补充资料：青藏高原气象学

    　　研究青藏高原对大气运动的动力和热力作用，及其对天气和气候的影响的一门学科。青藏高原是世界上最高大的高原，面积约250万平方公里,平均高度约为4000米，其中珠穆朗玛峰高达8848米。在青藏高原地区，不仅有独特的天气、气候和环流，而且，由于这样大尺度的地形障碍对气流的强迫绕流、爬升和摩擦等作用，以及高原在对流层高空的冷热源作用，对东亚、北半球甚至整个地球的大气环流，都有重要的影响。在中国，高原气象学已经成为专门研究的领域。
　　
　　研究简史 　20世纪30年代后期，人们发现在北美的落基山、南美的安第斯山和青藏高原的东边，都有一个准静止的西风带大槽。40年代，西风带长波理论出现之后，不少人认为，大地形东边的长波槽是其动力扰动的结果。40年代末到50年代，中国气象学家叶笃正、顾震潮和陶诗言等，披露了有关青藏高原的动力作用及其影响的许多事实，指出了青藏高原的冷源和热源作用及其季节变化和日变化，以及高原对邻近地区的天气和气候的影响。60年代，青藏高原的冷热源作用进一步引起了人们的注意,如联邦德国的H.弗洛恩等许多学者认为,青藏高原地面对大气的感热加热（见大气能量）是显著的，其地形性的降水,尤其是高原东南侧的孟加拉国地区,降水的潜热加热有更重要的作用。70年代，人们揭示了更多有关青藏高原地区的天气和气候的特征，对青藏高原的热力作用，进行了更多的分析研究。人们进行了一系列的流体模型模拟实验和数值试验（见大气运动模型实验、大气运动数值试验），得到不少有意义的成果。从70年代后期以来，人们对青藏高原地区的辐射平衡（见辐射差额）和热量平衡各分量，都进行了实地观测和分析研究，对地-气系统的热量平衡,也直接或间接地进行了计算，还利用实测资料，进行高原对大气加热和高原对大气环流影响的数值试验和动力学研究。
　　
　　研究内容 　基本天气气候特征　青藏高原上空，空气稀薄且杂质少，密度仅为平原上空空气的一半，所以太阳辐射强（见珠穆朗玛峰地区气象）；地面气象要素的季节变化和日变化非常显著；地形的动力和热力扰动也很多。因此，和同纬度地区相比，青藏高原的天气气候有如下的特点：①就地面气象要素而言，以青藏高原地面气温最低，气压最低，湿度最小，风力最大；但就同纬度同高度的空间区域而言，则青藏高原地区的温度最高（夏），湿度最小（夏），气压最高（夏），风力最小（冬）。②青藏高原是全球同纬度地带中大气极不稳定的地区之一。和其他地区相比,对流云终年发展,阵性降水最多，雷暴最多，雹暴最频繁。③高原地区中间尺度和中尺度的天气系统最多，青藏高原是最明显的天气系统产生源地。上述特征都同青藏高原的动力作用和热力作用有关。
　　
　　高原的动力作用 　包括机械作用和摩擦作用两种。
　　
　　① 机械作用。冬季，西风气流经过高原时,6公里以下的迎风面，被迫明显地分成南北两支，沿地形等高线而绕流。到达高原背风面之后，这两支西风重新汇合，形成了高原地区对流层中低空极为明显的北脊南槽的环流形势。夏季，东风气流经过高原时，虽有分支绕流的现象，但不如冬季明显。由于青藏高原的阻挡作用，西风带的长波槽移到高原西部时，低槽中部被阻挡和填塞，切断成南北两个短波槽，分别绕过高原，沿着高原南北两支西风东移，影响高原及其东部地区的天气。
　　
　　青藏高原对大气流动的强迫爬坡作用也非常重要。冬季，高原西坡和北坡出现爬坡气流，而东坡和南坡则为下滑气流；夏季正好相反。因此，冬季高原西坡和北坡比东坡和南坡降水多，夏季东坡和南坡比西坡和北坡降水多。当气压系统被迫爬越高原时，因气柱缩短而增压，这将使低压系统减弱或填塞，高压系统更加强大或发展；当气压系统移出高原时，气柱因拉长而减压，低压系统将加深或发展，高压系统则将减弱或消亡。这就是高原以外的低涡系统(或高压系统)所以不大可能（可以）移进高原，而高原上的低涡（或高压）系统则可以（不能）移出高原又可加强（减弱）或发展（消亡）的原因。
　　
　　青藏高原的阻挡所形成的大气大规模的绕流和爬流运动及其变化，对长波和超长波，特别是对中国冬季沿海西风带长波槽的形成和演变，都有极其重要的影响。
　　
　　② 摩擦作用。地表的摩擦作用，使高原上形成大气边界层，高原侧边界所受的影响更为突出，它使接近侧边界的气流速度减小,但离侧边界较远的自由大气,流速不发生变化,从而形成侧边界附近气流的水平切变,产生了涡度（见大气动力方程）。冬季的时候，在高原北部西风侧边界里，常出现反气旋性涡旋，而在高原南部的西风侧边界里,常有气旋性涡旋产生；夏季则不然,高原北部仍为西风侧边界，常有中尺度反气旋产生；但高原南部由于是东风侧边界，也常常产生中尺度的反气旋。
　　
　　高原的热力作用 　可分为高原地面和高原大气的冷源和热源作用两种。凡是把热量供给大气的高原地面称为热源；反之，则称该地面为冷源。同样，当高原上空的大气把热量输送给四周大气时，则称高原大气为热源；反之，则称该大气为冷源。
　　
　　2月至11月，高原地面为热源；12月至次年1月，作为高原主体部分的羌塘高原为冷源，其余部分仍为热源。6月热源最强，1月的冷源最强。但就年平均而言，青藏高原是一个热源。
　　
　　4月至9月,高原大气为热源；11月至次年2月为冷源；3月和10月为过渡月份。7月热源最强,1月冷源最强。除雨季外,高原大气的冷源和热源中心,都在高原中部；雨季期间,由于印度阿萨姆邦地区降水而大量释放潜热,使强热源中心移至阿萨姆邦地区上空。
　　
　　青藏高原热源强度在 3月至4月急剧增加，从4月起，在高原东部出现了热低压，它向西和向北扩大,到了7月，整个高原为热低压所控制。这时有两个明显的强低压中心，分别位于高原的西部和东部。从 8月以后，大气的热源强度迅速减弱。9月,冷源在高原西北部建立，高原的冷高压首先在高原西北出现，继而迅速向东南扩大,1月达到最强，这时高原的主体部分为冷高压所盘踞。
　　
　　高原大气边界层 　高原大气边界层指距高原地面 1～2公里的层次（包括侧边界层）,在这层中地面摩擦力和湍流粘性力的影响非常突出，使地面风速按指数规律随高度而变（见埃克曼螺线）。在这一层次里，还存在着动力性和热力性的高低压系统。青藏高原大气边界层是世界上最高的边界层。它的水平范围冬小夏大，底层大，顶层小；边界层的厚度，冬薄夏厚，冬季距地面约1公里，而夏季距地达2公里。这个边界层使高原对大气影响的有效面积扩大了一倍，有效高度也增高了1～2公里。这就是说，青藏高原对大气影响的有效高度，不是4～5公里，而是6～7公里，高原有效水平范围,不是250万平方公里，而是500多万平方公里。
　　
　　高原季风 　由于高原地面和大气的冷热源作用，使青藏高原及其邻近地区冬夏盛行风向，发生近乎相反的变换;随着风向的变化,天气系统和气候特征也有明显的季节变化，这种现象称为青藏高原季风。这种季风不仅有年际变化和日变化，还存在着14天的准周期变化。青藏高原冬季为冷源，这时边界层里常出现冷高压，高原北部盛行西风，南部盛行东风，全高原常是干冷少降水的天气；夏季相反，青藏高原为热源，边界层里多出现热低压，高原北部盛行东风，南部盛行偏西风，全高原为湿"暖"多雨雪天气。青藏高原冬夏季风的存在，使高原所在的经度带内，夏季的哈得来环流，改变为强大的季风经圈环流；且因为冬季高原季风的经圈环流和哈得来环流的流向一致，该地区冬季的哈得来环流显得特别强大。
　　
　　高原天气系统 　在青藏高原特有的地形及其动力和热力作用下，形成了高原地区特有的天气系统。如对流层高层的南亚高压、 500百帕等压面上的低涡和切变线等。低纬度热带低压系统虽可影响高原大气，但这种情况极少。
　　
　　① 南亚高压。它是夏季对流层上部全球最强大、最稳定和范围最大的高压,是在20世纪50年代末绘制100百帕天气图时发现的。南亚高压的东西向长轴可达 180个经度（上万公里），南北向的短轴可达40个纬度。在150百帕等压面上高压最明显,高压的最强中心在青藏高原上空,属于暖性反气旋环流系统,它又称夏季对流层上部反气旋、夏季亚洲季风高压、夏季亚非季风高压、夏季100百帕青藏高压等。在100百帕的高空，南亚高压中心的位置有明显的季节性变化：冬季位于菲律宾群岛附近，从4月起加强向西扩大，移到南海，5月移至中南半岛上空，6月移至青藏高原,7月和8月稳定在高原及其邻近地区并得到加强，9月撤离高原,向东南方逐渐移回到冬季的位置。海陆分布是这个高压形成的基本背景，但和夏季青藏高原地区(包括孟加拉国和印度阿萨姆邦)加热以及整个副热带高压带北移也有关系，它随着对流层高空高温区位置变化而移动。进入春季之后，大陆比海洋升温快，其上空大气明显增温，高压移向大陆，又因青藏高原地区加热最明显，故往往在高原上空形成一个最强最暖的高压中心。入秋以后，大陆降温快，海洋降温慢，海洋上空形成了相对的暖区，高压就移到了海洋上空。
　　
　　夏季，南亚高压中心位置常有纬向的移动，当它在东经100°以东地区时，属于东部高压型；在东经100°以西时，则为西部高压型。每逢东部高压型时，中国东部500百帕以上的高空均为高压，盛行下沉气流,长江中下游、云南和贵州一带，少雨偏旱；华北、西北和川西一带，多雨偏涝。而当出现西部高压型时，恰恰相反，长江中下游和云南、贵州一带，多雨偏涝；华北、西北和川西一带，少雨偏旱。青藏高原地区的对流层上空为南亚高压时，如果在500百帕也为高压区,则此地区少雨偏旱；如果500百帕高空为低压区,则此地区多雨。南亚高压东部型和西部型的变换周期约为13～15天。
　　
　　② 高原低涡。指 500百帕上有闭合等高线或气旋性环流的涡旋。这些低涡绝大多数是在青藏高原上形成的，只有极少数是从高原以外移来的。它们大都是高原大气边界层现象，高度很少超过 400百帕，水平范围约500公里左右。 低涡的主要源地是申扎和班戈湖以西附近的羌塘地区，其他如那曲、柴达木、松潘和九龙等地，虽也常产生低涡，但频数远比羌塘地区少。低涡总是在西风带低压槽的前方形成，根据低涡中心区的温度场结构,可把高原低涡分为三种：(1)温度脊区的暖性涡;(2)温度槽区或西风带低压槽前锋区的斜压性(见斜压大气)涡;(3)低涡中心与低温中心重合的冷性涡。按天气图资料多年统计的结果，低涡出现的频数以5月最多,平均为30.7个，6月为25.9个，7月为28.1个，8月为23.2个，9月为10.3个，从10月至次年3月,高原上就极少出现低涡。
　　
　　夏季，在500百帕等压面上,当西太平洋副热带高压和伊朗高压远离青藏高原,而100百帕等压面上的南亚高压为西部型,且其脊线位于北纬30°以北时，高原地区的低涡很活跃，降水偏多；反之，当上述两个高压向高原靠近,南亚高压为东部型时,高原地区的低涡活动少，降水偏少。低涡生成初期多为热低压，这时其相应的云团多由积雨云或中低云组成，结构稀疏，降水量小，降水中心和暖涡中心重合；在没有冷空气入侵时，暖性涡顺着切变线东移，到达那曲附近，云结构变得紧密、色亮白,降水增大,但多消失在高原东部，很少移出高原；当有冷空气侵入时，暖性涡变为斜压性涡，云雨得到发展，雨区多在低涡中心的东南方，它可以东移到中国东部地区，并常引起暴雨和洪涝天气。
　　
　　③ 高原切变线。夏季,在青藏高原地区500百帕等压面上的温度梯度小、风向对吹的不连续线，称为切变线。它可分成准东西向的横切变线和准南北向的竖切变线两种。按切变线的结构不同,又可分为：(1)在两个小高压之间生成的短小的暖切变线。它维持的时间短，厚度小,天气变化不激烈。(2)在两个副热带高压之间形成的竖切变线。其北端为冷锋结构,南端为暖性结构,厚度较大，常常给高原地区带来降温强烈和降水较大的天气。(3) 在高原北部小高压南侧的偏东气流和高原南部的西南气流之间形成的切变线。其东段具有较明显的冷锋结构，西段是暖性的，高度一般只能到达 400百帕的等压面上，常引起高原中东部大量降水。高原的这些切变线，常常可以横贯整个高原。切变线是青藏高原地区夏季 5月至9月最常见的天气系统之一,它也是高原大气边界层的一种现象。由500百帕天气图资料统计的结果表明,月平均频数为：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,冬季则很少出现。除9月份外,在5月至8月每天的08时或20时天气图中，至少有一时次可以观测到切变线的存在。
　　
　　高原切变线的形成及其维持的天气条件，同低涡相似。
　　
　　自20世纪60～70年代以来，对珠穆朗玛峰地区气象进行了一系列综合科学考察，获得了温、压、湿、风、云、降水、辐射等珍贵资料，从而在青藏高原对大气运动的作用和珠穆朗玛峰地区的天气气候特征等方面，都有了一些新发现。随着大规模高原大气实验计划的实施，对这些方面的研究，特别是对东亚或北半球地区天气气候的异常和气候形成的研究，将会取得更多新的线索和成果。
　　
　　

参考书目
　　　叶笃正等著：《青藏高原气象学》，科学出版社，北京，1979。
　　　杨鑑初等著：《西藏高原气象学》，科学出版社，北京，1960。
　　

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