在国家科委、计委的支持下, 中国科学院与中央气象局组织的青藏高原气象科学协作领导小组于1978年8月制订了“1979年5—8月青藏高原气象科学实验计划” (QXPMEX-1979)。第一次青藏高原大气科学实验由中央气象局和中国科学院领导, 青藏高原气象科学实验领导小组负责组织实施, 叶笃正、高由禧及章基嘉等先后为计划发起与执行负责人。这次科学实验的目的是研究青藏高原地区地面辐射平衡和热量平衡各分量的日变化、季节变化、地理分布特征及高原的加热作用; 青藏高原对行星尺度环流季节变化 (包括夏季风爆发) 的作用; 研究青藏高原夏季天气系统的发生、发展及其结构; 进行青藏高原对大气环流影响的数值模拟试验。第一次青藏高原科学实验取得了丰硕的研究成果:通过分析研究发现在适当的云天条件下, 在青藏高原上可观测到极大的太阳总辐射, 有效辐射和地表净辐射。在青藏高原上, 夏季太阳总辐射值超过太阳常数的现象并不罕见; 夏季青藏高原地面是个强大热源, 且从旱季至雨季, 地面热源有明显的加强过程。夏季青藏高原平均地面拖曳系数C_D约为4×10^-3~5×10^-3, 这比早先估算的要小得多。大气高原场对青藏高原地表与土壤中热交换有一个时间长达41 d的特征响应周期, 其响应的滞后时间为20 d。这说明青藏高原陆面过程对短期气候预测的重要性; 青藏高原上空对流层环流存在着内在的低频振荡, 并有向外传播的特点。青藏高原地区也可能是低频振荡源地; 肯定了青藏高原对大气环流季节性变化的季风有重要影响。研究提出了平流层与对流层耦合作用、南北半球环流的“联锁”和“南浪北涌”等现象在初夏大气环流季节转换中所起的重要作用; 高原低涡是一种尺度小、厚度薄、强度弱和生命史短的高原特有的天气系统。并发现青藏高原西南部存在着一条水汽通道, 它对高原低涡的生消都有重大的影响; 从测雨雷达观测和卫星云图发现, 青藏高原上虽然水汽不十分充沛, 但对流活动依然是非常旺盛; 夏季青藏高原上空有一个特征性很明显的深厚混合层, 它是由高原加热维持的热力边界层形成的^[1]。

1998年, 中国科学界再次发起了代号为TIPEX的第二次青藏高原大气科学试验。陶诗言、陈联寿为首席科学家主持实施了第二次青藏高原科学试验, 该项目在科技部支持下, 由中国气象局联合中国科学院等单位共同组织实施。在第二次青藏高原大气科学试验期间, 中国4大气象科学试验同步进行, 除该试验外, 其他3个试验是淮河流域能量和水分循环试验 (HUBEX)、南海季风试验 (SCSMEX) 和华南中尺度暴雨试验 (HUAMEX)。GEWEX在中国进行另一个与此同步的试验代号为GAME/Tibet, 其基地在西藏那曲。这样实际上有4个大气科学试验同步展开, 得到更大范围的地-气-海加密观测资料。这也是再次开展青藏高原大气科学试验的背景和机遇。第二次大气科学试验的科学目标是揭示地气相互作用的物理过程、高原大气边界层 (PBL) 和对流层结构、云-辐射过程, 并研究高原动力和热力作用对大气环流、季风、气候变化和灾害性天气形成发展的影响。

青藏高原地势高耸、地形复杂, 称为“世界屋脊” (图 1)。青藏高原对东亚及全球大气环流的影响是举世瞩目的。青藏高原近地面层及边界层大气物理参数的观测研究的难度比任何地点的观测研究都大, 而且意义十分重要。过去由于观测资料及设备能力的缺乏, 青藏高原边界层与近地面层结构及其物理特征参数几乎是一片空白, 往往模式中不得不采用平原估算的参数, 影响模式边界层参数化客观性的描述。1998年5—8月TIPEX现场观测试验在“世界屋脊”青藏高原选择具有高原代表性的3个基地, 第一次采用边界层综合探测系统, 首次取得了一批有价值的青藏高原边界层物理数据, 并建立系统的青藏高原边界层综合数据库, 填补国际上青藏高原边界层问题地-气物理过程研究的空白。

图 1

图 1. 东亚海陆及青藏高原地形特征

第二次青藏高原大气科学试验^[2]有关近地面层湍流运动特征分析表明, 占中国近1/4面积的青藏高原地区水平风速脉动方差平均状况接近山地, 表明由于大范围青藏高原为强湍流运动区域, TIPEX观测研究也揭示出青藏高原摩擦层风的Ekman螺线及热力混合层特征。研究分析揭示出, 青藏高原湍流边界层高度比平原地区明显偏高, 平原地区边界层高度一般定为1400~1600 m。从1998年高原科学试验当雄实际观测资料分析计算结果来看青藏高原边界层在1850 m至2750 m间较大幅度的上下摆动。研究表明, 5月份旱季阶段在青藏高原地区中部存在着垂直方向充分发展的深厚混合层, 即在青藏高原地面650 hPa至400 hPa (高度约为2500 m) 呈近中性, 呈变化很弱的深厚热力混合层结构。研究分析揭示出青藏高原上空的强烈垂直运动、热对流泡及“爆米花”云发展及东移轨迹特征。分析当雄边界层加强观测期声雷达资料发现窄长的对流热泡特征, 且热泡结构上升气流速度异常, 垂直运动可达1 m/s左右。采用第二次青藏高原科学试验期间通过那曲地区雷达观测资料, 发现青藏高原中部存在对流云呈水平尺度小, 垂直厚度高的柱状单体。上述中低层强湍流或上升运动有利于青藏高原对流云突破上层弱逆温层“暖盖”, 形成青藏高原地区常观测到的爆米花云结构, 可能发展成深厚成熟的东移高原超级对流云团, 使青藏高原地区成为我国东部地区洪涝形成的对流云系统重要源地之一。以上青藏高原近地层与边界层动力、热力结构及其湍流、对流云特征可构成青藏高原地区边界层的综合物理图像。采用NCEP再分析水汽输送通量资料、TIPEX青藏高原中部雷达回波图像的研究以及卫星水汽云图、卫星遥感TBB时间剖面、卫星云图动态演变, 综合追踪分析了7月下旬武汉特大暴雨高原云系源地发生动态过程特征。

有关理论研究还提出了青藏高原加热作用的感热气泵 (SHAP) 概念模型, 青藏高原动力和热力作用有利于110°E的赤道一带“南中国海上空”由南向北越赤道气流的形成。青藏高原频散波传播问题的理论研究表明, 青藏高原地区频散波经向传播的转折点亦与频率、正压不稳定、积云对流因素相关, 对于青藏高原地区类似低纬海洋的活跃的积云对流云团, 其产生机理及其传播特征又与青藏高原现场观测研究的结论相互印证。通过卫星云顶亮温分布研究揭示出青藏高原雅鲁藏布江中尺度地形对中尺度对流系统的MCS及热源和地形的强迫作用, 给出藏南暴雪过程的水汽图像。研究表明青藏高原涡旋对在我国西北地区东部的干旱形成过程中具有重要影响。

与青藏高原对流系统密切相关的青藏高原加热问题一直是研究的焦点问题, 第一次、第二次青藏高原科学试验 (TIPEX) 研究就此问题提出了许多新观点。有关青藏高原加热影响问题亦启发人们进一步探讨青藏高原异常地-气过程如何影响亚洲季风爆发?海陆差异因素如何形成季风爆发的“推动力”等问题。青藏高原的非绝热加热对于季风环流和行星尺度环流的维持起了重要作用。

青藏高原由于地势高耸, 范围广大, 平均海拔在4500 m以上, 约达对流层高度的1/3, 通过近地面层及边界层辐射、感热和潜热的输送构成了一个高耸入自由大气中的源强迫, 形成一个抬升的巨大热源/汇。

青藏高原是地球表面最高的隆起台地, 有不少地区为冰雪覆盖。叶笃正等^[3]研究表明, 珠穆朗玛峰地区干新雪的反射率为0.8~0.9, 不小于高纬极区稳定雪盖的反射率; 陈雪反射率也为0.72, 所以高原雪盖对长期天气和气候影响是值得注意的。青藏高原上在我国境内的现代冰川主要分布在昆仑山、喀喇昆仑山、喜马拉雅山、唐古拉山、念青唐古拉山、冈底斯山、帕米尔、横断山、羌塘高原及祁连山等高原山区。青藏高原现代冰川的条数占我国现代冰川总条数的77.85%, 冰川面积占我国现代冰川总面积的82.5%, 冰川冰储量占我国冰川冰总储量的79.96%。

青藏高原是世界上最高的高原, 在我国境内的面积达200 km×104 km, 对该地区的热量收支和降水分布有巨大影响, 从而导致雪线高度分布的特殊形式。叶笃正^[4]对其进行了研究, 发现从青藏高原外围至高原内部降水量的急剧减少使高原边缘, 特别是南侧、西侧出现雪线急剧升高1000 m的现象, 而青藏高原东侧雪线, 一反其变化的纬度地带性, 呈东西向变化。青藏高原南侧雪线变化与正常的南高北低变化截然相反, 出现南低北高的异常现象, 其中西藏东南部低雪线区呈舌状向北突出明显, 是由这个地区丰沛的降水状况决定的。青藏高原又是中国太阳总辐射值最大的区域, 大高原的热效应使青藏高原温度较两侧同高度自由大气温度高出4~6 ℃以至10 ℃, 成为明显的高温区, 高温中心在高原西部, 这是青藏高原内部雪线偏高的另一个重要原因。

青藏高原是世界上最高的高原, 是地球中低纬度高海拔多年冻土和山地冰川的“王国”。冰冻圈是地球气候系统中特殊的组成部分, 青藏高原冰雪的反馈效应对全球气候的影响不能低估。Barnett等^[5]研究发现, 冬、春季包括青藏高原在内的欧亚雪盖异常增多, 会导致随后夏季风减弱, 并可能通过减弱热带东西向大气环流, 而激发El Niño事件。刘晓东^[6]研究也表明与冰雪增多密切相关的高原地表反射率增加能够引起东亚及更大范围的气候变动。

第一次青藏高原大气科学实验表明, 在青藏高原上出现总辐射超过太阳常数的现象比较多见, 其产生原因直接与青藏高原云的特征有关, 是太阳辐射再分配的结果^[7]。孙国武等^[8]通过资料分析发现, 1992年夏季在珠穆朗玛峰地区记录到的瞬时总辐射量达到1688 W/m², 超过了太阳常数的23%。第二次青藏高原大气科学试验分析认为青藏高原总辐射的全球极值特征可能为青藏高原地区地表大范围显著热力强迫及强大的热对流提供动力源。周明煜等^[9]采用观测资料的分析亦表明, 青藏高原自西向东出现总辐射大于太阳常数的现象十分频繁, 改则和当雄10 min平均的总辐射均出现过大于太阳常数的记录。青藏高原为世界上总辐射量最大的地区, 远大于北半球热带和副热带沙漠地区太阳总辐射量的最高值。

叶笃正等^[10]研究表明, 北半球夏季最大热源位于青藏高原上空。苗曼倩等^[11]研究认为在冬季大部分地区是冷源, 东南部为热源。青藏高原大气热量源汇分布呈显著的季节性差异。平均而言, 青藏高原大气热源最强在6月 (为78 W/m²), 冷源最强在12月 (为-72 W/m²); 赵平等^[12]对青藏高原地面感热进行分析, 发现在高原西南部明显增加, 2—3月高原西南部热量源汇增加最明显, 使得3月在喜马拉雅山北坡形成热源中心, 此后该中心继续加强, 并于4月和6月两次明显地向西移动; 东部大气变为热源的时间及热源最强出现的时间都比西南部晚一个月。

章基嘉等^[1]有关第一次青藏高原大气科学实验成果研究表明, 青藏高原旱季地面对大气的加热以感热为主, 特别是高原西部、北部边缘沙漠地带的感热贡献可超过70%, 有的更高至90%以上。进入雨季后感热贡献减小, 潜热贡献显著加强, 整个高原东半部的潜热贡献可超过50%以上, 其中雅鲁藏布江流域一带更可高达70%~80%。周明煜等^[9]指出, 第二次青藏高原大气科学试验边界层观测资料分析发现, 改则干期和湿期的热通量比高原的中部和东部弱, 其中干期以感热为主, 占76%, 湿期感热和潜热所占的比重相当, 各占45%左右。当雄和昌都干期的通量均以感热为主, 分别占79%和77%, 湿期潜热所占比例大于感热, 分别为58%和69%。当雄的湍流热通量强度明显大于昌都。

青藏高原夏季是一个抬高了的高空热源中心, 这个作用叠加在大范围的海陆分布所造成的热力差异上, 使副热带高压带的断裂作用大大加强。赵平等^[13-15]研究表明, 青藏高原强弱热源可以通过改变东亚副热带季风来影响我国的夏季降水。此外, 青藏高原热源、高原东侧低层经向风、赤道太平洋低层纬向风、赤道东太平洋海温以及高原北侧中高纬度环流之间存在着明显的相互作用, 其相互影响的周期大约为4年, 并且在该周期上它们之间存在着明显的位相差异。

叶笃正等^[10]有关高原热源的研究发现, 青藏高原地-气系统在冬季是个冷源, 强度以12月和1月为最大, 每天要从四周大气吸取约585.5~627.3 J/cm²的热量; 而在春夏季则是个强大的热源, 最强出现在6月, 平均每天要向四周大气输送约878.2 J/cm²的热量; 若以3000 m以上的高原面积为250×10⁴ km²来计算, 就全年平均论, 则整个高原每天向四周大气输送4.6×10¹⁸ J热量; 而6月高原每天要向外输送20.9×10¹⁸J的热量。如此巨大的冷热源必然会对青藏高原及其邻近地区特别是热带地区的垂直环流产生深远影响。夏季, 由于青藏高原地-气系统是个强热源, 所以在高原主体上空形成一支强大的上升气流, 其走向正好和Hadley环流相反, 被称为季风环流。冬季青藏高原地-气系统是个强冷源, 使得源于南半球的Hadley环流的下沉支一直北伸到高原上, 从而大大加强了北半球冬季热带平均经圈Hadley环流。郑庆林等^[16]通过数值试验, 结果亦描述了青藏高原的地形作用有利于南半球中纬温度场的纬向均匀性和加强南极大陆东冷西暖的温度分布。Li等^[17]采用'98TIPEX实验资料研究了1998年5—8月青藏高原及其邻近地区逐日地面总热源的季节变化特征及其与西太平洋副热带地区对流的关系。结果表明:青藏高原地面总热源与高原雨季开始有密切关系, 高原雨季开始以后, 高原平均的地面总热源明显减小; 高原平均的地面总热源与20°~30°N附近的西太平洋副热带地区的TBB有很好的负相关关系, 表明高原地面总热源可以通过某种机制影响副热带地区的对流。

Xu和Zhou等^[18]指出第二次青藏高原大气科学试验观测资料综合分析表明, 青藏高原边界层总体动力结构与平原有显著差异, 但也有符合通常湍流动力学的规律。这些湍流特征反映了“台地”型高原特殊地形的动力效应, 青藏高原边界层动力结构基本符合莫宁-奥布霍夫湍流相似律, 1/3定律等, 且描述了平均风廓线Ekman螺线特征。另外青藏高原边界层湍流、对流特征与平原地区大有差异。虽然青藏高原中部边界层“台地”地形的整体输送系数与平原存在某些相似特征, 但高原东部山峰起伏, 地形复杂, 其拖曳系数C_D与平原差异显著。第一次青藏高原大气科学实验计算青藏高原C_D值变化于3×10^-3~9×10^-3之间, 且东部大于西部, C_D平均值取4×10^-3~5×10^-3较合适; 河谷大于平坦地。而周明煜等^[9]归纳了第二次青藏高原大气科学试验研究结论, 并指出在不稳定层结下, 改则、当雄、昌都3个站C_D变化范围主要集中在10^-3~10^-2之间, 随着稳定度由不稳定向稳定层结过渡, C_D值在各站均有逐渐减小趋势, 其近中性状态的拖曳系数C_DN值在改则、当雄、昌都分别为2.31×10^-3, 1.80×10^-3, 4.40×10^-3, 昌都C_DN最大, 这与昌都下垫面粗糙度较大有关。第一次青藏高原大气科学实验采用梯度观测资料计算得到的西藏高原中、西部的当雄、改则平均C_D值明显高于第二次试验的观测分析结果, 而高原东部昌都的C_D值, 两次试验的观测分析结果比较相近。Bian等^[19]利用第二次青藏高原科学试验 (TIPEX) 涡旋相关法资料, 计算和分析了青藏高原东南部湍流谱、三维风速、温度和湿度归一化的方差和近地面湍流通量。结果表明, 白天在不稳定层结条件下, 大部分湍流谱基本能满足-2/3次方定律。昌都干期的热源强度以感热为主 (81%), 潜热约占19%, 湿期的热源强度有所增大; 潜热占64%, 感热占36%, 与青藏高原其他站的观测结果相比表明, 夏季最大加热强度出现在高原中部。高原中西部对应C_D值低, 东部C_D值明显高, 即高原中西部感热、潜热湍流输送的效率受到限制, 青藏高原东部感热、潜热、湍流输送强, 此近地层湍流输送特征有利于高原东部积云对流的发展与加强。青藏高原地区水平风速脉动方差平均状况可能接近山地, 这表明由于大范围高原为湍流运动强的区域, 高原地形高度与复杂特征可能是导致水平脉动方差增大的重要原因。第二次青藏高原大气科学试验采用风速廓线观测资料, 并用梯度法计算得到的改则、当雄和昌都地表粗糙度分别为0.0026 m, 0.0022 m和0.014 m, 其计算结果与湍流观测结果一致。加强观测期间, 改则和当雄的地表粗糙度可视为基本相同的常数, 这可能与改则、当雄两站地表特征分别为开阔干河谷、沙土石裸地与荒漠石裸地有关, 并与平原地区相近。但其数值均显著低于昌都河谷小平坝的草地, 且昌都地表粗糙度随着植被面积增加或植株增高而呈增加趋势。

通过对第一次青藏高原大气科学实验资料研究, 结果表明整个暖季, 青藏高原近地层的R_i数的绝对值在日间和夜间都明显地大于平原, 呈现出一种极端性, 即与平原相比, 高原日间可出现更为强烈的不稳定性, 而夜间则表现出更大的稳定性。正午前后高原R_i数的绝对值平均可达平原地区的10倍左右, 夜间也有类似差异^[1]。Gao等^[20]结合GAME/Tibet那曲近地面通量观测站1998年观测资料验证了近地面层逆梯度热输送现象的存在, 并比较了两种不同计算感热通量的方法, 同时, 对简化生物圈模式 (DiB2) 计算感热通量方法进行了分析。

徐祥德等^[2]指出青藏高原上对流边界层高度可达2200 m, 湍流边界层高度比平原地区明显偏高, 因此高原边界层的热力混合层厚度大于平原地区, 湍流交换强度也比平原地区要强。根据时间加密探空与垂直高分辨探空观测资料的分析发现, 青藏高原存在深厚的热力混合层, 在此层内低层中小尺度湍流结构形成或合并成大直径热泡对流单体, 若干对流单体合并成对流云团, 在云团内部发生充分的对流混合。青藏高原边界层温度的垂直分布基本与平原地区接近, 在对流边界层中温度垂直分布具有较好的混合特征, 但风速垂直分布存在风切变现象。水平温度分布形成较强的斜压性是形成边界层风切变的主要原因。湿度垂直分布大多与平原地区相似, 但有时可能出现逆湿现象或在某一高度上出现湿度极大值。风速和风向垂直分布比平原地区复杂得多。风速有时在某一高度或几个高度上出现极大值, 有时风速随高度降低。风向有时随高度变化较大。第二次试验期间拉萨1998年5月各候不同时段相当位温的垂直分布分析结果显示, 5月旱季阶段青藏高原中部存在着垂直方向充分发展的深厚混合层, 即从高原地面 (600 hPa) 至400 hPa (高度约为2500 m) 呈近中性, 呈变化很弱的深厚热力混合层结构, 高原西部改则与东部昌都相当位温的垂直分布亦存在相似于拉萨的特征, 且6月高原西部与中东部亦存在类似的深厚热力混合层。θ_e的这种垂直分布特征与平原的特征完全不同。卓嘎等^[21]认为青藏高原边界层高度“升高”特征及夏季高原本身的热力作用形成高原对流强烈发展的背景, 导致很强的区域性垂直上升运动, 构成夏季高原局部显著对流活动及其区域性环流系统特征, 从而影响青藏高原下游地区即长江流域的天气。Zhang等^[22], 使用1998年南海季风试验和青藏高原科学试验的边界层资料对Ekman特征进行了动力学研究, 得到如下结果:①在青藏高原和南海及其周围区域有类似的Ekman动力学特征。②比较研究表明, 边界层厚度在青藏高原约为2250 m, 且考虑到它的特性, 其厚度可在2250~2750 m之间。在热带西南太平洋边界层厚度约为2000 m, 其厚度摆动较小。③由于青藏高原和热带海域海拔高度的不同, 尽管在高原和热带海区有几乎同样的边界层厚度, 但边界层对大气的影响是相当不同的。平均湍流粘性力在青藏高原上是热带海域的2.3倍。

戴加洗^[23]研究发现, 青藏高原各类云状出现比例中, 强对流云出现比例达4.0%~21.0%, 其中高原中部的积雨云为21%, 是其他非青藏高原地形区的5倍左右。说明青藏高原地形作用对产生强对流云是有贡献的。青藏高原整体年平均积雨云出现次数为345次, 是我国其他区域整体平均的2.5倍。

Flohn^[24]研究表明, 青藏高原的降水大多是对流性降水, 因此, 高原上强烈发展的对流云特征早已为广大气象工作者所重视。根据卫星云图估算高原地区积雨云的密度, 发现青藏高原东南部巨大的积雨云对上层大气输送热量有烟囱效应。Zhu等^[25]采用MM5非静力原始方程中尺度模式模拟了1995年7月26日发生在青藏高原上的中尺度对流系统 (MCS)。一系列模式敏感性试验考察了不同的物理过程和高原地表热力强迫对高原上MCS的影响。结果表明, 高原上MCS在高层青藏高原反气旋高压的大尺度背景下主要受中低层热力强迫的支配。这些模拟结果显示出在一定的高层大尺度背景下适当的低层热力效应就有可能在高原上形成MCS。

通过资料分析^[1]发现, 雨季前对流云主要集中在青藏高原东南部、昆仑山区、喜马拉雅山西段, 出现几率高达95%, 几乎每天有对流云。值得注意的是, 雨季前在昆仑山出现对流云高频区, 这可能是冷锋爬上高原的反应。青藏高原中部和柴达木对流云出现几率在70%以下。进入雨季后, 高原各地对流云频数都有不同程度增加, 除藏北草原和柴达木盆地为70%~80%外, 其他地区都在90%以上。根据实测资料, 夏季青藏高原地区Cb云云底平均高度离地1.5 km, 其中班戈、索县、昌都和阿坝州云底高度离地2 km; 高原中西部Cu云云底高度都高出地面2 km。而同期青藏高原以东的成都、南京的对流云高度通常仅离地几百米, 显然高原对流云底高度比平原要高得多。

王继志等^[26]研究也表明, 青藏高原中部对流云呈水平尺度小、垂直厚度高的柱状单体。长江洪涝过程中青藏高原地区中部和东部出现爆米花状对流云频发现象, 且连续成串从高原中部或东部发生、发展的对流云团族呈显著东移的特征, 由此认为长江暴雨洪水的初始对流云系统可追溯到青藏高原。Zhu等^[27]对青藏高原上连续数日出现MCS的现象进行了红外云图特征及其演变、大尺度环境背景场和对流有效位能的分析。

青藏高原地区全年均为对流云高频区, 夏季高原上的强对流活动对该地区平均环流有维持的作用。徐祥德、周明煜等^[2]指出青藏高原中小尺度湍流与对流发展十分强盛与高原地面总辐射强有关。由于高原中部地面强热源或由复杂地形造成的下垫面强热力非均匀性, 高原地区侧边界低层暖湿平流或干冷平流交互影响显著, 形成高原低层强烈不稳定状态。高原中部强逆辐射或逆湿现象均与侧边界异常水汽平流的空间分布特征有关, 也为高原中小尺度对流发展创造了有利条件。高原边界层风矢随高度变化亦呈Ekman螺线, 表明摩擦层具有强湍流运动特征。此深厚高原边界层Ekman螺线动力结构特征表明高原地区存在深厚的Ekman“抽吸泵”的动力机制, 它与高原强湍流浮力、切变项相关的热对流泡以及深厚热对流混合层综合效应有关, 使高原地区存在促使对流云发展的独特边界层动力和热力机制。高原中低空强湍流和异常上升运动、强对流泡活跃区、边界层对流混合层深厚等条件, 有利于形成高原频发的对流云, 并在一定条件下可突破上层“暖盖”逆温层, 形成高原地区常观测到的“爆米花”云结构, 这些云系发展成深厚成熟的超级对流云团并东移, 使高原地区成为我国东部地区形成洪涝的对流云系统的重要源地之一。以上青藏高原近地层与边界层动力热力结构及其湍流、对流云特征可构成高原边界层的综合物理图像。该综合物理图像揭示了高原地区边界层动力、热力结构特征及对流云发生的边界层机制及其关键影响因素。

青藏高原大地形的动力作用是青藏高原地形影响的另一个重要问题, 它关系到东亚高空西风急流的形成、东亚大槽的形成等问题。丁一汇^[28]研究了青藏高原动力与热力作用对高原及周边地区大气环流的影响, 指出高原的动力和热力作用对高原冬季风和夏季风产生影响, 特别对南亚季风与东亚季风的影响更为显著。对季风的影响尤其对对流层高层南亚高压的加强产生影响, 并影响印度季风提早。大地形的动力作用包含3个主要内容:第一是纯粹由地形动力强迫机械阻挡气流引起; 第二是地形冷热源引起的抬升效应; 第三是大地形造成的摩擦动力效应。Elmar等^[29]研究指出, 青藏高原地面反照率的变化产生热源、热汇的区域影响效应, 这种源汇带来季节性和区域性的变化将进一步影响到大气中长波波形的季节尺度变化, 研究还强调指出青藏高原雪盖的年度变化的反馈作用表现在对高原行星尺度环流特征的影响, 及对SST异常的相互作用与影响。

大地形有一个绕流效应临界高度, 它是摩擦系数和山脉与气压场位相差的函数, 只有当地形高度小于这个临界高度时, 才能略去绕流的转向作用, 使用线性近似。这个临界高度大约只有1000 m, 因此, Wu^[30]认为很多大地形对气候环流的作用是非线性的。巨大的高原在固定的地理区域使大气经常产生强迫性爬绕运动, 由此形成持久性前后连贯的流型, 对气候的形成产生重要作用。青藏高原在这些作用下产生的定常波和实际观测的大气活动中心和平均槽脊相似^[2]。

从青藏高原东侧向东移动的低涡大多会迅速衰减, 不会带来严重的天气。但是有的东移低涡能够维持或发展并引发洪涝灾害。Chen等^[31]研究了东移低涡的动力学。结果表明:无论是切变基流与低涡的相互作用, 这是涡块与低涡的相互作用, 都可引起低涡强度在短暂时段内增强, 但整个积分时段内低涡强度的演变仍呈下降趋势。切变基流、低涡和多个涡块的相互作用, 可以改变下降的趋势。正相对涡度场变基流中低涡和涡块的合并, 是东移低涡强度得以维持和发展的一个直接的原因。孙国武等^[32]提出, 夏季南亚高压与青藏高原低涡生成和移动关系密切, 高原低涡能否移出高原与南亚高压、西南风急流等大尺度的环境场分布及低涡与环境场的配置有关。Chen等^[31]在正压、守恒系统的框架内继续分析这个问题, 初步认为东移低涡、切变基流和涡块的相互作用可以使低涡涡动动能增加。正相对涡度切变基流区域内, 东移低涡和涡块的合并是导致东移低涡维持和增强的直接原因。应用再分析资料, 指出高原边界层内存在北高南低偶极子型涡旋对的独特气候现象。Chen等^[31]根据当雄站1998年5月31日至6月4日感热通量的连续观测资料, 确定了青藏高原热力作用的时变特征, 分别用不同的理想高原初始涡度场加定常热源强迫和时变热源强迫代入正压准地转涡度模式, 研究了高原东北侧干旱的形成。认为有3种过程在起着重要作用, 它们是:基流对上游反气旋涡旋的平流输送、南侧气旋涡旋的能量频散以及高原热力强迫引起的频散生成高值系统的增强。另外, 切变线是青藏高原夏季最重要的降水系统。在切变线附近一般都有云及雨区相配合。横切变线由于少动, 所以在高原维持时间长, 过程降水量大, 但对高原东部天气影响小, 而竖切变线能移出高原, 在高原上影响时间短而对我国东部有明显影响。乔全明等^[33]的统计研究表明, 切变线云带的宽度多数在4~6纬距, 2~4纬距和7~10纬距的总数不超过39%, 云带的长度可以贯穿整个青藏高原东西 (横切变) 和南北 (竖切变), 影响整个高原, 横切变云带多沿切变线两侧对等分布。徐晶等^[34]数值试验结果表明, 高原天气系统变化对台风运动的影响是通过影响副热带高压间接实现的, 是中低纬相互作用的一个表现。

与青藏高原对流系统密切相关的高原加热问题一直是研究的焦点问题, 第一次、第二次青藏高原科学试验研究就此问题提出了许多新观点。有关高原加热影响问题亦启发人们进一步探讨高原异常地-气过程如何影响亚洲季风爆发, 海陆差异因素如何形成季风爆发的“推动力”等问题。高原的非绝热加热对于季风环流和行星尺度环流的维持起了重要作用。夏半年青藏高原上空大气的物理属性与赤道低纬地区有许多相似之处。青藏高原是低涡、切变线 (类似热带辐合带和台风) 产生的源地, 存在强烈发展的对流活动, 对流云出现的频数及平均云量比邻近的印度北部平原都更高、更多。青藏高原西部、中部和东部, 分别是高原大气低频系统生成的3个高频中心, 也是高原低涡发生的3个高频中心。这些大气低频系统、高原低涡和高频扰动动能之间存在对应关系。孙国武等^[35]认为高原大气瞬变扰动与低涡的联系可能与瞬变扰动的高频、低频部分的叠加有关, 它们之间存在着正反馈作用。周兵等^[36]也提出, 高原夏季感热和潜热存在30~50 d的低频振荡周期, 冬季低频西风/东风由低纬及中高纬地区向高原传播。张丙午^[37]研究表明, 青藏高原大地形动力效应和非绝热加热作用对其上空大气低频波的振荡和传播有影响, 青藏高原大地形南北坡度的不同亦影响到波的群速度及其传播。刘式适等^[38]在对青藏高原大地形的动力和热力作用进行分析的基础上, 着重分析了青藏高原大地形的高度、地形坡度和非绝热加热对中高纬度低频振荡的影响, 指出:青藏高原大地形的高度、合适的地形坡度和地形加热都可以促进低频振荡的形成, 而且, 这些因子都会影响低频Rossby波的稳定性。

青藏高原对我国的天气和东亚大气环流有重要的影响, 很多天气系统常常先经过青藏高原或其南北侧然后影响我国其他地区。由于我国西部测站稀少, 追踪它们的移动有一定的困难, 尤其是一些弱小或新生的系统。对于青藏高原地区天气系统的结构、演变及其天气影响, 过去由于观测资料不足或缺乏, 了解很不够。Tao^[39]研究了青藏高原对中国暴雨与强对流天气的影响, 指出从高原东移的西南涡等系统经常是在移出高原后形成我国东部的强暴雨天气, 研究指出, 1963年华北特大暴雨, 1954年长江特大暴雨洪涝都与青藏高原西南涡的东移影响有关。陶诗言等^[40]采用卫星云图综合分析途径研究了青藏高原各类主要天气系统及其灾害影响特征。通过多年卫星云图分析表明, 强烈的高空槽可以带来高原寒潮和暴风雪天气。影响高原的高空槽分短波槽和长波槽两种。短波槽是出现在平直西风环流形势下, 它们可以一个个相继越过高原。西风带高空大槽在高原西部受到山脉的影响往往发生断裂。这种高空大槽不但在高原中部和东部产生强烈的降雨和降雪, 而且在移过高原后会造成我国大范围地区的寒潮天气。夏季在高原上也可以出现寒潮天气。在卫星云图上表现为一条冷锋云带侵入高原, 并引起高原上降水天气。分析发现在青藏高原上10 —12月有暖锋活动, 这常发生在从低纬有大量暖湿空气向北涌入到高原的时候。在高原上无论冬夏都可以见到涡旋云系, 在春季更为常见。春季云系结构是在低涡中心有许多积雨云团, 而在外围是螺旋云带 (尤其是在北侧), 有组织的涡旋状云系, 很类似热带海洋上热带风暴的发展。盛夏时高原低涡的螺旋结构十分明显, 螺旋云带主要从南面卷入低涡, 这说明西南季风对这种低涡有重要作用。这种低涡云型与海洋热带低压的结构十分相似。高原低涡最初出现的时候常呈螺旋状、逗点状云系, 可维持2~3 d, 其中部分可发展, 移出青藏高原对我国东部天气造成影响。每年冬半年, 当南支西风带的高空槽强烈向南加深时, 可发展成伸展到低纬的大振幅槽, 在槽前建立起强经向的副热带急流, 热带云系在槽前随高空急流大量北涌, 达到高原上, 可造成一次强烈的雪暴天气。在高原上降下的雪带可维持2周左右而不消退, 这些现象在卫星观测以前并不知道。另外, 孟加拉湾热带风暴和高空槽的相互作用, 可造成在高原雨季结束之后仍有相当强的降水。孟加拉湾风暴产生以后, 一般经过印度北部向西北方向移动, 如果风暴到达25°N以北, 云系范围较广, 暴雨的云系可以伸展到青藏高原上空, 尤其是在高原南部, 而风暴北部的云系在槽前西南气流影响下, 可影响整个高原西部或东部。

青藏高原季风的本质是将那些杂乱无章的低效山谷风系统组织为一种高效的耗散系统 (季风系统), 使大气吸收的热量能更有效地转换为动能。冯松等^[41]认为, 当高原隆起的水平尺度大于一定的临界值, 垂直尺度上升到水汽凝结平均高度后, 要求有更高效的热机系统与之适应, 这时高原季风系统应运而生, 使热量收支达到新的平衡, 形成现代高原气候的格局。

印度季风和东亚季风的爆发有不同的根源。印度季风的爆发很可能是由青藏高原南侧冬季东风转为夏季西风而引起的纬向不对称性造成; 而东亚季风则可能由春季不稳定的天气环流中低纬系统你弱我强的相互交锋而建立。东亚季风受中高纬和低纬天气系统的共同影响, 水汽含量和水汽输送场的特征反映了东亚季风具有副热带属性, 印度季风则具热带属性。青藏高原大地形的存在使亚洲季风划分为印度季风和东亚季风两个特性各异、相互独立的子系统。区域平均可降水量的季节演变过程中, 位于青藏高原南部的印度季风区的可降水量的季节变化不如东亚季风区强烈, 具体表现是夏季前者的可降水量值低于后者、而冬季又大大高于后者。陶诗言等研究表明^[40], 青藏高原大地形的存在, 使印度季风区受北方内陆冷空气的影响较少而主要受热带天气系统的支配, 具有热带属性。

吴国雄等^[42]认为, 青藏高原“感热气泵” (SHAP) 的有效工作导致了高原地区由冬到夏大气环流的突变及南亚高压的突然北跳, 并维持着亚洲季风期。青藏高原上空对流层高层的辐散气流和负涡度源, 通过Rossby波向上下游频散, 影响着北半球各地的气候。青藏高原的热力和机械强迫作用使亚洲季风首先在孟加拉湾地区出现, 孟加拉湾季风环流又提供了有利的背景条件使南海季风接着爆发。最后随着亚洲热带流型的西移, 印度季风爆发。青藏高原的表面感热加热是决定亚洲季风爆发地点的一个决定性因素, 这种划分法把亚洲季风爆发与青藏高原的作用紧密联系在一起^[43-44]。

在南海季风爆发期间, 孟加拉湾东部—南海地区湿度梯度的反向主要与强大的暖中心在青藏高原的建立相联系。张永生等^[45]研究结果表明, 印度季风爆发时, 阿拉伯海—印度次大陆上温度梯度的反向还与伊朗—阿富汗上空暖中心的建立有关。在整个过渡季节, 由于对流层温度的反向是由孟加拉湾东部—南海地区到阿拉伯海—印度次大陆由东向西依次建立, 则决定了季风建立的过程在总体上具有西传的特征。亚洲季风爆发时期青藏高原上空的显著增暖导致了对流层高层局地反气旋式扰动环流的出现, 使南亚反气旋北推的过程明显受到高原局地热力环流的调制, 而产生于反气旋东南部的热带东风急流所产生的强烈的高层辐散可能提供了有利于热带季风对流爆发的条件。青藏高原及邻近地区的热力作用可能是决定亚洲季风爆发呈阶段性和区域性变化的一个重要因子。

青藏高原为全球最高的高原, 是长江、黄河的发源地。青藏高原东南部是我国生物多样性最丰富的地区, 并具有显著的热带雨林特征。高原东南部的生态结构描述了高原与东亚季风系统相互作用的区域性气候特殊性。高原隆升及与其伴生的断裂活动和地壳的水平位移对独具特色的西部水系的形成有直接的作用, 使青藏高原成为中国和亚洲众多著名江河的发源地, 成为“中国水塔”和“亚洲水塔”。高原东南部的我国西南地区 (含西藏、广西) 地表水资源十分丰富, 占我国地表水资源的47.0%, 而西南地表水丰富主要得益于大气降水^[46]。高原诸多湖泊及河流的发育均与高原隆升直接相关。青藏高原现有湖泊面积36900 km², 占全国湖泊总面积的52%, 是地球上海拔最高的湖泊群^[47]。

Tao等^[48]认为青藏高原位于印度季风区北部和东亚季风区的西部, 对于我国和东亚的天气、气候有着重要的影响, 甚至对全球的气候也有较大影响。夏季东亚季风区水汽分布很不均匀, 南北梯度大, 因此, 东亚季风区水汽的辐合辐散主要是由水汽平流所造成, 水汽输送特征是经向输送分量很大。青藏高原动力、热力效应亦是东亚季风区水汽分布的非均匀特征形成的重要因子。黄荣辉等^[49]利用青藏高原上夏季降水资料以及NCEP再分析资料, 分析了高原上夏季降水与邻近地区水汽输送的相互关系。结果发现, 高原夏季降水与春季的水汽分布关系比降水与同期的关系更为密切, 最明显的相关区位于南海—云贵高原—孟加拉湾一带以及帕米尔高原地区。青藏高原降水典型旱、涝年的水汽分布具有相反的特征。追踪最主要的水汽中心发现, 水汽是从阿拉伯海一带逐渐向东移, 然后再从青藏高原的东南部进入青藏高原。苗秋菊等^[50]通过分析青藏高原周边多雨中心的水汽输送结构发现, 高原周边异常多雨中心与高原南侧强非均匀水汽“湿锋”及高原东南边缘地形动力强迫作用密切相关; 高原东南部水汽输送的多尺度辐合特征是高原东部周边“多雨中心”形成的重要因素; 水汽通量相关合成矢量场描述出高原东南部多雨中心水汽流来自南海、孟加拉湾等水汽源多通道特征, 亦反映了高原周边水分循环过程与季风活动相互作用的特征。苗秋菊等^[51]研究揭示了长江流域洪涝过程与青藏高原周边经向及纬向整层水汽输送分量的相关显著特征, 梅雨带降水过程与高原周边水汽输送经向及纬向分量之间存在“转换”的相关关系, 且青藏高原大地形强迫是两者“转换”特征形成的重要动力因素, 这进一步揭示出高原周边水汽流“大拐弯”处水汽输送“转运站”特征。

徐祥德、陈联寿等^[52]研究了气候异常旱涝年水汽输送距平场分布特征, 发现青藏高原水汽输送“转运站”对高原周边异常降水及其梅雨带气候特征具有重要贡献。夏季青藏高原周边地区是我国东部长江流域梅雨带的重要水汽源, 高原地形动力强迫使来自南海与孟加拉湾的季风水汽流转向, 来自中、低纬的水汽输送构成了夏季长江流域“水汽流”主体, 其中亦包括西太平洋副热带高压西缘的东南水汽流, 显示了青藏高原对来自低纬海洋远距离输送水汽的“转运站”作用。水汽流向东的“转运”效应对长江梅雨期洪涝形成甚为重要, 我国夏季降水极值中心 (异常“多雨中心”) 位于长江上游西南地区, 这些异常降水区域恰好与高原东南部“水汽流转向点”相吻合。Xu等^[53]通过诊断分析, 提出梅雨期我国区域边界水汽输送特征模型, 即高原中部区域西边界与低纬南海、西太平洋南边界为水汽输送流入主体, 西太平洋东边界为水汽“流出”主体。青藏高原中部区域西边界与我国区域南边界的水汽输送对长江流域特大暴雨的形成均具有重要的作用。

亚洲季风区范围内, 由青藏高原热力和动力作用产生的季风经圈环流破坏了该地区的Hadley环流, 使得亚洲季风区的副热带和中高纬不断从赤道和热带地区获得水汽, 而并没有像全球其他地区那样水汽从副热带回流到赤道。对全球平均来讲, 经圈环流引起水汽在副热带辐散, 向赤道辐合, 副热带地区是大气中重要的水汽源区, 热带和高纬地区是水汽的汇区; 而对亚洲季风区, 青藏高原热力和动力作用产生的季风经圈环流的存在使得热带成为大气中重要的水汽源区 (水汽辐散), 副热带和中高纬是汇区 (水汽辐合)。徐祥德等^[52]对长江流域旱、涝年水汽通量距平分布特征的分析结果发现, 长江流域旱、涝年中国东北区域、北太平洋 (日本海)、青藏高原南部、中南半岛、印度洋、南海等区域水汽输送呈显著相反的“源、汇”(正、负距平中心) 分布特征, 即长江流域旱、涝年中、低纬相关区域水汽通量“源、汇”遥相关结构呈反位相分布。上述远距离水汽输送“源、汇”结构某种程度反映了高原动力、热力作用与中、低纬间区域大气水分循环遥相关气候特征。

徐祥德等^[54]对1958—1995年的气候分析结果表明, 青藏高原作为全球最大与最高的高原, 其南侧有来自相邻的印度洋、南海及低纬西太平洋等地区的异常显著的暖湿气流及其水汽输送 (图 2)。夏季东亚季风活跃区水汽流东起菲律宾, 经过南中国海流至高原及中国南方地区; 西起东非索马里、阿拉伯海、印度洋, 经孟加拉湾至青藏高原东部两支水汽流共同转向中国长江流域和日本列岛, 该地区是中国区域洪涝异常水汽输送的“大三角型”关键区。青藏高原动力、热力作用也是长江流域季风梅雨带水汽输送机制的关键因素。长江流域多雨年, 来自南海东南水汽流经高原“中转”后向东流, 构成“南海—青藏高原—长江流域”的水汽流型。长江流域梅雨带水汽输送呈“多源”结构, 尤其孟加拉湾、南海和西太平洋的低纬洋面是主要的水汽源, 同时西太平洋中高纬地区也有一支水汽通道, 在长江流域与南来水汽通道汇合。

图 2

图 2. 青藏高原与周边关键区热源与水循环结构示意图

在青藏高原隆起以前, 大约距今几千万年以前, 从我国北方到长江流域都是广阔的干旱气候带。喜马拉雅山运动以后, 大高原抬升才建立了亚洲的季风气候。青藏高原是世界上最高的高原, 是地球中低纬度高海拔多年冻土和山地冰川的“王国”。冰冻圈是地球气候系统中特殊的组成部分, 高原冰雪的反馈效应对全球气候的影响不能低估。

青藏高原对我国气候格局的形成存在显著影响, 具有大范围对流云系和独特水分循环的高原及周边地区亦是我国东部及长江流域梅雨带的重要水汽源之一。青藏高原的特殊动力、热力效应对夏季区域性环流的形成、季风爆发和维持起着重要的推动作用, 并使亚洲季风划分为印度季风和东亚季风两个特性各异、相互独立的子系统。青藏高原直接影响我国的旱涝分布气候格局和生态环境演变^[55-56]。因此, 高原影响在全球及东亚气候研究中有着特殊的地位。

朱抱真^[57]认为, 如果没有青藏高原存在, 夏季西南季风只能到达印度洋南部, 我国大部分地区都是偏西风和西北风, 受下沉气流控制, 因此大陆将是水汽很少的干燥气候。即使印度和缅甸, 也不会有现在那样充沛的雨量。正是有了青藏高原的存在, 它诱使热带西南季风向印度、缅甸侵袭才造成高原雨季。同时西南季风的一部分长驱深入, 到达我国东部形成江南的鱼米之乡。如果没有青藏高原, 我国整个西部的干旱将更为严重, 东部也将属于干旱气候。这样说并非认为青藏高原对潮湿的热带季风完全没有阻碍作用。从印度洋向北侵袭的热带季风在高原南坡被迫抬升, 造成印、缅一带的大量降水; 在高原北坡气流变成下沉运动, 使得我国塔里木盆地和西北地区处于干旱气候区, 在那里形成沙漠和砾石戈壁。沙漠一旦形成, 便会促使干旱气候加剧。

叶笃正等^[58]认为, 夏季因热力作用, 青藏高原上空盛行上升气流, 与之相联系的在高原北侧有补偿下沉气流, 加剧西北地区干旱气候; 由于高原地形屏障, 西风带气流在高原北侧绕流时易形成反气旋性的高压辐散下沉气流带, 加强西北干旱。研究发现, 沿整个青藏高原北坡有一支下滑风, 与我国干旱地带相合。钱正安等^[59]研究认为, 在初夏季节转换的过程中, 青藏高原上的非绝热加热明显加强, 导致高原北部的季风经圈环流加强和高原北侧副热带西风急流增强, 在地形动力因素的参与下, 使河西走廊一带下沉气流增强, 构成这一地区初夏干旱。另外, 青藏高原东侧105°E附近的水汽通道对夏季风爆发期间高原东侧的降水具有重要贡献, 而高原对这一水汽通道具有维持作用。高原动力和热力作用的共同结果使水汽最大向北输送中心位于105°E附近的700 hPa上空。郑庆林等^[60]通过数值试验研究表明, 在季风爆发期, 青藏高原的作用有利于其东侧包括甘肃南部和陕西南部一带进入雨季, 而其北侧的河西走廊地区由于高原的屏障作用仍维持干旱。吴爱明等^[61]研究指出春、夏季节青藏高原使副热带高压北抬西伸, 强度增强, 并使副热带高压在北抬中分别于4—5月和6—7月各出现一次北跳现象。冬季, 高原的阻挡作用加深了东亚大槽和冷高压脊的强度, 加大了中国东部地区的降水; 夏季, 青藏高原的存在有利于高层的南亚高压和低层的大陆热低压在高原地区产生并维持, 这与印度西南季风的形成直接关联。青藏高原还有利于亚洲夏季风向内陆的推进, 可使雨区向北推进到印度北部、中国华北及东北。

Tao等^[62]及朱国富等^[63]研究都表明, 青藏高原对流区是被高原南界与印度和孟加拉湾对流区分开的独立对流区, 与周围的其他对流活动区相比, 高原对流活动有着最明显的年际差异以及月、季变化和日变化。这些特征表明, 在它与大尺度环流的联系中, 高原对流活动的作用应当是主动的。高原对流云活动与西太平洋及我国南方地区对流活动有明显的负相关, 高原对流上升和副热带高压下沉之间组成一个相互反馈影响的纬向环流; 青藏高原低涡的发生发展和东移是我国南方汛期降水的主要天气系统。初夏高原上对流活动主要在高原东南侧和高原主体东部, 进入盛夏时高原主体对流活动显著增强, 高原东南侧对流活动较弱, 高原对流活动区西移; 这在时间上分别与西太平洋副热带高压二次季节性北跳相对应。另外, 1998年夏季我国长江流域遭受罕见洪涝, 副热带高压脊线长期稳定在22°N附近, 高原上对流活动异常活跃; 青藏高原上的对流活动与西太平洋副热带高压可能存在内在联系。

赵平等^[12]研究也揭示了青藏高原春季的热源状况对于后期我国江淮地区、华南地区和华北地区的夏季降水有指示意义。夏季高原热源强度与高原上空500 hPa的低值系统有密切关系, 这些高原系统的频繁东移对长江流域的降水有明显影响。柏晶瑜等^[64]探讨了长江中下游夏季暴雨前期青藏高原春季感热及各层次地温的分布特征, 重点讨论了1998年夏季长江中下游暴雨前期春季地温分布下垫面, 数值模拟试验也证实了1998年春季青藏高原下垫面三维热力结构特征, 对长江中下游夏季降水存在着显著影响。统计分析与数值模拟试验也证实了春季高原下垫面感热南北非均匀异常分布, 对长江中下游地区夏季降水存在着显著影响, 即春季高原下垫面感热均匀异常分布特征可能是长江中下游地区夏季旱涝的“强信号”之一。夏季盛行的东南风和西南风将南海和孟加拉湾暖湿气流输送到高原东南部, 使得高原东南部产生丰沛的降水, 年降水量达到400~800 mm甚至更多。高原周边受季风降水影响, 河流水量的年内分配不均匀。各河汛期和非汛期的径流变化十分突出。西南亚热带丰水区河流汛期一般为6—8月, 水量占全年的50%~60%;受西南季风控制的云贵高原河流汛期为6—10月, 夏季径流占全年的40%~80%, 秋季占30%~40%, 由于流域降水充沛, 集水面积广阔, 径流年际变化较小。夏季高原是热源和水汽汇区, 特别是高原东南部地区, 凝结潜热占了很大的比重。高原上凝结潜热异常与华南地区降水存在明显的负相关关系, 高原的热力异常主要是通过垂直环流影响周围地区的, 高原东侧垂直环流的异常直接关系到我国东部降水的异常分布, 如江淮流域的旱涝分布与高原东侧的垂直环流状况有很大关系^[65]。白虎志等^[66]研究表明, 高原冬季风与西北区夏季月降水遥相关关系显著, 其相关分布对应着西北夏季3种降水类型。高原季风指数对西北夏季月降水量的相关也很显著。

我国是世界上多干旱灾害的国家之一, 干旱、半干旱区约占国土面积的1/2, 而西北干旱、半干旱区约占西北地区总面积的88%。世界上的主要干旱区一般都位于南北半球的副热带纬度上, 而青藏高原东北侧和北侧是北半球同纬度最干旱的地区, 因此, 该地区在全球干旱气候研究中有着特殊的地位。观测统计表明, 青藏高原东北侧自内蒙古西部经河套平原向南到甘肃中部, 夏季有一自北向南延伸的平均降雨量干舌区域。该区域是东亚季风、高原季风和西风带交汇区, 也是荒漠、草原和农业区的过渡地带, 属生态脆弱地区。该区域作物生长完全依靠自然降水, 是西北地区受干旱灾害影响最严重的区域。我国西北干旱区因其纬度高, 也不在大山脉背风坡, 除远离海洋外, 它的形成似不同于一般的副热带干旱区^[67]。多年平均场特征显示了西北干旱气候形成的独特性^[58,68]。

周秀骥等^[69]发现夏季在青藏高原上大气臭氧总量有一明显的低值中心存在, 并且发现拉萨的臭氧递减趋势比我国东部同纬度地区大, 而拉萨位于青藏高原臭氧低值中心的区域。刘煜等^[70]通过分析TOMS (第7版) (1979—1992年) 的卫星资料, 得出中国地区臭氧总量的线性变化趋势的分布情况。发现中国大陆地区, 除海南等少数地区外, 大部分地区臭氧总量呈递减趋势, 中国东北地区臭氧总量递减率最大; 青藏高原地区的递减率大于同纬度中国东部地区, 是个递减的强中心; 青藏高原夏季臭氧低值中心有加深的趋势。利用TOMS资料计算分析表明^[69], 采用整个中国地区13年 (1979—1991年) 资料分析臭氧总量月平均值分布特征, 可发现1月臭氧总量的月平均值的等值线基本上与纬圈平行; 但到6月, 在青藏高原上空出现了明显的臭氧总量低值中心, 这个中心一直维持到9月; 10月以后, 臭氧低值中心逐渐消失。

根据早年青藏高原气象学的研究结果, 周秀骥等^[69]推测:夏季青藏高原上空被热力作用的南亚高压所控制, 其高度范围为500~100 hPa, 高压内基本是对流活动。青藏高原气象学综合试验表明, 夏季青藏高原基本为辐合区。依据局地环流的这些特点, 认为青藏高原夏季是对流层低空物质向平流层输送的一个重要渠道。青藏高原周围数百公里范围的低空污染物有可能在夏季向青藏高原辐合, 在高原上升到平流层下部, 然后再向四周辐散。因此, 对流层低浓度臭氧向平流层输送以及低空污染物在平流层引起的物理化学过程, 都可能是引起臭氧总量异常降低的原因。为了证实上述推测, 卞建春等^[71]利用欧洲中心7层月平均分析资料 (1980—1989年) 和1995年青藏高原东南部探空资料系统分析了青藏高原及其邻近地区流场结构季节性变化的特征。结果表明:在垂直速度场上, 从5月开始, 青藏高原南、北、东3面低空有气流向高原上空输送, 6月高原的西侧也出现强的爬升气流, 盛夏季节 (7, 8月) 高原四周的爬升气流达到最强, 可升至100 hPa, 这是由于夏季高原是个热源的缘故。同时, 付超等^[72]利用二维全球动力、辐射和光化学耦合模式模拟计算的青藏高原上空1月和7月垂直环流亦证实了这点, 在7月高原上空及其南北两侧的经向环流圈其上升支可达20 km。

为证实周秀骥等提出观点“青藏高原地区夏季可能是东亚地区对流层下部污染物质向平流层物质输送的一个重要通道”。丛春华等^[73]利用WEI方法, 计算了青藏高原及其邻近地区上空穿越对流层顶的大气质量交换, 发现了每年夏季青藏高原及其东南部与南侧的孟加拉湾北部上空为对流层大气穿越对流层顶向平流层输送的事实, 并证实了夏季高原及其邻近地区的环流场背景非常有利于高原四周的物质和低层大气污染物向高原辐合上升至平流层。同时, 也揭示了夏季孟加拉湾北部同青藏高原地区是对流层大气向对流层上部和平流层输送的一个重要通道。

李维亮等^[74]通过资料分析发现, 青藏高原东南部为一气溶胶浓度大值区, 与7月对流层大气质量上升进入到平流层的大值区有很好的对应。计算表明, 穿越对流层顶的大气质量与100 hPa的气溶胶浓度成正相关, 相关系数为0.563, 与100 hPa臭氧体积比成反相关, 相关系数为-0.333, 两者均通过显著性检验, 可信度均大于99%, 而100 hPa的气溶胶浓度与100 hPa的臭氧体积比则为反相关, 相关系数为-0.238, 也通过显著性检验, 可信度为95%。从所计算的1993—1998年夏季青藏高原及其邻近地区总的穿越对流层顶的大气质量和该区总的100 hPa气溶胶浓度及臭氧体积比的年际变化, 时间序列虽然短了一些, 但也能看出上述两两相关性趋势的存在。

刘煜等^[70,75-76]利用三维化学模式来进一步模拟夏季青藏高原臭氧低值中心形成的原因, 模式结果显示:模式可以较好地再现夏季青藏高原臭氧低值区的出现。结合前面的青藏高原及其邻近地区夏季背景环流特征的分析, 勾画了青藏高原上空夏季臭氧低值中心形成的动力和化学过程的图像:在5月, 青藏高原臭氧低值中心形成初期, 南亚高压从低纬度经中印半岛向西北方向移动带来的低纬地区的低浓度的臭氧是青藏高原臭氧低值中心初期建立的主要原因; 此后, 随着南亚高压移上高原和强度的增强, 对流层底层低浓度的臭氧经通道被输送到对流层上层和平流层低层, 垂直输送成为青藏高原臭氧低值中心加强和维持的主要原因, 而水平输送则部分补偿了垂直输送的作用。同时, 化学过程也起着第二位的作用。青藏高原夏季臭氧低值中心的形成是该两种作用的综合结果。

青藏高原由于地势高耸, 范围广大, 平均海拔在4500 m以上, 约达对流层高度的1/3, 通过近地面层及边界层辐射、感热和潜热的输送形成了一个高耸入自由大气中的热源强迫。作为一个抬升的巨大热源/汇, 给大气输送了大量的热量和水汽。我国气象学家对其进行了系统研究, 指出青藏高原独特的热力和动力综合作用强烈影响着东亚乃至全球的大气环流。第二次青藏高原大气科学试验观测资料的分析结论认为高原边界层总体动力结构与平原有显著差异, 但也有符合通常湍流动力学的规律。高原边界层湍流、对流特征与平原地区大有差异。深厚高原边界层Ekman螺线动力结构特征表明高原地区存在深厚的Ekman“抽吸泵”的动力机制, 它与高原强湍流浮力、切变项相关的热对流泡以及深厚热对流混合层综合效应有关, 使高原地区存在促使对流云发展的独特边界层动力和热力机制, 使青藏高原地区成为我国东部地区形成洪涝的对流云系统的重要源地之一。

长江流域季风梅雨带遥相关海洋强信号区为南海 (包括菲律宾周边区域), 西太平洋暖池, 赤道东太平洋等区域, 这些强信号区为下垫面热力强迫源区或强对流活动区 (低频振荡源地), 并以低频波机制传播能量, 或形成有组织对流系统扰动及水汽输送流型影响长江流域梅雨系统; 青藏高原为遥相关陆面强信号区, 高原热力强迫可导致类似二维Rossby波及其异常“云量扰动”波列遥相关特征, 影响长江流域梅雨过程。青藏高原边界层特殊动力、热力结构亦表现为显著对流云团“激发”效应。长江流域暴雨过程表现出明显的高原对流云系东移轨迹特征。另外, 高原周边水汽输送非均匀性及其“转运”特征构成低纬海洋—高原—长江流域远距离水汽输送模型; 长江流域梅雨过程水汽输送遥相关源汇结构及其区域性旱、涝过程环境系统反位相流型不仅描述了东亚季风系统成员配置关系, 而且揭示出长江流域旱、涝过程海洋与高原“强信号”形成的遥相关经向波列或低频波位相结构的差异, 有关海洋—内陆间远距离水汽输送模型在某种程度上可反映出高原与低纬海洋热力强迫之间的相互联系以及水汽输送流型对强信号区强迫源的多尺度遥响应机制。

青藏高原对我国气候格局的形成存在显著影响, 具有大范围对流云系和独特水分循环的高原及周边地区亦是我国东部及长江流域梅雨带的重要水汽源之一。青藏高原的特殊动力、热力效应对夏季区域性环流的形成、季风爆发和维持起着重要的推动作用, 并使亚洲季风划分为印度季风和东亚季风两个特性各异、相互独立的子系统。

青藏高原上空出现了明显的臭氧总量低值中心, 称它为青藏高原臭氧低值中心。夏季青藏高原上空被热力作用的南亚高压所控制, 其高度范围为500~100 hPa, 高压内基本是对流活动。而且青藏高原气象学综合试验表明, 夏季青藏高原基本为辐合区。依据局地环流的这些特点, 认为青藏高原夏季是对流层低空物质向平流层输送的一个重要渠道。青藏高原地区夏季可能是东亚地区对流层下部污染物质向平流层物质输送的一个重要通道。青藏高原东南部为一气溶胶浓度大值区, 与7月对流层大气质量上升进入到平流层的大值区有很好的对应。我国大陆地区, 除海南等少数地区外, 大部分地区臭氧总量呈递减趋势, 我国东北地区臭氧总量递减率最大; 青藏高原地区的递减率大于同纬度我国东部地区, 是个递减的强中心; 青藏高原夏季臭氧低值中心有加深的趋势。