第十五講青藏高原對(duì)東亞季風(fēng)和天氣過(guò)程的影響

第十五講青藏高原對(duì)東亞季風(fēng)和天氣過(guò)程的影響丁一匯國(guó)家氣候中心高等天氣學(xué)系列講座單元五：大地形對(duì)大氣環(huán)流和天氣系統(tǒng)的影響15.1各種尺度地形的一般作用地球上的山脈對(duì)地球大氣有重要的影響。不但能影響山區(qū)及其鄰近地區(qū)的天氣和氣候，而且對(duì)大范圍地區(qū)，甚至半球的天氣和氣候有重要的影響。山脈對(duì)大氣影響的程度，一方面取決于山脈本身的特征（長(zhǎng)度、寬度、高度等），另一方面取決于大氣的狀態(tài)。山脈對(duì)大氣的作用有以下幾個(gè)方面：（1）抬高的加熱作用由太陽(yáng)接受到的大部分輻射通過(guò)大氣在地面被吸收。如果這種吸收面在某些地方被抬高或具有一定的坡度，則可以產(chǎn)生強(qiáng)的熱力環(huán)流。例如山谷風(fēng)或坡風(fēng)就是這種情況。在坡風(fēng)情況下，由水平溫差產(chǎn)生的浮力將引起氣層向上加速或向下加速，這種加速度將一直繼續(xù)到摩擦阻力等于浮力的時(shí)候，最后建立起穩(wěn)態(tài)的坡風(fēng)。大尺度山脈的加熱作用將在下節(jié)討論。（2）山脈波和背風(fēng)波引起的上升和下沉運(yùn)動(dòng)接近一山脈的氣流在某種條件下將繼續(xù)在山脈上空強(qiáng)迫向上，常?？梢孕纬缮矫}波，在山的下風(fēng)側(cè)形成背風(fēng)波。在地球上許多山脈的背風(fēng)面幾乎都可以觀測(cè)到背風(fēng)波的存在。（3）對(duì)氣團(tuán)的阻擋作用在許多情況下，山脈的障礙作用是最明顯的。不同的氣團(tuán)能夠以平衡狀態(tài)存在于山頂以下的山脈兩側(cè)。低層空氣的阻擋是山脈影響氣流的最重要方式之一。當(dāng)?shù)孛鏆饬鹘咏矫}時(shí)，它趨于減速。在焚風(fēng)和布拉風(fēng)中最常觀測(cè)到山脈的作用。焚風(fēng)是暖的下坡風(fēng)，而布拉風(fēng)是一種冷的下坡風(fēng)。（4）空氣的偏轉(zhuǎn)當(dāng)接近山脈的空氣不能越過(guò)抬高的地形時(shí)，氣流必須在水平方向偏轉(zhuǎn)并繞過(guò)山脈。這會(huì)引起各種局地風(fēng)系和天氣系統(tǒng)的發(fā)展，甚至行星波的發(fā)展。（5）對(duì)降水的地形控制降雨和降雪的地理分布受地形影響很大。有許多機(jī)制來(lái)說(shuō)明地形的這種控制作用。其間的相對(duì)重要性由局地天氣環(huán)境和山脈的尺度來(lái)決定。目前這個(gè)問(wèn)題也是暴雨研究中的一個(gè)重要問(wèn)題（見(jiàn)第四章§4.2地形對(duì)降雨的增幅作用部分）。上述五個(gè)作用是地形影響氣流的一般機(jī)制，應(yīng)該指出，它們之間并不是相互獨(dú)立的。由于它們通常是以組合的形式出現(xiàn)的，這就使山地氣象學(xué)的研究變得很困難。不同尺度和外形的山脈會(huì)產(chǎn)生不同的山脈作用。在地球上大尺度山脈如西藏高原、落基山、安第斯山、阿爾卑斯山、格陵蘭等會(huì)產(chǎn)生許多種類的作用。其中某些動(dòng)力和熱力作用可影響大范圍地區(qū)的天氣和環(huán)流。目前天氣預(yù)報(bào)的困難在一定程度上也與地形在數(shù)值預(yù)報(bào)中難以正確地處理有關(guān)。至今作了許多數(shù)值模擬工作來(lái)研究大尺度山脈的熱力和動(dòng)力作用以及山脈對(duì)背風(fēng)氣旋的作用等問(wèn)題。另外，對(duì)一些大的山脈作用也展開(kāi)了野外觀測(cè)試驗(yàn)，例如1982年3月和4月進(jìn)行的阿爾卑斯山試驗(yàn)（ALPEX）是較早的一個(gè)。在亞洲地區(qū)，在1979年和1998年進(jìn)行了兩次青藏高原氣象試驗(yàn)。15.2青藏高原的熱力和動(dòng)力作用及其對(duì)周?chē)髿獾挠绊懜咴臒崃ψ饔檬紫扔懻摳咴系睦錈嵩磫?wèn)題。這涉及到兩個(gè)重要的問(wèn)題：一是高原是冷源還是熱源；二是在冷源或熱源的分量中是感熱為主還是潛熱為主。過(guò)去只知道高原夏季是熱源，冬季如何沒(méi)有定論。根據(jù)近年來(lái)的研究表明，無(wú)論冬夏就整個(gè)高原平均而言，相對(duì)于大氣，高原都是個(gè)熱源，也即全年從高原地面都有不同形式的熱量向大氣輸送（從下墊面出發(fā)，如果某地區(qū)有熱量從地面輸送給大氣，則此地稱為熱源）。從地面有三種熱量可以輸送給大氣：一是地面有效輻射，一是潛熱，一是湍流感熱。以全年論，以湍流感熱輸送為最大，有效輻射次之，蒸發(fā)最小，在夏季的七、八月份，地面的蒸發(fā)潛熱最大，但也比湍流感熱小得多。其余的月份，從地面蒸發(fā)的潛熱可忽略不計(jì)。在冬季則以地面有效輻射為最大，湍流感熱輸送次之。詳細(xì)計(jì)算見(jiàn)表15.1。月項(xiàng)目表15.1高原平均地面向大氣輸送的熱量（）123456789101112感熱43891622553002912401981641306627有效輻射167167167167167162162162162162162167地面蒸發(fā)潛熱2421212878867529442地面向大氣輸送的總熱量212260350443495485418385355295232196上面從高原向大氣的熱量輸送并不能全部用于高原大氣。如大部分的蒸發(fā)就不會(huì)在當(dāng)?shù)啬Y(jié)。真正用于當(dāng)?shù)卮髿獾臒崃坑形宸N：來(lái)自地面的有效輻射（LR1），來(lái)自地面的湍流感熱輸送（SH），來(lái)自太陽(yáng)的短波輻射（SR），來(lái)自當(dāng)?shù)氐慕邓Y(jié)潛熱（LP）與由大氣頂?shù)南蛲獾拈L(zhǎng)波輻射（LR2）。五種之和為：E=SH+LR1+LP+SR-LR2E稱為大氣的熱源。E>0，為熱源；E<0，則為冷源。計(jì)算結(jié)果如表7.2所示。就全年平均，高原上每平方厘米對(duì)流層大氣柱每天得到40～50卡熱量。因此全年平均高原大氣是個(gè)熱源。3～9月高原大氣有凈的熱量，是個(gè)熱源，它得到的熱量一部分用于高原大氣本身的加熱，一部分向外輸送。晚秋和冬季是個(gè)冷源。全年高原大氣凈得熱量的最大月份不在雨季得七、八月，而在六月。冬季高原大氣是個(gè)冷源，12月和1月強(qiáng)度最大。月項(xiàng)目表15.2高原上空大氣的E和高原地氣系統(tǒng)能量的收支（單位：））123456789101112年平均E-48-875112419322420815291-20-112-15943F-147-8844119181207203154101-9-98-15243最后，可以算出高原地區(qū)地氣系統(tǒng)各月向四周大氣輸送的熱量（F）：F=SH+Le+LR1+SR+Lp-LR2-cpMΔT長(zhǎng)期以來(lái)關(guān)于青藏高原大氣加熱的性質(zhì)或以那一種加熱分量為主的問(wèn)題一直有不同的看法。圖15.1是高原上SH，Lp和E的月平均值?？梢钥吹皆诟咴鞑浚ò敫珊档貐^(qū)）有極大的感熱通量，在6月最大值達(dá)450（～219W/m2），這大約是Flohn值的2倍。因?yàn)楹芨撸@種抬高的感熱源可用于直接加熱對(duì)流層中上部大氣。與西部相比，高原東部的SH要小得多，但它在6月之前，仍超過(guò)LP。這表明在季風(fēng)或雨季到來(lái)之前，高原上以感熱加熱為主。在夏季（7和8月），LP略大于SH。由于SH分量占優(yōu)勢(shì)，凈加熱E在高原西部是很大的，結(jié)果西部地區(qū)對(duì)整個(gè)高原凈熱平衡的貢獻(xiàn)為主，而高原東部的貢獻(xiàn)則要小得多。圖15.1西藏高原西部（W）和東部（E）地面感熱通量（SH）、降水的潛熱釋放（LP）和凈大氣熱源（E）的十年平均值（1961—70年）（1cal=4.1868J）（取自葉篤正、高由禧等，1979）表15.3和15.4是不同作者計(jì)算的高原西部和東部熱量和水汽收支的比較。在高原西部，羅會(huì)邦和Yanai計(jì)算的SH值（169W/m2）比葉篤正和高由禧等人6月的平均值（219W/m2）小。潛熱加熱都是很小的。凈的加熱（[Q1]）主要由SH造成。葉篤正和高由禧等人的[Q1]值（142W/m2）比羅會(huì)邦和Yanai的值（101W/m2）大三分之一。水汽收支中蒸發(fā)項(xiàng)最大，西部的值很接近6月整個(gè)高原的平均值。對(duì)于高原東部，三者對(duì)SH的計(jì)算相互很一致。潛熱的作用明顯增大，但其值仍略小于SH。凈加熱[Q1]在94～120W/m2，LP和SH的貢獻(xiàn)都很顯著。對(duì)于[Q2]，LP的貢獻(xiàn)超過(guò)LE，故[Q2]為正。由上面可見(jiàn)，來(lái)自地面的感熱通量是青藏高原熱收支的主要因子，尤其是在1979年初夏高原西部。凝結(jié)加熱對(duì)高原東部的熱量收支是很重要的，特別在夏季雨季之后。表15.3青藏高原西部熱量和水汽收支的比較（單位：W/m2）<[Q1]><[QR]>[LP][SH]<[Q2]>[LP][LE]Luo和Yanai（39天平均）101-779(169)*-229(31)葉和高等（6月）142-94**17219-221739**表15.4青藏高原東部熱量和水汽收支的比較（單位：W/m2）<[Q1]><[QR]>[LP][SH]<[Q2]>[LP][LE]Luo和Yanai（39天平均）113-6271(104)4471(27)葉和高等（6月）（94）-94**86（102）（47）7639**Nitta[12]（100天）120-7590(105)(25)90(65)圖15.240天平均的（1979年5月末到6月初）區(qū)域平均（hPa?h-1）、加熱率[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）高原東部圖15.3是沿32.5。NQ1和Q240天平均的東西垂直剖面，可以更清楚地看到高原東西部加熱的區(qū)域差異。在高原范圍（82.5-97.5。E），除地面附近在整個(gè)對(duì)流層有深厚的加熱。高原上的加熱有兩種不同的狀態(tài)：高原東部的熱源和加熱峰值在400～500hPa，92.5。E處，相應(yīng)有水汽匯出現(xiàn)，峰值約4。K/day，在400～500hPa層中；但在高原西部的熱源峰值為5.5。K/day，位于200～250hPa層中，相應(yīng)的水汽匯和源很弱，并位于低層。圖15.340天平均加熱率（Q1/cp，K?d-1）。（a）和40天平均干燥率（Q2/cp，K?d-1）；（b）沿32.5。N的東西剖面。這是對(duì)1979年5月末到7月初的平均圖15.4是沿92.5。N通過(guò)高原東部Q1和Q2的經(jīng)向剖面。在高原東部上空有強(qiáng)加熱，最大值5.4K/d-1位于350hPa，相應(yīng)水汽匯的峰值為4.1K/d-1位于450hPa。Q1和Q2的峰值在高度上是分離的，這表明存在著積云對(duì)流。在高原以南，是非常深厚的強(qiáng)加熱層，這與喜馬拉雅山南坡、阿薩姆和孟加拉地區(qū)的強(qiáng)季風(fēng)雨有關(guān)。最大加熱率高度（6.0K/d-1）位于500hPa，它與最大水汽匯（5.7K/d-1,800hPa）高度相距約300hPa，這表明這個(gè)地區(qū)的季風(fēng)雨對(duì)流非常強(qiáng)。高原東部200～500hPa層中的平均加熱率為～3K/d-1，其強(qiáng)度與阿薩姆－孟加拉地區(qū)的相近。圖15.440天平均加熱率（Q1/cp，K?d-1）（a）與40天平均的干燥率（Q2/cp，K?d-1）；（b）沿92.5。N的東西剖面。這是對(duì)1979年5月末到7月初的平均高原上的天氣系統(tǒng)高原上夏季的中低層主要有兩種天氣系統(tǒng)：一是高原高壓，這是一種動(dòng)力性暖高壓；另一種是切變線，低渦等。夏季高原系統(tǒng)是反氣旋或青藏高壓，一般是以熱力性質(zhì)為主的，它在100hPa達(dá)到最強(qiáng)，范圍最大，最穩(wěn)定，對(duì)北半球環(huán)流影響很大。一般當(dāng)上空（200hPa）是高壓，中低層（500hPa）也是高壓時(shí)，高原上是干季；當(dāng)是上高下低時(shí)，高原上常是雨期或雨季。青藏高壓是夏季北半球的主要活動(dòng)中心，它的生成與維持在很大程度上與高原及其鄰近地區(qū)熱源的作用有關(guān)（圖15.5）。在冬季這個(gè)高壓主要位于東南亞－菲律賓近赤道地區(qū)上空，與那里冬季最強(qiáng)大的熱源相一致。這種情況可持續(xù)到5月。6月份其中心迅速移到孟加拉灣北部地區(qū)，7月和8月又跳到高原及其鄰近地區(qū)，以后在這些位置上成準(zhǔn)周期振蕩（最常見(jiàn)的是14天振蕩）。它們的活動(dòng)與其它系統(tǒng)，尤其是與伊朗高壓和西風(fēng)帶系統(tǒng)有明顯的關(guān)系。陶詩(shī)言與朱福康把它的活動(dòng)分為東部型和西部型兩種（圖15.6），其特征分布如下。東部型環(huán)流：西風(fēng)槽在60～0。E之間。東部主要高壓強(qiáng)大而穩(wěn)定，中心位置在90。E以東。此時(shí)降水分布大致是長(zhǎng)江中下游少雨，川東、貴州也少雨，而川西、西北及華北則多雨。西部型環(huán)流：西風(fēng)槽在90～130。E之間。主要高壓中心在100。E以西。此時(shí)降水分布是長(zhǎng)江中下游多雨，川東、貴州也多雨，川西和西北少雨，華北多雨。圖15.51968～1980年夏季（6～8月）200hPa平均流場(chǎng)。實(shí)線：流線；虛線：等風(fēng)速線（只給出大于20m?s-1以上的風(fēng)速區(qū)）；A：反氣旋環(huán)流；C：氣旋性環(huán)流圖15.6100hPa青藏高原兩種主要的流型。（a）東部型；（b）西部型高原及其周?chē)貐^(qū)的經(jīng)圈環(huán)流與高原和大陸地區(qū)冷熱源分布的特征密切有關(guān)。圖15.7是沿90。E的經(jīng)圈環(huán)流，代表通過(guò)青藏高原的情況?？梢钥吹蕉竟萌R環(huán)流非常顯著，一直向北伸展到30。N左右，這表明青藏高原上空冬季是個(gè)冷源。更由于這個(gè)冷源處于對(duì)流層大氣的中部，這就大大加強(qiáng)了季風(fēng)區(qū)的哈得萊環(huán)流的強(qiáng)度，使哈得萊環(huán)流在青藏高原的經(jīng)度范圍內(nèi)最強(qiáng)大，越往東此環(huán)流圈越弱，到太平洋中部已不十分明顯了。因而冬季北半球平均的哈得萊環(huán)流可能主要是大陸上的現(xiàn)象。圖15.77月和1月沿90。E平均經(jīng)圈環(huán)流剖面夏季青藏高原是一個(gè)巨大的熱源。高原上空以上升運(yùn)動(dòng)為主。相應(yīng)通過(guò)高原的經(jīng)圈環(huán)流與冬季顯著不同。整個(gè)看來(lái)，存在著一巨大的環(huán)流圈，其北支上升氣流可達(dá)40～45。N。下沉主要在南半球。還可以看到，在高原的南北兩側(cè)還有兩個(gè)較小的經(jīng)向環(huán)流圈。高原南側(cè)的經(jīng)圈環(huán)流高達(dá)200hPa以上，北側(cè)的環(huán)流圈較小，到300hPa。這兩個(gè)環(huán)流圈只出現(xiàn)于青藏高原的經(jīng)度范圍內(nèi)。這可以說(shuō)明它們是高原加熱的結(jié)果。這種情況從1979年5月～7月初季風(fēng)爆發(fā)前后的平均垂直運(yùn)動(dòng)經(jīng)向分布也可看得很清楚（圖15.8）。在高原上升運(yùn)動(dòng)很強(qiáng)，在高原南坡到阿薩姆平原也是上升區(qū)，700hPa上升運(yùn)動(dòng)最大值達(dá)－4.3hPa?h-1。在這兩個(gè)上升運(yùn)動(dòng)區(qū)之間是一個(gè)狹窄的下沉運(yùn)動(dòng)區(qū)。這種分布與圖15.7a相類似。高原北坡的下沉運(yùn)動(dòng)伸展到更深厚的層次中。南邊界區(qū)的下沉運(yùn)動(dòng)（15。N）在圖15.7a中不存在，但在其它剖面中，具有這種類似的結(jié)構(gòu)。熱力作用與季節(jié)突變高原對(duì)大氣的感熱加熱在春季到夏季過(guò)渡的4～6月三個(gè)月中最強(qiáng)。受到熱源作用的高原上空大氣將增暖，從而改變高原南北兩側(cè)的溫度梯度。高原附近的流場(chǎng)也隨之有相應(yīng)的變化。圖15.9給出沿30。N多年平均的300～500hPa厚度的逐月變化（10gpm），可以看到盛夏高原上空大氣溫度是偏高的。7、8兩月份最暖區(qū)包括青藏高原及西側(cè)的伊朗高原在內(nèi)的50～110。E地區(qū)上空。在春夏的季節(jié)過(guò)渡中，該區(qū)的增暖也早于同緯度其它地區(qū)。在3月份已很明顯，并以5、6月增厚最大。在過(guò)渡季節(jié)這種激烈的溫度變化應(yīng)引起相應(yīng)的風(fēng)場(chǎng)變化。圖15.9沿30。N多年平均300～500hPa厚度的逐月變化。單位：10gpmYin很早就指出，青藏高原南部的高空西風(fēng)具有突變性質(zhì)。6月上旬高空西風(fēng)有急劇減弱，并且與印度西南季風(fēng)爆發(fā)現(xiàn)象聯(lián)系起來(lái)。葉篤正等后來(lái)發(fā)現(xiàn)上述東亞西風(fēng)急流突然減弱北撤的現(xiàn)象在整個(gè)北半球都存在，但變化時(shí)間以青藏高原內(nèi)陸地區(qū)最早，這就反映了高原地區(qū)的特殊性。研究還表明，這種變化與東亞許多天氣過(guò)程有密切的關(guān)系，它包括：（1）副熱帶西風(fēng)急流突然從高原南側(cè)跳到高原北側(cè)，與此同時(shí)，對(duì)流層上部反氣旋移到西藏高原，東風(fēng)急流在高原以南建立；（2）與此同時(shí)，西南季風(fēng)爆發(fā)，這使印度西岸季風(fēng)雨開(kāi)始出現(xiàn)，在華東長(zhǎng)江流域極鋒北移，長(zhǎng)江流域梅雨和日本雨季同時(shí)爆發(fā)。西風(fēng)急流的突然北撤根據(jù)多年的資料也得到了證實(shí)。平均而言，6月份是副熱帶西風(fēng)環(huán)流急劇變化的時(shí)期。大致在6月份的第三候西風(fēng)明顯減弱，急流消失（即北撤），加爾各答站西風(fēng)穩(wěn)定地轉(zhuǎn)東風(fēng)。各年的差異甚大，早的年份在5月末，6月初就開(kāi)始了。所以5～6月是西風(fēng)風(fēng)速突然減弱的交替時(shí)期。這與高原的加熱場(chǎng)變化及由之產(chǎn)生的溫壓場(chǎng)演變完全一致。前面已經(jīng)指出，5月份是高原感熱加熱最強(qiáng)的月份，也是高原上空大氣溫度增值最大的月份。正是在高原加熱的影響下，使高原上空氣溫急增，高原南部經(jīng)向溫度梯度減弱，從而導(dǎo)致高空西風(fēng)的上述變化。根據(jù)1979年夏季風(fēng)時(shí)期的研究，這種西風(fēng)的季節(jié)性北跳在歐亞地區(qū)都十分清楚（圖15.10）。例如，沿75。E300hPaU從5月的30。N在6月中旬明顯地北跳到35～40。N。急流的類似北跳在6月3日也發(fā)生在西藏高原的上游（55。E，圖15.10左圖）。這比季風(fēng)爆發(fā)要早兩周（6月19日季風(fēng)爆發(fā)）。前面已經(jīng)指出，Yin的結(jié)果表明，印度季風(fēng)的爆發(fā)幾乎與高原西風(fēng)急流由高原南側(cè)突然跳到北側(cè)同時(shí)發(fā)生。但在圖15.10中并不明顯，因?yàn)檠?5。E之剖面（高原東部）并沒(méi)有顯示出類似的明顯北跳。這說(shuō)明季節(jié)變化的年際變率可能是很顯著的。這個(gè)問(wèn)題值得進(jìn)一步研究。圖15.101979年5月1日～6月30日300hPa緯向風(fēng)緯度－時(shí)間剖面圖。陰影區(qū)代表風(fēng)速大于20m?s-1；單位：m?s-115.3高原的動(dòng)力作用西藏高原大地形的動(dòng)力作用是西藏高原地形影響的另一個(gè)重要問(wèn)題，它關(guān)系到東亞西風(fēng)急流的形成，東亞大槽的形成等問(wèn)題。所謂大地形的動(dòng)力作用包含三個(gè)主要內(nèi)容：第一是純粹由機(jī)械阻擋氣流引起的，這可以認(rèn)為是純粹的動(dòng)力作用；第二是地形造成的抬高的冷熱源引起的，這實(shí)際上可歸為熱力作用；第三是由大地形造成摩擦分布不均勻而引起的。這里只討論第一種純動(dòng)力作用。當(dāng)氣流被山脈阻擋后，它可以爬越山脈，也可以繞過(guò)它。這兩種動(dòng)力作用是不同的。根據(jù)數(shù)值試驗(yàn)的研究，夏季青藏高原純動(dòng)力的影響主要表現(xiàn)在對(duì)氣流分支的繞流作用。35。N以北兩槽一脊的平均形勢(shì)，東亞槽的強(qiáng)度和位置、高原上的低壓系統(tǒng)以及其北側(cè)的高壓帶都與繞流作用有密切的關(guān)系。爬坡作用是次要的，但它對(duì)副熱帶高壓的斷裂可能有較大的貢獻(xiàn)。在冬季，在40。N以南高壓所在的緯度帶內(nèi)，流場(chǎng)受地形影響是明顯的。在高原主體部分，流場(chǎng)上表現(xiàn)為明顯的反氣旋彎曲，形成槽區(qū)。高原東側(cè)的槽是移動(dòng)性的，并且這種槽的移動(dòng)與高原東北部西北氣流種新生的低槽發(fā)展有關(guān)。這有些類似于東亞大槽的發(fā)展過(guò)程。南支槽也被模擬出來(lái)，它主要是繞流作用的貢獻(xiàn)，而高原西部的反氣旋環(huán)流看起來(lái)象是繞流和爬流兩者非線性相互作用的結(jié)果。因此在冬季單純的爬流作用或繞流作用都不能正確反映出地形對(duì)環(huán)流的影響。15.4青藏高原對(duì)亞洲季風(fēng)的影響在圖15.11中，高原南緣低層的南風(fēng)最強(qiáng)，并沿南坡向上伸展，這引起強(qiáng)迫抬升運(yùn)動(dòng)。在高原北側(cè)也有強(qiáng)迫上升運(yùn)動(dòng)，因?yàn)楸憋L(fēng)是從北坡吹上來(lái)的，這兩支輻合氣流的分界線大致與對(duì)流層上部青藏高壓的位置是一致的。在青藏高原以南，200hPa以上北風(fēng)盛行，在17。N，150hPa附近有最大值（4m?s-1）。這支北風(fēng)氣流代表沿90。E季風(fēng)環(huán)流圈的高空回流支，與強(qiáng)緯向東風(fēng)有關(guān)，它在100hPa17。N處有25m?s-1的最大值，在這支東風(fēng)急流下方，是低層西風(fēng)，在13。N850hPa超過(guò)13m?s-1。這種上、下相反的氣流產(chǎn)生了明顯的東風(fēng)切變，這表明對(duì)流層溫度從高原附近向南到赤道區(qū)減小。圖15.111979年7月平均緯向風(fēng)。（a）（10m?s-1間隔）和平均經(jīng)向風(fēng)；（b）（2m?s-1間隔）沿90。E的剖面圖圖15.12給出1979年夏季風(fēng)爆發(fā)前后300hPa的溫度差（DT）。可以看到，有一條很有組織、東西向的正DT帶在30～40。N橫越歐亞大陸，其中有三個(gè)中心：日本附近、西藏高原西部和沙特阿拉伯沙漠，因而DT的變化代表一種非常大尺度的現(xiàn)象。最大的DT增加出現(xiàn)在高原西部，這里也是西風(fēng)急流北撤最明顯的地區(qū)。在高原東部DT增加很小，西風(fēng)急流的北跳也不太清楚（見(jiàn)圖15.10）?？傊?，上述結(jié)果表明了整個(gè)歐亞大陸熱力作用的重要性。但是西藏高原在季風(fēng)爆發(fā)階段對(duì)引起溫度的局地增加是很重要的。圖15.121979年夏季風(fēng)爆發(fā)前后（5月15～30日（a）和6月20～30日（b））300hPa溫度差等溫線間隔5℃Hahn和Manabe用三維全球模式模擬了西藏高原對(duì)夏季風(fēng)的影響。在M模式中（有山脈），地面氣旋表現(xiàn)出輻散的東南氣流，以后輻合入20～30。N附近的南亞低壓帶附近。南亞季風(fēng)的其它一些特征從統(tǒng)計(jì)上也被模擬出來(lái)，例如，沿非洲東岸的山地，模擬出一支強(qiáng)的集中的偏南氣流（即索馬里急流）。西藏高原的存在引起山脈以上的層次的流型發(fā)生重要的變化。M模式模擬出在季風(fēng)爆發(fā)時(shí)期副熱帶急流迅速地移過(guò)西藏高原。這與前述Yin的發(fā)現(xiàn)一致。沒(méi)有山脈時(shí)副熱帶急流并不突然北跳到其夏季的位置，而是在5月和6月相當(dāng)慢地北移。在7月穩(wěn)定在比M模式約偏南10度的緯度上。在M模式中，西藏高原上出現(xiàn)溫度最大值，這與觀測(cè)結(jié)果一致。在無(wú)山模式（NM模式）中，高原上的溫度比M模式中約低10～12℃。這清楚地表明，對(duì)流層中部的熱源在M模式中是被維持在高原之上，結(jié)果在高原近地面形成暖心低壓，高空形成暖心高壓。M模式和NM模式的加熱場(chǎng)有顯著差別。在M模式中，潛熱在高原上變得很重要，而在NM模式中，以感熱為主。實(shí)際上，一般如果考慮山脈作用，地表面的感熱加熱作用變得要不顯著。在M模式中，尤其在青藏高原坡地上，出現(xiàn)更大的降雨量，并且印度的大部分地區(qū)所得到的降水量也比NM模式中多。西藏高原對(duì)亞洲冬季風(fēng)環(huán)流也有明顯影響，亞洲冬季風(fēng)1月份最強(qiáng)。它是北半球大氣環(huán)流最強(qiáng)烈的一部分。在冬季，西藏高原對(duì)這種冬季風(fēng)環(huán)流是一種熱匯，同時(shí)對(duì)西風(fēng)氣流也具有重要的機(jī)械作用。很早就發(fā)現(xiàn)，低層西風(fēng)在高原西端分裂成南北兩支。高空急流是在高原南側(cè)，而不是在高原上最強(qiáng)。根據(jù)七十年代的資料分析，尤其是根據(jù)冬季風(fēng)試驗(yàn)期間（1978～79）的研究表明，這些結(jié)果仍然是正確的。圖15.13是1978～79年冬季700hPa平均風(fēng)場(chǎng)和渦度場(chǎng)?？梢钥吹?，當(dāng)?shù)蛯託饬髁鞯礁咴鞫藭r(shí)，平均風(fēng)分裂成兩支氣流。北支沿著2000m地形等高線流向東北，以后轉(zhuǎn)向東流入西藏高原與阿爾泰山之間的鞍形區(qū)。南支氣流比北支氣流略弱，近于沿著西藏高原的南邊緣流過(guò)。在高原以東約120。E處，上兩支氣流匯合成一支強(qiáng)氣流。其間有一個(gè)極弱的風(fēng)速區(qū)從東坡向下游一直伸展1000km左右，在這個(gè)最弱的風(fēng)速區(qū)有一對(duì)渦，反氣旋渦旋在北，氣旋性渦旋在南（圖15.13（b）），在高原西端附近也有類似的現(xiàn)象，但不如下游清楚。這些特征與模擬試驗(yàn)的流場(chǎng)相似，當(dāng)大雷諾數(shù)的流體繞流過(guò)邊緣銳利的障礙物時(shí)就會(huì)出現(xiàn)這種現(xiàn)象。Hirota和Miyakoda曾用二維不可壓渦度方程從數(shù)值上模擬了這種在圓柱體后的卡曼渦列。圖15.13（a）冬季（78年12月～79年2月）700hPa平均風(fēng)向量。每單位向量代表10m?s-1；實(shí)線為平滑的地形等高線（1km間隔）；（b）冬季平均渦度分布等值線。以1×10-5?s-1為間隔；陰影區(qū)為負(fù)渦度（反氣旋）在500hPa（圖15.14），主要的西風(fēng)氣流在25。N和45。N仍有明顯的分支，而直接在高原之上，500hPa冬季平均風(fēng)最弱（<10m?s-1）。這些極弱的風(fēng)表明高原上有顯著的摩擦作用。在高原之上邊界層的平均高度約有1.5km。因