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。

3. 高原冰川

特殊的地理位置和高海拔使得该地区孕育着大量内陆冰川。青藏高原冰川覆盖面积约4.7万平方千米，占全国冰川总面积的80% 以上。就冰川性质而言，可分为高原内部发育于半干旱—干旱气候条件下的大陆性冰川和高原东南部湿润、半湿润气候条件下发2育的海洋性冰川。大陆性冰川则分布在高原内部和西北部，如喀喇昆仑山、唐古拉山、昆仑山、祁连山等，主要依赖极低温度而生存，其发育特点是冰川温度低，消融微弱，进退幅度小，运动速度慢。海洋性冰川主要分布在念青唐古拉山东段、喜马拉雅山南翼和横断山地，这里气温高、雪线低，冰川靠丰富的降水补给而生存。冰川发育具有冰面温度较高，冰川消融强烈，冰川进退幅度大，运动速度快（年平均速度达100～300 m）的特点。其中，贡嘎山是横断山脉冰川最集中的地方，冰川面积近300平方千米。贡嘎山东坡冰川比西坡更为发育，雪线也偏低约300 m，明显地反映出东来水汽的影响。

4. 高原河流和湖泊

横亘在高原上的一系列山脉，林立的皑皑雪峰也是亚洲许多大江大河的发源地。青藏高原的河流可以分成两大部分：内流区和外流区。高原东部、南部和东南部河流属外流区。我国的两条大河——长江和黄河以及南亚著名的印度河和恒河支流布拉马普得拉河，东南亚的萨尔温江和湄公河的上游均源于青藏高原。西北部的河流有许多为雨季流量大增而旱

季骤减或断流的季节性时令河，也有一些是发源于高山冰雪尾闾、注入内陆湖泊或消失在干涸湖盆中的内流河。高原众多山脉之间，发育有大小不等的山间盆地和纵形谷地。谷底洼处和盆地中央往往有湖泊分布，它们大多在海拔4 100～4 900 m。青藏高原上湖泊总面积3万多平方千米，约占全国湖泊总面积的2/5。全国湖泊面积超过500平方千米的有27个，其中有10个便分布在青藏高原上。青海湖是全国最大的湖泊，其余9个大湖依次为：纳木错、色林错、扎日南木错、当惹雍错、羊卓雍错、鄂陵湖、乌兰乌拉湖、哈拉湖和扎陵湖。青藏高原的湖泊可分4个湖区。青海、柴达木湖区介于青藏高原北部阿尔金山—祁连山和东昆仑山之间；羌塘湖区位于昆仑山与冈底斯山、念青唐古拉山之间的高原腹地；东部湖区位于青海、柴达木湖区与羌塘湖区以东，属外流区；藏南湖区地处冈底斯山和念青唐古拉山以南。

5. 自然地理分区

由青藏高原各自然地理要素类型、特征和地域差异来看，境内自然条件存在巨大差异。由于高原地势起伏、高低悬殊，各自然要素的水平分异和垂直变化互相交错、紧密结合。根据温度、水分条件组合上大体相近，具有共同的地带性植被和土壤，垂直自然带类型组合相同等特征，可将青藏高原划分为10个与高原大地势结构单元有密切联系的自然地理区。它们是：

（1）喜马拉雅南翼山地——亚热带山地森林（暖热、湿润）。

（2）藏东川西高山峡谷——山地针叶林（温暖、半湿润-湿润）。

（3）那曲、玉树丘状高原——高寒灌丛草甸（寒冷、半湿润）。

（4）藏南宽谷湖盆——山地灌丛草原（温暖、半干旱）。

（5）羌塘高原湖盆——高寒草原（寒冷、半干旱）。

（6）青南高原宽谷——高寒草原（寒冷、半干旱）。

（7）青东祁连山地——山地草原与针叶林（温凉、半干旱-半湿润）。

（8）阿里西部山地——山地半荒漠与荒漠（温凉、干旱）。

（9）昆仑高山湖盆——高寒半荒漠与荒漠（寒冻、干旱）。

（10）柴达木盆地——山地荒漠（温凉、极干旱）。

6. 基本天气气候

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，空气洁净，大气透明度高，总辐射远大于平原地区，在特定的云天条件下甚至会出现总辐射大于太阳常数的现象。高原地区存在众多高差可达千米的山谷，且有砂石、草甸、湖泊等不同下垫面并存的特点。在强烈阳光照射和复杂地形地貌的共同作用下，该地区动力和热力扰动发展旺盛。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：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）；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；高原地区中间尺度和中尺度天气系统最多，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。

1.1.2 青藏高原的平均环流

1.1.

2.1 高原的动力作用

当气流被山脉阻挡后，会发生爬越和绕流现象。对于和气流垂直的南北向很长的山脉来说，爬越是主要的，如横断山脉，迫使西南气流东移时爬越和东灌的冷空气爬越，形成明显的迎风坡和北风坡。由图1.1（a）中可见，1月西风气流在爬越高原时，500 hPa附近流线加密，风速增大，而同纬度同高度的我国东部地区流线相对稀疏；对于和气流方向一致的很长的东西向山脉来说，绕流就十分明显，如喜马拉雅山脉、昆仑山山脉、天山山脉等；如果山脉走向和地形方向成一个夹角，这时既有爬越又有绕流。当夹角大于50°时，爬越为主；夹角小于40°，则以绕流为主；当夹角在40°～50°，爬越和绕流各半。当气流沿高原地形被迫爬升时，因气柱缩短，反气旋式环流增强，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，气柱因拉长而使气旋式环流增强，低压系统将加深或发

展，高压系统则将减弱或消亡，因此，在迎风坡常形成高压脊，在背风坡形成低压槽。

当气流因高原大地形阻塞而绕行时，由于摩擦作用，靠近高原侧边界的气流速度减小，但离侧边界较远的地方流速不发生变化，从而形成侧边界附近气流的水平切变，产生涡度。纬向西风作用于青藏高原就会出现以上动力作用，气流从西侧流向高原后由于地形动力作用，气流被分为南北两支，北支绕过高原由于地形摩擦作用形成反气旋性切变，故北部经常有高压脊出现[图1.1（b）]；南支西风在高原南部形成孟加拉湾低压槽，槽前的偏西南风气流又受地形摩擦作用而减弱，具有气旋性切变，常导致低涡产生。故冬春季节我国西南地区因处于孟加拉湾地形槽前，低涡活动频繁。槽前暖平流是中国冬半年东部地区主要的水汽输送通道，强的暖湿空气向中国东部地区输送，是造成该地区持久连阴雨的重要条件，也是昆明准静止锋和华南准静止锋能持久维持的重要条件之一。

图1.1 1月沿30°N的纬向垂直环流（a）及500 hPa等压面流线（b） 注：图中阴影区绘出了青藏高原地形轮廓，风场资料为NCEP/NCAR提供的多年平均数据。

1.1.

2.2 高原热力作用

高原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源；反之，则称该地面为冷源。同样，当高原上空的大气把热量输送给四周大气时，则称高原大气为热源；反之，则称该大气为冷源。高原向大气的热量输送并不能全部都用于高原大气。如大部分的蒸发就不会在当地凝结。真正用于当地大气的热量有5种：来自地面的有效辐射（LR1），来自地面的湍流感热输送（SH），来自太阳的短波辐射（SR），来自当地降水凝结潜热（LP）与由大气顶的向外的长波辐射（LR2）。这5种辐射之和为

E=SH+ LR1+LP+SR-LR2

E＞0，为热源；E＜0则为冷源。

计算结果表明，3～9月高原大气有净的热量，是个热源，它得到的热量一部分用于高原大气本身的加热，一部分向外输送。晚秋和冬季是个冷源。全年高原大气净得热量的最大月份不在雨季的7、8月，而在6月。冬季高原大气是个冷源，12月和1月强度最大。青藏高原夏季的强热源也可以从高原上空整个对流层的平均温度距平看出（图1.2）。高原上空200 hPa处的夏季（7月）平均气温要比同纬度与高度上的太平洋、大西洋的平均气温高10 °C左右。空气在高原上受热上升，低层空气辐合形成低压环流，高层辐散形成高原环流。在气压场上，南亚高压下面600 hPa以下整个高原为热低压控制，500 hPa是过渡

层，400 hPa以上转为暖高压，南亚高压在150～100 hPa气层达到最强。在7月北半球100 hPa平均图上，高压脊线在30°N附近，在南亚高压的南侧是热带东风急流，北侧是高空副热带西风急流。

冬季和夏季高原冷热源的转换对东亚地区大气环流的季节调整有重要影响。冬季，高原相对于周围自由大气是个冷源，加强了高原上空大气南侧向北的温度梯度，使南支西风急流强而稳定。夏季，高原相对于周围自由大气是个热源，它使高原上空大气的水平温度梯度在高原北侧增大，在高原南侧水平温度梯度由高原指向南，因而改变了方向。根据热成风原理，高原南侧西风减弱，北侧西风加强。当加热到一定程度，高原成为一个巨大的热源时，由于高压南侧温度梯度作用，高原南侧西风消失为东风取代，形成了东风气流中全球最强的强风速中心。此外，高原冬季冷源和夏季热源作用可以影响到高原及其周围的经圈环流，冬季高原冷源处于对流层大气中部，高原上空为下沉气流，大大加强了季风区的Hadley环流的强度，使得Hadley环流在青藏高原的经度范围内最强大。而在夏季，通过高原的经圈环流与冬季显著不同，在高原及其南侧的Hadley环流被破坏，高原上空以上升运动为主，下沉支位于南半球。下沉气流越赤道到达北半球后受地转偏向力的影响转为西南气流，再北上构成了季风环流。高原南、北侧辐合的气流约在30°N～50°N之间垂直上升，这正是高原上下级纬向辐合线的平均纬度，是高原上雨季的主要降水系统。

图1.2 7月沿30°N纬圈平均温度距平（°C）

注：资料为NCEP/NCAR提供的多年平均数据，阴影部分为高原地形（引自朱乾根，等，2000）。

丁一汇指出，高原地形的动力作用对于冬夏环流的影响是不同的。在夏季，高原的动力作用对其北侧的高压带有重要的作用和影响。高原上的低压带与动力作用也有密切的关系。在冬季，高原上的高压脊、拉萨的温度脊等系统与动力作用也有密切关系。与气候平均相比，冬季的模拟结果比夏季的更符合实际。由此得出，冬季高原的动力作用应比夏季更为重要。而夏季高原的影响可能主要表现在热力作用上。

1.1.

2.3 高原环流

由于青藏高原高耸于对流层中层，又处于中纬西风带中，其巨大的动力和热力作用会作用于行星大气，形成了具有地区特色的基本气流。其次，基本气流在青藏高原动力和热

力作用的季节变化影响下，形成了以青藏高原大小为尺度的区域环流——高原季风环流。第三，由于该地区空气洁净、大气透明度高，辐射比平原地区强，在连绵起伏的山地又形成了冰川风、湖陆风等独特的局地环流系统。3种不同级别环流系统相互作用形成了高原气候。高由禧先生对此进行了详细描述，以下对3种环流进行介绍。

1. 一级环流

由于地球表面海陆分布，太阳高度角有季节变化，又有大地形影响，大大改变了行星环流的分布及其季节变化。

冬季影响青藏高原及其邻近地区的基本气流有5种：在对流层里为副热带西风带、极低西风带和东北季风带，在平流层里有平流层西风带和平流层东风带。由于冬季东北季风和平流层热带东风主要出现在北纬20°以南，同时东北季风层只出现在对流层低层，对青藏高原地区影响不大。因此，冬季主要影响高原天气和气候的为对流层副热带西风带、极低西风带。和这些风带一起各有一个强风速中心，即东、西风急流。

夏季影响青藏地区的基本气流有4种：在对流层里为热带东风带、副热带西风带和西南季风；在平流层里为平流层东风带。对高原地区影响最大的为热带东风带（包括平流层），副热带西风带。印度西南季风虽然还只是对流层低层现象，但由于其厚度比冬季东北季风大，纬度位置也偏北，对高原地区的影响也是不能忽略的。和这些风带相对应也分别各有

一个急流中心。

这些基本气流在强度上和地理位置上有着明显的季节变化：就沿90°E上副热带西风急流而言，冬季11～3月位置最偏南，强度最强（69 m/s），一直盘踞在28°N～30°N之间。4月起强度减弱（30 m/s），中心迅速北移。5月中心位于托托河上空（34°N），强度继续减弱为25 m/s。6月移至若羌上空（39°N），强度加强为34 m/s。7月在42°N，强度为33 m/s。8月最北达44°N，强度为42 m/s；然后南移，强度减弱。9月在40°N，强度为37 m/s。10月在托托河附近（34°N），强度为35 m/s。11～12月回到冬季位置，在拉萨附近，强度加强，分别为49 m/s和55 m/s。一年中4～6月中心北移最快，9～11月南撤最急。同时，移经高原时强度都是减弱的，当急流中心到达高原南、北侧区域准静止状态时，强度一般都是加强的。

随着副热带西风带及其急流的季节性南北移动，极地西风带、热带东风带等也作相应的、几乎同步的南北摆动，但摆动幅度不同，以高原地区最明显。

就40°～120°E和20°～50°N之间副热带西风带及其急流轴位置的季节变化来说，在对流层中下层，春季强西风带在青藏高原以东和以西北移早，在高原以东我国东部平原地区上空，4月已北移至长江附近，5～6月一直停在那里，6～7月才移至40°N附近，8月又开始南压，10月才回到25°N，即冬天它所在的位置上。在高原地区，冬半年则一直徘徊

在30°N以南附近，5月至6月，从高原南侧一下跳到高原北侧（40°N）附近；6～8月一直停滞在40°～45°N之间；9～10月又从40°N南撤至30°N附近。可见，在对流层中下层，副热带强西风轴北进到27°～40°N时，在高原地区推进迟且急（5～6月），在高原以东和以西则缓（4～7月），南撤（40°～27°N）时也是如此，在高原地区迟但快（9～10月），在高原以东和以西早但慢。

在对流层上层，副热带西风急流轴春季4月开始北进，5月移至高原北部35°N附近（有的年份已北移至40°N），6月北移到40°N，7～9月则停留在40°～45°N之间；秋季9月开始南退，10月在高原34°N上，11月才回到冬季的平均位置上。在高原以东和以西地区，也是4月北移至30°N以南附近，5～6月一直停滞在那里，6～7月才北跳至40°N附近；8月开始南退，9月在华中地区上空，10月在25°N附近。可见，在对流层上层，副热带西风急流轴北进南退都可以自由通过高原，4～6月北进，为北进期，9～11月为南退期，在高原以西和以东地区北进和南退期分别为4～7月和8～11月，高原地区急流轴进退移动都较急剧（图1.3）。

图1.3 200 hPa等压面上沿100°E（阴影区）和120°E（白色等值线）纬向风的逐月演变情况 注：正值代表西风，负值代表东风，资料为NCEP/NCAR提供的多年平均数据。

由此可见，因为青藏高原的存在，使高原地区和高原以西、以东地区基本气流的季节变化各不相同，前者比后者变化急，高原地区对流层中下层和对流层上层有差别，低层跳跃比高层显著。

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/8c13334725.html,/journal/ag https://https://www.wendangku.net/doc/8c13334725.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。

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

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

青藏高原环境变化对全球变化的响应及其适应对策

第21卷第5期2006年5月 地球科学进展 A DVANCE S I N E AR TH S C I ENC E V o l.21　N o.5 M a y.，2006 文章编号：1001-8166（2006）05-0459-06 青藏高原环境变化对全球变化的响应 及其适应对策 姚檀栋1，朱立平1 （1.中国科学院青藏高原研究所，北京　100085；2.中国科学院地理科学与资源研究所，北京　100101） 摘　要：青藏高原的环境变化对全球变化具有敏感响应和强烈影响。青藏高原的现代环境与地表过程相互作用，引起包括冰冻圈和水资源以及生态系统等方面的一系列变化，对高原本身以及周边地区的人类生存环境和经济社会发展产生重大影响。作为国际研究的热点地区，青藏高原环境变化研究目前出现三个新的科学动向：关注关键地区的关键科学问题的系统研究；关注以现代地表过程为核心的监测研究；关注全球变化影响下的圈层相互作用研究。本项目的研究对青藏高原环境变化科学的发展、国际科学前沿的贡献以及服务于社会经济发展，都具有十分重要的意义。通过项目的研究将揭示青藏高原隆升到现代地貌与环境格局过程中所出现的重大构造事件和环境事件； 重建不同区域、不同时间尺度的气候环境变化序列并揭示其时空分布特征；阐明青藏高原冰冻圈、湖泊和主要生态系统与土地覆被在不同气候条件下的变化特征；揭示青藏高原环境变化与地表过程对全球变化的响应特点和高原热力与动力过程对不同气候系统变化的影响。本项目将在高原南北典型区域利用地貌学与沉积学手段，研究青藏高原现代地貌与环境格局的形成过程；利用湖芯、冰芯、树木年轮等手段，研究青藏高原过去环境变化的特征事件、区域分异及其与全球变化的联系； 利用冰川、冻土、积雪的时空变化，结合对高原特殊大气边界层的观测，研究青藏高原冰冻圈变化与能量水分循环过程；从冰川、湖泊、大气的监测入手，结合模式方法，研究青藏高原环境变化的机制； 利用生态系统碳的源—汇变化，研究青藏高原生态系统对环境变化的响应；综合研究全球变化背景下青藏高原环境变化与水资源变化所产生的区域效应和适应对策。 关　键　词：青藏高原；环境变化；全球变化；适应对策 中图分类号：X141 文献标识码：A 青藏高原的出现改变了欧亚大陆的气候格局［1］；其地表过程变化不但会引起亚洲大气环流的重大变化，还会在北半球甚至全球产生重大影响。在现代时间尺度上，青藏高原特殊的下垫面和大气过程给青藏高原的社会及经济发展带来特殊问题，青藏高原脆弱的生态、环境和与之相关的经济社会发展是西部大开发中不可回避的问题，青藏高原对周边地区人类生存环境的影响则举世关注［2］。因此，青藏高原研究既是科学研究发展的需要，也是国家社会经济发展的需要。 1　科学意义 在国家以及各部门的不断支持下，特别是通过已经完成的“973”项目“青藏高原形成演化及其环境资源效应”，中国的青藏高原研究已经完成从面上考察、定性研究、静态研究和分散研究阶段到定点研究、定量研究、动态研究和集成研究阶段的转移。通过一系列专著和论文的发表，积累了大量的基础 　收稿日期：2006-04-21；修回日期：2006-04-29. *基金项目：国家重点基础研究发展计划项目“青藏高原形成演化对全球变化的响应与适应对策”（编号：2005C B422000）资助.　作者简介：姚檀栋（1954-），男，甘肃通渭人，研究员，主要从事冰川与环境研究. E-m a i l：t dya o ＠i t pca s. a c. c n

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）

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

青藏高原的隆起对自然地理的环境

青藏高原隆升对亚洲季风形成和全球气候与环境变化的影响 摘要综合介绍了青藏高原隆升对亚洲季风形成、北半球大气定常行星波建立、区域和全球气候变迁及环境演化的影响，并对近年来的研究进展作了较为详细的评述，指出今后需要深入研究的若干问题。 关键词青藏高原隆升亚洲季风形成气候变迁环境演化古气候模拟 1 引言 青藏高原(以下简称高原)隆起是地球演化史上一起重大的自然历史事件，高原隆起不仅对高原及其毗邻地区，甚至对北半球、乃至全球的气候与环境都产生了深刻的影响。现代气象学研究［1～3］表明，青藏高原与亚洲季风活动密切相关。因此，研究地质时期东亚季风的变迁，必须考虑高原隆起的作用。多年来有许多科学家从各种角度揭示了高原隆升的地质事实，但由于这一问题的复杂性和不同来源地质观测资料的局限性，使人们对于高原隆起的历史及过程至今仍存在着各种不同的看法(参见李吉均的介绍［4］)。然而，青藏高原隆起对亚洲季风和全球气候及环境演化具有重大影响已成为越来越多的地学科学家的共识。鉴于青藏高原在亚洲季风、全球气候乃至整个地球系统中的重要性，近年来随着全球变化研究的深入，高原隆升再度成为地学界关注的热点。 2 高原隆起对大气环流的影响 2.1 高原隆起与亚洲季风系统的形成和发展 亚洲季风区是世界上最显著的季风区［5］。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三个相对独立的子系统：南亚季风［6］、东亚季风［7］和高原季风［8］。以下仅简单讨论南亚季风和高原季风的形成。东亚季风的形成则在5.1节中专门讨论。 2.1.1 南亚季风的形成 Flohn［9］最早指出青藏高原在大尺度南亚季风中的重要性。后来Manabe 等［10，11］利用大气环流模式(GCM)进行了有山、无山的对比试验才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与发展。近年来又有一系列关于高原作用的数值试验［12～14］，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。Prell等［15］通过一系列GCM敏感性试验的分析得出，高原地形对南亚季风的作用比地球轨道参数、大气CO2含量及冰期—间冰期下边界条件的影响都更为重要。虽然有人［16～20］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Ramstein等［21］的数值试验表明，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的变化，Paratethys海的退缩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以南地区)显著增强，所以他们认为Paratethys海退缩引起的海陆分布变化在对亚洲季风的驱动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，即使在高原强烈隆起之前、地形高度还很低的情况下，南亚季风就已经存在，这几乎是可以肯定的。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。

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/8c13334725.html,/journal/gser https://https://www.wendangku.net/doc/8c13334725.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