山谷风

山谷风的形成原理跟海陆风类似，白天，山坡接受太阳光热较多，成为一只小小的“加热炉”，空气增温较多；而山谷上空，同高度上的空气因离地较远，增温较少。于是山坡上的暖空气不断上升，并在上层从山坡流向谷地，谷底的空气则沿山坡向山顶补充，这样便在山坡与山谷之间形成一个热力环流。下层风由谷底吹向山坡，称为谷风。到了夜间，山坡上的空气受山坡辐射冷却影响，“加热炉”变成了“冷却器”，空气降温较多；而谷地上空，同高度的空气因离地面较远，降温较少。于是山坡上的冷空气因密度大，顺山坡流入谷地，谷底的空气因汇合而上升，并从上面向山顶上空流去，形成与白天相反的热力环流。下层风由山坡吹向谷地，称为山风。

形成原理

山谷风

谷风的平均速度约每秒2~4米，有时可达每秒7~10米。谷风通过山隘的时候，风速加大。山风比谷风风速小一些，但在峡谷中，风力加强，有时会吹损谷地中的农作物。谷风所达厚度一般约为谷底以上500~1000米，这一厚度还随气层不稳定程度的增加而增大，因此，一天之中，以午后的伸展厚度为最大。山风厚度比较薄，通常只及300米左右。

作用介绍

在晴朗的白天，谷风把温暖的空气向山上输送，使山上气温升高，促使山前坡岗区的植物、农作物和果树早发芽、早开花、早结果、早成熟；冬季可减少寒意。谷风把谷地的水汽带到上方，使山上空气湿度增加，谷地的空气湿度减小，这种现象，在中午几小时内特别的显着。如果空气中有足够的水汽，夏季谷风常常会凝云致雨，这对山区树木和农作物的生长很有利；夜晚，山风把水汽从山上带入谷地，因而山上的空气湿度减小，谷地空气湿度增加。在生长季节里，山风能降低温度，对植物体营养物质的积累，块根、块茎植物的生长膨大很有好处。

山谷风还可以把清新的空气输送到城区和工厂区，把烟尘和漂浮在空气中的化学物质带走，有利于改善和保护环境。工厂的建设和布局要考虑有规律性的风向变化问题。山谷风风向变化有规律，风力也比较稳定，可以当作一种动力资源来研究和利用，发挥其有利方面，控制其不利方面，为社会主义建设服务。

值得重视的是，我国除山地以外，高原和盆地边缘也可以出现与山谷风类似的风：风向风速有明显的日变化。出现在青藏高原边缘的山谷风，特别是与四川盆地相邻的地区，对青藏高原边缘一带的天气有着很大的影响。在水汽充足的条件下，白天在山坡上空凝云致雨，夜间在盆地边缘造成降水。山顶风大 迎风坡雨大 在山区，白天风从山谷吹向山顶，称为谷风；夜间风从山顶吹向山谷，称为山风。谷风强，山风弱。谷风一般在日出后2小时～3小时出现，并随着温度的升高风速加大，午后达到最大，然后随着温度降低，风速逐渐减小。日落前1小时～2小时谷风平息，山风代之而起，这样周而复始，使山顶昼夜有风，终年刮风。尤其在夏季，谷风、山风愈加明显。

夏季东南季风带来大量潮湿空气，其流动的方向正与山脉的走向垂直，气流遇山脉阻挡被迫抬升，造成所含水汽冷却、凝结，在迎风坡形成降雨。北京地区西部、北部高大的山峰如天然屏障，一方面具有降雨的有利地形，导致潮湿气流受阻挡形成大雨、暴雨在迎风坡降落，一方面又阻滞气流移动，延长降雨时间，增加降雨强度。

一山同四季 十里不同天 在山区由于受高度、地形、坡向影响，使太阳辐射、降雨、温度等气象因素有很大不同。尤其是海拔高度，成为山区气候状况的主导因素，平均高度每增加100米，温度降低0.5℃～0.6℃,印江天气，无霜期减少5天～6天，积温减少159℃，形成了同一山系不同的气候条件和农业生产环境。

理论模型

二维模型

山谷风的二维模型简化了山地内部的地方性风，即不考虑上坡风-下坡风的日变化，其以日为周期的演变分为两个阶段，即日间阶段的夜间阶段。

在日间阶段，山地受太阳辐射加热后升温更快且气温更高（原理参见三维模型部分）。在其他条件不变时，大气的气压与气温反相关，高气温对应低气压。因此气温更高的山地出现低压，气温低的平原产生高压，气压梯度力推动气块由平原沿谷底向山地运动，形成谷风。谷风在山地和平原温差最大时达到最强，通常为午后至日落前。

在夜间阶段，山地的冷却速度要快于平原且气温更低，此时山地-平原间的气压梯度和日间阶段正好相反，山地近地面产生高压，平原产生低压。气压梯度力推动气块由山地向平原运动形成山风。山地和平原在进入午夜后温差最大，因此午夜是一天中山风最强的时刻。

三维模型

三维模型的山谷风环流同时考虑了山风-谷风和上坡风-下坡风，其提出主要得益于奥地利境内阿尔卑斯山东侧的气象观测记录，被认为在解释山谷风的原理时具有代表性。

山谷风的三维模型包含4个动态的发展阶段：日间阶段、傍晚过度阶段、夜间阶段、清晨过渡阶段，对应一天中的8个时间点，山谷风在每个时间点表现出不同的环流形态，并伴随有温度场的变化。按Defant (1951)，山谷风三维模型的日演变可归纳如下：

				三维模型的山谷风日演变
发展阶段	时间	上坡风-下坡风环流	山风-谷风环流	气温变化
清晨过渡阶段	日出	上坡风建立	山风开始减弱	山地气温低于平原
日间阶段	上午	上坡风达到最强	山风减弱，向谷风转变	山地、平原气温趋近
	正午	上坡风开始减弱	谷风持续增强	山地气温高于平原
	下午	上坡风-下坡风几乎停止	谷风达到最强	山地气温高于平原

展开表格

山谷风是弱的局地环流，表中的风场和温度场信号可能在强天气过程（例如温带气旋、寒潮等）中被完全覆盖，因此只有在晴好天气下（且通常为夏季时），山谷风环流才能主导局地的风场和温度场变化。

另需要指出，山谷风作为热力环流主要由温度场驱动，但其自身也对温度场，包括近地面气温和陆面温度，形成反馈。例如观测结果表明傍晚下坡风在下降过程中可能出现绝热增温，从而在山坡的陡峭处形成“高温带（thermal belt）”  。

1. 日间阶段（daytime phase）

山谷风的三维模型，(a)-(h)对应日出-后半夜的日演变

日间阶段在山谷的夜间逆温层开始解体时开始，通常为日出后数小时内。日间阶段可大致分为两部分，前半段包括早晨和正午，是上坡风发展至最强和山风开始确立的时期；后半段从正午延续至日落前，是山风最强，但上坡风减弱，逐渐被下坡风代替的时期。

在日间阶段的前半段，山坡的近地面气温高，形成局地的低压，山谷反之形成高压。近地面的气压梯度力引导气流由山谷向山坡运动，形成上坡风。在山风-谷风环流方面，山地大气的气温开始高于其邻近平原，因此夜间形成的山风开始消散，谷风得到建立。日间阶段进入后半段时，随着辐射增暖作用的持续，山地对流边界层的上界（混合层顶）在垂直方向得到显著伸展并覆盖整个山地。此时对流边界层内的湍流混合作用显著降低了山坡和山谷间大气的温差以及上坡风的强度。同时，对流边界层的活动使得山地作为整体的气温要高于平原，因此谷风得到进一步发展。

这里进一步解释日间阶段山坡-山谷和山地-平原间温差形成的原因，这些原因与地形相关，因此在研究中被通称为“地形放大因素（topographic amplification factor）”。具体地，在日出后，山坡大气的升温速度快于山谷，因为：（1）夜间在山谷堆积的冷空气（参见清晨过渡阶段）在上午并未完全消散，其存在延迟了山谷大气对太阳辐射的响应；（2）在对流边界层完全建立之前，陆-气热交换是加热近地面大气的主要形式，其中山坡有更大的表面积与太阳辐射接触，因此升温迅速，而山谷受地形几何特征影响，其阴面不受太阳照射，因此升温缓慢。在日间阶段的后半段，山地气温高于平原气温，因为：（1）山地海拔高于平原，因此其在理论上接收了更多太阳辐射，且山地的边界层大气更稀薄，热容量更小；（2）日间对流边界层建立后，山地对流边界层的显著温度平流提升陆面加热大气的效率，平原对流边界层没有与之对应的热交换机制。

除温差外，谷风环流在日间阶段也受到高层背景环流的影响，原因是山地对流边界层在午后可扩展至山地上方的高处，与背景环流发生耦合，而在山谷地区，背景环流常见的形式是沿狭窄山谷运动的引导气流（channeling flow）。引导气流中包含的大量动能通过对流边界层顶被交换至下层的谷风环流中，使后者加速运动。

2. 傍晚过渡阶段（evening transition phase）

在日间阶段的后半段，地面接收的太阳辐射逐渐减小，而其自身由于被太阳辐射加热，温度升高，释放的长波辐射开始增加。随着时间的推移，地面释放的长波辐射能量会超过其接收的太阳辐射能量，该现象标志着傍晚过度阶段的开始。山谷阴面是进入傍晚过渡阶段最早的地形，而山坡、山顶最晚。在傍晚过渡阶段，地面的能量收支（energy budget）为负，陆面温度降低，并开始冷却近地面层的大气。

上述过程发生于山地时，在山顶被冷却的大气由于密度关系会沿山坡向山谷运动，下坡风环流开始建立。下坡风在山谷的辐合带来了局地的补偿性上升运动，由此，汇入山谷的冷空气开始在山坡-山谷循环并进一步冷却边界层上方大气。

在日间阶段，山地的气温高于平原，而进入傍晚后，山坡-山谷间的环流（包括傍晚开始建立的下坡风和日间阶段残余的上坡风）使得山地气温更快的下降，因此随着时间推移，山地和平原的气温开始趋于相同，与之对应的谷风环流也开始减弱。

随着下坡风的建立以及山地边界层大气自下而上的冷却，近地面开始出现逆温层，此时傍晚过渡阶段进入尾声。层结高度稳定的逆温层隔绝了其内部大气与边界层环流的联系，进一步削弱了谷风环流，直至后者完全消散。旁晚逆温层的增长不是线性的，因为其在向垂直方向扩张的过程中压缩了谷风在山地边界层的通道，因此暂时性地增强了山地边界层的风切变，此时若逆温层上方的谷风足够强，则其可能对逆温层形成扰动。在地面观测中，该现象表现为逆温层的反复生成。

3. 夜间阶段（nighttime phase）

夜间阶段与傍晚过度阶段没有清晰的分界，作为观念上的定义，夜间阶段在近地面逆温层发展完全后开始，时间通常为日落数小时后至整个夜晚。在夜间阶段，下坡风和山风共同主导了山地边界层的地方性风场。其中下坡风通常在上半夜达到最强，山风的极大值晚于下坡风。

傍晚过渡阶段的下坡风可认为是近地面冷空气受重力作用形成的密度流，而进入上半夜后，山坡和山谷间的温差开始显现，并促进了下坡风的发展。具体地，由于山坡拥有更大的暴露面积，因此其夜间阶段的辐射降温较山谷更为迅速（也较平原更为迅速），快速降温的山坡冷空气带来了近地面的高气压，与山谷形成气压梯度，气压梯度力推动山坡气流向山谷运动，加速了下谷风环流的建立。此外如先前所述，下谷风在运动过程中可能受绝热增温影响，因此进入山谷后，山坡冷空气温度会升高，该现象也导致山谷气温高于山坡。

由于地形放大因素和更小的热容，夜间阶段的山地气温在整体上低于平原，两者的温差形成了从山地向平原运动的山风。除气压梯度力的作用外，由于山风所携带的冷空气密度较大，因此其在沿山坡下行时会受重力作用进一步加速，若地形允许，会发展为“下谷急流（Down-Valley Jet, DVJ）”  。DVJ是山谷风在一天中风速最大的时刻，其在垂直方向的风速极大值位于地面上方，近地面风速受摩擦力影响被降低。一些研究在DVJ的风速和气温观测中报告了具有周期性的脉冲信号，该现象可能由重力波和Kelvin-Helmholtz波引起。

4. 清晨过渡阶段（morning transition phase）

清晨过渡阶段在日出后开始，标志是地面接收的太阳辐射能量超过其释放的长波辐射能量。清晨过渡阶段的主要过程是山地近地面夜间逆温的消散，在逆温层消散后，该阶段结束，转入日间阶段。

山地边界层内夜间逆温的消散从近地面开始，日出后辐射收支的由负转正使得陆面温度开始升高并加热逆温层下部，大气升温后逆温结构开始分解。上述过程在山坡进行的速度快于山谷，因此随着气温自下而上的升高，山谷边界层大气的中上部是夜间逆温残留最久的时间，这些残留部分被称为“逆温核（inversion core）”  。

山坡-山谷的温度变化促使气流开始由山谷向山坡运动，但逆温核的存在决定了该时期的上坡风并不显著。山地与平原在夜间呈现的温差在进入清晨后逐渐逆转，但同样由于逆温核的存在，此时山风会继续存在直到日间阶段，但其强度开始减弱，不会发展为急流。

特殊地形

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盆地与高原

由于地形几何特性的差异，基于山坡-山谷构建的山谷风理论模型不能直接用于分析盆地和高原的地方性风，因此这里通过对比的方式对盆地和高原地区的山谷风环流进行介绍。

盆地可以被认为是山谷风模型中的一种特殊“山谷”，其地方性风环流在上坡风-下坡风方面与传统的三维模型相近，但完全封闭的盆地通过地形隔绝了山风-谷风环流。盆地在夜间阶段的一个常见现象是“冷池（cold air pool）”，其存在是下坡风输送的冷空气在盆地不断堆积、冷却的结果。冷池的夜间逆温层高度发展，在冬季的晴好夜晚，盆地内部的气温会显著低于周边地区。对于一些容积较小的浅盆地（shallow basin）和落水洞（sinkhole），冷池中的冷空气会从盆地“溢出”，在邻近区域形成山风。

青藏高原  和落基山脉的科罗拉多-怀俄明段  附近可以观测到包含日变化的风场信号。在日间，近地面风场向高原辐合，在夜间则由高原向周边辐散。该现象是高原和邻近区域形成的山谷风环流，但由于高原自身的显著海拔，其出现位置被提升至850至600 hPa等压线附近。特别地，对青藏高原，山谷风是其风系的高频组分，占据从陆面往上约1 km的厚度。在其上方的是作为低频组分的高原季风。

山地城市

参见：城市热岛环流

城市热岛环流能够对山谷风产生影响。具体地，城市能够以改变下垫面热力性质的方式影响地方性风，其结果被称为城市热岛环流。当城市建于山地或其附近，且发展至一定规模时，其对应的城市热岛环流强度和山谷风的强度接近，且是稳定存在的地方性风，因此会影响后者。山地城市对山谷风的影响在本质上是城市下垫面和复杂地形的热力作用相叠加的结果，这里对其中的一般性结论进行归纳。

当城市位于山谷时，其热岛环流会影响上坡风-下坡风环流。在日间阶段，山谷的城市下垫面会快速升温并伴随热岛环流上升支的出现，该现象有利于夜间逆温层的消散，更早地完成清晨过渡阶段。同时，日出后山坡与山谷间的热力差异会快速减小，热岛效应可能使山谷的气温在正午后高于山坡，因此山谷风模型中上坡风的强度会被减弱，且存在时间会提前和缩短。在傍晚和夜间阶段，城市热岛使得山谷的近地面气温更加显著的高于山坡，增强了下坡风。通常地，在不考虑人为热排放时，夜间城市热岛的强度低于日间，因此夜间城市下垫面对山谷风的影响要小于日间。

当城市位于邻近山地的平原时，热岛环流对山风-谷风环流存在影响。在日间阶段，城市热岛效应使得山地气温不再显著高于邻近平原，而是与邻近平原/城市相近，因此山地的谷风和热岛环流在山地侧的分支均被削弱。在夜间阶段，热岛效应进一步提升了平原对山地的温差，因此山风的强度得到增加。

作为补充说明，山谷风也会影响城市热岛效应，例如日间上坡风对热岛环流的削弱和夜间山谷地区的逆温结构不利于城市内热量和排放物的扩散，会强化热岛效应。因为与山地城市污染问题有密切联系，山谷风-城市热岛环流相互作用作为研究主题得到了关注，现有的研究通常按城市个例的观测或数值模拟进行，例子包括大阪-京都地区、首尔、济南  等。

海岸

参见：海陆风

沿海山地的山谷风和海陆风具有相近的日演变机制，会发生耦合使彼此得到增强。山谷风-海陆风的耦合发生在沿山谷走势的方向上，因此可以由山谷风的二维模型解释。具体地，白天由于太阳辐射逐渐增强，导致山区增温快。空气柱受热膨胀，密度减小，在水平气压梯度力的作用下在近地层形成由海洋吹向山区的谷风/海风。夜晚山区温度降低快，空气柱变冷压缩，密度增大，在水平气压梯度力的作用下在近地层形成由山区流向海洋的山风/陆风。在大规模海风出现时，山谷风-海陆风的耦合环流会在午后沿山谷向内陆推进。

观测与研究

阿尔卑斯地区

阿尔卑斯山是最早开展山谷风观测和研究的地区，二十世纪早期至中期的探空气球观测通过气压场、温度场和风场数据明确揭示了该地区山谷风的存在及其日变化。在现代气象观测网络、地面遥感技术和机载多普勒雷达得到应用后，对阿尔卑斯地区山谷风的研究得到了进一步的展开。例如2002年的Vertikaler Austausch und Orographie外场观测试验发现阿尔卑斯山北侧的山谷风促进了山地对流边界层在垂直方向的物质输送；2006年由维也纳大学研究团队得到的高分辨率再分析数据（Vienna Enhanced Resolution Analysis）为山谷风的气候学研究提供了支持。

洛基山脉

山谷风是洛基山脉及其周边地区的重要环流系统，其日间阶段风场促进了该地区的水汽辐合和夏季地形对流降水。在洛基山脉山顶附近的观测表明，该地区山谷风的过渡阶段较长，其中傍晚过渡阶段可能从下午7时持续至次日凌晨2时；清晨过渡阶段可能从上午6时持续至11时。当地形降水发生时，傍晚过渡阶段会显著缩短，原因是地面水分蒸发带来的非绝热降温加快了山地夜间边界层的形成速度。

位于美国领土内的洛基山脉东侧建有密集的气象观测网络，从洛基山脉山顶到其东侧大平原，约1200 公里的范围内均可通过风廓线雷达观测到近地面的山谷风信号，强度随距离的增加而减弱。此外在对流层下层约4000米高处，洛基山脉山谷风的高层反向风场也有得到证实。

参考资料

[1] 中国科普博览＿大气科学馆[引用日期2016-11-09]