16,第七章气候带与气候型

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： 冰雪覆盖范围扩大→反射率加大→反射太阳 辐射增多→温度降低→冰雪覆盖范围进一步 扩大





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。 复杂，举例



1、鄂霍茨克海冰与梅雨：P198表6· 18

4、冰雪覆盖面积和厚度的变化还影 响海平面的高低 在寒冷时期，降雪多而融化少，海洋 的水分支出多，收入少，海平面下降。
在温暖时期，大陆上的积雪融化，海 洋的水分收入多，支出少，海平面上 升。


第七章 气候带和气候 型

世界各地区的气候错综复杂，各具特点。严格地说， 世界上没有两个地方的气候是完全相同的。



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


3、 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。



一、柯本气候分类法（实验分类法）

柯本气候分类法是从1884年至1953年柯本与其 学生盖格尔等经几十年的反复修改提出的。
是以气温和降水两个气候要素为基础，并参 照自然植被的分布而确定的。 他首先把全球气候分为A、B、C、D、E五个 气候带， 其中A、C、D、E为湿润气候，B带为干旱气 候，各带之中又划分为若干气候型。


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。

1972年：
这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，

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。 P197图6· 38：纵轴—降低；虚线—北半球，点点 线—南半球，实线—全球 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。
但是从形成气候的主要因素和气候的基本特点来分 析，可以舍小异，取大同，把全世界分成若干气候 带和气候型。 这样就可以使错综复杂的世界气候系统化，便于研 究、比较与了解各地气候的主要特点和形成规律， 有利于对气候资源的认识、开发和利用。



本章首先论述世界气候带与气候型的划分原则和 方法，然后分低、中、高纬度带扼要说明各气候型 的气候现状及其形成原因。



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，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，利于锋区在此滞留， 这一年梅雨期长，梅雨量高达2800mm， 约为1972年的三倍。




第二带：中纬度气候带 约30°~60°N、S，

这是热带气团和极地气团角逐交绥的地 带，极锋（P与T的分界面）出现在此 带。
由西向东移动的温带气旋活动频繁，夏 秋季节亦有热带气旋侵入， 天气的非周期性变化和一年四季的变化 都非常明显。




第三带：高纬度气候带
此带盛行极地气团、冰洋气团和南极 气团(南半球)，且系这些气团的源地。 在北半球极地海洋气团Pm与冰洋气团 A交绥，形成冰洋锋； 在南半球极地海洋气团Pm与南极气团 交绥形成南极锋。 在这些锋带经过地区产生一定量的降 水。



再按照桑斯维特气候分类原则中计算 可能蒸散量Ep(或称需水量)和水分平 衡的方法，用年总可能蒸散量(Ep)， 土壤缺水量(D)，土壤储水量(S)和土 壤多余水量(R)等项来确定气候带和气 候型的界限， 将全球气候分为三个气候带,13个气候 型和若干副型，高地气候则另列一类。




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，必须考虑鄂霍 茨克海年初的冰雪覆盖面积。

2、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。 P199图6· 39。 大量统计资料表明：




(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％一95％； 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％一65%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。



2、就雪面本身温度和雪面对其上方空气温 度而言是降温的：
教材P197 雪面对太阳辐射的反射作用很强（平均 60%）， 它本身又是良好的长波辐射体（相对辐射率： 99.5%），因而雪面的辐射差额常为负值。 雪面的温度低于无积雪的下垫面温度，也低 于雪覆盖下土壤表面温度和它上方的空气温 度。



r/(t+α)=2或r=2(t+α) r—年降水量，cm；t—年平均气温，℃。 B带：r ＜2 ( t + α ) A、C、D带：r ＞2 ( t + α ) 年雨区（f ）： α= 7 夏雨区（w）：α= 14 冬雨区（s）： α= 0



植被：




A：高大的热带植物（Af—雨林、 Aw—疏林 草原、 Am—季雨林） B： Bs—草原、 Bw—沙漠 C： Cs—常绿灌木林、 Cw—夏绿阔叶林、 Cf—常绿、夏绿阔叶混交林 D：针叶林 E： ET—苔藓、地衣
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（5、6、7月）， 比亚洲内地寒极附近的雅库次克还要寒冷， 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。
第五节
冰雪覆盖与气 候
一、世界冰雪覆盖概况
有人说积雪可以降温，又有人说积雪可以保温，到底 积雪对下垫面和积雪区空气的热量有何种影响？

1、积雪对下垫面有保温作用： 雪的导热率小， 积雪层相当于在土壤与空气层间隔上一绝 热层，减少它们的热交换； 因而冬季积雪层下土壤温度高于裸露区， 冬季积雪对下垫面有保温作用。 春季，积雪层下土壤回暖也晚一些。



P201表7· 1：

A、C、D—林木气候；B、E—无林木气候
A C Dቤተ መጻሕፍቲ ባይዱE
最冷月平均气温18℃等温线
最冷月平均气温0℃等温线 最热月平均气温10℃等温线
18℃：最适宜人类活动，且是热带经济作物的界限温度； 0℃：冬季雪盖能维持较长时间的最高温度，是积雪温度； 10℃：是森林生长界限。
B与A、C、D的界线：



成因分类法是根据气候形成的辐射因子、 环流因子和下垫面因子来划分气候带和 气候型。

一般是先从辐射和环流来划分气候带； 然后再就大陆东西岸位置、海陆影响、 地形等因子与环流相结合来确定气候型。 这一派的学者很多，最著名的有阿里索 夫、弗隆、特尔真和斯查勒等。

注意：

确定气候带与气候型的界限是很不容易的。 因为某一气候带或某一种气候型是逐渐转变为另一 气候带或气候型的，两者之间的分界是渐变的过渡 带，不能截然划清。 所以地图上画的气候界限是相对的气候过渡带，而 不是绝对的界限，但这个界线还是必要的。 另外，一地的气候是在不断变化着的。各个气候带 和气候型的特征，仅仅是其近代气候的平衡状态。 围绕着平衡状态的扰动是客观存在的。 必须注意其气候距平和气候异常，特别是大气环流 的变化，在地区之间有一定的“遥相关型’’，如 厄尔尼诺现象即其一例。




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。



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P154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。 冰雪表面的致冷效应由下列因素造成：
第一节 气候带与气候型的划分

气候带与气候型的划分有多种方法，概括 起来可分实验分类法和成因分类法两大类。 实验分类法是根据大量观测记录，以某些 气候要素的长期统计平均值及其季节变化， 来与自然界的植物分布、土壤水分平衡、 水文情况及自然景观等相对照来划分气候 带和气候型。 柯本、桑斯威特、沃耶伊柯夫和杜库洽夫 等分别为这一大类的代表。
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。

5个气候带，12个气候型 气候型的特征：有明确的气温或雨量 界限
为了再详细地区分副型，再加上第三、 四个字母。P204表7· 2





•P202图： •柯本—盖格尔—波耳

Af、Am：赤道附近 Aw： Af 、Am的外侧， 10°~20°N、S，自 西岸至内陆 B：穿过A、C、D三 个带，自西岸至内陆， BS在BW的外围 C：Cs在大陆西岸（30 °~40°N、S），Cw 在大陆东岸（20 °~40°N、S）， Cf 在大陆西岸（40 °~50°N、S） D： 50 °~70°N E：70°N以北
二、斯查勒气候分类法（成因分类法）

斯查勒自1958年至1978年，先后几次提出修 改后的分类法。
斯查勒认为，天气是气候的基础，而天气特 征和变化又受气团、锋面、气旋和反气旋所 支配。 因此，他首先根据气团源地、分布、锋的位 置和它们的季节变化将全球气候分为三大带。


P203图7· 3：

阴影部分代表大陆，虚线为气候带界线。 第一带：低纬度气候带，约30°N~30°S， 这里是热带气团(包括热带海洋气团 T m和 热带大陆气团T c)与赤道气团(E )的源地， 虽然极地空气有时会侵入热带，但这里主 要是热带气团和赤道气团占绝对优势。 影响天气气候最主要的因子是赤道低压槽 的季节移动和热带气旋的活动。