第十五讲青藏高原对东亚季风和天气过程的影响

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
（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。
-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。
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。
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。
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：
（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பைடு நூலகம்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。
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。
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。