青藏高原热力作用对南海及周边区域夏季气候的影响研究进展

李春晖，何超，万齐林

(1.中国气象局广州热带海洋气象研究所/广东省区域数值天气预报重点实验室，广东广州510640；2.暨南大学环境与气候研究院，广东广州510632)

1 引 言

青藏高原作为世界上最高和地形最复杂的大高原，其南侧有来自相邻的印度洋、中国南海等地大三角区的异常显著的暖湿气流，暖湿气流在青藏高原东侧构成辐合。青藏高原中东部强对流活跃区构成了东亚季风活跃区内青藏高原及周边地区特殊的水循环过程，对全球其它区域的大气水分循环也产生重要影响。因此，青藏高原是东亚陆气相互作用最敏感区之一，也是大气对流活动和灾害性天气系统的多发区[1-2]。亚洲季风可以分为南亚季风（又称为印度季风）和东亚季风两个子系统，两者既相互紧密联系，又相互独立[3-5]。东亚季风分为热带和副热带季风两个子系统，其中南海和西北太平洋季风属于热带季风系统，而中国大陆-日本季风为副热带季风系统[6-8]。南海位于亚澳季风中心位置，是印度季风环流和太平洋Walker环流以及亚-澳地区局地Hadley环流的衔接区，是全球变化的区域响应的敏感区，联系着南亚季风、东亚季风和西北太平洋季风。我国南方地区濒临南海，夏季气象灾害（如旱涝异常）与南海夏季风活动、西太平洋副高和南亚高压[9-12]等有密切关系。目前，关于青藏高原热力作用（积雪、感热等）对亚洲季风气候的影响方面已有相关性综述论文[13-15]，主要集中在青藏高原及周边地区的气候影响方面。涉及到其对南海周边区域（华南和长江流域）的气候以及影响系统（降水、东亚夏季风和南海夏季风等）方面的综述较少。本文将围绕此目的，对近来取得的若干进展进行回顾，致力于深入理解青藏高原热力效应对南海及周边区域夏季气候的影响。

2 青藏高原热力强迫对东亚夏季风的影响

青藏高原对大气的加热是夏季环流形成和维持的重要原因[16-18]。周秀骥等[19]研究指出，青藏高原夏季热源偏强使得东亚季风区对流偏强，通过调整北半球中纬度纬向环流，激发北半球中纬度的大尺度遥相关，从而影响北太平洋副热带高压强度变化、赤道中东太平洋低层经向辐散辐合和温跃层异常，最终调制ENSO发展和太平洋中纬度海气相互作用。研究表明，青藏高原雪盖与东亚夏季风有密切联系[20-25]。高原冬季积雪偏多，初夏东亚季风环流特征有明显差异，副热带西风急流强，入夏迟，夏季南亚季风低压弱。赤道太平洋海温异常呈现东正西负分布，西太副高位置偏南、强度偏强，东亚夏季风爆发偏晚、强度偏弱[26-35]。陈丽娟等[36]采用大气环流谱模式（COLA AGCM）探讨高原春季积雪异常对东亚夏季风和我国降水的影响，指出当高原地区3月积雪增多时，亚洲区域7月的环流形势减弱，我国大陆降水减少，地面温度下降及土壤湿度增加。李海盛等[37]通过数值试验结果表明，青藏高原冬季多雪通过改变太阳辐射反照率，影响东亚环流季节变化，导致西太平洋副高强度减弱、季节性北推提早，南亚高压减弱南移，东亚季风减弱。张顺利等[38]研究指出，高原积雪会造成亚洲地区大气环流较大的年际变化，通过改变高原陆面春、夏季的热状况，影响亚洲地区的季节变化，使亚洲夏季风爆发推迟20天左右。且高原冬春季积雪多（少），对应亚洲夏季风弱（强）。刘晓东等[39]通过数值实验结果对比分析，指出高原地面反照率的增大将造成东亚夏季风减弱，使得对流层上层东风急流建立推迟，东部季风降水普遍减少。简茂球等[40]进一步研究得到，高原东部对流层5、6月的显著增温对东亚夏季风的建立和维持是非常重要的。5、6月热源性质以感热为主；7、8月感热和潜热共同起作用。包庆等[41]通过数值试验指出青藏高原增暖会使得南亚高压强度增强，东亚夏季低层西南季风增大，孟加拉湾地区季风降水减弱。由Duan等[42]的观测资料诊断分析和Wu等[43]的进一步数值模拟结果表明，青藏高原地形和加热作用通过影响经向风和垂直上升运动来加强东亚夏季风。此外，青藏高原雪盖还可以调节ENSO遥相关，并影响ENSO和东亚季风的关系。冬季青藏高原雪盖增加会触发El Niño事件并减弱随后的夏季风，导致长江流域中低纬度降水异常增加[44]。模式和观测资料进一步证明，当夏季高原雪盖减少时，ENSO非绝热强迫激发Rossby波响应，从而增强ENSO和东亚季风的关系[45]。

尽管对青藏高原积雪影响东亚季风的研究还缺乏统一的认识。但大多数研究者一致认为:高原冬春积雪异常通过两个途径来影响东亚夏季风（图1，见下页）。一是通过影响雪盖反照率，改变辐射平衡，导致地表热通量异常，通过垂直运动促使西风急流和高度场发生改变，由此造成东亚夏季风环流变化。由于积雪反照率和水分循环的短时效应，青藏高原中东部冬季雪盖仅仅能持续到春季，因此不能影响东亚夏季风年际变化。二是通过积雪-水文效应改变土壤湿度来影响夏季风强度变化[46]。针对反射率和融雪的水文效应如何影响季风环流的问题，有的研究认为单一的反照率的影响不显著[47]；有的研究认为在低纬，当春季积雪没有融化时，积雪反照率的影响是主要的。而在中纬地区，当夏季积雪开始融化时，此时积雪-水文效应的影响是主要的[46]；还有的认为融雪导致异常低的地面感热通量，减少海陆的经向热力对比，使得夏季风强度减弱[48]。有的学者认为高原冬春积雪的后延冷却效应不能延续到夏季[26]，最多后延1～2个月[49]，甚至不足一个月[50]。但是高原积雪正负异常年持续的时间是不对称的，正异常年会持续6个月以上，负异常年只持续2～4个月[51]。

3 青藏高原热力强迫对南海夏季风的影响

春季，青藏高原地表感热通量的迅速增加促使东亚大陆增温，改变大陆-海洋经向热力对比，从而影响南海季风爆发[52]。研究指出，由于早春高原中西部最大表面感热通量的建立，高原南侧高层大气温度梯度发生逆转，在热力强迫和动力强迫下，亚洲季风首先在孟加拉湾地区爆发[53-54]。对流层高层局地反气旋式扰动环流的出现，调制了南亚反气旋北进的过程。高层东风急流入口区的强烈辐散为热带季风对流在南海地区首先爆发提供了有利的动力学条件[55]（图2）。伴随着高原加热的增强，Rossby波非对称响应触发南海北部西风异常和增强垂直上升运动，对流低频振荡活跃，副热带反气旋环流减弱，南海夏季风爆发[56]。高原地表感热通量的持续增大导致了高空南亚反气旋从南海北跳到中南半岛，造成南海上空南北温差从而产生夏季南支东风急流，并且印度半岛的陆面加热会在其东侧激发气旋性环流，加强印缅槽或孟加拉湾槽，有利于南海季风爆发[57]。一旦南海夏季风被触发，高原的感热加热不再加速南海地区低层西风气流，相反起削弱作用[58]。在过渡季节的早期，高原感热加热具有重要作用，其改变海陆热力对比，诱发南海夏季风早爆发[59]。高原冬春积雪偏多会导致夏季西太平洋副热带高压偏强偏西偏南，偏少则偏弱偏东[60]。3月青藏高原积雪的异常通过影响其上层气温的异常和高层海陆之间的热力差异，改变南亚高压向西北移动的速度和低层大气的运动，进而影响南海夏季风爆发的早晚[61]。观测资料分析和NCAR CAM3.0大气环流模式模拟结果均指出，多雪年青藏高原感热加热偏弱，不利于Hadley环流的季节转换，中南半岛与南海局地纬向温度梯度反转时间偏晚，副高在孟加拉湾断裂的时间偏晚，南海夏季风爆发偏晚[62]。

图1 青藏高原雪盖异常影响东亚夏季风机制示意图

图2 南海季风活跃时期200 hPa温度场和风场与季风爆发前的差值(a)、南海季风爆发时200 hPa流场和纬向风分布(b) a.虚线表示温度等值线,间距为0.5℃，阴影由浅到深表示温度变化大于3℃、4℃、5℃。粗短虚线为3 000 m地形等高线。b.细虚线表示纬向风部分特征等值线，阴影区表示西风急流区，风速大于25 m/s。粗长虚线表示热带东风急流轴线[55]。此图引自张永生和吴国雄，1999[55]。

此外，西太平洋副热带高压和南亚高压是影响南海夏季风的重要系统。过去几十年西太平洋副高强度的变化可能是内部气候变率也可能是人为温室气体强迫的响应。研究结果表明，尽管位势高度随着气候变暖而明显抬升[63]，西太平洋副高的反气旋性环流强度并不随着变暖而增强[64-66]。西太平洋副高的反气旋性环流强度响应在对流层中层和低层有着明显的不同。随着全球变暖，西太平洋副高在对流层中层明显减弱东退，但在对流层低层强度基本保持不变[65]。对流层中层西太平洋副高的反气旋性环流强度的减弱主要来自其北侧西风减弱的贡献，而南侧东风减弱的贡献并不十分明显。与Duan等[67]基于观测分析得到的对流层中层西风减弱的现象一致，耦合模式在温室气体浓度增加的预估试验中，中纬度的升温强于热带地区，副热带的经向温度梯度削弱，通过热成风关系导致副高北侧的对流层中层西风减弱。因此，青藏高原感热加热的减弱与对流层中层西太平洋副高的减弱可能是大尺度热力场经向梯度减弱在不同方面的表现。然而，目前尚且不是十分清楚青藏高原感热加热的减弱如何进一步影响西太平洋副高强度对温室气体强迫的响应。

南亚高压的形成主要取决于青藏高原地形所导致的上空对流层暖中心[68]。在全球变暖的大背景下，再分析资料表现出了过去几十年南亚对流层高层位势高度抬高的年代际趋势，似乎意味着南亚高压的增强[69-71]。由于早期高原上空的观测资料较少，不同再分析资料中南亚高压年代际变化的不确定性很大[70,72]。特别是青藏高原的地表感热加热强度在过去呈现年代际减弱趋势[67]，似乎不利于南亚高压的年代际增强。

4 青藏高原热力强迫对南亚夏季风的影响

青藏高原热力作用对南亚夏季风的影响存在争议。一些研究认为欧亚大陆西部（东部）冬春雪盖与随后的印度夏季风存在明显的负（正）相关关系[73-74]。另一些研究表明，青藏高原雪盖与印度夏季风之间存在正相关关系[75-76]。由于青藏高原季风从弱到强的转变，高原东西向分布的雪盖与印度夏季风降水之间的偶极子空间相关性分布在1985年发生了重要变化[77-78]（图3）。吴国雄等[79]指出，高原积雪融化迟早的辐射效应对南亚季风活动有明显的影响。范广洲等[80]利用大气环流谱模式得到，青藏高原地区冬季积雪增加将使随后的南亚夏季风明显减弱。张艳等[58]研究指出，高原的感热加热有利于触发南海夏季风的爆发，相比之下对印度夏季风爆发的作用却不大。Liu等[81]通过数值模拟研究了青藏高原异常积雪对南亚夏季风的影响。高原上异常雪盖可以明显减少地表通过反照率效应吸收的短波辐射，而融雪和蒸发的影响相对较小。4月下旬至5月上旬，由较大积雪引起的高原地表温度下降达到最大值。高原及其周边地区对流层中上层的大气降温在5月最明显，并且在6月达到最强，在一定程度上降低南亚夏季风和降雨的强度，但这种影响只在初夏，在后期几乎消失。Fujinami等[82]表明在南亚夏季风成熟期，沿着副热带急流的季节内振荡异常会促使青藏高原上空垂直运动的变化，从而影响南亚夏季风的水汽输送，导致季风活动异常。副热带急流的短时异常通过两个主要过程影响早夏的南亚和东亚季风，一为沿副热带急流上下层准静止的Rossby波向东异常传播，二为沿着15°N（阿拉伯海-孟加拉湾-菲律宾）的一条强西风带。李庆等[83]通过统计分析诊断和数值试验得到，冬春青藏高原多(少)雪年，夏季南亚季风槽较浅(深)，南亚夏季风偏弱（强），南亚季风区的西风风速减弱(增强)，南亚夏季降水偏少（多）。Sato等[84]通过简化的区域气候模式，指出高原的热力强迫通过改变中层大气环流对印度季风降水的转变具有很大影响。当亚热带西风转移到高原北部，青藏高原的热力作用在季风前增强的下沉环流在印度北部消失，南亚夏季风爆发。Wu等[85]研究指出，位于20°N以南的南亚季风系统主要受海陆热力差异控制，南亚季风的东部则主要受青藏高原热力作用的影响。

青藏高原与印度洋之间的经向热力对比也是南亚季风的重要驱动因子。一般采用低层的温度对比来度量经向热力对比。在人为温室气体强迫下，青藏高原的陆地表面增温幅度大于印度洋的洋面上，经向温度对比增强，似乎应该有利于南亚季风环流增强。那么，为什么耦合模式中南亚季风环流的强度普遍削弱呢？Sun等[86]提出南亚季风环流主要受对流层高层经向热力对比的驱动。在年际和年代际时间尺度上，南亚季风环流的强度都与对流层高层的经向温度梯度有着更密切的联系，而与对流层低层经向温度梯度的关系相对较弱。在人为温室气体强迫下的耦合模式长期模拟试验中，对流层高层的温度在印度洋的上升幅度大于青藏高原上空，对流层高层的经向温度梯度呈削弱趋势，与南亚季风环流的减弱趋势是一致的。

图3 500 hPa位势高度回归到青藏高原东部（EP）和西部（WP）雪盖指数分布图

5 青藏高原热力强迫对降水的影响

青藏高原东南部是季节内振荡最活跃区域[87]，是季节内振荡（ISO）的源和汇区[88]。在某种程度上，青藏高原的ISO能够影响局地甚至大尺度天气系统，包括高原低压涡旋[89]、副高[90]、南亚高压[91]以及中国东部降水异常[92]。春季青藏高原雪盖增加（减少），通过冷却效应，一方面会导致异常高压的增强，有利于西太平洋副高的西北向伸展增强，阻挡了梅雨锋的向北移动，夏季长江流域降水增加（减少）、气温偏低（高）。另一方面减弱海陆温差，从而减弱西南季风环流，使得水汽输送降水减弱，导致我国夏季东南部降水减少（增加）、气温偏高（低）[93]。高原冬季积雪偏多（少），我国夏季长江中下游降水偏多（少）、华北降水偏少（多）[31]、华南降水偏少（多）[32]。高原雪盖的增加会减弱高原表面感热通量，降低温度，从而减弱海陆温差对比，引起东亚夏季风减弱，导致长江流域夏季洪涝发生[38]。Xu等[94]研究指出，中国东部降水量与前一个月高原地气温差成显著相关，且随季节变化两者存在阶梯式月际“跳跃”相关特征（图4）。基于该研究结果，Xu提出春夏过渡期中国西部青藏高原和黄土高原大地形的地气温差变化为中国夏季风雨带向西北扩展状态的前兆性强信号的新认识。Xiao等[95]进一步研究指出，青藏高原西部和喜马拉雅山的雪盖通过局地土壤蒸腾作用提供更多的水分，产生向东传播的天气扰动，调节华南南风异常水汽输送，使得长江流域降水增加。春夏季青藏高原热力动力过程通过激发东亚-太平洋遥相关来影响热带和中纬度海气相互作用，进而影响东亚降水[96-97]。其影响机制通过模式得到进一步验证[98]。当青藏高原西部夏季积雪增加时，Kelvin波异常响应，异常东风加强，通过纬向环流影响使得西太平洋暖池对流减弱，激发东亚-太平洋遥相关，使得梅雨雨带发生变化。除此之外，青藏高原冬春雪盖的变化对华南前汛期降水预报有重要指示意义[99]。冬春高原积雪日数与6月华南雨量呈正相关[100]。冬春季高原积雪偏多（少）时，夏季长江中下游降水偏多（少）、华北和华南降水偏少（多）[101-103]。当冬季高原积雪异常偏多时，由于融雪、蒸发和反照率的加强，使得高原及周边大陆加热场减弱，夏季东亚阻塞形势发展，阻碍我国夏季季风雨带的北上[104]。青藏高原春夏季热源减弱，使东亚海陆热力差异减弱，致使东亚夏季风强度减弱，西太平洋副热带高压位置偏西偏南，夏季东部强降水带主要停滞在南方，从而呈现南涝北旱分布。通过模式结果进一步指出，积雪初期，地面发射率起了主要作用，积雪融化后，湿土壤起了重要作用[105]。Qian等[33]采用区域数值模式进行模拟，指出冬季高原积雪深度和雪盖面积对中国降水的影响比春季更明显。当冬季高原雪深和积雪面积增加时，夏季风爆发偏晚、强度减弱，导致华南降水减少和长江淮河流域降水增多。与积雪面积相比，积雪深度所起的作用更大。青藏高原冬春季积雪通过影响东亚夏季风强度和西太副高位置来影响西北太平洋台风生成频率和登录中国台风个数，两者间的负相关关系在1993年后变得更为显著[106]。有研究进一步指出，高原雪盖和西北太平洋生成气旋之间的显著负相关关系主要由于中部型El Niño 在 1990 年以后的频繁发生[107]。彭京备等[108]研究指出，高原积雪的年代际尺度（10～12年）与华南夏季降水为显著的负相关关系，高原积雪的多时间尺度变化可以作为中国夏季降水的预测依据。

图4 1957—2006年中国海拔高度大于1 000 m站点平均地气温差（3—6月）与东部平均降水（4—7月）的滞后相关（两者相关的3个层次用不同3个红色椭圆分别表示，两个蓝色箭头分别为这3个相关的层次之间两次月际跳跃 此图引自Xu et al,2008[94]。

6 全球变暖下青藏高原热力变化及其对降水格局的影响

在全球增暖背景下，4—5月青藏高原雪盖面积呈现显著增加趋势[109]。永冻层退化[110]，冰川减少和冰湖扩张[111]。青藏高原气压显著增加[112]，表面加热和大气加热减弱[113-115]。尽管研究的时段不同，但结果均一致表明，伴随着气候变暖，青藏高原的大气温度呈现明显增加的趋势。如，青藏高原春季大气表面年平均温度在1980—2003年时期以0.4℃/(10 a)的速率上升，青藏高原感热通量却以16.3 W/(m2·10 a)的速度下降[116-117]。You 等[118]采用观测资料分析得到，青藏高原平均温度、最高温度和最小温度在1961—2005年期间分别以0.27℃/(10 a)、0.19 ℃/(10 a)和 0.36 ℃/(10 a)的速率上升，并从CMIP5模式得到验证，主要由雪盖减少引起的雪/冰-反照率正反馈所致。青藏高原作为全球气候变化的最敏感区域，以超过北半球以及同等纬度的0.16℃年平均速率和0.32℃的冬季平均速率上升[119]。土壤冻结期在1988—2007年间以每十年约半个月的时期缩短[120]。Zhu等[121]通过统计区域模式得到，青藏高原区域平均温度日循环和年循环在2015—2050年期间均变弱，其中日循环变弱是由于逐日最低温度上升速度快于日最高温度，而年循环变弱是由于夏季温度的降低。此外，由于日最低温度的降低有利于夜间低云的增加，使得降水增加，霜冻天数减少。在过去的30年里，青藏高原的变暖非常显著，但热强迫已经减弱，主要归因于大气顶部向外辐射的增强[122]。Zhu等[123]进一步指出，自全球变暖放缓以来，青藏高原中部和东部的感热呈现出复苏态势，主要是地面风速和地面气温差异的增加所致。耦合模式比对项目（CMIP5）第五阶段采用的24种全球气候模式（GCM）对高原二十一世纪的降水和温度趋势进行了分析[124]。结果表明，对于大多数模式都有冷偏差，对12—5月的温度平均值低估了1.1～2.5℃，对6—10月低估了1℃。对于降水，所有模式的模拟都高估了观测气候年平均值的62.0%～183.0%，而仅有一半的GCM能够重现观测的季节分布。

研究表明，青藏高原冬春积雪的显著增多是亚洲季风环流转变的结果，主要是由东亚冬季风的减弱、高原南侧冬春季西风的增强及西风扰动的活跃造成[125]。感热通量的减弱与地表风速的减弱密切相关。主要由于欧洲东部中高纬度的增暖使得经向温度和气压梯度减弱，东亚副热带西风急流减弱从而影响地表风速[116-117]。Duan等[126]研究指出，在过去30年里，随着春季感热通量和积雪深度的下降，中国南方降水、暴雨、平均降水强度和降水频率均明显增强，而长江中游区域降水变化相反。其中感热通量是导致这些变化的关键因子。另外，高原3—4月雪盖的年代际增加与长江流域降水的年代际增加、东南沿海降水的年代际减少密切相关[93,105]。Zhao等[127]指出，高原冬春雪盖在1960—2001年期间有增加的趋势，使得土壤湿度增加，降低春夏大气温度，进而减弱东亚夏季风环流，增加长江流域梅雨锋降水。Wang等[128]通过青藏高原90个气象站资料分析和模式结果得到，高原以0.36℃/(10 a)的速率上升的增暖与南涝北旱的季风降水模式密切相关。一方面，青藏高原冬春积雪异常增加通过改变地表反射率和感热通量、增加土壤湿度以及影响融雪过程的水文效应来影响东亚环流。积雪异常使得水汽输送位置靠南，相应的梅雨锋和西太副高南北位置发生改变。由此，夏季雨带在长江流域维持更长时间，形成“南涝北旱”雨型[129]。另一方面，当青藏高原表面感热加热减弱时，高原的异常气旋性环流和西北太平洋副热带异常反气旋环流减弱。由此，从南海到华北的南风异常导致正涡度环流和潜热释放之间的平衡关系减弱[130-131]。青藏高原感热加热的减弱引起向青藏高原中心辐合的低层气旋式环流减弱，从而中国东部低层的南风减弱，水汽更加难以向北方输送，使得南方降水增多，华北降水减少[130]。基于HadAM3模式的模拟试验也表明：若高原反照率增大，则引起高原春夏季感热加热减弱，中国南方降水增多，北方降水减少[131]。Chen等[132]比较了保留和去除青藏高原地形的情形下，大气二氧化碳浓度上升的直接辐射强迫所引起的东亚季风响应；结果表明，有青藏高原地形时，海陆热力对比的增强更为明显，初夏的降水增加也更强烈。Xu等[133]指出，东亚夏季风的年代际减弱与青藏高原春季热源的年代际减少密切相关（图5）。2003年以前，高原春季热源呈现下降趋势，中国雨带呈现“南涝北旱”的降水格局；2003年以后，高原春季热源有逐渐增加的趋势，中国降水格局可能出现“转型”特征。Si等[134]同样指出，青藏高原表面感热加热有增强的趋势，这种“南涝北旱”的降水分布在未来也许将要结束（打破）。

图5 a.春季青藏高原视热源（Q1）年际变化及其趋势曲线（实线）；b～g.各年代中国大陆区域夏季（6—8月）降水年代际距平场（相对1950—2000多年平均值）箭头代表各年代主体雨带北移或南压趋势。引自Xu,et al，2013[133]。

7 总结和讨论

本文就青藏高原热力作用对南海周边区域夏季气候（如东亚夏季风强度、南海夏季风爆发早晚、南海周边区域旱涝以及降水格局分布）的影响研究进行了总结回顾。高原冬春积雪异常通过影响雪盖反照率、改变辐射平衡和通过积雪-水文效应改变土壤湿度两个途径来影响东亚夏季风；通过改变大陆-海洋经向热力对比影响南海季风爆发早晚。而青藏高原热力作用对南亚夏季风的影响存在争议。有的研究认为两者间存在明显的负相关关系；有的研究认为两者间存在正相关关系。青藏高原冬春雪盖的变化通过改变西太平洋副高位置和季风环流变化来影响华南和长江流域夏季降水的分布，对其预报有重要指示意义。在全球变暖背景下，青藏高原热力作用具有明显的年代际变化特征，是导致降水呈现“南涝北旱”分布的重要影响因素。近年来，青藏高原中部和东部的感热呈现出复苏态势，“南涝北旱”的降水格局分布在将来有可能被打破。尽管科学家们取得了不少重要成果，但青藏高原热力作用对季风和降水的影响机制细节目前仍然存在一些不确定性和争议之处，需要继续探索研究。

Zhao等[135]指出，由于缺乏高原尺度的土壤水分和PBL观测网络，对高原上表面通量的拖曳系数和表面感热整体输送系数的估算存在很大差异，由此直接导致在估算热强度及其影响时产生的不确定性，影响了数值天气和气候预报模型的可靠性，导致高原上的再分析数据集和卫星产品（如气温、土壤湿度、表面热通量和辐射）存在很大的不确定性。为促进青藏高原气象研究，由中国气象局、国家自然科学基金和中国科学院共同发起青藏高原第三次大气科学实验（TIPEX-III）。TIPEX-III于2014年正式实施，并将持续8～10年。TIPEX-III的科学目标是了解高原上的地表热量收支、云微物理特性、大气水循环和对流层-平流层交换特征；阐明高原陆地-气耦合系统对恶劣天气和气候事件以及大气能量和水循环的影响；改进陆面、边界层、云-降水和对流层-平流层交换过程的参数化方案；提高天气和气候预报业务能力。TIPEX-III数据揭示了在过去的研究中青藏高原上感热的整体输送系数可能被高估，潜热通量的高原尺度不均匀性要比感热通量大，以及表面热通量与亚洲季风活动的联系。TIPEX-III观测揭示了云的特征、辐射效应和雨滴大小分布，以及暖雨过程在云和降水形成和发展中的重要性。TIPEX-III分析提供了青藏高原热力学作用对局部大气水维持和涡旋运动、下游降雨和雾霾事件以及北半球大陆温度和降雨的影响方面的新见解。

然而，由于青藏高原气候复杂、观测条件恶劣，青藏高原特别缺少能够用于气候变化研究的长时间序列的可靠观测资料，极大地限制了青藏高原气候效应的研究，特别是较长时间尺度气候变化的研究，严重制约了其在对南海周边区域的水分循环影响中所起到的重要作用及其影响机制的研究。气候模式是理解气候动力学机制和进行未来气候变化预估的重要工具。目前的气候模式在青藏高原地区的基本模拟性能低于其他地区；虽然采用观测资料去校准模式中的物理过程和参数有助于改进模式性能，但青藏高原观测资料的稀缺极大地限制了此项工作的开展。因此，有必要在高原的典型区域布设长期观测站点，为气候动力学、气候变化以及数值模式发展方面的研究提供持久而可靠的数据来源。

此外，夏季季节内振荡是影响南海周边区域降水的主要系统，尤其是持续性强降水过程，其影响时间长、作用范围广和造成危害大是有目共睹的。青藏高原及其周边地区水汽输送在季节内尺度上如何影响南海周边区域（华南等）夏季持续性降水？与热带和中高纬系统是如何相互作用和协同发展的？这些问题目前都不是十分清楚，有待进一步深入探讨。特别是在当前全球变暖背景下，青藏高原热力作用的变化可能影响南海周边降水与季节内振荡和ENSO等预测信号之间的关系。但青藏高原自身热力属性的变化规律并不十分清楚，其影响南海及周边地区气候的机制更有待通过大量观测资料和数值模拟试验来深入探讨。加强青藏高原对南海周边区域夏季气候的影响机制研究以及探讨其在全球变暖背景下的变化规律，对提高华南等地气候预测水平具有重大意义。