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1、地形和地面特性与气候世界陆地面积占全球面积的 29，不仅分布形势很不规则，而且表面起伏悬殊，最高山峰珠穆朗玛海拔 8848m，最低洼地死海沿岸-392m。根据陆地的海拔高度和起伏形势，可分为山地、高原、平原、丘陵和盆地等类型，它们以不同规模错综分布在各大洲，构成崎岖复杂的下垫面。这些下垫面，又因沉积物、土壤、植被等的差异，具有不同的特性，使陆气相互作用的过程更为复杂。一、地形与气温地形与气温的关系十分复杂，大地形的宏观影响能对大范围内的气温分布和变化产生明显作用，局部地形的影响也能使短距离内的气温有很大的差别。（一）高大地形对气温的影响绵亘的高山山系和庞大的高原是气流运行的阻碍，它们对寒潮和热
2、浪移动都有相当大的障壁作用，同时它们本身的辐射差额和热量平衡情况又具有其独特性，因此它们对气温的影响是非常显著而广泛的。现以我国青藏高原为例简述如下：1.机械阻挡作用青藏高原海拔高、面积大、矗立在 2940N 间，南北约跨 10 个纬度，东西约跨 35 个经度，有相当大的面积，海拔在 5000m 以上，有一系列的山峰超过 70008000m，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿，对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的
3、印度半岛北部为低。表 610 中 A、C、E 三站位于印度半岛北部，其冬季各月平均气温皆分别比同纬度、同高度的 B、D、F 三站为高，其中尤以 C、D 两站的差异最大。这是由于 D 站沅陵正位于高原以东的平原上，寒潮畅通无阻，而 C站德里又位于高原以南的正中地位，屏障效应十分显著的缘故。冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。从冬季北半球 700hPa 与 500hPa 月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖于西南侧，这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。因西风在高原西侧发生分支，于是高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕
4、过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖湿气流一般具有不稳定层结，比冷空气易于爬越山地。从夏季月平均气温分布图上可以看出，由巴基斯坦北部和东北部阿萨姆两个地区总是有两个伸向西藏方向的暖舌，其中有一部分暖湿气流越过高原南部的山口或河谷凹地，流入高原南部，这是形成雅鲁藏布江谷地由东向西伸展的暖区的重要原因。青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。根据我国衢县与同纬度德里各高度上月平均气温的比较，可以看出在 500hPa 及其以下各层的气温皆是衢县低于德里，尤其是冬半年的差异更大。表 610
5、印度半岛北部与我国同纬度地区冬半年气温（）的比较 2.热力作用将青藏高原地面的气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低，夏季则偏高。根据观测资料分析计算表明，高原地-气系统逐月向四周大气输送的热量如表 611 所示。从 11 月至翌年 2 月是四周大气向高原地-气系统提供热量，这时青藏高原是个冷源，其强度以 12 月、1 月份为最大，向四周自由大气吸收热量 600 多 J/cm2d。春夏季青藏高原是个强大的热源，其强度以 6、7 月份为最大，向四周大气提供热量 850J/cm2d 以上。就全年平均而论，青藏高原地-气系统是一个热源。冬季青藏高原的冷区偏于高原的西部。夏季的暖区范围很广，整个
6、对流层的温度都是高原比四周高，再往高层暖区范围扩大，到了100hPa 层上，温度分布出现高纬暖、低纬冷的现象。 表 611 青藏高原地-气系统逐月向四周大气输送的热量 从青藏高原的地面气温看来，具有如下特点：（1）地球的第三极地：青藏高原由于海拔高，气温特别低，它虽位于副热带、暖温带的纬度上，但在高原主体北部祁连山以及巴颜喀拉山东部 1 月平均地面气温出现-16-18的闭合等温线，盛夏 7 月尚有大片面积平均气温8，冬夏皆比同纬度东部平原平均气温低 1820。（2）气温日、年较差大：青藏高原上地面气温日较差比同纬度东部平原地区和四川盆地都大，比同高度的自由大气更大，气温年较差亦比同高度的自由大
7、气为大，但因海拔高耸，比同纬度东部平原则稍小。（3）气温季节变化急，春温高于秋温：青藏高原上春季升温强度大，特别是当积雪消融之后，雨季未到之前，高原因受强烈的日射，增温甚快，秋季降温速度亦快，春温高于秋温，例如高原上的班戈 410 月气温差为 2.8，而汉口同时期温差为-1.4。以上这些情况都说明高原气温具有大陆性气候的特征。（二）中小地形对气温的影响中小地形对气温的影响也是相当复杂的。首先由于坡地方位不同，日照和辐射条件各异，导致土温和气温都有明显的差异。在我国，多数山地是南坡的温度高于北坡，古诗咏大庾岭的梅花，有“南枝向暖北枝寒，一样春风有两般”之句，就是山坡两侧气温殊异的极好写照。据庐山
8、实测资料，南坡 1.5m 高度的气温在 69 月与同高度山顶相比，晴天平均高 2.1，多云天高 1.8，阴天高 1.5，雨天高 0.8，在有冷平流时可高 2.63.3；北坡的气温在 46月与同高度的山顶相比，晴天平均低 0.8，多云天低 0.6，阴天低 0.4。再以小地形南京方山（一个相对高差约 190m 的孤立山岗）为例，在冬季晴天，距坡地 1.5m 高的日平均气温，南坡比北坡高 1左右，比东坡和西坡高 0.60.7，最高气温南坡比北坡约高 2，比东坡和西坡高 0.71.6，最低气温各方位之间的差异较小，最多不超过 0.7。其次，地形凹凸和形态的不同，对气温也有明显的影响。在凸起地形如山顶，
9、因与陆面接触面积小，受到地面日间增热、夜间冷却的影响较小，又因风速较大，湍流交换强，再加上夜间地面附近的冷空气可以沿坡下沉，而交换来自由大气中较暖的空气，因此气温日较差、年较差皆较小；凹陷地形则相反，气流不通畅，湍流交换弱，又处于周围山坡的围绕之中，白天在强烈阳光下，地温急剧增高，影响下层气温，夜间地面散热快，又因冷气流的下沉，谷底和盆地底部特别寒冷，因此气温日较差很大。图 628 表示三种不同地形的气温日变化曲线，从图上可以看出，无论冬、夏都是山顶气温日振幅小，谷地气温振幅大，陡崖介乎二者之间。此外，在同样的地形条件下，由于海拔高度不同，山地气温有很大的差异，一般情况都是随着地方海拔高度的加
10、大，气温下降。根据我国多数山区实测资料看来，大都是夏季气温递减率大，冬季递减率小，这与我国季风气候有关。冬季大陆偏北风盛行，海拔低的地方冬温不高，其气温随高度递减率乃较小。夏季偏南风盛行，加以低层日射增温比较强烈，因此气温随海拔高度增加的递减率乃相形增大。但亦有部分地区因局部气候条件的特殊，山地气温随高度递减率的季节变化有所不同。各山区在不同坡向不同高度阶段内，气温递减率亦有差异，情况比较复杂。二、地形与地方性风 因地形而产生的局部环流主要有高原季风、山谷风，因经过山区而形成的地方性风有焚风和峡谷风等。（一）青藏高原季风在青藏高原由于它与四周自由大气的热力差异，所造成冬夏相反的盛行风系，称为高
11、原季风。冬季高原上出现冷高压，冬季出现热低压，其水平范围低层大，高层小，其厚度夏季比冬季大。风的季节变化，一般是高原北侧开始最早，高原上次之，高原东侧再次，高原南部最迟。高原季风对环流和气候影响很大，首先它使我国冬夏对流层低层的季风厚度增大。我国西南地区冬夏季分别处在青藏冷高压环流和热低压环流的东南方，应分别盛行东北季风和西南季风，这与由海陆热力差异所形成的低层季风方向完全一致，两者叠加起来，遂使我国西南部地区季风的厚度特别大。高原季风的更大影响还在于它破坏了对流层中部的行星气压带和行星环流。由于高原冬季冷高压和夏季热低压相当强大，冬季厚度可达 5km，夏季可达 57km，因此从海平面至 57
12、km 高度，冬季空气由高原向外辐散，夏季向高原辐合，加之高原大地形的强迫作用，造成高原上深厚气层的升降运动，形成强的季风经圈环流。冬季出现与哈德莱环流圈相似的环流。夏季则出现与哈德莱环流圈相反的环流，空气在高原上升，到了高空流向低纬，下沉，到达地面后折向较高纬度流去，这对南北半球间空气质量的调整亦有很大的作用。（二）山谷风当大范围水平气压场比较弱时，在山区白天地面风常从谷地吹向山坡，晚上地面风常从山坡吹向谷地，这就是山谷风。山谷风是由于山地热力因子形成的，白天因坡上的空气比同高度上的自由大气增热强烈，于是暖空气沿坡上升，成为谷风，谷地上面较冷的自由大气，由于补偿作用从相反方向流向谷地，称为反谷
13、风（图 629a）。夜间由于山坡上辐射冷却，使邻近坡面的空气迅速变冷，密度增大，因而沿坡下滑，流入谷地，成为山风，谷底的空气因辐合而上升，并在谷地上面向山顶上空分流，称为反山风，形成与白天相反的热力环流（图 629b）。山谷风是山区经常出现的现象，只要周围气压场比较弱，这种局地热力环流就表现得十分明显。一般在早晨日出后 23h 开始出现谷风，并随着地面增热，风速逐渐加强，午后达到最大，以后因为温度下降，风速便逐渐减小，在日没前 11.5h 谷风平息而渐渐代之以山风。山谷风还有明显的季节变化，冬季山风比谷风强，夏季则谷风比山风强。（三）焚风沿着背风山坡向下吹的热干风叫焚风。当气流越过山脉时，在迎
14、风坡上升冷却，起初是按干绝热直减率降温，当空气湿度达到饱和状态时，水汽凝结，气温就按湿绝热直减率降低，大部分水分在山前降落，过山顶后，空气沿坡下降，并基本上按干绝热率（即 1/100m）增温，这样过山后的空气温度比山前同高度的气温要高得多，湿度也小得多。如图 630 所示，山前原来气温 20，水汽压 12.79hPa，相对湿度为 73，当气流沿山上升到 500m 高度时，气温为15，达到饱和，水汽凝结，然后按湿绝热率平均 0.5/100m 降温，到山顶（3000m）时气温在 2左右，过山后沿坡下降，按干绝热率增温，当气流到达背风坡山脚时，气温可增加到 32，而相对湿度减小到 15。由此可见，焚
15、风吹来时，确有干热如焚的现象。焚风是山地经常出现的一种现象，白天夜晚都可出现，例如偏西气流经过太行山下降时，位于太行山东麓的石家庄就会出现焚风。其它如亚洲的阿尔泰山、欧洲的阿尔卑斯山、北美的落基山等都是著名的焚风出现区。（四）峡谷风当空气由开阔地区进入山地峡谷口时，气流的横截面积减小，由于空气质量不可能在这里堆积，于是气流加速前进（流体的连续性原理），从而形成强风（图 631），这种风称为峡谷风。在我国的台湾海峡、松辽平原等地，两侧都有山岭，地形像喇叭管。当气流直灌管口时，经常出现大风，就是由于这个缘故。此外，气流经过不同地形尚可产生一些其它地方性风。三、地形与降水地形既能影响降水的形成，又影
16、响降水的分布和强度。一山之隔，山前山后往往干湿悬殊，使局地气候产生显著的差异。（一）地形与降水的形成迎风山地对降水的形成有促进作用，这主要是由于原来空气层结是对流性不稳定或条件性不稳定的，风经过山地的机械阻障作用，引起气流的抬升运动，空气达到凝结高度后，在上述层结条件下，能加速上升运动的继续发展，凝云致雨；当低压系统或锋面移到山地时，因地形的阻障作用，使低压系统或锋面移动滞缓，因而导致气旋雨或锋面雨雨时延长，强度增大；当气流进入谷地时，由于喇叭口效应，引起气流辐合上升，如果空气潮湿，层结条件又适宜时，就会产生降水；在大陆性气候区，夏季由于山坡南北增温情况不同，或由于谷底与山坡增温比谷上空气增温快，会产生局部热力对流，形成对流雨或雷暴雨；气流经过崎岖不平的地形区域，因摩擦力的影响产生湍流上升运动，在其它条件适宜时，往往形成低层云或层积云，产生小量降水，如毛毛雨、小雨等。总之，地形虽对降水的形成有一定的
