青藏高原隆起对地理环境的影响 刘元
2016-01-10 13:58阅读：
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，地势高峻，平均海拔4000～5000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25°N，北至40°N，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1／3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
29°42′
3，658
17．8
14．8
成都
30°40′
506
20．2
7．4
南昌
28°40′
49
24．8
7．4
（二）日照长、太阳辐射强，日照时数多。
青藏高原地势高耸，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2200～3600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，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（5～9月），即湿季。如拉萨5～9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50～900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、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
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
1.1 ～0.6万年的昆仑—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30°N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30°
N
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
20 °N，当高原地形上升到一半左右时，地面南风可以向北扩展到
30 °N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
40 °N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
（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。
夏季（5月末6月初），北半球西风带北移，南支西风急流消失，为西南季风的爆发提供了有利条件。同时，只有当南支急流消失，太平洋的东南季风才能迅速北进，使得气旋活动频繁，我国东部季风区自南向北先后进入雨季，为长江流域梅雨的形成创造了条件。到了10月份，西风带又逐渐南移，南支西风急流重新出现，夏季风退出大陆，冬季风控制我国东部地区[7]
。
（二）青藏高原动力作用的另一表现，就是对东亚大气环流起屏障作用
青藏高原不仅阻止西来的天气系统东移，而且还直接阻挡我国西部地区对流层下层南北冷暖气流的交流。冬季，高原阻挡冬季风南下，使南侧的印度与同纬度其他地区相比温度较高，气压低。同时，西风带气压系统受高原阻挡在其西侧停留、减弱、消亡，而东侧的四川盆地一带相当平静，气流绕动较少，风力较弱。高原北侧又不易受南来暖湿气流的影响，有利于冷空气的堆积，进一步加强了蒙古高压的势力。而高原阻挡海洋湿润气流进入我国西北盆地，使我国新疆极端干旱，成为少有的少雨区或无流区。夏季西南季风，在高原的阻挡下，不能深入北上，使大量来自印度洋热带洋面上的暖湿气流只能大部分停留在南亚的东北部或青藏高原的东南一隅，一部分掠过高原的东南边缘的西南暖湿气流进入西南、华南、华中等地区，加强了这些地区的降水过程。
（三）青藏高原的热力作用影响东亚大气环流
青藏高原夏季的加热作用，使中下层大气产生强烈的辐合，而高空大气产生巨大的辐散，形成强大的、稳定的、范围极广的高温高压中心。青藏高压（南亚高压）[8]
是夏季大气环流中的一个重要的系统，从而影响东亚大气环流，它对我国东部地区的旱涝有一定的影响。随着高原加热作用的强弱变化，南亚高压的位置会发生移动，当南亚高压的位置偏离高原上空移到中国东部平原上时，高原东侧降水就会偏多；当它的位置偏北，则华北多雨、偏涝，华中干旱；当它的位置偏南，长江中下游地区多雨、偏涝，华北干旱；当它的位置偏西，则长江中下游、川东及贵州多雨，而川西与华北少雨；当它的位置东移，同太平洋副热带高压重合，则造成长江中下游地区梅雨结束，伏旱开始。
冬季，青藏高原总体是个冷源，庞大的高原，冰雪覆盖面积较广，大气稀薄明净，辐射冷却快，降温迅速，形成强大的闭合冷高压。一方面，这个低温高压中心又叠加在蒙古冷高压之上，从而大大增强了冬季风的势力，使我国东部地区的冬季更加寒冷；另一方面，使高原与南侧自由大气之间产生明显的温度梯度，高空等压面向高原方向倾斜，使西风南支气流加强，从而加强了东亚季风环流[9]
。
青藏高原动力作用和热力作用的综合影响，扩大了高原地形的有效高度，高原地区准静止气压系统可以东移，使我国东部地区产生暴雨和洪涝。
四、青藏高原对气温分布和降水分布的影响
（一）青藏高原对中国气温分布的影响
受纬度、海陆分布和地势起伏的影响，我国气温分布总的特点表现为南暖北冷，温差较大，受青藏高原的影响，我国气温分布产生极大的变化。
1.
西部地区夏季出现了与南热北冷的纬度变化规律相反的南冷北热现象。夏季全国普遍高温，虽然等温线平行于海岸线，但仍有南热北冷的变化规律。青藏高原的西部由于地势高峻，夏季原面平均气温低于北部的塔里木盆地。高原北部边缘山地对塔里木盆地热量散发产生阻滞作用，使之成为夏季全国最热的地方，而高原地区却成为夏季全国之冷极。
2.
高原东部的云贵高原由于处于冬季西风带的背风位置，出现“死水区”，南部又受西风南支气流北上的影响，冬季不冷，气温较高，天气别具一格。昆明有“春城”之称，很重要的一点就在于此。
3.
高原地区气温受地形影响，等温线表现出明显与等高线吻合的特点，打破了冬夏季我国气温的变化规律。
4.
高原地区由于地高天寒，长冬无夏，7月份平均气温仍低于8℃。
（二）青藏高原对中国降水的影响
我国的降水主要来源于夏季环流的西南和东南季风，比较丰实，且在地区分布上具有由东南向西北递减的规律。
青藏高原对亚洲降水分布影响范围极广，据最新气候模式研究：如果没有青藏高原的存在，夏季的西南季风只能到达印度洋的南部，我国大部分地区都是偏西风，受下沉气流控制。因此大陆将是水汽很少的干燥气候，即使印度和缅甸，也不会有现在这样的充沛雨量。而青藏高原的存在，对大规模气流的影响诱使热带西南季风向印度、缅甸侵袭，造成高原雨季。同时，西南季风的一部分长驱深入，到达我国东部形成江南雨区。如果没有青藏高原，那我国西部的干旱将更为严重，东部也将属于干旱气候。在青藏高原隆起之前，大约距今几千万年以前，我国北方至长江流域都是广阔的干旱气候带。
（1）高原边缘山地的地形降水比较明显，南坡降水达2000
毫米以上，东部地区200～400毫米，东南边缘地区400～800毫米。
（2）高原阻挡西南季风和东南季风使之无法进入我国西北内陆地区，所以塔里木盆地成为我国极端干旱的地区。大部分地区降水量在100毫米以下，部分地区在50毫米以下。
（3）青藏冷高压建立的迟早和它消亡的快慢还直接影响到季风的强弱程度。冷高压建立早、强盛，冬季风迅速且大面积控制我国。消亡的迟，原面向外散发的气流阻挡夏季风北上直接制约着我国东部地区的降水。
五、结语
青藏高原不仅形成特殊的高寒气候，并使我国西北地区变得更加干旱，而且干扰和强化了东亚和我国的季风环流形势，使东亚东部成为世界上季风气候最为显著的地区，从而对我国气候状况产生深刻的影响。
参考文献
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