1961～2005 年来青藏高原主要气候因子的基本特征

1961～2005 年来青藏高原主要气候因子的基本特征

刘桂芳, 卢鹤立

摘要: 基于69 个气象台站的气象数据, 对青藏高原地区1961～2005 年来的主要气候因子特

征进行了分析。结果表明: 1961～2005 年的45 年间, 青藏高原地区年平均温度呈上升趋势,

其倾向率为01265 ℃/10a , 其中青藏高原地区冬季气温变暖趋势明显, 春季变暖趋势不明显;

20 世纪80 年代以来青藏高原地区的温度升高有加速的趋势。近45 年来青藏高原地区年降水

量呈现微弱增加趋势, 其倾向率为8121mm/10a。青藏高原地区春季和冬季降水量都以增加趋

势为主, 但春季增加趋势远远大于冬季。青藏高原地区降水存在一定的周期性, 32 个站表现

出短周期特性, 为2～4 年左右; 11 个站表现出中周期特性, 为5～8 年; 6 个站表现出长周

期特性, 均大于10 年。1961～2005 年间, 青藏高原地区整体气候变化以暖湿化趋势为主, 暖

湿化站点占总数的67 %。

关键词: 青藏高原; 气候因子; 基本特征

( )

文章编号: 100020585 2010 1222281208

1 引言

青藏高原是全球气候变化的敏感区, 相对全球气候变化具有5 年以上的超前趋势。一[1～8]

些研究表明, 青藏高原不但是天气变化的“启动区”, 也可能是我国百年尺度气候变

化的“启动区”, 被认为是“全球气候变化的驱动机与放大器”。同时, 青藏高原也是北半球气候变化的启动器和调节器。青藏高原的存在对整个北半球的大气环流具有重要的影响, 其动力和热力效应使其成为亚洲和北半球大气系统的控制区, 从而形成了亚洲季风。这里的气候变化不仅直接驱动我国东部和西南部气候的变化, 而且对中国和东亚的天气、气候有着重要影响, 对北半球及全球的气候也有较大的影响。

正是青藏高原在全球气候变化中的这种特殊地位, 科学家对青藏高原气候进行了大量研究, 以期了解全球变暖的规律并预测对中国其他地区的影响。近50 年的气象资料分析表明, 青藏高原的气候受全球变暖影响出现了显著变化。研究表明, 最近几十年内青藏高原地区气温变化的总趋势是上升的; 同时, 青藏高原气候变化的位相比我国东部位相提[9～11]

前, 研究表明, 近34 年珠峰地区的变暖明显早于中国及全球, 且升温幅度更大。[12～15]

( )

降水的变化趋势还存在争议, 德国科学家在巴基斯坦北部青藏高原西部的

收稿日期: 2009212203; 修订日期: 2010208216

( )

基金项目: 省部共建河南大学科研项目SBGJ090110

( )

作者简介: 刘桂芳19702 , 女, 河南新乡人, 博士, 副教授。主要从事遥感与GIS应用、全球变化研究。

E2mail: kf _ guif @1631com

( )

通讯作者: 卢鹤立19712 , 男, 博士。主要从事全球变化研究。E2mail: hk _ lhl @1631com

2282 地理研究29 卷

[16]

树轮研究和刘禹等在青海都兰树轮的研究都表明, 20 世纪是青藏高原东北部千年以来[17]

降水最高的世纪。杨续超等的研究也发现, 近34 年珠峰南、北翼降水变化趋势明显不

[18]

同。北翼降水呈增势, 南翼的聂拉木降水则以减势为主。杜军等分析了近30a 西藏高

原降水变化, 指出高原平均年降水量呈增加趋势; 同时, 1971～2000 年西藏大部分地区

降水变化为正趋势, 速率为1919 mm /10a , 而阿里地区呈减少趋势。1959～1998 年青藏[19]

高原的年降水量的变化趋势由偏少到偏多; 20 世纪50 年代至90 年代初青藏高原平均

降水量呈减少趋势, 主要分布在雅鲁藏布江一带, 而藏东南、藏南、藏北地势较高地区及[20] [21]

青海北部降水增加。叶笃正等专门研究过高原降水的分布和变化特征。冯松利用

[22]

1958～1996 年高原及其周边75 个台站的资料分季节研究了高原降水变化的趋势。

近年来的研究多集中于利用新的方法来分析高原的气候特征。Chen 等研究了青藏高[23] [20]

原潜在蒸散的变化趋势。在青藏高原降水分区的研究方面, 林振耀等采用旋转主成[24]

分分析方法将高原降水变化分为9 个区; 蔡英也利用同样的分析方法, 分为高原南部[25]

区和北部区两个区域。Lu 通过累积距平、相关分析、回归分析、经验正交函数分解、

功率谱方法等, 结合GIS的空间分析功能, 分析了夏季降水的时空分布特征。

对青藏高原全球气候变化响应研究表明: 在气温增加 4 ℃、降水增加10 %条件下, 高

原东南部山地植被有明显森林化趋势, 高山草甸的面积则显著减少, 高山草原面积减少过半, 植被垂直带上移, 多年冻土层大部分消融, 山地雪线上升, 冰山退缩与高原湖泊萎[26]

( )

缩。联合国环境规划署政府间气候变化专门委员会IPCC 2009 年 5 月发布报告称,

按照目前的增温率, 包括青藏高原在内的整个喜马拉雅地区的冰川将会在30 年内消失。

有研究人员指出, 气候变暖会造成青藏高原地区冻土退化, 会对水文循环、寒区湖沼湿地、生态环境及工程建设等造成不利影响。而一旦生态系统遭破坏, 土地荒漠化、植被覆盖率降低, 地面吸收的太阳辐射会减少, 青藏高原热源作用减弱, 会引起亚洲夏季风强

度变化, 造成印度北方干旱, 加剧中国夏季降水“南旱北涝”分布。

2 资料来源

本研究用于青藏高原地区气候变化分析的气象数据来自78 个地面气象台站, 数据从

( )

国家气象信息中心气象资料室下载获得http ://cdc1cma1gov1cn , 时间区间是1961 到

2005 年。为保证气象数据的完备性和一致性, 分析过程中剔除了9 个建站较晚、时间序

列较短的站点, 以其余69 个气象台站的气象数据进行气候变化分析。同时, 分析中把时间范围进一步细化, 以期完整把握近45 年来青藏高原地区生态系统的气候变化特征。

3 青藏高原地区主要气候因子特征

311 气温变化的基本特征

31111 平均气温年际变化在全球气候变暖的大背景下, 近45 年来青藏高原地区也

呈变

暖趋势。近45 年来, 青藏高原地区年平均温度呈上升趋势, 其倾向率为01265 ℃/10a。

从青藏高原地区1961～2005 年全年平均气温看, 青藏高原地区全年平均气温20 世

纪

60 年代最低, 为3145 ℃, 70 年代为3174 ℃, 80 年代为3187 ℃, 90 年代为4120 ℃,

到

2005 年升高到4151 ℃; 60 年代到70 年代增幅为0129 ℃, 70 年代到80 年代增幅为

0113 ℃, 80 年代到90 年代增幅为0133 ℃, 90 年代到2005 年增幅为0131 ℃, 温度增加幅

度明显。1961～2005 年各站点多年平均气温在- 5137～14172 ℃之间, 低于0 ℃的站点有

12 期刘桂芳等: 1961～2005 年来青藏高原主要气候因子的基本特征2283

11 个, 高于0 ℃的站点有58 个。

31112 气温倾向率年际变化青藏高原地区气温的年际变化趋势不尽一致, 不同地区存

( )

在一定的差异图1 。除了河南站点外, 1961～2005 年各站年平均温度都是升高的, 其

中小灶火和茫崖的升高趋势最大, 气温倾向率为0174～0189 ℃/10a; 嘉黎、马尔康、新

龙地区年平均气温升高趋势基本不明显。从各时段变化看, 1961～1980 年嘉黎、阿里、

民和、红原、玛多、昌都和山南站点的温度下降, 嘉黎站点的温度下降趋势较大, 其他站点温度均升高或大致不变。1980～2005 年青藏高原地区站点温度除嘉黎、河南、阿里、

民和和贵德站外, 基本呈上升趋势; 而且大部分站点的温度上升速度高于1961～1980 年间的增温速度, 可见青藏高原地区80 年代之后温度增加有加速趋势。

从各站点春季、冬季平均温度倾斜率看, 青藏高原地区冬季气温变暖趋势明显, 春季变暖趋势不太显著。全区冬季平均温度倾向率1961～2005 年为0135 ℃/10a , 而春季较小, 为0119 ℃/10a。各台站气温变化的季节性差别较大, 德令哈、茫崖、格尔木、班嘎、木里、共和、大柴旦、那曲、定日、玛多、诺木洪、拉萨、兴海和久治暖冬趋势明显, 1961～2005 年以来的冬季年平均温度倾向率均在015 ℃/10a 以上。

( )

图 1 青藏高原地区各站点1961～2005 年的年平均温度倾向率单位℃/年

Fig11 Annual mean temperature tendencies on Qinghai2Tibet plateau with 1961～2005

312 降水变化的基本特征

31211 青藏高原地区降水总量年际变化青藏高原地区1961～2005 年的年降水量平均

值

为494180mm , 近45 年来年降水量呈微弱上升趋势, 其倾向率为8121mm/ 10a。在时间过程上, 1961～1975 年年降水量以减少为主, 累积距平曲线呈波动式下降状态, 1975～(

1989 年年降水量基本保持不变, 90 年代后年降水量增多, 累积距平曲线呈上升趋势图)

2 。春季降水量趋势和年降水量基本相似, 但冬季降水量在2000 年之后呈现波动。从各站点年降水总量平均值看, 贡山和九龙1961～2005 年的年降水总量平均值最高, 而格尔木、小灶火和冷湖最少。

2284地理研究29 卷

图 2 青藏高原地区1961～2005 年降水总量、春季降水总量和冬季降水总量累积距平变化曲线

Fig12 Accumulated variance of annual mean precipitation , spring mean precipitation and winter mean precipitation on Qinghai2Tibet Plateau from 1961 to 2005

31212 青藏高原地区降水倾向率年际变化青藏高原地区年降水量变化区域差异显著, 1961～2005 年在区域上高原南部大致以东经102为界, 该线以东降水减少, 以西降水增加, 且降水增加区域表现出随纬度的增加而递减的特征。高原中部、北部的年降水基本保持不变或微弱增加。从各站点降水变化看, 1961～2005 年平武、河南、岷县、久治、合作、清水河、临夏和石渠等22 个站点年降水量呈减少趋势, 降水倾向率为负, 而波密、贡山、理塘、班玛和林芝等47 个站点年降水总量呈增加趋势, 降水倾向率为正, 其中年降水量减少速度最快的是平武, 为- 38167mm/ 10a; 增长速度最快的是波密, 为

78168mm/10a。在时间过程上, 1961～1980 年临夏、当雄、西宁、合作和刚察等28 个站的年降水量呈减少趋势, 降水倾向率为负, 其余各站点年降水总量均呈增加趋势, 降水倾

向率为正; 1980～2005 年班玛、贡山和波密等35 个站点降水呈增加趋势, 其中班玛的增加幅度最大。

从各站点春季和冬季降水总量倾向率看, 青藏高原地区春季和冬季降水总量都以增加趋势为主, 但春季增加趋势远远大于冬季: 全区春季1961～2005 年倾向率平均值为4179mm/ 10a , 冬季为0192mm/10a。其中1961～1980 年春季降水增加趋势平均值为4168mm/10a , 1980～2005 年为3168mm/ 10a; 1961～1980 年冬季降水增加趋势平均值为1175mm/ 10a , 1980～2005 年为1166mm/ 10a。从1961～1980 年和1980～2005 年两个时间段来看, 春季和冬季的降水增加趋势都在减弱。

31213 降水稳定性分析图3 是青藏高原年降水量相对变率分布图。降水相对变率是降水量的相对离散程度, 可以表示该地区的降水是否稳定。降水相对变率小的地区降水量较稳定。从图中可以看出, 年降水量最稳定的站点包括: 色达、松潘、小金、甘孜、马尔康、清水河、石渠、门源、杂多等19 个站, 相对变率都小于0115 , 其次是林芝、昌都、察隅、拉萨、日喀则和西宁地区; 年降水量相对变率最大的站点包括: 冷湖、阿里、诺木洪、小灶火、茫崖、格尔木, 相对变率都大于014。这些站点位于青藏高原西北的最干旱地区, 这是因为那里降水特别稀少的缘故。

12 期刘桂芳等: 1961～2005 年来青藏高原主要气候因子的基本特征2285

31214 降水周期为了探讨青藏高原地区降水发生的周期性规律, 选取青藏高原地区69

个站点1961～2005 年的年降水量矩平数据进行分析, 并运用功率谱方法得到了各个站点[27]

( )

的潜在降水周期图 4 。

图 3 青藏高原地区各站点降水相对变率分布图

Fig13 Relative change ratios of precipitation on Qinghai2Tibet Plateau

( )

图 4 青藏高原地区各站点潜在降水周期分布图单位: 年

Fig14 Potential precipitation cycles on Qinghai2Tibet Plateau

从青藏高原地区各站点降水周期的空间分布看, 西宁等32 个站表现出短周期特性, 为2～4 年左右; 诺木洪、红原、小灶火、玛多、阿里、色达、马尔康、曲麻莱、松潘、班玛和大柴旦表现出中周期特性, 为5～8 年; 托托河、平武、九龙、定日、江孜和日喀则表现出长周期特性, 均大于10 年。

2286 地理研究29 卷

313 气温2降水综合驱动力特征

根据温度的升高和下降趋势、降水的增加和减少趋势,可以把一个地区的水热条件归纳为暖湿化、暖干化、冷湿化和冷干化四种变化趋势;通过计算青藏高原地区各气象站点的年( )

平均温度倾向率和年降水总量倾向率, 可以得到各站点水热条件的综合变化趋势图 5 。图 5 青藏高原地区1961～2005 年各气象站点温度2降水综合变化趋势

Fig15 Synthetic tendencies of temperature and precipitation on Qinghai2Tibet Plateau 从温度2降水综合变化趋势看, 1961～2005 年青藏高原地区各站点温度———降水综合

变化趋势以暖湿化趋势为主, 其中德格、甘孜、色达、道孚、马尔康和小金等46 个站均呈现出暖湿化趋势, 石渠、若尔盖、红原、松潘和平武等22 个站呈现出暖干化趋势, 而河南呈现出冷干化趋势, 暖湿化占总站点数的67 %。从时间过程看, 1961～1980 年石渠和马尔康等10 个站呈现出冷干化趋势, 色达和道孚等12 个站呈现出冷湿化趋势, 若尔盖

和德格等24 个站呈现出暖干化趋势, 达日和囊谦等23 个站呈现出暖湿化趋势。1980～2005 年平武和康定等5 个站呈现出冷干化趋势, 色达和马尔康等12 个站呈现出冷湿化趋

势, 石渠和德格等28 个站呈现出暖干化趋势, 若尔盖和甘孜等24 个站呈现出暖湿化趋势; 暖干化占总数的41 %, 暖湿化占35 %。

4 结论

( )

1 近45 年来, 青藏高原地区年平均温度呈上升趋势, 其倾向率为01265 ℃/10a。其中青藏高原地区冬季气温变暖趋势明显, 春季变暖趋势不明显。20 世纪80 年代以来青藏高原地区的温度升高有加速的趋势, 1980～2005 年各气象站点的温度上升速度明显高于1961～1980 年的温度上升速度以及1961 以来全部45 年的增温速度。

近50 年来, 青海高原年平均地表气温每10 年上升0133 ℃, 其中柴达木盆地更是以

每10 年0144 ℃的速率上升。西藏自治区气象局的研究也得出类似结论, 西藏地区年平均地表气温大约以每10 年013 ℃的速率上升。这和本研究的结论基本一致。

12 期刘桂芳等: 1961～2005 年来青藏高原主要气候因子的基本特征2287

2006 年底, 科技部、中国气象局、中国科学院等部门发布的《气候变化国家评估报告》显示, 在最近50 年中, 中国年平均地表气温增加111 ℃, 平均每10 年增加0122 ℃。

由此可见, 青藏高原的气温上升不仅高于中国平均水平, 更明显高于同期全球气温每10 年0113 ℃的升温速率。

( )

2 近45 年来青藏高原地区年降水量呈现微弱增加趋势, 其倾向率为8121mm/10a。1961～1975 年年降水量以减少为主, 累积距平曲线呈波动式下降状态, 1975～1989 年年

降水量基本保持不变, 20 世纪90 年代后年降水量增多, 累积距平曲线呈上升趋势。同时, 青藏高原地区春季和冬季降水量都以增加趋势为主, 但春季增加趋势远远大于冬季。青藏高原地区降水存在一定的周期性, 32 个站表现出短周期特性, 为2～4 年左右, 11 个

站表现出中周期特性, 为5～8 年, 6 个站表现出长周期特性, 均大于10 年。

青藏高原降水增加后积雪增多, 上空大气热源在近50 年发生了显著变化, 春夏两季高原东、中部地区热源均明显减弱。这可能是导致中国近几十年来“南涝北旱”的主要成因。高原上空大气热源的变化使得到达中国北方的水汽输送相应减弱, 主要水汽区南移。( )

3 1961～2005 年间, 青藏高原地区整体气候变化以暖湿化趋势为主, 暖湿化站点[28]

占总数的67 %。张英娟等的研究表明, 若CO 等温室气体含量以每年1 %的速度递增,

2

到2050 年全球相对于现在增加1150 ℃, 而在中国西部地区温度增加较全球大的多, 升温

(

在112～212 ℃之间, 最大增温区出现在青藏高原附近; 同时, 中国西部地区包括青藏

)

高原在未来的80 年内随着CO 含量的增加, 降水呈增加趋势, 到2080 年, 降水将增加

2

15 %。因此, 青藏高原未来的总体趋势也将以暖湿化为主。

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Basic characteristics of major climatic factors on

Qinghai2Tibet Plateau in recent 45 years

1 ,

2 1 , 2

LIU Gui2fang , LU He2li

(

11Institute of Natural Resources and Environmental Science ,

Henan University, Kaifeng 475004 , Henan , China;

)

21College of Environment and Planning , Henan University, Kaifeng 475004 , Henan , China Abstract :This paper analyzed basic characteristics of major climatic factors on the Qinghai2

Tibet Plateau during 1961～2005. The result are shown as follows. In the past 45 years ,

the annual mean temperature was on the rise , with a rate of 0. 265 ℃/10a. The warming tendency in winter was remarkable and that in spring wasfaint. The temperature rise from

1980 to 2005 was higher than that from 1961 to 1980 and from 1961 to 2005 , indicating

that there has been a warming trend since the 1980s. In the 452year period , the annual

mean precipitation on the Qinghai2Tibet Plateau was on the faint rise , with a rate of 8.21

mm/10a; annual mean precipitation from 1961 to 1975 was below the average , that from

1975 to 1989 held the line and that after 1990s above the average. Generally speaking , pre2 cipitation in spring and winter tended to increase , but the tendency in spring was far grea2

ter than that in winter. Annual mean precipitation showed a certain periodicity. At 32

sites on the Qinghai2Tibet Plateau existed a 2～4a short cycle , at 11 sites a 5～8a medium

cycle and at 6 sites a long cycle of above 10a. From 1961 to 2005 climatic synthetic tenden2

cy was mainly warming2wetting , with sites accounting for 67 % of the all. Key words:Qinghai2Tibet Plateau; climatic factor; basic characteristics

全球变暖背景下青藏高原气温和降水的气候变化特征

Advances in Geosciences地球科学前沿, 2019, 9(11), 1042-1049 Published Online November 2019 in Hans. https://www.wendangku.net/doc/0217350676.html,/journal/ag https://https://www.wendangku.net/doc/0217350676.html,/10.12677/ag.2019.911110 Characteristics of Temperature and Precipitation Change on the Tibet Plateau under the Background of Global Warming Xianru Li School of Atmospheric Sciences, Chengdu University of Information Technology, Chengdu Sichuan Received: Oct. 22nd, 2019; accepted: Nov. 1st, 2019; published: Nov. 8th, 2019 Abstract In this paper, the monthly reanalysis data of surface temperature and precipitation (resolution 0.125? × 0.125?) of ECMWF from 1979 to 2018 were used to study the spatial distribution charac- teristics of air temperature and precipitation on the Qinghai-Tibet plateau and the trend charac-teristics of the change sensitive areas by using the least square method, regression analysis, signi-ficance test and other statistical methods. The results show that: 1) the overall temperature of the Qinghai-Tibet plateau is significantly lower than that of the surrounding areas, and the tempera-ture on the plateau gradually increases from west to east, with a significant difference in the tem-perature of four seasons. There are two obvious low temperature centers on the plateau, namely the Kunlun mountain area and the Qilian mountain area, and the high temperature center is lo-cated in the Qaidam basin area. 2) There is a significant difference in annual precipitation be-tween the north and south of the Qinghai-Tibet plateau. Precipitation gradually increases from the northwest to the southeast of the plateau. The main precipitation center is located in the Yarlung Zangbo river region, and the secondary precipitation center is located in the western Sichuan pla-teau region. There are a dry season and a rainy season on the plateau. Precipitation in most areas is concentrated in summer, while winter is the dry season of the year. 3) The plateau as a whole shows a trend of increasing temperature, and there are five areas with relatively sensitive tem-perature changes, and the sensitive areas in the middle of the plateau show a significant increase in temperature. 4) Precipitation in most areas of the Qinghai-Tibet plateau did not show an ob-vious change trend. The regions with significant decrease in precipitation were the eastern Tanggla Mountain and the Yarlung Zangbo Grand Canyon, while the regions with significant in-crease in precipitation were the south Tibet valley in the southwest of the plateau and the Xining region in the east of the plateau. Keywords Qinghai-Tibet Plateau, Temperature, Precipitation, Spatial Distribution, Change Trend

浅谈青藏高原对我国气候的影响

浅谈青藏高原对我国气候的影响 地形是影响气候的主要因素之一。被称为“世界屋脊” 的青藏高原，雄踞在亚洲的中部，位于我国的西南部。它南起27° N ，北止40° N ，纵跨纬度13° ；总面积约230 万平方千米；平均海拔4500 米。地域之广阔，地势之高峻，是世界上其它高原所无法比拟的。如此雄姿，不仅使它本身形成了非地带性的高原气候，而且由于它的存在，对北半球西风气流的东进、东亚的季风环流起屏障作用；同时它又对造成我国东部地区大雨或暴雨的西南低涡的产生起着重要的作用。 限于篇幅，本文仅就其对我国气候的影响作一肤浅的阐述。 首先，在冬季，北半球的西风带南移。由于高大的青藏高原的存在，使三四千米以下的西风气流分成南北两支急流。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以后和南下的极地大陆气团汇合，转为强劲的西北气流，使我国冬季风的势力增强，并向南伸展得很远。南支气流在高原的西南部形成西北气流，使本来就很干燥的南亚西北部雪上加霜，更加干燥（在世界气候类型困上，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，掠过我国的云贵高原以后，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。这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。这支西风对我国东部地区的天气变化起着重要的作用（我们在卫星云图上所看到的过往我们上空的云，总是自西向东运动，其动力就是这股西风）。与此同时，位于我国青藏高原东侧的四川盆地和汉中一带，恰在这南北两支气流之间，风力微弱，空气稳定，成为“死水区”，多云雾天气。 在夏季，北半球的西风带北移，西风南支气流消失，夏季风迅速向北推进，气旋活动频繁，我国东部季风区自南向北先后进入雨季。到了10 月以后，西风又逐渐南移，南支西风气流又重新出现，夏季风复退，冬季风又控制了我国东部南北。综上所述，如果没有青藏高原的阻挡，我国大部分地区均能受到盛行西风带的影响，如是那样，我国的气候将会是另一番景象。 其次，由于青藏高原本身所产生的明显的热力作用，这种热力作用直接影响着东亚的季风环流。冬季，巨大的高原，因地势高，冰雪面积大，空气稀薄，辐射冷却快，降温迅速，成为一个低温高压中心。此中心一方面使高原南侧的西风南支气流得到加强；另一方面，这个低温高压中心又迭加在蒙古高压之上，更加强了冬季风的势力，使我国东部南北温差增大。夏季，青藏高原上为一热低压。这个热低压又强烈吸引着来自南亚地区的西南暧湿气流，使西南季风的势力加强，给江南北部、江淮地区送去大量的降水。特殊年份也能影响到川西、陇东地区。同时，在高原的高空，又常形成一个暖性高压。这个暖性高压在东移时，常给川、陕、云、贵各省带来干旱天气，使长江中下游地区的梅雨结束，转为伏旱。这个暖性高压，如果

青藏高原的隆起对全球气候的影响

青藏高原的隆起对我国气候的影响 学院：资源与坏境学院 班级：10农业资源与环境 学号：2010084023 姓名：石继龙

青藏高原是世界上最大的高原，地势高峻，平均海拔4000～5000米，有许多耸立于雪线之上高逾6000～8000米的山峰。高原的外缘，高山环抱，壁立千仞，以3000～7000米的高差挺立于周围盆地、平原之上，衬托出高原挺拔的雄伟之势。高原面积250万平方公里，东西长3000 公里，南北宽1500公里，跨15个纬度。而且高原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的一个庞大的障碍物。对中国气候的形成无疑起着巨大的作用。 青藏高原的平均高度在4公里以上，是全球最高最大且具有复杂地形的巨大台地，其主体呈椭圆形。 青藏高原对我国气候的影响有三个方面： 一、对气温的影响 1.机械阻挡作用 青藏高原海拔高、面积大、矗立在29°-40°N间，南北约跨10个纬度，东西约跨35个经度，有相当大的面积，海拔在5000m以上，有一系列的山峰超过7000-8000m，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿，对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为低。冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。从冬季北半球700hPa与500hPa月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖

于西南侧，这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。因西风在高原西侧发生分支，于是高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。 夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖湿气流一般具有不稳定层结，比冷空气易于爬越山地。从夏季月平均气温分布图上可以看出，由巴基斯坦北部和东北部阿萨姆两个地区总是有两个伸向西藏方向的暖舌，其中有一部分暖湿气流越过高原南部的山口或河谷凹地，流入高原南部，这是形成雅鲁藏布江谷地由东向西伸展的暖区的重要原因。 青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。根据我国衢县与同纬度德里各高度上月平均气温的比较，可以看出在500hPa及其以下各层的气温皆是衢县低于德里，尤其是冬半年的差异更大。 2.热力作用 将青藏高原地面的气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低，夏季则偏高。根据观测资料分析计算表明，从11月至翌年2月是四周大气向高原地-气系统提供热量，这时青藏高原是个冷源，其强度以12月、1月份为最大，向四周自由大气吸收热量600多J/cm2d。春夏季青藏高原是个强大的热源，其强度以6、7月份为最大，向四周大气提供热量850J/cm2d以上。就全年平均而论，青藏高原地-气系统是一个热源。冬季青藏高原的冷区偏于高原的西部。夏

青藏高原海拔

篇一：青藏高原的气候特征 青藏高原的气候特征及对我国的影响 张庆奎 200621059 气象学2班 一、大气干洁、太阳辐射强 众所周知，太阳辐射对气候以及作物生长和产量都有重要影响。太阳辐射主要包括紫外辐射、可见光和红外辐射三个波段。概括起来说，达到植物表面的红外辐射的能量约占太阳辐射总量的一半，其中仅有约0．5-1．0％用于光合作用。紫外辐射在总辐射中所占比例很小，但对植物的形状、颜色与品质的优劣起着重要作用。 二、气温低、日较差大、年变化小 青藏高原年平均气温低，构成了青藏高原气候主要特征。位于藏北高原和青南高原的可 可西里年平均气温在一4℃以下一等温线与等高线相重叠，自成一闭合的低温中心，为青藏高原温度最低的地区，也是北半球同纬度气温最低的地区，青藏高原有一半地区年平均气温低于o℃，其它地区如雅鲁藏布江、河汉谷地和柴达木盆地相对比较温暖，年平均气温在3一5℃。 青藏高原气温变化小，由于受多种因素的影响，使得各地年较差也不一样，一般来说，年较差是北部大南部小，西部大东部小 青藏高原年较差比同纬度东部地区要小4-6℃以上。形成高原年较差小的原因是，夏季温度比较低，而冬季的温度不太低，尤其是在西藏南部地区，冬季干燥，太阳辐射强，局部地区增温比较明显，所以，冬季相对而言不太冷，导致气温年变化较小。 三、降水少、地域差异大 青藏高原年降水量自藏东南4000毫米以上向柴达木盆地西北部的冷湖逐渐减少，冷湖的降水量仅有17.6毫米，最多降水量约是最少降水量的200倍。以雅鲁藏布江河谷的巴昔卡为例，降水量极为丰沛，平均年降水达4500毫米，是我国最多降水中心之一。由于高耸的喜马拉雅山东西走向，以及缅甸西部的那加山南北走向，构成朝西南开口的马蹄形的地形，每当夏季从孟加拉湾吹来的温暖偏南气流冲入马蹄形的地形后，迫使气流转变成气旋性弯曲，这可以从马蹄形内台站地面风向频率看出，东北风和西南风频率几乎相等，形成季风辐合区，而巴昔卡正好地处西南气流转为东北气流的位置上，易造成丰沛的降水。溯雅鲁藏布江北上，深入高原腹地，降水急剧减少，而且沿雅鲁藏布江地区的降水可达400毫米，比流域两侧山麓一带降水多，雅鲁藏布江河谷地是西藏主要农区。 在喜马拉雅山北麓与雅鲁藏布江之间，有一狭长的少雨区，年降水量少于300毫米。由于喜马拉雅山的屏障作用，阻挡南来的暖湿气流北上，气流翻过高大山体，下沉增温，相对湿度变小，不易形成降水，为雨影区，是西藏较为干旱的地区。东念青唐古拉山以北地区，降水较多，为400-600毫米。藏北地区受切变线、低涡天气系统影响，加上有利的地形条件，成为藏北多雨中心，气候比较湿润。雅鲁藏布江下游与怒江下游以西地区，是青藏高原年平降水量较多的地区，一般都在600-800毫米以上。黄河流域的松潘地区，年平均降水量在700毫米。祁连山脉的东南部也是一个年降水量较多的地区，平均500毫米左右。其它大部分地区约在200-500毫米，高原东部的三江流域横断山地区降水偏少，在400毫米以下，其中尤以怒江河谷降水更少，是著名的于热河谷，出现具有亚热带干暖河谷特征的灌丛。被河流切割的地区，象吉隆、聂拉木、亚东等地，受印度洋暖湿气流的影响，年降水量也可高达1000毫米以上，随着高原抬升降水迅速减少。 四、高原气候带的特征 里仅对高原气候带和藏东南山地亚热带、热带北缘气候的基本特征分述如下： 五、青藏高原对我国气候的影响 雄姿，不仅使它本身形成了非地带性的高原气候，而且由于它的存在，对北半球西风气流的

青藏高原对气候

浅谈青藏高原对我国气候的影响地形是影响气候的主要因素之一。被称为“世界屋脊”的青藏高原，雄踞在亚洲的中部，位于我国的西南部。它南起27°N，北止40°N，纵跨纬度13°；总面积约230万平方千米；平均海拔4500米。地域之广阔，地势之高峻，是世界上其它高原所无法比拟的。如此雄姿，不仅使它本身形成了非地带性的高原气候，而且由于它的存在，对北半球西风气流的东进、东亚的季风环流起屏障作用；同时它又对造成我国东部地区大雨或暴雨的西南低涡的产生起着重要的作用。 首先，在冬季，北半球的西风带南移。由于高大的青藏高原的存在，使三四千米以下的西风气流分成南北两支急流。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以后和南下的极地大陆气团汇合，转为强劲的西北气流，使我国冬季风的势力增强，并向南伸展得很远。南支气流在高原的西南部形成西北气流，使本来就很干燥的南亚西北部雪上加霜，更加干燥（在世界气候类型困上，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，掠过我国的云贵高原以后，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。这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。这支西风对我国东部地区的天气变化起着重要的作用（我们在卫星云图上所看到的过往我们上空的云，总是自西向东运动，其动力就是这股西风）。与此同时，位于我国青藏高原东侧的四川盆地和汉中一带，恰在这南北两支气流之间，风力微弱，空气稳定，成为“死水区”，多云雾天气。 在夏季，北半球的西风带北移，西风南支气流消失，夏季风迅速向北推进，气旋活动频繁，我国东部季风区自南向北先后进入雨季。到了10月以后，西风又逐渐南移，南支西风气流又重新出现，夏季风复退，冬季风又控制了我国东部南北。综上所述，如果没有青藏高原的阻挡，我国大部分地区均能受到盛行西风带的影响，如是那样，我国的气候将会是另一番景象。 其次，由于青藏高原本身所产生的明显的热力作用，这种热力作用直接影响着东亚的季风环流。冬季，巨大的高原，因地势

高原气候基本特征

高原气候基本天气气候特征 青藏高原上空，空气稀薄且杂质少，密度仅为平原上空空气的一半，所以太阳辐射强；地面的季节变化和日变化非常显著；地形的动力和热力扰动也很多。因此，和同纬度地区相比，青藏高原的天气气候有如下的特点：①就地面气象要素而言，以青藏高原地面气温最低，气压最低，湿度最小，风力最大；但就同纬度同高度的空间区域而言，则青藏高原地区的温度最高（夏），湿度最小（夏），气压最高（夏），风力最小（冬）。②青藏高原是全球同纬度地带中大气极不稳定的地区之一。和其他地区相比，对流云终年发展,阵性降水最多，雷暴最多，雹暴最频繁。③高原地区中间尺度和中尺度的最多，青藏高原是最明显的天气系统产生源地。上述特征都同青藏高原的动力作用和热力作用有关。 高原的动力作用 包括机械作用和摩擦作用两种。 ①机械作用。冬季，西风气流经过高原时，6公里以下的迎风面，被迫明显地分成南北两支，沿地形等高线而绕流。到达高原背风面之后，这两支西风重新汇合，形成了高原地区对流层中低空极为明显的北脊南槽的环流形势。夏季，东风气流经过高原时，虽有分支绕流的现象，但不如冬季明显。由于青藏高原的阻挡作用，西风带的长波槽移到高原西部时，低槽中部被阻挡和填塞，切断成南北两个短波槽，分别绕过高原，沿着高原南北两支西风东移，影响高原及其东部地区的天气。 青藏高原对大气流动的强迫爬坡作用也非常重要。冬季，高原西坡和北坡出现爬坡气流，而东坡和南坡则为下滑气流；夏季正好相反。因此，冬季高原西坡和北坡比东坡和南坡降水多，夏季东坡和南坡比西坡和北坡降水多。当气压系统被迫爬越高原时，因气柱缩短而增压，这将使低压系统减弱或填塞，高压系统更加强大或发展；当气压系统移出高原时，气柱因拉长而减压，低压系统将加深或发展，高压系统则将减弱或消亡。这就是高原以外的低涡系统(或高压系统)所以不大可能（可以）移进高原，而高原上的低涡（或高压）系统则可以（不能）移出高原又可加强（减弱）或发展（消亡）的原因。 青藏高原的阻挡所形成的大气大规模的绕流和爬流运动及其变化，对长波和，特别是对中国冬季沿海西风带长波槽的形成和演变，都有极其重要的影响。 ②摩擦作用。地表的摩擦作用，使高原上形成，高原侧边界所受的影响更为突出，它使接近侧边界的气流速度减小,但离侧边界较远的自由大气，流速不发生变化,从而形成侧边界附近气流的水平切变，产生了涡度。冬季的时候，在高原北部西风侧边界里，常出现性涡旋，而在高原南部的西风侧边界里,常有性涡旋产生；夏季则不然，高原北部仍为西风侧边界，常有中尺度反气旋产生；但高原南部由于是东风侧边界，也常常产生中尺度的反气旋。 高原的热力作用 可分为高原地面和高原大气的冷源和热源作用两种。凡是把热量供给大气的高原地面称为热

青藏高原地区不同年份气候变化研究综述

Geographical Science Research 地理科学研究, 2017, 6(2), 49-57 Published Online May 2017 in Hans. https://www.wendangku.net/doc/0217350676.html,/journal/gser https://https://www.wendangku.net/doc/0217350676.html,/10.12677/gser.2017.62006 文章引用: 李静, 王潇, 唐锦森, 秦淼, 张波. 青藏高原地区不同年份气候变化研究综述[J]. 地理科学研究, 2017, 6(2): The Review of Qinghai-Tibet Plateau Region’s Climate Change in Different Years Jing Li, Xiao Wang, Jinsen Tang, Miao Qin, Bo Zhang School of Resource and Environment, University of Electronic Science and Technology of China, Chengdu Sichuan Received: Apr. 6th , 2017; accepted: May 12th , 2017; published: May 16th , 2017 Abstract This article summarizes the climate change trend and mutative climate status of Qinghai-Tibet plateau from the last interglacial period (125-75 ka BP) to 2014 by studying the long-time re-search results of climate change of Qinghai-Tibet plateau from many researchers. And the trend of climate change in this region in the next few decades is summarized through the Yin Yunhe’s climate change prediction models on the Qinghai-Tibet plateau [1]. The results showed that: from the last interglacial period (125-75 ka BP) to 2014, the overall trend of the Qinghai-Tibet plateau climate’s change was rising and its regional feature was strengthening; climate changed drastically during the last interglacial period on the Qinghai-Tibet plateau, and the temperature decreased rapidly but increased slowly; in modern times, temperature had a tendency to accelerate, precipitation fluctuation changed little and it increased mainly in the spring and winter. According to the prediction results of different scenarios such as SRES A1B, A2, B2, it suggests that the climate of the Qinghai-Tibet plateau in the 21st century will develop in the direction of wet and warm, and precipitation will increase and peak in the middle of the 21st century. Keywords Qinghai-Tibet Plateau, Climatic Change, Air Temperature, Rainfall 青藏高原地区不同年份气候变化研究综述 李 静，王 潇，唐锦森，秦 淼，张 波 电子科技大学资源与环境学院，四川 成都 收稿日期：2017年4月6日；录用日期：2017年5月12日；发布日期：2017年5月16日

试论述青藏高原上气候特点以及它对我国和东亚气候的影响

气候特点； 一、、、、大气干洁大气干洁大气干洁大气干洁、、、、太阳辐射强太阳辐射强太阳辐射强太阳辐射强青藏高原海拔高，空气稀薄干洁，太阳辐射通过的大气路程较短，所以太阳辐射被削弱的少，太阳总辐射量高居全国之冠，年总量在5000-8000MJ／m2。较同纬度东部地区大2000-3000MJ／m2。年总辐射量的分布趋势自东南向西北增多，藏东南地区小于5000MJ ／m2，为低值区，藏北高原、阿里地区、柴达木盆地的年总辐射量可达7000-8000MJ／m2，为高值区。太阳总辐射力入射到水平地面的太阳直接辐射和散射辐射之和。青藏高原直接辐射年总量在3000一6000MJ/m2之间，与同纬度平原地区相比较高出2000-3000MJ ／m2其在高原分布趋势与年总辐射量一致，藏东南为低值区；青海的柴达木盆地、藏北高原和阿里地区为高值区。尤为突出的是，在青藏高原多次观测1249.IW／m2、1259.5W/ m2等非常大的直接辐射强度值，这种现象在东部平原地区是绝对不会出现的，由于海拔高度的影响，高原大气干洁，水滴、气溶胶、火山尘埃等少，因此晴天条件下，散射辐射值较东部平原地区小，其年总散射辐射量1700-2900MJ／m2。散射辐射量的分布形式不同于年总辐射量和直接辐射量，这主要是因为散射辐射量大小除取决于纬度、高度外，与大气干洁状况、云量的多少等有关，所以散射辐射量的高值区出现在戈壁荒漠多风沙的柴达木盆地和阴云天较多的那曲、玉树，而低值区出现在海拔高、干燥少雨的阿里地区和藏北高原。众所周知，太阳辐射对气候以及作物生长和产量都有重要影响。太阳辐射主要包括紫外辐射、可见光和红外辐射三个波段。概括起来说，达到植物表面的红外辐射的能量约占太阳辐射总量的一半，其中仅有约0．5-1．0％用于光合作用。紫外辐射在总辐射中所占比例很小，但对植物的形状、颜色与品质的优劣起着重要作用。尽管目前高原农耕措施和管理水平都很低，但冬小麦和青棵的单产能创全国最高纪录，可能与高原的橙红光、紫蓝光的辐射通量的百分比和辐射强度都高于其它地区有关。另外，通过计算表明，波长较短的波段，海拔越高时，其红外波段的能量越低。高原的紫外和可见波段的相对通量高于东部平原和西部干旱地区，尤以紫外波段更甚，而红外波段的相对通量低于东部平原和西部干旱地区。就各波段的绝对量而言，高原比东部平原要高得多，以紫外、可见、红外三个波段的能量为例，西藏高原分别是苏州的2.9、l.6和1.1倍。从太阳辐射资源来看，红外、可见光和紫外各波段太阳辐射4至9月的总量约占全年辐射总量的67％。也就是说太阳辐射资源主要集中在春末至秋初，与作物生长发育的季节同步，这对作物产量和质量都有很大影响。值得注意的是，紫外到辐射虽然在太阳辐射的总通量中所占比例不大，但在藏北、阿里地区观测到紫外辐射及其与总辐射的比值，与其它地区相比，都是较大的，那曲（海拔4500米）观测到晴天正午紫外辐射瞬时值达70W／m2，神仙湾（海拔5300米）为99W／m2，表明晴天时高原地区大气对紫外辐射的消光能力很弱。从总的趋势来看，随着海拔高度的上升，各波段辐射强度均有所增大，但各波段辐射强度占总辐射强度的百分比的变化则不一样，紫外波段将上升，可见光波段略下降，而红外波段将下降较多。二二二二、、、、气温低气温低气温低气温低、、、、日较差大日较差大日较差大日较差大、、、、年变化小年变化小年变化小年变化小青藏高原年平均气温低，构成了青藏高原气候主要特征。位于藏北高原和青南高原的可可西里年平均气温在一4℃以下一等温线与等高线相重叠，自成一闭合的低温中心，为青藏高原温度最低的地区，也是北半球同纬度气温最低的地区，青藏高原有一半地区年平均气温低于O℃，其它地区如雅鲁藏布江、河汉谷地和柴达木盆地相对比较温暖，年平均气温在3一5℃。青藏高原气温日较差比同纬度东部地区大，日较差大表明这里具有大陆性气候的特征。阿里地区、藏北高原、柴达木盆地等地的日较差约17℃左右，即使日较差较小地区如班戈湖、申扎、三江河谷、青海东部等地区其日较差也多为14℃左右。高原地区日较差的大小与地形、植被、于湿程度等有关，如柴达木盆地干燥，多晴少雨，白天日晒增温急剧，夜间地面辐射强，降温快，其日较差就比较大。而在多阴雨的藏东南地区，白天增温不高，夜间云层低，地面

青藏高原的气候特征及高原机场飞行环境

第1章 青藏高原的气候特征及高原机场飞行环境 青藏高原平均海拔4 000～5 000 m，地域辽阔，面积近240万平方千米，是中国面积最大、世界上海拔最高的高原，被誉为“世界屋脊”，在全球的高原高山区域占有重要的席位。海拔4 500 m以上的高原腹地年平均气温在0 °C以下，有大片面积最暖月平均气温低于10 °C，这样寒冷的气候也只有地球的两极地区可以与之相比。它也被称为地球的“第三极”。特殊的地理环境中保有许多蔚为奇观的地质遗迹和绚丽多彩的自然景观，同时也孕育了其独特的人文景观，使之成为科学探险、考察和生态旅游的胜地。高原机场的建成和空中航线的开通极大地改善了该地区相对落后的交通面貌，有力地促进了当地经济社会的发展。然而，青藏高原复杂的地形地貌、中纬西风带，以及印度季风与亚洲大陆季风在高原东部的交汇，构成了高原机场复杂多变的天气气候背景。高原机场低气压、缺氧、温差大等飞行环境和强烈的风切变、乱流天气则极大地增加了航空安全飞行的难度。本章综合介绍了青藏高原的大气环流及边界层特征以及高原机场的飞行环境及其对飞行的影响。 1.1 青藏高原地理环境和气候概况

1.1.1 地理范围及地形地貌 1. 地理区划 青藏高原位于我国西南部，其主体部分在我国青海和西藏，高原由此得名。我国境内的青藏高原地域辽阔，西起帕米尔高原，东接秦岭，横跨31个经度，东西长约2 945 km；南自东喜马拉雅山脉南麓，北迄祁连山西段北麓，纵贯约13个纬度，南北宽达1 532 km，总面积约250万平方千米，占我国陆地总面积的26.8%。青藏高原范围涉及6个省区、201个县（市），即西藏自治区（错那、墨脱和察隅等3县仅包括少部分地区）和青海省（部分县仅含局部地区），云南省西北部迪庆藏族自治州，四川省西部甘孜和阿坝藏族自治州、木里藏族自治县，甘肃省的甘南藏族自治州、天祝藏族自治县、肃南裕固族自治县、肃北蒙古族自治县、阿克塞哈萨克族自治县以及新疆维吾尔自治区南缘巴音郭楞蒙古族自治州、和田地区、喀什地区以及克孜勒苏柯尔克孜自治州等的部分地区。 2. 高原山脉 青藏高原周围大山环绕，它们大多数呈西北—东南走向，相对于高原以外的地面陡然而起，南有喜马拉雅山，北有昆仑山和祁连山，西为喀喇昆仑山，东为横断山脉。高原内部除平原外还有许多山峰，主要有唐古拉山、冈底斯山、念青唐古拉山等。这些山脉海拔大多超过6 000 m，喜马拉雅山等不少山峰超过8 000 m。

青藏高原对气候的影响

青藏高原对气候的影响 青藏高原是世界上最大最高的高原，有世界屋脊之称。它南起27°N，北止40°N，纵跨纬度13°；总面积约290万平方千米；平均海拔4500米，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的一个庞大的障碍物。对我国及世界气候环境的变迁起了十分重要的作用。 青藏高原对气候的影响主要表现在以下几方面： 1、青藏高原西风带路径的影响 巨大的青藏高原就像河流中央没有露出水面的大石头对河流的影响一样，使冬季500mb （3～4公里）以下的西风带发生分支、绕流，而形成南北两支气流。北支气流一部分沿阿尔金山成东风吹入塔里木盆地，一部分沿祁连山成西或偏西北风吹入河西走廊，二者在高原东部汇合成西北气流，流线呈反气旋弯曲，形成动力高压背，使高原地面冷高压进一步加强，并有利于冬季风南下。高原的约束使冬季风的势力较强。南支气流在高原西南面为西北气流，绕过高原南侧转为西南气流，流线呈气旋性弯曲，产生动力性低压槽，在槽前暖湿气流的影响下，我国南方与北方冬季气候有较大差异。南北两支气流在长江中下游汇合，形成北半球最为强大的西风带。青藏高原的存在使冷空气由于受高原地形的阻挡和挤压，向我国东部地区倾泻到更南的纬度。高原东侧的西南地区，地处高原西风带的背风位置，风速较小，天气、气候别具一格。青藏高原的动力作用还表现在它对于近地面气流的屏障作用。东西方向上，它阻滞了随西风气流东移的天气系统，南北方向上它直接阻挡着我国西部对流层冷暖空气的南北交流。冬季高原阻挡冬季风南下，使南侧的印度与同纬度其它地区相比温度高，气压低，气温年较差小。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则又相对平静，气流扰动较少，风力较弱。高原北侧又不易受南来暖湿气流影响。有利于冷空气堆积，进一步加强蒙古高压的势力，进而产生对我国东部地区的强寒流影响。而高原阻挡海洋湿润气流进入我国西北盆地，形成少雨的燥热天气，使我国新疆极端干旱，成为少有的少雨区和无流区。 2、青藏高原对亚洲季风形成的影响 亚洲季风区是世界上最显著的季风区。季风区雨热同季,利于植物的生长,养育着 众多的人口(中国和印度为世界上两个人口最多的国家)。分析发现,亚洲季风系统中存在着

青藏高原的气候特征

青藏高原的气候特征及对我国的影响 张庆奎200621059 气象学2班 一、大气干洁、太阳辐射强 青藏高原海拔高，空气稀薄干洁，太阳辐射通过的大气路程较短，所以太阳辐射被削弱的少，太阳总辐射量高居全国之冠，年总量在5000-8000MJ／m2。较同纬度东部地区大2000-3000MJ／m2。年总辐射量的分布趋势自东南向西北增多，藏东南地区小于5000MJ／m2，为低值区，藏北高原、阿里地区、柴达木盆地的年总辐射量可达7000-8000MJ／m2，为高值区。 太阳总辐射力入射到水平地面的太阳直接辐射和散射辐射之和。青藏高原直接辐射年总量在3000一6000MJ/m2之间，与同纬度平原地区相比较高出2000-3000MJ／m2其在高原分布趋势与年总辐射量一致，藏东南为低值区；青海的柴达木盆地、藏北高原和阿里地区为高值区。尤为突出的是，在青藏高原多次观测1249.IW／m2、1259.5W/ m2等非常大的直接辐射强度值，这种现象在东部平原地区是绝对不会出现的，由于海拔高度的影响，高原大气干洁，水滴、气溶胶、火山尘埃等少，因此晴天条件下，散射辐射值较东部平原地区小，其年总散射辐射量1700-2900MJ／m2。散射辐射量的分布形式不同于年总辐射量和直接辐射量，这主要是因为散射辐射量大小除取决于纬度、高度外，与大气干洁状况、云量的多少等有关，所以散射辐射量的高值区出现在戈壁荒漠多风沙的柴达木盆地和阴云天较多的那曲、玉树，而低值区出现在海拔高、干燥少雨的阿里地区和藏北高原。 众所周知，太阳辐射对气候以及作物生长和产量都有重要影响。太阳辐射主要包括紫外辐射、可见光和红外辐射三个波段。概括起来说，达到植物表面的红外辐射的能量约占太阳辐射总量的一半，其中仅有约0．5-1．0％用于光合作用。紫外辐射在总辐射中所占比例很小，但对植物的形状、颜色与品质的优劣起着重要作用。 尽管目前高原农耕措施和管理水平都很低，但冬小麦和青棵的单产能创全国最高纪录，可能与高原的橙红光、紫蓝光的辐射通量的百分比和辐射强度都高于其它地区有关。另外，通过计算表明，波长较短的波段，海拔越高时，其红外波段的能量越低。高原的紫外和可见波段的相对通量高于东部平原和西部干旱地区，尤以紫外波段更甚，而红外波段的相对通量低于东部平原和西部干旱地区。就各波段的绝对量而言，高原比东部平原要高得多，以紫外、可见、红外三个波段的能量为例，西藏高原分别是苏州的2.9、l.6和1.1倍。从太阳辐射资源来看，红外、可见光和紫外各波段太阳辐射4至9月的总量约占全年辐射总量的67％。也就是说太阳辐射资源主要集中在春末至秋初，与作物生长发育的季节同步，这对作物产量和质量都有很大影响。值得注意的是，紫外到辐射虽然在太阳辐射的总通量中所占比例不大，但在藏北、阿里地区观测到紫外辐射及其与总辐射的比值，与其它地区相比，都是较大的，那曲（海拔4500米）观测到晴天正午紫外辐射瞬时值达70W／m2，神仙湾（海拔5300米）为99W／m2，表明晴天时高原地区大气对紫外辐射的消光能力很弱。从总的趋势来看，随着海拔高度的上升，各波段辐射强度均有所增大，但各波段辐射强度占总辐射强度的百分比的变化则不一样，紫外波段将上升，可见光波段略下降，而红外波段将下降较多。 二、气温低、日较差大、年变化小 青藏高原年平均气温低，构成了青藏高原气候主要特征。位于藏北高原和青南高原的可

论述青藏高原对我国气候的影响(建文)

作业：论述青藏高原对我国气候的影响 参考答案： 青藏高原作为我国重要的地貌单元，除了本身形成了独特的高原气候外，还对其他地区的气候有着重要的影响，主要表现在对气流的机械动力作用和高原本身的热力作用两个方面。 （）动力作用。动力作用又可以分为对气流的分支作用和屏障作用两个方面： ① 分支作用。冬季，西风带南移到青藏高原，青藏高原耸立在对流层的中下部，受高原阻挡，米以下的西风气流分成南北两支。在高原西北部为西南气流，绕过新疆北部转为西北气流。南支在高原西南部为西北气流，高原东南部为西南气流。在高原以东长江中下游地区汇合东流，形成西风带。分支、绕流的结果使西风带在青藏高原南北两侧形成北脊南槽的环流形势。北支西风脊，加强西北部冷空气的势力。南支西风槽，促进副热带锋区的活动。高原东侧的我国西南地区，由于处在背风部位，风速小，出现“死水区”，天气别具一格。 ② 屏障作用。青藏高原对低空季风环流具有阻挡作用，冬季使冷空气南下的路径偏东，东部地区冬季风势力更强。使夏季的西南暖湿气流不能越过青藏高原影响到我国的西北地区，使新疆、甘肃一带夏季出现炎热干燥的天气。 （）热力作用。 夏季，青藏高原起热源作用，近地面形成热低压，周围同高度的自由大气层相对为高压，空气向高原中部辐合，形成由周围吹向高原的风。冬季，青藏高原起冷源作用，近地面形成冷高压，周围同高度自由大气层相对为低压，空气由高原向四周辐散，形成由高原吹向四周的风。因此，由于高原与其周围自由大气之间冬夏冷热源差异所引起的特殊气压场，导致高原季风生成。 另外，夏季，青藏高原热低压的存在，四周空气向高原辐合，加强了我国夏季风的势力。冬季青藏高原冷高压的出现，加强了蒙古高压，也加强了我国冬季风的势力。 总之，由于青藏高原的存在，使我国的气候更加复杂，同时也加大了我国季风气候的强度及其空间范围。

青藏高原对于气候的作用

你的问题比较大，我对高三学生一般分析如下要点： 一、对气温的影响 1.机械阻挡作用 青藏高原海拔高、面积大、矗立在29°?D40°N间，南北约跨10个纬度，东西约跨35个经度，有相当大的面积，海拔在5000m以上，有一系列的山峰超过7000?D8000m，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿，对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为低。表6?10中A、C、E三站位于印度半岛北部，其冬季各月平均气温皆分别比同纬度、同高度的B、D、F三站为高，其中尤以C、D两站的差异最大。这是由于D站沅陵正位于高原以东的平原上，寒潮畅通无阻，而C站德里又位于高原以南的正中地位，屏障效应十分显著的缘故。 冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。从冬季北半球700hPa与500hPa月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖于西南侧，这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。因西风在高原西侧发生分支，于是高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。 夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖湿气流一般具有不稳定层结，比冷空气易于爬越山地。从夏季月平均气温分布图上可以看出，由巴基斯坦北部和东北部阿萨姆两个地区总是有两个伸向西藏方向的暖舌，其中有一部分暖湿气流越过高原南部的山口或河谷凹地，流入高原南部，这是形成雅鲁藏布江谷地由东向西伸展的暖区的重要原因。 青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。根据我国衢县与同纬度德里各高度上月平均气温的比较，可以看出在500hPa及其以下各层的气温皆是衢县低于德里，尤其是冬半年的差异更大。 2.热力作用 将青藏高原地面的气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低，夏季则偏高。根据观测资料分析计算表明，高原地-气系统逐月向四周大气输送的热量如表6?11所示。从11月至翌年2月是四周大气向高原地-气系统提供热量，这时青藏高原是个冷源，其强度以12月、1月份为最大，向四周自由大气吸收热量600多J/cm2d。春夏季青藏高原是个强大的热源，其强度以6、7月份为最大，向四周大气提供热量850J/cm2d以上。就全年平均而论，青藏高原地-气系统是一个热源。冬季青藏高原的冷区偏于高原的西部。夏季的暖区范围很

青藏高原对我国气候的影响

青藏高原对我国气候的影响 号称世界屋脊的青藏高原,大致坐落在北纬27度到37度之间,面积广达200多万平方公里以上,平均海拔在4500M以上.大家都知道,大气最低层是对流层.在对流层中集中了约为大气的3/4的质量和几乎全部的水汽量.主要天气现象如雨,雪.云雾,风等均发生在这一层.对流层的厚度平均为11KM,青藏高原的厚度,约占对流层厚度的一半左右.这样巨大的高原,对高空西风环流,东夏季风都产生了很大的影响.高原的热力作用对大气运行也有影响,这些都对我国的大气和气候有重要作用. ?? ??一增加了气候类型 ???? 青藏高原面积大,海拔高,本身就是一个独特的气候类型区,即青藏高寒区,这里气压低,大风多,日照长,辐射强,形成特有的高原气候,常年无夏,多对流性降水,且夜雨多,降雪多,具有与周边环境截然不同的气候特征. ???? 二青藏高原的机械动力与我国气候 ???? ①青藏高原对对流层低风场(风向,风速在空间上的分布)的动力作用与我国气候???? ⑴冬半年,南,北两支西风急流的出现与我国气候 ??????A.西风南急流的强劲扩张态势 ???? 冬季半年,当西风急流南移,控制我国广大地区上空时,青藏高原使4500M以下的西风环流分成南北两支急流,这就象滔滔的河水碰到了巨大的礁石,被分成两支急流一样.西风急流的位置,在高原地形的控制下,向南可达到北纬28度--30度之间,最南可达到北纬15度--20度.这支急流因受到高原南侧完整高大的喜马拉雅山的限制,特别稳定而强劲,这就导致了我国冬季季风可以向南扩张的更远. ?????? B.西风北支流的柔弱移动特点 ?????? 北支西风急流大致位于北纬40度左右,相当于祁连山北部一带.它的位置变化很大,而且强度较弱,是因为北支流所流过的地区地形较破碎,而可以自由移动之故. ?????? C.西风南北两支急流的汇合 ?????? 两支急流绕过高原后,在我国东面日本南部上空汇合向东流去.在接近青藏高原东侧,存在一块空气稳静的所谓"死水"区域(高原东侧的我国西南地区,由于处在背风位置,风速小,出现"死水区",天气与气候别具一格).这一区域约位于四川盆地上空.这里空气很少扰动,风力微弱. ?????? D.冬季西风南支流的存在,对于我国南半部的冬季天气有很大关系.它来自阿拉伯,伊朗,巴基斯坦北部干旱地区,下层秉性干热,形成云南高原的干季.但在3000M高度上,秉性较为温暖湿润.另外,由北方来的极地大陆气团,势力已弱,变得温润多了.这样,两种气流在昆明一带交锋,成半静止状态,叫昆明准静止锋.锋西处于单一的西南暖流控制下,云系难以发育,温和晴朗,降水极少,日温差大.而在锋东的贵州全省,以及四川南部,云系发育好,阴雨连绵,日温差小,同昆明一带的天气正好相反. ?????? ⑵南支西风急流的消长,又是冬夏季风交替的一个重要因素 ?????? A.5月末6月初,南支西风急流的消失与夏季风的北上 ?????? 5月末6月初,西风带北移.当南支急流消失以后,夏季风才得以迅速北上.例如,印度洋的西南季风才能流向青藏高原南部一带谷地.同时对长江流域梅雨的形成也有密切关系.只有当南支急流消失,太平洋的东南季风才能迅速北进,为梅雨的形成创造出条件. ?????? B.10月份西风带南移,南支西风急流重新出现 ?????? 到了10月份,西藏自治区风带南移,南支西风急流重新出现,夏季风退出大陆,冬季风又成为我国天气的主宰. ?????? ②青藏高原对东亚大气环流的屏障作用 ?????? 青藏高原的动力作用的另一个表现,就是对东亚大气环流起一种屏障作用.它不仅阻