1樓：超說
青藏高原隆起對我國氣候的影響：
1.青藏高原的巨大隆起——空間特徵（3000m臨界高度）：
1）面積大：東西3000 km,南北1 500 km,佔中國陸地面積1/4，南北佔西風帶寬度1/3
2）高度大：平均4500 m，佔對流層高度1/3
3）中低緯度：25°n～40°n，處在西風帶與副熱帶高壓帶的過渡區，青藏高原3000m的海拔高度對氣流產生動力作用和熱力作用，改變了東亞大氣環流格局，尤其對中國產生影響。
2.青藏高原的動力作用
1）對季風的分支作用
冬季：青藏高原北部對冬季風分支的分點在95e附近，冷空氣堆積並分化為兩支:
一支沿阿爾金山成東風吹入塔里木盆地；
另一支則沿著祁連山成西或偏西北風吹向河西走廊，順地勢南下，形成冬季風通道，加劇了冬季風向東南的勢力。
夏季：夏季，西南季風抵達孟加拉灣再向北推進時，碰到青藏高原，即分為東、西兩支：一
支沿喜馬拉雅山轉為東風向西吹去；
另一支則沿著山脈的走向流向我國西南地區，加劇藏東南水汽通道作用，使高原邊緣降水增多，並進而因雨影作用使高原內部乾旱加劇。
2）對西風的分支作用
青藏高原西部，冬半年西風（西風帶南移所致）氣流受到高原阻擋，距地面3～4 km高度以下的氣流被分為南、北兩支。由於冬季西風帶的位置主要在青藏高原的西端偏南，加之地形的影響，所以南支比北支氣流強大得多，故稱「南支急流」。南支在高原西南面，為西北氣流；繞過高原南側轉為西南氣流，高原南側成槽，加劇西南乾暖氣流勢力。
北支在高原西北面，為西南氣流，繞過新疆北部轉為西北氣流，進一步加強冬季風的勢力；高原北側成脊，盛行下沉氣流，進一步強化西北地區的乾旱化。
南、北兩支氣流在長江中下游匯合，氣流相對靜止區正好處在四川盆地上空，使其成為我國著名的微風區，四川多雲霧也與此有關。
受青藏高的阻擋，西風氣流的分叉、繞行，東流與匯合，形成了北半球最強大的西風帶。分支氣流形成於10月，次年4-5月退出，它與東亞季風的進退有一定的關係。
3）屏障作用
東側的四川、漢中一帶，為氣流的相對靜止區，氣流擾動少，風力弱，多小渦旋，少有發展。
西側阻擋了從西來的西風帶氣壓系統，有的在高原西側滯留、減弱，甚至消亡。
南側印度地區，由於高原阻擋了冬季風的南下，所以比同緯度地區溫度高而氣壓低，溫度的
年較差小。
北部蒙古一帶很少受到南來的暖氣流的影響，有利於冷空氣的堆積，形成強大的蒙古高氣壓，
盛行下沉氣流，加劇了蒙古高原的乾旱。
3.青藏高原的的熱力作用
高原季風：青藏高原面與同高度的自由大氣相比，有強大的熱力差異，這對大氣環流產生
明顯的熱力作用。這種由於高原同四周自由大氣之間冬、夏冷熱源作用差異所引起的特殊的
氣壓場變化，形成了獨特的冬夏季風向變化的高原季風現象。
高原冬季的冷源作用，在高原地區海拔3 000～4 000 m高度形成乙個冷高壓，這就使高原空
氣向外流動，呈反氣旋性環流。必然加強鄰近地區的下沉氣流，加強地面高壓，加強了由海
陸分布所引起的冬季風環流。夏季在青藏高原上出現了熱低壓，高原上溫度是同緯度同高度最熱的，對流旺盛，鄰近地區的空流入高原，疊加在高原東側的季風之上，增強了鄰近地區低壓的強度，加強了夏季風環流。
4.青藏高原隆起與氣候區域分異
1）東部季風區形成與發展與青藏高原的隆公升相對應高原隆公升的3個主要階段：距今10～9 ma
的隆公升，亞洲季風形成；距今3.6～2.6 ma，高原加速隆公升，亞洲冬、夏季風同時加強；距今
2.6 ma以來，高原持續隆公升，亞洲季風、冬夏季風變率加大，冬季風加強。
2）西北地區有乾旱化的趨向
西北地區深居內陸，青藏高原的動力和熱力作用使下沉氣流加強，特別是印度洋水汽被阻截，
加劇了乾旱化。
3）青藏高原北側和東北側乾旱荒漠的形成
北側和東北側，從新疆、甘肅、寧夏以至內蒙古，範圍廣大的現代溫帶乾旱荒漠的形成，以
及華北地區乾旱程度的增強，是高原隆起和現代季風環流形成與加強的結果。
4）青藏高原區寒旱化
青藏高原在抬公升的過程中，一方面伴隨降溫過程，另一方面來自印度洋、太平洋和大西洋的
水汽被阻擋，邊緣山地降水增加，內部則出現寒旱化。
隆起的青藏高原對中國的氣候有哪些影響
2樓：匿名使用者
一、對氣溫的影響
1.機械阻擋作用
青藏高原海拔高、面積大,佔據對流層中低部,猶如大氣海洋中的乙個巨大島嶼,對於冬季層結穩定而厚度又不大的冷空氣是乙個較難越過的障礙.
夏季青藏高原對南來暖濕氣流的北上,也有一定的阻擋作用。
2.熱力作用
將青藏高原地面的氣溫與同高度的自由大氣相比,冬季高原氣溫偏低,夏季則偏高.
二、高原季風
在青藏高原由於它與四周自由大氣的熱力差異,所造成冬夏相反的盛行風系,稱為高原季風.冬季高原上出現冷高壓,冬季出現熱低壓,其水平範圍低層大,高層小,其厚度夏季比冬季大.風的季節變化,一般是高原北側開始最早,高原上次之,高原東側再次,高原南部最遲.
高原季風對環流和氣候影響很大,首先它使我國冬夏對流層低層的季風厚度增大.我國西南地區冬夏季分別處在青藏冷高壓環流和熱低壓環流的東南方,應分別盛行東北季風和西南季風,這與由海陸熱力差異所形成的低層季風方向完全一致,兩者疊加起來,遂使我國西南部地區季風的厚度特別大.
三、對降水的影響
一、對周邊地區的影響
青藏高原對亞洲降水分布影響範圍極廣,據最新氣候模式研究結果：如果沒有青藏高原存在,夏季的西南季風只能到達印度洋的南部,我國大部分地區都是偏西風和西北風,受下沉氣流控制.因此大陸將是水汽很少的乾燥氣候,即使印度和緬甸,也不會有現在這樣的充沛雨量.
二、高原本身的降水分布
在夏季在青藏高原南坡正當來自印度洋的西南季風的迎風坡,降水量特豐富。
青藏高原對中國氣候的影響
3樓：匿名使用者
一、對氣溫的影響
1.機械阻擋作用
青藏高原海拔高、面積大、矗立在29°?d40°n間，南北約跨10個緯度，東西約跨35個經度，有相當大的面積，海拔在5000m以上，有一系列的山峰超過7000?d8000m，佔據對流層中低部，猶如大氣海洋中的乙個巨大島嶼，對於冬季層結穩定而厚度又不大的冷空氣是乙個較難越過的障礙。
從西伯利亞西部侵入我國的寒潮一般都是通過準噶爾盆地，經河西走廊、黃土高原而直下東部平原，這就導致我國東部熱帶、副熱帶地區的冬季氣溫遠比受**高原屏障的印度半島北部為低。表6?10中a、c、e三站位於印度半島北部，其冬季各月平均氣溫皆分別比同緯度、同高度的b、d、f三站為高，其中尤以c、d兩站的差異最大。
這是由於d站沅陵正位於高原以東的平原上，寒潮暢通無阻，而c站德里又位於高原以南的正中地位，屏障效應十分顯著的緣故。
冬季西風氣流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分別沿高原繞行。從冬季北半球700hpa與500hpa月平均氣溫圖上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北側暖於東北側，高原南半部，則東南側暖於西南側，這顯然是受到上述分支冷暖平流的影響所致。因西風在高原西側發生分支，於是高原西北側為暖平流，西南側為冷平流，繞過高原之後，氣流輻合，東北側為冷平流，東南側為暖平流。
夏季青藏高原對南來暖濕氣流的北上，也有一定的阻擋作用，不過暖濕氣流一般具有不穩定層結，比冷空氣易於爬越山地。從夏季月平均氣溫分布圖上可以看出，由巴基斯坦北部和東北部阿薩姆兩個地區總是有兩個伸向**方向的暖舌，其中有一部分暖濕氣流越過高原南部的山口或河谷凹地，流入高原南部，這是形成雅魯藏布江谷地由東向西伸展的暖區的重要原因。
青藏高原阻滯作用對氣溫的影響，不僅出現在對流層低層，並且波及到對流層中層。根據我國衢縣與同緯度德里各高度上月平均氣溫的比較，可以看出在500hpa及其以下各層的氣溫皆是衢縣低於德里，尤其是冬半年的差異更大。
2.熱力作用
將青藏高原地面的氣溫與同高度的自由大氣相比，冬季高原氣溫偏低，夏季則偏高。根據觀測資料分析計算表明，高原地-氣系統逐月向四周大氣輸送的熱量如表6?11所示。
從11月至翌年2月是四周大氣向高原地-氣系統提供熱量，這時青藏高原是個冷源，其強度以12月、1月份為最大，向四周自由大氣吸收熱量600多j/cm2d。春夏季青藏高原是個強大的熱源，其強度以6、7月份為最大，向四周大氣提供熱量850j/cm2d以上。就全年平均而論，青藏高原地-氣系統是乙個熱源。
冬季青藏高原的冷區偏於高原的西部。夏季的暖區範圍很廣，整個對流層的溫度都是高原比四周高，再往高層暖區範圍擴大，到了100hpa層上，溫度分布出現高緯暖、低緯冷的現象。
從青藏高原的地面氣溫看來，具有如下特點：
（1）地球的第三極地：青藏高原由於海拔高，氣溫特別低，它雖位於副熱帶、暖溫帶的緯度上，但在高原主體北部祁連山以及巴顏喀拉山東部1月平均地面氣溫出現-16?d-18℃的閉合等溫線，盛夏7月尚有大片面積平均氣溫＜8℃，冬夏皆比同緯度東部平原平均氣溫低18?
d20℃。
（2）氣溫日、年較差大：青藏高原上地面氣溫日較差比同緯度東部平原地區和四川盆地都大，比同高度的自由大氣更大，氣溫年較差亦比同高度的自由大氣為大，但因海拔高聳，比同緯度東部平原則稍小。
（3）氣溫季節變化急，春溫高於秋溫：青藏高原上春季公升溫強度大，特別是當積雪消融之後，雨季未到之前，高原因受強烈的日射，增溫甚快，秋季降溫速度亦快，春溫高於秋溫，例如高原上的班戈4?d10月氣溫差為2.
8℃，而漢口同時期溫差為-1.4℃。
以上這些情況都說明高原氣溫具有大陸性氣候的特徵。
二、高原季風
在青藏高原由於它與四周自由大氣的熱力差異，所造成冬夏相反的盛行風系，稱為高原季風。冬季高原上出現冷高壓，冬季出現熱低壓，其水平範圍低層大，高層小，其厚度夏季比冬季大。風的季節變化，一般是高原北側開始最早，高原上次之，高原東側再次，高原南部最遲。
高原季風對環流和氣候影響很大，首先它使我國冬夏對流層低層的季風厚度增大。我國西南地區冬夏季分別處在青藏冷高壓環流和熱低壓環流的東南方，應分別盛行東北季風和西南季風，這與由海陸熱力差異所形成的低層季風方向完全一致，兩者疊加起來，遂使我國西南部地區季風的厚度特別大。
高原季風的更大影響還在於它破壞了對流層中部的行星氣壓帶和行星環流。由於高原冬季冷高壓和夏季熱低壓相當強大，冬季厚度可達5km，夏季可達5?d7km，因此從海平面至5?
d7km高度，冬季空氣由高原向外輻散，夏季向高原輻合，加之高原大地形的強迫作用，造成高原上深厚氣層的公升降運動，形成強的季風經圈環流。冬季出現與哈德萊環流圈相似的環流。夏季則出現與哈德萊環流圈相反的環流，空氣在高原上公升，到了高空流向低緯，下沉，到達地面後折向較高緯度流去，這對南北半球間空氣質素的調整亦有很大的作用。
三、對降水的影響
一、對周邊地區的影響
青藏高原對亞洲降水分布影響範圍極廣，據最新氣候模式研究結果：如果沒有青藏高原存在，夏季的西南季風只能到達印度洋的南部，我國大部分地區都是偏西風和西北風，受下沉氣流控制。因此大陸將是水汽很少的乾燥氣候，即使印度和緬甸，也不會有現在這樣的充沛雨量。
而青藏高原的存在，對大規模氣流的影響，首先誘使熱帶西南季風向印度、緬甸侵襲，造成高原雨季，同時西南季風的一部分長驅深入，到達我國東部形成江南雨區。如果沒有青藏高原，那我國西部的乾旱將更為嚴重，東部也將屬於乾旱氣候。在青藏高原隆起之前，大約距今幾千萬年以前，從我國北方到長江流域都是廣闊的乾旱氣候帶。
二、高原本身的降水分布
在夏季在青藏高原南坡正當來自印度洋的西南季風的迎風坡，降水量特豐，最著名的如乞拉朋齊其年平均降水量超過11000mm，最多年降水量高達26461.2mm，其中7月份的降水量就有9300mm。西南季風到達高原上空時，水分已經大大減少，因此高原夏季雨量不大。
例如地處喜馬拉雅山脈主峰北麓的定日，海拔約為4300m，年降水量僅為318.5mm，[再跨過高原，降水量更少於100mm。
青藏高原的,青藏高原的資料
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