青藏高原水汽來源及其對(duì)降水變化的貢獻(xiàn)

摘要：1980年以來，青藏高原降水呈現(xiàn)北增南減的變化趨勢(shì)，增加了水資源系統(tǒng)的復(fù)雜性和不確定性。為探討其中原因，在已有降水再循環(huán)率計(jì)算方法的基礎(chǔ)上，提出水汽輸送追蹤與不同水汽源區(qū)貢獻(xiàn)率的估算新方法，量化不同水汽源區(qū)對(duì)青藏高原降水及其降水變化的貢獻(xiàn)。研究表明：1980—2020年印度季風(fēng)控制的西南源區(qū)、西風(fēng)帶控制的西部源區(qū)、本地再循環(huán)源區(qū)以及東亞季風(fēng)控制的東南源區(qū)對(duì)青藏高原降水的水汽貢獻(xiàn)率分別為38.5%、31.6%、24.6%和0.2%；西南源區(qū)為高原整體降水的增加貢獻(xiàn)了42.9%的水汽，并且是高原西南部降水增加的主要水汽貢獻(xiàn)者；本地再循環(huán)源區(qū)為高原整體降水的增加貢獻(xiàn)了36.2%的水汽，是高原中部和北部降水增量的主要水汽貢獻(xiàn)者；西部源區(qū)僅為高原整體降水的增加貢獻(xiàn)了10.6%的水汽，并且其對(duì)高原西北部降水的水汽貢獻(xiàn)量呈增加趨勢(shì)，而對(duì)東部和南部降水的水汽貢獻(xiàn)量有所減少。

關(guān)鍵詞：降水變化；水汽輸送；降水再循環(huán)；印度季風(fēng)；西風(fēng)；青藏高原

青藏高原作為“亞洲水塔”，其水循環(huán)特征的變化影響數(shù)十億人的生活[1]。青藏高原對(duì)氣候變化具有高度的敏感性，其氣候變暖速率幾乎是全球變暖速率的1.5～2倍[2]。在氣候變暖的背景下，1980年以來青藏高原的降水量總體呈現(xiàn)增加的趨勢(shì)，同時(shí)，其降水變化具有明顯的空間差異性，高原內(nèi)流區(qū)和北部外流區(qū)（包括長江和黃河源區(qū)）的降水量顯著增加，而南部外流區(qū)的降水量則有所減少[3-4]。

關(guān)于青藏高原降水變化的原因，很多研究者從水汽輸送的角度進(jìn)行了解釋。青藏高原外來水汽主要由西風(fēng)以及印度季風(fēng)輸送。西風(fēng)輸送的水汽來自大西洋東部中緯度地區(qū)以及歐亞大陸青藏高原以西區(qū)域，主要從高原西部邊界進(jìn)入；印度季風(fēng)輸送的水汽來自阿拉伯海、次印度大陸以及孟加拉灣，主要從高原南部邊界進(jìn)入[5-6]。1980年以來，印度季風(fēng)控制的水汽源區(qū)對(duì)青藏高原的水汽輸送存在北增南減的空間特征[3，6]；西風(fēng)控制的水汽源區(qū)對(duì)青藏高原西北部的水汽輸送增加，而對(duì)南部減少[3，7]。除了外來水汽，青藏高原內(nèi)部的再循環(huán)水汽也影響著降水變化，青藏高原內(nèi)部的水汽再循環(huán)率增大是降水增加的原因之一[8]。然而，已有研究對(duì)青藏高原不同區(qū)域降水變化的主導(dǎo)因素存在不同認(rèn)識(shí)。如Zhang等[3]認(rèn)為印度季風(fēng)水汽和高原再循環(huán)水汽對(duì)青藏高原北部（35°N以北）的降水量增加分別貢獻(xiàn)了35.8%和51.7%，但對(duì)青藏高南部沒有貢獻(xiàn)；同時(shí)，西風(fēng)控制區(qū)的水汽減少，導(dǎo)致青藏高原南部（30°N以南）降水量減少。Zhou等[9]認(rèn)為西風(fēng)減弱引起的東部邊界水汽輸出減少促成了青藏高原北部的濕潤趨勢(shì)。因此有必要進(jìn)一步明晰不同水汽源區(qū)對(duì)青藏高原水汽貢獻(xiàn)變化的空間差異性，以便全面理解青藏高原的降水變化特征。

本文以Eltahir等[10]提出的逐柵格降水再循環(huán)率迭代計(jì)算公式為基礎(chǔ)，提出了一種新的水汽追蹤方法，計(jì)算了不同水汽源區(qū)對(duì)青藏高原降水的水汽貢獻(xiàn)率，并從水汽來源的角度剖析青藏高原降水變化的原因。

1研究區(qū)與數(shù)據(jù)來源

1.1研究區(qū)概況

本文研究區(qū)為青藏高原位于中國境內(nèi)的區(qū)域，分為7個(gè)子區(qū)（圖1（a））。青藏高原受西風(fēng)帶和東亞季風(fēng)交替影響，高原北部常年受西風(fēng)主導(dǎo)，降水稀少，而高原南部6—9月受印度季風(fēng)影響，降水較豐富（圖1（b））。實(shí)際蒸散發(fā)量的空間分布與降水量空間分布相似，從東南向西北逐漸下降（圖1（c））。

1.2數(shù)據(jù)來源

本研究使用國家氣象信息中心提供的中國地面降水逐日格點(diǎn)數(shù)據(jù)集及歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心提供的第五代大氣再分析數(shù)據(jù)（ERA5），時(shí)間范圍為1980—2020年。降水?dāng)?shù)據(jù)集是利用地面觀測(cè)數(shù)據(jù)采用薄盤樣條法空間插值生成的水平分辨率為0.5°×0.5°的格點(diǎn)數(shù)據(jù)。ERA5是逐月單層平均數(shù)據(jù)，包括實(shí)際蒸散發(fā)量及垂直積分的經(jīng)向和緯向水汽通量，水平分辨率為0.25°×0.25°。通過最鄰近重采樣方法將2套數(shù)據(jù)的水平分辨率統(tǒng)一為0.25°×0.25°。

2研究方法

2.1降水再循環(huán)率計(jì)算

在一個(gè)地區(qū)形成局部降水的大氣水汽通常分為2類來源：區(qū)域內(nèi)的局部蒸發(fā)水汽和區(qū)域外的平流水汽，其中，由研究區(qū)內(nèi)蒸散發(fā)水汽凝結(jié)形成的降水被稱為再循環(huán)降水。再循環(huán)降水與總降水的比值被稱為降水再循環(huán)率（ρ），用于表征局地水汽再循環(huán)的強(qiáng)度[11]：

式中：Pw為來自該區(qū)域內(nèi)的水汽所形成的再循環(huán)降水；Po為來自區(qū)域外的水汽所形成的降水。

Eltahir等[10]基于大氣水分平衡方程和大氣充分混合假設(shè)，構(gòu)建了一個(gè)基于網(wǎng)格氣象數(shù)據(jù)迭代計(jì)算降水再循環(huán)率的二維模型，采用式（2）計(jì)算一個(gè)研究區(qū)域內(nèi)任一柵格的降水再循環(huán)率：

式中：Iw為流入該柵格的來自研究區(qū)域內(nèi)的水汽；E為該柵格內(nèi)部蒸發(fā)的水汽；Io為流入該柵格的來自研究區(qū)域外的水汽；I為流入柵格內(nèi)的總水汽量。

2.2不同水汽源區(qū)對(duì)目標(biāo)區(qū)域的水汽貢獻(xiàn)估算方法

本文以Eltahir等[10]的逐柵格降水再循環(huán)率迭代計(jì)算公式為基礎(chǔ)，提出了一個(gè)新的水汽追蹤方法，用于計(jì)算不同水汽源區(qū)對(duì)青藏高原的水汽貢獻(xiàn)率。根據(jù)Eltahir等[10]的降水再循環(huán)率計(jì)算模型，當(dāng)柵格位于某水汽源區(qū)內(nèi)部時(shí)，該水汽源區(qū)對(duì)該柵格的水汽貢獻(xiàn)率等同于降水再循環(huán)率，采用式（2）計(jì)算；當(dāng)計(jì)算柵格位于水汽源區(qū)外部時(shí)，其蒸散發(fā)不屬于該水汽源區(qū)的水汽，因此移除式（2）分子中的蒸散發(fā)項(xiàng)。這樣，水汽源區(qū)k對(duì)任一柵格（i，j）的水汽貢獻(xiàn)率（ρk）采用式（3）計(jì)算：

將水汽源區(qū)k的水汽貢獻(xiàn)率乘以柵格（i，j）的總降水量（P），就得到水汽源區(qū)k對(duì)該柵格的降水貢獻(xiàn)量（Pk）：

3結(jié)果及分析

3.1不同水汽源區(qū)對(duì)青藏高原的水汽輸送量

根據(jù)相關(guān)研究[3，12]，青藏高原水汽來源可以劃分為4個(gè)區(qū)域，分別為由西風(fēng)輸送的西部源區(qū)、由印度季風(fēng)輸送的西南源區(qū)、由東亞季風(fēng)輸送的東南源區(qū)以及本地再循環(huán)源區(qū)。根據(jù)ERA5再分析數(shù)據(jù)的多年平均水平水汽通量特征，參考Zhang等[3]基于WAM模型對(duì)青藏高原水汽來源的研究結(jié)果，將整個(gè)計(jì)算區(qū)域限定在25°S—65°N、40°W—140°E之間，并確定了各水汽源區(qū)的地理范圍（圖2）。

1980—2020年各水汽源區(qū)多年平均的全年、1月、7月水汽輸入量見圖3，不同源區(qū)的水汽輸送量空間分布具有顯著的季節(jié)性差異。本地再循環(huán)源區(qū)由當(dāng)?shù)卣羯l(fā)產(chǎn)生的水汽隨高原季風(fēng)從青藏高原西部向東部輸送，主要影響高原中東部地區(qū)以及高原以東的外圍區(qū)域（圖3（a））。1月份高原蒸散發(fā)對(duì)大氣水汽貢獻(xiàn)量較?。▓D3（b））；到7月份時(shí)，水汽量增多且水汽影響范圍明顯擴(kuò)大（圖3（c））。

西部源區(qū)的水汽主要從高原的北側(cè)及西側(cè)邊界輸入（圖3（d））。1月份時(shí)，西部源區(qū)的水汽輸入量較小，但影響范圍較廣，能夠影響到高原較南部區(qū)域（圖3（e））；到7月份，由于西風(fēng)急流的北移以及高原季風(fēng)增強(qiáng)，西部源區(qū)水汽的影響范圍縮小至北部和西北部，但是向高原的水汽輸入量比1月份顯著增加（圖3（f））。

西南源區(qū)的水汽隨印度季風(fēng)從南邊界進(jìn)入，主要影響高原南部區(qū)域（30°N以南）（圖3（g））。1月份時(shí)（圖3（h）），西南源區(qū)的水汽主要從雅魯藏布谷地進(jìn)入青藏高原，水汽輸入量由高原東南部向西北部遞減；7月份時(shí)（圖3（i）），西南源區(qū)的水汽分為2個(gè)部分，一部分依舊由雅魯藏布大峽谷進(jìn)入高原東南部，另一部分水汽在印度中東部通過“抬升—翻越”機(jī)制直接進(jìn)入高原西南部[13]。Liu等[14]也指出來自印度洋和阿拉伯海的水汽經(jīng)過印度半島和孟加拉灣，從青藏高原的西側(cè)和南側(cè)進(jìn)入青藏高原內(nèi)部。

東南源區(qū)的水汽隨東亞季風(fēng)向高原輸送途中，受印度季風(fēng)阻攔而轉(zhuǎn)向[15]，這部分的水汽僅在夏季對(duì)高原東部邊緣區(qū)域有微小的影響（圖3（j）—圖3（l））。前人研究結(jié)果也表明，東亞季風(fēng)對(duì)青藏高原的水汽貢獻(xiàn)是可以忽略的[16]。

3.2不同水汽源區(qū)對(duì)青藏高原的水汽貢獻(xiàn)率

從全年來看，本地再循環(huán)源區(qū)對(duì)青藏高原水汽貢獻(xiàn)率（即降水再循環(huán)率）的空間分布呈現(xiàn)由西向東、由南北兩端邊緣向中間遞增的特點(diǎn)（圖4（a））。高原邊緣區(qū)域的降水再循環(huán)率在10%以內(nèi)，而高原中東部（即長江、黃河源區(qū)）的降水再循環(huán)率較高，普遍達(dá)40%以上，尤其在黃河源區(qū)的局部區(qū)域達(dá)50%以上。西部源區(qū)對(duì)青藏高原的水汽貢獻(xiàn)率則隨水汽輸入路徑，呈現(xiàn)由西北向東南遞減的空間分布特征（圖4（d）），由50%以上遞減到5%左右。與之相對(duì)的，西南源區(qū)對(duì)高原的水汽貢獻(xiàn)率呈現(xiàn)自南向北遞減的空間分布特征（圖4（g）），由高原東南部及雅魯藏布江流域的50%以上遞減至高原東北角的5%以下。東南源區(qū)對(duì)青藏高原的水汽貢獻(xiàn)率十分微小，因此沒有在圖4中展示。Zhang等[3]使用WAM-2layers水汽追蹤模型的計(jì)算結(jié)果表明，西風(fēng)輸送的水汽占高原北部降水水汽的38.9%，印度季風(fēng)輸入的水汽占高原南部降水水汽的51.4%。這與本文結(jié)果基本吻合。

不同源區(qū)對(duì)青藏高原的水汽貢獻(xiàn)率具有季節(jié)性差異。1月份時(shí)，受溫度的影響，實(shí)際蒸散發(fā)量較低，因此本地再循環(huán)源區(qū)對(duì)高原的水汽貢獻(xiàn)率較低（圖4（b）），即使在降水再循環(huán)率最高的黃河源區(qū)，貢獻(xiàn)率也小于30%；西部源區(qū)和西南源區(qū)分別是高原北部（圖4（e））與南部（圖4（h））的主要水汽來源，2個(gè)源區(qū)分別在35°N以北及32°N以南地區(qū)的貢獻(xiàn)率超過50%。在7月份時(shí)，實(shí)際蒸散發(fā)量的上升導(dǎo)致了本地再循環(huán)源區(qū)對(duì)高原的水汽貢獻(xiàn)率明顯增高，尤其在高原中東部地區(qū)降水再循環(huán)率普遍大于50%（圖4（c））；同時(shí)受到夏季西風(fēng)急流北移以及高原季風(fēng)增強(qiáng)的影響，西部源區(qū)對(duì)高原東南部以及西南源區(qū)對(duì)高原北部的水汽貢獻(xiàn)率都有所降低（圖4（f）、圖4（i））。

近年來很多文獻(xiàn)報(bào)導(dǎo)了關(guān)于降水再循環(huán)率的計(jì)算結(jié)果。如，Zhang等[3]使用WAM-2layers水汽追蹤模型的計(jì)算結(jié)果表明，高原的平均年降水再循環(huán)率高于20%；Gao等[17]采用WVT水汽追蹤方法與區(qū)域氣候模式（WRF）相結(jié)合計(jì)算出的高原平均降水再循環(huán)率在0.1（11月）～0.4（8月）之間；張宏文等[18]采用QIBT模型，基于全球氣候系統(tǒng)模式（CCSM）和WRF模擬數(shù)據(jù)，計(jì)算出整個(gè)青藏高原的平均降水再循環(huán)率分別為22%和32%；Zhao等[19]利用大氣水汽平衡解析模型基于ERA5再分析資料估算的夏季降水再循環(huán)率為23%；Li等[8]估計(jì)的高原多年平均降水再循環(huán)率為12.2%（夏季最高約26.3%，冬季最低約4.3%）。本研究對(duì)青藏高原年平均降水再循環(huán)率的估計(jì)值為24.6%。對(duì)比這些結(jié)果可以看出，不同研究結(jié)果對(duì)青藏高原的年平均降水再循環(huán)率估算值雖不完全一致，但大體在20%～30%之間，且夏季大于冬季。進(jìn)一步對(duì)比不同文獻(xiàn)中關(guān)于降水再循環(huán)率數(shù)值的空間分布圖，可以看出降水再循環(huán)率高值區(qū)集中在高原的中部或中東部，但彼此間的空間分布差異還是比較大的。這些數(shù)值上的差異與空間分布的差異與不同水汽源區(qū)的范圍界定、計(jì)算柵格的大小、計(jì)算方法以及計(jì)算所依據(jù)的數(shù)據(jù)源都有關(guān)系。

總體而言，西南源區(qū)、西部源區(qū)、本地再循環(huán)源區(qū)以及東南源區(qū)對(duì)青藏高原的水汽貢獻(xiàn)率分別為38.5%、31.6%、24.6%和0.2%。4個(gè)水汽源區(qū)對(duì)青藏高原的水汽輸入占其總水汽輸入的94.9%，剩余5.1%的水汽可能來自某些更加外圍的區(qū)域，例如紅海以西的區(qū)域或者大西洋更加西部的地區(qū)。

3.3不同水汽源區(qū)對(duì)青藏高原降水變化的貢獻(xiàn)

由于氣環(huán)流系統(tǒng)的年際變化，西南源區(qū)、西部源區(qū)、本地再循環(huán)源區(qū)以及東南源區(qū)對(duì)青藏高原的水汽貢獻(xiàn)量以及水汽貢獻(xiàn)率的逐年波動(dòng)很大，并且水汽貢獻(xiàn)率的變化呈現(xiàn)一定的趨勢(shì)性特征，如圖5（下標(biāo)T、W、SW、以及SE分別代表本地再循環(huán)、西部、西南以及東南源區(qū)）所示。1980—2020年間，本地再循環(huán)源區(qū)對(duì)高原的水汽貢獻(xiàn)率總體變化趨勢(shì)并不顯著，變化率為0.19%/（10a）；西南源區(qū)的水汽貢獻(xiàn)率略有增加，增長率為0.44%/（10a）；西部源區(qū)的水汽貢獻(xiàn)率略有減少，變化率為?0.57%/（10a）；東南源區(qū)對(duì)高原的水汽貢獻(xiàn)率則表現(xiàn)出顯著的增加趨勢(shì)，但增加的絕對(duì)值微乎其微。

不同水汽源區(qū)水汽貢獻(xiàn)量以及貢獻(xiàn)率的變化，直接決定了降水量的時(shí)空變化特征。圖6展示了1980—2020年降水量變化及不同水汽源區(qū)對(duì)青藏高原降水貢獻(xiàn)量的年際變化情況。青藏高原降水量在大部分區(qū)域呈現(xiàn)顯著增長趨勢(shì)，僅在高原東南部的長江源區(qū)南部及雅魯藏布江中下游南部區(qū)域呈現(xiàn)下降趨勢(shì)（圖6（a））。其中，冬半年（10月至次年3月）降水的下降趨勢(shì)主要分布在長江源區(qū)南部以及雅魯藏布江中游南部（圖6（b）），而夏半年（4—9月）降水的下降趨勢(shì)主要分布在雅魯藏布江中上游南部地區(qū)與長江源區(qū)東南部（圖6（c））。

本地再循環(huán)水汽源區(qū)所貢獻(xiàn)的降水主要在青藏高原東北部存在顯著的上升趨勢(shì)，包括羌塘高原、柴達(dá)木、祁連山、黃河源區(qū)以及長江源區(qū)中上游地區(qū)（圖6（d））。在冬半年時(shí)，對(duì)雅魯藏布江上游、羌塘高原、塔里木、長江源區(qū)中上游以及黃河源區(qū)中上游的降水貢獻(xiàn)有顯著的增長趨勢(shì)（圖6（e））。而在夏半年時(shí)，對(duì)雅魯藏布江中上游南部的降水貢獻(xiàn)存在下降趨勢(shì)（圖6（f）），這抵消了冬半年降水貢獻(xiàn)的增加，導(dǎo)致其全年對(duì)雅魯藏布江中上游南部的降水貢獻(xiàn)略有下降。西部水汽源區(qū)對(duì)塔里木以及羌塘高原西部的降水貢獻(xiàn)量呈現(xiàn)上升趨勢(shì)，而對(duì)黃河源區(qū)、雅魯藏布江及其以南地區(qū)、長江源區(qū)東南部的降水貢獻(xiàn)量存在下降趨勢(shì)（圖6（g））。其中，在冬半年時(shí)，西部源區(qū)對(duì)雅魯藏布江中游以南區(qū)域和長江源區(qū)南部的降水貢獻(xiàn)量呈現(xiàn)下降趨勢(shì)，其余地區(qū)均呈現(xiàn)上升趨勢(shì)（圖6（h））。而在夏半年時(shí)，除塔里木邊緣區(qū)以及羌塘高原西北部外，西部源區(qū)對(duì)青藏高原的降水貢獻(xiàn)量呈現(xiàn)下降趨勢(shì)，尤其在印度河和雅魯藏布江上游區(qū)域（圖6（i））。西南水汽源區(qū)對(duì)青藏高原的降水貢獻(xiàn)量變化主要表現(xiàn)為西南上升而東南下降的空間分布特征（圖6（j）），具體表現(xiàn)為對(duì)羌塘高原南部以及雅魯藏布江上游的降水貢獻(xiàn)顯著上升，而對(duì)雅魯藏布江中游以南區(qū)域和長江源區(qū)東南部的降水貢獻(xiàn)呈現(xiàn)下降趨勢(shì)。雖然西南源區(qū)對(duì)青藏高原北部，包括羌塘高原北部、柴達(dá)木、塔里木以及祁連山等地區(qū)的降水貢獻(xiàn)呈現(xiàn)顯著的上升趨勢(shì)，但由于西南源區(qū)對(duì)這些區(qū)域的降水貢獻(xiàn)量十分小，因此僅表現(xiàn)出微小的降水增量。

對(duì)于不同水汽源區(qū)對(duì)青藏高原降水變化的水汽貢獻(xiàn)量，不同研究者得到的結(jié)論也不一致。Zhang等[3]研究表明青藏高原北部（35°N以北）降水增加主要是由青藏高原本地和西南源區(qū)水汽增加造成的，貢獻(xiàn)率分別占51.7%和35.8%，西部源區(qū)對(duì)該區(qū)域的降水增加沒有做出明顯的貢獻(xiàn)；而Yao等[20]和M?lg[21]等認(rèn)為西風(fēng)帶對(duì)青藏高原西北部水汽輸送加強(qiáng)，導(dǎo)致其降水增加；同時(shí)，Zhang等[3]認(rèn)為西部源區(qū)的水汽對(duì)青藏高原南部（30°N以南）的降水貢獻(xiàn)量下降是青藏高原南部降水量減少的主要原因。已有研究對(duì)青藏高原不同區(qū)域降水變化的主導(dǎo)因素存在不同認(rèn)識(shí)，原因在于水汽源區(qū)對(duì)青藏高原的影響具有顯著的空間差異，區(qū)域平均值會(huì)抵消這些空間差異。因此，在研究時(shí)需要考慮到空間分布特征，以便更加全面地解釋青藏高原的降水變化。

綜上所述，青藏高原北部降水量的增加由本地再循環(huán)源區(qū)主導(dǎo)，高原西北部降水量的增加由西部源區(qū)主導(dǎo)，而高原西南部降水量的增加由西南源區(qū)主導(dǎo)。另外高原東南部邊緣降水量的下降由西南源區(qū)主導(dǎo)，而西南部邊緣降水量的下降由西部源區(qū)在夏半年的降水貢獻(xiàn)量下降導(dǎo)致?？偠灾?，整個(gè)高原的年降水極顯著增加，其中42.9%的降水增量由西南源區(qū)貢獻(xiàn)，36.2%的降水增量由本地再循環(huán)源區(qū)貢獻(xiàn)，而西部源區(qū)僅貢獻(xiàn)了10.6%的降水增量（表1）。

4結(jié)論

本文利用新的水汽追蹤方法分析了1980—2020年青藏高原外部不同水汽來源的水汽貢獻(xiàn)率以及降水再循環(huán)率的時(shí)空分布特征，并從水汽來源的角度對(duì)青藏高原的降水變化做出解釋。主要結(jié)論如下：

（1）青藏高原有3個(gè)主要的水汽源區(qū)。西南源區(qū)貢獻(xiàn)的水汽占青藏高原總水汽的38.5%，主要影響高原南部區(qū)域（32°N以南）；西部源區(qū)貢獻(xiàn)31.6%的水汽，主要影響高原的西北部（尤其是35°N以北）地區(qū)；本地再循環(huán)源區(qū)的水汽貢獻(xiàn)率為24.6%，主要影響高原中東部地區(qū)以及高原以東的外圍區(qū)域；而東南源區(qū)對(duì)青藏高原基本沒有水汽貢獻(xiàn)。

（2）西南源區(qū)、本地再循環(huán)源區(qū)和西部源區(qū)的水汽對(duì)青藏高原降水增加的貢獻(xiàn)率分別為42.9%、36.2%和10.6%。從空間分布上看，青藏高原北部降水的增加由本地再循環(huán)源區(qū)降水貢獻(xiàn)量增加主導(dǎo)，其中西北部還受到了西部源區(qū)降水貢獻(xiàn)量增加的影響；西南部降水的增加由西南源區(qū)降水貢獻(xiàn)量增加主導(dǎo)；西南邊緣降水的減少集中在夏半年，由西部源區(qū)降水貢獻(xiàn)量減少主導(dǎo)，并受到了本地再循環(huán)源區(qū)降水貢獻(xiàn)量減少的影響；東南角降水的減少由西南源區(qū)降水貢獻(xiàn)量減少主導(dǎo)，并受到了西部源區(qū)降水貢獻(xiàn)量減少的影響。