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1、1 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 2 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 3 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
2、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 4 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
3、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 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 6 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
4、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 7 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
5、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 8
6、表15 1高原平均地面向大气输送的热量 9 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
7、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 10 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 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 cpM T 11 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
8、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 12 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 13 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
9、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
10、热量收支是很重要的 特别在夏季雨季之后 14 表15 3青藏高原西部热量和水汽收支的比较 单位 W m2 15 表15 4青藏高原东部热量和水汽收支的比较 单位 W m2 16 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 17 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4
11、00 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 18 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 19 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
12、 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 20 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 21 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
13、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 22 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
14、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 23 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
15、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 24 图15 6100hPa青藏高原两种主要的流型 a 东部型 b 西部型 25 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 26 图1
16、5 77月和1月沿90 E平均经圈环流剖面 27 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 28 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
