首先，在冬季，北半球的西風帶南移。由于高大的青藏高原的存在，使三四千米以下的西風氣流分成南北兩支急流。北支在高原西北部形成西南氣流，給高原北側，新疆中部的天山地區帶來一定的濕度。當這支氣流再繞過新疆北部以后和南下的極地大陸氣團匯合，轉為強勁的西北氣流，使我國冬季風的勢力增強，并向南伸展得很遠。南支氣流在高原的西南部形成西北氣流，使本來就很干燥的南亞西北部雪上加霜，更加干燥（在世界氣候類型困上，那里屬于熱帶沙漠氣候）。當這股氣流繞過高原南側以后，又轉為西南氣流，掠過我國的云貴高原以后，繼續向東北方向運動，直至長江中下游地區。這股來自低緯度的暖性氣流又往往是造成我國江南地區“暖冬”天氣的重要因素。這兩支氣流在長江中下游地區匯合東流，形成北半球最強大的西風帶。這支西風對我國東部地區的天氣變化起著重要的作用（我們在衛星云圖上所看到的過往我們上空的云，總是自西向東運動，其動力就是這股西風）。與此同時，位于我國青藏高原東側的四川盆地和漢中一帶，恰在這南北兩支氣流之間，風力微弱，空氣穩定，成為“死水區”，多云霧天氣。
在夏季，北半球的西風帶北移，西風南支氣流消失，夏季風迅速向北推進，氣旋活動頻繁，我國東部季風區自南向北先后進入雨季。到了10月以后，西風又逐漸南移，南支西風氣流又重新出現，夏季風復退，冬季風又控制了我國東部南北。綜上所述，如果沒有青藏高原的阻擋，我國大部分地區均能受到盛行西風帶的影響，如是那樣，我國的氣候將會是另一番景象。
其次，由于青藏高原本身所產生的明顯的熱力作用，這種熱力作用直接影響著東亞的季風環流。冬季，巨大的高原，因地勢高，冰雪面積大，空氣稀薄，輻射冷卻快，降溫迅速，成為一個低溫高壓中心。此中心一方面使高原南側的西風南支氣流得到加強；另一方面，這個低溫高壓中心又迭加在蒙古高壓之上，更加強了冬季風的勢力，使我國東部南北溫差增大。夏季，青藏高原上為一熱低壓。這個熱低壓又強烈吸引著來自南亞地區的西南曖濕氣流，使西南季風的勢力加強，給江南北部、江淮地區送去大量的降水。特殊年份也能影響到川西、隴東地區。同時，在高原的高空，又常形成一個暖性高壓。這個暖性高壓在東移時，常給川、陜、云、貴各省帶來干旱天氣，使長江中下游地區的梅雨結束，轉為伏旱。這個暖性高壓，如果位置偏西，則長江中下游、川東和貴州多雨；而川西與華北少雨；如果位置偏北，則長江流域少雨干旱；偏南則長江流域多雨偏澇。
再其次，由于青藏高原的屏障作用，它直接阻擋了我國西部地區對流層下部南北冷暖氣流的交流。冬季，冬季風阻滯于高原以北，使我國西北內陸冷高壓勢力更強，并使冷空氣南下的途徑偏東；使位于高原南面的印度比其東西同緯度地區氣溫高而氣壓低，氣溫年較差小。夏季，青藏高原阻擋了西南季風深入北上，使大量的來自印度洋熱帶洋面上的暖濕氣流只能大部停留在南亞的東北部和青藏高原的東南一隅；一部分掠過高原東南邊緣的西南暖濕氣流進入我國的西南。華中和華東地區，加強了這些地區的降水過程，而我國西北地區則由于青藏高原的屏障作用干旱少雨。
另外，造成我國東部地區的大雨或暴雨的西南低渦，其渦源就在青藏高原。由于青藏高原熱力作用的存在，它可以使高原上空的大氣產生熱力對流，這種熱力對流能使高原上空的云泡匯集，成為云團、云區或云帶，最后在南支西風急流的吹送下，以跳躍式的水平運動方式移出高原，造成我國東部地區的大量降雨。
