氣候的形成課件

氣候的形成

氣候的形成和變化受多種因子的制約。近代氣候?qū)W將那些能夠影響氣候而本身不受氣候影響的因子稱為外部因子（如太陽(yáng)輻射、地球軌道參數(shù)的變化、大陸飄移、火山活動(dòng)等），氣候系統(tǒng)各成員之間的相互作用為內(nèi)部因子，而外部因子又必須通過(guò)系統(tǒng)內(nèi)部的相互作用，才能對(duì)氣候產(chǎn)生影響。

氣候系統(tǒng)的屬性可以概括為以下四個(gè)方面：①熱力屬性，包括空氣、水、冰和陸地表面的溫度；②動(dòng)力屬性，包括風(fēng)、洋流及與之相聯(lián)系的垂直運(yùn)動(dòng)和冰體運(yùn)動(dòng)；③水分屬性，包括空氣濕度、云量及云中含水量、降水量、土壤濕度、河湖水位、冰雪等；④靜力屬性，包括大氣和海水的密度和壓強(qiáng)、大氣的組成成分、大洋鹽度及氣候系統(tǒng)的幾何邊界和物理常數(shù)等。這些屬性在一定的外因條件下，通過(guò)氣候系統(tǒng)內(nèi)部的物理過(guò)程、化學(xué)過(guò)程和生物過(guò)程而相互作用著，關(guān)聯(lián)著，并在不同時(shí)間尺度內(nèi)變化著，形成不同時(shí)期的氣候特征。

太陽(yáng)輻射是氣候形成和變化的最主要的外部因子，也是氣候系統(tǒng)的能源。大氣成分如二氧化碳、水汽、臭氧和氣溶膠等可以影響大氣中的輻射傳輸。云對(duì)輻射過(guò)程，通過(guò)反射、散射、吸收和透射等過(guò)程產(chǎn)生影響。太陽(yáng)輻射在通過(guò)大氣圈到達(dá)地表的過(guò)程中已經(jīng)有不同程度的削弱。又由于下墊面的性質(zhì)有海洋、冰雪覆蓋和陸地（具有不同地形、植被、土壤和各種土地利用方式等）的差異，對(duì)太陽(yáng)輻射的反射、吸收以及導(dǎo)致的自身增溫作用大不相同，產(chǎn)生不同的熱力屬性。同時(shí)它們又通過(guò)長(zhǎng)波輻射等方式將熱量傳輸給大氣。大氣對(duì)來(lái)自太陽(yáng)的輻

射（短波輻射）的吸收率很低，對(duì)來(lái)自氣候系統(tǒng)內(nèi)部的長(zhǎng)波輻射卻易于吸收而增溫。整個(gè)氣候系統(tǒng)再以地球長(zhǎng)波輻射形式將輻射能返回宇宙空間。氣候系統(tǒng)的動(dòng)力屬性與氣候系統(tǒng)內(nèi)部的能量轉(zhuǎn)換密切相關(guān)。投射到地球表面的太陽(yáng)輻射能，絕大部分為下墊面所吸收，這一熱能成為促使大氣運(yùn)動(dòng)的基礎(chǔ)能源。圖6·1給出在大氣運(yùn)動(dòng)中能量轉(zhuǎn)換的級(jí)聯(lián)（cascade）圖解。這種能量傳遞的起始點(diǎn)是強(qiáng)烈受熱的下墊面。由于下墊面的增熱不均，形成大尺度的水平氣溫梯度和大尺度的對(duì)流性不穩(wěn)定。氣團(tuán)從下墊面增熱（能量輸入），空氣發(fā)生鉛直上升運(yùn)動(dòng)，增加其可用位能。這種位能產(chǎn)生大氣的對(duì)流活動(dòng)，或通過(guò)水平能量梯度，產(chǎn)生大尺度的大氣水平運(yùn)動(dòng)和天氣尺度擾動(dòng)，轉(zhuǎn)換為大尺度的環(huán)流動(dòng)能。風(fēng)在經(jīng)過(guò)海洋表面時(shí)，由于風(fēng)應(yīng)力作用產(chǎn)生波浪并推動(dòng)洋流，將大尺度能量直接傳輸給海洋。在經(jīng)過(guò)崎嶇不平和熱力性質(zhì)不均的陸地表面時(shí)，產(chǎn)生切變不穩(wěn)定和其它邊界效應(yīng)，在能量上轉(zhuǎn)換為小尺度運(yùn)動(dòng)的動(dòng)能。這種動(dòng)能因摩擦作用而逐漸消耗，使風(fēng)速減小，能量逐級(jí)退化，最后轉(zhuǎn)變成分子運(yùn)動(dòng)的動(dòng)能和聲能等（輸出）。如此周而復(fù)始，下墊面不斷吸收太陽(yáng)輻射能，為大氣各種運(yùn)動(dòng)提供持續(xù)的能源。

氣候系統(tǒng)內(nèi)部進(jìn)行著復(fù)雜的物質(zhì)交換，最突出的例子是水分循環(huán)。海洋、潮濕陸地、植被通過(guò)蒸發(fā)和蒸騰作用將水汽輸送給大氣，在一定的條件下，水汽在大氣中凝結(jié)成云致雨，釋放出潛熱。大氣中的最大熱源就是這種潛熱。雨水降落除直接返回海洋外，在陸上影響土壤濕度、河湖水位和冰雪等。氣候系統(tǒng)的水分屬性與水分循環(huán)關(guān)系極為密切。人類活動(dòng)對(duì)氣候系統(tǒng)的屬性有明顯的影響。例如在城市中，由于燃煤量大，排放至空氣中的污染物質(zhì)多，可能改變局地大氣的組成成分。據(jù)研究在排放的污染物質(zhì)中，如果酸性物質(zhì)與堿性物質(zhì)的總量比值較大，在一定的降水條件下，通過(guò)有關(guān)的物理化學(xué)過(guò)程，會(huì)形成酸雨降落。在長(zhǎng)期受強(qiáng)酸雨影響的地區(qū)，可導(dǎo)致土壤和湖泊酸化，植物和魚類受到嚴(yán)重危害，氣候和生態(tài)環(huán)境惡化。在氣候系統(tǒng)內(nèi)部發(fā)生的相互作用中，存在著大量的反饋過(guò)程，它們起著從內(nèi)部調(diào)節(jié)氣候系統(tǒng)的作用。其中有些反饋過(guò)程有使系統(tǒng)變化振幅加大的作用，稱之為正反饋。另一類反饋過(guò)程則有對(duì)系統(tǒng)變化的阻尼作用，稱之為負(fù)反饋。反饋過(guò)程表明氣候系統(tǒng)各組成部分之間的耦合或相互補(bǔ)償作用。

例如當(dāng)?shù)孛鏈囟壬邥r(shí)，蒸發(fā)加大，使大氣中水汽含量增多，由于水汽對(duì)地面長(zhǎng)波輻射的不透明性，產(chǎn)生了“溫室效應(yīng)”，從而使地表進(jìn)一步增暖，蒸發(fā)進(jìn)一步加大，這是一種正反饋過(guò)程。另一方面，當(dāng)大氣中水汽含量增多時(shí)，往往產(chǎn)生更多的云，云量的增多，將會(huì)減少地面吸收的太陽(yáng)輻射，使地表降溫，因此這是一種阻尼性負(fù)反饋過(guò)程。此外，云也有阻擋地表向外放射長(zhǎng)波輻射的作用，如果這種影響勝過(guò)其對(duì)短波輻射的影響，也可以產(chǎn)生一類正反饋過(guò)程。不同高度、不同類型的云，對(duì)輻射的影響是不同的，必須針對(duì)具體情況，作具體分析。

從氣候的自然變化中可以看出，任何正反饋?zhàn)饔帽貙⒂捎诹硪恍┱{(diào)節(jié)過(guò)程的介入而穩(wěn)定在某一水平上，否則地球氣候?qū)⑹タ刂贫兊靡话l(fā)不可收拾。如地面溫度因水汽、二氧化碳以及其它微量溫室氣體的增加而升高，地球氣候變得越來(lái)越暖，但是火山活動(dòng)所噴發(fā)出來(lái)的大量火山灰，能有效地削弱太陽(yáng)輻射的強(qiáng)度，產(chǎn)生“陽(yáng)傘效應(yīng)”，使地面溫度降低。因此氣候的自然變化總趨勢(shì)有可能在某一時(shí)期維持在某一“平均”狀態(tài)，并在這個(gè)水平線上來(lái)回振蕩。

氣候的形成和變化可歸納為以下諸因子：①太陽(yáng)輻射②宇宙地球物理因子，③環(huán)流因子（包括大氣環(huán)流和洋流），④下墊面因子（包括海陸分布、地形與地面特性、冰雪覆蓋），⑤人類活動(dòng)的影響。本章著重闡明①、③、④因子在氣候形成中的作用，在第八章中再論述全部外因和內(nèi)因在氣候變化中的作用。第一節(jié)氣候形成的輻射圈子

一、太陽(yáng)輻射與天文氣候

太陽(yáng)輻射在大氣上界的時(shí)空分布是由太陽(yáng)與地球間的天文位置決定的，又稱天文輻射。由天文輻射所決定的地球氣候稱為天文氣候，它反映了世界氣候的基本輪廓。

（一）天文輻射的計(jì)算

除太陽(yáng)本身的變化外，天文輻射能量主要決定于日地距離、太陽(yáng)高度和白晝長(zhǎng)度。

1.日地距離地球繞太陽(yáng)公轉(zhuǎn)的軌道為橢圓形，太陽(yáng)位于兩焦點(diǎn)之一上。因此日地距離時(shí)時(shí)都在變化，這種變化以一年為周期。地球上受到太陽(yáng)輻射的強(qiáng)度是與日地間距離的平方成反比的，在某一時(shí)刻，大氣上界的太陽(yáng)輻射強(qiáng)度I應(yīng)為式中b為該時(shí)刻的日地距離，a為地球公轉(zhuǎn)軌道的平均半徑，I0為太陽(yáng)常數(shù)1370W/m2，假使取a=1（1個(gè)天文單位），b/a用ρ表示，則

一年中地球在公轉(zhuǎn)軌道上運(yùn)行，就近代情況而言，在1月初經(jīng)過(guò)近日點(diǎn)，7月初經(jīng)過(guò)遠(yuǎn)日點(diǎn)，按上式計(jì)算，便得到各月一日大氣上界太陽(yáng)輻射強(qiáng)度變化值（給出與太陽(yáng)常數(shù)相差的百分?jǐn)?shù)，如表6.1所示）：

由上表可見(jiàn)，大氣上界的太陽(yáng)輻射強(qiáng)度在一年中變動(dòng)于+3.4％—-3.5％之間。如果略去其它因素的影響，北半球的冬季應(yīng)當(dāng)比南半球的冬季暖些，夏季則比南半球涼些。但因其它因素的作用，實(shí)際情況并非如此。

2.太陽(yáng)高度太陽(yáng)高度是決定天文輻射能量的一個(gè)重要因素。利用天球的地平坐標(biāo)和赤道坐標(biāo)來(lái)表示太陽(yáng)在天球上的位置，用球面三角公式可以求出任意時(shí)刻太陽(yáng)高度的表達(dá)式如下

sinh=sinsinδ＋coscosδcosω

（6·3）

（6·3）式是計(jì)算太陽(yáng)高度角的基本方程，式中h為太陽(yáng)高度，為所在地的緯度。δ為太陽(yáng)赤緯，赤緯在赤道以北為正，在赤道以南為負(fù)，一年內(nèi)在北半球夏至日δ為+23°27′，冬至日為－23°27′，春、秋分日δ=0°。ω為時(shí)角，在一天中正午時(shí)ω=0°，距離正午每差1小時(shí)，時(shí)角相差15°，午前為負(fù)值，午后為正值。由第二章（2·15）式已知，在太陽(yáng)高度為h時(shí)，單位面積上所獲得的太陽(yáng)能為Isinh。再考慮到日地距離的影響，那么每單位時(shí)間落到大氣上界任意地點(diǎn)的單位水平面上的天文輻射能量為

由（6.5）式可以求出任一地點(diǎn)、任一天太陽(yáng)輻射在大氣上界流入量（天文輻射）的日變化，以及一年中任一天白晝時(shí)任一時(shí)刻，地球表面水平面上天文輻射的分布。

3.白晝長(zhǎng)度指從日出到日沒(méi)的時(shí)間間隔。日出和日沒(méi)太陽(yáng)正好位于地平圈上，太陽(yáng)高度h=0°，以-ω0為日出的時(shí)角，ω0為日沒(méi)的時(shí)角，根據(jù)（6·3）式可以求得

sinh=sinsinδ＋coscosδcosω0=0cosω0=－tgtgδ

(6·6）因日出、日沒(méi)的時(shí)角絕對(duì)值相等，所以2ω0就是白晝長(zhǎng)度，也就是天文輻射中的可照時(shí)間。它是隨地理緯度和太陽(yáng)赤緯而變化的。

要計(jì)算任一地點(diǎn)在一天內(nèi)，1m2水平面上天文輻射的總能量，可按下式推算。由（6·5）式可知考慮到時(shí)間t與時(shí)角ω具有如下關(guān)系式中T為1日長(zhǎng)度（24h=1440min）將上式代入（6·5）′式，則對(duì)（6·7）式從日出到日沒(méi)，即從-w0-+w0進(jìn)行積分，于是得到

上式中=458.4，太陽(yáng)赤緯δ，日地相對(duì)距離ρ和時(shí)角ω0都可由天文年歷中查得，因此根據(jù)（6·8）式可以計(jì)算出某緯度在某日（查出該日的ρ、δ和ω0）天文輻射的日總量Qs。（二）天文氣候

由（6·8）式計(jì)算出的若干緯度上天文輻射的年變化如圖6·2所示。全球天文輻射的立體模式如圖6·3所示。北半球水平面上天文輻射的分布則如表6·2所示。

從上列圖表中可以看出，天文輻射的時(shí)空分布具有以下一些基本特點(diǎn)，這些特點(diǎn)構(gòu)成了因緯度而異的天文氣候帶。在同一緯度帶上，還有以一年為周期的季節(jié)性變化和因季節(jié)而異的日變化。

（1）天文輻射能量的分布是完全因緯度而異的。就表6·2看來(lái)，全球獲得天文輻射最多的是赤道，隨著緯度的增高，輻射能漸次減少，最小值出現(xiàn)在極點(diǎn)，僅及赤道的40％。這種能量的不均衡分布，必然導(dǎo)致地表各緯度帶的氣溫產(chǎn)生差異。地球上之所以有熱帶、溫帶、寒帶等氣候帶的分異，與天文輻射的不均衡分布有密切關(guān)系。

（2）夏半年獲得天文輻射量的最大值在20°—25°的緯度帶上，由此向兩極逐漸減少，最小值在極地。這是因?yàn)樵诔嗟栏浇?yáng)位于或近似位于天頂?shù)臅r(shí)間比較短，而在回歸線附近的時(shí)間比較長(zhǎng)。例如在6°N與6°S間，在春分和秋分附近，太陽(yáng)位于或近似位于天頂?shù)臅r(shí)間各約30天。在緯度17.5°—23.5°的緯度帶上，在夏至附近，位于或近似位于天頂?shù)臅r(shí)間約86天。赤道上終年晝夜長(zhǎng)短均等，而在20°—25°緯度帶上，夏季白晝時(shí)間比赤道長(zhǎng)，這是“熱赤道”北移（就北半球而言）的一個(gè)原因。又由于夏季白晝長(zhǎng)度隨緯度的增高而增長(zhǎng)，所以由熱帶向極地所受到的天文輻射量，隨緯度的增高而遞減的程度也趨于和緩，表現(xiàn)在高低緯度間氣溫和氣壓的水平梯度也是夏季較小。

（3）冬半年北半球獲得天文輻射最多的是赤道。隨著緯度的增高，正午太陽(yáng)高度角和每天白晝長(zhǎng)度都迅速遞減，所以天文輻射量也迅速遞減下去，到極點(diǎn)為零。表現(xiàn)在高低緯度間氣溫和氣壓的水平梯度也是冬季比較大。（4）天文輻射的南北差異不僅隨冬、夏半年而有不同，而且在同一時(shí)間內(nèi)隨緯度亦有不同。在兩極和赤道附近，天文輻射的水平梯度都較小，而以中緯度約在45°—55°間水平梯度最大，所以在中緯度，環(huán)繞整個(gè)地球，相應(yīng)可有溫度水平梯度很大的鋒帶和急流現(xiàn)象。

（5）夏半年與冬半年天文輻射的差值是隨著緯度的增高而加大的。表現(xiàn)在氣溫的年較差上是高緯度大，低緯度小。再?gòu)膱D6·2和圖6·3上可以看出，在赤道附近（約在南北緯15°間），天文輻射日總量有兩個(gè)最高點(diǎn)，時(shí)間在春分和秋分。在緯度15°以上，天文輻射日總量由兩個(gè)最高點(diǎn)逐漸合為一個(gè)。在回歸線及較高緯度地帶，最高點(diǎn)出現(xiàn)在夏至日（北半球）。輻射年變化的振幅是緯度愈高愈大，從季節(jié)來(lái)講，則是南北半球完全相反。

（6）在極圈以內(nèi)，有極晝、極夜現(xiàn)象。在極夜期間，天文輻射為零。在一年內(nèi)一定時(shí)期中，到達(dá)極地的天文輻射量大于赤道。例如，在5月10日到8月3日期間內(nèi)，射到北極大氣上界的輻射能就大于赤道。在夏至日，北極天文輻射能大于赤道0.368倍，南極夏至日（12月22日）天文輻射量比北極夏至日（6月22日）大。這說(shuō)明南北半球天文輻射日總量是不對(duì)稱的，南半球夏季各緯圈日總量大于北半球夏季相應(yīng)各緯圈的日總量。相反，南半球冬季各緯圈的日總量又小于北半球冬季相應(yīng)各緯圈的日總量。這是日地距離有差異的緣故。

二、輻射收支與能量系統(tǒng)

太陽(yáng)輻射自大氣上界通過(guò)大氣圈再到達(dá)地表，其間輻射能的收支和能量轉(zhuǎn)換十分復(fù)雜，因此地球上的實(shí)際氣候與天文氣候有相當(dāng)大的差距。

（一）輻射能收支的地理分布

地-氣系統(tǒng)的輻射能收支差額（RS），可按第二章（2.23）式計(jì)算

Rs（Q＋q）（1—a）＋qa－F

（2.23）

式中Q和q分別為到達(dá)地表的太陽(yáng)直接輻射和散射輻射，合稱總輻射Q0，a為地表的反射率，qa為大氣所吸收的太陽(yáng)輻射能，F(xiàn)為包括透過(guò)大氣的地面輻射和大氣本身向宇宙空間放射的長(zhǎng)波輻射，又合稱長(zhǎng)波射出輻射。在（2.23）式中收入部分為短波輻射，支出部分為長(zhǎng)波輻射，Rs又稱凈輻射。根據(jù)實(shí)際觀測(cè)，到達(dá)地表的年平均總輻射（W/m2）如圖6·4所示。由圖可見(jiàn)，年平均總輻射最高值并不出現(xiàn)在赤道，而是位于熱帶沙漠地區(qū)。例如在非洲撒哈拉和阿拉伯沙漠部分地區(qū)年平均總輻射高達(dá)293W/m2，而處在同緯

度的我國(guó)華南沿海只有160W/m2左右。再例如美國(guó)西部干旱區(qū)年平均總輻射高達(dá)239—266W/m2，而其附近的太平洋面只有186W/m2左右?？諝鉂穸取⒃屏亢徒邓鹊挠绊?，破壞了天文輻射的緯圈分布，只有在廣闊的大洋表面，年平均總輻射等值線才大致與緯線平行，其值由低緯向高緯遞減，在極地最低，降至80W/m2以下。

根據(jù)美國(guó)NOAA極軌衛(wèi)星在1974年6月至1978年2月，共45個(gè)月，掃描輻射儀的觀測(cè)資料，經(jīng)過(guò)處理分析，繪制出在此期間全球地-氣系統(tǒng)冬季（12、1、2月）和夏季（6、7、8月）的平均反射率、長(zhǎng)波射出輻射（W/m2）和凈輻射（W/m2）的分布圖，圖中反映出，在極地冰雪覆蓋區(qū)地表反射率最大，可達(dá)0.7以上。其次在沙漠地區(qū)反射率亦甚高，常在0.4左右。大洋水面反射率較低，特別是在太陽(yáng)高度角大時(shí)反射率最小，小于0.08。但如洋面為白色碎浪覆蓋時(shí)，反射率會(huì)增大。

地-氣系統(tǒng)的長(zhǎng)波射出輻射F以熱帶干旱地區(qū)為最大，夏季尤為顯著。如北非撒哈拉和阿拉伯等地夏季長(zhǎng)波射出輻射達(dá)300W/m2以上。極地冰雪表面F值最低，冬季北極最低值在175W/m2以下，南極最低值在125W/m2左右。在地-氣系統(tǒng)凈輻射的分布圖可見(jiàn)，除兩極地區(qū)全年為負(fù)值，赤道附近地帶全年為正值外，其余大部分地區(qū)是冬季為負(fù)值，夏季為正值，季節(jié)變化十分明顯。

就全球地-氣系統(tǒng)全年各緯圈吸收的太陽(yáng)輻射和向外射出的長(zhǎng)波輻射的年平均值而言（圖6·5），對(duì)太陽(yáng)輻射的吸收值，低緯度明顯多于高緯度。這一方面是因?yàn)樘煳妮椛涞娜蛰椛淞勘旧碛泻艽蟮牟顒e，另一方是高緯度冰雪面積廣，反射率特別大，所以由熱帶到極地間太陽(yáng)輻射的吸收值隨緯度的增高而遞減的梯度甚大。在赤道附近稍偏北處因云量多，減少其對(duì)太陽(yáng)輻射的吸收率。就長(zhǎng)波射出輻射而言，高低緯度間的差值卻小得多。這是因?yàn)槌嗟琅c極地間的氣溫梯度不完全是由各緯度所凈得的太陽(yáng)輻射能所決定

的。通過(guò)大氣環(huán)流和洋流的作用，可緩和高、低緯度間的溫度差（后詳）。長(zhǎng)波輻射與溫度的4次方成正比，南北氣溫梯度減小，其長(zhǎng)波輻射的差值亦必隨之減小。因此在圖6·5上所呈出的長(zhǎng)波射出輻射的經(jīng)向差距遠(yuǎn)比所吸收的太陽(yáng)輻射為小。從圖6·5中可明顯地看出，在低緯度地區(qū)太陽(yáng)輻射能的收入大于其長(zhǎng)波輻射的支出，有熱量的盈余。而在高緯度地區(qū)則相反，輻射能的支出大于收入，熱量是虧損的。這種輻射能收支的差異是形成氣候地帶性分布，并驅(qū)動(dòng)大氣運(yùn)動(dòng)，力圖使其達(dá)到平衡的基本動(dòng)力。

（二）地面能量平衡當(dāng)?shù)孛媸杖攵滩ㄝ椛淠艽笥谄溟L(zhǎng)波支出輻射，輻射差額為正值時(shí)，一方面要升高溫度，另一方面盈余的熱量就以湍流顯熱和水分蒸發(fā)潛熱的形式向空氣輸送熱量，以調(diào)節(jié)空氣溫度，并供給空氣水分。同時(shí)還有一部分熱量在地表活動(dòng)層內(nèi)部交換，改變下墊面（土壤、海水等）溫度的分布。當(dāng)?shù)孛孑椛洳铑~為負(fù)值時(shí)，則地面溫度降低，所虧損的熱量由土壤（或海水等）下層向上層輸送，或通過(guò)湍流及水汽凝結(jié)從空氣獲得熱量，使空氣降溫。根據(jù)能量守恒定律，這些熱能是可以轉(zhuǎn)換的，但其收入與支出的量應(yīng)該是平衡的，這就是地面能量平衡。地面能量平衡決定著活動(dòng)層以及貼近活動(dòng)層空氣的增溫和冷卻，影響著蒸發(fā)和凝結(jié)的水相變化，是氣候形成的重要因素。地面能量平衡方程可寫成下列形式

Rg＋LE＋Qp＋A=0

（6·9）式中Rg為地面輻射差額，LE為地面與大氣間的潛熱交換（L=蒸發(fā)潛熱，E=蒸發(fā)量或凝結(jié)量），Qp為地面與大氣間湍流顯熱交換，A等于地面與下層間的熱傳輸量（B）、平流輸送量（D）兩者之和。

（6·9）式中，地面得到熱量的各項(xiàng)為正值，地面失去熱量的各項(xiàng)為負(fù)值（圖6·6）。在形成地面能量平衡中，這四者是最主要的，其它如大氣的湍流摩擦使地面得到的熱量，植物光合作用消耗的能量，以及與地面溫度不同的降水使地面得到或損失的熱量等，數(shù)值都很小，一般可以忽略不計(jì)。在組成地面能量平衡的四個(gè)分量中，由于輻射差額有明顯的晝夜變化和季節(jié)變化，因此其它分量也發(fā)生類似的周期性變比，而這種變化又因緯度和海陸分布而不同。地面凈輻射的地理分布形勢(shì)已經(jīng)遠(yuǎn)較天文輻射為復(fù)雜，而其它分量如地面蒸發(fā)失熱的年總量分布及地-氣顯熱交換的分布，則更為復(fù)雜。

海洋和大陸表面熱量平衡各分量的緯度年平均分布如圖6·7和圖6·8所示：

（三）全球能量級(jí)聯(lián)

太陽(yáng)輻射在全年投射到整個(gè)地球大氣圈上界的總能量，在日地平均距離處，等于在太陽(yáng)直射下以地球平均半徑r為大圓的表面所獲得的總能量，即為Ig0πr2，I0=1370W/m2，地球赤道半徑為6378.140km，極半徑為6356.755km。由此求得此總能量為175000×1012W，進(jìn)入地球大氣圈到達(dá)下墊面后，被大氣和下墊面直接反射回宇宙空間53000×1012W（占30％），下墊面吸收太陽(yáng)輻射而增溫，再轉(zhuǎn)換成長(zhǎng)波紅外輻射放射出75000×1012W（占43％）的能量。下墊面通過(guò)蒸發(fā)將水汽和潛熱能輸送給大氣，在大氣中通過(guò)一定過(guò)程凝云致雨，再下落至地面成為徑流，耗去潛熱能39000×1012W（占22％）。地-氣能量交換中耗于風(fēng)、波浪、對(duì)流、平流等的能量（參見(jiàn)圖6·9）為370×1012W。到達(dá)下墊面的太陽(yáng)能還被耗于：①植物光合作用為40×1012W；②有機(jī)體腐爛；③潮汐、潮流等，3×1012W；④對(duì)流、火山和溫泉的能量為0.3×1012W；⑤原子能、熱能和重力能等等。在圖6·9的下部方框內(nèi)，表示與地表生命活動(dòng)密切有關(guān)的能量級(jí)聯(lián)。由圖6·9可見(jiàn)，太陽(yáng)輻射能是整個(gè)氣候系統(tǒng)的主要能源。在太陽(yáng)輻射能的驅(qū)動(dòng)下，通過(guò)氣候系統(tǒng)內(nèi)部的相互作用，產(chǎn)生能量的交換和轉(zhuǎn)

移。這種相互作用在不同時(shí)間尺度內(nèi)進(jìn)行。例如在暖季晴天的上午，在強(qiáng)烈陽(yáng)光照射下，水面有大量水汽蒸發(fā)，氣流上升將水汽輸送至上空，在天氣條件適合時(shí)，下午就可以形成云和降水，從下墊面帶去的潛熱和位能，很快就釋放出來(lái)。樹木在太陽(yáng)能供應(yīng)下，通過(guò)光合作用，構(gòu)成其機(jī)體組織。后經(jīng)死亡腐爛，埋藏在地下，經(jīng)過(guò)漫長(zhǎng)的地質(zhì)時(shí)期形成煤，人們用煤燃燒釋放出光和熱，這是經(jīng)過(guò)漫長(zhǎng)時(shí)間太陽(yáng)能轉(zhuǎn)換的實(shí)例。雖然太陽(yáng)能儲(chǔ)存和釋放的時(shí)間尺度不同，它們對(duì)氣候都產(chǎn)生顯著的影響。（四）全球能量平衡模式

綜上所述，可以概括出一年中全球能量平衡模式如圖6·10所示。從短波輻射來(lái)講，太陽(yáng)輻射在地球表面大氣上界單位時(shí)間、單位面積上的平均值i應(yīng)為

i=I0πr2/4πr2

（6·10）

式中I0πr2即如前所述太陽(yáng)到達(dá)大氣上界的總能量，4πr2為地球表面積。由（6·11）式算出i=342.8W/m2。為了論述簡(jiǎn)便，將此值算做100個(gè)單位，此100個(gè)單位進(jìn)入大氣圈時(shí)被大氣吸收了18個(gè)單位（主要是被水汽、臭氧、微塵、CO2等選擇吸收），云滴吸收2個(gè)單位，二者共吸收20個(gè)單位。云層反射20個(gè)單位，大氣散射返回宇宙空間6個(gè)單位，地面反射4個(gè)單位，地-氣系統(tǒng)共反射30個(gè)單位（又稱地球反射率）。地面吸收直接輻射22個(gè)單位、散射輻射28個(gè)單位（其中來(lái)自云層漫射16，大氣散射12），合計(jì)吸收總輻射50個(gè)單位。地面因吸收總輻射而增溫。根據(jù)全球年平均地面溫度T，其長(zhǎng)波輻射能量Eg=δσT4（見(jiàn)2·12式）相當(dāng)于115個(gè)單位。地面長(zhǎng)波輻射進(jìn)入大氣圈時(shí)有109個(gè)單位為大氣（主要為CO2、圖6·9全球能量級(jí)聯(lián)（energycascade）

水汽、云滴等）所吸收，只有6個(gè)單位透過(guò)“大氣窗”逸入宇宙空間。

圖6·10地球能量平衡模式

大氣吸收了20個(gè)單位的太陽(yáng)輻射和109個(gè)地面長(zhǎng)波輻射而增溫，它本身也根據(jù)其溫度進(jìn)行長(zhǎng)波輻射。大氣和云長(zhǎng)波輻射一部分為射向地面的逆輻射，其值相當(dāng)于95個(gè)單位，另一部分射向宇宙空間為64個(gè)單位（其中大氣38，云層26個(gè)單位）。因此通過(guò)輻射過(guò)程，大氣總共吸收129個(gè)單位，而大氣長(zhǎng)波輻射支出95＋64=159個(gè)單位。全球大氣的年平均輻射差額為-30個(gè)單位。這虧損的能量，由地面向大氣輸入的潛熱23個(gè)單位和湍流顯熱7個(gè)單位來(lái)補(bǔ)充，以維持大氣的能量平衡。

整個(gè)地球下墊面的能量收支為±145個(gè)單位，大氣的能量收支為±159個(gè)單位，從宇宙空間射入的太陽(yáng)輻射100個(gè)單位，而地球的反射率為30個(gè)單位，長(zhǎng)波輻射射出70個(gè)單位，各部分的能量收支都是平衡的。這些估算的數(shù)值是很粗略的，它們僅僅提供一個(gè)地-氣系統(tǒng)中能量收支的梗概。這里因?yàn)槭侨蛉昶骄?，季?jié)變化和地區(qū)間的能量輸送都被略去。在這種能量收支下，形成并維持著現(xiàn)階段的地球氣候狀態(tài)。第二節(jié)氣候形成的環(huán)流因子

氣候形成的環(huán)流因子包括大氣環(huán)流和洋流，這二者間有密切的關(guān)聯(lián)。本節(jié)首先闡明海氣相互作用與環(huán)流，再依次論述環(huán)流在熱量交換和水分循環(huán)中的作用。最后以厄爾尼諾事件為例，說(shuō)明環(huán)流變異導(dǎo)致氣候的變異。一、海氣相互作用與環(huán)流

海洋與大氣之間通過(guò)一定的物理過(guò)程發(fā)生相互作用，組成一個(gè)復(fù)雜的耦合系統(tǒng)。海洋對(duì)大氣的主要作用在于給大氣熱量及水汽，為大氣運(yùn)動(dòng)提供能源。大氣主要通過(guò)向下的動(dòng)量輸

送（風(fēng)應(yīng)力），產(chǎn)生風(fēng)生洋流和海水的上下翻涌運(yùn)動(dòng)，兩者在環(huán)流的形成、分布和變化上共同影響著全球的氣候。海洋占地球表面積的70.8％，海洋的比熱（4186.8J/kgK）約為空氣比熱（718J/kgK）的6倍，全球10m深的海洋水的總質(zhì)量就相當(dāng)于整個(gè)大氣圈的質(zhì)量。如前所述，到達(dá)地表的太陽(yáng)輻射能約有80％為海洋所吸收，且將其中85％左右的熱能儲(chǔ)存在大洋表層（約自表面至100m深處），這部分能量再以長(zhǎng)波輻射、蒸發(fā)潛熱和湍流顯熱等方式輸送給大氣。圖6·11給出年平均逐日從海洋輸入大氣的總熱量。海洋還通

過(guò)蒸發(fā)作用，向大氣提供大約86％的水汽來(lái)源。在圖6·11的總熱量中，平均而言，潛熱約占顯熱的8倍強(qiáng)。這種熱量的輸送，不僅影響大氣的溫度分布，更重要的是它是驅(qū)使大氣運(yùn)動(dòng)的能源，在大氣環(huán)流的形成和變化中有極為重要的作用。由此可見(jiàn)，海洋是大氣環(huán)流運(yùn)轉(zhuǎn)的能量和水汽供應(yīng)的最主要源地和儲(chǔ)存庫(kù)。此外，在CO2循環(huán)中，海洋是CO2的巨大貯存庫(kù)，它也通過(guò)調(diào)節(jié)大氣中的CO2含量來(lái)影響氣溫和環(huán)流。海洋是從大氣圈的下層向大氣輸送熱量和水汽，而大氣運(yùn)動(dòng)所產(chǎn)生的風(fēng)應(yīng)力則向海洋上

層輸送動(dòng)量，使海水發(fā)生流動(dòng)，形成“風(fēng)生洋流”，亦稱“風(fēng)海流”。由圖6·12可見(jiàn)，世界洋流分布與地面風(fēng)向分布密切相關(guān)。在熱帶、副熱帶海洋，北半球洋流基本上是圍繞副熱帶高壓作順時(shí)針向流動(dòng)，在南半球則作反時(shí)針向流動(dòng)。由圖6·12可見(jiàn)，因信風(fēng)的推動(dòng)，在赤道具有由東向西的洋流，在北半球稱北赤道洋流，在南半球稱南赤道洋流。為維持海水的連續(xù)，于是在南北赤道洋流間自然就發(fā)展一種補(bǔ)償洋流，方向與赤道洋流相反，由西向東流，稱赤道逆流。

圖注：1.灣流；2.北大西洋漂流；3.東格陵蘭洋流；4.西格陵蘭洋流；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.?？颂m洋流；13.西風(fēng)漂流；14.本格拉洋流；15.幾內(nèi)亞洋流；16.西南和東北季風(fēng)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.西澳大利亞洋流；22.黑潮洋流；23.北太平洋漂流；24.加利福尼亞洋流；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.東澳大利亞洋流；31.秘魯洋流；32.赤道逆流

在副熱帶高壓西側(cè)，具有流向中高緯度方向的洋流。因海水來(lái)自低緯度，其溫度比流經(jīng)地區(qū)的水溫高，所以是暖流。例如，大西洋中的灣流水溫就很高，勢(shì)力也很強(qiáng)，它不僅有北赤道洋流的水流匯入墨西哥灣，而且還有一部分南赤道洋流注入，然后出佛羅里達(dá)海峽，沿美國(guó)東岸北流。這支暖洋流流量大，對(duì)沿岸氣候影響特別顯著。與此相對(duì)應(yīng)，在北太平洋西部有黑潮暖流，在南太平洋有東澳大利亞暖流、在南印度洋有莫桑比克暖流，南大西洋有巴西暖流。

在副熱帶高壓北側(cè)盛行西風(fēng)，上述暖洋流在副高西側(cè)向極地方向流到緯度40°附近，乃受西風(fēng)影響折向東流，遇到大陸，分向南北流動(dòng)，在北半球向南的一支沿副高東側(cè)南流，因?yàn)檫@種洋流是從高緯向赤道方向流動(dòng)，其溫度比流經(jīng)地方的水溫低，所以是冷流。例如，在北大西洋沿北非西岸有加那利冷流，在北太平洋沿美國(guó)西岸有加利福尼亞冷流，在南太平洋有秘魯冷流。在緯度40°以上的洋面，洋流繞著副極地低壓流動(dòng)，這在北半球表現(xiàn)最顯著。例如，北大西洋的灣流受冰島低壓東南部西南風(fēng)的影響，

就有一支長(zhǎng)驅(qū)向東北方向流動(dòng)，稱北大西洋暖流，沿歐洲海岸伸入到巴倫支海。在冰島低壓的西部盛行北風(fēng)和西北風(fēng)，形成格陵蘭冷流和拉布拉多冷流。這些冷流來(lái)自北冰洋，攜有冰塊和巨大的冰山，冷流的密度大，當(dāng)它與灣流相遇時(shí)，就潛入灣流之下。北太平洋副極地低壓中心位于阿留申群島附近，環(huán)繞此低壓也有類似北大西洋的逆時(shí)針向洋流。在北美西岸有阿拉斯加暖流，在亞洲東岸有堪察加冷流。不過(guò)由于阿留申低壓沒(méi)有冰島低壓強(qiáng)，再加上北太平洋的地形與北大西

洋不同，所以這里東西岸洋流強(qiáng)度比較弱。南半球中高緯度的洋面是開闊的，它的西風(fēng)漂流很強(qiáng)，水溫亦較低。印度洋季風(fēng)盛行，洋流也隨著發(fā)生季節(jié)的改變。在北半球冬季，印度洋中盛行東北季風(fēng)，因此在阿拉伯海具有西向洋流，稱東北季風(fēng)洋流；在北半球夏季因西南季風(fēng)盛行，所以洋流方向轉(zhuǎn)變180°，稱西南季風(fēng)洋流。綜上所述，海洋提供給大氣大量的潛熱和顯熱，成為大氣運(yùn)動(dòng)的能源，使大氣環(huán)流得以形成和維持。而大氣環(huán)流又推動(dòng)海水流動(dòng)，產(chǎn)

生風(fēng)生洋流。這里必須指出：洋流的流向除受風(fēng)力作用外還受地轉(zhuǎn)偏向力和海水摩擦力的作用，因此洋流的流向并不和風(fēng)向一致，在北半球要向右偏，南半球要向左偏。洋流的流速遠(yuǎn)比風(fēng)速小。從鉛直方向而言，洋流的速度以海洋表面為最大，因摩擦力的影響，愈向下層流速愈小，至一定深度減弱為零。由于海洋不是無(wú)界的，風(fēng)場(chǎng)也是不均勻的，風(fēng)生洋流會(huì)產(chǎn)生海水質(zhì)量的輻合和輻散，特別是在海岸附近，由于側(cè)邊界的作用這種輻合和輻散作用尤為明顯。例如在熱帶、副熱帶大陸

西岸，因離岸風(fēng)的作用，把表層海水吹流而去造成海水質(zhì)量的輻散，必然引起深層海水上翻（Upwelling），由于深層海水水溫比表層水溫低，因此在上翻區(qū)海水水溫要比同緯度海洋表面的平均水溫為低。相反，如果風(fēng)向改變，海水質(zhì)量在此輻合，必然引起海水下翻（downwelling），海面水溫將顯著增高，厄爾尼諾事件（后詳）就與此有密切關(guān)系。在暖海水表面一般是水溫高于它上面的氣溫，海面向空氣提供的顯熱和潛熱都比較多，不僅使空氣增溫，且使氣層處于不穩(wěn)定狀態(tài)，

利于云和降水的形成。熱帶氣旋大都源出于低緯度暖洋流表面即系此故。在冷洋流表面，空氣層結(jié)穩(wěn)定，有利于霧的形成而不易產(chǎn)生降水，因此在低緯度大陸西岸往往形成多霧沙漠。

二、環(huán)流與熱量輸送

大氣環(huán)流和洋流對(duì)氣候系統(tǒng)中熱量的重新分配起著重要作用。它一方面將低緯度的熱量傳輸?shù)礁呔暥?，調(diào)節(jié)了赤道與兩極間的溫度差異，另一方面又因大氣環(huán)流的方向有由海向陸與由陸向海的差異和洋流冷暖的不同，使同一緯度帶上大陸東西岸氣溫產(chǎn)生明顯的差別，破

壞了天文氣候的地帶性分布。

（一）赤道與極地間的熱量輸送

由前所述地球約在南北緯35°間，地-氣系統(tǒng)的輻射熱量有盈余，在高緯則相反。但根據(jù)多年觀測(cè)的溫度記錄，卻未見(jiàn)熱帶逐年增熱，也未見(jiàn)極地逐年變冷，這必然存在著熱量由低緯度向高緯度的傳輸，這種傳輸是由大氣環(huán)流和洋流來(lái)進(jìn)行的。根據(jù)南北方向上的風(fēng)速矢量V，當(dāng)時(shí)的氣溫T，空氣的比濕q，可以按下式計(jì)算顯熱（Qp）和潛熱（LE）在南北方向上的水平輸送。

取與V垂直的一小塊面積ABCD（圖6·13），高為δz，底邊長(zhǎng)為δx，設(shè)空氣在單位時(shí)間內(nèi)由ABCD流到A'B'C'D'。以ρ示空氣的密度，Cp示其定壓比熱。則單位時(shí)間通過(guò)ABCD截面積的空氣質(zhì)量為：ρVδxδz，通過(guò)的顯熱為：ρVδxδzCpT。根據(jù)靜力學(xué)方程

若計(jì)算從地面（氣壓為P0）到大氣上界（P=0）的鉛直剖面，在南北方向單位時(shí)間的顯熱輸送量（Qp），則應(yīng)對(duì)上式積分，即在實(shí)際計(jì)算時(shí)，常把大氣分成n層，（6·11）式可近似地改寫成其中Ti（℃）和Vi（m/s）為從地面到第i層的平均溫度和平均風(fēng)速，△Pi，為其間平均氣壓差值（hPa），Qp的單位為（J/ms）。類似推導(dǎo)，從地面到大氣上界潛熱（LE）在南北方向上的水平輸送公式可寫成

上式中L為蒸發(fā)潛熱，qi是從地面到第i層的平均比濕，其單位與顯熱相同。圖6·14是用上述公式計(jì)算所得的全球由低緯到高緯通過(guò)大氣環(huán)流輸送的顯熱、潛熱及洋流輸熱的年平均值。

由赤道到極地的熱量傳輸隨緯度和季節(jié)而異。就年平均而論，熱赤道約在5°N左右，其中顯熱的傳輸即從此熱赤道分別向北、南輸送。從圖6·14中的曲線看，其輸送在緯度分布上有兩個(gè)高點(diǎn)，一在20°附近，一在50°—60°間；在高度分布上亦有兩個(gè)高點(diǎn)，一在近地面層，一在200hPa等壓面上。潛熱的輸送幾乎全在近地面2—3km的大氣底層，約在回歸線附近潛熱分別向高、低緯度輸送。向高緯度輸送的潛熱通量以40°附近為最高峰，向低緯度輸送的潛熱通量以10°附近為另一高峰。由南半球回歸線向北輸送的潛熱可跨越赤道直至5°N附近。

洋流熱通量約自2°N左右的洋面分別向南北輸送，在20°附近達(dá)最高峰。據(jù)氣象衛(wèi)星探測(cè)的資料計(jì)算，圖6·14中所表示的數(shù)量均太低，最新衛(wèi)星資料表明在此高峰處，洋流由低緯向高緯傳輸?shù)臒崃考s占地-氣系統(tǒng)總熱量傳輸?shù)?4％，在30°—35°N間洋流傳輸?shù)臒崃空紓鬏斄康?7％。綜合以上各種熱通量的輸送，從年平均來(lái)講，以緯度40°附近為最大。從季節(jié)來(lái)講，冬季高低緯度間溫度差異最大，環(huán)流亦最強(qiáng)，由低緯向高緯輸送的熱量亦最大。夏季南北溫差小，熱量的傳送強(qiáng)度也較小。

從大氣環(huán)流輸送形式來(lái)講，有平均經(jīng)圈環(huán)流輸送和大型渦旋輸送兩種。在顯熱輸送上，兩者具同一量級(jí)。潛熱的經(jīng)向輸送在30°—70°N地帶，則以大型渦旋輸送為主，平均經(jīng)圈環(huán)流次之，但在低緯度則基本上由信風(fēng)與反信風(fēng)的常定輸送來(lái)完成。大型渦旋指的是移動(dòng)性氣旋、反氣旋、槽和脊等。氣旋移動(dòng)的方向一般具有向北的分速，且在氣旋的前部（反氣旋的后部）常有暖平流，槽前（脊后）亦常有暖平流，所以能把熱量由低緯度輸送到高緯度。反氣旋的移動(dòng)方向一般具有向南的分速，且在反氣旋的前部（氣旋的

后部）常有冷平流，脊前（槽后）亦常有冷平流，它們能把冷空氣從高緯度輸送到低緯度，這是調(diào)節(jié)高低緯度間熱量的一個(gè)重要途徑。

據(jù)最新估計(jì)在環(huán)流的經(jīng)向熱量輸送中，洋流的作用占33％，大氣環(huán)流的作用占67％。在赤道至緯度30°（低緯度地帶）洋流的輸送超過(guò)大氣環(huán)流的輸送。在30°N以北，大氣環(huán)流的輸送超過(guò)了洋流的輸送。這樣海洋-大氣“接力式”的經(jīng)向熱量輸送是維持高低緯度能量平衡的主要機(jī)制。由于環(huán)流的作用調(diào)節(jié)了高低緯度間的溫度，表6·3列出了各緯圈上輻射差額溫度與實(shí)際溫度的比較。

由上表可見(jiàn)，由于環(huán)流經(jīng)向輸送熱量的結(jié)果，低緯度降低了2—13℃，中高緯度卻升高了6—23℃。據(jù)最新資料，赤道實(shí)測(cè)溫度比輻射差額溫度降低了14℃，而極地則提高了25℃，因此大氣環(huán)流和洋流在緩和赤道與極地間南北溫

差上，確實(shí)起了巨大的作用。這種作用在海洋表面上比大陸上更為顯著（見(jiàn)表6·4），尤其是冬季在北大西洋（經(jīng)度0°線）上因暖洋流強(qiáng)度大，赤道至北極圈的氣溫差別只有22℃，比歐亞大陸（經(jīng)度130°E線）上要小得多。（二）海陸間的熱量傳輸大氣環(huán)流和洋流對(duì)海陸間的熱量傳輸有明顯作用。冬季海洋是熱源，大陸是冷源，在中高緯度盛行西風(fēng)，大陸西岸是迎風(fēng)海岸，又有暖洋流經(jīng)過(guò)，故環(huán)流由海洋向大陸輸送的熱量甚多，提高了大陸西岸的氣溫。從圖6·12可見(jiàn)，北大西洋和北太平洋東岸（大陸西岸）暖洋流水溫正距平均在5℃以上，特別是北大西洋暖流勢(shì)力最強(qiáng)，又由于北大西洋洋盆的有利形狀，使得這支暖洋流流經(jīng)冰島、挪威的北角，一部分能遠(yuǎn)達(dá)巴倫支海，在盛行西到西南風(fēng)的作用下，使西北歐的氣溫特別暖和。從1月海平面等

溫線圖上可以明顯地看出，這里的等溫線向極地凸出，并幾乎與海岸線平行，愈靠近大西洋海岸氣溫愈暖，愈向內(nèi)陸，氣溫乃逐漸變低，到了東西伯利亞維爾霍揚(yáng)斯克附近，1月平均氣溫降到-50℃，成為世界“寒極”，在鄂霍次克海海面因位于亞歐大陸東側(cè)，受西來(lái)大陸冷空氣的影響，溫度甚低，成為世界“冰窖”，北美大陸也有類似的西岸暖、東岸冷的現(xiàn)象，但海陸溫差不像亞歐大陸那樣突出。

在夏季，大陸是熱源，海洋是冷源，這時(shí)大陸上熱氣團(tuán)在大陸氣流作用下向海洋輸送熱量。從7月海平面等溫線圖上可見(jiàn)，在熱帶、副

熱帶大陸上氣溫最高，在大陸熱風(fēng)影響下，使紅海海面氣溫顯得特別高（大于32℃）。這時(shí)大陸通過(guò)大氣環(huán)流向海洋輸送熱量，但輸送值遠(yuǎn)比冬季海洋向大陸的輸送量小。夏季在迎風(fēng)海岸氣溫比較涼，在冷洋流海岸因系離岸風(fēng)，僅貼近海邊處，受海洋上翻水溫的影響，氣溫比大陸內(nèi)部要低得多。這種海陸間的熱量交換是造成同一緯度帶上，大陸東西兩岸和大陸內(nèi)部氣溫有顯著差異的重要原因。

三、環(huán)流與水分循環(huán)

水分循環(huán)的過(guò)程是通過(guò)蒸發(fā)、大氣中的水分輸送、降水和徑流（含地表徑流和地下徑流）四者來(lái)實(shí)現(xiàn)的。如圖6·15所示，由于太陽(yáng)能的輸入，從海洋表面蒸發(fā)到空中的水汽，被氣流輸送到大陸上空，通過(guò)一定的過(guò)程凝結(jié)成云而降雨。地面的雨水又通過(guò)地表江河和滲透到地下的水流，再回到海洋，這稱為水分的外循環(huán)（又稱大循環(huán)），也就是海陸之間的水分交換。水分從海洋表面蒸發(fā)，被氣流帶至空中凝結(jié)，然后以降水形式回落海中，以及水分從陸地表面的水體、濕土蒸發(fā)及植物蒸騰到空中凝結(jié)，

再降落到陸地表面，這就是水分內(nèi)循環(huán)（又稱小循環(huán)）。無(wú)論是在水分外循環(huán)或是水分內(nèi)循環(huán)中，大氣環(huán)流都起著重要作用。就全球而論，水分循環(huán)各個(gè)分量的估計(jì)值如下：全球平均年降水量為

1040mm，以此值為

100個(gè)單位，由海洋蒸發(fā)的水汽相當(dāng)

于86個(gè)單位，降回到海洋的降水量約為80個(gè)單位，海洋蒸發(fā)的水汽有6個(gè)單位由大氣徑流輸送到大陸上空，陸地表面從河流湖泊、潮濕土壤和植物等蒸發(fā)、蒸騰出來(lái)的水汽有14個(gè)單位，降落到陸地的降水約有20個(gè)單位，多出的6個(gè)單位由地表和地下徑流流到海洋，以保持各自的水分平衡，全球水的總量約有97.2％儲(chǔ)存在世界大洋之中，其次冰原、冰川和海冰約占2.15％，地下水占0.62％，大氣圈中水分僅占0.001％。

據(jù)長(zhǎng)期觀測(cè)，地球上的總水量是不變的，B.N.維爾納茨基認(rèn)為，甚至在地球整個(gè)地質(zhì)歷史時(shí)期的總水量也是不變的，因而水分的收入與支出是平衡的，這就叫做地球上的水量平衡。水量平衡是水分循環(huán)過(guò)程的結(jié)果，而水分循環(huán)又必須通過(guò)大氣環(huán)流來(lái)實(shí)現(xiàn)?，F(xiàn)根據(jù)水分循環(huán)中三個(gè)分量：蒸發(fā)、降水和大氣中的水分輸送（大氣徑流）的平均經(jīng)向分布（圖6·16）可說(shuō)明大氣環(huán)流與它們的關(guān)系。首先在蒸發(fā)過(guò)程中，在水源充足的條件下（如海洋），蒸發(fā)的快慢和蒸發(fā)量的多寡要受環(huán)流方向和速度的影響。從圖6·16b可以看出海洋上年平均蒸發(fā)量

最高峰出現(xiàn)在15°—20°N和10°—20°S的信風(fēng)帶，這是風(fēng)向和風(fēng)速都很穩(wěn)定的地帶。信風(fēng)又來(lái)自副熱帶高壓，最有利于海水的蒸發(fā)，而赤道低壓帶因風(fēng)速小，海面蒸發(fā)量反而相形見(jiàn)絀。云和降水的形成以及降水量的大小與大氣環(huán)流的形勢(shì)更是息息相關(guān)，圖6·16a明顯地表示出世界降水的緯度帶分布有兩個(gè)高峰，一在赤道低壓帶，這里有輻合上升氣流，產(chǎn)生大量的對(duì)流雨，一個(gè)在中緯度西風(fēng)帶，在冷暖氣團(tuán)交綏的鋒帶上，氣旋活動(dòng)頻繁，降水量因之亦較多，是次于赤道的第二個(gè)多雨帶。在這兩個(gè)高峰之間，是副熱帶高壓帶，盛行下沉氣流，因

此即使在海洋表面，降水卻甚稀少，如果將圖6·16（b）中全球年平均蒸發(fā)量曲線與（a）圖年平均降水曲線相重疊，則可見(jiàn)在13°—37°N地帶及7°—40°S地帶蒸發(fā)量大于降水量，水汽有盈余，在赤道帶和中、高緯度降水量大于蒸發(fā)量，水汽有虧損，因此要達(dá)到水分平衡，則需大氣徑流將水汽從盈余的地區(qū)輸送到水汽虧損的地區(qū)。從圖6·16c中可以看出，以副熱帶高壓為中心，通過(guò)信風(fēng)和盛行西南風(fēng)（北半球）將水汽分別向南和向北作經(jīng)向的輸送（見(jiàn)圖中箭頭方向）。

大氣中水汽的輸送可用類似（6·11）和（6·12）式的方法計(jì)算。因單位質(zhì)量濕空氣內(nèi)包含的水汽質(zhì)量為q（比濕），通過(guò)底邊為單位長(zhǎng)度，從地面到大氣上界的鉛直剖面，在風(fēng)速矢量（V）方向單位時(shí)間的水汽輸送量為其單位為g/cm·s，就年平均而言則為kg/m·a。

就全球的水分輸送計(jì)算證明，在低緯度哈特萊環(huán)流對(duì)水汽輸送起的作用甚大，在中、高緯度也主要是通過(guò)大型渦旋運(yùn)動(dòng)進(jìn)行水汽輸送的，圖6·16c是計(jì)算出的水汽經(jīng)向輸送值。

四、環(huán)流變異與氣候如上所述，環(huán)流因子在氣候形成中起著重要作用。當(dāng)環(huán)流形勢(shì)在某些年份出現(xiàn)異常變化時(shí)，就會(huì)直接影響某些時(shí)期內(nèi)的天氣和氣候，出現(xiàn)異常。近年來(lái)頻繁出現(xiàn)的厄爾尼諾/南方濤動(dòng)（ENSO）就是一個(gè)顯著的實(shí)例。

厄爾尼諾一詞源出于西班牙文“ElNino”，原意是“圣嬰”。最初用來(lái)表示在有的年份圣誕節(jié)前后，沿南美秘魯和厄瓜多爾附近太平洋海岸出現(xiàn)的一支暖洋流，后來(lái)科學(xué)上用此詞表示在南美西海岸（秘魯和厄瓜多爾附近）延伸至赤道東太平洋向西至日界線（180°）附近的海面溫度異常增暖現(xiàn)象。在常年，此區(qū)域東向信風(fēng)盛行，在平均風(fēng)速下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高東低的形勢(shì)。西太平洋斜溫層深度約200m，東太平洋僅50m左右，這種結(jié)構(gòu)與西暖東冷的平均海溫分布相適應(yīng)（圖6·17a）。但是在東風(fēng)異常加強(qiáng)

的情況下（圖6·17b），赤道表面東風(fēng)應(yīng)力把表層暖水向西太平洋輸送，在西太平洋堆積，那里的海平面就不斷抬升，積累大量位能，斜溫層加深。而東太平洋在離岸風(fēng)的作用下，表層海水產(chǎn)生強(qiáng)的離岸漂流，造成這里持續(xù)的海水質(zhì)量輻散，海平面降低，次層冷海水上翻，導(dǎo)致這里成為更冷的冷水帶。此冷水帶有豐富的營(yíng)養(yǎng)鹽分，使得浮游生物大量繁殖，為魚類提供充足的餌料，魚類又為鳥類提供豐盛的食物，所以這里鳥類甚多，鳥糞堆積甚厚，成為當(dāng)?shù)匾豁?xiàng)重要資源。在冷水帶上，氣溫高于水溫，空氣層結(jié)穩(wěn)定，對(duì)流不易發(fā)展，雨量偏少，氣圖6·17赤道太平洋熱結(jié)構(gòu)對(duì)海面風(fēng)場(chǎng)變化的響應(yīng)

a.平均狀況

b.強(qiáng)信風(fēng)

c.信風(fēng)張馳

候干旱?？墒敲扛魯?shù)年，東向信風(fēng)發(fā)生張馳（即減弱），此處的冷水上翻現(xiàn)象消失，并使西太平洋原先積累的位能釋放，表層暖水向東回流，導(dǎo)致赤道東太平洋海平面升高，海面水溫增暖，秘魯、厄瓜多爾沿岸由冷洋流轉(zhuǎn)變?yōu)榕罅?，海水溫度出現(xiàn)正距平（圖6·17c），下層海水中的無(wú)機(jī)鹽類不再涌向海面，導(dǎo)致當(dāng)?shù)氐母∮紊锖汪~類大量死亡，大批鳥類亦因饑餓而死，形成一種嚴(yán)重災(zāi)害，與此同時(shí)，原來(lái)的干旱氣候突然轉(zhuǎn)變?yōu)槎嘤隁夂颍踔猎斐珊樗簽E，這就稱為厄爾尼諾事件。與厄爾尼諾事件密切相關(guān)的環(huán)流還有南方濤動(dòng)（SouthernOscillation，簡(jiǎn)作SO）、沃

克（Walker）環(huán)流和哈德萊（Hadley）環(huán)流。南方濤動(dòng)是指南太平洋副熱帶高壓與印度洋赤道低壓這兩大活動(dòng)中心之間氣壓變化的負(fù)相關(guān)關(guān)系。即南太平洋副熱帶高壓比常年增高（降低）時(shí)，印度洋赤道低壓就比常年降低（增高），兩者氣壓變化有“蹺蹺板”現(xiàn)象，稱之為濤動(dòng)。為了定量地表示濤動(dòng)振幅的大小，不少學(xué)者采用南太平洋塔希堤島（143°05'W，17°53'S）的海平面氣壓（代表南太平洋副熱帶高壓）與同時(shí)期澳大利亞北部的達(dá)爾文港（130°59'E，12°20'S）的海平面氣壓（代表印度洋赤道低壓）差值，經(jīng)過(guò)一定的數(shù)學(xué)處理

來(lái)計(jì)算南方濤動(dòng)指數(shù)（SOI），將歷年赤道東太平洋海面水溫SST（指在緯度0°—10°S，經(jīng)度180°W向東至90°W）與同時(shí)期南方濤動(dòng)指數(shù)SOI進(jìn)行對(duì)比，發(fā)現(xiàn)厄爾尼諾/南方濤動(dòng)（合稱為ENSO）事件的主要特征是當(dāng)赤道東太平洋海水溫度（SST）出現(xiàn)異常高位相（增暖）時(shí)，南方濤動(dòng)指數(shù)SOI卻出現(xiàn)異常低位相（塔希堤島氣壓與達(dá)爾文氣壓差值減?。D6·18給出1870—1990年的SST（0°—10°S，90°—180°W）與SOI的年平均距平曲線，為了便于比較，圖中SOI的坐標(biāo)向上為負(fù)，以適應(yīng)兩者的負(fù)相關(guān)。關(guān)于赤道東太平洋海水溫度SST達(dá)到怎樣的正距平，才算厄

爾尼諾出現(xiàn)，目前尚無(wú)公認(rèn)的統(tǒng)一標(biāo)準(zhǔn)，但大體上連續(xù)三個(gè)月SST正距平在0.5℃以上或其季距平達(dá)到0.5℃以上，即可認(rèn)為出現(xiàn)一次厄爾尼諾事件，達(dá)到上述數(shù)值的負(fù)距平時(shí)，則為反厄爾尼諾事件。厄爾尼諾/南方濤動(dòng)現(xiàn)象是低緯度海氣相互作用的強(qiáng)信號(hào)，近年觀測(cè)研究表明，在低緯度太平洋上不僅在南半球存在著以180°日界線為零線的東西氣壓的反相振蕩，在北太平洋亦有類似的振蕩稱為“北方濤動(dòng)”（其強(qiáng)度比南方濤動(dòng)?。煽偡Q為“低緯度濤動(dòng)”。它是由兩種基本狀態(tài)和其間的過(guò)渡狀態(tài)所組成（圖6·19）。在濤動(dòng)的低指數(shù)時(shí)期（圖6·19a），

赤道低氣壓主體減弱，但前端向東伸展，此時(shí)南、北太平洋上副熱帶高壓減弱，并向較高緯度移動(dòng)，其結(jié)果必然導(dǎo)致信風(fēng)減弱，赤道西風(fēng)發(fā)展，在這樣的大氣環(huán)流條件下，有利于赤道西太平洋暖水的向東擴(kuò)展和輸送，同時(shí)赤道東太平洋冷水上翻的現(xiàn)象亦相應(yīng)減弱乃至停止，造成中、東太平洋海面水溫升高，出現(xiàn)厄爾尼諾事件。在海面高水溫作用下，低層大氣濕度加大，濕不穩(wěn)定得以發(fā)展，因此沃克環(huán)流發(fā)生變化，其上升分支向東移，西太平洋對(duì)流減弱，中、東太平洋對(duì)流發(fā)展。原先的赤道太平洋干旱帶變?yōu)槎嘤陰В《妊蠛臀魈窖蟮挠炅繀s大為減少。

在低緯度濤動(dòng)的高指數(shù)時(shí)期，情況完全相反（圖6·19c），南北太平洋副高加強(qiáng)且向赤道靠攏，赤道低壓主體加強(qiáng)，但其東端西撤，由于經(jīng)向氣壓梯度大，必然導(dǎo)致信風(fēng)加強(qiáng)。在強(qiáng)離岸風(fēng)作用下，赤道東太平洋海水上翻現(xiàn)象強(qiáng)烈發(fā)展，且向西平流，造成大范圍海面降溫，低層大氣變干，層結(jié)穩(wěn)定，赤道主要對(duì)流區(qū)萎縮在西太平洋，沃克環(huán)流上升分支西移，東太平洋又出現(xiàn)少雨氣候。這兩種狀態(tài)之間的轉(zhuǎn)換主要通過(guò)副熱帶高壓強(qiáng)度和位置變化這個(gè)重要環(huán)節(jié)。

圖6·19低緯度濤動(dòng)的物理圖解a低指數(shù)時(shí)期，b由a向c過(guò)渡時(shí)期，c高指數(shù)時(shí)期，d由c向a過(guò)渡時(shí)期(圖中“-”示降壓，“+”示增壓)

如圖6·19b所示，在低緯度濤動(dòng)低指數(shù)時(shí)期，在海面溫度增暖作用下,副熱帶與赤道間海水溫度的經(jīng)向差別增大，必然導(dǎo)致哈德萊環(huán)流加強(qiáng)，這個(gè)加強(qiáng)環(huán)流的下沉分支，將產(chǎn)生副熱帶高壓由弱變強(qiáng)的趨勢(shì)。這種過(guò)程發(fā)展到一定程度時(shí)，將出現(xiàn)南方濤動(dòng)（低緯度濤動(dòng)）由低指數(shù)向高指數(shù)轉(zhuǎn)變。同樣在高指數(shù)時(shí)期，低的赤道水溫又使海面經(jīng)向溫度梯度變小，促使哈德萊環(huán)流減弱，從而使副熱帶高壓減弱，產(chǎn)生由高指數(shù)向低指數(shù)的轉(zhuǎn)變（圖6·19d），實(shí)現(xiàn)整個(gè)過(guò)程轉(zhuǎn)變所需要的時(shí)間，即南方濤動(dòng)（低緯度濤動(dòng)）的平均周期，約為40個(gè)月左右。近百年來(lái)出現(xiàn)

的ENSO主要振蕩周期在2—7年內(nèi)變化，峰值為4年左右。由以上分析可見(jiàn)，所謂ENSO現(xiàn)象，并不是哪一個(gè)半球的行為，而是兩半球大氣環(huán)流作用下，低緯度大氣-海洋相互作用的現(xiàn)象，其形成原因尚有待于進(jìn)一步的研究。厄爾尼諾對(duì)氣候的影響以環(huán)赤道太平洋地區(qū)最為顯著。在厄爾尼諾年，印度尼西亞、澳大利亞、印度次大陸和巴西東北部均出現(xiàn)干旱，而從赤道中太平洋到南美西岸則多雨。許多觀測(cè)事實(shí)還證明，厄爾尼諾事件通過(guò)海氣作用的遙相關(guān)，還對(duì)相當(dāng)遠(yuǎn)的地區(qū)，甚至對(duì)北半球中

高緯度的環(huán)流變化亦有一定的影響。據(jù)研究當(dāng)厄爾尼諾出現(xiàn)時(shí)，將促使日本列島及我國(guó)東北地區(qū)夏季發(fā)生持續(xù)低溫，并在有的年份使我國(guó)大部分地區(qū)的降水有偏少的趨勢(shì)。第三節(jié)海陸分布對(duì)氣候的影響

下墊面是大氣的主要熱源和水源，又是低層空氣運(yùn)動(dòng)的邊界面，它對(duì)氣候的影響十分顯著就下墊面差異的規(guī)模及其對(duì)氣候形成的作用來(lái)說(shuō)，海陸間的差別是最基本的，并主要影響氣溫大氣水分和環(huán)流。一、海陸分布與氣溫（一）海陸與大氣熱量交換的差異

海洋和大陸由于物理性質(zhì)不同，在同樣的天文輻射之下，其增溫和冷卻有很大差異。海洋具有熱惰性，它增溫慢降溫亦慢，既是一個(gè)巨大的熱量存儲(chǔ)器，又是一個(gè)溫度調(diào)節(jié)器。大陸與之相反，它吸收的太陽(yáng)輻射僅限于表層，熱容量又小，具有熱敏性。與同緯度海洋相比，大陸具有夏熱冬冷的特性。對(duì)流層大氣中的熱能主要得自下墊面，下墊面由于海陸不同，海-氣熱量交換與陸-氣熱量交換的情況大293.08×103J/cm2a不相同。海洋提供給大氣的年平均潛熱為，比提供給大氣的湍流顯熱50.24×103J/cm2a大得多，而大陸上兩者則相差不大，各約為104.67×103J/cm2a，上述這些差異必然導(dǎo)致海陸氣溫的顯著對(duì)比性。地球表面海陸面積大小的分布是很不對(duì)稱的，北半球陸地面積比南半球約大一倍（北半球陸地覆蓋率為39.3％，南半球只有19.2％），而北半球東半部的陸地面積又比西半部大兩倍。就北半球東半部而言，亞歐非大陸面積（約為7.34×107km2）同鄰近的太平洋、大西洋和印度洋（以一半面積計(jì)，約為9.34×107km2）比較大小相當(dāng)。北半球的西半部則不然，海洋面

積（約8.24×107km2）遠(yuǎn)比陸地面積（2.42×107km2）大，因此由于海陸物理性質(zhì)差異而引起的海陸氣溫對(duì)比，在亞歐非大陸和附近海洋就顯得特別的突出（見(jiàn)表6·5）。表6·5中，同在30°N地帶天文輻射應(yīng)是完全相等的，但因海陸性質(zhì)不同就出現(xiàn)冷熱源的差異。從輻射差額來(lái)講，在表中所列舉的四個(gè)區(qū)域，除西藏高原部分地區(qū)外，皆獲得正值凈輻射，其中無(wú)論冬夏皆以海洋上為最多。通過(guò)顯熱輸送供給空氣直接增溫的熱量，在冬季（1月）以海洋表面為最大，平均有67.8W/m2，比同緯度的大陸上其他三個(gè)區(qū)域大1—7倍。這時(shí)

海洋上水溫比氣溫高，冬季海上風(fēng)速大，因此蒸發(fā)強(qiáng)，提供給大氣的潛熱量更多，比大陸上其他三地區(qū)大1—65.8倍。由此可以看出，這時(shí)相對(duì)于大陸來(lái)講，海洋是大氣的“熱源”，大陸是“冷源”。可是到了夏季（7月），海洋上獲得的正值凈輻射在四個(gè)地區(qū)中雖屬最大，但通過(guò)顯熱方式供給空氣增溫的熱量卻最少（只有0.82W/m2）。而這時(shí)北非、阿拉伯干旱區(qū)提供空氣增溫的顯熱最多（達(dá)127.5W/m2），相當(dāng)于同緯度海洋上的155倍。夏季海水溫度比空氣溫度低，風(fēng)力又較冬季弱，海上蒸發(fā)反而比冬季小得多，提供給空氣的潛熱遠(yuǎn)較冬季為小。

從表6·5中可以看出，在7月份除北非、阿拉伯干旱區(qū)外，太平洋中部提供給空氣的潛熱量亦比我國(guó)大陸東部和西藏高原小。再?gòu)臐摕嵬考语@熱通量看來(lái)，夏季太平洋中部提供給空氣的總熱量亦比同緯度的大陸區(qū)域?yàn)樾?，因此相?duì)于大陸來(lái)講，夏季海洋是個(gè)“冷源”，大陸是“熱源”。

（二）海陸氣溫的對(duì)比

海陸冷熱源的作用反映在海陸氣溫的對(duì)比上是十分明顯的。由表6·6可見(jiàn)，在緯度30°N上，從海平面到對(duì)流層上層，1月亞非大陸上

氣溫都比太平洋上氣溫低；7月相反，都是大陸上氣溫比海洋上高，二者的差值，7月比1月大。從全年來(lái)講，在500hPa等壓面上，每年10月到次年4月都是海上氣溫比陸上高；6—9月相反，海上氣溫比陸上要低；5、10月為轉(zhuǎn)變?cè)拢▓D6·20）。

為了定量地明確同緯度地帶海陸氣溫的差異性，可用氣溫等距平線圖來(lái)表示。氣溫的距平值是該地氣溫與同緯圈平均氣溫之差值，在相同緯度、相同海拔高度的各站氣溫距平值，主要決定于海陸分布。從1月氣溫等距平線圖（圖6·21a）看，在中高緯度，北半球海陸氣溫差別十分顯著，在北大西洋上有最大的正距平（+24℃），亞洲北部有最大的負(fù)距平（-24℃），約在同一緯度帶上氣溫相差達(dá)48℃以上，它相當(dāng)于赤道與極地年平均氣溫差值。

由圖6·21b可見(jiàn)，7月氣溫等距平線與緯線偏差亦很顯著，這時(shí)海陸氣溫最突出的差異出現(xiàn)在副熱帶緯度的冷洋流表面與大陸沙漠上。例如北非撒哈拉沙漠上7月平均氣溫達(dá)35℃以上，等溫線呈封閉形式，其氣溫距平為+12℃，而太平洋東岸（冷洋流）表面7月在20℃上下，其最大負(fù)距平為-8℃，在同一副熱帶緯度氣溫相差20℃。綜上所述可見(jiàn)，海陸氣溫的差異，在冬季的高緯度為最突出，在夏季則以副熱帶緯度最顯著，就全球而言，由于北半球海洋面積相對(duì)地比南半球小，所以北半球冬季比南半球冷，夏季比南半球熱。

二、海陸分布對(duì)大氣水分的影響

（一）對(duì)蒸發(fā)和空氣濕度的影響大氣中的水分主要得自下墊面的蒸發(fā)，海洋的蒸發(fā)量遠(yuǎn)比大陸為多。仍以30°N的亞非大陸和太平洋為例來(lái)說(shuō)明，無(wú)論冬、夏太平洋中部的蒸發(fā)量都比同緯度的大陸為多，特別是在冬季太平洋上的蒸發(fā)量比我國(guó)東部約大7倍，比北非、阿拉伯大26—27倍，因此冬季海洋是大氣的“水汽源”，大陸相對(duì)于海洋來(lái)講，則為“水汽匯”。夏季太平洋上的蒸發(fā)量與我國(guó)東部相差無(wú)幾，但和北非、阿拉伯干旱地區(qū)相比，則仍超過(guò)20余倍，這時(shí)海洋仍為大氣的“水汽源”，但強(qiáng)度遠(yuǎn)較冬季為?。ū?·5）。從濕度場(chǎng)的情況來(lái)看，無(wú)論在那一個(gè)層次，每年從12月到次年2月，亞非大陸是北半球上比濕最小的地區(qū)，比大西洋、太平洋小，也比北美大陸小；盛夏期間6—9月，東亞一帶，尤其南亞一帶是北半球濕度最大的地區(qū)，而太平洋卻為相對(duì)干區(qū)，4、5月和9月則是轉(zhuǎn)換月，這與海陸蒸發(fā)作用的年變化密切關(guān)聯(lián)。（二）對(duì)霧的影響

海上空氣潮濕，只要有適當(dāng)?shù)钠搅鲗⑴瘽窨諝獯邓偷奖容^冷的海面，下層空氣變冷，極易達(dá)到飽和而凝結(jié)成平流霧，所以在海上，尤其是冷洋流表面，霧日極多。在緯度40°以上的大陸東岸和低緯度的大陸西岸都是冷洋流經(jīng)過(guò)地區(qū)，不但海面多霧，大陸近岸受海風(fēng)影響，霧日也多。像日本北海道沿岸，北美紐芬蘭沿岸和加利福尼亞沿岸，南美秘魯和智利沿岸，北非加那利冷流沿岸，以及南非本格拉冷流沿岸，都是世界著名的多霧區(qū)域。

大陸上除了沿海地區(qū)受海風(fēng)影響，霧日較多外，一般大陸內(nèi)部都是霧少霾多。陸地霧與海上霧有很多差異，主要表現(xiàn)在：陸地霧以輻射冷卻形成為主，盛行于冬季晴夜和清晨，近午時(shí)因日照強(qiáng)而蒸發(fā)消散，海面霧的形成以平流冷卻為主，春夏出現(xiàn)頻率最大，正午日照雖強(qiáng)也不能消散，只有當(dāng)風(fēng)向改變，風(fēng)力增強(qiáng)，使氣流上下擾動(dòng)時(shí)才被吹散。在大陸沿海地區(qū)多平流輻射霧，它是由濕空氣平流至陸上，再經(jīng)夜晚輻射冷卻，空氣達(dá)到飽和時(shí)而形成的。（三）對(duì)降水的影響

海陸分布對(duì)降水量的影響比較復(fù)雜，海洋表面空氣中水汽含量雖多，但要造成降水還必須有足夠的抬升作用，使?jié)窨諝馍仙浦掠?。從降水的成因?lái)講，可分為對(duì)流雨、地形雨、鋒面雨和氣旋雨（包括溫帶氣旋和熱帶氣旋）數(shù)種。由于海陸物理性質(zhì)不同，這幾種降水出現(xiàn)的時(shí)間和降水量有顯著的差異。

1.對(duì)流雨形成對(duì)流雨的一個(gè)重要條件是空氣層結(jié)的不穩(wěn)定性。在大陸上夏季午后空氣層結(jié)最易達(dá)到不穩(wěn)定，在水汽充足和其它條件適宜時(shí)，就

會(huì)產(chǎn)生對(duì)流雨。海洋表面在夏季午間水溫往往比海面氣溫低，空氣層結(jié)很穩(wěn)定，尤其是冷洋流表面逆溫現(xiàn)象很顯著，只利于霧的形成，不會(huì)產(chǎn)生對(duì)流雨，只有在暖洋流表面，在冬季夜間，水溫比氣溫高，當(dāng)天空有低云時(shí)，夜間云的上部空氣輻射散熱變冷，云下空氣有效輻射不強(qiáng)，下層又與暖水面接觸，因此下層氣溫較高，氣溫直減率大，才有利于對(duì)流雨的形成，或者在冬季大陸冷氣團(tuán)移到暖洋流表面，氣團(tuán)下層增暖，也會(huì)產(chǎn)生對(duì)流雨，但總的來(lái)講，海洋上的對(duì)流雨比大陸上為少，出現(xiàn)時(shí)間多在冬季夜間和清晨。

2.地形雨地形雨只會(huì)在大陸上出現(xiàn)，在盛行海洋氣流的迎風(fēng)坡上最易形成。最著名的例子是印度的乞拉朋齊，它位于喜馬拉雅山的南坡，年平均雨量為11429mm，是世界上少有的多雨地區(qū)。

3.鋒面雨和氣旋雨海洋上的降水絕大多數(shù)是鋒面雨和氣旋雨。在副熱帶高壓盛行的洋面上，空氣中多下沉氣流，空氣層結(jié)又很穩(wěn)定，所以年雨量很少，年平均值在300mm以下，在海岸的冷洋流地帶年雨量甚至在100mm以下，是海洋上的“干旱”氣

候區(qū)?？墒窃诰暥?0°—60°的海洋表面年降水量卻在1000mm以上，這是鋒面和溫帶氣旋經(jīng)常在這里經(jīng)過(guò)所產(chǎn)生的降水，海面平滑，氣旋中的旋轉(zhuǎn)氣流不易遭到破壞，水汽又甚充足，在冬季鋒面氣旋發(fā)達(dá)，所以海上氣旋雨冬季特別豐富，在熱帶暖洋流表面熱帶氣旋盛行，是海洋上另一多雨地帶。

在溫帶大陸西岸，氣旋活動(dòng)頻繁，尤其是在冬季，南北氣溫差異大，鋒面氣旋最強(qiáng)，所以氣旋雨也很多。愈向內(nèi)陸，海洋氣團(tuán)變性愈甚，空氣愈來(lái)愈干燥，降水量就逐漸減少，到了大陸中心就形成干旱沙漠氣候。北半球大陸面積大，特別是亞歐大陸東西延伸范圍很廣，內(nèi)陸地區(qū)受不到海洋氣團(tuán)影響，所以出現(xiàn)大片干旱、半干旱氣候；在南半球由于大陸面積較小，內(nèi)陸干旱區(qū)域也相應(yīng)地比北半球小。

三、海陸分布與周期性風(fēng)系由于海陸分布引起氣溫差異而造成的周期性風(fēng)系有以一日為周期的海陸風(fēng)和以一年為周期的季風(fēng)。

（一）海陸風(fēng)白天，風(fēng)從海洋吹向陸地；夜晚，風(fēng)從陸地吹向海洋，這種風(fēng)稱為海陸風(fēng)。

海陸風(fēng)的形成是當(dāng)白天在日射下，陸地增溫快，陸上氣溫比鄰近海上高，陸上暖空氣膨脹上升，到某一高度上，因其氣柱質(zhì)量增多，氣壓遂比海上同一高度平面上為高，等壓面便向海洋傾斜（圖6·23a），空氣由大陸流向海洋。因此在下層地面上陸地的空氣質(zhì)量減少，地面氣壓因而下降，而海洋因上層有大陸空氣的流入，空氣質(zhì)量增多，海面氣壓升高，于是在下層便產(chǎn)生自海洋指向陸地的水平氣壓梯度力形成海風(fēng)。夜間，陸地輻射冷卻比海面快，陸上空氣冷卻收縮，致使上層氣壓比海面上同高度的氣壓低，等壓面由海洋向陸地傾斜（圖6·23b），地面氣壓比海面氣壓高，于是形成了同白天相反的熱力環(huán)流，下層風(fēng)由陸地吹向海洋，這就是陸風(fēng)。這種由于海陸熱力差異而產(chǎn)生的氣壓梯度是比較小的，只有當(dāng)大范圍水平氣壓場(chǎng)比較弱時(shí)才能顯現(xiàn)出來(lái)。在熱帶地區(qū)，氣溫日變化較大，特別是冷洋流經(jīng)過(guò)的海岸地帶，海陸風(fēng)最強(qiáng)烈，全年都可出現(xiàn)。溫帶地區(qū)海陸風(fēng)較弱，主要在夏季出現(xiàn)。海陸風(fēng)深入陸地的距離因地而異，一般為20—50km。海陸風(fēng)對(duì)濱海地區(qū)的氣候有一定的影響，白天吹海風(fēng)，海上水汽輸入大陸沿岸，往往形成霧或低云，甚至產(chǎn)生降水，同時(shí)還可以降低沿岸的氣溫，使夏季不致于十分炎熱。

（二）季風(fēng)

大范圍地區(qū)的盛行風(fēng)隨季節(jié)而有顯著改變的現(xiàn)象，稱為季風(fēng)。所謂有顯著改變有各種不同的說(shuō)法，目前比較流行的觀點(diǎn)是：1月與7月盛行風(fēng)向的變移至少有120°，1月與7月盛行風(fēng)向的頻率超過(guò)40％，至少在1月或7月中有1個(gè)月的盛行風(fēng)的平均合成風(fēng)速超過(guò)3m/s。這種隨季節(jié)而改變的風(fēng)，冬季由大陸吹向海洋，夏季由海洋吹向大陸，隨著風(fēng)向的轉(zhuǎn)變，天氣和氣候的特點(diǎn)也跟著發(fā)生變化。

季風(fēng)的形成與多種因素有關(guān)，但主要的是由于海陸間的熱力差異以及這種差異的季節(jié)變化，其它如行星風(fēng)帶的季節(jié)移動(dòng)和廣大高原的熱力、動(dòng)力作用亦有關(guān)系，而這幾者又是互相聯(lián)系著的。在夏季大陸上氣溫比同緯度的海洋高，氣壓比海洋上低，氣壓梯度由海洋指向大陸，所以氣流分布是從海洋流向大陸的（圖6·21a），形成夏季風(fēng)，冬季則相反，因此氣流分布是由大陸流向海洋，形成冬季風(fēng)（圖6·24b）。

季風(fēng)形成的原理與海陸風(fēng)基本相同，但海陸風(fēng)是由海陸之間氣壓日變化而引起的，僅出現(xiàn)在沿海地區(qū)。而季風(fēng)是由海陸之間氣壓的季節(jié)變化而引起的，規(guī)模很大，是一年內(nèi)風(fēng)向隨季節(jié)變化的現(xiàn)象。世界上季風(fēng)區(qū)域分布甚廣，而東亞是世界上最著名的季風(fēng)區(qū)。這主要是由于太平洋是世界最大的大洋，亞歐非是世界最大的大陸并且東西延伸甚廣，東亞居于兩者之間，海陸的氣溫對(duì)比和季節(jié)變化都比其它任何地區(qū)顯著，再加上青藏高原的影響（詳見(jiàn)本章第四節(jié)），所以東亞季風(fēng)特別顯著，其范圍大致包括我國(guó)東部、朝鮮、韓國(guó)和日本等地。

冬季，亞洲大陸為蒙古-西伯利亞高壓所盤據(jù)，高壓前緣的偏北風(fēng)就成為亞洲東部的冬季風(fēng)。由于各地處于高氣壓的部位不同，各地冬季風(fēng)的方向并不完全相同，由北而南依次為西北風(fēng)、北風(fēng)和東北風(fēng)。由于蒙古-西伯利亞高壓比較強(qiáng)大，由陸向海，氣壓比較陡峻，所以風(fēng)力較強(qiáng)。夏季，亞洲大陸為熱低壓所控制，同時(shí)太平洋副熱帶高壓西伸北進(jìn)，因此高低壓之間的偏南風(fēng)就成為亞洲東部的夏季風(fēng)，由于此時(shí)氣壓梯度比冬季小，所以夏季風(fēng)比冬季風(fēng)弱。

東亞季風(fēng)對(duì)我國(guó)、朝鮮半島、日本等地區(qū)的天氣和氣候影響很大，在冬季風(fēng)盛行時(shí)，這些地區(qū)是低溫、干燥和少雨，而在夏季風(fēng)盛行時(shí)是高溫、濕潤(rùn)和多雨。亞洲南部的季風(fēng)，主要是由行星風(fēng)帶的季節(jié)移動(dòng)而引起的，但也有海陸熱力差異的影響，以印度季風(fēng)為例，冬季行星風(fēng)帶南移，赤道低壓移到南半球，亞洲大陸冷高壓強(qiáng)大，高壓南部的東北風(fēng)就成為亞洲南部的冬季風(fēng)。夏季行星風(fēng)帶北移，赤道低壓移到北半球，再加上大陸熱力因子的作用，低壓中心出現(xiàn)在印度半島。而此時(shí)正是南半球的冬季，澳大利亞是一個(gè)低溫高壓區(qū)，氣壓梯度由南向北，南來(lái)氣流跨越赤道后，受北半球地轉(zhuǎn)偏向力的作用，形成西南風(fēng)，這就是南亞的夏季風(fēng)。在季風(fēng)的影響下，南亞也是冬干夏濕，但是它和東亞季風(fēng)有一個(gè)明顯差別，即南亞夏季風(fēng)比冬季風(fēng)強(qiáng)。這是因?yàn)槎緛喼弈喜窟h(yuǎn)離蒙古-西伯利亞高壓中心，并有西藏高原的阻擋，再加上印度半島面積較小，緯度較低，海陸之間的氣壓梯度較弱，因此冬季風(fēng)不強(qiáng)。相反，夏季印度半島氣溫特別高，是熱低壓中心所在，它與南半球副高之間的氣壓梯度大，因此南亞的夏季風(fēng)強(qiáng)于冬季風(fēng)。

四、海洋性氣候與大陸性氣候由于海陸分布對(duì)氣候形成的巨大作用，使得在同一緯度帶內(nèi)，在海洋條件下和在大陸條件下的氣候具有顯著差異。前者稱為海洋性氣候，后者稱為大陸性氣候。區(qū)別海洋性氣候與大陸性氣候的指標(biāo)很多，最主要表現(xiàn)在氣溫和降水兩方面。

（一）氣溫指標(biāo)海洋性氣候與大陸性氣候在氣溫上的標(biāo)志一般用氣溫日較差、氣溫年較差、年溫相時(shí)、春秋溫差值和大陸度等幾個(gè)指標(biāo)表示，氣溫較差還和所在地緯度有關(guān)（圖6·25）。

在赤道附近AC與AM都很小，只有DC與DM差別顯著。在南半球因大陸面積小，只有在中緯度AC、AM間和DC、DCM間的差值都很大，這和海陸分布的形勢(shì)關(guān)系十分密切。

海洋上氣溫年較差比大陸上小，可從海-氣熱交換與陸-氣熱交換的年變程上得到最好的說(shuō)明。圖6·26和6·27分別表示太平洋上T站（29°N，135°E）、重慶（29°N，106°E）的熱量平衡年變化，這兩個(gè)站的緯度相同，天文輻射是相等的。從輻射差額來(lái)講，T站所獲得的正值凈輻射比重慶多。從海-氣的總能量交換看來(lái)，是冬季多、夏季少。無(wú)論是顯熱交換還是潛熱交換，年變化曲線的起伏形勢(shì)都與輻射差額相反。而重慶這兩條曲線的起伏形勢(shì)是相同的。再看表6·7，太平洋上T站夏季供給空氣的顯熱只有2.6W/m2，而重慶地面供給空氣的顯熱卻有12.7W/m2，相當(dāng)于T站的5倍。顯熱是能直接使空氣增溫的，這就使得重慶夏季的氣溫比T站高。而冬季則相反，T站提供的顯熱有48.7W/m2，而重慶為8.2W/m2。這必然使得重慶冬季的氣溫比T站低得多。相對(duì)于重慶來(lái)說(shuō)，T站是冬暖夏涼，氣溫的年較差小。重慶則