第十五讲青藏高原对东亚季风和天气过程的影响

-9
-98
-152
43
最后，可以算出高原地区地气系统各月向四周大气输送的热 量（F）： F=SH+Le+LR1+SR+Lp-LR2-cpMΔT
长期以来关于青藏高原大气加热的性质或以那一种 加热分量为主的问题一直有不同的看法。图15.1是 高原上SH，Lp和E的月平均值。可以看到在高原西 部（半干旱地区）有极大的感热通量，在6月最大值 达450（～219W/m2），这大约是Flohn值的2倍。 因为很高，这种抬高的感热源可用于直接加热对流 层中上部大气。与西部相比，高原东部的SH要小得 多，但它在6月之前，仍超过LP。这表明在季风或 雨季到来之前，高原上以感热加热为主。在夏季（7 和8月），LP略大于SH。由于SH分量占优势，净加 热E在高原西部是很大的，结果西部地区对整个高 原净热平衡的贡献为主，而高原东部的贡献则要小 得多。
图15.5 1968～1980年夏季（6～8月）200hPa平均流场。 实线：流线； 虚线：等风速线（只给出大于20 m•s-1以上 的风速区）； A：反气旋环流；C：气旋性环流
86 90
（102） （47） (105) (25)
76 90
39** (65)
图15.2 40天平均的（1979年5月末到6月初）区域平均 （hPa•h-1）、加热率[Q1]/cp(K•d-1)和干燥率[Q2]/cp(K•d-1) 的垂直分布。（a）高原西部；（b）高原东部
图15.3是沿32.5。N Q1和Q240天平均的东西垂直剖 面，可以更清楚地看到高原东西部加热的区域差异。 在高原范围（82.5-97.5。E），除地面附近在整个对 流层有深厚的加热。高原上的加热有两种不同的状 态：高原东部的热源和加热峰值在400～500hPa， 92.5。E处，相应有水汽汇出现，峰值约4。K/day， 在400～500hPa层中；但在高原西部的热源峰值为 5.5。K/day，位于200～250hPa层中，相应的水汽 汇和源很弱，并位于低层。
（1）抬高的加热作用 由太阳接受到的大部分辐射通过大气在地面被吸收。 如果这种吸收面在某些地方被抬高或具有一定的坡 度，则可以产生强的热力环流。例如山谷风或坡风 就是这种情况。在坡风情况下，由水平温差产生的 浮力将引起气层向上加速或向下加速，这种加速度 将一直继续到摩擦阻力等于浮力的时候，最后建立 起稳态的坡风。大尺度山脉的加热作用将在下节讨 论。 （2）山脉波和背风波引起的上升和下沉运动 接近一山脉的气流在某种条件下将继续在山脉上空 强迫向上，常常可以形成山脉波，在山的下风侧形 成背风波。在地球上许多山脉的背风面几乎都可以 观测到背风波的存在。
15.2 青藏高原的热力和动力作用及其对周围 大气的影响
高原的热力作用 首先讨论高原上的冷热源问题。这涉及到两个重要的问题： 一是高原是冷源还是热源；二是在冷源或热源的分量中是感 热为主还是潜热为主。过去只知道高原夏季是热源，冬季如 何没有定论。根据近年来的研究表明，无论冬夏就整个高原 平均而言，相对于大气，高原都是个热源，也即全年从高原 地面都有不同形式的热量向大气输送（从下垫面出发，如果 某地区有热量从地面输送给大气，则此地称为热源）。从地 面有三种热量可以输送给大气：一是地面有效辐射，一是潜 热，一是湍流感热。以全年论，以湍流感热输送为最大，有 效辐射次之，蒸发最小，在夏季的七、八月份，地面的蒸发 潜热最大，但也比湍流感热小得多。其余的月份，从地面蒸 发的潜热可忽略不计。在冬季则以地面有效辐射为最大，湍 流感热输送次之。详细计算见表15.1。
图15.3 40天平均加热率（Q1/cp，K•d-1）。（a）和40 天平均干燥率（Q2/cp，K•d-1）；（b）沿32.5。N的东西 剖面。这是对1979年5月末到7月初的平均
图15.4是沿92.5。N通过高原东部Q1和Q2的经向剖面。 在高原东部上空有强加热，最大值5.4K/d-1位于 350hPa，相应水汽汇的峰值为4.1K/d-1位于450hPa。 Q1和Q2的峰值在高度上是分离的，这表明存在着积 云对流。在高原以南，是非常深厚的强加热层，这 与喜马拉雅山南坡、阿萨姆和孟加拉地区的强季风 雨有关。最大加热率高度（6.0 K/d-1）位于500hPa， 它与最大水汽汇（5.7 K/d-1, 800hPa）高度相距约 300hPa，这表明这个地区的季风雨对流非常强。高 原东部200～500hPa层中的平均加热率为～3 K/d-1， 其强度与阿萨姆－孟加拉地区的相近。
表15.3 青藏高原西部热量和水汽收支的比较（单位：W/m2）
<[QR]> -77 [LP] 9 [SH] (169)* <[Q2]> -22 [LP] 9 [LE] (31)
<[Q1]> Luo和 Yanai （39天 平均） 叶和高 等 （6月） 101
142
-94**
17
219
-22
17
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
39**
高等天气学系列讲座 单元五：大地形对大气环流和天气 系统的影响
第十五讲 青藏高原对东亚季风 和天气过程的影响
丁一汇 国家气候中心
15.1各种尺度地形的一般作用
地球上的山脉对地球大气有重要的影响。不但能影 响山区及其邻近地区的天气和气候，而且对大范围 地区，甚至半球的天气和气候有重要的影响。山脉 对大气影响的程度，一方面取决于山脉本身的特征 （长度、宽度、高度等），另一方面取决于大气的 状态。山脉对大气的作用有以下几个方面：
不同尺度和外形的山脉会产生不同的山脉作用。在 地球上大尺度山脉如西藏高原、落基山、安第斯山、 阿尔卑斯山、格陵兰等会产生许多种类的作用。其 中某些动力和热力作用可影响大范围地区的天气和 环流。目前天气预报的困难在一定程度上也与地形 在数值预报中难以正确地处理有关。至今作了许多 数值模拟工作来研究大尺度山脉的热力和动力作用 以及山脉对背风气旋的作用等问题。另外，对一些 大的山脉作用也展开了野外观测试验，例如1982年 3月和4月进行的阿尔卑斯山试验（ALPEX）是较早 的一个。在亚洲地区，在1979年和1998年进行了两 次青藏高原气象试验。
表15.2 高原上空大气的E和高原地气系统能量的收支 cal cm1 d 1 ） （单位：
项 目 月
1
2
3
4
5
6
7
8
9
）
10
11
12
年 平 均
43
E
-48
-87
51 124 193 224 208 152
91
-20 -112
-159
F
-147
-88
44 119 181 207 203 154 101
6月份其中心迅速移到孟加拉湾北部地区，7月和8 月又跳到高原及其邻近地区，以后在这些位置上成 准周期振荡（最常见的是14天振荡）。它们的活动 与其它系统，尤其是与伊朗高压和西风带系统有明 显的关系。陶诗言与朱福康把它的活动分为东部型 和西部型两种（图15.6），其特征分布如下。东部 型环流：西风槽在60～0。E之间。东部主要高压强 大而稳定，中心位置在90。E以东。此时降水分布大 致是长江中下游少雨，川东、贵州也少雨，而川西、 西北及华北则多雨。西部型环流：西风槽在90～ 130。E之间。主要高压中心在100。E以西。此时降 水分布是长江中下游多雨，川东、贵州也多雨，川 西和西北少雨，华北多雨。
（3）对气团的阻挡作用 在许多情况下，山脉的障碍作用是最明显的。不 同的气团能够以平衡状态存在于山顶以下的山脉两 侧。低层空气的阻挡是山脉影响气流的最重要方式 之一。当地面气流接近山脉时，它趋于减速。在焚 风和布拉风中最常观测到山脉的作用。焚风是暖的 下坡风，而布拉风是一种冷的下坡风。 （4） 空气的偏转 当接近山脉的空气不能越过抬高的地形时，气流 必须在水平方向偏转并绕过山脉。这会引起各种局 地风系和天气系统的发展，甚至行星波的发展。
图15.1 西藏高原西部（W）和东部（E）地面感热通量 （SH）、降水的潜热释放（LP）和净大气热源（E）的十年 平均值（1961—70年）（1cal=4.1868J）（取自叶笃正、高 由禧等，1979）
表15.3和15.4是不同作者计算的高原西部和东部热 量和水汽收支的比较。在高原西部，罗会邦和Yanai 计算的SH值（169 W/m2）比叶笃正和高由禧等人6 月的平均值（219 W/m2）小。潜热加热都是很小的。 净的加热（[Q1]）主要由SH造成。叶笃正和高由禧 等人的[Q1]值（142 W/m2）比罗会邦和Yanai的值 （101 W/m2）大三分之一。水汽收支中蒸发项最大， 西部的值很接近6月整个高原的平均值。对于高原东 部，三者对SH的计算相互很一致。潜热的作用明显 增大，但其值仍略小于SH。净加热[Q1]在94～120 W/m2，LP和SH的贡献都很显著。对于[Q2]，LP的 贡献超过LE，故[Q2]为正。由上面可见，来自地面 的感热通量是青藏高原热收支的主要因子，尤其是 在1979年初夏高原西部。凝结加热对高原东部的热 量收支是很重要的，特别在夏季雨季之后。
表15.4 青藏高原东部热量和水汽收支的比较（单位：W/m2）
<[Q1]> <[QR]> [LP] [SH] <[Q2]> [LP] [LE]
Luo和Yanai （39天平 均）
叶和高等 （6月） Nitta[12] （100天）
113
-62
71
(104)
44
71
(27)
（94） 120
-94** -75
地面蒸发 潜热
2
4
21
21
28
78
86
75
29
4
4
2
地面向大 212 260 350 443 495 485 418 385 355 295 232 196 气输送的 总热量
上面从高原向大气的热量输送并不能全部用于高原大气。 如大部分的蒸发就不会在当地凝结。真正用于当地大气 的热量有五种：来自地面的有效辐射（LR1），来自地面 的湍流感热输送（SH），来自太阳的短波辐射（SR）， 来自当地的降水凝结潜热（LP）与由大气顶的向外的长 波辐射（LR2）。五种之和为：E=SH+LR1+LP+SR-LR2 E称为大气的热源。E>0，为热源；E<0，则为冷源。计 算结果如表7.2所示。就全年平均，高原上每平方厘米对 流层大气柱每天得到40～50卡热量。因此全年平均高原 大气是个热源。3～9月高原大气有净的热量，是个热源， 它得到的热量一部分用于高原大气本身的加热，一部分 向外输送。晚秋和冬季是个冷源。全年高原大气净得热 量的最大月份不在雨季得七、八月，而在六月。冬季高 原大气是个冷源，12月和1月强度最大。
图15.4 40天平均加热率（Q1/cp，K•d-1）（a）与40天平均 的干燥率（Q2/cp，K•d-1）；（b）沿92.5。N的东西剖面。 这是对1979年5月末到7月初的平均
高原上的天气系统
高原上夏季的中低层主要有两种天气系统：一是高 原高压，这是一种动力性暖高压；另一种是切变线， 低涡等。夏季高原系统是反气旋或青藏高压，一般 是以热力性质为主的，它在100hPa达到最强，范围 最大，最稳定，对北半球环流影响很大。一般当上 空（200hPa）是高压，中低层（500hPa）也是高 压时，高原上是干季；当是上高下低时，高原上常 是雨期或雨季。青藏高压是夏季北半球的主要活动 中心，它的生成与维持在很大程度上与高原及其邻 近地区热源的作用有关（图15.5）。在冬季这个高 压主要位于东南亚－菲律宾近赤道地区上空，与那 里冬季最强大的热源相一致。这种情况可持续到5月。
表15.1 高原平均地面向大气输送的热量（cal cm1 d 1） 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
项 目 月
感热
43
89
162 255 300 291 240 198 164 130
66
27
有效辐射 167 167 167 167 167 162 162 162 162 162 162 167
（5） 对降水的地形控制 降雨和降雪的地理分布受地形影响很大。有许多机 制来说明地形的这种控制作用。其间的相对重要性 由局地天气环境和山脉的尺度来决定。目前这个问 题也是暴雨研究中的一个重要问题（见第四章§4.2 地形对降雨的增幅作用部分）。 上述五个作用是地形影响气流的一般机制，应该指 出，它们之间并不是相互独立的。由于它们通常是 以组合的形式出现的，这就使山地气象学的研究变 得很困难。