第十五讲青藏高原对东亚季风和天气过程的影响

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。（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。（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。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。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。月项目表15.1高原平均地面向大气输送的热量（）123456789101112感热43891622553002912401981641306627有效辐射167167167167167162162162162162162167地面蒸发潜热2421212878867529442地面向大气输送的总热量212260350443495485418385355295232196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-LR2E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。月项目表15.2高原上空大气的E和高原地气系统能量的收支（单位：））123456789101112年平均E-48-875112419322420815291-20-112-15943F-147-8844119181207203154101-9-98-15243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15.1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（169W/m2）比叶笃正和高由禧等人6月的平均值（219W/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（142W/m2）比罗会邦和Yanai的值（101W/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94～120W/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15.3青藏高原西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）101-779(169)*-229(31)叶和高等（6月）142-94**17219-221739**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）113-6271(104)4471(27)叶和高等（6月）（94）-94**86（102）（47）7639**Nitta[12]（100天）120-7590(105)(25)90(65)图15.240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。NQ1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。图15.340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（6.0K/d-1）位于500hPa，它与最大水汽汇（5.7K/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～3K/d-1，其强度与阿萨姆－孟加拉地区的相近。图15.440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。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。图15.51968～1980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20m•s-1以上的风速区）；A：反气旋环流；C：气旋性环流图15.6100hPa青藏高原两种主要的流型。（a）东部型；（b）西部型高原及其周围地区的经圈环流与高原和大陆地区冷热源分布的特征密切有关。图15.7是沿90。E的经圈环流，代表通过青藏高原的情况。可以看到冬季哈得莱环流非常显著，一直向北伸展到30。N左右，这表明青藏高原上空冬季是个冷源。更由于这个冷源处于对流层大气的中部，这就大大加强了季风区的哈得莱环流的强度，使哈得莱环流在青藏高原的经度范围内最强大，越往东此环流圈越弱，到太平洋中部已不十分明显了。因而冬季北半球平均的哈得莱环流可能主要是大陆上的现象。图15.77月和1月沿90。E平均经圈环流剖面夏季青藏高原是一个巨大的热源。高原上空以上升运动为主。相应通过高原的经圈环流与冬季显著不同。整个看来，存在着一巨大的环流圈，其北支上升气流可达40～45。N。下沉主要在南半球。还可以看到，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200hPa以上，北侧的环流圈较小，到300hPa。这两个环流圈只出现于青藏高原的经度范围内。这可以说明它们是高原加热的结果。这种情况从1979年5月～7月初季风爆发前后的平均垂直运动经向分布也可看得很清楚（图15.8）。在高原上升运动很强，在高原南坡到阿萨姆平原也是上升区，700hPa上升运动最大值达－4.3hPa•h-1。在这两个上升运动区之间是一个狭窄的下沉运动区。这种分布与图15.7a相类似。高原北坡的下沉运动伸展到更深厚的层次中。南边界区的下沉运动（15。N）在图15.7a中不存在，但在其它剖面中，具有这种类似的结构。热力作用与季节突变高原对大气的感热加热在春季到夏季过渡的4～6月三个月中最强。受到热源作用的高原上空大气将增暖，从而改变高原南北两侧的温度梯度。高原附近的流场也随之有相应的变化。图15.9给出沿30。N多年平均的300～500hPa厚度的逐月变化（10gpm），可以看到盛夏高原上空大气温度是偏高的。7、8两月份最暖区包括青藏高原及西侧的伊朗高原在内的50～110。E地区上空。在春夏的季节过渡中，该区的增暖也早于同纬度其它地区。在3月份已很明显，并以5、6月增厚最大。在过渡季节这种激烈的温度变化应引起相应的风场变化。图15.9沿30。N多年平均300～500hPa厚度的逐月变化。单位：10gpmYin很早就指出，青藏高原南部的高空西风具有突变性质。6月上旬高空西风有急剧减弱，并且与印度西南季风爆发现象联系起来。叶笃正等后来发现上述东亚西风急流突然减弱北撤的现象在整个北半球都存在，但变化时间以青藏高原内陆地区最早，这就反映了高原地区的特殊性。研究还表明，这种变化与东亚许多天气过程有密切的关系，它包括：（1）副热带西风急流突然从高原南侧跳到高原北侧，与此同时，对流层上部反气旋移到西藏高原，东风急流在高原以南建立；（2）与此同时，西南季风爆发，这使印度西岸季风雨开始出现，在华东长江流域极锋北移，长江流域梅雨和日本雨季同时爆发。西风急流的突然北撤根据多年的资料也得到了证实。平均而言，6月份是副热带西风环流急剧变化的时期。大致在6月份的第三候西风明显减弱，急流消失（即北撤），加尔各答站西风稳定地转东风。各年的差异甚大，早的年份在5月末，6月初就开始了。所以5～6月是西风风速突然减弱的交替时期。这与高原的加热场变化及由之产生的温压场演变完全一致。前面已经指出，5月份是高原感热加热最强的月份，也是高原上空大气温度增值最大的月份。正是在高原加热的影响下，使高原上空气温急增，高原南部经向温度梯度减弱，从而导致高空西风的上述变化。根据1979年夏季风时期的研究，这种西风的季节性北跳在欧亚地区都十分清楚（图15.10）。例如，沿75。E300hPaU从5月的30。N在6月中旬明显地北跳到35～40。N。急流的类似北跳在6月3日也发生在西藏高原的上游（55。E，图15.10左图）。这比季风爆发要早两周（6月19日季风爆发）。前面已经指出，Yin的结果表明，印度季风的爆发几乎与高原西风急流由高原南侧突然跳到北侧同时发生。但在图15.10中并不明显，因为沿95。E之剖面（高原东部）并没有显示出类似的明显北跳。这说明季节变化的年际变率可能是很显著的。这个问题值得进一步研究。图15.101979年5月1日～6月30日300hPa纬向风纬度－时间剖面图。阴影区代表风速大于20m•s-1；单位：m•s-115.3高原的动力作用西藏高原大地形的动力作用是西藏高原地形影响的另一个重要问题，它关系到东亚西风急流的形成，东亚大槽的形成等问题。所谓大地形的动力作用包含三个主要内容：第一是纯粹由机械阻挡气流引起的，这可以认为是纯粹的动力作用；第二是地形造成的抬高的冷热源引起的，这实际上可归为热力作用；第三是由大地形造成摩擦分布不均匀而引起的。这里只讨论第一种纯动力作用。当气流被山脉阻挡后，它可以爬越山脉，也可以绕过它。这两种动力作用是不同的。根据数值试验的研究，夏季青藏高原纯动力的影响主要表现在对气流分支的绕流作用。35。N以北两槽一脊的平均形势，东亚槽的强度和位置、高原上的低压系统以及其北侧的高压带都与绕流作用有密切的关系。爬坡作用是次要的，但它对副热带高压的断裂可能有较大的贡献。在冬季，在40。N以南高压所在的纬度带内，流场受地形影响是明显的。在高原主体部分，流场上表现为明显的反气旋弯曲，形成槽区。高原东侧的槽是移动性的，并且这种槽的移动与高原东北部西北气流种新生的低槽发展有关。这有些类似于东亚大槽的发展过程。南支槽也被模拟出来，它主要是绕流作用的贡献，而高原西部的反气旋环流看起来象是绕流和爬流两者非线性相互作用的结果。因此在冬季单纯的爬流作用或绕流作用都不能正确反映出地形对环流的影响。15.4青藏高原对亚洲季风的影响在图15.11中，高原南缘低层的南风最强，并沿南坡向上伸展，这引起强迫抬升运动。在高原北侧也有强迫上升运动，因为北风是从北坡吹上来的，这两支辐合气流的分界线大致与对流层上部青藏高压的位置是一致的。在青藏高原以南，200hPa以上北风盛行，在17。N，150hPa附近有最大值（4m•s-1）。这支北风气流代表沿90。E季风环流圈的高空回流支，与强纬向东风有关，它在100hPa17。N处有25m•s-1的最大值，在这支东风急流下方，是低层西风，在13。N850hPa超过13m•s-1。这种上、下相反的气流产生了明显的东风切变，这表明对流层温度从高原附近向南到赤道区减小。图15.111979年7月平均纬向风。（a）（10m•s-1间隔）和平均经向风；（b）（2m•s-1间隔）沿90。E的剖面图图15.12给出1979年夏季风爆发前后300hPa的温度差（DT）。可以看到，有一条很有组织、东西向的正DT带在30～40。N横越欧亚大陆，其中有三个中心：日本附近、西藏高原西部和沙特阿拉伯沙漠，因而DT的变化代表一种非常大尺度的现象。最大的DT增加出现在高原西部，这里也是西风急流北撤最明显的地区。在高原东部DT增加很小，西风急流的北跳也不太清楚（见图15.10）。总之，上述结果表明了整个欧亚大陆热力作用的重要性。但是西藏高原在季风爆发阶段对引起温度的局地增加是很重要的。图15.121979年夏季风爆发前后（5月15～30日（a）和6月20～30日（b））300hPa温度差等温线间隔5℃Hahn和Manabe用三维全球模式模拟了西藏高原对夏季风的影响。在M模式中（有山脉），地面气旋表现出辐散的东南气流，以后辐合入20～30。N附近的南亚低压带附近。南亚季风的其它一些特征从统计上也被模拟出来，例如，沿非洲东岸的山地，模拟出一支强的集中的偏南气流（即索马里急流）。西藏高原的存在引起山脉以上的层次的流型发生重要的变化。M模式模拟出在季风爆发时期副热带急流迅速地移过西藏高原。这与前述Yin的发现一致。没有山脉时副热带急流并不突然北跳到其夏季的位置，而是在5月和6月相当慢地北移。在7月稳定在比M模式约偏南10度的纬度上。在M模式中，西藏高原上出现温度最大值，这与观测结果一致。在无山模式（NM模式）中，高原上的温度比M模式中约低10～12℃。这清楚地表明，对流层中部的热源在M模式中是被维持在高原之上，结果在高原近地面形成暖心低压，高空形成暖心高压。M模式和NM模式的加热场有显著差别。在M模式中，潜热在高原上变得很重要，而在NM模式中，以感热为主。实际上，一般如果考虑山脉作用，地表面的感热加热作用变得要不显著。在M模式中，尤其在青藏高原坡地上，出现更大的降雨量，并且印度的大部分地区所得到的降水量也比NM模式中多。西藏高原对亚洲冬季风环流也有明显影响，亚洲冬季风1月份最强。它是北半球大气环流最强烈的一部分。在冬季，西藏高原对这种冬季风环流是一种热汇，同时对西风气流也具有重要的机械作用。很早就发现，低层西风在高原西端分裂成南北两支。高空急流是在高原南侧，而不是在高原上最强。根据七十年代的资料分析，尤其是根据冬季风试验期间（1978～79）的研究表明，这些结果仍然是正确的。图15.13是1978～79年冬季700hPa平均风场和涡度场。可以看到，当低层气流流到高原西端时，平均风分裂成两支气流。北支沿着2000m地形等高线流向东北，以后转向东流入西藏高原与阿尔泰山之间的鞍形区。南支气流比北支气流略弱，近于沿着西藏高原的南边缘流过。在高原以东约120。E处，上两支气流汇合成一支强气流。其间有一个极弱的风速区从东坡向下游一直伸展1000km左右，在这个最弱的风速区有一对涡，反气旋涡旋在北，气旋性涡旋在南（图15.13（b）），在高原西端附近也有类似的现象，但不如下游清楚。这些特征与模拟试验的流场相似，当大雷诺数的流体绕流过边缘锐利的障碍物时就会出现这种现象。Hirota和Miyakoda曾用二维不可压涡度方程从数值上模拟了这种在圆柱体后的卡曼涡列。图15.13（a）冬季（78年12月～79年2月）700hPa平均风向量。每单位向量代表10m•s-1；实线为平滑的地形等高线（1km间隔）；（b）冬季平均涡度分布等值线。以1×10-5•s-1为间隔；阴影区为负涡度（反气旋）在500hPa（图15.14），主要的西风气流在25。N和45。N仍有明显的分支，而直接在高原之上，500hPa冬季平均风最弱（<10m•s-1）。这些极弱的风表明高原上有显著的摩擦作用。在高原之上边界层的平均高度约有1.5km。因