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1、气象学与气候学第六章气候的形成（2）,第三节 海陆分布对气候的影响第四节 地形和地面特性与气候第五节 冰雪覆盖与气候,2012-12-17,气候形成的下垫面因子,前面已经讲述了气候形成的辐射因子和环流因子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。针对不同下垫面的不同特性，可以分三个方面进行描述：海陆分布对气候的影响地形和地面特性与气候冰雪覆盖与气候,2012-12-17,第三节海陆分布对气候的影响,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。,2012-12-17,一、海陆分布与气温,地球表面海陆面积
2、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。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。冬季相对于大陆来讲，海洋是大气的“热源”，大陆是“冷源”。可是到了夏季相对于大陆来讲，夏季海洋是个“冷源”，大陆是“热源”。,2012-12-17,2012-12-17,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；同时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
3、况大不相同：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。海洋提供给大气的年平均潜热比提供给大气的湍流显热大得多。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。而大陆提供给大气的潜热和湍流显热则相差不大。上述这些差异必然导致海陆气温的显著对比性。,2012-12-17,2012-12-17,海陆气温对比,2012-12-17,世界一月气温（C）距平图,世界七月气温（C）距平图,2012-12-17,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；69 月相反，海上
4、气温比陆上要低；5、10 月为转变月。,气压与高度的对应关系：1000百帕平均海拔高度为地面0米；950百帕平均海拔高度约为700米；850百帕平均海拔高度约为1500米；700百帕平均海拔高度约为3000米；500百帕平均海拔高度约为5500米；400百帕平均海拔高度约为7000米；300百帕平均海拔高度约为9000米；250百帕平均海拔高度约为10000米；200百帕平均海拔高度约为12000米；150百帕平均海拔高度约为14000米；100百帕平均海拔高度约为16000米,2012-12-17,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，
5、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。,2012-12-17,二、海陆分布对大气水分的影响,1、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。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”。夏季海洋仍为大气的“水汽源”，但强度远较冬季为小。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69 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
6、作用的年变化密切关联。,2012-12-17,2、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。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
7、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。,2012-12-17,2012-12-17,3、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。由于海陆物理物质不同，这几种降水出现的时间和降水量有显著的差异。,2012-12-17,对流雨 形成对流雨的一个平条件是空气层结的不稳定性。在大陆，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
8、面在夏季午间水温往往比海面低，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。冬季夜间的暖洋流表面，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。海洋上对流雨比大陆上为少，出现时间多在冬夜和清晨。,2012-12-17,锋面雨和气旋雨 海面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“干旱区”。在纬度40-60洋
9、面,年降水量在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。,2012-12-17,2012-12-17,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
10、陆干旱区域也相应地比北半球小。,2012-12-17,三、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以一年为周期的季风,2012-12-17,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。,2012-12-17,季风（monsoon）,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。季风的形成与海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化、行星风带的季节移动和广大高原的热力、动力作用有关，且彼此间互相联系。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
11、陆的，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。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。,2012-12-17,2012-12-17,东亚季风,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。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
12、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：冬季风盛行时，这些地区是低温、干燥和少雨；而夏季风盛行时是高温、湿润和多雨。,2012-12-17,2012-12-17,2012-12-17,南亚季风,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
13、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。,2012-12-17,图中显示了各个季风区冬季及夏季盛行风和降雨区的变化,2012-12-17,青藏高原与四周自由大气的热力差异，造成冬夏相反的盛行风系，谓之
14、高原季风。冬季高原上出现冷高压，夏季出现热低压，其水平范围低层大，高层小，其厚度夏季比冬季大。高原季风对环流和气候的影响：1）使我国冬夏对流层低层季风厚度增大。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。2）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。,青藏高原季风,2012-12-17,据模拟：如
15、没有青藏高原，夏季西南季风只能到达印度洋南部，我国大部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，即使印度和缅旬，也不会有现在这样的充沛雨量。我国西部的干旱将更为严重，东部也将属于干旱气候。而高原的存在，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长驱深入，到达我国东部形成江南雨区。在青藏高原隆起之前，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。,2012-12-17,四、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
16、，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。,2012-12-17,1、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。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。,图 气温年较差、日较差随纬度和海陆的变化 Ac:大陆气温年较差;Am：海洋气温年较差；Dc:大陆气温日较差;Dm:海洋气温日较差,2012-12-17,2、水分标志海洋性气候年降水量比同纬度大
17、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。,2012-12-17,3、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。另外，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，
18、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。,2012-12-17,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。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。,2012-12-17,一、地形与气温,1、高大地形对气温的影响（青藏高原）：机械阻挡作用 热力作用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
19、：青藏高原海拔高，虽位于副热带、暖温带纬度上，但气温特别低，冬夏皆比同纬度东部平原平均气温低1820。（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大，比同高度自由大气更大；气温年较差亦比同高度的自由大气大，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，特别是积雪消融之后，雨季未到之前，高原因受强烈日照，增温快，秋季降温速度亦快，春温高于秋温。以上这些情况都说明高原气温具有大陆性气候的特征。,2012-12-17,2、中小地形对气温的影响：1）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
20、。2）地形凹凸和形态不同，对气温也有明显的影响。凸起地形气温日较差、年较差皆较小；凹陷地形则相反，气温日较差很大。3）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。,2012-12-17,二、地形与地方性风,1、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，夏季出现热低压，其水平范围低层大，高层小，其厚度夏季比冬季大。高原季风对环流和气候的影响：1）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
21、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。2）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。,2012-12-17,青藏高原对我国气候的影响,青藏高原对西风气流的分流作用 青藏高原对天气系统的阻挡和屏障作用青藏高原对大气环流和气候变化的热力作用,西风气流,低压槽区,高压脊区,2012-12-17,2、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
22、风常从山坡吹向谷地，这就是山谷风。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。,2012-12-17,3、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。,2012-12-17,4、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，这种风称
23、为峡谷风。,图 峡谷风,2012-12-17,三、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：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；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；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；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
24、流雨或雷暴雨；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。,2012-12-17,2012-12-17,四、地面特性与气候,2012-12-17,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。,2
25、012-12-17,雪线,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。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。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
26、都会导致不同坡向雪线高低不同。,为什么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？,2012-12-17,1、冰雪表面的辐射性质 冰雪表面对太阳辐射的反射率甚大。冰面的反射率比雪面的反射率要小得多。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。2、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。大气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。冰雪覆盖不仅有使空气致冷的作用，还有致干的作用冰雪和气温之间有明显的正反馈关系！,2012-12-17,冰川像一固体水库，储存着大量淡水，常比喻成绿洲命脉没有祁连山冰川就没有河西走廊冰川是大河之源,2012-12-17,
