第六章 气候的形成气候的形成和变化受多种因子的制约 。 近代气候学将那些能够影响气候而本身不受气候影响的因子称为外部因子 （ 如太阳辐射,地球轨道参数的变化,大陆飘移,火山活动等 ）,气候系统各成员之间的相互作用为内部因子,而外部因子又必须通过系统内部的相互作用,才能对气候产生影响 。
气候系统的属性可以概括为以下四个方面：
① 热力属性,包括空气,水,冰和陆地表面的温度； ② 动力属性,包括风,洋流及与之相联系的垂直运动和冰体运动； ③ 水分属性,包括空气湿度,云量及云中含水量,降水量,土壤湿度,河湖水位,冰雪等； ④ 静力属性,包括大气和海水的密度和压强,大气的组成成分,
大洋盐度及气候系统的几何边界和物理常数等 。
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,化学过程和生物过程而相互作用着,关联着,并在不同时间尺度内变化着,
形成不同时期的气候特征 。
太阳辐射是气候形成和变化的最主要的外部因子,也是气候系统的能源 。 大气成分如二氧化碳,水汽,臭氧和气溶胶等可以影响大气中的辐射传输 。 云对辐射过程,通过反射,散射,
吸收和透射等过程产生影响 。 太阳辐射在通过大气圈到达地表的过程中已经有不同程度的削弱 。 又由于下垫面的性质有海洋,冰雪覆盖和陆地 （ 具有不同地形,植被,土壤和各种土地利用方式等 ） 的差异,对太阳辐射的反射,吸收以及导致的自身增温作用大不相同,产生不同的热力属性 。 同时它们又通过长波辐射等方式将热量传输给大气 。 大气对来自太阳的辐射 （ 短波辐射 ） 的吸收率很低,对来自气候系统内部的长波辐射却易于吸收而增温 。 整个气候系统再以地球长波辐射形式将辐射能返回宇宙空间 。
气候系统的动力属性与气候系统内部的能量转换密切相关 。 投射到地球表面的太阳辐射能,
绝大部分为下垫面所吸收,这一热能成为促使大气运动的基础能源 。 图 6·1给出在大气运动中能量转换的级联 （ cascade） 图解 。 这种能量传递的起始点是强烈受热的下垫面 。 由于下垫面的增热不均,形成大尺度的水平气温梯度和大尺度的对流性不稳定 。 气团从下垫面增热
（ 能量输入 ）,
空气发生铅直上升运动,增加其可用位能 。 这种位能产生大气的对流活动,或通过水平能量梯度,
产生大尺度的大气水平运动和天气尺度扰动,
转换为大尺度的环流动能 。 风在经过海洋表面时,
由于风应力作用产生波浪并推动洋流,将大尺度能量直接传输给海洋 。 在经过崎岖不平和热力性质不均的陆地表面时,产生切变不稳定和其它边界效应,在能量上转换为小尺度运动的动能 。 这种动能因摩擦作用而逐渐消耗,使风速减小,能量逐级退化,最后转变成分子运动的动能和声能等 （ 输出 ） 。 如此周而复始,下垫面不断吸收太阳辐射能,为大气各种运动提供持续的能源 。
气候系统内部进行着复杂的物质交换,最突出的例子是水分循环 。 海洋,潮湿陆地,植被通过蒸发和蒸腾作用将水汽输送给大气,在一定的条件下,水汽在大气中凝结成云致雨,释放出潜热 。 大气中的最大热源就是这种潜热 。
雨水降落除直接返回海洋外,在陆上影响土壤湿度,河湖水位和冰雪等 。 气候系统的水分属性与水分循环关系极为密切 。
人类活动对气候系统的属性有明显的影响 。
例如在城市中,由于燃煤量大,排放至空气中的污染物质多,可能改变局地大气的组成成分 。
据研究在排放的污染物质中,如果酸性物质与碱性物质的总量比值较大,在一定的降水条件下,
通过有关的物理化学过程,会形成酸雨降落 。
在长期受强酸雨影响的地区,可导致土壤和湖泊酸化,植物和鱼类受到严重危害,气候和生态环境恶化 。
在气候系统内部发生的相互作用中,存在着大量的反馈过程,它们起着从内部调节气候系统的作用 。 其中有些反馈过程有使系统变化振幅加大的作用,称之为正反馈 。 另一类反馈过程则有对系统变化的阻尼作用,称之为负反馈 。
反馈过程表明气候系统各组成部分之间的耦合或相互补偿作用 。
例如当地面温度升高时,蒸发加大,使大气中水汽含量增多,由于水汽对地面长波辐射的不透明性,产生了,温室效应,,从而使地表进一步增暖,蒸发进一步加大,这是一种正反馈过程 。 另一方面,当大气中水汽含量增多时,
往往产生更多的云,云量的增多,将会减少地面吸收的太阳辐射,使地表降温,因此这是一种阻尼性负反馈过程 。 此外,云也有阻挡地表向外放射长波辐射的作用,如果这种影响胜过其对短波辐射的影响,也可以产生一类正反馈过程 。 不同高度,不同类型的云,对辐射的影响是不同的,必须针对具体情况,作具体分析 。
从气候的自然变化中可以看出,任何正反馈作用必将由于另一些调节过程的介入而稳定在某一水平上,否则地球气候将失去控制而变得一发不可收拾 。 如地面温度因水汽,二氧化碳以及其它微量温室气体的增加而升高,地球气候变得越来越暖,但是火山活动所喷发出来的大量火山灰,能有效地削弱太阳辐射的强度,
产生,阳伞效应,,使地面温度降低 。 因此气候的自然变化总趋势有可能在某一时期维持在某一,平均,状态,并在这个水平线上来回振荡 。
气候的形成和变化可归纳为以下诸因子：
① 太阳辐射 ② 宇宙地球物理因子,③ 环流因子
（ 包括大气环流和洋流 ）,④ 下垫面因子 （ 包括海陆分布,地形与地面特性,冰雪覆盖 ）,
⑤ 人类活动的影响 。 本章着重阐明 ①,③,④
因子在气候形成中的作用,在第八章中再论述全部外因和内因在气候变化中的作用 。
第一节 气候形成的辐射圈子一,太阳辐射与天文气候太阳辐射在大气上界的时空分布是由太阳与地球间的天文位置决定的,又称天文辐射 。 由天文辐射所决定的地球气候称为天文气候,它反映了世界气候的基本轮廓 。
（ 一 ） 天文辐射的计算除太阳本身的变化外，天文辐射能量主要决定于日地距离、太阳高度和白昼长度。
1.日地距离地球绕太阳公转的轨道为椭圆形,太阳位于两焦点之一上 。 因此日地距离时时都在变化,
这种变化以一年为周期 。 地球上受到太阳辐射的强度是与日地间距离的平方成反比的,在某一时刻,大气上界的太阳辐射强度 I应为式中 b为该时刻的日地距离,a为地球公转轨道的平均半径,I0为太阳常数 1370W/m2,假使取 a=1
（ 1个天文单位 ）,b/a用 ρ 表示,则一年中地球在公转轨道上运行,就近代情况而言,在 1月初经过近日点,7月初经过远日点,
按上式计算,便得到各月一日大气上界太阳辐射强度变化值 （ 给出与太阳常数相差的百分数,
如表 6.1所示 ）,
由上表可见,大气上界的太阳辐射强度在一年中变动于 +3.4％ — -3.5％ 之间 。 如果略去其它因素的影响,北半球的冬季应当比南半球的冬季暖些,夏季则比南半球凉些 。 但因其它因素的作用,实际情况并非如此 。
2.太阳高度太阳高度是决定天文辐射能量的一个重要因素 。 利用天球的地平坐标和赤道坐标来表示太阳在天球上的位置,用球面三角公式可以求出任意时刻太阳高度的表达式如下
sinh=sinsinδ ＋ coscosδ cosω （ 6·3）
（ 6·3） 式是计算太阳高度角的基本方程,式中 h为太阳高度,为所在地的纬度 。 δ 为太阳赤纬,赤纬在赤道以北为正,在赤道以南为负,
一年内在北半球夏至日 δ 为 + 23° 27′,冬至日为－ 23° 27′,春,秋分日 δ =0° 。 ω为时角,在一天中正午时 ω=0°,距离正午每差 1小时,时角相差 15°,午前为负值,午后为正值 。
由第二章 （ 2·15） 式已知,在太阳高度为 h时,
单位面积上所获得的太阳能为 Isinh。 再考虑到日地距离的影响,那么每单位时间落到大气上界任意地点的单位水平面上的天文辐射能量为由 （ 6.5） 式可以求出任一地点,任一天太阳辐射在大气上界流入量 （ 天文辐射 ） 的日变化,以及一年中任一天白昼时任一时刻,地球表面水平面上天文辐射的分布 。
3.白昼长度指从日出到日没的时间间隔 。 日出和日没太阳正好位于地平圈上,太阳高度 h=0°,以 -ω0
为日出的时角,ω0为日没的时角,根据 （ 6·3）
式可以求得
sinh=sinsinδ ＋ coscosδ cosω0=0
cosω0=－ tgtgδ (6·6）
因日出,日没的时角绝对值相等,所以 2ω0就是白昼长度,也就是天文辐射中的可照时间 。 它是随地理纬度和太阳赤纬而变化的 。
要计算任一地点在一天内,1m2水平面上天文辐射的总能量,可按下式推算 。 由 （ 6·5） 式可知考虑到时间 t与时角 ω具有如下关系式中 T为 1日长度 （ 24h=1440min） 将上式代入
（ 6·5） ′ 式,则对 （ 6·7） 式从日出到日没,即从 -w0- +w0进行积分,于是得到上式中 =458.4，太阳赤纬 δ，日地相对距离 ρ
和时角 ω0都可由天文年历中查得，因此根据
（ 6·8）式可以计算出某纬度在某日（查出该日的 ρ,δ和 ω0）天文辐射的日总量 Qs。
（ 二 ） 天文气候由 （ 6·8） 式计算出的若干纬度上天文辐射的年变化如图 6·2所示 。 全球天文辐射的立体模式如图 6·3所示 。 北半球水平面上天文辐射的分布则如表 6·2所示 。
从上列图表中可以看出,天文辐射的时空分布具有以下一些基本特点,这些特点构成了因纬度而异的天文气候带 。 在同一纬度带上,还有以一年为周期的季节性变化和因季节而异的日变化 。
（ 1）天文辐射能量的分布是完全因纬度而异的。就表 6·2看来，全球获得天文辐射最多的是赤道，随着纬度的增高，辐射能渐次减少，
最小值出现在极点，仅及赤道的 40％。这种能量的不均衡分布，必然导致地表各纬度带的气温产生差异。地球上之所以有热带、温带、寒带等气候带的分异，与天文辐射的不均衡分布有密切关系。
（ 2）夏半年获得天文辐射量的最大值在
20° — 25° 的纬度带上，由此向两极逐渐减少，
最小值在极地。这是因为在赤道附近太阳位于或近似位于天顶的时间比较短，而在回归线附近的时间比较长 。 例如在 6° N与 6° S间,在春分和秋分附近,太阳位于或近似位于天顶的时间各约 30天 。 在纬度 17.5° — 23.5° 的纬度带上,
在夏至附近,位于或近似位于天顶的时间约 86
天 。 赤道上终年昼夜长短均等,而在 20° —
25° 纬度带上,夏季白昼时间比赤道长,这是
,热赤道,北移 （ 就北半球而言 ） 的一个原因 。
又由于夏季白昼长度随纬度的增高而增长,所以由热带向极地所受到的天文辐射量,随纬度的增高而递减的程度也趋于和缓,表现在高低纬度间气温和气压的水平梯度也是夏季较小 。
（ 3） 冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道 。 随着纬度的增高,正午太阳高度角和每天白昼长度都迅速递减,所以天文辐射量也迅速递减下去,到极点为零 。 表现在高低纬度间气温和气压的水平梯度也是冬季比较大 。
（ 4） 天文辐射的南北差异不仅随冬,夏半年而有不同,而且在同一时间内随纬度亦有不同 。 在两极和赤道附近,天文辐射的水平梯度都较小,而以中纬度约在 45° — 55° 间水平梯度最大,所以在中纬度,环绕整个地球,相应可有温度水平梯度很大的锋带和急流现象 。
（ 5） 夏半年与冬半年天文辐射的差值是随着纬度的增高而加大的 。 表现在气温的年较差上是高纬度大,低纬度小 。 再从图 6·2和图 6·3上可以看出,在赤道附近 （ 约在南北纬 15° 间 ）,
天文辐射日总量有两个最高点,时间在春分和秋分 。 在纬度 15° 以上,天文辐射日总量由两个最高点逐渐合为一个 。 在回归线及较高纬度地带,最高点出现在夏至日 （ 北半球 ） 。 辐射年变化的振幅是纬度愈高愈大,从季节来讲,
则是南北半球完全相反 。
（ 6） 在极圈以内,有极昼,极夜现象 。 在极夜期间,天文辐射为零 。 在一年内一定时期中,到达极地的天文辐射量大于赤道 。 例如,
在 5月 10日到 8月 3日期间内,射到北极大气上界的辐射能就大于赤道 。 在夏至日,北极天文辐射能大于赤道 0.368倍,南极夏至日 （ 12月 22日 ）
天文辐射量比北极夏至日 （ 6月 22日 ） 大 。 这说明南北半球天文辐射日总量是不对称的,南半球夏季各纬圈日总量大于北半球夏季相应各纬圈的日总量 。 相反,南半球冬季各纬圈的日总量又小于北半球冬季相应各纬圈的日总量 。 这是日地距离有差异的缘故 。
二,辐射收支与能量系统太阳辐射自大气上界通过大气圈再到达地表,
其间辐射能的收支和能量转换十分复杂,因此地球上的实际气候与天文气候有相当大的差距 。
（ 一 ） 辐射能收支的地理分布地 -气系统的辐射能收支差额 （ RS）,可按第二章 （ 2.23） 式计算
Rs（ Q＋ q） （ 1— a） ＋ qa－ F （ 2.23）
式中 Q和 q分别为到达地表的太阳直接辐射和散射辐射,合称总辐射 Q0,a为地表的反射率,qa为大气所吸收的太阳辐射能,F为包括透过大气的地面辐射和大气本身向宇宙空间放射的长波辐射,又合称长波射出辐射 。 在 （ 2.23） 式中收入部分为短波辐射,支出部分为长波辐射,Rs
又称净辐射 。
根据实际观测，到达地表的年平均总辐射
（ W/m2）如图 6·4所示。由图可见，年平均总辐射最高值并不出现在赤道，而是位于热带沙漠地区。例如在非洲撒哈拉和阿拉伯沙漠部分地区年平均总辐射高达 293W/m2，而处在同纬度的我国华南沿海只有 160W/m2左右。再例如美国西部干旱区年平均总辐射高达 239—
266W/m2，而其附近的太平洋面只有 186W/m2
左右。空气湿度、云量和降水等的影响，破坏了天文辐射的纬圈分布，只有在广阔的大洋表面，年平均总辐射等值线才大致与纬线平行，
其值由低纬向高纬递减，在极地最低，降至
80W/m2以下。
根据美国 NOAA极轨卫星在 1974年 6月至 1978
年 2月,共 45个月,扫描辐射仪的观测资料,经过处理分析,绘制出在此期间全球地 -气系统冬季 （ 12,1,2月 ） 和夏季 （ 6,7,8月 ） 的平均反射率,长波射出辐射 （ W/m2） 和净辐射
（ W/m2） 的分布图,图中反映出,在极地冰雪覆盖区地表反射率最大,可达 0.7以上 。 其次在沙漠地区反射率亦甚高,常在 0.4左右 。 大洋水面反射率较低,特别是在太阳高度角大时反射率最小,小于 0.08。 但如洋面为白色碎浪覆盖时,反射率会增大 。
地 -气系统的长波射出辐射 F以热带干旱地区为最大,夏季尤为显著 。 如北非撒哈拉和阿拉伯等地夏季长波射出辐射达 300W/m2以上 。 极地冰雪表面 F值最低,冬季北极最低值在 175W/m2
以下,南极最低值在 125W/m2左右 。
在地 -气系统净辐射的分布图可见,除两极地区全年为负值,赤道附近地带全年为正值外,
其余大部分地区是冬季为负值,夏季为正值,
季节变化十分明显 。
就全球地 -气系统全年各纬圈吸收的太阳辐射和向外射出的长波辐射的年平均值而言 （ 图
6·5）,对太阳辐射的吸收值,低纬度明显多于高纬度 。 这一方面是因为天文辐射的日辐射量本身有很大的差别,另一方是高纬度冰雪面积广,反射率特别大,所以由热带到极地间太阳辐射的吸收值随纬度的增高而递减的梯度甚大 。
在赤道附近稍偏北处因云量多,减少其对太阳辐射的吸收率 。
就长波射出辐射而言,高低纬度间的差值却小得多 。 这是因为赤道与极地间的气温梯度不完全是由各纬度所净得的太阳辐射能所决定的 。 通过大气环流和洋流的作用,可缓和高,低纬度间的温度差 （ 后详 ） 。 长波辐射与温度的 4
次方成正比,南北气温梯度减小,其长波辐射的差值亦必随之减小 。 因此在图 6·5上所呈出的长波射出辐射的经向差距远比所吸收的太阳辐射为小 。
从图 6·5中可明显地看出,在低纬度地区太阳辐射能的收入大于其长波辐射的支出,有热量的盈余 。 而在高纬度地区则相反,辐射能的支出大于收入,热量是亏损的 。
这种辐射能收支的差异是形成气候地带性分布,
并驱动大气运动,力图使其达到平衡的基本动力 。
（ 二 ） 地面能量平衡当地面收入短波辐射能大于其长波支出辐射,
辐射差额为正值时,一方面要升高温度,另一方面盈余的热量就以湍流显热和水分蒸发潜热的形式向空气输送热量,以调节空气温度,并供给空气水分 。 同时还有一部分热量在地表活动层内部交换,改变下垫面 （ 土壤,海水等 ）
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 （ 或海水等 ）
下层向上层输送,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,这就是地面能量平衡 。 地面能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 。
地面能量平衡方程可写成下列形式
Rg＋ LE＋ Qp＋ A=0 （ 6·9）
式中 Rg为地面辐射差额,LE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 ）,
Qp为地面与大气间湍流显热交换,A等于地面与下层间的热传输量 （ B）,平流输送量 （ D） 两者之和 。
（ 6·9） 式中,
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 6·6） 。 在形成地面能量平衡中,
这四者是最主要的,其它如大气的湍流摩擦使地面得到的热量,植物光合作用消耗的能量,以及与地面温度不同的降水使地面得到或损失的热量等,数值都很小,一般可以忽略不计 。 在组成地面能量平衡的四个分量中,由于辐射差额有明显的昼夜变化和季节变化,因此其它分量也发生类似的周期性变比,而这种变化又因纬度和海陆分布而不同 。 地面净辐射的地理分布形势已经远较天文辐射为复杂,而其它分量如地面蒸发失热的年总量分布及地 -气显热交换的分布,则更为复杂 。
海洋和大陆表面热量平衡各分量的纬度年平均分布如图 6·7和图 6·8所示：
（ 三 ） 全球能量级联太阳辐射在全年投射到整个地球大气圈上界的总能量，在日地平均距离处，等于在太阳直射下以地球平均半径 r为大圆的表面所获得的总能量，即为 Ig0πr2,I0=1370W/m2，地球赤道半径为 6378.140km，极半径为 6356.755km。由此求得此总能量为 175000× 1012W，进入地球大气圈到达下垫面后，被大气和下垫面直接反射回宇宙空间 53000× 1012W（占 30％），下垫面吸收太阳辐射而增温，再转换成长波红外辐射放射出 75000× 1012W（占 43％）的能量。 下垫面通过蒸发将水汽和潜热能输送给大气，在大气中通过一定过程凝云致雨,再下落至地面成为径流,耗去潜热能 39000× 1012W（ 占 22％ ） 。
地 -气能量交换中耗于风,波浪,对流,平流等的能量 （ 参见图 6·9） 为 370× 1012W。 到达下垫面的太阳能还被耗于,① 植物光合作用为
40× 1012W； ② 有机体腐烂； ③ 潮汐,潮流等,
3× 1012W； ④ 对流,火山和 温泉的能量为
0.3× 1012W； ⑤ 原子能,热能和重力能等等 。
在图 6·9的下部方框内,表示与地表生命活动密切有关的能量级联 。
由图 6·9可见，太阳辐射能是整个气候系统的主要能源。在太阳辐射能的驱动下，通过气候系统内部的相互作用，产生能量的交换和转移。这种相互作用在不同时间尺度内进行。例如在暖季晴天的上午，在强烈阳光照射下，水面有大量水汽蒸发，气流上升将水汽输送至上空，在天气条件适合时，下午就可以形成云和降水，从下垫面带去的潜热和位能，很快就释放出来。树木在太阳能供应下，通过光合作用，
构成其机体组织。后经死亡腐烂，埋藏在地下，
经过漫长的地质时期形成煤，人们用煤燃烧释放出光和热，这是经过漫长时间太阳能转换的实例。虽然太阳能储存和释放的时间尺度不同，
它们对气候都产生显著的影响。
（ 四 ） 全球能量平衡模式综上所述,可以概括出一年中全球能量平衡模式如图 6·10所示 。 从短波辐射来讲,太阳辐射在地球表面大气上界单位时间,单位面积上的平均值 i应为
i=I0πr2/4πr2 （ 6·10）
式中 I0πr2即如前所述太阳到达大气上界的总能量,4πr2为地球表面积。由（ 6·11）式算出
i=342.8W/m2。为了论述简便，将此值算做 100
个单位，此 100个单位进入大气圈时被大气吸收了 18个单位（主要是被水汽、臭氧、微尘、
CO2等选择吸收），云滴吸收 2个单位，二者共吸收 20个单位。云层反射 20个单位，大气散射返回宇宙空间 6个单位，地面反射 4个单位，地 -
气系统共反射 30个单位（又称地球反射率）。
地面吸收直接辐射 22个单位、散射辐射 28个单位（其中来自云层漫射 16，大气散射 12），合计吸收总辐射 50个单位。
地面因吸收总辐射而增温。根据全球年平均地面温度 T，其长波辐射能量 Eg=δσT4（见
2·12式）相当于 115个单位。地面长波辐射进入大气圈时有 109个单位为大气（主要为 CO2、
水汽、云滴等）所吸收，只有 6个单位透过“大气窗”逸入宇宙空间。
图 6·10地球能量平衡模式大气吸收了 20个单位的太阳辐射和 109个地面长波辐射而增温，它本身也根据其温度进行长波辐射。大气和云长波辐射一部分为射向地面的逆辐射，其值相当于 95个单位，另一部分射向宇宙空间为 64个单位（其中大气 38，云层
26个单位）。因此通过辐射过程，大气总共吸收 129个单位，而大气长波辐射支出 95＋ 64=159
个单位。全球大气的年平均辐射差额为 -30个单位。这亏损的能量，由地面向大气输入的潜热
23个单位和湍流显热 7个单位来补充，以维持大气的能量平衡 。
整个地球下垫面的能量收支为 ± 145个单位,
大气的能量收支为 ± 159个单位,从宇宙空间射入的太阳辐射 100个单位,而地球的反射率为 30
个单位,长波辐射射出 70个单位,各部分的能量收支都是平衡的 。 这些估算的数值是很粗略的,它们仅仅提供一个地 -气系统中能量收支的梗概 。 这里因为是全球全年平均,季节变化和地区间的能量输送都被略去 。 在这种能量收支下,形成并维持着现阶段的地球气候状态 。
第二节 气候形成的环流因子气候形成的环流因子包括大气环流和洋流,
这二者间有密切的关联 。 本节首先阐明海气相互作用与环流,再依次论述环流在热量交换和水分循环中的作用 。 最后以厄尔尼诺事件为例,
说明环流变异导致气候的变异 。
一,海气相互作用与环流海洋与大气之间通过一定的物理过程发生相互作用，组成一个复杂的耦合系统。海洋对大气的主要作用在于给大气热量及水汽，为大气运动提供能源。大气主要通过向下的动量输送（风应力）,产生风生洋流和海水的上下翻涌运动，两者在环流的形成、分布和变化上共同影响着全球的气候。
海洋占地球表面积的 70.8％，海洋的比热
（ 4186.8J/kgK）约为空气比热（ 718J/kgK）的
6倍，全球 10m深的海洋水的总质量就相当于整个大气圈的质量。如前所述，到达地表的太阳辐射能约有 80％为海洋所吸收，且将其中 85％
左右的热能储存在大洋表层（约自表面至 100m
深处），这部分能量再以长波辐射、蒸发潜热和湍流显热等方式输送给大气。图 6·11给出年平均逐日从海洋输入大气的总热量。海洋还通过蒸发作用,向大气提供大约 86％ 的水汽来源 。
在图 6·11的总热量中,平均而言,潜热约占显热的 8倍强 。 这种热量的输送,不仅影响大气的温度分布,更重要的是它是驱使大气运动的能源,在大气环流的形成和变化中有极为重要的作用 。 由此可见,海洋是大气环流运转的能量和水汽供应的最主要源地和储存库 。
此外，在 CO2循环中，海洋是 CO2的巨大贮存库，它也通过调节大气中的 CO2含量来影响气温和环流。
海洋是从大气圈的下层向大气输送热量和水汽，而大气运动所产生的风应力则向海洋上层输送动量,使海水发生流动,形成,风生洋流,,亦称,风海流,。 由图 6·12可见,世界洋流分布与地面风向分布密切相关 。
在热带,副热带海洋,北半球洋流基本上是围绕副热带高压作顺时针向流动,在南半球则作反时针向流动 。 由图 6·12可见,因信风的推动,在赤道具有由东向西的洋流,在北半球称北赤道洋流,在南半球称南赤道洋流 。 为维持海水的连续,于是在南北赤道洋流间自然就发展一种补偿洋流,方向与赤道洋流相反,由西向东流,称赤道逆流 。
图注,1.湾流； 2.北大西洋漂流； 3.东格陵兰洋流； 4.西格陵兰洋流； 5.拉布拉多洋流； 6.
加那利洋流； 7.北赤道洋流； 8.加勒比洋流； 9.
安的列斯洋流； 10.南赤道洋流； 11.巴西洋流；
12.福克兰洋流； 13.西风漂流； 14.本格拉洋流；
15.几内亚洋流； 16.西南和东北季风漂流； 17.
南赤道洋流； 18.赤道逆流； 19.莫桑比克洋流；
20.厄加勒斯洋流； 21.西澳大利亚洋流； 22.黑潮洋流； 23.北太平洋漂流； 24.加利福尼亚洋流； 25.北赤道洋流； 26.赤道逆流； 27.阿拉斯加洋流； 28.堪察加洋流； 29.南赤道洋流； 30.
东澳大利亚洋流； 31.秘鲁洋流； 32.赤道逆流在副热带高压西侧,具有流向中高纬度方向的洋流 。 因海水来自低纬度,其温度比流经地区的水温高,所以是暖流 。 例如,大西洋中的湾流水温就很高,势力也很强,它不仅有北赤道洋流的水流汇入墨西哥湾,而且还有一部分南赤道洋流注入,然后出佛罗里达海峡,沿美国东岸北流 。 这支暖洋流流量大,对沿岸气候影响特别显著 。 与此相对应,在北太平洋西部有黑潮暖流,在南太平洋有东澳大利亚暖流,
在南印度洋有莫桑比克暖流,南大西洋有巴西暖流 。
在副热带高压北侧盛行西风,上述暖洋流在副高西侧向极地方向流到纬度 40° 附近,乃受西风影响折向东流,遇到大陆,分向南北流动,在北半球向南的一支沿副高东侧南流,因为这种洋流是从高纬向赤道方向流动,其温度比流经地方的水温低,所以是冷流 。 例如,在北大西洋沿北非西岸有加那利冷流,在北太平洋沿美国西岸有加利福尼亚冷流,在南太平洋有秘鲁冷流 。
在纬度 40° 以上的洋面，洋流绕着副极地低压流动，这在北半球表现最显著。例如，北大西洋的湾流受冰岛低压东南部西南风的影响，
就有一支长驱向东北方向流动，称北大西洋暖流，沿欧洲海岸伸入到巴伦支海。在冰岛低压的西部盛行北风和西北风，形成格陵兰冷流和拉布拉多冷流。这些冷流来自北冰洋，携有冰块和巨大的冰山，冷流的密度大，当它与湾流相遇时，就潜入湾流之下。
北太平洋副极地低压中心位于阿留申群岛附近，环绕此低压也有类似北大西洋的逆时针向洋流。在北美西岸有阿拉斯加暖流，在亚洲东岸有堪察加冷流。不过由于阿留申低压没有冰岛低压强，再加上北太平洋的地形与北大西洋不同，所以这里东西岸洋流强度比较弱。
南半球中高纬度的洋面是开阔的,它的西风漂流很强,水温亦较低 。
印度洋季风盛行,洋流也随着发生季节的改变 。 在北半球冬季,印度洋中盛行东北季风,
因此在阿拉伯海具有西向洋流,称东北季风洋流；在北半球夏季因西南季风盛行,所以洋流方向转变 180°,称西南季风洋流 。
综上所述,海洋提供给大气大量的潜热和显热,成为大气运动的能源,使大气环流得以形成和维持 。 而大气环流又推动海水流动,产生风生洋流。这里必须指出：洋流的流向除受风力作用外还受地转偏向力和海水摩擦力的作用，因此洋流的流向并不和风向一致，在北半球要向右偏，南半球要向左偏。洋流的流速远比风速小。从铅直方向而言，洋流的速度以海洋表面为最大，因摩擦力的影响，愈向下层流速愈小，至一定深度减弱为零。
由于海洋不是无界的，风场也是不均匀的，
风生洋流会产生海水质量的辐合和辐散，特别是在海岸附近，由于侧边界的作用这种辐合和辐散作用尤为明显。例如在热带、副热带大陆西岸，因离岸风的作用，把表层海水吹流而去造成海水质量的辐散，必然引起深层海水上翻
（ Upwelling），由于深层海水水温比表层水温低，因此在上翻区海水水温要比同纬度海洋表面的平均水温为低。相反，如果风向改变，海水质量在此辐合，必然引起海水下翻
（ downwelling），海面水温将显著增高，厄尔尼诺事件（后详）就与此有密切关系。
在暖海水表面一般是水温高于它上面的气温，海面向空气提供的显热和潜热都比较多，
不仅使空气增温,且使气层处于不稳定状态，
利于云和降水的形成 。 热带气旋大都源出于低纬度暖洋流表面即系此故 。 在冷洋流表面,空气层结稳定,有利于雾的形成而不易产生降水,
因此在低纬度大陆西岸往往形成多雾沙漠 。
二,环流与热量输送大气环流和洋流对气候系统中热量的重新分配起着重要作用。它一方面将低纬度的热量传输到高纬度，调节了赤道与两极间的温度差异，另一方面又因大气环流的方向有由海向陆与由陆向海的差异和洋流冷暖的不同，使同一纬度带上大陆东西岸气温产生明显的差别，破坏了天文气候的地带性分布 。
（ 一 ） 赤道与极地间的热量输送由前所述地球约在南北纬 35° 间，地 -气 系统的辐射热量有盈余,在高纬则相反。但根据多年观测的温度记录，却未见热带逐年增热，
也未见极地逐年变冷，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。根据南北方向上的风速矢量 V，
当时的气温 T，空气的比湿 q，可以按下式计算显热（ Qp）和潜热（ LE）在南北方向上的水平输送。
取与 V垂直的一小块面积 ABCD（ 图 6·13）,
高为 δ z,底边长为 δ x,设空气在单位时间内由 ABCD流到 A'B'C'D'。 以 ρ 示空气的密度,Cp
示其定压比热 。 则单位时间通过 ABCD截面积的空气质量为,ρ Vδ xδ z,通过的显热为：
ρ Vδ xδ zCpT。
根据静力学方程若计算从地面 （ 气压为 P0） 到大气上界 （ P=0）
的铅直剖面,在南北方向单位时间的显热输送量 （ Qp）,则应对上式积分,即在实际计算时,常把大气分成 n层,（ 6·11） 式可近似地改写成其中 Ti（ ℃ ） 和 Vi（ m/s） 为从地面到第 i层的平均温度和平均风速,△ Pi,为其间平均气压差值 （ hPa）,Qp的单位为 （ J/ms） 。
类似推导,从地面到大气上界潜热 （ LE）
在南北方向上的水平输送公式可写成上式中 L为蒸发潜热,qi是从地面到第 i层的平均比湿,其单位与显热相同 。
图 6·14是用上述公式计算所得的全球由低纬到高纬通过大气环流输送的显热、潜热及洋流输热的年平均值。
由赤道到极地的热量传输随纬度和季节而异 。
就年平均而论,热赤道约在 5° N左右,其中显热的传输即从此热赤道分别向北,南输送 。 从图 6·14中的曲线看,其输送在纬度分布上有两个高点,一在 20° 附近,一在 50° — 60° 间；
在高度分布上亦有两个高点,一在近地面层,
一在 200hPa等压面上 。 潜热的输送几乎全在近地面 2— 3km的大气底层,约在回归线附近潜热分别向高,低纬度输送 。 向高纬度输送的潜热通量以 40° 附近为最高峰,向低纬度输送的潜热通量以 10° 附近为另一高峰 。 由南半球回归线向北输送的潜热可跨越赤道直至 5° N 附近 。
洋流热通量约自 2° N左右的洋面分别向南北输送,在 20° 附近达最高峰 。 据气象卫星探测的资料计算,图 6·14中所表示的数量均太低,最新卫星资料表明在此高峰处,洋流由低纬向高纬传输的热量约占地 -气系统总热量传输的 74％,
在 30° — 35° N间洋流传输的热量占传输量的 47
％ 。 综合以上各种热通量的输送,从年平均来讲,以纬度 40° 附近为最大 。 从季节来讲,冬季高低纬度间温度差异最大,环流亦最强,由低纬向高纬输送的热量亦最大 。 夏季南北温差小,热量的传送强度也较小 。
从大气环流输送形式来讲,有平均经圈环流输送和大型涡旋输送两种 。 在显热输送上,两者具同一量级 。 潜热的经向输送在 30° — 70° N地带,则以大型涡旋输送为主,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、反气旋、槽和脊等。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，
槽前（脊后）亦常有暖平流，所以能把热量由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（气旋的后部）常有冷平流，脊前（槽后）亦常有冷平流，它们能把冷空气从高纬度输送到低纬度，
这是调节高低纬度间热量的一个重要途径。
据最新估计在环流的经向热量输送中,洋流的作用占 33％,大气环流的作用占 67％ 。 在赤道至纬度 30° （ 低纬度地带 ） 洋流的输送超过大气环流的输送 。 在 30° N以北,大气环流的输送超过了洋流的输送 。 这样海洋 -大气,接力式,
的经向热量输送是维持高低纬度能量平衡的主要机制 。 由于环流的作用调节了高低纬度间的温度,表 6·3列出了各纬圈上辐射差额温度与实际温度的比较 。
由上表可见，由于环流经向输送热量的结果，低纬度降低了 2— 13℃,中高纬度却升高了
6— 23℃ 。据最新资料，赤道实测温度比辐射差额温度降低了 14℃,而极地则提高了 25℃,因此大气环流和洋流在 缓和赤道与极地间南北温差上，确实起了巨大的作用。这种作用在海洋表面上比大陆上更为显著（见表 6·4），尤其是冬季在北大西洋（经度 0° 线）上因暖洋流强度大，赤道至北极圈的气温差别只有 22℃,比欧亚大陆（经度 130° E线）上要小得多。
（ 二 ） 海陆间的热量传输大气环流和洋流对海陆间的热量传输有明显作用 。 冬季海洋是热源,大陆是冷源,在中高纬度盛行西风,大陆西岸是迎风海岸,又有暖洋流经过,故环流由海洋向大陆输送的热量甚多,提高了大陆西岸的气温 。 从图 6·12可见,
北大西洋和北太平洋东岸 （ 大陆西岸 ） 暖洋流水温正距平均在 5℃ 以上,特别是北大西洋暖流势力最强,又由于北大西洋洋盆的有利形状,
使得这支暖洋流流经冰岛,挪威的北角,一部分能远达巴伦支海,在盛行西到西南风的作用下,使西北欧的气温特别暖和 。 从 1月海平面等温线图上可以明显地看出,这里的等温线向极地凸出,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,,在鄂霍次克海海面因位于亚欧大陆东侧,受西来大陆冷空气的影响,温度甚低,成为世界,冰窖,,北美大陆也有类似的西岸暖,东岸冷的现象,但海陆温差不像亚欧大陆那样突出 。
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 7月海平面等温线图上可见，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大陆的输送量小 。 夏季在迎风海岸气温比较凉,在冷洋流海岸因系离岸风,
仅贴近海边处,受海洋上翻水温的影响,气温比大陆内部要低得多 。
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 。
三,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 （ 含地表径流和地下径流 ）
四者来实现的 。 如图 6·15所示,由于太阳能的输入,从海洋表面蒸发到空中的水汽,被气流输送到大陆上空,通过一定的过程凝结成云而降雨 。 地面的雨水又通过地表江河和渗透到地下的水流,再回到海洋,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,被气流带至空中凝结,
然后以降水形式回落海中,以及水分从陆地表面的水体,湿土蒸发及植物蒸腾到空中凝结,
再降落到陆地表面,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,大气环流都起着重要作用 。
就全球而论，
水分循环各个分量的估计值如下：全球平均年降水量为
1040mm，以此值为
100个单位，由海洋蒸发的水汽相当于 86个单位,降回到海洋的降水量约为 80个单位,海洋蒸发的水汽有 6个单位由大气径流输送到大陆上空,陆地表面从河流湖泊,潮湿土壤和植物等蒸发,蒸腾出来的水汽有 14个单位,
降落到陆地的降水约有 20个单位,多出的 6个单位由地表和地下径流流到海洋,以保持各自的水分平衡,全球水的总量约有 97.2％ 储存在世界大洋之中,其次冰原,冰川和海冰约占 2.15
％,地下水占 0.62％,大气圈中水分仅占 0.001
％ 。
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 。
水量平衡是水分循环过程的结果,而水分循环又必须通过大气环流来实现 。 现根据水分循环中三个分量：蒸发,降水和大气中的水分输送 （ 大气径流 ） 的平均经向分布 （ 图 6·16）
可说明大气环流与它们的关系 。 首先在蒸发过程中,在水源充足的条件下 （ 如海洋 ）,蒸发的快慢和蒸发量的多寡要受环流方向和速度的影响 。 从图 6·16b可以看出海洋上年平均蒸发量最高峰出现在 15° — 20° N和 10° — 20° S的信风带,这是风向和风速都很稳定的地带 。 信风又来自副热带高压,最有利于海水的蒸发,而赤道低压带因风速小,海面蒸发量反而相形见绌 。 云和降水的形成以及降水量的大小与大气环流的形势更是息息相关,图 6·16a明显地表示出世界降水的纬度带分布有两个高峰,一在赤道低压带,这里有辐合上升气流,产生大量的对流雨,一个在中纬度西风带,在冷暖气团交绥的锋带上,气旋活动频繁,降水量因之亦较多,是次于赤道的第二个多雨带 。 在这两个高峰之间,是副热带高压带,盛行下沉气流,因此即使在海洋表面,降水却甚稀少,如果将图
6·16（ b） 中全球年平均蒸发量曲线与 （ a） 图年平均降水曲线相重叠,则可见在 13° — 37° N
地带及 7° — 40° S地带蒸发量大于降水量,水汽有盈余,在赤道带和中,高纬度降水量大于蒸发量,水汽有亏损,因此要达到水分平衡,
则需大气径流将水汽从盈余的地区输送到水汽亏损的地区 。 从图 6·16c中可以看出,以副热带高压为中心,通过信风和盛行西南风 （ 北半球 ）
将水汽分别向南和向北作经向的输送 （ 见图中箭头方向 ） 。
大气中水汽的输送可用类似 （ 6·11） 和
（ 6·12） 式的方法计算 。 因单位质量湿空气内包含的水汽质量为 q（ 比湿 ）,通过底边为单位长度,从地面到大气上界的铅直剖面,在风速矢量 （ V） 方向单位时间的水汽输送量为其单位为 g/cm·s,就年平均而言则为 kg/m·a。
就全球的水分输送计算证明,在低纬度哈特莱环流对水汽输送起的作用甚大,在中,高纬度也主要是通过大型涡旋运动进行水汽输送的,
图 6·16c是计算出的水汽经向输送值 。
四,环流变异与气候如上所述,环流因子在气候形成中起着重要作用 。 当环流形势在某些年份出现异常变化时,
就会直接影响某些时期内的天气和气候,出现异常 。 近年来频繁出现的厄尔尼诺 /南方涛动
（ ENSO） 就是一个显著的实例 。
厄尔尼诺一词源出于西班牙文,El Nino”，
原意是,圣婴,。最初用来表示在有的年份圣诞节前后，沿南美秘鲁和厄瓜多尔附近太平洋海岸出现的一支暖洋流，后来科学上用此词表示在南美西海岸（秘鲁和厄瓜多尔附近）延伸至赤道东太平洋向西至日界线（ 180° ）附近的海面温度异常增暖现象。
在常年，此区域东向信风盛行，在平均风速下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高东低的形势。西太平洋斜温层深度约 200m，东太平洋仅 50m左右，这种结构与西暖东冷的平均海温分布相适应（图 6·17a）。但是在东风异常加强的情况下（图 6·17b），赤道表面东风应力把表层暖水向西太平洋输送，在西太平洋堆积，那里的海平面就不断抬升，积累大量位能，斜温层加深。而东太平洋在离岸风的作用下，表层海水产生强的离岸漂流，造成这里持续的海水质量辐散，海平面降低，次层冷海水上翻，导致这里成为更冷的冷水带。此冷水带有丰富的营养盐分，使得浮游生物大量繁殖，为鱼类提供充足的饵料，鱼类又为鸟类提供丰盛的食物，
所以这里鸟类甚多，鸟粪堆积甚厚，成为当地一项重要资源。在冷水带上，气温高于水温，
空气层结稳定，对流不易发展，雨量偏少，气图 6·17赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应
a.平均状况 b.强信风 c.信风张驰候干旱。可是每隔数年，东向信风发生张驰
（即减弱），此处的冷水上翻现象消失，并使西太平洋原先积累的位能释放，表层暖水向东回流，导致赤道东太平洋海平面升高，海面水温增暖，秘鲁、厄瓜多尔沿岸由冷洋流转变为暖洋流，海水温度出现正距平（图 6·17c），下层海水中的无机盐类不再涌向海面，导致当地的浮游生物和鱼类大量死亡，大批鸟类亦因饥饿而死，形成一种严重灾害，与此同时，原来的干旱气候突然转变为多雨气候，甚至造成洪水泛滥，这就称为厄尔尼诺事件。
与厄尔尼诺事件密切相关的环流还有南方涛动（ Southern Oscillation，简作 SO）、沃克（ Walker）环流和哈德莱（ Hadley）环流。
南方涛动是指南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变化的负相关关系。即南太平洋副热带高压比常年增高（降低）时，印度洋赤道低压就比常年降低（增高），两者气压变化有,跷跷板,现象，称之为涛动。为了定量地表示涛动振幅的大小，不少学者采用南太平洋塔希堤岛（ 143° 05'W，
17° 53'S）的海平面气压（代表南太平洋副热带高压）与同时期澳大利亚北部的达尔文港
（ 130° 59'E,12° 20'S）的海平面气压（代表印度洋赤道低压）差值，经过一定的数学处理来计算南方涛动指数（ SOI）,将历年赤道东太平洋海面水温 SST（指在纬度 0° — 10° S，经度
180° W向东至 90° W）与同时期南 方 涛动指数 SOI进行对比，发现厄尔尼诺 /南方涛动（合称为 ENSO）
事件的主要特征是当赤道东太平洋海水温度
（ SST）出现异常高位相（增暖）时，南方涛动指数 SOI却出现异常低位相（塔希堤岛气压与达尔文气压差值减小）。图 6·18给出 1870— 1990
年的 SST（ 0° — 10° S,90° — 180° W）与 SOI
的年平均距平曲线，为了便于比较，图中 SOI的坐标向上为负，以适应两者的负相关。关于赤道东太平洋海水温度 SST达到怎样的正距平，才算厄尔尼诺出现，目前尚无公认的统一标准，但大体上连续三个月 SST正距平在 0.5℃ 以上或其季距平达到 0.5℃ 以上，即可认为出现一次厄尔尼诺事件，达到上述数值的负距平时，则为反厄尔尼诺事件。
厄尔尼诺 /南方涛动现象是低纬度海气相互作用的强信号，近年观测研究表明，在低纬度太平洋上不仅在南半球存在着以 180° 日界线为零线的东西气压的反相振荡，在北太平洋亦有类似的振荡称为,北方涛动,（其强度比南方涛动小），可总称为,低纬度涛动,。它是由两种基本状态和其间的过渡状态所组成（图
6·19）。在涛动的低指数时期（图 6·19a），
赤道低气压主体减弱，但前端向东伸展，此时南、北太平洋上副热带高压减弱，并向较高纬度移动，其结果必然导致信风减弱，赤道西风发展，在这样的大气环流条件下，有利于赤道西太平洋暖水的向东扩展和输送，同时赤道东太平洋冷水上翻的现象亦相应减弱乃至停止，
造成中、东太平洋海面水温升高，出现厄尔尼诺事件。在海面高水温作用下，低层大气湿度加大，湿不稳定得以发展，因此沃克环流发生变化，其上升分支向东移，西太平洋对流减弱，
中、东太平洋对流发展。原先的赤道太平洋干旱带变为多雨带，印度洋和西太平洋的雨量却大为减少。
在低纬度涛动的高指数时期，情况完全相反
（图 6·19c），南北太平洋副高加强且向赤道靠拢，赤道低压主体加强,但其东端西撤，由于经向气压梯度大，必然导致信风加强。在强离岸风作用下，赤道东太平洋海水上翻现象强烈发展，且向西平流，造成大范围海面降温，低层大气变干，层结稳定，赤道主要对流区萎缩在西太平洋，沃克环流上升分支西移，东太平洋又出现少雨气候。
这两种状态之间的转换主要通过副热带高压强度和位置变化这个重要环节。
图 6·19低纬度涛动的物理图解
a低指数时期,b由 a向 c过渡时期,c高指数时期,
d由 c向 a过渡时期 (图中,-”示降压,,+”示增压 )
如图 6·19b所示，在低纬度涛动低指数时期，在海面温度增暖作用下,副热带与赤道间海水温 度的经向差别增大，必然导致哈德莱环流加强，
这个加强环流的下沉分支，将产生副热带高压由弱变强的趋势。这种过程发展到一定程度时，
将出现南方涛动（低纬度涛动）由低指数向高指数转变。同样在高指数时期，低的赤道水温又使海面经向温度梯度变小，促使哈德莱环流减弱，从而使副热带高压减弱，产生由高指数向低指数的转变（图 6·19d），实现整个过程转变所需要的时间，即南方涛动（低纬度涛动）
的平均周期，约为 40个月左右。近百年来出现的 ENSO主要振荡周期在 2— 7年内变化，峰值为
4年左右。
由以上分析可见，所谓 ENSO现象，并不是哪一个半球的行为，而是两半球大气环流作用下，
低纬度大气 -海洋相互作用的现象，其形成原因尚有待于进一步的研究。
厄尔尼诺对气候的影响以环赤道太平洋地区最为显著。在厄尔尼诺年，印度尼西亚、澳大利亚、印度次大陆和巴西东北部均出现干旱，
而从赤道中太平洋到南美西岸则多雨。许多观测事实还证明，厄尔尼诺事件通过海气作用的遥相关，还对相当远的地区，甚至对北半球中高纬度的环流变化亦有一定的影响。据研究当厄尔尼诺出现时，将促使日本列岛及我国东北地区夏季发生持续低温，并在有的年份使我国大部分地区的降水有偏少的趋势。
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，它对气候的影响十分显著就下垫面差异的规模及其对气候形成的作用来说，海陆间的差别是最基本的，并主要影响气温大气水分和环流。
一,海陆分布与气温
（ 一 ） 海陆与大气热量交换的差异海洋和大陆由于物理性质不同，在同样的天文辐射之下，其增温和冷却有很大差异。海洋具有热惰性，它增温慢降温亦慢，既是一个巨大的热量存储器，又是一个温度调节器。大陆与之相反，它吸收的太阳辐射仅限于表层，
热容量又小，具有热敏性。与同纬度海洋相比，
大陆具有夏热冬冷的特性。对流层大气中的热能主要得自下垫面，下垫面由于海陆不同，海 -
气热量交换与陆 -气热量交换的情况大 293.08×
103J/cm2a不相同。海洋提供给大气的年平均潜热为，比提供给大气的湍流显热 50.24× 103
J/cm2a大得 多，而大陆上两者则相差不大，各约为 104.67× 103J/cm2a，上述这些差异必然导致海陆气温的显著对比性。
地球表面海陆面积大小的分布是很不对称的，北半球陆地面积比南半球约大一倍（北半球陆地覆盖率为 39.3％，南半球只有 19.2％），
而北半球东半部的陆地面积又比西半部大两倍。
就北半球东半部而言，亚欧非大陆面积（约为
7.34× 107km2）同邻近的太平洋、大西洋和印度洋（以一半面积计，约为 9.34× 107km2）比较大小相当。北半球的西半部则不然，海洋面积 （ 约 8.24× 107km2 ） 远比陆地面积
（ 2.42× 107km2） 大,因此由于海陆物理性质差异而引起的海陆气温对比,在亚欧非大陆和附近海洋就显得特别的突出 （ 见表 6·5） 。
表 6·5中，同在 30° N地带天文辐射应是完全相等的，但因海陆性质不同就出现冷热源的差异。从辐射差额来讲，在表中所列举的四个区域，除西藏高原部分地区外，皆获得正值净辐射，其中无论冬夏皆以海洋上为最多。通过显热输送供给空气直接增温的热量，在冬季（ 1
月）以海洋表面为最大，平均有 67.8W/m2，比同纬度的大陆上其他三个区域大 1— 7倍。这时海洋上水温比气温高，冬季海上风速大，因此蒸发强，提供给大气的潜热量更多，比大陆上其他三地区大 1— 65.8倍。由此可以看出，这时相对于大陆来讲，海洋是大气的“热源”，大陆是“冷源”。可是到了夏季（ 7月），海洋上获得的正值净辐射在四个地区中虽属最大，
但通过显热方式供给空气增温的热量却最少
（只有 0.82W/m2）。而这时北非、阿拉伯干旱区提供空气增温的显热最多（达 127.5W/m2），
相当于同纬度海洋上的 155倍。夏季海水温度比空气温度低，风力又较冬季弱，海上蒸发反而比冬季小得多，提供给空气的潜热远较冬季为小。
从表 6·5中可以看出，在 7月份除北非、阿拉伯干旱区外，太平洋中部提供给空气的潜热量亦比我国大陆东部和西藏高原小。再从潜热通量加显热通量看来，夏季太平洋中部提供给空气的总热量亦比同纬度的大陆区域为小，因此相对于大陆来讲，夏季海洋是个“冷源”，大陆是“热源”。
（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。由 表 6·6可见，在纬度 30° N
上，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 500hPa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
（图 6·20） 。
为了定量地明确同纬度地带海陆气温的差异性,可用气温等距平线图来表示 。 气温的距平值是该地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,主要决定于海陆分布 。 从 1月气温等距平线图 （ 图
6·21a） 看,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℃ ）,亚洲北部有最大的负距平 （ -
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 。
由图 6·21b可见,7月气温等距平线与纬线偏差亦很显著,这时海陆气温最突出的差异出现在副热带纬度的冷洋流表面与大陆沙漠上 。 例如北非撒哈拉沙漠上 7月平均气温达 35℃ 以上,
等温线呈封闭形式,其气温距平为 +12℃,而太平洋东岸 （ 冷洋流 ） 表面 7月在 20℃ 上下,其最大负距平为 -8℃,在同一副热带纬度气温相差 20℃ 。
综上所述可见,海陆气温的差异,在冬季的高纬度为最突出,在夏季则以副热带纬度最显著,就全球而言,由于北半球海洋面积相对地比南半球小,所以北半球冬季比南半球冷,
夏季比南半球热 。
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大气中的水分主要得自下垫面的蒸发,海洋的蒸发量远比大陆为多 。 仍以 30° N的亚非大陆和太平洋为例来说明,无论冬,夏太平洋中部的蒸发量都比同纬度的大陆为多,特别是在冬季太平洋上的蒸发量比我国东部约大 7倍,比北非,阿拉伯大 26— 27倍,因此冬季海洋是大气的,水汽源,,大陆相对于海洋来讲,则为
,水汽汇,。 夏季太平洋上的蒸发量与我国东部相差无几,但和北非,阿拉伯干旱地区相比,则仍超过 20余倍,这时海洋仍为大气的,水汽源,,
但强度远较冬季为小 （ 表 6·5） 。
从湿度场的情况来看,无论在那一个层次,
每年从 12月到次年 2月,亚非大陆是北半球上比湿最小的地区,比大西洋,太平洋小,也比北美大陆小；盛夏期间 6— 9月,东亚一带,尤其南亚一带是北半球湿度最大的地区,而太平洋却为相对干区,4,5月和 9月则是转换月,这与海陆蒸发作用的年变化密切关联 。
（ 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 。 在纬度 40° 以上的大陆东岸和低纬度的大陆西岸都是冷洋流经过地区,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域 。
大陆上除了沿海地区受海风影响,雾日较多外,一般大陆内部都是雾少霾多 。 陆地雾与海上雾有很多差异,主要表现在：陆地雾以辐射冷却形成为主,盛行于冬季晴夜和清晨,近午时因日照强而蒸发消散,海面雾的形成以平流冷却为主,春夏出现频率最大,正午日照虽强也不能消散,只有当风向改变,风力增强,使气流上下扰动时才被吹散 。 在大陆沿海地区多平流辐射雾,它是由湿空气平流至陆上,再经夜晚辐射冷却,空气达到饱和时而形成的 。
（ 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 ）
数种 。 由于海陆物理性质不同,这几种降水出现的时间和降水量有显著的差异 。
1.对流雨形成对流雨的一个重要条件是空气层结的不稳定性。在大陆上夏季午后空气层结最易达到不稳定，在水汽充足和其它条件适宜时，就会 产生对流雨。海洋表面在夏季午间水温往往比海面气温低，空气层结很稳定，尤其是冷洋流表面逆温现象很显著，只利于雾的形成，不会产生对流雨，只有在暖洋流表面，在冬季夜间，水温比气温高，当天空有低云时，夜间云的上部空气辐射散热变冷，云下空气有效辐射不强，下层又与暖水面接触，因此下层气温较高，气温直减率大，才有利于对流雨的形成，
或者在冬季大陆冷气团移到暖洋流表面，气团下层增暖，也会产生对流雨，但总的来讲，海洋上的对流雨比大陆上为少，出现时间多在冬季夜间和清晨。
2.地形雨地形雨只会在大陆上出现,在盛行海洋气流的迎风坡上最易形成 。 最著名的例子是印度的乞拉朋齐,它位于喜马拉雅山的南坡,年平均雨量为 11429mm,是世界上少有的多雨地区 。
3.锋面雨和气旋雨海洋上的降水绝大多数是锋面雨和气旋雨。
在副热带高压盛行的洋面上，空气中多下沉气流，空气层结又很稳定，所以年雨量很少，年平均值在 300mm以下，在海岸的冷洋流地带年雨量甚至在 100mm以下，是海洋上的“干旱”
气候区。可是在纬度 40° — 60° 的海洋表面年降水量却在 1000mm以上，这是锋面和温带气旋经常在这里经过所产生的降水，海面平滑，气旋中的旋转气流不易遭到破坏，水汽又甚充足，
在冬季锋面气旋发达，所以海上气旋雨冬季特别丰富，在热带暖洋流表面热带气旋盛行，是海洋上另一多雨地带。
在温带大陆西岸,气旋活动频繁,尤其是在冬季,南北气温差异大,锋面气旋最强,所以气旋雨也很多 。 愈向内陆,海洋气团变性愈甚,
空气愈来愈干燥,降水量就逐渐减少,到了大陆中心就形成干旱沙漠气候 。 北半球大陆面积大,特别是亚欧大陆东西延伸范围很广,内陆地区受不到海洋气团影响,所以出现大片干旱,半干旱气候；在南半球由于大陆面积较小,
内陆干旱区域也相应地比北半球小 。
三,海陆分布与周期性风系由于海陆分布引起气温差异而造成的周期性风系有以一日为周期的海陆风和以一年为周期的季风 。
（ 一 ） 海陆风白天,风从海洋吹向陆地；夜晚,风从陆地吹向海洋,这种风称为海陆风 。
海陆风的形成是当白天在日射下，陆地增温快，陆上气温比邻近海上高，陆上暖空气膨胀上升，到某一高度上，因其气柱质量增多，
气压遂比海上同一高度平面上为高，等压面便向海洋倾斜（图 6·23a），空气由大陆流向海洋。
因此在下层地面上陆地的空气质量减少，地面气压因而下降，而海洋因上层有大陆空气的流入，空气质量增多，海面气压升高，于是在下层便产生自海洋指向陆地的水平气压梯度力形成海风。夜间，陆地辐射冷却比海面快，陆上空气冷却收缩，致使上层气压比海面上同高度的气压低，等压面由海洋向陆地倾斜（图
6·23b），地面气压比海面气压高，于是形成了同白天相反的热力环流，下层风由陆地吹向海洋，这就是陆风。这种由于海陆热力差异而产生的气压梯度是比较小的，只有当大范围水平气压场比较弱时才能显现出来。
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：
（ 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 Δ TM为 4.1℃
（ 6月），最小气温日较差 Δ Tn为 1.2℃ （ 1月）。
而伊尔库次克的 Δ TM和 Δ Tn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，
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）
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
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 7000— 8000m,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。
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表是高原比四周高，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。
从青藏高原的地面气温看来，具有如下特点：
6·11 青藏高原地 -气系统逐月向四周大气输送的热量
（ 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：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）。
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，正好与华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图 6·34北加利福尼亚的年平均降水量与地形之间的关系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,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。
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 2000— 3000m,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 。
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
1384× 106km3,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 。
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 。
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。
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）
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 。 在 1967—
1979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 。
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：
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 。
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，导致海洋支图 6·39青藏高原冬春积雪与华南 5-6月降水的关系出的水分多，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。
气候系统的属性可以概括为以下四个方面：
① 热力属性,包括空气,水,冰和陆地表面的温度； ② 动力属性,包括风,洋流及与之相联系的垂直运动和冰体运动； ③ 水分属性,包括空气湿度,云量及云中含水量,降水量,土壤湿度,河湖水位,冰雪等； ④ 静力属性,包括大气和海水的密度和压强,大气的组成成分,
大洋盐度及气候系统的几何边界和物理常数等 。
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,化学过程和生物过程而相互作用着,关联着,并在不同时间尺度内变化着,
形成不同时期的气候特征 。
太阳辐射是气候形成和变化的最主要的外部因子,也是气候系统的能源 。 大气成分如二氧化碳,水汽,臭氧和气溶胶等可以影响大气中的辐射传输 。 云对辐射过程,通过反射,散射,
吸收和透射等过程产生影响 。 太阳辐射在通过大气圈到达地表的过程中已经有不同程度的削弱 。 又由于下垫面的性质有海洋,冰雪覆盖和陆地 （ 具有不同地形,植被,土壤和各种土地利用方式等 ） 的差异,对太阳辐射的反射,吸收以及导致的自身增温作用大不相同,产生不同的热力属性 。 同时它们又通过长波辐射等方式将热量传输给大气 。 大气对来自太阳的辐射 （ 短波辐射 ） 的吸收率很低,对来自气候系统内部的长波辐射却易于吸收而增温 。 整个气候系统再以地球长波辐射形式将辐射能返回宇宙空间 。
气候系统的动力属性与气候系统内部的能量转换密切相关 。 投射到地球表面的太阳辐射能,
绝大部分为下垫面所吸收,这一热能成为促使大气运动的基础能源 。 图 6·1给出在大气运动中能量转换的级联 （ cascade） 图解 。 这种能量传递的起始点是强烈受热的下垫面 。 由于下垫面的增热不均,形成大尺度的水平气温梯度和大尺度的对流性不稳定 。 气团从下垫面增热
（ 能量输入 ）,
空气发生铅直上升运动,增加其可用位能 。 这种位能产生大气的对流活动,或通过水平能量梯度,
产生大尺度的大气水平运动和天气尺度扰动,
转换为大尺度的环流动能 。 风在经过海洋表面时,
由于风应力作用产生波浪并推动洋流,将大尺度能量直接传输给海洋 。 在经过崎岖不平和热力性质不均的陆地表面时,产生切变不稳定和其它边界效应,在能量上转换为小尺度运动的动能 。 这种动能因摩擦作用而逐渐消耗,使风速减小,能量逐级退化,最后转变成分子运动的动能和声能等 （ 输出 ） 。 如此周而复始,下垫面不断吸收太阳辐射能,为大气各种运动提供持续的能源 。
气候系统内部进行着复杂的物质交换,最突出的例子是水分循环 。 海洋,潮湿陆地,植被通过蒸发和蒸腾作用将水汽输送给大气,在一定的条件下,水汽在大气中凝结成云致雨,释放出潜热 。 大气中的最大热源就是这种潜热 。
雨水降落除直接返回海洋外,在陆上影响土壤湿度,河湖水位和冰雪等 。 气候系统的水分属性与水分循环关系极为密切 。
人类活动对气候系统的属性有明显的影响 。
例如在城市中,由于燃煤量大,排放至空气中的污染物质多,可能改变局地大气的组成成分 。
据研究在排放的污染物质中,如果酸性物质与碱性物质的总量比值较大,在一定的降水条件下,
通过有关的物理化学过程,会形成酸雨降落 。
在长期受强酸雨影响的地区,可导致土壤和湖泊酸化,植物和鱼类受到严重危害,气候和生态环境恶化 。
在气候系统内部发生的相互作用中,存在着大量的反馈过程,它们起着从内部调节气候系统的作用 。 其中有些反馈过程有使系统变化振幅加大的作用,称之为正反馈 。 另一类反馈过程则有对系统变化的阻尼作用,称之为负反馈 。
反馈过程表明气候系统各组成部分之间的耦合或相互补偿作用 。
例如当地面温度升高时,蒸发加大,使大气中水汽含量增多,由于水汽对地面长波辐射的不透明性,产生了,温室效应,,从而使地表进一步增暖,蒸发进一步加大,这是一种正反馈过程 。 另一方面,当大气中水汽含量增多时,
往往产生更多的云,云量的增多,将会减少地面吸收的太阳辐射,使地表降温,因此这是一种阻尼性负反馈过程 。 此外,云也有阻挡地表向外放射长波辐射的作用,如果这种影响胜过其对短波辐射的影响,也可以产生一类正反馈过程 。 不同高度,不同类型的云,对辐射的影响是不同的,必须针对具体情况,作具体分析 。
从气候的自然变化中可以看出,任何正反馈作用必将由于另一些调节过程的介入而稳定在某一水平上,否则地球气候将失去控制而变得一发不可收拾 。 如地面温度因水汽,二氧化碳以及其它微量温室气体的增加而升高,地球气候变得越来越暖,但是火山活动所喷发出来的大量火山灰,能有效地削弱太阳辐射的强度,
产生,阳伞效应,,使地面温度降低 。 因此气候的自然变化总趋势有可能在某一时期维持在某一,平均,状态,并在这个水平线上来回振荡 。
气候的形成和变化可归纳为以下诸因子：
① 太阳辐射 ② 宇宙地球物理因子,③ 环流因子
（ 包括大气环流和洋流 ）,④ 下垫面因子 （ 包括海陆分布,地形与地面特性,冰雪覆盖 ）,
⑤ 人类活动的影响 。 本章着重阐明 ①,③,④
因子在气候形成中的作用,在第八章中再论述全部外因和内因在气候变化中的作用 。
第一节 气候形成的辐射圈子一,太阳辐射与天文气候太阳辐射在大气上界的时空分布是由太阳与地球间的天文位置决定的,又称天文辐射 。 由天文辐射所决定的地球气候称为天文气候,它反映了世界气候的基本轮廓 。
（ 一 ） 天文辐射的计算除太阳本身的变化外，天文辐射能量主要决定于日地距离、太阳高度和白昼长度。
1.日地距离地球绕太阳公转的轨道为椭圆形,太阳位于两焦点之一上 。 因此日地距离时时都在变化,
这种变化以一年为周期 。 地球上受到太阳辐射的强度是与日地间距离的平方成反比的,在某一时刻,大气上界的太阳辐射强度 I应为式中 b为该时刻的日地距离,a为地球公转轨道的平均半径,I0为太阳常数 1370W/m2,假使取 a=1
（ 1个天文单位 ）,b/a用 ρ 表示,则一年中地球在公转轨道上运行,就近代情况而言,在 1月初经过近日点,7月初经过远日点,
按上式计算,便得到各月一日大气上界太阳辐射强度变化值 （ 给出与太阳常数相差的百分数,
如表 6.1所示 ）,
由上表可见,大气上界的太阳辐射强度在一年中变动于 +3.4％ — -3.5％ 之间 。 如果略去其它因素的影响,北半球的冬季应当比南半球的冬季暖些,夏季则比南半球凉些 。 但因其它因素的作用,实际情况并非如此 。
2.太阳高度太阳高度是决定天文辐射能量的一个重要因素 。 利用天球的地平坐标和赤道坐标来表示太阳在天球上的位置,用球面三角公式可以求出任意时刻太阳高度的表达式如下
sinh=sinsinδ ＋ coscosδ cosω （ 6·3）
（ 6·3） 式是计算太阳高度角的基本方程,式中 h为太阳高度,为所在地的纬度 。 δ 为太阳赤纬,赤纬在赤道以北为正,在赤道以南为负,
一年内在北半球夏至日 δ 为 + 23° 27′,冬至日为－ 23° 27′,春,秋分日 δ =0° 。 ω为时角,在一天中正午时 ω=0°,距离正午每差 1小时,时角相差 15°,午前为负值,午后为正值 。
由第二章 （ 2·15） 式已知,在太阳高度为 h时,
单位面积上所获得的太阳能为 Isinh。 再考虑到日地距离的影响,那么每单位时间落到大气上界任意地点的单位水平面上的天文辐射能量为由 （ 6.5） 式可以求出任一地点,任一天太阳辐射在大气上界流入量 （ 天文辐射 ） 的日变化,以及一年中任一天白昼时任一时刻,地球表面水平面上天文辐射的分布 。
3.白昼长度指从日出到日没的时间间隔 。 日出和日没太阳正好位于地平圈上,太阳高度 h=0°,以 -ω0
为日出的时角,ω0为日没的时角,根据 （ 6·3）
式可以求得
sinh=sinsinδ ＋ coscosδ cosω0=0
cosω0=－ tgtgδ (6·6）
因日出,日没的时角绝对值相等,所以 2ω0就是白昼长度,也就是天文辐射中的可照时间 。 它是随地理纬度和太阳赤纬而变化的 。
要计算任一地点在一天内,1m2水平面上天文辐射的总能量,可按下式推算 。 由 （ 6·5） 式可知考虑到时间 t与时角 ω具有如下关系式中 T为 1日长度 （ 24h=1440min） 将上式代入
（ 6·5） ′ 式,则对 （ 6·7） 式从日出到日没,即从 -w0- +w0进行积分,于是得到上式中 =458.4，太阳赤纬 δ，日地相对距离 ρ
和时角 ω0都可由天文年历中查得，因此根据
（ 6·8）式可以计算出某纬度在某日（查出该日的 ρ,δ和 ω0）天文辐射的日总量 Qs。
（ 二 ） 天文气候由 （ 6·8） 式计算出的若干纬度上天文辐射的年变化如图 6·2所示 。 全球天文辐射的立体模式如图 6·3所示 。 北半球水平面上天文辐射的分布则如表 6·2所示 。
从上列图表中可以看出,天文辐射的时空分布具有以下一些基本特点,这些特点构成了因纬度而异的天文气候带 。 在同一纬度带上,还有以一年为周期的季节性变化和因季节而异的日变化 。
（ 1）天文辐射能量的分布是完全因纬度而异的。就表 6·2看来，全球获得天文辐射最多的是赤道，随着纬度的增高，辐射能渐次减少，
最小值出现在极点，仅及赤道的 40％。这种能量的不均衡分布，必然导致地表各纬度带的气温产生差异。地球上之所以有热带、温带、寒带等气候带的分异，与天文辐射的不均衡分布有密切关系。
（ 2）夏半年获得天文辐射量的最大值在
20° — 25° 的纬度带上，由此向两极逐渐减少，
最小值在极地。这是因为在赤道附近太阳位于或近似位于天顶的时间比较短，而在回归线附近的时间比较长 。 例如在 6° N与 6° S间,在春分和秋分附近,太阳位于或近似位于天顶的时间各约 30天 。 在纬度 17.5° — 23.5° 的纬度带上,
在夏至附近,位于或近似位于天顶的时间约 86
天 。 赤道上终年昼夜长短均等,而在 20° —
25° 纬度带上,夏季白昼时间比赤道长,这是
,热赤道,北移 （ 就北半球而言 ） 的一个原因 。
又由于夏季白昼长度随纬度的增高而增长,所以由热带向极地所受到的天文辐射量,随纬度的增高而递减的程度也趋于和缓,表现在高低纬度间气温和气压的水平梯度也是夏季较小 。
（ 3） 冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道 。 随着纬度的增高,正午太阳高度角和每天白昼长度都迅速递减,所以天文辐射量也迅速递减下去,到极点为零 。 表现在高低纬度间气温和气压的水平梯度也是冬季比较大 。
（ 4） 天文辐射的南北差异不仅随冬,夏半年而有不同,而且在同一时间内随纬度亦有不同 。 在两极和赤道附近,天文辐射的水平梯度都较小,而以中纬度约在 45° — 55° 间水平梯度最大,所以在中纬度,环绕整个地球,相应可有温度水平梯度很大的锋带和急流现象 。
（ 5） 夏半年与冬半年天文辐射的差值是随着纬度的增高而加大的 。 表现在气温的年较差上是高纬度大,低纬度小 。 再从图 6·2和图 6·3上可以看出,在赤道附近 （ 约在南北纬 15° 间 ）,
天文辐射日总量有两个最高点,时间在春分和秋分 。 在纬度 15° 以上,天文辐射日总量由两个最高点逐渐合为一个 。 在回归线及较高纬度地带,最高点出现在夏至日 （ 北半球 ） 。 辐射年变化的振幅是纬度愈高愈大,从季节来讲,
则是南北半球完全相反 。
（ 6） 在极圈以内,有极昼,极夜现象 。 在极夜期间,天文辐射为零 。 在一年内一定时期中,到达极地的天文辐射量大于赤道 。 例如,
在 5月 10日到 8月 3日期间内,射到北极大气上界的辐射能就大于赤道 。 在夏至日,北极天文辐射能大于赤道 0.368倍,南极夏至日 （ 12月 22日 ）
天文辐射量比北极夏至日 （ 6月 22日 ） 大 。 这说明南北半球天文辐射日总量是不对称的,南半球夏季各纬圈日总量大于北半球夏季相应各纬圈的日总量 。 相反,南半球冬季各纬圈的日总量又小于北半球冬季相应各纬圈的日总量 。 这是日地距离有差异的缘故 。
二,辐射收支与能量系统太阳辐射自大气上界通过大气圈再到达地表,
其间辐射能的收支和能量转换十分复杂,因此地球上的实际气候与天文气候有相当大的差距 。
（ 一 ） 辐射能收支的地理分布地 -气系统的辐射能收支差额 （ RS）,可按第二章 （ 2.23） 式计算
Rs（ Q＋ q） （ 1— a） ＋ qa－ F （ 2.23）
式中 Q和 q分别为到达地表的太阳直接辐射和散射辐射,合称总辐射 Q0,a为地表的反射率,qa为大气所吸收的太阳辐射能,F为包括透过大气的地面辐射和大气本身向宇宙空间放射的长波辐射,又合称长波射出辐射 。 在 （ 2.23） 式中收入部分为短波辐射,支出部分为长波辐射,Rs
又称净辐射 。
根据实际观测，到达地表的年平均总辐射
（ W/m2）如图 6·4所示。由图可见，年平均总辐射最高值并不出现在赤道，而是位于热带沙漠地区。例如在非洲撒哈拉和阿拉伯沙漠部分地区年平均总辐射高达 293W/m2，而处在同纬度的我国华南沿海只有 160W/m2左右。再例如美国西部干旱区年平均总辐射高达 239—
266W/m2，而其附近的太平洋面只有 186W/m2
左右。空气湿度、云量和降水等的影响，破坏了天文辐射的纬圈分布，只有在广阔的大洋表面，年平均总辐射等值线才大致与纬线平行，
其值由低纬向高纬递减，在极地最低，降至
80W/m2以下。
根据美国 NOAA极轨卫星在 1974年 6月至 1978
年 2月,共 45个月,扫描辐射仪的观测资料,经过处理分析,绘制出在此期间全球地 -气系统冬季 （ 12,1,2月 ） 和夏季 （ 6,7,8月 ） 的平均反射率,长波射出辐射 （ W/m2） 和净辐射
（ W/m2） 的分布图,图中反映出,在极地冰雪覆盖区地表反射率最大,可达 0.7以上 。 其次在沙漠地区反射率亦甚高,常在 0.4左右 。 大洋水面反射率较低,特别是在太阳高度角大时反射率最小,小于 0.08。 但如洋面为白色碎浪覆盖时,反射率会增大 。
地 -气系统的长波射出辐射 F以热带干旱地区为最大,夏季尤为显著 。 如北非撒哈拉和阿拉伯等地夏季长波射出辐射达 300W/m2以上 。 极地冰雪表面 F值最低,冬季北极最低值在 175W/m2
以下,南极最低值在 125W/m2左右 。
在地 -气系统净辐射的分布图可见,除两极地区全年为负值,赤道附近地带全年为正值外,
其余大部分地区是冬季为负值,夏季为正值,
季节变化十分明显 。
就全球地 -气系统全年各纬圈吸收的太阳辐射和向外射出的长波辐射的年平均值而言 （ 图
6·5）,对太阳辐射的吸收值,低纬度明显多于高纬度 。 这一方面是因为天文辐射的日辐射量本身有很大的差别,另一方是高纬度冰雪面积广,反射率特别大,所以由热带到极地间太阳辐射的吸收值随纬度的增高而递减的梯度甚大 。
在赤道附近稍偏北处因云量多,减少其对太阳辐射的吸收率 。
就长波射出辐射而言,高低纬度间的差值却小得多 。 这是因为赤道与极地间的气温梯度不完全是由各纬度所净得的太阳辐射能所决定的 。 通过大气环流和洋流的作用,可缓和高,低纬度间的温度差 （ 后详 ） 。 长波辐射与温度的 4
次方成正比,南北气温梯度减小,其长波辐射的差值亦必随之减小 。 因此在图 6·5上所呈出的长波射出辐射的经向差距远比所吸收的太阳辐射为小 。
从图 6·5中可明显地看出,在低纬度地区太阳辐射能的收入大于其长波辐射的支出,有热量的盈余 。 而在高纬度地区则相反,辐射能的支出大于收入,热量是亏损的 。
这种辐射能收支的差异是形成气候地带性分布,
并驱动大气运动,力图使其达到平衡的基本动力 。
（ 二 ） 地面能量平衡当地面收入短波辐射能大于其长波支出辐射,
辐射差额为正值时,一方面要升高温度,另一方面盈余的热量就以湍流显热和水分蒸发潜热的形式向空气输送热量,以调节空气温度,并供给空气水分 。 同时还有一部分热量在地表活动层内部交换,改变下垫面 （ 土壤,海水等 ）
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 （ 或海水等 ）
下层向上层输送,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,这就是地面能量平衡 。 地面能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 。
地面能量平衡方程可写成下列形式
Rg＋ LE＋ Qp＋ A=0 （ 6·9）
式中 Rg为地面辐射差额,LE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 ）,
Qp为地面与大气间湍流显热交换,A等于地面与下层间的热传输量 （ B）,平流输送量 （ D） 两者之和 。
（ 6·9） 式中,
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 6·6） 。 在形成地面能量平衡中,
这四者是最主要的,其它如大气的湍流摩擦使地面得到的热量,植物光合作用消耗的能量,以及与地面温度不同的降水使地面得到或损失的热量等,数值都很小,一般可以忽略不计 。 在组成地面能量平衡的四个分量中,由于辐射差额有明显的昼夜变化和季节变化,因此其它分量也发生类似的周期性变比,而这种变化又因纬度和海陆分布而不同 。 地面净辐射的地理分布形势已经远较天文辐射为复杂,而其它分量如地面蒸发失热的年总量分布及地 -气显热交换的分布,则更为复杂 。
海洋和大陆表面热量平衡各分量的纬度年平均分布如图 6·7和图 6·8所示：
（ 三 ） 全球能量级联太阳辐射在全年投射到整个地球大气圈上界的总能量，在日地平均距离处，等于在太阳直射下以地球平均半径 r为大圆的表面所获得的总能量，即为 Ig0πr2,I0=1370W/m2，地球赤道半径为 6378.140km，极半径为 6356.755km。由此求得此总能量为 175000× 1012W，进入地球大气圈到达下垫面后，被大气和下垫面直接反射回宇宙空间 53000× 1012W（占 30％），下垫面吸收太阳辐射而增温，再转换成长波红外辐射放射出 75000× 1012W（占 43％）的能量。 下垫面通过蒸发将水汽和潜热能输送给大气，在大气中通过一定过程凝云致雨,再下落至地面成为径流,耗去潜热能 39000× 1012W（ 占 22％ ） 。
地 -气能量交换中耗于风,波浪,对流,平流等的能量 （ 参见图 6·9） 为 370× 1012W。 到达下垫面的太阳能还被耗于,① 植物光合作用为
40× 1012W； ② 有机体腐烂； ③ 潮汐,潮流等,
3× 1012W； ④ 对流,火山和 温泉的能量为
0.3× 1012W； ⑤ 原子能,热能和重力能等等 。
在图 6·9的下部方框内,表示与地表生命活动密切有关的能量级联 。
由图 6·9可见，太阳辐射能是整个气候系统的主要能源。在太阳辐射能的驱动下，通过气候系统内部的相互作用，产生能量的交换和转移。这种相互作用在不同时间尺度内进行。例如在暖季晴天的上午，在强烈阳光照射下，水面有大量水汽蒸发，气流上升将水汽输送至上空，在天气条件适合时，下午就可以形成云和降水，从下垫面带去的潜热和位能，很快就释放出来。树木在太阳能供应下，通过光合作用，
构成其机体组织。后经死亡腐烂，埋藏在地下，
经过漫长的地质时期形成煤，人们用煤燃烧释放出光和热，这是经过漫长时间太阳能转换的实例。虽然太阳能储存和释放的时间尺度不同，
它们对气候都产生显著的影响。
（ 四 ） 全球能量平衡模式综上所述,可以概括出一年中全球能量平衡模式如图 6·10所示 。 从短波辐射来讲,太阳辐射在地球表面大气上界单位时间,单位面积上的平均值 i应为
i=I0πr2/4πr2 （ 6·10）
式中 I0πr2即如前所述太阳到达大气上界的总能量,4πr2为地球表面积。由（ 6·11）式算出
i=342.8W/m2。为了论述简便，将此值算做 100
个单位，此 100个单位进入大气圈时被大气吸收了 18个单位（主要是被水汽、臭氧、微尘、
CO2等选择吸收），云滴吸收 2个单位，二者共吸收 20个单位。云层反射 20个单位，大气散射返回宇宙空间 6个单位，地面反射 4个单位，地 -
气系统共反射 30个单位（又称地球反射率）。
地面吸收直接辐射 22个单位、散射辐射 28个单位（其中来自云层漫射 16，大气散射 12），合计吸收总辐射 50个单位。
地面因吸收总辐射而增温。根据全球年平均地面温度 T，其长波辐射能量 Eg=δσT4（见
2·12式）相当于 115个单位。地面长波辐射进入大气圈时有 109个单位为大气（主要为 CO2、
水汽、云滴等）所吸收，只有 6个单位透过“大气窗”逸入宇宙空间。
图 6·10地球能量平衡模式大气吸收了 20个单位的太阳辐射和 109个地面长波辐射而增温，它本身也根据其温度进行长波辐射。大气和云长波辐射一部分为射向地面的逆辐射，其值相当于 95个单位，另一部分射向宇宙空间为 64个单位（其中大气 38，云层
26个单位）。因此通过辐射过程，大气总共吸收 129个单位，而大气长波辐射支出 95＋ 64=159
个单位。全球大气的年平均辐射差额为 -30个单位。这亏损的能量，由地面向大气输入的潜热
23个单位和湍流显热 7个单位来补充，以维持大气的能量平衡 。
整个地球下垫面的能量收支为 ± 145个单位,
大气的能量收支为 ± 159个单位,从宇宙空间射入的太阳辐射 100个单位,而地球的反射率为 30
个单位,长波辐射射出 70个单位,各部分的能量收支都是平衡的 。 这些估算的数值是很粗略的,它们仅仅提供一个地 -气系统中能量收支的梗概 。 这里因为是全球全年平均,季节变化和地区间的能量输送都被略去 。 在这种能量收支下,形成并维持着现阶段的地球气候状态 。
第二节 气候形成的环流因子气候形成的环流因子包括大气环流和洋流,
这二者间有密切的关联 。 本节首先阐明海气相互作用与环流,再依次论述环流在热量交换和水分循环中的作用 。 最后以厄尔尼诺事件为例,
说明环流变异导致气候的变异 。
一,海气相互作用与环流海洋与大气之间通过一定的物理过程发生相互作用，组成一个复杂的耦合系统。海洋对大气的主要作用在于给大气热量及水汽，为大气运动提供能源。大气主要通过向下的动量输送（风应力）,产生风生洋流和海水的上下翻涌运动，两者在环流的形成、分布和变化上共同影响着全球的气候。
海洋占地球表面积的 70.8％，海洋的比热
（ 4186.8J/kgK）约为空气比热（ 718J/kgK）的
6倍，全球 10m深的海洋水的总质量就相当于整个大气圈的质量。如前所述，到达地表的太阳辐射能约有 80％为海洋所吸收，且将其中 85％
左右的热能储存在大洋表层（约自表面至 100m
深处），这部分能量再以长波辐射、蒸发潜热和湍流显热等方式输送给大气。图 6·11给出年平均逐日从海洋输入大气的总热量。海洋还通过蒸发作用,向大气提供大约 86％ 的水汽来源 。
在图 6·11的总热量中,平均而言,潜热约占显热的 8倍强 。 这种热量的输送,不仅影响大气的温度分布,更重要的是它是驱使大气运动的能源,在大气环流的形成和变化中有极为重要的作用 。 由此可见,海洋是大气环流运转的能量和水汽供应的最主要源地和储存库 。
此外，在 CO2循环中，海洋是 CO2的巨大贮存库，它也通过调节大气中的 CO2含量来影响气温和环流。
海洋是从大气圈的下层向大气输送热量和水汽，而大气运动所产生的风应力则向海洋上层输送动量,使海水发生流动,形成,风生洋流,,亦称,风海流,。 由图 6·12可见,世界洋流分布与地面风向分布密切相关 。
在热带,副热带海洋,北半球洋流基本上是围绕副热带高压作顺时针向流动,在南半球则作反时针向流动 。 由图 6·12可见,因信风的推动,在赤道具有由东向西的洋流,在北半球称北赤道洋流,在南半球称南赤道洋流 。 为维持海水的连续,于是在南北赤道洋流间自然就发展一种补偿洋流,方向与赤道洋流相反,由西向东流,称赤道逆流 。
图注,1.湾流； 2.北大西洋漂流； 3.东格陵兰洋流； 4.西格陵兰洋流； 5.拉布拉多洋流； 6.
加那利洋流； 7.北赤道洋流； 8.加勒比洋流； 9.
安的列斯洋流； 10.南赤道洋流； 11.巴西洋流；
12.福克兰洋流； 13.西风漂流； 14.本格拉洋流；
15.几内亚洋流； 16.西南和东北季风漂流； 17.
南赤道洋流； 18.赤道逆流； 19.莫桑比克洋流；
20.厄加勒斯洋流； 21.西澳大利亚洋流； 22.黑潮洋流； 23.北太平洋漂流； 24.加利福尼亚洋流； 25.北赤道洋流； 26.赤道逆流； 27.阿拉斯加洋流； 28.堪察加洋流； 29.南赤道洋流； 30.
东澳大利亚洋流； 31.秘鲁洋流； 32.赤道逆流在副热带高压西侧,具有流向中高纬度方向的洋流 。 因海水来自低纬度,其温度比流经地区的水温高,所以是暖流 。 例如,大西洋中的湾流水温就很高,势力也很强,它不仅有北赤道洋流的水流汇入墨西哥湾,而且还有一部分南赤道洋流注入,然后出佛罗里达海峡,沿美国东岸北流 。 这支暖洋流流量大,对沿岸气候影响特别显著 。 与此相对应,在北太平洋西部有黑潮暖流,在南太平洋有东澳大利亚暖流,
在南印度洋有莫桑比克暖流,南大西洋有巴西暖流 。
在副热带高压北侧盛行西风,上述暖洋流在副高西侧向极地方向流到纬度 40° 附近,乃受西风影响折向东流,遇到大陆,分向南北流动,在北半球向南的一支沿副高东侧南流,因为这种洋流是从高纬向赤道方向流动,其温度比流经地方的水温低,所以是冷流 。 例如,在北大西洋沿北非西岸有加那利冷流,在北太平洋沿美国西岸有加利福尼亚冷流,在南太平洋有秘鲁冷流 。
在纬度 40° 以上的洋面，洋流绕着副极地低压流动，这在北半球表现最显著。例如，北大西洋的湾流受冰岛低压东南部西南风的影响，
就有一支长驱向东北方向流动，称北大西洋暖流，沿欧洲海岸伸入到巴伦支海。在冰岛低压的西部盛行北风和西北风，形成格陵兰冷流和拉布拉多冷流。这些冷流来自北冰洋，携有冰块和巨大的冰山，冷流的密度大，当它与湾流相遇时，就潜入湾流之下。
北太平洋副极地低压中心位于阿留申群岛附近，环绕此低压也有类似北大西洋的逆时针向洋流。在北美西岸有阿拉斯加暖流，在亚洲东岸有堪察加冷流。不过由于阿留申低压没有冰岛低压强，再加上北太平洋的地形与北大西洋不同，所以这里东西岸洋流强度比较弱。
南半球中高纬度的洋面是开阔的,它的西风漂流很强,水温亦较低 。
印度洋季风盛行,洋流也随着发生季节的改变 。 在北半球冬季,印度洋中盛行东北季风,
因此在阿拉伯海具有西向洋流,称东北季风洋流；在北半球夏季因西南季风盛行,所以洋流方向转变 180°,称西南季风洋流 。
综上所述,海洋提供给大气大量的潜热和显热,成为大气运动的能源,使大气环流得以形成和维持 。 而大气环流又推动海水流动,产生风生洋流。这里必须指出：洋流的流向除受风力作用外还受地转偏向力和海水摩擦力的作用，因此洋流的流向并不和风向一致，在北半球要向右偏，南半球要向左偏。洋流的流速远比风速小。从铅直方向而言，洋流的速度以海洋表面为最大，因摩擦力的影响，愈向下层流速愈小，至一定深度减弱为零。
由于海洋不是无界的，风场也是不均匀的，
风生洋流会产生海水质量的辐合和辐散，特别是在海岸附近，由于侧边界的作用这种辐合和辐散作用尤为明显。例如在热带、副热带大陆西岸，因离岸风的作用，把表层海水吹流而去造成海水质量的辐散，必然引起深层海水上翻
（ Upwelling），由于深层海水水温比表层水温低，因此在上翻区海水水温要比同纬度海洋表面的平均水温为低。相反，如果风向改变，海水质量在此辐合，必然引起海水下翻
（ downwelling），海面水温将显著增高，厄尔尼诺事件（后详）就与此有密切关系。
在暖海水表面一般是水温高于它上面的气温，海面向空气提供的显热和潜热都比较多，
不仅使空气增温,且使气层处于不稳定状态，
利于云和降水的形成 。 热带气旋大都源出于低纬度暖洋流表面即系此故 。 在冷洋流表面,空气层结稳定,有利于雾的形成而不易产生降水,
因此在低纬度大陆西岸往往形成多雾沙漠 。
二,环流与热量输送大气环流和洋流对气候系统中热量的重新分配起着重要作用。它一方面将低纬度的热量传输到高纬度，调节了赤道与两极间的温度差异，另一方面又因大气环流的方向有由海向陆与由陆向海的差异和洋流冷暖的不同，使同一纬度带上大陆东西岸气温产生明显的差别，破坏了天文气候的地带性分布 。
（ 一 ） 赤道与极地间的热量输送由前所述地球约在南北纬 35° 间，地 -气 系统的辐射热量有盈余,在高纬则相反。但根据多年观测的温度记录，却未见热带逐年增热，
也未见极地逐年变冷，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。根据南北方向上的风速矢量 V，
当时的气温 T，空气的比湿 q，可以按下式计算显热（ Qp）和潜热（ LE）在南北方向上的水平输送。
取与 V垂直的一小块面积 ABCD（ 图 6·13）,
高为 δ z,底边长为 δ x,设空气在单位时间内由 ABCD流到 A'B'C'D'。 以 ρ 示空气的密度,Cp
示其定压比热 。 则单位时间通过 ABCD截面积的空气质量为,ρ Vδ xδ z,通过的显热为：
ρ Vδ xδ zCpT。
根据静力学方程若计算从地面 （ 气压为 P0） 到大气上界 （ P=0）
的铅直剖面,在南北方向单位时间的显热输送量 （ Qp）,则应对上式积分,即在实际计算时,常把大气分成 n层,（ 6·11） 式可近似地改写成其中 Ti（ ℃ ） 和 Vi（ m/s） 为从地面到第 i层的平均温度和平均风速,△ Pi,为其间平均气压差值 （ hPa）,Qp的单位为 （ J/ms） 。
类似推导,从地面到大气上界潜热 （ LE）
在南北方向上的水平输送公式可写成上式中 L为蒸发潜热,qi是从地面到第 i层的平均比湿,其单位与显热相同 。
图 6·14是用上述公式计算所得的全球由低纬到高纬通过大气环流输送的显热、潜热及洋流输热的年平均值。
由赤道到极地的热量传输随纬度和季节而异 。
就年平均而论,热赤道约在 5° N左右,其中显热的传输即从此热赤道分别向北,南输送 。 从图 6·14中的曲线看,其输送在纬度分布上有两个高点,一在 20° 附近,一在 50° — 60° 间；
在高度分布上亦有两个高点,一在近地面层,
一在 200hPa等压面上 。 潜热的输送几乎全在近地面 2— 3km的大气底层,约在回归线附近潜热分别向高,低纬度输送 。 向高纬度输送的潜热通量以 40° 附近为最高峰,向低纬度输送的潜热通量以 10° 附近为另一高峰 。 由南半球回归线向北输送的潜热可跨越赤道直至 5° N 附近 。
洋流热通量约自 2° N左右的洋面分别向南北输送,在 20° 附近达最高峰 。 据气象卫星探测的资料计算,图 6·14中所表示的数量均太低,最新卫星资料表明在此高峰处,洋流由低纬向高纬传输的热量约占地 -气系统总热量传输的 74％,
在 30° — 35° N间洋流传输的热量占传输量的 47
％ 。 综合以上各种热通量的输送,从年平均来讲,以纬度 40° 附近为最大 。 从季节来讲,冬季高低纬度间温度差异最大,环流亦最强,由低纬向高纬输送的热量亦最大 。 夏季南北温差小,热量的传送强度也较小 。
从大气环流输送形式来讲,有平均经圈环流输送和大型涡旋输送两种 。 在显热输送上,两者具同一量级 。 潜热的经向输送在 30° — 70° N地带,则以大型涡旋输送为主,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、反气旋、槽和脊等。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，
槽前（脊后）亦常有暖平流，所以能把热量由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（气旋的后部）常有冷平流，脊前（槽后）亦常有冷平流，它们能把冷空气从高纬度输送到低纬度，
这是调节高低纬度间热量的一个重要途径。
据最新估计在环流的经向热量输送中,洋流的作用占 33％,大气环流的作用占 67％ 。 在赤道至纬度 30° （ 低纬度地带 ） 洋流的输送超过大气环流的输送 。 在 30° N以北,大气环流的输送超过了洋流的输送 。 这样海洋 -大气,接力式,
的经向热量输送是维持高低纬度能量平衡的主要机制 。 由于环流的作用调节了高低纬度间的温度,表 6·3列出了各纬圈上辐射差额温度与实际温度的比较 。
由上表可见，由于环流经向输送热量的结果，低纬度降低了 2— 13℃,中高纬度却升高了
6— 23℃ 。据最新资料，赤道实测温度比辐射差额温度降低了 14℃,而极地则提高了 25℃,因此大气环流和洋流在 缓和赤道与极地间南北温差上，确实起了巨大的作用。这种作用在海洋表面上比大陆上更为显著（见表 6·4），尤其是冬季在北大西洋（经度 0° 线）上因暖洋流强度大，赤道至北极圈的气温差别只有 22℃,比欧亚大陆（经度 130° E线）上要小得多。
（ 二 ） 海陆间的热量传输大气环流和洋流对海陆间的热量传输有明显作用 。 冬季海洋是热源,大陆是冷源,在中高纬度盛行西风,大陆西岸是迎风海岸,又有暖洋流经过,故环流由海洋向大陆输送的热量甚多,提高了大陆西岸的气温 。 从图 6·12可见,
北大西洋和北太平洋东岸 （ 大陆西岸 ） 暖洋流水温正距平均在 5℃ 以上,特别是北大西洋暖流势力最强,又由于北大西洋洋盆的有利形状,
使得这支暖洋流流经冰岛,挪威的北角,一部分能远达巴伦支海,在盛行西到西南风的作用下,使西北欧的气温特别暖和 。 从 1月海平面等温线图上可以明显地看出,这里的等温线向极地凸出,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,,在鄂霍次克海海面因位于亚欧大陆东侧,受西来大陆冷空气的影响,温度甚低,成为世界,冰窖,,北美大陆也有类似的西岸暖,东岸冷的现象,但海陆温差不像亚欧大陆那样突出 。
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 7月海平面等温线图上可见，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大陆的输送量小 。 夏季在迎风海岸气温比较凉,在冷洋流海岸因系离岸风,
仅贴近海边处,受海洋上翻水温的影响,气温比大陆内部要低得多 。
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 。
三,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 （ 含地表径流和地下径流 ）
四者来实现的 。 如图 6·15所示,由于太阳能的输入,从海洋表面蒸发到空中的水汽,被气流输送到大陆上空,通过一定的过程凝结成云而降雨 。 地面的雨水又通过地表江河和渗透到地下的水流,再回到海洋,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,被气流带至空中凝结,
然后以降水形式回落海中,以及水分从陆地表面的水体,湿土蒸发及植物蒸腾到空中凝结,
再降落到陆地表面,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,大气环流都起着重要作用 。
就全球而论，
水分循环各个分量的估计值如下：全球平均年降水量为
1040mm，以此值为
100个单位，由海洋蒸发的水汽相当于 86个单位,降回到海洋的降水量约为 80个单位,海洋蒸发的水汽有 6个单位由大气径流输送到大陆上空,陆地表面从河流湖泊,潮湿土壤和植物等蒸发,蒸腾出来的水汽有 14个单位,
降落到陆地的降水约有 20个单位,多出的 6个单位由地表和地下径流流到海洋,以保持各自的水分平衡,全球水的总量约有 97.2％ 储存在世界大洋之中,其次冰原,冰川和海冰约占 2.15
％,地下水占 0.62％,大气圈中水分仅占 0.001
％ 。
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 。
水量平衡是水分循环过程的结果,而水分循环又必须通过大气环流来实现 。 现根据水分循环中三个分量：蒸发,降水和大气中的水分输送 （ 大气径流 ） 的平均经向分布 （ 图 6·16）
可说明大气环流与它们的关系 。 首先在蒸发过程中,在水源充足的条件下 （ 如海洋 ）,蒸发的快慢和蒸发量的多寡要受环流方向和速度的影响 。 从图 6·16b可以看出海洋上年平均蒸发量最高峰出现在 15° — 20° N和 10° — 20° S的信风带,这是风向和风速都很稳定的地带 。 信风又来自副热带高压,最有利于海水的蒸发,而赤道低压带因风速小,海面蒸发量反而相形见绌 。 云和降水的形成以及降水量的大小与大气环流的形势更是息息相关,图 6·16a明显地表示出世界降水的纬度带分布有两个高峰,一在赤道低压带,这里有辐合上升气流,产生大量的对流雨,一个在中纬度西风带,在冷暖气团交绥的锋带上,气旋活动频繁,降水量因之亦较多,是次于赤道的第二个多雨带 。 在这两个高峰之间,是副热带高压带,盛行下沉气流,因此即使在海洋表面,降水却甚稀少,如果将图
6·16（ b） 中全球年平均蒸发量曲线与 （ a） 图年平均降水曲线相重叠,则可见在 13° — 37° N
地带及 7° — 40° S地带蒸发量大于降水量,水汽有盈余,在赤道带和中,高纬度降水量大于蒸发量,水汽有亏损,因此要达到水分平衡,
则需大气径流将水汽从盈余的地区输送到水汽亏损的地区 。 从图 6·16c中可以看出,以副热带高压为中心,通过信风和盛行西南风 （ 北半球 ）
将水汽分别向南和向北作经向的输送 （ 见图中箭头方向 ） 。
大气中水汽的输送可用类似 （ 6·11） 和
（ 6·12） 式的方法计算 。 因单位质量湿空气内包含的水汽质量为 q（ 比湿 ）,通过底边为单位长度,从地面到大气上界的铅直剖面,在风速矢量 （ V） 方向单位时间的水汽输送量为其单位为 g/cm·s,就年平均而言则为 kg/m·a。
就全球的水分输送计算证明,在低纬度哈特莱环流对水汽输送起的作用甚大,在中,高纬度也主要是通过大型涡旋运动进行水汽输送的,
图 6·16c是计算出的水汽经向输送值 。
四,环流变异与气候如上所述,环流因子在气候形成中起着重要作用 。 当环流形势在某些年份出现异常变化时,
就会直接影响某些时期内的天气和气候,出现异常 。 近年来频繁出现的厄尔尼诺 /南方涛动
（ ENSO） 就是一个显著的实例 。
厄尔尼诺一词源出于西班牙文,El Nino”，
原意是,圣婴,。最初用来表示在有的年份圣诞节前后，沿南美秘鲁和厄瓜多尔附近太平洋海岸出现的一支暖洋流，后来科学上用此词表示在南美西海岸（秘鲁和厄瓜多尔附近）延伸至赤道东太平洋向西至日界线（ 180° ）附近的海面温度异常增暖现象。
在常年，此区域东向信风盛行，在平均风速下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高东低的形势。西太平洋斜温层深度约 200m，东太平洋仅 50m左右，这种结构与西暖东冷的平均海温分布相适应（图 6·17a）。但是在东风异常加强的情况下（图 6·17b），赤道表面东风应力把表层暖水向西太平洋输送，在西太平洋堆积，那里的海平面就不断抬升，积累大量位能，斜温层加深。而东太平洋在离岸风的作用下，表层海水产生强的离岸漂流，造成这里持续的海水质量辐散，海平面降低，次层冷海水上翻，导致这里成为更冷的冷水带。此冷水带有丰富的营养盐分，使得浮游生物大量繁殖，为鱼类提供充足的饵料，鱼类又为鸟类提供丰盛的食物，
所以这里鸟类甚多，鸟粪堆积甚厚，成为当地一项重要资源。在冷水带上，气温高于水温，
空气层结稳定，对流不易发展，雨量偏少，气图 6·17赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应
a.平均状况 b.强信风 c.信风张驰候干旱。可是每隔数年，东向信风发生张驰
（即减弱），此处的冷水上翻现象消失，并使西太平洋原先积累的位能释放，表层暖水向东回流，导致赤道东太平洋海平面升高，海面水温增暖，秘鲁、厄瓜多尔沿岸由冷洋流转变为暖洋流，海水温度出现正距平（图 6·17c），下层海水中的无机盐类不再涌向海面，导致当地的浮游生物和鱼类大量死亡，大批鸟类亦因饥饿而死，形成一种严重灾害，与此同时，原来的干旱气候突然转变为多雨气候，甚至造成洪水泛滥，这就称为厄尔尼诺事件。
与厄尔尼诺事件密切相关的环流还有南方涛动（ Southern Oscillation，简作 SO）、沃克（ Walker）环流和哈德莱（ Hadley）环流。
南方涛动是指南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变化的负相关关系。即南太平洋副热带高压比常年增高（降低）时，印度洋赤道低压就比常年降低（增高），两者气压变化有,跷跷板,现象，称之为涛动。为了定量地表示涛动振幅的大小，不少学者采用南太平洋塔希堤岛（ 143° 05'W，
17° 53'S）的海平面气压（代表南太平洋副热带高压）与同时期澳大利亚北部的达尔文港
（ 130° 59'E,12° 20'S）的海平面气压（代表印度洋赤道低压）差值，经过一定的数学处理来计算南方涛动指数（ SOI）,将历年赤道东太平洋海面水温 SST（指在纬度 0° — 10° S，经度
180° W向东至 90° W）与同时期南 方 涛动指数 SOI进行对比，发现厄尔尼诺 /南方涛动（合称为 ENSO）
事件的主要特征是当赤道东太平洋海水温度
（ SST）出现异常高位相（增暖）时，南方涛动指数 SOI却出现异常低位相（塔希堤岛气压与达尔文气压差值减小）。图 6·18给出 1870— 1990
年的 SST（ 0° — 10° S,90° — 180° W）与 SOI
的年平均距平曲线，为了便于比较，图中 SOI的坐标向上为负，以适应两者的负相关。关于赤道东太平洋海水温度 SST达到怎样的正距平，才算厄尔尼诺出现，目前尚无公认的统一标准，但大体上连续三个月 SST正距平在 0.5℃ 以上或其季距平达到 0.5℃ 以上，即可认为出现一次厄尔尼诺事件，达到上述数值的负距平时，则为反厄尔尼诺事件。
厄尔尼诺 /南方涛动现象是低纬度海气相互作用的强信号，近年观测研究表明，在低纬度太平洋上不仅在南半球存在着以 180° 日界线为零线的东西气压的反相振荡，在北太平洋亦有类似的振荡称为,北方涛动,（其强度比南方涛动小），可总称为,低纬度涛动,。它是由两种基本状态和其间的过渡状态所组成（图
6·19）。在涛动的低指数时期（图 6·19a），
赤道低气压主体减弱，但前端向东伸展，此时南、北太平洋上副热带高压减弱，并向较高纬度移动，其结果必然导致信风减弱，赤道西风发展，在这样的大气环流条件下，有利于赤道西太平洋暖水的向东扩展和输送，同时赤道东太平洋冷水上翻的现象亦相应减弱乃至停止，
造成中、东太平洋海面水温升高，出现厄尔尼诺事件。在海面高水温作用下，低层大气湿度加大，湿不稳定得以发展，因此沃克环流发生变化，其上升分支向东移，西太平洋对流减弱，
中、东太平洋对流发展。原先的赤道太平洋干旱带变为多雨带，印度洋和西太平洋的雨量却大为减少。
在低纬度涛动的高指数时期，情况完全相反
（图 6·19c），南北太平洋副高加强且向赤道靠拢，赤道低压主体加强,但其东端西撤，由于经向气压梯度大，必然导致信风加强。在强离岸风作用下，赤道东太平洋海水上翻现象强烈发展，且向西平流，造成大范围海面降温，低层大气变干，层结稳定，赤道主要对流区萎缩在西太平洋，沃克环流上升分支西移，东太平洋又出现少雨气候。
这两种状态之间的转换主要通过副热带高压强度和位置变化这个重要环节。
图 6·19低纬度涛动的物理图解
a低指数时期,b由 a向 c过渡时期,c高指数时期,
d由 c向 a过渡时期 (图中,-”示降压,,+”示增压 )
如图 6·19b所示，在低纬度涛动低指数时期，在海面温度增暖作用下,副热带与赤道间海水温 度的经向差别增大，必然导致哈德莱环流加强，
这个加强环流的下沉分支，将产生副热带高压由弱变强的趋势。这种过程发展到一定程度时，
将出现南方涛动（低纬度涛动）由低指数向高指数转变。同样在高指数时期，低的赤道水温又使海面经向温度梯度变小，促使哈德莱环流减弱，从而使副热带高压减弱，产生由高指数向低指数的转变（图 6·19d），实现整个过程转变所需要的时间，即南方涛动（低纬度涛动）
的平均周期，约为 40个月左右。近百年来出现的 ENSO主要振荡周期在 2— 7年内变化，峰值为
4年左右。
由以上分析可见，所谓 ENSO现象，并不是哪一个半球的行为，而是两半球大气环流作用下，
低纬度大气 -海洋相互作用的现象，其形成原因尚有待于进一步的研究。
厄尔尼诺对气候的影响以环赤道太平洋地区最为显著。在厄尔尼诺年，印度尼西亚、澳大利亚、印度次大陆和巴西东北部均出现干旱，
而从赤道中太平洋到南美西岸则多雨。许多观测事实还证明，厄尔尼诺事件通过海气作用的遥相关，还对相当远的地区，甚至对北半球中高纬度的环流变化亦有一定的影响。据研究当厄尔尼诺出现时，将促使日本列岛及我国东北地区夏季发生持续低温，并在有的年份使我国大部分地区的降水有偏少的趋势。
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，它对气候的影响十分显著就下垫面差异的规模及其对气候形成的作用来说，海陆间的差别是最基本的，并主要影响气温大气水分和环流。
一,海陆分布与气温
（ 一 ） 海陆与大气热量交换的差异海洋和大陆由于物理性质不同，在同样的天文辐射之下，其增温和冷却有很大差异。海洋具有热惰性，它增温慢降温亦慢，既是一个巨大的热量存储器，又是一个温度调节器。大陆与之相反，它吸收的太阳辐射仅限于表层，
热容量又小，具有热敏性。与同纬度海洋相比，
大陆具有夏热冬冷的特性。对流层大气中的热能主要得自下垫面，下垫面由于海陆不同，海 -
气热量交换与陆 -气热量交换的情况大 293.08×
103J/cm2a不相同。海洋提供给大气的年平均潜热为，比提供给大气的湍流显热 50.24× 103
J/cm2a大得 多，而大陆上两者则相差不大，各约为 104.67× 103J/cm2a，上述这些差异必然导致海陆气温的显著对比性。
地球表面海陆面积大小的分布是很不对称的，北半球陆地面积比南半球约大一倍（北半球陆地覆盖率为 39.3％，南半球只有 19.2％），
而北半球东半部的陆地面积又比西半部大两倍。
就北半球东半部而言，亚欧非大陆面积（约为
7.34× 107km2）同邻近的太平洋、大西洋和印度洋（以一半面积计，约为 9.34× 107km2）比较大小相当。北半球的西半部则不然，海洋面积 （ 约 8.24× 107km2 ） 远比陆地面积
（ 2.42× 107km2） 大,因此由于海陆物理性质差异而引起的海陆气温对比,在亚欧非大陆和附近海洋就显得特别的突出 （ 见表 6·5） 。
表 6·5中，同在 30° N地带天文辐射应是完全相等的，但因海陆性质不同就出现冷热源的差异。从辐射差额来讲，在表中所列举的四个区域，除西藏高原部分地区外，皆获得正值净辐射，其中无论冬夏皆以海洋上为最多。通过显热输送供给空气直接增温的热量，在冬季（ 1
月）以海洋表面为最大，平均有 67.8W/m2，比同纬度的大陆上其他三个区域大 1— 7倍。这时海洋上水温比气温高，冬季海上风速大，因此蒸发强，提供给大气的潜热量更多，比大陆上其他三地区大 1— 65.8倍。由此可以看出，这时相对于大陆来讲，海洋是大气的“热源”，大陆是“冷源”。可是到了夏季（ 7月），海洋上获得的正值净辐射在四个地区中虽属最大，
但通过显热方式供给空气增温的热量却最少
（只有 0.82W/m2）。而这时北非、阿拉伯干旱区提供空气增温的显热最多（达 127.5W/m2），
相当于同纬度海洋上的 155倍。夏季海水温度比空气温度低，风力又较冬季弱，海上蒸发反而比冬季小得多，提供给空气的潜热远较冬季为小。
从表 6·5中可以看出，在 7月份除北非、阿拉伯干旱区外，太平洋中部提供给空气的潜热量亦比我国大陆东部和西藏高原小。再从潜热通量加显热通量看来，夏季太平洋中部提供给空气的总热量亦比同纬度的大陆区域为小，因此相对于大陆来讲，夏季海洋是个“冷源”，大陆是“热源”。
（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。由 表 6·6可见，在纬度 30° N
上，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 500hPa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
（图 6·20） 。
为了定量地明确同纬度地带海陆气温的差异性,可用气温等距平线图来表示 。 气温的距平值是该地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,主要决定于海陆分布 。 从 1月气温等距平线图 （ 图
6·21a） 看,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℃ ）,亚洲北部有最大的负距平 （ -
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 。
由图 6·21b可见,7月气温等距平线与纬线偏差亦很显著,这时海陆气温最突出的差异出现在副热带纬度的冷洋流表面与大陆沙漠上 。 例如北非撒哈拉沙漠上 7月平均气温达 35℃ 以上,
等温线呈封闭形式,其气温距平为 +12℃,而太平洋东岸 （ 冷洋流 ） 表面 7月在 20℃ 上下,其最大负距平为 -8℃,在同一副热带纬度气温相差 20℃ 。
综上所述可见,海陆气温的差异,在冬季的高纬度为最突出,在夏季则以副热带纬度最显著,就全球而言,由于北半球海洋面积相对地比南半球小,所以北半球冬季比南半球冷,
夏季比南半球热 。
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大气中的水分主要得自下垫面的蒸发,海洋的蒸发量远比大陆为多 。 仍以 30° N的亚非大陆和太平洋为例来说明,无论冬,夏太平洋中部的蒸发量都比同纬度的大陆为多,特别是在冬季太平洋上的蒸发量比我国东部约大 7倍,比北非,阿拉伯大 26— 27倍,因此冬季海洋是大气的,水汽源,,大陆相对于海洋来讲,则为
,水汽汇,。 夏季太平洋上的蒸发量与我国东部相差无几,但和北非,阿拉伯干旱地区相比,则仍超过 20余倍,这时海洋仍为大气的,水汽源,,
但强度远较冬季为小 （ 表 6·5） 。
从湿度场的情况来看,无论在那一个层次,
每年从 12月到次年 2月,亚非大陆是北半球上比湿最小的地区,比大西洋,太平洋小,也比北美大陆小；盛夏期间 6— 9月,东亚一带,尤其南亚一带是北半球湿度最大的地区,而太平洋却为相对干区,4,5月和 9月则是转换月,这与海陆蒸发作用的年变化密切关联 。
（ 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 。 在纬度 40° 以上的大陆东岸和低纬度的大陆西岸都是冷洋流经过地区,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域 。
大陆上除了沿海地区受海风影响,雾日较多外,一般大陆内部都是雾少霾多 。 陆地雾与海上雾有很多差异,主要表现在：陆地雾以辐射冷却形成为主,盛行于冬季晴夜和清晨,近午时因日照强而蒸发消散,海面雾的形成以平流冷却为主,春夏出现频率最大,正午日照虽强也不能消散,只有当风向改变,风力增强,使气流上下扰动时才被吹散 。 在大陆沿海地区多平流辐射雾,它是由湿空气平流至陆上,再经夜晚辐射冷却,空气达到饱和时而形成的 。
（ 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 ）
数种 。 由于海陆物理性质不同,这几种降水出现的时间和降水量有显著的差异 。
1.对流雨形成对流雨的一个重要条件是空气层结的不稳定性。在大陆上夏季午后空气层结最易达到不稳定，在水汽充足和其它条件适宜时，就会 产生对流雨。海洋表面在夏季午间水温往往比海面气温低，空气层结很稳定，尤其是冷洋流表面逆温现象很显著，只利于雾的形成，不会产生对流雨，只有在暖洋流表面，在冬季夜间，水温比气温高，当天空有低云时，夜间云的上部空气辐射散热变冷，云下空气有效辐射不强，下层又与暖水面接触，因此下层气温较高，气温直减率大，才有利于对流雨的形成，
或者在冬季大陆冷气团移到暖洋流表面，气团下层增暖，也会产生对流雨，但总的来讲，海洋上的对流雨比大陆上为少，出现时间多在冬季夜间和清晨。
2.地形雨地形雨只会在大陆上出现,在盛行海洋气流的迎风坡上最易形成 。 最著名的例子是印度的乞拉朋齐,它位于喜马拉雅山的南坡,年平均雨量为 11429mm,是世界上少有的多雨地区 。
3.锋面雨和气旋雨海洋上的降水绝大多数是锋面雨和气旋雨。
在副热带高压盛行的洋面上，空气中多下沉气流，空气层结又很稳定，所以年雨量很少，年平均值在 300mm以下，在海岸的冷洋流地带年雨量甚至在 100mm以下，是海洋上的“干旱”
气候区。可是在纬度 40° — 60° 的海洋表面年降水量却在 1000mm以上，这是锋面和温带气旋经常在这里经过所产生的降水，海面平滑，气旋中的旋转气流不易遭到破坏，水汽又甚充足，
在冬季锋面气旋发达，所以海上气旋雨冬季特别丰富，在热带暖洋流表面热带气旋盛行，是海洋上另一多雨地带。
在温带大陆西岸,气旋活动频繁,尤其是在冬季,南北气温差异大,锋面气旋最强,所以气旋雨也很多 。 愈向内陆,海洋气团变性愈甚,
空气愈来愈干燥,降水量就逐渐减少,到了大陆中心就形成干旱沙漠气候 。 北半球大陆面积大,特别是亚欧大陆东西延伸范围很广,内陆地区受不到海洋气团影响,所以出现大片干旱,半干旱气候；在南半球由于大陆面积较小,
内陆干旱区域也相应地比北半球小 。
三,海陆分布与周期性风系由于海陆分布引起气温差异而造成的周期性风系有以一日为周期的海陆风和以一年为周期的季风 。
（ 一 ） 海陆风白天,风从海洋吹向陆地；夜晚,风从陆地吹向海洋,这种风称为海陆风 。
海陆风的形成是当白天在日射下，陆地增温快，陆上气温比邻近海上高，陆上暖空气膨胀上升，到某一高度上，因其气柱质量增多，
气压遂比海上同一高度平面上为高，等压面便向海洋倾斜（图 6·23a），空气由大陆流向海洋。
因此在下层地面上陆地的空气质量减少，地面气压因而下降，而海洋因上层有大陆空气的流入，空气质量增多，海面气压升高，于是在下层便产生自海洋指向陆地的水平气压梯度力形成海风。夜间，陆地辐射冷却比海面快，陆上空气冷却收缩，致使上层气压比海面上同高度的气压低，等压面由海洋向陆地倾斜（图
6·23b），地面气压比海面气压高，于是形成了同白天相反的热力环流，下层风由陆地吹向海洋，这就是陆风。这种由于海陆热力差异而产生的气压梯度是比较小的，只有当大范围水平气压场比较弱时才能显现出来。
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：
（ 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 Δ TM为 4.1℃
（ 6月），最小气温日较差 Δ Tn为 1.2℃ （ 1月）。
而伊尔库次克的 Δ TM和 Δ Tn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，
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）
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
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 7000— 8000m,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。
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表是高原比四周高，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。
从青藏高原的地面气温看来，具有如下特点：
6·11 青藏高原地 -气系统逐月向四周大气输送的热量
（ 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：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）。
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，正好与华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图 6·34北加利福尼亚的年平均降水量与地形之间的关系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,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。
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 2000— 3000m,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 。
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
1384× 106km3,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 。
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 。
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。
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）
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 。 在 1967—
1979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 。
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：
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 。
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，导致海洋支图 6·39青藏高原冬春积雪与华南 5-6月降水的关系出的水分多，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。
