青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究文件格式

中国科学 D 辑:地球科学 2009年 第39卷 第11期: 1473 ~ 1486 https://www.wendangku.net/doc/b612039765.html, https://www.wendangku.net/doc/b612039765.html,

《中国科学》杂志社

SCIENCE IN CHINA PRESS

青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究

周秀骥①

, 赵平②

*, 陈军明①

, 陈隆勋①

, 李维亮①

① 中国气象科学研究院, 北京 100081; ② 国家气象信息中心, 北京 100081 * 联系人, E-mail: zhaop@https://www.wendangku.net/doc/b612039765.html,

收稿日期: 2009-06-01; 接受日期: 2009-07-21

国家自然基金项目(批准号: 40890052, 40890053)、国家重点基础研究发展计划(编号: 2009CB421404)和财政部/科技部公益类行业专项(编号: GYHY200706005)资助

摘要 总结了近年来关于青藏高原热力作用的气候特征及其对北半球区域气候影响的研究成果, 主要包括: 青藏高原热力作用不仅对亚洲季风和降水变率有着重要影响, 而且还通过激发类似于亚洲-太平洋涛动的大尺度遥相关, 影响着北美和欧洲以及南印度洋的大气环流和气候. 青藏高原气候不是被动的受热带太平洋海温影响, 它也可以通过北太平洋大气环流调制着太平洋热带和中纬度海-气相互作用. 春、夏季青藏高原加热异常通过影响北太平洋副热带高压、哈德莱(Hadley)环流和赤道辐合带(ITCZ), 调制着热带ENSO 发展, 因此研究从青藏高原气候异常来预测ENSO 发展的方法是必要的. 这体现了北半球海-陆-气相互作用的本质. 由于过去的研究更多地集中在青藏高原对亚洲季风区气候的影响方面, 因而加强研究青藏高原在北半球乃至全球气候变化中的作用十分必要.

关键词

青藏高原热力作用 亚洲季风 北半球气候 太平洋海气相互作用

青藏高原东西长二千多公里, 南北宽一千多公里, 平均海拔高度约4000 m, 约占对流层的三分之一. 由于青藏高原加热直接作用于对流层中层大气, 与周围的大气形成了强的热力对比, 因此半个世纪以来, 青藏高原大地形的热力和动力作用对大气环流和气候的影响一直受到国内外气象学家的广泛关注. 早在20世纪50年代, Flohn [1]研究了青藏高原抬高加热与东亚地区大尺度环流系统变化和印度次大陆季风爆发的关系. 到20世纪80年代初, Ye 等[2,3]分析了青藏高原地形动力和热力作用对大气环流平均状况的影响. 后来, 高原夏季热源与大气环流和季风的关系得到进一步研究[4,5]. 进入20世纪90年代, 青藏高原气候学研究主要集中在高原热状况季节变化对季

风爆发时间和地点的影响方面[6~8].

20世纪90年代后期, 人们开始关注青藏高原热源年际变率的影响[9,10]. 赵平和陈隆勋[11~15]研究了35年青藏高原热状况气候特征及年际和年代际变率, 并分析了冬、夏季高原热状况年际异常与大气环流、亚洲季风降水和太平洋热带海-气相互作用的关系. 以后, Duan 等[16]和刘新等[17]进一步研究了夏季青藏高原加热年际变率对亚洲季风区气候和北半球大气环流的影响, 最近Wang 等[18]研究了夏季青藏高原表面温度变暖对东亚降水的影响. 此外, 一些学者用青藏高原的积雪和植被作为热状况代用指标研究了它们的年际和年代际变率对北半球大气环流、东亚季风降水的影响[19~22].

周秀骥等: 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究

关于青藏高原对夏季亚洲季风气候影响的较早研究成果已经概括在文献[23]中, 因此本文重点总结近年来我们研究组关于青藏高原抬升热源年际和年代际变率及其对亚洲季风、北半球和南印度洋气候及太平洋海-气相互作用影响的新成果.

1青藏高原热状况气候特征

由于表面积雪和植被直接影响着地表和大气顶对太阳辐射的反射率大小, 改变着地面和大气的加热状况, 因此有必要了解青藏高原积雪、植被及反射率的气候特征. 平均而言, 青藏高原地区积雪积累期主要在10~12月, 消融期主要在4~6月, 比北半球其他地区的积雪消融期(一般在3~5月)晚一个月左右[24]. 随着高原积雪逐渐消融, 植被覆盖从4月开始增加, 6~7月增加最快, 8月达到最大; 在青藏高原冷季, 当植被覆盖多时, 地面感热偏强、上空温度偏高, 这说明植被覆盖率高对大气起加热作用[22]; 而在高原暖季, 植被对大气起冷却作用. 青藏高原地表反射率在

1~2月最大(0.29), 3月份减小到0.24, 夏季(没有特别说明, 夏季指6~8月)为0.17左右, 10~12月增加明显(图1); 与地表反射率不同, 高原大气顶的行星反射率季节变化比较小, 在0.34~0.39之间变化[11].

相应于青藏高原下垫面状况显著的季节变化, 当地热状况也有明显的季节差异. 在地面感热加热影响下, 高原西南部地面加热(包括地面的感热、蒸发潜热和有效辐射)在2~5月明显增加, 形成整个高原地区的主要加热区, 3月份高原北部地面加热也加强, 成为高原地区另一个加热区, 它们两个一直维持到9月份; 入夏以后, 高原西部加热中心向更偏西的位置移动[12]. 平均而言, 高原地面加热在5~6月最大, 在12~1月最小, 并且西部大于东部, 南部大于北部; 全年高原地面向大气输送152 W·m?2的热量. 与地面加热一致, 高原西部的大气热量源汇(Q1)正值比东部出现早, 在2~5月期间西南部Q1明显比东部大, 而在6~9月期间东部则大于西部[14]. 高原大气在4~9月期间为热源, 热源最强在6~7月, 为75 W·m?2左右; 其他月份为冷源, 冷源最强在12月份, 为?72 W·m?2(图2). 春季地面感热是大气从冷源变为热源的主要贡献者, 夏季凝结潜热大幅度增加, 成为与感热同样重要的加热因子. 因此, 青藏高原对大气的加热作用主要表现在春季和夏季.

青藏高原大气热状况有明显的年际和年代际变率[14]. 冬季, Q1在20世纪60~70年代中期呈现出下降趋势, 并在1977年到达最小, 从1978年到1983年明显上升, 在1983年达到极大值, 之后以年际振荡为主; 夏季, 高原Q1从1961到1977年也呈现出下降趋

图1 1961~1990年青藏高原区域月平均地表反射率(实线)和行星反射率(虚线)的气候特征[11] 1474

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图2 1961~1990年青藏高原区域Q 1(黑色)、地面感热(红色)、大气降水潜热(绿色)和大气净辐射加热(蓝色)月平均值的气

候特征(单位: W ·m ?2)[14]

势, 在1977年达到最小, 此后表现出更明显的年际变率. 在1962, 1974, 1980, 1984, 1987和1993年夏季Q 1较大, 为强热源年, 而在1967, 1972, 1975, 1977和1978年Q 1较小, 为弱热源年. 就年平均而言, 在20世纪60年代, Q 1呈现出下降趋势, 从70年代后期到80年代初表现为上升, 最明显的年代际变率出现在1977年前后.

2 青藏高原加热对大气环流影响的基本物

理模型

从前面的分析可以看出, 从冬到夏青藏高原大气热源逐渐加强, 在夏季达到最强, 起着巨大的热源作用, 其直接结果是造成了当地强烈的上升气流, 在对流层上层形成庞大的南亚高压, 而在高原及其邻近地区的低层为低压系统(中心在东亚和南亚). 图3(a)给出了1958~2001年ECWMF 再分析资料的夏季纬向垂直环流气候平均沿15°~50°N 的东西向剖面. 可以看到: 在纬向上, 青藏高原上升气流的一支在对流层里向东流到东太平洋下沉, 其中一部分与北美的较弱上升气流汇合后继续向东流并在大西洋东部下沉; 而高原上升气流的另一支进入平流层低层并向西流到欧洲上空下沉. 这样就在北半球对流层中形成了一个庞大的顺时针垂直环流(即北半球中纬度纬向环流), 它的两个中心分别在东太平洋和大西洋对流层

低层. 同时在对流层上层-平流层低层形成一个逆时针垂直环流, 其中心在高原上空[25](图3(a)). 该纬向环流的亚洲-太平洋部分已被Ye [2]注意到. 这表明, 在北半球中纬度地区存在着类似于热带太平洋澳克环流的大尺度纬向环流, 并且其水平尺度比澳克环流的还大.

在经向上, 一个大尺度的逆时针垂直环流出现在青藏高原与南印度洋中纬度之间, 其中心在南半球热带的低层, 这里称为青藏高原-南印度洋经向环流. 其深厚的上升运动仍然位于青藏高原及附近地区, 下沉运动主要在南半球中、低纬度(图3(b)). 该经向环流也已被注意到[2]. 类似的经向环流也出现在中国东部大陆与其南侧的热带海洋之间, 其上升运动最强在20°N 以南(图3(c)). 由于我国东部位于该垂直上升运动区的北缘, 低层的垂直运动较弱, 因此我国东部降水可能与图3(a)所示纬向环流的关系比与东亚经向环流的关系更紧密. 此外, 这些经向环流削弱了季风区的Hadley 环流.

为了维持上述纬向和经向垂直环流, 受青藏高原抬升加热影响的上升运动区空气质量变化会导致下沉运动区的空气质量异常, 从而引起北半球中纬度和南印度洋大气环流和气候的异常. 此外, 在图3(a)中, 青藏高原上空对流层-平流层之间的垂直运动比其他经度的强, 说明该地区是对流层与平流层大气交换的一个重要通道.

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周秀骥等: 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究

图3

(a) 1958~2001年ECMWF再分析资料的夏季沿15°~50°N 纬向垂直环流气候平均[25]; (b) 与(a)一致, 但是针对沿90°E的经向垂直环流气候

平均; (c) 与(a)一致, 但是针对沿115°E的经向垂直环流气候平均

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3青藏高原加热对大气环流和降水的影响

(1) 对亚洲季风和降水的影响. 亚洲夏季风发生在东亚和南亚地区, 其中东亚季风包括发生在南海-西太平洋的热带季风及在东亚大陆-日本的副热带季风[26]. 由于这些季风区处于青藏高原及邻近地区的低层季风槽与上层的南亚高压区域内, 上升运动强烈(图3), 因此青藏高原加热异常变化对东亚和南亚季风降水有重要影响.

当夏季高原大气热源偏强时, 在500 hPa上(图4(a)), 从青藏高原到东亚中纬度为一个大范围的气旋性异常环流, 印度南部地区也为异常气旋性环流(对应着偏强的南亚季风槽), 从青藏高原南侧到我国南方以异常西南气流为主. 此时, 我国南方的低层也以异常西南气流为主, 并且伴随着低层异常偏北风出现在长江以北, 从而加强了长江流域的低层辐合[15]. 总体上, 在青藏高原大气热源偏强的情况下, 东亚和南亚季风区对流偏强(图5(a)), 从四川到长江三角洲的较大范围降水偏多(图5(b))[14,15]. 类似地,

当冬

图4

(a) 在夏季青藏高原大气热源强年(1962, 1974, 1980, 1984, 1987, 1993)和弱年(1967, 1972, 1975, 1977, 1978, 1986)[15]合成的同期500 hPa流场差值; (b) 在冬季青藏高原冷源弱年(1961, 1963, 1981, 1982, 1985, 1988)和强年(1965, 1966, 1968, 1969, 1970, 1976)合成的同期500 hPa

流场差值. C和A分别指示异常气旋和反气旋环流中心

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周秀骥等: 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究

图5

(a) 1975~1994年夏季青藏高原热源与同期大气向外长波辐射(ORL, 指示着对流活动强度)的相关(×0.01)[15]; (b) 与图4(a)相同, 只是针对

合成的夏季降水差值(×100 mm). 阴影区通过95%置信度检验

季青藏高原大气偏暖时, 一个气旋性异常环流覆盖了从青藏高原到我国东南沿海地区(图4(b)), 这说明即使冬季高原大气是冷源, 但其冷源强度变化也影响着高原及其附近上空的大气环流. 此时, 一个异常反气旋环流出现在高原北侧(图4(b)), 反映了冬季东亚长波槽位置比平均状况偏东, 指示着东亚中纬度偏弱的冬季风[15]. 冬季的这种异常大气环流型也指

示着在东亚大陆高、低纬度大气环流之间存在着反位相变化关系.

在20世纪后半叶全球增暖背景下, 青藏高原冬春季积雪呈现出增加趋势[24], 可以引起夏季青藏高原上空对流层温度降低[21], 东亚与其周边海域的大气热力差异减弱, 夏季东亚低层的低压减弱, 西太平洋副热带高压位置偏南. 此时, 我国东部西南风强度

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减弱, 东部强降水带没有表现出明显的从华南向华北移动的特征, 而主要停滞在南方, 北方降水减少, 从而导致东部地区出现南涝北旱[27,28].

(2) 对北半球大气遥相关的影响. 图3(a)所示的纬向垂直环流说明在青藏高原与东太平洋大气环流之间存在着密切联系, 而亚洲-太平洋涛动(Asian-Pacific Oscillation, APO)就是其中的一个大尺度遥相关现象[29]. APO是指在年际和年代际尺度上亚洲与太平洋中纬度对流层温度之间的一种“跷跷板”现象, 即当亚洲大陆对流层偏冷(暖)时, 中、东太平洋对流层偏暖(冷)(图6(a))[29], 这种遥相关现象也出现在气压场上[30]. 此外, APO还指示着在东、西半球之间一个更大尺度的遥相关, 表现出纬向1波的特征, 即当东半球对流层温度偏高时, 西半球对流层温度偏低(图6(a)). APO的强度变化实际上指示着欧亚大陆与其两侧海洋(太平洋和大西洋)热力差的异常, 也反映了东亚季风区东西向和南北向海陆热力差异的异常[25]. 当APO强度异常时, 亚洲与太平洋区域一些主要大气环流系统和降水(如, 南亚高压、亚洲低层低压、北太平洋副热带高压、北半球中纬度西风急流和热带东风急流、亚洲季风降水以及西北太平洋热带气旋)都表现出明显差异[[25,29,31].

以前的研究表明, 春、夏季青藏高原抬升加热异常可以激发出APO遥相关型[25,32]. 我们采用美国大气研究中心的一个海气耦合模式(CCSM3)进行改变青藏高原地形高度的模拟试验, 并且设计了两个试验(方案A和B). 其中: 方案A采用原始的CCSM3模式和所用的数据, 方案B(降低青藏高原地形高度)是在方案A中, 把青藏高原地区3000 m以上地形海拔高度降低1/2. 对每个方案, 模式被积分100年, 取模拟的全球平均表面温度达到平衡后的最后50年进行分析. 试验结果显示随着青藏高原地形抬升, 扰动温度正异常出现在欧亚大陆上空对流层里, 这里扰动温度定义为温度与其纬向平均的差值. 这一结果说明当青藏高原地区的地形高度增加时, 高原抬升加热对欧亚大陆对流层起增温作用(图6(b)),同时在中、东太

图6

(a) 1958~2001年夏季500~200 hPa平均扰动温度的自然正交分解第一模态(×0.01, 阴影区大于0)[25]; (b) 方案A与B模拟的夏季扰动温度差

值(单位: ℃; 方案A减B)沿30°N剖面, 浅阴影区超过95%统计置信度

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平洋到大西洋的大范围区域内对流层中、上层温度下降. 这些模拟特征与观测的APO 特征非常相似[25,29], 说明夏季降低青藏高原地形高度的动力和热力影响更大程度上是与青藏高原的热力影响一致的.

(3) 对北美和欧洲大气环流和降水的影响. 夏季青藏高原抬升加热年际变率可以通过影响大尺度遥相关, 进一步对北半球更大范围的气候产生影响.

根据大气静力平衡方程, 相应于图6(b)中的西半球对流层温度降低, 西半球低层出现异常高压. 图7(a)给出了方案A 与B 模拟的夏季700 hPa 流场差值, 从图中看到: 总体上, 大范围的异常反气旋出现在从北美到欧洲的中纬度广大地区, 其中一个中心在北美西部, 另一个在欧洲西部. 与气候平均状况比较, 这些异常环流指示着中、

东太平洋和大西洋的副热带高压

图7

(a) 方案A 与B 模拟的夏季700 hPa 流场差值(方案A 减B; 图中A 指示异常反气旋环流中心); (b) 与(a)相同, 只是针对模拟的夏季降水差值(×10 mm; 紫、蓝色阴影区分别为超过90%统计置信度的显著正、负异常); (c) 在夏季亚洲大陆对流层中上层扰动温度强年和弱年合

成的同期降水差值(×10 mm; 紫、蓝色阴影区分别为超过90%统计置信度的显著正、负异常)

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向东扩展. 在这种环流形势下, 显著降水负异常值出现在欧洲和北美中纬度(图7(b)), 指示着这些地区降水都减少. 图7(c)进一步给出了在夏季亚洲大陆(15°~50°N, 60°~120°E) 500~200 hPa扰动温度7个最高(1953, 1961, 1962, 1967, 1971, 1984, 2000)和7个最低(1950, 1951, 1969, 1980, 1987, 1992, 1993)年份合成的夏季HadCRUT2降水差值, 其中用NCEP再分析资料计算扰动温度, 并且在合成分析时去掉了线性趋势. 从图7(c)看到, 在欧洲和北美的中纬度地区降水以显著负异常为主, 这种特征与图7(b)所示的模拟结果一致. 因此, 夏季青藏高原加热异常变化对北美和欧洲大陆中纬度降水有显著影响.

(4) 对南半球大气环流的影响. 在图3(b)中, 青藏高原上升气流可以沿着青藏高原-南印度洋经向环流越过赤道进入南印度洋上空. 数值试验表明: 当增强青藏高原抬升加热时, 亚洲大陆对流层温度升高, 正温度异常从亚洲大陆向南、向上扩展到南印度洋热带和副热带地区, 使这些地区对流层温度增加, 同时在南印度洋中高纬度的对流层中低层产生负异常, 指示着温度下降(图8(a)). 模拟的特征是与再分析资料的结果基本一致(图8(b)), 只是模拟的南印度洋温度负异常的位置更偏南. 此外, 还模拟出青藏高原加热异常在南印度洋与南太平洋中高纬度形成的一个波列(图8(c)). 由此可见, 青藏高原加热异常产生的扰动可以越过赤道地区影响到南半球大气环流, 这也说明青藏高原-南印度洋经向环流可能是南北半球相互作用的一个重要“通道”.

4青藏高原加热对太平洋海-气相互作用的影响

过去人们更多地关注ENSO对中国气候的影响. 由于东亚季风对ENSO发展有影响[33], 而青藏高原热力作用又对东亚季风有重要影响, 因此青藏高原气候与ENSO的关系一直受到关注[13,21,32,34].

研究表明, 春季青藏高原地区偏少(多)的积雪或偏多(少)的植被都可以增强(减弱)当地加热, 导致其上空温度升高(降低)[21,22]. 在APO理论框架下, 升高(降低)的高原对流层温度可以引起中、东太平洋副热带对流层降(升)温, 东太平洋副热带高压加强(减弱), 反气旋(气旋)性异常环流出现在太平洋中纬度[32]. 此外, 夏季青藏高原异常信号也可以通过以下过程影响太平洋大气环流. 当青藏高原加热偏强(弱), 南亚高压也偏强(弱), 高原上空的正(负)位势高度异常可以沿着北半球西风急流波导向两侧传播, 其中向东可以传播到东太平洋(图9(a))[21,34], 这种传播主要以10天以下的高频波和准双周振荡为主; 并且在向东传播中, 大气正(负)位势高度异常同时也从对流层上层向下扩展, 最终使得夏季北太平洋低层的副热带高压加强(减弱), 显著正(负)位势高度异常发生在太平洋中纬度地区(图9(b)).

当春、夏季北太平洋副热带高压加强(减弱)时, 异常东(西)风盛行在热带太平洋地区(图10(a)), 东太平洋Hadley环流和ITCZ发生异常, 从而导致赤道中、东太平洋低层经向辐散(辐合)异常和信风加强(减弱), 改变了温跃层和海洋环流, 结果引起冷舌区上翻增强(减弱), 使赤道东太平洋海表温度(SST)降低(升高), 因而导致了在青藏高原温度与赤道东太平洋SST之间的显著负相关关系(图10(b)), 并且这种负相关可以持续到随后的秋季[32,34]. 用CCSM3海-气耦合模式证实了上述青藏高原抬升加热对太平洋副热带高压和SST的影响[32,34]. 因此从青藏高原气候异常来预测ENSO发展是可能的. 由于在图10(a)中, 热带中、东太平洋的异常西风没有来自亚洲热带季风区, 因而青藏高原加热对ENSO的调制作用没有通过热带季风过程, 而是通过亚洲-太平洋中纬度的大气环流来实现的[32].

另外, 青藏高原热力作用还可以通过影响北太平洋副热带高压来调制太平洋中纬度海气相互作用. 当副热带高压加强(减弱)时, 异常反气旋性(气旋性)环流出现在太平洋中纬度, 使其北侧海表向大气输送的感热和潜热通量减少(增加), 并加强(减弱)表面纬向风应力对暖水的向北输送, 从而导致西北太平洋中纬度SST增加(减少), 而其东侧SST减少(增加)[35]. 用CCSM3海气耦合模式, 通过改变夏季高原抬升加热, 总体上模拟出了青藏高原加热异常对太平洋中纬度大气环流和SST的这种调制作用[34].

5结论和讨论

本文总结了近年来关于青藏高原热力状况气候特征及其对南、北半球气候影响的主要成果, 得到以

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周秀骥等: 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究

图8

(a) 方案A 与B 模拟的夏季扰动温度差值沿90°E 剖面; (b) 与图7(c)一致, 只是针对扰动温度差值沿90°E 剖面; (c) 与图(a)相同, 只是针

对模拟的500 hPa 扰动温度差值(粗实线指示波列). 阴影区超过95%统计置信度, 单位: ℃

下结论:

(1) 受青藏高原独特下垫面状况影响, 当地加热表现出年际和年代际变率. 当夏季高原热源偏强时, 加强了与其周边的热力对比, 亚洲大陆中、低纬度的低压系统加强, 东亚和南亚季风区对流偏强, 其中长

江流域降水偏多. 在冬季, 当青藏高原大气偏暖时, 其上空的气旋性异常环流也对东亚冬季风产生影响.

(2) 青藏高原加热异常可以通过调整北半球中纬度纬向环流, 激发出北半球中纬度的大尺度遥相关(如APO), 并通过这种遥相关进一步对北美和欧洲

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图9

(a) 在夏季南亚高压指数高和低情况下合成的150 hPa 位势高度差值(×10 m)沿中纬度西风急流轴的时间-经度剖面, 箭头指示扰动向东传

播的方向; 阴影区>40 m. (b) 与(a)一致, 但是针对夏季850 hPa 位势高度差值的水平分布, 阴影区超过95%统计置信度[34]

的降水产生影响. 沿着青藏高原-南印度洋经向环流, 青藏高原加热产生的异常可以越过赤道影响南半球大气环流, 因此该经向环流很可能一是南北半球相互作用的一个重要通道.

(3) 在APO 理论框架下, 春、夏季青藏高原加热异常通过影响北太平洋副热带高压、中东太平洋Hadley 环流和ITCZ, 调制着热带ENSO 发展及太平洋中纬度海-气相互作用, 因此从青藏高原气候异常来预测ENSO 发展是可能的. 由于太平洋年代际涛动

(PDO)是北太平洋中纬度SST 的一种重要模态[36], 因此青藏高原对北太平洋中纬度SST 的影响可能反映了青藏高原气候对PDO 的调制作用. 另一方面, 冬季ENSO 和春季北太平洋海冰的异常变化也影响着欧亚大陆降水, 并通过陆-气相互作用对后期春、夏季亚洲大气环流产生影响[34,37]. 因此, 北半球中纬度海- 陆-气相互作用过程是复杂的, 其中在某些季节海洋可以起主导作用, 而在夏季陆地(特别是青藏高原)加热可能起更重要的作用.

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图10

(a) 在春季青藏高原温度指数低和高情况下合成的850 hPa 纬向风差值(m ·s ?1)沿5°S~5°N 的时间-经度剖面; (b) 在1973~2007年期间春季

青藏高原温度与同期SST 的相关, 阴影区超过95%统计置信度[32]

由此可见, 青藏高原热力作用不仅影响着亚洲季风区气候, 而且还影响着北半球乃至全球的气候. 尽管海-陆-气相互作用被广泛认可, 但是以往的研究更多地关注热带海洋对东亚气候的影响, 而对以青藏高原为中心的亚洲大陆加热影响(特别是对海洋的调制作用)重视不够. 此外, 我们通过对青藏高原大气臭氧低值中心的研究[38], 揭示出在6~9月期间青藏

高原是对流层与平流层大气交换的一个主要通道[39], 通过高原深厚上升气流, 对流层大气成分持续稳定地向平流层输送, 从而改变了平流层的臭氧等成分的浓度及对流层的辐射强迫, 这种变化很可能对北半球气候产生重要影响. 因此, 青藏高原热力作用不仅直接扰动了北半球对流层大尺度环流, 而且还可以通过对平流层过程的扰动来影响北半球气候变化.

致谢 感谢审稿专家提出的宝贵意见.

参考文献

1 Flohn H. Large-scale aspects of the “summer monsoon ” in South and East Asian. J Meteor Soc Jpn, 1957, 36: 180—186

2 Ye D Z. Some characteristics of the summer circulation over the Qinghai-Xizang (Tibet) Plateau and its neighborhood. Bull Amer Me-teorl Soc, 1981, 62(1): 14—19[doi]

3

Ye T C. Some aspects of the thermal influences of the Qinghai-Tibetan Plateau on the atmospheric circulation. Arch Met Geoph Biokl

1484

中国科学D辑: 地球科学 2009年第39卷第11期

Ser A, 1982, 31: 205—220

4 陈隆勋, 段廷扬, 李维亮. 1979年夏季青藏高原上空大气热源的变化及能量收支特征. 气象学报, 1985, 43(1): 1—12

5 黄荣辉. 青藏高原上空热源异常对北半球大气环流异常的作用. 气象学报, 1985, 43(2): 208—220

6 吴国雄, 李伟平, 郭华, 等. 青藏高原感热气泵和亚洲夏季风. 赵九章诞辰九十周年纪念文集. 北京: 科学出版社, 1997. 116

—120

7 吴国雄, 张永生. 青藏高原的热力强迫和机械作用以及亚洲季风的爆发(Ⅰ) 爆发地点. 大气科学, 1998, 22(6): 825—838

8 吴国雄, 张永生. 青藏高原的热力强迫和机械强迫作用以及亚洲季风的爆发(Ⅱ) 爆发时间.大气科学, 1999, 23(1): 51—61

9 Li C, Yanai M. The onset and interannual variability of the Asian summer monsoon in relation to Land-Sea thermal contrast. J Clim,

1996, 9: 358—375[doi]

10 赵平. 青藏高原热源状况及其与海气关系的研究. 博士学位论文. 北京: 中国气象科学研究院, 1999. 55—222

11 Zhao P, Chen L X. Calculation of solar albedo and radiation equilibrium over the Qinghai-Xizang Plateau and the analysis of their cli-

mate features. Adv Atmos Sci, 2000, 17(1): 140—156[doi]

12 Zhao P, Chen L X. Study on climatic features of surface turbulent heat exchange coefficients and surface thermal sources over the

Qinghai-Xizang Plateau. Acta Meteor Sin, 2000, 14(1): 13—29

13 赵平, 陈隆勋. 青藏高原大气热量源汇在海-地-气相互作用准4年振荡中的作用. 科学通报, 2000, 45(15): 1666—1671

14 赵平, 陈隆勋. 35年来青藏高原大气热源气候特征及其与中国降水的关系. 中国科学D辑: 地球科学, 2001, 31(4): 327—332

15 Zhao P, Chen L X. Interannual variability of atmospheric heat source/sink over the Qinghai-Xizang (Tibetan) Plateau and its relation to

circulation. Adv Atmos Sci, 2001, 18(1): 106—116[doi]

16 Duan A M, Wu G X. Role of the Tibetan Plateau thermal forcing in the summer climate patterns over subtropical Asia. Clim Dyn, 2005,

24: 793—807[doi]

17 刘新, 李伟平, 吴国雄. 夏季青藏高原加热和北半球环流年际变化的相关分析. 气象学报, 2002, 60(3): 267—277

18 Wang B, Bao Q, Hoskins B, et al. Tibetan Plateau warming and precipitation changes in East Asia. Geophys Res Lett, 2008, 35: L14702

[doi]

19 张顺利, 陶诗言. 青藏高原积雪对亚洲夏季风影响的诊断及数值研究. 大气科学, 2001, 25: 372—390

20 钱永甫, 张艳, 郑益群. 青藏高原冬春季积雪异常对中国春夏季降水的影响. 干旱气象, 2003, 21(3): 1—7

21 Zhao P, Zhou Z J, Liu J P. Variability of Tibetan spring snow and its associations with the Hemispheric extratropical circulation and

East Asian summer monsoon rainfall: an observational investigation. J Clim, 2007, 20: 3942—3955[doi]

22 Wang Y X, Zhao P, Yu R C, et al. Inter-decadal variability of Tibetan spring vegetation and its associations with eastern China spring

rainfall. Int J Climatol, 2009[doi]

23 吴国雄, 毛江玉, 段安明, 等. 青藏高原影响亚洲夏季气候研究的最新进展. 气象学报, 2004, 62(5): 528—540

24 赵平, 龚道溢. 影响中国气候的主要因子. 见: 丁一汇, 主编. 中国气候卷. 北京: 科学出版社, 2009

25 赵平, 陈军明, 肖栋, 等. 夏季亚洲-太平洋涛动与大气环流和季风降水. 气象学报, 2008, 66(5): 716—729

26 Ding Y H. Seasonal march of the East-Asian summer monsoon. In: Zhang C P, ed. East Asian Monsoon. Singapore: World Scientific,

2004. 3—53

27 赵平, 周秀骥. 近40年我国东部降水持续时间和雨带移动的年代际变化. 应用气象学报, 2006, 17(5): 548—556

28 赵平, 周秀骥, 陈隆勋, 等. 中国东部-西太平洋副热带季风和降水的气候特征及成因分析. 气象学报, 2008, 66(6): 940—954

29 Zhao P, Zhu Y N, Zhang R H. An Asia-Pacific teleconnection in summer tropospheric temperature and associated Asian climate vari-

ability. Clim Dyn, 2007, 29: 293—303[doi]

30 赵平, 张人禾. 东亚-北太平洋偶极型气压场及其东亚季风年际变化的关系. 大气科学, 2006, 30(2): 307—316

31 周波涛, 崔绚, 赵平. 亚洲-太平洋涛动与西北太平洋热带气旋频数的关系. 中国科学D辑: 地球科学, 2008, 38(1): 118—123

32 Nan S L, Zhao P, Yang S. Springtime tropospheric temperature over the Tibetan Plateau and evolutions of the tropical Pacific SST. J

Geophys Res, 2009, 114: D10104[doi]

33 李崇银. 频繁的强东亚大槽活动与El Ni?o的发生. 中国科学B辑, 1988, (6): 667—674

34 Zhao P, Zhang X, Li Y F, et al. Remotely modulated tropical-North Pacific ocean-atmosphere interactions by the South Asian high.

1485

周秀骥等: 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究

Atmos Res, 2009, 94: 45―60[doi]

35 Zhou B T, Zhao P, Cui X. Linkage between the Asian-Pacific Oscillation and the sea surface temperature in the North Pacific. Chin Sci

Bull, 2009[doi]

36 杨修群, 朱益民, 谢倩, 等. 太平洋年代际振荡的研究进展. 大气科学, 2004, 28(6): 979—992

37 Zhao P, Zhang X, Zhou X J, et al. The sea ice extent anomaly in the North Pacific and its impact on the East Asian summer monsoon

rainfall. J Clim, 2004, 17: 3434—3447[doi]

38 周秀骥, 罗超, 李维亮. 中国地区臭氧总量变化与青藏高原低值中心. 科学通报, 1995, 40(15): 1396—1398

39 丛春华, 李维亮, 周秀骥. 青藏高原及其邻近地区上空平流层-对流层之间大气的质量交换. 科学通报, 2001, 46(22): 1914—

1918

1486

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/b612039765.html,/journal/ag https://https://www.wendangku.net/doc/b612039765.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，

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/b612039765.html,/journal/gser https://https://www.wendangku.net/doc/b612039765.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