青藏高原对大气环流的影响

青藏高原对大气环流的影响

《中国自然地理教学参考书》

主编：聂树人单树模常剑峤

山东教育出版社1987.济南

青藏高原对大气环流影响主要是两个方面：一是热力作用，主要从冷热原的角度讨论青藏高原对天气，气候的影响；二是机械的动力作用，这种动力作用影响范围很宽广，从局部环流到长波以至超至长波都受到地形牵制。这种作用主要是通过地形迫使气流爬越它或绕过它而产生，青藏高原是一个东西长的椭圆体。长轴基本上顺风向，气流绕行的部分就会更重要些。

（1）青藏高原的热力作用

为了从冷热源角度来讨论青藏高原对天气，气候的作用，应首先了解高原冷热源情况。下面根据叶笃正《青藏高原气候学》“引论”介绍如下：

关于青藏高原冷热源问题，过去有过不少人讨论。但由于计算方法不同，不但结果不同，也涉及到对从冷热源定义的问题。总的来说，有两种定义：一种是从下垫面出发，如果某地区源。但这种热量不一定都能用于本地区的大气。有一部分或大部分可以输送本区以外的大气。第二种定义是：在某个月里，某个地区的大气柱内有净能量的收入（通过运动从侧边界流出的能量不计在内，）则在这个月这个地区的大气称为热源，有净能量支出，称为冷源。第二种定义的冷热源暂称为地面冷热源，第二种称为

大气的冷热源。

从地面有三种能量可以输送给大气：一种是地面有效辐射，一种是潜热，一种是湍流感热。高原上三者之和见表3—1 表3-1高原平均地面向大气输送的总热量

月份1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 年

平

均

地

面

平

均

输

送

的

总

热

量

212 260 380 443 495 481 418 385 355 296 232 196 344

从上表可以看出，全年平均，高原的每平方厘米的每天向大气输送约344卡的热量。从布特科年平均蒸发潜热及湍流感热分布图可看出，两者全年最大值皆发生在北美东岸沿海（北纬40度，西经60度区域），它们分别为120和50千卡·厘米-2·年-1.

青藏高原这种冷热源作用对大气环流的影响，在夏季，除机械动力作用外，更重要的是通过热力作用。一些研究者指出，高原的剧烈辐射效应以及高原南部和东南部的凝结潜热释放，使夏季青藏高原成为一巨大热源。它直接加热于对流层中部大气，造成高原对流层上层强而稳定的高压，即青藏暖高压。青藏高压占据了对流层上层的亚非广阔的副热带地区。不仅影响北半球流场，而且和南半球的流场直接相关。Krishnamurt把青藏高压看作在对流层中上层的一个大尺度的阻塞高压，对于低纬度纬向气流形成一个巨大障碍。他模拟了南纬25度---北纬40度200毫巴层北半球夏季环流，初始流场是纬向的，脉冲式地输入一个已存在的青藏高压作为一个巨大障碍。他在计算出的平均运动场中，得到了许多已知的对流层上层气候特征，例如非洲高压，大西洋中部槽，太平洋中部槽，墨西哥高压和青藏高原南部的东风急流等。虽然这个实验是粗糙的，但它非常形象地表明青藏高压在大气环流气候特征中的巨大影响。

“青藏高压是夏季东亚环流中的一个重要的高空天气系统。它不仅尺度大，而又相当稳定，其演变比对流层中低层某些系统的演变有提前的特点。因此国内外的气象工作者都十分注意青藏高压的研究工作。近几年来的研究工作表明：它与中国及东亚地区的大范围旱涝有重大的关系。从100毫巴青藏高压中心和脊线的变化可以看出，当脊线偏北，且高压中心偏离高原而东移，则长江

流域大范围严重干旱，或者长江下游地区干旱；相反，如脊线位置偏南，高压中心稳定在高原上，则长江流域雨水偏多。另外，在夏季500毫巴西太平洋副热带高压的活动对我国的降雨带和干旱带有密切的关系。而100毫巴青藏高原和500毫巴西太平洋副热带高压之间，关系也十分密切。不少研究者指出：当100毫巴青藏高压东伸（东部型，带状型），也往往是500毫巴西太平洋副热带高压西伸北跳的时期，当青藏高压为西部型时，500毫巴西太平洋副热带高压很少西伸北跳。日本气象工作者也非常关心青藏高压对日本夏季天气的影响。他们注意到00毫巴青藏高压向东移动，500毫巴小笠原高压向西移动的情况下，小笠原高压将在日本西部持续很久，从而使日本西部遭受严重干旱。1972年世界不少地区如印度，中国，苏联的某些地区都发生了干旱，而该年夏季100毫巴青藏高压的范围很广，脊线位置偏北，中心强度强而且十分稳定。

青藏高原上空大气冷热源迅速的季节变化对于该地区东，西风环流的形成和变化也起着巨大的作用。每年隆冬以后，冷源作用减弱，热源作用日渐加强，先后引起该地区边界层和边界层以上大气增温，削弱了高原南侧南北向的温度梯度，进而高原南侧的西风环流减弱。当高原南部西风环流变为东风环流，而这时高原北侧温度梯度加大，使西风环流大大加强。盛夏以后高原热源作用减弱，冷源作用日渐加强，使高原上大气温度降低，增大高原南侧的南北向温度梯度，进而加强了高原南侧的西风环流；而此

时对于高原北侧来说，由于温度梯度的减弱，西风环流有所减弱。青藏高原上空大气冬夏冷热源的变化，对于垂直环流也起着重要的作用。在冬季，高原上大气的冷源加强了亚洲这一经度经典的Hadley环流，使得通过东经90度的Hadley环流为最强。在北纬25度以南是一个强大有Hadley环流圈，在低纬和赤道附近地区上升，其高度可达200毫巴以上，在约北纬25度附近地下沉。这是季风区冬季环流特征之一。沿东经90度的平均经圈环流，代表通过青藏高原的情况。它的Hadley环流比季风区更为强大，这里Hadley环流延伸到了北纬30度以北。这表明青藏高原上空大气是个冷源。更由于这个冷源处于对流层大气的中部，它就大大地加强了季风区的Hadley环流强度。

在夏季，叶笃正等认为：“高原地区范围内存在一个强大的上升气柱，此上升气柱在高原上空分别向东西两个方向辐散流去，其中向东的一支上升到200毫巴以上，在东经180度以东才下沉。这个巨大的东西环流足有150个经度以上，而在高原以东大陆上上升的空气向东运行的较近，不到东经125度便开始下沉。这就表明由热力作用在高原主体上升的气流对西太平洋的副热带高压作用不大，而主要是影响中太平洋和东太平洋副热带高压。从这点看，青藏与中太平洋和东太平洋尤其是与东太平洋副热带高压有密切的遥切的相关。下沉到西太平洋副热带高压的空气，只是来自高原以东的由大陆上升的气流。由此可推论，最早陶诗言和朱福康提出的青藏高压和西太平洋副热带高压相向而行的一

种关系，是由于某种动力作用而引起的。”

Koteswaram曾提出，在夏季东亚的西南季风区存在一个巨大的经向环流圈，1964年陈秋士等以实际风资料证实了这个季风环流。东经55度--140度的平均经向环流情况看出这种季风环流是非常清楚的，其北支上升气流远达北纬40度。其南支下沉气流出现于北纬5度以南，主要下沉于南半球。通过青藏高原东经90度的经向环流。也反映出巨大的季风流圈之内，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150毫巴以上，北侧的环流圈较小，高度稍高于300毫巴，但南北两个经圈环流的下限高度相同，均在500毫巴左右。叶笃正等人指出，高原南北两侧的经圈环流只出现于青藏高原的经度范围内。这可以说明高原南北两侧的两个较小的经圈环流是高原加热的结果，因为相对高原四周的对流层中部大气，高原大气是个热源。

（2）青藏高原的动力作用

青藏高原的动力作用，着重表现在以下几个方面：

第一，迫使西风气流分支，由于青藏高原是一个高大突起的大陆块，对于500毫巴以下东西环流有显著的分支、绕流和汇合作用。分支和汇合作用在高原迎风面和背风面形成“死水区”，绕流形成北脊南槽环流，对高原及其邻近地区天气气候都有重要影响。冬季，西风气流在高原西端分为南北两支，北支在高原的西北部西南气流，绕过我国新疆北部以后转为西北气流，也就是

说，流线呈反气旋性弯曲；南支在高原的西南部为西北气流，绕过高原南侧之后转为西南气流，流线呈气旋性弯曲，在孟加拉湾附近曲率最大并形成低槽，然后经我国西南地区向东，在长江流域与北支气流汇合，向东流出。值得指出的是，这种分支现象从10月份开始一直可以继续到次年6月，它可以影响到9公里的高度或者更高一些，从平均风速场来看，冬季南支西风要强于北支。

第二，迫使迎风气流爬坡，使高原四周边坡上出现多雨带。冬季多偏西北气流，高原北坡，西坡出现多雨带，夏季多偏南偏东风，高原南坡和东坡出现多雨带。一定强度的气流可爬越高原。兰州高原大气研究所的研究表明，青藏高原的动力作用对冬夏环流的影响是不同的，在夏季高原的动力作用主要表现在对气流的绕流作用上，而在冬季，高原的作用在绕流和爬坡两方面作用都很重要。这说明夏季弱气流过高原时，以绕为主。而冬季气流较强，除绕以外，还可以爬过高原。

第三，屏障作用。青藏高原不仅阻碍西来系统的前进，而且直接阻挡北方冷空气南侵和夏季西南季风深入内陆。从7月份1.5公里高度上的流场来看，靠近高原四周的气流，基本上是流向高原的，在高原地区低层应为辐合上升运动。应该强调指出，青藏高原平均海拔高度4000米以上，这就迫使来自印度的西南季风限制在高原南侧运行。这支气流在青藏高原的东南部作气旋性旋转，然后经我国西南，华中和华东地区，在北纬36?附近与

西北气流相遇而形成辐合线。夏季我国东半部正是由于西南季风带来了大量潮湿空气。因此水汽多，温度大，降水丰沛，气候湿润。而我国西北地区由于青藏高原的阻挡，潮湿空气不能深入内陆，故水汽少，温度小，云雨稀少，形成干旱气候区。

由于青藏高原对于对流层低空的空气流动起着屏障作用，形成了高原南侧印度地区冬干暖，夏温湿的气候特色，而在高原北侧南疆和河西一带冬季干冷，夏季干热。同时，由于高原的屏障作用，使蒙古人民共和国一带冬季少受暖平流的影响，有利于冷空气的堆积，出现了强大的蒙古高压。夏季印度半岛北部很少受到冷空气的影响，有利于热低压的维持。

第四，“暗礁作用”。青藏高原海拔4000米以上，一些主要山系可以高达5000—6000米以上，这块大台地象水底的暗礁一样，虽然不能直接阻挡平流层到对流层上部的气流，但可通过气流上下之间的垂直切变，间接地影响到100毫巴高空的流场。

青藏高原主要是通过上述的动力作用和热力作用来影响大气环流，但人们还知道，当一气流流过粗糙面时，要受到摩擦作用的影响，近地表面的空气运动将变成湍流。如果考虑地转偏向力作用下的大尺度运动，地表摩擦还将在边界层内引起穿过等压线运动，因而在边界层顶产生垂直气流。地表摩擦在高原侧边界更有这样一种作用，即它可以使接近侧边界的气流减小，而离侧边界较远的自由大气运动没有减速。这样就在靠近高原侧边界的气流产生了涡度，这种作用可以引起局部高低压的生成。罗四维

在分析青藏高原东侧低涡产生的原因时指出，在青藏高原东侧低涡生成中，高原侧边界的摩擦作用是一个极有利的条件。高原东南方的偏南方气流受到高原侧边界的摩擦会产生气旋性切变。高原东北方的偏北气流则产生反气旋性切变，两者之间除产生风场不连续的切变线以外，还可因辐合作用而生低涡，西南低涡开始多由这种侧边界摩擦而成的。

青藏高原上的地形并不是平坦的，而大面积凸凹不平的，这就使摩擦作用更复杂化。这种复杂化的摩擦作用，可以引起冬夏不同的准常定性的摩擦层以内的局地性环流。

按照经典说法，季风是由于地球上海陆分布不均匀所引起的一种盛行风向随季节变化的现象，其根本原因在于海陆间热力作用的差异，既然海陆间的热力差异是形成季风的根本原因，我们自然想到，由于巨大而高耸的青藏高原的存大，它们四周自由大气间同样存在着季节性的热力差异，这种差异也必然会产生类似于季风的现象。例如，在冬季，青藏高原上的大气层相对于同高度自由大气是冷源，因而在高原上形成一个冷高压，高原上盛行反气旋环流，到夏季，青藏高原上的大气相对于高度自由大气是热源，因而形成强大的热低压，高原上盛行气旋性环流。这种环流系统和季节变化，使高原地区盛行风的季节变化十分明显。因此，高由禧等参照海陆热力差异所造成冬复相反的季风现象的定义，将高原地区由于高原和四周自由大气的热力差异所造成冬复相反的盛行风系，称为“高原季风”。

叶笃正等指出，发生在对流层中的青藏高原季风，虽然只是行星边界层的现象，在盛夏厚度最大也不过离地面2-3公里，但其作用却是非常重要的。它是亚洲对流层低层季风和对流层高层行星风系之间的一个作用纽带，通过它，加强了对流层低层季风，破坏了对流层中空的行星气压带和行星风带，形成了这一地及其邻近地区的各种天气气候现象。

①青藏高原季风增厚了中国冬夏对流层低层季风。中四东部地区冬季东北季风是很浅薄的。在华北仅500米厚，即使在华南也不过是2000米以下的现象，可是在1月沿北纬30?盛行风剖面上，东北季风离高原越近则越厚，上海，南京带东北季风仅是500米以下的现象，汉口可达1000米，宜昌1500米，重庆，成都可达2500米厚。

夏季西南季风也是如此，印度北部西南季风厚度仅2000米左右，2000米以上偏东风盛行，即使在印度中部和南部，西南季风厚度亦仅4000米上下，而腾冲，昆明西南季风可达5000—6000米，贵阳，桂林可达6000—7000米，再往东，福州，桃园西南季风又趋降低，总之，中国西南地区西南季风比同纬度印度夏季风要厚1—2倍左右。

从青藏高原冬夏冷热源作用的不同，和它们所诱致的冬季青藏冷高压，夏季热低压和垂直结构的变化，就很容易理解我国西南地区冬夏季风特别深厚的原因。中国西南地区，冬夏季分别处在青藏冷高压环流和青藏热低压环流的东南方，应分别盛行东北

季风和西南季风。随高度增加此冷高压和热低压向高原主体缩小，故东北季风和西南季风均向西增高，云贵带西南季风最厚。因此，青藏高原季风是在对流层低层季风的背景上形成的，华西地区冬夏季风特别厚，是高原季风和低层季风叠加的结果。

②青藏高原季风的形成演变不仅将引起冬夏季风的强弱变化，也必然形成各种天气气候特点和天气气候的异常。例如，夏季青藏热低压和中国东部以流层中空太平洋副热带高压相配合，热低压超强，其东侧西南季风也超强，西南季风顺着高原东侧地形越往北侵袭，中国西北和华北上空水汽也越丰富，中国东部地区雨量也将增多；反之，青藏热低压因某种作用强度越弱，中国上空水汽越缺乏，很可能会产生大地区干旱。冬季青藏冷高压强度的强弱反常，也必然引起中国西部地区冬季风和气候的反常。

青藏冷高压和热低压（或冬夏高原季风）季节建立的早迟，强度的强弱不，中心位置的偏移和高低压范围的大小，会使青藏高原季风和我国冬夏季风反常，进而形成中国天气气候的反常。

③青藏高原季风破坏了对流层中部的行星气压带和行星环流。在青藏高原的纬度带和平均高度上，如果没有青藏高原，冬夏季均应盛行行星季风（根据数值试验，在没有高原时，盛夏副热高压脊应位于北纬25?上空，高原地区处于副热带高压脊的北边，应盛行行星西风）。但由于青藏高原的存在，以及高原主体热效应的季节不同，冬季产生了高原冬季风和青藏冷高压。夏季产生了高原夏季风和青藏热低压，虽然它们的厚度都不大，但在

某一范围内足以改变高原地区的行星环流。冬季，在行星西风带中，由于有青藏冷高压的存在，冷高压的反气旋环流在相当程度上，改变了行星西风环流，同时，因为高原冬季气温降低，根据热成风适应原理，这有利于高原南侧副热带西风急流向高空的加强。但却减弱了高原北侧的高空行星西风，这些都是大家熟知的现象。此外，由于夏季高原强烈加热的结果，和冬季相反，在对流层上部形成高压而减弱其南侧西风环流，甚至改变为相反的东风环流，但却加强了其北侧行星西风环流，实际情况正是如此，与高原热低压环流相对应，在对流层高空出现一个强青藏高压环流，脊线位于北纬35?（比没有高原偏北10个纬度）。在其对高原的南北侧分别出现强闭合东风急流和西风急流区。也就是说，夏季高原热低压破坏了高原地区对流层中部的行星西风带，但却加强并扩大了对流层高空的行星风带。

更重要的影响还在于高原季风冷高压和热低压的季消失和增长，特别是和夏季高原热低压消失增长有密切关系的对流层上部的青藏高压的消失和增长，它们的形成和稳定引起了高原地区行星西风带的强烈变化和位移，使北半球西风环流在6月和10月发生两次急剧的长波调整，从而分别促使我国盛夏建立（冬季结束）和冬季开始（夏季结束）。天气气候也发生了非常明显的季节变换。

④青藏高原季风特别是在夏季改变高原地区副热带高压的性质，并加强了南北半球间的季风现象和南北半球间空气，水分，

动量和能量的交换。过去的研究结果指出：青藏冷高压和热低压的范围，低层大，高层小，它们的厚度分别可达5公里和6—7公里。因此，从海平面至5—7公里，冬季空气是向外辐散，夏季向高原辐合，加上高原大地形的强迫作用，造成高原地区大规模的强而厚的升降运动，形成强的季风经圈环流。冬季出现了哈德莱环流圈相似的环流圈。低纬度的上升气流到了高空流向青藏高原，并在高原上下沉，在地面上又流向低纬，夏季出现了与经典哈德莱环流相反的环流，空气高原地区上升，到了高空流向低纬，并在低纬地区下沉，到达地面后折向高纬度流去。

从空气质量的季节变化看，亚非大陆是全球空气质量季节变化最大的地区，亚洲地区则是这最大地区的最大中心地区，青藏高原及其邻近地区则是最大中心地区的最核心地区。这些地区空气质量季节变化的增减量，除了在北半球不同地区间（例如东西半球间，海陆间）相互调整外，很重要的部分是依靠南北间空气质量的调整。北印度洋是跨越赤道空气输送中最重要的通道。根据青藏高原对南亚夏季风影响的数值模拟实验可知，有了高原以后，高低空跨越赤道气流加强了，索马里低空急流也加强了，我们认为这此现象都和青藏高原季风作用有密切关系。