地形和地面特性與氣候

年地形和地面特性與氣候世界陸地面積占全球面積的29%,不僅分布形勢很不規(guī)則，而且表面起伏懸殊，最高山峰一一珠穆朗瑪海拔8848m,最低洼地一一死海沿岸-392mo根據(jù)陸地的海拔高度和起伏形勢，可分為山地、髙原、平原、丘陵和盆地等類型，它們以不同規(guī)模錯綜分布在各大洲，構成崎嶇復雜的下墊面。這些下墊面，乂因沉積物、土壤、植被等的差異，具有不同的特性，使陸氣相互作用的過程更為復雜。一、地形與氣溫用，局部地形的影響也能使短距離內的氣溫有很大的差別。（一）高大地形對氣溫的影響綿亙的高山山系和龐大的高原是氣流運行的阻礙，它們對寒潮和熱浪移動都有相當大的障壁作用，同時它們本身的輻射差額和熱量平衡情況乂具有其獨特性，因此它們對氣溫的影響是非常顯著而廣泛的。現(xiàn)以我國青藏高原為例簡述如下：機械阻擋作用29°-40°\1035個經(jīng)5000m以上，有一系列的山峰超過7000—8000m,610A、、E、D、F三站為高，其中尤以、DD站沅陵正位于高原以東的平原上，寒潮暢通無阻，而C故。700hPa與500hPa月平均氣溫圖上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北側暖于東北側，高原南1冷平流，東南側為暖平流。夏季青藏高原對南來暖濕氣流的北上，也有一定的阻擋作用，不過暖濕氣流一般具有不穩(wěn)定層結，比冷空氣易于爬越山地。從夏季月平均氣溫分布圖上可以看岀，山巴基斯坦北部和東北部阿薩姆兩個地區(qū)總是有兩個伸向西藏方向的暖舌，其中有一部分暖濕氣流越過高原南部的山口或河谷凹地，流入高原南部，這是形成雅魯藏布江谷地由東向西伸展的暖區(qū)的重要原因。500hPa是衢縣低于徳里，尤其是冬半年的差異更大。地點A.斯利那加B.蘭州北緯34005地點A.斯利那加B.蘭州北緯34005，36°01，咼月150810.11.7-5.3-6?5-1.75.4度（m）10月 11月 12月 1月 2月 =3158514.17.73.51.13.58.5A—B4.06.08.87.65.23.1C德里28°35'22025.920.215.714.317.322.9D.沅陵22°30，20017.612.16.84.56.210.8C—D8.38.18.99.811.112.1E.加爾各答22°32'626.823.320.419.522.127.2F.香港22°18?3324.620.917.315.715.217.4E—F2.22.43.13.86.99.8熱力作用6-1111212月、1600J/cn?d。春夏季青藏高原是個強大的熱源，其強、7850J/cmM以上。就全年平均而論，青藏高原地-的溫度都是高原比四周高，再往高層暖區(qū)范圍擴大，到了lOOhPa暖、低緯冷的現(xiàn)象。表6?11青藏拓原地-氣系統(tǒng)逐月向四周大氣輸送的熱量晝2月份1髙原向大氣輸送的熱月份1髙原向大氣輸送的熱-615.5年平均184.22-368.43184.24498.25757.86866.77850.08644.89422.910-37.711-410.312-636.4從青藏高原的地面氣溫看來，具有如下特點：1-16—18°C的閉7月尚有大片面積平均氣溫V8°C,同緯度東部平原則稍小。4—102?8°C,而漢口同時期溫差為-1.4°Co以上這些情況都說明高原氣溫具有大陸性氣候的特征。（二）中小地形對氣溫的影響31?5m6—92.1.8°C,1.5°C,0.8°C,2.6-3.3°C；4—6月與同高度的0.8°C,0.6°C,0.4°Co（一個相對高190m的孤立山崗）?5m0.6—0?7°C,2°C,0.7—1.6°C,0.。6-28無論冬、夏都是山頂氣溫日振幅小，谷地氣溫振幅大，陡崖介乎二者之間。-20-22-24-26-28-30-52&6空不同地形的氣溫日變化（黒龍江）二.地形與地方性風4少年易學老難成.因地形而產(chǎn)生的局部環(huán)流主要有高原季風、山谷風，因經(jīng)過山區(qū)而形成的地方性風有焚風和峽谷風等。（一）青藏高原季風大。5km,5—7km,5—7kmiHj?,冬季空氣由高原向外輻散，夏季向高原輻合,加之高原大地形的強迫作用，造成高原上深厚氣層的升降反的環(huán)流，空氣在高原上升，到了高空流向低緯，下沉，到達地面后折向較高緯度流去，這對南北半球間空氣質量的調整亦有很大的作用。（二）山谷風（6-29a）o流，稱為反山風，形成與口天相反的熱力環(huán)流（6-29b）o5b6■2浴風和b山鳳2—3h開始出現(xiàn)谷風，并隨著地面增熱，風速逐漸加強，午后達到最大，以后因1-1.Oh（三）焚風（1r/100m）增溫，這樣過山后的空6-3020°C,12.73%,500m15°C,達到飽和，水汽凝結，然0.5°C/100m降溫，到山頂（3000m）2°C左右，過山后沿坡下降，按32015%6?31I峽谷鳳焚風是山地經(jīng)常出現(xiàn)的一種現(xiàn)象，口天夜晚都可出現(xiàn)，例如偏西氣流經(jīng)過太行山下降時，位于太行山東麓的石家莊就會出現(xiàn)焚風。其它如?洲的阿爾泰山、歐洲的阿爾卑斯山、北美的落基山等都是著名的焚風出現(xiàn)區(qū)。（四）峽谷風少年易學老難成圖6-31）,這種風稱為峽谷風。在我國的由于這個緣故。6此外，氣流經(jīng)過不同地形尚可產(chǎn)生一些其它地方性風。三、地形與降水地形既能影響降水的形成，乂影響降水的分布和強度。一山之隔，山前山后往往干濕懸殊，使局地氣候產(chǎn)生顯著的差異。（一）地形與降水的形成迎風山地對降水的形成有促進作用，這主要是由于①原來空氣層結是對流性不穩(wěn)定或條件性不ffi;山于喇叭口效應，引起氣流輻合上升，如果空氣潮濕，層結條件乂適宜時，就會產(chǎn)生降水；④在大陸性氣候區(qū)，夏季曲于山坡南北增溫情況不同，或山于谷底與山坡增溫比谷上空氣增溫快，會產(chǎn)生局部熱力對流，形成對流雨或雷暴雨：⑤氣流經(jīng)過崎嶇不平的地形區(qū)域，因摩擦力的影響產(chǎn)生湍流上升運總之，地形雖對降水的形成有一定的促進作用，但是如果氣流很干燥，即使遇到山地有抬升作（二）地形對降水分布的影響地形對降水分布的影響十分復雜，高大地形如青藏高原對?洲降水分布影響范圍極廣，據(jù)最新氣候模式研究結果①：如果沒有青藏高原存在，夏季的西南季風只能到達印度洋的南部，我國大部分（632,633）o?7J背風坡則成為“雨影”區(qū)域，這可以從北美洲加利福尼?海岸的圣克魯斯（6-34）o6-34170mm,90%11000mm,26461.2mm,7月份的8年9300mmo西南季風到達咼原上空時，水分已經(jīng)大大減少，因此咼原夏季雨量不大。4300m,318.5mm,再跨過高原，100mm。1OO52050522OHOOOOOOOOO5OO5U5縛 圣 迪岸 克 阿山 拉 博M 臘 羅卷 地

圣 內 內華 華 華金 達 達谷 山 高地 脈 原圖6-34北加利福尼?的年平均降水量與地形之間的關系三(H)oH所在的高度H500-700mH大致1000mH2000-4000m間。西藏高原H從高原外圍向內部H2000m以下,其中喜馬拉?山西端和印度北部最大H1500mH5000m左右(圖略)。綜上所述，高大山脈不僅本身具有特別的氣候特征，而且還影響鄰近地區(qū)的氣候。有些山脈可1W2000—3000m,?熱帶與南溫帶氣候的重要分界線。四、地面特性與氣候氣候擴張的事實舉例說明。從地面能量平衡表達式（69）看來9&+LE+QP+A二0 （6?9）Q，等斜坡方位和傾斜坡度不同而異。乂因活動面土壤性質不同，具有不同的反射率/&16%,8%oF95%,96%。因此濕土所獲得的凈輻射能比干土多。活動面輻射差額的不同是造成小氣候差異的一個基本因子。在白天，活動面吸收了一定的正值凈輻射后，這個熱量一方面用來增加它自己的溫度，另一方面則分別通過土壤內部熱交換向下層傳熱。另外也與貼地層的空氣間進行湍流熱交換，使空氣增溫還蒸發(fā)水分將潛熱向空氣層輸送。這三者在（6?10）式中分別為A、Q與 LE。在夜間，沒有太陽輻射，活動面通過有效輻射而散失熱量，凈輻射為負值，活動面將降低溫度，這時活動層下部向土表輸送熱量，空氣湍流熱交換的方向，將由空氣指向活動面，如果有露水凝結，活動面上將通過水汽凝結而獲得潛熱。A、QLEA、QLE可分別由（6?、(6?20)和(6?21)三式求得aT*(6?19)aTQ廠弘臨〔6?20)LE=LKp—aZ(6?21)面的土壤熱通量A,取決于土壌上下層間的溫度梯度罵，和土壤的導熱X'O（單w/mr）而定。P'為土壤密度，C'示土壤的比熱（J/g°C）Kz（入'）時所增高的溫度（cm7min）。由于構成土壤的成分并非單一物質，土壤的比熱和熱容量各不相同（6-12）,不同土壤的導熱系數(shù)和導溫系數(shù)亦互有差異（6-13）,6-12可見，水的熱容量平均要比土壤中礦物質23000多倍，所以土壤的熱容量也隨著其孔隙度（孔隙度大于土內含空氣量多）高于干土。熱容壘（j/cmO2.048-2.424熱容壘（j/cmO2.048-2.4242.7082.1774.180.0011.900土壤成分粘土礦物土壤有機質花崗巖水空氣(20C)冰(0U)比熱(J/g*00.75-0.962.500.8374.181.0032.1016-13（wA*C系數(shù)（wA*C系數(shù)（cm2/s）干沙土濕沙土壤土花崗巖水（20D空氣冰0.15242.25720.18804.05460.62810.02092.17360.00130.0120.00700.01900.00150.16100.0120Q（621式）氣密度P及空氣湍流系數(shù)K之間的乘積。白天土溫遠比氣溫高，活動面向空氣輸送的顯熱比較多。夜間土溫與氣溫差值較小，地氣間的顯熱交換比白天小，甚至出現(xiàn)相反的方向，氣溫高于土溫，空氣反而有顯熱向土表輸送。表6-14中列舉了阿魯西（在沙漠中）和科爾土希（氣候較濕潤）兩地土壤-空氣湍流顯熱交換和潛熱交換的日變化情況。表中負值表示土壤向空氣輸送熱量，正值則相反。土壤與貼地空氣層間伴隨著水分蒸發(fā)、凝結而產(chǎn)生的潛熱交換LE（6?22式）主要決定于貼近地面層的比濕梯度害、藪發(fā)潛熱L、空氣dZK的干土多，翌值前者要比后者大。在活動面上形11成露或霜時，則伴有潛熱的釋放，使活動面增溫，這種潛熱的釋放量遠比蒸發(fā)耗熱量小得多（6-14）o12時間3135T911131517時間3135T911131517192123顯熱交換（W）阿魯6.97西8科爾6.97土希86.9786.978-13.956-104.67-139.56-139.56-118.63-48.45-6.97820.93413.9566.9780.000-27.91-83.74-139.56 -139.56-104.67-20.930.0006.9786.978潛熱交換（W/m2）阿魯阿魯———-20.93-41.888-34.89 -48.846-34.89-20.93———西科爾土希6.9786.9T8 0.000 -48.85-118.63 -188.41 -168.41-160.49 -104.67 -6.973 6.9T86.973表6 15伏耶科夫站5咼處湍流系數(shù)叫（m?/s）季節(jié)季節(jié)1兀冷季暖季年13平均1710131619平均113平均0.0580.0840.0710.0440.0770.1060.11401100.0720.0800.0510.0990.07&從（6-21）和（6-22）K情況是，中午大于子夜，夏季大于冬季（6-15）,粗糙的活動面大于平滑的活動面。就天氣條件ln）10cm高處K1/10,lcm1/100,在兒毫米或緊貼土表的一層中，湍流交換就消滅了，地-氣間的熱傳導主要靠分子接觸傳導，而空氣分子的導熱系數(shù)乂極小，要比一般土壤小數(shù)十倍至百倍。湍流系數(shù)的這些差異，在小氣候形成中起著極其重要的作用。小氣候的很多特點往往與湍流強弱有關。以小氣候的氣溫為例，山于貼近地面層的空氣湍流混合作用很弱，所以氣溫的垂直差異特別顯著。乂山于貼近地面層的風速較小，空氣的水平混合作用也很弱，因此在短距離內氣溫的水平差異也非常突出。（砂、巖石等）色乂祺淺淡，對太陽輻射有很高的反射率（0.35-0.40）o因此地面所吸收的太陽輻射能比濕強。乂因空氣干燥無云，大氣逆輻射弱，地面散失的熱量很多，成為熱輻射的匯。在缺少平流熱量輸入的情況下，為了要維持熱量平衡，那里的空氣一定要下沉，壓縮增溫。山于下沉的空氣十分干燥，使得沙漠地區(qū)進一步變干，植被進一