知识点三：气候形成的地理因素气候形成的地理因素主要包括：地理纬度、海陆分布、地形等。假如地球表面是均质的，那么地球上的气候将有按纬度呈带状分布的特点。但地球表面错综复杂，有海、陆、各种地形，植被及冰雪覆盖等（这些不同的地表统称为下垫面）。由于下垫面的不同，在接受太阳辐射、储存和转化热能，以及供给大气运动能量的方式也不同，它直接影响太阳辐射的时空分布和大气环流性质，从而使地球表面产生不同的气候，所以地理因子是气候形成的重要因子之一。本章重点阐述地理纬度、海陆分布、地形等在气候形成中的作用。一、地理纬度对气候的影响地理纬度在气候形成上是非常重要的，因为纬度不同，会影响太阳高度角的大小，昼夜长短，因而决定了地面上太阳辐射和热量的收支；因为纬度不同，地转偏向力的大小就不同，对于风的偏向、气旋、热带气旋乃至反气旋的形成，皆发生显著的影响。从而决定了大气温度场、风场和气压场以及其它要素场具有纬向带状分布特点。由于这些情况的差异，在纬度不同的地方，产生了不同的气候。二、 海陆分布对气候的影响（一）海陆的冷热源作用与气温。下垫面是大气增温的直接热源。由于陆地和海洋的物理性质不同，在同样太阳辐射条件下，海陆之增温和冷却过程有明显差异，海洋的反射率小，热量大、传热方式多，与陆地相比，海洋吸收的热量多，储存的热量也多，增温和冷却过程缓慢，海洋既是一个巨大的热量储存器，又是温度调节器，由于海洋的影响，与同纬度陆地相比，海洋及沿海具有冬暖夏凉的气候特点。从沿 30°N 各经线的海洋和陆地，各种热通量比较中，可看出，由于海陆之间的物理性质不同，增温和冷却有明显差异致使同一纬度天文辐射相同的条件下，海洋和大陆提供给大气的热量明显不同。夏季，海洋是大气净支出热量的区域，为“冷源”，大陆是大气净收入量的区域，为“热源”，冬季则相反，海洋是“热源”，大陆是“冷源”。表 1 1、7 月沿 30°N 各经度辐射、蒸发、降水及各种热能通量比较月份北非、阿拉伯我国西藏高原我国东部 平洋中部0～55°E85°E95°E115°E120°E135～180°E太阳辐射1 36.0 50.032.018022.0 24.0（10卡/日）7 77.6 70.055.037334.3 48.2辐射差额1 9.0 2.0 6.7 835.0 12.0（107 25.1 21.321.022321.7 40.0 （三）地形对降水的影响1、地形与降水的形成地形对降水的影响主要表现在能促进降水的形成，又影响降水的分布。地形能促进降水的形成。由于地形对气流的阻挡或强迫抬升等动力作用和产生局地环流的热力作用，从而促进降水的形成。暖湿气流遇山脉的阻挡被迫抬升可造成相当大范围内的气流产生上升运动。气流上升绝热冷却，促进水流凝结而成云致雨。这是迎风山坡降雨量丰沛的重要原因之一。地形对降水形成的影响还表现在对锋面、气旋等降水天气系统的产生、发展和移动的影响。当冷锋前进遇到连绵起伏的群山，因受山脉阻挡移速减缓和停滞，常常形成静止峰，我国冬半年冷空气南下到达南岭山地，因冷空气势力减弱，又受山地阻挡，冷锋常常在南岭北坡停滞，形成静止锋，使长江中下游一带出现阴雨连绵的天气，寒潮冷锋也常常受云贵高原的阻挡，在东坡停滞而形成昆明准静止锋，造成贵阳“天无三日晴”的气候特征。天山准静止锋的形成，地形也起很大作用。当冷锋遇到孤立山脉时，受山脉阻挡的锋段停滞不前，但山地两侧的冷空气仍可推动其前沿冷锋绕山而过。两段冷锋逐渐在山背面相遇，形成地形性锢囚锋。这种情况在我国浙闽山地、祁连山地等都可见到，山地的阻挡造成锋面、气旋等天气系统的移速减缓或停滞，从而使降水强度加大，降水历时增长。地形热力作用产生的局地环流，也能影响降水。山谷风环流在夜间，从山顶顺山坡流入谷地的山风，迫使谷地暖空气抬升，河谷水气充沛，暖湿空气被迫上升使云层内的不稳定性增大，有利水汽凝结形成云雨。这种受局部地形条件所形成的降水，一般是白天晴朗，夜间降雨，称为地形性夜雨。在高原和山区的一些宽阔的河谷中多夜雨。如青藏高原上，拉萨河谷中的拉萨、年楚河谷的日喀则，夜雨率高达 80%以上。2、地形对降水分布的影响地形对降水分布的影响，主要是随地形坡向和海拔高度而异。地形对降水分布的影响，首先表现在山地迎风坡多雨和背风坡少雨的明显差异。山地对气流或天气系统的阻挡，使之停滞或被迫抬升，促进水汽凝结成云致雨，因此迎风坡多雨。当气流翻越山脊到达背风坡时，一则空气中水汽含量大减，更因气流下沉绝热增温，致使云消雨散。与盛行风风向垂直的高大山脉两侧的年降水量往往相差十分悬殊。从世界降水量分布 图可以看出，世界著名的多雨中心，都位于高大山脉的迎风坡。挪威斯堪的纳维亚山地的西坡，年降水量达1000～2000mm，而背风坡年降水量只有 300～500mm。喜马拉雅山迎风坡的印度乞拉朋齐年降水量可达 11439mm。而位于背风坡的我国西藏高原上的隆子，年降水量只有 273mm，与乞拉朋齐的年降水量相比竟相差 40～50 倍。又如我国台湾山地的东、北、南三面，都迎着海风，年降水量都在 2000mm 以上，到西侧背风坡，降水量明显减少，其影响波及福建沿海，厦门的年降水量仅为 1093. 7mm。我国大部分地区是季风气候，风向随季节变化，不同地区、不同季节，风向不一样，因此山地哪面是迎风坡，哪面是背风坡并不固定。秦岭为东西走向，冬季盛行偏北风，北坡是迎风坡，降雪量大于南坡；夏季盛行偏南风，南坡变为迎风坡，降水量大于北坡。又如黄河中上游地区，产生降水的天气系统多来自北方，故山地北坡多半是雨坡。山地对降水分布的影响，表现在山地降水的分布，一般都是自山麓向上随海拔高度增加而增多。从表 9可见，我国山地降水随海拔高而变化的基本规律。表 9 山顶和山麓的降水比较降水量随海拔高度增加而增大的趋势并非一直保持不变，而是有一定限度。对于高大山脉，到一定高度降水量达最大值，再向上降水量又随高度增加而减少，这个高度称为最大降水高度。最大降水高度与许多因素有关。一般情况，气候湿润地区的最大降水高度较低；气候干旱地区的最大降水高度较高。据研究，喜马拉雅山南坡最大降水高度在 1000～1500m，阿尔卑斯山约在 2000m，中亚山区在 3000m 以上。干旱地区，水汽的凝结高度很高，甚至气流刚开始降水就越过山顶了。因此，降水高度比较高，甚至不出现最大降水高度。此外，最大降水高度随季节而变：一般是夏季（湿季）低于冬季（干季）。图 2-51 是天山北坡降水量随高度的变化情况。图 2-52 是秦岭北坡降水随高度的变化。图 2-51 新疆天山北坡降水量随高度的变化图2-52 秦岭北坡年降水量与高度的关系可见，天山北坡冬半年和夏半年最大降水带都出现在 2000m 附近，秦岭北坡最大降水带则在 1200～1300m 附近。 本章重点阐述了气候形成的三个因子，讲解了辐射因子、环流因子和地理因子。通过本章的学习，应该明确：1. 太阳辐射是气候形成的基本因素，反映了地球气候分布的基本轮廓。2. 环流因子是气候形成的重要因素，同时它也是气候形成诸因素中最活跃的因素，；3. 地理因子是气候形成的另一重要因素。学习了这些内容后，相信大家为进一步学习后续气候带和气候型奠定了基础。希望同学们将所学到的理论和知识点应用到现实生活中去，为我们的生活、生产服务。　如果想要了解更多关于气候学的内容，请在学习资源继续了解本章拓展内容。 卡/日）蒸 发 量1 0.3 0.050.01111.3 8.0（毫米/日）7 0.23 1.361.50252.43 3.0显热通量1 7.5 10.010.0172.3 14.0（10卡/日）7 26.33 17.512.512512.5 0.17潜热通量1 1.5 — — 8.720～ 40（10卡/日）70.6～1.0— — 32.0 21.5潜热通量+1 9.0 — — 8.0 – 10.0 44.8显热通量7 26.93—27.33 44.5 22.0降 水 量1 0.2 0.050.032.202.50 5.0（毫米/日）7 0.17 1.984.954.774.77 2.81由于海陆的冷热源作用，海气之间的热量交换与陆气之间热量交换不同，因而导致海陆气温变化迥然不同。表 2 在 30°N 不同高度上海陆气温及其差值（℃）等压面（豪巴)月份(1)亚非大陆(2)太平洋（1）~（2）海平面179.23.1012.524.7-3.36.3850175.524.06.516.4-1.07.6 50017-16.5-4.3-14.5-6.8-2.02.530017-41.8-28.1-38.5-33.0-3.34.9比较 30°N 不同高度上，海陆之间的气温及其差值可知，1 月亚非大陆的气温比太平洋低；7 月则相反，大陆的气温比海洋高，二者的差值，7 月比 1 月大。从亚欧大陆自西向东沿 53.3°N 的平均气温变化看，1 月沿海气温比内陆高，7 月份相反，沿海气温低于内陆。表 3 亚欧大陆自西向东沿 53. 3°N 的平均气温变化地点 1 月 7 月年平均年数差都柏林（6.35°W）巴尔瑙尔（83.82°E 内陆）气温差值（内陆～海洋）5.0-18.3-23.315.019.7+4.79.40.8-8.610.038.0+28.0综上所述，海陆之间的气温差别明显。海陆气温差别大小，因纬度和季节而异，在冬季，海陆气温的差异以中高纬度最大，夏季以副热带最显著。就全球来看，由于北半球海洋面积比南半球小，所以北半球冬季平均气温比南半球低，夏季比南半球高。夏季北半球平均气温为 22. 4℃，南半球为 17. 1℃，北半球冬季平均气温为 8.1℃，南半球为 9.7℃。（二）海陆分布对降水的影响海陆分布对降水的影响比较复杂，海洋表面空气中水汽含量虽多，但要造成降水还必须有足够的抬升作用，使湿空气上升凝云致雨。从降水的成因来讲，可分为对流雨、地形雨、气旋雨（锋面雨）和台风雨四种。由于海陆物理性质不同，这四种降水出现的时间和降水量有显著的差异。1、对流雨：形成对流雨的一个重要条件是空气层结的不稳定性，在大陆上夏季午后空气层结最容易达到不稳定，在水气充足和其他条件适宜时，就会产生对流雨。海洋表面在夏季午间水温往往比海面气温低，空气层结很稳定，尤其是冷洋流表面有面逆温现象很显著，只利于雾的形成而不会产生空气的上升运动，不会形成对流雨。只有暖洋流表面，在冬季夜间，水温比气温高，当天空有低云时，夜间云的上部空气辐射散热很快，云下空气得到云层的保护作用，有效辐射不强，下层又与暖水面接处，因此下层气温甚高，上层空气因长夜的辐射散热变得很冷，气温直减率大，空气层结不稳定，有利于对流雨的形成，或者在冬季大陆冷气团移动到暖洋流表面，气团下层增暖，也会出现层结不稳定现象，而产生对流雨。但总的讲来，海洋上的对流雨远比大陆上少，出现时间多在冬季夜间或早晨。2、地形雨：地形雨只会在大陆上出现，在盛行海洋气流的迎风坡上才易形成，最著名的例子是印度的乞拉朋齐，它位于喜马拉雅山的南坡，年平均雨量为 11440mm,是世界上少有的多雨区。3、气旋雨：也称锋面雨。气旋经过时，由于冷暖空气相遇，促使暖湿空气作上升运动，产生大范围降水。海洋上的降水绝大多数是气旋雨。海面平滑，气旋中的逆时针向的环流不易遭到破坏，水汽又甚充足，在冬季锋面气旋发达，所以海上气旋雨在冬季特别丰富，尤以温带大陆西岸为突出。4、台风雨：台风是产生在热带海洋上的一种空气旋涡。台风中有大量暖湿空气上升，产生强大的降水。综上所述，海洋和陆地上降水类型和降水出现时间有明显差异，海洋上多为气旋雨（锋面雨）和台风雨，并以冬季夜间或清晨为多，大陆地区则多为地形雨和对流雨，以夏季午后为多。（三）海陆分布与周期性风系由于海陆冷热源作用，引起海陆气温差异而形成周期性风系，有以一日为周期的海陆风和以一年为周期的季风，它们在气候形成中都起着一定的作用。1、海陆风在沿海地区，白天近地面层风从海洋吹向陆地，在某一高度上，风又从陆地吹向海洋。夜间，近地面层风从陆地吹向海洋，在某一高度以上，风又从海洋吹向陆地，这种明显的以一日为周期的风系称为海陆风。白天由海洋吹向陆地的称为海风，夜间由陆地吹向海洋的称为陆风。海陆风的产生是由于海陆冷热源作用而引起的一种小范围的热力环流。白天陆地增温迅速，海洋增温缓慢，陆地上空气受热膨胀上升，到了一定高度上，空气质量增多，气压升高，陆地上空的气压要高于同高度的海洋上空的气压，出现了由陆地指向海洋的气压梯度力。在气压梯度的作用下，空气从陆地上空流向海洋上空，结果海洋上低层气压升高，陆地上低层气压降低，低层出现自海洋指向陆地的气压梯度力，气流则自海洋吹向陆地，形成海风。 图 1 海陆风夜间，陆地冷却迅速，海洋冷却缓慢，同理，上层空气自海洋流向陆地，低层空气自陆地吹向海洋，形成陆风。海风和陆风转换的时间，随地区和天气条件而定，一般情况是，海风开始于上午 9～11 时，13～15 时海风最强，此后逐渐减弱，17～20 时左右转为陆风，如遇阴天，海风出现时间要推迟，强度要减弱。海风风速能达 5～6m／s，陆风风速一般只有 1～2m/s，海风的水平范围和垂直厚度也比陆风大，这是因为白天海陆温差大，夜间海陆温差小的缘故。在大范围气压场的水平气压梯度比较弱或气温日变化大的地区和季节，海陆风明显。热带海陆风最强，全年均可出现，温带海陆风比较弱，主要在夏季出现。海陆风对滨海地区的气候有一定影响。吹海风时，从海上带来大量水汽，往往形成雾或低云，甚至产生降水。海风可调节沿海的气温，使盛夏不易出现酷热的天气。2、季风大范围地区的盛行风向随着季节的变化而改变的现象，称为季风，随季风风向的改变，天气和气候的特点也发生显著变化，季风环流是大气环流的重要组成部分。世界季风的区域分布很广，例如亚洲的东部和南部、东非索马里、西非几内亚附近沿岸、澳大利亚北部和东南部沿海，都是比较著名的季风区，其中又以亚洲季风最强盛，范围最广大，最典型。就平均情况而言，亚洲地区由于海、陆、地形分布的影响，破坏了行星环流带，形成了特别显著的季风环流系统。冬季，亚洲大陆上形成了蒙古高压，高空有一个低压槽；太平洋上海平面出现一个冷性低压，高空为一个暖性高压。夏季，亚洲大陆上形成印度热低压，对流层上部有一个亚洲季风高压；太平洋上相反，地面形成太平洋高压，其上空为一低压槽区。就基本气流来讲，在对流层低空，冬季盛行西北，北和东北风。到夏季则盛行西南和东南风，在对流层中、高空，冬季为极地、副热带西风带控制地区。到夏季则原受极地西风带所控制的地区为受副热带西风带控制，原受副热带西风带所控制的地区则变为受热带东风带所控制的地区。因此，其气候特点是冬季干、冷；夏季湿、热。关于季风的形成原因，有人认为季风是海陆受热不一致所造成的，叫做热力季风。凡是海陆间温度差大的地区，热力季风必然盛行。例如，我国处于欧亚大陆的东南部，身居世界最大的大陆，面对世界最大的海洋，热力差异明显。冬季，陆上蒙古高压最强，海洋上阿留申低压发展也最强，由于气压分布呈西高东低， 故气压梯度由大陆指向海洋，偏北气流最强。夏季在副热带纬度大陆温度最高，形成热低压；而海上温度要比同纬度大陆低，西太平洋高压发展，由于东高西低的气压分布，故气压梯度由海洋指向大陆，偏南气流最盛。有人认为季风是行星风带的季节性位移所成的，叫做行星季风，凡是在两个行星风带的过渡区，就会发生风向的季节性变化。例如，太平洋东部，冬季赤道低压在南半球，夏季移到北半球，在赤道到北纬 10°之间，冬季受北半球信风控制，吹东北风；夏季受南半球越过赤道的信风控制，吹西南风，这种季风可发生在沿海和陆地，也可发生在大陆中间，又如，中纬西风带南缘的某些地区，夏季由于西风带北移，被东北信风占据了，于是发生冬夏风向的明显变化。上述两种说法，前一种只强调了海陆分布对季风形成的作用，后一种又只强调行星风带的季节位移在季风形成中的作用，都不全面。近年来，我国一些气候工作者，对于季风成因，进行了全面的综合分析，认为季风现象是海陆分布的热力作用，大气环流的季节变化和具体地形等三种因子共同影响的综合现象，而各种因子的重要性，是因地因时而异的。季风气候是大陆性气候和海洋性候的混合型气候。夏季，风从海洋吹向陆地，受海洋气团影响，具有海洋性气候特性，高温而多雨；冬季，风从大陆吹向海洋，受大陆气团影响，有大陆性气候特征，寒冷少雨。由此可知，季风对我国气候的影响，尤其是对温度和降水的影响是极其显著的。（1）对温度的影响表 4 同纬度各地温度比较地点 北京 纽约 里斯本汉口 斯奥尔良开罗纬度（°N）40 40 40 30 30 30气温（°C）1月-4.7-0.810.82.8 12.012.47月26.022.621.829.026.628.2冬冷夏热，季节变化明显，从表 4 可以看出，北京一月份平均温度比同纬度的纽约和里斯本低。而七月份又比它们高，里斯本位于大陆西岸，受大西洋的影响很大，是非季风气候区。纽约和北京虽然都在大陆东岸，但北美季风远不及欧亚大陆明显，汉口和美国南部的新奥尔良以及埃及的开罗相比也有类似情况。春季升温和秋季降温幅度大，温度日际变化非常显著，如北京温度日际变化值，春、秋季都在 5～10℃之间，而纽约却在 3～7℃之间。温度年较差大，北京年较差为 30.7℃，汉口为 6. 2℃，而里斯本为 11. 0℃。开罗为 15.8℃ 。我国气候冷热交替显著，是冬、夏季风交替的必然结果。（2）对降水的影响华北地区夏季降水量一般占全年降水量的 60～70%，长江流域也达到 30～50%，降水这样高度集中，是干、湿季非常明显的反映。我国雨季开始时间，东南早于西北，但雨季结束时间却恰恰相反，这是夏季风自东南向西北推进，而冬季则自北向南推进的结果。（四）海洋性气候和大陆性气候由于海陆分布对气候形成的巨大作用，使同一纬度带由于受海洋影响的程度不同，形成两种不同的气候。受海洋影响较深，并且其气候特征能明显地反映出海洋的影响，称为海洋性气候，反之，受陆地影响较深，并能反映大陆影响的气候特征，称为大陆性气候，海洋性气候和大陆性气候的区别表现在以下几个方面。1、气温海洋性气候和大陆性气候在气温上的区别，一般用气温日较差、气温年较差、年温相时、春秋温差等表示。由于海陆物理性质不同，海洋具有热量储存器和调节器的作用，致使气温变化和缓，因此海洋性气候，气温日较差小，气温年较差也小，气温变化的位相，海洋性气候比大陆性气候落后，一年内最热月和最冷月 出现时间，海洋迟于大陆，春季太阳辐射增强，陆面比海面增温快，秋季太阳辐射减弱，陆面比海面降温快。因此，海洋性气候春来迟，夏去亦迟。春温低于秋温，大陆性气候恰好相反，春温高于秋温。2、降水海洋性气候与大陆性气候在降水方面的主要区别是海洋性气候，降水量充沛；降水量的季节分配均匀；降水变率小。例如，凡伦西亚的年降水量为 1436mm，为伊尔库次克的三倍多，凡伦西亚各月的降水量均在 80mm 以上，伊尔库次克的降水量集中于夏季。6～8 月降水量占年降水量的 62%（表 5)表 5 海洋性气候与大陆性气候的比较日123456 789101112年降水年较差凡伦西亚51°56 N′10°15 W′ 气温降水7.27.611.4 14.913.78.87.2 9.113.815.111.2 7.7165104 82102114 1141238985120144 16410614367.9伊尔库次克52°16 N′104°19′气温降水～20.7～9.38.618.08.7～10.7～17.51.414.915.50.3～17.881583992015129291024917-0.745838.7这是因为凡伦西亚位于爱尔兰岛西海岸，沿海有大西洋暖流流经，终年受盛行西风影响，致使凡伦西亚成为典型的温带海洋性气候，而伊尔库次克，深居亚洲大陆腹地，远离海洋，因而形成大陆性气候。3、气候大陆度大陆度是定量表示各地气候受大陆影响程度的气候指标。大陆度的计算方法很多，目前应用较多的是焦金斯基公式：式中 K 为大陆度，A 为气温年较差，Φ 为该地所在纬度，大陆度与 A 成正比是符合大陆性气候特征的。但一般纬度愈高，气温年较差愈大，为了消除纬度影响，则以纬度的正弦除之，计算所得值小于 50 时，为海洋性气候，大于 50 则为大陆性气候。由于赤道附近Φ 趋于零，这个公式则不适用。为使公式能在低纬度使用，有人令维尔霍扬斯克的大陆度为 100%，且令托沙温的大陆度为零，将 2-29 式改成：利用上式计算我国的大陆度如表 6. 海洋性气候和大陆性气候的分布，决定于距海远近、大气环流，洋流和地形情况：在大陆上，气候的海洋性或大陆性程度，首先决定于距海远近。一般情况，愈距海洋近，气候的海洋性愈强；越深入内陆，气候的大陆性愈显著。其次是决定于大气环流特点和洋流情况。信风带的大陆西岸，盛行风从大陆吹向海洋，并有冷洋流经过，虽然靠近海洋，却不能深受海洋的调节，故形成大陆性气候；信风带的大陆东岸，盛行风从海洋吹向大陆，并有暖流经过，因而湿润多雨，气候的海洋性显著，在盛行西风带，大陆西岸为迎风海岸，并有暖流经过，深受海洋影响，形成海洋性气候，远离海洋的大陆内部，几乎很少受海洋的调节，形成典型的大陆性气候。由此可见，一个地方是属于海洋性气候还是大陆性气候，是多种因素相互作用的结果。三、地形对气候的影响地形对气候的影响是多方面的，也是错综复杂的，高大山脉和高原的热力作用和动力作用十分巨大，对气候有重大影响，影响之大可与海陆分布的作用相比。（一）地形对气温的影响1、地形对气温分布的影响地形对气温的影响首先决定于地—气热量交换，而热量交换的大小取决于海拔高度、坡向、坡度、地形形态等。一般情况，气温是随海拔高度的增加而降低。由于空气增温主要来自地面长波辐射、传导、湍流交换作用所输送的热量，随着地势的升高，空气密度不断减少，空气中的水汽，二氧化碳、尘埃的含量也越来越少。因此随海拔高度的增加，地面辐射差额减少，各种地形的地表面积也缩小，地—气之间热量交换也愈小。另外，地势愈高，风速愈大，空气流通，气温受自由大气的影响也愈显著。所以在一般情况下，随海拔高度增加，气温递减，气温垂直递减情况因地、因季节而异。气温垂直递减率一般是山脉上部比下部为大，随高度的增加而增大；季节变化则以夏季最大，冬季最小（表 7）。表 7 各地气温递减率（℃/100 米）气温垂直递减率还与坡向、坡度有密切关系，常常是背风坡大于迎风坡，向阳坡大于背阴坡，坡度愈陡气温递减率愈大。从表 2-29 可看出，秦岭南北坡不同季节，平均气温垂直递减率不同。夏季，北坡递减率大于南坡，冬季则南坡大于北坡。因为夏季秦岭南坡是夏季东南季风的迎风坡，由于地形抬升作用，常形成云雨，减弱了太阳辐射，使南坡气温降低；在北坡，因暖湿气流越山后下沉增温，天气晴朗少云，太阳辐射增强，气温垂直递减率增大。冬季，秦岭北坡阻滞冷空气南下，使冷空气在山下大量汇集，气温降低，因此北坡气温垂直递减率变小。山脉走向影响气温的水平分布。由于山脉对气流的屏障和阻滞作用，山脉走向对气温分布的影响十分显著。东西走向的高大山脉，使南下的冷气流受到阻滞而在北坡汇流堆积，即使势力强盛的冷空气越山到达南麓，一则冷空气受阻于北麓，气流增温变性，越山后寒冷程度大大减弱；二则气流越山后下沉绝热增温。因此，山脉两侧的冷暖差异十分明显，这种差异在冬季最大，夏季较小。我国的秦岭是东西走向的高大山脉之一，它阻滞北方空气进入四川盆地，使之成为同纬冬季最暖的地方，一月平均气温沪州比同纬度的常德高35℃。从秦岭南北两侧来看，安康和西安，纬度相差仅 1°35′，但因秦岭之隔，1 月平均气温安康比西安高4. 4℃，极端最低气温安康比西安高 11. 1℃之多。正是这个原因，秦岭成为我国北亚热带和暖温带之间的气候分界线。又如天山山脉的屏障效应，使塔里木盆地一月平均气温比准噶尔盆地高 10～12℃，成为我国西部暖温带和中温带之间的气候分界线。总之，高大山脉的走向影响气温的水平分布，尤以东西走向的山脉，影响山脉两侧气温相差悬殊，致使高大山脉常常成为重要的气候分界线。2、地形对气温日变化和年变化的影响在不同的地形条件下，气温日变化和年变化情况各不相同。凸起地形，如山顶，因空气与陆地接触面积小，地气之间热量交换减少，受到地面日间增温、夜间冷却的影响较小。另外，山顶风速大，空气流通，湍流交换较强，因此气温日较差、年较差皆较小。凹陷地形、如盆地和谷地则相反，气流不畅通，湍流交换弱， 气温受自由大气影响小。白天，谷地受热后，热量不易流散，气温急剧增高；夜间，谷地四周山坡散热快，冷空气下沉，谷底暖空气被迫抬升，谷底被冷空气盘据，气温明显下降，因而谷地气温日较差和年较差都比四周高地大（表 8）。表 8 长白山北坡不同地形的气温状况低纬度高原，气温日较差虽较大，但气温年较差却较小。我国昆明（25°01′N,1891 .4m）位于云贵高原。夏季正午太阳高度虽甚大，但因海拔高影响，盛夏并不酷热，最热月平均气温 19. 9℃；冬季因纬度低，正午太阳高度并不小，白昼时间亦不短，所以气温不过低，最冷月平均气温 7. 6℃，气温年较差为 12.1℃，比同纬度桂林(25°20′N，166. 7m）要小得多。因此形成众所周知的“四季如春”的气候。世界其他国家位于低纬高原上的城市，都有与昆明相似的气候特点。例如墨西哥高原上的墨西哥城（19°24′N，2309m），最冷月平均气温 11. 6℃，最热月平均气温 17. 4℃，年较差仅为 5．8℃。（二）地形对气流的影响地形对气流的影响主要表现在改变气流的运动状况和产生局地性环流。1、高大山脉的阻挡和屏障作用当山脉的海拔高度超过移来气团的厚度时，山脉对气团的移动起阻挡作用。我国东西向的山脉，如天山、秦岭等，既阻挡北方冷干气团南下，又阻挡南方暖湿气团的北上，成为南北气流通行的屏障。因此，造成山脉两侧的气候有明显差异。如秦岭成为暖温带和北亚热带的气候分界线；南岭山地常常使锋面、气旋等天气系统移动减漫，甚至呈半静止状态；冬季极地大陆气团受阻于天山山地北坡，常常形成天山准静止锋，造成阴雾或微雪天气等等。2、产生绕流和狭管效应当气流遇到孤立高山或高原的情况下，气流常常从侧面绕山而过。青藏高原迫使西风产生绕流，冬季西风带南移，青藏高原的动力作用使 500 百帕以下的西风带产生分支、绕流、汇合，扩大了西风带的影响范围，对我国天气气候有巨大影响，西风带的分支、绕流，造成甘肃河西走廊到中部地区出现反气旋环流，是该地区常年干旱的重要原因。四川重要的暴雨系统西南涡的产生，也同高原东南部的绕流有关。当气流遇到孤立高山或高原的情况下，气流常常从侧面绕山而过。青藏高原迫使西风产生绕流，冬季西风带南移，青藏高原的动力作用使 500 百帕以下的西风带产生分支、绕流、汇合，扩大了西风带的影响范围，对我国天气气候有巨大影响，西风带的分支、绕流，造成甘肃河西走廊到中部地区出现反气旋环流，是该地区常年干旱的重要原因。四川重要的暴雨系统西南涡的产生，也同高原东南部的绕流有关。气流由开阔地区流向两山之间或河谷等喇叭口形峡谷口时，气流的横截面积减小，空气质量大量堆积，风速加强，这种现象称为狭管效应。乌鲁木齐位于西北—东南向的峡西北缺口处，地形狭管效应使乌鲁木齐风速约为峡谷东端风速的 28 倍，成为我国山地狭管效应显著的地区之一。又如我国东北平原南部，春季的西南大风，河西走廊的西北大风，台湾海峡的偏东北大风都是大范围狭管效应的表现。3、产生各种局部环流 图 2 山谷风地形影响所产生的局部环流有山谷风、焚风和峡谷风等。山谷风是在大范围水平气压场比较微弱时，由于山地热力因子而形成的。白天，山坡上获得太阳辐射能多，气温比同高度自由大气增温强烈，暖空气沿山坡上升，谷地上空的空气则下沉，形成一个热力环流。由谷底沿山坡上吹的风，称为谷风；夜间，山坡辐射冷却，使近坡面的空气迅速降温，冷空气从山顶顺山坡流人谷地，谷底的空气因辐合而上升，形成与白天相反的热力环流。顺山坡流入谷地的风，称为山风。山谷风的垂直厚度可笼罩整个谷地，水平范围可达数十公里，是山区一种独特的气候现象。在一天中，山风和谷风交替变化。一般在早晨日出后 2～3 小时开始出现山风，并随地面增温而风速逐渐增大，午后达到最大值，以后因气温下降，风速随之逐渐减小，在日落前 1～5 小时，谷风逐渐转变为山风。山谷风多发生在晴朗、稳定、大范围水平气压场比较弱的天气形势下。当气流翻越山脉时，沿山坡下吹的干热风称为焚风，气流在迎风坡上升，起初按干绝热直减率降温。当达到凝结高度时，水汽凝结，气流继续上升就按湿绝热直减率降低温度,气流翻越山顶后沿山坡下降，则按干绝热直减率增温，当气流到达山脚时，气温明显升高，湿度减小，形成干热风。焚风也是山区常见的一种现象。我国不少山区都有焚风。例如偏西气流越过太行山时，气流沿山坡下沉，使位于太行山东麓的石家庄出现焚风。据研究，出现焚风时，石家庄的日平均气温比无焚风时可增高 10℃左石。又如大兴安岭东坡，偏西气流越山下沉，常常出现绝热增温的焚风效应，使 1 月等温线的分布在山前出现明显的向北突出的暖脊。图 3 气团越过山岭时的焚风焚风一年四季均可出现，初春焚风可使积雪融化，有利农田灌溉；夏末的焚风可使农作物和水果早熟，但强大的焚风在冬季会引起山区的雪崩；在春夏季节可使农作物烘烤致死，也能引起森林火灾。峡谷风也叫穿堂风，是由于狭管效应而形成的。即当空气由开阔地区进人狭窄谷口时，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，从而形成强风。