包 浪 ，王 楠 ，倪志耀，盧 濤

1. 成都理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，成都 610059

2. 中國科學(xué)院成都生物研究所 中國科學(xué)院山地恢復(fù)與生物資源利用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，生態(tài)恢復(fù)與生物多樣性保育四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，成都 610041

青藏高原隆升對中國、亞洲乃至世界的氣候都有著重要影響（周明煜等，2000；Gettelman et al，2004；Ma et al，2006）。目前，有關(guān)青藏高原隆升對西北地區(qū)干旱化的研究已經(jīng)比較成熟。如郭正堂等（1999）研究發(fā)現(xiàn)青藏高原隆升有利于西伯利亞高壓的形成與發(fā)展，并阻擋暖濕氣流進(jìn)而導(dǎo)致干旱化；宋之琛等（2008）通過孢粉資料指出中新世時(shí)青藏高原隆升對東亞季風(fēng)的屏蔽及促成冬季風(fēng)強(qiáng)勁進(jìn)而導(dǎo)致植被荒漠化；湯懋蒼和劉曉東（1995）、劉曉東（1999）認(rèn)為近地層風(fēng)速增大為黃土搬運(yùn)提供了良好的動力條件，并且隨著青藏高原的隆升，黃土正在向南侵蝕（李吉均等，1983）。

我國西南地區(qū)因緊鄰青藏高原、地形地貌復(fù)雜，因此其氣候也呈現(xiàn)出獨(dú)特性。西南地區(qū)氣候主要是受到南亞季風(fēng)（夏季風(fēng)為印度洋西南季風(fēng)）、東亞季風(fēng)（夏季風(fēng)為東南季風(fēng)）和高原季風(fēng)三個(gè)亞洲季風(fēng)子系統(tǒng)的共同影響（李吉均，1999；齊冬梅和李躍清，2007；宋之琛等，2008）。已有研究表明：當(dāng)青藏高原隆升高度不夠時(shí)，不能對周邊地區(qū)的氣候產(chǎn)生顯著的影響。如漸新世時(shí)青藏地區(qū)高度較低，未成為能夠改變氣候與自然分帶的高原（施雅風(fēng)等，1998）。劉曉東（1999）研究發(fā)現(xiàn)：當(dāng)青藏高原隆升高度達(dá)到1500 — 2000 m時(shí)，緯向氣流受阻便由爬坡分量轉(zhuǎn)為繞流分量為主，且行星風(fēng)系受到季風(fēng)的影響更為強(qiáng)烈，此時(shí)氣候才會受到影響。因此，從季風(fēng)角度研究青藏高原隆升對西南地區(qū)氣候演化的影響具有重要意義。然而，針對亞洲季風(fēng)各子系統(tǒng)的形成、發(fā)展與青藏高原隆升的相關(guān)性，目前還缺乏系統(tǒng)的分析，這阻礙了對該區(qū)氣候演化過程的清晰認(rèn)識。因此，本文在整理總結(jié)前人相關(guān)研究的基礎(chǔ)上，從季風(fēng)的角度系統(tǒng)分析了青藏高原隆升這一重大地質(zhì)事件對西南地區(qū)氣候的影響，以期為今后進(jìn)一步深入詳細(xì)地研究區(qū)域氣候演化等問題提供借鑒資料。

1 青藏高原隆升對亞洲季風(fēng)的影響

亞洲東部和南部受到如此強(qiáng)大的季風(fēng)影響，根本原因就是青藏高原隆升的結(jié)果（Manabe and Terpstra，1974）。已有研究表明：青藏高原隆升對亞洲季風(fēng)和全球氣候的影響一般隨高原高度上升而增大（Kutzbach and Guetter，1989）。然而，目前對青藏高原抬升過程的起始時(shí)間、階段時(shí)間點(diǎn)以及高原隆升的機(jī)制和模式等仍存在爭議。本文對于青藏高原隆升階段的劃分，主要依據(jù)方小敏（2017）的最新研究結(jié)果。其認(rèn)為青藏高原隆升經(jīng)歷了多階段、多幕次、準(zhǔn)同步異幅度以及后期快速隆升的生長過程。其中碰撞早期（55 — 30 Ma），“原西藏高原”（拉薩地體和羌塘地體）抬升至2 — 3 km，南部喜馬拉雅地區(qū)很低，東 — 東北部地區(qū)不超過2 km；到了碰撞中期（25 — 10 Ma），“原西藏高原”基本達(dá)目前海拔，喜馬拉雅地區(qū)也達(dá)到一定高度，東 — 東北部大部分地區(qū)仍然不超過2 km；晚期碰撞（8 — 0 Ma），喜馬拉雅地區(qū)繼續(xù)抬升至今，東北部發(fā)生劇烈隆升。

此外，本文采用汪品先（2009）關(guān)于季風(fēng)的定義，即季風(fēng)是近地面層冬、夏風(fēng)向相反的現(xiàn)象。也就是說，必須冬、夏季風(fēng)均出現(xiàn)才能稱之為季風(fēng)。

1.1 青藏高原隆升對東亞季風(fēng)的影響

通常認(rèn)為，季風(fēng)的形成是由于海陸熱力差異季節(jié)性變化造成的。東亞季風(fēng)作為亞洲季風(fēng)中的“超級季風(fēng)”，主要就是由于東亞季風(fēng)區(qū)位于印度-歐亞超級大陸和太平洋之內(nèi)。從全球范圍來看，按照行星風(fēng)系的氣候分帶呈緯向分布，同緯度地區(qū)的撒哈拉沙漠屬于副熱帶高壓控制的干旱氣候，與我國同緯度江南地區(qū)溫暖濕潤氣候形成鮮明的對比，這主要是由于季風(fēng)系統(tǒng)的建立會破壞準(zhǔn)緯向性的氣候分帶。

關(guān)于東亞季風(fēng)的形成時(shí)間，張林源（1981，1995）認(rèn)為，我國早第三紀(jì)基本無季風(fēng)，晚第三紀(jì)古季風(fēng)出現(xiàn)，第四紀(jì)現(xiàn)代季風(fēng)發(fā)育，并認(rèn)為海陸熱力差異、青藏高原隆升兩大因素才導(dǎo)致現(xiàn)代東亞季風(fēng)的形成。劉東生等（1998）認(rèn)為海陸熱力差異增強(qiáng)以及當(dāng)時(shí)兩極冰蓋的不對稱性，是東亞夏季風(fēng)形成的兩大因素，并認(rèn)為東南季風(fēng)初步形成于漸新世。安芷生等（2006）通過臨夏盆地動物化石出現(xiàn)、花粉類型轉(zhuǎn)變反映的氣候變暖變潮濕特征，推斷東亞季風(fēng)約在21.8 Ma開始發(fā)育。汪品先（2009）認(rèn)為東亞季風(fēng)系統(tǒng)的形成是在漸新世的晚期。張克信等（2013）通過對前人孢粉、分子化石、黏土礦物、磁化率等多種代用指標(biāo)，判定東亞季風(fēng)形成于25 — 17 Ma。安芷生和劉曉東（2000）通過不同地形高度數(shù)值實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，即使沒有青藏高原，東亞夏季風(fēng)（偏南風(fēng)）因海陸差異的存在就會出現(xiàn)；但只有當(dāng)青藏高原隆升至現(xiàn)今的一半時(shí)才會出現(xiàn)冬季風(fēng)（偏北風(fēng)）。并對高分辨率的黃土-古土壤-紅粘土序列的磁性地層和替代性季風(fēng)氣候指標(biāo)研究發(fā)現(xiàn)東亞冬季風(fēng)形成于7.2 Ma以前，與青藏高原東北大部分地區(qū)8 Ma左右隆升至約2000 m時(shí)間接近。Liu et al（2017）研究地形的有無在5個(gè)典型新生代地質(zhì)時(shí)期中的作用發(fā)現(xiàn)，中緯度東亞季風(fēng)的形成與中新世晚期青藏高原北部的抬升有著強(qiáng)烈的依賴關(guān)系。因此，可以理解為沒有青藏高原隆升，就沒有東亞季風(fēng)，且只有青藏高原隆升到足夠的高度，東亞季風(fēng)才能得以維持。

鄭度和姚檀棟（2006）通過大氣環(huán)流模式（GCM R15 L9）的系列數(shù)值試驗(yàn)，研究了青藏高原隆升對東亞季風(fēng)的影響。結(jié)果顯示青藏高原隆升至現(xiàn)今高度一半時(shí)，青藏高原成為東亞季風(fēng)冬、夏反向的重要因素，同時(shí)指出東亞冬季風(fēng)受到青藏高原隆升的影響相對于東亞夏季風(fēng)要強(qiáng)烈得多。這個(gè)結(jié)果與劉曉東和焦彥軍（2000）利用大氣環(huán)流模式（GCM）數(shù)值試驗(yàn)得出的結(jié)論是一致的。劉曉東和焦彥軍（2000）同時(shí)利用美國大氣研究中心的公用氣候系統(tǒng)模式（NCAR CCSM T31-gx3v4-L26）明確指出青藏高原是東亞季風(fēng)的放大器，當(dāng)高原隆升至一定的高度時(shí)，也會因?yàn)楹０芜^高，高原的溫度隨之降低。黃榮輝等（2008）研究發(fā)現(xiàn)青藏高原熱力變化對東亞季風(fēng)系統(tǒng)的變化也有重要影響。安芷生等（2015）則指出，在構(gòu)造尺度上，青藏高原隆升對季風(fēng)的演化與變率起著主要的影響。因此，青藏高原隆升對東亞季風(fēng)的形成、發(fā)展及維持起著至關(guān)重要的作用。

1.2 青藏高原隆升對南亞季風(fēng)的影響

已有研究表明青藏高原隆升不僅僅對東亞季風(fēng)的發(fā)展和維持起著關(guān)鍵性的作用，而且還使得南亞季風(fēng)進(jìn)一步加強(qiáng)。有關(guān)南亞季風(fēng)的形成時(shí)間，目前還有爭議。如劉曉東（1999）通過GCM數(shù)值試驗(yàn)及地質(zhì)記錄分析，得出南亞季風(fēng)在青藏高原隆升之前因?yàn)镻aratethys海退縮引起的海陸分布就已經(jīng)形成。而宋之琛等（2008）認(rèn)為西南季風(fēng)是青藏高原隆升至一定高度阻礙并破壞行星風(fēng)系形成的。劉曉東和Dong（2013）則認(rèn)為南亞季風(fēng)形成與發(fā)展的主要因素是喜馬拉雅山脈的形成與海陸分布。Liu et al（2017）通過綜合高原抬升和板塊運(yùn)動兩大因素的數(shù)值實(shí)驗(yàn)對亞洲和澳大利亞季風(fēng)的影響發(fā)現(xiàn)，印度次大陸北移進(jìn)入熱帶北半球并與歐亞大陸拼接時(shí)，南亞季風(fēng)就已經(jīng)存在并保持穩(wěn)定，因而認(rèn)為南亞季風(fēng)可能形成于始新世晚期。隨著越來越多的地質(zhì)記錄研究及更準(zhǔn)確、更接近真實(shí)地質(zhì)歷史的數(shù)值模擬，南亞季風(fēng)的形成也更加明確。目前南亞季風(fēng)最長的地質(zhì)記錄約12 Ma（Gupta，2010）。劉東生等（1998）重建的中新世環(huán)境格局中，同樣暗示西南季風(fēng)大約形成于中新世中后期。上述研究結(jié)論與喜馬拉雅山脈主體形成時(shí)間（10 Ma左右）也是比較接近的。

當(dāng)喜馬拉雅山脈及鄰近山脈達(dá)到一定高度后，最直接的影響體現(xiàn)在動力阻擋方面。青藏高原對冬季風(fēng)的阻擋有利于高原冷空氣的聚集，促進(jìn)了蒙古-西伯利亞高壓的形成；而攜帶有大量熱帶海洋水汽的印度洋西南季風(fēng)受阻不能北移，一方面使得溫暖濕潤的西南季風(fēng)不受北方寒冷干燥冷氣流所侵襲，另一方面使得西南季風(fēng)能在喜馬拉雅山脈南部匯集更多溫暖濕潤的氣流，使得南亞夏季風(fēng)獲得更強(qiáng)的驅(qū)動力，進(jìn)而使得南亞季風(fēng)加強(qiáng)。這與李吉均（1999）的觀點(diǎn)也是相互印證的，其認(rèn)為與同緯度的非洲熱帶雨林相比，主要就是由于青藏高原的存在，印度熱帶雨林向北多延伸了18°，一直到喜馬拉雅山麓。需要指出的是，青藏高原隆升后，使得高原熱源加強(qiáng)、亞洲大陸和印度洋之間的熱力差明顯增強(qiáng)（劉曉東和Dong，2013），這在很大程度上又促進(jìn)了南亞季風(fēng)的發(fā)展。可見，青藏高原的存在對西南季風(fēng)有著不可替代的重要作用。

1.3 青藏高原隆升對高原季風(fēng)的影響

湯懋蒼等于1962年在甘肅省氣象學(xué)會年會上首次提出“高原季風(fēng)”一詞，該詞指高原主體因高原與大氣之間的熱力作用，冬季呈冷高壓，夏季呈熱低壓，高原氣流也具相反性的年變化（施雅風(fēng)等，1998）。高原季風(fēng)形成的直接原因是青藏高原隆升，該觀點(diǎn)目前已經(jīng)被廣泛認(rèn)可。只有高原隆升至斜壓大氣地轉(zhuǎn)適應(yīng)的臨界尺度，高原季風(fēng)才開始形成。湯懋蒼和劉曉東（1995）根據(jù)高原水平尺度擴(kuò)展過程的曲線，計(jì)算得出斜壓大氣地轉(zhuǎn)適應(yīng)的臨界尺度曲線交匯點(diǎn)，確定高原季風(fēng)形成于漸新世初期。

隨著青藏高原繼續(xù)隆升并達(dá)到“動力臨界高度”（1500 — 200 m）后，原本以爬越高原為主的氣流轉(zhuǎn)變?yōu)槔@流為主（劉曉東，1999）。當(dāng)青藏高原進(jìn)一步隆升至水汽凝結(jié)高度，高原因凝結(jié)大量水汽，并伴隨著高原的擴(kuò)展使得高原熱源作用顯著增強(qiáng)。由于高原季風(fēng)是隨著青藏高原的隆升逐漸形成的，因而其也隨著隆升由無高原季風(fēng)到淺薄高原季風(fēng)，最后形成穩(wěn)定的高原季風(fēng)。根據(jù)湯懋蒼和劉曉東（1995）的研究結(jié)論，深厚的高原季風(fēng)形成是第四紀(jì)開始的標(biāo)志。因此，可以認(rèn)為穩(wěn)定高原季風(fēng)大約形成于第四紀(jì)初（2.6 Ma BP），這個(gè)時(shí)間與青藏高原主體及高原東北地區(qū)隆升高度超過2000 m后達(dá)到動力臨界高度和水汽凝結(jié)高度相呼應(yīng)。

2 亞洲季風(fēng)子系統(tǒng)對西南地區(qū)氣候的影響

2.1 東亞季風(fēng)對西南地區(qū)的影響

根據(jù)李吉均（1999）的研究成果，當(dāng)代東亞季風(fēng)中夏季風(fēng)可分為兩支：一支由于南北半球季節(jié)差異，澳大利亞處于冬季，產(chǎn)生高氣壓向北低氣壓流動，當(dāng)越過赤道之后，由于北半球處于夏季，印度-歐亞大陸為低氣壓，氣流再從南海進(jìn)入大陸，屬于熱帶季風(fēng)；另一支東亞夏季風(fēng)則是由于夏威夷高壓，氣流從西太平洋副熱帶向歐亞大陸侵襲，呈現(xiàn)為東南方向氣流，屬于亞熱帶季風(fēng)。

東亞冬季風(fēng)來自亞洲北部蒙古-西伯利亞高壓偏北氣流向南侵襲，由于青藏高原及秦嶺高海拔阻擋，我國東北地區(qū)及部分東部地區(qū)處于冬季風(fēng)被迫偏東形成的西北風(fēng)影響范圍內(nèi)，同時(shí)由于阿留申低氣壓的存在，朝鮮半島、日本均遭受西北風(fēng)侵襲；西北風(fēng)越過秦嶺一帶下海時(shí)又轉(zhuǎn)變?yōu)闁|北風(fēng)，并與北半球東北信風(fēng)帶疊加吹向赤道（圖1、圖2）。因此，現(xiàn)今大多數(shù)觀點(diǎn)是東亞季風(fēng)的影響地區(qū)主要是我國東部、朝鮮半島以及日本。

圖1 850 h Pa亞洲及周邊區(qū)域季風(fēng)風(fēng)場環(huán)流（流線）（據(jù)安芷生等（2015）修改）Fig.1 Circulation patterns (streamlines) of the monsoonal and nonmonsoonal winds at Asian and its surrounding region(the circulation patterns are modif i ed from An et al (2015))

圖2 南亞和東亞季風(fēng)示意圖：冬季（a），夏季（b）Fig.2 Schematic diagrams of South and East Asia monsoons in winter (a) and summer (b)

但最新研究表明，東亞季風(fēng)同樣會對我國西南地區(qū)的氣候產(chǎn)生影響。據(jù)宋之琛等（2008）的研究結(jié)果，我國西南地區(qū)廣泛分布著新近紀(jì)煤層，且這些煤層均含有楓香屬（Liquidambar）花粉，而這被認(rèn)為是東亞季風(fēng)侵襲過的證據(jù)（黃翡和宋之琛，2002）。蔡演軍等（2001）研究發(fā)現(xiàn)貴陽地區(qū)降雨δ18O值的加權(quán)平均值處于西南季風(fēng)、東亞季風(fēng)控制區(qū)之間。彭子成等（2002）對貴州七星洞石筍δ18O值的研究也同樣表明該區(qū)處在兩季風(fēng)控制區(qū)之間。柳鑒容等（2007）通過降水同位素δ18O示蹤數(shù)據(jù)和氣象數(shù)據(jù)的分析發(fā)現(xiàn)：云南省受到南海通道（即東亞季風(fēng)夏季風(fēng)）水汽的影響；胡菡和王建力（2015）通過1986 — 2003年我國夏季和冬季風(fēng)矢量圖分析判定云南也受到了東亞季風(fēng)的影響。韋小雪等（2015）則發(fā)現(xiàn)：東亞季風(fēng)活動及強(qiáng)弱因季節(jié)性變化導(dǎo)致西南地區(qū)往往出現(xiàn)連旱現(xiàn)象。秋季東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度常偏弱，導(dǎo)致西南地區(qū)水汽不足，降雨量少及溫度往往持續(xù)增高，進(jìn)而出現(xiàn)干旱；緊接著在冬季，冬季風(fēng)強(qiáng)度增強(qiáng)，加重了西南地區(qū)的干燥程度；春季受到強(qiáng)冬季風(fēng)和弱夏季風(fēng)的共同影響，降水處于較少的狀態(tài)；夏季，東亞夏季風(fēng)通常增強(qiáng)，給西南地區(qū)攜帶大量水汽。此外，齊冬梅等（2016）圍繞西南地區(qū)干旱與東亞冬季風(fēng)的相關(guān)性研究也發(fā)現(xiàn)：西南地區(qū)低溫主要受東亞冬季風(fēng)月內(nèi)尺度準(zhǔn) 1周、準(zhǔn)2周時(shí)間尺度振蕩的影響。因此，東亞季風(fēng)夏季風(fēng)是能夠侵襲至我國西南地區(qū)，并對區(qū)域氣候造成影響的，其主要使得西南地區(qū)夏季呈現(xiàn)溫暖濕潤的特征。

2.2 南亞季風(fēng)對西南地區(qū)的影響

與對東亞季風(fēng)的研究相比較，目前圍繞西南季風(fēng)的研究還非常薄弱（薛濱等，2016）。我國西南地區(qū)及印度半島一帶的西南季風(fēng)，由于夏季氣壓帶、風(fēng)帶匯合處的熱帶輻合帶（intertropical convergence zone —— ITCZ）北移，南半球的東南信風(fēng)夏季北移越過赤道并移至印度半島，在地轉(zhuǎn)偏向力影響下向右偏轉(zhuǎn)而成為西南方向的南亞夏季風(fēng)（郭正堂，2017）；而冬季氣壓帶、風(fēng)帶向南移，赤道低氣壓帶移至南半球，由于強(qiáng)大的亞洲大陸冷高壓，風(fēng)由蒙古-西伯利亞吹向印度，在地轉(zhuǎn)偏向力影響下成為東北方向的亞洲南部冬季風(fēng)。鑒于夏季西南風(fēng)強(qiáng)于冬季東北風(fēng)，故該季風(fēng)稱西南季風(fēng)（圖1、圖2）。

西南地區(qū)夏季風(fēng)主要是受到西南季風(fēng)的影響，尤其當(dāng)從印度南端（孟加拉灣中部）經(jīng)中南半島氣流與阿拉伯海，經(jīng)過孟加拉灣北部的氣流在西南地區(qū)匯合時(shí)，西南季風(fēng)勢力最強(qiáng)（徐嘉行和馮國柱，1982）。因此，無論是冬季還是夏季，如果不是由于青藏高原的隆升在一定程度上阻礙了季風(fēng)的遷移，并增大了海陸熱力差異，西南地區(qū)就不會形成現(xiàn)在的氣候格局。在夏季，西南季風(fēng)雖然受到喜馬拉雅山脈的阻擋，但是由于在西南部地區(qū)發(fā)育著不少水汽通道，如雅魯藏布江大峽谷、怒江、瀾滄江和金沙江等向南開口的南北向谷地（李吉均，1999），這使得南亞溫暖濕潤印度洋氣流由孟加拉灣和阿拉伯海向北推進(jìn)時(shí)，沿著青藏高原東部南北走向的橫斷山脈流向我國的西南地區(qū)，使得西南地區(qū)夏季溫暖濕潤；而在冬季，受到干冷的冬季風(fēng)影響，西南季風(fēng)又使得西南地區(qū)變得相對寒冷干燥。因此，西南季風(fēng)通過水汽輸送對我國西南地區(qū)的生態(tài)與氣候有著重要的影響（洪冰等，2004）。

2.3 高原季風(fēng)對西南地區(qū)氣候的影響

湯懋蒼（1998）通過對地面盛行風(fēng)的流線圖進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)由于行星西風(fēng)的掩蓋，高原季風(fēng)主要出現(xiàn)在地勢相對平坦且較低的地區(qū)，如高原內(nèi)部平坦地區(qū)、云貴高原、黃土高原等。這一點(diǎn)也得到白虎志等（2004）的印證，他們對我國各地降水量差異研究表明：高原雨季主要集中在高原東南部，多雨日集中在高原東側(cè)、四川盆地及云南高原等地。而高原季風(fēng)通過促進(jìn)低層對流層季風(fēng)的增強(qiáng)，使得對流層中層的行星氣壓帶和行星風(fēng)帶遭到破壞（齊冬梅和李躍清，2007），進(jìn)而形成高原氣候特征。

由于西風(fēng)和高原季風(fēng)的共同影響，使得青藏高原具有不同于其它地區(qū)的獨(dú)特氣候。冬季，高原氣候主要受到冬季北半球西風(fēng)帶南移遇高原向北分支的西風(fēng)急流影響（白虎志等，2004）。這支西風(fēng)急流繞過新疆正好與南下的大陸冷氣團(tuán)匯合，一方面形成更為寒冷強(qiáng)勁的西北氣流，另一方面也加強(qiáng)了高原地面冷高壓（高原冬季風(fēng)），使得高原更加干冷。夏季，青藏高原上因熱低壓（高原夏季風(fēng)）的存在，呈現(xiàn)暖濕的特征。此時(shí)西風(fēng)帶北移雖不能直接影響高原氣候，但卻促成了西南季風(fēng)的形成與東南季風(fēng)的北進(jìn)。此外，西風(fēng)北移在一定程度上也為高原夏季風(fēng)提供了水汽，使得青藏高原90%以上的降水出現(xiàn)在夏季（羅華，2015）?？梢?，西風(fēng)對青藏高原氣候起主導(dǎo)作用，并且由于西風(fēng)的存在，加強(qiáng)了高原季風(fēng)，使得高原干濕季節(jié)更加明顯。

高原季風(fēng)在對流層中下層呈現(xiàn)冬季冷高壓，夏季熱低壓的特征。因此，高原東南部地區(qū)相應(yīng)受到高原冬、夏季風(fēng)的影響（圖3）。因青藏高原熱源強(qiáng)迫促進(jìn)了對流層底層氣旋環(huán)流、低渦的形成與發(fā)展，進(jìn)而增強(qiáng)了季風(fēng)環(huán)流，使得西南地區(qū)降水發(fā)生變化（華明，2003）。冬季由于高原冬季風(fēng)增強(qiáng)了高原周圍的反氣旋式環(huán)流，北方大陸性冷高壓中心的冷干偏北氣流向西南地區(qū)侵襲，使得西南地區(qū)冬季干冷；夏季高原周圍成氣旋式環(huán)流，由于羌塘高原處于熱低壓，來自低緯海洋性暖濕偏南氣團(tuán)流經(jīng)西南地區(qū)流向高原，使得西南地區(qū)呈現(xiàn)夏季溫暖濕潤的氣候特征。王穎和李棟梁（2015）研究表明：高原季風(fēng)強(qiáng)度與中心經(jīng)度對西南地區(qū)的氣溫、降水、日照等多種氣象要素有著重要的影響。當(dāng)高原季風(fēng)強(qiáng)度增加時(shí)，西南地區(qū)降水量增加，氣溫變化較小，日照較短；當(dāng)高原季風(fēng)中心位置偏東時(shí)，降水較少，氣溫較高；而高原季風(fēng)強(qiáng)度和中心經(jīng)度的變化也是西南地區(qū)日趨干旱化的原因之一。

圖3 高原季風(fēng)環(huán)流示意圖Fig.3 Circulation patterns for plateau monsoon

3 討論

綜上所述，青藏高原隆升是亞洲季風(fēng)形成與發(fā)展的重要因素，并對我國西南地區(qū)的氣候有著重要的影響。青藏高原對季風(fēng)的影響主要可歸結(jié)為熱力作用和機(jī)械阻擋作用兩個(gè)方面（吳國雄等，2005），且相較于機(jī)械阻擋作用，迄今為止多數(shù)學(xué)者認(rèn)為熱力作用對亞洲季風(fēng)的影響更為重要。如有研究發(fā)現(xiàn)：冬、春季，青藏高原機(jī)械阻擋和屏障作用顯著影響周邊天氣及大陸冷空氣南下（喬鈺等，2014）；而在夏季，熱力作用比機(jī)械阻擋作用更為重要（吳國雄等，2005；Wu et al，2007）。王同美等（2008）對青藏高原緯向偏差流場研究則發(fā)現(xiàn)：高原動力和熱力作用也有隨季節(jié)變化的特點(diǎn)，從冬季到夏季，環(huán)流受高原動力作用的影響逐漸減弱，而高原的熱力作用逐漸增強(qiáng)。Wu et al（2012）基于數(shù)值試驗(yàn)、模擬，發(fā)現(xiàn)青藏高原對亞洲夏季風(fēng)起主導(dǎo)作用的是熱力強(qiáng)迫作用，而不是機(jī)械強(qiáng)迫作用。然而，Boos and Kuang（2010）和Molna et al（2010）的研究則表明：相比青藏高原的熱力作用，高原南部喜馬拉雅山對印度次大陸暖濕氣流的阻隔，對于南亞季風(fēng)有著更加顯著的控制作用。不過宋靜和劉屹岷（2014）則指出Boos and Kuang（2010）通過去除青藏高原主體后進(jìn)行的模擬實(shí)驗(yàn)中實(shí)際上仍保留了青藏高原南坡加熱的影響。

可見，盡管關(guān)于青藏高原隆升對亞洲季風(fēng)的影響研究已經(jīng)取得了很大進(jìn)展，但爭議依然存在。主要原因是數(shù)據(jù)質(zhì)量還不夠高，因此需要更多、更為精確的數(shù)值數(shù)據(jù)與模擬實(shí)驗(yàn)才能加以證明。在青藏高原及其周邊地區(qū)布設(shè)更多的地面氣象觀測站點(diǎn)和探空站點(diǎn)，以及發(fā)展雷達(dá)和衛(wèi)星遙感信息反演技術(shù)，以獲取更為準(zhǔn)確、精密的數(shù)據(jù)，將有助于上述問題的解決。

4 結(jié)論

（1）亞洲季風(fēng)各個(gè)子系統(tǒng)的形成時(shí)間與相應(yīng)青藏高原隆升有著直接的聯(lián)系。東亞夏季偏南風(fēng)形成時(shí)間約22 Ma，此時(shí)高原主體隆升已達(dá)足夠高度；東亞冬季風(fēng)形成于7.2 Ma以前，即青藏高原東北大部分地區(qū)已達(dá)到約2000 m時(shí)。南亞夏季風(fēng)形成時(shí)間約在12 Ma左右，與喜馬拉雅山脈及臨近山脈形成時(shí)間接近；南亞冬季風(fēng)與東亞冬季風(fēng)均源于蒙古-西伯利亞高壓，所以也應(yīng)是7.2 Ma以前形成的。高原季風(fēng)形成于漸新世初（約36 Ma），與高原主體達(dá)到2000 — 3000 m時(shí)間同樣很接近。

（2）青藏高原的隆升是導(dǎo)致我國西南地區(qū)呈現(xiàn)現(xiàn)有氣候特征的直接因素。正是由于青藏高原的隆升，使得東亞季風(fēng)得以發(fā)展與維持，南亞季風(fēng)進(jìn)一步加強(qiáng)，并導(dǎo)致高原季風(fēng)的形成與發(fā)展。西南地區(qū)受到東亞季風(fēng)、南亞季風(fēng)及高原季風(fēng)三大季風(fēng)的共同影響。東亞夏季風(fēng)使得西南地區(qū)呈現(xiàn)溫暖濕潤的特征；南亞夏季風(fēng)攜帶了大量的水汽進(jìn)入西南地區(qū)，使得該區(qū)濕潤氣候形成；高原季風(fēng)進(jìn)一步加強(qiáng)了西南地區(qū)冬夏季干冷與濕潤的變化。