地形对气候的影响

杨琭0126
地形对气候的影响是多方面的，也是错综复杂的。

高大的山脉和高原的热力作用和动力作用十分巨大，能对气候发生重大的影响，与海陆分布和洋流对气候的影响作用同样重要。

局部地形由于海拔高度、坡向、坡度和地形形态的差异，可在短距离内产生显着不同的局地气候。

由于地形的作用，进一步破坏气候的纬度地带性，导致地面气候更加复杂多样。

根据陆地的海拔高度和起伏形势，陆地地形可分为山地、高原、平原、丘陵和盆地等类型，他们以不同规模错综分布在各大洲之上，构成崎岖复杂的下垫面。

一、地形与太阳辐射
地形对太阳辐射的影响是随海拔高度、坡向、坡度，纬度季节等而异。

就直接辐射与总辐射而言，随海拔高度的增加有增强的现象。

这是因为，高度大，太阳辐射通过的空气柱的距离缩短，空气密度小，水汽微尘少，受到大气的吸收、散射等作用而损耗的能量少，因此总辐射和直接辐射增强。

夏半年，因正午太阳高度角大，南北坡所受到的太阳直接辐射差别小，冬半年则差别大。

纬度越高，南北坡所受到的太阳直接辐射差别越大。

从太阳直接辐射的日变化看，在偏东的坡地上，上午的太阳直接辐射通量大于下午的太阳直接辐射通量，其最大值出现在上午，在偏西的坡地上则正好相反，南坡和北坡的太阳直接辐射通量在上午和下午基本上是对称的，其最大值均出现在水平面上太阳高度角最大的正午附近。

二、地形与气温
地形与气温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
绵亘的高大山系和庞大的高原是气流运行的阻碍，他们对寒潮和热浪移动都有相当大的壁垒作用。

同时他们本身的辐射差额和热量平衡情况又具有其独特性，因此他们对气温的影响是非常显着而广泛的。

这种影响主要表现在机械阻挡作用和热力作用两个方面。

下面以青藏高原为例来简要说明。

青藏高原海拔高、面积大，矗立在29°--
40°N之间，南北约跨纬度10°，东西约跨经度35°，有相当大的面积高度在5000米以上，有一系列的山峰顶部海拔超过了7000--8000米，占据了对流层中下层，犹如大气海洋中的一个岛屿，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、黄土高原至东部平原，这就导致我国东部热带、副热带的冬季气温远比受青藏高原屏障的印度半岛北部为低。

冬季西风气流遇到青藏高原的阻挡被迫分支，分别沿高原南北两侧绕行，高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。

因此，在高原北半部，冬季各月都是西北侧暖于东北侧，在高原南半部，则是东南侧暖于西南侧。

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，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。

如雅鲁藏布江谷地由东向西伸展的暖舌即由此而成。

青藏高原地面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。

从11月至翌年2月是四周大气向高原地-气系统提供热量，这进青藏高原是个冷源，其强度以1月、12月份最大，每平方厘米每天要向大气吸取约150卡的热量。

春夏季青藏高原是个强大的热源，共强度以6、7月份为最大，每天每平方厘米的面积上要向四周大气提供200卡以上的热量。

（二）中小地形对气候的影响
中小地形对气候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波。

我国古诗咏大庾岭的梅花，有“南枝向暖北枝寒，一样春风有两般”之名，就是山坡两侧气温殊异的极好写照。

坡地方位对气温的影响还因纬度和季节而异，多数情况是高纬影响比低纬显着，不同方位坡地的温度差异，一般都是冬季最大，夏季最小。

小地形的坡地方位不同对气温亦有很显明的影响，以南京方山（一般相对高差约190米的孤立山岗）为例，在冬天晴天日平均土温南坡比东坡、西坡高3℃左右，比北坡高5-6℃，比一般的平坦山顶高3-4℃，地面最高温度南坡比东坡和西坡各高12.4℃和6.2℃，比北坡高15.2℃，比平坦的山顶高11.4℃。

其次，由于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，因与大陆接触面积小，受到地面日间增热、夜间冷却的影响较小，湍流交换较强，再加上夜间地面附近的冷空气可以沿坡下沉，而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经营管绕之中，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，谷底和盆地底部气温特别寒冷，因此气温日较差很大。

气温年较差亦有类似现象，在低纬的高原，气温日变化虽较大，但年变化较小。

例如，我国昆明（25ºN，1893米）位于云贵高原，夏季正午太阳高度角虽甚大，但因海拔高，气温并不炎热；冬季因纬度低，正午太阳高度角并不小，白昼时间亦不短，所以温度不过冷，是众所周知的“四季如春”的地方，其年较差为10.9℃，比同纬度的低地桂林要小9.3℃。

（三）海拔高度对气温的影响
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大，气温下降，但其变化速率因山地性质和气候条件而不同。

在1000米高度以下，武夷山西北面的气温与东南面不同，冬季因受西北季风影响，西北面的气温要比东南面低2-4℃；夏季东南季风盛行，因焚风效应，西北面的气温要比东南面稍高。

在较大的高度上因南北两面的空气逐渐混合，其气温差异便逐渐减小，最后趋向一致。

由于气温随海拔高度的增大而递减，反映在山区物候上亦因高度不同而有明显的差异，白居易游庐山大林寺曾有诗云：“人间四月芳菲尽，山寺桃花始盛开。

”就是非常鲜明的对照。

三、地形与风
（一）青藏高原季风
青藏高原由于它和四周自由大气的热力差异，所造成冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。

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。

我国西南北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压相当强大，冬天厚度可达5公里，夏季可达5-7公里，因此，从海平面到5-7公里的高度，冬天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，造成高原上强而厚的气层的升降运动，形成强的季风经圈环流。

（二）山谷风
当大范围水平气压场比较弱时，在山区白天南面风常从谷地吹向山坡；晚上地面风常从山坡吹向谷地，这就是山谷见。

山谷风是由于山地热力因子形成的。

白天因山坡上的空气比同高度的自由大气增热强烈，于是暖空气向坡上升，成为谷风。

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。

谷风将水汽从谷中带到山上，使谷中湿度减小，而山上湿度增大，甚至形成云层或降水，而山风则情况相反。

（三）焚风
沿着背风山坡向下吹的干热风叫焚风。

当气流越过山脉时，在迎风坡上升冷却，水汽凝结，大部分水分在山前降落。

过山顶后，气流沿山坡下降而增温。

这样，过山后的空气温度比山前同高度上的空气温度要高得多，湿度要小得多。

例如，偏西气流越过太行山下降时，位于太行山东麓的石家庄就会出现焚风；夏季武夷山的西北面亦有东南季风过山后产生的焚风现象。

初春的焚风可使积雪融化，有利于农田灌溉；夏末的焚风可使粮食和水果早熟；强大的焚风在冬季可引起山区的雪崩，在春夏季节往往使植物烘烤致死，或引起森林火灾。

（五）峡谷风
当空气由开阔地区进入峡谷口时，气流的横截面积减小，由于空气不可能在这里堆积，
于是气流加速前进（流体的连续性原理），从而形成强风，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，地形象喇叭管，当气流直灌管口时，经常出现大风，就是由于这个缘故。

四、地形与降水
地形既能促进降水的形成，又能影响降水的分布和强度。

一山之隔，山前山后往往干湿悬殊，使局地气候产生显着差异。

（一）地形与降水的形成
在迎风的山地对降水的形成有促进作用。

这主要是由于：（1）原来空气层结是对流性不稳定或条件不稳定的，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，能加速上升运动的继续发展，凝云致雨；（2）当低气压系统或锋面移到山地时，因地形的阻障作用，使低气压系统或锋面移动滞缓，因而导致气旋雨或锋面雨雨时的增长和强度增大；(3)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，就会产生降水；（4）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情况不同会产生局部热力对流，形成对流雨或雷暴雨；（5）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，形成低层云，产生小量降水。

总之，地形对降水的形成有一定的促进作用。

但是如果气流很干燥，即使遇到山地有抬升作用，也不能产生降水。

（二）地形对降水分布的影响
地形对降水分布的影响主要是随坡向和高度而异。

1．坡向与降水：
当海洋气流与山地坡向垂直或交角较大时，则迎风坡多成为“雨坡”，背风坡则成为“雨影：区域。

从世界降水量分布图可以看出，在中纬西风带的大陆西岸山地的西坡，降水量很大，例如挪威的斯堪的纳维亚山地的西坡，年降水量在1000－2000毫米，但背风面年降水量只有300－500毫米。

我国台湾山脉的北、东、南三面都迎着海风，降水丰富，年降水量都在2000毫米以上，台北的火烧寮年降水量达8400多毫米，但一到西侧背风坡，降水突然减少，其影响波及福建沿海岸地区。

如温州年降水量皆在1700毫米以上，而厦门却只有1185毫米。

凡是山脉走向与盛行气流平行的山地，则山两侧的降水量差异较少，如阿尔卑斯山脉与盛行西风平行，山的北坡与南坡降水量相差很小。

2．高度与降水：
由于山地对降水的形成有促进作用，所以在一般情况下，大抵山上降水比山下多。

在迎风山地，由山脚向上降水量起初是随着高度的增加而递增的，达到一定高度降水量最大，过此高度后，降水量双随着高度的增加而递减。

此最大降水量高度因地而异，一般是空气愈湿润，大气愈不稳定，最大降水量高度愈低。

如印度西南沿海山地空气异常潮湿，其最大降水量高度一般在500-700米之间，我
国的浙皖山地大致在1000米左右，气候干燥的新疆山地大致在2000-4000米间，青藏高原最大降水高度从高原外围向内部逐渐增高。

在主要水汽来向的迎风面（喜马拉雅山西段及东段南麓、天山北侧、川西山地）最大降水高度皆在2000米以下，高原内部因气候干燥，大部分地区最大降水高度都在5000米左右。

（三）地形对积雪的影响
山地垂直气温递减的情况虽各有不同，但总的来说，愈向高处气温愈低，如有积雪，则积雪时间愈长，到达一定高度就具有永久积雪，这个高度就称为雪线。

雪线高度主要因纬度而异。

从全球来看，最大雪线高度出现在南北半球的热带和副热带，特别是其干旱气候区，因为这些干旱气候区晴天多，又多下沉气流，积雪比较容易融化。

随着纬度的继续增高，气温愈益降低，在总降水量中的雪量的比例逐渐增大，冬长夏短，雪线逐渐降低。

到了高纬度，长冬无夏，地面终年积雪不化，雪线也就降到了地面上。

在同纬度的山地，雪线高度可能因种种条件而不同。

例如，在冬季降雪多的地区雪线比较低，在降水集中夏季的地区妻线就比较高；向阳坡的积雪比阴坡易于融化，前者雪线就比后者高；迎风坡的积雪易被吹散，北风坡积雪易于积存，前者雪线就比后者高；在面向大陆的干旱坡降雪量小于面向海洋的湿润坡，因此前者雪线就比后者高。

例如，喜马拉雅山南坡湿润，雪线高度平均低于3900米；北坡干旱，平均雪线高度却在4200米，个别地区雪线高达6000米。

五、山脉是气候的分界
高大山脉不仅本身具有特别的气候特征，而且还影响邻近地区的气候。

如我国有些山脉可以阻挡或改变气流的活动情况，使北来的寒潮不易南下，南来的暖气流滞缓北上，又可使湿润气团的水分在迎风坡大量成为降水降落，背风坡则变得异常干燥，所以山脉两侧的气候出现极大的差异，往往成为气候区域的分界线。

我国秦岭山脉横亘东西，其一般高度约在2000-3000米，使冬季风的南下与夏季风的北上受到阻障，导致华北、华中气候显然不同。

秦岭以北，1月均温在0以下，秦岭以南，1月均温在0以上。

如西安1月均温为－，南郑则为3，西安年降水量只有518毫米，而南郑则有791毫米。

秦岭成为我国北亚热带与南温带气候的天然分界线。

又如，新疆降水的水汽来源主要是北冰洋，因天山山脉对北来水汽输入起了相当大的阻障作用，天山以北的乌鲁木齐年降水量为了345毫米,天山以南各地普遍少于100毫米。

从气温来讲，天山对于阻挡西伯利亚寒流的侵袭起着一定的作用，天山以北日均温在0以上的日数每年不到200天，天山以南则超过260天。

喜马拉雅山的南坡是西南季风的迎风坡，是世界上降水最多的地区之一，乞拉朋齐降
水量达11429毫米，最多年降水量达毫米，其中七月份的降水量就有9300毫米，而喜马拉雅山的北坡年降水量一般不超过250-500毫米。

在气温方面，由于喜马拉雅山对冬季风的屏障作用，使印度的冬季气温比同纬度的我国华南地区要高得多。

如印度加尔各答1月均温为，我国广州则只有.
总之，大致与纬线平行的山脉以南北气温悬殊为主，与海岸线平行的山脉以迎风多雨，背风坡干旱为主，高耸绵延的山脉则是不同气候区域的分界线。