地形和地面特性与气候.docx

地形和地面特性与气候.docx

《地形和地面特性与气候.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《地形和地面特性与气候.docx（12页珍藏版）》请在冰豆网上搜索。

地形和地面特性与气候

地形和地面特性与气候

世界陆地面积占全球面积的29％，不仅分布形势很不规则，而且表面起伏悬殊，最高山峰——珠穆朗玛海拔8848m，最低洼地——死海沿岸-392m。

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

这些下垫面，又因沉积物、土壤、植被等的差异，具有不同的特性，使陆气相互作用的过程更为复杂。

一、地形与气温

地形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

绵亘的高山山系和庞大的高原是气流运行的阻碍，它们对寒潮和热浪移动都有相当大的障壁作用，同时它们本身的辐射差额和热量平衡情况又具有其独特性，因此它们对气温的影响是非常显著而广泛的。

现以我国青藏高原为例简述如下：

1.机械阻挡作用

青藏高原海拔高、面积大、矗立在29°—40°N间，南北约跨10个纬度，东西约跨35个经度，有相当大的面积，海拔在5000m以上，有一系列的山峰超过7000—8000m，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿，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、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为低。

表6·10中A、C、E三站位于印度半岛北部，其冬季各月平均气温皆分别比同纬度、同高度的B、D、F三站为高，其中尤以C、D两站的差异最大。

这是由于D站沅陵正位于高原以东的平原上，寒潮畅通无阻，而C站德里又位于高原以南的正中地位，屏障效应十分显著的缘故。

冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。

从冬季北半球700hPa与500hPa月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖于西南侧，这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。

因西风在高原西侧发生分支，于是高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。

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。

从夏季月平均气温分布图上可以看出，由巴基斯坦北部和东北部阿萨姆两个地区总是有两个伸向西藏方向的暖舌，其中有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，这是形成雅鲁藏布江谷地由东向西伸展的暖区的重要原因。

青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。

根据我国衢县与同纬度德里各高度上月平均气温的比较，可以看出在500hPa及其以下各层的气温皆是衢县低于德里，尤其是冬半年的差异更大。

表6·10印度半岛北部与我国同纬度地区冬半年气温（℃）的比较①

2.热力作用

将青藏高原地面的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。

根据观测资料分析计算表明，高原地-气系统逐月向四周大气输送的热量如表6·11所示。

从11月至翌年2月是四周大气向高原地-气系统提供热量，这时青藏高原是个冷源，其强度以12月、1月份为最大，向四周自由大气吸收热量600多J/cm2d。

春夏季青藏高原是个强大的热源，其强度以6、7月份为最大，向四周大气提供热量850J/cm2d以上。

就全年平均而论，青藏高原地-气系统是一个热源。

冬季青藏高原的冷区偏于高原的西部。

夏季的暖区范围很广，整个对流层的温度都是高原比四周高，再往高层暖区范围扩大，到了100hPa层上，温度分布出现高纬暖、低纬冷的现象。

表6·11青藏高原地-气系统逐月向四周大气输送的热量②

从青藏高原的地面气温看来，具有如下特点：

（1）地球的第三极地：

青藏高原由于海拔高，气温特别低，它虽位于副热带、暖温带的纬度上，但在高原主体北部祁连山以及巴颜喀拉山东部1月平均地面气温出现-16—-18℃的闭合等温线，盛夏7月尚有大片面积平均气温＜8℃，冬夏皆比同纬度东部平原平均气温低18—20℃。

（2）气温日、年较差大：

青藏高原上地面气温日较差比同纬度东部平原地区和四川盆地都大，比同高度的自由大气更大，气温年较差亦比同高度的自由大气为大，但因海拔高耸，比同纬度东部平原则稍小。

（3）气温季节变化急，春温高于秋温：

青藏高原上春季升温强度大，特别是当积雪消融之后，雨季未到之前，高原因受强烈的日射，增温甚快，秋季降温速度亦快，春温高于秋温，例如高原上的班戈4—10月气温差为2.8℃，而汉口同时期温差为-1.4℃。

以上这些情况都说明高原气温具有大陆性气候的特征。

（二）中小地形对气温的影响

中小地形对气温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坡，古诗咏大庾岭的梅花，有“南枝向暖北枝寒，一样春风有两般”之句，就是山坡两侧气温殊异的极好写照。

据庐山实测资料，南坡1.5m高度的气温在6—9月与同高度山顶相比，晴天平均高2.1℃，多云天高1.8℃，阴天高1.5℃，雨天高0.8℃，在有冷平流时可高2.6—3.3℃；北坡的气温在4—6月与同高度的山顶相比，晴天平均低0.8℃，多云天低0.6℃，阴天低0.4℃。

再以小地形南京方山（一个相对高差约190m的孤立山岗）为例，在冬季晴天，距坡地1.5m高的日平均气温，南坡比北坡高1℃左右，比东坡和西坡高0.6—0.7℃，最高气温南坡比北坡约高2℃，比东坡和西坡高0.7—1.6℃，最低气温各方位之间的差异较小，最多不超过0.7℃。

其次，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，因与陆面接触面积小，受到地面日间增热、夜间冷却的影响较小，又因风速较大，湍流交换强，再加上夜间地面附近的冷空气可以沿坡下沉，而交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，谷底和盆地底部特别寒冷，因此气温日较差很大。

图6·28表示三种不同地形的气温日变化曲线，从图上可以看出，无论冬、夏都是山顶气温日振幅小，谷地气温振幅大，陡崖介乎二者之间。

此外，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。

根据我国多数山区实测资料看来，大都是夏季气温递减率大，冬季递减率小，这与我国季风气候有关。

冬季大陆偏北风盛行，海拔低的地方冬温不高，其气温随高度递减率乃较小。

夏季偏南风盛行，加以低层日射增温比较强烈，因此气温随海拔高度增加的递减率乃相形增大。

但亦有部分地区因局部气候条件的特殊，山地气温随高度递减率的季节变化有所不同。

各山区在不同坡向不同高度阶段内，气温递减率亦有差异，情况比较复杂。

二、地形与地方性风

因地形而产生的局部环流主要有高原季风、山谷风，因经过山区而形成的地方性风有焚风和峡谷风等。

（一）青藏高原季风

在青藏高原由于它与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。

冬季高原上出现冷高压，冬季出现热低压，其水平范围低层大，高层小，其厚度夏季比冬季大。

风的季节变化，一般是高原北侧开始最早，高原上次之，高原东侧再次，高原南部最迟。

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，这与由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，遂使我国西南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低压相当强大，冬季厚度可达5km，夏季可达5—7km，因此从海平面至5—7km高度，冬季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，造成高原上深厚气层的升降运动，形成强的季风经圈环流。

冬季出现与哈德莱环流圈相似的环流。

夏季则出现与哈德莱环流圈相反的环流，空气在高原上升，到了高空流向低纬，下沉，到达地面后折向较高纬度流去，这对南北半球间空气质量的调整亦有很大的作用。

（二）山谷风

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

山谷风是由于山地热力因子形成的，白天因坡上的空气比同高度上的自由大气增热强烈，于是暖空气沿坡上升，成为谷风，谷地上面较冷的自由大气，由于补偿作用从相反方向流向谷地，称为反谷风（图6·29a）。

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，谷底的空气因辐合而上升，并在谷地上面向山顶上空分流，称为反山风，形成与白天相反的热力环流（图6·29b）。

山谷风是山区经常出现的现象，只要周围气压场比较弱，这种局地热力环流就表现得十分明显。

一般在早晨日出后2—3h开始出现谷风，并随着地面增热，风速逐渐加强，午后达到最大，以后因为温度下降，风速便逐渐减小，在日没前1—1.5h谷风平息而渐渐代之以山风。

山谷风还有明显的季节变化，冬季山风比谷风强，夏季则谷风比山风强。

（三）焚风

沿着背风山坡向下吹的热干风叫焚风。

当气流越过山脉时，在迎风坡上升冷却，起初是按干绝热直减率降温，当空气湿度达到饱和状态时，水汽凝结，气温就按湿绝热直减率降低，大部分水分在山前降落，过山顶后，空气沿坡下降，并基本上按干绝热率（即1℃/100m）增温，这样过山后的空气温度比山前同高度的气温要高得多，湿度也小得多。

如图6·30所示，山前原来气温20℃，水汽压12.79hPa，相对湿度为73％，当气流沿山上升到500m高度时，气温为15℃，达到饱和，水汽凝结，然后按湿绝热率平均0.5℃/100m降温，到山顶（3000m）时气温在2℃左右，过山后沿坡下降，按干绝热率增温，当气流到达背风坡山脚时，气温可增加到32℃，而相对湿度减小到15％。

由此可见，焚风吹来时，确有干热如焚的现象。

焚风是山地经常出现的一种现象，白天夜晚都可出现，例如偏西气流经过太行山下降时，位于太行山东麓的石家庄就会出现焚风。

其它如亚洲的阿尔泰山、欧洲的阿尔卑斯山、北美的落基山等都是著名的焚风出现区。

（四）峡谷风

当空气由开阔地区进入山地峡谷口时，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（流体的连续性原理），从而形成强风（图6·31），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，地形像喇叭管。

当气流直灌管口时，经常出现大风，就是由于这个缘故。

此外，气流经过不同地形尚可产生一些其它地方性风。

三、地形与降水

地形既能影响降水的形成，又影响降水的分布和强度。

一山之隔，山前山后往往干湿悬殊，使局地气候产生显著的差异。

（一）地形与降水的形成

迎风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性不稳定的，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，在上述层结条件下，能加速上升运动的继续发展，凝云致雨；②当低压系统或锋面移到山地时，因地形的阻障作用，使低压系统或锋面移动滞缓，因而导致气旋雨或锋面雨雨时延长，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，层结条件又适宜时，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比谷上空气增温快，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，在其它条件适宜时，往往形成低层云或层积云，产生小量降水，如毛毛雨、小雨等。

总之，地形虽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。

而且气流在运行时遇到山地，是爬过去或者是绕山而过，这还要视气流的方向与山脉的交角以及空气的层结稳定度而异，如果气流方向与山脉垂直则抬升的机会大，与山脉平行则以绕行为主。

如果空气层结十分稳定，有抑制垂直运动的作用，也难形成降水。

（二）地形对降水分布的影响

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①：

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，大约距今几千万年以前，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（图6·32，图6·33）。

②

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（图6·34）。

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。

从图6·34中可见，图上部的年降水量分布形势与当地地形的起伏十分相似。

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。

图6·34北加利福尼亚的年平均降水量与地形之间的关系②

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。

四、地面特性与气候

在同样的地形上，地面土壤性质的差异、植被的有无、植被的种类等不同对局地小气候和区域气候的形成有着极为重要的作用。

这里着重论述土壤特性在小气候形成中的物理基础，并就沙漠区域气候扩张的事实举例说明。

小气候指的是由于下垫面结构不均一性所引起的小尺度的近地层局地气候②。

土壤、植被、人工铺砌的道路等等都能借辐射作用吸热和放热，从而调节空气层和下垫面表层的温度，这种表面称为活动面（又称作用面）。

由于活动面的性质不同，具有不同的能量平衡和水分平衡，再加上湍流作用的差异，乃产生各种各样的小气候。

从地面能量平衡表达式（6·9）看来

Rg+LE+QP+A=0                          （6·9）

在同一纬度、同一季节、同样的天气条件下，到达地面上的直接辐射Q，就会因小土丘、田埂等斜坡方位和倾斜坡度不同而异。

又因活动面土壤性质不同，具有不同的反射率a，一般干休闲地a为16％，湿开垦地为8％。

这就使得湿土吸收的太阳总辐射比干土大。

再从有效辐射F项看来，在其它条件相同时，又因物体性质不同具有不同的长波辐射本领，干土为95％，湿土为96％。

因此湿土所获得的净辐射能比干土多。

活动面辐射差额的不同是造成小气候差异的一个基本因子。

在白天，活动面吸收了一定的正值净辐射后，这个热量一方面用来增加它自己的温度，另一方面则分别通过土壤内部热交换向下层传热。

另外也与贴地层的空气间进行湍流热交换，使空气增温，还蒸发水分将潜热向空气层输送。

这三者在（6·10）式中分别为A、QP与LE。

在夜间，没有太阳辐射，活动面通过有效辐射而散失热量，净辐射为负值，活动面将降低温度，这时活动层下部向土表输送热量，空气湍流热交换的方向，将由空气指向活动面，如果有露水凝结，活动面上将通过水汽凝结而获得潜热。

A、QP和LE可分别由（6·19）、（6·20）和（6·21）三式求得

就土壤内部的热量交换而言，在深度Z′处，一秒钟内经过Icm2的水平

系数λ′。

当白天土表受热，土壤上下层间温差愈大，则向下传输的热能愈多，夜晚土表辐射冷却，下层土温比表层高，热量乃由下层向表层传送。

在土内温度梯度相同时，土壤导热系数（单位W/m℃）愈大，土内热量交换的速度就愈快，至于土壤温度上下层分布的情况，还要看导温系数K′而定。

上式中ρ′为土壤密度，C′示土壤的比热（J/g℃），K′值为单位体积的土壤收入热量（λ′）时所增高的温度（单位cm2/min）。

由于构成土壤的成分并非单一物质，土壤的比热和热容量各不相同（见表6·12），不同土壤的导热系数和导温系数亦互有差异（见表6·13），从表6·12可见，水的热容量平均要比土壤中矿物质的热容量大2倍，比空气热容量大3000多倍，所以土壤的热容量也随着其孔隙度（孔隙度大于土内含空气量多）和湿度为转移。

当孔隙度增大时，干土的热容量要减小，但随着土壤湿度的增加，热容量便迅速增加。

这就使得在同样条件下，白天表层干土的温度比湿土高，夜间则相反，湿土温度高于干土。

XX文库-让每个人平等地提升自我

由表6·13可见，导温系数小的干沙土表层增温快，减温亦快，活动面的温度日振幅和年振幅都较大，但昼夜与年温度变幅在较浅的深度就消失了。

湿沙土表层温度日振幅和年振幅都比较小，但其有温度日变幅和年振幅所及的深度却比干沙土厚。

因此由于土壤的热容量和导温系数不同，就会产生小气候的差异。

土壤活动面与下层空气间的湍流显热交换QP（6·21式）主要决定于

气密度ρ及空气湍流系数K之间的乘积。

白天土温远比气温高，活动面向空气输送的显热比较多。

夜间土温与气温差值较小，地气间的显热交换比白天小，甚至出现相反的方向，气温高于土温，空气反而有显热向土表输送。

表6·14中列举了阿鲁西（在沙漠中）和科尔土希（气候较湿润）两地土壤-空气湍流显热交换和潜热交换的日变化情况。

表中负值表示土壤向空气输送热量，正值则相反。

土壤与贴地空气层间伴随着水分蒸发、凝结而产生的潜热交换LE

成露或霜时，则伴有潜热的释放，使活动面增温，这种潜热的释放量远比蒸发耗热量小得多（表6·14）。

从（6·21）和（6·22）式可见，活动面与贴地空气层的显热交换和潜热交换，除取决于活动面的性质外，都和空气的湍流系数K密切相关。

湍流系数是因时间、地点、天气条件而异的。

一般情况是，中午大于子夜，夏季大于冬季（表6·15），粗糙的活动面大于平滑的活动面。

就天气条件而言，晴天的湍流系数大于阴天，风力强时大于风力弱时，不稳定型天气时大于稳定型天气时。

就距地高度而言，愈贴近地面湍流系数愈小。

据观测，在贴地气层中，与1m高处的湍流系数相比较，在10cm高处K就要小到1/10，而在1cm高处则要小到1/100，在几毫米或紧贴土表的一层中，湍流交换就消灭了，地-气间的热传导主要靠分子接触传导，而空气分子的导热系数又极小，要比一般土壤小数十倍至百倍。

湍流系数的这些差异，在小气候形成中起着极其重要的作用。

小气候的很多特点往往与湍流强弱有关。

以小气候的气温为例，由于贴近地面层的空气湍流混合作用很弱，所以气温的垂直差异特别显著。

又由于贴近地面层的风速较小，空气的水平混合作用也很弱，因此在短距离内气温的水平差异也非常突出。

必须指出，地面特性不仅对小气候的形成有重要作用，在某些条件下对区域气候亦有显著影响。

例如在干旱少雨的地带，植被极其稀少，地面为大范围的干涸裸地（砂、岩石等），砂、石的颜色又甚浅淡，对太阳辐射有很高的反射率（可达0.35—0.40）。

因此地面所吸收的太阳辐射能比湿润地区少得多，但由于砂、石的比热小，在白天阳光照射下，地面强烈增温，使地面长波辐射很强。

又因空气干燥无云，大气逆辐射弱，地面散失的热量很多，成为热辐射的汇。

在缺少平流热量输入的情况下，为了要维持热量平衡，那里的空气一定要下沉，压缩增温。

由于下沉的空气十分干燥，使得沙漠地区进一步变干，植被进一步破坏，导致沙漠化的范围进一步扩展。

这种生物地球物理反馈机制特别适用于撒哈拉—阿拉伯—印度—巴基斯坦一带沙漠区，尤其对撒哈拉南部边缘的萨赫勒地区最为适合。

这是地面辐射特性影响气流下沉，从而导致沙漠区域气候扩展的一个实例。

①青藏高原气象科研协作领导小组，中国科学院兰州高原大气物理研究所.青藏高原论文集（1975—1976），

②叶笃正、高由禧等.青藏高原气象学.北京：

科学出版社.1979：

9。

单位经过换算由卡换成焦耳

①朱抱真.青藏高原对我国气候的影响.中国科学技术蓝皮书第5号，《气候》.北京：

科学技术文献出版社.1990.P320—324

②关于小气候的内容涉及面甚广，可参看萨鲍日尼科娃.CA.小气候与地方气候.科学出版社，1955.傅抱璞等编著.小气候学.气象出版社，1994