祁连山地形对周边地区降水的影响.docx

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祁连山地形对周边地区降水的影响

祁连山地形对周边地区降水的影响

祁连山是我国第二级阶梯和第三级阶梯的分界线也是甘肃省和青海省的分界线。

其地形作用对降水天气过程应该会有相当大的影响。

本文利用WRFV3.6中尺度数值模式，对2003年7月24～27日发生在祁连山地区的大型降雨过程进行了数值模拟的控制实验。

本文从环流背景、中小尺度天气系统、动力机制以及地形特征、等方面进行了对比分析，结果表明:

低空急流及相对稳定的环流形势、“东高西低”切变辐合是沿祁连山区域性强降水产生的关键，加之特殊的地形地貌为增加祁连山区降水量提供了有利条件。

祁连山地形对与降水过程中几个关键的天气要素都有重要的影响，例如：

在祁连山地形对附近绕流气旋的产生、垂直运动、散度场、水汽通量散度都有促进、加强作用，对此次降水的产生以及降水的分布都起了相当重要的作用，对区域性的降水变化影响明显；由此表明，就该地区某些强降水天气过程而言，祁连山的存在，能够切断了水汽进一步向西输送，是大量水汽在祁连山地区下落成为降水，加强其周边地区的降水，使祁连山地区成为西北少数降水丰富地。

而且由于地形的阻隔还造成了造成新疆地区的降水量稀少、沙漠化严重等现象。

引言

1祁连山是亚洲中部高大的山系之一，呈西北～东南走向，介于甘肃、青海之间、北部以河西走廊为界，南邻柴达木盆地，西与阿尔金山相连，东延到黄河以西。

青藏高原东北边缘的一个巨大山系，由一系列北西走向的高山和谷地组成。

山体的高度一般在4000～5000m，最高峰—团结峰位于山系的中心疏勒南山，海拔5826.8m。

祁连山北缘以2000～3000m的巨大高差过渡到河西走廊；南侧柴达木盆地是青藏高原内部的一个大型的山间盆地，低于祁连山1000～2000m。

海拔4000m以上的山体占全山区面积的30%左右。

祁连山整个山系成一不规则的菱形地块，短轴靠近西段，大致在97°E左右。

在大地构造上，祁连山褶皱带西与阿尔金山块断带相接，东止于六盘山，全长超过1000km。

但在地貌上一般把其东端定在乌稍岭-哈拉古山附近（103°E），自当金山口至民和长约810km。

97°E以西，山体宽展，酒泉至德令哈宽约280km，向东逐渐缩窄，东段从古浪至贵德宽160km左右[1-2]。

2

3图1研究区位置图

4Figure1Locationofthestudyarea

5平均海拔4000～4500m,许多地方终年积雪,发育着现代冰川，是我国现代冰川研究的发祥地[3],其在我国冰川研究中的地位堪比阿尔卑斯山在世界冰川研究中的地位。

祁连山被誉为“冰源水库”，在祁连山上分布着3000多条冰川，是我国西北干旱区重要的水源涵养地之一。

河西走廊的石羊河流域、黑河流域、疏勒河流域等26条较大河流与80多条较小的支流皆发源于此，每年还为黄河流域提供水资源3.3亿m3然，而它不仅发育了河流，而且还有湖泊、宽广的谷地等都成为青海省的主要农业区；每年为河西走廊提供的水资源达73亿m3，其中冰川融水占年平均径流量的13%[4]，其余为森林涵养水，灌溉着河西走廊绿洲的70万hm2的肥沃良田，养育着河西走廊400多万人口。

祁连山在水平地带性和垂直地带性的双重控制，景观分布在垂直地带性的控制下垫面景观分布复杂，其大部分是雪峰林立的高山带，仅海拔4000米以上的山地面积占整个山区的三分之一。

对于水平地带性的控制，在海拔2500～3000m之间的坡地为原始森林与大片的草地，起着调蓄和涵养水源、保持水土、增加水量，调节气候的作用。

由于山体、植被对降水的影响很大，祁连山的山体也改变了大气降水的分布，在相同纬度，祁连山区降水量达到400mm以上,而祁连山下的平原地区，从南至北，降水量从250mm降到100mm以下[5,6]。

祁连山区受东亚季风、高原季风和西风带交汇影响[5],形成了复杂的气候。

6这样的地形结构还使祁连山形成一个庞大而完备的生态系统。

因此，河西走廊的生态状况，以致我国北部的生态状况，都与祁连山的生态状况有千丝万缕的联系。

随着区域气候变化及人类活动加剧，该区生态环境也日趋恶化。

森林、灌丛退化、冰川退缩、雪线上升、水资源短缺、生物多样性下降等现象严重影响到了当地周边地区及其下游的社会经济活动。

因此对祁连山区以及其周边地区降水的研究具有重大意义。

7由于其地区的重要性，多年来，不少气象方面的学者对祁连山地区进行了比较系统的研究，对该地区所产生的气候效应以及降水分布都有大量研究。

祁连山北坡陡峭地形的抬升作用是祁连山云系降水的主要动力机制[7]；祁连山地形作用下云和降水的微物理结构随云的不同发展阶段呈现出不同的特征[8]。

2012年黄波等人利用1961～2010年的气象站观测资料，分析了祁连山地区过去50年的气候变化事实；其次，基于西营河流域祁连山地区的降水与地形数据，研究了降水分布规律，分析了降水量与地形因子之间的相互关系[9]（并通过WRF3.1中尺度模式的数值模拟试验,研究探讨了降水发生、发展过程中热力、动力因子对降水分布的影响）。

就我国祁连山地区，朱守森等（1996）利用多年资料统计发现该地区存在2km和4km两个最大降水高度带，并分析祁连山地区的降水资料发现祁连山地区的最大降水高度为2.0~2.2km[10]；张杰（2004）认为祁连山中段黑河流域的最大降水高度海拔为2.2km[11]；王宁练等（2009）分析该地区2006.06-2008.09的降水量指出4.5~4.7km为该地区的最大降水高度带[12]。

还有研究表明在半干旱的过渡区中往往存在下垫面的非均匀性,而非均匀的下垫面之间的热力差异会导致的二级环流,并会与背景风场形成复杂的交互影响。

半干旱过渡区内中尺度地形会在背景风场上导致复杂的绕流,而地形绕流与热力二级环流相互作用又会导致的水汽的输送变化,从而影响到半干旱区的降水与气候。

8祁连山脉对该地区以及周边的降水气候等都有着明显的影响，足见其地理位置的重要性和研究意义。

但由于祁连山地区地形地貌复杂，尤其对周边地区降雨影响较大，。

本文通过天气分析和数值模拟方法，研究祁连山脉地形等参数对周边地区降水量及分布的影响。

二数据来源及方法

2.1数值模拟方案设计以及数据来源

本文采用WRFV3.6中尺度模式，应用两重嵌套，均以37.740N、97.370E为中心。

第一重嵌套范围为32～420N、90～1100E，母网格格点数为34×74，格距为30km；第二重范围为35～400N、93～1030E，嵌套网格格点数为55×112，格距为10km。

两重网格垂直方向均为29层，时间积分步长分别为：

3h、1h。

两重网格均选取以下物理过程参数化方案：

微物理过程采用Ferrier（new-Eta）微物理方案，积云采用浅对流Kain-Fritsch（new-Eta）方案，长波辐射采用RTTM方案，短波辐射采用Dudhia方案，行星边界层采用YSU方案，陆面过程采用Noah方案，近地面层采用Monin-Obukhov方案。

资料来源于祁连山地区测站门源、祁连、托勒、野牛沟、武威、乌鞘岭等六个站点2001～2010年的降水资料分析站点十年内的降水变化情况。

还采用NCEP提供的10×10、每6h一次的FNL资料为WRFV3.6中尺度数值模式提供初始条件及边界条件。

积分时间从2003年7月24日08:

00到27日00:

00，共积分90小时，每1h输出一次资料。

模式运行结果作为控制试验。

2.2区域划分

祁连山区（94～104oE，36～39oN）位于亚欧大陆腹地,地处甘肃省西部,与青海省交界,东起天祝县的乌鞘岭,西止阿克塞的当金山口,海拔高度在1700~5808m之间,地形高程相差较大。

山麓南接青藏高原,北临河西走廓[13]。

祁连山是一个庞大的山系，大致位于青藏高原的东北部,是一组大致平行的呈西北—东南走向的山脉群。

这组山脉群长达1000多公里，宽达300多公里，青海湖也在祁连山的范围内，甚至青海湖南边的青海南山也是祁连山系的一条山脉。

祁连山从东向西可分为三段，祁连山的三段各有不同的景观，即森林、草原、荒漠。

这三种景观基本上是由气候（主要是由降雨）决定的。

东祁连山在祁连山的东部西宁那一带，主要受到从东部移动过来的季风影响，这里降雨丰富，因此祁连山的东部生长着茂密的森林。

季风继续向西吹送，影响力越来越弱，所带的水汽越来越少，因此祁连山的中段（哈拉湖以东，青海湖以西）降雨减弱，森林稀少，以草原发育为主。

哈拉湖以西为西祁连山，包含有几列大山，从北向南有党河南山、赛什鄂博图岭、土尔根达坂山、柴达木山等。

由于能到达的东部季风已经非常的微弱，因而这一带降雨稀少，呈现一片荒漠景象。

但由于祁连山属于高山和极高山的世界，有许多高大的山峰截住了高空中的气流和云团，在高山发育了众多的雪山和冰川，冰川融水形成了一些河流，因此即使在祁连山干旱的西部，也有河流从雪峰流下，河谷中也会出现草地和植被。

西祁连

中祁连

东祁连

9图2祁连山研究范围分区

10Figure2qilianmountainrangepartitioning

三祁连山十年降水概况

图3研究地区站点分布

Figure3distributionofresearchareasite

气象站

经度（°）N

纬度（°）E

海拔（m）代表

起至年份

资料长度

托勒

野牛沟

门源

祁连

乌鞘岭

武威

98.25

99.35

101.37

100.15

102.52

102.40

38.48

38.25

37.23

38.11

37.12

37.55

3368.3山区

3320.0山区

2851.0山区

2788.5山区

3043.9山区

1531.9山区

2001～2010

2001～1010

2001～2010

2001～2010

2001～2010

2001～2010

10

10

10

10

10

10

表1气象站点概况

Tablet1Surveyofhydrologicalstations

选用祁连山地区及周边地区6个气象站，通过图2表2可以看出所选站点几乎覆盖祁连山西北到东南全地区，收集其2001～2010年十年期降水数据进行祁连山地区降水变化分析。

这样所分析的测站数据更具代表性。

降水量mm

图4分析站点十年内年降水量变化折线图

11Figure4analyzeyoursitefortenyearannualprecipitationchangesinalinechart

图1为祁连山地区以及其周边地区一共6个典型站点2001～2010年十年内的年总降水量的统计图，由于2001年降水资料不完整导致该年年降水量总体偏低。

从图中可以看出各测站的年降水量有比较明显的起伏变化，但总体趋势保持平稳，除了野牛沟和祁连两个站点在2007年之后降水量突然增长明显其增长原因有之一是2007年后增加了降水测量密度，导致降水量的增长。

降水量mm

水量mm

图5分析站点十年内年春季（3、4、5）降水量变化折线图

Figure5analysissitetenyearsinspring（3,4,5）precipitationchangelinechart

降水量mm

图6分析站点十年内年夏季（6、7、8）降水量变化折线图

Figure6analysissitesummerwithinadecade（6,7,8）,precipitationchangesalinechart

降水量mm

图7分析站点十年内年秋季（9、10、11）降水量变化折线图

Figure7analysissitewithinadecadeinautumn（9,10and11）precipitationchangelinechart

降水量mm

图8分析站点十年内年冬季（12、1、2）降水量变化折线图

Figure8analysissitewithinadecadeinwinter（12,1,2）precipitationchangelinechart

以上是祁连山及周边地区六个测站2001~2010年降水统计折线图（分为春、夏、秋、冬四个季节）。

由于2001年降水资料不完整，统计图春季和冬季只能从2002年开始统计。

从中可以看出祁连山地区降水主要分布在夏季，春、秋两季降水量相对较少，冬季降水量最少。

因此，单独对夏季各个测站的降水（图2的折线图）进行分析。

从图中可以看出各个测站的夏季降水量具有一定的的相关性。

门源、托勒、乌鞘岭降水年份变化基本保持同增同减的趋势，武威十年来夏季总降水量有所减少；野牛沟、祁连两站在2007年以后降水量明显增加，影响因素可能有人为因素和自然因素两点，人为方面增加了资料收集频率，仪器和收集模式方法的改进等；自然因素可能是气候变化，下垫面变化等造成的。

具体原因有待更加详细的考察分析证明。

4降水模拟结果分析

4.1个例降水概况

图9祁连山地区部分站点24～27日实时降水概况

Figure9regionsofqilianmountainswaspartof

thesite24~27,real-timeprecipitationprofiles

2003年7月24日夜间至27日期间,沿祁连山地区出现呈东北西南向雨带的区域性强降水天气过程,其中偏东地区以及祁连山区的托勒、祁连等站的降水量为20～40mm,达到了西北部干旱半干旱地区大—暴雨的标准。

图10祁连山地区24～27日实时降水累计落区图（单位：

100mm）

Figure10qilianmountainarea24~27,real-timerainfall

cumulativedropzonefigure（unit:

100mm）

图10通过祁连山地区部分测站实时降水资料叠加，再通过差分得出的降水落区图，从图中可以明显的看出降水过程几乎覆盖祁连山全境地区，然而大量降水则分布在祁连山的中部和西部地区，降水量基本上都高于20mm。

由于受到高空低槽和低空辐合气流的共同影响，本次强降水天气过程有其独特性:

即祁连山偏西地区、东祁连地区以及向北进入内蒙地区和高原腹地降水量级相对较小,祁连山中部小区域范围内降水量级明显,强度大。

并且这一次强降水天气过程过程高空对流性极强,能量较高,降水历时相对短而且较集中，最剧烈、阶段性降水量最大时间为2003年7月25日到26日清晨,之后降水逐渐减弱至停止。

影响此次大暴雨过程的主要天气系统为500hPa短波槽、西太副高、700hPa切变，低空偏南气流为此次暴雨过程输送了大量的水汽等。

降水前期500hPa中纬度区域维持着两脊一槽的形势,中纬度地区“东高西低”形势明显,显示为经向型环流。

到7月25日环流形势的发生变化调整,副热带高压脊线发生变化，向北向西移动，到达位于35°N处,西脊点位于108°E,588线向西伸北上抬至陕西、甘肃交界处,并且形成了及其稳定强盛的系统。

500hPa中高纬东阻型环流形势的作用下,巴尔喀什湖冷槽不断加深并不断向东移动,并且斜压性增强。

西太副高西北面暖湿气流不断向甘肃西部输送充足的水汽,并和正在南下移动冷空气在35°～41°N,90°～97°E之间的区域交汇,造成了祁连山中部强降水天气过程。

图112003年7月25日20:

00500hPa高度场

Fig.11500hPaheightfiledsat20:

00onJuly25,2003

4.2控制实验模拟降水分析

4.2.1降水特例分析

图122003年7月24日10:

00到27日18:

00控制试验（单位mm）

Fig.3Thesimulatedprecipitationdistributionat18:

00from24to27July2003（unit:

mm）

图12为通过控制实验得出全过程降水落区分布图，对本次降水过程的变化分析可以得出，控制实验较好的模拟出了本次降水过程的位置、走向、强降水中心，在祁连山中部的强降水中心的降水量相对减少，其过程模拟的雨带为呈西北—东南走向的椭圆形雨带，沿着雨带出现两个强降水中心，在青海中部地区形成了第三个强降水中心。

从控制实验得出的最强降水中心位于门源地区附近，累积降水量达到35mm左右，与实况实时降水落区在祁连山地区形成一个最强降水中心位置、降水量相比发生了向东的偏移，其原因在于本次降水过程是从西北到东南移动，发生了连续两天降水的叠加，导致形成了两个强降水中心。

而控制实验得出的图12降水中心发生了分离，并使降水中心向东向南偏移。

（a）（b）

图13（a）2003年25日00:

00到26日00:

00降水分布

（b）2003年26日00:

00到26日00:

00降水分布

Figure13（a）2500:

00to26,200300:

00precipitationdistribution

（b）2600:

00to26,200300:

00precipitationdistribution

由于实时降水落区图是通过测站实时降水获得，测站数量有限，通过差分出来的落区图10降水中心也会发生一定的偏移，但两者相比还是比较接近的，另外形成的一个强降水中心与实况的降水中心相比，位于西北部青海内地的强降水中心位置也比较吻合，总体说来，控制试验还是能较为准确地模拟出了此次强降雨过程以及它降水空间分布、强降水中心与相应的累积降水量。

4.2.2500hpa风场以及高度场分析

（a）（b）

（c）（d）

图14500hpa风场和高度场

（a为25日08:

00、b为20:

00、c为26日08:

00、d为20:

00）

Figure14games500hpawindandheight（a08:

00,bfor20:

00,cfor25to2608:

00,dfor20:

00）

25日以前青藏地区发生少量降雨，有上图a、b的变化可以看出来25日青藏高压不断地发展加强向东向北扩张，并与夏季稳定强盛的副高在92°～96°E（青海地区）之间形成东北西南向的强切变线，强降水中心位于东北风气流、强西南风、东南风急流的汇合处，对流性极强，进而导致祁连山中部地区天气形势极其不稳定，山脉中部沿线假相当位温（θse）值较大，增加大气中的不稳定性，增加大气的潜在对流强度，从而造成大量降水。

在祁连山一线形成一西南风与东南风的风向辐合（暖湿切变），在后续东北风的影响下切变线北抬转竖,使沿祁连山地区的辐合上升运动加强。

东南部低空急流携带南方大量暖湿气流向西向北移动，并形成低涡，使辐合上升运动进一步加强，使降水区域或得稳定的水汽来源。

对应500hPa高空，不断向上抬升的东南低空急流与北方高空急流相互相互影响，进而激发、加强了垂直环流的上升气流作用，从而对强降水的产生起到了重要作用。

700hPa低空上由于祁连山高大的山脉地形影响，同时受高空锋区影响，河西中部出现中尺度冷高压并加强,沿祁连山产生锋生。

新生冷锋增强了地面辐合上升运动，进一步为此次降水补充了能量。

降雨过程到达26日清晨，西南风减弱，青藏高压减弱，天气系统逐渐期于稳定，气流相对平稳，降水过程进入尾声。

4.2.3700hpa水汽通量的分析

（a）（b）

（c）（d）

图15700hpa水汽通量

（a为24日08:

00、b为24日20:

00、c为25日08:

00、d为25日16:

00）

Figure15700hpavaporflux（a20:

00for2408:

00,bfor24,25cfor08:

0016:

00,dfor25）

从700hpa水汽通量图，出从整层看，08：

00时水汽含量较小，大部分地区都小于3g/cm*hpa*s时只有极少数地区，仅包括北面甘肃与内蒙交界处、甘肃西面、武威附近的数值大概在3～6之间,随着时间的推移青海西北部、甘肃东部水汽通量不断增大，结合风场可以看出水汽来源于东北和东南向。

随后由于祁连山的影响,高空东风被祁连山脉分隔成东南风和东北风，绕过祁连山脉从祁连山脉两侧通过,在祁连山地区由于地形的抬升导致水汽输送沿山脉向上抬升，并在祁连山地区形成不规则的绕流，在700hpa这一层祁连山周边变化明显，到25日水汽通量明显增大与24日比差值高达10.0～15.03g/cm*hpa*s之间，进一步使该区域天气系统朝着不稳定的形势发展，进而产生降水。

之后由于从东风急流源源不断的得到稳定的水汽供应，降水过程得以维持，造成祁连山地区一直到26日清晨全过程产生大量降水。

由于选取的是700hpa祁连山地区的水汽通量由于地面海拔过高，而且由于已经开始降雨地面水汽蒸发等导致近地面水汽通量飙升，而且过高的海拔导致祁连山地区出现数据空白，无法得出祁连山山区的水汽变化形势。

但进一步分析500hpa高空水汽通量的变化形势。

如下图

（a）（b）

（c）（d）

（e）（f）

图16500hpa水汽通量（a为24日08:

00、b为25日00:

00、c为25日08:

00

d为25日20:

00、e为26日08:

00、f为26日20:

00）

Figure16500hpavaporflux

（a08:

00,bfor24to2500:

00,25cfor08:

00dfor2520:

00,efor2608:

00,ffor2620:

00）

通过500hpa整层的水汽通量变化图可以明显看出：

祁连山地区从24日开始水汽含量就不断增长，东风输送来大量水汽，然而由于祁连山脉的阻隔作用导致水汽在祁连山北麓堆积，形成了一个极高的水汽集中中心地，大致位于祁连门源一带，属于中祁连地区，必然导致该地区降水量增加，与实时测站或得的降水情况相对应。

并在25日20:

00～24:

00这个阶段达到极值开始产生大量的降水，一直持续到26日清晨，水汽来源逐渐减弱降水过程进入尾声，水汽通量降低，高空携带的水汽减少。

4.2.4500hpa涡度场分析

（a）（b）

（c）（d）

（e）（f）

图17绝对涡度变化形势（a为24日08:

00、b为24日08:

00、c为25日08:

00

d为25日20:

00、e为26日08:

00、f为26日20:

00）

Figure17absolutevorticitychanges（asituationfor2408:

0008:

00,c,bfor24to2508:

00dfor2520:

00,efor2608:

00,ffor2620:

00）

由位涡公式:

正压项绝对值的大小比斜压项大,因此（PV）1的分布与位涡PV的分布大致相同[14],在干绝热、无摩擦的大气运动中位涡是守恒的,所以大气稳定度下降时,绝对涡度是增加的。

由于850hpa上北面冷湿空气从侵入，500hPa强西南暖湿气流、700hPa东南风急流都在祁连山区域汇合动力辐合作用增强,不稳定能量增高,过程对流性增强,促使对流稳定度减小,然而为了继续保持位涡方程守恒,绝对涡度必将将增大,这种现象在24日到25日的绝对涡度随时间变化的图中清晰可见。

如图25日20:

00（图17d）绝对涡度的高值区由西向东偏南方向移动并祁连山中部达到最大值。

之后绝对涡度高