秦巴山区原有气象站网中海拔1 km以上观测站点明显不足， 不利于详细了解区域内1 km以上气象要素分布特征。陕西省气象局从2011年开始， 建设了秦岭太白剖面观测系统。系统由19个6要素自动气象站组成， 2012年开始观测， 可为业务发展和科研提供基础观测数据， 为深化复杂地形下天气气候形成机理及提高人工影响天气作业科学性提供技术支撑。

分析所用资料为秦岭太白剖面上位于米仓山北坡的黎坪1号、 黎坪2号、 五棵树、 双地沟等4个剖面站及周围汉中、 城固、 洋县等3个气象站（图1）， 各站点的海拔依次为1876， 1567， 1280， 992， 509， 487和470 m。数据来自中国气象局CIMISS系统。温度资料包括日均气温、 日最高和日最低气温。由于剖面站布设在野外， 易受到雷电、 大风、 暴雨等恶劣天气影响， 时常出现缺测。在资料处理中， 根据剖面站和气象站温度的高相关性（参见3.1）， 利用汉中气象站资料插补剖面站缺测的日均气温资料。

γ计算： 通常情况下， 温度随高度降低。利用温度和高度的回归统计即可求得γ。常见的方法有两种： 一是通过一天中各高度上的平均气温， 和高度建立回归关系， 计算每日γ， 再平均求得月、 季、 年的γ（Blandford et al， 2008； Rolland， 2003）； 二是先计算月、 季、 年的平均气温， 再和高度回归求γ（Tang and Fang， 2006； 翟丹平等， 2016）。两种计算方法的结果比较表明， 所求得的γ相差无几。

环境大气γ计算： 剔除不多的过顶丢球资料外， 2017 -2019年汉中探空共有1075份和1081份（分别占3年资料的98.2%和98.7%）08:00和20:00的可用资料。鉴于秒级探空资料垂直分辨率为6 m左右， 对每份探空， 从550~7030 m每隔20 m取值， 获得325个高度上的气温值。同一高度上各日气温平均得到月平均气温。鉴于不同高度上气温递减率差异可能较大， 每隔100 m通过线性回归求得该高度上的γ。

气象站资料经过严格的质量控制。图2给出了2013 -2019年双地沟站及黎坪1号站日平均气温与汉中气象站日平均气温的相关结果。结果表明， 4个剖面站和汉中气象站各日平均气温相关系数均大于0.97， 表明剖面站和气象站资料显著相关。

积温对于确定气候带、 植被生态系统的生长期具有重要意义， 如1月0 ℃等温线、 日平均气温稳定≥10 ℃的天数是划分气候带的重要指标（郑景云等， 2013； 李双双等， 2018）， 也是研究气候变化的主要参数之一。

随高度增加， 米仓山北坡稳定通过0 ℃、 5 ℃和10 ℃等温度阈值的初日推后， 终日提早， 间隔日数缩短， 对应的积温值也不断下降（表3）。

≥10 ℃积温在500 m、 1000 m、 1500 m和1800 m分别为5100 ℃、 3900 ℃、 2800 ℃和2200 ℃左右， 各高度积温递减率十分接近， 约213 ℃·（100m）^-1（图3中橘色线）。等效积温递减率为188 ℃·（100m）^-1（图3中紫色线）。在500 m高度上， 日平均气温≥0 ℃、 5 ℃和10 ℃的积温值分别约为5500 ℃、 5400 ℃和5100 ℃， 通过对应温度阈值的初日为1月初、 1月底和3月初， 相差1个月， 通过对应温度阈值的终日为12月中旬、 12月上旬和11月中旬， 相差不足1个月。在1000 m高度上， ≥0 ℃、 5 ℃和10 ℃的积温值分别约为4300 ℃、 4200 ℃和3900 ℃， 初日为1月上旬、 2月下旬和3月下旬， 终日为12月下旬、 11月下旬和11月初。在1500 m高度上， ≥0 ℃、 5 ℃和10 ℃的积温值分别约为3300 ℃、 3200 ℃和2700 ℃， 初日为2月初、 3月中旬和4月中旬， 终日为12月上旬、 11月下旬和10月中旬。高度愈高， 稳定通过温度阈值的持续天数愈短， 每升高100 m， ≥0 ℃、 5℃ 和10 ℃的积温持续天数分别减少3.4， 6.1和7.0天。

探空可以反映环境大气气温随高度的变化（Blandford et al， 2008； Pepin and Seidel， 2005）。为了比较近地面和环境大气γ的差异， 分析了与剖面站相邻的汉中探空站气温随高度的变化及其γ。

图7（a）和图7（b）分别给出了2017 -2019年汉中探空站08:00和20:00的月平均气温廓线， 从中可以看出： （1）气温随高度的变化呈现出明晰的层次性， 特别是4.0~4.5 km上下的气温变化存在明显差异， 从上到下可以分为4.5 km以上、 2.5~4.5 km， 1.0~2.5 km和0.5~1.0 km等4个层次。（2）总体上， 气温随高度增加而降低， 不同高度上降幅有所不同。（3）逆温对于气温随高度分布的影响明显， 冬春季在近地面层和2.5~4.5 km高度层能够明显看到边界层逆温和青藏高原东侧对流层中层逆温（Li et al， 2012）所形成的“双重”逆温［图7（c）， （d）］。大量探空分析表明边界层逆温在各地是普遍存在的（卢萍等， 2017）， 主要由辐射逆温所致。青藏高原东侧对流层中层逆温是中国中部区域对流层中层（4.0 km上下）气温的典型特征， 除夏季外， 其他几个季节均可出现， 取决于其地理位置及冷锋系统， 主要是由中国北方低层的冷平流和中国西部（青藏高原为主）和南方高层的暖平流沿高原地形相向运动所致（Li et al， 2012）。（4）08:00和20:00的气温有一定差异， 边界层下层20:00比08:00高4~5 ℃， 再向上两个时次的温差逐渐减少直至接近。08:00冬季存在明显的逆温， 而20:00较少。（5）季均气温中夏季最高， 秋季次之， 春季再次之， 冬季最低。各月气温中8月、 7月、 6月、 9月和5月依次较大， 10月和4月相差不大， 11月和3月相当， 12月和2月接近， 1月最小。（6）除气温的自然变化外， 各层次内气温变化体现了不同影响因素的作用。0.5~1.0 km边界层下层主要体现了下垫面对气温的影响； 2.5 km以下主要体现了本地地形（米仓山陕西段主峰高2543 m）和下垫面对气温的影响； 4.5 km以下反映了秦岭地形（秦岭西段的太白山高达3767 m）、 本地地形和下垫面对气温变化影响的综合作用。通常周围无较大地形的平原， 近地面向上几百米后气温变化就基本稳定。但汉中尽管处于江汉平原， 在4.5 km以上气温变化才基本平稳， 说明环境大气气温受高原大地形和周围局部地形的影响较大。类似地， 高原东侧的四川境内不同海拔台站的探空资料分析也表明， 高海拔测站（2~3 km）离地面2.0 km上方气温随高度的变化才较为一致（卢萍等， 2017）， 周围大地形对环境大气气温有较大影响。

4.5 km以上， 冷季γ大于0.6 ℃·（100m）^-1， 暖季小于0.6 ℃·（100m）^-1， 年平均为0.621 ℃·（100m）^-1， 春、 夏、 秋和冬季平均为0.636 ℃·（100m）^-1、 0.526 ℃·（100m）^-1、 0.612 ℃·（100m）^-1和0.715 ℃·（100m）^-1［表4， 图7（c）， （d）］。冷季受西北风控制， 大气中水汽含量少， 倾向于干绝热降温为主［γ为0.98 ℃·（100m）^-1左右］， 整体γ偏大， 如1月份20:00在5900 m附近γ最大达到0.825 ℃·（100m）^-1。暖季受西南风控制， 大气中水汽含量多， 易形成降水， 倾向于湿绝热降温， 湿绝热γ为0.42℃·（100m）^-1（Dodson and Marks， 1997）， 使得递减率变小， 如8月份08:00在5100 m为0.352 ℃·（100m）^-1， 20:00在5300 m为0.35 ℃·（100m）^-1。这两点也是干冷地区递减率偏大、 暖湿地区递减率偏小的主要原因（Tang and Fang， 2006； Blandford et al， 2008； Minder et al， 2010； Li et al， 2013， 2015）。4.5 km以上气温γ反映了对流层中层以上气温随高度的变化， 主要由大气中的水汽多寡决定， 基本上不受低层下垫面和地形的影响。

0.5~1.0 km边界层下层γ主要受太阳辐射加热和逆温的影响。春、 夏、 秋和冬季平均为0.509 ℃·（100m）^-1、 0.618 ℃·（100m）^-1、 0.540 ℃·（100m）^-1和0.460 ℃·（100m）^-1（表4）， 夏秋季逆温较冬春季少很多， 即使有逆温存在， 强度也较弱， 主要由太阳辐射加热所决定， 导致夏秋季的γ比春冬季大， 春季次之， 冬季最小。1.0~2.5 km这一层， 边界层下层的影响逐渐减小， 春夏季γ变化不大， 处于0.50~0.60 ℃·（100m）^-1， 冬季次之， 秋季最小。2.5~4.5 km这一层， 受到对流层中层逆温的影响， 冬季γ明显偏小， 秋季次小， 春夏季相当， 为0.50~0.55 ℃·（100m）^-1。这两个层次上秋季γ偏小的原因可能还和华西秋雨有关。

对比探空所给出的环境大气γ和近地面γ， 近地面各月γ（图8中黑线）比环境大气γ要大。由于频繁的逆温弱化了温度和高度之间的关系（Marshall et al， 2007）， 1 -4月近地面γ与0.5~1.0 km高度层γ（图8中蓝线）反位相， 5月后与0.5~1.0 km高度层γ的变化位相类似。总体上近地面γ和环境大气γ有较大差异。而Minder et al（2010）的研究认为沿海丘陵地形下两者之间的变化位相高度相似， 数值接近， 近地面γ总体上受环境大气气温γ所控制。但由于本研究区域复杂的地形条件和冬春季频繁的逆温， 使得这一控制关系变得更为复杂。

山区气温垂直变化决定了山区的垂直气候带。区域所处的温度带常被用来概括区域的主要气候特征。这些温度带是基于影响区域的主要气候因子， 通过气候指标对气候实行分区（郑景云等， 2013； 李双双等， 2018； 陈明荣， 1990）。实际温度带是受影响温度的水平或纬向因素（如太阳高度）和垂直或经向因素（如地形）的共同作用所形成。当水平或垂直因素起决定性作用时， 气候带由水平或垂直温度带主导。以往气候区划中， 气候带划分大部分是以水平温度带的一级指标为主， 当碰到如青藏高原、 秦岭、 横断山脉等大地形时， 采用一个考虑了大地形的垂直气候带二级指标（郑景云等， 2013）， 用于划分大范围如中国区域的气候带。但这些指标在划分省级或更小尺度区域的气候带时， 尤其像从大巴山、 汉江谷地到秦岭这样地形起伏大、 范围较小的区域， 气候分区就会出现同一个气温值会对应不同的生态或气候含义， 或者按水平和垂直温度带指标会划出不重合的气候带界限（陈明荣， 1992）。

等效积温 \left(\sum T_{eff}\right)概念的提出， 较好解决了水平温度带和垂直温度带划分指标不统一的问题， 较好兼顾了气候带的水平因素和垂直因素。基于它的气候带划分指标列于表5（陈明荣， 1990， 1992）。

由等效积温回归方程（图3）可推知： 汉中、 城固和洋县所处的500 m附近， 等效积温比5400 ℃稍高一点， 应该是北亚热带的下限。4500， 4000， 3500， 2600和1700 ℃等效积温的下限分别处于996 m， 1260 m， 1526 m， 2000 m和2482 m。根据表5的温度带指标， 米仓山北坡的垂直气候带可分为北亚热带、 暖温带和中温带， 分别处于500~1000 m、 1000~1500 m和1500~2500 m， 与米仓山北坡3个垂直植被带（薛智龙和王俊明， 2010）相对应。

米仓山北坡的第一个垂直气候带为北亚热带， 常称为基带， 处于北坡下部， 其下限在500 m 附近， 上限为1000 m附近。在500 m和1000 m处， 年平均温度分别为16 ℃和12 ℃， 1月平均温度分别为4 ℃和1 ℃， 年平均降水量分别为830 mm和1100 mm。这一基带和秦岭南坡基本处于同一区域， 分布高度也非常接近（陈明荣， 1992）。北亚热带常绿阔叶林是该气候带内的主导植被类型。据2003 -2018年卫星资料分析， 在巴山不同植被类型中， 常绿阔叶林占总面积的21.75%左右， 500~1000 m的高度内， 常绿阔叶林占总面积的10.9%左右（邵周玲等， 2021）， 占常绿阔叶林的50%。根据野外调查结果（薛智龙和王俊明， 2010）， 米仓山北坡与这一气候垂直带所对应的植被带， 处于山脚到1200 m之间， 为低山森林、 灌丛与农垦带， 是北亚热带常绿阔叶林被破坏后形成的植被景观。

第二个带为暖温带， 处于1000~1500 m， 相应高度上的年平均温度分别为12 ℃和9 ℃， 1月平均温度分别为1 ℃和-2 ℃， 年平均降水量1000 m处为1100 mm， 1300 m达到最大1230 mm后随高度降低， 1500 m处为940 mm左右。该气候带内的典型植被为针阔混交林。针阔混交林占巴山不同类型植被面积的3.48%， 1000~1500 m高度内， 针阔混交林占15%左右（邵周玲等， 2021）。参考秦岭植物分布和农作物种植熟制， 这一气候带的下限可升高到1100~1300 m（陈明荣， 1992）。在米仓山北坡所对应的植被带为山地针阔叶混交林带， 分布于海拔1200~1500 m， 为由马尾松、 巴山松与栓皮栎等落叶阔叶树种组成的针阔叶混交林植被景观（薛智龙和王俊明， 2010）。

第三个带为中温带， 处于1500~2500 m， 覆盖到山顶。在1500 m和2500 m处， 年平均温度分别为9 ℃和3 ℃， 1月平均温度分别为-2 ℃和-7 ℃， 年平均降水量不超过940 mm。该气候带内的典型植被为落叶阔叶林。2003 -2018年， 落叶阔叶林面积占巴山不同类型植被面积的18.90%， 在此高度内落叶阔叶林占比20%左右。在米昌山北坡所对应的植被带为山地落叶阔叶林带， 分布于海拔1500 m到山顶， 是以落叶阔叶林为主的植被景观（薛智龙和王俊明， 2010）。

从气候区划角度所提出的垂直气候带， 可为气候分区、 植被分区以及评估植被生态系统对气候变化的响应研究提供参考。