21第六章气候的形成2
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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
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
• 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。
• 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。
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。
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。
3、对降水的影响
பைடு நூலகம்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。
• 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。
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
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。
一、海陆分布与气温
• 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。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。
海陆气温对比
世界世一界月七气月温气（温°（C°）C距）距平平图图
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
海洋表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。
• 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”。
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。
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。
海洋上对流雨比大陆上为少，出现时间多在冬夜和清晨。
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。
• 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。
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
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
• 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。
• 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。
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。
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。
3、对降水的影响
பைடு நூலகம்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。
• 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。
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
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。
一、海陆分布与气温
• 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。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。
海陆气温对比
世界世一界月七气月温气（温°（C°）C距）距平平图图
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
海洋表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。
• 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”。
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。
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。
海洋上对流雨比大陆上为少，出现时间多在冬夜和清晨。
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。
• 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。