青藏高原地表能量通量的估计
喜马拉雅山区大气与环境综合观测研究支撑青藏高原地球系统科学发展
中国科学院野外台站CAS Field Station引用格式：马伟强, 马耀明, 谢志鹏, 等. 喜马拉雅山区大气与环境综合观测研究支撑青藏高原地球系统科学发展. 中国科学院院刊, 2023, 38(10): 1561-1571, doi: 10.16418/j.issn.1000-3045.20231008003.Ma W Q, Ma Y M, Xie Z P, et al. Comprehensive atmospheric and environmental observations in the Himalayan region advances development of Earth system science on the Tibetan Plateau. Bulletin of Chinese Academy of Sciences, 2023, 38(10): 1561-1571, doi: 10.16418/j.issn.1000-3045.20231008003. (in Chinese)喜马拉雅山区大气与环境综合观测研究支撑青藏高原地球系统科学发展马伟强1,2马耀明1,2*谢志鹏1,2*陈学龙1,2王宾宾1,2韩存博1,2李茂善2,3仲雷2,4孙方林2,5王忠彦1,2席振华1,2刘莲1,2马彬1,2胡伟1,21 中国科学院青藏高原研究所青藏高原地球系统与资源环境重点实验室北京1001012 中国科学院珠穆朗玛大气与环境综合观测研究站日喀则8582003 成都信息工程大学大气科学学院成都6102254 中国科学技术大学地球和空间科学学院合肥2300265 中国科学院西北生态环境资源研究院兰州730000摘要中国科学院珠穆朗玛大气与环境综合观测研究站（以下简称“珠峰站”）位于珠穆朗玛峰自然保护区核心区域，围绕我国青藏高原生态保护和生态文明高地建设及经济社会可持续发展的国家战略科技需求，致力于地球“第三极”复杂地形山地大气过程和环境变化研究。
青藏高原及周边地区波动E-P通量的分布与变化特征
还表 明 ， 青藏 高原 和落 基 山对定 常行 星波 的形成 有 着很 大地 形 强 迫作 用 。徐祥 德 ＿ ２ ｊ 分析 研究 了青藏 高 原 和东 亚 的实 际地形对 行 星波 空 间结 构 的影 响效应 问题 ， 得出 ： 青 藏 高原 的动力 效 应和 大地 形 的结 构 特征 相 关 ； 大地 形 的 结构 特 征可 以使行 星波 的空间结 构 在移 动 的 过程 中产 生 复杂 的变 化 。邹 晓蕾 等Ｅ ３ ｊ 对 北半 球 的两 大地 形 下 游 的 冬 季环 流做 了分 析 ， 得出 ： 青 藏高 原 可 以在 平 流层激 发 出 １波 扰动 ， 且脊 和槽 分别 位 于太 平 洋 和大 西洋 上 空 。青 藏 高原 激发 产生 的行 星波 在上传 的过程 中产 生分支 ： 在低 纬 的一支 主要 在对 流层 中传播 ； 折 向高 纬的一支 能够 进 入 平流 层 。青藏 高原 和落 基 山对 波 动垂直 传播 影 响 的差 异 主要表 现在 超长 波上 。为 了研究 热源 和地形对 冬季 行
西藏 林芝 ８ ６ ０ ０ ０ ０ ）
摘要 ： 为 了研究青藏高原及周边地 区波动 Ｅ — Ｐ通 量 的分 布与变 化特征 ， 利用 １ ９ ６ ５ ～２ ０ １ ０年 Ｎ Ｃ Ｅ Ｐ ／Ｎ Ｃ Ａ Ｒ月
平均再分 析资料 ， 计算 了三维 Ｅ — Ｐ通 量 ， 经过分析 ， 得到如下主要结论 ： （ １ ） 对流层波动 Ｅ — Ｐ通量 的活动 中心位 于青 藏高原南部 。（ ２ ） 波动 Ｅ — Ｐ通量有着 明显 的季 节变化。其中夏季的强度最大 ， 且夏季 与冬季相 比 ， 垂直分量 正负值
星波形成的作用 ， 付晓卫Ⅲ ４ Ｊ 分别模拟了热源作用 、 地形作用 以及热源和地形共同作用， 得 出： 在地形作用下 ， 利用
下垫面与大气之间 感热通量 青藏高原地理题解析
青藏高原是世界上海拔最高、地势最为险峻的高原，位于亚洲中部，东临我国内地，北临新疆维吾尔自治区，西临阿富汗、巴基斯坦、印度、尼泊尔等国家，南临印度洋。
青藏高原是世界上唯一的“第三极”，其地理位置十分重要，对全球的气候和环境产生了深远影响。
一、下垫面与大气之间1. 青藏高原的下垫面青藏高原的下垫面是指地表以下的各种物质，如地表岩石、土壤、植被、冰雪、湖泊和河流等，在大气层和地表之间起到了重要的作用。
青藏高原的下垫面主要由高山、高原、盆地和高山峡谷等地貌组成，这些地貌形成了青藏高原独特的气候和环境特征。
高山和高原上常年积雪，形成了大片的冰川，这些冰川对青藏高原的水资源保障起到了重要作用；盆地地势低洼，形成了盛行的盆地季风气候，影响了当地的农业生产和自然环境；高山峡谷地势险峻，对于大气的运动和能量传递产生了一定影响。
2. 感热通量感热通量是指下垫面和大气之间的热量交换。
在青藏高原的地理环境中，感热通量对于大气环流和气候变化有着重要的影响。
青藏高原的感热通量受到多种因素的影响，如地表温度、植被覆盖、冰雪融化等。
青藏高原地表温度较低，尤其是高山和高原地区，导致感热通量较小；植被覆盖丰富，对感热通量起到了一定的调节作用；冰雪融化季节性强烈，导致感热通量发生明显变化。
这些因素相互作用，影响着青藏高原的地表和大气之间的热量交换过程。
二、青藏高原地理特征的影响1. 对大气环流的影响青藏高原的特殊地理位置和地貌特征对于大气环流产生了深远的影响。
青藏高原地处亚洲大陆中心，受到了来自太平洋和印度洋的气流的影响，形成了独特的大气环流格局。
青藏高原地势高，气温低，导致了对流活动强烈，影响了亚洲地区的气候变化和季风气候的形成。
2. 对降水的影响青藏高原对降水的影响主要表现在两个方面：青藏高原地势高，常年积雪，形成了强大的冰雪资源，这些冰雪资源是青藏高原的水资源保障，也是亚洲地区重要的淡水资源；青藏高原的地表温度低，对于降水有着一定的调节作用，尤其是盆地地区的降水，受到盆地季风气候的影响，对当地的农业生产和自然环境产生了深远影响。
青藏高原感热变化对一次降水过程的数值实验
青藏高原感热变化对一次降水过程的数值实验马龙腾飞;宋敏红;张少波;朱昌睿【期刊名称】《成都信息工程大学学报》【年(卷),期】2024(39)1【摘要】为探讨青藏高原地表感热通量对高原降水的影响,利用NCEP FNL再分析资料、全国范围日值降水格点资料和中尺度天气模式(WRF),对2016年6月下旬至7月上旬青藏高原上一次高原低涡系统东移引起的降水过程进行感热通量变化的敏感性模拟实验,通过对比分析探讨高原地表感热输送的变化对高原低涡系统东移和降水的影响。
结果表明,在那曲附近生成并东移至高原东侧的低涡系统平均强度受高原地表感热加热的影响增加12%左右,引发的高原区域总降水强度增加53%左右。
从高原东侧沿着长江流域东移至江苏地区的低涡系统平均强度受高原地表感热加热的影响增加21%左右,在东移区域引发的总降水强度增加23%左右。
此低涡系统引发的第一次降水峰值发生在四川盆地东侧,高原地表感热加热使经向降水范围增加;第二次降水峰值发生在长江流域中上游,高原地表感热加热使降水峰值区域从零星变为连续;高原地表感热加热使此低涡系统入海前引发的江苏地区降水范围大幅增加。
【总页数】8页(P93-100)【作者】马龙腾飞;宋敏红;张少波;朱昌睿【作者单位】成都信息工程大学大气科学学院【正文语种】中文【中图分类】P426【相关文献】1.青藏高原春季感热异常对中国北方雨季降水影响的数值研究2.青藏高原感热通量的变化及与江淮流域降水异常的关系3.鄂尔多斯夏季降水变化及对春季青藏高原地面感热的响应4.青藏高原夏季感热异常与川渝地区降水关系的数值模拟5.青藏高原春季地表感热异常对西北地区东部降水变化的影响因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
利用ASTER数据估算西藏纳木错地区夏季地表参数
征 参 数 的空 间分 布具 有 很 好 的对 应 关 系 ， 利 用 高 但
第 ２期
胡 向军 ： 利用 Ａ Ｔ Ｒ数据估算 西藏 纳木错地 区夏季地表参数 ＳＥ
２３ ３
和后视 功 能 。
反射 能力 ， 影 响 地 表 能 量 收 支 的 一 个 重 要 因子 。 是 利用 Ａ Ｔ Ｒ遥感 数据 １ ９波段 的信息 ， ＳＥ ～ 由文献 可 以得到 Ａ Ｔ Ｒ 的宽 带地 表反 照率 ， ＳＥ 其计算 公 式如
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本 文选 取 ２０ ０６年 ６月 １ ｔＡ Ｔ Ｒ资 料 做 为 １Ｅ ＳＥ 个 例研 究 ， 算 了西藏 纳 木 错 地 区复 杂 下垫 面 的地 计
表参 数 。
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第三极环境能量和水分循环气候尺度监测CLIMATE-TPE...-Dragon4
第三极环境能量和水分循环气候尺度监测(CLIMATE-TPE)(ID. 32070)马耀明1,2,3, Z.(Bob) Su4,仲雷5,马伟强1,2,3,文军6, 何延波71中国科学院青藏高原研究所青藏高原环境变化与地表过程重点实验室,，北京，1001012中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心，北京，1001013中国科学院大学，北京，1000494荷兰屯特大学地理信息与对地观测系，恩斯赫德7500AA5中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥2300266中国科学院西北生态环境资源研究院，兰州7300007国家气候中心，北京100081以青藏高原和喜马拉雅山脉为核心的第三极环境地区(Third Pole Environment，TPE)，是亚洲最大河流的发源地，为10个国家的15亿人口提供水源。
由于其海拔高，TPE在全球大气环流中发挥着重要作用，并对气候变化非常敏感。
亚洲季风，高原下垫面（湖泊、冰川、雪盖和永久冻土）与高原大气在不同时空尺度上均有强烈的能量和水分交换。
但是目前尚缺乏对其内在耦合过程的基本理解，特别是在气候尺度上。
基于站点尺度观测，卫星遥感和数值模拟，青藏高原上水分能量循环已有重大发现。
（1）站点观测：在CAMP/Tibet站点土壤湿度和温度测量研究已证明土壤热通量板观测的土壤热通量存在系统的低估。
站点土壤热通量和从温度预测校正方法估值的对比显示具有相同的通量方向和位相。
然而，通过热通量板观测的站点值通常比估计值低。
土壤湿度的变化对高山草地生态系统碳交换有重要的影响。
在高土壤含水量时，光合作用和呼吸作用活跃，反之水分缺乏时受到抑制。
在不同时间尺度准确的测量蒸散以及理解湖泊表面湍流热通量对流域尺度水分平衡分析和局地气候模拟有重要的意义。
为了测量高海拔湖泊湖气交换模拟、理解湍流热通量的驱动力和获取高山湖泊的实际蒸散，一个大涡观测系统建立在在纳木错小湖的水面上。
我们分析了喜马拉雅山脉中段日降水极端值的变化和趋势，研究在尼泊尔湿润、半湿润和干旱区域使用统计降尺度模型开展研究。
高寒草甸和高寒湿地土壤水热特征比较
高寒草甸和高寒湿地土壤水热特征比较张海宏;周秉荣;肖宏斌【摘要】利用青藏高原玛多地区高寒草甸和玉树隆宝地区高寒湿地的观测资料,比较分析了土壤水分、地表反照率和土壤热通量在土壤完全融化期、土壤逐渐冻结期、土壤完全冻结期和土壤逐渐融化期的变化情况,并计算了各月份的感热通量和潜热通量.结果表明:在10 ～ 50 cm深处,土壤完全融化期高寒湿地土壤含水量为0.66～0.82 m3·m-3,高寒草甸土壤含水量为0.15～0.18 m3·m-3,土壤完全冻结期高寒湿地土壤含水量为0.13～0.21 m3·m-3,高寒草甸土壤含水量为0.01 ～0.04m3·m-3.高寒草甸和高寒湿地地表反照率在土壤冻结期间较高,融化期间较低.高寒草甸土壤热通量年变化幅度小,高寒湿地土壤热通量年变化幅度大.高寒草甸月平均感热通量均高于高寒湿地,高寒湿地月平均潜热通量均高于高寒草甸.【期刊名称】《干旱气象》【年(卷),期】2015(033)005【总页数】7页(P783-789)【关键词】高寒草甸;高寒湿地;土壤水热【作者】张海宏;周秉荣;肖宏斌【作者单位】青海省气象科学研究所,青海西宁810001;青海省气象科学研究所,青海西宁810001;青海省气象科学研究所,青海西宁810001【正文语种】中文【中图分类】P339引言地气之间的能量传输和水分循环作用对气候变化有重要影响，是陆面过程研究的核心问题。
在不同气候背景和下垫面条件下，地气之间的能量传送过程存在很大差异［1－5］，受到国内外大气科学界的广泛关注。
土壤内水分含量、土壤表面蒸发量、土壤温度及感热通量等是十分重要的陆面参量，能否准确地获得地表的水、热通量并清楚地认识水汽和能量在边界层内的输送过程，对理解气候变化及水分循环十分重要。
陆面水、热交换过程受局地环境(包括地形、地势、地理位置及下垫面性质等因素)影响［6－7］。
感热通量和潜热通量反映大气和地表的水热交换，通过非绝热效应对大气加热，决定地表能量平衡，而其值的大小与下垫面的物理状态、植被状况密切相关［8－10］。
青藏高原热通量与垂直环流的特征及相关性
青藏高原热通量与垂直环流的特征及相关性青藏高原直接向对流层中层大气加热，对周边乃至全球的大气环流演变有着非常重要的作用。
本文利用NCEP/NCAR再分析资料中1979-2014年热通量、风场的月平均资料，得到地表感热、潜热通量及500hPa等压面上的总垂直速度及其分解量——Hadley环流垂直速度、Walker环流垂直速度，用来表征高原地面热源强度和上空垂直运动强度，分析其分布、变化特征及相关性，结果表明：(1)高原地表热通量与500hPa等压面垂直速度的多年平均分布都存在明显的区域性差异，但整体上地面是大气的热源，盛行上升气流；(2)二者都具有近似一年为周期的特点，月变化特征明显，冬季热通量低，盛行下沉气流，夏季热通量高，盛行上升气流；(3)在月尺度上，热通量与垂直速度有着很好的月同步相关性，每个月的热通量与垂直速度的年变化相关性有着不同的特点，且相关系数的分布也存在明显的区域性差异。
第一章引言青藏高原是地球上海拔最高的高原，平均海拔约4000m，约占对流层三分之一，高原加热直接作用于对流层中层大气，与周围大气形成明显热力对比，近百年来许多关于青藏高原的研究表明，高原热力作用对中国以及全球的大气环流演变都有非常重要的作用。
自50年代中期，叶笃正等[1]和Flohn[2]分别发现高原夏季是一大热源以来，越来越多的气象专家认识到该热源对环流的重要作用，开始了深入的研究。
叶笃正等[3]在1958年指出高原对东亚地区冬、夏大气环流季节突变的影响，并指出在六月和十月北半球大气环流都有一次非常剧烈的变化。
1988年，汤懋苍等[4]研究了近千年高原及四周的气候变化，提出青戴高原是百年尺度气候变化的“启动区”。
90年代中期，吴国雄等[5、6]发现高原及周围大气在夏季强烈上升、冬季强烈下沉，犹如巨大气泵调节着周围甚至全球大气运动，这一气泵主要受高原感热通量驱动，称之为“感热气泵”。
在20世纪后半叶，很多专家利用地面观测研究高原感热通量的特征及影响，并得出重要结论。
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第21卷第12期2006年12月地球科学进展A DVANCE S I N E AR TH S C I ENC EV o l.21 N o.12D e c.，2006文章编号：1001-8166（2006）12-1268-05青藏高原地表能量通量的估计季劲钧1，2，黄 玫2（1.中国科学院大气物理研究所，北京 100029；2.中国科学院地理科学与资源研究所生态系统网络观测与模拟重点实验室，北京 100101）摘 要：利用1981—2000年逐日气候、植被和土壤基础资料作为输入，以大气—植被相互作用模式（A V I M2）计算了青藏高原0.1°分辨率的年平均地表能量通量的空间分布和季节变化特征。
结果显示，年平均地表净辐射通量由高原西南部的100W/m2减少到东部的70W/m2左右。
高原东南部的林区潜热通量强而感热通量弱，从高原东南向西、向北潜热通量逐渐减少，而感热通量逐渐增大。
夏季这种趋势更加显著。
冬季除东南部外，高原上广大地区地表能量通量都较低。
关 键 词：青藏高原；能量通量；A V I M2中图分类号：S161.2＋1 文献标识码：A1 前 言早在20世纪50年代，叶笃正等［1］就发现青藏高原不仅起到以其巨大的山体迫使大尺度气流绕流或爬升的动力作用，同时它还是抬升到对流层中层的热源，影响着东亚乃至全球的环流和气候［2］。
此后人们一直企图估计高原热源的分布和强度的变化以及高原热源对大气环流和气候的影响。
对于高原热源，一方面可以由大气和地表的辐射能传输和环流推算高原上空热源的强弱；另一方面可以直接从地表的能量和水分收支来估计高原地表对上空大气能量的输送。
为了直接测量地表能量收支，不同规模的观测试验持续不断，其中1979年夏季的第一次青藏高原气象科学实验、1998年的第二次青藏高原大气科学试验（T I P E X）和“全球能量水循环亚洲季风青藏高原试验研究”（G A M E/T i b e t）［3］是较为突出、规模最大的综合试验，获得不少可贵的资料。
青藏高原气象科学实验课题组利用这些资料对高原的热源作过初步的统计，出版了地面辐射平衡和热量平衡图集［4］。
也有作者对单站或小区域的能量和水分通量做了估算［5～9］。
吕建华等［10］以3年的站点上的气候、植被和土壤资料，利用陆面过程模式对青藏高原夏季地表的能量、水分通量和植被的生产力等进行了模拟，这些结果给了我们对青藏高原地表能量和水分通量一些定量的认识。
但是由于作者使用的资料时间短，或只是个别站点的观测，因此对青藏高原整体的地表能量和水分通量仍缺乏了解。
本文利用青藏高原及邻近地区近20年（1981—2000年）逐日气象资料和新整编的高分辨率的全国植被分布和土壤质地资料，以改进的大气植被相互作用模式（A V I M2）对青藏高原气候区的地表能量、水分和二氧化碳交换通量进行模拟计算，下面给出的是其中地表物理通量的空间分布和季节变化结果。
2 模式和资料2.1 模式简介本研究中用于计算地表通量的模型是改进后的大气植被相互作用模型A V I M2。
原A V I M［11～13］主要有两部分，即物理传输模块和植被生长模块。
物理模块中包含了大气、植被和土壤间的辐射、热量和 收稿日期：2006-10-11；修回日期：2006-11-02.*基金项目：国家重点基础研究发展计划项目“中国陆地生态系统碳循环及其驱动机制研究”（编号：2002C B412500）；国家自然科学基金重大项目“区域生态系统过程功能和结构对全球变化响应和适应的集成分析”（编号：30590384）资助. 作者简介：季劲钧（1937-），男，江苏人，研究员，主要从事气候变化和全球变化研究. E-m a i l：j i j j＠m a i l.i ap.a c.c n水分的传输，而植被生长模块中包含了植物的生理生态过程。
两部分相互作用构成一体，新版的A V I M2对若干物理和生理过程的参数化作了改进，采用了多层的土壤模型和新的水文过程参数化［14］。
同时增加了详细的土壤碳循环模块，包含了植被凋落物的分解和异养呼吸过程。
模式以近地面大气状况、大气二氧化碳浓度、植被和土壤等基础信息作为输入，计算大气、植被和土壤之间的水分、能量和C O2交换过程。
模拟植被、土壤的温、湿状况和植被生长过程以及土壤碳的动态变化过程。
2.2 研究区域及资料本研究的空间分辨率为0.1°×0.1°经纬度网格，研究区域以我国气候区划所划出的青藏地区作为标准，地理位置大致位于80～105°E和27～40°N 之间。
文中所用的1981—2000年的气候观测数据来源于中国气象局气候资料中心。
文中采用澳大利亚A NU SPL I N3.1插值软件的样条函数插值法对气象数据进行了空间插值，在内插中主要考虑了经纬度的影响，在对温度的插值中还考虑了海拔高度的影响。
植被分类采用国际地圈生物圈计划（I GB P）分类系统，共分为14类。
土壤质地分类是在1∶1400万中国成土母质类型图和中国科学院南京土壤研究所编制的中国土壤图的基础上形成的，共分为12类。
3 结果分析3.1 年平均地面能量通量首先来看青藏地区地表净辐射通量、感热和潜热通量的年平均量的空间分布格局。
图1（见图版Ⅸ）是多年平均地表净辐射通量的空间分布。
其最大值出现在高原的西南和东南部，约100W/m2，最低值出现在东部，变化于60～70W/m2之间，北部在70～90W/m2左右。
总体上有由西南向东减少的趋势。
这种分布型与总辐射的分布格局有关，高原东部的云量较大是主要原因。
地表感热通量的多年平均空间分布见图2（见图版Ⅸ）。
显然，从东南部的20～50W/m2向西和西北方向增加，最大值在西南边界和柴达木盆地，约为70～100W/m2。
多年平均地表潜热通量的空间分布如图3（见图版Ⅸ）所示。
最大的潜热通量出现在高原东南部察隅地区，强度为50～70W/m2，其次是高原东部四川、云南一带，其余高原上广大地区潜热通量都比较低，约在30W/m2以下，相当大部分地区不足10W/m2。
感热和潜热通量这一分布特点与地表覆盖和海拔高度有很大关系。
高原东南部、藏南和云南等地区地势较低、雨量充沛，有森林分布，因而蒸发强而感热较弱。
而高原西部和北部为荒漠草原和稀疏灌丛，降水量稀少，因而在这些地区蒸发量很小，地表热量交换以感热为主。
因此全年来看，青藏高原的东南部地表吸收的太阳辐射主要以潜热形式向大气输送，而在广大的西部和北部地区，则以感热输送为主。
3.2 地表能量通量的季节特征以上给出了青藏高原年平均地表能量通量的空间分布特点以及与地形和植被覆盖的关系。
这些特点在季节分配上将是怎样的呢？现在选择几种不同类型的具有地区代表性的区域来看能量通量分量的季节特征。
沿95°E自南向北分别取29°N，32.5°N 和37.5°N3个区代表东南部森林、中部高山草甸和北部稀疏灌丛。
另取82.5°E，32.5°N代表西部的半荒漠地区。
将以上各区域到达地表的总辐射能、净辐射通量、感热和潜热通量的1月和7月值列于表1。
首先来看冬季地表的能量收支情况。
到达地表的总辐射沿95°E向北，由南端的136W/m2向北降至北端的93W/m2。
这显然反映了太阳辐射随纬度变化的特征。
相应地，地表净辐射通量也有相同的趋势。
由南部的76W/m2减小到北端的39W/m2。
冬季高原南部的感热通量较大，达49W/m2，高原大部分地区在30～40W/m2之间，东西向差异较小。
表1 青藏高原不同类型地表冬、夏能量通量（W/m2）T ab l e1 T he e n er gy f l ux e s f or s um m e r a nd w i n t e r i n d iff ere nt l and c ov e r i n T i b e t an p l a t e au 植被稀疏灌丛荒漠草原高寒草甸森林经纬度32.5°N，82.5°E37.5°N，95°E32.5°N，95°E29°N，95°E 地表总辐射135/19093/221112/195136/180净辐射通量48/9539/12246/10976/116感热通量41/6635/8538/4149/20潜热通量7/294/378/6827/96 注：表中数值为所在经纬度网格的值，斜线左为冬季值，右为夏季值96 21第12期 季劲钧等：青藏高原地表能量通量的估计 潜热通量在南部林区较大，约为27W/m2，而在其它地区一般都低于10W/m2。
总的来说，冬季除在高原东南部净辐射吸收较高，因而感热和潜热都较大外，其它地区差别较小，吸收的辐射主要以感热通量的形式输送给大气。
夏季的情况与冬季有很大差别。
总的太阳辐射从南向北逐渐增加，由南端的180W/m2增至北端的221W/m2。
这是因为夏季南部多云多雨的缘故。
而南端的地表净辐射约在116W/m2左右，北端的净辐射为122W/m2，南北的差异仅在10W/m2之内。
不过西部地区净辐射较低，约为95W/m2。
这样东西方向的净辐射通量差异大于南北间的差异，更确切的说是由东南向西北方向变化。
而吸收的辐射能在感热和潜热之间的分配也不一样。
在东南部林区，7月感热通量仅为20W/m2，而潜热通量高达49 W/m2。
北部半荒漠地区相反，感热高达85W/m2，而潜热约为35W/m2。
西部地区同样是感热通量为66W/m2，潜热为29W/m2左右。
因此夏季能量通量总的分布形式是感热通量在东南部低，逐渐向北、向西增加；而潜热通量由东南向西北减少。
在高原东南地区，夏季雨量多，又多为森林，主要以潜热通量向大气输送能量，而广大的高原腹地，特别是西部、北部荒漠和稀疏植被地区，主要以感热通量向大气输送能量。
青藏高原由于其平均海拔高度在3000m以上，因而与东部平原和低山地区相比在能量收支上有许多不同。
模式计算结果表明，就全年而论，高原地面吸收的太阳总辐射高于同纬度的中国东部地区。
由于其高寒的气候环境，冬季多雪，地表反射率大于平原，地表净辐射除藏东南略高外，与东部同纬度平原区大致相当（除四川盆地，那里净辐射较低）。
高原东南部降水充沛，年降水量在1000～2000m m之间，降水逐渐向西向北减少，在北部年降水量不足100m m。
植被分布由东南向西北依次为森林、草原、高寒草甸、半荒漠灌丛。
因此年平均潜热交换除东南部较高外，其余广阔的高原上潜热很弱，一般都低于20W/m2。
比东部平原区小很多，后者约在20～50W/m2之间。
而高原上感热通量则比东部平原区高很多，高原西部可达50W/m2以上，东部在30～50W/m2之间。