青藏高原对大气环流的影响复习过程

青藏高原对大气环流的影响青藏高原对大气环流的影响《中国自然地理教学参考书》主编：聂树人单树模常剑峤山东教育出版社1987.济南青藏高原对大气环流影响主要是两个方面：一是热力作用，主要从冷热原的角度讨论青藏高原对天气，气候的影响；二是机械的动力作用，这种动力作用影响范围很宽广，从局部环流到长波以至超至长波都受到地形牵制。

这种作用主要是通过地形迫使气流爬越它或绕过它而产生，青藏高原是一个东西长的椭圆体。

长轴基本上顺风向，气流绕行的部分就会更重要些。

（1）青藏高原的热力作用为了从冷热源角度来讨论青藏高原对天气，气候的作用，应首先了解高原冷热源情况。

下面根据叶笃正《青藏高原气候学》“引论”介绍如下：关于青藏高原冷热源问题，过去有过不少人讨论。

但由于计算方法不同，不但结果不同，也涉及到对从冷热源定义的问题。

总的来说，有两种定义：一种是从下垫面出发，如果某地区源。

但这种热量不一定都能用于本地区的大气。

有一部分或大部分可以输送本区以外的大气。

第二种定义是：在某个月里，某个地区的大气柱内有净能量的收入（通过运动从侧边界流出的能量不计在内，）则在这个月这个地区的大气称为热源，有净能量支出，称为冷源。

第二种定义的冷热源暂称为地面冷热源，第二种称为大气的冷热源。

从地面有三种能量可以输送给大气：一种是地面有效辐射，一种是潜热，一种是湍流感热。

高原上三者之和见表3—1 表3-1高原平均地面向大气输送的总热量从上表可以看出，全年平均，高原的每平方厘米的每天向大气输送约344卡的热量。

从布特科年平均蒸发潜热及湍流感热分布图可看出，两者全年最大值皆发生在北美东岸沿海（北纬40度，西经60度区域），它们分别为120和50千卡·厘米-2·年-1.青藏高原这种冷热源作用对大气环流的影响，在夏季，除机械动力作用外，更重要的是通过热力作用。

一些研究者指出，高原的剧烈辐射效应以及高原南部和东南部的凝结潜热释放，使夏季青藏高原成为一巨大热源。

它直接加热于对流层中部大气，造成高原对流层上层强而稳定的高压，即青藏暖高压。

青藏高压占据了对流层上层的亚非广阔的副热带地区。

不仅影响北半球流场，而且和南半球的流场直接相关。

Krishnamurt把青藏高压看作在对流层中上层的一个大尺度的阻塞高压，对于低纬度纬向气流形成一个巨大障碍。

他模拟了南纬25度---北纬40度200毫巴层北半球夏季环流，初始流场是纬向的，脉冲式地输入一个已存在的青藏高压作为一个巨大障碍。

他在计算出的平均运动场中，得到了许多已知的对流层上层气候特征，例如非洲高压，大西洋中部槽，太平洋中部槽，墨西哥高压和青藏高原南部的东风急流等。

虽然这个实验是粗糙的，但它非常形象地表明青藏高压在大气环流气候特征中的巨大影响。

“青藏高压是夏季东亚环流中的一个重要的高空天气系统。

它不仅尺度大，而又相当稳定，其演变比对流层中低层某些系统的演变有提前的特点。

因此国内外的气象工作者都十分注意青藏高压的研究工作。

近几年来的研究工作表明：它与中国及东亚地区的大范围旱涝有重大的关系。

从100毫巴青藏高压中心和脊线的变化可以看出，当脊线偏北，且高压中心偏离高原而东移，则长江流域大范围严重干旱，或者长江下游地区干旱；相反，如脊线位置偏南，高压中心稳定在高原上，则长江流域雨水偏多。

另外，在夏季500毫巴西太平洋副热带高压的活动对我国的降雨带和干旱带有密切的关系。

而100毫巴青藏高原和500毫巴西太平洋副热带高压之间，关系也十分密切。

不少研究者指出：当100毫巴青藏高压东伸（东部型，带状型），也往往是500毫巴西太平洋副热带高压西伸北跳的时期，当青藏高压为西部型时，500毫巴西太平洋副热带高压很少西伸北跳。

日本气象工作者也非常关心青藏高压对日本夏季天气的影响。

他们注意到00毫巴青藏高压向东移动，500毫巴小笠原高压向西移动的情况下，小笠原高压将在日本西部持续很久，从而使日本西部遭受严重干旱。

1972年世界不少地区如印度，中国，苏联的某些地区都发生了干旱，而该年夏季100毫巴青藏高压的范围很广，脊线位置偏北，中心强度强而且十分稳定。

青藏高原上空大气冷热源迅速的季节变化对于该地区东，西风环流的形成和变化也起着巨大的作用。

每年隆冬以后，冷源作用减弱，热源作用日渐加强，先后引起该地区边界层和边界层以上大气增温，削弱了高原南侧南北向的温度梯度，进而高原南侧的西风环流减弱。

当高原南部西风环流变为东风环流，而这时高原北侧温度梯度加大，使西风环流大大加强。

盛夏以后高原热源作用减弱，冷源作用日渐加强，使高原上大气温度降低，增大高原南侧的南北向温度梯度，进而加强了高原南侧的西风环流；而此时对于高原北侧来说，由于温度梯度的减弱，西风环流有所减弱。

青藏高原上空大气冬夏冷热源的变化，对于垂直环流也起着重要的作用。

在冬季，高原上大气的冷源加强了亚洲这一经度经典的Hadley环流，使得通过东经90度的Hadley环流为最强。

在北纬25度以南是一个强大有Hadley环流圈，在低纬和赤道附近地区上升，其高度可达200毫巴以上，在约北纬25度附近地下沉。

这是季风区冬季环流特征之一。

沿东经90度的平均经圈环流，代表通过青藏高原的情况。

它的Hadley环流比季风区更为强大，这里Hadley环流延伸到了北纬30度以北。

这表明青藏高原上空大气是个冷源。

更由于这个冷源处于对流层大气的中部，它就大大地加强了季风区的Hadley环流强度。

在夏季，叶笃正等认为：“高原地区范围内存在一个强大的上升气柱，此上升气柱在高原上空分别向东西两个方向辐散流去，其中向东的一支上升到200毫巴以上，在东经180度以东才下沉。

这个巨大的东西环流足有150个经度以上，而在高原以东大陆上上升的空气向东运行的较近，不到东经125度便开始下沉。

这就表明由热力作用在高原主体上升的气流对西太平洋的副热带高压作用不大，而主要是影响中太平洋和东太平洋副热带高压。

从这点看，青藏与中太平洋和东太平洋尤其是与东太平洋副热带高压有密切的遥切的相关。

下沉到西太平洋副热带高压的空气，只是来自高原以东的由大陆上升的气流。

由此可推论，最早陶诗言和朱福康提出的青藏高压和西太平洋副热带高压相向而行的一种关系，是由于某种动力作用而引起的。

”Koteswaram曾提出，在夏季东亚的西南季风区存在一个巨大的经向环流圈，1964年陈秋士等以实际风资料证实了这个季风环流。

东经55度--140度的平均经向环流情况看出这种季风环流是非常清楚的，其北支上升气流远达北纬40度。

其南支下沉气流出现于北纬5度以南，主要下沉于南半球。

通过青藏高原东经90度的经向环流。

也反映出巨大的季风流圈之内，在高原的南北两侧还有两个较小的经向环流圈。

高原南侧的经圈环流高达150毫巴以上，北侧的环流圈较小，高度稍高于300毫巴，但南北两个经圈环流的下限高度相同，均在500毫巴左右。

叶笃正等人指出，高原南北两侧的经圈环流只出现于青藏高原的经度范围内。

这可以说明高原南北两侧的两个较小的经圈环流是高原加热的结果，因为相对高原四周的对流层中部大气，高原大气是个热源。

（2）青藏高原的动力作用青藏高原的动力作用，着重表现在以下几个方面：第一，迫使西风气流分支，由于青藏高原是一个高大突起的大陆块，对于500毫巴以下东西环流有显著的分支、绕流和汇合作用。

分支和汇合作用在高原迎风面和背风面形成“死水区”，绕流形成北脊南槽环流，对高原及其邻近地区天气气候都有重要影响。

冬季，西风气流在高原西端分为南北两支，北支在高原的西北部西南气流，绕过我国新疆北部以后转为西北气流，也就是说，流线呈反气旋性弯曲；南支在高原的西南部为西北气流，绕过高原南侧之后转为西南气流，流线呈气旋性弯曲，在孟加拉湾附近曲率最大并形成低槽，然后经我国西南地区向东，在长江流域与北支气流汇合，向东流出。

值得指出的是，这种分支现象从10月份开始一直可以继续到次年6月，它可以影响到9公里的高度或者更高一些，从平均风速场来看，冬季南支西风要强于北支。

第二，迫使迎风气流爬坡，使高原四周边坡上出现多雨带。

冬季多偏西北气流，高原北坡，西坡出现多雨带，夏季多偏南偏东风，高原南坡和东坡出现多雨带。

一定强度的气流可爬越高原。

兰州高原大气研究所的研究表明，青藏高原的动力作用对冬夏环流的影响是不同的，在夏季高原的动力作用主要表现在对气流的绕流作用上，而在冬季，高原的作用在绕流和爬坡两方面作用都很重要。

这说明夏季弱气流过高原时，以绕为主。

而冬季气流较强，除绕以外，还可以爬过高原。

第三，屏障作用。

青藏高原不仅阻碍西来系统的前进，而且直接阻挡北方冷空气南侵和夏季西南季风深入内陆。

从7月份1.5公里高度上的流场来看，靠近高原四周的气流，基本上是流向高原的，在高原地区低层应为辐合上升运动。

应该强调指出，青藏高原平均海拔高度4000米以上，这就迫使来自印度的西南季风限制在高原南侧运行。

这支气流在青藏高原的东南部作气旋性旋转，然后经我国西南，华中和华东地区，在北纬36˚附近与西北气流相遇而形成辐合线。

夏季我国东半部正是由于西南季风带来了大量潮湿空气。

因此水汽多，温度大，降水丰沛，气候湿润。

而我国西北地区由于青藏高原的阻挡，潮湿空气不能深入内陆，故水汽少，温度小，云雨稀少，形成干旱气候区。

由于青藏高原对于对流层低空的空气流动起着屏障作用，形成了高原南侧印度地区冬干暖，夏温湿的气候特色，而在高原北侧南疆和河西一带冬季干冷，夏季干热。

同时，由于高原的屏障作用，使蒙古人民共和国一带冬季少受暖平流的影响，有利于冷空气的堆积，出现了强大的蒙古高压。

夏季印度半岛北部很少受到冷空气的影响，有利于热低压的维持。

第四，“暗礁作用”。

青藏高原海拔4000米以上，一些主要山系可以高达5000—6000米以上，这块大台地象水底的暗礁一样，虽然不能直接阻挡平流层到对流层上部的气流，但可通过气流上下之间的垂直切变，间接地影响到100毫巴高空的流场。

青藏高原主要是通过上述的动力作用和热力作用来影响大气环流，但人们还知道，当一气流流过粗糙面时，要受到摩擦作用的影响，近地表面的空气运动将变成湍流。

如果考虑地转偏向力作用下的大尺度运动，地表摩擦还将在边界层内引起穿过等压线运动，因而在边界层顶产生垂直气流。

地表摩擦在高原侧边界更有这样一种作用，即它可以使接近侧边界的气流减小，而离侧边界较远的自由大气运动没有减速。

这样就在靠近高原侧边界的气流产生了涡度，这种作用可以引起局部高低压的生成。

罗四维在分析青藏高原东侧低涡产生的原因时指出，在青藏高原东侧低涡生成中，高原侧边界的摩擦作用是一个极有利的条件。

高原东南方的偏南方气流受到高原侧边界的摩擦会产生气旋性切变。

高原东北方的偏北气流则产生反气旋性切变，两者之间除产生风场不连续的切变线以外，还可因辐合作用而生低涡，西南低涡开始多由这种侧边界摩擦而成的。