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青藏高原湖泊表层沉积物中陆源正构烷烃氢同位素比值的气候意义

J. Lake Sci.(湖泊科学), 2008, 20(6): 695-704

https://www.wendangku.net/doc/0a11338540.html,. E-mail: jlakes@https://www.wendangku.net/doc/0a11338540.html,

?2008 by Journal of Lake Sciences

青藏高原湖泊表层沉积物中陆源正构烷烃氢同位素比值的气候意义*

夏忠欢1,2, 徐柏青1 , Mügler I.3, 邬光剑1, Gleixner G.3, Sachse D.3, 朱立平1

(1: 中国科学院青藏高原研究所青藏高原地表环境与过程实验室, 北京100085)

(2: 中国科学院研究生院, 北京100049)

(3: Max-Planck-Institut für Biogeochemistry, Postfach 100164, D-07701 Jena, Germany)

摘要:选取青藏高原南北断面气候环境条件差异明显的大枪勇错、空姆错、纳木错、克鲁克湖和小柴达木湖的表层沉积物进行了陆源正构烷烃(C25-C31)的提取分析. 通过将这些生物标志物δD值与源区生长季节大气降水δD值进行比较, 发现两者有很好的相关性, 说明陆源沉积正构烷烃记录了生长季节降水同位素信号. 正构烷烃n-C25、n-C27与大气降水间氢同位素分馏在-45‰至-70‰之间, 而n-C29、n-C31与大气降水间氢同位素分馏在-70‰至-95‰之间, 沿青藏高原南北断面分馏恒定, 分馏平均值分别是-57‰和-82‰. 通过对比欧洲断面的-130‰分馏值, 可以看出青藏高原南北断面陆源沉积正构烷烃与大气降水间表观同位素分馏小很多.

关键词:正构烷烃; 湖泊沉积; 氢同位素比值; 降水; 气候; 青藏高原

Climatic implication of hydrogen isotope ratios of terrigenous n-alkanes in lacustrine surface sediment of the Tibetan Plateau

XIA Zhonghuan 1,2, XU Baiqing1 , Mügler I.3, WU Guangjian1, Gleixner G.3, Sachse D.3 & ZHU Liping1

(1: Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100085, P.R.China)

(2: Graduate School of the Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, P.R.China)

(3: Max-Planck-Institute f or Biogeochemistry, Postfach 100164, D-07701 Jena, Germany)

Abstract: δD values of terrigenous n-alkanes (n-C25, n-C27, n-C29 and n-C31) extracted from recent lake surface sediments of Lake Qiangyong Glacier, Lake Kongmu Co, Lake Nam Co, Lake Keluke and Lake Xiao Qaidam along the S-N transect of Tibetan Plateau are compared to those of precipitation spanning a wide range from -167‰ to -51‰ and clearly correlate with δD values of meteoric water during the growth, indicating that terrigenous n-alkanes record the precipitation signal during the growth. The isotopic fractionation between precipitation and alkanes of n-C25 and n-C27 cover a range from -45‰ to -70‰ whilst that between precipitation and alkanes of n-C29 and n-C31 vary from -70‰ to -95‰, both being fairly constant along the S–N Tibetan transect with the mean at -57‰ and -82‰, respectively. By comparison with the apparent isotope fractionation of -130‰ along the S–N European transect, it implies that the apparent hydrogen isotopic fractionation between meteoric water and terrestrial n-alkanes along the Tibetan transect is much smaller.

Keywords: n-alkanes; lacustrine sediment; hydrogen isotope ratio; precipitation; climate; Tibetan Plateau

生物标志物氢同位素比值正逐渐成为新古气候和古水文代用指标[1-7], 目前研究发现这类有机化合物在被生物合成的过程中氢同位素分馏稳定且主要受生化路径控制[8], 因此生物标志物氢同位素比值具有记录氢源同位素组成的潜能. 正构烷烃是地质体中含量最为丰富的脂类化合物之一, 性质稳定, 容易提取分离, 所有氢原子都与碳原子相连, 在低温下不会与介质中氢原子发生交换[9], 而且通过正构烷烃分子特征能够区分不同生物来源[10-13]. 通过对不同生物体的脂类化合物进行提取分析, 发现正构烷烃与

* 国家重点基础研究发展规划项目(973计划)(2005CB422004)和国家自然科学基金创新群体项目(40121101)联合资助.

2008-01-21收稿; 2008-07-27收修改稿. 夏忠欢, 男, 1978年生, 博士; E-mail: baotazunnan@https://www.wendangku.net/doc/0a11338540.html,.

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源水间的氢同位素分馏稳定在-160‰左右, 由此假设在正构烷烃的生物合成过程中氢同位素分馏不依赖于环境因素而只受生物合成路径的控制[8]. 如果这个假设成立, 那么正构烷烃单体δD值就可以用来重建源水的同位素组成, 进而反演古气候的变化. 对英格兰北部一个泥炭柱样进行分析, 发现泥炭藓来源的正构烷烃n-C23的δD值与气温记录具有很好的相关性, n-C23的δD值大小反映了受蒸发作用影响的沼泽水的同位素组成[1]. 在对来自苏格兰和澳大利亚的铜铀云母矿中的Botryococcus braunii 藻来源的脂肪烃的研究中, 发现其中正构烷烃的δD值明显反映了每个铜铀云母矿沉积的古气候, 记录了对应地质历史时期大气水的氢同位素组成[14]. 美国东北部36个湖的表层沉积物中, 藻类来源的正构烷烃 n-C17的δD值与湖水的δD值具有显著的相关性, 两者间的表观分馏稳定在-156‰[4]. 沿欧洲一个南北气候断面, 从南意大利到北芬兰采集的13个湖泊表层沉积物, 发现湖泊表层沉积水生和陆生来源的正构烷烃记录了大气降水氢同位素组成[6], 该地区水生来源正构烷烃与降水间同位素分馏恒定为-157‰; 由于树叶水分的蒸发蒸腾作用, 陆源正构烷烃与降水间氢同位素分馏要小一些, 恒定为-130‰. 对中国黄土高原一个沉积剖面的研究发现陆源正构烷烃的δD值受干旱度、气温和季风强度的共同影响, 干燥时期δD偏正, 湿润时期δD 偏负[7]. 在欧洲沿一个从南意大利到北芬兰的气候断面采集的31个陆生植物样, 发现植物中正构烷烃的δD值与大气降水的δD值具有显著的正相关关系[15].

对于在地球环境系统中占有重要地位、对全球的气候和环境具有重大影响并且自身对气候变化非常敏感的青藏高原地区, 到目前为止, 其湖泊沉积正构烷烃氢同位素比值的气候环境意义不明确, 缺乏相关研究. 本文沿青藏高原南北断面从气候环境差异明显的大枪勇错、空姆错、纳木错、克鲁克湖和小柴达木湖采集表层沉积物, 探讨其中陆生来源的正构烷烃氢同位素比值的气候意义.

1 样品采集和分析

1.1 采样点

表层沉积物采样点是青藏高原南北断面的大枪勇错(QY)、空姆错(KC)、纳木错(NC)、克鲁克湖(KLK)和小柴达木湖(XQ), 大气降水采样点是拉萨、纳木错和德令哈(图1). QY和KC 位于青藏高原南部, 气候主要受印度季风控制; NC位于青藏高原中部, 主要属高原亚寒带季风半干旱气候; KLK、XQ 位于青藏高

图1 青藏高原采样点位置

Fig.1 Location of sampling sites on the Tibetan Plateau

夏忠欢等: 青藏高原湖泊表层沉积物中陆源正构烷烃氢同位素比值的气候意义

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原东北部, 气候主要受高空西风气流和蒙古高压控制, 夏季还受青藏暖高压影响, 具有干旱荒漠气候特

点. 在5个采样湖中, QY 和KLK 是淡水湖, KC 是微咸水湖, NC 是咸水湖, XQ 是盐湖. 降水采样点拉萨

靠近QY 和KC, 纳木错靠近NC, 德令哈靠近KLK 和XQ. 表层沉积物采样点基本信息见表1, 降水采样

点的基本信息和降水年加权平均δD 值见表2.

表1 表层沉积物采样点的基本信息*

Tab.1 Basic information for surface sediment sampling sites QY KC NC KLK XQ 湖泊名称

大枪勇错空姆错纳木错克鲁克湖小柴达木湖地理位置

28°53.390′N 90°13.496′E 29°01.562′N 90°28.135′E 30°38.423′N 90°36.134′E 37°16.669′N 96°52.684′E 37°28.110′N 95°29.440′E 海拔(m a.s.l.)

4855 4445 4718 2812 3163 采样点水深(m)

17 15 20 7 2.5 湖面积(km 2)

0.1 1) 29 1) 1920[23] 57.96[24] 40.6 1) 年平均气温(℃)

3.8 2) 3.8 2) 0[25] 5.13) 3.14) 年降水量(mm)

379.0 2) 379.0 2) 281.8[25] 196.13) 95.24) 年蒸发量(mm)

1994.4 2) 1994.4 2) 2000[23] 2439.4[26] 1741.9 4) 年平均相对湿度

40% 5) 40% 5) 53%[25] 39% 6) 32% 4) 年平均太阳总辐射

(MJ/m 2)

7623[27] 7623[27] 7528[28] 6965[29] 6965[29] 夏半年平均温度(℃)

8.0 2) 8.0 2) 6.27) 12.6 3) 11.6 8) 夏半年降水量(mm)

374.6 2) 374.6 2) 281.5[25] 182.13) 90.5 4) 生长季节降水量(mm)

370.3 2) 370.3 2) 274.7[25] 181.0 3) 88.6 4) 夏半年蒸发量(mm)

999.4 2) 999.4 2) 945.3 9) - 1207 8) 夏半年平均相对湿度

53% 5) 53% 5) 64% 7) 42% 6) 34% 4) 湖区主要植被[30] 小蒿草

草甸;

针茅草原小蒿草草甸; 针茅草原小蒿草草甸;紫花针茅草原蒿叶猪毛菜砾漠(荒漠草原); 琐琐沙漠

(荒漠灌木) 驼绒藜荒漠 (荒漠草原); 蒿叶猪毛菜砾漠(荒漠草原)

* 生长季节5-9月; 夏半年: 5-10月. 经度、纬度、海拔是在采样点用便携式GPS 测定; 采样湖水深利用回声测深仪测定; 1)

数据: 利用Google Earth ruler 估计; 2)数据: 浪卡子站, 1999年(内部资料, 中国科学院青藏高原研究所); 3) 数据: 德令哈站,

2003年(内部资料, 中国科学院青藏高原研究所); 4) 数据: 大柴旦站, 2005年(内部资料, 中国科学院青藏高原研究所); 5) 数

据: 浪卡子站, 1970-1980年(内部资料, 中国科学院青藏高原研究所); 6)数据: 德令哈站, 2000-2003年(内部资料, 中国科学院

青藏高原研究所); 7) 数据: 纳木错站, 2005-07-10和2006-05-06(内部资料, 中国科学院青藏高原研究所); 8) 数据: 大柴旦

站, 2005年(内部资料, 中国科学院青藏高原研究所); 9)数据: 纳木错站, 2005-07-10和2006-05-06(内部资料, 中国科学院青

藏高原研究所);

1.2 采样和实验

湖泊表层沉积样(最上1cm)于2005年8-9月利用重力取芯器采集. 正构烷烃浓度的测定和氢同位素

分析是在德国马普生物地球化学研究所(Max-Planck-Institut f ür Biogeochemistry)进行. 所有样品先冷冻

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698 干燥, 然后在加速溶剂抽提器(ASE-200, DIONEX Corp., Sunnydale, USA)进行可溶有机物质的提取. 脂肪族化合物在硅胶柱上分离, 由正己烷洗脱下来. 洗脱下来的正构烷烃在气相色谱-原子发射检测器(GC-AED) (Agilent6890, Agilent, Palo Alto, USA)上通过标准混合物外标法进行定性和定量检测. 单分子δD 值通过1425℃的高温转化炉[16-17]和同位素比值质谱仪(IRMS) (Delta plus XL, Finnigan MAT, Bremen, Germany)测定, 每个样品平行测定3次. 所有δD 值通过正构烷烃标准混合物(C 10-C 32)归一化为SMOW 标准. 详细实验步骤见参考文献[6]. 沉积物样品中所有化合物测定的平均标准偏差为10‰, 标准混合物中所有化合物测定的平均标准偏差为4‰.

表2 大气降水采样点的地理位置和降水年加权平均δD 值

Tab.2 Location and the mean weighted annual precipitation δD value of the precipitation sampling site 采样点

地理位置海拔 (m a.s.l.) δD (‰, SMOW) 拉萨

29°42′N, 91°7.8′E 3658 -1241) 纳木错

30°46.44′N, 90°59.31′E 4730[25] -1672) 德令哈 37°22.2′N, 97°58.2′E 2981 -533)

1)数据: 1998年9月至2000年9月(内部资料, 中国科学院青藏高原研究所); 2) 数据: 2005年8月至2006年10月 (内部资料, 中国科学院青藏高原研究所); 3)数据: 1993-1996年(内部资料, 中国科学院青藏高原研究所). 降水年加权平均δD 值计算公式: ()i i i D D A A δδ=∑, 式中i 是降水事件序号, δD i 是降水事件i 的降水δD 值, A i 是降水事件i 的降水量.

1.3 氢同位素分馏计算

大气降水与正构烷烃间氢同位素分馏ε利用公式(1)计算

1000100011000n w D D δε+??=??

?+?? (1) 式中, n 为正构烷烃; w 为大气降水.

2 结果与讨论

2.1 陆源沉积正构烷烃分子特征

采样湖表层沉积物中陆生来源的正构烷烃分子相对丰度见图2. 正构烷烃C 25-C 32表现出明显的奇偶优势, 碳优势指数(CPI 25-32)大于5, 指示陆生高等植物来源[10,18]. 木本植物来源的正构烷烃以n-C 27为主峰, 草本植物来源的正构烷烃以n-C 31为主峰[18-20], 因此C 27/C 31比值能够反映木本植物和草本植物之间的相对丰度[19-21]. QY 、KC 、NC 、KLX 、XQ 沉积物中C 27/C 31比值分别为0.46、0.62、0.49、1.34、0.4. 对于QY 、KC 、NC 和XQ, C 27/C 31比值都小于1, 说明这些地区草本植物要多于木本植物; 而对于KLK, C 27/C 31比值大于1, 说明草本植物要少于木本植物. 采样地区木本植物与草本植物之间相对丰度的估计值与湖周围主要植被的分布信息相一致(表1), 对于QY 、KC 、NC 和XQ, 湖区优势植被是草原或荒漠草原, 而对于KLK, 湖区优势植被是荒漠灌木和荒漠草原(表1).

2.2 陆源沉积正构烷烃氢同位素比值

各气象站生长季节降水量近似等于年降水量(表1), 因此各气象站的降水生长季节加权平均δD 值近似等于降水年加权平均δD 值. 采样湖表层沉积物中陆源正构烷烃 (n-C 25、n-C 27、n-C 29、n-C 31) 的δD 值和通过大气降水采样点的降水年加权平均δD 值计算得到的湖芯采样点降水年加权平均δD 值见表3, 同样, 湖芯采样点的降水生长季节加权平均δD 值近似等于降水年加权平均δD 值. 陆源正构烷烃的δD 值与湖芯采样点降水的δD 值具有很好的线性相关关系, 说明陆源正构烷烃记录了降水的同位素信号, 而且记录的主要是生长季节时段降水的同位素信号(图3). 对同一样品, 这4种生物标志物具有相似的δD 值(表3), 只是n-C 29和 n-C 31的δD 值比n-C 25和n-C 27的δD 值稍微更负一点, 其原因可能是在生物合成n-C 29和n-C 31时, 相对于n-C 25和n-C 27存在同位素偏负一些的机制, 但是据我们所知, 到目前为止这种机制还没有被报道过.

夏忠欢等:青藏高原湖泊表层沉积物中陆源正构烷烃氢同位素比值的气候意义699

在对中国西北部生长的34种陆生植物(包括21种C3植物和13种C4植物)的氢同位素比值研究发现, 由于不同植物水分利用效率不同, 草比同一地区的树和灌木具有更负的δD值[22]. 而对于本研究地区, 不管优势植被是草本植物还是木本植物, n-C29和n-C31来源于草本植物的比例要比n-C25和n-C27来自于草本植物的比例大, 而n-C25和n-C27来源于木本植物的比例要比n-C29和n-C31来自于木本植物的比例大, 又由于同一地区草要比树和灌木的δD值负, 因此这有可能导致n-C29和n-C31的δD值比n-C25和n-C27的δD值负.

图2 QY(大枪勇错)、KC(空姆错)、NC(纳木错)、KLK(克鲁克湖)、XQ(小柴达木湖)的陆源沉积正构烷烃分子相对丰度(C n%=100C n/∑C25-32, n=25-32)与碳数分布关系, C n是碳数为n的正构烷烃浓度, C25-C32的CPI值(碳优势指数): CPI25-32=∑C25-32(奇碳)/∑C25-32(偶碳) Fig.2 Relative abundance (C n%=100C n/∑C25-32, n=25-32)versus carbon number of n-alkanes in QY (Lake Qiangyong Glacier), KC (Lake Kongmu Co), NC (Lake Nam Co), KLK (Lake Keluke) and XQ (Lake Xiao Qaidam), C n is concentration of the n-alkane containing n carbon atoms, CPI (carbon preference index) value

for C25-C32: CPI25-32=∑C25-32(odd)/ ∑C25-32(even)

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700 表3 表面沉积物采样点正构烷烃、大气降水的δD 值*

Tab.3 δD values of n-alkanes and meteoric water for surface sediment sampling site 湖泊代号

n-C 25 SD n-C 27 SD n-C 29 SD n-C 31SD δD (大气降水) (‰,SMOW) QY

-183 9 -186 7 -199 9-214 10 -1351) KC

-180 5 -173 15 -187 6-189 5 -1321) NC

-209 4 -201 26 -246 9-243 15 -1672) KLK

-104 7 -116 22 -126 8-131 5 -513) XQ -118 11 -124 13 -139 7-138 8 -553)

* SD 代表标准偏差数据: 利用拉萨降水年加权平均δD 值(1998年9月至2000年9月)和同位素比值海拔梯度(-0.12‰/100m)[31]计算得到; 2) 数据: 纳木错降水年加权平均δD 值(2005年8月至2006年10月); 3) 数据: 利用德令哈降水年加权平均δD 值(1993-1996年)和同位素比值海拔梯度(-0.12‰/100m)[31]计算得到.

2.3 陆源沉积正构烷烃与大气降水间氢同位素分馏

采样湖的陆源沉积正构烷烃n-C 25、n-C 27与大气降水间氢同位素分馏( 、 )在-45‰至-70‰

之间, 平均值为-57‰; 正构烷烃n-C 29、n-C 31与大气降水间氢同位素分馏( 、 )在-70‰至-95‰

之间, 平均值为-82‰. 沿青藏高原南北断面, 这4种陆源生物标志物与大气降水间氢同位素分馏都十分稳定(表4).

植物体生物合成正构烷烃过程中氢同位素分馏在-160‰左右[6,8]. 除了降水δD 值, 还有其它一些因素, 例如相对湿度、植被类型(木本或草本)、植物物种、光合作用途径(C 3或C 4)等都能改变植物中正构烷烃δD 值[7,32-34]. 这些因素通过影响土壤水分的蒸发作用和叶片表层水分的蒸发蒸腾作用来改变用于合成正构烷烃的氢源δD 值, 进而改变所合成的正构烷烃δD 值[35]. 因此当由于土壤水分的蒸发作用和叶片表层水分的蒸发蒸腾作用, 用于生物合成正构烷烃的氢源氘同位素被富集, 这将使得这些陆源生物标志物与大气降水的表观氢同位素分馏小于-160‰.

湖泊QY 、KC 、NC 、KLK 和XQ 分布在气候条件差异明显的青藏高原南北断面上, 从南至北干旱度急剧增加. 由于气候干旱, KLK 和XQ 地区的相对湿度要比QY 、KC 的低, 尤其是在夏半年(表1), 因此KLK 和 XQ 地区土壤水分的蒸发作用和叶片表层水分的蒸发蒸腾作用应该比QY 、KC 地区更强烈, 使得合成正构烷烃的氢源更富集氘同位素. 按照这一理论, KLK 和XQ 地区正构烷烃与降水间表观氢同位素分馏应该比QY 、KC 地区小, 然而青藏高原南北断面这些湖泊的陆源沉积正构烷烃与降水间氢同位素分馏却十分稳定(表4). 可能的一个原因是研究区域的植被大都是在秋季凋谢进入湖泊并沉积下来, 而这个时段青藏高原南北不同地区的相对湿度差别不大, 因此土壤水分的蒸发作用和叶片表层水分的蒸发蒸腾作用对氢源δD 值的改变在不同地区差异很小. 另一个可能的原因是不同地区植物种类的不同导致南北地区表观氢同位素分馏稳定. 采样湖区的植物基本都是C 3植物[36-39], 只有XQ 湖区有少量的C 4植物. QY 、KC 和NC 周围的主要植被是草原, 而KLK 和XQ 周围的主要植被分别是荒漠灌木、荒漠草原和荒漠草原(表1). KLK 和XQ 湖区的植被可能已经适应了这种干旱的气候, 对于水分的利用效率更高, 使得水分在叶片表层的蒸发蒸腾作用要比QY 、KC 和NC 湖区的小. 但是本研究无法确定这一原因是否存在, 需进一步的工作来研究青藏高原南北断面现代植被与大气降水间氢同位素分馏状况. 另外, 由于冰川融水或河水的补给, 在KLK 湖边分布了非常少量的芦苇沼泽和芦苇草甸, 在XQ 湖边也分布了非常少量的芦苇草甸和赖草草甸[30]. 这些植被生长在相对潮湿的地方, 相对湿度较大, 因此土壤水分的蒸发作用和叶片表层水分的蒸发蒸腾作用应该比草原植被的小, 使得用于生物合成正构烷烃的氢源的δD 值相对要更负一些. 但是考虑到芦苇沼泽、芦苇草甸和赖草草甸的数量非常少, 远远小于这些地区主要植被的数量, 因此非常少量的芦苇沼泽、芦苇草甸和赖草草甸的分布可能不是促成青藏高原南北地区氢同位素分

25C /P ε27C /P ε29C /P ε31C /P ε

夏忠欢等:青藏高原湖泊表层沉积物中陆源正构烷烃氢同位素比值的气候意义701馏稳定的主要原因.

图3 正构烷烃n-C25、n-C27、n-C29和 n-C31的δD值与大气降水δD值之间相关性

(点线所围区域表示回归曲线95%置信区间)

Fig.3 δD values of n-C25, n-C27, n-C29 and n-C31 alkanes vs.the meteoric waterδD value

(Dotted lines show the 95% confidence interval of the regression line)

通过对比欧洲南北断面, 可以看出青藏高原南北断面湖泊表层沉积物中陆源正构烷烃与大气降水间的表观氢同位素分馏要小很多. 青藏高原是干旱-半干旱气候而欧洲是湿润气候, 因此导致这两个地区表观氢同位素分馏不同的原因可能是两个地区之间气候的差异. 青藏高原地区年平均相对湿度和年平均太阳总辐射分别约是40%和7300MJ/m2(表1), 而欧洲的年平均相对湿度和年平均太阳总辐射分别约是70%和3700MJ/m2(表5). 由于气候条件的差异, 例如相对湿度和太阳总辐射的差异, 青藏高原地区土壤水分的蒸发作用和叶片表层水分的蒸发蒸腾作用比欧洲更强烈, 使得正构烷烃的氢源更富集氘同位素, 导致表观分馏较小. 但是本研究还不能完全确认这一原因, 需要进一步的工作来研究青藏高原地区树叶水分与植物体所含的正构烷烃之间以及土壤水分与植物体所含的正构烷烃之间的氢同位素分馏状况. 欧洲南北断面的主要植被是落叶树[15], 而青藏高原南北断面的主要植被是草原, 又因为树的正构烷烃的δD值要比同地区草的正构烷烃的δD值更正一些[22,33], 因此两地区植被生活型的差异可能不是导致青藏高原陆源沉积正构烷烃与大气降水间的表观氢同位素分馏小于欧洲的原因.

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702 表4 陆源沉积正构烷烃与大气降水间氢同位素分馏ε (SD : 2σ标准偏差, P: 大气降水)

Tab.4 Fractionation ε values for each site and mean values as well as 2σ standard deviation (SD )

along the transect (P represents precipitation) 湖泊代号

25C /P ε 27C /P ε 29C /P ε 31C /P ε QY

-55 -59 -74 -91 KC

-55 -47 -63 -66 NC

-50 -41 -95 -91 KLK

-56 -68 -79 -84 XQ

-67 -73 -89 -88 平均值

-57 -58 -80 -84 SD

6 14 13 10

表5 欧洲南北断面表层沉积物采样点的年平均相对湿度(RH)和年平均太阳总辐射(SR)[6]*

Tab.5 Mean annual relative humidity (RH) and mean annual global solar radiation(SR) of the lake sites NAI KEI SOD003 SOD007HYY SYR LAM SOR HZM MAS MEZ LGM LPM

RH(%) >70 >70 >70 >70 >70

>70>7078777275 69 69SR(MJ/m 2) 2705 2693 2751 2771 320532413272352636544921 5263 5510 5434* RH of KEI, NAI, SOD003, SOD007, HYY, SYR, LAM: http://www.fmi.fi/weather/climate_3.html; RH of SOR: http://www. https://www.wendangku.net/doc/0a11338540.html,/country/74/climate/Europe/Denmark.html for Copenhagen; RH of HZM: http://www.worldtravelguide. net/ country/99/climate/Europe/Germany.html for Frankfurt am Main; RH of MAS: https://www.wendangku.net/doc/0a11338540.html,/english/climate for Pisa; RH of MEZ: https://www.wendangku.net/doc/0a11338540.html,/english/climate for Rome-fiumicino; RH of LGM, LPM: https://www.wendangku.net/doc/0a11338540.html,/english/climate for Crotone; SR of lake sites: http://re.jrc.cec.eu.int/pvgis/apps/radmonth.php?en=&europe=

3 结论

通过和源区大气降水δD 值(-167‰至-51‰)相比较, 可以看出青藏高原南北断面湖泊表层陆源沉积正构烷烃(C 25-C 31)记录了降水同位素比值信号. 正构烷烃n-C 25、n-C 27与降水间氢同位素分馏值在-45‰至-70‰之间而n-C 29、n-C 31与降水间氢同位素分馏值在-70‰至-95‰之间, 沿南北断面分馏都十分稳定,分馏平均值分别是-57‰和-82‰. 通过对比欧洲气候断面, 可以看出青藏高原气候断面陆源沉积正构烷烃与大气降水间表观氢同位素分馏小很多.

致谢: 田立德教授为本文提供了所需气象数据和水样氢同位素数据, 周石硚副教授、游庆龙博士为本文提供了所需气象数据, 徐彦伟博士为本文提供了所需水样氢同位素数据, 在此向他们深表感谢. 还要感谢审稿人, 他们为本文的完善提出了宝贵的意见.

4 参考文献

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全球变暖背景下青藏高原气温和降水的气候变化特征

Advances in Geosciences地球科学前沿, 2019, 9(11), 1042-1049 Published Online November 2019 in Hans. https://www.wendangku.net/doc/0a11338540.html,/journal/ag https://https://www.wendangku.net/doc/0a11338540.html,/10.12677/ag.2019.911110 Characteristics of Temperature and Precipitation Change on the Tibet Plateau under the Background of Global Warming Xianru Li School of Atmospheric Sciences, Chengdu University of Information Technology, Chengdu Sichuan Received: Oct. 22nd, 2019; accepted: Nov. 1st, 2019; published: Nov. 8th, 2019 Abstract In this paper, the monthly reanalysis data of surface temperature and precipitation (resolution 0.125? × 0.125?) of ECMWF from 1979 to 2018 were used to study the spatial distribution charac- teristics of air temperature and precipitation on the Qinghai-Tibet plateau and the trend charac-teristics of the change sensitive areas by using the least square method, regression analysis, signi-ficance test and other statistical methods. The results show that: 1) the overall temperature of the Qinghai-Tibet plateau is significantly lower than that of the surrounding areas, and the tempera-ture on the plateau gradually increases from west to east, with a significant difference in the tem-perature of four seasons. There are two obvious low temperature centers on the plateau, namely the Kunlun mountain area and the Qilian mountain area, and the high temperature center is lo-cated in the Qaidam basin area. 2) There is a significant difference in annual precipitation be-tween the north and south of the Qinghai-Tibet plateau. Precipitation gradually increases from the northwest to the southeast of the plateau. The main precipitation center is located in the Yarlung Zangbo river region, and the secondary precipitation center is located in the western Sichuan pla-teau region. There are a dry season and a rainy season on the plateau. Precipitation in most areas is concentrated in summer, while winter is the dry season of the year. 3) The plateau as a whole shows a trend of increasing temperature, and there are five areas with relatively sensitive tem-perature changes, and the sensitive areas in the middle of the plateau show a significant increase in temperature. 4) Precipitation in most areas of the Qinghai-Tibet plateau did not show an ob-vious change trend. The regions with significant decrease in precipitation were the eastern Tanggla Mountain and the Yarlung Zangbo Grand Canyon, while the regions with significant in-crease in precipitation were the south Tibet valley in the southwest of the plateau and the Xining region in the east of the plateau. Keywords Qinghai-Tibet Plateau, Temperature, Precipitation, Spatial Distribution, Change Trend

浅谈青藏高原对我国气候的影响

浅谈青藏高原对我国气候的影响地形是影响气候的主要因素之一。被称为“世界屋脊” 的青藏高原，雄踞在亚洲的中部，位于我国的西南部。它南起27° N ，北止40° N ，纵跨纬度13° ；总面积约230 万平方千米；平均海拔4500 米。地域之广阔，地势之高峻，是世界上其它高原所无法比拟的。如此雄姿，不仅使它本身形成了非地带性的高原气候，而且由于它的存在，对北半球西风气流的东进、东亚的季风环流起屏障作用；同时它又对造成我国东部地区大雨或暴雨的西南低涡的产生起着重要的作用。限于篇幅，本文仅就其对我国气候的影响作一肤浅的阐述。首先，在冬季，北半球的西风带南移。由于高大的青藏高原的存在，使三四千米以下的西风气流分成南北两支急流。北支在高原西北部形成西南气流，给高原北侧，新疆中部的天山地区带来一定的湿度。当这支气流再绕过新疆北部以后和南下的极地大陆气团汇合，转为强劲的西北气流，使我国冬季风的势力增强，并向南伸展得很远。南支气流在高原的西南部形成西北气流，使本来就很干燥的南亚西北部雪上加霜，更加干燥（在世界气候类型困上，那里属于热带沙漠气候）。当这股气流绕过高原南侧以后，又转为西南气流，掠过我国的云贵高原以后，继续向东北方向运动，直至长江中下游地区。这股来自低纬度的暖性气流又往往是造成我国江南地区“暖冬”天气的重要因素。这两支气流在长江中下游地区汇合东流，形

成北半球最强大的西风带。这支西风对我国东部地区的天气变化起着重要的作用（我们在卫星云图上所看到的过往我们上空的云，总是自西向东运动，其动力就是这股西风）。与此同时，位于我国青藏高原东侧的四川盆地和汉中一带，恰在这南北两支气流之间，风力微弱，空气稳定，成为“死水区”，多云雾天气。在夏季，北半球的西风带北移，西风南支气流消失，夏季风迅速向北推进，气旋活动频繁，我国东部季风区自南向北先后进入雨季。到了10 月以后，西风又逐渐南移，南支西风气流又重新出现，夏季风复退，冬季风又控制了我国东部南北。综上所述，如果没有青藏高原的阻挡，我国大部分地区均能受到盛行西风带的影响，如是那样，我国的气候将会是另一番景象。其次，由于青藏高原本身所产生的明显的热力作用，这种热力作用直接影响着东亚的季风环流。冬季，巨大的高原，因地势高，冰雪面积大，空气稀薄，辐射冷却快，降温迅速，成为一个低温高压中心。此中心一方面使高原南侧的西风南支气流得到加强；另一方面，这个低温高压中心又迭加在蒙古高压之上，更加强了冬季风的势力，使我国东部南北温差增大。夏季，青藏高原上为一热低压。这个热低压又强烈吸引着来自南亚地区的西南暧湿气流，使西南季风的势力加强，给江南北部、江淮地区送去大量的降水。特殊年份也能影响到川西、陇东地区。同时，在高原的高空，又常形成一个暖性高压。这个暖性高压在东移时，常给川、陕、云、贵各省带来干旱天气，使长江中下游地区的梅雨结束，转为伏旱。这个暖性高压，如果

青藏高原的隆起对全球气候的影响

青藏高原的隆起对我国气候的影响学院：资源与坏境学院班级：10农业资源与环境学号：2010084023 姓名：石继龙

青藏高原是世界上最大的高原，地势高峻，平均海拔4000～5000米，有许多耸立于雪线之上高逾6000～8000米的山峰。高原的外缘，高山环抱，壁立千仞，以3000～7000米的高差挺立于周围盆地、平原之上，衬托出高原挺拔的雄伟之势。高原面积250万平方公里，东西长3000 公里，南北宽1500公里，跨15个纬度。而且高原几乎占冬季中纬度对流层厚度的1／3以上，成为中纬度大气环流中的一个庞大的障碍物。对中国气候的形成无疑起着巨大的作用。青藏高原的平均高度在4公里以上，是全球最高最大且具有复杂地形的巨大台地，其主体呈椭圆形。青藏高原对我国气候的影响有三个方面：一、对气温的影响 1.机械阻挡作用青藏高原海拔高、面积大、矗立在29°-40°N间，南北约跨10个纬度，东西约跨35个经度，有相当大的面积，海拔在5000m以上，有一系列的山峰超过7000-8000m，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿，对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为低。冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。从冬季北半球700hPa与500hPa月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖

于西南侧，这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。因西风在高原西侧发生分支，于是高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖湿气流一般具有不稳定层结，比冷空气易于爬越山地。从夏季月平均气温分布图上可以看出，由巴基斯坦北部和东北部阿萨姆两个地区总是有两个伸向西藏方向的暖舌，其中有一部分暖湿气流越过高原南部的山口或河谷凹地，流入高原南部，这是形成雅鲁藏布江谷地由东向西伸展的暖区的重要原因。青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。根据我国衢县与同纬度德里各高度上月平均气温的比较，可以看出在500hPa及其以下各层的气温皆是衢县低于德里，尤其是冬半年的差异更大。 2.热力作用将青藏高原地面的气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低，夏季则偏高。根据观测资料分析计算表明，从11月至翌年2月是四周大气向高原地-气系统提供热量，这时青藏高原是个冷源，其强度以12月、1月份为最大，向四周自由大气吸收热量600多J/cm2d。春夏季青藏高原是个强大的热源，其强度以6、7月份为最大，向四周大气提供热量850J/cm2d以上。就全年平均而论，青藏高原地-气系统是一个热源。冬季青藏高原的冷区偏于高原的西部。夏

青藏高原海拔

篇一：青藏高原的气候特征青藏高原的气候特征及对我国的影响张庆奎 200621059 气象学2班一、大气干洁、太阳辐射强众所周知，太阳辐射对气候以及作物生长和产量都有重要影响。太阳辐射主要包括紫外辐射、可见光和红外辐射三个波段。概括起来说，达到植物表面的红外辐射的能量约占太阳辐射总量的一半，其中仅有约0．5-1．0％用于光合作用。紫外辐射在总辐射中所占比例很小，但对植物的形状、颜色与品质的优劣起着重要作用。二、气温低、日较差大、年变化小青藏高原年平均气温低，构成了青藏高原气候主要特征。位于藏北高原和青南高原的可可西里年平均气温在一4℃以下一等温线与等高线相重叠，自成一闭合的低温中心，为青藏高原温度最低的地区，也是北半球同纬度气温最低的地区，青藏高原有一半地区年平均气温低于o℃，其它地区如雅鲁藏布江、河汉谷地和柴达木盆地相对比较温暖，年平均气温在3一5℃。青藏高原气温变化小，由于受多种因素的影响，使得各地年较差也不一样，一般来说，年较差是北部大南部小，西部大东部小青藏高原年较差比同纬度东部地区要小4-6℃以上。形成高原年较差小的原因是，夏季温度比较低，而冬季的温度不太低，尤其是在西藏南部地区，冬季干燥，太阳辐射强，局部地区增温比较明显，所以，冬季相对而言不太冷，导致气温年变化较小。三、降水少、地域差异大青藏高原年降水量自藏东南4000毫米以上向柴达木盆地西北部的冷湖逐渐减少，冷湖的降水量仅有17.6毫米，最多降水量约是最少降水量的200倍。以雅鲁藏布江河谷的巴昔卡为例，降水量极为丰沛，平均年降水达4500毫米，是我国最多降水中心之一。由于高耸的喜马拉雅山东西走向，以及缅甸西部的那加山南北走向，构成朝西南开口的马蹄形的地形，每当夏季从孟加拉湾吹来的温暖偏南气流冲入马蹄形的地形后，迫使气流转变成气旋性弯曲，这可以从马蹄形内台站地面风向频率看出，东北风和西南风频率几乎相等，形成季风辐合区，而巴昔卡正好地处西南气流转为东北气流的位置上，易造成丰沛的降水。溯雅鲁藏布江北上，深入高原腹地，降水急剧减少，而且沿雅鲁藏布江地区的降水可达400毫米，比流域两侧山麓一带降水多，雅鲁藏布江河谷地是西藏主要农区。在喜马拉雅山北麓与雅鲁藏布江之间，有一狭长的少雨区，年降水量少于300毫米。由于喜马拉雅山的屏障作用，阻挡南来的暖湿气流北上，气流翻过高大山体，下沉增温，相对湿度变小，不易形成降水，为雨影区，是西藏较为干旱的地区。东念青唐古拉山以北地区，降水较多，为400-600毫米。藏北地区受切变线、低涡天气系统影响，加上有利的地形条件，成为藏北多雨中心，气候比较湿润。雅鲁藏布江下游与怒江下游以西地区，是青藏高原年平降水量较多的地区，一般都在600-800毫米以上。黄河流域的松潘地区，年平均降水量在700毫米。祁连山脉的东南部也是一个年降水量较多的地区，平均500毫米左右。其它大部分地区约在200-500毫米，高原东部的三江流域横断山地区降水偏少，在400毫米以下，其中尤以怒江河谷降水更少，是著名的于热河谷，出现具有亚热带干暖河谷特征的灌丛。被河流切割的地区，象吉隆、聂拉木、亚东等地，受印度洋暖湿气流的影响，年降水量也可高达1000毫米以上，随着高原抬升降水迅速减少。四、高原气候带的特征里仅对高原气候带和藏东南山地亚热带、热带北缘气候的基本特征分述如下：五、青藏高原对我国气候的影响雄姿，不仅使它本身形成了非地带性的高原气候，而且由于它的存在，对北半球西风气流的

青藏高原对气候

来一定的湿度。当这支气流再绕过新疆北部以后和南下的极地大陆气团汇合，转为强劲的西北气流，使我国冬季风的势力增强，并向南伸展得很远。南支气流在高原的西南部形成西北气流，使本来就很干燥的南亚西北部雪上加霜，更加干燥（在世界气候类型困上，那里属于热带沙漠气候）。当这股气流绕过高原南侧以后，又转为西南气流，掠过我国的云贵高原以后，继续向东北方向运动，直至长江中下游地区。这股来自低纬度的暖性气流又往往是造成我国江南地区“暖冬”天气的重要因素。这两支气流在长江中下游地区汇合东流，形成北半球最强大的西风带。这支西风对我国东部地区的天气变化起着重要的作用（我们在卫星云图上所看到的过往我们上空的云，总是自西向东运动，其动力就是这股西风）。与此同时，位于我国青藏高原东侧的四川盆地和汉中一带，恰在这南北两支气流之间，风力微弱，空气稳定，成为“死水区”，多云雾天气。在夏季，北半球的西风带北移，西风南支气流消失，夏季风迅速向北推进，气旋活动频繁，我国东部季风区自南向北先后进入雨季。到了10月以后，西风又逐渐南移，南支西风气流又重新出现，夏季风复退，冬季风又控制了我国东部南北。综上所述，如果没有青藏高原的阻挡，我国大部分地区均能受到盛行西风带的影响，如是那样，我国的气候将会是另一番景象。其次，由于青藏高原本身所产生的明显的热力作用，这种热力作用直接影响着东亚的季风环流。冬季，巨大的高原，因地势

高原气候基本特征

高原气候基本天气气候特征青藏高原上空，空气稀薄且杂质少，密度仅为平原上空空气的一半，所以太阳辐射强；地面的季节变化和日变化非常显著；地形的动力和热力扰动也很多。因此，和同纬度地区相比，青藏高原的天气气候有如下的特点：①就地面气象要素而言，以青藏高原地面气温最低，气压最低，湿度最小，风力最大；但就同纬度同高度的空间区域而言，则青藏高原地区的温度最高（夏），湿度最小（夏），气压最高（夏），风力最小（冬）。②青藏高原是全球同纬度地带中大气极不稳定的地区之一。和其他地区相比，对流云终年发展,阵性降水最多，雷暴最多，雹暴最频繁。③高原地区中间尺度和中尺度的最多，青藏高原是最明显的天气系统产生源地。上述特征都同青藏高原的动力作用和热力作用有关。高原的动力作用包括机械作用和摩擦作用两种。 ①机械作用。冬季，西风气流经过高原时，6公里以下的迎风面，被迫明显地分成南北两支，沿地形等高线而绕流。到达高原背风面之后，这两支西风重新汇合，形成了高原地区对流层中低空极为明显的北脊南槽的环流形势。夏季，东风气流经过高原时，虽有分支绕流的现象，但不如冬季明显。由于青藏高原的阻挡作用，西风带的长波槽移到高原西部时，低槽中部被阻挡和填塞，切断成南北两个短波槽，分别绕过高原，沿着高原南北两支西风东移，影响高原及其东部地区的天气。青藏高原对大气流动的强迫爬坡作用也非常重要。冬季，高原西坡和北坡出现爬坡气流，而东坡和南坡则为下滑气流；夏季正好相反。因此，冬季高原西坡和北坡比东坡和南坡降水多，夏季东坡和南坡比西坡和北坡降水多。当气压系统被迫爬越高原时，因气柱缩短而增压，这将使低压系统减弱或填塞，高压系统更加强大或发展；当气压系统移出高原时，气柱因拉长而减压，低压系统将加深或发展，高压系统则将减弱或消亡。这就是高原以外的低涡系统(或高压系统)所以不大可能（可以）移进高原，而高原上的低涡（或高压）系统则可以（不能）移出高原又可加强（减弱）或发展（消亡）的原因。青藏高原的阻挡所形成的大气大规模的绕流和爬流运动及其变化，对长波和，特别是对中国冬季沿海西风带长波槽的形成和演变，都有极其重要的影响。 ②摩擦作用。地表的摩擦作用，使高原上形成，高原侧边界所受的影响更为突出，它使接近侧边界的气流速度减小,但离侧边界较远的自由大气，流速不发生变化,从而形成侧边界附近气流的水平切变，产生了涡度。冬季的时候，在高原北部西风侧边界里，常出现性涡旋，而在高原南部的西风侧边界里,常有性涡旋产生；夏季则不然，高原北部仍为西风侧边界，常有中尺度反气旋产生；但高原南部由于是东风侧边界，也常常产生中尺度的反气旋。高原的热力作用可分为高原地面和高原大气的冷源和热源作用两种。凡是把热量供给大气的高原地面称为热

青藏高原隆升的意义及其对气候的影响

青藏高原隆升的意义及其对气候的影响青藏高原隆升的影响及其意义：青藏高原和喜马拉雅山一带原是一片大海，后来大陆板块碰撞抬升才形成了今天的样子，而且还将继续增高。青藏高原的隆起与新生代以来全球环境的重大变化具有明显联系。这些变化体现在亚洲季风环境的形成演化和亚洲内陆干旱化，比如，由此导致中国南方广大湿润地区和西北干旱区的出现，黄河中游地区出现大面积黄土堆积而形成黄土高原，奠定了我国乃至东亚地区现代环境的宏观格局。如果没有青藏高原，该区降基本上都在西北气流控制下，盛行风没有明显的季节变化，属于副热带大陆气候，即干热类荒漠或沙漠气候；没有高原，也就没有了印度低压和蒙古高压，就不会形成现在的冬夏季风。当高原开始隆起，青藏地区干热气候就开始发生较明显的变化，降水增多，气温降低；当高度达到1000-2000m时，雨量增到最大，当高度达2000-3000m，高原季风形成，但较弱，气温继续降低；当高度达到3000-4000m时，夏季青藏热低压、冬季青藏冷高压更明显，高原季风也接近现在的情况，东亚季风也更明显，高原气温更低，降水量明显减少，高原湖泊逐渐干涸，于是青藏高原的隆升，经历了一个较暖湿到凉干的过程。值得详细说明的是，夏半年，西南季风控制着高原东南部、南部，形成暖湿气候，高原内部则形成雨影区，十分干旱，西南季风和西风环流交替控制着青藏高原。水分入不敷出：高原北部、西北部刮到海洋的空气却又能带走部分水汽，使得高原内陆水分更加缺乏。从北部蒸发上高原的水分，无法从高原北沿流回北部，反而顺着高原的南坡流入印度洋或向东流入太平洋。塔里木盆地的低热与其南边紧邻的青藏高原的高寒恰成鲜明对照。盆地中蒸发出来的水汽随着热胀冷缩的空气而单向地漂移到高原。由于空气热胀冷缩以及盆地高温与高原低温，使得盆地相对于高原总是高压，造成常年的东北风将盆地的水汽吹往高原。水汽遇到高原低温冰川而凝聚。低海拔盆地中的水就这样被蒸发作用送到高原。这些从盆地吹往高原的水汽凝聚在高原广阔的地域，而不是限于高原北坡，这使得凝聚在高原上的水难以循环回盆地。空气中的水分近乎均匀地凝聚在高原群山的四周，

青藏高原地区不同年份气候变化研究综述

Geographical Science Research 地理科学研究, 2017, 6(2), 49-57 Published Online May 2017 in Hans. https://www.wendangku.net/doc/0a11338540.html,/journal/gser https://https://www.wendangku.net/doc/0a11338540.html,/10.12677/gser.2017.62006 文章引用: 李静, 王潇, 唐锦森, 秦淼, 张波. 青藏高原地区不同年份气候变化研究综述[J]. 地理科学研究, 2017, 6(2): The Review of Qinghai-Tibet Plateau Region’s Climate Change in Different Years Jing Li, Xiao Wang, Jinsen Tang, Miao Qin, Bo Zhang School of Resource and Environment, University of Electronic Science and Technology of China, Chengdu Sichuan Received: Apr. 6th , 2017; accepted: May 12th , 2017; published: May 16th , 2017 Abstract This article summarizes the climate change trend and mutative climate status of Qinghai-Tibet plateau from the last interglacial period (125-75 ka BP) to 2014 by studying the long-time re-search results of climate change of Qinghai-Tibet plateau from many researchers. And the trend of climate change in this region in the next few decades is summarized through the Yin Yunhe’s climate change prediction models on the Qinghai-Tibet plateau [1]. The results showed that: from the last interglacial period (125-75 ka BP) to 2014, the overall trend of the Qinghai-Tibet plateau climate’s change was rising and its regional feature was strengthening; climate changed drastically during the last interglacial period on the Qinghai-Tibet plateau, and the temperature decreased rapidly but increased slowly; in modern times, temperature had a tendency to accelerate, precipitation fluctuation changed little and it increased mainly in the spring and winter. According to the prediction results of different scenarios such as SRES A1B, A2, B2, it suggests that the climate of the Qinghai-Tibet plateau in the 21st century will develop in the direction of wet and warm, and precipitation will increase and peak in the middle of the 21st century. Keywords Qinghai-Tibet Plateau, Climatic Change, Air Temperature, Rainfall 青藏高原地区不同年份气候变化研究综述李静，王潇，唐锦森，秦淼，张波电子科技大学资源与环境学院，四川成都收稿日期：2017年4月6日；录用日期：2017年5月12日；发布日期：2017年5月16日

试论述青藏高原上气候特点以及它对我国和东亚气候的影响

气候特点；一、、、、大气干洁大气干洁大气干洁大气干洁、、、、太阳辐射强太阳辐射强太阳辐射强太阳辐射强青藏高原海拔高，空气稀薄干洁，太阳辐射通过的大气路程较短，所以太阳辐射被削弱的少，太阳总辐射量高居全国之冠，年总量在5000-8000MJ／m2。较同纬度东部地区大2000-3000MJ／m2。年总辐射量的分布趋势自东南向西北增多，藏东南地区小于5000MJ ／m2，为低值区，藏北高原、阿里地区、柴达木盆地的年总辐射量可达7000-8000MJ／m2，为高值区。太阳总辐射力入射到水平地面的太阳直接辐射和散射辐射之和。青藏高原直接辐射年总量在3000一6000MJ/m2之间，与同纬度平原地区相比较高出2000-3000MJ ／m2其在高原分布趋势与年总辐射量一致，藏东南为低值区；青海的柴达木盆地、藏北高原和阿里地区为高值区。尤为突出的是，在青藏高原多次观测1249.IW／m2、1259.5W/ m2等非常大的直接辐射强度值，这种现象在东部平原地区是绝对不会出现的，由于海拔高度的影响，高原大气干洁，水滴、气溶胶、火山尘埃等少，因此晴天条件下，散射辐射值较东部平原地区小，其年总散射辐射量1700-2900MJ／m2。散射辐射量的分布形式不同于年总辐射量和直接辐射量，这主要是因为散射辐射量大小除取决于纬度、高度外，与大气干洁状况、云量的多少等有关，所以散射辐射量的高值区出现在戈壁荒漠多风沙的柴达木盆地和阴云天较多的那曲、玉树，而低值区出现在海拔高、干燥少雨的阿里地区和藏北高原。众所周知，太阳辐射对气候以及作物生长和产量都有重要影响。太阳辐射主要包括紫外辐射、可见光和红外辐射三个波段。概括起来说，达到植物表面的红外辐射的能量约占太阳辐射总量的一半，其中仅有约0．5-1．0％用于光合作用。紫外辐射在总辐射中所占比例很小，但对植物的形状、颜色与品质的优劣起着重要作用。尽管目前高原农耕措施和管理水平都很低，但冬小麦和青棵的单产能创全国最高纪录，可能与高原的橙红光、紫蓝光的辐射通量的百分比和辐射强度都高于其它地区有关。另外，通过计算表明，波长较短的波段，海拔越高时，其红外波段的能量越低。高原的紫外和可见波段的相对通量高于东部平原和西部干旱地区，尤以紫外波段更甚，而红外波段的相对通量低于东部平原和西部干旱地区。就各波段的绝对量而言，高原比东部平原要高得多，以紫外、可见、红外三个波段的能量为例，西藏高原分别是苏州的2.9、l.6和1.1倍。从太阳辐射资源来看，红外、可见光和紫外各波段太阳辐射4至9月的总量约占全年辐射总量的67％。也就是说太阳辐射资源主要集中在春末至秋初，与作物生长发育的季节同步，这对作物产量和质量都有很大影响。值得注意的是，紫外到辐射虽然在太阳辐射的总通量中所占比例不大，但在藏北、阿里地区观测到紫外辐射及其与总辐射的比值，与其它地区相比，都是较大的，那曲（海拔4500米）观测到晴天正午紫外辐射瞬时值达70W／m2，神仙湾（海拔5300米）为99W／m2，表明晴天时高原地区大气对紫外辐射的消光能力很弱。从总的趋势来看，随着海拔高度的上升，各波段辐射强度均有所增大，但各波段辐射强度占总辐射强度的百分比的变化则不一样，紫外波段将上升，可见光波段略下降，而红外波段将下降较多。二二二二、、、、气温低气温低气温低气温低、、、、日较差大日较差大日较差大日较差大、、、、年变化小年变化小年变化小年变化小青藏高原年平均气温低，构成了青藏高原气候主要特征。位于藏北高原和青南高原的可可西里年平均气温在一4℃以下一等温线与等高线相重叠，自成一闭合的低温中心，为青藏高原温度最低的地区，也是北半球同纬度气温最低的地区，青藏高原有一半地区年平均气温低于O℃，其它地区如雅鲁藏布江、河汉谷地和柴达木盆地相对比较温暖，年平均气温在3一5℃。青藏高原气温日较差比同纬度东部地区大，日较差大表明这里具有大陆性气候的特征。阿里地区、藏北高原、柴达木盆地等地的日较差约17℃左右，即使日较差较小地区如班戈湖、申扎、三江河谷、青海东部等地区其日较差也多为14℃左右。高原地区日较差的大小与地形、植被、于湿程度等有关，如柴达木盆地干燥，多晴少雨，白天日晒增温急剧，夜间地面辐射强，降温快，其日较差就比较大。而在多阴雨的藏东南地区，白天增温不高，夜间云层低，地面

青藏高原对气候的影响

青藏高原对气候的影响青藏高原是世界上最大最高的高原，有世界屋脊之称。它南起27°N，北止40°N，纵跨纬度13°；总面积约290万平方千米；平均海拔4500米，几乎占冬季中纬度对流层厚度的1／3以上，成为中纬度大气环流中的一个庞大的障碍物。对我国及世界气候环境的变迁起了十分重要的作用。青藏高原对气候的影响主要表现在以下几方面： 1、青藏高原西风带路径的影响巨大的青藏高原就像河流中央没有露出水面的大石头对河流的影响一样，使冬季500mb （3～4公里）以下的西风带发生分支、绕流，而形成南北两支气流。北支气流一部分沿阿尔金山成东风吹入塔里木盆地，一部分沿祁连山成西或偏西北风吹入河西走廊，二者在高原东部汇合成西北气流，流线呈反气旋弯曲，形成动力高压背，使高原地面冷高压进一步加强，并有利于冬季风南下。高原的约束使冬季风的势力较强。南支气流在高原西南面为西北气流，绕过高原南侧转为西南气流，流线呈气旋性弯曲，产生动力性低压槽，在槽前暖湿气流的影响下，我国南方与北方冬季气候有较大差异。南北两支气流在长江中下游汇合，形成北半球最为强大的西风带。青藏高原的存在使冷空气由于受高原地形的阻挡和挤压，向我国东部地区倾泻到更南的纬度。高原东侧的西南地区，地处高原西风带的背风位置，风速较小，天气、气候别具一格。青藏高原的动力作用还表现在它对于近地面气流的屏障作用。东西方向上，它阻滞了随西风气流东移的天气系统，南北方向上它直接阻挡着我国西部对流层冷暖空气的南北交流。冬季高原阻挡冬季风南下，使南侧的印度与同纬度其它地区相比温度高，气压低，气温年较差小。同时西风带气压系统受高原阻挡在其西侧停留、减弱、消亡，而东侧的四川盆地一带则又相对平静，气流扰动较少，风力较弱。高原北侧又不易受南来暖湿气流影响。有利于冷空气堆积，进一步加强蒙古高压的势力，进而产生对我国东部地区的强寒流影响。而高原阻挡海洋湿润气流进入我国西北盆地，形成少雨的燥热天气，使我国新疆极端干旱，成为少有的少雨区和无流区。 2、青藏高原对亚洲季风形成的影响亚洲季风区是世界上最显著的季风区。季风区雨热同季,利于植物的生长,养育着众多的人口(中国和印度为世界上两个人口最多的国家)。分析发现,亚洲季风系统中存在着

青藏高原的气候特征及高原机场飞行环境

第1章青藏高原的气候特征及高原机场飞行环境青藏高原平均海拔4 000～5 000 m，地域辽阔，面积近240万平方千米，是中国面积最大、世界上海拔最高的高原，被誉为“世界屋脊”，在全球的高原高山区域占有重要的席位。海拔4 500 m以上的高原腹地年平均气温在0 °C以下，有大片面积最暖月平均气温低于10 °C，这样寒冷的气候也只有地球的两极地区可以与之相比。它也被称为地球的“第三极”。特殊的地理环境中保有许多蔚为奇观的地质遗迹和绚丽多彩的自然景观，同时也孕育了其独特的人文景观，使之成为科学探险、考察和生态旅游的胜地。高原机场的建成和空中航线的开通极大地改善了该地区相对落后的交通面貌，有力地促进了当地经济社会的发展。然而，青藏高原复杂的地形地貌、中纬西风带，以及印度季风与亚洲大陆季风在高原东部的交汇，构成了高原机场复杂多变的天气气候背景。高原机场低气压、缺氧、温差大等飞行环境和强烈的风切变、乱流天气则极大地增加了航空安全飞行的难度。本章综合介绍了青藏高原的大气环流及边界层特征以及高原机场的飞行环境及其对飞行的影响。 1.1 青藏高原地理环境和气候概况

1.1.1 地理范围及地形地貌 1. 地理区划青藏高原位于我国西南部，其主体部分在我国青海和西藏，高原由此得名。我国境内的青藏高原地域辽阔，西起帕米尔高原，东接秦岭，横跨31个经度，东西长约2 945 km；南自东喜马拉雅山脉南麓，北迄祁连山西段北麓，纵贯约13个纬度，南北宽达1 532 km，总面积约250万平方千米，占我国陆地总面积的26.8%。青藏高原范围涉及6个省区、201个县（市），即西藏自治区（错那、墨脱和察隅等3县仅包括少部分地区）和青海省（部分县仅含局部地区），云南省西北部迪庆藏族自治州，四川省西部甘孜和阿坝藏族自治州、木里藏族自治县，甘肃省的甘南藏族自治州、天祝藏族自治县、肃南裕固族自治县、肃北蒙古族自治县、阿克塞哈萨克族自治县以及新疆维吾尔自治区南缘巴音郭楞蒙古族自治州、和田地区、喀什地区以及克孜勒苏柯尔克孜自治州等的部分地区。 2. 高原山脉青藏高原周围大山环绕，它们大多数呈西北—东南走向，相对于高原以外的地面陡然而起，南有喜马拉雅山，北有昆仑山和祁连山，西为喀喇昆仑山，东为横断山脉。高原内部除平原外还有许多山峰，主要有唐古拉山、冈底斯山、念青唐古拉山等。这些山脉海拔大多超过6 000 m，喜马拉雅山等不少山峰超过8 000 m。

青藏高原的气候特征

青藏高原的气候特征及对我国的影响张庆奎200621059 气象学2班一、大气干洁、太阳辐射强青藏高原海拔高，空气稀薄干洁，太阳辐射通过的大气路程较短，所以太阳辐射被削弱的少，太阳总辐射量高居全国之冠，年总量在5000-8000MJ／m2。较同纬度东部地区大2000-3000MJ／m2。年总辐射量的分布趋势自东南向西北增多，藏东南地区小于5000MJ／m2，为低值区，藏北高原、阿里地区、柴达木盆地的年总辐射量可达7000-8000MJ／m2，为高值区。太阳总辐射力入射到水平地面的太阳直接辐射和散射辐射之和。青藏高原直接辐射年总量在3000一6000MJ/m2之间，与同纬度平原地区相比较高出2000-3000MJ／m2其在高原分布趋势与年总辐射量一致，藏东南为低值区；青海的柴达木盆地、藏北高原和阿里地区为高值区。尤为突出的是，在青藏高原多次观测1249.IW／m2、1259.5W/ m2等非常大的直接辐射强度值，这种现象在东部平原地区是绝对不会出现的，由于海拔高度的影响，高原大气干洁，水滴、气溶胶、火山尘埃等少，因此晴天条件下，散射辐射值较东部平原地区小，其年总散射辐射量1700-2900MJ／m2。散射辐射量的分布形式不同于年总辐射量和直接辐射量，这主要是因为散射辐射量大小除取决于纬度、高度外，与大气干洁状况、云量的多少等有关，所以散射辐射量的高值区出现在戈壁荒漠多风沙的柴达木盆地和阴云天较多的那曲、玉树，而低值区出现在海拔高、干燥少雨的阿里地区和藏北高原。众所周知，太阳辐射对气候以及作物生长和产量都有重要影响。太阳辐射主要包括紫外辐射、可见光和红外辐射三个波段。概括起来说，达到植物表面的红外辐射的能量约占太阳辐射总量的一半，其中仅有约0．5-1．0％用于光合作用。紫外辐射在总辐射中所占比例很小，但对植物的形状、颜色与品质的优劣起着重要作用。尽管目前高原农耕措施和管理水平都很低，但冬小麦和青棵的单产能创全国最高纪录，可能与高原的橙红光、紫蓝光的辐射通量的百分比和辐射强度都高于其它地区有关。另外，通过计算表明，波长较短的波段，海拔越高时，其红外波段的能量越低。高原的紫外和可见波段的相对通量高于东部平原和西部干旱地区，尤以紫外波段更甚，而红外波段的相对通量低于东部平原和西部干旱地区。就各波段的绝对量而言，高原比东部平原要高得多，以紫外、可见、红外三个波段的能量为例，西藏高原分别是苏州的2.9、l.6和1.1倍。从太阳辐射资源来看，红外、可见光和紫外各波段太阳辐射4至9月的总量约占全年辐射总量的67％。也就是说太阳辐射资源主要集中在春末至秋初，与作物生长发育的季节同步，这对作物产量和质量都有很大影响。值得注意的是，紫外到辐射虽然在太阳辐射的总通量中所占比例不大，但在藏北、阿里地区观测到紫外辐射及其与总辐射的比值，与其它地区相比，都是较大的，那曲（海拔4500米）观测到晴天正午紫外辐射瞬时值达70W／m2，神仙湾（海拔5300米）为99W／m2，表明晴天时高原地区大气对紫外辐射的消光能力很弱。从总的趋势来看，随着海拔高度的上升，各波段辐射强度均有所增大，但各波段辐射强度占总辐射强度的百分比的变化则不一样，紫外波段将上升，可见光波段略下降，而红外波段将下降较多。二、气温低、日较差大、年变化小青藏高原年平均气温低，构成了青藏高原气候主要特征。位于藏北高原和青南高原的可

论述青藏高原对我国气候的影响(建文)

作业：论述青藏高原对我国气候的影响参考答案：青藏高原作为我国重要的地貌单元，除了本身形成了独特的高原气候外，还对其他地区的气候有着重要的影响，主要表现在对气流的机械动力作用和高原本身的热力作用两个方面。（）动力作用。动力作用又可以分为对气流的分支作用和屏障作用两个方面： ① 分支作用。冬季，西风带南移到青藏高原，青藏高原耸立在对流层的中下部，受高原阻挡，米以下的西风气流分成南北两支。在高原西北部为西南气流，绕过新疆北部转为西北气流。南支在高原西南部为西北气流，高原东南部为西南气流。在高原以东长江中下游地区汇合东流，形成西风带。分支、绕流的结果使西风带在青藏高原南北两侧形成北脊南槽的环流形势。北支西风脊，加强西北部冷空气的势力。南支西风槽，促进副热带锋区的活动。高原东侧的我国西南地区，由于处在背风部位，风速小，出现“死水区”，天气别具一格。 ② 屏障作用。青藏高原对低空季风环流具有阻挡作用，冬季使冷空气南下的路径偏东，东部地区冬季风势力更强。使夏季的西南暖湿气流不能越过青藏高原影响到我国的西北地区，使新疆、甘肃一带夏季出现炎热干燥的天气。（）热力作用。夏季，青藏高原起热源作用，近地面形成热低压，周围同高度的自由大气层相对为高压，空气向高原中部辐合，形成由周围吹向高原的风。冬季，青藏高原起冷源作用，近地面形成冷高压，周围同高度自由大气层相对为低压，空气由高原向四周辐散，形成由高原吹向四周的风。因此，由于高原与其周围自由大气之间冬夏冷热源差异所引起的特殊气压场，导致高原季风生成。另外，夏季，青藏高原热低压的存在，四周空气向高原辐合，加强了我国夏季风的势力。冬季青藏高原冷高压的出现，加强了蒙古高压，也加强了我国冬季风的势力。总之，由于青藏高原的存在，使我国的气候更加复杂，同时也加大了我国季风气候的强度及其空间范围。

青藏高原对于气候的作用

你的问题比较大，我对高三学生一般分析如下要点：一、对气温的影响 1.机械阻挡作用青藏高原海拔高、面积大、矗立在29°?D40°N间，南北约跨10个纬度，东西约跨35个经度，有相当大的面积，海拔在5000m以上，有一系列的山峰超过7000?D8000m，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿，对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为低。表6?10中A、C、E三站位于印度半岛北部，其冬季各月平均气温皆分别比同纬度、同高度的B、D、F三站为高，其中尤以C、D两站的差异最大。这是由于D站沅陵正位于高原以东的平原上，寒潮畅通无阻，而C站德里又位于高原以南的正中地位，屏障效应十分显著的缘故。冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。从冬季北半球700hPa与500hPa月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖于西南侧，这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。因西风在高原西侧发生分支，于是高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖湿气流一般具有不稳定层结，比冷空气易于爬越山地。从夏季月平均气温分布图上可以看出，由巴基斯坦北部和东北部阿萨姆两个地区总是有两个伸向西藏方向的暖舌，其中有一部分暖湿气流越过高原南部的山口或河谷凹地，流入高原南部，这是形成雅鲁藏布江谷地由东向西伸展的暖区的重要原因。青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。根据我国衢县与同纬度德里各高度上月平均气温的比较，可以看出在500hPa及其以下各层的气温皆是衢县低于德里，尤其是冬半年的差异更大。 2.热力作用将青藏高原地面的气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低，夏季则偏高。根据观测资料分析计算表明，高原地-气系统逐月向四周大气输送的热量如表6?11所示。从11月至翌年2月是四周大气向高原地-气系统提供热量，这时青藏高原是个冷源，其强度以12月、1月份为最大，向四周自由大气吸收热量600多J/cm2d。春夏季青藏高原是个强大的热源，其强度以6、7月份为最大，向四周大气提供热量850J/cm2d以上。就全年平均而论，青藏高原地-气系统是一个热源。冬季青藏高原的冷区偏于高原的西部。夏季的暖区范围很