季风气候 青藏高原

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1、第二节季风气候与水热结构一、季风环流中国气候基本特征：大陆性季风显著n冬夏盛行风向随季节变化，特别是随季风的进退，降水有明显的季节性变化n大陆性强，气温年较差大，降水集中于夏季n雨热同季，利于农牧业生产，但降水不稳定，加剧旱涝等气象灾害发生的频率和影响范围环流格局中国1月气压平均流场1.从行星风系来看，中国大致35°N以北为西风带；25°N～35°N之间为副热带高压带；25°N以南为东北信风带2.在东西风带交界处（25°N～35°N），气流的季节变化最为明显，冬季受西风带控制，夏季则受东风带支配中国7月气压平均流场

2、中国以大兴安岭—阴山—贺兰山—乌鞘岭—巴颜喀拉山—唐古拉山—冈底斯山的东部连线为界，其东南部为季风区，冬季近地面层受高压系统控制，盛行偏北气流，气候干冷；夏季受低压系统控制，盛行偏南气流，气候湿热。冬夏盛行风向中国1月海平面气压和盛行风向频率图冬季中国大陆主要为极地大陆气团或变性极地大陆气团控制，盛行偏北风。极地大陆冷高压及其伴随的极锋或冷锋是冬季天气的控制系统。中国7月海平面气压和盛行风向频率图夏季中国大陆大部分地区为热带、副热带海洋气团和热带大陆气团所控制，盛行偏南季风。大陆热低压与海洋上的高压系统相配合，伴随

3、的极锋或赤道辐合带是夏季天气的控制系统。二、青藏高原隆起与气候区域分异青藏高原的空间特征（3000m临界高度）青藏高原的巨大隆起——空间特征面积大：东西3000km,南北1500km,占中国陆地面积1/4，南北占西风带宽度1/3高度大：平均4500m，占对流层高度1/3中低纬度：25°N～40°N，处在西风带与副热带高压带的过渡区（一）青藏高原的动力作用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95°E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

4、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干旱加剧。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3～4km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

5、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，加剧西南干暖气流势力。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干旱化。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，使其成为我国著名的微风区，四川多云雾也与此有关。受青藏高原的阻挡，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系。（二）青藏高原的

6、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3000～4000m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，邻近地区的空气流入高原，叠加在高原东

7、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。青藏高原隆起与气候区域分异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10～9Ma的隆升，亚洲季风形成；距今3.6～2.6Ma，高原加速隆升，亚洲冬、夏季风同时加强；距今2.6Ma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。西北地区有干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，加剧了干旱化。青藏高原北侧和东北侧干旱荒漠的形成北侧和东北侧，从新疆、甘肃、宁夏以至内蒙古，

8、范围广大的现代温带干旱荒漠的形成，以及华北地区干旱程度的增强，是高原隆起和现代季风环流形成与加强的结果。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。