第十五講青藏高原對東亞季風(fēng)和天氣過程的影響

第十五講青藏高原對東亞季風(fēng)和天氣過程的影響丁一匯國家氣候中心高等天氣學(xué)系列講座單元五：大地形對大氣環(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。山脈對大氣影響的程度，一方面取決于山脈本身的特征（長度、寬度、高度等），另一方面取決于大氣的狀態(tài)。山脈對大氣的作用有以下幾個方面：（1）抬高的加熱作用由太陽接受到的大部分輻射通過大氣在地面被吸收。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)面幾乎都可以觀測到背風(fēng)波的存在。（3）對氣團(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，它趨于減速。在焚風(fēng)和布拉風(fēng)中最常觀測到山脈的作用。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抬高的地形時，氣流必須在水平方向偏轉(zhuǎn)并繞過山脈。這會引起各種局地風(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)制來說明地形的這種控制作用。其間的相對重要性由局地天氣環(huán)境和山脈的尺度來決定。目前這個問題也是暴雨研究中的一個重要問題（見第四章§4.2地形對降雨的增幅作用部分）。上述五個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、格陵蘭等會產(chǎn)生許多種類的作用。其中某些動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)值模擬工作來研究大尺度山脈的熱力和動力作用以及山脈對背風(fēng)氣旋的作用等問題。另外，對一些大的山脈作用也展開了野外觀測試驗(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。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力作用及其對周圍大氣的影響高原的熱力作用首先討論高原上的冷熱源問題。這涉及到兩個重要的問題：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。過去只知道高原夏季是熱源，冬季如何沒有定論。根據(jù)近年來的研究表明，無論冬夏就整個高原平均而言，相對于大氣，高原都是個熱源，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)就不會在當(dāng)?shù)啬Y(jié)。真正用于當(dāng)?shù)卮髿獾臒崃坑形宸N：來自地面的有效輻射（LR1），來自地面的湍流感熱輸送（SH），來自太陽的短波輻射（SR），來自當(dāng)?shù)氐慕邓Y(jié)潛熱（LP）與由大氣頂?shù)南蛲獾拈L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熱源。3～9月高原大氣有凈的熱量，是個熱源，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長期以來關(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。可以看到在高原西部（半干旱地區(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?，這種抬高的感熱源可用于直接加熱對流層中上部大氣。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LP。這表明在季風(fēng)或雨季到來之前，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，凈加熱E在高原西部是很大的，結(jié)果西部地區(qū)對整個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月整個高原的平均值。對于高原東部，三者對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。對于[Q2]，LP的貢獻(xiàn)超過LE，故[Q2]為正。由上面可見，來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），除地面附近在整個對流層有深厚的加熱。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1979年5月末到7月初的平均圖15.4是沿92.5。N通過高原東部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，這表明這個地區(qū)的季風(fēng)雨對流非常強(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，高原上是干季；當(dāng)是上高下低時，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（最常見的是14天振蕩）。它們的活動與其它系統(tǒng)，尤其是與伊朗高壓和西風(fēng)帶系統(tǒng)有明顯的關(guān)系。陶詩言與朱?？蛋阉幕顒臃譃闁|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。此時降水分布大致是長江中下游少雨，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。此時降水分布是長江中下游多雨，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。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）西部型高原及其周圍地區(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冷源。更由于這個冷源處于對流層大氣的中部，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巨大的熱源。高原上空以上升運(yùn)動為主。相應(yīng)通過高原的經(jīng)圈環(huán)流與冬季顯著不同。整個看來，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)動經(jīng)向分布也可看得很清楚（圖15.8）。在高原上升運(yùn)動很強(qiáng)，在高原南坡到阿薩姆平原也是上升區(qū)，700hPa上升運(yùn)動最大值達(dá)－4.3hPa?h-1。在這兩個上升運(yùn)動區(qū)之間是一個狹窄的下沉運(yùn)動區(qū)。這種分布與圖15.7a相類似。高原北坡的下沉運(yùn)動伸展到更深厚的層次中。南邊界區(qū)的下沉運(yùn)動（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)突變高原對大氣的感熱加熱在春季到夏季過渡的4～6月三個月中最強(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。在過渡季節(jié)這種激烈的溫度變化應(yīng)引起相應(yīng)的風(fēng)場變化。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。葉篤正等后來發(fā)現(xiàn)上述東亞西風(fēng)急流突然減弱北撤的現(xiàn)象在整個北半球都存在，但變化時間以青藏高原內(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，對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，西南季風(fēng)爆發(fā)，這使印度西岸季風(fēng)雨開始出現(xiàn)，在華東長江流域極鋒北移，長江流域梅雨和日本雨季同時爆發(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月初就開始了。所以5～6月是西風(fēng)風(fēng)速突然減弱的交替時期。這與高原的加熱場變化及由之產(chǎn)生的溫壓場演變完全一致。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）并沒有顯示出類似的明顯北跳。這說明季節(jié)變化的年際變率可能是很顯著的。這個問題值得進(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高原的動力作用西藏高原大地形的動力作用是西藏高原地形影響的另一個重要問題，它關(guān)系到東亞西風(fēng)急流的形成，東亞大槽的形成等問題。所謂大地形的動力作用包含三個主要內(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，也可以繞過它。這兩種動力作用是不同的。根據(jù)數(shù)值試驗(yàn)的研究，夏季青藏高原純動力的影響主要表現(xiàn)在對氣流分支的繞流作用。35。N以北兩槽一脊的平均形勢，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)，流場受地形影響是明顯的。在高原主體部分，流場上表現(xiàn)為明顯的反氣旋彎曲，形成槽區(qū)。高原東側(cè)的槽是移動性的，并且這種槽的移動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)展過程。南支槽也被模擬出來，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環(huán)流的影響。15.4青藏高原對亞洲季風(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。在高原北側(cè)也有強(qiáng)迫上升運(yùn)動，因?yàn)楸憋L(fēng)是從北坡吹上來的，這兩支輻合氣流的分界線大致與對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）?？梢钥吹?，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（見圖15.10）。總之，上述結(jié)果表明了整個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，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)時期副熱帶急流迅速地移過西藏高原。這與前述Yin的發(fā)現(xiàn)一致。沒有山脈時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，這與觀測結(jié)果一致。在無山模式（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，西藏高原對這種冬季風(fēng)環(huán)流是一種熱匯，同時對西風(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)場和渦度場。可以看到，當(dāng)?shù)蛯託饬髁鞯礁咴鞫藭r，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。在高原以東約120。E處，上兩支氣流匯合成一支強(qiáng)氣流。其間有一個極弱的風(fēng)速區(qū)從東坡向下游一直伸展1000km左右，在這個最弱的風(fēng)速區(qū)有一對渦，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)的流場相似，當(dāng)大雷諾數(shù)的流體繞流過邊緣銳利的障礙物時就會出現(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