青藏高原氣象學

青藏高原氣象學是研究青藏高原對大氣運動的動力和熱力作用，及其對天氣和氣候的影響的一門學科。

青藏高原是世界上最高大的高原，面積約250萬平方公里，平均高度約為4000米，其中珠穆朗瑪峰高達8848米。在青藏高原地區，不僅有獨特的天氣、氣候和環流，而且，由於這樣大尺度的地形障礙對氣流的強迫繞流、爬升和摩擦等作用，以及高原在對流層高空的冷熱源作用，對東亞、北半球甚至整個地球的大氣環流，都有重要的影響。在中國，高原氣象學已經成為專門研究的領域。

20世紀30年代後期，人們發現在北美落基山、南美的安第斯山和青藏高原的東邊，都有一個準靜止的西風帶大槽。40年代，西風帶長波理論出現之後，不少人認為，大地形東邊的長波槽是其動力擾動的結果。

40年代末到50年代，中國氣象學家葉篤正、顧震潮和陶詩言等，披露了有關青藏高原的動力作用及其影響的許多事實，指出了青藏高原的冷源和熱源作用及其季節變化和日變化，以及高原對鄰近地區的天氣和氣候的影響。

60年代，青藏高原的冷熱源作用進一步引起了人們的注意，如聯邦德國的H.弗洛恩等許多學者認為，青藏高原地面對大氣的感熱加熱（見大氣能量）是顯著的，其地形性的降水，尤其是高原東南側的孟加拉國地區，降水的潛熱加熱有更重要的作用。

70年代，人們揭示了更多有關青藏高原地區的天氣和氣候的特徵，對青藏高原的熱力作用，進行了更多的分析研究。人們進行了一系列的流體模型模擬實驗和數值試驗（見大氣運動模型實驗、大氣運動數值試驗），得到不少有意義的成果。

從70年代後期以來，人們對青藏高原地區的輻射平衡（見輻射差額）和熱量平衡各分量，都進行了實地觀測和分析研究，對地-氣系統的熱量平衡，也直接或間接地進行了計算，還利用實測資料，進行高原對大氣加熱和高原對大氣環流影響的數值試驗和動力學研究。

青藏高原上空，空氣稀薄且雜質少，密度僅為平原上空空氣的一半，所以太陽輻射強（見珠穆朗瑪峰地區氣象）；地面氣象要素的季節變化和日變化非常顯著；地形的動力和熱力擾動也很多。因此，和同緯度地區相比，青藏高原的天氣氣候有如下的特點：

①就地面氣象要素而言，以青藏高原地面氣溫最低，氣壓最低，濕度最小，風力最大；但就同緯度同高度的空間區域而言，則青藏高原地區的溫度最高（夏），濕度最小（夏），氣壓最高（夏），風力最小（冬）。

②青藏高原是全球同緯度地帶中大氣極不穩定的地區之一。和其他地區相比，對流雲終年發展,陣性降水最多，雷暴最多，雹暴最頻繁。

③高原地區中間尺度和中尺度的天氣系統最多，青藏高原是最明顯的天氣系統產生源地。

上述特徵都同青藏高原的動力作用和熱力作用有關。

包括機械作用和摩擦作用兩種。

① 機械作用。冬季，西風氣流經過高原時,6公里以下的迎風面，被迫明顯地分成南北兩支，沿地形等高線而繞流。到達高原背風面之後，這兩支西風重新匯合，形成了高原地區對流層中低空極為明顯的北脊南槽的環流形勢。夏季，東風氣流經過高原時，雖有分支繞流的現象，但不如冬季明顯。由於青藏高原的阻擋作用，西風帶的長波槽移到高原西部時，低槽中部被阻擋和填塞，切斷成南北兩個短波槽，分別繞過高原，沿著高原南北兩支西風東移，影響高原及其東部地區的天氣。

青藏高原對大氣流動的強迫爬坡作用也非常重要。冬季，高原西坡和北坡出現爬坡氣流，而東坡和南坡則為下滑氣流；夏季正好相反。因此，冬季高原西坡和北坡比東坡和南坡降水多，夏季東坡和南坡比西坡和北坡降水多。當氣壓系統被迫爬越高原時，因氣柱縮短而增壓，這將使低壓系統減弱或填塞，高壓系統更加強大或發展；當氣壓系統移出高原時，氣柱因拉長而減壓，低壓系統將加深或發展，高壓系統則將減弱或消亡。這就是高原以外的低渦系統(或高壓系統)所以不大可能（可以）移進高原，而高原上的低渦（或高壓）系統則可以（不能）移出高原又可加強（減弱）或發展（消亡）的原因。

青藏高原的阻擋所形成的大氣大規模的繞流和爬流運動及其變化，對長波和超長波，特別是對中國冬季沿海西風帶長波槽的形成和演變，都有極其重要的影響。

② 摩擦作用。地表的摩擦作用，使高原上形成大氣邊界層，高原側邊界所受的影響更為突出，它使接近側邊界的氣流速度減小，但離側邊界較遠的自由大氣，流速不發生變化，從而形成側邊界附近氣流的水平切變,產生了渦度（見大氣動力方程）。冬季的時候，在高原北部西風側邊界里，常出現反氣旋性渦旋，而在高原南部的西風側邊界里，常有氣旋性渦旋產生；夏季則不然，高原北部仍為西風側邊界，常有中尺度反氣旋產生；但高原南部由於是東風側邊界，也常常產生中尺度的反氣旋。

可分為高原地面和高原大氣的冷源和熱源作用兩種。凡是把熱量供給大氣的高原地面稱為熱源；反之，則稱該地面為冷源。同樣，當高原上空的大氣把熱量輸送給四周大氣時，則稱高原大氣為熱源；反之，則稱該大氣為冷源。

2月至11月，高原地面為熱源；12月至次年1月，作為高原主體部分的羌塘高原為冷源，其餘部分仍為熱源。6月熱源最強，1月的冷源最強。但就年平均而言，青藏高原是一個熱源。

4月至9月，高原大氣為熱源；11月至次年2月為冷源；3月和10月為過渡月份。7月熱源最強,1月冷源最強。除雨季外，高原大氣的冷源和熱源中心，都在高原中部；雨季期間，由於印度阿薩姆邦地區降水而大量釋放潛熱，使強熱源中心移至阿薩姆邦地區上空。

青藏高原熱源強度在 3月至4月急劇增加，從4月起，在高原東部出現了熱低壓，它向西和向北擴大，到了7月，整個高原為熱低壓所控制。這時有兩個明顯的強低壓中心，分別位於高原的西部和東部。從 8月以後，大氣的熱源強度迅速減弱。9月，冷源在高原西北部建立，高原的冷高壓首先在高原西北出現，繼而迅速向東南擴大,1月達到最強，這時高原的主體部分為冷高壓所盤踞。

高原大氣邊界層指距高原地面 1～2公里的層次（包括側邊界層）,在這層中地面摩擦力和湍流粘性力的影響非常突出，使地面風速按指數規律隨高度而變（見埃克曼螺線）。在這一層次里，還存在著動力性和熱力性的高低壓系統。青藏高原大氣邊界層是世界上最高的邊界層。它的水平範圍冬小夏大，底層大，頂層小；邊界層的厚度，冬薄夏厚，冬季距地面約1公里，而夏季距地達2公里。這個邊界層使高原對大氣影響的有效面積擴大了一倍，有效高度也增高了1～2公里。這就是說，青藏高原對大氣影響的有效高度，不是4～5公里，而是6～7公里，高原有效水平範圍，不是250萬平方公里，而是500多萬平方公里。

由於高原地面和大氣的冷熱源作用，使青藏高原及其鄰近地區冬夏盛行風向，發生近乎相反的變換；隨著風向的變化，天氣系統和氣候特徵也有明顯的季節變化，這種現象稱為青藏高原季風。這種季風不僅有年際變化和日變化，還存在著14天的准周期變化。青藏高原冬季為冷源，這時邊界層里常出現冷高壓，高原北部盛行西風，南部盛行東風，全高原常是乾冷少降水的天氣；夏季相反，青藏高原為熱源，邊界層里多出現熱低壓，高原北部盛行東風，南部盛行偏西風，全高原為濕“暖”多雨雪天氣。青藏高原冬夏季風的存在，使高原所在的經度帶內，夏季的哈得來環流，改變為強大的季風經圈環流；且因為冬季高原季風的經圈環流和哈得來環流的流向一致，該地區冬季的哈得來環流顯得特彆強大。

在青藏高原特有的地形及其動力和熱力作用下，形成了高原地區特有的天氣系統。如對流層高層的南亞高壓、 500百帕等壓面上的低渦和切變線等。低緯度熱帶低壓系統雖可影響高原大氣，但這種情況極少。

① 南亞高壓。它是夏季對流層上部全球最強大、最穩定和範圍最大的高壓，是在20世紀50年代末繪製100百帕天氣圖時發現的。南亞高壓的東西向長軸可達 180個經度（上萬公里），南北向的短軸可達40個緯度。在150百帕等壓面上高壓最明顯，高壓的最強中心在青藏高原上空，屬於暖性反氣旋環流系統，它又稱夏季對流層上部反氣旋、夏季亞洲季風高壓、夏季亞非季風高壓、夏季100百帕青藏高壓等。在100百帕的高空，南亞高壓中心的位置有明顯的季節性變化：冬季位於菲律賓群島附近，從4月起加強向西擴大，移到南海，5月移至中南半島上空，6月移至青藏高原,7月和8月穩定在高原及其鄰近地區並得到加強，9月撤離高原，向東南方逐漸移回到冬季的位置。海陸分佈是這個高壓形成的基本背景，但和夏季青藏高原地區(包括孟加拉國和印度阿薩姆邦)加熱以及整個副熱帶高壓帶北移也有關係，它隨著對流層高空高溫區位置變化而移動。進入春季之後，大陸比海洋升溫快，其上空大氣明顯增溫，高壓移向大陸，又因青藏高原地區加熱最明顯，故往往在高原上空形成一個最強最暖的高壓中心。入秋以後，大陸降溫快，海洋降溫慢，海洋上空形成了相對的暖區，高壓就移到了海洋上空。

夏季，南亞高壓中心位置常有緯向的移動，當它在東經100°以東地區時，屬於東部高壓型；在東經100°以西時，則為西部高壓型。每逢東部高壓型時，中國東部500百帕以上的高空均為高壓，盛行下沉氣流，長江中下游、雲南和貴州一帶，少雨偏旱；華北、西北和川西一帶，多雨偏澇。而當出現西部高壓型時，恰恰相反，長江中下游和雲南、貴州一帶，多雨偏澇；華北、西北和川西一帶，少雨偏旱。青藏高原地區的對流層上空為南亞高壓時，如果在500百帕也為高壓區，則此地區少雨偏旱；如果500百帕高空為低壓區，則此地區多雨。南亞高壓東部型和西部型的變換周期約為13～15天。

② 高原低渦。指 500百帕上有閉合等高線或氣旋性環流的渦旋。這些低渦絕大多數是在青藏高原上形成的，只有極少數是從高原以外移來的。它們大都是高原大氣邊界層現象，高度很少超過 400百帕，水平範圍約500公里左右。低渦的主要源地是申扎和班戈湖以西附近的羌塘地區，其他如那曲、柴達木、松潘和九龍等地，雖也常產生低渦，但頻數遠比羌塘地區少。低渦總是在西風帶低壓槽的前方形成，根據低渦中心區的溫度場結構，可把高原低渦分為三種：(1)溫度脊區的暖性渦;(2)溫度槽區或西風帶低壓槽前鋒區的斜壓性(見斜壓大氣)渦;(3)低渦中心與低溫中心重合的冷性渦。按天氣圖資料多年統計的結果，低渦出現的頻數以5月最多，平均為30.7個，6月為25.9個，7月為28.1個，8月為23.2個，9月為10.3個，從10月至次年3月，高原上就極少出現低渦。

夏季，在500百帕等壓面上，當西太平洋副熱帶高壓和伊朗高壓遠離青藏高原，而100百帕等壓面上的南亞高壓為西部型，且其脊線位於北緯30°以北時，高原地區的低渦很活躍，降水偏多；反之，當上述兩個高壓向高原靠近，南亞高壓為東部型時，高原地區的低渦活動少，降水偏少。低渦生成初期多為熱低壓，這時其相應的雲團多由積雨雲或中低雲組成，結構稀疏，降水量小，降水中心和暖渦中心重合；在沒有冷空氣入侵時，暖性渦順著切變線東移，到達那曲附近，雲結構變得緊密、色亮白，降水增大，但多消失在高原東部，很少移出高原；當有冷空氣侵入時，暖性渦變為斜壓性渦，雲雨得到發展，雨區多在低渦中心的東南方，它可以東移到中國東部地區，並常引起暴雨和洪澇天氣。

③ 高原切變線。夏季，在青藏高原地區500百帕等壓面上的溫度梯度小、風向對吹的不連續線，稱為切變線。它可分成准東西向的橫切變線和准南北向的豎切變線兩種。按切變線的結構不同，又可分為：

(1)在兩個小高壓之間生成的短小的暖切變線。它維持的時間短，厚度小，天氣變化不激烈。

(2)在兩個副熱帶高壓之間形成的豎切變線。其北端為冷鋒結構，南端為暖性結構，厚度較大，常常給高原地區帶來降溫強烈和降水較大的天氣。

(3) 在高原北部小高壓南側的偏東氣流和高原南部的西南氣流之間形成的切變線。其東段具有較明顯的冷鋒結構，西段是暖性的，高度一般只能到達 400百帕的等壓面上，常引起高原中東部大量降水。高原的這些切變線，常常可以橫貫整個高原。切變線是青藏高原地區夏季 5月至9月最常見的天氣系統之一，它也是高原大氣邊界層的一種現象。由500百帕天氣圖資料統計的結果表明，月平均頻數為：5月37.1次，6月41.6次7月，42.4次，8月39.9次，9月25.8次。其中以6、7月最多，冬季則很少出現。除9月份外，在5月至8月每天的08時或20時天氣圖中，至少有一時次可以觀測到切變線的存在。

高原切變線的形成及其維持的天氣條件，同低渦相似。

自20世紀60～70年代以來，對珠穆朗瑪峰地區氣象進行了一系列綜合科學考察，獲得了溫、壓、濕、風、雲、降水、輻射等珍貴資料，從而在青藏高原對大氣運動的作用和珠穆朗瑪峰地區的天氣氣候特徵等方面，都有了一些新發現。隨著大規模高原大氣實驗計劃的實施，對這些方面的研究，特別是對東亞或北半球地區天氣氣候的異常和氣候形成的研究，將會取得更多新的線索和成果。

截至2013年8月17日15時，中央氣象台連續第17天發布高溫預警，其中最高級別的高溫預警高溫橙色預警持續發布日數已達14天，此為歷史首次。長時間高溫背後的原因是什麼？中國氣象局氣候研究計劃首席科學家、正研級研究員李維京：今年青藏高原熱力作用非常顯著。今年整個冬季到春季，青藏高原的積雪很少，使得高原接受的太陽輻射比較多。青藏高原到夏季的時候就成為強大的熱源。這個熱源有利於副高偏北、偏西，而且有利於華北降水，不利於長江及江南地區的降水。同樣，從中高緯度來看。從去年9月份的秋季以來，北極海冰相當少，處於近10多年來的低點。北極海冰減少，它吸收太陽的熱量較多，也有利於副高偏北，季風偏強，有利於華北降水，不利於長江及江南地區降水。