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，
但冰雪的融化却不是均匀的。由于高原地处地球的北半球，阳光由南边射入，冰雪总是南坡融化得快，北坡融化得慢。
也就是说，高原季风是高原邻近地区气候形成、变化的主宰者。虽然高原周边地区气温变化的长期趋势也随着高原隆升而降低，但由于高原季风的建立大大破坏了原来准纬向的气候带，使高原东、西两边，以及南、北两侧气候出现了巨大的差异。高原冬季风增强了高原周围的反气旋式环流，从而使高原东侧受到来自北方大陆性气团的偏北气流控制，结果在那里形成了干燥寒冷的冬季气候；高原西侧受到来自低纬海洋性气团的偏南风影响，造成相对温和潮湿的冬季气候。夏季的情况正好相反，对流层低层环绕高原的气旋式环流大大增强，于是在高原东南侧形成潮湿气候，而在高原西北侧形成干旱气候。
（亚洲季风的3个区域类型：印度洋西南季风、东亚东南季风、高原季风。其中，高原季风：高原的冬、夏季热力作用相反而形成的一种季节性风系。高原相对于四周同高度的自由大气，夏季为一热源，在高原近地面层形成一个热低压，低压中心厚度约2.5公里；冬季为冷源，形成一个冷高压，厚度约1.0公里。与气压场相适应，在距高原地面1公里高度，存在一个冬夏盛行风向相反的季风层，以高原中部最高，向四周逐渐降低。这种季风现象，是热力作用、大气环流、季节变化共同作用的结果。）
一）青藏高原的突变性自然灾害具有巨大的破坏性。50多年来，在察隅、当雄、昆仑山、汶川先后发生四次8级以上地震。泥石流是青藏高原东南部山区常见的突发性、破坏力较大的自然灾害。在青藏高原的气象灾害中，低温霜冻对农牧业生产具有重大的危害，雪灾导致交通受阻或中断，家畜食物短缺而饿死，干旱气候和频繁的大风导致沙尘暴频发，对人、畜、作物和土壤的影响都很大。
气候变化和不合理的人类活动影响使青藏高原地区的缓变型灾害问题也不断增强。草地垦殖和毁林开荒导致大面积的土地退化和水土流失。矿产资源开发与工业发展带来了一系列的环境污染问题。不合理的资源利用影响高原生态系统的平衡和环境质量。
二）青藏高原以其独特的下垫面变化对亚洲乃至全球气候变化起着重要的调节作用。
我们都知道，山脉的走向对气流的运行有加强和阻碍的作用，如中国的大兴安岭、太行山等一线与东南季风的方向直交或斜交，使夏季风不能深入内陆，成为亚洲湿润的东南部和干燥的西北部的分界。东西延伸的秦岭、大巴山阻挡了冬季风的南侵，使四川盆地温度年际变化小，冬无严寒，夏无酷暑，雨水充沛，温和湿润，大部分树木冬不落叶，而秦岭以北的黄土高原则受冬季风侵袭，寒冷干燥，使之成为温带和亚热带的地理分界线。印度东北部山脉阻挡原理同样如此，使得印缅一带冬季相当温暖，相反，夏季印度洋的西南季风也极少穿过高原，故甘、新一带常年干旱。中国西高东低的阶梯状地势，对冬季风的南下有所加强，使得中国冬季气温普遍下降，但对夏季风的登陆起到了阻滞作用，使得中国东部地区降水丰富而集中。长江流域地带的副热带并不像同纬度其他地区那么完整、强大和稳定，而是出现了一个断裂的西太平洋副热带高压，并且它是随着季节变化发生南北进退和东西摆动的，并在东部地区季风气候变化发挥着重要作用；
青藏高原的隆起和形成，对大气环流的影响（改变青藏地区的行星环流）主要体现在动力和热力两个方面，西风流过高原，下层气流被高原阻挡，被分成南北两支气流绕着高原而行，北面的一支经新疆、甘肃、内蒙古西南部、宁夏、陕西等西北地区上空东流入太平洋；而南面的一支则经印度、缅甸和我国西南地区以及长江流域上空，也到达西太平洋，并与北面的一支汇合，在分支点以东和汇合点以西，各有一个风力很小、风向多变的“死水区”（可参考《中国地理图集》26页、32图形），如，四川盆地就是如此，这里冬季天气变化显著，由于两支西风急流的汇合，使日本成为世界上最强的西风急流区，1万米高空1月份风速达58.4m/s，最大风速102m/s。夏初5^6月西风急流移至高原北缘，而南方的夏季风尚未到达，喜马拉雅山风力则很微弱，天气稳定；
青藏高原的隆升，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增强。归纳一下，青藏高原对亚洲部分地区气候的影响：冬季，亚洲陆地辐射冷却很快，形成干冷的西伯利亚高压（又称蒙古高压），在北太平洋面上为冷湿的阿留申低压，前者势力十分强大，几乎控制全部亚洲大陆。它是大陆反气旋的中心和干冷的极地大陆气团源地，也是冬季大陆季风的源地。由于冬季副热带高压与大陆高压连成一片，二者复合，势力强大，成为亚洲大陆冬半年气候的主宰。高压干冷气流向外吹散，在太平洋沿岸冬季盛行西北风，印
度洋沿岸为东北风，这就是东亚和南亚的冬季风，具有晴朗严寒、干燥等冬季高压天气特征。冬季风为干燥陆风，一般不易降水，但吹到日本的西北风，能形成大风雪。侵入长江以南地区的暧海变性极地大陆气团，能形成冬春阴暖或降雨天气。青藏高原，冬季阻挡西风气流，使之分为南北两支，形成北脊南槽的环流形势。由于高原北面高压脊的存在，十分有利于冬季风的南下，使冬季风影响加强，造成我国冬季的寒冷气候；而高原南面的低压槽，由于槽前带来大量的暖湿气流，对我国南方天气气候的影响也很大。又由于高原的阻挡，使高原北侧的南疆和河西一带，冬季干冷；而南侧印缅一带冷空气活动少，冬季干暖。青藏高原在冬季又是个冷源，这将加强高原邻近地区的下沉气流，从而也就加强了冬季季风环流。
夏季，亚洲大陆为热低压所控制，低压中心在印度西北、伊朗南部和阿拉伯，且与赤道低压连为一体。这时夏威夷高压西伸北进，势力最强，范围最大，因此就形成了从北太平洋高压的西部边缘吹向亚洲东部的东南季风。这就是东亚的夏季风，它是源于热带海洋气团的暖湿气流，夏季时对亚洲大陆影响最大。亚洲南部，这时由于行星风带北移，赤道低压移到北半球，南半球的东南信风跨越赤道后转为西南风，这就是南亚的夏季风。当西南季风到达孟加拉湾再向北推进时，受阻于青藏高原而分为两支：一支沿喜马拉雅山向西，进而维持了印度西北部的热低压；另一支沿山脉走向，流向我国，扩大了西南季风对我国的影响范围。夏季时青藏高原对周围自由大气来说是热源，这必然要加强高原邻近地区的季风低压，从而起了加强夏季风的作用。
随着西风带的北移和高原总加热在4月由负变正,南侧气旋性偏差环流增强并逐渐北移,6月形成气旋盘踞整个高原的夏季型。在高原南侧,高原冬季偶极型、夏季加热的作用导致孟加拉湾地区常年存在印缅槽,使得印度半岛的感热加热始终强于中南半岛,而中南半岛上空的潜热加热大于印度半岛。印缅槽的演变存在明显的半年周期,证明2月初和8月初的较强低压槽分别对应冬季高原最强的动力强迫和夏季高原最强的热力强迫。对低纬经向风场的分析还表明,季风爆发前高原的热力作用尤为重要,是导致江南春雨的形成,亚洲季风最早在孟加拉湾东部爆发,最后在印度半岛爆发的原因。
高原的作用在于把夏季大陆低压迫向西南移动，直到青藏高原上；把冬季在低纬的大陆高压向西北抬，至蒙古西部，于是才有了现在的夏季热低压和冬季
蒙古冷高压，也才会有现在的对流层低层的季风。印度季风之所以特别显著和稳定，是由于海陆分布引起的季风和行星风带的季节变化一致，冬季印度在冷高压的南面，又处于信风带的位置；夏季印度在热低压的南面，又处于赤道槽北移时西南风经过的地方，季风都比较稳定。
北面的一支气流是按高压性弯曲运动，加上内陆上空运行，空气中的水汽含量少，干旱少雨天气盛行；南面的一支气流是作低压性弯曲运行，加上沿途有印度洋和孟加拉湾上空充分的水汽，降水多，天气湿润。
高原的热力作用，加强了冬夏季风的交替，扩大了冬夏季风活动的范围。因为青藏高原上空气中含水汽和杂质较少，云量少，多晴朗天气，接受的太阳辐射也较同纬度地区多，高原陆面对太阳辐射吸收能力也比同一高度自由大气吸收能力强，因高层空气稀薄，其质量是平原的一半，因而在增热和散热同等的条件下，高原陆面温度比同一高度的自由大气温度要高，这样的热力作用，使高原上气流的下沉运动增加了大陆气压的稳定性，使中国广大地区降水减少，气候更加干燥，夏季高原气流垂直上升运动剧烈，又使东部平原地区的夏季风活动范围扩大。
青藏高原对气旋活动的抑制作用强。由于下沉气流不能穿过高原主体，气旋如果掠过高原的两侧而在高原的高度以下，则此气旋的活动不可能保持显著的运动，其波动的幅度就要减小，如中国西北春季气旋最多，是因为春季西风急流已经北移，西风带气旋容易侵入，而冬季时西风急流正和高原位置相当，急流紧靠高原，因此气旋不容易发展。
三）青藏高原是亚洲大江大河的发源地，具有充沛的水源补给系统，发挥着重要的水源涵养作用。
青藏的河流，主要是冰水融化增加了对河流水的补给，这不是降水直接补给的，这样在高山上形成积雪冰川，再慢慢地融化下来补给河流。青藏高原是亚洲几条大河如长江、黄河、印度河、恒河、雅鲁藏布江、怒江和澜沧江等的发源地，水能资源丰富。随着高原的不断隆升，加上冷干条件和气候变暖，河流水位、湖泊的湖面会发生一系列的升降变化，而若干湖泊又向盐湖演变，外流水系也在转变为内流水系，这些问题又是一个值得研究的话题。
四）青藏高原在生物多样性保护方面具有不可或缺的作用。
青藏高原是欧亚大陆生物区系与植被地带的中心与枢纽，高原地区热带、亚热带、温带、寒带和湿润、半湿润、干旱半干旱等多种多样的气候孕育了种类繁多的生物和生态多样性。然而，青藏高原生态环境脆弱，一旦破坏，很难恢复，生物多样性受到日益加重的威胁，威胁主要有三个方面：
(1)边缘地区森林采伐。森林采伐一方面使许多优良珍贵树种越来越少，另一方面也威胁到林间植物和生活在森林中的动物。
(2)对野生动、植物的滥捕滥猎和滥采乱挖。近几年来我们经常听说的不法分子持枪猎杀野牦牛、藏野驴和藏羚等。在高原北部高寒草原及其毗邻的高寒荒漠生态系统中——如可可西里山地区，自80年代后期起，每年有成千上万淘金农民涌进该区掘地淘金，造成被翻挖的泥坑在沟谷两旁星罗棋布，数以万计。不仅破坏了原野地的自然景观，原始植被也被新土掩埋。另一方面，在淘金者所到之处，生活垃圾废品到处堆积污染环境，并留下一道道数十或上百公里长的车道，车道上植被荡然无存；与此同时，他们还经常盗猎珍贵动物作食物。对生物多样性造成很大破坏。
(4)盲目发展牲畜头数，使草场超载过牧，引起草场退化。青藏高原共有牧场近几十多年来，家畜总头数不断增加，造成严重超载，使大片草场退化，生物多样性降低。例如，大多数牧场已出现沙化。此外，牧民不断迁入高原北部无人区，带去大量家畜，对天然植被也造成一定破坏。
五）青藏高原的碳源/碳汇作用影响到全球气候变化。
所谓碳源，简单地讲就是我们向大气中排放二氧化碳的活动或过程，比如启动车内汽油燃烧排出的二氧化碳、工业废气中产生的二氧化碳，各种生产加工过程中能源消耗所排放的二氧化碳，甚至包括人呼吸所产生的二氧化碳。可以说，目前大气中二氧化碳浓度逐渐上升的主要原因，就是因为人为活动所引起的人为碳源的增加。而碳汇则正好相反，它是指二氧化碳从大气中被清除的过程、活动或机制。它主要是指森林吸收并储存二氧化碳的多少，或者说是森林吸收并储存二氧化碳的能力。森林碳汇是指森林植物吸收大气中的二氧化碳并将其固定在植被或土壤中，从而减少该气体在大气中的浓度。森林是陆地生态系统中最大的碳库，在降低大气中温室气体浓度、减缓全球气候变暖中，具有十分重要的独特作用。
树木通过光合作用吸收了大气中大量的二氧化碳，减缓了温室效应。这
就是通常所说的森林的碳汇作用。二氧化碳是林木生长的重要营养物质。它把吸收的二氧化碳在光能作用下转变为糖、氧气和有机物，为生物界提供枝叶、茎根、果实、种子，提供最基本的物质和能量来源。这一转化过程，就形成了森林的固碳效果。森林是二氧化碳的吸收器、贮存库和缓冲器。反之，森林一旦遭到破坏，则变成了二氧化碳的排放源，也就是从碳汇转变成了碳源。
据相关数据显示，全球生态系统碳储量23%储存在热带和温带草原，31%储存在耕地、湿地、冻原和高山草地，可见草原、高原草地的重要性。
六）放眼全球，有很多相似性案例。
高原隆升对中纬度干旱气候形成的作用：中亚和我国西北在内的高原邻近地区的干旱气候，与过山气流的动力性绕流以及夏季高原上升气流在高原外围的补偿性下沉有关；大量的地质证据也揭示了亚洲中部及北美内陆自晚新生代以来气候在向着干旱化方向发展，经向分布的落基山地形引起的西风气流强迫上升及其随后的下沉相联系的“雨影”效应，是造成北美内陆干旱的重要原因。但中亚干旱的成因与此不完全相同。在欧亚地区夏季西风带北撤，以致西风带主流几乎碰不到青藏高原。青藏高原是通过激发夏季风环流而影响中亚干旱的，即与低层相对干燥的气旋式流动、中亚的下沉气流以及风暴路径的北移密切相关。
但是值得注意的是，中亚上升的气温向北向东扩散，会引发西伯利亚冻土融化，也引发北冰洋冰川消融，而冻土的融化又释放出起温室效应作用的气体，温室效应使气温升高，升高的气温进一步加剧冻土的融化。
七）高原隆起对自然环境的影响
高原隆升意味着增加地形降水、河流下切、山地增高等区域地貌的改观，由此会引起如前所述的大气环流和气候的巨大变化，气候变化进而又影响局地甚至远离高原地区的地貌、冰川、生态系统乃至人类的演化。
Advances in Geosciences地球科学前沿, 2019, 9(11), 1042-1049 Published Online November 2019 in Hans. https://www.doczj.com/doc/2510806346.html,/journal/ag https://https://www.doczj.com/doc/2510806346.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 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
青藏高原隆升与环境变化 9.1青藏地区的板块-地体演化史 9.2印度-古亚洲板块碰撞的定时 9.3高原隆升过程及其环境效应 中间为陆壳块体，有称为地体，有的亲冈瓦那，有的亲扬子，后来由于板块分裂、漂移碰撞一起。 青藏地区原来大的板块都分裂成为小块，现在一般成为地体 地体原来就是某个板块的一部分，由于某种原因，从母体板块中裂离出来，开启独立演化史——独立 拼贴：两个地体的暂时连结（联合地体），总体仍处独立状态。 终极增生：独立的地体重新称为板块（母体或异体）的一部分，后期可以发生板内离散作用，但不再有独立演化史 泊位增生：独立的地体重新成为板块（或母体或异体）的一部分，后期可以发生板内离散作用，再次分离成独立的地体。 构造有争论：羌塘地区是整体还是要区分 西（南）羌塘地体： 冰筏 东（北）羌塘地体：（亲扬子板块） C1 日湾茶卡组：富含珊瑚、腕足（大长身贝等） C2 含蜓碳酸盐岩 P3 热觉茶卡组：双湖地区上部夹煤层，含华夏植物群（大羽羊齿、单网羊齿等） T1 康鲁组：飞仙关型红色地层（干旱气候带） 9.2印度-古亚洲板块碰撞的定时 9.3高原隆升过程及其环境效应 不同学科学者不同观点 高原隆升争论焦点：青藏高原什么时间开始快速隆起以及青藏高原何时达到其最大高度 构造学者的主张： M.Coleman和K.Hodges(1955)：青藏高原在晚中新世以前就达到了最大高度。在过去某一段时间达到了最大高度，然后开始坍塌；14Ma是青藏高原保持其最大高度的最小年龄 T.M.Harrison etal.（1992）：青藏高原于8Ma达到最大高度 南北向裂谷 “高原隆升”反方观点 从珠峰升高看青藏高原隆升，18mm/年，南面22mm/年 实测5.8mm/年 垮塌的是中间区域 没有百年历史高程的记录，无从谈隆升还是下降 岩石学家、构造地质学家认为：青藏高原最高的时段已经过去，现在处在降低，垮塌的时期古生物学家、地理学家、气象学者认为：青藏高原总体上处于上升阶段 证明5Ma来强烈上升
青藏高原隆升研究进展 青藏高原是世界上最高最大的高原，被称为“世界屋脊”，地球的“第三极”，其隆升机理和过程以及对周边乃至全球环境的影响，是当今地球科学研究的热点和关键，涉及到大气圈、水圈、生物圈和岩石圈的变化及多层圈之间的相互作用，牵涉到地球科学的方方面面，凝炼着地球科学的许多重大问题，其中青藏高原的隆升机制和过程就是众多问题的基础。 青藏高原抬升是印度板块与欧亚板块强烈碰撞的结果。印度洋海底扩张研究揭示，大约于70Ma的白垩纪末，印度板块开始快速北进，最高速度达17cm/a。早期，印度大陆板块前端的大洋板块与欧亚大陆板块碰撞（简称“海-陆碰撞”），大洋板块厚度小、密度大，俯冲于欧亚大陆板块之下（图7-15左）；晚期，大约在43Ma的中始新世，印度大洋板块俯冲殆尽，使印度大陆板块与欧亚大陆板块接触和碰撞（简称“陆-陆碰撞”（图7-15右），大陆板块厚度大、密度小，很难俯冲。有学者把“海-陆碰撞”称为“软碰撞”（soft collision），“陆-陆碰撞”称为“硬碰撞”（hard collision）。从“软碰撞”到“硬碰撞”，印度板块北进阻力加大，速度明显降低（下降至5cm/a），但传递的力量更大，影响更深远，最终导致青藏高原大规模隆升。 图7-15 印度板块与欧亚板块的软碰撞（左）和硬碰撞（右） 关于青藏高原的隆升过程，有许多不同的认识，例如：①青藏高原从40Ma前后的始新世开始隆升，至14Ma的中中新世左右达到5000m多的最大值，此后逐渐下降到现在的高度(Coleman等，1980)。②青藏高原在中新世晚期已经接近现今的高度，此后高原抬升缓慢(Harrison等，1992)。③青藏高原从40Ma开始缓慢抬升，至4Ma前后加速上升（徐仁等，1973）。④青藏高原在40Ma、20Ma分别有过1000m多的隆升，后又经准平原化作用使地面降低，最后于4Ma以后才急剧隆升到4000m的海拔高度（李吉均等，1979，1998）。 关于青藏高原的隆升机制，也有多种不同的假说，较有影响的有以下几种：
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，
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
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
试阐述青藏高原隆升的主要过程及其引起的季风气候 的演化过程，并阐述青藏高原对我国的生态环境、气候、地貌、水文有哪些影响？ 青藏高原的隆升过程在之前的地史学课上有过了解，现在结合查找的文献资料，这个隆升过程可以分成三阶段：（1）断离隆升阶段大约在 40一50Ma 之前 , 印度大陆和欧亚大陆碰撞后,在一个不太长的时期内其相对运动的速度从 10cm/a降至5cm /a（2）挤压隆升阶段印度大陆同欧亚大陆的碰撞和俯冲板片的断离可能改变青藏高原下局部区域上地慢物质运移的图式,但是它却没有从根本上改变全球尺度地慢对流的基本格局。印度大陆仍以5cm/a的速度向北推进、挤压欧亚大陆板块。在其挤压下青藏高原继续隆升 , 地壳不断增厚,同也不断缩短（3）对流隆升阶段欧亚大陆和印度大陆碰撞后,高原下部上地慢稳定的流场又开始活跃，新的对流格局主要受推进的印度大陆和塔里木地块的控制，下降流中心仍然处于塔里木地块之下,对流上升流也保持在高原的中部地区可以看到当受挤压的岩石层停止增厚以后,再次增长的上升流将使原来下移的等温线很快地向上推移,它意味着增厚的岩石层被很快减薄,其过程大约为10 - 15 Ma。减薄过程是从高原中部区域开始的，地幔下部的热物质上升,推动和支撑着岩石层向上隆起。同时,增长的热流动将很快地把青藏高原下部那一部分在挤压隆升过程中被“挤入”软流层的岩石层下部搬离。同时,均衡力的作用将直接导致青藏高原一次的快速隆升，这就是所谓的对流隆升。《青藏高原隆升过程的三阶段模式》（傅容珊李力刚黄建华徐耀民）季风气候的演化，我根据《青藏高原隆起及海陆分布变化对亚洲大陆气候的影响》（陈隆勋刘骥平周秀骥汪品先）的观点季风气候的演化过程可以概括为： 隆起初期 , 由于海陆分布和海陆热力差异的作用,冬季开始出现弱的中纬NE 风和比较明显的热带NE 季风,高空出现弱的两支西风急流及东亚沿岸弱的东亚大槽。夏季则出现弱的低空SW季风和高空反气旋。但此时的SW季风只在中国沿海可
Geographical Science Research 地理科学研究, 2017, 6(2), 49-57 Published Online May 2017 in Hans. https://www.doczj.com/doc/2510806346.html,/journal/gser https://https://www.doczj.com/doc/2510806346.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
《中国区域大地构造学》 读书报告 报告题目：《青藏高原隆升历史的约束》 学生姓名：张海龙 学号：200801010122 指导老师：王刚老师
青藏高原隆升历史的约束 摘要：青藏高原的隆升，是一个漫长而又复杂的过程，直至现今它依然处于隆升之中，新生代早期，伴随着特提斯洋的消亡，印度板块与欧亚板块完全拼接在一起，同时开始了青藏高原的缓慢隆起与喜马拉雅造山运动。在第四纪，青藏高原快速隆升，基本形成现在的地形地貌与构造情况。 关键字：高原隆升；历史约束；青藏高原 关于印度与亚洲大陆碰撞的起始时间,至今尚无一致的认识。归纳起来,大致有两类意见。一类意见认为, 印度2亚洲大陆碰撞的起始时间晚于55Ma ,甚至可以晚到早中新 世【1-5】 ;另一类意见认为其早于55 Ma ,最早可以到晚白垩世 【6-11】 。越来越多的证据 支持这样的认识:印度2亚洲大陆起始碰撞的时间不晚于65 Ma。大致可以将青藏高原的构造岩浆事件划分为三大阶段:碰撞前(早于65 Ma) ,同碰撞(65～45/ 40a) ,后碰撞(晚于45/ 40 Ma) 。 青藏高原的显著隆升,主要发生在后碰撞阶段,多数人比较接受幕式隆升模型,认为现今青藏高原的高度主要是由18 Ma 左右、8 Ma 左右、3.6 Ma 左右三次大隆升造成的。李吉均(1999) 根据青藏高原的夷平面将3. 6Ma 以来青藏高原的构造运动划分为青藏运动(A 幕: 3. 6Ma ,B 幕: 2. 6Ma ,C 幕: 1. 7Ma) 、昆仑黄河运动(1. 2Ma ,0. 8Ma 和0. 6Ma) 以及共和运动(0. 15Ma)。 关于青藏高原的隆升历史，有很多的研究证据可作为其约束，限制具体的隆升时间、事件、地点以及具体隆升高度。下面为一些约束证据： 1从青藏高原南北两个磨拉石剖面的对比看青藏高原的隆升过程 从高原南北两侧磨拉石建造的对比来看,近一千万年来,青藏高原的隆升过程的性质可从不同的时间和空间尺度的磨拉石建造的沉积旋回来分析，反映在地貌与沉积上,则存在三种情况: (1)抬升速率小于剥蚀速率时期,原面高度下降,高原地貌出现以海平面为基准的绝 对夷平面,磨拉石序列则表现为自下而上由粗变细的正旋回序列; (2)在抬升速率等于或近于剥蚀速率时期,原面高度趋于稳定,高原地貌出现以区域 基准面为准的相对夷平面,磨拉石序列则为相对均匀大小的粒度组合; (3)在抬升速率大于剥蚀速率时期,原面高度上升,高原地貌表现为发育山地地貌,磨
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。