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1、浅析青藏高原对东亚气候的影响摘要：青藏高原正好位于西风带上，它对西风环流有阻碍和分流作用；同时由于其体积庞大，热力学性质明显，因此它对东亚季风和南亚季风有很强的牵引和阻隔作用，使得整个东亚地区的气温和降水分布都受到了影响，而且由于它表面积雪分布差异性很大，使其影响扩展到全球范围内，全球大气环流和气候格局产生了变动。关键词：青藏高原；东亚气候；大气环流；季风青藏高原旧称青康藏高原（北纬25-40；东经74-104之间），是亚洲中部的一个隆起地带。它的面积为250万Km2，是世界上最高的高原，平均海拔4000米以上，有“世界屋脊”和“第三极”之称。青藏高原实际上是一系列高大山脉组成的“大本营”。它
2、形成始于2.4亿年前，由于板块运动分离出的印度板块以较快的速度向北移动，北部插入亚欧板块下部，导致亚欧板块强烈的断裂和抬升，促使昆仑山和可可西里地区古海洋隆升为陆地。随着印度板块继续向北插入，进一步推动了洋壳的抬升。约在2.1亿年前，古特提斯海北部再次进入构造活跃期，北羌塘地区、喀喇昆仑山、唐古拉山、横断山脉脱离了海侵。到了距今8000万年前，印度板块继续向北运动，又一次引起强烈的构造运动，冈底斯山、念青唐古拉山地区急剧上升，藏北地区和部分藏南地区也相继脱离了海洋，而成为陆地。整个地势宽展舒缓，河流纵横，湖泊密布，其间有广阔的平原，气候湿润，高原地貌格局基本形成。地质学上将这一段高原崛起的构造
3、运动称为喜马拉雅运动。距今一万年前，高原抬升速度更快，以平均每年7cm的速度上升，成为当之无愧的“世界屋脊”。 青藏高原的抬升过程并不是匀速的，也不是一次性的猛增，而是经历了以上几个不同的隆升阶段，每次抬升都使高原地貌得以演进，最终形成现在的格局。青藏高原的形成从根本上改变了亚洲的地势格局、气候格局、环流格局，促使了东亚季风的形成。使得亚洲东部的地势呈现西高东低的阶梯式分布，也使这一地区的河流流向呈由中心向四周流出的模式。同时由于海拔落差大，水力资源丰富。由于青藏高原的抬升不是一次完成的，使得青藏高原上的山脉以东-西、西北-东南走向为主，其它方向相互交错分布，把青藏高原分割成为许多盆地、宽谷、
4、湖泊，使得青藏高原自身的气候复杂多变。同时由于地势落差不一，热量分布不均，加之又分布着有差异性的积雪，使得气候状况更为复杂。因为青藏高原地势高、面积大、积雪情况复杂等，在这些因素的综合作用下，使得青藏高原在东亚气候形成中有重要的影响，甚至在很大程度上起到了关键性的作用。主要表现在：（一）青藏高原对东亚地区的大气环流和天气系统有影响在地球南北纬30-55 之间存在着西风带，而青藏高原恰好位于北纬25-40之间，占据着西风带很大的一部分范围。尤其是在冬季，伴随着太阳直射点的南移，西风带也随之南移，使得青藏高原正好处于西风带中间区域（见图1），青藏高原由于面积大、海拔高，它在大气环流中犹如河流中的一
5、个小岛将河水分流成为两部分绕小岛流过，西风带也被分为南北两支，绕青藏高原南北两侧通过。这两支气流中一支从中亚细亚沿高原北侧经塔里木盆地过河西走廊、黄土高原流到我国江淮地区，使得高原北侧形成一个高压脊区；另一支从伊朗经南亚次大陆北部，绕过中南半岛北部、云贵高原到我国江淮地区，使得高原南侧形成一个低压槽区。同时，由于尾气效应，气流在高原的东侧即我国四川盆地地区辐合，从而产生涡旋，这也是西南低涡容易在四川盆地形成的缘故。青藏高原作为西风带中很大的一个障碍物，耸立于对流层的大气中。当西风吹向高原时，由于它不能穿入高原，除了沿高原两侧分成南北两支气流绕高原而过以外，还有一部分沿着青藏高原的西侧做爬升运动
6、。相反，在高原的东侧，由于海拔落差大，形成一个非常典型的下沉运动。在冬季，由于盛行西北风；在夏季，盛行东南及西南风，也同样在高原的南北两侧产生了气流的上升和下沉运动。这使得青藏高原在地理空间格局中扮演着机械抬升气流的作用，这种作用在冬季表现得最为突出。在夏季由于南部的气流较弱，则多表现为绕流。季风指一个地区冬夏之间盛行风有明显的季节变化的现象。而冬夏之间稳定的盛行风向相差120-180之间1，东亚则是世界上典型的季风区。人们一般认为季风的形成需要三个因素，即：海陆热力差异、行星风系的大气环流和高原地区的影响。巨大而又海拔高耸的青藏高原与周围的自由大气同样存在着季节性的热力差异，也同样产生了类似
7、季风的大气现象。冬季青藏高原是一个冷源，在青藏高原的低层大气中形成一个冷高压，盛行反气旋气流。高原的东南侧则盛行北风和东北风，与东亚季风相一致。相反，高原夏季则为一个热源，低层大气则为强大的热低压，盛行气旋性气流。这与我国东部-西太平洋地区的副热带高气压相配合，不仅使东侧的东南季风增强、增厚，而且使得夏季的西南季风增强，使其更加深入到华北以及东北地区。另外，夏季高原巨大的热源有助于高层南亚高压及东风急流的形成与维持，这与西南季风的爆发有着直接的联系。由此可见，青藏高原的存在改变了正常的行星风带的位置和强度，增强了海陆热力机制和行星环流的热力机制作用，使得南亚-东亚地区成为世界上著名的季风区。青
8、藏高原对东亚地区的天气系统有阻挡作用。在冬季，由于高原的面积大、海拔高，使得对冬季从西伯利亚移来的天气系统有明显的阻挡作用，使之在高原的北侧停留或减弱、或切断为南北两支的小低压槽。其中北支的小低压槽沿高原北侧东移，并且移至高原北侧的低压槽将继续减弱。但一旦低压槽移至高原东侧，其强度将会进一步加强。在夏季，孟加拉湾地区是热带风暴的又一高产区，而青藏高原的存在恰好阻挡了热带风暴的西行和北移。一般情况下，热带风暴被阻挡在高原的南麓，但当风暴的强度很大时，其风暴云系往往可以飘过高原，从而在高原地区引起暴风雪，这也是登山队在登山经常遇难的原因之一。（二）青藏高原的存在影响了整个东亚地区的降水分布青藏高原
9、对东南季风和西南季风有强烈的阻挡作用，在夏季，由于青藏高原对印度洋吹来的暖湿气流的阻挡作用，使得暖湿气流吹不到广大的西北地区。加上高原北侧恰好是一个下沉气流区，这使得我国西北地区年降水量很少，有不少地区年降水量不到100mm，从而导致我国西北地区多沙漠和戈壁，如塔里木盆地中的塔克拉玛干沙漠及内蒙的阿拉善沙地等，植被稀少，土地沙漠化严重。而在冬季，蒙古及西伯利亚地区形成了亚洲地区的高压中心蒙古-西伯利亚高压，盛行反气旋气流，而青藏高原的阻挡作用使得空气大量在蒙古高原堆积。形成又干又冷的高压系统，进一步加深了我国西北地区的旱情，带来了严重的寒潮危害。但是，由于青藏高原的阻挡使得冷空气在冬季无法进入
10、印度半岛地区，从而使得印度半岛地区冬季温暖而湿润。在全球的副热带上，有一个名为哈德莱环流的下沉气流区2，而我国东南部地区恰好位于这一带上。本应在这一带上是干旱少雨的，如非洲的撒哈拉地区、西亚的阿拉伯地区、北美的内华达-盐湖地区等。然而在我国的东南江淮地区、日本-韩国地区，夏季降水可达500-600mm，多的年份可达800mm，甚至有的年份可达1200mm，引起严重的洪涝灾害。这进一步说明了青藏高原对亚热带季风的牵引作用，使得热带多雨区向北延伸到我国的江淮地区以及韩国和日本，甚至达到我国华北和东北地区。因此，青藏高原的存在加强了亚洲季风向东亚延伸，加强了印度洋的水气向东亚地区的输送，大大地加强了
11、我国东部地区的降水量以及韩国日本的降水量，从而使得东亚地区逃过了回归带上沙漠的厄运。在青藏高原上分布着很大面积的雪盖。观察研究发现，东亚夏季风强度与欧亚大陆存在着负相关3。作为高低纬间下垫面热力差异的重要因子之一的陆地雪盖分布，加快或延迟季节间的转换过程，从而影响到季风的形成与发展进程。青藏高原冬春季的雪盖异常将直接关系到初夏的东亚季风的到来情况。由于季风的进退同我国雨季的起讫和雨带的移动有着十分密切的关系。通常雨带6月份在长江流域，7月中旬以后将移至华北一带。但由于孟加拉湾低槽的维持和西太平洋副热带高压偏南，主要雨带则相应在华南至两湖地区徘徊，季节性的雨带移动响应推迟，这恰好是高原雪盖异常带
12、来的影响，容易引起江淮地区的洪涝灾害。另外，统计分析也发现，多雪年比少雪年初夏季风要明显偏弱4，这是由于在冰雪表面的饱和水气压比同温度的水平面低，冰雪供给空气的水分甚少，相反冰雪表面常出现逆温现象，水气压的垂直梯度往往是冰雪面低而低空高，于是空气反而给冰雪面输送水分，所以冰雪面不仅有使空气致冷的作用，而且有致干作用，同时由于大气的逆温辐射微弱，对于冰雪面损失的热量更难以补偿。冰雪面的这种致干致冷作用在多雪年会更强，而恰好这种作用进一步助长了亚洲高压的势力，使得冬季风势力增强，同时消雪还需吸收热量，这就使得致干致冷时间更长，从而延续了冬季风的持续时间，而是夏季风变弱来迟。由于沿北纬30度的高空基
13、本气流为西风，青藏高原东侧的动力作用对基本气流产生了下坡效应，所以青藏高原东侧沿地形表面向高原主体的辐合气流只能是由于高原的加热作用引起，高原热源是维持高原东侧垂直辐散环流上升的主要因素，在强大的高原热源影响下，高原以外的空气向高原强烈辐合上升，辐合到高原的空气一部分通过高空的青藏高压向四周辐散，在高原东坡由于地形坡度大，高原加热作用和低层向高原主体辐合的气流沿地形爬坡作用将引起气流强烈的上升运动，并且气流在上升过程中，由于水汽凝结，潜热释放又进一步加强了上升运动，一部分上升的空气在500hpa附近即向东辐散，在东经110度-115度产生补偿下沉和东风会流，使得其在北纬30度附近下降与梅雨锋环
14、流相互作用，这大大加强了四川地区以及江南地区的降水，加剧了我国降水分布南北不均的格局。（三）青藏高原影响着东亚的气温分布青藏高原的地势高、面积大，加之地形复杂、起伏较大，所以分布在高原表面的积雪差异性很大，中西部积雪为不稳定积雪，连续积雪日数少于1月；而受地形的影响，在喜马拉雅山脉东部的念青唐古拉山、帕米尔高原、大雪山以及巴颜喀拉山-唐古拉山脉等其它地区的积雪最大深度均超过50cm；同时，还有如柴达木盆地和雅鲁藏布江、狮泉河流域甚至不足10cm，低于同纬度的长江中下游平原地区的积雪分布。这就使其对气温分布的影响更加复杂，这不仅表现在水平方向上，而且表现在垂直方向和时间跨度上。青藏高原的冬春积雪
15、将严重影响到青藏高原上部的热量布局。由于雪盖增多可以增大地面对太阳短波辐射的反射率，一般情况下，新雪对太阳的辐射率可达0.80-0.90，从而大大减少了地面对太阳辐射的吸收，并且由于融雪需要大量的热量，相应地表温度就降低；相反雪盖面积小、厚度薄，则气温相应就高。此外，积雪的融化还可以改变土壤水分含量，也影响蒸发，进一步影响到地表的水分收支，从而也影响到气温的分布。青藏高原冬、春雪盖深度距平的年纪变化（引自李培基，1996）如图2可以见到积雪的年际变化也影响气温的年际变化5。积雪量和当年的气温存在着相关现象。青藏高原地形影响的温度距平分布图（a）近地面6如上图3可以看出青藏高原的存在，在纬向上影
16、响着气温的分布，使得高原区同同纬度的等温线相比较，明显的向南凸出，这也影响了青藏高原地区的地理景观和动植物分布。青藏高原雪盖的大小变化不仅影响了本区域的近地面气温分布，而且影响到其它地区气温的分布状况，我国科学家的研究发现，冬春季青藏高原积雪的变化，对我国东北地区夏季的气温有重要影响，冬春积雪面积偏大的年份，夏季东北地区气温偏低；冬春季积雪面积偏小的年份，夏季东北气温偏高，同时对日本的东北部的气温也存在着类似的影响。青藏高原不仅在水平方向对气温分布有明显的影响，依图4和图5以及前面的图3综合分析：青藏高原地形影响的温度距平分布图7（b）500毫巴层 (c)100毫巴层可以看出青藏高原影响着这一地区对流层气温的垂直状况。由于青藏高原的平均海拔在4000m以上，从春季开始由于太阳辐射的增强，青藏高原地表吸收的能力增多，因此在地表和低空逐渐变暖。由于高原四周的落差较大，加之四周是大气，而大气每上升1.
