新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响

新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响

3李吉均①②　方小敏①　潘保田①　赵志军②　宋友桂①

(①兰州大学地理科学系,兰州　730000;②南京师范大学地理科学学院,南京　210097)

摘要 青藏高原主夷平面形成的上限年龄为3.6MaB.P.,临夏盆地新生代湖相沉积同时结束,青藏运动开始,分为A (3.6MaB.P.),B (2.6MaB.P.)和C (1.7MaB.P.)3幕,A 幕现代亚洲季风形成,B 幕黄土开始堆积,C 幕黄河出现;昆黄运动(1.2～0.6MaB.P.)使黄河干流切入青藏高原,大面积山地进入冰冻圈,可能导致中更新世之气候转型;共和运动造成黄河切穿龙羊峡,青海湖孤立,高原达到现代高度。中国三大自然区是高原隆升驱动大气环流改变而导致的中国最高层次的景观分异。本文讨论了8MaB.P.的有限高度隆升及亚洲干旱化的问题,亚洲夏季风22MaB.P.已经开始,是高原隆升及其它因素共同作用的结果,为亚洲古季风阶段。3.6MaB.P.才是现代亚洲季风真正开始的时期,可能北半球进入冰期也与此有密切关系。

主题词 新生代晚期　青藏高原　构造隆升　环境变化

1　前言

早在20世纪50年代由竺可桢先生领导的全国自然区划工作过程中就发现中国存在着3个大的自然区域,即东部季风区、西北干旱区和青藏高原高寒区,任何区划都脱不了这一框架。但是,这种大的区域分异因何而来,则不甚明了。经过几十年的努力,现在基本清楚,在诸多原因中青藏高原的隆升是造成这种巨大分异的主要原因。但是,青藏高原何时隆起,高度变化历史,整体隆升中的区域差异以及相邻其它地区的彼此关系是必须明确的问题。这些问题不能解决,亦将阻碍对高原隆起及其环境影响的进一步认识,因而成为研究热点,意见分歧很大。例如,关于强烈隆起开始的时间,本文作者主张年代很新、最

强的隆升发生于3.6MaB.P.[1～3],多数西方学者则认为主要发生于8MaB.P.[4～6]。近来

的发展趋势有相互接近[7～11]

的苗头,关于季风形成时间虽然差异很大,但也有逐步趋

近[1,10,11]的表现。总之,随着资料的积累和研究的深入,问题将逐步得到解决。第一作者简介:李吉均　男　68岁　教授、中国科学院院士　地貌学与冰川学专业　E 2mail :li jj @https://www.wendangku.net/doc/1c8591973.html, 3

国家重点基础研究发展规划项目(批准号:G 1998040809和G 1998040815)和国家自然科学基金(批准号:49731010)资助重点项目

2001-05-02收稿,2001-06-29收修改稿第21卷　第5期

　2001年9月 第　四　纪　研　究QUA TERNAR Y SCIENCES Vol.21,No.5

September ,2001

2　关于青藏高原隆起时间问题

1964年,施雅风和刘东生根据在希夏邦马峰北坡上新世野博康加勒地层中发现的高山栎等植物化石,首次推测上新世以来喜马拉雅山已上升3000m[12]。徐仁根据青藏高原多处发现的古植物化石,认为大陆碰撞以来始新世是温暖的低地环境,以后逐步升高是一个连续的过程[13]。20世纪70年代大规模的青藏高原综合科学考察中进一步搜集到大量证据,提出了三期隆升两次夷平,最强烈的隆升发生在上新世末第四纪初的观点,并把第四纪高原隆升划分为3个阶段[14,15]。这种观点曾被许多人接受,甚至国外教科书[16]中也曾比较详细地介绍了中国学者的观点。与此同时S.Manabe等所作的数值模拟试验[17]揭示,青藏高原的存在与否直接影响到南亚夏季风的有无。这样,便把高原隆升与季风起源联系起来,为过去全球变化开辟了新的研究思路。我们深感过去测年手段的欠缺和古环境变化代用指标的相对性,力求找到比较准确的测年方法和提取比较可靠的高原隆升的信息。在诸多途径中,我们把高原周边与内部的沉积盆地和成层地貌(夷平面、剥蚀面及阶地等)作为主要研究对象。因为隆升主要指高原大面积地区的隆升,个别岩体、山峰以至断层的抬升都仅只是点,而以夷平面为主的各种地貌面的分布范围广泛,高度相对稳定,为计算隆升的时间和幅度提供了相对可靠的根据。沉积盆地所赋存的沉积地层则是相邻山地与高原隆升及剥蚀的天然记录,具有时间连续和环境变化信息丰富的特点。简言之,我们主要依靠地貌学和沉积学的方法,据此建立高原隆升的时间序列并恢复其高度变化的历史。

2.1　兰州黄河阶地与祁连山东段阶地

兰州地区黄河阶地的研究首先取得突破,早年陈梦熊[18]、黄汲清[19]和徐叔鹰[20]等都对兰州黄河阶地进行过研究,但苦于无测年手段,仅只大体给出相对的时间序列,甚至阶地级数也未弄清。由于地处黄土高原的兰州黄河各级阶地均有不同厚度的黄土覆盖,这给阶地测年带来便利。经过反复工作,查清黄河兰州段共有7级阶地,其形成年代分别是1.7MaB.P.(T7),1.5MaB.P.(T6),1.2MaB.P.(T5),0.6MaB.P.(T4),0.15MaB.P. (T3),0.06MaB.P.(T2)和0.01MaB.P.(T1)[21～23]。黄河最高的第7级阶地以上出现一级被厚薄不一的山麓洪积相砾石层覆盖的山足剥蚀面,其上覆黄土最厚可达300m,一般不超过200m,经古地磁测年底部达到奥杜威极性亚时,砾石层中所含石膏的裂变径迹测年值为1.86MaB.P.[24]。这一级剥蚀面在兰州盆地分布很广,并一直延伸到祁连山麓,是黄河起源以前最新的剥蚀面。这级剥蚀面一般低于周围的主夷平面约800～1000m,虽然是青藏高原隆升较早期的产物,但其年龄不可能代表青藏高原隆升的开始。从地貌学理论考虑,只有主夷平面才能代表高原隆升的起点,剥蚀面和各级黄河阶地的形成指示了其后高原隆升的主要事件。

与兰州地区相对应,祁连山东段北麓也发育着典型的层状地貌面。主夷平面海拔3200m左右,剥蚀面海拔2500～2700m,之下为至少5级河流阶地。剥蚀面和各级河流阶地上堆积了不同厚度的黄土,为地形面定年提供了条件。根据最近的古地磁、TL、14C

测年结果和黄土-古土壤序列研究,剥蚀面的年代为1.4MaB.P.,大致与兰州的T

6阶地

283第 四 纪 研 究 2001年

年代一致;5级阶地的年代分别为0.8MaB.P.(T 5),0.42MaB.P.(T 4),0.25MaB.P.(T 3),0.15MaB.P.(T 2)和0.01MaB.P.(T 1),除记录了兰州地区主要的阶地外,还发现了一些新的阶地,指示了祁连山东段第四纪期间的强烈隆升

[25]。

2.2　临夏盆地青藏运动临夏盆地位于甘南高原的北侧,属于西秦岭的山前拗陷,新生代地层发育,盆地本身被黄河及其支流大夏河切穿,因此是研究青藏高原隆升地层证据的理想地方。这里新生代脊椎动物化石十分丰富,富于研究潜力。研究结果说明,临夏盆地自29MaB.P.以来的沉积是基本连续的,

3.6MaB.P.以前主要是河-湖相泥岩和砂质泥岩并夹少量砂砾层,是一种低能环境的沉积,反映构造稳定及地形起伏很小。仅只是自3.6MaB.P.以后出现巨厚的砾岩,砾石巨大,磨圆度很高,并夹有一定数量的泥石流沉积。该砾岩被命名为积石

组砾石层,它切过了经褶皱变形的此前的新生代红层[26],因而代表了一次真正的剧烈构

造运动。积石组砾岩跨越时段为3.6～2.6MaB.P.,沉积结束后经历一次构造运动,在砾岩拗折低下之处形成新的湖盆,沉积东山组湖相层。此湖相层含三门马化石,顶界超出奥

杜威极性亚时,故沉积时段约为2.4～1.7MaB.P.[26]。湖相层结束后再次发生构造变动,

大夏河最高阶地砾石层出现,代表临夏盆地被大夏河切穿并注入黄河[3,23],黄河终于成为

泱泱大川。从临夏盆地的发育史可以看出,3.6MaB.P.之前是一个湖盆发育的低地环境,代表夷平面形成的时期,临夏盆地的红色地层经康乐和冶力关一直延入甘南高原,并与美武高原主夷平面相衔接,充分说明是该夷平面的相关沉积。目前美武高原及毗邻红层海拔3600m ,临夏盆地红层高度则不超过2600m ,是西秦岭的前沿边界断层的活动把原来相通的湖相地层断开了1000m 。地形高差加剧及高原地形的出现,导致新一轮侵蚀循环的开始,黄河这样的巨型水系才因此出现。因此,我们把3.6～1.7MaB.P.期间发生的构

造运动叫青藏运动,并分为A (3.6MaB.P.),B (2.6MaB.P.)和C (1.7MaB.P.)3幕[1～3]。

2.3　昆黄运动

1.7MaB.P.黄河出现,但只有在1.2MaB.P.黄河干流才开始向上游切穿积石峡,

0.6MaB.P.又切穿李家峡,因此把这段时间的隆升叫黄河运动[21]。崔之久等在昆仑山研

究高原隆升时,发现1.1MaB.P.昆仑古湖开始消退而以发生在0.7～0.6MaB.P.的剧烈运动形成新的拉分盆地结束,起初拟命名昆仑运动,但因该名已用于别处,故统一称之为

昆仑-黄河运动(简称昆黄运动)[27]。昆仑山大断层0.7MaB.P.以来左旋走滑达30km ,

垂直断距超过1000m ,整个昆仑山经过这次运动才成为海拔高峻的大山[28],故昆黄运动

是意义重大的一次构造运动。黄河经过1.2～0.6MaB.P.的昆黄运动干流溯源侵蚀进入青藏高原,“黄河发源积石”就现代意义说应当指的就是这一事件。以积石峡以上的循化

盆地与兰州盆地的黄河同年龄阶地相比较,兰州的T 5阶地高出黄河210m [22],但循化同

年龄阶地则高达900m [28]

。这意味着0.6MaB.P.以来循化段黄河比兰州附近多下切700m ,并代表青藏高原比兰州盆地相对隆升至少这样多。

2.4　共和运动晚更新世青藏高原再次经历了强烈隆升,青海共和盆地的共和组湖相层从2.6MaB.P.

3835期 李吉均等:新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响

483第 四 纪 研 究 2001年

开始堆积,应当是青藏运动B幕的产物,与临夏盆地的东山古湖具有同样的起始年龄,但只有在0.15MaB.P.发生的共和运动之后湖泊才被切穿注入黄河。共和运动使日月山隆起,青海湖与共和盆地隔绝,生成倒淌河。十多万年以来黄河切穿龙羊峡达800m,形成深邃峡谷[21]。故共和运动的强度亦不可忽视。整个青藏高原正是经过共和运动才达到现代高度的[1]。

3　关于青藏高原隆升高度问题

青藏高原隆升高度是一个较之隆起时间更难的问题,从20世纪60年代发现高山栎植物化石以来,古生态学是一个常用的方法。但是,地质时期古气候也是一个变数,而孢粉本身的解释也存在困难。因此,古生态学的方法也仅能供参考,特别是据此作定量计算是不可靠的。在诸多选择中,我们把夷平面列为优先对象。夷平面是地貌长期发育的最终地形,受海平面控制,不仅是跨流域的,其范围可以在整个大陆伸延,甚至可以作洲际对比。以全球洋面为基准的夷平面理所当然地应当具有上述性质。夷平面是各种外营力联合或先后作用的结果,起源相当复杂。但当夷平面最终形成时,由于海拔很低,起伏很小,地面物质移动很慢,风化作用将长期就地持续下去,形成各种类型的风化壳,地面常形成硬壳[29]。自地貌学创始人W.M.Davis(1850～1934)提出侵蚀循环和准平原的理论以来,夷平面研究虽然历经波折,但总是不断兴起新的研究热情,原因不是别的,因为它客观存在。特别是在青藏高原隆起的研究中,如果我们确实认定了夷平面,并能给以准确定年,则隆升的起点和高度计算也就迎刃而解。在青藏高原的很多地方都报道过夷平面的存在,但观点很不相同,有主张一级的,有主张多级的。这样的分歧不难处理,因为夷平面即使是多级的,最低的一级必须是最广泛和最年青的。研究青藏高原隆升,只须聚焦到这一级夷平面就够了。这就是近年来文献中常说的主夷平面[1],过去文献中常有高原面的提法,大体意义相当。主夷平面的特征是分布最广,可以连续追踪,宽敞平坦(图版Ⅰ),高度比较稳定,西高东低,从高原西北部的5500m以上降到东部的3500～4000m,表面不同程度有风化壳保存。一般在主夷平面上还有一级山顶面,是过去侵蚀循环的遗存,保留面积较小。兰州地区在主夷平面和黄河阶地系列(图版Ⅱ照片1)之间还存在一级山足剥蚀面(陈梦熊早年所指的甘肃期准平原[18]应当就是这一级剥蚀面),上覆黄土底界达1.8MaB.P.,说明该剥蚀面形成于1.8MaB.P.以前[23,24]。它的存在说明青藏高原已经隆升,因而在山麓形成山足剥蚀面(又叫麓原面)并有同期扇形地砾石层形成。在兰州附近高出山足剥蚀面的是真正的夷平面,黄汲清当年称呼的哈拉古准平原[19]以及青藏高原东北部的美武高原(见图版Ⅰ图2)就是保存最好的两大片。它们高出山麓剥蚀面约800～1000m,根据前述美武高原与临夏群红层是相互衔接的,红层分布最高的高度也是美武高原的高度(3600m),故是典型的相关沉积。以临夏群结束时间为该夷平面年代是有理由的,故美武高原隆起时间或解体时间也是3.6MaB.P.[3]。这是用相关沉积法确定的最成功的一处夷平面年龄。此外,在青藏高原的东部芒康海拔4400m的分水岭夷平面上覆玄武岩(图1)测得K2Ar年龄为3.4MaB.P.和3.8MaB.P.,应当是夷平面因青藏运动A幕发生沿裂隙喷发的玄武岩,是夷平面解体变形的标志,也为夷平面的最终形成年龄作了肯定。我们还对昆仑山地区的夷平面进行了研究,那里主夷平面削平的最新火山岩的K2Ar

年龄为7MaB.P.,并被形成于约3.6MaB.P.的昆仑山垭口断陷盆地所错断,也说明主夷平面形成于7～3.6MaB.P.。崔之久等对主夷平面上灰岩溶洞的钙华所做的大量裂变径

迹测年说明,岩溶活动从15MaB.P.延至7MaB.P.,此后因气候变干而停止活动[30]。这

说明主夷平面主体形成于中新世中晚期,上新世早中期已处于低平状态。主夷平面上常有红色风化壳残留,硅铝率一般为2左右,也时有突岩、叠石保存。这些都说明主夷平面是形成于热带或亚热带低平而温暖的环境中。最近,

通过祁连山前现代洪积扇砾石的统

计建立了砾石粒径-高原高度模型,然后反演过去高原的高度[31]是一个十分有意义的尝

试,应用于玉门老君庙剖面得出祁连山主夷平面在约3.1MaB.P.之前高度低于1000m ,

之后急剧上升[31]。因此,青藏高原在3.6MaB.P.之前存在一个分布广泛的主夷平面是确

定的事实,尽管这级主夷平面在构造敏感地区(如山峰地带)可能在7～8MaB.P.就开始一定程度的上升,但广大其它地区继续夷平面的发育直至3.6MaB.P.前后。尽管还需要大量的工作来进一步研究夷平面,但高原最近一次的强烈隆升应以最晚夷平面发育的上限年龄3.6MaB.P.为起点。研究主夷平面的变形是研究新构造运动的最直观的方法,计算

机三维成图(见图版Ⅰ

)能很好地表现夷平面的变形和展布状态。图1　沿30°N 的地形剖面及其所表明的芒康地区主夷平面特征

1.玄武岩(3.4MaB.P.和3.8MaB.P.)

2.侏罗-白垩纪砂岩

3.含各期玄武岩碎屑的山麓砾石层

Fig.1　Landform profile along 30°N latitude and age of main surface in Mangkang region ,Xizang

以上论述说明3.6MaB.P.以前青藏高原的主体十分低下,但作为回春性隆起的各大山脉仍然存在,虽然高度并不雄伟。此中喜马拉雅山应当别论。它的强烈隆起始于22MaB.P.前后[4]。由于主中央断层、主边界断层和主前沿断层等的相继活动,印度板块前沿作薄片状破裂堆砌起来,地形上表现为山体持续向南扩大。没有理由认为喜马拉雅山在新生代晚期曾形成统一的夷平面。根据我们的实地观察,Potwar 高原是一级相当于“甘肃期准平源”的山麓剥蚀面,据D.W.Burbank 等研究形成于2.1～1.9MaB.P.之间,

5835期 李吉均等:新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响

683第 四 纪 研 究 2001年

速度十分惊人,然后才是印度河及其支流Soan河的下切并形成阶地系列[32]。这说明印度河至少在Potwar高原是晚于1.9MaB.P.之后形成的。这一点与黄河兰州段十分相似。但是,在Potwar高原之北的Murree山北坡有多级剥蚀面存在,显然是按山麓梯地的原理形成的,代表喜马拉雅山22MaB.P.以来的多次隆升。但是,3.6MaB.P.青藏高原的强烈隆升在喜马拉雅山也是明白无误的。克什米尔的卡列瓦系下部砾岩起始于约4MaB.P.[32],代表喜马拉雅山的强烈隆升,而人们早就知道的西瓦利克系虽然是山前凹陷沉积,反映喜马拉雅山的同期上升历史,但也只有在二三百万年以后才出现“巨砾岩时期”,在尼泊尔境内砾岩从2.5MaB.P.开始堆积[33],它与喜马拉雅山北坡的贡巴砾岩是同时期的产物,记录了喜马拉雅山最新的强烈隆升。

关于青藏高原隆升的高度还有些限制因素可以对特定时段高度的确定提供重要根据。如迄今发现的青藏高原的最老冰碛不早于0.7MaB.P.[34],古里雅冰帽底部36Cl测年为0.73MaB.P.[35],高原含冰川砂的黄土开始于0.8MaB.P.,它是高原进入冰冻圈和爬越高原的下层西风环流发生绕流后的产物[36,37],这说明0.8MaB.P.以前青藏高原并不很高,只是昆黄运动才把多数山地推到冰冻圈中,发生大规模的冰川作用。据施雅风等研究,青藏高原要发生较大规模的冰川作用,平均高度应达3000m,山地应在4000m以上[34],这是很合理的计算。大气环流理论分析表明,青藏高原地区爬越高原的气流被迫绕流的临界高度也是约3000m[38]。J.E.Kutzbach等的数值模拟也很有意义,他们认为高原只要达到半山的高度(模型中设定约为1500m)即足以激发季风,形成稳定的西伯利亚-蒙古高压[39]。按此推算,黄土于2.6MaB.P.开始堆积,这就要求2.6MaB.P.高原达到平均1500m的高度。正是基于夷平面(3.6MaB.P.)、黄土开始堆积(2.6MaB.P.)以及青藏高原进入冰冻圈(0.8MaB.P.)等因素的考虑,我们提出高原分别在上述时段达到1000m,1500m和3000m的数字[1,3]。当然不能认为这是十分准确的,而且,高原的各部分差异很大,这些都有待于今后发展更好的方法,取得更多而可靠的资料才能进一步精确化。

4　关于青藏高原的隆起对周边地区的影响

前面我们集中讨论了青藏高原3.6MaB.P.以来的隆升问题,其实新生代印度板块与亚洲板块碰撞以来隆升是多次发生的,而且影响范围不同。始新世的首次碰撞使冈底斯山隆起形成大片熔岩流,具有岛弧性质的冈底斯山南麓形成磨拉石沉积,藏北红层仍然很细,含大量石膏,说明高原隆升幅度和范围均很小,未能打破纬向分布的行星风系。当时喜马拉雅山并未隆起,故此期隆起几乎没有大的意义[1]。23MaB.P.以后发生的以主中央断层强烈活动和以花岗岩侵入为标志的喜马拉雅运动第2幕十分强烈,喜马拉雅山崛起,遍布青藏高原的古近纪夷平面解体隆升,初步计算可能达到2000m的隆升幅度[1,3],配合中亚副特提斯海(东端进入塔里木盆地西部)的大规模撤退以及南中国海的大扩张,亚欧超级大陆与大洋的对立激发了亚洲古季风的出现。临夏盆地22～17MaB.P.气候变得湿润温暖,湖泊扩展,森林植被很好[40,41],这是亚洲古季风盛行的标志[42]。但是,发生在大洋中的事件和发生在大陆上的事件在推动亚洲古季风的形成中究竟何者占了主导地位不得而知,需进一步研究。我们说它是亚洲古季风阶段指的是没有现代意义的冬季风,也即

不存在西伯利亚-蒙古高压。安芷生等最近也承认,只有到了3.6MaB.P.以后冬季风才兴起并在2.6MaB.P.以后大大强化,并把它归结为3.6MaB.P.青藏高原最新的一次强烈隆升

[10]。由此看来,中外学者的研究终于找到了汇合点。所不同的是我们认为亚洲夏季风的出现比8MaB.P.要早得多,至少从22MaB.P.即开始。这是刘东生等[42]、施雅风等[43]和金性春等[44]早就指出的。关于8MaB.P.亚洲及全球的干旱化与青藏高原隆升的关系是一个很有挑战性的问题。临夏盆地孢粉和湖泊地球化学分析表明,8MaB.P.的干旱化十分明显[40,41],但这是一种全球性的现象,北太平洋粉尘记录也出现8MaB.P.前后

有近百万年的高粉尘通量时期,粉尘无疑也来自亚洲内陆同纬度的干旱区[11]。临夏盆地

风成石英砂在红层中含量也在8MaB.P.猛增[45]。陕北高原红粘土(即过去文献中常称的

三趾马红土)风成起源现已确认,而且年龄越做越老,达到8.1MaB.P.[46]。但是,红粘土8MaB.P.开始出现能代表亚洲季风的始现期或甚至青藏高原的强烈隆升吗?既然东亚夏季风22MaB.P.即已开始,8MaB.P.充其量只是强化而已。至于8MaB.P.青藏高原是否强烈隆起的问题早已引起本文作者的高度重视。固然,临夏盆地确实没有8MaB.P.高原强烈隆升的信息,但这也许是局部现象。因此,当我们90年代末在酒西盆地开展新生代沉积地层和环境变化历史的研究时就十分注意。结果发现,玉门砾岩沉积的起始年代为

3.66MaB.P.,与下伏的牛胳套组之间有一个大的不整合和沉积间断,缺失5～

3.7MaB.P.的地层1)

,意味着发生了巨大的构造运动及随之而来的侵蚀,这就是前述的青藏运动A 幕。与临夏盆地不同的是,下伏牛胳套组含大量砾石层,从沉积相来说8.2MaB.P.开始从浅湖变成水下三角洲1)

,6.5MaB.P.后转为洪积扇砾石沉积,代表山地上升在8.2MaB.P.即已开始,6.5MaB.P.后山地明显升高。其实,孢粉分析2)说明在11～

8.7MaB.P.之间是一个以柏树为主的森林时期,8.7MaB.P.之后草本植物成主要成分,代表干旱化开始。根据这些资料,说明祁连山西段8MaB.P.已开始有隆升,比临夏盆地要早,但并不是强烈隆升。这一现象在六盘山也有响应,鄂尔多斯夷平面断开,六盘山开始上升[44]。看来,8MaB.P.的隆升是存在的,但绝对不能与3.6MaB.P.的相提并论。

最近对六盘山以东朝那红粘土剖面所作的粒度分析表明,8.1MaB.P.以来粒度变化与深海氧同位素变化在4.3MaB.P.之前相关性很差,无法对比,4.3～3.5MaB.P.略有相关,可视为过渡期,只是到3.5MaB.P.之后相关性才显著提高,而2.6MaB.P.之后连细节都能吻合(图2)。既然承认亚洲冬季风与青藏高原隆起有关,则作为冬季风指标的粒度变化与北半球冰量变化的同步性从3.3MaB.P.开始正好说明高原在3.6MaB.P.前后强烈隆升才是全球气候变化的最强烈的信号。近来贝加尔湖钻探计划在湖心位置获得了12MaB.P.的粒度记录,并用粒度增大代表温暖时期,粒度减小代表寒冷时期。在8.5～

8.8MaB.P.发生粒度的转折,K.Kashiwaya 等认为是这时喜马拉雅山-青藏高原隆升诱发印度季风的显示[9];在5.5～6.2MaB.P.的回暖期是与临夏盆地孢粉记录一致的;在

4MaB.P.以后粒度出现了频繁的大幅度变化,这必然是与北半球进入冰期相关的[9]。需

要注意的是,在12MaB.P.以来全球变冷、总体粒度减小的趋势下,4～1.2MaB.P.是明显

1)方小敏,赵志军,李吉均等.祁连山北缘酒西盆地晚新生代磁性地层与高原隆升.2001

2)马玉贞分析

7835期 李吉均等:新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响

的粒度高值时期,因此,粒度变化似并不单纯受控于冷暖变化,而必然同时受到上新世晚期以来贝加尔断陷带构造运动增强和地形反差增大的影响。P.Tapponnier 等早就提出印

度板块挤压的远程效应远至贝加尔湖拗陷带[47],因此,贝加尔湖记录中对上新世晚期以

来的构造响应更加明显。过分强调8MaB.P.的高原隆升对气候变化的影响是不妥当的。另外,最近对青藏高原东缘龙门山山前地带的地貌和新构造运动研究也说明,大邑砾岩的ESR 年龄为2.6～2.2MaB.P.,基本与玉门砾岩相当,

说明龙门山的强烈上升也应发生在

3.6MaB.P.前后。更有甚者,部分大邑砾岩还被主要由二叠纪灰岩组成的巨大推覆体(飞来峰)所推掩覆盖(图版Ⅱ照片2和图3),说明2.2MaB.P.之后构造运动也极为强烈,这些都是龙门山在青藏运动期间(3.6～1.7MaB.P.)强烈活动的具体表现(见图3)。图2　朝那红粘土剖面粒度气候记录(a )及其与深海氧同位素气候记录(b )的对比

Fig.2　Comparison between record of grain size in Chaona section (a )and

oxygen isotopic record in deep sea (b )

图3　龙门山前构造与地貌关系略图

1.古生代变质岩

2.彭灌杂岩

3.二叠纪灰岩

4.三叠纪砂岩和泥岩

5.侏罗-白垩纪泥岩和砂岩

6.大邑砾岩(2.66MaB.P.)

7.早、中更新世砾石层

8.全新世砂砾岩

Fig.3　Relationship between structure and landforms at front of Longmen Mountains

值得注意的是,M.A.Cane 和P.Molnar 目前也对3～4MaB.P.之间发生在印度尼西883第 四 纪 研 究 2001年

亚多岛海的事件给予极大关注,认为正是新几内亚在5MaB.P.之前开始的向北移动导致印度尼西亚海道的关闭,从而使赤道太平洋的暖水不能流入印度洋,印度洋表层海水温度降低2°～3°,这就导致东非的干旱化,古猿从树林进入草原变成直立猿人,他们甚至认为,暖水改道北上使北太平洋增温,导致热带大气向高纬的热量输送减少,从而诱发北半球高

纬区在 2.75MaB.P.进入冰期[8]。看来,无论在陆地或海洋目前都兴起了关注

3.6MaB.P.发生的岩石圈变动引发大气和海洋环流大调整进而推动全球气候巨变的高度热情,必将推动全球变化的研究向更深的层次发展。北大西洋一统天下的观点正在被动摇,亚太地区受到更大的关注,这对科学来说只能是好事。

最后还值得一提的是,1.2～0.6MaB.P.发生的昆黄运动使高原进入冰冻圈[1,3],必

将通过大量失热使北半球高纬高山在0.9MaB.P.前后冰川大面积扩张,0.1Ma 周期开始在全球成为主导周期,这种反馈机制也应进一步研究。

参 考 文 献

1　Li Jijun et al .Uplift of Qinghai 2Xizang (Tibet )Plateau and G lobal https://www.wendangku.net/doc/1c8591973.html,nzhou :Lanzhou University Press ,1995.181～207

2　Li J J ,Fang X M ,van der Voo R et al .Reconnaissance late Cenozoic magnetostratigraphy (11～0Ma )of the Wangjiashan section in the Longzhong Basin ,western China :Evidence for rapid mid 2Pliocene uplift of the Tibetan Plateau.Geologie &Mij n 2bouw ,1997,76:121～134

3　李吉均,方小敏.青藏高原隆起与环境变化研究.科学通报,1998,43(15):1569～1574

4　Harrison T M ,Copeland P ,K idd W S F et al .Raising Tibet.Science ,1992,255:1663～1670

5　Quade J ,Cerling T E ,Bowman J R.Development of Asian monsoon revealed by marked ecological shift during the latest Miocene in northern Pakistan.N at ure ,1989,342:163～166

6　Molnar P ,England P ,Martinod J.Mantle dynamics ,uplift of the Tibetan Plateau ,and the Indian monsoon.Reviews of

Geophysics ,1993,31:357～396

7　Zheng H B ,Powell C ,An Z S et al .Pliocene uplift of the northern Tibetan Plateau.Geology ,2000,28:715～7188　Cane M A ,Molnar P.Closing of the Indonesian seaway as a precursor to East African aridification around 3～4million years ago.N at ure ,2001,411:157～162

9　K ashiwaya K ,Ochiai S ,Sakai H et al .Orbit 2related long 2term climate cycles revealed in a 122Myr continental record from Lake Baikal.N at ure ,2001,410:71～74

10　An Zhisheng ,Kutzbach J E ,Prell W L et al .Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the Himalaya 2Tibetan

Plateau since late Miocene times.N at ure ,2001,411:62～66

11　Rea D K ,Snoeckx H ,Joseph L https://www.wendangku.net/doc/1c8591973.html,te Cenozoic eolian deposition in the North Pacific :Asian drying ,Tibetan uplift ,and

cooling of the Northern Hemisphere.Paleoceanography ,1998,13:215～224

12　施雅风,刘东生.希夏邦马峰地区科学考察初步报告.科学通报,1964,10:928～938

13　徐　仁.大陆漂移与喜马拉雅山上升的古植物学证据.见:中国科学院青藏高原综合科学考察队.青藏高原隆起

的时代、幅度和形式问题.北京:科学出版社,1981.8～18

14　李吉均,文世宣,张青松等.青藏高原隆起的时代、幅度和形式的探讨.中国科学,1979,6:608～616

15　Li J J ,Wen S X ,Zhang Q S et al .A discussion on the period ,amplitude and type of the uplift of the Qinghai 2Xizang Pla 2

teau.Scientia Si nica ,1979,22:1314～1328

16　Skiger B ,Porter S.Physical G eology.New Y ork :John &Wiley ,1987.256～259

17　Manabe S ,Tersptra T B.The effects of mountains on the general circulation of the atmosphere as identified by numeri 2

cal experiments.Journal of the A t mospheric Sciences ,1974,31(1):3～42

18　陈梦熊.甘肃中部之地文.地质论评,1947,12(6):545～556

9835期 李吉均等:新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响

093第 四 纪 研 究 2001年

19　黄汲清.中国新构造运动的几个类型.见:中国科学院地学部编辑.中国科学院第一次新构造运动座谈会发言记录.北京:科学出版社,1957.8～44

20　徐叔鹰.陇中西部黄土区黄河及其支流阶地发育的若干问题.兰州大学学报,1965,17(1):116～143

21　Li Jijun.The environmental effects of the uplift of the Qinghai2Xizang Plateau.Quaternary Science Reviews,1991,10: 479～483

22　潘保田,李吉均,朱俊杰等.兰州地区黄河阶地发育与地貌演化.见:中国第四纪冰川与环境研究中心、中国第四纪研究委员会编.中国西部第四纪冰川与环境.北京:科学出版社,1991.271～277

23　李吉均,方小敏,马海洲等.晚新生代黄河上游地貌演化与青藏高原隆起.中国科学(D辑),1996,26(4):316～322

24　朱俊杰,曹继秀,钟　巍等.兰州地区黄河最高阶地与最老黄土沉积的发现及其古地磁年代学的研究.见:青藏项目专家委员会编.青藏高原形成演化、环境变迁与生态系统研究(学术论文年刊).北京:科学出版社,1994.77～90 25　潘保田,邬光剑,王义祥等.祁连山东段沙沟河阶地的年代与成因.科学通报,2000,45(24):2669～2676

26　方小敏,李吉均,朱俊杰等.甘肃临夏盆地新生代地层绝对年代测定与划分.科学通报,1997,42(14):1457～1471

27　崔之久,伍永秋,刘耕年等.关于“昆仑-黄河运动”.中国科学(D辑),1998,28(1):53～59

28　潘保田,李吉均,曹继秀等.化隆盆地地貌演化与黄河发育研究.山地研究,1996,14(3):153～158

29　任美锷编译.台维斯地貌学论文选.北京:科学出版社,1958.87～120

30　崔之久,高全洲,刘耕年等.夷平面、古岩溶与青藏高原隆升.中国科学(D辑),1996,26(4):378～384

31　傅开道,高军平,方小敏等.祁连山区中西段沉积物粒径和高原隆升关系模型.中国科学(D辑),2001,33(增刊): 253～258

32　Burbank D W,Reynolds R G H.Sequential late Cenozoic structural disruption of the northern Himalayan foredeep.N a2 t ure,1984,311:114～118

33　Quade J,Cerling T E.Expansion of C4grasses in the late Miocene of northern Pakistan:Evidence from stable isotopes in paleosols.Palaeogeography,Palaeocli matology,Palaeoecology,1995,115:91～116

34　施雅风,郑本兴,李世杰等.青藏高原中东部最大冰期时代高度与气候环境探讨.冰川冻土,1995,17(2):97～112 35　Thompson L G,Y ao T,Davis M E et al.Tropical climate instability:The last glacial cycle from a Qinghai2Tibetan ice core.Science,1997,276:1821～1825

36　方小敏,陈富斌,施雅风等.甘孜黄土与青藏高原冰冻圈演化.科学通报,1996,41(20):1865～1867

37　Fang X M,Li J J,van der Voo R.Rock2magnetic and grain size evidence for intensified Asian atmospheric circulation since800000rears B.P.related to Tibetan uplift.Earth and Planetary Science Letters,1999,165:129～144

38　Trenberth K E,Chen S C.Planetary waves kinematically forced by Himalayan orography.Journal of the A t mospheric Sciences,1988,45:2934～2948

39　Kutzbach J E,Guetter P J,Ruddiman W F et al.Sensitivity of climate to late Cenozoic uplift in southern Asia and the American West:Numerical experiments.Journal of Geophysical Research,1989,94(D15):18393～18407

40　方小敏,奚晓霞,李吉均等.中国西部晚中新世气候变干事件的发现及其意义.科学通报,1997,42(23):2521～2524

41　马玉贞,李吉均,方小敏.临夏地区30.6～5.0Ma红层孢粉植物群与气候演化记录.科学通报,1998,43(3): 301～304

42　刘东生等.中国第四纪环境概要.见:M.A.J.Williams等著,刘东生等编译.第四纪环境.北京:科学出版社, 1997.189～239

43　施雅风,汤懋苍,马玉贞.青藏高原二期隆升与亚洲季风孕育关系探讨.中国科学(D辑),1998,28(3):263～271 44　金性春,周祖翼,汪品先.大洋钻探与中国地球科学.上海:同济大学出版社,1995.181～183

45　王建力,方小敏,李吉均.青藏高原东北部15Ma以来的风沙沉积.科学通报,1999,44(12):1326～1331

46　宋友桂,方小敏,李吉均等.六盘山东麓朝那剖面红粘土年代及其构造意义.第四纪研究,2000,20(5):457～463 47　Tapponnier P,Molnar P.Slip2line field theory and large2scale continental tectonics.N at ure,1976,264:319～324

LATE CEN OZOIC INTENSIVE UPL IFT OF QINGHAI 2XIZANG

PLATEAU AN D ITS IMPACTS ON ENVIR ONMENTS IN

SURR OUN DING AREA

Li Jijun ①② Fang Xiaomin ① Pan Baotian ① Zhao Zhijun ② Song Y ougui

①(①Depart ment of Geography ,L anz hou U niversity ,L anz hou 730000;②College of Geography Science ,N anjing Normal U niversity ,N anjing 210097)

Abstract

Studies on the uplift timing of Qinghai 2Xizang Plateau and long term climatic records in and around the Plateau hold the key to understand the mechanisms of continental collision 2mountain building and its coupling with or impacts on regional and global climatic changes (e .g .,the formation and evolution of the Asian monsoon ,drying of the Asia ,global cooling ,periodicity and magnitude of climatic change )in Pleistocene.The stratified landforms (pla 2nation surfaces ,pediment and river terraces )and the related basin sediments recorded the whole histories of Plateau uplift and its accompanied climatic changes.These landforms and basin sediments in and along the margins of the Qinghai 2Xizang Plateau have been recently dated intensively by methods of paleomagnetism ,fission track ,K 2Ar ,TL and 14C ,showing that the main surface on Qinghai 2Xizang Plateau was ended at 3.6MaB.P.accompanied with the cessation of the Cenozoic lacustrine deposits ,and suggesting the commencement of Qinghai 2Xizang uplift.This movement manifests itself as three phases :A ,B and C ,at ages of about 3.6MaB.P.,2.6MaB.P.and 1.7MaB.P.,res pectively ,and accompanied accordingly with the formation of present 2like Asian monsoon ,the beginning of Chinese loess and appear 2ance of the Huanghe River.The Kunhuang (Kunlun 2Huanghe )Movement (1.2～0.6MaB.P.)caused the Huanghe River to cut back into Qinghai 2Xizang Plateau and raised most of mountains into geocryosphere which may lead to the Mid 2Pleistocene climatic shift.The G onghe Movement (～0.15MaB.P.)has caused the Huanghe River to cut through the Longyang G orge ,isolated the Qinghai Lake and raised the Plateau to its present height.It is the uplift of Qinghai 2Xizang Plateau that has caused the change of the atmosphere circulation system that lead to the highest level of differentiation of the Chinese landscape ,resulting in the establishment of the modern three large physiographical regions in China.The paper has dealt also with the some extent uplift at about 8MaB.P.and Asian drying.The coming evi 2dence shows that the East Asian summer monsoon initiated at about 22MaB.P.,triggered by a combination of Qinghai 2Xizang uplift and other factors.We call this paleo 2Asian mon 2soon.Present 2like Asian monsoon began at 3.6MaB.P.and is probably related closely to the onset of the Northern Hemisphere glaciation.

K ey w ords late Cenozoic ,Qinghai 2X izang Plateau ,tectonic uplift ,environmental change 1

935期 李吉均等:新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响

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/1c8591973.html,/journal/ag https://https://www.wendangku.net/doc/1c8591973.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

青藏高原的隆起对东亚大气环流的影响

青藏高原的隆起对东亚大气环流及气候的影响 青藏高原体积巨大，平均海拔4000m以上，本身就是一个独特的高原气候区域。这里，气压低，大风多，日照长，年辐射强，年均温低，气候温凉，常年无夏，日较差大，年较差小，多对流性降水，降雪日多，具有与周围环境不同的气候特征。青藏高原不仅本身形成了独特的高原气候，而且对加强东亚季风环流起着重要作用，对我国气候有着极大影响。青藏高原的存在，使东亚季风产生很大的动力扰动和热力影响，对东亚季风起着维持和加强作用。 青藏高原的作用主要通过动力作用和热力作用两个方面表现出来： 1．青藏高原地形对对流层低层风场的动力作用。主要表现为高原附近西风气流的绕流分支现象和对南北气流的屏障作用。 ①迫使西风气流分流。 由于青藏高原是一个高大突起的大陆块，对于500mb以下东西风环流有显著的分支、绕流、和汇合作用。分支和汇合作用在高原迎风面形成“死水区”，绕流形成北脊、南槽的环流形势，对高原及其邻近地区天气气候都有重要影响。冬季，当西风带南移控制中国广大地区上空时，青藏高原使4000m以下的西风环流在高原西端分成南北两支。北支在高原西北部为西南气流，绕过新疆北部以后转为西北气流，流线呈反气旋性弯曲；南支在高原西南为西北气流，绕过高原南侧以后转为西南气流，流线呈气旋性弯曲，在孟加拉湾附近曲率最大，并形成低槽。两支气流在长江中下游流域汇合向东流去。值得指出的是，这种分支现象从10月份开始一直可以继续到次年6月，不仅在对流层下部常有这种现象存在，而且可以影响到9公里的高度或者更高些，从平均风速场来看，冬季南支西风要强于北支。在高原地形的规定下，西风带分流作用在某种程度上说，是使西风带的范围向南扩展了，其南界可达北纬15°~20°。这导致了冬季风可以向南扩散得更远。同时，南支西风气流的消长，又是冬夏季风交替的一个重要因素。 ②高原的屏障作用。 青藏高原动力作用的另一个重要表现就是对东亚大气环流起一种屏障作用。它不仅阻滞西来天气系统的东移，而且还直接阻挡我国西部对流层低层南北冷暖气流的交流，冬季，它阻挡了北方冷空气南侵，使西北内陆冷空气积聚更快，冷高压势力更强，从而使得该地区冬季更加干冷。而且在高原的制约下，冷空气南下途径偏东，使东部地区冬季风更为猛烈。同时，正是这种阻挡作用使得高原南侧印、缅一带冬季极少受到寒潮影响。夏季，西南季风在高原的阻挡下，不能深入北上，迫使印度的西南季风限制在高原南部。或者使西南季风只能绕过高原，在它的东南边缘，进入我国西南、华南、华中和华东地区，加强了这些地区的降水过程，形成湿润的气候环境。而我国西北地区由于青藏高原的阻挡，潮湿的空气不能深入我国西北内陆地区，故水汽少、湿度小、云雨稀少，形成夏季干旱少雨的干旱荒漠气候。此外，高原还使来自孟加拉湾的热带风暴或台风，也被阻留在喜马拉雅山南麓。由于青藏高原对于对流层低空的空气流动起着屏障作用，形成了高原南侧印度地区一带的冬干暖、夏温湿的气候特色，而在高原北侧南疆和河西一带冬季干冷，夏季干热。同时，由于高原的屏障作用，使蒙古人民共和国一带冬季少受暖平流的影响，有利于冷空气的堆积，出现了强大的蒙古高压。夏季印度半岛北部很少受到冷空气的影响，有利于热低压的维持。 ③迫使迎风气流爬坡，使高原四周边坡上出现多雨带。 冬季多偏西北气流，高原北坡、西坡出现多雨带；夏季多偏南偏东风，高原南坡和东坡出现多雨带。一定强度的气流可以爬越高原。兰州高原大气研究所的研究表明，青藏高原的动力作用对冬夏环流的影响是不同的，在夏季，高原的动力作用主要表现在对气流的绕流作用上，而在冬季，高原的作用在绕流和爬破两方面都很重要。这说明夏季弱气流过高原时，以绕为主。而冬季气流较强，除绕以外，还可以爬过高原。 ④“暗礁作用”。 青藏高原海拔4000m以上，一些主要山系可达5000~6000m以上，这块大台地像水底的暗礁一样，虽然不能直接阻挡平流层到对流层上部的气流，但可以通过气流上下之间的垂直切变，间接地影响到100mb高空的流场。 2．青藏高原通过热力作用深刻影响东亚大气环流。 首先在于高原是一个高大突起的大陆面，对于四周的自由大气来说，在冬夏起着明显的冷热源作用。 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。这样，高原比周围自由大气冷，一方面与南侧自由大气之间就形成了显著的温度梯度，高原有向外的空气质量输送，高空等压面向高原倾斜。结果，使西风南支气流得到进一步加强。而南支气流的维持和加强，如前所述，是东亚季风环流得到加强的标志。另一方面，这个低温高压中心迭加在蒙古高压之上，也更加增大了冬季风的势力。 夏季，青藏高原上空的温度比四周同高度的自由大气高，高原上的气流上升运动比东部强，使得在高原低层形成热低压，使低空有空气向高原输送，大大增强了印度低压的强度，从而加强了夏季风的势力。 冷热源作用使高原西部在10~4月形成冷高压，6~8月出现热低压，5月和9月为冷高压和热低压的转变时期。高原上冷高压和热低压的形成，使高原地区产生了特殊而复杂的气压场和流场结构。在冷高压的南侧印、缅上空产生一个低压带，热低压北侧有一高压带，这些高低压的出现，对我国西北地区干旱的形成，以及冬季喜马拉雅多雨带的形成，都有重要影响。 其次，青藏高原夏季加热作用，对东亚大气环流有很大的影响。这种加热作用，使中、下层产生巨大辐合，高空产生巨大辐散，形成特殊的副热带高压，即青藏高压。其势力的消长，位置的移动，对我国东部地区旱涝的影响。如青藏高压位置偏西，则长江中、下游，川东及贵州多雨，而川西与华北少雨；高压位置偏北，则对应着长江流域大范围严重干旱；偏南则对应长江流域多雨偏涝。 总之，青藏高原通过上述的动力作用和热力作用的综合影响，使我国气候更加复杂化，同时也加大了我国季风气候的强度及其空间范围。对东亚大气环流有着极重要的影响。

青藏高原自然环境与保护

青藏高原是我国开发成度较低的区域，大部分地区还保留着原始的天然状态。是一块唯一的净土和处女地。西藏拉萨市被认为是世界上最洁净的城市。但是随着交通运输的改善，经济的发展和人类活动对自然环境的影响日益明显，不合理的对自然资源的索取，不合理的开荒种地和超值的放牧是高原资源和土地遭到破坏的重要原因。 50-60年代青海牧区盲目开荒600多万亩草场，毁草种粮，结果是草粮无收。使原来脆弱的生态环境失去了草被的保护，土壤被大风刮走，剩下沙硕一片。 高原草场过渡放牧，长期以来草场建设较差不恰当的追求牲畜存栏数，严重超载放牧草场明显的退化。草场的早害、鼠害严重，破坏了地表的完整性，影响了草被恢复。 对森林，灌丛的乱砍滥伐造成环境的恶化。在高原腹地的可可西里地区，近年来大批拓荒淘沙金者大量涌进太阳湖一带，淘金发财，把一块完整美丽的净土，破坏的千疮百孔，便地伤痕。疯狂的盗猎者于国家法律而不顾，多次偷进可可西里地区大量猎杀藏羚羊、藏野驴、藏牦牛。 在高原的东南部林区，采伐森林大量增长，加剧了现有森林资源的过分消耗。在峡谷森林区向高原面过渡的地段，处于临界的生态系统遭到了严重的破坏，这些脆弱的生态环境一旦遭到破坏是难以恢复的。 全球瞩目的世界屋脊在各族人民的辛勤劳动下发生了翻天覆地的变化。为了减缓和制止生态环境的恶化，需要下很大决心调整好人与自然的关系，开发和保护的关系。对高原这样地块有250万平方公里的贵地进行合理的规划安排，加强草场管理，退耕还草，退耕还林，植树种草，抓紧农田的基本建设，注重森林的合理采伐和抚育更新。对独特的天然生态系统，珍稀的动植物资源和神奇的自然风景合理安排，认真保护，这是我国各级政府和广大人民的紧急任务。 在高原范围内建立各种类型的自然保护区，保护脆弱的生态环境，保护濒危稀有的野生动植物。 目前以建成的保护区有： 可可西里生态环境与野生动物保护区。 阿尔金山自然环境保护区，保护生态平衡和野骆驼等大型有蹄类动物的生存条件。 卧龙大熊猫保护区。 九寨沟自然环境保护区。保护九寨沟的天然风景和生态环境。 白河金丝猴为主的动物保护区。 铁布梅花鹿为主的动物保护区。 青海湖鸟岛以水禽和候鸟为主的保护区。 黄龙寺生态环境保护区。 贡嘎山海螺沟国家森林环境保护区。 三江源自然生态环境保护区--是我国最大的自然保护区，它位于青藏高原腹地，是著名的长江、古老的黄河和国际河流澜沧江的发源地，故有“三江源”之称。三江源自然保护区是一个山的王国，高山峻岭携手遥望，银龙雪岭盘怀山中。有誉为“亚洲脊柱”的昆仑山，有雪库之称的唐古拉山，有尊为“中华水塔”的巴颜喀拉山，这是一个水的世界，中华民族的母亲河黄河，长江和流经东南亚的澜沧江、湄公河等著名河流的发源于此。有冰川之交的慕孜塔格山。这里雪山相连，冰川纵横，多年冻土广布，河网密布，水资源特别丰富。 三江源自然保护区是一个高原湖泊的海洋，湖泊星罗棋布，大小湖泊有1653个，其中最有名的扎陵湖、鄂陵湖，库赛湖、乌兰多拉湖等。参于形成世界海拔最高，面积最大的“高原湿地”。

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

青藏高原的环境和灾害问题

青藏高原的环境和灾害问题 青藏高原面积250万平方千米，约占全国高原总面积的1/2，是我国最大的高原。青藏高原是世界上最高的高原，平均海拔4000米以上，地势由西北向东南倾斜，素有“世界屋脊”和地球“第三极”之称。由于地势高亢和山脉阻隔，形成了独具特色的地理环境。青藏高原是我国著名的“江河源”和“生态源”，对我国生态环境具有无可替代的重要作用。近些年，由于自然和人文方面的原因，西藏地区的生态环境出现恶化的趋势。 一、水土流失 青藏高原的土壤侵蚀主要包括水力侵蚀、风力侵蚀和冻融侵蚀三种类型，此外，在一些地区重力侵蚀和泥石流也很发育。 水蚀区主要集中于藏东的“三江”流域、雅鲁藏布江流域中游等降水较多的湿润、半湿润地区。在雅鲁藏布江中游，水土流失面积占流域面积的80%以上。由于山高坡陡，表层岩石破碎，土壤熟化程度低，土层砾石含量高，一旦地表植被遭到扰动或破坏，极易造成大面积的侵蚀，甚至诱发滑坡、泥石流，引发严重灾害。 风蚀区主要集中在阿里地区、那曲地区的中西部及加查山以西的雅鲁藏布江河谷区。这些地区土质疏松，加之干旱少雨，地表植被稀少，大风作用常造成严重的风力侵蚀。 冻融侵蚀分为冰川侵蚀和冻土侵蚀，主要分布在降水较多、土壤水分含量较高的高海拔地区。西藏东南部的念青唐古拉山脉东段和喜马拉雅山脉东段分布较多的海洋性冰川。冰雪经常崩落，冰川活力旺盛，由于其补给量和消融量很大，经常形成爆发性洪水泥石流。大陆性冰川主要分布在昆仑山、喜马拉雅山中段北坡、青藏高原内部山地。大陆性冰川侵蚀作用较弱，但夏天会突然滑动，造成灾害。过渡性冰川主要分布于喀喇昆仑山和喜马拉雅山南坡，其侵蚀作用介于海洋性冰川和大陆性冰川之间。多年冻土区和季节性冻土区主要分布在喀喇昆仑山、昆仑山以南至雅鲁藏布江北侧及藏南谷地。雅鲁藏布江南侧海拔4200米～4780米的地带亦为季节性冻土区。其次是山坡上的草皮和表土在重复的冻融作用下，一旦被水饱和、稀释则形成融冻泥流，顺坡沿冻土层徐徐蠕动。随着人口的增长和社会经济的发展，人类活动范围不断扩大，对自然资源开发利用力度也越来越大，新增水土流失越来越严重。同时陡坡地开垦逐年增多，草原过度放牧，致使草场沙化、退化，人为造成的水土流失逐渐加剧。 二、草地退化 草地退化是当前草原生态系统面临的主要问题，全区退化草原面积已达11万平方千米，占草原面积的13.93%，而且退化日趋严重。草地退化原因包括以下几个方面。

自然地理课程作业一一一青藏高原隆起对中国自然环境的影响

青藏高原隆起对中国自然环境的影响 青藏高原概述 青藏高原旧称青康藏高原(北纬25°～40°，东经74°～104°)是亚洲中部的一个高原地区，它是世界上最高的高原，平均海拔高度在4000米以上，有“世界屋脊”和“第三极”之称。青藏高原实际上是由一系列高大山脉组成的高山“大本营”，地理学家称它为“山原”。高原上的山脉主要是东西走向和西北—东南走向的，自北而南有祁连山、昆仑山、唐古拉山、冈底斯山和喜马拉雅山。这些大山海拔都在五六千米以上。所以说“高”是青藏高原地形上的一个最主要的特征。青藏高原在地形上的另一个重要特色就是湖泊众多。高原上有两组不同走向的山岭相互交错，把高原分割成许多盆地、宽谷和湖泊。这些湖泊主要靠周围高山冰雪融水补给，而且大部分都是自立门户，独成“一家”。著名的青海湖位于青海省境内，为断层陷落湖，面积为4456平方公里，高出海平面3175米，最大湖深达38米，是中国最大的咸水湖。其次是西藏自治区境内的纳木湖，面积约2000平方公里，高出海平面4 650米，是世界上最高的大湖。这些湖泊大多是内陆咸水湖，盛产食盐、硼砂、芒硝等矿物，有不少湖还盛产鱼类。在湖泊周围、山间盆地和向阳缓坡地带分布着大片翠绿的草地，所以这里是仅次于内蒙古、新疆的重要牧区。 它包括中国西藏自治区全部、和青海省、新疆维吾尔自治区、甘肃省、四川省、云南省的部分，不丹、尼泊尔、印度、巴基斯坦、阿富汗、塔吉克斯坦、吉尔吉斯斯坦的部分或全部，总面积250万平方公里。 一、青藏高原隆起对地貌的影响 我国现代地貌格局与特点的最终形成是在漫长地质历史时期中的内、外营力做共同做用的结果，燕山运动以前形成的山脉高原在进入第三纪时，已经长期侵蚀夷平。与现代地貌关系最密切的是喜马拉雅运动和新构造运动期间隆起的青藏高原，与高原巨大高度，广阔面积屹立在我国西南部构成第一级阶梯，最后奠定了我国现代地貌格局。

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

新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响

新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响 3李吉均①②　方小敏①　潘保田①　赵志军②　宋友桂① (①兰州大学地理科学系,兰州　730000;②南京师范大学地理科学学院,南京　210097) 摘要 青藏高原主夷平面形成的上限年龄为3.6MaB.P.,临夏盆地新生代湖相沉积同时结束,青藏运动开始,分为A (3.6MaB.P.),B (2.6MaB.P.)和C (1.7MaB.P.)3幕,A 幕现代亚洲季风形成,B 幕黄土开始堆积,C 幕黄河出现;昆黄运动(1.2～0.6MaB.P.)使黄河干流切入青藏高原,大面积山地进入冰冻圈,可能导致中更新世之气候转型;共和运动造成黄河切穿龙羊峡,青海湖孤立,高原达到现代高度。中国三大自然区是高原隆升驱动大气环流改变而导致的中国最高层次的景观分异。本文讨论了8MaB.P.的有限高度隆升及亚洲干旱化的问题,亚洲夏季风22MaB.P.已经开始,是高原隆升及其它因素共同作用的结果,为亚洲古季风阶段。3.6MaB.P.才是现代亚洲季风真正开始的时期,可能北半球进入冰期也与此有密切关系。 主题词 新生代晚期　青藏高原　构造隆升　环境变化 1　前言 早在20世纪50年代由竺可桢先生领导的全国自然区划工作过程中就发现中国存在着3个大的自然区域,即东部季风区、西北干旱区和青藏高原高寒区,任何区划都脱不了这一框架。但是,这种大的区域分异因何而来,则不甚明了。经过几十年的努力,现在基本清楚,在诸多原因中青藏高原的隆升是造成这种巨大分异的主要原因。但是,青藏高原何时隆起,高度变化历史,整体隆升中的区域差异以及相邻其它地区的彼此关系是必须明确的问题。这些问题不能解决,亦将阻碍对高原隆起及其环境影响的进一步认识,因而成为研究热点,意见分歧很大。例如,关于强烈隆起开始的时间,本文作者主张年代很新、最 强的隆升发生于3.6MaB.P.[1～3],多数西方学者则认为主要发生于8MaB.P.[4～6]。近来 的发展趋势有相互接近[7～11] 的苗头,关于季风形成时间虽然差异很大,但也有逐步趋 近[1,10,11]的表现。总之,随着资料的积累和研究的深入,问题将逐步得到解决。第一作者简介:李吉均　男　68岁　教授、中国科学院院士　地貌学与冰川学专业　E 2mail :li jj @https://www.wendangku.net/doc/1c8591973.html, 3 国家重点基础研究发展规划项目(批准号:G 1998040809和G 1998040815)和国家自然科学基金(批准号:49731010)资助重点项目 2001-05-02收稿,2001-06-29收修改稿第21卷　第5期 　2001年9月 第　四　纪　研　究QUA TERNAR Y SCIENCES Vol.21,No.5 September ,2001

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

青藏高原隆升的意义及其对气候的影响

青藏高原隆升的意义及其对气候的影响 青藏高原隆升的影响及其意义： 青藏高原和喜马拉雅山一带原是一片大海，后来大陆板块碰撞抬升才形成了今天的样子，而且还将继续增高。 青藏高原的隆起与新生代以来全球环境的重大变化具有明显联系。这些变化体现在亚洲季风环境的形成演化和亚洲内陆干旱化，比如，由此导致中国南方广大湿润地区和西北干旱区的出现，黄河中游地区出现大面积黄土堆积而形成黄土高原，奠定了我国乃至东亚地区现代环境的宏观格局。 如果没有青藏高原，该区降基本上都在西北气流控制下，盛行风没有明显的季节变化，属于副热带大陆气候，即干热类荒漠或沙漠气候；没有高原，也就没有了印度低压和蒙古高压，就不会形成现在的冬夏季风。当高原开始隆起，青藏地区干热气候就开始发生较明显的变化，降水增多，气温降低；当高度达到1000-2000m时，雨量增到最大，当高度达2000-3000m，高原季风形成，但较弱，气温继续降低；当高度达到3000-4000m时，夏季青藏热低压、冬季青藏冷高压更明显，高原季风也接近现在的情况，东亚季风也更明显，高原气温更低，降水量明显减少，高原湖泊逐渐干涸，于是青藏高原的隆升，经历了一个较暖湿到凉干的过程。值得详细说明的是，夏半年，西南季风控制着高原东南部、南部，形成暖湿气候，高原内部则形成雨影区，十分干旱，西南季风和西风环流交替控制着青藏高原。 水分入不敷出：高原北部、西北部刮到海洋的空气却又能带走部分水汽，使得高原内陆水分更加缺乏。从北部蒸发上高原的水分，无法从高原北沿流回北部，反而顺着高原的南坡流入印度洋或向东流入太平洋。塔里木盆地的低热与其南边紧邻的青藏高原的高寒恰成鲜明对照。盆地中蒸发出来的水汽随着热胀冷缩的空气而单向地漂移到高原。由于空气热胀冷缩以及盆地高温与高原低温，使得盆地相对于高原总是高压，造成常年的东北风将盆地的水汽吹往高原。水汽遇到高原低温冰川而凝聚。低海拔盆地中的水就这样被蒸发作用送到高原。这些从盆地吹往高原的水汽凝聚在高原广阔的地域，而不是限于高原北坡，这使得凝聚在高原上的水难以循环回盆地。空气中的水分近乎均匀地凝聚在高原群山的四周，

高考地理命题密码解读微专题青藏高原自然环境和交通建设含解析高考

高考地理命题密码解读微专题6青藏高原自然环境和交通建设 【高考母题再现】 【2015?新课标全国1】 37.（24分）阅读图文材料，完成下列要求。 多年冻土分为上下两层，上层为夏季融化，冬季冻结的活动层，下层为多年冻结层。我国的多年冻土分布主要分布于东北高纬度地区和青藏高原高海拔地区。东北高纬地区多年冻土南界的年平均气温在-1℃～1℃，青藏高原多年冻土下界的年平均气温约为-3.5℃～-2℃。 由我国自行设计、建设的青藏铁路格（尔木）拉（萨）段成功穿越了约550千米的连续多年冻土区，是全球目前穿越高原、高寒及多年冻土地区的最长铁路。多年冻土的活动层反复冻融及冬季不完全冻结，会危及铁路路基。青藏铁路建设者创造性地提出了“主动降温、冷却路基、保护冻土”的新思路，采用了热棒新技术等措施。图a示意青藏铁路格拉段及沿线年平均气温的分布，其中西大滩至安多为连续多年冻土分布区。图b为青藏铁路路基两侧的热棒照片及其散热工作原理示意图。热棒地上部分为冷凝段，地下部分为蒸发段，当冷凝段温度低于蒸发段温度时，蒸发段液态物质汽化上升，在冷凝段冷却成液态，回到蒸发段，循环反复。 （1）分析青藏高原形成多年冻土的年平均气温比东北高纬度地区低的原因。（8分） （2）图a所示甲地比五道梁路基更不稳定，请说明原因。（8分） （3）根据热棒的工作原理，判断热棒散热的工作季节（冬季或夏季）简述判断依据，分析热棒倾斜设置（图b）的原因。（8分） 【答案】 （1）青藏高原纬度低，海拔高，太阳辐射强；（3分）（东北高纬地区年平均气温低于-1℃～1℃，可以形成多年冻土。）青藏高原气温年较差小，当年平均气温同为-1℃～1℃时，冬季气温高，冻结厚度薄，夏季全部融化，不能形成多年冻土。（5分） （2）甲地年平均气温更接近0℃，受气温变化的影响，活动层更频繁地冻融，（冻结时体积膨胀，融化时体积收缩，）危害路基；（4分）甲地年平均气温高于五道梁，夏季活动层厚度较大，冬季有时不能完全冻结，影响路基稳定性。（4分）

青藏高原的隆起对我国及其世界的影响

青藏高原的隆起对我国及其世界的影响 素有“世界屋脊”之称的青藏高原巍然屹立于亚洲的中部，它的隆升对亚洲乃至世界环境产生着重大的影响。没有青藏高原的存在，现今的长江中下游地区可能是一片亚热带沙漠，我国的新疆地区也不会如此干旱。青藏高原的存在，不仅加强了亚洲的季风环流，而且阻挡了源于印度洋的盟暖湿气流向亚洲内陆的输送，并在高原北侧形成下沉气流，对亚洲内陆干旱化的过程有着极其重要的影响。在夏季，青藏高原就像一个深入到大气层中的火炉，使得高原面上的空气受热上升，同时拉动印度洋的暖湿气流前来补充，由此而带来丰沛的季风降雨；冬季情况正好相反，高原仿佛一个巨大的冷流，将其上方的空气冷却，从高原涌向印度洋，这就导致北方的冷空气频频南下，从而形成强大的冬季风。青藏高原现代地貌格局与季风效应是如何发生的呢?这是青藏高原隆升过程研究所面临的问题. 青藏高原对世界存在一定的影响。 近些年来,来自世界各国的科学家们从不同学科角度运用不同研究方法对青藏高原的隆升过程作了大量的工作,认为青藏高原在距今约5000万年前开始隆升：在距今1000-800万年前或更近时期进一步隆升,并达到有意义的高度。然而,晚新生代以来(1000-800万年以来)高原隆升过程及其产生的气候和环境效应,至今还是一个尚未有效解决的问题.数学模拟表明以冬季风和夏季风组合为特征的东亚季风系统形成演变的良好地质记录。黄土高原风尘堆积序列既是对青藏高原构造隆升的响应,又是北半球大冰期气候变化的反映.中国黄土高原多个风尘堆积序列的底界年龄均显示中国内陆风尘堆积自900-800万年前开始,标志着东亚环境系统分异为东部季风区和西部干旱区。此外,印度洋北部ODP/722钻孔研究表明,在距今约900-800万年前阿拉伯海近岸上涌流持续加强,反映印度西南季风(夏季风)加强.而印度洋东北部的ODP/758钻孔的磁化率通量记录则表明,距今900万年前,印度恒河以及其他河流携带至孟加拉湾的陆源碎屑物明显增加。北太平洋ODP885/886钻孔沉积记录显示,距今800-700万年前,由西风携带至北太平洋的亚洲内陆粉尘的堆积速率显著增大。巴基斯坦土壤碳酸盐记录的氧同位素组分在800～700万年发生显著变化，碳同位素变化指示的植被从C3植被向C4植被变化。850万年前青藏高原东北缘的植被由针叶－阔叶混交林向草原植被转化，均指示了在800万年前左右，季节性的凸显和夏季降雨的增加。联系到同一时期北半球高纬和极地冰川的发育，均说明这些变化的出现决非偶然，应是北半球陆地－海洋－大气耦合过程的产物，可以被认为是青藏高原在900～800万年前一次重要隆升的环境响应。 在黄土高原风尘堆积序列中，磁化率和Rb/Sr比值可以作为夏季风强度代用指标；而粗颗粒含量和铝通量则可分别作为冬季风强度和风尘源区干燥度的代用指标。根据这些季风气候代用指标的时间变化序列，距今600～200万年以来东亚季风气候的演化可以划分为3个阶段。距今360万年以前，季风气候开始形成，但与后两个阶段相比，变化趋势还不明显。距今360～260万年，由磁化率、Rb/Sr 比值反映的夏季风和由粗颗粒含量以及铝通童所反映的冬季风同时持续加强，季风降雨增加，导致湖泊广泛分布。这也和北太平洋所记录的粉尘通量的持续加强相一致。由深海氧同位素记录反映这一时段大陆冰盖迅速增长，气候向冰期方向发展，而根据气候模型的数字模拟结果，在冰期气候条件下，夏季风将减弱，冬季风加强。因此，这一阶段东亚冬、夏季风的同时加强很难解释。鉴于此，青藏