青藏高原云贵高原形成机理.docx

1、青藏高原云贵高原形成机理青藏高原 云贵高原形成机理详细的解释： 印度板块向北移动与亚欧板块碰撞之后，印度大陆的地壳插入亚洲大陆的地壳之下，并把后者顶托起来。从而喜马拉雅地区的浅海消失了，喜马拉雅山开始形成并渐升渐高，青藏高原也被印度板块的挤压作用隆升起来。这个过程持续6000多万年以后，到了距今大约240万年前，青藏高原已有2000多米高了。 地表形态的巨大变化直接改变了大气环流的格局。在此之前，中国大陆的东边是太平洋，北边的西伯利亚地区和南边喜马拉雅地区分别被浅海占据着，西边的地中海在当时也远远伸入亚洲中部，所以平坦的中国大陆大部分都能得到充足的海洋暖湿气流的滋润，气候温暖而潮湿。中国西北部

2、和中亚内陆大部分为亚热带地区，并没有出现大范围的沙漠和戈壁。 然而东西走向的喜马拉雅山挡住了印度洋暖湿气团的向北移动，久而久之，中国的西北部地区越来越干旱，渐渐形成了大面积的沙漠和戈壁。这里就是堆积起了黄土高原的那些沙尘的发源地。体积巨大的青藏高原正好耸立在北半球的西风带中，240万年以来，它的高度不断增长着。青藏高原的宽度约占西风带的三分之一，把西风带的近地面层分为南北两支。南支沿喜马拉雅山南侧向东流动，北支从青藏高原的东北边缘开始向东流动，这支高空气流常年存在于35007000米的高空，成为搬运沙尘的主要动力。与此同时，由于青藏高原隆起，东亚季风也被加强了，从西北吹向东南的冬季风与西风急流

3、一起，在中国北方制造了一个黄土高原。 在中国西北部和中亚内陆的沙漠和戈壁上，由于气温的冷热剧变，这里的岩石比别处能更快地崩裂瓦解，成为碎屑，地质学家按直径大小依次把它们分成：砾(大于2毫米)，沙(20.05毫米)，粉沙(0.050.005毫米)，黏土(小于0.005毫米)。黏土和粉沙颗粒，能被带到3500米以上的高空，进入西风带，被西风急流向东南方向搬运，直至黄河中下游一带才逐渐飘落下来。 二三百万年以来，亚洲的这片地区从西北向东南搬运沙土的过程从来没有停止过，沙土大量下落的地区正好是黄土高原所在的地区，连五台山、太行山等华北许多山的顶上都有黄土堆积。当然，中国北部包括黄河在内的几条大河以及数

4、不清的沟谷对地表的冲刷作用与黄土的堆积作用正好相反，否则的话，黄土高原一定不会是现在这样，厚度不超过409.93米。太行山以东的华北平原也是沙土的沉降区，但是这里是一个不断下沉的区域，同时又发育了众多河流，所以落下来的沙子要么被河流冲走，要么就被河流所带来的泥沙埋葬了。 中国古籍里有上百处关于“雨土”、“雨黄土”、“雨黄沙”、“雨霾”的记录，最早的“雨土”记录可以追溯到公元前1150年：天空黄雾四塞，沙土从天而降如雨。这里记录的其实就是沙尘暴。 雨土的地点主要在黄土高原及其附近。古人把这类事情看成是奇异的灾变现象，相信这是“天人感应”的一种征兆。晋代张华编的博物志中就记有:“夏桀之时，为长夜宫

5、于深谷之中，男女杂处，十旬不出听政，天乃大风扬沙，一夕填此空谷。” 19661999年间，发生在我国的持续两天以上的沙尘暴竟达60次。中科院刘东生院士认为，黄土高原应该说是沙尘暴的一个实验室，这个实验室积累了过去几百万年以来沙尘暴的记录。中国西北部沙漠和戈壁的风沙漫天漫地洒过来，每年都要在黄土高原上留下一层薄薄的黄土青藏高原-亚洲季风的发动机地球南北半球2030的纬度带是副热带高气压控制区，盛行下沉气流，因而在北非、阿拉伯半岛、澳大利亚等地区形成了干旱少雨的气候类型。然而，处于相同纬度带的中国东部区域却是另外一番气候景象，充沛的降水使这里成为适宜人类居住的“鱼米之乡”。这主要归功于强大的亚洲季

6、风。季风是被大气下层海洋和陆地的热力差异驱动的大气环流。夏季，海洋的温度低，表面的加热能力很弱，形成高气压；而大陆地表的温度高，加热能力强得多，地表便形成低气压。在海陆表面压力差的驱动下，大气从海洋流向大陆，将丰富的水蒸气带到陆地上，并形成大量降水，为人类活动提供了必要的水资源。季风在亚洲、非洲、南美洲和北美洲都存在，但从其影响范围来看，亚洲季风(包括影响我国的东亚季风和影响印度的南亚季风)无疑是全球季风系统中最强大的一支。尤其是东亚季风，从南海可到达我国的东北地区，其向北扩张幅度之大、能力之强，在全球是独一无二的。为什么全球最大规模的季风会在亚洲形成呢?科学家认为，这是由于青藏高原(包括喜马

7、拉雅山脉)的存在大大推进了亚洲季风的北进。没有青藏高原，亚洲季风仍将存在，但其势力范围将会小得多，不会像现在的东亚季风那样扩张到东北地区。上世纪50年代国内外科学家提出，青藏高原是一个大气热源，相当于季风的发动机。我国科学家于70年代开展的第一次青藏高原大气科学试验已经初步印证了这一理论。90年代末，为了进一步阐明青藏高原在亚洲季风中的作用，国内外科学家又开展了第二次青藏高原大气科学试验。本世纪初，中国科学院青藏高原研究所成立后，研究人员克服重重困难，在高寒缺氧、气候复杂多变的青藏高原上成功建立起若干个定位观测站，甚至在海拔7200米的冰川上也建立了气象观测站，展现了超人的勇气和探索自然奥秘的

8、决心。最新研究表明，青藏高原提供了一个年均约每平方米20瓦特的大气热源。以青藏高原面积为250万平方公里计算，青藏高原提供的功率相当于50亿千瓦，而三峡发电站的总功率约为l820万千瓦。也就是说，青藏高原提供的热源相当于275个三峡发电站的功率。因此，在亚洲地区，除了常规的海陆热力差异外，青藏高原的强大热源就像一个大功率发动机，推动季风长驱直人地向内陆挺进。人们不禁要问，如此强大的高原热源是如何产生的呢?大气热源有三种产生方式。第一种是由于温度差的存在而引起的热传导。热容量是物质的一种物理特性，是单位质量的物体改变单位温度时所吸收或释放的热量。相同加热条件下，热容量越小的物体升温越快。由于陆地

9、的热容量小，太阳光照射在陆地表面上时，地表便迅速升温。地表与大气的温差越大，地表向大气传递的热量就越多。沙漠地区的地表温度可高达70，与大气的温差可高达30(2，正午的热通量(由于湍流运动，单位时间单位面积内传输的热量)可达到每平方米400瓦特。海洋具有很大的热容量，且海水可以随海风上下翻滚、混合，其表面与大气的温差很小，热通量不过每平方米几十瓦特而已。青藏高原平均海拔在4000米以上，地表的气压只有海平面处气压的一半多一点。阳光穿透青藏高原地区大气层的过程中，因被吸收和反射而损失的太阳辐射低于地球的其他地区，因而到达高原地表的太阳辐射很强。在夏日中午，青藏高原地区的太阳辐射强度可以超过每平方

10、米l200瓦特，偶尔甚至可以超过每平方米l300瓦特，比北京地区高出约三分之一。如果不注意防护，只要一天的时间，偶尔造访高原的人就会被晒脱一层皮。这也是笔者第一次进入青藏高原的亲身经历。强烈的太阳辐射甚至可使青藏高原地表与大气的温差超过沙漠地区地表与大气的温差。尤其是在比较干旱的青藏高原西部，那里的每平方米地表就像一个功率为i00瓦特的电热炉，不停地“烘烤”着大气。大气热源的第二种产生形式是水蒸气凝结产生降雨时释放出来的热量。我们知道，水蒸发时要吸收大量的热量，当水蒸气凝结时，这些能量又会释放出来。因水蒸气凝结而释放的热量主要加热大气上层。凝结的水滴在到达地表之前，会因蒸发而吸收下层大气的热量

11、，从而使大气下层变冷。天气越是干热，水滴因蒸发而吸收的热量就越多，气温下降得也越快。炎炎夏日，当燥热难耐的人们欣喜地享受着降雨带来的凉爽感受时，大气上层正在“紧锣密鼓”地加热呢。显然，降水越多的地方，因水蒸气凝结而释放的能量也越多。2007年7月18日17时至22时，济南市遭遇大暴雨袭击，平均每小时的降雨量达l34毫米，这相当于提供了每平方米95千瓦的热源。就全球平均而言，凝结释放的热量约为地表传递热量的三倍。在青藏高原中部和东部，南亚季风经过雅鲁藏布江河谷时携带了大量水汽，这些水汽在高原上空凝结，在释放大量热量的同时也形成了降水，因而使青藏高原成为亚洲主要大江大河的发源地。实际上，云生云散都

12、是能量释放和消耗的过程，风云变幻在气象学家眼里不过是大气中能量的转换形式。当旅游者陶醉于青藏高原变幻莫测的云霞时，恐怕没有想到云层里正在进行着激烈的能量释放吧。大气热源的第三种产生方式是辐射效应，包括太阳辐射加热和红外辐射冷却两种形式。太阳辐射穿透大气层时，一部分会被水汽和二氧化碳等温室气体吸收，因而使大气升温。红外辐射冷却就是地表和大气系统(简称地气系统)通过发射电磁波而失去能量。相对于太阳辐射对大气的直接加热而言，红外辐射损失的能量要多得多，后者通常高达每平方米数百瓦特。通过红外辐射损失能量的速率与地气系统绝对温度的四次方成正比例。也就是说，温度越低，通过红外辐射损失的能量越小。青藏高原地

13、表和大气的温度比周边地区的温度要低得多。即使在夏天，青藏高原的最高气温一般也只有十几度。而且，高原的积云又多又高。云顶越高，云顶温度越低。这两个因素都导致高原地气系统通过红外辐射损失的能量比周边地区小。因为强大热源的存在，青藏高原的大气对流活动非常强烈。特别是在夏季，因这期间的热源最强，大气对流活动也最为剧烈。对流活动造成大气下层的空气被向上抽吸，再从大气上层流向周边地区。因此有人将青藏高原形容为一个巨大的气泵。由于高原热源对季风的重要影响，在全球变暖的大背景下，了解青藏高原的热源如何变化就显得至关重要。根据我国的气象资料，自1960年以来，青藏高原的地表平均温度已经上升了约1.8，远高于全球

14、以及青藏高原周边地区的平均升温幅度。那么，急剧升温是否意味着青藏高原的热源正在增加呢？初步的研究结果显示并非如此，青藏高原的热源甚至可能正在减弱。升温可能是因为青藏高原外传到周边地区的能量比青藏高原的热源减弱得更快。外传能量的减弱似乎可以从高原风速快速减弱的事实得到验证。据我们猜测，高原风速减弱可能是全球变暖的结果。也就是说，全球变暖导致季风减弱，减弱的季风使青藏高原外传热量减弱，从而使青藏高原加剧升温；迅速升温则导致青藏高原地气系统向太空发射红外辐射的强度增大，从而削弱了高原的热源。 大气运动无国界，全球变化产生的影响也不会是局部的。在全球变暖的背景下，青藏高原气候、生态和水资源的任何变化，

15、都将对生活于亚洲季风区的数十亿人口乃至全世界产生深远的影响。青藏高原气候变化的研究任重而道远。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

16、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

17、，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

18、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，但冰雪的融化却不是均匀的。由于高原地处地球的北半球，阳光由南边射入，冰雪总是南坡融化得快，北坡融化得慢。也就是说，高原季风是高原邻近地区气候形成、变化的主宰者。虽然高原周边地区气温变化的长期趋势也随着高原隆升而降低，但由于高原季风的建立大大破坏了原来准纬向的气候带，使高原东、西两边，以及南、北两侧气候出现了巨大的差异。高原冬季风增强了高原周围的反气旋式环流，从而使高原东侧受到来自北方大陆性气团的偏北气流控制，结果在那里形成了干燥寒冷的冬季气候；高原西侧受到来自低纬海洋性气团的偏南风影响，造成相对温和潮湿的冬季气候。夏季的情况正好

19、相反，对流层低层环绕高原的气旋式环流大大增强，于是在高原东南侧形成潮湿气候，而在高原西北侧形成干旱气候。（亚洲季风的3个区域类型：印度洋西南季风、东亚东南季风、高原季风。其中，高原季风：高原的冬、夏季热力作用相反而形成的一种季节性风系。高原相对于四周同高度的自由大气，夏季为一热源，在高原近地面层形成一个热低压，低压中心厚度约2.5公里；冬季为冷源，形成一个冷高压，厚度约1.0公里。与气压场相适应，在距高原地面1公里高度，存在一个冬夏盛行风向相反的季风层，以高原中部最高，向四周逐渐降低。这种季风现象，是热力作用、大气环流、季节变化共同作用的结果。）一）青藏高原的突变性自然灾害具有巨大的破坏性。5

20、0多年来，在察隅、当雄、昆仑山、汶川先后发生四次8级以上地震。泥石流是青藏高原东南部山区常见的突发性、破坏力较大的自然灾害。在青藏高原的气象灾害中，低温霜冻对农牧业生产具有重大的危害，雪灾导致交通受阻或中断，家畜食物短缺而饿死，干旱气候和频繁的大风导致沙尘暴频发，对人、畜、作物和土壤的影响都很大。气候变化和不合理的人类活动影响使青藏高原地区的缓变型灾害问题也不断增强。草地垦殖和毁林开荒导致大面积的土地退化和水土流失。矿产资源开发与工业发展带来了一系列的环境污染问题。不合理的资源利用影响高原生态系统的平衡和环境质量。二）青藏高原以其独特的下垫面变化对亚洲乃至全球气候变化起着重要的调节作用。我们都

21、知道，山脉的走向对气流的运行有加强和阻碍的作用，如中国的大兴安岭、太行山等一线与东南季风的方向直交或斜交，使夏季风不能深入内陆，成为亚洲湿润的东南部和干燥的西北部的分界。东西延伸的秦岭、大巴山阻挡了冬季风的南侵，使四川盆地温度年际变化小，冬无严寒，夏无酷暑，雨水充沛，温和湿润，大部分树木冬不落叶，而秦岭以北的黄土高原则受冬季风侵袭，寒冷干燥，使之成为温带和亚热带的地理分界线。印度东北部山脉阻挡原理同样如此，使得印缅一带冬季相当温暖，相反，夏季印度洋的西南季风也极少穿过高原，故甘、新一带常年干旱。中国西高东低的阶梯状地势，对冬季风的南下有所加强，使得中国冬季气温普遍下降，但对夏季风的登陆起到了阻

22、滞作用，使得中国东部地区降水丰富而集中。长江流域地带的副热带并不像同纬度其他地区那么完整、强大和稳定，而是出现了一个断裂的西太平洋副热带高压，并且它是随着季节变化发生南北进退和东西摆动的，并在东部地区季风气候变化发挥着重要作用；青藏高原的隆起和形成，对大气环流的影响（改变青藏地区的行星环流）主要体现在动力和热力两个方面，西风流过高原，下层气流被高原阻挡，被分成南北两支气流绕着高原而行，北面的一支经新疆、甘肃、内蒙古西南部、宁夏、陕西等西北地区上空东流入太平洋；而南面的一支则经印度、缅甸和我国西南地区以及长江流域上空，也到达西太平洋，并与北面的一支汇合，在分支点以东和汇合点以西，各有一个风力很小

23、、风向多变的“死水区”（可参考中国地理图集26页、32图形），如，四川盆地就是如此，这里冬季天气变化显著，由于两支西风急流的汇合，使日本成为世界上最强的西风急流区，1万米高空1月份风速达58.4m/s，最大风速102m/s。夏初56月西风急流移至高原北缘，而南方的夏季风尚未到达，喜马拉雅山风力则很微弱，天气稳定；青藏高原的隆升，加大了南亚地区由海陆分布所奠定的经向热力对比，从而使南亚季风进一步增强。归纳一下，青藏高原对亚洲部分地区气候的影响：冬季，亚洲陆地辐射冷却很快，形成干冷的西伯利亚高压（又称蒙古高压），在北太平洋面上为冷湿的阿留申低压，前者势力十分强大，几乎控制全部亚洲大陆。它是大陆反气

24、旋的中心和干冷的极地大陆气团源地，也是冬季大陆季风的源地。由于冬季副热带高压与大陆高压连成一片，二者复合，势力强大，成为亚洲大陆冬半年气候的主宰。高压干冷气流向外吹散，在太平洋沿岸冬季盛行西北风，印度洋沿岸为东北风，这就是东亚和南亚的冬季风，具有晴朗严寒、干燥等冬季高压天气特征。冬季风为干燥陆风，一般不易降水，但吹到日本的西北风，能形成大风雪。侵入长江以南地区的暧海变性极地大陆气团，能形成冬春阴暖或降雨天气。青藏高原，冬季阻挡西风气流，使之分为南北两支，形成北脊南槽的环流形势。由于高原北面高压脊的存在，十分有利于冬季风的南下，使冬季风影响加强，造成我国冬季的寒冷气候；而高原南面的低压槽，由于槽

25、前带来大量的暖湿气流，对我国南方天气气候的影响也很大。又由于高原的阻挡，使高原北侧的南疆和河西一带，冬季干冷；而南侧印缅一带冷空气活动少，冬季干暖。青藏高原在冬季又是个冷源，这将加强高原邻近地区的下沉气流，从而也就加强了冬季季风环流。 夏季，亚洲大陆为热低压所控制，低压中心在印度西北、伊朗南部和阿拉伯，且与赤道低压连为一体。这时夏威夷高压西伸北进，势力最强，范围最大，因此就形成了从北太平洋高压的西部边缘吹向亚洲东部的东南季风。这就是东亚的夏季风，它是源于热带海洋气团的暖湿气流，夏季时对亚洲大陆影响最大。亚洲南部，这时由于行星风带北移，赤道低压移到北半球，南半球的东南信风跨越赤道后转为西南风，这

26、就是南亚的夏季风。当西南季风到达孟加拉湾再向北推进时，受阻于青藏高原而分为两支：一支沿喜马拉雅山向西，进而维持了印度西北部的热低压；另一支沿山脉走向，流向我国，扩大了西南季风对我国的影响范围。夏季时青藏高原对周围自由大气来说是热源，这必然要加强高原邻近地区的季风低压，从而起了加强夏季风的作用。随着西风带的北移和高原总加热在4月由负变正,南侧气旋性偏差环流增强并逐渐北移,6月形成气旋盘踞整个高原的夏季型。在高原南侧,高原冬季偶极型、夏季加热的作用导致孟加拉湾地区常年存在印缅槽,使得印度半岛的感热加热始终强于中南半岛,而中南半岛上空的潜热加热大于印度半岛。印缅槽的演变存在明显的半年周期,证明2月初

27、和8月初的较强低压槽分别对应冬季高原最强的动力强迫和夏季高原最强的热力强迫。对低纬经向风场的分析还表明,季风爆发前高原的热力作用尤为重要,是导致江南春雨的形成,亚洲季风最早在孟加拉湾东部爆发,最后在印度半岛爆发的原因。 高原的作用在于把夏季大陆低压迫向西南移动，直到青藏高原上；把冬季在低纬的大陆高压向西北抬，至蒙古西部，于是才有了现在的夏季热低压和冬季蒙古冷高压，也才会有现在的对流层低层的季风。印度季风之所以特别显著和稳定，是由于海陆分布引起的季风和行星风带的季节变化一致，冬季印度在冷高压的南面，又处于信风带的位置；夏季印度在热低压的南面，又处于赤道槽北移时西南风经过的地方，季风都比较稳定。北

28、面的一支气流是按高压性弯曲运动，加上内陆上空运行，空气中的水汽含量少，干旱少雨天气盛行；南面的一支气流是作低压性弯曲运行，加上沿途有印度洋和孟加拉湾上空充分的水汽，降水多，天气湿润。 高原的热力作用，加强了冬夏季风的交替，扩大了冬夏季风活动的范围。因为青藏高原上空气中含水汽和杂质较少，云量少，多晴朗天气，接受的太阳辐射也较同纬度地区多，高原陆面对太阳辐射吸收能力也比同一高度自由大气吸收能力强，因高层空气稀薄，其质量是平原的一半，因而在增热和散热同等的条件下，高原陆面温度比同一高度的自由大气温度要高，这样的热力作用，使高原上气流的下沉运动增加了大陆气压的稳定性，使中国广大地区降水减少，气候更加干

29、燥，夏季高原气流垂直上升运动剧烈，又使东部平原地区的夏季风活动范围扩大。青藏高原对气旋活动的抑制作用强。由于下沉气流不能穿过高原主体，气旋如果掠过高原的两侧而在高原的高度以下，则此气旋的活动不可能保持显著的运动，其波动的幅度就要减小，如中国西北春季气旋最多，是因为春季西风急流已经北移，西风带气旋容易侵入，而冬季时西风急流正和高原位置相当，急流紧靠高原，因此气旋不容易发展。三）青藏高原是亚洲大江大河的发源地，具有充沛的水源补给系统，发挥着重要的水源涵养作用。青藏的河流，主要是冰水融化增加了对河流水的补给，这不是降水直接补给的，这样在高山上形成积雪冰川，再慢慢地融化下来补给河流。青藏高原是亚洲几条

30、大河如长江、黄河、印度河、恒河、雅鲁藏布江、怒江和澜沧江等的发源地，水能资源丰富。随着高原的不断隆升，加上冷干条件和气候变暖，河流水位、湖泊的湖面会发生一系列的升降变化，而若干湖泊又向盐湖演变，外流水系也在转变为内流水系，这些问题又是一个值得研究的话题。四）青藏高原在生物多样性保护方面具有不可或缺的作用。青藏高原是欧亚大陆生物区系与植被地带的中心与枢纽，高原地区热带、亚热带、温带、寒带和湿润、半湿润、干旱半干旱等多种多样的气候孕育了种类繁多的生物和生态多样性。然而，青藏高原生态环境脆弱，一旦破坏，很难恢复，生物多样性受到日益加重的威胁，威胁主要有三个方面：(1)边缘地区森林采伐。森林采伐一方面

31、使许多优良珍贵树种越来越少，另一方面也威胁到林间植物和生活在森林中的动物。 (2)对野生动、植物的滥捕滥猎和滥采乱挖。近几年来我们经常听说的不法分子持枪猎杀野牦牛、藏野驴和藏羚等。在高原北部高寒草原及其毗邻的高寒荒漠生态系统中如可可西里山地区，自80年代后期起，每年有成千上万淘金农民涌进该区掘地淘金，造成被翻挖的泥坑在沟谷两旁星罗棋布，数以万计。不仅破坏了原野地的自然景观，原始植被也被新土掩埋。另一方面，在淘金者所到之处，生活垃圾废品到处堆积污染环境，并留下一道道数十或上百公里长的车道，车道上植被荡然无存；与此同时，他们还经常盗猎珍贵动物作食物。对生物多样性造成很大破坏。 (4)盲目发展牲畜头

32、数，使草场超载过牧，引起草场退化。青藏高原共有牧场近几十多年来，家畜总头数不断增加，造成严重超载，使大片草场退化，生物多样性降低。例如，大多数牧场已出现沙化。此外，牧民不断迁入高原北部无人区，带去大量家畜，对天然植被也造成一定破坏。五）青藏高原的碳源/碳汇作用影响到全球气候变化。所谓碳源，简单地讲就是我们向大气中排放二氧化碳的活动或过程，比如启动车内汽油燃烧排出的二氧化碳、工业废气中产生的二氧化碳，各种生产加工过程中能源消耗所排放的二氧化碳，甚至包括人呼吸所产生的二氧化碳。可以说，目前大气中二氧化碳浓度逐渐上升的主要原因，就是因为人为活动所引起的人为碳源的增加。而碳汇则正好相反，它是指二氧化碳从大气中被清除的过程、活动或机制。它主要是指森林吸收并储存二氧化碳的多少，或者说是森林吸收并储存二氧化碳的能力。森林碳汇是指森林植物吸收大气中的二氧化碳并将其固定在植被或土壤中，从而减少该气体在大气中的浓度。森林是陆地生态系统中最大的碳库，在降低大气中温室气体浓度、减缓全球气候变暖中，具有十分重要的独特作用。 树木通过光合作用吸收了大气中大量的二氧化碳，减缓了温室效应。这就是通常所说的森林的碳汇作用。二氧化碳是林木生长的重要营养物质。它把吸收的二氧化碳在光能作用下转变为