- 吴国雄，刘屹岷等人（2005）《青藏高原加热如何影响亚洲夏季的气候格局》.大气科学
- 吴国雄，毛江玉等人，2004年，《青藏高原影响亚洲夏季气候研究的最新进展》，气象学报
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- updated by 2018/05/02
- 蒋兴文，硕士毕业论文，2007年，《青藏高原东部水汽特征与长江流域降水的关系》
- BinWang et al，2008，《Tibetan Plateau warming and precipitation changes in East Asia》
- 王慧，2005年，青藏高原正涡度源的形成及其对中国东部梅雨的影响
- 赵玉春，2010年，高原涡诱生西南涡特大暴雨成因的个例研究
青藏高原（Tibet Plateau，TP）对大气环流的影响不仅有热力作用也有动力作用。
冬季，纬向西风带气流流经青藏高原时，由于地形动力作用使气流绕行分为南北两支，北支绕过TP形成高压脊，故北疆和蒙古西部一带，经常有高压脊出现；
南支西风在TP南部形成孟加拉湾低压槽，其槽前的偏西南气流又受地形摩擦作用而减弱，具有气旋性切变，常导致低涡产生，
故冬春季节中国西南地区因处于孟加拉湾地形槽前，低涡活动特别多。
此外，在冬季，TP相对于周围自由大气是冷源，加强了高原上空大气南侧向北的温度梯度，使南支西风急流强而稳定。
其南侧地形槽槽前的暖平流是中国冬半年东部地区主要的水汽输送通道，强的暖湿空气向中国东部地区输送，
是造成该地区持久阴雨的重要条件，也是昆明准静止锋和华南准静止锋能长久维持以及江淮气旋和东海气旋生成的重要条件之一。
夏季，TP相对于四周自由大气是个热源，它使TP上空大气的水平温度梯度在北侧增大，在南侧变为相反方向。
根据热成风原理，TP南侧西风减弱，北侧西风加强。当加热到一定程度时，TP南侧西风消失而为东风所取代，形成了东风气流中全球最强的强风速中心。
高原这个巨大的热源使它上空的大气几乎在整个对流层内部都呈对流性不稳定、高温、高湿，近地面形成热低压，使得对流层中部（500hPa）的副热带高压带在此断裂。
热低压中由于气流辐合产生大规模的对流活动，把地面的感热和高温高湿空气释放的潜热带到对流层上部，
在对流层上部和平流层下部形成一个巨大的暖性高压，称为青藏高压。
青藏高压在150hPa最强，500hPa等压面属于过渡层，近地面的热低压可延展至600hPa。
高压内部为上升气流，这支上升气流到了高空即向四周辐散下沉。
高原南侧的垂直环流很明显，印度的西南季风沿喜马拉雅山爬坡上升，在高层辐散，主要部分向南流去而下沉。
下沉气流最南可到达南半球，随南半球的东南信风向北流去，越过赤道到了北半球，由于偏向力作用而转为西南气流，再北上构成一个闭合环流，即季风环流。
该环流破坏了这个季节里该区域的哈德莱环流。
从高原南北两侧辐合的气流约在30~35N之间垂直上升，这正是高原上夏季纬向辐合线的平均纬度，是高原上雨季的主要降水系统。
由于辐合线上涡度分布的不均匀，还可产生大小不同的低涡，低涡的出现，可使降水强度增大，其向东移动，是造成TP东部及邻近地区夏季暴雨天气的重要系统之一。
辐合线上涡度分布为什么会不均匀呢？
高空向北的气流真的可以到达南半球吗？是跟随着南半球Hadly环流吗？这么猛！
吴国雄，刘屹岷等人（2005）《青藏高原加热如何影响亚洲夏季的气候格局》.大气科学
19 世纪开始的高原探险发现高原上存在频发积云、 强雹线阵雨 、 霰及冰雹等, 在夏天午后还探测到 100 ～ 200 m 近地层存在超绝热温度直减率, 但对青藏高原的热状况知之不多。
不论青藏高原存在与否, 亚洲季风都会发生。青藏高原的作用是使得夏季高原西南侧的季风减弱南退, 中亚的干旱加剧, 高原东侧的东亚季风加强北伸 。
夏季青藏高原及其抬升加热对大气环流的影响加强了欧亚大陆尺度的加热对大气环流的影响, 对中亚的干旱和东亚的季风起着放大器的作用。
夏季青藏高原和伊朗高原的加热在其近地层形成浅薄低压,在高层形成深厚高压。 由于副热带地区水平涡度平流很小, 在定常状态下, 气块的垂直伸 (缩)引起的涡度变化主要由地转涡度平流 (β v)所补偿 。 于是, 在高原及其东部有上升运动, 西部为下沉运动 。
由于伊朗高原及青藏高原位于亚欧大陆的中东部, 因此,其所激发的大尺度环流和上升 (下沉)运动显著地加强了大陆尺度的大尺度环流和上升 (下沉)运动, 使东亚夏季风成为全球最激烈的季风系统之一,使中亚的干旱成为全球的显著干旱区之一
落基山脉和安第斯山均位于大陆的西部。其在其东部激发的上升运动与位于大陆东部的大陆尺度的上升运动并不连成一片,中间为下沉运动所分隔。 因此, 北美和南美的季风气候并没有亚洲季风那么明显。 相反, 落基山和安第斯山所激发的下沉运动加强了其西部的大陆尺度的下沉运动, 使副热带东太平洋地区成为全球显著的下沉运动区。 冷洋面上强烈的下沉增温形成稳定的层结和层状低云, 使副热带太平洋东部成为强大的长波辐射冷却中心。
青藏高原夏季的抬升加热及其所增强的东亚季风的潜热释放形成了东亚定常波的非绝热加热波源, 它远比波动——平均流之间的动能和位能交换强大,是东亚夏季定常波的最主要波源, 其空间分布与降水的空间分布有很好的对应关系, 显著地影响着东亚的气候格局 。
吴国雄，毛江玉等人，2004年，《青藏高原影响亚洲夏季气候研究的最新进展》，气象学报
回顾了北半球大气环流由冬到夏的季节转换期间,副热带高压脊面形态的变化,证明其断裂首先出现在孟加拉湾东部至中印半岛西部, 并指出其年际变化与青藏高原加热状况密切相关。
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今天发现南亚高压的形成可能不止青藏高原的热力作用，应该还有伊朗高原的热力作用。
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蒋兴文，硕士毕业论文，2007年，《青藏高原东部水汽特征与长江流域降水的关系》
高原地形强迫使来自南海与孟加拉湾的季风水汽流转向，青藏高原东部地区成为了进入长江流域水汽的一个重要通道， 青藏高原东部使一个高湿中心，其自身水汽变化也影响着长江流域上空水汽变化。
东亚季风区夏季水汽输送经向输送要大于纬向输送，而印度季风区夏季水汽输送以纬向输送为主
夏季定常涡动输送的经向分量是将水汽从热带向副热带输送的主要机制， 而瞬变涡动输送的经向分量则是把水汽从副热带输送到中高纬的主要机制
对长江流域而言，850hPa水汽主要来源于南海，700hPa受南海以及孟加拉湾水汽的共同影响，500hPa及以上，主要是来自高原的西风水汽输送。
瞬变扰动水汽输送不同于定常水汽输送，其输送并不是由定常流场来完成，而是由天气尺度扰动来完成。
瞬变扰动水汽输送在长江以南地区很小，最大的瞬变扰动输送在长江中下游；
高原相对东部地区而言，瞬变扰动水汽输送很小。
瞬变扰动水汽输送表现出很强的经向性。
瞬变扰动水汽输送在长江以北和青藏高原东部地区对水汽输送具有重要的贡献。
瞬变扰动水汽输送的方向由水汽分布的梯度方向决定，二者方向一致，其强度取决于风场扰动大小与水汽分布梯度大小。
在青藏高原东南部，存在三条主要的水汽输送带： 青藏高原向东的水汽输送，由孟加拉湾经青藏高原东南进入中国地区的水汽，西太平洋副热带高压西侧东南风转西南风的南海水汽。 该区是水汽进入长江流域的一个关键区，其水汽输送变化在某种程度上反映了高原动力、热力作用与东亚季风和南亚季风系统之间的相互作用。
BinWang et al，2008，《Tibetan Plateau warming and precipitation changes in East Asia》
观测资料表明TP表面温度在过去50年升高了1.8摄氏度。 该文作者通过数值模拟研究发现TP大气加热会加强东亚副热带地区的锋面降水（位于长江中下游、韩国、日本，又称梅雨锋带）。 两者之间是通过两个明显的Rossby波和TP东部的等熵面抬升造成，这会使西太副高变形，进而加强东亚副热带锋区的水汽辐合。
作者利用东亚五年平均的夏季降水做EOF，发现第一模态与利用TP地表温度和降水的相关系数分布一致，此外，EOF第一时间系数称逐年上升趋势。 （该第一模态与我的NG6h-CTRL的夏季气候态降水分布类似，但与丁一汇老师们计算的不一样，可能因为丁一汇用的站点资料）
使用ACGM并通过修改TP地表反照率来模拟不同的TP加热情况，共做了3组实验，CTRL，Warm，Cool。 潜热的释放会使空气柱上升收缩，增强南亚高压，同时使其南侧东风急流和北侧西风急流加强。TP西北下沉，东北上升。
TP的非绝热加热再高空激起一个反气旋，低空激起一个气旋。为满足静力平衡，对流层中层的空气会变得更热。 当这个热力结构向北移动与西风急流相互作用时，空气沿着TP西部的等熵线下沉，东部上升。
后面分析时提到一个“Sverdrup”涡旋，以前从没有听说过。然后，作者又用干的AGCM模式进行验证。 发现高纬度的涡旋波列时在对流层高层产生，随后向东向下传播。
王慧，2005年，青藏高原正涡度源的形成及其对中国东部梅雨的影响
高原上对流云团的东移可引起长江流域的暴雨
青藏高原及落基山不是位于大陆的东部,产生的高层动力强迫和低层洋面的热力强迫存在相位差,使 冬季定常波具有向西倾斜的结构。山脉对气流的拖曳不稳定,使基流的部分平均动能转化为定常波的扰动动能。
赵玉春，2010年，高原涡诱生西南涡特大暴雨成因的个例研究
高原低涡是夏季高原500hPa上的主要降水系统之一，它的东移常常影响高原邻近地区的降水。 高原低涡一般在高原上生消，并伴有显著的中尺度对流系统活动。
在高原涡的形成阶段，高原上地面潜热和感热起重要作用；在高原涡东移阶段，降水凝结潜热释放起重要作用
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