气象学与气候学
&&&&&&&&&&&&&&&&
/ 气象学与气候学　
　　在热带地区，气温日变化较大，特别是冷洋流经过的海岸地带，海陆风 最强烈，全年都可出现。温带地区海陆风较弱，主要在夏季出现。海陆风深 入陆地的距离因地而异，一般为 20—50km。　　海陆风对滨海地区的气候有一定的影响，白天吹海风，海上水汽输入大 陆沿岸，往往形成雾或低云，甚至产生降水，同时还可以降低沿岸的气温， 使夏季不致于十分炎热。（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。所谓有显 著改变有各种不同的说法，目前比较流行的观点是：1 月与 7 月盛行风向的 变移至少有 120°，1 月与 7 月盛行风向的频率超过 40％，至少在 1 月或 7 月中有 1 个月的盛行风的平均合成风速超过 3m/s。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，其它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，而这几者又是互相联系着的。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 6·21a），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 6·24b）。　　季风形成的原理与海陆风基本相同，但海陆风是由海陆之间气压日变化 而引起的，仅出现在沿海地区。而季风是由海陆之间气压的季节变化而引起 的，规模很大，是一年内风向随季节变化的现象。　　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它任何地区显著， 再加上青藏高原的影响（详见本章第四节），所以东亚季风特别显著，其范 围大致包括我国东部、朝鲜、韩国和日本等地。冬季，亚洲大陆为蒙古-西伯利亚高压所盘据，高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风。由于各地处于高气压的部位不同，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，由于此时气压梯度比冬季 小，所以夏季风比冬季风弱。　　东亚季风对我国、朝鲜半岛、日本等地区的天气和气候影响很大，在冬 季风盛行时，这些地区是低温、干燥和少雨，而在夏季风盛行时是高温、湿 润和多雨。　　亚洲南部的季风，主要是由行星风带的季节移动而引起的，但也有海陆 热力差异的影响，以印度季风为例，冬季行星风带南移，赤道低压移到南半 球，亚洲大陆冷高压强大，高压南部的东北风就成为亚洲南部的冬季风。夏 季行星风带北移，赤道低压移到北半球，再加上大陆热力因子的作用，低压 中心出现在印度半岛。而此时正是南半球的冬季，澳大利亚是一个低温高压 区，气压梯度由南向北，南来气流跨越赤道后，受北半球地转偏向力的作用， 形成西南风，这就是南亚的夏季风。　　在季风的影响下，南亚也是冬干夏湿，但是它和东亚季风有一个明显差 别，即南亚夏季风比冬季风强。这是因为冬季亚洲南部远离蒙古-西伯利亚高 压中心，并有西藏高原的阻挡，再加上印度半岛面积较小，纬度较低，海陆 之间的气压梯度较弱，因此冬季风不强。相反，夏季印度半岛气温特别高， 是热低压中心所在，它与南半球副高之间的气压梯度大，因此南亚的夏季风 强于冬季风。四、海洋性气候与大陆性气候　　由于海陆分布对气候形成的巨大作用，使得在同一纬度带内，在海洋条 件下和在大陆条件下的气候具有显著差异。前者称为海洋性气候，后者称为 大陆性气候。区别海洋性气候与大陆性气候的指标很多，最主要表现在气温 和降水两方面。（一）气温指标
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、春秋温差值和大陆度等几个指标表示，气温较差还和所在地 纬度有关（图 6·25）。在赤道附近 AC 与 AM 都很小，只有 DC 与 DM 差别显著。在南半球因大陆面积小，只有在中纬度 AC、AM 间和 DC、DCM 间的差值都很大，这和海陆分布的 形势关系十分密切。海洋上气温年较差比大陆上小，可从海-气热交换与陆-气热交换的年变程上得到最好的说明。图 6·26 和 6·27 分别表示太平洋上 T 站（29°N，135°E）、重庆（29°N，106°E）的热量平衡年变化，这两个站的纬度相同， 天文辐射是相等的。从辐射差额来讲，T 站所获得的正值净辐射比重庆多。 从海-气的总能量交换看来，是冬季多、夏季少。无论是显热交换还是潜热交 换，年变化曲线的起伏形势都与辐射差额相反。而重庆这两条曲线的起伏形 势是相同的。再看表 6·7，太平洋上 T 站夏季供给空气的显热只有 2.6W/m2， 而重庆地面供给空气的显热却有 12.7W/m2，相当于 T 站的 5 倍。显热是能直 接使空气增温的，这就使得重庆夏季的气温比 T 站高。而冬季则相反，T 站 提供的显热有 48.7W/m2，而重庆为 8.2W/m2。这必然使得重庆冬季的气温比 T 站低得多。相对于重庆来说，T 站是冬暖夏凉，气温的年较差小。重庆则夏热冬寒，气温年较差大。 海洋上云量一般比大陆上多，风速较陆上大，这也能减小海上气温的日较差和年较差。 再以中纬度西风带的亚欧大陆为例，凡伦西亚在爱尔兰西岸，有大西洋暖流经过，终年受海风影响，盛行海洋气团，具有典型的海洋性气候。沿 52°N 由西向东，海洋气团在大陆上逐渐变性，到了伊尔库次克就具有大陆性 气候的特点，从表 6·8 可见：表 6 · 7 海-气、陆-气显热交换与潜热交换的季节变化（ W/m2 ）站名T重庆
冬
春
夏
秋
年平均
潜热247.422.1
显热48.78.2
潜热157.549.8
显热18.918.6
潜热97.767.7
显热2.612.7
潜热196.945.3
显热17.16.8
潜热149.871.8
显热46.011.6
表 6 · 8 亚欧大陆自西向东沿 52 ° N 的平均气温（ C ）和降水（伊尔库次克52 ° 16 ′ N ， 104 ° 19 ′ E（1）气温年较差：以凡伦西亚为最小（7.9℃），愈向内陆年较差愈大，到伊尔库次克竟达 38.7℃。　　（2）年温相时：凡伦西亚因受海洋影响，降温、增温皆慢，最冷月（2 月）和最热月（8 月）出现时间比表 6·8 中其它三站皆落后 1 个月。　　（3）春温与秋温差值：气候学上通常以 4 月和 10 月气温分别代表春温 和秋温。海洋性气候气温变化和缓，春来迟，夏去亦迟，春温低于秋温（如凡伦西亚 T4 月＜T10 月）。大陆性气候气温变化急剧，春来速，夏去亦速，春温高于秋温（如伊尔库次克 T4 月＞T10 月）。　　（4）气温日较差：气温日较差一般在夏季比冬季大。凡伦西亚最大气温 日较差ΔTM 为 4.1℃（6 月），最小气温日较差ΔTn 为 1.2℃（1 月）。而伊 尔库次克的ΔTM 和ΔTn 分别为 14.1℃（6 月）和 5.7℃（12 月），皆比凡伦 西亚为大。（二）水分标志　　从表 6·8 中还可以看出，海洋性气候年降水量比同纬度大陆性气候多， 其一年中降水的分配比较均匀，而以冬季为较多。气旋雨的频率为最大，降 水的变率小。大陆性气候以对流雨居多，降水集中于夏季，降水变率大。此外，海洋性气候的绝对湿度和相对湿度一般都比大陆性气候大。相对湿度的年较差海洋性气候小于大陆性气候。（三）气候大陆度　　气候学上为了定量地表示各地气候大陆性程度，采用气候大陆度为指标 来衡量。大陆度计算的方法很多，通常以气温年较差（消去纬度影响）和气 温的纬度距平为依据。伊凡诺夫 则综合考虑当地气温年较差 Ay，年平均气温日较差 Ad，最干月湿度饱和差 D0 和所在地纬度?，按下述经验公式来计算该地的气候大陆度。计算结果中如果 6·18 式的分子大于分母，A y
? 0.25D 0K ?0.36? ? 14? 100%（6·18）K＞100％，则为大陆性气候，百分数愈大，大陆性愈强；反之，如分子值小 于分母值，得出 K 值＜100％，则为海洋性气候，百分数愈小，海洋性愈强。伊凡诺夫根据该式求出的 K 值把大陆度分为以下 10 个等级（表 6·9）表 6 · 9 伊凡诺夫大陆度等级等级
1. 极 端 海洋性
2.强烈 海洋性
3.中度 海洋性
4.
海 洋性
5. 微 弱 海洋性
6. 微 弱 大陆性
7. 中 度 大陆性
8. 大 陆 性
9. 强 烈 大陆性
10.极端 大陆性
K 值(％)
＜ 47
48-56
57-68
69-82
83-100
100-121
122-146
147-177
178-214
＞ 214
波罗佐娃 应用 1 月、7 月气温对纬圈距平值来分别计算该两月的大陆度。因为气温距平基本上是由于海洋和大陆以及海陆间热力相互作用所造成 的，各个季节的不同温度差异可以引起海陆间不同的环流特征。环流情况不 同，海陆间相互作用的强度也不相同，因此按季节计算的气温距平，特别是 冬夏两季的气温距平来表征大陆度更有实际意义。波罗佐娃以 KⅠ和 KⅦ分别表示 1 月和 7 月的大陆度，其计算式如下A ? ? AK ?
? 100%（6·18a）Ⅰ A ?? A ?max maxA iK Ⅶ ? A ??max? A ?? 100%（6·19b）max max+式中Ai 为某纬度上某地的气温距平值；A max 为该纬圈上该月的最大正距平值；A max 为该纬圈上该月的最大负距平值。此式适用于30°—70°N 范围内。K 值愈大，大陆度愈高。 除用气温较差和气温距平表示大陆度外，还有用降水和大陆气团出现的频率等来计算大陆度。但由于气候大陆度除受海陆分布影响外，还受大气环流、大陆面积、地形和海流等因素的影响，因此用一个或多个气候要素的简 单组合，来表示复杂多变的大陆或海洋对气候影响的程度往往带有片面性。 迄今尚没有一个公认的完善的计算大陆度公式。第四节 地形和地面特性与气候　　世界陆地面积占全球面积的 29％，不仅分布形势很不规则，而且表面起 伏悬殊，最高山峰——珠穆朗玛海拔 8848m，最低洼地——死海沿岸-392m。 根据陆地的海拔高度和起伏形势，可分为山地、高原、平原、丘陵和盆地等 类型，它们以不同规模错综分布在各大洲，构成崎岖复杂的下垫面。这些下 垫面，又因沉积物、土壤、植被等的差异，具有不同的特性，使陆气相互作 用的过程更为复杂。一、地形与气温　　地形与气温的关系十分复杂，大地形的宏观影响能对大范围内的气温分 布和变化产生明显作用，局部地形的影响也能使短距离内的气温有很大的差 别。（一）高大地形对气温的影响　　绵亘的高山山系和庞大的高原是气流运行的阻碍，它们对寒潮和热浪移 动都有相当大的障壁作用，同时它们本身的辐射差额和热量平衡情况又具有 其独特性，因此它们对气温的影响是非常显著而广泛的。现以我国青藏高原 为例简述如下：1.机械阻挡作用　　青藏高原海拔高、面积大、矗立在 29°—40°N 间，南北约跨 10 个纬度， 东西约跨 35 个经度，有相当大的面积，海拔在 5000m 以上，有一系列的山峰 超过 m，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿， 对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利 亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而 直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏 高原屏障的印度半岛北部为低。表 6·10 中 A、C、E 三站位于印度半岛北部， 其冬季各月平均气温皆分别比同纬度、同高度的 B、D、F 三站为高，其中尤以 C、D 两站的差异最大。这是由于 D 站沅陵正位于高原以东的平原上，寒潮畅通无阻，而 C 站德里又位于高原以南的正中地位，屏障效应十分显著的缘 故。冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。从冬季北半球 700hPa 与 500hPa 月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季 各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖于西南侧，这显然是 受到上述分支冷暖平流的影响所致。因西风在高原西侧发生分支，于是高原 西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷 平流，东南侧为暖平流。　　夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖湿 气流一般具有不稳定层结，比冷空气易于爬越山地。从夏季月平均气温分布 图上可以看出，由巴基斯坦北部和东北部阿萨姆两个地区总是有两个伸向西 藏方向的暖舌，其中有一部分暖湿气流越过高原南部的山口或河谷凹地，流 入高原南部，这是形成雅鲁藏布江谷地由东向西伸展的暖区的重要原因。青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。根据我国衢县与同纬度德里各高度上月平均气温的比较，可以 看出在 500hPa 及其以下各层的气温皆是衢县低于德里，尤其是冬半年的差异 更大。表 6·10 印度半岛北部与我国同纬度地区冬半年气温（℃）的比较①地点
北纬
高度（ m ）
10 月
11 月
12 月
1 月
2 月
3 月
A.斯利那加B.兰州A — BC.德里D.沅陵C — DE.加尔各答F.香港E — F
34 ° 05 ′36 ° 01 ′28 ° 35 ′22 ° 30 ′22 ° 32 ′22 ° 18 ′
15851508220200633
14.110.14.025.917.68.326.824.62.2
7.71.76.020.212.18.123.320.92.4
3.5-5.38.815.76.88.920.417.33.1
1.1-6.57.614.34.59.819.515.73.8
3.5-1.75.217.36.211.122.115.26.9
8.55.43.122.910.812.127.217.49.8
2.热力作用　　将青藏高原地面的气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低， 夏季则偏高。根据观测资料分析计算表明，高原地-气系统逐月向四周大气输 送的热量如表 6·11 所示。从 11 月至翌年 2 月是四周大气向高原地-气系统 提供热量，这时青藏高原是个冷源，其强度以 12 月、1 月份为最大，向四周 自由大气吸收热量 600 多 J/cm2d。春夏季青藏高原是个强大的热源，其强度以 6、7 月份为最大，向四周大气提供热量 850J/cm2d 以上。就全年平均而论，青藏高原地-气系统是一个热源。冬季青藏高原的冷区偏于高原的西部。夏季 的暖区范围很广，整个对流层的温度都是高原比四周高，再往高层暖区范围 扩大，到了 100hPa 层上，温度分布出现高纬暖、低纬冷的现象。表 6·11 青藏高原地-气系统逐月向四周大气输送的热量②①
青藏高原气象科研协作领导小组，中国科学院兰州高原大气物理研究所.青藏高原论文集（1975—1976），②
叶笃正、高由禧等.青藏高原气象学.北京：科学出版社.1979：9。单位经过换算由卡换成焦耳月份
高原向大气输送的热量 J/cm2d
1
-615.5
2
-368.4
3
184.2
4
498.2
5
757.8
6
866.7
7
850.0
8
644.8
9
422.9
10
-37.7
11
-410.3
12
-636.4
年平均
184.2
从青藏高原的地面气温看来，具有如下特点：　　（1）地球的第三极地：青藏高原由于海拔高，气温特别低，它虽位于副 热带、暖温带的纬度上，但在高原主体北部祁连山以及巴颜喀拉山东部 1 月 平均地面气温出现-16—-18℃的闭合等温线，盛夏 7 月尚有大片面积平均气 温＜8℃，冬夏皆比同纬度东部平原平均气温低 18—20℃。（2）气温日、年较差大：青藏高原上地面气温日较差比同纬度东部平原地区和四川盆地都大，比同高度的自由大气更大，气温年较差亦比同高度的 自由大气为大，但因海拔高耸，比同纬度东部平原则稍小。（3）气温季节变化急，春温高于秋温：青藏高原上春季升温强度大，特别是当积雪消融之后，雨季未到之前，高原因受强烈的日射，增温甚快，秋 季降温速度亦快，春温高于秋温，例如高原上的班戈 4—10 月气温差为 2.8℃，而汉口同时期温差为-1.4℃。以上这些情况都说明高原气温具有大陆性气候的特征。（二）中小地形对气温的影响　　中小地形对气温的影响也是相当复杂的。首先由于坡地方位不同，日照 和辐射条件各异，导致土温和气温都有明显的差异。在我国，多数山地是南 坡的温度高于北坡，古诗咏大庾岭的梅花，有“南枝向暖北枝寒，一样春风 有两般”之句，就是山坡两侧气温殊异的极好写照。据庐山实测资料，南坡1.5m 高度的气温在 6—9 月与同高度山顶相比，晴天平均高 2.1℃，多云天高1.8℃，阴天高 1.5℃，雨天高 0.8℃，在有冷平流时可高 2.6—3.3℃；北坡 的气温在 4—6 月与同高度的山顶相比，晴天平均低 0.8℃，多云天低 0.6℃， 阴天低 0.4℃。再以小地形南京方山（一个相对高差约 190m 的孤立山岗）为 例，在冬季晴天，距坡地 1.5m 高的日平均气温，南坡比北坡高 1℃左右，比 东坡和西坡高 0.6—0.7℃，最高气温南坡比北坡约高 2℃，比东坡和西坡高0.7—1.6℃，最低气温各方位之间的差异较小，最多不超过 0.7℃。 其次，地形凹凸和形态的不同，对气温也有明显的影响。在凸起地形如山顶，因与陆面接触面积小，受到地面日间增热、夜间冷却的影响较小，又 因风速较大，湍流交换强，再加上夜间地面附近的冷空气可以沿坡下沉，而 交换来自由大气中较暖的空气，因此气温日较差、年较差皆较小；凹陷地形 则相反，气流不通畅，湍流交换弱，又处于周围山坡的围绕之中，白天在强 烈阳光下，地温急剧增高，影响下层气温，夜间地面散热快，又因冷气流的 下沉，谷底和盆地底部特别寒冷，因此气温日较差很大。图 6·28 表示三种 不同地形的气温日变化曲线，从图上可以看出，无论冬、夏都是山顶气温日 振幅小，谷地气温振幅大，陡崖介乎二者之间。　　此外，在同样的地形条件下，由于海拔高度不同，山地气温有很大的差 异，一般情况都是随着地方海拔高度的加大，气温下降。根据我国多数山区 实测资料看来，大都是夏季气温递减率大，冬季递减率小，这与我国季风气 候有关。冬季大陆偏北风盛行，海拔低的地方冬温不高，其气温随高度递减 率乃较小。夏季偏南风盛行，加以低层日射增温比较强烈，因此气温随海拔 高度增加的递减率乃相形增大。但亦有部分地区因局部气候条件的特殊，山 地气温随高度递减率的季节变化有所不同。各山区在不同坡向不同高度阶段 内，气温递减率亦有差异，情况比较复杂。二、地形与地方性风　　因地形而产生的局部环流主要有高原季风、山谷风，因经过山区而形成 的地方性风有焚风和峡谷风等。（一）青藏高原季风　　在青藏高原由于它与四周自由大气的热力差异，所造成冬夏相反的盛行 风系，称为高原季风。冬季高原上出现冷高压，冬季出现热低压，其水平范 围低层大，高层小，其厚度夏季比冬季大。风的季节变化，一般是高原北侧 开始最早，高原上次之，高原东侧再次，高原南部最迟。　　高原季风对环流和气候影响很大，首先它使我国冬夏对流层低层的季风 厚度增大。我国西南地区冬夏季分别处在青藏冷高压环流和热低压环流的东 南方，应分别盛行东北季风和西南季风，这与由海陆热力差异所形成的低层 季风方向完全一致，两者叠加起来，遂使我国西南部地区季风的厚度特别大。 高原季风的更大影响还在于它破坏了对流层中部的行星气压带和行星环 流。由于高原冬季冷高压和夏季热低压相当强大，冬季厚度可达 5km，夏季 可达 5—7km，因此从海平面至 5—7km 高度，冬季空气由高原向外辐散，夏 季向高原辐合，加之高原大地形的强迫作用，造成高原上深厚气层的升降运 动，形成强的季风经圈环流。冬季出现与哈德莱环流圈相似的环流。夏季则 出现与哈德莱环流圈相反的环流，空气在高原上升，到了高空流向低纬，下 沉，到达地面后折向较高纬度流去，这对南北半球间空气质量的调整亦有很　　大的作用。（二）山谷风
当大范围水平气压场比较弱时，在山区白天地面风常从谷地吹向山坡， 晚上地面风常从山坡吹向谷地，这就是山谷风。山谷风是由于山地热力因子 形成的，白天因坡上的空气比同高度上的自由大气增热强烈，于是暖空气沿 坡上升，成为谷风，谷地上面较冷的自由大气，由于补偿作用从相反方向流 向谷地，称为反谷风（图 6·29a）。夜间由于山坡上辐射冷却，使邻近坡面 的空气迅速变冷，密度增大，因而沿坡下滑，流入谷地，成为山风，谷底的 空气因辐合而上升，并在谷地上面向山顶上空分流，称为反山风，形成与白 天相反的热力环流（图 6·29b）。　　山谷风是山区经常出现的现象，只要周围气压场比较弱，这种局地热力 环流就表现得十分明显。一般在早晨日出后 2—3h 开始出现谷风，并随着地 面增热，风速逐渐加强，午后达到最大，以后因为温度下降，风速便逐渐减 小，在日没前 1—1.5h 谷风平息而渐渐代之以山风。山谷风还有明显的季节 变化，冬季山风比谷风强，夏季则谷风比山风强。（三）焚风　　沿着背风山坡向下吹的热干风叫焚风。当气流越过山脉时，在迎风坡上 升冷却，起初是按干绝热直减率降温，当空气湿度达到饱和状态时，水汽凝 结，气温就按湿绝热直减率降低，大部分水分在山前降落，过山顶后，空气 沿坡下降，并基本上按干绝热率（即 1℃/100m）增温，这样过山后的空气温 度比山前同高度的气温要高得多，湿度也小得多。如图 6·30 所示，山前原 来气温 20℃，水汽压 12.79hPa，相对湿度为 73％，当气流沿山上升到 500m 高度时，气温为 15℃，达到饱和，水汽凝结，然后按湿绝热率平均 0.5℃/100m 降温，到山顶（3000m）时气温在 2℃左右，过山后沿坡下降，按干绝热率增 温，当气流到达背风坡山脚时，气温可增加到 32℃，而相对湿度减小到 15％。由此可见，焚风吹来时，确有干热如焚的现象。　　焚风是山地经常出现的一种现象，白天夜晚都可出现，例如偏西气流经 过太行山下降时，位于太行山东麓的石家庄就会出现焚风。其它如亚洲的阿 尔泰山、欧洲的阿尔卑斯山、北美的落基山等都是著名的焚风出现区。　　（四）峡谷风　　当空气由开阔地区进入山地峡谷口时，气流的横截面积减小，由于空气 质量不可能在这里堆积，于是气流加速前进（流体的连续性原理），从而形 成强风（图 6·31），这种风称为峡谷风。在我国的台湾海峡、松辽平原等 地，两侧都有山岭，地形像喇叭管。当气流直灌管口时，经常出现大风，就 是由于这个缘故。此外，气流经过不同地形尚可产生一些其它地方性风。三、地形与降水　　地形既能影响降水的形成，又影响降水的分布和强度。一山之隔，山前 山后往往干湿悬殊，使局地气候产生显著的差异。（一）地形与降水的形成　　迎风山地对降水的形成有促进作用，这主要是由于①原来空气层结是对 流性不稳定或条件性不稳定的，风经过山地的机械阻障作用，引起气流的抬 升运动，空气达到凝结高度后，在上述层结条件下，能加速上升运动的继续 发展，凝云致雨；②当低压系统或锋面移到山地时，因地形的阻障作用，使 低压系统或锋面移动滞缓，因而导致气旋雨或锋面雨雨时延长，强度增大；③当气流进入谷地时，由于喇叭口效应，引起气流辐合上升，如果空气潮湿，层结条件又适宜时，就会产生降水；④在大陆性气候区，夏季由于山坡南北 增温情况不同，或由于谷底与山坡增温比谷上空气增温快，会产生局部热力 对流，形成对流雨或雷暴雨；⑤气流经过崎岖不平的地形区域，因摩擦力的 影响产生湍流上升运动，在其它条件适宜时，往往形成低层云或层积云，产 生小量降水，如毛毛雨、小雨等。总之，地形虽对降水的形成有一定的促进作用，但是如果气流很干燥，即使遇到山地有抬升作用，也不能产生降水。而且气流在运行时遇到山地， 是爬过去或者是绕山而过，这还要视气流的方向与山脉的交角以及空气的层 结稳定度而异，如果气流方向与山脉垂直则抬升的机会大，与山脉平行则以 绕行为主。如果空气层结十分稳定，有抑制垂直运动的作用，也难形成降水。（二）地形对降水分布的影响
地形对降水分布的影响十分复杂，高大地形如青藏高原对亚洲降水分布 影响范围极广，据最新气候模式研究结果①：如果没有青藏高原存在，夏季的 西南季风只能到达印度洋的南部，我国大部分地区都是偏西风和西北风，受 下沉气流控制。因此大陆将是水汽很少的干燥气候，即使印度和缅甸，也不 会有现在这样的充沛雨量。而青藏高原的存在，对大规模气流的影响，首先 诱使热带西南季风向印度、缅甸侵袭，造成高原雨季，同时西南季风的一部 分长驱深入，到达我国东部形成江南雨区。如果没有青藏高原，那我国西部 的干旱将更为严重，东部也将属于干旱气候。在青藏高原隆起之前，大约距①
朱抱真.青藏高原对我国气候的影响.中国科学技术蓝皮书第 5 号，《气候》.北京：科学技术文献出版社.—324今几千万年以前，从我国北方到长江流域都是广阔的干旱气候带，在喜马拉 亚造山运动以后，距近几百万年时，大高原抬升，才建立了亚洲的季风气候（图 6·32，图 6·33）。②地形对降水分布的影响还与坡向和高度有密切关系。当海洋气流与山地坡向垂直或交角较大时，则迎风坡多成为“雨坡”，背风坡则成为“雨影” 区域，这可以从北美洲加利福尼亚海岸的圣克鲁斯附近到内华达高原一线地 形与年降雨量之间的关系看出（图 6·34）。当地盛行西风，自太平洋吹来， 正好与南北行的海岸山脉垂直相交，在迎风坡气流上升，至山顶降水量达第 一高峰。背风坡气流下沉，降水量即锐减。从图 6·34 中可见，图上部的年 降水量分布形势与当地地形的起伏十分相似。当西来气流翻越内华达山脉后 已经变得很干燥，因此内华达高原所获得的降水量只有 170mm，比迎风坡少90％以上。再例如在夏季在青藏高原南坡正当来自印度洋的西南季风的迎风坡，降水量特丰，最著名的如乞拉朋齐其年平均降水量超过 11000mm，最多 年降水量高达 26461.2mm，其中 7 月份的降水量就有 9300mm。西南季风到达 高原上空时，水分已经大大减少，因此高原夏季雨量不大。例如地处喜马拉 雅山脉主峰北麓的定日，海拔约为 4300m，年降水量仅为 318.5mm，再跨过高 原，降水量更少于 100mm。图 6·34 北加利福尼亚的年平均降水量与地形之间的关系②　　在迎风山地，由山足向上，降水量起初是随着高度的增加而递增的，达 到一定高度降水量最大。过此高度后，降水量又随着高度的增加而递减，此 一定高度称为最大降水量高度（H）。H 所在的高度因气候条件和地区而异， 一般是气候愈潮湿，大气层结愈不稳定，H 愈低。例如印度西南沿海山地空 气异常潮湿，其最大降水高度 H 一般都在 500—700m 之间。我国皖浙山地如 黄山、天目山其 H 大致在 1000m 左右。气候干燥的新疆山地 H 则出现在 2000－4000m 间。西藏高原 H 从高原外围向内部逐渐增高。在几个主要水汽来向 的迎风面 H 皆在 2000m 以下，其中喜马拉亚山西端和印度北部最大降水高度H 仅在 1500m 左右。高原内部因气候干燥大部分地区 H 都在 5000m 左右（图略）。　　综上所述，高大山脉不仅本身具有特别的气候特征，而且还影响邻近地 区的气候。有些山脉可以阻障或改变气流的活动情况，使北来的寒潮不易南 下，南来的暖流滞缓北上，又可使湿润气团的水分在迎风坡大量成为降水降 落，背风坡则变得异常干燥。所以在山脉两侧的气候可以出现极大的差异， 往往成为气候区域的分界线。我国秦岭山脉就是一个佳例。秦岭山脉横亘东 西，其一般高度约在 m，使冬季风的南下与夏季风的北上受到阻 障，使华北、华中气候显然不同，成为我国北亚热带与南温带气候的重要分 界线。四、地面特性与气候　　在同样的地形上，地面土壤性质的差异、植被的有无、植被的种类等不 同对局地小气候和区域气候的形成有着极为重要的作用。这里着重论述土壤 特性在小气候形成中的物理基础，并就沙漠区域气候扩张的事实举例说明。 小气候指的是由于下垫面结构不均一性所引起的小尺度的近地层局地气 候②。土壤、植被、人工铺砌的道路等等都能借辐射作用吸热和放热，从而调节空气层和下垫面表层的温度，这种表面称为活动面（又称作用面）。由 于活动面的性质不同，具有不同的能量平衡和水分平衡，再加上湍流作用的 差异，乃产生各种各样的小气候。从地面能量平衡表达式（6·9）看来Rg+LE+QP+A=0 （6·9）在同一纬度、同一季节、同样的天气条件下，到达地面上的直接辐射 Q，②
关于小气候的内容涉及面甚广，可参看萨鲍日尼科娃.CA.小气候与地方气候.科学出版社，1955.傅抱璞等编著.小气候学.气象出版社，1994就会因小土丘、田埂等斜坡方位和倾斜坡度不同而异。又因活动面土壤性质 不同，具有不同的反射率 a，一般干休闲地 a 为 16％，湿开垦地为 8％。这 就使得湿土吸收的太阳总辐射比干土大。再从有效辐射 F 项看来，在其它条 件相同时，又因物体性质不同具有不同的长波辐射本领，干土为 95％，湿土为 96％。因此湿土所获得的净辐射能比干土多。活动面辐射差额的不同是造 成小气候差异的一个基本因子。　　在白天，活动面吸收了一定的正值净辐射后，这个热量一方面用来增加 它自己的温度，另一方面则分别通过土壤内部热交换向下层传热。另外也与 贴地层的空气间进行湍流热交换，使空气增温，还蒸发水分将潜热向空气层输送。这三者在（6·10）式中分别为 A、QP 与 LE。在夜间，没有太阳辐射，活动面通过有效辐射而散失热量，净辐射为负值，活动面将降低温度，这时 活动层下部向土表输送热量，空气湍流热交换的方向，将由空气指向活动面， 如果有露水凝结，活动面上将通过水汽凝结而获得潜热。A、QP 和 LE 可分别由（6·19）、（6·20）和（6·21）三式求得?T'A ? ?'?Z'?T（6·19）Q p
? C p ?K ?Z（6·20）LE = LKρ ?q?Z（6·21）就土壤内部的热量交换而言，在深度 Z′处，一秒钟内经过 Icm2 的水平面的土壤热通量A，取决于土壤上下层间的温度梯度 ?T' ，和土壤的导热?Z'系数λ′。当白天土表受热，土壤上下层间温差愈大，则向下传输的热能愈 多，夜晚土表辐射冷却，下层土温比表层高，热量乃由下层向表层传送。在 土内温度梯度相同时，土壤导热系数（单位 W/m℃）愈大，土内热量交换的 速度就愈快，至于土壤温度上下层分布的情况，还要看导温系数 K′而定。?'K' ??' C'（6·22）上式中ρ′为土壤密度，C′示土壤的比热（J/g℃），K′值为单位体积的土 壤收入热量（λ′）时所增高的温度（单位 cm2/min）。由于构成土壤的成分并非单一物质，土壤的比热和热容量各不相同（见表 6·12），不同土壤的导热系数和导温系数亦互有差异（见表 6·13），从表 6·12 可见，水的热容量平均要比土壤中矿物质的热容量大 2 倍，比空气 热容量大 3000 多倍，所以土壤的热容量也随着其孔隙度（孔隙度大于土内含 空气量多）和湿度为转移。当孔隙度增大时，干土的热容量要减小，但随着 土壤湿度的增加，热容量便迅速增加。这就使得在同样条件下，白天表层干 土的温度比湿土高，夜间则相反，湿土温度高于干土。表 6 · 12 土壤各种成分的热容量土壤成分
粘土矿物
土壤有机质
花岗岩
水
空气(20 ℃)
冰(0 ℃)
比热(J/g ℃)热 容 量 (J/cm3 ℃)
0.75-0.962.048-2.424
2.502.708
0.8372.177
4.184.18
1.0030.001
2.1011.900
由表 6·13 可见，导温系数小的干沙土表层增温快，减温亦快，活动面的温度日振幅和年振幅都较大，但昼夜与年温度变幅在较浅的深度就消失 了。湿沙土表层温度日振幅和年振幅都比较小，但其有温度日变幅和年振幅 所及的深度却比干沙土厚。因此由于土壤的热容量和导温系数不同，就会产 生小气候的差异。表 6 · 13 几种物质的导热系数（λ）和导温系数（ K ）土壤种类
干沙土
湿沙土
壤土
花岗岩
水(20 ℃)
空气
冰
导热系数(W/m ℃）
0.2
0.6
0.9
2.1736
导温系数(cm2/s)
0.
0.0
0.0
0.0120
土壤活动面与下层空气间的湍流显热交换 QP（6·21 式）主要决定于土壤表面与贴近地面空气层中的温度梯度 ?T ，和空气定压比热C
，空?Z P气密度ρ及空气湍流系数 K 之间的乘积。白天土温远比气温高，活动面向空 气输送的显热比较多。夜间土温与气温差值较小，地气间的显热交换比白天 小，甚至出现相反的方向，气温高于土温，空气反而有显热向土表输送。表6·14 中列举了阿鲁西（在沙漠中）和科尔土希（气候较湿润）两地土壤-空气湍流显热交换和潜热交换的日变化情况。表中负值表示土壤向空气输送热 量，正值则相反。土壤与贴地空气层间伴随着水分蒸发、凝结而产生的潜热交换 LE（6 ·22 式）主要决定于贴近地面层的比湿梯度 dq 、蒸发潜热L、空气
dZ密度ρ、湍流系数K之间的乘积。显然，湿土和有植被覆盖的活动面，蒸发耗热量要比裸露的干土多， dq 值前者要比后者大。在活动面上形dZ成露或霜时，则伴有潜热的释放，使活动面增温，这种潜热的释放量远比蒸发耗热量小得多（表 6·14）。表 6 · 14 土壤-空气湍流显热交换（ Qp）和潜热交换（ LE ）显热交换（ W/m2 ）阿鲁 西
6.978
6.978
6.978
-13.956
-104.67
-139.56
-139.56
-118.63 -48.45
-6.978
20.934
13.956
科尔 土希
6.978
6.978
0.000
-27.91
-83.74
-139.56
-139.56
-104.67 -20.93
0.000
6.978
6.978
潜热交换（ W/m2 ）阿鲁 西
—
—
—
-20.93
-41.868
-34.89
-48.846
-34.89
-20.93
—
—
—
科尔 土希
6.978
6.978
0.000
-48.85
-118.63
-188.41
-188.41
-160.49
-104.67
-6.978
6.978
6.978
表 6 · 15 伏耶科夫站 1m 高处湍流系数 K （ m2/s ）1从（6·21）和（6·22）式可见，活动面与贴地空气层的显热交换和潜热交换，除取决于活动面的性质外，都和空气的湍流系数 K 密切相关。湍流 系数是因时间、地点、天气条件而异的。一般情况是，中午大于子夜，夏季 大于冬季（表 6·15），粗糙的活动面大于平滑的活动面。就天气条件而言， 晴天的湍流系数大于阴天，风力强时大于风力弱时，不稳定型天气时大于稳 定型天气时。就距地高度而言，愈贴近地面湍流系数愈小。据观测，在贴地 气层中，与 1m 高处的湍流系数相比较，在 10cm 高处 K 就要小到 1/10，而在1cm 高处则要小到 1/100，在几毫米或紧贴土表的一层中，湍流交换就消灭了，地-气间的热传导主要靠分子接触传导，而空气分子的导热系数又极小， 要比一般土壤小数十倍至百倍。湍流系数的这些差异，在小气候形成中起着 极其重要的作用。小气候的很多特点往往与湍流强弱有关。以小气候的气温 为例，由于贴近地面层的空气湍流混合作用很弱，所以气温的垂直差异特别 显著。又由于贴近地面层的风速较小，空气的水平混合作用也很弱，因此在 短距离内气温的水平差异也非常突出。　　必须指出，地面特性不仅对小气候的形成有重要作用，在某些条件下对 区域气候亦有显著影响。例如在干旱少雨的地带，植被极其稀少，地面为大 范围的干涸裸地（砂、岩石等），砂、石的颜色又甚浅淡，对太阳辐射有很 高的反射率（可达 0.35—0.40）。因此地面所吸收的太阳辐射能比湿润地区 少得多，但由于砂、石的比热小，在白天阳光照射下，地面强烈增温，使地 面长波辐射很强。又因空气干燥无云，大气逆辐射弱，地面散失的热量很多， 成为热辐射的汇。在缺少平流热量输入的情况下，为了要维持热量平衡，那 里的空气一定要下沉，压缩增温。由于下沉的空气十分干燥，使得沙漠地区　　进一步变干，植被进一步破坏，导致沙漠化的范围进一步扩展。这种生物地 球物理反馈机制特别适用于撒哈拉—阿拉伯—印度—巴基斯坦一带沙漠区， 尤其对撒哈拉南部边缘的萨赫勒地区最为适合。这是地面辐射特性影响气流 下沉，从而导致沙漠区域气候扩展的一个实例。第五节 冰雪覆盖与气候　　冰雪覆盖（冰雪圈）是气候系统组成部分之一，它包括季节性雪被、高 山冰川、大陆冰盖、永冻土和海冰等。由于它们的物理性质与无冰雪覆盖的 陆地和海洋不同，形成一种特殊性质的下垫面。它们不仅影响其所在地的气 候，而且还能对另一洲，另一半球的大气环流、气温和降水产生显著的影响， 并能影响全球海平面的高低。在气候形成和变化中冰雪覆盖是一个不可忽视 的因子。一、世界冰雪覆盖概况冰雪覆盖既需要冰点以下的低温，还必须有充足的固态降水，以维持雪和冰的供应。图 6·35 给出全球平均气温、平均降水量和雪线高度随纬度的 变化。所谓雪线是指某一高度以上，周围视线以内有一半以上为积雪覆盖且 终年不化时的高度（Snow line）。雪线高度主要因纬度而异。由图 6·35 可见，全球最大雪线高度并不出现在赤道，而出现在南北半球的热带和副热 带，特别是在其干旱气候区。因为这些干旱气候区降水供应少，晴天多，又 多下沉气流，积雪比较容易融化，而赤道地区降水量大、云量多，日照百分 率不如热带、副热带干旱区大的缘故。随着纬度的继续增高，气温愈益降低， 在总降水量中雪量的比例逐渐增大，冬长夏短，雪线乃逐渐降低。到了高纬 度，长冬无夏，地面积雪终年不化，雪线也就降到地平面上。在同纬度的山地，雪线高度可因种种条件各不相同。例如在冬季，降雪多的地区雪线比较低，在降水集中于夏季的地区，雪线就比较高；向阳坡的 积雪比背阳坡易于融化，向风坡的积雪易被吹散，背风坡积雪易于积存；向 海洋的湿润坡降雪量大于向内陆的干旱坡；这些都会导致不同坡向雪线高低 不同。例如喜马拉亚山南坡雪线高度平均位于 3900m，北坡平均位于 4200m， 个别地区雪线高达 6000m。　　地球上各种形式的总水量估计为 km3，其中约有 2.15％是冻结 的。就淡水而言，几乎有 80％—85％是以冰和雪的形式存在的。自 1966 年 秋季开始，人造卫星提供了连续的、大范围的冰雪覆盖资料。从平均值看来， 全地球约有 10％的面积为冰雪所覆盖，其在南北半球的分布如图 6·36（a）、（b）两图所示①。现代地球冰雪圈各组成部分所占面积的年平均值如表 6·16 所示。① A.Henderson-Sellers and P.J.Robinson.Contemporary Climatology.Longman Scientific＆Technical.1987，193—194　　大陆雪盖以季节性积雪为主，夏季亦有积雪，但面积大为缩小，有时有 的地区积雪可维持数年之久，但不稳定。如果积雪长期维持则会转变为大陆 冰盖又称大陆冰原。南极冰原是世界上最大的冰原，面积达 13.6×106km2， 格陵兰冰原面积约为 1.8×106km2，山岳冰川的面积合计约为 0.5×106km2， 三者冰体的体积之比约为 90∶9∶1。永冻土分布在高纬，欧亚大陆和北美大 陆的高纬地区，其最大深度在西伯利亚为 1400m，在北美为 600m。表 6 · 16 现代地球冰雪圈）海冰主要指在北冰洋及环绕南极大陆的海洋中，漂浮在海上的冰。海冰覆盖在海面并不结成一个整体，而是分裂成块，冰块之间为水体。愈接近极 区水体愈少，愈到低纬冰块所占比例愈小。根据人造卫星探测资料，全球冰雪覆盖面积有明显的季节变化和年际变化。表 6·17 列出南北半球及全球海冰和大陆积雪各月平均值。由此表可见， 北半球海冰和雪盖面积均以 2 月为最大，8 月为最小。2 月海冰面积相当于 8 月的 2 倍强，雪盖面积更相当于 8 月的 10 倍有余。南半球海冰面积以 9 月为 最大，2 月最小，其 9 月海冰面积约相当于 2 月的 4 倍多。可见南半球海冰 面积的季节变化比北半球更大。表 6·17 南北半球及全球海冰与大陆积雪覆盖面积（106km2）①①
关于冰雪圈及海冰与雪盖面积的逐月变化各家统计数字颇有出入。这里采用王绍武.气候系统引论.气象出版社，.北 半 球
月份项目
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 年
海冰
14.3 14.7 14.7 13.8 12.5 10.9 8.8
11.7 13.4 11.6
雪盖
46.2 46.7 39.6 30.9 21.0 10.5 5.4
5.5 19.8 32.0 41.5 25.3
冰雪冰雪*
60.5 61.4 54.3 44.7 33.5 21.4 14.2 11.5 12.8 29.6 43.7 54.9 36.958.5 60.1 53.7 41.5 32.0 21.5 14.3 11.0 12.4 23.8 39.6 53.5 35.2
南 半 球
海冰冰雪*
6.6
8.4 11.5 14.5 17.2 19.0 19.6 19.4 16.2 10.8 12.819.6 17.3 18.6 21.6 24.6 27.6 29.6 31.1 33.1 34.0 31.9 25.6 26.3
全球
海冰
20.9 19.2 20.0 22.2 24.0 20.4 26.0 26.2 26.9 29.2 27.9 24.2 24.4
冰雪*
78.1 77.4 72.3 63.4 56.6 49.1 44.0 42.3 46.4 57.8 71.5 79.1 61.5
　　海冰还有明显的年际变化。从 70 年代初到 80 年代初，南半球海冰面积 平均减少了 2.4×106km2，即大约减少了 20％，变化相当激烈。但 80 年代初 又有所回升，此后一直到 90 年代初，比较平稳，年际变化不明显。从近 20 年的资料看来，南半球海冰面积的变化远大于北半球。20 年中北半球变化的 幅度（经过平滑处理）只有 0.4—0.5×106km2，而南半球则达到 2.2×106km2 以上，约为北半球的 4—5 倍。大陆雪盖面积的年变化亦很显著②。在
年中，北美和欧亚大陆雪盖面积分别增加了 2.0×106km2 和 4.0×106km2（图略）。但从 70 年代 末至 90 年代的十余年间，北半球大陆雪盖面积减少了大约 4.0×106km2（图6·37）。在图 6.37 中，给出从 1973 至 1991 年北半球逐月雪盖面积距平值和经过滤波处理的雪盖面积距平变化曲线（粗曲线）。同时给出北半球 30°N 以北陆地气温的滤波曲线（细曲线）。可见两者的关系是十分密切的。 冰雪的另一种特征是新陈代谢率，亦即固态降水在冰体上的停留时间。由表 6·16 可见，大陆冰盖（冰原）存留的时间最长（103—105 年），山岳 冰川和永冻土其次（101—103 年），以大陆雪盖和海冰存留时间较短（10-2—101 年）。后二者对气候的异常影响特别显著。②
雪盖主要分布在北半球欧亚大陆和北美大陆。虽然在南半球澳大利亚、新西兰、南美西岸和南非等处的部分高地也有雪盖，但面积较小，研究者甚少。其雪盖的变化尚不详。二、冰雪覆盖与气温
冰雪覆盖是大气的冷源，它不仅使冰雪覆盖地区的气温降低，而且通过 大气环流的作用，可使远方的气温下降。冰雪覆盖面积的季节变化，使全球 的平均气温亦发生相应的季变。图 6·38 为 1、4、7、10 月全球及两个半球 平均气温。如果不考虑一年中日地距离的变化，作为全球平均，一年四季接 受到的太阳辐射应该是一个常数，全球平均气温也应该接近为一个常数，而 没有显著的季节变化。但事实却不然。在图 6·38 中，全球平均的 1 月气温 远低于 7 月。根据近年日地距离的情况看来，1 月接近近日点，1 月的天文辐 射量比 7 月约高 7％（见表 6·1）。全球平均气温出现上述情况，显然与冰 雪覆盖面积有关。在图 6·38 中还可见到北半球和南半球各自的月平均气温 均与冰雪覆盖面积呈反相关关系，冰雪面积大，平均气温低。　　再从图 6·37 可见，北半球大陆雪盖面积的年际变化与大陆平均气温的 对应关系亦很明显。出现雪盖面积正距平的年份，大陆气温即为负距平。而 雪盖面积为负距平时，大陆气温即呈现出正距平。冰雪表面的致冷效应是由于下列因素造成的：（一）冰雪表面的辐射性质　　冰雪表面对太阳辐射的反射率甚大，一般新雪或紧密而干洁的雪面反射 率可达 86％—95％；而有孔隙、带灰色的湿雪反射率可降至 45％左右。大陆 冰原的反射率与雪面相类似。海冰表面反射率约在 40％—65％左右。由于地 面有大范围的冰雪覆盖，导致地球上损失大量的太阳辐射能。这是冰雪致冷 的一个重要因素。地面对长波辐射多为灰体，而雪盖则几乎与黑体相似，其长波辐射能力很强，这就使得雪盖表面由于反射率加大而产生的净辐射亏损进一步加大， 增强反射率造成的正反馈效应，使雪面愈益变冷。（二）冰雪-大气间的能量交换和水分交换特性　　冰雪表面与大气间的能量交换能力很微弱。冰雪对太阳辐射的透射率和 导热率都很小。当冰雪厚度达到 50cm 时，地表与大气之间的热量交换基本上 被切断。在北极，海冰的厚度平均为 3m，在南极，海冰的厚度为 1m，大陆冰 原的厚度更大。因此大气就得不到地表的热量输送。特别是海冰的隔离效应， 有效地削弱海洋向大气的显热和潜热输送，这又是一个致冷因素。　　冰雪表面的饱和水汽压比同温度的水面低，冰雪供给空气的水分甚少。 相反地，冰雪表面常出现逆温现象，水汽压的铅直梯度亦往往是冰雪表面比　　低空空气层还低。于是空气反而要向冰雪表面输送热量和水分（水汽在冰雪 表面凝华）。所以冰雪覆盖不仅有使空气致冷的作用，还有致干的作用。冰 雪表面上形成的气团冷而干，其长波辐射能因空气中缺乏水汽而大量逸散至 宇宙空间，大气逆辐射微弱，冰雪表面上辐射失热更难以得到补偿。　　此外，当太阳高度角增大，太阳辐射增强时，融冰化雪还需消耗大量热 能。在春季无风的天气下，融雪地区的气温往往比附近无积雪覆盖区的气温 低数十度。　　综合上述诸因素的作用，冰雪表面使气温降低的效应是十分显著的。而 气温降低又有利于冰面积的扩大和持久。冰雪和气温之间有明显的正反馈关 系。三、冰雪覆盖与大气环流和降水　　冰雪覆盖使气温降低，在冰雪未全部融化之前，附近下垫面和气温都不 可能显著高于冰点温度。因此冰雪又在一定程度上起了使寒冷气候在春夏继 续维持稳定的作用。它往往成为冷源影响大气环流和降水。现举例说明如下：表 6 · 18 鄂霍茨克海东南角表层水温与雅库次克气温（℃）月份项目
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
鄂海东南角表层水温雅库次克气温
1.42
0.16 -0.09
16.73 15.60 11.55 10.13 8.56-43.5 -35.3 -22.2
-7.9 5.6 15.5
14.5 6.0 -8.0 -28.0 -40.044.9
22.1 8.9 -2.3
-6.1 2.2 9.6 19.6
亚洲东海岸外的鄂霍茨克海在初夏期间是同纬度地带中最寒冷的地区，比亚洲内地寒极附近的雅库次克还要寒冷（见表 6·18），其差值在 6、7 两 月最显著，而这两月正是我国长江流域的梅雨期。梅雨实质上是从南方来的 暖湿空气同北方来的寒冷空气在长江流域一带持续冲突影响的结果。鄂霍茨 克海表面的寒冷使得该海区成为向南移动的主要冷空气源地之一，在梅雨的 形成中起了主要的作用。鄂霍茨克海冰的形成与西伯利亚内陆冬季寒冷的气候有关，整个冬半年寒冷的空气顺着西风气流到达鄂霍茨克海区，使这里温度降低，并逐渐冰冻。 这一寒冷效应一直贮存到初夏，发挥它的冷源作用。在对梅雨的长期预报时， 必需考虑鄂霍茨克海年初的冰雪覆盖面积。　　再例如青藏高原冬春的积雪与我国华南 5—6 月的降水有很好的相关。大 量统计资料表明：冬春高原多雪，则华南夏季降水偏多，冬春积雪日数与华南 6 月降水为正相关（图 6·39）。 冰雪覆盖面积对降水的影响还可涉及到遥远的地区。据研究，南极冰雪状况与我国梅雨亦有密切关系。从大气环流形势来看，当南极海冰面积扩展 的年份，其后期南极大陆极地反气旋加强，绕极低压带向低纬扩展，整个行 星风带向北推进，从而使赤道辐合带北移，并导致北半球的副热带高压亦相 应地北移。又由于南极冰况分布有明显的偏心现象，最冷中心偏在东半球（70°—90°E），由此向北呈螺旋状扩展至澳大利亚，由澳大利亚向北推进的冷空气势力更强，因此对北太平洋西部环流的影响更大。以 1972 年为例，这一 年南极冰雪量正距平值甚大，自南半球跨越赤道而来的西南气流势力甚强。 西太平洋赤道辐合带位置偏东、偏北，副热带高压弱而偏东，东亚沿岸西风 槽很不明显，而在 80°E 附近却有低槽发展，这种形势不利于冷暖空气在江 淮流域交绥，因此是年梅雨季短、量少，为枯梅年。相反，在 1969 年南极冰 雪量少，行星风带位置偏南，北半球西太平洋赤道辐合带位置比 1972 年偏南约 15 个纬距（在 160°E 以西），副热带高压西伸，且偏南，我国大陆东部 有明显的西风槽，有利于锋区在此滞留，是年梅雨期长，梅雨量高达 2800mm， 约相当于 1972 年的三倍。图 6·39 青藏高原冬春积雪与华南 5-6 月降水的关系①　　此外，冰雪覆盖面积和厚度的变化还影响海水水平面的高低。在寒冷时 期，降雪多而融化少，这样大陆就把水分以冰雪形式留在大陆上，不能通过 河川径流等水分外循环形式如数（海洋表面蒸发数量）还给海洋，导致海洋 支出的水分多，收入的水分少，海水就会变少，海平面就会下降。相反，在 温暖时期，大陆上的积雪就会融化，这时海洋收入的水分又会多于支出的水 分，引起海水增多和海平面上升。据估算如果目前南极大陆冰原全部融化， 则世界海洋的海平面要抬升 70—80m。　　第七章 气候带和气候型　　世界各地区的气候错综复杂，各具特点。但是从形成气候的主要因素和 气候的基本特点来分析，可以舍其小异，取其大同，把全世界分成若干气候 带和气候型。这样就可以使错综复杂的世界气候系统化，便于研究、比较与 了解各地气候的主要特点和形成规律，有利于对气候资源的认识、开发和利 用。　　本章首先论述世界气候带与气候型的划分原则和方法，然后分低、中、 高纬度带扼要说明各气候型的气候现状及其形成原因，高地气候则另节论 述。　　第一节 气候带与气候型的划分　　气候带与气候型的划分有多种方法，概括起来可分实验分类法和成因分 类法两大类。实验分类法是根据大量观测记录，以某些气候要素的长期统计 平均值及其季节变化，来与自然界的植物分布、土壤水分平衡、水文情况及 自然景观等相对照来划分气候带和气候型。柯本（W.P.Kppen）、桑斯威特（C.W.Thornthwaite）、沃耶伊柯夫（А.И.Boeков）和杜库洽夫В.В. докучасв等分别为这一大类的代表。成因分类法是根据气候形成的 辐射因子、环流因子和下垫面因子来划分气候带和气候型。一般是先从辐射 和环流来划分气候带；然后再就大陆东西岸位置、海陆影响、地形等因子与 环流相结合来确定气候型。这一派的学者很多，最著名的有阿里索夫（В. Л.Агисов）、弗隆（H.Flohn）、特尔真（W.H.Terjung）和斯查勒（A.N.Strahler）等①。 确定气候带与气候型的界限是很不容易的。因为某一气候带或某一种气候型是逐渐转变为另一气候带或气候型的，两者之间的分界是渐变的过渡 带，不能截然划清。所以地图上画的气候界限是相对的气候过渡带，而不是 绝对的界限，但这个界线还是必要的。另外，必须指出，一地的气候是在不断变化着的。各个气候带和气候型的特征，仅仅是其近代气候的平衡状态。围绕着平衡状态的扰动是客观存在 的。必须注意其气候距平和气候异常，特别是大气环流的变化，在地区之间 有一定的“遥相关型”，如厄尔尼诺现象即其一例。目前这方面的研究在气 候分类上的应用尚未成熟，但这是一个值得进一步探索的重要课题。本节主 要介绍国内外地学上应用最广的三种气候分类法，并提出编者所采用的气候 带和气候型。一、柯本气候分类法
柯本气候分类法是以气温和降水两个气候要素为基础，并参照自然植被 的分布而确定的。他首先把全球气候分为 A、B、C、D、E 五个气候带，其中 A、C、D、E 为湿润气候，B 带为干旱气候，各带之中又划分为若干气候型， 如表 7·1 所示。①
详见周淑贞.世界气候分类刍议.城市气候与区域气候.上海：华东师范大学出版社，—417表 7 · 1 柯本气候分类法(表中 r 示年降水量(cm)， t 示年平均气温℃)气候带
特征
气候型
特征
A 热 带
全年炎热，最冷月平均气温≥ 18℃
Af 热带雨林气候
全年多雨，最干月降水量≥ 6cm
Aw热带疏林草原气 候
一年中有干季和湿季，最干月降水量小
r于6cm亦小于10 － cm25
Am 热带季风气候
受季风影响，一年中有一特别多雨的雨季，r最干月降水量＜6cm但大于10 － cm25
B 干 带
全年降水稀少，根据一年中降水 的季节分配，分冬雨区、夏雨区 和年雨区来确定干带的界限
Bs 草原气候
冬雨区*年雨区*夏雨区*r ＜ 2tr ＜ 2(t ＋ 7)r ＜ 2(t ＋ 14)
Bw 沙漠气候
r ＜ tr ＜ t ＋ 7r ＜ t ＋ 14
C 温 暖 带
最热月平均气温＞ 10 ℃，最冷 月平均气温在 0 °— 18 ℃之间
Cs 夏干温暖气候 (又称地中海气候)
气候温暖，夏半年最干月降水量＜ 4cm ， 小于冬季最多雨月降水量的 1/3
Cw 冬干温暖气候
气候温暖，冬半年最干月降水量小于夏季 最多雨月降水量的 1/10
Cf 常湿温暖气候
气候温暖，全年降水分配均匀，不足上述 比例者
D 冷 温带
最热月平均气温在 10 ℃以上， 最冷月平均气温在 0 ℃以下
Df 常湿冷温气候
冬长、低温，全年降水分配均匀
Dw 冬干冷温气候
冬长、低温，夏季最多月降水量至少 10 倍于冬季最干月降水量
E 极 地 带
全年寒冷，最热月平均气温在 10℃以下
ET 苔原气候
最热月平均气温在 10 ℃以下， 0 ℃以上， 可生长些苔藓、地衣类植物
EF 冰原气候
最热月平均气温在 0 ℃以下，终年冰雪不 化
*夏雨区指一年中占年降水总量≥ 70 ％的降水，集中在夏季 6 个月(北半球 4 — 9 月)中降落者；冬雨区指一年中占年降水量≥ 70 ％的降水，集中在冬季 6 个月(北半球 10 月至次年 3 月)中降落 者；年雨区指降水全年分配均匀，不足上述比例者。　　上表列出柯本所划分的几个主要气候带和气候型。为了再详细地区分气 候副型，柯本又在上述主要气候类型符号后再加上第三个、第四个字母，这 种符号有 20 余个，其中较重要的如表 7·2 所示。　　　　图 7·1 是假设的平坦、表面性质均匀的理想大陆上，柯本气候分类法中 主要气候类型的分布图。图 7·2 是由柯本与盖格尔联合编制的世界气候分布图。二、斯查勒气候分类法　　斯查勒认为天气是气候的基础，而天气特征和变化又受气团、锋面、气 旋和反气旋所支配。因此他首先根据气团源地、分布、锋的位置和它们的季 节变化对全球气候分为三大带（图 7·3），再按桑斯维特气候分类原则中计 算可能蒸散量 EP（又称需水量）和水分平衡的方法，用年总可能蒸散量 Ev、 土壤缺水量 D、土壤储水量 S 和土壤多余水量 R 等项来确定气候带和气候型 的界限（图 7·4），将全球气候分为三个气候带，13 个气候型和若干副型， 高地气候则另列一类。可能蒸散量 EP 系指在水分供应充足的条件下，下垫面（指有同等高度植物覆 盖的地面）最大可能蒸散的水分。桑斯维特根据他在美国中西部和墨西哥等地进行灌溉试验时所得数据，确定 EP 值的大小与当地气温和日照时数两者关 系最密切，也就是该值主要取决于所在地的热量条件。全球年总可能蒸散量EP 等值线分布基本上与纬线平行。根据世界 13000 多个测站的测算资料，对照图 7·3，确定以年总可能蒸散量 EP 为 130cm 这条等值线作为低纬度气候与中纬度气候的分界线，以年总可能蒸散量 EP 为 52.5cm 这条等值线作为中纬度气候与高纬度气候的分界线。　　要计算图 7·4 中各项指标，必须具备的条件是：已知测站的纬度；已知 测站逐月和年的平均气温（T℃），及降水量 P（mm）；已知植物根层土壤最 大持水量（mm）；依桑斯维特制定的有关表格，然后根据有关经验公式，即 可得出。这些经验公式、表格和计算方法等在本书实习教材①中都已列入，兹 不复赘。　　斯查勒在上述三大气候带内，再以土壤年总缺水量（D）15cm 等值线作 为干燥气候与湿润气候的分界线。凡 D＞15cm 者为湿润气候，D≤15cm 者为 干燥气候。有的地区一年中有的季节很潮湿，有的季节则非常干燥，则属于 干湿季气候型。在湿润气候中，又因土壤多余水量 R 的不同分为三个副型。 在干燥气候中也因土壤储水量 S 的多少再分三个副型。其具体分类系统如表7·3 所示。表 7 · 2 柯本气候分类的重要副型符号 气候特征 说明a 最热月平均气温高于 22 ℃ 用于 C 、 D 两类b 最热月平均气温低于 22 ℃，一年中至少有 4 个月气温＞ 10 ℃ 同上c 最冷月平均气温＞— 38 ℃，一年中有 1 — 4 个月气温＞ 10 ℃ 同上d 最冷月平均气温＜— 38 ℃ 用于 Dw ， Dfh 炎热，年平均气温＞ 18 ℃ 用于 B 类k 寒冷，年平均气温＜ 18 ℃ 同上i 气温年较差＜ 5 ℃同上n 多雾n ′ 少雾，湿度高而少雨，最热月平均气温＜ 24 ℃，相当凉爽n ″ 少雾，最热月气温在 24 ℃— 28 ℃
成为本站VIP会员,
若未注册,请点击 成为本站会员.
版权声明：本站所有电子书均来自互联网。如果您发现有任何侵犯您权益的情况，请立即和我们联系，我们会及时作相关处理。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　
蓝田玉PDF文档网致力于建设中国最大的PDF格式电子书的收集和下载服务！