青藏高原隆升对西北地区降水量变化的影响

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] , 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,
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 3000 m 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[10] 。虽 然 Hahn 等[ 11] 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
图 1 E50( a) 和 E05( b) 试验地 形高度分布 Fig. 1 Ter rain distr ibut ions of E50( a) and E05( b)
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
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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
区降水有明显影响。隆升前, 西北地区年降水比现在偏多约 150 mm; 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 77 mm, 但仍比 现在多约 73
mm。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
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) ,
收稿日期: 2003206204; 改回日期: 2003208225 基金项目: 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 作者简介: 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
E2mail: fan_gzh@ sina. com
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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。
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~ 2 km) 。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[15] 也指出, 高原隆 升至 1000~ 2000 m, 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~ 3000 m, 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 2000 m 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 2000 m 左右时期西 北地区气候特征有着重要的科学价值。
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) . 1 for monthly
mean, 2 for season mean, 3 for annual mean
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区春季降水较现在约偏多 28 mm, 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
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 20 min。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 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
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. 2 mm#d- 1以上。区域平均 E05 试 验西北地区( 80b~ 105bE, 35b~ 45bN) 春季降水率较 现在约增加 0. 4 mm#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 37 mm ( 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 - 6 mm#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 2000 m) 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. 8 mm# 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. 3 mm # 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
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. 875bE, 0b~ 67. 5bN 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 2000 m) 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 果也与 CTL 试验进行了比较, 从而探讨青 藏高原
第 22 卷 增刊 2003 年 10 月
高 原气 象
PLATEAU METEOROLOGY
文章编号: 100020534( 2003) 增20067208
Vol. 22 Suppl. October, 2003
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
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
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ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
季降水产生了影响。
3. 2 夏季降水变化 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 2 mm # 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