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中國氣候的形成因素論文
氣候是由太陽輻射、大氣環流、地理因素三大因子共同作用形成的。地理因素在中國氣候特征和氣候分異的形成中起到了至關重要的作用。
一、地理因素
1.經緯度對中國氣候的影響：中緯度為主體，南北所跨緯度大，以中緯度氣候為主體。
2.海陸格局對中國氣候的影響：亞歐大陸的東部，太平洋西岸，形成了全球最典型的季風氣候──東亞季風。
3.地形因素：中國山地眾多且高大，走向復雜，對氣團具有抬升、阻隔、分流等多種作用，致使氣候分異復雜。
4.下墊面因素：中國地理空間下墊面環境復雜多樣，且存在著許多性質較為均一的大地貌單元，形成了許多特征典型的地方性氣候。
5.洋流因素：中國近海以黑潮暖流為主體，對過境氣團有增溫增濕的作用，加強了夏季風的勢力。
6.青藏高原的影響：青藏高原是世界上最高的高原，地勢高峻，平均海拔4000~5000米，有許多聳立于雪線之上、高逾6000~8000米的山峰。高原的外緣，高山環抱，壁立千仞，以3000~7000米的高差挺立于周圍盆地、平原之上，襯托出高原挺拔的雄偉之勢。高原面積250萬平方千米，東西長3000千米，南北寬1500千米，跨15個緯度。而且高原幾乎占冬季中緯度對流層厚度的1/3以上，成為中緯度大氣環流中的一個龐大的障礙物。對中國氣候的形成無疑起著巨大的作用。
（1）阻擋高原兩側冷峻氣流的交換，擴大西風帶的影響范圍
巨大的青藏高原就像河流中央沒有露出水面的大石頭對河流的影響一樣，使冬季500mb（3~4千米）以下的西風帶發生分支、繞流，形成南北兩支氣流。北支氣流一部分沿阿爾金山成東風吹入塔里木盆地，一部分沿祁連山成西或偏西北風吹入河西走廊，二者在高原東部匯合成西北氣流，流線呈反氣旋彎曲，形成動力高壓脊，使高原地面冷高壓進一步加強，并有利于冬季風南下。高原的約束使冬季風的勢力較強。南支氣流在高原西南面為西北氣流，繞過高原南側轉為西南氣流，流線呈氣旋性彎曲，產生動力性低壓槽，在槽前暖濕氣流的影響下，我國南方與北方冬季氣候有較大差異。南北兩支氣流在長江中下游匯合，形成北半球最為強大的西風帶。青藏高原的存在使冷空氣由于受高原地形的阻擋和擠壓，向我國東部地區傾瀉到更南的緯度。高原東側的西南地區，地處高原西風帶的背風位置，風速較小，天氣、氣候別具一格。
青藏高原的動力作用還表現在它對于近地面氣流的屏障作用。東西方向上，它阻滯了隨西風氣流東移的天氣系統，南北方向上它直接阻擋著我國西部對流層冷暖空氣的南北交流。冬季高原阻擋冬季風南下，使南側的印度與同緯度其它地區相比溫度高，氣壓低，氣溫年較差小。同時西風帶氣壓系統受高原阻擋在其西側停留、減弱、消亡，而東側的四川盆地一帶則又相對平靜，氣流擾動較少，風力較弱。高原北側又不易受南來暖濕氣流影響。有利于冷空氣堆積，進一步加強蒙古高壓的勢力，進而產生對我國東部地區的強寒流影響。而高原阻擋海洋濕潤氣流進入我國西北盆地，形成少雨的燥熱天氣，使我國新疆極端干旱，成為少有的少雨區和無流區。
（2）高原季風的出現，使我國季風性氣候尤為突顯
青藏高原表面的物理性質和同高度自由大氣相比有很大差異。夏季高原成為熱源，氣流在高原面上輻合，形成青藏熱低壓，這個熱低壓從春季就逐漸發展、演化，到5、6月初基本形成，盛夏達到最強盛，它的形成破壞了北半球副熱帶高壓帶的連續分布。冬季高原面降溫迅速，加上地勢高，冰雪面積大，形成低溫高壓中心。夏季高原熱低壓的形成有利于高原面上氣流的輻合，而冬季又有利于高原面上氣流的發散。氣壓場的季節性變化引起了局部環流的季節性變換，夏季高原周圍氣流流向高原，冬季高原上氣流又流向四周，從而形成高原季風。
冬季冷高壓加強鄰近地區氣流的下沉，高原冷高壓與蒙古高壓的迭加使高原北側的蒙古高壓得以加強，勢力尤為強盛，冬季風影響大半個中國。夏季高原熱低壓吸引大氣向高原輻合，使高原南側的印度低壓進一步加強。與太平洋副高和南半球副高產生了更加強大的氣壓梯度，加強、加速西南和東南季風。冬夏季高原面上氣壓場的配置所形成的氣流場與亞歐大陸冬夏季氣壓場及其所形成的氣流場剛好吻合，從而加強了中國冬夏季風的強度。也改變了我國氣壓場的形勢，增加了我國季風氣候的典型性、廣泛性和復雜性。
（3）獨特的高原氣候
青藏高原在整個中緯度地區的大氣環流中起著極為重要的作用，同時也使其所在地區形成了獨特的高原氣候，進而對整個中國乃至亞洲地區氣候的形成產生巨大影響。
（4）青藏高原對中國氣溫分布的影響
受緯度、海陸分布和地勢起伏的影響，我國氣溫分布總的特點表現為南暖北冷，溫差較大，而青藏高原的影響，使我國氣溫分布產生極大的變化。
a。西部地區夏季出現了與南熱北冷的緯度變化規律相反的南冷北熱現象。夏季全國普遍高溫，雖然等溫線平行于海岸線，但仍有南熱北冷的變化規律。而西部地區的青藏高原由于地勢高峻，夏季原面平均氣溫低于北部的塔里木盆地。同時高原北部邊緣山地又對塔里木盆地熱量散發產生阻滯作用，使之成為夏季全國最熱的地方。而高原地區卻成為夏季全國的冷極。
b。高原東部的云貴高原由于處于冬季西風帶的背風位置，出現“死水區”，南部又受西風南支氣流北上的影響，冬季不冷，氣溫較高，天氣別具一格。昆明有“春城”之稱，很重要的一點就在于此。
c。高原地區氣溫受地形影響，表現出等溫線與等高線明顯吻合的特點，打破了冬夏季我國氣溫的變化規律。
d。高原地區由于地高天寒，長冬無夏，7月份平均氣溫仍低于8℃。全年活動積溫<2000℃，≥10℃的持續期少于100天，部分地區全年日均溫都在0℃以下，活動積溫為零。可以劃分為高原寒帶、高原亞寒帶和高原溫帶三個溫度帶。
（5）青藏高原對中國降水的影響
我國的降水主要來源于夏季環流的西南和東南季風，比較豐實，且在地區分布上具有由東南向西北逐漸遞減的規律。
a。高原邊緣山地的地形降水比較明顯，南坡降水達2000毫米以上，東部地區200~400毫米，東南邊緣地區400~800毫米。
b。高原阻擋西南季風和東南季風，使之無法進入我國西北內陸地區，所以塔里木盆地成為我國極端干旱的地區。大部分地區降水量在100毫米以下，部分地區在50毫米以下。
c。青藏冷高壓建立的遲早和它消亡的快慢還直接影響到季風的強弱程度。冷高壓建立早、強盛，冬季風迅速且大面積控制我國。消亡的遲，原面向外發散的氣流阻擋夏季風北上，直接制約著我國東部地區的降水。所以青藏高原原面冷高壓和熱低壓的變化在某種程度上也影響著中國大氣的降水強度甚至旱澇災害。
二、輻射因素
中國年總輻射分布約為90~180×4。1868KJ/cm2，見教材第192頁圖8。1。最大值在青藏高原，最小值在四川盆地，長江中下游居中，在110~120×4。1868KJ/cm2之間。
中國地面有效輻射總量約為35~55×4。1868KJ/cm2，全年總輻射量多的地區，有效輻射量也多；輻射量少的地區，有效輻射量也少。所以，最大值在青藏高原，最小值在四川盆地，長江中下游在35~45×4。1868KJ/cm2之間。
中國年輻射差額約為45~80×4。1868KJ/cm2，最大值在青藏高原，最小值在四川盆地，長江中下游在50~60×4。1868KJ/cm2之間。各季的輻射差額：各季的輻射總量，一般是夏季最多，冬季最少，依次是夏、春、秋、冬季。但有例外，比如，云南省的騰沖，由于夏季多數為陰雨天，夏季輻射量少于春、秋季，與冬季相當，輻射量依次是春、秋、夏、冬季。各季輻射差額及其溫度狀況，多數地區的輻射差額以夏季最大，冬季最小，春、秋介于兩者之間。各季的氣溫也是如此，夏季最高，冬季最低，春、秋季介于兩者之間。
三、環流因素
我國低層大氣的環流方式主要是季風環流，支配季風環流的天氣系統在一年各季中的表現是不同的。
冬季，支配我國大氣運行的活動中心有3個：蒙古高壓、阿留申低壓和赤道低壓。形成東低西高的氣壓形勢，因此，我國冬季風從大陸吹向海洋，東北地區為偏西風，華北地區為偏北風。又由于我國南海上也有低壓（赤道低壓），我國南北也存在著氣壓梯度，有一部分冷空氣會順著海岸線南下，影響我國南方各省，這些地區的冬季風為偏北風。當阿留申低壓較強時，冷空氣大量東流，南下冷空氣就較少，我國多數地區為暖冬；相反，阿留申低壓較弱時，冷空氣大量東流較少，南下冷空氣就較多，我國多數地區為冷冬。
夏季，東南海面上的北太平洋副熱帶高壓和我國西南方向的印度低壓，形成了東高西低的氣壓形勢，所以我國多數地區的夏季風為東南風；此外，夏季還有從我國西南孟加拉灣吹來的暖濕氣流，因此，有時會吹西南風或偏南風。
同時，我國氣候還深刻地受到北半球西風帶的影響。
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