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中国的青藏高原
前言 气势雄伟的青藏高原，北界昆仑山、祁连山，南抵喜马拉雅山；西起帕 米尔高原，东迄横断山脉。它幅员广袤、地势高亢，是全球海拔最高的高原， 素称“世界屋脊”。青藏高原的存在是亚洲东部自然界最突出的特征之一。 它与东部季风区、西北干旱区并列为分异明显、各具特色的我国三大自然区， 对毗邻地区自然地理景观的形成和发展有着极为深刻的影响。 在这辽阔的高原上，江山多娇、景色壮丽。它既有绵延千里耸立云霄的 高山雪峰，又有巨大的盆地和坦荡开阔的宽谷；即有一望无垠的高原、星罗 棋布的湖泊，又有水流急湍、陡峭深邃的峡谷。高原腹地绿色地毡展布，茫 茫草原千里；南缘山地森林苍郁，稻田蕉林茶园，一派江南风光。东南部高 山峡谷的垂直自然带更迭显著、绚丽多姿；高寒荒寂的藏北却是野生动物的 天然乐园。正如陈毅诗句所描写的“高原有此好风光，岂让苏杭占春独？” 青藏高原自然条件独特、自然资源丰富，是我们伟大祖国的一块富饶美 丽的宝地。千百年来，藏族和其他兄弟民族繁衍生息在这块土地上。他们在 开拓高原、发展中华民族文化和共同缔造祖国的过程中做出了积极的贡献。 新中国的成立揭开了高原历史的新篇章，在国家的大力支持下，经过各族人 民的共同努力，青藏高原区域的社会主义建设蓬勃兴旺，高原山河展现出新 的面貌。那绿茵茵的高山草场，牛肥马壮羊成群；雅鲁藏布江两岸的肥田沃 野，青稞葱绿、菜花金黄，一派生机勃勃。那工程繁浩、历尽艰辛修筑的条 条公路是把高原和祖国内地紧密联结的纽带；柴达木聚宝盆的开发，截流筑 坝的龙羊峡工程又展现出更美好的前景。然而，随着社会的发展、技术的进 步以及对自然资源的不合理利用，也使高原的自然环境承受着越来越大的压 力。各种环境和生态问题摆在我们面前，需要认真对待和探索研究并加以解 决。 长期以来，青藏高原以其自然历史发育的年轻、丰富多采的自然景观和 对周围区域的巨大影响强烈地吸引着人们的密切注意。自十九世纪中叶起， 一些外国探险家接踵前往高原，进行各种调查和考察，采集了不少样品和标 本。但囿于当时的条件，他们涉足的范围有限，所得的资料零星，不可能对 青藏高原有全面系统的认识。自本世纪五十年代起，为了系统地积累青藏高 原的基本科学资料，探索高原自然界的奥秘，对当地自然资源的开发利用和 自然灾害的防治提出科学依据，国家和地方多次组织对青藏高原进行过各种 科学考察和调查，其中规模较大的有：１９５１―１９５３ 年政务院文教委员会西藏 工作队，１９５８―１９６０ 年中国科学院青海、甘肃综合考察队，１９５９―１９６０ 年中 国珠穆朗玛峰登山队科学考察队， １９５９―１９６１ 年中国科学院西部地区南水北 调综合考察队， １９６０―１９６１ 年和 １９６６―１９６８ 年中国科学院西藏科学考察队， 以及 １９７３―１９８４ 年中国科学院青藏高原综合科学考察队等。 经过三十多年来 的科学考察和研究，我国科学工作者积累了大量的第一手科学资料和数据， 一改过去科学空白的状况，初步揭开了青藏高原自然界的奥秘。 青藏高原不愧是地学、生物学领域的一座宝库。对于没有到过高原的人 们，它还是比较陌生，甚至有些神秘。我们在这里只是揭开青藏高原的一层 面纱，通过这本书扼要地介绍它的地理轮廓，使读者对我国领土上的这块辽 阔的宝地有所认识和了解，以便更好地开发它、利用它、改造它和保护它。 高原又如浩瀚的海洋，随着认识、利用和改造大自然斗争的深入，青藏高原在地理科学的理论上和区域开发的实践上都还有许许多多的问题和未知数， 需要进一步探索和研究，期望着人们去解决。 自六十年代中期以来，笔者曾先后多次在青藏高原范围内进行野外科学 考察。本书是在实地调查的基础上，参考了有关青藏高原区域数以百计的专 著、报告和文章编写而成的，还引用了其中的部分图件和照片，实际上是集 体劳动的成果，选列的参考文献目录仅为其中较重要的一部分。 本书编写分工如下：第四、六、七、八、十、十五章由杨勤业执笔；第 二、三、五章及第十五章一部分由刘燕华执笔；前言及其余各章由郑度执笔。 全书由郑度负责整编统稿，并改写了个别章节。 本书初稿经中国科学院地理研究所赵松乔、孙惠南同志审阅，并提供了 许多宝贵意见。书内插图由甄淑平清绘，梁万茂、高剑放大洗印照片；中国 科学院地理研究所和中国科学院青藏高原综合科学考察队的许多同事提供资 料并给予热情帮助，笔者特在此深表谢忱。中国的青藏高原第一章　　独特的地理单元 翻开世界地势图，在欧亚大陆的中南部展现出一片以棕褐色彩显示的高 地，这就是巍峨雄伟的青藏高原。根据对卫星影象图的研究，以地貌及地质 构造相结合为原则，广义青藏高原的周边基本上是由大断裂带所控制的，并 由一系列高大山系和山脉组成。它的自然特征与众不同，是地球上一个独特 的地理单元。 地球上最高的喜马拉雅山脉自西北向东南延伸，呈向南突出的弧形展布 在青藏高原的南缘，与印度及喜马拉雅山国尼泊尔和不丹毗邻，俯瞰着印度 次大陆的恒河和阿萨姆平原。高原北缘的昆仑山、阿尔金山和祁连山以 ４０００ ―５０００ 米的高差与亚洲中部干旱荒漠区的塔里木盆地及河西走廊相连。地势 高耸的西部为喀喇昆仑山脉和帕米尔高原，与西喜马拉雅山的克什米尔地 区、阿富汗和苏联接壤。高原东南部经由横断山脉连结邻国缅甸和我国的云 南高原，并且濒临亚热带湿润的“天府之国”――四川盆地，其边界受玉龙 山―龙门山深断裂控制，以哈巴雪山、大雪山、夹金山、邛崃山及岷山的南 麓和东麓为界。高原的东及东北部与秦岭山脉西段和黄土高原相衔接。我国境内的青藏高原区地域辽阔，西起帕米尔高原，东接秦岭，横跨 ３１ 个经度、东西长约 ２，７００ 公里；南自东喜马拉雅山脉南麓，北迄祁连山西段 北麓，纵贯约 １３ 个纬度，南北宽达 １，４００ 公里，总面积约 ２５０ 万平方公里， 占 我 国 陆 地 总 面 积 的 四 分 之 一 强 。 在 行 政 区 划 ＜／ＰＳ ① ／ＰＳ＞＜／ＥＳＰＬ６００００３４８＿０００３＿０／ＥＳＰＬ＞上它包括西藏自治区和青海省全部， 云南 省西北部迪庆藏族自治州，四川省西部阿坝藏族自治州、甘孜藏族自治州、 木里藏族自治县，甘肃省西南缘的甘南藏族自治州、天祝藏族自治县、肃南 裕固族自治县、肃北蒙古族自治县、阿克塞哈萨克族自治县以及新疆维吾尔 自治区巴音郭楞蒙古自治州南缘、塔什库尔干塔吉克县等。 一、全球瞩目的“第三极” 第三纪以来的地壳运动使古地中海撤出，喜马拉雅山崛起抬升。在 １０００ 万年前的上新世时，青藏地区平均海拔约 １，０００ 米左右。具有热带－亚热带 森林和森林草原的自然景观，后来整个地区大幅度地、有差别地强烈隆起， 揭开了青藏高原自然历史的重要篇章。 青藏高原由于其高亢的海拔、巨大的面积、年轻的历史和独特的位置而 形成一系列独具的自然特征。在全球的高原高山区域占有重要的席位，有人 称它为地球的“第三极”。 说起极地，人们很自然地联想到北极、南极地区凛冽的气候和冰天雪地 的景色。由于极地的长昼和长夜可持续达几个月之久，那里的日射条件非常 特殊。在极地区域年平均气温低达―２０――２５℃，最暖月均温远低于 １０℃， 那里分布着连续多年冻土，部分地区生长着苔原植被，而更多的地面则覆盖 着皑皑冰雪。 人们把青藏高原视作地球的“第三极”主要是指它高峻的海拔及与之相 联系的寒冷气侯。我们知道，北极地区以海域为主，那里气候严寒，海域中广布着常年不化的冰盖，还有不少浮冰和冰山漂流。而南极洲大陆面积达 １， ４１０ 万平方公里，平均海拔 ２，２００ 米，大部分为巨厚的冰雪所覆盖，其平均 厚度可达 １，７００ 米，被称为“白色大洲”。青藏高原平均海拔在 ４，０００ 米 以上，四周环绕着高大山系，高原上又绵延横亘着许多高山。如此挺拔的地 势加上以地球之巅――珠穆朗玛峰为代表的雪峰林立，成为举世无双的山 原。海拔 ４，５００ 米以上的高原腹地年平均气温在 ０℃以下，有大片面积最暖 月平均气温低于 １０℃，这样寒冷的气候也只有地球的两极地区可以相比。因 此，“第三极”的称号青藏高原是受之无愧的。 然而，青藏高原所处的中、低纬的地理位置，使它具有完全不同于南、 北极地区的温度和水分条件组合，形成了独特的高原山地的自然景观，如高 寒灌丛草甸、高寒草原、高寒荒漠和高寒座垫植被等，而有别于南、北极地 区景色单调的冰雪世界。 据统计，整个地球上海拔 ３，０００ 米以上的高原、高山总面积达 ８５０ 万平 方公里，其中有将近四分之一，即约 ２００ 万平方公里集中分布在青藏高原上。 高地面积这么巨大使它完全不同于中低纬地区那些孤立的山峰或范围比较狭 窄的山脉。后者受所在地区水平自然地带的影响强烈，表现出十分明显的垂 直分带的变化；而青藏高原则形成与众不同的自然区域，其内部有着独特的 地域分异规律，体现出垂直自然带和水平地带的紧密结合。 根据气象学家的研究，如果没有青藏高原，西南季风气流将不存在，青 藏地区的大陆性气候将越加明显，气候会变得更加单调，这一地区将处于亚 热带、温带的森林草原－草原－荒漠地带中。但由于青藏高原的隆升，高原大 地形的热力作用和动力作用改变了它及其周围地区大气环流的形势，从而支 配着亚洲季风的许多特色。高原冷热源作用的季节变化形成独特的高原季风 现象，对东亚季风起着维持和加强作用并造成西风气流的分支，对我国西北 干旱气候的形成和维持有着重要的影响。这些都对亚洲东部，特别是我国的 自然地理环境产生深刻的影响。如果把青藏高原与其周围低地相对比，便可 以看出它们之间自然景观的显著差别。青藏高原南部的印度阿萨姆平原为湿 润的热带常绿雨林地带，而其北部却是极端干旱的亚洲中部的温带荒漠；高 原东缘与亚热带湿润的常绿阔叶林地带相接，其西侧则毗连着亚热带半干旱 的森林草原和灌丛草原地带。地处在这南北迥异、东西悬殊的中心的青藏高 原腹地却有着独特的自然历史，形成了与众不同的高原景观而为人们所瞩 目。 二、基本自然特征 自上新世末至今大约 ３００―４００ 万年内， 青藏地区大面积大幅度地抬升至 现在的高度，经历了由低海拔热带、亚热带环境向高寒环境发展的剧烈演变， 除受到全球性冰期与间冰期气候冷暖波动的影响外，海拔高度剧增对自然地 理环境所产生的变化也起着主导的作用。因而，在我国形成了青藏高原区、 西北干旱区与东部季风区三大自然区并列的格局，在主要的自然特征方面表 现出十分明显的差异。 （一）地势高亢、历史年轻青藏高原的形成与地球上最近一次强烈的、大规模的地壳变动――喜马 拉雅造山运动密切相关，表现为大幅度的近代上升，平均海拔超过 ４，０００ 米，且有许多超过雪线、海拔 ６，０００―８，０００ 米的山峰，是世界上最年轻的 高原。在我国西高东低的地势总轮廓中有三级阶梯，青藏高原是最高一级地 势阶梯，是亚洲许多大河的发源地，由此向东逐级下降，最后经由我国东部 低地及浅海大陆架没入太平洋海盆。 第四纪以来，新构造运动强烈，高原南部及东南部是频繁的地震区，又 是强大的地热带，抬升运动一直延续至今。在高原边缘普遍存在着地势抬升、 河流深切的地形，河流纵剖面有几个显著的裂点与谷中谷的形态。其它如寒 旱化趋势增强、湖泊消退、水系变迁、内部夷平、外部陡切以及土壤剖面分 化简单、矿物风化程度浅等都显示出高原自然地理过程的年轻性。 （二）太阳辐射强、气温低、日较差大 空气稀薄、大气干洁的青藏高原上，太阳总辐射高达 １３０―１９０ 千卡／厘 米 ５０―１００％不等。但高海拔所导致的相对低温 和寒冷是突出的。高原面上最冷月平均气温低达―１０――１５℃，与我国温带 地区大体相当。暖季，我国东部夏季风盛行，最热月平均气温大多在 ２０―３０ ℃之间，且南北差异不大，唯独青藏高原成为全国最凉的地区，７ 月平均气 温竟与南岭以南的 １ 月平均气温相当，比同纬低地降低 １５―２０℃。与同纬低 地相比，高原上气温日较差大一倍左右，具有一般山地与高山的特色。因受 强烈大陆性气候的影响，气温年较差也不小，或与我国同纬低地接近，表明 它与热带高山有根本不同的温度特点。因此，尽管气温较低、气候寒冷，但 由于形成低温的原因不同，加上太阳辐射强和显著的热力作用，高原上的温 度条件对自然地理过程及植物生长发育而言，和高纬低海拔区域的相同气温 数值有着不同的意义。２?年，比同纬低海拔地区高（三）冰雪与寒冻风化作用普遍 巨大的海拔高程有利于冰川、冻土的发育和独特的冰缘与寒冻风化作 用。青藏高原是世界上中低纬度地区最大的冰川作用中心，现代冰川发育， 占全国冰川面积的五分之四以上。第四纪古冰川地貌遗迹广布于极高山区周 围，部分地区还成为景观的重要要素。冻土在高原上广泛发育，其中多年冻 土连续分布于高原中北部，厚达 ８０―１２０ 米，成为中低纬巨大的冻土岛。据 研究，这里的冻土是晚更新世末次冰期寒冷气候的产物。因此，从冰川冻土 发育的角度看，在某种意义上可以认为青藏高原的腹地至今没有脱离冰期。 强烈的太阳直接辐射使高原上地表和近地面空气白昼强烈增温，但夜间 冷却迅速，一年内有较长时间出现正负温度的交替变化。因而，冰缘融冻作 用及寒冻风化作用普遍，在高原土壤和微地形的形成过程中有重要意义。 （四）高原动植物地理和生态适应现象 青藏高原上动植物区系分属于不同的系统，动物方面高原内部属古北界 区系，东南部属于东洋界区系；植物方面相应地分属于泛北极区的青藏高原植物亚区和中国－喜马拉雅森林植物亚区， 即历史古老的喜暖湿成分占据东南 部，而较年轻的耐寒旱种类则分布于高原内部。喜马拉雅山是南北分布上的 明显屏障，而横断山脉的纵向谷地则便于南北交流，且垂直分带明显，类型 繁多，是世界高山植物区系极丰富的区域，又是第四纪冰期中动植物的天然 避难所，保存了许多第三纪以前的孑遗种类，成为现代不少种类的分布中心， 如植物中的杜鹃属、动物中的噪鹛等。 因强烈隆起，高原内部寒旱化增强，具有高原特有的动植物成分。如植 物中的垫状驼绒藜、紫花针茅、小嵩草等；动物中的藏羚是高原上唯一的特 化属，牦牛则是第四纪冰期中冰缘环境下发展起来的种类。从构成自然景观 外貌的植被来说，高原上广泛分布着高寒灌丛草甸、高寒草原、高寒荒漠以 及高寒座垫植被等类型，动物则为高地森林草原－草甸草原－寒漠动物类群， 它们都显示出高原的独特性。 （五）垂直变化普遍并与水平地带紧密结合 青藏高原不仅边缘高山环绕、高差悬殊，而且高原内部也广布许多山脉， 起伏不小。因此垂直自然带普遍发育，可以归纳为海洋性系统与大陆性系统 两类性质不同的带谱。另一方面，范围巨大的青藏高原受大地势结构和大气 环流特点的制约，形成了自东南向西北由暖湿至寒旱的水平分异梯度，表现 为从森林―草甸―草原―荒漠的地带性变化。这种区域差异又和垂直带变化 紧密结合，显示出高原的独特性，形成若干各具特色的自然地理区。高原内 部以高寒草甸、草原和荒漠为主体的高原垂直带呈现水平地带变化则具有强 烈的大陆性高原的特色，在本质上异于低海拔相应的自然地带。可以认为青 藏高原上的自然地带是欧亚大陆东部相应水平地带在巨大高程上的变体，由 地势和海拔引起的水热条件的不同是变异的主导因素。 （六）人口密度小，人为因素对自然环境的影响较弱 受自然条件的限制，青藏高原上人口稀少，平均每平方公里不及 ４ 人， 相当于全国平均人口密度的二十五分之一。在历史时期内，高原自然环境的 发展演变过程中，人为因素的作用和影响不仅不能与我国东部季风区相比， 而且也远较西北干旱区微弱。有些地方还保留着天然的原始状况，特别是在 高原内部腹地，往往人迹罕至，因而自然地域分异规律等可以从天然植被类 型特征得到清楚的反映。青藏高原是我国开发程度较低的区域，自然资源的 利用仍处于初期阶段，土地利用方面以畜牧业为主，农林业次之。但是在近 代由于经济开发、交通改善，人为因素对自然环境的影响逐渐增强。如雅鲁 藏布江中游谷地，垦殖历史较长，农田基本建设较好，耕地大多有水利设施， 是农业较发达、经济较繁荣的地区。另一方面这里人口密度较大，燃料缺乏， 居民大量砍伐冷季牧场的灌木充作薪柴，不仅影响冷季草场的数量和质量， 还造成严重的水土流失和风蚀现象。在高原东南部森林区域内由于不合理的 开发利用和经营管理，导致森林的破坏、干旱河谷灌丛带的扩大，引起自然 环境的进一步恶化，应当予以密切的关注。 三、历史沿革概况辽阔的青藏高原是藏族等各族人民世代繁衍生息的地方。藏族的先民从 遥远的古代起，就以自己勤劳的双手和聪明才智，开拓了这片富饶的土地。 考古发掘材料表明，从远古时代起高原腹地的藏北及玉树一带就已有人类活 动的遗迹。高原中北部原为羌人游牧居住的地区。我国历史文献中对青藏高 原的记载始于汉代，《后汉书?西羌传》记载：“南接蜀、汉、西北接鄯善、 车师诸国。所居无常，依随水草。地少五谷，以产牧为业。”当时主要指青 海、甘南一带，与现今西藏仍有距离。青海东部一带的羌人在与中原地区汉 族的交往中，吸取了农业生产的技术，开始在“三河”（湟水、黄河、大通 河）地区定居农耕。由于畜牧业的发展，散居于河湟江岷之间的羌族各部， 从青海、甘肃和四川等地逐渐迁入并散布于西藏各地。 至公元四世纪初，在现今西藏境内雅鲁藏布江水系的拉萨河、年楚河、 雅隆河与尼洋河的河谷地区，农业经济已比较发达，铁制犁、锨等农具也已 普遍使用。同时，也能“于坡地停蓄水以作池，将山洞潜水引出使用”， “串 联湖泊、广作沟渠，引水以溉田。”因此，这些地区出现了“农田与牧地相 接”，农牧业两旺的景象。 到公元七世纪初的唐代，青藏高原西南部现西藏所在地方已完成向阶级 社会的过渡。首领松赞干布最后平定内争，逐渐伸入青海，统一了青藏高原 上众多的分散部落，以逻些（今拉萨）为中心，建立了新兴的奴隶制地方政 权――吐蕃王朝。吐蕃中的“蕃”，古音读作“博”，“吐”是藏语“高原” 的音译，“博”是藏族的自称。藏族自称“博巴”，意为居住在博地区的人， 史书上称为“图柏特”或“吐蕃”。据考证，“蕃”可能导源于“本”―― 当时藏族普遍信奉的巫教的名称。这样，古代藏族便把他们信奉的宗教的名 称当作本民族的名称。 当时，汉藏两族的友好往来有了很大的发展，在经济、政治文化上都建 立了密切的联系。据不完全统计，自公元 ６３４ 年到 ８４６ 年期间，唐朝和吐蕃 双方使者往来达 １９１ 次之多。藏王松赞干布多次派人到长安向唐太宗表示敬 意，并请求通婚。唐贞观 １５ 年（公元 ６４１ 年），唐太宗把宗室女儿文成公主 许配给松赞干布，加强了两族之间的友好关系。文成公主进藏，在青藏高原 民族发展史上是一件极为重要的事情。她随身带去大批汉族工匠 （包括酿酒、 碾米、造纸、制墨等），也带去了先进的农业技术、造房技艺，对于当时西 藏经济和文化的发展起了一定的推动作用。至今藏语中的许多泥木工具，还 保留着汉族的名称，汉族地区的历算、医学、文学、音乐艺术等也在吐蕃流 传。她还协助藏王创立文字，普及教化，改革西藏事务。吐蕃的服饰、游艺 及一些习俗也传到唐朝，增进了两民族之间的文化交流。 文成公主进藏后七十年，汉、藏两族又再次联姻。唐中宗把金城公主嫁 给松赞干布的曾孙尺带珠丹，尺带珠丹曾表示过藏族和唐朝已“和同为一家 了”。公元 ７８３ 年，藏王赤饶巴巾又与唐穆宗订立了友好联盟。随后，在拉 萨大昭寺门前树立了标志汉藏友好的“唐碑”，此碑虽经历千余年的日晒雨 打，碑身略有风化，但碑文尚可辨认。 公元九世纪中叶（唐朝末年），吐蕃王朝崩溃，高原地区出现了分裂割 据局面。经过长期混乱，元宪宗蒙哥于公元 １２５３ 年派遣军队进驻西藏，把包 括西藏在内的全部藏族地区都纳入了元朝中央政权统辖之下，整个青藏高原 归入中国版图。以后元世祖忽必烈封萨迦派法王八恩巴为“大元帝师”，管理西藏政事，是政教合一的开端。从此高原大部地区长期处在封建农奴制度 的统治之下。 十九世纪中叶以后，以英国为首的帝国主义势力侵入西藏，进行政治、 经济、文化和领土的侵略，但并未改变我国在西藏的主权。１９４９ 年底至 １９５０ 年初，青海省和四川藏区先后获得了解放。１９５１ 年 ５ 月 ２３ 日在北京签订了 “中央人民政府和西藏地方政府关于和平解放西藏办法的协议”，１９５１ 年 １０ 月中国人民解放军进驻西藏，实现了祖国大陆的解放和统一，从此，整个青 藏高原的历史翻开了新的一页。 青藏高原是多民族的区域，以藏族聚居和地广人稀为其重要的社会特 征。据 １９８２ 年全国人口普查，青藏高原人口总数为 ８３６ 万人，其中有藏族 ３８６ 万（占全国藏族人数的 ９９％以上），占高原人口总数的 ４６％；其次为汉 族，约 ３００ 多万，其他少数民族主要有回族、土族、羌族、撒拉族、蒙古族、 彝族、裕固族、珞巴族、门巴族、维吾尔族、哈萨克族、塔吉克族、柯尔克 孜族、傈僳族以及\人、夏尔巴人等。 总之，藏族、汉族以及青藏高原上的其他各兄弟民族在开拓高原、共同 缔造祖国的过程中都做出了自己相应的贡献。今天在党中央和中央人民政府 的领导下，高原各族人民在祖国的“四化”建设中正团结努力、共同奋斗， 在青藏高原上展绘新画卷，谱写新篇章。第二章　　从古海到世界屋脊 青藏高原是世界上最年轻的高原，它并非自古以来就雄踞在地球之巅。 相反，在邈茫的远古，青藏地区却是一片汪洋大海。那么，今天的世界屋脊 经历了哪些沧桑巨变，它又是怎样崛起形成的呢？让我们翻阅青藏高原的地 质档案来追溯其形成演变的历史吧！ 一、特提斯海的兴衰 迄今所知，青藏地区有确切证据的地质历史可以追溯到距今 ４、 亿年前 ５ 的奥陶纪，其后青藏地区各部分曾有过不同次数的地壳升降，或为海水淹没， 或为陆地。到 ２ 亿 ８ 千万年前的早二叠纪，除阿尔金山地以外，青藏绝大部 分地区是波涛汹涌的辽阔海洋，与北非、南欧、西亚和东南亚的海域沟通， 称为“特提斯海”，或者叫“古地中海”。特提斯海的南北两侧分别盘踞着 地球上两个巨大的古陆。位于南面的叫冈瓦纳古陆，又称南万大陆，包括南 亚次大陆、非洲、南美洲、澳大利亚和南极洲等，它以超大陆的整体形式漂 移和旋转。在北面的称为劳亚古陆，也叫北方大陆，主要包括北美和欧亚大 陆中北部地区。 从早二叠世晚期开始，青藏地区的地壳运动变得逐渐频繁而强烈，陆地 范围日益扩大，特提斯海面积逐渐缩小。根据同位素测定年龄的资料，青藏 地区近东西向排列的几条大山脉，即阿尔金山、昆仑山、唐古拉山、冈底斯 山与喜马拉雅山的轴部侵入岩体的形成时代，依次为 ３４４―５５４ 百万年，２４０ ―２８０ 百万年， １０７―２１０ 百万年， ３０―７９ 百万年， １０―２０ 百万年。也就是说， 青藏地区陆地扩大是从北面开始，逐渐向南发展的。大概从晚二叠世开始， 青藏地区已有一部分地方随着海洋的退缩而变为陆地。经过晚古生代的海西 运动，高原北部的昆仑山和祁连山遭受褶皱，露出海面成陆，海侵的范围南 撤到马尔盖茶卡－金沙江断裂带一线以南，经过中生代的印支运动，川西、滇 北横断山区褶皱成山，再经过燕山早期和晚期的两次剧烈的地壳运动，喀喇 昆仑－唐古拉山区和冈底斯山脉地区成陆， 至此冈底斯山以北的整个藏北地区 全部成陆。直到距今 ４０００ 万年前的早第三纪末，藏南及喜马拉雅有部分狭长 地带仍然有海伸入，为特提斯海残留，已属残余海性质。直到距今约 ３０００ 万年的始新世中期以后，特提斯海最后撤出、宣告消亡，大海变成了陆地， 青藏地区全部露出海面，成为完整的陆地而开始了共同的地貌发育过程。 二、板块碰撞与高原的崛起 按照板块学说＜／ＰＳ①／ＰＳ＞＜／ＥＳＰＬ６００００３４８＿００１４＿０／ＥＳＰＬ＞的观点， 青藏高 原的形成是印度板块向北漂移并与欧亚板块碰撞的结果。大约在 ２ 亿多年 前，南方的冈瓦纳古陆破裂成了许多块体，各个块体向不同的方向漂移，裂 口被拉开、扩大，随后逐渐形成海洋，印度洋就是这样开始形成的。其中的 一块叫做印度板块，它浮在洋底之上向北漂移。大约从一亿年前后的白垩纪 中期开始，由于印度洋洋底的扩张速度加快，使印度板块迅速往北推移，并 且在现今的雅鲁藏布江一带向下俯冲，插入欧亚大陆前缘的下面。正是由于 印度板块的继续向北漂移，发生了上面说过的特提斯海消失，大海变成了陆地，两个板块碰撞到一起了。地球上这次剧烈的沧海桑田的地壳大变动叫做 喜马拉雅运动。 从始新世到中新世，两个板块的陆壳相接并发生碰撞后，印度板块继续 向北移动，导致地壳的大规模缩短和加厚，南北两个板块的接触地带岩层发 生弯曲、破裂和隆起，形成了喜马拉雅山的雏形。在印度板块向北挤压的同 时，青藏北部的塔里木刚性地块也相对向南挤压，并俯冲插入到昆仑山之下。 这样，青藏地区被南北两个陆块所夹持，在其边缘出现了一系列巨大的断裂 带，形成了被断裂带所围限的巨大菱形断块的地质实体，确立了青藏高原这 一完整大地貌单元的轮廓。 喜马拉雅山在相当长的时间里上升速度并不很快。 直到 １０００ 万年前的上 新世时期，青藏地区并不太高，一般在海拔 １，０００ 米左右。只是到地质时期 的近代，即距今 ２００―３００ 万年以来，原始高原受到南北两侧水平运动的侧向 压力，导致了垂直方向上的大幅度抬升。可见，包括喜马拉雅山在内的青藏 高原隆起抬升的根本原因是由于近南北向的水平挤压，巨大幅度的上升运动 只是水平运动派生的结果。垂向的断块运动成了新构造运动的主要形式，青 藏地区由平均 １，０００ 米左右急剧上升到平均海拔 ４，０００ 米的高原，表明青 藏高原是世界上独特的原生构造地貌单元。 青藏高原的隆起抬升，大体上可以分为三个急剧上升的阶段。第一阶段 从上新世末到第四纪初，高原上升了 １，０００ 米左右，其结果是原始高原地貌 发生了一系列的变化；高原边缘河流切割作用加强，水系流路发生调整，一 些古湖被切割疏干；外流水系的主要河道基本定型。上升的第二阶段从早更 新世末开始，到结束时，高原的平均高度又上升了约 １，０００ 米，高原山脉大 部分进入雪圈范围。随着中更新世冰期的来临，高原上发育了规模空前的冰 川。冰期以后是大湖时期，湖泊兴旺发展，河流切割更甚，某些河流溯源侵 蚀并袭夺其他河流。第三个急剧上升期从中更新世末开始，其结果又使高原 上升了约 １，７００ 米。这个阶段，高原地形受到更强的切割，高山深谷地貌基 本定型。由于地势抬升，高大山系对气流的阻挡作用也趋明显，进一步改变 了高原大气环流，使海洋性与大陆性气候的地域分异逐渐确立，垂直变化与 水平差异交错复合，构成自然景观复杂而又显著的三度空间分异。 从距今约一万年前的全新世开始到现在，是青藏高原不断加速隆起，气 候逐渐向寒冷干旱方向发展的阶段。高温期以后的全新世晚期，高原进入新 冰川作用时期，东南部冰川有过几次较明显的前进。全新世以来，高原多年 冻土总趋势是处在退化之中，沼泽化草甸亦严重退化，而各种冰缘作用则形 成丰富多彩的冰缘地貌现象。高原上的湖泊在全新世中也在不断地退缩，有 的甚至干涸消失，盐、芒硝、硼砂等盐类矿物在广大湖区陆续形成。这里以 高原面为基准，高原内部寒冻风化和干旱化过程加强，导致山岭被蚀低，山 坡、谷坡在后退，谷地在拓宽和加积，表示着广大高原，特别表 1 青藏高原形成的阶段 演进方向 形成期 高 ↑ 上升 ↑ 低 高 原 上 升 期 地质年代 第 四 纪 地形演进特点 构造运动 喜 马 拉 雅 运 动全新世 高原面平均海拔 4 ， 700 米 更 晚 新 中 4 ， 000 米 3 ， 000 米南 ↑ 海 退 ↑ 成 陆 期世 早 2 ， 000 米 晚第三纪 上新 1 ， 000 米 世末 早第三纪 始新 藏南成陆，喜马拉雅山形成 世末 白垩纪中期 拉山形成 侏罗纪中期南羌塘成陆，冈底斯山、念青唐古 燕山运动北羌塘成陆，喀喇昆仑山、唐古拉 印支运动 山、横断山形成二叠纪末期 泥盆纪昆仑―可可西里地区成陆；昆仑 山―可可西里山、祁连山形成 阿尔金山地成陆海西运动加里东运动是高原内部，继续经历着普遍强烈的夷平作用，地势有进一步向和缓方向发 展的趋势。 整个高原隆起抬升的构造运动是有地区差异的。如北部的柴达木地区， 作为山间盆地在海西运动已经形成，但普遍沉降却自早侏罗世开始。燕山运 动使盆地在第三纪初期又处于隆起受剥蚀的状态，到渐新世以后又大面积下 降，以至从那时以来的新生界沉积总厚度达 ６，０００―７，０００ 米。它们是在山 地一面上升，盆地一面沉陷的过程中堆积起来的。第四纪期间，柴达木盆地 的东南部则一直是沉降最剧烈的地方。 由此可见，青藏地区由海而陆，从低到高，经历了漫长的历史。每次地 壳运动的结果，都使青藏地区的面貌发生巨大的变化。综上所述，青藏高原 的形成过程可以概括地分为两个主要时期，如表 １ 所示。即一个是成陆期， 另一个是上升期。成陆的时间是由北到南分阶段变化的，地层则是自北向南 从老至新。上升的高度也是分阶段变化的，并有不断加速的特点。每次剧烈 的地壳运动，不仅使一部分陆地增生，后期的地壳运动往往对前期地壳运动 的结果产生叠加作用，使地质构造变得更为复杂，最后奠定了青藏高原的基 本地貌格局。 三、抬升尚未终止 青藏高原的科学考察研究表明，高原主体的地壳厚度大达 ５０―７０ 公里， 是全球平均地壳厚度的一倍。然而地势高耸的喜马拉雅山脉地区的地壳厚度 却只有 ５０ 公里左右，说明这一地区尚未达到地壳重力补偿的均衡状态，高原 仍然受到南北向到北东－南西向水平压应力场的控制， 两个板块碰撞后印度板 块向北的运动并没有停止，高原上升的趋势仍在继续。据研究，自晚白垩纪以来大约 １２００ 万年间， 印度板块大约以每年小于 ５．５ 厘米的平均速度向北漂 移了 ５ 个纬度的距离。现在它仍以每年大约 ５ 厘米的速度向北移动，喜马拉 雅山也以每年大约 ５―１０ 毫米的速度在上升，比欧洲同一类型的高山――阿 尔卑斯山目前的抬升速度高 ４―５ 倍。 根据晚更新世末期以来全新世气候最宜 时期植物化石和古冰斗、古冰缘、古土壤等的对比研究，反映出新构造强烈 上升的后期加速性特征。这表明高原现在还处在强烈隆升的阶段。 和这种晚近的、剧烈的地壳运动密切相关，青藏高原的边缘地带有着广 泛的地热显示和比较频繁的地震活动。按照板块学说的观点，板块内部一般 都是稳定地区，而大小板块的分界线上则是地壳活动的地带，表现为地热显 示、岩浆侵入、火山活动、频繁的地震等等。 青藏高原上共有 １， ０００ 多处地热区，其中大部分集中分布在南部一条强 大的地热带上。它位于喜马拉雅山与冈底斯―念青唐古拉山之间，西起西藏 阿里， 向东延伸 ２， 多公里到横断山脉， ０００ 折向南与云南西部的地热带相接。 这条地热带的形成和年轻的喜马拉雅造山运动有密切的关系，所以也叫做喜 马拉雅地热带。世界上现已发现的所有地热显示类型，在这里几乎都可以找 到。除了像羊八井热田那样的热水湖、热泉、温度达到沸点的沸泉和汽泉以 外，还有世界上比较罕见的间歇喷泉、水热爆炸现象等等。 在西藏南部共发现有 １０ 处水热爆炸区，西起阿里玛旁雍错、东至羊八井 盆地，东西向延伸达 ８００ 多公里，其中比较典型的有玛旁雍热田。据调查， １９７５ 年 １１ 月发生在西藏普兰县曲普地区的一次水热爆炸，碎石和灰黑色的 汽雾冲上 ８、９ 百米的高空，爆炸后地面留下了直径几十米的大坑，坑内至今 沸水滚滚。曲普水热区在玛旁雍热田西南，水热区中心是一座硅质泉华胶结 的爆炸角砾岩丘，高 ２０ 米左右；在丘体四周，由水热爆炸形成的大大小小的 热水塘和热水湖星罗棋布。 藏南喜马拉雅地热带内，同一地点水热爆炸发生的频率较高，它表明热 能自热源至水热爆炸点的传递速度很快，爆炸点的热量积累很大。这个热源 来自何处呢？喜马拉雅地热带的地表上并没有近代的火山活动，根据各种迹 象判断，这个热源很可能是十分年轻的岩浆侵入体。 青藏高原境内温泉广布，山上是白雪皑皑的高峰，山下竟是热田蒸汽腾 腾，甚至形成白色汽柱与雪峰银装相辉映，构成独特的秀丽景色。在冈底斯 山南麓昂仁县境内的塔各加间歇喷泉是我国目前已知最大的间歇喷泉。主泉 口的喷发强度变化无常，间歇时间的长短不一。在喷发系列终结时的猛烈喷 发伴随着撼人的吼声，汽和水流冲出泉口，并立即扩容形成直径 ２ 米以上高 约 ２０ 米的汽水柱，蔚为壮观。高原南部出现间歇泉的地方并没有第四纪或第 三纪火山，但却是年轻的造山活动带。因此，间歇泉和水热爆炸活动的间接 热源很可能是造山活动带的浅成岩浆活动。 从火山活动时期、规模及岩浆性质上可将青藏高原上的火山活动明显地 区分为南北两带。南带称冈底斯火山岩带，分布范围较广，但火山构造已全 部被破坏。据同位素年龄测定大部属于 ４０００ 万到 ５０００ 万年前的始新世。北 带称羌塘高原火山岩带，分布于羌塘高原腹地及昆仑山。这一火山岩带西段 火山活动的主要时期是在上更新世一全新世，而中东段则较早。过去人们认 为这里的火山可能都是地质时期近代史上的陈迹，不会再有活动。但昆仑山 区卡尔达西火山群 １ 号火山却于 ３０ 多年前再度喷发， 说明它原来只是处于休 眠状态。卡尔达西火山群是在晚更新世以后喷发形成的。１ 号火山锥在 １９５１年 ５ 月 ２７ 日的喷发是在年轻的火山锥内重现的小规模喷发， 既未破坏老的火 山锥，也未形成新的火山锥。 作为原生构造地貌单元的青藏高原的周边都是区域性的大断裂，高原边 缘频繁而强烈的地震活动往往与断裂构造密切相关。如喜马拉雅山脉的前缘 是一个很强烈的浅源地震带。１９５０ 年察隅就发生过 ８．５ 级的强震，喜马拉雅 山北翼马泉河－雅鲁藏布江大断裂带上也有过多次 ６―７ 级地震。沿阿尔金断 裂也是一个强烈的浅源地震带，有 ７ 级地震记录 ２ 次，祁连山区也有过强烈 地震。高原东南的横断山区是地震频繁的区域，这一地区仅川西范围内百余 年来有记录的 ７ 级以上地震就有 １１ 次之多。至于高原内部也多次发生过 ６― ７ 级地震， 如青海杂多、 西藏色林错东南等。 念青唐古拉山麓的当雄则在 １９５１ 和 １９５２ 年分别发生 ８ 级和 ７．５ 级的地震。 从地质构造角度来看，青藏高原上地震带标志板块和断块的边界，而高 原上新的火山活动和高的地热异常则是两大板块最后碰撞以来大陆壳破裂成 裂片以及它们之间的互相运动产生的。除了强烈的地热显示和频繁的地震活 动外，高原边缘广泛分布的谷中谷现象、洪积扇的叠置；河流纵剖面的裂点 及河流阶地的发育等也都说明青藏高原发育的年轻，强烈的隆升并未中止。第三章　　巍峨雄伟的地貌轮廓 作为我国最高一级地势台阶的青藏高原，它的北、东、南三侧的前沿阶 坎分别以 ３、 千米以上的高差急剧下降到盆地和平原，这种高差明显地衬托 ４ 出这一独具特色的高原地貌单元。 一、地貌的基本结构和形态 青藏高原的宏观地貌格局是边缘高山环绕、峡谷深切，内部由辽阔的高 原、高耸的山脉、棋布的湖盆、宽广的盆地等大的地貌单元排列和组合。高 原的主体部分是以广阔的高原面为基础，随着总的地势从西北向东南逐渐倾 斜，海拔由 ５，０００ 米以上渐次递降到 ４，０００ 米左右，由低山、丘陵和宽谷 盆地组合而成。高原面以上，纵横延展着许多高耸的巨大山系，构成了高原 地貌的骨架；在高原面中间，镶嵌着众多的盆地和湖泊；而高原面之下，交 织着性质不同的内外流水系。青藏高原千姿百态、类型独特而壮观的地貌， 如瑰丽的冰川、逶迤的宽谷河流，深邃的大江峡谷、成群的湖泊，以及岩溶、 风沙、火山和冰缘现象等奇特的地貌类型形态就是在山岭与高原、谷地交错 排列的格局下发育和演进的。 地理学家徐近之曾把青藏高原奇特的地貌轮廓形象地比作无脚无尾的鸵 鸟＜／ＰＳ①／ＰＳ＞＜／ＥＳＰＬ６００００３４８＿００２３＿０／ＥＳＰＬ＞： “头部在帕米尔高原，嘴都是 兴都库什山。昆仑山、阿尔金山和祁连山相当于鸵鸟的脊背线，全球最高的 喜马拉雅山成了它的腹部线。横断山脉仿佛是鸵鸟下垂的尾端。”高原边缘 的这些高大山系连同高原内部大体相互平行的一系列巨大山系，即东昆仑山 脉―巴颜喀拉山脉、喀喇昆仑山脉―唐古拉山脉、冈底斯山脉―念青唐古拉 山脉等等，显示了清晰的地质构造和地貌的骨架。 在上述这些高大山系之间，除分布着若干次一级的山脉之外，主要是盆 地、高原及宽谷，如北部的柴达木盆地、中部腹地的藏北―青南高原以及南 部的藏南谷地。东南部的横断山地，流水切割强烈、岭谷南北走向平行并列， 是高原向四川盆地和云贵高原过渡的区域。 在上述地质构造即内营力所形成的地貌骨架的基础上，随着自然条件的 垂直变化和水平地域差异，地貌作用的外营力不同，而塑造成各种各样的地 貌类型，以不同的组合展布在高原大地上，直观而形象地反映了高原的发展 历史。某些反映古外营力作用的地貌形态，如古夷平面、古冰缘、古岩溶等 残遗到现在，这些残留地形又受到现代外营力作用的改造，更增加了高原地 貌的复杂性。 流水作用在青藏高原地貌外营力作用中是个活跃的因子，它通过侵蚀、 搬运与堆积，不断改造着地表形态。现在高原上保留有二级明显的古夷平面， 可以看作是高原抬升过程中，两次比较稳定 时期里以流水作用为主而成的地形。低一级的夷平面分布最广，海拔高 度 ４，５００―５，０００ 米，保存较完整，包括现在高原上的宽谷、湖盆及其间的 低缓垄岗。在高原内部的许多地方，这级夷平面仍然是当地的侵蚀基准面， 继续承受着物质的堆积。高一级的夷平面海拔高度 ５，０００―５，２００ 米，它的 形成期早于低一级夷平面，由于受到其形成后期的切割，现在以山前平台，平顶山脊、方山或桌状山等大致等高的山顶面以及宽坦的山地垭形式存在。 在高一级夷平面之上，海拔 ５，６００―５，８００ 米的高山，还可以见到更高一级 古夷平面的残余，表现为齐平的山脊，它们是经过更长期的切割残留下的地 形。现代高原上流水作用仍很强烈，由于地形和水热条件的差异，导致了不 同区域流水作用的强度有较大的差别。在藏北高原内流地区，发育了一系列 向心状水系，水流相对短小，蜿蜒曲折游荡于宽坦的谷地上，侵蚀力量较弱。 藏南谷地在雅鲁藏布江水流作用下，自上游向下发育了一套独具风格的老年 期、壮年期和青年期河谷地貌。横断山区巨大的高差与充沛的降水相配合， 河流强烈切割，形成深邃的峡谷，陡峭的山坡、险峻的地形。现代高原边缘 的河流继续向源头侵蚀，使河谷向分水岭推进、伸长，同时又通过河谷纵剖 面的陡坎后退，不断加深着河谷。 寒冻和融冻风化作用在青藏高原，尤其在高原内部和高山上的地貌外营 力中占有重要地位。由于巨大的海拔高度而造成的寒冷气候和强烈的太阳直 接辐射，高原高山上地面温度日变幅大，寒冻风化作用十分强烈，使大量岩 块崩裂，剥落成岩屑、块砾，在重力作用下形成石柱、岩屑坡、裙、石河、 石海等地形，尤其在雪线以上岩石裸露地段，岩屑堆积地形最为普遍。在雪 线以下融冻作用占优势，由于季节和周日的融冻交替，常使地表草皮、泥土 顺山坡滑动以致大片脱落，形成泥流或泥流阶地。融冻分选作用又使地面松 散而粗细不匀的物质分选聚集，形成石多边形、斑状土、石堤等。 冰川作为一种特殊的营力，以其独特的方式给青藏高原塑造了另一种完 全不同的侵蚀与堆积地形。高原上许多地方都可以见到古冰川作用的地形， 如挺拔高耸的角峰，巨大的冰川“Ｕ”形槽谷，典型的冰斗、悬谷，高大而夹 有大量泥沙，石砾和巨砾的冰川侧碛、终碛等。现代高原冰川作用仍在继续， 其结果就是把雪线以上的物质挖掘、磨蚀、搬运堆积到低处，冰川冰雪融水 还把冰川区物质带到非冰川区堆积，而冰川融水本身又成为江河湖泊的补给 水源，进而影响到它们的水文特性。藏北高原气候严寒，分布着大面积的多 年冻土，在寒冻风化和融冻泥流作用下，地表形成大量冰缘地貌类型，如石 柱、岩屑锥、舌状泥流及石多边形等。 泥石流是青藏高原东南部山区常见的突发性的自然灾害现象，属破坏力 较大的一种洪流。它由大量的土、砂、石块或巨砾等固体物质与水组成。泥 石流爆发时，山谷雷鸣、地面颤动，呈粘性或塑性状态的泥石流体沿着陡峻 的沟道，前阻后拥，穿峡出谷，其侵蚀、搬运和堆积过程均极为快速，常在 短暂的几分钟至几小时内将数十万甚至上千万立方米的固体物质搬运至山 外，它冲毁路基桥涵、埋没农田森林、堵塞江河、毁坏村镇，带来巨大的破 坏。青藏高原东南部主要有冰川泥石流、暴雨泥石流和由冰碛湖溃决形成的 泥石流等。 风力作用在青藏高原西北部的干旱、半干旱地区是个活跃因素。柴达木 盆地西北部的风蚀雅丹地形十分发育，主要的地貌形态有垄岗状风蚀丘和风 蚀劣地，分布在盆地南部山前洪积平原上的新月形沙丘和沙丘链，雅鲁藏布 江中上游谷地山坡上的风沙堆积以及藏北高原地表的沙砾化等，都是风力对 地表物质吹蚀、搬运和堆积所形成的。 二、东西横亘的高大山系（一）喜马拉雅山系 高耸的喜马拉雅山脉逶迤绵延在我国青藏高原的南缘，全长约 ２，４００ 公里，宽 ２００―３００ 公里，山峰平均海拔高度达 ６，２００ 米是地球上最雄伟高 大而又最年轻的山系。“喜马拉雅”一词来自梵文，“喜马”意为雪，“拉 雅”是住屋、家乡的意思，原意即为雪的家乡。它近东西向展布，呈向南突 出的弧形，突出点在干城章嘉峰（８，５８５ 米）。它的存在对整个青藏高原甚 至亚洲地区的自然界有着极其重大的影响。 喜马拉雅山系由许多平行的山脉组成，自南而北依次为山麓地带、小喜 马拉雅和大喜马拉雅。大喜马拉雅是整个山系的主脉，宽 ５０―９０ 公里、多位 于我国与南部邻国的交界处。习惯上把大喜马拉雅分为三段，东喜马拉雅指 南迦巴瓦峰至绰莫拉利峰 （位亚东境内）之间，绰莫拉利峰至纳木那尼峰 （普 兰境内）之间为中喜马拉雅，其西迄于南迦帕尔巴特峰为西喜马拉雅。中部 喜马拉雅山脉雪峰林立，海拔 ７，０００ 米以上的高山达 ４０ 余座，８，０００ 米以 上的高峰也不少，我国边界上及境内的就有珠穆朗玛峰（８，８４８ 米）、洛子 峰（８，５１６ 米）、马卡鲁峰（８，４６３ 米）、卓奥友峰（８，２０１ 米）和希夏 邦马峰（８，０１２ 米）等 ５ 座，是整个喜马拉雅山系的最高地段。 喜马拉雅山系的地形是南北不对称的。这主要是在青藏高原大幅度抬升 过程中，喜马拉雅山南侧翘起的掀升运动所造成的。喜马拉雅山系的南翼地 势非常陡峻，从高山到恒河平原以大约 ６， ０００ 米的急剧落差形成十分雄伟的 斜面。由于雨量充沛，流水侵蚀力量很强，干流常形成许多深切峡谷或嶂谷， 而下切力量较弱的支流 河谷大多为悬在半山腰的悬谷，落差可达几十米，形成瀑布或跌水，蔚 为壮观。喜马拉雅山系的北翼地势比较平缓，呈阶梯式下降，与北翼山麓高 原湖盆之间仅有 １，５００ 米左右的落差。这里降水较少，侵蚀基准面较高，河 流侵蚀切割能力弱，河谷地形宽坦、堆积地貌发育。 受地质构造所制约，喜马拉雅山脉被许多源出北翼的河流所横切，造成 深大峡谷，河水奔流，势如飞瀑。著名的如喜马拉雅山脉东端的雅鲁藏布江 大峡谷，印度河上游的象泉河谷地等，其他如恒河一些支流的上游朋曲、波 曲、吉隆藏布、孔雀河等都切穿了喜马拉雅山伸至山脉的北翼，并把河流分 水岭推向北边的藏南分水岭，它们都在喜马拉雅主脉上打开缺口，成为我国 西藏与印度、尼泊尔、不丹等国的天然通道。（二）冈底斯－念青唐古拉山系 冈底斯－念青唐古拉山系西起狮泉河，东抵横断山区的伯舒拉岭，是绵延 连续的东西向的弧形山系，全长约 １，６００ 公里，南北宽 ８０ 公里，平均海拔 高度 ５，８００―６，０００ 米。此山系两端地势高，中间稍低。南翼地势陡峻，相 对高差约 ２，０００ 米；北翼地势比较和缓，高差仅 １，０００ 米左右。 冈底斯是“雪山”的意思，源出藏语和梵语。冈底斯－念青唐古拉山系的 显著标志之一， 是它极高山的范围宽广。 虽然海拔 ６， 米以上的山峰很少， ５００ 只有冈底斯山主峰冈仁波齐峰（海拔 ６，６３８ 米）、罗波岗日（７，０９５ 米）、念青唐古拉山主峰念青唐拉（７，１６２ 米）和穷母冈峰（７，０４８ 米）等几座， 而且这些山峰与喜马拉雅山相比，要逊色得多。但是，这一山系 ６，０００ 米以 上的山峰很多，就整个山体来说，海拔 ５，５００ 米以上的山地地形比喜马拉雅 山更显得宽厚和完整，这和山系位于高原内部有关，可以说是世界上极高山 山体相对集中的一个巨大山系。 冈底斯－念青唐古拉山系位于青藏高原的中南部，是一条重要的地理界 线。它的主体是高原上内外流水系的分水岭，山系南侧是印度河上游狮泉河 及雅鲁藏布江水系，而北侧河流发育的规模要小得多，大部分注入藏北高原 的湖泊中。 现代冰川的发育受水汽来源和运行方向的影响，在此山系有自东向西逐 渐减弱的趋势。念青唐古拉山东段雪盖面积较大，是高原上现代冰川的发育 中心之一，分布有我国最长的海洋性现代冰川。位于西部的冈底斯山现代冰 川不太发育，如冈仁波齐峰的冰川长仅 ４ 公里。整个山系在现代冰川周围和 海拔 ６， ０００ 米左右的山峰附近还保存着古冰川作用的遗迹，古冰碛物常伸入 河谷和盆地，形成山麓冰碛平台和丘陵。 （三）喀喇昆仑－唐古拉山系 喀喇昆仑－唐古拉山系从西向东延伸，横亘在青藏高原中部。山系由许多 平行山脉组成，平均海拔高度　５，０００――６，０００ 米。 喀喇昆仑山是我国古籍称之为葱岭的一部分，海拔 ８， ０００ 米以上的高峰 有 ３ 座，全在我国边境上，著名的有世界第二高峰――乔戈里峰（海拔 ８， ６１１ 米）。喀喇昆仑山西部山体较完整，高山上降水充沛，是高原现代冰川 分布的中心之一，冰川作用异常发达。东部山体比较破碎，山地和缓，又被 一些横向谷地切割，海拔 ６，０００ 米以上的山峰往往是孤峰，５，５００ 米左右 的山地也较零星，连续分布的山地多在 ５，２００ 米左右，山坡平缓，山地与邻 近湖盆之间高差也往往不足 ２００ 米，冰川作用的规模和范围也就小得多。 唐古拉山是一组具有宽广山幅的山地，南北宽达 １６０ 公里。主脊大唐古 拉山巍峨高峻，山峰多成锥形，主峰各拉丹冬海拔 ６，６２１ 米，是万里长江的 发源地。唐古拉山也是长江和怒江的分水岭，整个山脉现代冰川面积达 ２， ０８２ 平方公里。 （四）昆仑山系 昆仑山是我国古代著名的大山，在早期的古代地理著作《山海经》、 《禹 贡》和《水经注》中对它都有很多记述。莽莽昆仑山西起帕米尔高原，逶逦 东行，迄于四川西北部，长达 ２，５００ 公里，素有“亚洲脊柱”之称。西昆仑 山地宽 １５０ 公里，平均海拔 ６，０００ 米左右，相对高出塔里木盆地 ４，０００―５， ０００ 米。受塔里木河支流切割，西昆仑山地河谷多呈峡谷形态，河流上游则 为沿山脉走向的宽谷与盆地。主要山峰如公格尔山（７，７１９ 米）、慕士塔格 山（７，５４６ 米）、慕士山　（６，６３８ 米）等都发育有现代冰川，其融水汇成 河，是塔里木盆地荒漠绿洲的宝贵水源。往东冰川作用显著减弱，冰缘地貌 却比较突出。 东昆仑山沿柴达木盆地南缘折向东南，自南而北分为三支：南支是可可西里山、巴颜喀拉山；中支为阿尔格山，向东延伸称博卡雷克塔格、布尔汉 布达山和阿尼玛卿山（即积石山），后者主峰玛卿岗日峰海拔 ６，２８２ 米；北 支为祁曼塔格山。其中木孜塔格为东昆仑山脉的主峰，海拔 ６，９７３ 米。上述 昆仑山的支脉自西而东山势渐低。“巴颜喀拉”是蒙古语，意为山色苍翠而 富丽，藏语称它为“抹必力赤巴”，即黄河与通天河分界之意。这条支脉近 东西向伸展，是黄河的发源地，也是长江、黄河的分水岭。可见藏族人民早 就对这美丽山河有真切的了解。 （五）阿尔金山与祁连山 阿尔金山与祁连山绵亘于青藏高原最北缘，以当金山口为两山的分界 线。阿尔金山长 ５００ 余公里，宽 ２０―５０ 公里为西南西－东北东走向，山地海 拔多在 ４，０００ 米左右，最高峰龙苏巴勒山，海拔 ６，２９５ 米，地势西高东低。 阿尔金山脉两侧均为地质上的断裂带，北侧高差悬殊，山坡陡峭，切割强烈； 南侧坡度和缓，切割较浅。由于气候干燥，冰川及终年积雪的山峰不多，但 干燥剥蚀作用强烈，地面分布着大量岩屑和干沟，多为岩石裸露的石山。 祁连山北邻河西走廊，南连柴达木盆地，东西长达 ９００ 公里，南北宽约 ２５０―４００ 公里，由一系列近西北－东南走向的平行山脉与山间构造宽谷和盆 地组成。西祁连山自北而南包括：大雪山、托赖山、托赖南山、野马南山、 疏勒南山、党河南山、察汗额博图岭、柴达木山等。山地海拔在 ３，５００ 米以 上，一般山峰均在 ４，０００―５，０００ 米之间，最高峰为疏勒南山的团结峰，海 拔 ５，８２７ 米。东祁连山山势较低，最高峰可达海拔 ５，０００ 米以上。北侧山 地陡峻，相对高差达 ２，０００ 米左右，南侧山峦起伏，宛如丘陵山地，相对高 度不过 ５００―１，０００ 米。大通河谷地及青海湖盆地是东祁连山著名的宽谷盆 地，也是重要的农牧业区。 三、相间的宽谷、高原和盆地 同我国东部地区一样，青藏高原地貌呈网格状结构，由山体组成的网格 之间分布着宽谷、高原和盆地，主要有藏南谷地、藏北－青南高原及柴达木盆 地。 （一）藏南谷地 藏南谷地指高原南部雅鲁藏布江流域中游谷地，近东西向延伸，西起萨 噶，东到米林，长达 １，２００ 公里，南北宽约 ３００ 公里，为夹在喜马拉雅山和 冈底斯山与念青唐古拉山之间的相对“洼陷”地带，谷底高度自西而东由海 拔 ４，５００ 米降至 ２，８００ 米，谷地两侧山地高度多在 ５，０００ 米左右。作为谷 地中心的雅鲁藏布江发育于“雅鲁藏布江深大断裂”带上，拉萨河、年楚河 等大支流亦是沿着次一级的断裂发育，形成明显的格状水系。 藏南谷地地形的最大特点就是谷地宽窄相间成串珠状，宽谷段有拉孜－ 仁布宽谷、曲水－泽当宽谷和米林宽谷。这些宽谷都发育于沉积浅变质岩带 上，地貌组合为宽坦的河床，河流坡降仅千分之一左右，河漫滩广泛分布， 尤其是在枯水季节，出露的河漫滩可达几公里宽。河漫滩以上有的地方为河流阶地，呈不连续带状分布，宽可达数公里，这些宽谷冲积平原是高原上主 要的农业基地；山麓地带冲、洪积扇形地呈不规则带状展开，象是给河谷镶 上的花边，冲积、洪积扇大都为新老地形的叠置，其下缘常有地下水溢出形 成沼泽； 宽谷两侧谷坡坡度 ３０°左右， 河流谷地到谷肩相对高度 ５００―１， ０００ 米，坡面物质受到风化，极不稳定，地表多砂砾层，并有较普遍的风砂堆积。 藏南谷地的窄谷段有曲水以上的托峡、桑日以下的加查峡谷以及朗县峡谷， 水流切穿坚硬的花岗岩或超基性岩，谷坡陡峭，坡度达 ５０―７０°，相对高度 在 ２，０００ 米左右，峡谷中水流湍急，落差很大，蕴藏着极丰富的水力资源。 雅鲁藏布江中游支流谷地地形与干流类似，也呈宽窄相间的形态。如拉 萨河的上游是宽阔的当雄和林周盆地，盆地内河流谷底宽 ３―４ 公里，曲流、 汊流发育。林周盆地以下到墨竹工卡段则是狭窄的河床，河床两岸分别为高 出水面 ５ 米、１０ 米和 ２５ 米的阶地。墨竹工卡以下，又为宽阔的河床与谷地， 其中拉萨平原宽 ８ 公里，长 ２０ 公里。 藏南谷地山地地形比较破碎， 海拔 ４， ７００―５， 米以下流水作用强烈， ０００ 坡面融冻滑塌作用显著。再向上依次为受融冻蠕动作用为主的高山，受寒凉 与重力崩塌作用的高山，受冰雪作用的极高山。在海拔 ５，６００―６，０００ 米的 山地，可以见到古冰川的遗迹。 （二）藏北－青南高原 藏北－青南高原覆盖了高原约三分之一的面积， 它从青藏高原的西北部一 直延伸到东部，地形丘状起伏，宽谷、盆地广布，并星罗棋布地点缀着大大 小小的湖泊。 藏北－青南高原是青藏高原的中心部分，地势自西北的海拔 ５，０００ 米向 东南倾斜为 ４，０００ 米，气候寒冷、干燥，现代地貌外营力以冰缘气候下的强 烈冰蚀与寒冻风化为主，冻土发育，它包括藏北高原湖盆和青南高原两部分。 藏北高原湖盆包括昆仑山以南，冈底斯山以北的广大地区，东西长约 １， ０００ 公里，南北宽达 ７００ 公里。藏北高原南部集中分布着许多湖泊，如纳木 错、色林错等。这里地形结构保存较好，湖盆宽谷大多在海拔 ４，４００―４， ７００ 米的范围内，构成完整的高原面，又为山地、丘陵的侵蚀基准面。在山 麓地带，堆积作用旺盛，形成有巨大的洪积扇。现代湖泊处于退缩的过程中， 湖水矿化度增加，湖滨阶地十分发育，有些高出湖面 １００―２００ 米。藏北高原 北部，地势高于南部，平均海拔 ５，０００ 米，湖盆一般高达 ４，９００ 米，大部 分地区是永久冻土区。湖泊无论是大小和密度均逊于南部，但其退缩的程度 则有过之而无不及。过去大面积的湖泊现已退缩成小的湖群，有些甚至只是 季节性积水或干涸。藏北高原东西两端，即怒江流域和狮泉河流域的地势是 从内部向外缘逐渐降低，湖盆高度 ４，２５０―４，５００ 米，宽谷地形普遍，山地 与宽谷湖盆间的高差也渐趋显著。 青南高原包括青海省南部和四川省西北部，地势自西北向东南逐渐倾 斜，平均海拔高度 ４，０００ 米左右。青南高原上分布着许多平行山岭，大都起 伏和缓，相对高度不大。山岭之间为坦荡的高原，河谷宽广、曲流发育，排 水不良地段形成大片的沼泽湿地。青南高原虽大部分属于外流区，但高原地 形仍保留较完整，只是在其边缘，河流下切增强，高原面切割破碎。（三）柴达本盆地 柴达木盆地是青藏高原北部的“低地”，盆地呈不等边三角形，海拔 ２， ６００―３，０００ 米，盆地内气候极干旱，特殊的外力作用对盆地内地貌的形成 有很大的影响。柴达木盆地四周为山地所环绕，它在第三纪中期（距今 ４， ０００ 万年前）以前，是个大湖，以后，湖面逐渐收缩、变干，使大量盐类、 石膏得以积累。 柴达木盆地西部，是新构造运动中和缓隆升地区，水系呈向心状，所有 河流一出山口就潜没，形成潜流汇入湖盆。湖积平原广布，有大片盐沼泽和 盐土。从湖盆向外围延伸，为地势平坦的冲积洪积平原，山麓边缘地带和西 部丘陵间，广泛发育着微倾斜的山前洪积平原可宽达 １０―２０ 公里，主要是由 第四纪洪积砾石夹沙层组成。柴达木盆地西北部的第三纪地层主要是疏松的 泥岩和砂岩等，构造走向与优势风向一致，在强烈的风蚀作用下，形成同主 风向大致平行排列的垄岗状风蚀丘和风蚀劣地，前者比高多 １０―２０ 米，也有 达 ４０―５０ 米的， 长度为 １０―１００ 米不等， 是我国雅丹地形最发育的地区之一。 柴达木盆地北部有一系列与祁连山平行的山地，相对高差 ５００ 米左右，山地 之间为小型的山间盆地，如大柴旦、小柴旦等，各以一个或几个湖泊为中心， 发育有湖滨、湖积平原和冲积、洪积倾斜平原。而在山地，冲沟特别发育， 有些山段已被分割成离散的岛状山丘，山坡下有很厚的岩屑堆积。柴达木盆 地东南部，是长期的地壳沉降区，地面平坦，水源汇集，湖泊面积较大，沼 泽地广布、冲积、洪积平原上多为砾石和砂丘，地表多参差起伏的盐土硬壳。 四、岭谷平行的横断山地 近南北走向的山地主要分布在青藏高原东南部，即藏东川西一带，由一 系列近平行延伸的高山深谷所组成，统称横断山脉，它的中北段位于高原的 范围内。地貌上最突出的特点是岭谷并列、山高谷深，具有两山夹一谷、两 谷衬一山的景色。自西而东主要有伯舒拉岭、他念他翁山、宁静山、沙鲁里 山、大雪山、邛崃山等高山并列；其间夹持着怒江、澜沧江、金沙江、雅砻 江和大渡河等大江河流。 横断山地的地形被河流切割得很破碎，河谷地形上游的高原性宽谷向下 转为峡谷。横断山地的主要河流，深深切于山地之中，水流湍急，水量亦很 丰富。河流两岸很少有平坦地形，河流阶地呈间断分布，其宽度一般仅几十 米甚至于几米，只有少数阶地与支流谷口洪积扇相连的地方才可见到稍开阔 的地形。河流两岸谷坡为波状上升，近于对称。在一些河流河床以上 ６００― ９００ 米处，常有较宽坦地形保留，它们间断分布或两岸对称，并普遍有河卵 石等河流冲积物的堆积，这一级在河流两岸等高，代表了大致三百万年前第 三纪末，第四纪初期河床活动范围，即宽谷面。横断山区古夷平面自西北向 东南倾斜，高度由海拔 ４，５００ 米下降到 ４，０００ 米，多保留于现代河流的分 水岭。本区山地高度多在海拔 ４，５００ 米以上，高出邻近大河河床 ２，０００―４， ０００ 米，而横断山区最高峰贡嘎山（海拔 ７，５５６ 米）则要比其东 ３０―４０ 公 里的大渡河高出 ６，０００ 多米。在横断山西北部山体较完整，越向南，山体越 破碎，海拔高度也越降低。横断山地区山文结构的排列方式和区域性气候的特点，决定了这里地形 条件的复杂性，也使垂直地带性特征显得格外突出。在高山上有许多海洋性 冰川发育。在山地与河谷谷底之间，相对高差悬殊，许多地形新老交错，呈 层状叠置，现代河流仍在继续切割，地貌过程迅速。横断山区新构造运动活 跃，谷坡陡峭而不稳定，岩体崩塌和滑坡频繁，松散固体物质较丰富，加上 雨季集中，时有猛烈的暴雨，有利于泥石流的形成和发展，成为我国暴雨泥 石流最发育的地区，往往造成特殊的灾害。第四章　　复杂多样的气候 就整体来说，青藏高原地势高亢、气候寒冷。因此，在全国气候区划中， 它被单独划分出来，称为“青藏高原气候区域”。气候的基本特点是太阳辐 射强烈，气温低，气温的日较差大，年变化较小，干湿季节分明等。然而， 随着地势和海拔的不同，高原境内的气候状况复杂，但有一定的区域变化规 律。 一、高海拔与气候 青藏高原占据大气对流层高度的三分之一，气温低是它地势特高的必然 结果。我们知道，对流层的温度随高度增大而降低。大体上，每上升 １００ 米， 降低 ０．６℃，这叫“气温垂直递减率”。高原气温等值线是以藏北为中心呈 近于同心圆状闭合分布的，这表明青藏高原上地势对气温的影响十分明显。 假如我们沿着雅鲁藏布江自东而西上溯，由易贡经林芝、泽当、拉萨至日喀则和江孜，这几个地点的纬度位置比较接近，然而由于 海拔逐渐升高，无论年平均气温或最冷月平均气温都呈下降的趋势，如表 ２ 所列。 表 ２　　气温随海拔高度的变化项目 地点 海拔（米） 年平均气温（℃） 最冷月均温（℃） 2 ， 250 11 ． 4 3．3 3 ， 000 8．6 0．2 3 ， 500 8．3 -0 ． 7 3 ， 658 7．5 -2 ． 2 3 ， 836 6．3 -3 ． 8 4 ， 040 4．7 -5 ． 1 易贡 林芝 泽当 拉萨 日喀山 江孜珠穆朗玛峰（以下简称珠峰）地区气温随海拔高度的变化更为明显。如 果将珠峰下降到海拔 １００ 米，那么它的年平均气温将与纬度相近的湖南长沙 差不多，它将不再是冰天雪地的世界，而是可以种植柑桔的江南亚热带了。 气温等值线在青藏高原边缘特别密集，就是地势急剧升高、温度迅速降 低的结果。高原腹地全年都没有夏天，不少地方年平均气温在 ０℃以下，远 低于同纬度的我国东部低地。久居高原的人们都知道，在“盛夏”季节也离 不开毛衣，甚至还要穿棉衣。海拔４，５００ 米以上的地方，每年 ７、８ 月间也会有几天飘着雪花，这与我国东部 低地夏夜炎热难入眠的情景形成鲜明的对照。就平均状态而言，高原至少向 北跨越了整整一到两个气候带。 高原上空气稀薄，气压低，对人的心脏和肺部影响很大。初到高原的人 往往感到氧气不够，呼吸困难，需要一段时间才能适应。但是，异常的高度 产生的另一个自然现象是太阳辐射强烈， 如拉萨的太阳总辐射值很高， １９５ 达 ２?年。这个数值相当于成都的一倍多，比上海亦多 ７２％，接近 千卡／厘米于非洲撒哈拉大沙漠的数值。由于太阳辐射强烈，因此即使是严冬酷寒时节， 只要太阳一出来就十分暖和。居住在高原上的人们都有晒太阳的兴趣。藏族 同胞的衣著就与气候密切相关。由于早晚很冷，在帐篷里寒冷如冬，需烧牛 粪取暖，藏族同胞身著的藏袍是裹得很紧的。但是，到了中午日照甚烈，却 又象酷暑一样，只得脱掉一只袖子，或者干脆脱掉两只袖子系在腰间。强烈 的太阳辐射在一定程度上能弥补地高天寒的不足，为人类生产活动提供了有 利条件，而且在农业生产上也有特殊意义。我国小麦单位面积最高产量出现 在青藏高原上，就是由于有充足的光照和强烈的太阳辐射为有机物质的形成 和转化，为高产奠定了良好的基础。强烈的光照是青藏高原一项极其宝贵的 自然资源。 青藏高原气候不仅特殊，而且复杂。它并不如人们想像的那样，是一片 高寒缺氧、人畜稀少、冰冻雪封、五谷不生的不毛之地。它确实有终年积雪 的冰山雪峰，然而也有深切低下的炎热河谷，还有四季常绿的热带亚热带山 地森林。从雅鲁藏布江下游河谷到昆仑山脉，气候条件变化很大，依次有低 山热带、山地亚热带、高原温带、高原寒带等气候带。其间山峦重叠、河流 纵横、湖泊众多，气候类型也多种多样。我国近代著名的地理学家竺可桢在 他所著的《物候学》一书中，曾有这样的记载：“作者之一，１９６１ 年在川北 阿坝藏族自治州，于 ６ 月 ３ 日早晨从阿坝县出发，路过海拔 ３，６００ 米处，水 沟尚结冰。行 ２４４ 公里至米亚罗海拔 ２，７００ 米处，已入森林带；此处已可种 小麦，麦高尚未及腰。更前行 １００ 公里，在海拔 １，５３０ 米处，则小麦已将黄 熟。更下行至茂汶海拔 １，３６０ 米处，则正忙于打麦子。晚间到灌县海拔 ７８０ 米处，则小麦早已收割完毕”。在汽车行程一日之内，看到了几个不同季节 的农事。即使在一个小范围内，往往山麓一带为热带亚热带气候，从山麓到 山顶不过几公里或几十公里，但随高度增加仿佛经历了几个不同的季节，真 可谓“山下开花山上雪”。 二、高原环流和季节 在中纬度的低海拔平地，一年之中的四季变化是明显的。青藏高原大部 分地区一般却只有冬半年和夏半年之分。冬半年，从每年 １０ 月至翌年 ４ 月， 整个高原都处在高空西风的范围内，高空西风以风大、干燥为特征。这期间， 高原极少雨雪，因而冬半年也是高原的干季。地面和高空都刮着偏西大风， 大风带阵性，常出现在午后。许多地方一年之中的大风日数超过 １００ 天，甚 至达到 ２００ 天。至于瞬时最大风速，那曲曾达到 ３４ 米每秒，班戈和定日更出 现过 ４０ 米每秒的记录。大风一刮，飞沙走石，在局部地区造成严重的风蚀现 象和风灾。整个高原地区沿北纬 ３２°附近是大风日数最多的地带，该带范围 内，冬半年大风日数是夏半年的十几倍。因此，也从侧面反映冬季高原多风 的特点。高原冬季因此又称“风季”。当然，在横断山地区和喜马拉雅山南 翼的深山幽谷里，则是例外，别有一番特色，叫做“十里不同天”，具有不 同的地方性气候。当高原 上西风强劲、寒冷凛冽时，这里的低海拔谷地却温暖如春，一片葱绿竹翠。 夏半年，随着印度洋西南季风的建立和北伸，高空西风环流系统向北移。 这时，来自印度洋的湿润气流给高原地区带来大量的降水。所以，高原的夏半年也叫“雨季”。喜马拉雅山脉横亘在高原南缘，从山脊往南，海拔急剧 下降，高差达 ５， ０００ 米。如此陡峭的地形，使到达这里的暖湿气流被迫抬升， 形成大量降水。喜马拉雅山脉南坡、雅鲁藏布江下游的门达旺、珞瑜及察隅 地区正好处在迎风面上，年降水量在 １，０００―４，０００ 毫米，其中巴昔卡竟高 达 ４，４９５ 毫米，是我们降水最多的地区之一。但是，当气流沿河谷或翻山越 岭到达高原内部时，降水量一般只有南坡的五分之一至十分之一。如喜马拉 雅山以北、雅鲁藏布江以南的喜马拉雅北麓“雨影带”，年降水量不足 ３００ 毫米。一山之隔，降水数量有极悬殊的差别。高原上东西走向的高大山体大 都或多或少起到减少往腹地输送水汽的作用。如此重重阻拦，到日喀则一带 年降水量只剩下 ４００ 毫米左右，更向西北年降水量竟少于 １００ 毫米了。整个 高原最干旱的地方要数柴达木盆地，盆地西北的冷湖，年降水量仅有 １５．４ 毫米，这是已经记录到的亚洲降水量最少的地方之一。由于高原内部空气相 当干燥， 所以经常能看到一些云彩的后面拖着长长的尾巴， 气象学上称作 “雨 幡”。那是云中雨水还没能降到地表就又重新被蒸发到大气中去所形成的。 似有雨，又不见雨。正是只有空中雨，不见落地来。 由于海拔高，所以降水之中固态降水所占比例很大。如安多，一年之中 仅 ６―９ 月有液态降水。即使这一时期，固态降水仍占三分之一。在高原固态 降水中雪是主要形式。盛夏时节，许多山岭上仍然是白雪皑皑，银装素裹。 谈到固态降水，不能不提到高原的冰雹。巴颜喀拉山、唐古拉山一带是 降雹最多的地方，以那曲为例，平均每年要遇到 ３４ 次冰雹。这里冰雹不但次 数多，而且雹粒大，大的可像核桃、鸡蛋那么大。多雹的原因与海拔高、地 形起伏、太阳辐射强烈、使空气的运动呈现出一种非常无规则的混乱状态即 乱流运动有关。冰雹是农牧业生产的大敌，往往砸死羊羔、砸倒庄稼，造成 灾害。为了抗灾夺丰收，必须随时重视灾害性天气的防御。 三、气温的年、日变化 青藏高原气温年变化较小。气温的年变化是用一年当中最暖月平均气温 与最冷月平均气温之差来表示的，称为气温年较差。高原南部拉萨、昌都、 日喀则等地，气温年较差为 １８―２０℃，纬度相近的汉口、南京为 ２６℃。高原 北部的年较差大，一般达 ２６―３０℃，纬度接近的北京、兰州为 ３０―３１℃。高 原南部气温年变化较小是由于所处的地理纬度较低，冬季接受的太阳辐射较 多。同时，东西走向的高大山脉，阻挡了北来冷空气的入侵，所以气温下降 不甚剧烈。夏季云雨增多、太阳辐射减弱，加上高原上空的空气又不断向四 周散发热量，所以夏季气温不高（表 ３）。可见，气温年较差的大小与 表 ３　青藏高原谷地最暖月平均气温及年、日较差区域 北部（北纬 35 °以北） 中部（北纬地点 西宁 格尔木 木里 甘孜 班戈 噶尔海拔（米） 2261 ． 2 2807 ． 7 4091 ． 2 3393 ． 5 0 ． 0 4278 ． 0 3000 ． 0 3658 ． 0 4040 ． 0最 暖月 平均 气 温 （℃） 17 ． 2 17 ． 6 5．6 14 ． 1 12 ． 5 8．6 13 ． 6 15 ． 6 15 ． 5 13 ． 0气温年较差（℃） 24 ． 2 28 ． 4 22 ． 5 18 ． 4 19 ． 7 19 ． 8 25 ． 7 15 ． 4 17.7 17 ． 9年平均气温日 较差（℃） 13 ． 9 16 ． 9 12 ． 1 14 ． 9 15 ． 3 12 ． 9 16 ． 2 12 ． 4 14 ． 7 16 ． 530 ― 35 °） 玉树南部（北纬 30 °以南）林芝 拉萨 江孜纬度有关，南部较差小，往北逐渐增加；其次是与水分状况密切相联， 随大陆性加强而增大，呈现东南小、西北大的趋势。高原南部冬温不低，夏 温不高，对农业生产是有利的。南部冬小麦不必采取任何特殊农业技术措施 就能安全过冬；夏温不高又延长了作物生长期，有利于穗大粒饱、单位面积 产量高。 昼夜最高气温与最低气温之差称为日较差。由于白天大量吸收太阳辐 射，地面温度急剧升高，加速了近地面空气的升温作用；夜间，地面热量大 量向空中散失，使近地面气温迅速下降，因而高原各地日较差大。如拉萨、 西宁、日喀则等地年平均日较差均在 １４―１６℃，柴达木盆地各地 ７ 月平均日 较差可达 ２０℃以上，这与气候干燥关系极大。与此相比较，北京、西安为 １０ ―１２℃，成都、武汉、南京为 ７―８．５℃。温度日较差大的原因是太阳辐射强 烈，日出后地表升温快，即使在冬季，在阳光下也会感到温和如春；日落后， 由于空气稀薄、水汽含杂质少，地表容易散热等项原因，降温迅速。青藏高 原海拔高，何时霜凝大地？或许是你关心的问题。长期观察表明，除喜马拉 雅南翼海拔较低处无霜期可长达 ２７０―３６０天以外，高原谷地的无霜期一般都在 １００―１８０ 天左右。海拔 ４， ０００―５， ０００ 米以上的地区，盛夏亦霜雪不绝。例如五道梁（海拔 ４，６４５．１ 米）和若 尔盖（海拔 ３，４４６．７ 米）无霜期分别只有 １０．１ 和 １０．４ 天，称多（海拔 ４， ４１５．４ 米）更只有 ９．６ 天。对于农区来说，霜冻是主要的自然灾害之一，危 害较大。虽然夏秋季节的一、二次霜冻不能决定农作物有收无收，但直接影 响到农作物收多收少。对于气温本来就低的牧区，牲畜的抓瞟育肥、配种保 胎、剪毛挤奶、接羔育幼等也受到一定的影响。我国目前一般都是选择白霜 作为是否出现霜冻的指标。这在一定程度上并不适合于青藏高原。高原气候 比较干旱，空气中所含水汽特少，水汽少也就无法结白霜。比如格尔木每年 白霜日数仅 １４ 天，然而地面最低温度小于或等于摄氏零度的日数却多达 ２４５ 天。这时，仍会有冻害。所以，高原上、特别是比较干旱的地方，除了防御 白霜外，更重要的是防止零度以下的低温，即“黑霜”造成的危害，以免造 成不必要的损失。四、降水分配与夜雨 青藏高原的雨季，大部分始于 ５ 月，止于 ９ 月下旬至 １０ 月中旬。东南部 开始较早，结束较晚，西北部开始较迟、结束较早。这段时间的降水往往要 占全年总降水量的 ９０％左右，甚至更多。如拉萨 ５―９ 月降水就占全年总降 水量的 ９７％。有些地区集中程度更为突出，如改则、噶尔 ８ 月一个月的降水 就几乎占全年总降水量的一半。这样高的集中程度在全国屈指可数。降水虽 然集中，但单位时间降水数量即降水强度并不大。降水数量较多的喜马拉雅 南翼、察隅、波密及川西谷地，年降水量达 ６００―１，０００ 毫米，降水日数有 １５０―１９０ 天。每年降大雨 ３―５ 天，暴雨不足一天，降 水强度并不大。只是由于地势、岩性与土质等关系，时有山洪、泥石流、 雪崩等灾害。至于广大高原面上则全年基本无暴雨和大雨，水土流失亦很轻 微。 高原东南和喜马拉雅南翼的旱季降水占全年的 ２０―５０％，其余地方仅占 ８―２０％之间。最长无降水日数长达 １３０―１７０ 天。特殊年份，羌塘一带就根 本没有明显的雨季。降水年际之间变化大是季风气候的共同特征，青藏高原 也不例外。在季风强盛年，降水往往较充沛。相反则雨期短促，雨量不足。 在少雨年份，一些地方的降水量仅是正常年的一半。即使其他要素稳定，降 水的这种变化也给农业生产带来很大困难。由于青藏高原总的降水量偏少， 多雨年并不感到雨水过多，而少雨年广大农牧区干旱普遍较重，大部地区基 本上是“没有灌溉就没有农业”的状况。然而。另一方面，空气干燥、降水 少，使高原上粮食作物的种子收获晒干或风干后的含水量仅为 ８―９％，比通 常要求的小麦贮藏安全水分 １２．５％还低。加之气温较低，大大减缓了种子自 身的呼吸作用和陈化衰老过程，也极度限制了仓库害虫和微生物的活动。所 以，在高原上即使是简陋的贮粮场所，也很难发现虫害，并很少看到霉烂粮 食现象。这里是天然的粮食长期贮备仓库，也是作物品种资源保存的理想场 所。 高原降水日变化的一个重要特点是多夜雨。从晚上 ８ 点至翌晨 ８ 点的降 水量为夜雨量。它占总雨量的百分比称作“夜雨率”。藏北、藏东夜雨率在 ６０―７０％，柴达木盆地东部和湟水上游河谷在 ７０％以上，在一些宽阔的河谷 中，如拉萨河谷的拉萨、年楚河谷中的日喀则，高达 ８０％以上（表 ４）。 青藏高原每当雨季，白天天气挺好，可是一到傍晚，乌云密布，大雨雷 鸣，几乎天天如此。高原多夜雨，主要是受局部地形条件的 表 ４　西藏各地的夜雨率地点 夜雨率（％） 拉萨 84 泽当 80 日喀则 82 狮泉河 67 昌都 63 察隅 64影响所致，特别是宽阔的河谷地段白天太阳辐射强烈，容易产生空气对 流运动，在上空形成积云。但是，白天气温高，云层中的小水滴容易蒸发、 消散，所以天空少云或晴空万里。每当太阳西斜落山时，地面开始降温，山 坡冷空气沿坡下沉，不停顿地把谷地暖空气抬升。冷暖空气交换，水汽又较充足，为成云降雨提供条件，使云层内的不稳定性增大，有利于水汽饱和凝 结以及加速小水滴的冲撞作用，最终容易形成降水。日晴夜雨，在高原上的 一些大河谷，盆地尤其明显。这些因局部地形造成的夜雨，称为地形性夜雨。 夜雨的形成亦与地表多为砂和砾石，植物覆盖甚少，山谷风往往比较强烈等 因素有密切关系。 青藏高原夜间降水多，白天光照充足，有利于光合作用的进行，增加干 物质积累。夜间降雨多，温度亦较白天低，雨水消耗于蒸发的部分少，而渗 入土壤中的水分多，有利于作物根系的吸收。可见，夜间降雨而白天晴朗的 特点，对农作物生长是十分有利的。 五、各地气候差异大 根据近年的研究，青藏高原温度和水分条件具有自西北向东南变化的特 征。高原西北部寒冷干燥，而东南部比较温暖湿润。各地区之间差异十分明 显，可以划分出 １２ 个不同的气候区。在划分气候区时，首先考虑的是温度条 件，特别是与农作物生长关系密切的一些界限温度和持续日数，如日平均气 温稳定通过 １０℃的天表 ３　　青 藏 高 原 气 候 区 划 分 的 温 度 条 件 指 标 　　　　　类别 指标 寒冻 ≥ １０ ℃期间 最暖月平均气 极端最低气温多 自然生产特征 的天数 不出现 温（℃） ＜６ 年平均值（℃） － 融浆作用普遍，植被稀疏，土地 贫瘠，游牧 寒冷 ＜５０ ６－１１ － 树木生长因难，无天然森林；牧 业为主，局地可种青稞 温凉 ５０－１８０ １２－１８ ＜－２３ 小麦越 冬困难 温暖 ＞－２３ 小麦可 以越冬 暖热 ＞１８０ ＜１８ － 可有天然森林或可绿 化造林；农作物一年 一熟，喜凉作物占优 势农作一年两至三熟，可种水稻、 茶树等喜温作物表 6 类型 指标 湿润 半湿润 &1.0 1.0-1.5 干燥度青藏高原气候区划分的水分指标 年降水量 (毫米) &800 800-401 湿润森林，常绿阔叶林，农作物产量较稳定 半湿润林林，多针叶林，灌丛草钿，水分稍感 不足，农作物产量较不稳定 生产上意义半干旱1.6-5.0400-201草原为主，水分不足，灌溉对农作物有明显增 产效果干旱 极干旱5.1-15.0 &15.0200-50 &50荒漠草原与荒漠，没有灌溉农作物极难成活 荒漠，没有灌溉则无农作数，最暖月平均气温等。其次，当温度条件一旦满足，水分的多寡就成 为限制作物生长、产量和质量的因子，选用可能蒸发量与年降水量之比，即 干燥度作为指标。 各气候区的特点大致如下： １．藏东南气候区：具亚热带和热带北缘山地湿润气候。实际上指喜马拉雅南翼低山， ≥１０℃日数超过 １８０ 天， 年降水量超过 １， 毫米。 ０００ 气候温暖而湿润，农作物一年可以两熟或三熟。 ２．川西气候区：属温暖半湿润气候。湿冷山区和干暖河谷南北纵列，气 候的垂直差别很大。最暖月平均气温 １２―１８℃，≥１０℃天数 １２０―１８０ 天， 年降水量在 ５００ 毫米以上。这里可以种植青稞、小麦等农作物，在一些海拔 较低的河谷还可以种植玉米，实行两年三熟的种植制度。 ３．藏东气候区：≥１０℃天数在河谷低地约 １５０ 天，海拔较高地区约 ５０ 天。最暖月平均气温 １３―１６℃，年降水量 ６００ 毫米左右。金沙江、澜沧江、 怒江流域受地形和下沉气流的影响，年降水量仅 ４００ 毫米左右，为干旱河谷。 这里的耕地分布在 ２，０００―３，０００ 米的支沟或干流阶地，可以种植玉米，青 稞、冬小麦以及核桃、梨、石榴等。就整个气候区而言，一年一熟为主，部 分二年三熟。 ４．藏南气候区：温暖半干旱气候。≥１０℃天数 ５０―１５０ 天，最暖月平均 气温 １０―１５℃。年降水量 ４００ 毫米左右，河谷地区多夜雨。南部高大的喜马 拉雅山脉阻挡了南来湿润气流的北进，越山而过的气流在山脉南侧已将所带 水汽消耗殆尽，因而山脉北翼高原盆地天气少云多晴空，年降水量少于 ３００ 毫米，被称为“雨影区”。藏南气候区是青藏高原南部最重要的农业区，主 要种植小麦、青稞、豌豆和油菜。 ５． 青东气候区： 温凉半干旱气候。 温度水分状况与藏南气候区大体相近， 唯个别较低谷地的最暖月平均气温可达 １８―２１℃。在日月山以东的河谷低 地，气候条件较好，除种植小麦、玉米、高粱和早熟水稻可一年一熟外，局 部地方还可复种油菜、马铃薯等。西部靠近柴达木盆地，年降水量减少至 １５０ ―２５０ 毫米，干旱程度加剧，不利于农作。６．青东南气候区：属于寒冷湿润气候。最暖月平均气温低于 １０℃，≥ １０℃天数少于 ５０ 天，年降水量 ６００―８００ 毫米。这里海拔较低的一些河谷地， 可以种植青稞、小麦或生长期短的蔬菜。但就广大地区而言，仍然是以牧业 为主。 ７．那曲、玉树气候区：温度条件同青东南气候区差不多，但水分条件稍 差，年降水量只有 ４００―７００ 毫米，属半湿润。这里是我国冰雹最多的地区之 一。 ８．南羌塘气候区：具有寒冷半干旱气候。最暖月平均气温 ６―１０℃，≥ １０℃天数少于 ５０ 天，年降水量　１００―３００ 毫米。这里是青藏高原主要牧业地 区之一。由于海拔高、气候寒冷，种植农作物多不能正常成熟。本气候区的 西部大风和风沙较频繁，给牧业生产造成危害。 ９．祁连山气候区：具寒冷半干旱气候。在本区内部，东西之间水分条件 差异较大，东部比较湿润，牧草生长良好，是青藏高原主要牧业基地之一。 西部比较干旱，牧草生长稀而少，利用价值亦不高。 １０．柴达木气候区：属温凉极干旱气候。年降水量仅 ２０―１００ 毫米，是 我国著名的干旱盆地之一。大气降水远远不能满足农作物的需求，有灌溉才 能有收成。夏季气温较高，最暖月平均气温达 １６―１８℃，对农作物生长是有 利的，但仍不能种植水稻。冬季降温剧烈，多年平均极端最低气温值低于－２３ ℃，小麦无法越冬。所以，一般只在海拔 ３，０００―３，２００ 米以下种一季春小 麦。 １１．北羌塘气候区：具寒冻干旱气候。最温暖的月份平均气温也在 ６℃ 以下，基本上不出现 １０℃以上的天数。每天的最低气温几乎全年都维持在 ０ ℃以下，甚至 ７ 月份河里的冰块也不消融。年降水量约 １００ 毫米左右，以固 态降水为主。这里冬春多大风，酷寒，气候恶劣，天然植被十分稀疏。 １２．阿里气候区：温凉干旱气候。≥１０℃天数 ５０―１００ 天，最暖月平均 气温 １０―１２℃，年降水量 １００―５０ 毫米。南部冬春季节降水较多，大风少。 象泉河、孔雀河河谷两岸，可以种青稞、春小麦、豌豆等作物，一年一熟。 因为年降水少，需要灌溉才能获得比较稳定的收成。北部雨雪罕少，班公湖 一带年降水量仅 ２０―５０ 毫米。第五章　　广布的冰川与冻土 自第四纪以来，青藏高原经历了多次冰期与间冰期的冷暖交替。它是地 球上中低纬地区最大的冰川作用中心，无论是现代冰川还是古代冰川，都是 影响高原自然界的重要因素。以藏北青南高原为主体的腹地还分布着大面积 的多年冻土。从某种意义上来说，青藏高原迄今仍未完全脱离寒冷的冰期。 一、寒冷的冰期 科学考察结果表明，青藏高原进入第四纪以来曾发生过四次冰期，其间 有三次气候转暖、冰川退缩的间冰期。 第三纪末期，青藏地区的平均海拔高度较低，很多地方气候比较温暖。 进入第四纪早更新世，山地不断抬升，全球性气候变冷，于是青藏高原一些 地区山坡上披冰挂雪、银装素裹，进入了第一次冰期。这次冰期的遗迹在希 夏邦马峰地区保留最好，因而叫做希夏邦马冰期。这次冰期冰川的规模不大， 属于小型山麓冰川的性质，冰川的范围只限于现在的喜马拉雅山个别高峰附 近、念青唐古拉山东南麓及雅鲁藏布江两侧高山等地。这些冰川对地形的影 响亦不显著，青藏高原广大山地仍保留为原始的浑圆状山岭和较为和缓的地 形。希夏邦马冰期之后，全球气候转暖，进入了帕里间冰期。高原上被冰雪 覆盖的山坡重新披上了绿装，渐渐地长起了以针叶林为主的森林。 到中更新世，气候再度变冷，气温比希夏邦马冰期时还低，高山上冰川 广泛发育并大规模地向前推进到山麓平原上，这就是第二次冰期，即聂拉木 冰期。这次冰期是青藏高原冰川规模最大、范围最广的一次，从藏南到藏北 青南都有分布。当时许多高山上都曾发育了规模巨大的山谷冰川、山麓冰川。 藏东南有些冰川可长达百余公里，有的甚至堵塞江河谷地成为湖泊。珠穆朗 玛峰附近有连成一片的东西长 ６０ 公里、南北宽 ２０ 余公里的山麓冰川，还有 一些平坦的分水垭口， 象唐古拉山口南北曾形成面积达 ３０００ 平方公里以上连 片的半覆盖式冰川。从当时冰川发育特点来看，藏南和藏东南的冰川为海洋 性冰川类型，而同期藏西北高原腹地的冰川则要逊色得多。聂拉木冰期之后， 即中更新世晚期，全球气候又变暖，高原上冰川又逐渐退缩，这个温暖期科 学工作者称之为加布拉间冰期。在间冰期中，森林向高山推进，不仅针叶林， 很多生长在较低地方的阔叶林也一齐进入了高山地带。当时的平均气温比现 在高，生长有山核桃、栎树、桤木及木兰等植物。在温暖的气候条件下，地 表形成了红色风化壳。加布拉间冰期是第四纪大冰期中出现的最长的一次间 冰期，可以说是高原的黄金时代。那时冰川退缩，流水汇集在洼地。由于这 次间冰期气候湿热，流水侵蚀较强，把第四纪早期的浑圆山地切割成深谷， 成为下一次冰期冰川前进的通道。 进入晚更新世以来，青藏高原又出现了二次冰期。前一次叫吉隆寺冰期， 后一次叫绒布寺冰期，其间的温暖期叫末次间冰期。这两次冰期是青藏高原 迅速抬升的时期，由于喜马拉雅山阻挡了印度洋水汽的北进，因而冰川规模 都不如聂拉木冰期。 吉隆寺冰期时，高原上古雪线海拔高度比现在低 ２００―３００ 米，发育以山 谷冰川为主的冰川。高原内都属大陆性冰川，高原边缘则为比现在范围稍大 的海洋性冰川，在高位盆地又发育有半覆盖式冰川。末次间冰期时，高原面上是温凉的气候环境，在藏南谷地，气候温湿，生长有针阔叶混交林并发育 有棕黄色的土壤层。 约 １０ 万年前开始的绒布寺冰期 （我国东部叫大理冰期，欧洲阿尔卑斯山 叫玉木冰期）的雪线高度与冰川类型和现代相似，但冰川规模较现在大。这 次冰期大约延续了 ９ 万年，到一万两千年前左右，这次冰期宣告结束，历史 进入了冰后期。冰后期开始时，高原气候比较凉爽，随后温度又有所上升。 距今 ７０００ 年前，世界气候比现在温暖，年平均气温约高出 ２―３℃，一直延 续了 ３０００―４０００ 年，这个时期称之为温暖期。此时青藏高原山区以绣线菊、 杜鹃、蔷薇为主的高山灌丛的分布比目前上移 ３００ 米左右。从 ３０００ 年前的西 周初年开始，进入了新的冰期阶段，高原上冰川随气候冷暖变化曾几度进退。 第一次冰川前进约发生在 ３０００ 年前，持续了 １００―２００ 年；第二次距今 １５００ ―１９００ 年；第三次则是近 １００―２００ 年间的事，许多