地形的影响

以山地和高原为主的下垫面，对亚洲气候有很大的影响。山地的走向对气流的运行有加强及阻碍作用，例如四川盆地，北有秦岭和大巴山阻挡冬季风的侵袭，故冬季温暖，大部分树木冬不落叶，而秦岭以北的黄土高原，则受冬季风侵袭，寒冷干燥，大部分树木都要落叶；秦岭海拔约 3000m，以南为亚热带，以北为温带；大兴安岭、太行山、吕梁山、邛崃山、大雪山等的连线，与东南季风的方向直交或斜交，阻挡东南季风向内地深入，因而成为亚洲潮湿的东南部与干燥的西北部的分界；印度东北部山脉阻挡了印度洋的西南季风，形成世界上有名的多雨地区；我国西高东低呈阶梯状的地势，对冬季风的南下有所加强，使全国冬季气温普遍下降，但对夏季风的登陆，起着阻滞作用，使我国东部地区的降水丰富而集中，但广大的西北内陆则显著干旱。
     地形对气温和降水分布的影响也很明显，亚洲很多山区，随着海拔高度的变化，气候也呈垂直变化，呈现出“一山有四季，十里不同天”的景象；青藏高原和长江中下游平原，所处纬度大致相当，但气候差别很大；由于在一定的地形高度内，降水量随高度升高而增加，因此亚洲山地比平原多雨，例如四川盆地平均年降水量为800—900mm，西部雅安达1500mm；大高加索山脉中部高达 3000—4000m，是北高加索温暖气候和外高加索亚热带气候的分界线，山脉北坡的湿度较南坡为小，在北坡每升高100m降水量增加 40mm，而在南坡每升高100m降水量增加约60mm。青藏高原的隆起不仅改变了高原本身的天气和气候，也影响了高原四周广大范围内的天气和气候。首先由于青藏高原对气流的阻挡、绕流和爬越等机械作用，使大气环流受到了影响，冬季半年当西风带移到青藏高原的纬度时，它的下部（大约4km以下）被高原阻挡，在高原西侧（西风分支点大致是 60°E）分裂成南北两支，绕高原南北两侧东流，形成了东亚地区突出的两支西风急流。在高原东侧，大致110°E是两支西风的汇合点。
     在分支点以东和汇合点以西，各有一个风力很小、风向多变的“死水区”。青藏高原东面的东亚大陆，特别是四川盆地，就处于这个死水区。向东越过死水区，两支西风急流汇合，日本南部所以具有世界上最强的西风急流，就是由于高原东侧地区气流汇合作用的影响。日本茨城县馆野10000m高空的1月平均风速为58.4m/s，最大风速为102m/s。从春到夏，西风急流开始向北移动，至 5—6 月，亚热带西风急流的位置，从喜马拉雅山、青藏高原南缘移到北缘，这时达到喜马拉雅南缘的亚热带西风急流已经变弱，而来自南方的夏季风尚未来临，所以5月到6月上旬是喜马拉雅南缘风力最弱、天气最稳定的时期，是登山的好季节。
     青藏高原还是冷暖空气南北交换的屏障，发自蒙古高压的冬季风，极少能从甘新一带越过青藏高原或自我国东部大陆越过云贵高原达到印缅一带，因而高原南侧印缅一带，冬季气候相当温暖。夏季来自印度洋的西南季风，极少能逾越青藏高原进入甘新一带，因而甘新一带气候很干旱。我国东部平原地区，由于没有很高的地形阻挡，冬夏季风可以自由通行，故冷暖、干湿季节变化非常明显。青藏高原上的空气水分和杂质都少，云雾也少，能见度好，终年太阳辐射较同纬度其他地区为多；又因为高原陆面对太阳辐射的吸收能力比空气强得多，所以高原陆面温度比同高度自由大气高得多，高原陆面对其上空气加热程度也要比自由大气大得多。另外，因为高原上空气质量比平原上少一半，同样的加热或冷却量，高原上气温变化要比平原上大一倍。这样的加热作用使高原主体冬为冷源，夏为热源，对冬夏气压场分布影响巨大。
     冬季，高原上气流的下沉运动，增加了大陆高压的稳定程度，使我国广大地区降水减少，气候更加干燥；夏季，高原气流垂直上升运动剧烈，因而使东部平原地区的夏季风更为活跃。这样，青藏高原便加强了冬夏季风的交替，扩大了冬夏季风活动的范围。青藏高原对气旋活动还有抑制作用。由于下层气流不能穿过高原主体，因此低气压如果掠过高原的两边而在高原的高度以下，则此气旋活动不可能保持显著的南北运动，其波动的幅度就要减小。如我国西北春季气旋最多，就是因为春季时西风急流已北移，西风带的气旋容易过来的缘故，而冬季时西风急流正和高原位置相当，急流紧靠着高原，因此气旋就不容易发展。