青藏高原作为大尺度的大气热源对亚洲季风环流的形成和维持起着重要的作用（叶笃正和张捷迁，1974；Wu et al，2015），其地形特征既决定了它对外来的天气系统有特殊的影响，也决定了它及其邻近地区大型环流的基本特征（叶笃正等，1977），青藏高原特殊大地形的动力和热力作用深刻地影响着亚洲与全球大气水分循环，也对全球气候与环境有着深远的影响（徐祥德等，2014）。

云是青藏高原气候和水循环研究的重要研究对象，对青藏高原云特征进行研究是辐射、降水和空中水资源开发等研究领域的重要研究内容。随着卫星资料的广泛应用，在近十年中，有很多科研人员对青藏高原云参数的长期变化特征进行了研究。李兴宇等（2008）利用1984~2004年国际卫星云气候学计划（International Satellite Cloud Climatology Project，ISCCP）的云水路径资料分析了中国地区空中云水资源的分布特征、变化趋势以及与大气环流和湿度场的关系，发现中国地区的云水在1984~2004年以增加为主，青藏高原东部地区云水的增加趋势较强。伯玥等（2016）利用1984~2009年ISCCP资料，分析了青藏高原云水资源的分布特征、变化趋势，发现青藏高原地区云水资源有着显著的季节变化与水平分布差异。汪会等（2011）利用2006年9月至2009年8月的CloudSat-CALIPSO资料，分析了青藏高原地区的云量和云层垂直结构及其季节变化特征。Yan et al.（2016）利用CloudSat、CALIPSO和TRMM资料分析了青藏高原上空的云的垂直结构及其与降水、云辐射效应之间的联系，并与周边地区和热带海洋做了对比。林丹和王维佳（2014）利用NASA/CERES发布的L3级云资料，选取西南地区2001~2010年的云水含量数据，研究了该区域4种类型云的年和季节云水含量时空分布特征和变化趋势。Li and Zhang（2016）用高分辨率CloudSat-CALIPSO产品分析青藏高原上空的积云，发现积云是夏季青藏高原占主导的云型之一。夏季高原上的积云发生频率为54%，大大高于高原周边地区。高星星等（2016）利用MODIS资料分析了青藏高原地区可降水量与云参数的关系，认为可降水量对各云参数的影响在整个研究区域都很大，并结合地面降水资料计算了青藏高原地区的降水效率，认为水资源开发潜力较大。隆璘雪（2016）使用MODIS、CloudSat、ERA-Interim资料对2007~2014年青藏高原地区云水路径、云粒子有效半径等云参数的时空变化特征进行了分析，探讨了水汽、温度与云水路径之间的关系。

由于青藏高原云参数的观测资料有限，特别是云水观测资料更为有限，针对青藏高原云水长期气候特征的研究相对较少，且研究的时间范围较短，现有云水研究的资料来源以ISCCP和MODIS卫星资料为主，MODIS资料与ISCCP资料相比，具有空间分辨率高和更新时效快的优点，现有的MODIS月平均资料还在持续更新中，且包含云水、云量和云顶温度等多种云参数，可为深入研究青藏高原云水的气候特征提供数据保障。

本文使用2001~2016年MODIS月平均液相云水路径（Cloud Liquid Water Path，LWP）、冰相云水路径（Cloud Ice Water Path，IWP）数据，研究青藏高原云水的气候特征，并结合MODIS云量数据、ERA-Interim风场、可降水量和相对湿度资料，以及全球降水气候中心（Global Precipitation Climatology Centre，GPCC）降水资料等，分析青藏高原云水分布和变化的可能成因。

本文使用的海拔高度地形数据来自于SRTM数字高程模型（图 1），青藏高原边界是张镱锂等（2002）对青藏高原范围的定义，数据来自国家地球系统科学数据共享服务平台（http://www.geodata.cn [2017-09-10]）。

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原地形示意图 Fig. 1 Topography in the Tibetan Plateau

本文使用云水路径（Cloud Water Path，CWP）来研究云水的含量，云水路径的含义是单位面积上空气柱内云中的云水质量的总和（李兴宇等，2008），单位为kg/m²。本文使用的是Terra卫星搭载的中分辨率成像光谱仪MODIS-L3月平均产品中2001~2016年的液相云水路径（Cloud Liquid Water Path，LWP）和冰相云水路径（Cloud Ice Water Path，IWP）数据。MODIS中使用的云水路径参量的反演方法采用的Stephens（1978）中所用公式。该反演方法假设云粒子有效半径在垂直方向上是一致的，并且把云顶的相态作为整个气柱中云的相态(Horváth and Davies, 2007)。

降水数据使用GPCC资料，结合GPCC完整数据再分析产品（Full Data Reanalysis Product Version 7，2013年前）和月度降水距平初估值产品（First Guess Product of the monthly precipitation anomaly，2013−2016）的降水数据，构成研究时间段内的降水资料。

本文分析使用的大气可降水量（水汽含量）、风场、相对湿度、水汽通量数据来自ERA-Interim再分析资料。ERA-Interim是ECMWF提供的介于上一代再分析资料ERA-40和即将产生的下一代再分析资料间的过渡产品。它在ERA-40的基础上对大气模式和同化系统进行了大量改进, 并显著消除或改善了ERA-40中存在的一些错误（Dee et al., 2011；王雨等，2015）。

图 2为青藏高原及其周边地区16年平均的降水（图 2a）和可降水量（图 2b）分布。从图 2a可以看出青藏高原降水存在明显的区域差别，主要体现在降水东多西少，位于高原东南的林芝等地区为降水高值区，高值降水中心月降水量为60 mm左右，位于高原下游的云贵和四川地区降水高于青藏高原东部，而高原地区降水的季节平均分布（图 3）显示，青藏高原地区的降水有强烈的季节差异，夏季高原以南的部分地区的降水量能达到400 mm以上，而冬季相同地区的降水量在40 mm以下。青藏高原可降水量（图 2b）的分布形态与降水量的分布形态相似，高原东部可降水量高值区也位于林芝地区附近，且东部高于西部。青藏高原东部多年平均的降水量、可降水量与四川西部和云南北部地区接近，但青藏高原总体平均降水量、可降水量与其东部的云贵、四川地区相比差别较大，为相同纬度带上的低值区，与降水量类似的是，可降水量的季节分布（图 4）差异也十分明显，夏季高原上大部分地区的可降水量能达到8 mm以上，高原以南地区可降水量能达到60 mm，而冬季高原上的可降水量在4 mm以下，高原以南地区不到20 mm。

图 2

Fig. 2

图 2 青藏高原及其周边地区2001~2016年平均的（a）月降水量和（b）日可降水量 Fig. 2 (a) Monthly mean precipitation and (b) daily mean precipitable water averaged during 2001−2016 over the Tibetan Plateau

图 3

Fig. 3

图 3 青藏高原及其周边地区2001~2016年（a）春季、（b）夏季、（c）秋季和（d）冬季平均降水量 Fig. 3 Seasonal mean precipitation over the Tibetan Plateau in (a) spring, (b) summer, (c) autumn, and (d) winter during 2001−2016

图 4

Fig. 4

图 4 青藏高原及其周边地区2001~2016年（a）春季、（b）夏季、（c）秋季和（d）冬季平均可降水量 Fig. 4 Seasonal mean precipitable water over the Tibetan Plateau in (a) spring, (b) summer, (c) autumn, and (d) winter during 2001−2016

图 5为青藏高原及其周边地区16年平均的LWP（图 5a）和IWP（图 5b）分布。从图中可以看出，LWP和IWP的高值区仍然位于青藏高原东南的林芝地区附近，高值区LWP和IWP中心值分别达到0.21 kg/m²和0.3 kg/m²以上，LWP和IWP的低值区位于高原南部的喜马拉雅山地区和高原东部的横断山地区。高原上LWP和IWP在东部和西部地区存在较大差别，但青藏高原LWP和IWP量值与高原下游的云南和四川相比较为接近。借助于MODIS卫星资料较高的空间分辨率，可以较为清晰的发现LWP和IWP的分布细节，在高原东部、四川西部和云南北部存在一个较为明显的LWP和IWP低值区，低值区位置为川西高原和横断山所在位置，在降水分布图（图 2a）中相同位置同样存在降水低值区，在林芝地区附近存在的LWP和IWP高值区与降水（图 2a）和可降水量（图 2b）的高值区位置一致。在青藏高原及其东部的云南和四川地区，LWP和IWP的总体分布形态与降水和可降水量分布形态对应较好，虽然青藏高原降水量和可降水量与东部毗邻地区相比偏低，但高原上空LWP和IWP量值与云南和四川的LWP和IWP量值较为接近。

图 5

Fig. 5

图 5 青藏高原及其周边地区2001~2016年平均的（a）LWP和（b）IWP Fig. 5 Annual mean (a) cloud liquid water path (LWP) and (b) cloud ice water path (IWP) over the Tibetan Plateau during 2001−2016

图 6为16年平均LWP季节分布特征，从图中可以看出，夏季（图 6b）是青藏高原LWP最多的季节，冬季（图 6d）则最少，青藏高原春季（图 6a）和秋季（图 6c）LWP分布特征较为接近。位于青藏高原东南部的林芝及其周边地区在各季节均为LWP分布的高值区，春季和夏季该地区LWP量值达到0.27 kg/m²以上。青藏高原西部春季、夏季和秋季LWP基本处于0.15~0.21 kg/m²之间，冬季除东南地区外，青藏高原各地区LWP均降至0.15 kg/m²以下。青藏高原东部及相邻的川西高原、横断山地区在各个季节均为LWP低值区，LWP明显小于青藏高原中部地区。在高原东北部的祁连山地区，夏季和秋季LWP均大于周边地区，为区域性LWP高值区，柴达木盆地LWP在全年均小于周边地区。

图 6

Fig. 6

图 6 青藏高原及其周边地区2001~2016年（a）春季、（b）夏季、（c）秋季和（d）冬季季节平均LWP Fig. 6 Seasonal mean LWP over the Tibetan Plateau in (a) spring, (b) summer, (c) autumn, and (d) winter during 2001−2016

从图 7可以看出，青藏高原IWP与LWP的季节变化特征相似，夏季（图 7b）是青藏高原IWP最多的季节，冬季（图 7d）则最少。夏季沿高原南侧喜马拉雅山高海拔地区存在明显的IWP低值带。青藏高原春季（图 7a）和秋季（图 7c）IWP分布特征较为接近，高原东部IWP大于西部，南部高海拔地区IWP仍为低值区。在高原东北的祁连山地区，IWP的季节变化与LWP类似，为区域性高值区，这一结果与陈勇航等（2005）利用1983~1998年ISCCP卫星LWP资料在该地区获得的总LWP分布特征一致。

图 7

Fig. 7

图 7 青藏高原及其周边地区2001~2016年（a）春季、（b）夏季、（c）秋季和（d）冬季平均IWP Fig. 7 Seasonal mean IWP over the Tibetan Plateau in (a) spring, (b) summer, (c) autumn, and (d) winter during 2001−2016

为进一步解释青藏高原夏季LWP和IWP的形成原因，选取夏季典型水汽输送通道进行垂直剖面分析，图 8为在孟加拉湾水汽输送通道沿95°E做垂直剖面，剖面中显示物理量均为16年夏季平均，包括地形、相对湿度、风场、LWP和IWP。由于青藏高原夏季表面温度高于周边同海拔高度地区，被视作大气热源（Wu et al., 2015），对于周边地区大气向高原辐合发挥重要影响，且青藏高原处于印度夏季风和中纬度环流共同作用地区（Li and Zhang, 2016），夏季水汽主要由高原的东南和西南部进入高原，其来源地包括印度洋、阿拉伯海和南海（许健民等，1996；郑新江等，1997；徐祥德等，2002；周长艳等，2012）。由于青藏高原在95°E附近为孟加拉湾水汽输送主要通道，因此，分析沿95°E垂直剖面的湿度和动力条件，有助于解释夏季青藏高原东南水汽通道附近LWP和IWP的形成原因。从图 8可以看出，夏季由于高原阻挡，在高原外积聚了大量水汽，在700 hPa等压面上相对湿度达80%以上，由于地形作用，大量湿空气被输送至高原上，在30°N附近（600~700 hPa）空气相对湿度达到90%以上，地形抬升和高相对湿度的空气是造成高原东南LWP和IWP高值区的主要原因。由于高原夏季受到太阳辐射加热，垂直运动较强，存在明显的对流云，夏季积云（Cu）事件频率高于其他云型，且主要分布在青藏高原的东南部（Li and Zhang, 2016），热力作用导致的垂直运动配合水汽输送通道中丰沛的水汽，是31°N~35°N范围内LWP和IWP形成的主要原因。在柴达木盆地上空大气相对湿度明显降低，自南向北的水汽输送在此处消失，垂直运动明显小于盆地以南地区，近地面的相对湿度仅为20%左右，该地区LWP和IWP小于高原南部。

图 8

Fig. 8

图 8 地形（黑实体，单位：m）、相对湿度（阴影）、水汽通量（流线）沿95°E的垂直剖面及沿95°E各个格点的LWP（深灰色柱形）和IWP（浅灰色柱形） Fig. 8 Vertical cross section along 95°E of topography (black solid body, units: m), relative humidity (shaded areas), vapor flux (streamlines); LWP (deep grey bars) and IWP (light grey bars) of corresponding grids along 95°E

青藏高原LWP和IWP随海拔高度的变化是高原LWP和IWP分布的重要特征，图 9为2001~2016年16年平均的各季节LWP（图 9a）和IWP（图 9b）随海拔高度的变化。具体计算方法是在青藏高原范围内，以100 m作为一个统计单元，选取100 m海拔间隔内16年间不同季节的LWP分别计算其平均值，得到16年间不同海拔高度、不同季节的LWP分布，IWP（图 9b）的计算也按照此方法进行。从LWP随海拔高度的季节分布图中（图 9a）可以看出，在5500 m以下，夏季和秋季的LWP在各个海拔高度均高于春季和冬季，且不同季节LWP在3000 m以下随海拔增加而降低。在3000~3800 m范围内，各个季节LWP均随海拔高度增加，最高值约为0.25 kg/m²，出现在夏季海拔3800 m高度。在3800~5500 m范围内，各个季节LWP相对变化平稳，夏季和秋季LWP变化范围为0.15~0.2 kg/m²，秋季和冬季的变化范围主要集中在0.1~0.15 kg/m²。5500 m以上各个季节LWP量值差别逐渐减小，夏季和秋季LWP在大多数海拔高度仍高于春季和冬季，由于5500 m以上观测样本相对较少，本文对这一海拔高度以上LWP和IWP的季节差别不进行详细讨论。IWP随海拔高度的变化（图 9b）与LWP相似，但量值明显高于LWP。不同海拔高度上的IWP在夏季和秋季均大于春季和冬季。在3000~5500 m范围内，IWP在各个季节都随海拔高度增加。

图 9

Fig. 9

图 9 青藏高原各季节2001~2016年平均（a）LWP和（b）IWP随海拔高度的变化 Fig. 9 Seasonal mean (a) LWP and (b) IWP at different altitudes during 2001−2016

从LWP和IWP随海拔高度的变化（图 9）中可以归纳如下变化特征：高原南部3000 m以下的低海拔区是水汽向高原输送（如孟加拉湾水汽输送带）的必经之地，在此区域内，较低海拔地区积聚的水汽相对较多，在地形抬升作用下水汽通过凝结等云微物理过程转化为降水，形成LWP的高值区，抬升过程也是对水汽的消耗过程，海拔越高获得的水汽供给越少，LWP和IWP出现随海拔升高而降低的过程，这一过程在2800~3000 m高度附近逐渐减弱并消失，林芝地区的平均海拔为3000 m左右，可以作为这一区域的海拔高度参考；3000~5500 m海拔高度区间内IWP在全年随海拔升高而增加，各个季节的LWP在3000~3800 m范围内随海拔升高而增加，3800~5500 m范围内LWP变化平稳，这一变化形态与鲁春霞等（2004）使用青藏高原92个气象站降水资料分析得到的青藏高原降水梯度一致，在海拔高于3000 m的台站降水总体随海拔升高而增加，显示了LWP和IWP随海拔高度的变化与高原的降水梯度变化密切相关。

图 10为青藏高原2001~2016年年平均LWP（图 10a）和IWP（图 10b）的线性相对变化趋势，LWP的线性相对变化趋势是LWP线性变化趋势与LWP多年平均的比值，IWP的线性相对变化趋势也用相同方法求出。同时，选择青藏高原降水较为集中的夏季，绘制青藏高原夏季平均LWP（图 11a）和IWP（图 11b）的线性相对变化趋势图。青藏高原年平均LWP和IWP，夏季平均LWP和IWP的线性相对变化趋势的显著性检验同图 12。青藏高原上的LWP和IWP在全年和夏季都表现出明显的降低趋势，其中IWP的降低趋势要强于LWP。二者在年平均趋势和夏季平均趋势的分布特点上也有不同，具体来说全年平均的LWP趋势在高原上有多个负值区，但它们分布比较分散，而IWP的全年平均趋势虽然也是以降低为主，但呈现出了南强北弱的形态。从夏季来说，高原上的LWP在西北部的昆仑山地区有一个较强的负值中心，总体上呈现全区降低趋势为主，北部降低较强，南部降低较弱的特点。而IWP的分布比较均匀，全区降低趋势为主，没有一个明显的负值中心。再看高原周边的LWP变化情况，可以看出，沿高原西南边缘的印度地区，IWP的年平均和夏季平均都有明显的降低趋势，从这个降低区再向西南方向有可以看到一片较强的升高区，同样地，对LWP来说也大致是这种分布特点，只是LWP的年平均趋势沿高原南部边缘的降低区域范围较IWP来说要小，由于该地区是高原水汽来源的通道，因此该地区的水汽变化会影响高原上水汽的输送。

图 10

Fig. 10

图 10 青藏高原2001~2016年年平均（a）LWP和（b）IWP的线性相对变化趋势（实线和虚线分别表示线性相对变化趋势增加区域和减小区域的等值线） Fig. 10 Relative linear trends of annual mean (a) LWP and (b) IWP during 2001−2016 (solid lines and dashed lines are the contour lines of increasing and decreasing relative linear trends)

图 11

Fig. 11

图 11 同图 10，但为夏季平均 Fig. 11 Same as Fig. 10, but for summer mean

图 12

Fig. 12

图 12 2001~2016年青藏高原年平均（a）LWP、（b）IWP，（c）夏季平均LWP、（d）夏季平均IWP的皮尔逊相关系数分布（绿色阴影表示显著性检验达到95%置信水平的区域） Fig. 12 Distributions of Pearson's correlation coefficients of annual mean (a) LWP, (b) IWP, (c) summer mean LWP, and (d) summer mean IWP during 2001−2016 (green shadings are for values significant at the 95% confidence level)

通过做水汽通量散度的趋势分析（图 13），可以看出藏南林芝及以南的（25°N~30°N，90°E~95°E）区域是一个非常明显的散度趋势正值区（辐合减弱、辐散增强），在该区域的西南方向印度境内还有一个比其稍小的正值区（印度正中心），而这个正值区以西对应着有一个强弱大小相当的负值区（印度负中心），两个正值区向西北方向也是大片的正值区，在藏南林芝正值区的东南横断山脉以西有一个明显的负值区（横断山负中心），该地区夏季水汽通量散度的变化趋势的显著性可以达到95%的置信水平。这样可以看出，在这片区域内，水汽的辐合辐散有一个明显的变化趋势，具体来说是藏南林芝地区主要向横断山负中心辐散，在水汽通道上来说这种辐合辐散的分布不利于水汽向高原输送，通向高原的水汽会产生向印度半岛和横断山脉的分流。这种水汽输送通道上的变化特点可能是高原上LWP和IWP大范围减少的一大原因。

图 13

Fig. 13

图 13 青藏高原2001~2016年（a）年平均和（b）夏季平均水汽通量散度的线性变化趋势（绿色阴影表示皮尔逊相关系数显著性检验达到95%置信水平的区域） Fig. 13 Linear trends of (a) annual mean and (b) summer mean divergence of water vapor flux during the period of 2001−2016 (green shading indicates the area where the Pearson's correlation coefficient is significant at the 95% confidence level)

水汽通量散度的变化对高原上云量也有显著的影响，从云量的年平均变化趋势（图 14a）和夏季云量的变化趋势（图 14b）可以看出，高原上水汽通量散度的正值区与云量趋势的负值区有着很好的对应关系。夏季高原中部地区是高原水汽辐散增强的中心，相应地云量的趋势在该地区也是负值中心，且二者的显著性都能达到95%的置信水平。全年来说水汽辐散增强的区域从中部向西南连成片，云量的年平均趋势也是这种中部向西南连成片的分布。在水汽充足的情况下，云量的减少可以增强太阳辐射直接照射高原以加热大气并形成对流，有利于云水的形成，但是由于水汽输送的变化，高原西部地区的水汽是呈降低的趋势的，云量的减少对云水的负反馈程度有限。

图 14

Fig. 14

图 14 青藏高原2001~2016年（a）年平均和（b）夏季平均云量的线性变化趋势（绿色阴影表示皮尔逊相关系数显著性检验达到95%置信水平的区域） Fig. 14 Linear trends of (a) annual mean and (b) summer mean cloud fraction (green shading indicates the area where the Pearson's correlation coefficient is significant at the 95% confidence level)

对青藏高原LWP、IWP、降水量和水汽做区域平均（28°N~36°N，80°E~100°E）的线性相对变化趋势（图 15），可以看出，在该区域内的LWP、IWP和降水量在4个季节都是降低趋势，年平均LWP的线性相对变化趋势为－0.3%/a，冬季LWP减小趋势最大，达到－0.6%/a。IWP在各个季节的减小趋势均大于LWP，减小最大的季节是秋季，达到－1.2%/a，年平均IWP减小量为－0.7%/a。降水量同样在各个季节平均和年平均统计中显示出减小趋势，而可降水量冬季为减小趋势，夏季为增加趋势，春季、秋季和年平均变化趋势不明显，根据皮尔逊相关系数的显著性检验，IWP和LWP的显著性可以达到95%的置信水平，而降水量、可降水量无法达到90%的显著性水平。姚宜斌等（2016）使用ERA-Interim资料分析了青藏高原水汽和气温的变化关系，指出海拔大于2000 m的青藏高原地区, 呈现显著升温趋势, 夏季升温趋势最为显著，高原地区水汽在夏季也呈现增加趋势，冰川和积雪融化增加的蒸发是高原地区水汽增加的重要来源，高原地区大气可降水量和地表温度的变化一致, 这种变化关系与温度和大气可降水量之间存在的正反馈效应理论一致，尽管温度升高可以导致水汽增加，但是，水汽增加程度相对较弱，而水汽通量散度变化趋势（图 13）表现出的大范围水汽辐合减弱作用对LWP和IWP的减小的作用更为显著。

图 15

Fig. 15

图 15 青藏高原2001~2016年各季节区域平均（28°N~36°N，80°E~100°E）LWP、IWP、降水量和可降水量的线性相对变化趋势 Fig. 15 Relative linear trends of regional mean (28°N−36°N, 80°E−100°E) LWP, IWP, precipitation, and precipitable water in different seasons during 2001− 2016

为研究青藏高原2001~2016年云水的气候特征，使用MODIS月平均LWP、IWP和云量资料，并结合对应时间段内ERA-Interim的气压层、地面层资料和GPCC降水等资料，详细讨论了青藏高原LWP和IWP的多年平均分布、季节分布和变化趋势等气候特征及其成因。

青藏高原多年平均LWP和IWP的分布形态与降水和可降水量分布形态对应较好，LWP和IWP的高值区位于青藏高原东南的林芝地区附近，LWP和IWP高值中心分别达到0.21 kg/m²和0.3 kg/m²以上，LWP和IWP的低值区位于高原南部的喜马拉雅山地区和高原东部的横断山地区，IWP的量值高于LWP，高原LWP和IWP量值与云南和四川的LWP和IWP量值较为接近。LWP和IWP在高原上的分布与1984~2009年ISCCP-D2资料所得到的云水平均分布有较大差异，ISCCP资料显示云水在该期间在高原中部是低值区（伯玥等，2016），而2001~2016年MODIS-L3的云水资料显示高原中部是云水的高值区，这种差异是由于高原中东部地区云水在1984~2001年间发生了显著的升高（伯玥等，2016），因此从2001年以后高原中部云水由低值区转变为了高值区。

青藏高原LWP和IWP存在明显的季节变化，受夏季风影响，青藏高原夏季LWP和IWP最多，冬季最少，春季和秋季量值相当，林芝及其周边地区在各季节均为LWP和IWP分布的高值区。受到青藏高原动力抬升作用和热力作用的影响，夏季大量相对湿度很高的空气被输送至高原上，通过地形抬升和热力对流使得高原东南部成为LWP和IWP的高值区。

青藏高原各季节平均LWP和IWP随海拔高度的变化特征较为相似，3000 m以下的高原低海拔区受到水汽输送和高原动力抬升作用的影响，LWP和IWP量值较高，并随海拔升高而降低；3000~5500 m海拔高度区间内IWP在各个季节均随海拔升高而增加，各个季节LWP在3000~3800 m范围内随海拔升高而增加，3800~5500 m范围内LWP变化平稳，总体上看，3000~5500 m海拔高度区间内LWP和IWP的变化特征与青藏高原台站降水的梯度变化特征一致。

青藏高原年平均和季节平均LWP和IWP在2001~2016年间均以减少趋势为主，这一变化趋势与云量和降水变化趋势一致，LWP和IWP的减少趋势与水汽输送通量散度的增加密切相关，由于水汽输送通道上和高原大部分地区的水汽辐散增强，使得LWP和IWP的形成条件受到抑制，导致青藏高原云水和云量出现减小趋势。伯玥等（2016）使用1984~2009年ISCCP-D2的云资料所做的研究发现高原云量在这期间有显著减小的趋势，但云水在高原东部却有增加的趋势，这种反常的分布特点被认为可能是孟加拉湾水汽通量增大的结果。通过对比ISCCP资料在青藏高原的区域平均年际变化（图略）可以看出云水在2001~2009年实际上已经不再显著升高，与本文2001~2016云水数据前半段的变化特点相吻合，又由于云量、云水（LWP、IWP）和水汽通量散度的变化趋势保持了很好的一致性，逻辑上相对合理可信，再加上MODIS具有高空间分辨率的优势，相比ISCCP来说可以显示出更多变化的细节。