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user: 3. 研究过程与结果分析 3.1. 多年来青藏高原气候变化与变异情况分析 3.1.1. 气温 推测十几万年前的气候变化主要是通过分析冰芯，树轮，沉积物，冰川活动，孢粉等物质。根据古里雅冰芯记录，青藏高原在次末间冰期(125~75ka BP)气温变化十分剧烈，降温以大幅度突变为主，升温以缓慢变化为主，且是一个由降温到升温的过程。其间出现多个千年尺度的冷暖交替。在各亚阶段内又有若干个百年尺度的冷暖波动。在小尺度时段内波动更为频繁。次末间冰期后是末次冰期，主要分为末次冰期早冰阶(75~58 ka BP)、间冰阶(58~32 ka BP)和晚冰阶(32~10 ka BP)。根据记录显示，该时期最低温度大约在23 ka BP时段，其中间冰阶是整个时段的高温期，且晚冰阶内出现多次气候突变并在12~10 ka BP期间气温逐步回升。在末次冰期末期新仙女木事件(12.2~10.9 ka BP)是主要的气温突变事件，简称YD事件。11.05 ka BP是整个YD事件的最低温时段，之后温度逐渐上升并在10.5 ka BP后温度上升幅度加剧，在这100年中气温升温幅度达到12℃ [ 7 ] 。YD事件的结束意味着向全新世的开始。虽然青藏高原以升温形式进入全新世，但在7 ka BP时气温突降，这标志着全新世的暖期结束。其后青藏高原地区气温下降，到5.0 ka BP都是相对寒冷期，5.0 ka BP后，温度回升。在全新世中，由于地理位置，季风等因素的影响导致青藏高原北部气候比南部气候变化剧烈。5~2.5 ka BP期间早期气温显著下降，晚期逐渐回升，总的气候特征为早期偏湿润，晚期偏干暖。从2.5 ka BP到近代，根据对孢粉资料研究表明该时期总气候特征表现为干冷 [ 8 ] 。 近2000多年来，温度在波动中逐渐上升，可以划分为4个阶段：780~430 B.C.暖期，480~1460 A.D.暖期，430~480 B.C.冷期，1460~1900 AD冷期。但是由于青藏高原地区气候空间分布差异大，各个区域气温分布且表现不一致，主要表现为东北与西南部气温差异，例如在9-11世纪时，青藏高原东北部已暖期为主；西，南部地区则表现为寒冷期。而在1150~1850期间，青藏高原气温经历多次冷暖期交替变化，主要表现为：1150~1400，1250~1500为气温暖期；1500~1550、1650~1700、1800~1850为气温寒冷期。从1400年来，青藏高原地区经历了3次明显的百年尺度冷暖交替，主要表现为：1450年左右是由降温到升温的变化过程，1550年左右是由升温到降温的过程，1650年左右是由降温到升温的过程，且1650年左右出现了1400年来的最低温 [ 9 ] 。 近代气象观测数据分布表明：自上个世纪50年代(1951~1961)至今，青藏高原气温的总体趋势是逐渐上升的，且存在明显的暖-冷-暖-冷-暖期变化。其中，青藏高原气温特征大致可分为：60年代(1961~1971)为偏暖期，70年代(1971~1981)为偏暖期，80年代(1981~1991)为偏暖期，90年代初至90年代中期为偏冷期，90年代末为持续偏暖期(如表1)。根据1961~2007年的气象资料分析，青藏高原平均气温增温率约0.37℃/10a [ 10 ] 。虽然在近60年中青藏高原气温总体升高，但从年际，季节，空间变化三个方面考虑又有突变性(如表2)。例如，陈亮在做1959~2008年青海湖流域气候研究时发现整个70年代气温是呈平缓上升趋势，但在1973年前后气温出现峰值转折点 [ 11 ] 。又如李林在研究三江源区气候时发现60年代三江源区气候上升幅度大，70年代增温变化率小于60年代，且76年左右气温到达最低温转折点，80年代又显著增温，97年前气温缓慢降低，97年后呈陡坡增长 [ 12 ] 。气候变异又一体现在季节变化差异上，总体来看，四季变化强度依次为：冬季 > 秋季 > 夏季 > 冬季。从空间分布来看，1) 地理差异导致区域变化幅度不同。易湘生研究1961~2010年近40年青海三江源区发现，整个地区年平均气温上升幅度大约为0.26℃/10a以上，其中玉树最大，达到0.36~0.4℃/10a，然后随中心向四周递减，杂多，曲麻等地增幅大约为0.31~0.35℃/10a [ 10 ] 。2) 地理差异导致各站点变化趋势不同。孙永亮利用青海湖流域6站点观测2000~2005年数据发现，虽然在近5年时段里各个站点都是上升趋势，但在祁连站上气温最高、最低转折点分别在2002年和2004年，而西宁站则是在2000年后呈抛物线下降 [ 13 ] 。3) 地理差异导致个别站点 Table 1 Analysis of overall climate change’s tren 研究区域 研究时段 研究结果分析 三江源区 1961~2007 黄河长江源区近45年来气温显著升高，增幅明显高于青藏高原平均值；平均气温增幅为0.341℃/10a (刘光生等，2010) 1950~2000 近40年江河源区气温变化总体趋势是升高；80年代平均气温要比50年代高0.12℃~0.9℃ (王根绪等，2001) 1955~2005 虽然气温近50年呈上升趋势，但是其中年平均气温突变年份居多(刘玲等，2009) 1971~2008 青藏高原江河源区近40年来，区域内气温持续变暖，年均气温增温率达到0.37℃/10a (姜永见等，2012) 1962~2004 近43年来，三江源地区气温普遍升高，气候变化具有显著的区域性、季节性差异；年平均气温在1987年出现由冷到暖的突变(李林等，2002) 环青海湖 1961~2004 近44年中，年、季的平均气温均表现出显著增温趋势，年平均气温增幅为0.262℃/10a (李凤霞等，2008) 1961~2007 近47年来，环湖地区气温上升趋势明显，其中年平均气温以≥0．30℃/10a的倾向率上升：与年平均气温和年平均高气温相比．年平均最低气温升温趋势更明显(何永晴等，2011) 1958~2005 青海湖流域近年来最高气温以(0.29±0.17)℃/10a的速度增加，最低气温以(0.55±0.5)℃/10a年的速度显著增加，平均气温以(0.28±0.03)℃/10a的速度显著增加(孙永亮等，2008) 1959~2008 近50 年来青海湖流域年平均温度呈上升趋势，线性升温率为0.28%/10a (陈亮等，2011) 1961~2010 三江源地区年、四季平均气温出现多次冷暖波动过程，但总体呈显著增温趋势，2001年以后增温显著。且春夏秋季和全年平均气温从20世纪90年代以后增温显著，而冬季在进入21世纪后增温极为显著(易湘生等，2011) 青藏高原 1971~2000 青藏高原近30年的年平均气温为3.39℃；平均每年升高0.024℃；各站点变化幅度在−0.069~0.114℃/a之间(吴绍洪等，2005) 1971~2008 近40年来，区域内气温持续变暖，年均气温的增温率达到0.37℃/10a (姜永见等，2012) 过去2000多年 1400~1900、公元3~5世纪冷期； 9~11世纪东北部温暖，南部，西部寒冷； 1150~1400、1250~1500气候变暖； 1500~1550、1650~1700、1800~1850冷期(杨保等，2003) 过去2000多年 近2000年来温度在波动中上升，近代温度有加速升高的趋势。总体上讲，青藏高原各种尺度的气候变化早于我国其他区域(李潮流等，2006) 过去600多年 600年来青藏高原经历了3次百年尺度的冷暖交替，且17世纪50年代最为寒冷，19世纪后持续升温(冯松等，2001) 表1. 气候变化总趋势分析 Table 2 The table of temperature variation characteristic 气温突 变类型 研究区域 研究时域 研究结果 年际变化 三江源区 1950~2000 江河源区近50年来，每十年的变化率都存在差异，比如70年代比60年代平均升高0.12℃，80年代比70年代平均升高0.27℃，90年代比80年代平均下降0.02℃(王根绪等，2001) 三江源区 1962~2004 三江源区1976年左右出现近十年最低温转折点，1997年左右出现近十年最低温转折点后陡坡上升(李林等，2002) 青藏高原 1962~2004 1970~1980年气温多低于年均气温，呈递增趋势；1980~1990年气温呈增加趋势，且气温多高于年均气温，90年代~2004气温呈增加趋势，且高于年均气温(姜永见等，2012) 季节变化 环青海湖 1961~2004 环青海湖地区冬季气温变化强度高于秋季，春季变化强度最弱，夏季次于秋季(李凤霞等，2008) 三江源区 1971~2004 春夏秋季在近30年中总体上升，且夏季上升幅度明显大于其他两季，冬季气温地形差异影响大，澜沧，黄河源变化趋势明显大于长江源(刘蕊蕊等，2013) 三江源区 1962~2004 21世纪后各季变化幅度与20世纪相比，增幅更强(李林等，2002) 空间变化 三江源区 1961~2007 黄河源区和长江源区年平均增幅存在差异，分别为0.36℃/10a，0.321℃/10a (刘光生等，2010) 环青海湖流域 1961~2004 环青海湖东部海晏和南部共和站增温幅度分别为0.485℃/10a和0.496℃/10a，明显高于全国年平均增温率0.262℃/10a (李凤霞等，2008) 环青海湖流域 1958~2005 从2000~2005年平均气温来看，虽然环青海湖地区各站都是上升趋势，但是祁连站点变化趋势在2002年，2004年分别为气温最高最低转折点，而西宁站2000后气温呈抛物线下降(孙永亮等，2008) 青海三江源区 1961~2010 在近40年中，整个青海三江源区年平均气温上升幅度为0.2℃/10a 以上，其中玉树最大，达到0.36℃~0.4℃/10a，然后随中心向四周递减，杂多，曲麻等地增幅大约在0.31℃~0.35℃/10a (易湘生等，2011) 青藏高原 1971~2000 近30年中，青藏高原大部分站点气温增加；但是河南县等少数几个站点年平均气温下降(吴绍洪等，2005) 表2. 气温变异特征表 地区气温变化与整体趋势相反。吴绍洪在研究青藏高原气候1971~2000年近30年中发现，在整个地区总体上气温呈增长趋势时，河南县等少数站点年平均气温在下降 [ 14 ] 。 3.1.2. 降水 由于过去几千年来青藏高原降水变化比气温变化复杂，所有通过冰芯、树木年轮、湖泊沉积物等资料的分析降水变化没有气温变化分辨率高，所以研究百万年前的降水变化情况可以通过土壤磁化率反应。过去8.3~3.5 Ma青藏高原边部兰州盆地地区为偏湿带，其中主要经历2次降水减少过程，年均从1150±3500 mm减少至500 ± 100 mm；3.5~1.7 Ma年均降水为240 ± 40 mm；1.7~0.45 Ma年均降水145 ± 135 mm；0.45~0 Ma年均降水363 ± 237 mm [ 15 ] 。根据古里雅冰芯记录得知，在过去2000年内青藏高原地区有5次高降水期和4次低降水期，其中降水变化周期跨度大，从几年到百年内不等且变化幅度差异大，表现为与温度呈正相关性并滞后于温度的变化。总体来看，2000年以来青藏高原降水变化特点为：在由增(公元初)到减(5~15世纪)再增(16~18世纪)到减(19世纪)，最后持续增加(20世纪至今)趋势。从气候特征来看，青藏高原在近1200~1500年气候干旱，1500~1560年较湿润，1560~1650年和1780~1850年为干旱期。张家武在2004年对青海湖沉积岩芯碳酸盐氧同位素δ18O研究认为，公元1500年前由于δ18O含量高，反应为降水少 [ 16 ] 。刘晶晶通过大果圆柏的树轮宽度研究青藏高原南部降水情况时认为，在1550~1620、1790~1820、1870~1890、1940~1960期间青藏高原南部地区降水偏少，呈相对干旱期 [ 17 ] 。20世纪90年代以来，对青藏高原降水和气候的描述主要通过各个气象站点的观测数据记录。根据各个气象站观测数据得知，从1961至今青藏高原降水总体呈现增长趋势(如表3)，且增加幅度小，波动频繁 [ 18 ] 。局部来看， Table 3 The table of the overall precipitation change on different study areas in the Qinghai-Tibet platea 研究区域 研究时段 研究结果分析 环青海湖 1961~2004 总体趋势来看，经历了从减少到上升的趋势。60年代年降水量开始减少到80年代降水开始上升2000年又明显少。变化趋势不明显。呈波动变化(李凤霞等，2008) 1961~2007 年平均降水呈减少趋势，气候倾向率为−3.67 mm/10a春秋季降水量的减少趋势明显；夏冬季呈增加不明显趋势(何永晴等，2011) 1976~1998 年平均降水量及春夏冬季降水自90年代后出现减少趋势；秋季降水始终呈减少趋势(李林等，2006) 1959~2008 降水整体呈波动变化，没有明确的增多趋势。20世纪60年代偏少2.7%，70年代偏少2.1%，80年代偏多5.6%，90年代偏少5.0%，21世纪初期偏多4.2% (陈亮等，2011) 1958~2005 流域各站年降水量和日最大降水量呈增加趋势。降水天数和干旱期变化差异性较大。平均年降水量呈略微上升趋势(孙永亮等，2008) 三江源区 2001~2010 虽然10年间整体降水增加，但是2004、2010年8月出现较大范围旱情说明了三江源地区月份降水量分布不均(王喆等，2013) 1960~2010 总体呈现增加趋势，表现为20世纪60、70和90年代降水量偏低，80年代偏高，2000年以后明显增多；从季节变化来看，春夏冬季降水量增加；空间变化上表现为北高南低，东西差异明显(李珊珊等，2012) 1961~2007 降水变化不一致，总体呈现增加的趋势，其中长江黄河源区存在3次明显的降水增加期：20世纪60年代中期、80年代中期及21世纪初(刘光生等，2010) 1971~2004 用干旱指数来分析地区降水量，其中长江源与黄河源降水量呈减少趋势；澜沧江降水量呈增加趋势(刘蕊蕊等，2013) 1950~2000 近40年来江河源区降水量增加，但降水量的增加主要体现在春季降水和近15 a来冬季降水的明显增加上(王根绪等，2001) 青藏高原 1971~2000 30年来青藏高原地区年降水量增加6.9%平均变化趋势为每年增加1.196 mm；各站变化幅度在−5.849~8.451 mm/a之间(吴绍洪等，2005) 1971~2008 青藏高原地区降水量呈波动趋势，1980年偏多，1970年，1990年偏少，21世纪又有所回升(姜永见等，2012) 表3. 青藏高原各研究区域总体降水变化表 又可以分为两个时期，60年代到80年代降水减少，80年代后降水增加。吴绍洪利用青藏高原77个气象站观测研究表明，70年代初到2001年近30年来青藏高原地区年降水量增加6.9%，平均变化趋势为每年增加1.196 mm；各站变化幅度在−5.849~8.451 mm/a之间。青藏高原降水突变可以从年际变化、季节变化和空间变化3个方面来看(如表4)。从年际变化来看，50年代降水呈下降趋势，波动不明显，70年代总体下降但波动频繁，80年代降水增加趋势显著，90年代基本无明显变化，20世纪后降水整体增加。从季节降水变化强度来看，冬季 > 春季 > 秋季 > 夏季 [ 19 ] ，且春夏冬季降水呈上升趋势，秋季降水呈减少趋势。空间分布不同也可能导致降水差异，其主要表现在：1) 局部地区与整体趋势相反，姜永见在研究江河源区1971~2000气候时发现，近30年来整个江河源区降水量呈增加趋势，但是东部以外地区的降水却下降 [ 20 ] 。王根绪在研究江河源区1950~2000年气候时得出，80年代秋季整个三江河源区降水量下降，但是沱河降水量却在增加 [ 21 ] ；2) 空间分布不均导致各地变化幅度有差异。李珊珊在研究三江源区时发现，就秋季而言，60年代澜沧江源降水比黄河源区降水量偏低，70年代长江源区比澜沧江源区偏低。 3.2. 青藏高原气候预测 如今越来越多的研究者探究青藏高原未来的气候状况，其中主要应用情景是SRES A2和B2，A2主要是模拟该地区经济增长较快，人口持续增加，碳排放高速增长场景；B2是低排放量区域经济、社会和环境相对稳定的可持续发展模型。但总的来看，青藏高原在21世纪中期后主要向湿暖变化发展，且月平均温度与月平均降水均呈增加趋势，但平均温度增幅远大于降水变化。到2100年青藏高原气温将上 Table 4 The table of the precipitation abrupt change on different study areas of the Qinghai-Tibet platea 突变类型 研究区域 研究时域 具体数据 年际变化 环青海湖流域 1961~2004 环青海湖地区20世纪60年代降水减少3.8%；70年代减少5.2%(李凤霞等，2008) 1959~2008 青海湖流域60年代平均降水偏少7%；70年代偏少2%；80年代偏多5.6%；90年代偏少5% (陈亮等，2011) 三江源区 1962~2004 三江源区70年代整体降水偏少，但在76年左右出现降水转折点(李林等，2006) 青藏高原 1971~2008 青藏高原70年代降水量呈增加趋势，但增加趋势不明显，80年代相对于70年代各部地区降雨都呈增加趋势，但增加的幅度不大，90年代西部和北部地区降水量减少，东部和南部地区降水量在增加，21世纪比90年代降水又有所增加，其增加幅度西部，北部和南部地区大于东部幅度(姜永见等，2012) 季节变化 环青海湖流域 1961~2004 环青海湖四季变化强度为：冬季 > 春季 > 秋季 > 夏季(李凤霞等，2008) 三江源区 1960~2010 春季：60、70年代降水量偏低；其他时段偏高；夏季：70、90年代偏低，其他时段偏高且80s达到降水量的峰值；秋季：90年代降水量偏低；80年代偏高；冬季：60，70 s，2000~2010年偏低、80和90 s偏高(李珊珊等，2012) 环青海湖 1961~2004 春季：80年代、2001~2007年降水增加；且前者趋势明显大于后者；夏季：80年代之前降水呈减少趋势80，90年代略有减少，21世纪后开始增加；秋季：70~90年代呈减少趋势；2001~2007年增幅较大；80年代递增；冬季：60~70年代降水增加；70~80年代递减；2000年以后经历了先减后增趋势(何永晴等，2011) 空间特征 三江源区 1971~2000 近30年来整个江河源区降水量呈增加趋势；21世纪的降水，西部和北部回升幅度明显大于其他地区(姜永见等，2012) 三江源区 2001~2010 在2004年8月全三江源区大部分地区降水减少出现旱情时，少数西部，西南部地区降水多，未出现旱情(王喆等，2013) 青海流域 1958~2005 青海湖流域德令哈地区在1978年后平均降水量有陡坡型下降趋势，但是同年的野牛沟地区平均年降水量平滑，无大幅度波动(孙永亮等，2008) 环青海湖流域 1961~2007 环青海湖地区春季年平均降水乌兰，天峻，刚察增加趋势不同，分别为：11.86 mm/10a、11.34 mm/10a、9.18 mm/10a (何永晴等，2011) 青藏高原 1971~2000 近30年中，青藏高原整体降水增加，但是河南县，大柴旦等站点平均年降水量下降(吴绍洪等，2005) 表4. 青藏高原各研究区域降水突变表 升2℃~3.6℃，气温增长幅度季节性差异扩大，主要体现在冬季增温显著，夏季降水少导致干旱现象严重，且降水会随空间分布差异存在明显变化，北部地区到南部地区降水减少趋势大，三江源区到2100年温度增加2.4℃~3.2℃，降水增加−50~200 mm [ 22 ] 。尹云鹤采用动态植被模型(LPJ)以光合作用等能量平衡为基础，来模拟植物－土壤－大气之间碳水能量交换过程，并通过对植物蒸腾、蒸发，土壤下渗等作用预测长江和雅江源区气候因子，结果表明：长江源区及若尔盖区在A2排放量下，从21世纪中期到本世纪末，降水呈增加趋势，但趋势不明显；在B2排放量下，若尔盖地区降水丰沛且增长幅度明显。刘晓东采用SRES A2研究情景运用不同模型研究气温变化，采用GCM气候模型，分析出青藏高原大部分地区2030~2049年相对于1980~1999年，地面升温幅度在1.4℃~2.2℃范围内，季节性增温更加显著，其中冬季增温将达到2.4℃ [ 23 ] 。李婷采用CCSM3模型预测出21世纪中、末期整个青藏高原朝着湿暖方向发展，并在21世纪中期月平均温度和月降水量达到最大 [ 24 ] 。 虽然运用不同的气候模型预测结果时会有偏差，但大致变化方向差异不大(如表5)。王国庆运用GCMs场景将3个气候模型(MPI， UKMOH， LLNL)结合使用发现黄河流域未来几十年径流量减少，降水存在不同程度的减少 [ 25 ] 。在SRES A2研究情景下，张小文采用GCM模型预测长江流域到2090年气候变化中发现，未来长江源区气温与降水均呈增加趋势，且降水变化不明显 [ 26 ] 。而徐影采用CCCma，CCSR，CSIRO，GFDL，Hadley5种模型分别在A2、B2情境下模拟得出，在B2情况下温度持续增长，且幅度 Table 5 The prediction of climate in Qinghai-Tibet plateau in the futur 研究区域 预测年份 其余气 候模型 研究情景 预测结果 青藏高原 未来30~50年 GCM SRES A1B 2030~2049年相对于1980~1999年，青藏高原大部分地区地面升温幅度在1.4℃~2.2℃，季节性增温更加明显其中冬季增温将达到2.4℃，降水变化小，整体不超过5% (刘晓东等，2009) 未来50年 CCCma CCSR CSIRO GFDL Hadley SRES A2， B2 温度：在A2下：温度持续增长；在B2下：温度持续增长，且幅度小于A2下的变化降水：两种降水情况比较复杂，且大部分地区降水都呈增加趋势(徐影等，2005) 21世纪中、末 CCSM3 SRES A1B 整个青藏高原朝着湿暖方向发展，月平均温度和月降水量都有增加，并在21世纪中期最大(李婷等，2012) 2011-2040 LPJ SRES A2， B2 未来青藏高原地区降水以增强为主(尹云鹤等，2013) 三江源区 2011-2040 HadCM3 SRES A2， B2 近几十年来黄河流域气温增温显著，降水略有增加单却不满足蒸发，水资源压力大(王金花等，2012) -2100 GCM HADCM2 到2100年平均气温上升3℃，降水量基本维持，干旱情况加剧(沈永平等，2002) 2011-2090 GCM SRES A2 未来长江源区气温将明显增温，降水也呈增加趋势，但趋势不明显(张小文等，2012) 环青海 湖流域 2010-2020 PRECIS SRES A2， B2 未来10年青海湖水位变化可能呈现下降趋势，由此降水量以微弱下降为主(李林等，2011) -2050 GCMs SRES A2 青海湖流域有可能降水大幅度增加而导致湿润气候，且青海湖水位下跌趋势转向回升(范建华等，1992) 表5. 青藏高原地区未来气候预测 小于A2下的变化，降水均呈增加趋势。沈永平采用GCM区域气候模型在HADCM2研究情景下模拟了未来青藏高原整个气候情况变化过程，研究表明，到2100年止，青藏高原地区平均温度升高的同时，由于冰川融化加剧，降水也呈增长趋势但是幅度却与温度的增幅不相同。刘晓东应用A1B模型模拟未来30~50年内青藏高原气候变化时指出了海拔，区域，季节与温度的内在联系，强调西部地区比其他地区冬季温度高取决于海拔和区域的共同作用；而降水季节性变化主要体现在夏季，西部和西南部地区降水减少趋势明显，整个青藏高原降水增加不超过5%。 3.3. 结论 通过以上总结和分析，我们可以得出青藏高原自末次间冰期以来的气候变化特征。其中，青藏高原古气候变化特征的研究主要是利用冰芯、树轮、湖泊沉积物、色素跟踪等方法，研究近代气候则主要通过气象站收集数据，通过气象数据对气候变化做出直观的反应。结果表明，青藏高原在末次间冰期气温变化强，降温迅速但升温慢，新仙女木事件使得青藏高原地区大部分地区遭遇显著降温，进入全新世后气温逐渐上升，2000多年来气温和降水都在波动中上升，降水变化滞后于气温变化，且都存在由区域不同导致气候差异大，甚至可能与总体趋势相反的情况，地区差异主要表现为东北部与南部差异。近代以来，青藏高原经历了多次冷暖交替变化的过程，自1961年到2007年以来，青藏高原平均气温增温率约0.37℃，降水波动频繁。从年际变化、季节变化、空间变化来看气候突变存在，比如，季节性降水春冬季明显，局部性气温与整体趋势相反等。 通过分析研究者在SRES A1B、A2、B2等不同排放情景下运用多种气候模型预测出的气候变化趋势，我们可以得到：1) 在由人类活动引起的温室效应不断增加情况下，21世纪青藏高原地区气温将持续增长，降水变化比温度变化更为复杂，总体来讲，整个青藏高原朝着湿暖方向发展，月平均温度和大部分地区月降水量都有增加，并在21世纪中期打到最大；2) 青藏高原在未来百年内，气温升高幅度远大于降水量增加，东西部降水分布极不均匀，虽然降水量在未来有缓慢幅度的上升，但全年平均降水量大多数集中在春季部分地区，导致部分地区旱情严重。所以加强对青藏高原地区环境保护及预测对中下游地区未来生态可持续发展有重大意义。