临汾尧都二手摩托车网:影响降水与气温的因素

降水的影响

地形对降水分布的影响十分复杂，高大地形如青藏高原对亚洲降水分布影响范围极广，据最新气候模式研究结果：如果没有青藏高原存在，夏季的西南季风只能到达印度洋的南部，我国大部分地区都是偏西风和西北风，受下沉气流控制。因此大陆将是水汽很少的干燥气候，即使印度和缅甸，也不会有现在这样的充沛雨量。而青藏高原的存在，对大规模气流的影响，首先诱使热带西南季风向印度、缅甸侵袭，造成高原雨季，同时西南季风的一部分长驱深入，到达我国东部形成江南雨区。如果没有青藏高原，那我国西部的干旱将更为严重，东部也将属于干旱气候。在青藏高原隆起之前，大约距今几干万年以前，从我国北方到长江流域都是广阔的干旱气候带，在喜马拉亚造山运动以后，距近几百万年时，大高原抬升，才建立了亚洲的季风气候。

地形对降水分布的影响还与坡向和高度有密切关系。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，这可以从北美洲加利福尼亚海岸的圣克鲁斯附近到内华达高原一线地形与年降雨量之间的关系看出。当地盛行西风，自太平洋吹来，正好与南北行的海岸山脉垂直相交，在迎风坡气流上升，至山顶降水量达第一高峰。背风坡气流下沉，降水量即锐减。

当西来气流翻越内华达山脉后已经变得很干燥，因此内华达高原所获得的降水量只有170mm，比迎风坡少90％以上。再例如在夏季在青藏高原南坡正当来自印度洋的西南季风的迎风坡，降水量特丰，最著名的如乞拉朋齐其年平均降水量超过11000mm，最多年降水量高达26461.2mm，其中7月份的降水量就有9300mm。西南季风到达高原上空时，水分已经大大减少，因此高原夏季雨量不大。例如地处喜马拉雅山脉主峰北麓的定日，海拔约为4300m，年降水量仅为318.5mm，再跨过高原，降水量更少于100mm。

在迎风山地，由山足向上，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，降水量又随着高度的增加而递减，此一定高度称为最大降水量高度(H)。H所在的高度因气候条件和地区而异，一般是气候愈潮湿，大气层结愈不稳定，H愈低。例如印度西南沿海山地空气异常潮湿，其最大降水高度H一般都在500—700m之间。我国皖浙山地如黄山、天目山其H大致在1000m左右。气候干燥的新疆山地H则出现在2000—4000m间。西藏高原H从高原外围向内部逐渐增高。在几个主要水汽来向的迎风面H皆在2000m以下，其中喜马拉亚山西端和印度北部最大降水高度H仅在1500m左右。高原内部因气候干燥大部分地区H都在5000m左右(图略)。

综上所述，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。有些山脉可以阻障或改变气流的活动情况，使北来的寒潮不易南下，南来的暖流滞缓北上，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。所以在山脉两侧的气候可以出现极大的差异，往往成为气候区域的分界线。我国秦岭山脉就是一个佳例。秦岭山脉横亘东西，其一般高度约在2000—3000m，使冬季风的南下与夏季风的北上受到阻障，使华北、华中气候显然不同，成为我国北亚热带与南温带气候的重要分界线。

影响气温的因素

通常我们所说的气温是指与人类关系最密切的近地面空气的温度。气象上都以百叶箱内距地面1.5米高度的温度为标准。

气温的高低首先决定于热量的收支状况。热量的收入大于支出，气温就上升，否则就下降。热量的收入大于支出时，盈余的热量用于气温的升高。盈余的热量累积值达到最大时，便出现最高温度；热量的收入小于支出时，热量亏损，需要消耗本身的热量以弥补亏损、所以温度下降。当热量亏损的累积值达到最大，消耗热量最多时，便出现最低温度。

近地面空气层的热量来源主要是地面辐射，其次是太阳辐射。热量的支出靠大气辐射进行。而地面辐射的能量来源又靠太阳辐射，由于地面不断地储存着太阳辐射的热量，所以地面辐射的最高值落后于太阳辐射最高值；然后再通过辐射、对流、传导等作用，气温才达到最高值。当地面辐射出现最高值之后，太阳辐射继续减弱，地面辐射支出的热量大于从太阳辐射收入的热量，地面储存的热量开始减少，地面辐射也随之减弱，气温下降，当日落以后或入冬以后，太阳辐射为零或出现最低值，相继地面辐射也出现最低值，此时大气热量入不敷出，所以气温降低直达最低值。这样就形成了以日或年为周期的有规律的变化。归根结底，温度的变化取决于热量的收支状况及热量储存的增多或减少。

气温的水平分布除受上述各项辐射收支状况影响之外，还受海陆分布、地形起伏、大气环流和洋流等因素的影响。

海陆热力性质差异很大，同样的辐射能量分别给陆面和海面，它们的热状况明显不同。陆面反射能力比海面强，在同样条件下海面吸收的太阳辐射比陆面多10—20％。

组成陆地的岩石、土壤的比热比水小，一般常见的岩石比热为 0.2卡/克·度（即—克岩石温度升高 1℃，需要0.2卡的热量），而水的比热为

降水的影响

地形对降水分布的影响十分复杂，高大地形如青藏高原对亚洲降水分布影响范围极广，据最新气候模式研究结果：如果没有青藏高原存在，夏季的西南季风只能到达印度洋的南部，我国大部分地区都是偏西风和西北风，受下沉气流控制。因此大陆将是水汽很少的干燥气候，即使印度和缅甸，也不会有现在这样的充沛雨量。而青藏高原的存在，对大规模气流的影响，首先诱使热带西南季风向印度、缅甸侵袭，造成高原雨季，同时西南季风的一部分长驱深入，到达我国东部形成江南雨区。如果没有青藏高原，那我国西部的干旱将更为严重，东部也将属于干旱气候。在青藏高原隆起之前，大约距今几干万年以前，从我国北方到长江流域都是广阔的干旱气候带，在喜马拉亚造山运动以后，距近几百万年时，大高原抬升，才建立了亚洲的季风气候。

地形对降水分布的影响还与坡向和高度有密切关系。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，这可以从北美洲加利福尼亚海岸的圣克鲁斯附近到内华达高原一线地形与年降雨量之间的关系看出。当地盛行西风，自太平洋吹来，正好与南北行的海岸山脉垂直相交，在迎风坡气流上升，至山顶降水量达第一高峰。背风坡气流下沉，降水量即锐减。

当西来气流翻越内华达山脉后已经变得很干燥，因此内华达高原所获得的降水量只有170mm，比迎风坡少90％以上。再例如在夏季在青藏高原南坡正当来自印度洋的西南季风的迎风坡，降水量特丰，最著名的如乞拉朋齐其年平均降水量超过11000mm，最多年降水量高达26461.2mm，其中7月份的降水量就有9300mm。西南季风到达高原上空时，水分已经大大减少，因此高原夏季雨量不大。例如地处喜马拉雅山脉主峰北麓的定日，海拔约为4300m，年降水量仅为318.5mm，再跨过高原，降水量更少于100mm。

在迎风山地，由山足向上，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，降水量又随着高度的增加而递减，此一定高度称为最大降水量高度(H)。H所在的高度因气候条件和地区而异，一般是气候愈潮湿，大气层结愈不稳定，H愈低。例如印度西南沿海山地空气异常潮湿，其最大降水高度H一般都在500—700m之间。我国皖浙山地如黄山、天目山其H大致在1000m左右。气候干燥的新疆山地H则出现在2000—4000m间。西藏高原H从高原外围向内部逐渐增高。在几个主要水汽来向的迎风面H皆在2000m以下，其中喜马拉亚山西端和印度北部最大降水高度H仅在1500m左右。高原内部因气候干燥大部分地区H都在5000m左右(图略)。

综上所述，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。有些山脉可以阻障或改变气流的活动情况，使北来的寒潮不易南下，南来的暖流滞缓北上，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。所以在山脉两侧的气候可以出现极大的差异，往往成为气候区域的分界线。我国秦岭山脉就是一个佳例。秦岭山脉横亘东西，其一般高度约在2000—3000m，使冬季风的南下与夏季风的北上受到阻障，使华北、华中气候显然不同，成为我国北亚热带与南温带气候的重要分界线。

影响气温的因素

通常我们所说的气温是指与人类关系最密切的近地面空气的温度。气象上都以百叶箱内距地面1.5米高度的温度为标准。

气温的高低首先决定于热量的收支状况。热量的收入大于支出，气温就上升，否则就下降。热量的收入大于支出时，盈余的热量用于气温的升高。盈余的热量累积值达到最大时，便出现最高温度；热量的收入小于支出时，热量亏损，需要消耗本身的热量以弥补亏损、所以温度下降。当热量亏损的累积值达到最大，消耗热量最多时，便出现最低温度。

近地面空气层的热量来源主要是地面辐射，其次是太阳辐射。热量的支出靠大气辐射进行。而地面辐射的能量来源又靠太阳辐射，由于地面不断地储存着太阳辐射的热量，所以地面辐射的最高值落后于太阳辐射最高值；然后再通过辐射、对流、传导等作用，气温才达到最高值。当地面辐射出现最高值之后，太阳辐射继续减弱，地面辐射支出的热量大于从太阳辐射收入的热量，地面储存的热量开始减少，地面辐射也随之减弱，气温下降，当日落以后或入冬以后，太阳辐射为零或出现最低值，相继地面辐射也出现最低值，此时大气热量入不敷出，所以气温降低直达最低值。这样就形成了以日或年为周期的有规律的变化。归根结底，温度的变化取决于热量的收支状况及热量储存的增多或减少。

气温的水平分布除受上述各项辐射收支状况影响之外，还受海陆分布、地形起伏、大气环流和洋流等因素的影响。