40年代末到50年代，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，得到不少有意义的成果。

1960 年杨鉴初等《西藏高原学》初步总结50 年代我国气象学者有关高原气象的研究。70 年代高原气象科研协作组进行四次研究会战, 举行四次学术讨论会。

1979 年叶笃正、高由禧等《青藏高原气象学》对我国高原气象研究作了全面概括和总结。

随后我国分别于1979 年、1998 年夏季进行两次青藏高原大规模的气象科学试验, 并为我国乃至世界对青藏高原气象研究揭开新的一页, 具有划时代的意义。

1981 年高由禧等对青藏高原气象学几个方面作了初步总结。

1984 年《西藏气候》把70 年代高原气象科考队的研究成果作了气候学总结, 从气候形成、要素特征、气候区划、资源评价、农牧业气象灾害方面进行了阐述。

从70年代后期以来，人们对青藏高原地区的辐射平衡和各分量，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。

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；地面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，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，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。冬季的时候，在高原北部西风侧边界里，常出现性涡旋，而在高原南部的西风侧边界里,常有性涡旋产生；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。

高原地面热平衡特征从地面感热和潜热、地面热源、土壤热交换入手, 其研究成果的主要特征有:日变化特征与平原一致,但存在某些明显的差异, 提出热平衡各分量的计算方法, 初步分析了地面感热和潜热并得出有意义的结果。姚永红等(2000)发现高原感热通量异常变化表现在东西部的差异, 夏季则表现在高原东北部和西南部的差异。

高原地面辐射特征

1979 年高原气象实验从太阳直接辐射、太阳散射辐射、太阳总辐射、地面反射辐射、地面净辐射等方面着手, 研究高原各站点、各地区夏季辐射平衡的气候学特征,揭示了高原地面辐射分布许多新的事实,纠正了过去一些不当看法, 提出了辐射随海拔分布的公式等。

这些成果主要有:高原上太阳辐射各个分量主要由测站海拔高度决定;云状对太阳辐射的影响非常显著;在适当条件下可以观测到辐射的极大值;夜雨使得辐射通量密度由旱季到雨季有明显的突变现象。

高原大气环流及其季节变化

高原气象实验文集探讨了1979 年夏季南北半球大气环流变化、亚洲季风、南亚高压、热带东风急流、南支西风急流等的气候特征及其季节变化, 发现高原是大气低频振荡的发源地, 低频波可以向南北方向传播和东西方向传播, 低频振荡存在遥相关;发现南亚高压的建立不是高原直接加热的结果, 热带东风急流是南亚季风振荡的重要环流因子等。

罗四维(1983)的综述中指出100hpa青藏高压建立的原因是东亚季风建立机理的关键问题, 高原的加热作用对100hpa 青藏高压的建立是很重要的。Zheng 和Liou(1986)以GCM 讨论高原动力、热力作用对大气的影响。章基嘉等(1991)论述30 -50天周期大气低频振荡的事实、动力诊断和数值试验。

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。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。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。

高原积雪与我国环流和天气

青藏高原积雪异常对东亚大气环流以及我国夏季旱涝的影响非常明显。很多研究发现冬春季高原积雪与我国夏季长江流域为正相关关系, 青藏高原积雪和欧亚积雪同我国汛期降水的相关分布基本上是相反的。冬季高原积雪与我国夏季降水的正相关区域在长江中下游和西北部部地区,负相关区域在华北和东北地区。冬季高原积雪与春季高原及邻近地区500hpa 高原场呈显著的相关关系, 而且也是北半球相关最显著的地区。

过去人们对青藏高原地区雪盖的影响大多停留在相关分析上, 陈烈庭等开创性地开展了高原雪盖对东亚季风影响的研究, 后来采用数值模式进行试验。数值模拟实验表明冬夏积雪后冷却效应为1 -2个月, 即隔季相关现象, 并分析其与大气环流的关系及其对以后天气气候的影响, 并对雪盖-环流-海温-雨带的相关联系和可能机制进行探讨。陈乾金等(2000)指出高原冬季积雪异常影响东亚冬季风的异常, 进而通过Hadley 环流引起南海积云活动异常, 造成赤道纬向风变异, 由此对我国夏季风雨带产生影响。

动力和热力作用的模拟

青藏高原气象科学实验的主要任务之一是深入了解青藏高原对于夏季东亚大气环流和天气过程的热力、动力作用。1979年实验中设计三种简单模式;二维初始方程数值模式、p -o 坐标的初始方程数值模式、α坐标初始方程的热带模式。通过这些数值模式实验得到一些结果:地形在气流爬铙的机械作用方面对于高原低空的气旋性环流、高空的反气旋性环流及青藏高压上升运动有一定的作用;夏季热源分布最大值在孟加拉湾上空;夏季季风环流形成和转换中夏季风建立主要取决于非绝热加热。流体力学的转盘模拟出北半球夏季的平均环流。

徐晶等(1999)模拟高原高空环流对台风运动的影响, 结果表明高原500pha 为低值系统控制时有利于近海台风西行, 槽较弱时路径偏西;500pha 为高压时沿海台风往往转向北行, 而高压脊偏弱时北行速度减缓。郑庆林(1999)研究高原对5 月份全球大气环流季节转换的影响, 试验表明高原对全球大气环流的作用是十分深厚的,可影响到对流层的大气状况。

近二十年来高原气象学得到长足的发展, 通过大规模的气象科学考察和试验, 发现了一些新的观测事实, 揭示了新的气候特征, 并利用新的分析方法找出可能的内部机理, 许多数值模式试验和转盘实验展示了高原强大的动力作用和热力作用。

高原气象已经从过去单纯的相关分析统计手段, 发展成为利用自动气象站、Doppler 雷达、大型计算机、高空气象卫星等先进的装备, 多种分析手段共用、数值模拟和气象转盘进行实验的方法。这些先进的方法进一步深化青藏高原对亚洲季风以及全球气候变异成因的理论认识, 大力推动高原大气科学的分析和应用, 从而提高灾害性天气气候预报的准确率。