青藏高原云的气候学特征
第16卷第1期
1997年2月高原气象
PLATEAUMETEOROLOGY Vol.16No.1
Feb.,1997
青藏高原云的气候学特征
魏丽③①②
()
摘要利用国际卫星云气候计划()年7月～1990年6月2.5°×2.5°1981年5°×5°分辨率地面观测云气候资料,,从而为检验大气环流或依据。
关键词云气候青藏高原ISCCP资料
中图法分类号P426.5
云是影响气候的一个重要因子,它通过反射和吸收太阳短波辐射、吸收和发射地球长波辐射而影响地气系统的能量收支。同时,云中水的相态变化以及云降水产生的潜热吸收与释放加热或冷却大气,进而作用于大气环流和短期气候。然而,云物理过程的复杂性致使我们对于云的水平与垂直空间分布、云与降水过程、云辐射相互作用等许多问题的认识还相当欠缺。因此,云成为当今气候变化研究的一个重要对象〔1,2〕。
青藏高原对我国及亚洲天气气候均有重要影响,弄清高原上云的气候学特征,对进行高原地区辐射能收支及水分循环研究,发展适合于高原的云参数化模式是十分重要的。过去关于青藏高原云气候特征有一些讨论〔3,4〕,但这些讨论多是基于60年代中国地面观测的云资料,除总云量和低云量给出水平分布外,其余云状特征多是采用代表站各云状出现频数的对比而进行讨论的。这些结果尚不能满足验证数值模式模拟和云系统动力、热力学诊断分析的需要。另外,地面常规观测无法了解云顶的情况,因此,在大尺度环流背景下青藏高原地区云的水平和垂直分布图像并非十分完整和清晰,仍然有必要利用更均一、更定量化的地面观测和卫星遥感观测资料,综合分析青藏高原地区云的气候学特征。
本文利用国际卫星云气候计划(InternationalSatelliteCloudClimatologyProject,简称ISCCP)资料〔1〕和Hahn等分析整理的全球地面观测云气候资料〔5〕,综合分析了青藏高
①收稿日期:1996-05-15;改回日期:1996-11-01
②本文由国家攀登项目“气候动力学和气候预测理论的研究”、“青藏高原近代气候变化及其对环境影响的研究”和中科院留学择优基金资助
③第一作者简介:魏丽,女,1962年2月出生,副研究员,主要从事大气辐射与卫星遥感应用方面的研究
1期魏丽等:青藏高原云的气候学特征11原地区云的水平和垂直分布特征。
1 资料简介
本文利用了两种云气候资料:
(1) 地面观测云气候资料,Hahn等人〔5〕根据1971年1月至1981年12月共11年
×5°网格(box)(50°以北考虑了面积WMO所有公开天气观测站云及天气观测报告,按5°
因素、经向格距逐渐增大)进行了统计平均。分析内容包括多年年、、
6种类型云状云量(cloudtypeamount)、
础上所作的年变化、,包含云信息
〔6〕最丰富的地面观测云气候资料。青Rossow云气候的分析结果。
藏高原,特别是90°E,云记录,①。本文利用该资料分析云状分布的地域特性。
(2) ISCCPC2资料,该资料是1983年7月至1990年12月全球业务气象卫星系统(4
颗地球同步卫星和至少一颗太阳同步卫星)的辐射率测量值,经过云识别、辐射分析
)分辨率的月平均云气候资料。产品变量包和统计计算处理后生成的
280km(2.5°×2.5°
括总云量、平均云顶温度、平均云顶气压和云光学厚度等等。Rossow等〔6〕以及作者对IS2
〔7〕CCP—C2资料的验证结果表明,ISCCP—C2资料可以很好地给出月平均总云量的
水平
分布。
考虑到地面观测与卫星观测各自的特点,在具体分析时,本文遵循以高分辨率资料为主,低分辨率资料兼顾的原则。由于两种资料年代不一致,我们将集中分析青藏高原地区云的
多年平均气候特征。文中所有云量均以百分比为单位。
2 结果分析
为了解高原地区云的水平和垂直分布特征,我们分析了20°～50°～110°N,70°E青
藏高原地区冬季(1月)和夏季(7月)月平均总云量、各类型云状云量、平均云顶气压和平
均云的光学厚度分布。
2.1 总云量
图1给出了青藏高原地区多年(1983年7月～1990年6月)1月和7月平均总云量的分布。冬季(图1a),青藏高原北侧戈壁沙漠地区和南侧印度半岛北部为低值少云带,青藏高原东南侧云贵地区为多云区,高原西北端帕米尔高原为多云中心,青藏高原西部(80°～90°E)地区为相对少云区,藏东南地区为一个相对多云区。与青藏高原南北侧平原地区相比,青藏
高原主体上为相对多云区。夏季(图1b),云量分布与冬季明显不同,从高原南面的印度半岛东部多云中心到高原以西中亚和西亚东部少云中心(中心在阿富汗),形成
①魏丽,钟强.青藏高原地面观测云的气候学特征.1995
12 高原气象16卷由东南向西北总云量迅速递减的势态,青藏
高原也表现出东南部多云、西北部少云的分布格局。与冬季相比,夏季青藏高原主体总云
量明显增多
。
图1 青藏高原地区多年1月(a)和7月(b)平均总云量(ISCCP—C2资料,单位为百分比)
Fig.1 MonthlymeancloudamountforJanuary(a)andJuly(b)average
～1990overQinghai-XizangPlateau(fromISCCP—C2,in:%).of1983
分析其它各月平均总云量分布(图略)可以看到,青藏高原明显分为两个季节,11～
4月分布形势类似于图1a,6～9月类似于图1b,高原地区11月份云量最少。
青藏高原地区冬、夏季总云量分布形势和月际变化规律,体现了高原对流层中低层环
流场和气压场的特征。冬季(甚至春季),西风带受青藏高原地形影响而产生爬流和绕流运动。高原西北端西风气流爬坡上升区为多云区;高原东南侧西风绕流汇合区也为多云区;
1期魏丽等:青藏高原云的气候学特征13高原主体羌塘高压控制区为相对少云区;藏南低压环流前部偏南气流地区为相对多云区。高原地形的动力和热力作用造成冬半
年(1～5月)在整个亚洲冬季风背景下高原局部相对多云偏湿的形势。夏季,伴随印度季风
的到来,高原南部孟加拉湾地区多云,帕米尔高原和中亚地区少云。青藏高原为东南部多云、西部和西北部少云的分布形势。
2.2 云状
总云量反映了云的水平分布情况,云状则在一定意义上表现出云的垂直分布特征。尽
管ISCCP资料给出了根据云顶气压和云光学厚度的云状分类统计结果,但这种分类任意性
较强。因此,本文以地面云气候资料为基础讨论云状的分布,下一小节对云顶气压和光学厚度所进行的讨论。
〔5〕6Hahn等类,以云状云量()来表征。6类云状的季节平均分布(图略),(35°N以北)及北侧戈壁沙漠地区盛行高云CiSt、中云As到高云Ci。,Ns几乎没有,主要为积雨云Cb
和高云Ci,其云量见表1表1 青藏高原及其周围地区季节平均各类型云量(地面云气候资料取自〔5〕,单位为百分比)Table1 TheseasonalmeanamountsofcloudtypesovertheQinghai-XizangPlateau
5〕,in:%).anditssurroundingarea(fromreference〔
云
状青藏高原30°～35°N85°～95°E高原北侧40°～45°N90°～100°E高原东南侧25°～30°N100°～110°E
冬春夏秋
Ci
As
Ns
Cu
St
Cb23.5 33.0 21.0 17.52.5 5.0 8.5 6.50.5 0.5 1.0 0.52.5 5.0 6.5 4.510.0 12.0 12.5 10.014.5 27.5 38.0 19.0冬春夏秋35.5 45.0 31.0 26.06.5 9.0 19.5 9.01.0 1.0 3.0 1.50.5 2.0 5.0 1.50.5 1.0 4.0
1.50.0
2.0 7.0 1.5冬春夏秋7.0 19.5 29.5 11.516.0 2
3.0 35.0
20.016.0 13.5 9.5 16.02.5 5.0 7.0 4.547.0 42.0 24.0 46.51.0 5.5
12.5 0.0
2.3 云顶气压和光学厚度
云顶气压和光学厚度是卫星观测获得的表征云垂直分布的参量。它们不仅包含云的垂直几何分布信息,而且还包含着云的辐射特性信息。
图2给出了青藏高原地区平均云顶气压分布。无论冬夏,青藏高原地区云顶比周围地
区要高,冬季(图2a)云顶气压一般在400～320hPa之间,夏季(图2b)局部区域云顶气压在320hPa以下,大约海拔高度为8～9km,最高的超过9km。对比图2a和2b不难看出,平均云
顶气压存在季节变化,高原主体盛行积雨云,夏季云顶比冬季高40hPa左右;青藏高原80°E 以西地区夏季云顶比冬季低。这与该区域夏季受伊朗高压影响,近地层上升气流不活跃有关。
14 高原气象16卷图3给出青藏高原地区平均云光学厚度分布。冬季(图3a)高原南北两侧为少云区,云的光学厚度也小,西端和东南侧云量多的地区,云的
光学厚度也大。结合云顶气压可以看出,高原北部及北侧的戈壁沙漠地区云顶高,云的光学
厚度小。这与上小节所看到的该区多高云是一致的,这也验证了ISCCP的云光学厚度和云
顶气压分析,至少其分布形势是可信的。夏季(图3b)除青藏高原80°东E以西地区云光学
厚度比冬季减小外,高原中、部地区夏季比冬季大,高原东南部增大明显。高原中部(80°～O90°E)云的光学厚度相对较小,这隐含着更多的太阳辐射能量通过云层到达地表,
对形成高原夏季热源是有利的,同时也表明,这个地区夏季大气水汽不如高原东南部那么丰
沛
。
图3 青藏高原地区多年1月(a)和7月(b)平均云光学厚度(ISCCP—C2资料)
.Fig.3 ThesameasFig.1,butformonthlymeancloudopticalthickness
3 结语
综合上述分析,可得出如下结论:
(1) 青藏高原冬季和夏季总云量分布明显不同。冬季,青藏高原与南北两侧地区相比
是一个相对多云区,高原西北端帕米尔高原和高原东南侧云贵川地区为多云中心,高原东南
部念青唐古拉山区为一弱相对多云区,高原中西部为弱少云区。夏季,总云量分布呈
1期魏丽等:青藏高原云的气候学特征15现出由东南向西北减少的基本分布形势,夏季云量明显多于冬季。青藏高原冬、夏季总云量的分布特征,反映了高原对流层中低
层环流场与气压场的特征。
(2) 青藏高原及周围地区的云状有明显的地域特性,高原北侧盛行高云,云顶气压在400hPa以下,云的光学厚度小于5。青藏高原主体盛行积雨云,云顶气压在360hPa以下,云
的光学厚度在5～7之间,夏季比冬季云顶更高一些。青藏高原东南侧云、贵、川地区多为
层状低云,云顶气压在440hPa左右,云的光学厚度大于8。
由于云的空间分布对环流特征有很好的指示意义,因此,在高原地区地面测站稀少的情
况下,应用卫星遥感手段,方法。
参考文献
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象,1996,15(2):147～156
CHARACTERISTICSOFCLOUDCLIMATOLOGY
OVERQINGHAI-XIZANGPLATEAU
WeiLi ZhongQiang
(LanzhouInstituteofPlateauAtmosphericPhysics,ChineseAcademyofSciences,Lanzhou, Gansu730000)
Abstract ThegeographicandverticaldistributionsofcloudovertheQinghai-XizangPlateauarecomprehensivelyanalysedbasedontheInternationalSatelliteCloud
×2.5°ClimatoloygProject(ISCCP)data,whichisgridedon2.5°duringJulyof1983to
Juneof1990,andthecloudclimatologicaldatafromthesurfaceobservationsgivenby ×5°Hahnetalwhichisgridedon5°during1971to1981.Theresultswillbeusefulto
testthecloudsimulationswithclimatemodelsandstudytheeffectsofcloud-radiationinteractionontheclimateoverthePlateau.
Keywords Cloudclimatology Qinghai-XizangPlateau ISCCPdata
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/d03585988.html,/journal/ag https://https://www.doczj.com/doc/d03585988.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
云贵高原的地貌特征 地形崎岖，是典型的喀斯特地貌，因红壤广布，又称“红壤高原”。云南贵州高原位于中国的西南部，包括云南省的东部、贵州省、广西壮族自治区的西北部和四川、湖北、湖南等省。它是南北方向和东北西南走向的两组山脉的交汇处。地势西北高东南低。它被乌蒙山划分为云南高原和贵州高原。西部的云南贵州高原海拔超过2000米，东部的贵州高原起伏较大，山地较多，高原表面较少。它被称为“山源”，海拔1000-1500米。云南高原与贵州高原相连，边界不明确，故统称“云南贵州高原”。云南高源位于云南省东部哀辽山以东，由于在云岭以南，云南有1200多座大坝，占全省耕地的三分之一。地势低洼的形成盆地，有些形成湖泊。例如，在以昆明为中心的高原表面，有许多湖泊盆地和水坝，有许多湖泊，如滇池，被称为“滇池洼地”。由于湖泊水的渗漏和周围山区泥沙的沉积，大部分湖泊盆地发育成湖岸平原。这里土壤肥沃，土层深厚，是高原的主要农业区。贵州高原地处雨季，雨量充足，所以有“三天无晴天”的说法，高原上的河流有大量的水。许多河流在很长一段时间内冲刷地面，形成许多又深又陡的峡谷。贵州高原的地形大致可分为山地、平原、盆地和峡谷三个层次。高原最高的地方是山原，在贵州西部最明显。由于长期的河流切割，高原形成了原始的山地形态。该高原下有一些盆地(坝)，最大的是贵阳盆地，是高原上的主要农业区。这个峡谷是河流经过长时间的冲刷而形成的。例如，吴江河谷有300-500米深，“走一天”。黄果树瀑布宽约20米，从50多米高的陡峭悬崖上沿犀牛潭而下，是
中国最大的瀑布。云南贵州高原最大的特色之一是一个侵蚀高原，具有显著的喀斯特地貌。云南贵州高原上的石灰岩厚度大，分布广泛。通过地表和地下水的溶蚀作用，形成了天坑、漏斗、圆形洼地、伏伏流、洞穴、峡谷、天生桥、盆地等地貌，是世界上最发育的岩溶地貌之一。云南贵州高原地表有一层红壤固结层(又称风化壳)，说明该地面为风化地面。当它被剥蚀时，石灰岩就会暴露出来，形成大面积的石芽地。路南石林是我国开发最好的石芽地之一。在这里，奇峰像一座塔，像一根竹笋像一根菌苗，高10多米，高5-10米。在山顶亭或狮子亭，人们可以欣赏到40多万亩石林的奇景
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
地形特征 概观 云南贵州高原位于青藏高原到湖南和广西丘陵山区的过渡带，北部为四川盆地，南部为广西壮族自治区，南部为热带海洋。云南贵州高原的地形从西北到东南逐步减小。整个云南贵州高原可进一步分为西部的云南高原和东部的贵州高原。[11]云南高原 云南高原的总体地形趋势是北部高，南部低，西北最高，东南最低，从北向南呈递减趋势。其西北是云南贵州高原的最高带，海拔3000-4000米。有多年积雪的高山，如玉龙雪山，梅里雪山，哈巴雪山等。境内最高点是景德堡峰，是德钦县梅里雪山的主峰，云南和西藏自治区地区海拔6740米，最低点位于云南省东南部红河与南溪交汇处，海拔仅76米。整个高原的地形可以从北到南大致分为三个阶地。第一层是西北的德钦和中甸。高度通常在3000米至4000米之间。许多山峰可以到达超过5000米的高度。第二层是中央高原的主体。海平面一般在2300-2600米之间。有3000-3500米的高海拔山
峰和1700-2000米的低海拔山峰。第三阶地位于盆地的西南，南部和东南部。有高山，丘陵，盆地和山谷，海拔1200-1400米。ling江流域和云岭山脉东部的宽谷盆地是边界。东部高原绵延，西部山脉和河流纵横交错。地貌有很大的不同。这里的山河主要表现出南北趋势。从西向东，高黎贡山，怒山，云岭山，五粮山，哀牢山等南北山脉与怒江，Yuan江等南北河流交替排列。从北向南，山脉的高度逐渐减小，山河间的距离在扩大，峡谷深度也在增加，形成了著名的纵向峰谷区。[11] 云南罗平 云南罗平 贵州高原 贵州高原，贵州高原的地势从西向东，从中部向南，北倾斜。境内有四座主要山脉。这些山脉一般呈东北西南趋势。西北的乌蒙山与云南相邻，呈南北走向。海拔通常在2000-2400米之间。贵州高原的最高点位于鹤屏县与水城县的交界处的飞彩坪，海拔2900米，北部的大楼山呈西北西南趋势，海拔1000-1500米。东北武陵山脉是吴江与and江
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，
中国地貌特征 软件二班 欢欢
摘要： 地表形态是多种多样的，成因也不尽相同，是、外力地质作用对地壳综合作用的结果。外力共同作用下我国地势西高东低,自西向东逐级下降,形成一个层层降低的阶梯状斜面,成为我国地貌总轮廓的显著特征。本文讲述了中国地貌特点及分类，人口分布、城市选址、农业发展等经济建设与地貌分布间的关系。以及民族地区地貌与全国地貌的异同，同时介绍了几个世界著名地貌以及它们的特征分布。 关键词：中国地貌基本特征，地貌形态，经济建设，著名地貌 一、中国地貌的基本特征 1、类型复杂多样 有被力推移而高高抬升的高原和山地，也有被挠曲下降的低洼的盆地和平原，还有起伏和缓的丘陵。如横断山脉的许多山峰海拔超过5000──6000米，一般也在4000米左右。又如天山山脉东段的吐鲁番盆地，盆地最低部分的艾丁湖面海拔─155米，是全国最低的洼地。广西、和东部出露大面积的碳酸盐类岩石，面积约占全国同类岩石的42%。在湿热气候条件下，岩溶作用强烈，发育了典型的喀斯特地貌。黄土高原边缘的民族地区，西起湟水流域，经六盘山麓、鄂尔多斯高原，东止西辽河流域的广大围，堆积的黄土经流水作用，侵蚀发育了现代的各种黄土地貌。在长白山、大岭、高原东部以及滇东、黔西、桂西有广泛的玄武岩喷发，形成熔岩地貌。如长白山峰顶的天池就是一个火口湖；在黔东南、桂中、桂西北和桂东南发育了红层丘陵，滇中发育了红层高原，滇南发育了红层山地。中国大陆民族地区的省级行政单位多居陆，远离海洋，但广西壮族自治
区濒临南海，曲折的海岸线长达1500公里，著名的海湾有湾，湾淤泥质海滩为红树林海岸。 2、山地高原广泛分布 民族地区大约93.5% 的面积位于中国第一级阶梯和第二级阶梯上。全国主要的极高山（海拔5000米以上）、高山（海拔3500─5000米）出现在西部的青藏高原上。青藏高原的面积230万平方公里，占民族地区面积的36.8%，在青藏高原上，位于中尼边界的珠穆朗玛峰海拔8844.43米，是世界第一高峰。第二级阶梯上的民族地区，面积350多万平方公里,占民族地区面积的56.7%。这里集中了全国岭以外的主要。第二级阶梯海拔大都在1500米以上。除青藏高原和黄土高原的中心部分外，高原、云贵高原和黄土高原的北部边缘部分都在第二级阶梯上的民族地区；全国的四大盆地除海拔较低、面积较小的盆地外，塔里木盆地、准噶尔盆地和柴达木盆地也都在第二级阶梯上的民族地区。 3、平原狭小分布零散 第三级阶梯上民族地区的平原，面积约11万平方公里，占民族地区总面积的1.7%。这些平原之中，除东部有较大面积的平原外，其他民族地区主要是分布零散的狭小平原，而且多属海拔200─500米的平原。广西壮族自治区境众多的小平原，面积共约3.16万平方公里，最大的平原是─桂平的郁江河谷冲积平原，面积仅6400平方公里。一般平原的面积为300─600平方公里，海拔200─500米，相互间被山地丘陵分隔开。群山起伏的延边朝鲜族自治州境，、图们江、江穿流于众山之间，在、、等河谷盆地，形成海拔200─500米的狭小河流冲积平原。我国最大的平原为东北平原，面积35万平方公里，其次为华北平原，再者为长江中下游平原。
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/d03585988.html,/journal/gser https://https://www.doczj.com/doc/d03585988.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
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
中国区域复习——云贵高原及相关区域 一、基础知识回顾 1、位置：99°E―110°E, 23°N―28°N (105°E, 25°N穿过高原中部) 2、范围：包括贵州省大部，云南省东部，广西西北部 3、地形、地势：海拔1000―2000米，西高东低；地形崎岖 不平，高原面不完整，山间有许多“坝子”；石灰岩广布，喀 斯特地貌发育。 4、喀斯特地貌形成的自然条件有哪些？①可溶性岩层（石 灰岩）分布；②湿热的气候条件 5、简述喀斯特地貌区的土壤和地下水特征。 土壤：土层薄，土壤肥力低。地下水：地下水储存条件差，地下水埋藏深。 6、坝子农业 云贵高原喀斯特地貌广布，流水的冲刷使地表土层浅薄，地表水渗漏严重，不利于耕作，只有在那些被当地人称为“坝子”的山间小盆地内有些小块的冲积平原，水土条件相对较好，是发展农业的好地方，故称为坝子农业。 7、地表水缺乏的原因：喀斯特地貌，地表多裂隙，地下多溶洞，地表水渗漏严重。 8、昆明市为何称为“春城”？贵阳为何有“天无三日晴”的说法? 冬季处在昆明准静止锋暖气团一侧，温暖晴朗，夏季海拔高，气温低，天气凉爽。 而贵阳冬季位于昆明准静止锋和冷气团控制之下，多阴雨天气；夏季受东南、西南季风的双重影响阴雨天也多。 9、河流水文特征：径流量大，径流量季节、年际变化大；落差大，流速较快，水能丰富；无结冰期；含沙量小。 10、石漠化（水蚀荒漠化） （1）自然原因：①地形：地形崎岖，或地势起伏大。②土壤：喀斯特地貌，土壤发育差，土质疏松，土层瘠薄。 ③气候：降水多或降水集中，多暴雨。④植被：覆盖率低。 人为原因：①破坏植被（陡坡开垦；伐林取薪；工程建设；开矿等）②人多地少，对土地的过度利用。造成水土流失严重。 （2）石漠化的危害主要表现在：一是土地退化，耕地撂荒或废弃；二是生态恶化，生产生活条件恶劣；三是自然灾害频发，损失巨大；四是加剧贫困；五是大量泥沙淤积河床、库区，影响梯级电站、三峡库区及珠江三角洲乃至港澳地区的生态安全。 （3）措施：①植树造林种草；②陡坡退耕还林；③缓坡修筑梯田；④解决当地的生活用能问题；⑤控制人口数量，缓解土地压力；⑥工程建设要注意保护植被等。 11、在石灰岩地区，生态环境脆弱原因 石山上水蚀强烈，风化作用弱，土壤发育程度低、贫瘠，植物的生长速度慢，一旦植被遭到破坏就很难恢复。12、云贵高原农业发展自然条件分析 有利条件：①夏季高温多雨，水、热充足；②地下水较丰富。 不利条件：①喀斯特地貌广布，地表水缺乏；②地表崎岖不平；③耕地面积小；④土层浅薄，土壤贫瘠；⑤水土流失严重；⑥水利工程量大 12、云贵高原矿产及特点：有色金属、磷、水能、煤资源丰富；能源与有色金属资源组合优势明显。