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
青藏高原位于我国西南部岷山一邛崃山一锦屏山以西地区，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400旷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,连诗雅 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°C,藏北高原和山脉上部均在0°C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20C左右，而东部平原地区的 长沙和汉口分别为24.9 C、26C。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（C） | 日较差 （C） | ||
拉萨 | 29° 42' | 3，658 | 17. | 8 | 14. 8 |
成都 | 30° 40' | 506 | 20. | 2 | 7. 4 |
南昌 | 恭喜发财 伴奏28° 40' | 49 | 24. | 8 | 林申结婚了吗 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220旷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。
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"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一一松潘隆起区外。 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，狮泉河一改则一班戈一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一黄河运动，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。
patience吉他谱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⑻。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
等呵利用大气及海气藕合心愿四个女生伴奏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，至临、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。
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