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。