第22卷 增刊
2003年10月
高 原 气 象
PLATEAU METEOROLOGY
Vol. 22 Suppl. October, 2003
文章编号:100020534(2003) 增20067208
青藏高原隆升对西北地区降水量变化的影响
范广洲
1, 2
, 程国栋
3
(1. 中国气象局成都高原气象研究所, 四川成都 610072; 2. 成都信息工程学院地球环境科学系, 四川成都 610041;
3. 中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冻土工程国家重点实验室, 甘肃兰州 730000)
摘 要:青藏高原的隆升是地质历史上一次重大的地质事件, 中国对西北干旱气候与环境的形成和演变有着重要的影响。本文利用CCM3模式模拟了高原隆升前和隆升至临界高度时, 西北地区的降水与现在的差别, 从而初步探讨了高原隆升对西北干旱区气候变化的影响。结果表明, 高原隆升对西北地区降水有明显影响。隆升前, 西北地区年降水比现在偏多约150mm; 随着高原隆升西北地区年降水逐步减少, 到高原隆升至临界高度时, 西北地区降水比高原隆升前约减少了77mm, 但仍比现在多约73mm 。在不同季节, 降水的变化是不尽相同。关键词:青藏高原隆升; 西北干旱区成因; 降水变化中图分类号:P458. 1+21
文献标识码:A
1 引言
中国西北干旱区是世界典型温带荒漠分布区之一, 在世界干旱区气候及生态环境研究中颇具代表性, 其气候与环境特征及其形成原因一直是科学家们研究的主要对象。青藏高原的隆升是新生代以来亚洲大陆发生的最重大的地质事件, 隆升的高原在动力和热力上对东亚乃至北半球的大气环流产生了巨大影响[1]。一般认为, 高原隆升是干旱区干旱气候环境形成的主要原因之一。吴统文等[2]认为, 深居内陆和青藏高原地形的作用是西北干旱区形成的大背景。大量的地质证据揭示了亚洲中部及北美内陆自晚新生代以来气候在向着干旱化方向发展[3]。李克让[4]指出, 在晚第三纪时高原隆升高度不高, 我国甘肃、新疆一带还多是草原, 山区较湿润, 有森林存在。天山西部和北部为暖温带阔叶林或针阔叶混交林。准噶尔盆地西部的玛纳斯湖与艾比湖, 柴达木盆地等为广阔的湖盆地。即使在塔里木盆地, 四周山地降水较多, 许多源于昆仑山、帕米尔和天山的流水, 汇集形成水量充足的塔里木河, 东流入盆地东端的罗布泊
[5]
不仅在塔里木盆地, 而且在我国西北广大地区和青藏高原那时都相当普遍。到中更新世晚期, 高原及西北众多的山脉已隆升至相当高度, 这时的准高原面在青藏高原地区达到3000m 左右, 对水汽的阻滞作用十分显著, 下沉气流强盛, 致使我国西北大部分地区出现大片荒漠。在北疆发现当时已有仅分布在石质戈壁和沙漠边缘的古植物:黑琐琐、白琐琐、黄麻等, 在南疆则出现大片沙漠[6]。 现代高原气象学研究[1,
2, 7~9]
表明, 包括中亚
和我国西北在内的高原邻近地区的干旱气候, 与过山气流的绕流(高原的动力作用) 以及夏季高原上升气流在高原外围的补偿性下沉(高原的热力作用) 有关。一些数值模拟试验研究也进一步证明了青藏高原隆升对中纬度干旱气候形成的重要作用然Hahn 等
[11]
[10]
。虽
在有、无地形的数值试验研究过程
中, 得出青藏高原的存在减轻了西北干旱的推测, 但这是一个尚有争议的、不很成功的模拟试验结果[12], 其推测被Broccoli 等[10]的另一次数值试验结果所否定。Broccoli 等[10]的数值试验研究是有关高原隆升对亚洲中纬度干旱区气候形成影响的研究工作中最为细致的。他们利用一个具有较高分辨率(相应的经纬度网格距为2. 25b 经度@3. 75b 纬度) ,
, 盆地内水网稠密, 有一
定数量的植被。这种水网密布、湖泊众多的情况,
收稿日期:基金项目:作者简介:
2003206204; 改回日期:2003208225
中国气象局成都高原气象研究所高原气象开放实验室基金; 成都信息工程学院人才引进项目(KY/LX2002082801) 共同资助范广洲(1970) ) , 山东即墨人, 博士后, 副教授, 主要从事气候数值模拟、陆气相互作用和水资源等的研究E 2mail:fan_gzh@sina.com
68 高 原 气 象 包括陆地水文循环过程和地形重力波参数化的9层GCM, 通过有、无地形试验的对比分析表明, 青藏高原是通过激发夏季风环流而影响中亚干旱的, 即与低层相对干燥的反气旋式流动、中亚的下沉气流以及风暴路径的北移密切相关。此外, 地形也减少了进入大陆内部的水汽输送和地表蒸发, 因而对周围干旱的形成有贡献。
这些研究都表明, 高原的存在对干旱区干旱气候环境的形成演变有重要影响, 但这些工作主要研究的是高原对北半球或亚洲干旱区干旱气候的影响, 而没有突出其对我国西北地区干旱气候环境的影响; 没有强调高原隆升到对气候产生影响的临界
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高度时期的作用特征。本工作将针对这些问题进行一些初步探讨。
2 试验设计
2. 1 控制试验设计
本文所用模式为NCAR 的CCM3, 模式垂直方向采用P-R 坐标, 共18层; 水平方向采用三角形截断42波(T42) , 约相当于2. 5b 经度@2. 5b 纬度。模式积分时间步长为20min 。控制试验(或简称CTL 试验) 中模式所用地形、陆面特征和海陆分布等资料均取实况; 海温取实测资料, 每1个月耦合一次;
其它模式资料如植被类型、冰雪资料等也
图1 E50(a) 和E05(b) 试验地形高度分布ibut
增刊 范广洲等:青藏高原隆升对西北地区降水量变化的影响 69
都为观测值, 由NCAR 提供。数值试验取1986年4月15日流场作初始场, 积分至1993年2月29日, 共积分约7年的时间, 舍去前面近2年的资料不进行分析, 而只分析后5年(1988年3月1日至1993年2月28日) 的资料, 从而避免模式调整期的影响。CCM3模式是世界公认的大气环流模式, 已经在世界范围内得到了广泛的使用和验证, 证明模式对全球及区域气候有较好的模拟能力。文献[13]中也对该模式的性能作了简单的检验, 表明模式能够较好地模拟再现西北地区降水等物理量的分布形式和季节变化特征, 此处本文不再累述。2. 2 高原隆升试验设计
刘晓东等[14]通过大气动力学、热力学及气候学研究指出, 青藏高原隆升过程中存在一个临界高度(U 1. 5~2km) 。当高原隆升突破这一临界高度时, 才开始对大气产生强烈的作用, 从而造成大气环流、大气热力结构、亚洲区域以及全球气候等的一系列巨大转变。其他的研究也指出, 高原隆升至1000~2000m, 即晚第三纪末期至第四纪初期, 高原以东平原地区干热气候结束。高原隆升至2000~3000m, 即早更新世至中更新世晚期, 高原以东地区冬季干冷, 夏季湿热, 季风气候逐渐形成, 西北、华北地区降水减少, 尤其是西北地区, 逐渐变干, 开始出现沙漠。张耀存等[16]通过数值模拟研究也说明了高原隆升的临界高度问题的重要性。这些研究表明, 高原高度在2000m 左右时, 是其对气候产生巨大影响的临界高度。因此, 研究没有高原存在以及高原高度在2000m 左右时期西北地区气候特征有着重要的科学价值。
有鉴于此, 本文设计了两个高原隆升不同阶段的数值模拟试验:一个是将28. 125b ~151. 875b E, 0b ~67. 5b N 范围内(此范围较青藏高原实际范围明显偏大, 这主要是因为地形高度降低后, 会在降低地形高度的边缘地区产生较大的地形梯度, 此地形梯度会对其周边气候产生虚假的影响。为了消除这种影响在我国西北干旱区的表现, 根据文献[14]的做法, 将地形降低范围扩大) 的地形高度分别降低到原地形高度的50%(图1a) (记作E50) 和5%(图1b) (记作E05) 。其中试验E50研究的是高原隆升至临界高度(高原主体平均高度约为2000m) 时对西北地区干旱气候的影响; 试验E05研究的是没有青藏高原时西北地区的气候特征。模拟试验所用模式及模式的其它参数均同CTL 试验。模式模拟结
[15]
巨大的地形高度在西北干旱区形成过程中的作用。
3 试验结果分析
3. 1 春季降水变化
从E05试验减CTL 试验春季降水差值图(图略) 上可以看到, 在没有青藏高原巨大地形情况下, 我国西北大部分地区降水都较现在偏多, 仅西北南侧地区略有减少。最大降水率偏多中心位于新疆东部, 中心值达1. 2mm #d -1以上。区域平均E05试验西北地区(80b ~105b E, 35b ~45b N) 春季降水率较现在约增加0. 4mm #d -1(图2a) , 即在高原隆升前, 西北地区春季降水较现在约偏多37mm (格点平均) 。我国东部、南部、高原地区的降水率明显减少, 最大减少中心位于成都平原附近, 中心值可达-6mm #d -1以上。从E50试验减CTL 试验春季降水差值图(图略) 上可以看到, 高原主体隆升至临界高度(高原主体平均高度约为2000m) 时, 西北地区春季降水较现在仍然以增加为主, 但增加幅度相对于E05试验有所减弱, 最大降水率中心仍位于新疆地区, 但中心值仅为0. 8mm #d -1以上。区域平均E50试验西北地区春季降水率较现在约增加0. 3mm #d -1(图2b ) , 即在高原隆升至临界高度时(约相当于上新世晚期至更新世早期) , 西北地
图2 西北地区平均E05-CT L(a) 和E50-CTL(b)
降水率差值
1为月平均值, 2为季平均值, 3为年平均值
Fig. 2 Differences of regional mean precipitation rate for E05-CTL(a) and E50-CTL(b). 1for monthly
mean, 2for season mean, 3for annual mean
70 高 原 气 象 区春季降水较现在约偏多28mm, 但较高原隆升前(E05试验) 却已有所减少, 可见青藏高原隆升至临界高度时已经对西北地区春季降水产生了影响。我国中东部及高原西部降水较现在仍然明显减少, 但减少幅度较E05试验已显著减弱。这表明高原隆升至临界高度时, 其动力绕流作用和热力作用已经开始显现, 亚洲季风系统开始建立, 并对我国春
季降水产生了影响。3. 2 夏季降水变化
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从E05试验减CTL 试验夏季降水率差值图(图3a) 上可以看到, 在高原隆升以前, 西北地区降水较现在明显偏多, 最大降水偏多中心位于西北地区东部, 中心值可达2mm #d -1
以上。区域平均
E05试验西北地区夏季降水率较现在约增加0.
5
图3 E05试验减CTL 试验(a) 和E50试验减CTL 试验(b) 夏季降水率差值F ig. 3 Precipitation rate differences for E05-CTL (a) and E50-CTL (b) in summer
增刊 范广洲等:青藏高原隆升对西北地区降水量变化的影响 71
mm #d -1(图2~图4) , 即在高原隆升前, 西北地区夏季降水较现在约偏多46mm 。自我国西南部至东部的整个中国中部地区夏季降水的时间过少, 这可能主要是由于高原隆升前, 亚洲季风系统较现在偏弱引起。我国东南部降水增加, 这可能是由于夏季季风系统主要位于近海地区所致。图3b 给出的是E50试验减CTL 试验夏季降水率差值图。从图上可以看到, 高原隆升至临界高度时, 西北地区西部、北部夏季降水率较现在增加, 其中西北东北
部地区降水偏多较大。西北地区南部及东南部降水减少, 其中东南部降水减少幅度较大。区域平均E50试验西北地区夏季降水率与现在基本一致(图2b) 。我国自西到东的中部地区降水率减少, 西南及南部地区降水率增加, 这可能与季风系统的变化有关。与E05试验相比, 西北地区夏季降水明显减少, 可见青藏高原隆升至临界高度时对西北地区夏季降水产生了较大影响, 特别是西北南部地区影响
最大。
图4 同图3, 但为冬季
4 as
72 高 原 气 象 3. 3 秋季降水变化
从E05试验减CTL 试验秋季降水率差值图(图略) 上可以看到, 西北大部分地区降水在高原隆升前比现在偏多, 最大偏多中心位于西北东部地区, 中心值在0. 6mm #d -1以上。区域平均E05试验西北地区秋季降水率较现在约增加0. 2mm #d -1(图2a) , 即在高原隆升前, 西北地区秋季降水较现在约偏多18mm 。我国其它大部分地区(除东北地区和东南地区外) 秋季降水较现在明显偏少, 其中最大差异中心位于长江中游地区, 中心值可达-6mm #d -1以上。这可能主要是由于高原动力绕流作用及与高原热力作用有关的季风系统消失或减弱有关。 从E50试验减CTL 试验秋季降水率差值图(图略) 上可以看到, 我国西北北部大部分地区秋季降水在高原隆升到临界高度时比现在偏多, 但偏多幅度不大。区域平均E50试验西北地区秋季降水率较现在约增加0. 1mm #d -1(图2b) , 即在高原隆升至临界高度时, 西北地区秋季降水较现在约偏多9mm, 但较高原隆升前(E05试验) 降水却已略有减少。由此可见, 青藏高原隆升至临界高度时已经对西北地区秋季降水产生了影响。我国其它大部分地区秋季降水是减少的, 只是东北地区、高原东南部和东南沿海地区的降水有所增加。3. 4 冬季降水变化
从冬季E05试验减CTL 试验降水率差值图(图4a) 上可以看到, 在高原隆升前, 我国西北地区全区冬季降水率都明显较现在偏多, 最大偏多中心位于新疆西部地区, 中心值可达1mm #d 以上。西北地区区域平均E05试验冬季降水率约较现在偏多0. 6mm #d -1(图2a) , 即相当于高原隆升前西北地区冬季降水比现在多54mm, 是一年中降水差异最大的季节。我国其它地区除东北、华北及北方地区外, 冬季降水在高原隆升以前较现在是偏少的。 图4b 给出的是E50试验减CTL 试验冬季降水率差值图。从图上可以看到, 当高原隆升到临界高度时, 西北地区冬季降水率较现在也明显偏多, 区域平均冬季降水较现在约偏多0. 3mm #d -1
-1
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3. 5 年均降水变化
从E05试验减CTL 试验年平均降水率差值图(图5a) 上可以看到, 在青藏高原隆升以前, 我国西北地区年均降水率与现在相比都以增加为主, 最大增加中心位于西北东部地区, 中心值可达1. 2mm #d -1以上。全西北地区区域平均年降水率在高原隆升以前比现在约偏多0. 4mm #d (图2a) , 相当于年降水比现在偏多近150mm 。这一数值虽然不能从根本上解决西北地区干旱气候环境特征, 但对于缓解干旱状况却可以起到重要作用, 可见青藏高原隆升是西北地区干旱气候环境形成的重要因素之一。E05试验中纬度以南我国大部分地区年平均降水较现在是偏少的, 这可能主要是亚洲季风系统比现在偏弱造成的。
图5b 给出的是E50试验减CT L 试验年平均降水差值图。从图上可以看到, 我国西北大部分地区年平均降水率是增加的, 特别是西北北部地区增加的相对较多。区域平均E50试验比CTL 试验年平均降水率约偏多0. 2mm #d -1(图2b) , 相当于年降水比现在偏多约73mm 。对比E05试验结果可知, E50试验西北地区年平均降水已经明显有所减少。这表明高原隆升至临界高度时, 对西北地区降水已经产生了较明显影响, 西北地区干旱化趋势加剧。我国其它地区降水变化的空间分布情况与E05试验比较一致, 但变化幅度较小。
-1
4 结论及讨论
本文利用CCM3模式简单模拟研究了高原隆升不同阶段对西北地区干旱气候环境形成演变的影响, 结果发现, 高原隆升对西北地区降水有明显影响。高原隆升前, 西北地区年降水比现在偏多大约150mm; 随着高原隆升西北地区年降水逐步减少, 到高原隆升至临界高度时, 西北地区降水比高原隆升前约减少了77mm, 但仍比现在多约73mm 。高原隆升前, 降水与现在相比变化最大的是冬季, 其次是夏季, 秋季最少; 高原隆升至临界高度时, 降水与现在相比变化最大的是冬季和春季, 而夏季降水已经基本上与现在相当, 二者之差U 0。本文只利用两个数值试验和一个控制试验, 简单对比分析了高原隆升对西北干旱区年平均及季节平均降水的可能影响, 没有分析高原隆升对西北地区其他气候要素的影响和高原隆升对西北地区气候变化影响的机制, 也没有详细研究西北地区干旱气候环境对
(图
2b) , 相当于冬季降水比现在多27mm 。这一数值与高原隆升前(E05试验) 相比明显偏小, 这说明高原隆升至临界高度时对西北地区冬季降水已经产生了较明显的影响。我国其它地区除高原南侧及长江中下游及其以南地区降水减少外, 冬季降水也都是增加的。
增刊 范广洲等:青藏高原隆升对西北地区降水量变化的影响 73
图5 同图3, 但为年平均
Fig. 5 The same as Fig. 3, but for annual mean
高原隆升高度的敏感性问题, 而且模式积分的时间也不够长。另外, E05和E50试验设计时, 地形高度改变的范围远大于青藏高原的主体范围, 这主要是为了消除边界处陡峭地形的虚假影响, 但这会引起模式结果中也包含了其它地区地形的影响, 这是本文的一个不足之处。所有这些问题都有待于在以后的工作中加以完善和补充。参考文献
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Influence of the Qinghai 2Xizang Plateau Uplifting on
Precipitation Change in Northwest China
FAN Guang 2zhou 1, 2, CH ENG Guo 2dong 3
(1. I ns titute of Plateau Meteorological C hengd u , China Meteorolog ical Ad ministration , Chengdu , 610072, China ; 2. Chengd u University of I nf or mation Technology, C hengd u 610041, China ; 3. State Ke y Laboratory of Frozen
Soil Engineer ing , Cold and Arid Regions Environ m ental and Engineering Research I ns titute,
Chines e Academy of Scienc es , Lanzhou 730000, China)
Abstr act:The Uplifting of Qinghai 2Xizang Plateau is a very important geological event in the geological
history. It very clearly influences the forming and changing of the arid climate and environment in drought area of Northwest China. The CCM3is used to simulate the differences of the precipitation and temperature over NW China among before, during and after the Qinghai 2Xizang Plateau is uplifted. From the researches, we can sim 2ply study the influence of the Plateau uplifting on the climate change in NW China. The results show that the u 2plifting of Qinghai 2Xizang Plateau can clearly effect on the precipitation of the area. The annual precipitation is more about 150mm than now before the Plateau is uplifting. And following Plateau is uplifted up, the precipita 2tion is reducing. When the Plateau uplifted up to the critical height, the annual precipitation is reduced about 77mm, but it is still more than now about 73mm. T he changes of the precipitation are different in different sea 2sons.
Key words:Uplifting of Qinghai 2Xizang Plateau; Forming causes of Northwest China drought area; Pre 2
cipitation change