包邮星载仪器观测的夏季青藏高原云降水及辐射研究

第1章青藏高原大气的基本状况 　　1.1青藏高原地理特征和大气环流基本特征 　　1.1.1地形和地貌 　　我国的青藏高原（Qinghai-Tibet Plateau）海拔多在3000～5000m，是世界上海拔*高的高原，也被誉为“世界屋脊”或“第三极”。青藏高原介于26°～39°N、73°～104°E，高原南部有喜马拉雅山脉，东西横跨经度20多度，世界**高峰——珠穆朗玛峰位于其中部；北部有昆仑山、阿尔金山和祁连山，东西长约2800km；西部为帕米尔高原和喀喇昆仑山脉，东部及东北部与秦岭山脉西段和黄土高原相接，南北宽300～1500km。按照地形划分，青藏高原分为藏北高原、藏南谷地、柴达木盆地、祁连山地、青海高原和川藏高山峡谷区6个部分，总面积约250万km2。除西南边缘部分分属印度、巴基斯坦、尼泊尔、不丹及缅甸等国外，绝大部分位于中国境内。 　　青藏高原在中国地理上还被称为**级阶梯，它包括喜马拉雅山脉以北、横断山脉以西、昆仑山和祁连山以南区域及柴达木盆地，平均海拔在4000m以上。青藏高原与其东部的第二级阶梯（包括内蒙古高原、黄土高原、云贵高原，还包括准噶尔盆地、塔里木盆地和四川盆地，平均海拔在1000～2000m）、第三级阶梯（主要是平原地区，大部分海拔低于500m）一起构成了中国西高东低的地形走势，也形成了中国特色的天气气候，地形坡面对降水具有增幅作用（傅抱璞，1992），地理和地形因子能解释80%以上的降水量空间分布（舒守娟等，2007）。 　　青藏高原内地势相对平坦，地势也呈西高东低的特点。与同纬度周边地区相比，青藏高原显得突兀。青藏高原与周边过渡区高山大川密布，高山参差不齐，落差极大，故地势险峻、复杂多变，图1.1.1为利用地形海拔数据（Amante and Eakins，2009）资料绘制的青藏高原及周边地区的地形海拔分布，图中青藏高原相对周边地区宛如一座高耸至对流层中部的台地；夏季在太阳照射作用下，地面潜热和感热过程使得高原气温较周边同高度大气高出4～6℃。以海拔占面积的比例计算，西藏全区海拔4000m以上的面积占86.1%，青海全省海拔4000m以上的面积占60.93%。青藏高原地域间海拔落差巨大，位于喜马拉雅山脉的世界**高峰——珠穆朗玛峰海拔为8848.86m，而金沙江海拔仅1503m；喜马拉雅山平均海拔在6000m左右，而雅鲁藏布江河谷平原仅有3000m。高原上的湖泊众多，共有大小湖泊1400多个，面积大于10km2的湖泊有346个；青藏高原众多水系及冰川融雪成为雅鲁藏布江（出境后称布拉马普特拉河）和恒河、澜沧江（出境后称湄公河）、怒江（出境后称萨尔温江）、金沙江及长江、黄河的发源地。 　　1.1.2地表和空气质量 　　植被指数（vegetation index，VI）作为反映地表植被覆盖情况的参数，常被用来表征地表特征，特别是对于广袤而缺乏地面观测的青藏高原地区，采用卫星搭载的光谱仪器观测反演植被指数，可描述其地表特征。植被指数是利用光学方法来估算提取植物中绿色生物量，因为植物叶子的细胞结构使它在近红外波段（IR）具有高反射值，而其叶绿素在红光波段（R）具有强吸收性，利用光谱中的IR和R通道便可计算比值植被指数（ratio vegetation index，RVI：RVI=IR/R）和归一化植被指数[normalized differential vegetation index，NDVI：NDVI=（IR–R）/（IR+R），其值介于–1～1之间]。研究表明NDVI负值表示地面为云、水、雪等覆盖，0表示有岩石或裸土等覆盖，正值表示有植被覆盖，且植被越茂密则正值越大。图1.1.2为利用中等分辨率成像光谱仪（Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer，MODIS）产品数据绘制的青藏高原冬季和夏季的归一化植被指数分布，表明冬季青藏高原东部偏南的少数区域NDVI可达0.2～0.6，其他区域均小于0.2，高原西部和北部的NDVI近乎零；夏季青藏高原东部植被状况转好，NDVI可达0.5～0.8，但高原西部和北部植被仍旧很差。相比之下，中国西南至中南半岛、孟加拉平原、喜马拉雅山脉南坡的植被很好，这些地区冬季的NDVI为0.4～0.8，而夏季可超过0.8。由此可见，除青藏高原东部外，高原上的植被状况并不好，大部分地表为沙石，热容小，白天在阳光照射下，地面感热强，近地面气温也迅速上升，午后大气强烈的不稳定，如果水汽条件具备，则时常出现对流活动。 　　青藏高原地处我国的西部，人口稀少、工业极少，因此这里的空气质量非常好。青藏高原的空气污染主要来源于局地生物燃料的燃烧和外来输入，前者与当地社区人们生活（如做饭、供暖等）有关，后者则为周边污染排放，经气流携带上了高原。研究表明南亚大气污染物可输送到青藏高原（Cong et al.，2015;Kopacz et al.，2011;Lu et al.，2012;Kang et al.，2016;Zhang et al.，2020）。图1.1.3为利用MODIS产品数据绘制的青藏高原冬季和夏季的气溶胶光学厚度的空间分布，它表明青藏高原上的气溶胶浓度低，冬季大部分区域的气溶胶光学厚度小于0.2，甚至小于0.1，少数地区达到0.3，估计由沙尘引起；而夏季气溶胶仍处于很低的水平，大部分区域的气溶胶光学厚度小于0.2。因此，青藏高原大气透明度极好，到达地面的太阳辐射也极强，加之地面植被差，白天地面的感热非常强烈。 　　1.1.3大气环流 　　一方面，青藏高原位于26°～39°N之间的内陆，但它南邻印度洋北部的印度次大陆、孟加拉湾北部的孟加拉国、缅甸，故南北方向的下垫面从水面经陆面至高原的分布，造成了辐射热力强迫的南北差异，进而加剧了南亚的夏季风环流。另一方面，青藏高原总体上处于北半球西风带，高原上盛行偏西风；从春季至夏季，伴随着西南季风自印度向北推进，季风暖湿气流到达喜马拉雅山脉南坡，出现爬流、越流和绕流现象，在静止卫星云图上时常可见云系翻越喜马拉雅山脉进入高原，继续向偏东方向移动，到达高原东部并移向内陆地区。 　　图1.1.4为利用再分析资料ERA5绘制的青藏高原冬季和夏季地面风速和大气温度的空间分布。该图表明冬季高原中部的近地面偏西风较强，可达5m s–1以上，因为冬季高原处于北半球西风带中；高原大部分区域的地面气温低于265K。夏季近地面的风速较小，大部分区域小于3m s–1，且风向朝高原中部辐合，地面气温为280K左右；夏季高原中部地面感热强烈，形成了热低压区，故成为气流的辐合中心，这也是夏季高原上对流活动旺盛的原因。和周边地区的地面气温相比，青藏高原的地面气温要低近30K，但与周边地区同高度的大气相比，高原地面气温要高。在青藏高原南部的印度次大陆及周边海域，该图清楚地表明南亚冬季风（偏北风）和夏季风（偏南风）的差异。 　　在500hPa气压高度，冬季青藏高原位于准东西向的等高线中[图1.1.5（a）]，表明冬季海拔5500m左右的高度，高原上为西风气流控制；高原东北部处于东亚大槽的后部，冷空气会经过高原东北侧南下，进入我国东部；高原上主要为盛行下沉气流。图1.1.5（b）显示在夏季500hPa气压高度，高原上为低气压区（中心位于高原中部），并且大部分区域盛行上升运动，这与地面气流辐合区一致[图1.1.4（b）]。此外，在印度次大陆的中部偏东地区，500hPa为一低压中心，即夏季的南亚季风低压中心和上升运动中心，该低压东侧的偏南气流，将向青藏高原输送季风暖湿空气；高原北侧（40°N以北）等高线密集，表明夏季北半球西风带已经北移至青藏高原以北地区，因此高原夏季主要受西南季风的影响。 　　在200hPa气压高度，冬季青藏高原仍处于准东西向的等高线中，且空气下沉运动[图1.1.6（a）]，结合500hPa等高线分布可知，冬季青藏高原上空为深厚的西风气流控制，因此冬季青藏高原大气干燥。夏季青藏高原200hPa为大气辐散区[图1.1.6（b）]，该辐散区一直向南延伸至印度次大陆和孟加拉湾上空，它们对应200hPa的高压区，高压中心位于喜马拉雅山脉中段偏东；结合图1.1.5（b）中显示的季风低压中心位置可知，印度次大陆中部偏东地区至喜马拉雅山脉南侧，大气上升运动强烈，这里应该是夏季季风环流*强的上升支所在地，也是夏季西南季风作用高原的重要通道。