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1、青藏高原对我国气候的影响罗华（兰州城市学院化学与环境科学学院 甘肃 兰州 730070）摘 要：地形是影响气候的主要因素之一。 称为“世界屋脊”的青藏高原，形成于第三纪，第四纪以来，高原大幅度上升。它的隆起不仅改变了高原本身气候，而且通过影响大气环流进一步影响了高原四周的气候。本文根据高原独特的热力作用和动力作用，分析了青藏高原对东亚的季风环流乃至北半球西风气流运动的影响，阐明其对中国气候的影响和作用。关键词：青藏高原；季风；动力作用；热力作用；中国气候一、独特的高原气候特点一、独特的高原气候特点青藏高原位于我国西南部岷山 邛崃山锦屏山以西地区，介于昆仑山、阿尔金山、祁连山与喜马拉雅山之间，地
2、势高峻，平均海拔 40005000米，是世界上海拔最高的大高原，其珠穆朗玛峰海拔 8844.43米，号称“世界的第三极 ” 。青藏高原面积250万平方公里，东西长3000 公里，南起25N，北至40N，跨15个纬度，南北宽1500公里，约占我国陆地面积的1/4，雄踞亚洲的中部，位于我国的西南部，几乎占冬季中纬度对流层厚度的13以上，成为中纬度大气环流中一个庞大的障碍物，在整个中纬度地区的大气环流中起着重要作用，同时也使其所在地区形成了独特的高原气候。（一）气温低、日温差大，年温差小。青藏高原地高天寒，气温比同纬度的东部平原低得多，年平均气温除高原南部的谷地较高外，大都低于5，藏北高原和山脉上部
3、均在 0以下。青藏高原空气稀薄，日照丰富，且地面多裸露岩、沙砾，使地面白天吸热多，增温迅速；夜晚，地面长波辐射冷却快，气温迅速下降，故气温日较差大。在高原的热源作用下，夏季气温低，冬季多晴天，日照时间较长，白天不阴凉，因此气温年较差较小。大部分地区在20左右，而东部平原地区的长沙和汉口分别为 24.9、26。这种日较差大、年较差小的特点，与我国东部同纬度地区有明显差别（见下表）。西藏南部同纬度东部低地的气温年较差、日较差比较纬度（N）海拔（米）年较差（）日较差（）拉萨29423，658178148成都304050620274南昌28404924874（二）日照长、太阳辐射强，日照时数多。2青藏
4、高原地势高耸，日出早，日落迟，日照时间长。空气稀薄清洁，尘埃和水汽含量少，大气透明度高。白天晴天多，多雨季节仍以昼晴夜雨居多。当阳光透过大气层时，能量损失较少，是全国太阳辐射量最多的地区。太阳辐射值大都在67.2亿焦耳/（平方米年）以上，远比同纬度的东部地区高得多。如拉萨的年总辐射量为84.8亿焦耳/平方米，但纬度相近的上海为 49.9亿焦耳/平方米，青藏高原日照时数全年在 22003600小时之间，由东南向西北逐渐增加。如拉萨日照时数 3021.6小时，比东部同纬度宁波（2087）高出近一千小时，故拉萨有 “日光城”之称。太阳辐射强、日照时间长、气温年较差较小，大大地弥补了高原纬度低的不足，
5、且有利于作物碳水化合物的合成，而夜间气温低又可以减少作物养分的消耗量。不少地区已突破“高寒禁区” ，把冬小麦种植到4320米的高度。丰富的光能资源，为开发新能源展示了广阔的前景。（三）干湿季分明，干季多大风，降水地域差异明显。高原上由于夏季热低压而出现暖湿降水天气，冬季冷高压则形成干寒大风天气，独特的高原季风产生了明显的干湿季变化。盛行风系随季节的显著变化，冬半年西风带控制高原地区为干季（ 10月至翌年4月） ，夏半年受湿润的西南和东南季风影响， 90%以上的降水量明显地集中在夏半年（ 59月） ，即湿季。如拉萨59月降水量占全年降水量的97%，而干季仅占3%，干湿季十分明显，因而出现了明显的
6、干湿季交替现象。青藏高原降水分布地区差异极为悬殊，东南部的察隅以南降水丰沛。位于国境线的巴昔卡，海拔157米，年降水量达4495毫米，是全国最多的降水中心之一，而西部柴达木盆地的西端年降水量仅13.5毫米，降水量最多的地区是最少地区的 300多倍，但大部分地区年降水量在50900毫米之间。从东南向西北递减，年降水量梯度约 100毫米/100千米与我国东部平原地区相当。喜马拉雅山横亘于高原南缘，对南来北上的湿润气流具有明显的屏障作用。青藏高原上对流旺盛，经常出现暴雨和冰雹天气，以那曲、丁青以北、唐古拉山以南地区出现最多，全年雷暴和雹日达 100天。高原终年在高原西风气流控制下常出现大风。阿里地区
7、全年8级以上大风日数在150天以上，改则更多达200天，冬春为大风季节，改则大风经常连刮3天以上。可见，多雷暴、冰雹、夜雨等特点也是青藏高原上特殊的气候特色。二二、青藏高原的隆起与我国季风的形成青藏高原隆起是地球演化史上一起重大的事件，它的隆起不仅对高原及其毗邻地区，而且对北半球、乃至全球的气候产生了深刻的影响。现代气象学家研究1表明，青藏高原与亚洲季风活动密切相关。（一）青藏高原的隆起历史3青藏高原是由几个较小的陆块拼合而 成的断块高原。震旦纪时，高原的主体 （藏北）及江河源一带处于隆起状态，其周围则 为凹陷区。加里东运动时期，除藏北保持隆起 状态外，北部的昆仑山地发生褶皱，南部 边缘也大块
8、断隆起。上古生代是青藏高原地 质发展史上的一个重要转折时期，除西段班公湖，印度河源地区及东北部的昆仑松潘隆起区外。广大地区开始大面积和大幅度下陷。自早二叠世晚期以来，由于在我国相继发生海西、印支和燕山运动，亚欧大陆南缘的几个小陆块和南大陆（岗瓦拉）北缘的若干大陆块不断向北漂移，并与亚欧大陆碰撞，位于亚欧大陆南面的古地中海（特提斯）逐步南撤和封闭，亚欧大陆得以向南增生。喜马拉雅山运动使亚欧大陆和本属南大陆的南亚次大陆连成一体，古地中海完全退出青藏地区。中始新世的喜马拉雅运动第一幕，冈底斯山开始隆升。但此时青藏高原海拔并不高，狮泉河 改则班戈丁青一线以南气候 湿热，此线以北炎热干燥，这就表明当时尚
9、未发育季风环流，这种气候动力作用导致了第三纪夷平面的形成。而目前这一级夷平面已抬升到海拔 6000米上下，仅分布在各高 大山脉顶部，唐古拉以南分布较广。中新世的喜马拉雅运动使喜马拉雅山开始隆起，同时，在高原内部，则形成一些新的断陷和山岭。青藏高原的强烈隆升是从上新世晚期或第四纪早期才开始形成的，据李吉均研究2，认为青藏高原快速隆起开始于 3.6万年的青藏运动，这时青藏高原地区平均海拔从 1000米上升到2000米以上，此时高原已形成。而始于 1.10.6万年的昆仑 黄河运动，使得高原达到3000米的高度，山地则高达4000米以上，高原从而进入冰冻圈，高原的新旧 断裂活动活跃，高山深谷地貌形成并
10、发展。共和运动时期（发生在0.15万年以来） ，它使得青藏高原到达现代高度，而喜马拉雅山普遍超过 6000米，成为阻挡印度洋季风的重大 障碍。（二）季风的形成季风是指一年中某区域大范围的盛行风向随季节有规律的改变，并且方向相反或者接近相反方向而形成的风。季风的形成与海陆热力性质差异及气压带、风带的季节移动有关，同时还受到地转偏向力的影响。亚洲季风区是世界上最显著的季风区。季风区雨热同期，利于植物生长，养育着众多的人口（中国和印度为世界上人口最多的国家）。分析发现，亚洲季风系统中存在着 三个相对独立的子系统：南亚季风、东亚季风、高原季风3。1.南亚季风的形成Flohn最早提出青藏高原在大尺度南亚
11、季风中的重要性。后来 Manade 利用大气环流模式（GCM）进行了有山、无山的对比实验使得这一问题得到全面而深入的认识。青藏高原大地形不仅直接控制着冬季西伯利亚高压的位置和强度，而且决定着夏季风的建立和发4展。近年来又有一系列关于高原作用的 数值试验，其中在对亚洲季风的影响方 面与以前的结论没有大的区别。虽然有人根据南 亚气候突变及阿拉伯海上升流加强的 地质证据，提 出印度洋地区的西南季风可能开始于 中新世末和上新世初。但是，最近 的数值实验表明， 由于从早渐新世到晚中新世，欧亚大陆的古地理环境发生了巨大变化，Paratethys海的退宿导致欧亚大陆面积扩大，从而使亚洲季风及其降水（主要指
12、30N以南的地区）显 著增强。所以他们认为Paratethys海退缩引起海陆分布变化在对亚洲季风的驱动力方面与高原隆升的作用同等重要。综合各种 GCM模拟及地质记录的分析结果来看，即使在 高原强烈隆升之前、地形高度还很低的情况下，南亚季风就已经存在。只是随着高原隆升加大了南亚地区由海陆分布所奠定的经向热力对比，从而使南亚季风进一步得到加强。2.东亚季风的形成与高原隆升的关系过去对东亚季风形成的研究较少，至今尚缺乏清晰和全面的认识。这里我们首先应当澄清几个概念。有人曾经认为，在地质时期，东亚冬、夏季风形成的时代不同。例如，一种说法为夏季风早就存在，而冬季风是上新世或第四纪以来才开始出现的。这种提
13、法未必合适，因为季风的基本定义是指盛行风向冬夏反向的现象，所以冬夏季风是相伴随的。在一个没有冬季风的时代就谈不上夏季风，反之。事实上，一个完整的季风系统应当包含“季风风系”和“季风雨系”两个方面3。我们认为现代意义上的 东亚季风建立应满足以下两个条件：第一，在东亚 30N以北地区存在季节性交替的夏 季偏南而冬季偏北的盛行风；第二，冬夏反向的气流来自物理性质不同的气团，因而造成冬季干冷、夏季相对湿热的气候。一些物理学家从高原隆起和环境变化的地质证据方面论证了东亚季风的发展4，他们认为现代东亚季风气候格局主要是随着第四纪以来高原的强烈隆升而建立的。从过去的某些数值试验看，东亚夏季风的确是随着高原高
14、度的上升而不断向北发展。例如，Kutzbach等5利用大气及海气藕合GCM模拟的结果说明，夏季高原东侧的偏南风随着高原隆升逐渐向北扩展。无地形时夏季地面南风一般不超过 20N，当高原地形上升到一半 左右时，地面南风可以向北扩展到30N附近，只有在高原完全隆起之后，高原东侧的 偏南风才能推进40N以北。最近，刘晓东和乔彦军6完成一系列改变青藏高原地形高 度的数值实验进一步说明，东亚季风，特别是东亚长江以北地区的冬季风比夏季风更为敏感地响应于高原隆升。3.高原季风的出现，使我国的季风性气候尤为明显青藏高原表面的物理性质与同高度自由大气相比有很大的差异。夏季高原成为热源，气流在高原面上辐散，形成青藏
15、热低压，这个热低压从春季就逐渐发展、演化，到5、6月初基本形成，盛夏达到最强盛，它的形 成破坏了北半球副热带高压带的连续分布。 冬季5高原面迅速降温，形成低温、高压中心。 夏季高原热低压的形成有利于高原面上 气流的辐合，而冬季又有利于高原面上气流的散 发。气压场的季节性变化引起了局部 环流的季节性变化，夏季，高原周围气流流向高原；冬 季，高原上气流流向高原四周，从而形成高 原季风。高原季风对环流和气候影响很大，它使我国冬夏对流层低层的季风厚度增大。我国西南地区冬、夏季分别处在青藏冷高压环流和热低压环流的东南方，分别盛行东北季风和西南季风，这与由海陆热力差异所形成的低层季风方向完全一致，两者叠加
16、起来，使我国西南部地区季风的厚度特别大。三、青藏高原对大气环流的影响三、青藏高原对大气环流的影响（一）青藏高原对对流层下层风场的动力作用冬季，北半球的西风带南移，控制我国广大地区的上空。由于高大的青藏高原的存在，使三四千米以下的西风气流产生动力分支、绕流、汇合，形成南北两支急流。北支在高原西北部形成西南气流，给高原北侧、新疆中部的天山地区带来一定的湿度。当这支气流再绕过新疆北部和南下的极地大陆气团汇合后，转为强劲的西北气流，流线呈反气旋弯曲，形成动力高压脊，使高原地面冷高压进一步加强，并有利于冬季风南下。南支气流在高原西南面为西北气流，使本来就很干燥的南亚西北部雪上加霜，更加干燥（在世界气候类型图上，那里属于热带沙漠气候）。当这股气流绕过高原南侧以 后，又转为西南气流，掠过我国云贵高原以后，继续向东北方向运动，直至长江中下游地区。这股来自低纬度的暖性气流又往往是造成我国江南地区 “暖冬”天气的重要因 素。南北两支气流在长江中下游地区汇合东流，形成北半球最强大的西风带。
