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一、对气温的影响
1.机械阻挡作用
青藏高原海拔高、面积大,佔据对流层中低部,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.
夏季青藏高原对南来暖溼气流的北上,也有一定的阻挡作用。
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.
二、高原季风
在青藏高原由于它与四周自由大气的热力差异,所造成冬夏相反的盛行风系,称为高原季风.冬季高原上出现冷高压,冬季出现热低压,其水平範围低层大,高层小,其厚度夏季比冬季大.风的季节变化,一般是高原北侧开始最早,高原上次之,高原东侧再次,高原南部最迟.
高原季风对环流和气候影响很大,首先它使我国冬夏对流层低层的季风厚度增大.我国西南地区冬夏季分别处在青藏冷高压环流和热低压环流的东南方,应分别盛行东北季风和西南季风,这与由海陆热力差异所形成的低层季风方向完全一致,两者叠加起来,遂使我国西南部地区季风的厚度特别大.
三、对降水的影响
一、对周边地区的影响
青藏高原对亚洲降水分布影响範围极广,据最新气候模式研究结果：如果没有青藏高原存在,夏季的西南季风只能到达印度洋的南部,我国大部分地区都是偏西风和西北风,受下沉气流控制.因此大陆将是水汽很少的乾燥气候,即使印度和缅甸,也不会有现在这样的充沛雨量.
二、高原本身的降水分布
在夏季在青藏高原南坡正当来自印度洋的西南季风的迎风坡,降水量特丰富。
️国的影响青藏高原的产生对我国的气候有什么影响
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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,佔据对流层中低部,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準噶尔盆地,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**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,屏障效应十分显着的缘故.
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溼气流的北上,也有一定的阻挡作用,不过暖溼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**方向的暖舌,其中有一部分暖溼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.夏季的暖区範围很广,整个对流层的温度都是高原比四周高,再往高层暖区範围扩大,到了100hpa层上,温度分布出现高纬暖、低纬冷的现象.
从青藏高原的地面气温看来,具有如下特点：
（1）地球的第三极地：青藏高原由于海拔高,气温特别低,它虽位于副热带、暖温带的纬度上,但在高原主体北部祁连山以及巴颜喀拉山东部1月平均地面气温出现-16?d-18℃的闭合等温线,盛夏7月尚有大片面积平均气温＜8℃,冬夏皆比同纬度东部平原平均气温低18?
d20℃.
（2）气温日、年较差大：青藏高原上地面气温日较差比同纬度东部平原地区和四川盆地都大,比同高度的自由大气更大,气温年较差亦比同高度的自由大气为大,但因海拔高耸,比同纬度东部平原则稍小.
（3）气温季节变化急,春温高于秋温：青藏高原上春季升温强度大,特别是当积雪消融之后,雨季未到之前,高原因受强烈的日射,增温甚快,秋季降温速度亦快,春温高于秋温,例如高原上的班戈4?d10月气温差为2.
8℃,而汉口同时期温差为-1.4℃.
以上这些情况都说明高原气温具有大陆性气候的特徵.
二、高原季风
在青藏高原由于它与四周自由大气的热力差异,所造成冬夏相反的盛行风系,称为高原季风.冬季高原上出现冷高压,冬季出现热低压,其水平範围低层大,高层小,其厚度夏季比冬季大.风的季节变化,一般是高原北侧开始最早,高原上次之,高原东侧再次,高原南部最迟.
高原季风对环流和气候影响很大,首先它使我国冬夏对流层低层的季风厚度增大.我国西南地区冬夏季分别处在青藏冷高压环流和热低压环流的东南方,应分别盛行东北季风和西南季风,这与由海陆热力差异所形成的低层季风方向完全一致,两者叠加起来,遂使我国西南部地区季风的厚度特别大.
高原季风的更大影响还在于它破坏了对流层中部的行星气压带和行星环流.由于高原冬季冷高压和夏季热低压相当强大,冬季厚度可达5km,夏季可达5?d7km,因此从海平面至5?
d7km高度,冬季空气由高原向外辐散,夏季向高原辐合,加之高原大地形的强迫作用,造成高原上深厚气层的升降运动,形成强的季风经圈环流.冬季出现与哈德莱环流圈相似的环流.夏季则出现与哈德莱环流圈相反的环流,空气在高原上升,到了高空流向低纬,下沉,到达地面后折向较高纬度流去,这对南北半球间空气质量的调整亦有很大的作用.
三、对降水的影响
一、对周边地区的影响
青藏高原对亚洲降水分布影响範围极广,据最新气候模式研究结果：如果没有青藏高原存在,夏季的西南季风只能到达印度洋的南部,我国大部分地区都是偏西风和西北风,受下沉气流控制.因此大陆将是水汽很少的乾燥气候,即使印度和缅甸,也不会有现在这样的充沛雨量.
而青藏高原的存在,对大规模气流的影响,首先诱使热带西南季风向印度、缅甸侵袭,造成高原雨季,同时西南季风的一部分长驱深入,到达我国东部形成江南雨区.如果没有青藏高原,那我国西部的乾旱将更为严重,东部也将属于乾旱气候.在青藏高原隆起之前,大约距今几千万年以前,从我国北方到长江流域都是广阔的乾旱气候带.
二、高原本身的降水分布
在夏季在青藏高原南坡正当来自印度洋的西南季风的迎风坡,降水量特丰,最着名的如乞拉朋齐其年平均降水量超过11000mm,最多年降水量高达26461.2mm,其中7月份的降水量就有9300mm.西南季风到达高原上空时,水分已经大大减少,因此高原夏季雨量不大.
例如地处喜马拉雅山脉主峰北麓的定日,海拔约为4300m,年降水量仅为318.5mm,[再跨过高原,降水量更少于100mm.
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️隆起的青藏高原对中国的气候有哪些影响？
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青藏高原隆起对我国气候的影响：
1.青藏高原的巨大隆起——空间特徵（3000m临界高度）：
1）面积大：东西3000 km,南北1 500 km,佔中国陆地面积1/4，南北佔西风频宽度1/3
2）高度大：平均4500 m，佔对流层高度1/3
3）中低纬度：25°n～40°n，处在西风带与副热带高压带的过渡区，青藏高原3000m的海拔高度对气流产生动力作用和热力作用，改变了东亚大气环流格局，尤其对中国产生影响。
2.青藏高原的动力作用
1）对季风的分支作用
冬季：青藏高原北部对冬季风分支的分点在95e附近，冷空气堆积并分化为两支:
一支沿阿尔金山成东风吹入塔里木盆地；
另一支则沿着祁连山成西或偏西北风吹向河西走廊，顺地势南下，形成冬季风通道，加剧了冬季风向东南的势力。
夏季：夏季，西南季风抵达孟加拉湾再向北推进时，碰到青藏高原，即分为东、西两支：一
支沿喜马拉雅山转为东风向西吹去；
另一支则沿着山脉的走向流向我国西南地区，加剧藏东南水汽通道作用，使高原边缘降水增多，并进而因雨影作用使高原内部乾旱加剧。
2）对西风的分支作用
青藏高原西部，冬半年西风（西风带南移所致）气流受到高原阻挡，距地面3～4 km高度以下的气流被分为南、北两支。由于冬季西风带的位置主要在青藏高原的西端偏南，加之地形的影响，所以南支比北支气流强大得多，故称「南支急流」。南支在高原西南面，为西北气流；绕过高原南侧转为西南气流，高原南侧成槽，加剧西南乾暖气流势力。
北支在高原西北面，为西南气流，绕过新疆北部转为西北气流，进一步加强冬季风的势力；高原北侧成脊，盛行下沉气流，进一步强化西北地区的乾旱化。
南、北两支气流在长江中下游汇合，气流相对静止区正好处在四川盆地上空，使其成为我国着名的微风区，四川多云雾也与此有关。
受青藏高的阻挡，西风气流的分叉、绕行，东流与汇合，形成了北半球最强大的西风带。分支气流形成于10月，次年4-5月退出，它与东亚季风的进退有一定的关係。
3）屏障作用
东侧的四川、汉中一带，为气流的相对静止区，气流扰动少，风力弱，多小涡旋，少有发展。
西侧阻挡了从西来的西风带气压系统，有的在高原西侧滞留、减弱，甚至消亡。
南侧印度地区，由于高原阻挡了冬季风的南下，所以比同纬度地区温度高而气压低，温度的
年较差小。
北部蒙古一带很少受到南来的暖气流的影响，有利于冷空气的堆积，形成强大的蒙古高气压，
盛行下沉气流，加剧了蒙古高原的乾旱。
3.青藏高原的的热力作用
高原季风：青藏高原面与同高度的自由大气相比，有强大的热力差异，这对大气环流产生
明显的热力作用。这种由于高原同四周自由大气之间冬、夏冷热源作用差异所引起的特殊的
气压场变化，形成了独特的冬夏季风向变化的高原季风现象。
高原冬季的冷源作用，在高原地区海拔3 000～4 000 m高度形成一个冷高压，这就使高原空
气向外流动，呈反气旋性环流。必然加强邻近地区的下沉气流，加强地面高压，加强了由海
陆分布所引起的冬季风环流。夏季在青藏高原上出现了热低压，高原上温度是同纬度同高度最热的，对流旺盛，邻近地区的空流入高原，叠加在高原东侧的季风之上，增强了邻近地区低压的强度，加强了夏季风环流。
4.青藏高原隆起与气候区域分异
1）东部季风区形成与发展与青藏高原的隆升相对应高原隆升的3个主要阶段：距今10～9 ma
的隆升，亚洲季风形成；距今3.6～2.6 ma，高原加速隆升，亚洲冬、夏季风同时加强；距今
2.6 ma以来，高原持续隆升，亚洲季风、冬夏季风变率加大，冬季风加强。
2）西北地区有乾旱化的趋向
西北地区深居内陆，青藏高原的动力和热力作用使下沉气流加强，特别是印度洋水汽被阻截，
加剧了乾旱化。
3）青藏高原北侧和东北侧乾旱荒漠的形成
北侧和东北侧，从新疆、甘肃、宁夏以至内蒙古，範围广大的现代温带乾旱荒漠的形成，以
及华北地区乾旱程度的增强，是高原隆起和现代季风环流形成与加强的结果。
4）青藏高原区寒旱化
青藏高原在抬升的过程中，一方面伴随降温过程，另一方面来自印度洋、太平洋和大西洋的
水汽被阻挡，边缘山地降水增加，内部则出现寒旱化。
拉萨是青藏高原上一颗璀璨的明珠，素有 日光城 之称。到过拉萨的人，一定对那里强烈的日照有深刻的印象。在那里，蓝色的天空衬托着白色耀眼 光芒万丈的太阳，即使太阳降落到地平线上，也是令人眩目难睁 不可直视。生活在青藏高原上的藏族同胞，长期受到那里强烈日照的影响，肤色黝黑。为了比较青藏高原与其他地区日照情...
中国科学院水生生物研究所的研究结果显示，从20世纪70年代到2000年，气候变暖导致青藏高原裸鲤的繁殖物候发生了显着变化，幼鱼的生长季节共增加了约17天，增加的速率约为每10年3天。其中，1970年到1990年期间增加13天，主要通过繁殖季节的提前来实现，而1990年到2000年期间增加4天，主要通...
主要特徵有 海拔较高，大气稀薄 地形主要以山地为主 冰蚀地貌突出，湖泊较多 穀物以青稞，小麦为主，主要种植在河谷地区 居民沿河而居，主要分布在河流的下游地区。青藏高原的主要的自然特徵有哪些 自上新世末至今大约300 400万年内,青藏地区大面积大幅度地抬升至现在的高度,经历了由低海拔热带 带环境向高...
