1樓：00風林火山
降水量受很多因素影響：緯度、內陸/沿海、大陸西岸/東岸、大陸/島嶼等等等等
降雨分三種，其中一種是地形雨，就是暖濕氣流沿著山體迎風坡爬公升，溫度下降，造成降雨
2樓：匿名使用者
降水的影響
地形對降水分
布的影響十分複雜，高大地形如青藏高原對亞洲降水分布影響範圍極廣，據最新氣候模式研究結果：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，我國大部分地區都是偏西風和西北風，受下沉氣流控制。因此大陸將是水汽很少的乾燥氣候，即使印度和緬甸，也不會有現在這樣的充沛雨量。
而青藏高原的存在，對大規模氣流的影響，首先誘使熱帶西南季風向印度、緬甸侵襲，造成高原雨季，同時西南季風的一部分長驅深入，到達我國東部形成江南雨區。如果沒有青藏高原，那我國西部的乾旱將更為嚴重，東部也將屬於乾旱氣候。在青藏高原隆起之前，大約距今幾幹萬年以前，從我國北方到長江流域都是廣闊的乾旱氣候帶，在喜馬拉亞造山運動以後，距近幾百萬年時，大高原抬公升，才建立了亞洲的季風氣候。
地形對降水分布的影響還與坡向和高度有密切關係。當海洋氣流與山地坡向垂直或交角較大時，則迎風坡多成為「雨坡」，背風坡則成為「雨影」區域，這可以從北美洲加利福尼亞海岸的聖克魯斯附近到內華達高原一線地形與年降雨量之間的關係看出。當地盛行西風，自太平洋吹來，正好與南北行的海岸山脈垂直相交，在迎風坡氣流上公升，至山頂降水量達第一高峰。
背風坡氣流下沉，降水量即銳減。
當西來氣流翻越內華達山脈後已經變得很乾燥，因此內華達高原所獲得的降水量只有170mm，比迎風坡少90％以上。再例如在夏季在青藏高原南坡正當來自印度洋的西南季風的迎風坡，降水量特豐，最著名的如乞拉朋齊其年平均降水量超過11000mm，最多年降水量高達26461.2mm，其中7月份的降水量就有9300mm。
西南季風到達高原上空時，水分已經大大減少，因此高原夏季雨量不大。例如地處喜馬拉雅山脈主峰北麓的定日，海拔約為4300m，年降水量僅為318.5mm，再跨過高原，降水量更少於100mm。
在迎風山地，由山足向上，降水量起初是隨著高度的增加而遞增的，達到一定高度降水量最大。過此高度後，降水量又隨著高度的增加而遞減，此一定高度稱為最大降水量高度(h)。h所在的高度因氣候條件和地區而異，一般是氣候愈潮濕，大氣層結愈不穩定，h愈低。
例如印度西南沿海山地空氣異常潮濕，其最大降水高度h一般都在500—700m之間。我國皖浙山地如黃山、天目山其h大致在1000m左右。氣候乾燥的新疆山地h則出現在2000—4000m間。
**高原h從高原外圍向內部逐漸增高。在幾個主要水汽來向的迎風面h皆在2000m以下，其中喜馬拉亞山西端和印度北部最大降水高度h僅在1500m左右。高原內部因氣候乾燥大部分地區h都在5000m左右(圖略)。
綜上所述，高大山脈不僅本身具有特別的氣候特徵，而且還影響鄰近地區的氣候。有些山脈可以阻障或改變氣流的活動情況，使北來的寒潮不易南下，南來的暖流滯緩北上，又可使濕潤氣團的水分在迎風坡大量成為降水降落，背風坡則變得異常乾燥。所以在山脈兩側的氣候可以出現極大的差異，往往成為氣候區域的分界線。
我國秦嶺山脈就是乙個佳例。秦嶺山脈橫亙東西，其一般高度約在2000—3000m，使冬季風的南下與夏季風的北上受到阻障，使華北、華中氣候顯然不同，成為我國北**帶與南溫帶氣候的重要分界線。
影響氣溫的因素
通常我們所說的氣溫是指與人類關係最密切的近地面空氣的溫度。氣象上都以百葉箱內距地面1.5公尺高度的溫度為標準。
氣溫的高低首先決定於熱量的收支狀況。熱量的收入大於支出，氣溫就上公升，否則就下降。熱量的收入大於支出時，盈餘的熱量用於氣溫的公升高。
盈餘的熱量累積值達到最大時，便出現最高溫度；熱量的收入小於支出時，熱量虧損，需要消耗本身的熱量以彌補虧損、所以溫度下降。當熱量虧損的累積值達到最大，消耗熱量最多時，便出現最低溫度。
近地面空氣層的熱量**主要是地面輻射，其次是太陽輻射。熱量的支出靠大氣輻射進行。而地面輻射的能量**又靠太陽輻射，由於地面不斷地儲存著太陽輻射的熱量，所以地面輻射的最高值落後於太陽輻射最高值；然後再通過輻射、對流、傳導等作用，氣溫才達到最高值。
當地面輻射出現最高值之後，太陽輻射繼續減弱，地面輻射支出的熱量大於從太陽輻射收入的熱量，地面儲存的熱量開始減少，地面輻射也隨之減弱，氣溫下降，當日落以後或入冬以後，太陽輻射為零或出現最低值，相繼地面輻射也出現最低值，此時大氣熱量入不敷出，所以氣溫降低直達最低值。這樣就形成了以日或年為週期的有規律的變化。歸根結底，溫度的變化取決於熱量的收支狀況及熱量儲存的增多或減少。
氣溫的水平分布除受上述各項輻射收支狀況影響之外，還受海陸分布、地形起伏、大氣環流和洋流等因素的影響。
海陸熱力性質差異很大，同樣的輻射能量分別給陸面和海面，它們的熱狀況明顯不同。陸面反射能力比海面強，在同樣條件下海面吸收的太陽輻射比陸面多10—20％。
組成陸地的岩石、土壤的比熱比水小，一般常見的岩石比熱為 0.2卡/克·度（即—克岩石溫度公升高 1℃，需要0.2卡的熱量），而水的比熱為
3樓：飯桶茶壺煙嘴
最簡單的答案是受自然界氣流影響
降水量的多少可能與什麼因素有關
4樓：
影響降水的因素有許多,具體如下：（希望對你有幫助）
一. 海陸位置
一般來水,距海越近的地區,受海洋的影響較大,距海越遠,海洋水汽難以到達,降水較少；所以降水分布的普遍規律是沿海多,內陸少.比如我國的降水分布規律是從東南沿海向西北內陸遞減,以及西北乾旱半乾旱地區從東部向西降水逐漸減少等都是受到距海遠近的影響.
二. 地形
1. 山脈走向與降水.山脈走向對海洋水汽有阻擋作用和引導作用,如果山脈走向與海洋水汽 來向垂直,就會阻擋水汽的進入,使大陸內側降水明顯減少,如北美大陸西部,由於科迪勒拉山系南北縱列,與來自太平洋的濕潤的西風氣流垂直,阻擋了西風的進入,使降水集中在西部海岸,中東部地區就難以受到它的影響了；而歐洲西部地區,阿爾卑斯山脈東西走向,與西風氣流來向一致,有利於海洋濕潤氣流的進入,降水的分布較廣泛,海洋性特徵明顯.
我國西北地區除了深居內陸外,也因為受到山嶺的層層阻擋,海洋水汽難以進入,使其更加乾旱.
2.迎風坡、背風坡與降水.海洋濕潤氣流在執行過程中,如果遇到山脈的阻擋,就會沿著迎風坡上公升,在一定的高度上冷卻達到過飽和狀態,出現凝結降雨,即地形雨,當該氣流越過山頂後,在下沉過程中,溫度不斷公升高,飽和水汽含量不斷降低,出現乾熱的天氣,即雨影區.
山地降水一般比平地多 ,就是因為山地有促使氣流上公升的條件,而平地沒有,降水較少.如南美南段,西部是西風的迎風坡,降水多形成海洋性氣候,東部位於背風坡,降水少,形成獨特的沙漠氣候；再如我國的福建西部的武夷山降水就要比東部沿海地區多；台灣東部比西部多,海南島東部比西部多.
3.地形型別與降水.不同的地形對氣流的執行有不同的作用,因此降水的分布也不同.
平原地形有利於海洋水汽的進入,帶來豐富的水汽,降水的機率較大,如我國的東部平原地區,歐洲中部,美國中東部；在山地則迎風坡在一定的高度上降水較多,背風坡較少,河谷地帶由於地勢低,溫度高而降水少,如橫斷山區；盆地由於地形封閉,周圍高山環繞,海洋水汽難以進入,降水也較少,如塔里木盆地；高原因為地勢高,海洋水汽也難以爬上高原面形成降水,所以高原上的降水也不多,如東非高原,青藏高原,巴西高原等降水都不多.
三. 氣壓帶
全球的氣壓帶不管是熱力原因形成的還是動力原因形成的,高氣壓帶盛行的是下沉氣流,在下沉過程中氣溫不斷公升高,水汽的飽和含量不斷降低,空氣越來越乾燥,不可能形成降水,多晴朗天氣.如熱帶沙漠地區,全年在副熱帶高壓控制之下,盛行下沉氣流,炎熱乾燥；我國的長江流域盛夏的伏旱天氣的形成；南極地區成為少與帶；而在低氣壓控制地區,盛行上公升氣流,上公升冷卻容易達到過飽和狀態,往往會凝結降雨,形成多雨區,如赤道地區,全年處在低氣壓控制下,終年多雨.
四. 風帶
全球的風帶包括極地東風帶、西風帶、信風帶,而對降水影響較大的是西風帶和信風帶,風帶對降水的影響主要是通過把海洋水汽帶到大陸形成降水,根據風帶與大陸的關係,又可以分為迎風岸和背風岸,迎風岸常常受到風帶從海洋上帶來的水汽的影響,降水較多,而背風岸的風從陸地吹向海洋空氣乾燥,降水很少；中緯度的大陸西岸是西風的迎風岸,降水多,如歐洲西部,南北美洲的西部海岸；低緯度的大陸東岸是信風的迎風岸,降水多,如馬達加斯加東部,澳大利亞東北部,巴西高原東南熱帶雨林氣候的形成都與信風有關,而西部熱帶沙漠氣候的形成,熱帶草原氣候的乾季則與信風從陸地吹向海洋有關.
五. 季風
在季風氣候區,冬夏季風的性質不同,對降水的影響也不同.夏季風從海洋吹向
陸地,把大量的海洋水汽帶到了陸地上,就有可能形成降水天氣；冬季風從陸地吹向海洋,性質是乾燥的,一般不會形成降水,天氣晴朗.如東亞季風區,夏季高溫多雨,冬季寒冷乾燥；南亞季風區,在西南季風影響的季節形成雨季,東北季風控制時候形成旱季.
六. 氣旋、鋒面
特殊的大氣運動也是形成降水的重要因素,在氣旋控制下,盛行的是旋轉上公升氣流,往往能達到過飽和狀態,形成降水,如中緯度地區就多氣旋雨,颱風、颶風也帶來大量的降水；在冷暖性質不同的氣流交匯地區,往往會形成鋒面雨,在鋒面附近暖空氣上公升也會達到過飽和狀態,從而形成降水.我國東部地區的降水就是以鋒面雨為主,4、5月份在南部沿海形成暖鋒降水,6、7月份在長江流域形成準靜止鋒降水,7、8月份在華北、東北形成冷鋒降水；在副極地也會因為東風和西風相匯而形成極鋒,形成鋒面雨.
七. 下墊面
下墊面在區域性地區也會對降水產生影響,主要是通過改變大氣中水汽含量來影響的,如果地表植被覆蓋率高,或者水面寬廣,就會增大蒸發量,空氣中濕度增大,從而增加降水量,反之,如果地面的植被破壞,水面減少,空氣就會變得乾燥,導致降水減少； 沿海地區如果海岸曲折有暖流經過降水也會增多.比如,沙漠地區地表乾燥,增發量小,降水也很少,在排乾沼澤和湖泊的地區,降水也減少,而在森林地區,湖泊和大型水庫附近降水明顯增多.
八. 洋流
洋流分為寒流和暖流,暖流有增溫增濕的作用,寒流有降溫減溼的作用.歐洲海洋性氣候的形成,馬達加斯加東部,澳大利亞東北部,巴西高原東南熱帶雨林氣候的形成都與沿岸暖流有關,而熱帶沙漠氣候的形成都與寒流關係密切,南美西海岸的阿塔卡瑪沙漠成為世界上最乾燥,最狹長,分布緯度最低就是秘魯寒流的功勞.
九. 人類活動
人類活動主要是通過改變下墊面的狀況來影響降水的,如植樹造林,恢復植被,修建水庫和水利工程,退田還湖,擴大水面和濕地都將會使空氣的濕度增加,降水增多；反之,亂砍濫伐,過度放牧,破壞植被,圍湖造田,開墾排乾沼澤會使空氣濕度減小,降水減少,氣候的大陸性增強.另外,人工降雨也是在乾旱季節增加區域性地區降水的有效形式.
當然,影響某個地區的降水因素往往是多方面的,各個因素之間相互發生作用使當地的降水更加複雜,我們在分析的時候要找到其主導因素,還要從綜合的角度全面分析,才能搞清某個地區的降水型別和特徵；比如歐洲西部的海洋性氣候降水特徵的形成,就是受到海陸位置、西風、北大西洋暖流、平原與山脈東西走向、地勢低平、海岸曲折等因素綜合作用的結果
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