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星载仪器观测的夏季青藏高原云降水及辐射研究 版权信息
- ISBN：9787030750259
- 条形码：9787030750259 ; 978-7-03-075025-9
- 装帧：一般胶版纸
- 册数：暂无
- 重量：暂无
- 所属分类：>
星载仪器观测的夏季青藏高原云降水及辐射研究 本书特色
适读人群 ：气象科技工作者和研究生本书是对夏季青藏高原云降水的重要研究成果，是星载卫星观测的数据的重要应用研究。
星载仪器观测的夏季青藏高原云降水及辐射研究 内容简介
青藏高原地形复杂而广袤、自然条件恶劣，充分利用卫星平台搭载多仪器观测，可克服青藏高原地基仪器对云降水及辐射观测的局限性。因此，本书围绕青藏高原云降水和辐射时空分布特征这个主题，介绍了利用卫星搭载的多仪器观测数据及其他观测数据在此领域的**研究成果。首先，介绍了青藏高原大气的基本状况，特别强调了青藏高原大气温湿风垂直结构的独特性；其次，介绍了用于青藏高原云降水及辐射研究的辐射传输方程、可见光与红外遥感仪器、星载微波雷达及其数据；之后，介绍了青藏高原云时空分布及其辐射、降水时空分布和雨团结构、降水类型及其降水垂直结构，并介绍了青藏高原降水潜热反演方法及潜热结构研究成果；*后，介绍了夏季青藏高原云水和水汽收支特点。
星载仪器观测的夏季青藏高原云降水及辐射研究 目录
目录
前言
第1章 青藏高原大气的基本状况 1
1.1 青藏高原地理特征和大气环流基本特征 2
1.2 青藏高原大气垂直结构 9
1.3 本章要点概述 13
第2章 青藏高原云降水卫星遥感技术 15
2.1 辐射传输方程简介 17
2.2 星载可见光与红外遥感 20
2.3 星载微波雷达探测 27
2.4 本章要点概述 39
第3章 青藏高原云辐射特征 41
3.1 云的时空分布 45
3.2 微波和光谱结合识别高原云系 52
3.3 辐射观测数据及其处理 58
3.4 少云与多云的辐射差异 63
3.5 云和辐射收支的日变化 68
3.6 本章要点概述 75
第4章 青藏高原降水基本特点 79
4.1 东南大峡谷降水 80
4.2 切变线降水 84
4.3 拉萨地区降水云内大气温湿风结构 93
4.4 降水的时空分布 102
4.5 青藏高原雨团 114
4.6 本章要点概述 119
第5章 青藏高原降水类型 123
5.1 PR的降水类型识别方法 124
5.2 降水深厚度标准的降水类型 134
5.3 云顶相态标准的降水类型 138
5.4 PR层状降水和对流降水的物理内涵 141
5.5 深厚降水的日变化 143
5.6 青藏高原穿透性对流 148
5.7 本章要点概述 158
第6章 喜马拉雅山脉南坡陡峭地形云降水 161
6.1 云体垂直结构 163
6.2 降水特征 170
6.3 降水日变化特征 182
6.4 陡峭坡面风场对降水的作用 190
6.5 本章要点概述 201
第7章 青藏高原降水潜热反演及潜热结构 205
7.1 大气热源估算 208
7.2 利用再分析资料估算青藏高原非绝热加热 214
7.3 利用星载微波雷达探测结果反演降水潜热垂直结构 224
7.4 青藏高原的降水潜热结构 232
7.5 本章要点概述 246
第8章 夏季青藏高原云水和水汽收支 249
8.1 昼间云水空间分布 252
8.2 水汽收支 257
8.3 本章要点概述 267
参考文献 269
前言
第1章 青藏高原大气的基本状况 1
1.1 青藏高原地理特征和大气环流基本特征 2
1.2 青藏高原大气垂直结构 9
1.3 本章要点概述 13
第2章 青藏高原云降水卫星遥感技术 15
2.1 辐射传输方程简介 17
2.2 星载可见光与红外遥感 20
2.3 星载微波雷达探测 27
2.4 本章要点概述 39
第3章 青藏高原云辐射特征 41
3.1 云的时空分布 45
3.2 微波和光谱结合识别高原云系 52
3.3 辐射观测数据及其处理 58
3.4 少云与多云的辐射差异 63
3.5 云和辐射收支的日变化 68
3.6 本章要点概述 75
第4章 青藏高原降水基本特点 79
4.1 东南大峡谷降水 80
4.2 切变线降水 84
4.3 拉萨地区降水云内大气温湿风结构 93
4.4 降水的时空分布 102
4.5 青藏高原雨团 114
4.6 本章要点概述 119
第5章 青藏高原降水类型 123
5.1 PR的降水类型识别方法 124
5.2 降水深厚度标准的降水类型 134
5.3 云顶相态标准的降水类型 138
5.4 PR层状降水和对流降水的物理内涵 141
5.5 深厚降水的日变化 143
5.6 青藏高原穿透性对流 148
5.7 本章要点概述 158
第6章 喜马拉雅山脉南坡陡峭地形云降水 161
6.1 云体垂直结构 163
6.2 降水特征 170
6.3 降水日变化特征 182
6.4 陡峭坡面风场对降水的作用 190
6.5 本章要点概述 201
第7章 青藏高原降水潜热反演及潜热结构 205
7.1 大气热源估算 208
7.2 利用再分析资料估算青藏高原非绝热加热 214
7.3 利用星载微波雷达探测结果反演降水潜热垂直结构 224
7.4 青藏高原的降水潜热结构 232
7.5 本章要点概述 246
第8章 夏季青藏高原云水和水汽收支 249
8.1 昼间云水空间分布 252
8.2 水汽收支 257
8.3 本章要点概述 267
参考文献 269
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星载仪器观测的夏季青藏高原云降水及辐射研究 节选
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。
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