第六章 气候的形成

一、气候形成的辐射因子二、气候形成中的环流因子三、海陆分布对气候的影响

　　第六章 气候的形成

气候系统由大气、海洋、陆地表面、冰雪覆盖层和生物圈等五个部分所组成。

太阳辐射是这个系统的主要能源，在太阳辐射的作用下，气候系统内部产生一系列的复杂过程，各个组成部分之间，通过物质交换和能量交换，紧密地联结成一个开放系统。

气候系统的属性可以概括为以下四个方面：热 .力属性；动力属性；水分属性；静力属性。这些属性在一定的外因条件下通过气候系统内部的物理过程 (也有化学过程和生物过程 )而互相关联着，并在不同时间尺度内变化着。　　　　

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第一节 气候形成的辐射因子

　　 太阳辐射是气候系统的能源，又是大气中一切物理过程和物理现象形成的基本动力，所以它是气候形成的基本因素。不同地区的气候差异及各地气候季节交替，主要是由于太阳辐射在地球表面分布不均及其随时间变化的结果。

一、天文辐射引起的气候差异 根据太阳天文辐射，可以把地球上分为下述几个气候带

(图 6-5)

　二、辐射差额与热量平衡　　 地球表面的实际气候远较天文气候复杂，这是由于地

面温度在很大程度上是由辐射差额和热量平衡所决定的。

　　 ( 一 )辐射差额的地理分布　　 根据地面辐射差额方程 (2-18) 式，即 Rg=(Q+g)(1-q)-

F0 看来，影响地面辐射差额的因子很多，除主要受纬度影响外，还因云量、空气湿度和地面性质而异，地面辐射差额年平均值的地理分布如图 6-6 所示。

特征：1 、在洋面上受天文因子的影响，年辐射差额一般具有带状分布的特征，

并随纬度的增高而减小。2、地面年辐射差额在海岸附近有突变现象，就是这个缘故。3、在大陆上还由于地面干湿程度、云量和降水量的不同，也使同纬度

地带年辐射差额不相同。　　归纳： 大气对太阳辐射的吸收率很小，对地面辐射却有很强的吸收率，

因此地面是大气的主要热源。地面所获得的净辐射 (辐射差额 )热能多，温度高，所以提供给空气的热能也多。由于地面辐射差额的时空分布与天文辐射有相当大的差距，这是地球上的实际气候比天文气候复杂的原因之一。

　　此外，在探讨气候形成的辐射因子时，还需考虑地 -气系统的辐射差额只。和大气的辐射差额 Ra。这二者的计算公式为：

( 二 )地面热量平衡

　　 地面有了辐射差额，热量就有盈余或亏损，当地面辐射差额为正值时，一方面地面要升高温度，另一方面盈余的热量就以湍流显热和水分蒸发潜热向空气输送热量，以调节空气的温度，并供给空气水分。同时还有一部分热量在地表活动层 (土壤或海水有日变化和年变化的层次 ) 内部交换，改变大壤 ( 或海水 )温度的分布。当地面辐射差额为负值时，则地面温度降低，所亏损的热量由土壤 ( 或海水 )下层向上输送，或通过湍流及水汽凝结从空气获得热量，使空气降温。根据能量守恒定律，这些热能是可以转换的，但其收入与支出的量应该是平衡的，这就是地面的热量平衡。地面的热量平衡决定着活动层以及贴近活动层空气的增温和冷却；影响着蒸发和凝结的水相变化，是气候形成的重要因素。

地面热量平衡方程可写成下列形式：

　　 Rg+LE+P+A ＝ 0 　　　 (6-9)

　　式中 Rg 。为地面辐射差额，工正为地面与大气间的潜热交换 (L= 蒸发潜热， E= 蒸发量或凝结量 ) ， P 为地面与大气间湍流热交换， A 为地面与下层间的热传输量月与平流输送热量 W 之和。

　　在方程式中说明地面得到热量的各项为正值，地面失去热量的各项为负值 ( 图 6-8) 。在构成地面热量平衡中，这四者是最主要的，其他如大气的湍流摩擦使地面得到热量，植物生长的消耗热量与温度以及地面不同的降水使地面得到热量或损失热量等等，数值都很小，可以忽略不计。

第二节 气候形成中的环流因子　　 大气环流促进高低纬度之间和海陆之间发生热量交换

和水分交换，使各地气候不仅受本地的太阳辐射和地理条件的作用，而且还受其他地方的影响，并因此引起天气的非周期性变化。在不同纬度的不同环流形势下，形成了不同的气候类型。

　一、赤道与极地间的热量传输　　 由前所述地球上在 35°S-35°N之间，地 -气体系的辐射

热量是收入大于支出，每年有热量的盈余，而在此范围之外的高纬度则相反。但根据多年观测的温度记录，却未见热带纬度 -年比一年增热，也未见极地一年比一年变冷，这必然存在着热量由低纬度向高纬度的传输，这种传输是由大气环流和洋流来进行的，在地 -气系统中，由低纬到高纬，通过大气环流输送的显热和潜热及洋流输热的年平均值，如图 6-14所示 (图中向北的输送量为正，向南的输送量为负 ) ：

　原因： 从环流输送形式来讲，有平均经圈环流输送和大型涡旋输送两种。在显热输送上这两者具有同一量级。潜热的经向输送在 30°一 70°N地带，则以大型涡旋输送为最主要，平均经圈环流次之。但在低纬度则基本上由信风与反信风的常定输送来完成。

　　 大型涡旋指的是移动性气旋和反气旋。气旋移动的方向一般具有向北的分速，且在气旋的前部 (反气旋的后部 )常有暖平流，所以气旋能把热量从低纬度输送到高纬度。反气旋的移动方向一般具有向南的分速，且在反气旋的前部 (气旋后部 )常有冷平流，所以反气旋能把冷空气从高纬度输送到低纬度。暖气团的北上与冷气团的南下 (指北半球 )主要是经过气旋与反气旋的活动促成的，这样调节了高低纬度间的热量和温度。

二、海陆间的热量传输

大气环流还调节了海陆之间的热量。在冬季大陆是冷源，海洋是热源。盛行海洋气团的沿海地方，热量由海洋输向大陆，在迎风海岸气温就比同纬度的内陆为高；而在大陆冷风的影响下，靠近大陆的海面气温也比同纬度的海洋表面气温为低。从 1月海平面等温线图上可以明显地看出，在中高纬度亚欧大陆上，西岸等温线向极地凸出，并几乎与海岸线平行。愈靠近大西洋海岸气温愈暖，愈向内陆，气温乃逐渐变低，到了东西伯利亚维尔霍扬斯克附近1月平均气温降到 -50℃，成为世界“寒极”，这就是受西风气流的影响所致。

在夏季，大陆是热源，海洋是冷源。这时大陆上热气团在大陆气流作用下向海洋输送热量。从图 6-16 上可以看出，这时在日本海附近气温比海水温度高 (高 1℃) 。海陆温差最大值不在中高纬度。从 7月海平面等温线上可以看出，在热带、副热带大陆上气温最高，在大陆热风影响下使红海海面气温显得特别高 (大于 32℃) 。这时大陆通过大气环流向海洋输送热量，但输送值远比冬季海洋向六陆的输送量为小。

这种海陆间的热量交换是造成同一纬度带上，大陆东西两岸和大陆内部气温有显著差异的重要原因。大气环流的作用，使迎风海岸的气温能够受到海洋调节，扩大了海洋性气候区域。同时，在背风海岸，即使在海洋表面 (如鄂霍次克海、渤海等 )受到大陆气团的影响，也会出现较大的气温年较差。

三、大气环流与水分循环　　 水分循环的过程是通过蒸发、大气中的水分输送、降

水和径流四者来实现的。从海洋表面蒸发到高空的水汽，被气流输送到大陆上空，通过凝结而降雨；地面的雨水，又从江河回流到海洋，这称为水分的外循环 (又称大循环 )，也就是海陆之间的水分交换。水分从海洋表面蒸发起来，被气流带至高空凝结，然后以降水形式回落海中。水分从陆地表面的水体湿土蒸发及植物蒸腾 (两者合称蒸散 ) 的水汽到高空凝结，再降落到陆地上，这就是水分内循环 (又称小循环 )。无论是在水分外循环或是水分内循环中，大气环流都起着重大的作用。

据长期观测，地球上的总水量是不变的。 B.N.维尔纳茨基认为，甚至在地球整个地质历史时期的总水量也是不变的，因而水分的收入与支出是平衡的，这就叫做地球上的水量平衡。

　第三节 海陆分布对气候的影响

　　 下垫面是大气的主要热源和水源，又是低层空气运动的边界面，它对气候的影响是十分显著的。就下垫面差异的规模及其对气候形成的作用大小来说，海陆之间的差别是最基本的海陆分布对气候的影响是多方面的，这里先着重分析：海陆分布与气温、大气水分和环流的影响，然后再综合阐述海洋性气候与大陆性气候。

　　

一、海陆的冷热源作用与气温

　　 ( 一 )海陆的冷热源作用　　 海洋和大陆由于物理性质不同，在同样的天文辐射之

下，它们的增温和冷却出现很大的差异。海洋的反射率比大陆小，能够吸收较多的太阳辐射，通过海水内部的热交换，将大量热量储存在海洋内部，当太阳辐射减弱时，海洋又能将存储的大量热量放散出来。海洋的热容量又比陆地大，它的增温冷却比大陆慢。所以海洋既是一个巨大的热量存储器，又是一个温度调节器。与同纬度的大陆相比，它具有冬暖夏凉的特性。对流层大气中的热能主要得自下垫面。下垫面由于海陆的不同，海 -气热量交换与陆 -气热量交换的情况大不相同。海洋提供给大气的蒸发潜热量平均约湍流显热的 8倍，而大陆上两者基本上是相等的。上述这些差异必然导致海陆气温的显著对比。 P174 － 图

( 二 )海陆气温的对比 　　海陆冷热源的作用反映在海陆气温的对比上是十分明显的 (表 6-6) 。从海平面到对流层上层， 1月亚非大陆上气温都比太平洋上气温低： 7 月相反，都是大陆上气温比海洋上高。二者的差值， 7 月比 1月大。从全年来讲，在 500毫巴等压面上，每年 10月到次年 4 月都是海上气温比陆上高； 6-9 月相反，海上气温比陆上要低； 5、 10月为转变月海陆气温差别的大小，又因纬度和季节而异，根据 i956 年亚欧非大陆和同纬度的海洋气温对比，大约以 45°N为转变点。冬季 45°N以北海陆气温差值比以南大，最大差值出现在 50°N上。夏季45°N以南海陆温差比以北大 。

为了进一步定量地明确伺纬度地带海陆气温的菱异性，还可用气温等距平线图的方法来表示，气温的距平值是该站气温与同纬圈平均气温之差值。在相同纬度、相同海拔高度的各站气温距平值，主要决定于海陆兮布。从 1月气温等距平线图看来，在中高纬度北半球海陆气温差别十分显著。在北大西洋上有最大的正距平 (+24℃) ，亚洲北部有最大负距平 (-24℃) ，约在同一纬度带上气温相差达 48℃以上，它相当于赤道与极地年平均气温差值

二、海陆分布对大气水分的影响　　 ( 一 )对蒸发和空气湿度的影响 ( 二 )对雾的影响　　 海上空气潮湿，只要有适当的平流将暖湿空气吹送到

比较冷的海面，下层空气变冷，极易达到饱和而凝结成平流雾。所以在海上，尤其是冷洋流表面，雾日极多，在较高纬度的大陆东岸 (约在纬度 40°以上 )和低纬度的大陆西岸都是冷流经过的地区，不但海面多雾，大陆近岸受海风影响，雾日也多。像日本北海道沿岸，北美纽芬兰沿岸和加利福尼亚沿岸，南美秘鲁和智利沿岸，北非加那利冷流沿岸，以及南非本格拉冷流沿岸，都是世界著名的多雾区城。

　　 大陆上除了沿海地区受海风影响雾日较多外，一般大陆内部是雾少霾多。陆地雾与海上雾有很多差异，主要表现在：

　　

（三）对降水的影响　　 海陆分布对降水量的影响比较复杂，海洋表面空气中

水汽含量虽多，但要造成降水还必须有足够的抬升作用，使湿空气上升凝云致雨。从降水的成因来讲，可分为对流雨、地形雨、锋面雨和气旋雨 (包括温带气旋和热带气旋 ) 三种。由于海陆物理性质不同，这三种降水出现的时间和降水量有显著的差异。

三、海陆分布与周期性风系　 ( 一 )海陆风

　 ( 二 )季风

　　 大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象，称为季风。所谓显著改变有各种不同的说法，目前比较流行的意见是： 1月与 7 月盛行风向的变移至少有 120°； 1月与 7 月盛行风向的平均频率超过 40％，至少在 1月或 7月中有一个月的平均合成风速超过 3米／秒。这种随季节而改变的风，冬季由大陆吹向海洋，夏季由海洋吹向大陆。随着风向的转变，天气和气候的特点也跟着发生变化。

季风的形成与多种因素有关，但最主要的是由于海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化。其他如行星风带的季节移动和广大高原的热力、动力作用亦有关系。而这几者又是相互联系着的。在 -夏季大陆上气温比同纬度的海洋高，气压比海洋上低，气压梯度由海洋指向大陆，所以气流分布是从海洋流向大陆的 (图 6-28a) ，形成夏季风；冬季则相反，因此气流分布是由大陆流向海洋，形成冬季风 ( 图 6-28b) 。如前所述，大陆的影响随纬度和季节而不同，夏季低纬度大陆影响大，因此陆上低压中心偏在较低的纬度；冬季则中高纬度大陆的影响大，因此陆上高压中心偏在较高的纬度。

世界上季风区域分布甚广，而东亚是世界上最著名的季风区，这主要是由于太平洋是世界最大的大洋，亚欧非是世界最大的大陆并且东西延伸甚广，东亚居于两者之间，海陆的气温对比和季节变化都比其他任何地区显著，再加上青藏高原的影响，所以东亚季风特别显著，它的范围大致包括我国东部、朝鲜和日本等地。

　 冬季，亚洲大陆为蒙古 -西伯利亚高压所盘踞，高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风，由于各地处于高压的部位不同，各地冬季风的方向并不完全相同，由北而南依次为西北风，北风和东北风。由于蒙古 -西伯利亚高压比较强大，由陆向海，气压梯度比较陡峻，所以风力较强。

　 夏季，亚洲大陆为热低压所控制，同时太平洋副热带高压西伸北进，因此高低压之间的偏南风就成为亚洲东部的夏季风。由于热低压的气压梯度不如冬季冷高压前部的气压梯度大，所以夏季风比冬季风弱，这是东亚季风的 °个重要特点。

四、海洋性气候与大陆性气候

( 一 )气温标志　　海洋性气候与大陆性气候在气温上的标志一般用气温日

较差、气温年较差、年温相时要小（二）年温相时： 表 6-10 所列的柏林、华沙和伊尔库次克三地皆是 1月份最冷， 7 月份最热，只有凡伦西亚因受海洋影响降温。增温皆慢，最冷和最热月出现时间比上述三地落后一个月。

山谷风

焚风

峡谷风

思考： 高山气候有何特点？ 为什么地中海式气候在地中海地区最典型？ 东亚季风和南亚季风在成因和现象上有何差异？它们的气

候特征如何？ 大陆东西两岸都频临海洋，为何气候却截然不同