高原氣象學即青藏高原氣象學，是研究平均海拔高度在4000米以上的中國青藏高原這個特殊地區氣象狀況的學科。研究內容主要包括：①研究青藏高原上特殊的天氣和氣候規律，高原天氣系統的生成、移動和演變特徵，提高預報準確率；②研究高原的熱力和動力特性對於東亞大氣環流甚至整個北半球大氣環流的作用，以及高原對下游地區天氣、氣候的影響，為中國天氣預報和數值預報提供物理依據。高原氣象學的研究已取得較大進展，正逐漸成為氣象學的一個重要分支。
基本介紹
- 中文名：高原氣象學
- 外文名：Plateau meteorology
- 原名：青藏高原氣象學
- 研究海拔：4000米以上
- 學科：氣象學
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基本介紹
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8844.43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，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。
青藏高原約占我國國土總面積的1/4 ,平均海拔高達4000m 以上, 是世界上面積最大、海拔最高、地形最為複雜的高原。高原龐大的地形高聳在大氣對流層之中。對流層大氣存在著巨大的動力作用, 強迫大氣呈現鐃流和爬升運動;高原顯著的熱力作用對東亞、熱帶以及全球大氣環流產生巨大影響, 並進而導致天氣和氣候的變化。我國大範圍和長時期的乾旱、洪澇以及小範圍和短時期的暴雨、冰雹都與青藏高原的熱力作用和動力作用有關。
研究簡史
20世紀30年代後期，人們發現在北美的落基山、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，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，得到不少有意義的成果。
1960 年楊鑒初等《西藏高原學》初步總結50 年代我國氣象學者有關高原氣象的研究。70 年代高原氣象科研協作組進行四次研究會戰, 舉行四次學術討論會。
1979 年葉篤正、高由禧等《青藏高原氣象學》對我國高原氣象研究作了全面概括和總結。
隨後我國分別於1979 年、1998 年夏季進行兩次青藏高原大規模的氣象科學試驗, 並為我國乃至世界對青藏高原氣象研究揭開新的一頁, 具有劃時代的意義。
1981 年高由禧等對青藏高原氣象學幾個方面作了初步總結。
1984 年《西藏氣候》把70 年代高原氣象科考隊的研究成果作了氣候學總結, 從氣候形成、要素特徵、氣候區劃、資源評價、農牧業氣象災害方面進行了闡述。
從70年代後期以來，人們對青藏高原地區的輻射平衡和各分量，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。
研究內容
基本天氣氣候特徵
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；地面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。
高原的動力作用
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，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，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。冬季的時候，在高原北部西風側邊界裡，常出現性渦旋，而在高原南部的西風側邊界裡,常有性渦旋產生；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。
高原的熱力作用
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。
高原地面熱平衡特徵從地面感熱和潛熱、地面熱源、土壤熱交換入手, 其研究成果的主要特徵有:日變化特徵與平原一致,但存在某些明顯的差異, 提出熱平衡各分量的計算方法, 初步分析了地面感熱和潛熱並得出有意義的結果。姚永紅等(2000)發現高原感熱通量異常變化表現在東西部的差異, 夏季則表現在高原東北部和西南部的差異。
高原地面輻射特徵
1979 年高原氣象實驗從太陽直接輻射、太陽散射輻射、太陽總輻射、地面反射輻射、地面淨輻射等方面著手, 研究高原各站點、各地區夏季輻射平衡的氣候學特徵,揭示了高原地面輻射分布許多新的事實,糾正了過去一些不當看法, 提出了輻射隨海拔分布的公式等。
這些成果主要有:高原上太陽輻射各個分量主要由測站海拔高度決定;雲狀對太陽輻射的影響非常顯著;在適當條件下可以觀測到輻射的極大值;夜雨使得輻射通量密度由旱季到雨季有明顯的突變現象。
高原大氣環流及其季節變化
高原氣象實驗文集探討了1979 年夏季南北半球大氣環流變化、亞洲季風、南亞高壓、熱帶東風急流、南支西風急流等的氣候特徵及其季節變化, 發現高原是大氣低頻振盪的發源地, 低頻波可以向南北方向傳播和東西方向傳播, 低頻振盪存在遙相關;發現南亞高壓的建立不是高原直接加熱的結果, 熱帶東風急流是南亞季風振盪的重要環流因子等。
羅四維(1983)的綜述中指出100hpa青藏高壓建立的原因是東亞季風建立機理的關鍵問題, 高原的加熱作用對100hpa 青藏高壓的建立是很重要的。Zheng 和Liou(1986)以GCM 討論高原動力、熱力作用對大氣的影響。章基嘉等(1991)論述30 -50天周期大氣低頻振盪的事實、動力診斷和數值試驗。
高原大氣邊界層
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。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。
高原季風
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。這種季風不僅有年際變化和日變化，還存在著14天的準周期變化。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。
高原天氣系統
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。海陸分布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。它可分成準東西向的橫切變線和準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畫的實施，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。
高原積雪與我國環流和天氣
青藏高原積雪異常對東亞大氣環流以及我國夏季旱澇的影響非常明顯。很多研究發現冬春季高原積雪與我國夏季長江流域為正相關關係, 青藏高原積雪和歐亞積雪同我國汛期降水的相關分布基本上是相反的。冬季高原積雪與我國夏季降水的正相關區域在長江中下游和西北部部地區,負相關區域在華北和東北地區。冬季高原積雪與春季高原及鄰近地區500hpa 高原場呈顯著的相關關係, 而且也是北半球相關最顯著的地區。
過去人們對青藏高原地區雪蓋的影響大多停留在相關分析上, 陳烈庭等開創性地開展了高原雪蓋對東亞季風影響的研究, 後來採用數值模式進行試驗。數值模擬實驗表明冬夏積雪後冷卻效應為1 -2個月, 即隔季相關現象, 並分析其與大氣環流的關係及其對以後天氣氣候的影響, 並對雪蓋-環流-海溫-雨帶的相關聯繫和可能機制進行探討。陳乾金等(2000)指出高原冬季積雪異常影響東亞冬季風的異常, 進而通過Hadley 環流引起南海積雲活動異常, 造成赤道緯向風變異, 由此對我國夏季風雨帶產生影響。
動力和熱力作用的模擬
青藏高原氣象科學實驗的主要任務之一是深入了解青藏高原對於夏季東亞大氣環流和天氣過程的熱力、動力作用。1979年實驗中設計三種簡單模式;二維初始方程數值模式、p -o 坐標的初始方程數值模式、α坐標初始方程的熱帶模式。通過這些數值模式實驗得到一些結果:地形在氣流爬鐃的機械作用方面對於高原低空的氣旋性環流、高空的反氣旋性環流及青藏高壓上升運動有一定的作用;夏季熱源分布最大值在孟加拉灣上空;夏季季風環流形成和轉換中夏季風建立主要取決於非絕熱加熱。流體力學的轉盤模擬出北半球夏季的平均環流。
徐晶等(1999)模擬高原高空環流對颱風運動的影響, 結果表明高原500pha 為低值系統控制時有利於近海颱風西行, 槽較弱時路徑偏西;500pha 為高壓時沿海颱風往往轉向北行, 而高壓脊偏弱時北行速度減緩。鄭慶林(1999)研究高原對5 月份全球大氣環流季節轉換的影響, 試驗表明高原對全球大氣環流的作用是十分深厚的,可影響到對流層的大氣狀況。
研究意義
近二十年來高原氣象學得到長足的發展, 通過大規模的氣象科學考察和試驗, 發現了一些新的觀測事實, 揭示了新的氣候特徵, 並利用新的分析方法找出可能的內部機理, 許多數值模式試驗和轉盤實驗展示了高原強大的動力作用和熱力作用。
高原氣象已經從過去單純的相關分析統計手段, 發展成為利用自動氣象站、Doppler 雷達、大型計算機、高空氣象衛星等先進的裝備, 多種分析手段共用、數值模擬和氣象轉盤進行實驗的方法。這些先進的方法進一步深化青藏高原對亞洲季風以及全球氣候變異成因的理論認識, 大力推動高原大氣科學的分析和套用, 從而提高災害性天氣氣候預報的準確率。
