山谷風是出現於山地及其周邊地區的，具有日周期的地方性風（local winds）。按其三維模型，山谷風在近地面擁有4個局地環流組分，即日間由山谷向山坡運動的上坡風（upslope wind）和由周圍地區沿山谷匯入山地的谷風（valley wind）；以及在夜間由山坡向山谷運動的下坡風（downslope wind）和由山地向周邊地區運動的山風（mountain wind）。
山谷風的成因主要為晝夜交替過程中山坡-山谷和山地-平原間的氣溫差。氣溫差帶來了近地面大氣的密度和氣壓差，氣壓梯度力推動氣流由高壓（低溫）區域向低壓（高溫）區域運動。此外夜間下坡風和山風的運動也受到重力和摩擦力的影響。
山谷風的環流形態與地形相關，因此在盆地和高原的表現會與常見理論不同，在與城市熱島環流、海陸風等其他地方性風同時出現時會發生環流耦合。山谷風與農業生產和山地的城市污染問題有關，但通常僅在晴好天氣下主導局地的風場和溫度場變化。
基本介紹
- 中文名：山谷風
- 外文名：mountain-valley wind
- 類型：天氣現象，地方性風
- 出現地點：山地及其臨近地區
- 出現時間：天氣晴好時，多為夏季
- 持續時間：全天，具有日周期
- 伴隨現象：近地面風場、溫度場變化
歷史,組成,理論模型,二維模型,三維模型,特殊地形下的山谷風,盆地與高原,山地城市,海岸,觀測與研究,阿爾卑斯地區,洛基山脈,影響,
歷史
主詞條：山地氣象學
山谷風是山地氣象學的傳統研究內容，其早期觀測可以追溯至1840年法國地理學家Joseph Fournet對阿爾卑斯地區風場的記錄。1922年英國氣象學家Harold Jeffreys通過考慮重力、氣壓梯度力和摩擦力的三力平衡對下坡風進行解釋。1938年，奧地利氣象學家Arthur Wagner將山谷風視為熱力驅動的局地環流並給出了其日演變模型，該研究是山谷風環流的首個完整理論解釋，且在內容上與現代山地氣象學結論接近。之後在二十世紀中葉，Erwin Ekhart、Friedrich Defant等學者通過阿爾卑斯山東部的探空數據發展了Wagner的理論並給出了山谷風的三維模型，該模型作為山谷風的理論解釋被廣泛接受。
組成
山谷風是一類地方性風環流，包括垂直於山谷方向的上坡風-下坡風，沿山谷方向的山風-谷風，以及二者在垂直方向，即山地邊界層上部的反向運動。三者在山地及其周邊地區形成閉合環流。作為語言上的分歧，“上坡風”和“下坡風”在一些研究中被稱為“上升風（anabatic wind）”和“下降風（katabatic wind）”，這裡統一使用前者。
上坡風-下坡風在山坡和山谷間循環，是主要由熱力驅動的地方性風，兩者存在的高度通常為地面上方2-20 m處，其中上坡風風速通常小於1 m/s，下坡風由於受重力加成，風速在1-5 m/s之間。上坡風-下坡風對近地面天氣的影響有限，因此在簡化的二維山谷風模型中被完全省略。
內華達山脈附近山谷氣象站觀測的氣溫和風速廓線
內華達山脈附近山谷氣象站觀測的氣溫和風速廓線山風-谷風在山地和其鄰近的平原間循環，其強度和影響範圍均大於上坡風-下坡風。其中夜間山風的存在高度在地面上方10-100 m處，風速極大值可超過10 m/s。谷風的垂直範圍要大于山風，依據風廓線判定可能在10-400 m之間，風速在不同地區的觀測中差異較大，部分觀測的極大值可達6 m/s。
由大氣作為地球流體的性質可知，上坡風-下坡風和山風-谷風在其上方存在補償性質的反向流動，但其中對應上坡風-下坡風的補償流動沒有直接的觀測證據。對應山風-谷風的補償流動被稱為“反山風（anti-mountain wind）”和“反谷風（anti-valley wind）”，其存在高度與山頂高度接近，強度顯著低於近地面的山風-谷風。
理論模型
二維模型
山谷風的二維模型簡化了山地內部的地方性風，即不考慮上坡風-下坡風的日變化，其以日為周期的演變分為兩個階段，即日間階段的夜間階段。
在日間階段，山地受太陽輻射加熱後升溫更快且氣溫更高（原理參見三維模型部分）。在其他條件不變時，大氣的氣壓與氣溫反相關，高氣溫對應地氣壓。因此氣溫更高的山地出現低壓，氣溫低的平原產生高壓，氣壓梯度力推動氣塊由平原沿谷底向山地運動，形成谷風。谷風在山地和平原溫差最大時達到最強，通常為午後至日落前。
在夜間階段，山地的冷卻速度要快於平原且氣溫更低，此時山地-平原間的氣壓梯度和日間階段正好相反，山地近地面產生高壓，平原產生低壓。氣壓梯度力推動氣塊由山地向平原運動形成山風。山地和平原在進入午夜後溫差最大，因此午夜是一天中山風最強的時刻。
三維模型
三維模型的山谷風環流同時考慮了山風-谷風和上坡風-下坡風，其提出主要得益於奧地利境內阿爾卑斯山東側的氣象觀測記錄，被認為在解釋山谷風的原理時具有代表性。
山谷風的三維模型包含4個動態的發展階段：日間階段、傍晚過度階段、夜間階段、清晨過渡階段，對應一天中的8個時間點，山谷風在每個時間點表現出不同的環流形態，並伴隨有溫度場的變化。按Defant (1951)，山谷風三維模型的日演變可歸納如下：
| 發展階段 | 時間 | 上坡風-下坡風環流 | 山風-谷風環流 | 氣溫變化 |
|---|---|---|---|---|
清晨過渡階段 | 日出 | 上坡風建立 | 山風開始減弱 | 山地氣溫低於平原 |
日間階段 | 上午 | 上坡風達到最強 | 山風減弱，向谷風轉變 | 山地、平原氣溫趨近 |
正午 | 上坡風開始減弱 | 谷風持續增強 | 山地氣溫高於平原 | |
下午 | 上坡風-下坡風幾乎停止 | 谷風達到最強 | 山地氣溫高於平原 | |
傍晚過度階段 | 日落 | 下坡風開始建立 | 谷風開始減弱 | 山地氣溫略高於平原 |
夜間階段 | 前半夜 | 下坡風達到最強 | 谷風減弱，向山風轉變 | 山地、平原氣溫趨近 |
午夜 | 下坡風開始減弱 | 山風持續增強 | 山地氣溫低於平原 | |
後半夜 | 上坡風-下坡風幾乎停止 | 山風達到最強 | 山地氣溫低於平原 |
另需要指出，山谷風作為熱力環流主要由溫度場驅動，但其自身也對溫度場，包括近地面氣溫和陸面溫度，形成反饋。例如觀測結果表明傍晚下坡風在下降過程中可能出現絕熱增溫，從而在山坡的陡峭處形成“高溫帶（thermal belt）”。
1. 日間階段（daytime phase）
日間階段在山谷的夜間逆溫層開始解體時開始，通常為日出後數小時內。日間階段可大致分為兩部分，前半段包括早晨和正午，是上坡風發展至最強和山風開始確立的時期；後半段從正午延續至日落前，是山風最強，但上坡風減弱，逐漸被下坡風代替的時期。
山谷風的三維模型，(a)-(h)對應日出-後半夜的日演變
山谷風的三維模型，(a)-(h)對應日出-後半夜的日演變在日間階段的前半段，山坡的近地面氣溫高，形成局地的低壓，山谷反之形成高壓。近地面的氣壓梯度力引導氣流由山谷向山坡運動，形成上坡風。在山風-谷風環流方面，山地大氣的氣溫開始高於其鄰近平原，因此夜間形成的山風開始消散，谷風得到建立。日間階段進入後半段時，隨著輻射增暖作用的持續，山地對流邊界層的上界（混合層頂）在垂直方向得到顯著伸展並覆蓋整個山地。此時對流邊界層內的湍流混合作用顯著降低了山坡和山谷間大氣的溫差以及上坡風的強度。同時，對流邊界層的活動使得山地作為整體的氣溫要高於平原，因此谷風得到進一步發展。
這裡進一步解釋日間階段山坡-山谷和山地-平原間溫差形成的原因，這些原因與地形相關，因此在研究中被通稱為“地形放大因素（topographic amplification factor）”。具體地，在日出後，山坡大氣的升溫速度快于山谷，因為：（1）夜間在山谷堆積的冷空氣（參見清晨過渡階段）在上午並未完全消散，其存在延遲了山谷大氣對太陽輻射的回響；（2）在對流邊界層完全建立之前，陸-氣熱交換是加熱近地面大氣的主要形式，其中山坡有更大的表面積與太陽輻射接觸，因此升溫迅速，而山谷受地形幾何特徵影響，其陰面不受太陽照射，因此升溫緩慢。在日間階段的後半段，山地氣溫高於平原氣溫，因為：（1）山地海拔高於平原，因此其在理論上接收了更多太陽輻射，且山地的邊界層大氣更稀薄，熱容量更小；（2）日間對流邊界層建立後，山地對流邊界層的顯著溫度平流提升陸面加熱大氣的效率，平原對流邊界層沒有與之對應的熱交換機制。
除溫差外，谷風環流在日間階段也受到高層背景環流的影響，原因是山地對流邊界層在午後可擴展至山地上方的高處，與背景環流發生耦合，而在山谷地區，背景環流常見的形式是沿狹窄山谷運動的引導氣流（channeling flow）。引導氣流中包含的大量動能通過對流邊界層頂被交換至下層的谷風環流中，使後者加速運動。
2. 傍晚過渡階段（evening transition phase）
在日間階段的後半段，地面接收的太陽輻射逐漸減小，而其自身由於被太陽輻射加熱，溫度升高，釋放的長波輻射開始增加。隨著時間的推移，地面釋放的長波輻射能量會超過其接收的太陽輻射能量，該現象標誌著傍晚過度階段的開始。山谷陰面是進入傍晚過渡階段最早的地形，而山坡、山頂最晚。在傍晚過渡階段，地面的能量收支（energy budget）為負，陸面溫度降低，並開始冷卻近地面層的大氣。
上述過程發生於山地時，在山頂被冷卻的大氣由於密度關係會沿山坡向山谷運動，下坡風環流開始建立。下坡風在山谷的輻合帶來了局地的補償性上升運動，由此，匯入山谷的冷空氣開始在山坡-山谷循環並進一步冷卻邊界層上方大氣。
在日間階段，山地的氣溫高於平原，而進入傍晚後，山坡-山谷間的環流（包括傍晚開始建立的下坡風和日間階段殘餘的上坡風）使得山地氣溫更快的下降，因此隨著時間推移，山地和平原的氣溫開始趨於相同，與之對應的谷風環流也開始減弱。
隨著下坡風的建立以及山地邊界層大氣自下而上的冷卻，近地面開始出現逆溫層，此時傍晚過渡階段進入尾聲。層結高度穩定的逆溫層隔絕了其內部大氣與邊界層環流的聯繫，進一步削弱了谷風環流，直至後者完全消散。旁晚逆溫層的增長不是線性的，因為其在向垂直方向擴張的過程中壓縮了谷風在山地邊界層的通道，因此暫時性地增強了山地邊界層的風切變，此時若逆溫層上方的谷風足夠強，則其可能對逆溫層形成擾動。在地面觀測中，該現象表現為逆溫層的反覆生成。
3. 夜間階段（nighttime phase）
夜間階段與傍晚過度階段沒有清晰的分界，作為觀念上的定義，夜間階段在近地面逆溫層發展完全後開始，時間通常為日落數小時後至整個夜晚。在夜間階段，下坡風和山風共同主導了山地邊界層的地方性風場。其中下坡風通常在上半夜達到最強，山風的極大值晚於下坡風。
夜間山風和下坡風形成的三維流場，紅色區域為“高溫帶”。
夜間山風和下坡風形成的三維流場，紅色區域為“高溫帶”。傍晚過渡階段的下坡風可認為是近地面冷空氣受重力作用形成的密度流，而進入上半夜後，山坡和山谷間的溫差開始顯現，並促進了下坡風的發展。具體地，由於山坡擁有更大的暴露面積，因此其夜間階段的輻射降溫較山谷更為迅速（也較平原更為迅速），快速降溫的山坡冷空氣帶來了近地面的高氣壓，與山谷形成氣壓梯度，氣壓梯度力推動山坡氣流向山谷運動，加速了下谷風環流的建立。此外如先前所述，下谷風在運動過程中可能受絕熱增溫影響，因此進入山谷後，山坡冷空氣溫度會升高，該現象也導致山谷氣溫高于山坡。
由於地形放大因素和更小的熱容，夜間階段的山地氣溫在整體上低於平原，兩者的溫差形成了從山地向平原運動的山風。除氣壓梯度力的作用外，由於山風所攜帶的冷空氣密度較大，因此其在沿山坡下行時會受重力作用進一步加速，若地形允許，會發展為“下谷急流（Down-Valley Jet, DVJ）”。DVJ是山谷風在一天中風速最大的時刻，其在垂直方向的風速極大值位於地面上方，近地面風速受摩擦力影響被降低。一些研究在DVJ的風速和氣溫觀測中報告了具有周期性的脈衝信號，該現象可能由重力波和Kelvin-Helmholtz波引起。
4. 清晨過渡階段（morning transition phase）
清晨過渡階段在日出後開始，標誌是地面接收的太陽輻射能量超過其釋放的長波輻射能量。清晨過渡階段的主要過程是山地近地面夜間逆溫的消散，在逆溫層消散後，該階段結束，轉入日間階段。
山地邊界層內夜間逆溫的消散從近地面開始，日出後輻射收支的由負轉正使得陸面溫度開始升高並加熱逆溫層下部，大氣升溫後逆溫結構開始分解。上述過程在山坡進行的速度快于山谷，因此隨著氣溫自下而上的升高，山谷邊界層大氣的中上部是夜間逆溫殘留最久的時間，這些殘留部分被稱為“逆溫核（inversion core）”。
山坡-山谷的溫度變化促使氣流開始由山谷向山坡運動，但逆溫核的存在決定了該時期的上坡風並不顯著。山地與平原在夜間呈現的溫差在進入清晨後逐漸逆轉，但同樣由於逆溫核的存在，此時山風會繼續存在直到日間階段，但其強度開始減弱，不會發展為急流。
特殊地形下的山谷風
盆地與高原
由於地形幾何特性的差異，基於山坡-山谷構建的山谷風理論模型不能直接用於分析盆地和高原的地方性風，因此這裡通過對比的方式對盆地和高原地區的山谷風環流進行介紹。
盆地可以被認為是山谷風模型中的一種特殊“山谷”，其地方性風環流在上坡風-下坡風方面與傳統的三維模型相近，但完全封閉的盆地通過地形隔絕了山風-谷風環流。盆地在夜間階段的一個常見現象是“冷池（cold air pool）”，其存在是下坡風輸送的冷空氣在盆地不斷堆積、冷卻的結果。冷池的夜間逆溫層高度發展，在冬季的晴好夜晚，盆地內部的氣溫會顯著低於周邊地區。對於一些容積較小的淺盆地（shallow basin）和落水洞（sinkhole），冷池中的冷空氣會從盆地“溢出”，在鄰近區域形成山風。
青藏高原和落基山脈的科羅拉多-懷俄明段附近可以觀測到包含日變化的風場信號。在日間，近地面風場向高原輻合，在夜間則由高原向周邊輻散。該現象是高原和鄰近區域形成的山谷風環流，但由於高原自身的顯著海拔，其出現位置被提升至850至600 hPa等壓線附近。特別地，對青藏高原，山谷風是其風系的高頻組分，占據從陸面往上約1 km的厚度。在其上方的是作為低頻組分的高原季風。
山地城市
參見：城市熱島環流
城市熱島環流能夠對山谷風產生影響。具體地，城市能夠以改變下墊面熱力性質的方式影響地方性風，其結果被稱為城市熱島環流。當城市建於山地或其附近，且發展至一定規模時，其對應的城市熱島環流強度和山谷風的強度接近，且是穩定存在的地方性風，因此會影響後者。山地城市對山谷風的影響在本質上是城市下墊面和複雜地形的熱力作用相疊加的結果，這裡對其中的一般性結論進行歸納。
當城市位於山谷時，其熱島環流會影響上坡風-下坡風環流。在日間階段，山谷的城市下墊面會快速升溫並伴隨熱島環流上升支的出現，該現象有利於夜間逆溫層的消散，更早地完成清晨過渡階段。同時，日出後山坡與山谷間的熱力差異會快速減小，熱島效應可能使山谷的氣溫在正午後高于山坡，因此山谷風模型中上坡風的強度會被減弱，且存在時間會提前和縮短。在傍晚和夜間階段，城市熱島使得山谷的近地面氣溫更加顯著的高于山坡，增強了下坡風。通常地，在不考慮人為熱排放時，夜間城市熱島的強度低於日間，因此夜間城市下墊面對山谷風的影響要小於日間。
當城市位於鄰近山地的平原時，熱島環流對山風-谷風環流存在影響。在日間階段，城市熱島效應使得山地氣溫不再顯著高於鄰近平原，而是與鄰近平原/城市相近，因此山地的谷風和熱島環流在山地側的分支均被削弱。在夜間階段，熱島效應進一步提升了平原對山地的溫差，因此山風的強度得到增加。
作為補充說明，山谷風也會影響城市熱島效應，例如日間上坡風對熱島環流的削弱和夜間山谷地區的逆溫結構不利於城市內熱量和排放物的擴散，會強化熱島效應。因為與山地城市污染問題有密切聯繫，山谷風-城市熱島環流相互作用作為研究主題得到了關注，現有的研究通常按城市個例的觀測或數值模擬進行，例子包括大阪-京都地區、首爾、濟南等。
海岸
參見：海陸風
沿海山地的山谷風和海陸風具有相近的日演變機制，會發生耦合使彼此得到增強。山谷風-海陸風的耦合發生在沿山谷走勢的方向上，因此可以由山谷風的二維模型解釋。具體地，白天由於太陽輻射逐漸增強，導致山區增溫快。空氣柱受熱膨脹，密度減小，在水平氣壓梯度力的作用下在近地層形成由海洋吹向山區的谷風/海風。夜晚山區溫度降低快，空氣柱變冷壓縮，密度增大，在水平氣壓梯度力的作用下在近地層形成由山區流向海洋的山風/陸風。在大規模海風出現時，山谷風-海陸風的耦合環流會在午後沿山谷向內陸推進。
觀測與研究
阿爾卑斯地區
阿爾卑斯山是最早開展山谷風觀測和研究的地區，二十世紀早期至中期的探空氣球觀測通過氣壓場、溫度場和風場數據明確揭示了該地區山谷風的存在及其日變化。在現代氣象觀測網路、地面遙感技術和機載都卜勒雷達得到套用後，對阿爾卑斯地區山谷風的研究得到了進一步的展開。例如2002年的Vertikaler Austausch und Orographie外場觀測試驗發現阿爾卑斯山北側的山谷風促進了山地對流邊界層在垂直方向的物質輸送；2006年由維也納大學研究團隊得到的高解析度再分析數據（Vienna Enhanced Resolution Analysis）為山谷風的氣候學研究提供了支持。
洛基山脈
山谷風是洛基山脈及其周邊地區的重要環流系統，其日間階段風場促進了該地區的水汽輻合和夏季地形對流降水。在洛基山脈山頂附近的觀測表明，該地區山谷風的過渡階段較長，其中傍晚過渡階段可能從下午7時持續至次日凌晨2時；清晨過渡階段可能從上午6時持續至11時。當地形降水發生時，傍晚過渡階段會顯著縮短，原因是地面水分蒸髮帶來的非絕熱降溫加快了山地夜間邊界層的形成速度。
位於美國領土內的洛基山脈東側建有密集的氣象觀測網路，從洛基山脈山頂到其東側大平原，約1200 km的範圍內均可通過風廓線雷達觀測到近地面的山谷風信號，強度隨距離的增加而減弱。此外在對流層下層約4 km高處，洛基山脈山谷風的高層反向風場也有得到證實。
