以来，AMO一直处于正位相阶段(北大西洋海面温暖异常)，通过海气和波流的相互作用，在欧亚大陆上空激发一连串气旋和反气旋异常。在青藏高原中部以东有一个异常的反气旋，在高原西部存在一个异常的气旋，前者削弱了西风，使得水汽滞留在高原中部上空，而后者促进了水汽从阿拉伯海向高原中部的输送，因此引起高原中部夏季降水的增加。
对于藏东南地区，基于1961～2012年藏东南地区14个站点的月降水数据分析发现，藏东南地区的区域平均年降水量呈现上升趋势(超过78%的站点呈增加趋势)，年降水量平均增加约1mm，显著的降水量上升趋势主要发生在春季，超过93%的站点呈现降水量增加的趋势(图1.6)。降水量随海拔的变化并不明显，*大的降水量增加和减少主要发生在降水量的高值区(Zhang et al.，2015)。夏季降水量呈现与高原北部和中心区域相反的趋势变化，形成一对偶极子[图1.7(c)]，尤其是1998～2014年夏季，藏东南地区的降水量存在显著的下降趋势，平均每个夏季下降5.29 mm[图1.7(a)]，其变化可能主要由强降水频次和弱降水强度下降导致[图1.7(b)～(f)]。
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