氣候的形成過程第一節氣候形成的輻射因子第二節

氣候形成的環流因子第三節

海陸分布對氣候的影響第四節

地形氣候氣候的形成和變化可歸納為以下諸因子：①太陽輻射②宇宙地球物理因子，③環流因子（包括大氣環流和洋流），④下墊面因子（包括海陸分布、地形與地面特性、冰雪覆蓋），⑤人類活動的影響。本章著重闡明①、③、④因子在氣候形成中的作用。第一節氣候形成的輻射因子

太陽輻射在大氣上界的時空分布是由太陽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。

除太陽本身的變化外，天文輻射能量主要決定于日地距離、太陽高度和白晝長度。1.日地距離地球繞太陽公轉的軌道為橢圓形，太陽位于兩焦點之一上。因此日地距離時時都在變化，這種變化以一年為周期。地球上受到太陽輻射的強度是與日地間距離的平方成反比的，在某一時刻，大氣上界的太陽輻射強度I應為

式中b為該時刻的日地距離，a為地球公轉軌道的平均半徑，I0為太陽常數1370W/m2，假使取a=1（1個天文單位），b/a用ρ表示，則

一、天文輻射計算一年中地球在公轉軌道上運行，就近代情況而言，在1月初經過近日點，7月初經過遠日點，按上式計算，便得到各月一日大氣上界太陽輻射強度變化值（給出與太陽常數相差的百分數，如表6.1所示）：由上表可見，大氣上界的太陽輻射強度在一年中變動于+3.4％—-3.5％之間。如果略去其它因素的影響，北半球的冬季應當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，實際情況并非如此。2.太陽高度太陽高度是決定天文輻射能量的一個重要因素。利用天球的地平坐標和赤道坐標來表示太陽在天球上的位置，用球面三角公式可以求出任意時刻太陽高度的表達式如下

sinh=sinsinδ＋coscosδcosω

（6·3）是計算太陽高度角的基本方程，式中h為太陽高度，為所在地的緯度。δ為太陽赤緯，赤緯在赤道以北為正，在赤道以南為負，一年內在北半球夏至日δ為+23°27′，冬至日為－23°27′，春、秋分日δ=0°。ω為時角，在一天中正午時ω=0°，距離正午每差1小時，時角相差15°，午前為負值，午后為正值。由第二章（2·15）式已知，在太陽高度為h時，單位面積上所獲得的太陽能為Isinh。再考慮到日地距離的影響，那么每單位時間落到大氣上界任意地點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、任一天太陽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任一時刻，地球表面水平面上天文輻射的分布。3.白晝長度指從日出到日沒的時間間隔。日出和日沒太陽正好位于地平圈上，太陽高度h=0°，以-ω0為日出的時角，ω0為日沒的時角，根據（6·3）式可以求得

sinh=sinsinδ＋coscosδcosω0=0cosω0=－tgtgδ

(6·6）因日出、日沒的時角絕對值相等，所以2ω0就是白晝長度，也就是天文輻射中的可照時間。它是隨地理緯度和太陽赤緯而變化的。要計算任一地點在一天內，1m2水平面上天文輻射的總能量，可按下式推算。由（6·5）式可知考慮到時間t與時角ω具有如下關系式中T為1日長度（24h=1440min）將上式代入（6·5）′式，則對（6·7）式從日出到日沒，即從-w0-+w0進行積分，于是得到上式中=458.4，太陽赤緯δ，日地相對距離ρ和時角ω0都可由天文年歷中查得，因此根據（6·8）式可以計算出某緯度在某日（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，天文輻射的時空分布具有以下一些基本特點，這些特點構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性變化和因季節而異的日變化。（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，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，最小值出現在極點，僅及赤道的40％。這種能量的不均衡分布，必然導致地表各緯度帶的氣溫產生差異。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。這是因為在赤道附近太陽位于或近似位于天頂的時間比較短，而在回歸線附近的時間比較長。例如在6°N與6°S間，在春分和秋分附近，太陽位于或近似位于天頂的時間各約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的時間約86天。赤道上終年晝夜長短均等，而在20°—25°緯度帶上，夏季白晝時間比赤道長，這是“熱赤道”北移（就北半球而言）的一個原因。又由于夏季白晝長度隨緯度的增高而增長，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，正午太陽高度角和每天白晝長度都迅速遞減，所以天文輻射量也迅速遞減下去，到極點為零。表現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，而且在同一時間內隨緯度亦有不同。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，環繞整個地球，相應可有溫度水平梯度很大的鋒帶和急流現象。。（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。表現在氣溫的年較差上是高緯度大，低緯度小。再從圖6·2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最高點，時間在春分和秋分。在緯度15°以上，天文輻射日總量由兩個最高點逐漸合為一個。在回歸線及較高緯度地帶，最高點出現在夏至日（北半球）。輻射年變化的振幅是緯度愈高愈大，從季節來講，則是南北半球完全相反。（6）在極圈以內，有極晝、極夜現象。在極夜期間，天文輻射為零。在一年內一定時期中，到達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，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。這說明南北半球天文輻射日總量是不對稱的，南半球夏季各緯圈日總量大于北半球夏季相應各緯圈的日總量。相反，南半球冬季各緯圈的日總量又小于北半球冬季相應各緯圈的日總量。這是日地距離有差異的緣故。地球天文氣候帶第二節氣候形成的環流因子

氣候形成的環流因子包括大氣環流和洋流，這二者間有密切的關聯。本節首先闡明海氣相互作用與環流，再依次論述環流在熱量交換和水分循環中的作用。最后以厄爾尼諾事件為例，說明環流變異導致氣候的變異。海洋與大氣之間通過一定的物理過程發生相互作用，組成一個復雜的耦合系統。海洋對大氣的主要作用在于給大氣熱量及水汽，為大氣運動提供能源。大氣主要通過向下的動量輸送（風應力），產生風生洋流和海水的上下翻涌運動，兩者在環流的形成、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深的海洋水的總質量就相當于整個大氣圈的質量。如前所述，到達地表的太陽輻射能約有80％為海洋所吸收，且將其中85％左右的熱能儲存在大洋表層（約自表面至100m深處），這部分能量再以長波輻射、蒸發潛熱和湍流顯熱等方式輸送給大氣。一、海氣相互作用與環流圖6·11給出年平均逐日從海洋輸入大氣的總熱量。海洋還通過蒸發作用，向大氣提供大約86％的水汽來源。在圖6·11的總熱量中，平均而言，潛熱約占顯熱的8倍強。這種熱量的輸送，不僅影響大氣的溫度分布，更重要的是它是驅使大氣運動的能源，在大氣環流的形成和變化中有極為重要的作用。由此可見，海洋是大氣環流運轉的能量和水汽供應的最主要源地和儲存庫。海洋是從大氣圈的下層向大氣輸送熱量和水汽，而大氣運動所產生的風應力則向海洋上層輸送動量，使海水發生流動，形成“風生洋流”，亦稱“風海流”。由圖6·12可見，世界洋流分布與地面風向分布密切相關。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針向流動，在南半球則作反時針向流動。由圖6·12可見，因信風的推動，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，于是在南北赤道洋流間自然就發展一種補償洋流，方向與赤道洋流相反，由西向東流，稱赤道逆流。在副熱帶高壓西側，具有流向中高緯度方向的洋流。因海水來自低緯度，其溫度比流經地區的水溫高，所以是暖流。例如，大西洋中的灣流水溫就很高，勢力也很強，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，然后出佛羅里達海峽，沿美國東岸北流。這支暖洋流流量大，對沿岸氣候影響特別顯著。與此相對應，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。在緯度40°以上的洋面，洋流繞著副極地低壓流動，這在北半球表現最顯著。例如，北大西洋的灣流受冰島低壓東南部西南風的影響，就有一支長驅向東北方向流動，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和西北風，形成格陵蘭冷流和拉布拉多冷流。這些冷流來自北冰洋，攜有冰塊和巨大的冰山，冷流的密度大，當它與灣流相遇時，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，環繞此低壓也有類似北大西洋的逆時針向洋流。在北美西岸有阿拉斯加暖流，在亞洲東岸有堪察加冷流。不過由于阿留申低壓沒有冰島低壓強，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度比較弱。

綜上所述，海洋提供給大氣大量的潛熱和顯熱，成為大氣運動的能源，使大氣環流得以形成和維持。而大氣環流又推動海水流動，產生風生洋流。這里必須指出：洋流的流向除受風力作用外還受地轉偏向力和海水摩擦力的作用，因此洋流的流向并不和風向一致，在北半球要向右偏，南半球要向左偏。洋流的流速遠比風速小。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。由于海洋不是無界的，風場也是不均勻的，風生洋流會產生海水質量的輻合和輻散，特別是在海岸附近，由于側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，因離岸風的作用，把表層海水吹流而去造成海水質量的輻散，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，如果風向改變，海水質量在此輻合，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，且使氣層處于不穩定狀態，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，空氣層結穩定，有利于霧的形成而不易產生降水，因此在低緯度大陸西岸往往形成多霧沙漠。

大氣環流和洋流對氣候系統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到高緯度，調節了赤道與兩極間的溫度差異，另一方面又因大氣環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生明顯的差別，破壞了天文氣候的地帶性分布。

二、環流與熱量輸送由前所述地球約在南北緯35°間，地-氣系統的輻射熱量有盈余，在高緯則相反。但根據多年觀測的溫度記錄，卻未見熱帶逐年增熱，也未見極地逐年變冷，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流和洋流來進行的。圖6·14是用上述公式計算所得的全球由低緯到高緯通過大氣環流輸送的顯熱、潛熱及洋流輸熱的年平均值。（一）赤道與極地間的熱量輸送從大氣環流輸送形式來講，有平均經圈環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。潛熱的經向輸送在30°—70°N地帶，則以大型渦旋輸送為主，平均經圈環流次之，但在低緯度則基本上由信風與反信風的常定輸送來完成。大型渦旋指的是移動性氣旋、反氣旋、槽和脊等。氣旋移動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，這是調節高低緯度間熱量的一個重要途徑。據最新估計在環流的經向熱量輸送中，洋流的作用占33％，大氣環流的作用占67％。在赤道至緯度30°（低緯度地帶）洋流的輸送超過大氣環流的輸送。在30°N以北，大氣環流的輸送超過了洋流的輸送。這樣海洋-大氣“接力式”的經向熱量輸送是維持高低緯度能量平衡的主要機制。由于環流的作用調節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際溫度的比較。由上表可見，由于環流經向輸送熱量的結果，低緯度降低了2—13℃，中高緯度卻升高了6—23℃。據最新資料，赤道實測溫度比輻射差額溫度降低了14℃，而極地則提高了25℃，因此大氣環流和洋流在緩和赤道與極地間南北溫差上，確實起了巨大的作用。這種作用在海洋表面上比大陸上更為顯著（見表6·4），尤其是冬季在北大西洋（經度0°線）上因暖洋流強度大，赤道至北極圈的氣溫差別只有22℃，比歐亞大陸（經度130°E線）上要小得多。大氣環流和洋流對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，大陸西岸是迎風海岸，又有暖洋流經過，故環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，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力最強，又由于北大西洋洋盆的有利形狀，使得這支暖洋流流經冰島、挪威的北角，一部分能遠達巴倫支海，在盛行西到西南風的作用下，使西北歐的氣溫特別暖和。（二）海陸間的熱量傳輸從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，愈向內陸，氣溫乃逐漸變低，到了東西伯利亞維爾霍揚斯克附近，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，受西來大陸冷空氣的影響，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，這時大陸上熱氣團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，在熱帶、副熱帶大陸上氣溫最高，在大陸熱風影響下，使紅海海面氣溫顯得特別高（大于32℃）。這時大陸通過大氣環流向海洋輸送熱量，但輸送值遠比冬季海洋向大陸的輸送量小。夏季在迎風海岸氣溫比較涼，在冷洋流海岸因系離岸風，僅貼近海邊處，受海洋上翻水溫的影響，氣溫比大陸內部要低得多。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部氣溫有顯著差異的重要原因。水分循環的過程是通過蒸發、大氣中的水分輸送、降水和徑流（含地表徑流和地下徑流）四者來實現的。如圖6·15所示，由于太陽能的輸入，從海洋表面蒸發到空中的水汽，被氣流輸送到大陸上空，通過一定的過程凝結成云而降雨。地面的雨水又通過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（又稱大循環），也就是海陸之間的水分交換。水分從海洋表面蒸發，被氣流帶至空中凝結，然后以降水形式回落海中，以及水分從陸地表面的水體、濕土蒸發及植物蒸騰到空中凝結，再降落到陸地表面，這就是水分內循環（又稱小循環）。無論是在水分外循環或是水分內循環中，大氣環流都起著重要作用。三、環流與水分循環就全球而論，水分循環各個分量的估計值如下：全球平均年降水量為1040mm，以此值為100個單位，由海洋蒸發的水汽相當于86個單位，降回到海洋的降水量約為80個單位，海洋蒸發的水汽有6個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、蒸騰出來的水汽有14個單位，降落到陸地的降水約有20個單位，多出的6個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％。據長期觀測，地球上的總水量是不變的，B.N.維爾納茨基認為，甚至在地球整個地質歷史時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過程的結果，而水分循環又必須通過大氣環流來實現。現根據水分循環中三個分量：蒸發、降水和大氣中的水分輸送（大氣徑流）的平均經向分布（圖6·16）可說明大氣環流與它們的關系。首先在蒸發過程中，在水源充足的條件下（如海洋），蒸發的快慢和蒸發量的多寡要受環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量最高峰出現在15°—20°N和10°—20°S的信風帶，這是風向和風速都很穩定的地帶。信風又來自副熱帶高壓，最有利于海水的蒸發，而赤道低壓帶因風速小，海面蒸發量反而相形見絀。云和降水的形成以及降水量的大小與大氣環流的形勢更是息息相關，圖6·16a明顯地表示出世界降水的緯度帶分布有兩個高峰，一在赤道低壓帶，這里有輻合上升氣流，產生大量的對流雨，一個在中緯度西風帶，在冷暖氣團交綏的鋒帶上，氣旋活動頻繁，降水量因之亦較多，是次于赤道的第二個多雨帶。在這兩個高峰之間，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）中全球年平均蒸發量曲線與（a）圖年平均降水曲線相重疊，則可見在13°—37°N地帶及7°—40°S地帶蒸發量大于降水量，水汽有盈余，在赤道帶和中、高緯度降水量大于蒸發量，水汽有虧損，因此要達到水分平衡，則需大氣徑流將水汽從盈余的地區輸送到水汽虧損的地區。從圖6·16c中可以看出，以副熱帶高壓為中心，通過信風和盛行西南風（北半球）將水汽分別向南和向北作經向的輸送（見圖中箭頭方向）。如上所述，環流因子在氣候形成中起著重要作用。當環流形勢在某些年份出現異常變化時，就會直接影響某些時期內的天氣和氣候，出現異常。近年來頻繁出現的厄爾尼諾/南方濤動（ENSO）就是一個顯著的實例。厄爾尼諾一詞源出于西班牙文“ElNino”，原意是“圣嬰”。最初用來表示在有的年份圣誕節前后，沿南美秘魯和厄瓜多爾附近太平洋海岸出現的一支暖洋流，后來科學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象。四、環流變異與氣候在常年，此區域東向信風盛行，在平均風速下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高東低的形勢。西太平洋斜溫層深度約200m，東太平洋僅50m左右，這種結構與西暖東冷的平均海溫分布相適應（圖6·17a）。但是在東風異常加強的情況下（圖6·17b），赤道表面東風應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。圖6·17赤道太平洋熱結構對海面風場變化的響應a.平均狀況

b.強信風

c.信風張馳而東太平洋在離岸風的作用下，表層海水產生強的離岸漂流，造成這里持續的海水質量輻散，海平面降低，次層冷海水上翻，導致這里成為更冷的冷水帶。此冷水帶有豐富的營養鹽分，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，成為當地一項重要資源。在冷水帶上，氣溫高于水溫，空氣層結穩定，對流不易發展，雨量偏少，氣候干旱。可是每隔數年，東向信風發生張馳（即減弱），此處的冷水上翻現象消失，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變為暖洋流，海水溫度出現正距平（圖6·17c），下層海水中的無機鹽類不再涌向海面，導致當地的浮游生物和魚類大量死亡，大批鳥類亦因饑餓而死，形成一種嚴重災害，與此同時，原來的干旱氣候突然轉變為多雨氣候，甚至造成洪水泛濫，這就稱為厄爾尼諾事件。厄爾尼諾對氣候的影響以環赤道太平洋地區最為顯著。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干旱，而從赤道中太平洋到南美西岸則多雨。許多觀測事實還證明，厄爾尼諾事件通過海氣作用的遙相關，還對相當遠的地區，甚至對北半球中高緯度的環流變化亦有一定的影響。據研究當厄爾尼諾出現時，將促使日本列島及我國東北地區夏季發生持續低溫，并在有的年份使我國大部分地區的降水有偏少的趨勢。ElNi?oYears1902-19031905-19061911-19121914-19151918-19191923-19241925-19261930-19311932-19331939-19401941-19421951-19521953-19541957-19581965-19661969-19701972-19731976-19771982-19831986-19871991-19921994-19951997-1998LaNi?aYears1904-19051909-19101910-19111915-19161917-19181924-19251928-19291938-19391950-19511955-19561956-19571964-19651970-19711971-19721973-19741975-19761988-19891995-1996第三節海陸分布對氣候的影響一、海陸分布與氣溫（一）海陸與大氣熱量交換的差異（二）海陸氣溫的對比二、海陸分布對大氣水分的影響（一）對蒸發和空氣濕度的影響（二）對霧的影響（三）對降水的影響三、海陸分布與周期性風系（一）海陸風（二）季風四、海洋性氣候與大陸性氣候（一）氣溫指標（二）水分指標（三）氣候大陸度

下墊面是大氣的主要熱源和水源，又是低層空氣運動的邊界面，它對氣候的影響十分顯著就下墊面差異的規模及其對氣候形成的作用來說，海陸間的差別是最基本的，并主要影響氣溫大氣水分和環流。海洋和大陸由于物理性質不同，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，既是一個巨大的熱量存儲器，又是一個溫度調節器。大陸與之相反，它吸收的太陽輻射僅限于表層，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不相同。海洋提供給大氣的年平均潛熱為293.08×103J/cm2a，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致海陸氣溫的顯著對比性。一、海陸分布與氣溫（一）海陸與大氣熱量交換的差異地球表面海陸面積大小的分布是很不對稱的，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，約為9.34×107km2）比較大小相當。北半球的西半部則不然，海洋面積（約8.24×107km2）遠比陸地面積（2.42×107km2）大，因此由于海陸物理性質差異而引起的海陸氣溫對比，在亞歐非大陸和附近海洋就顯得特別的突出（見表6·5）。表6·5中，同在30°N地帶天文輻射應是完全相等的，但因海陸性質不同就出現冷熱源的差異。從輻射差額來講，在表中所列舉的四個區域，除西藏高原部分地區外，皆獲得正值凈輻射，其中無論冬夏皆以海洋上為最多。通過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區域大1—7倍。這時海洋上水溫比氣溫高，冬季海上風速大，因此蒸發強，提供給大氣的潛熱量更多，比大陸上其他三地區大1—65.8倍。由此可以看出，這時相對于大陸來講，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地區中雖屬最大，但通過顯熱方式供給空氣增溫的熱量卻最少（只有0.82W/m2）。而這時北非、阿拉伯干旱區提供空氣增溫的顯熱最多（達127.5W/m2），相當于同緯度海洋上的155倍。夏季海水溫度比空氣溫度低，風力又較冬季弱，海上蒸發反而比冬季小得多，提供給空氣的潛熱遠較冬季為小。從表6·5中可以看出，在7月份除北非、阿拉伯干旱區外，太平洋中部提供給空氣的潛熱量亦比我國大陸東部和西藏高原小。再從潛熱通量加顯熱通量看來，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域為小，因此相對于大陸來講，夏季海洋是個“冷源”，大陸是“熱源”。海陸冷熱源的作用反映在海陸氣溫的對比上是十分明顯的。由表6·6可見，在緯度30°N上，從海平面到對流層上層，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月為轉變月（圖6·20）。（二）海陸氣溫的對比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距平（-24℃），約在同一緯度帶上氣溫相差達48℃以上，它相當于赤道與極地年平均氣溫差值。由圖6·21b可見，7月氣溫等距平線與緯線偏差亦很顯著，這時海陸氣溫最突出的差異出現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，其最大負距平為-8℃，在同一副熱帶緯度氣溫相差20℃。綜上所述可見，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。大氣中的水分主要得自下墊面的蒸發，海洋的蒸發量遠比大陸為多。仍以30°N的亞非大陸和太平洋為例來說明，無論冬、夏太平洋中部的蒸發量都比同緯度的大陸為多，特別是在冬季太平洋上的蒸發量比我國東部約大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”，大陸相對于海洋來講，則為“水汽匯”。夏季太平洋上的蒸發量與我國東部相差無幾，但和北非、阿拉伯干旱地區相比，則仍超過20余倍，這時海洋仍為大氣的“水汽源”，但強度遠較冬季為小（表6·5）。二、海陸分布對大氣水分的影響（一）對蒸發和空氣濕度的影響從濕度場的情況來看，無論在那一個層次，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，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，而太平洋卻為相對干區，4、5月和9月則是轉換月，這與海陸蒸發作用的年變化密切關聯。海上空氣潮濕，只要有適當的平流將暖濕空氣吹送到比較冷的海面，下層空氣變冷，極易達到飽和而凝結成平流霧，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過地區，不但海面多霧，大陸近岸受海風影響，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域。（二）對霧的影響大陸上除了沿海地區受海風影響，霧日較多外，一般大陸內部都是霧少霾多。陸地霧與海上霧有很多差異，主要表現在：陸地霧以輻射冷卻形成為主，盛行于冬季晴夜和清晨，近午時因日照強而蒸發消散，海面霧的形成以平流冷卻為主，春夏出現頻率最大，正午日照雖強也不能消散，只有當風向改變，風力增強，使氣流上下擾動時才被吹散。在大陸沿海地區多平流輻射霧，它是由濕空氣平流至陸上，再經夜晚輻射冷卻，空氣達到飽和時而形成的。海陸分布對降水量的影響比較復雜，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，使濕空氣上升凝云致雨。從降水的成因來講，可分為對流雨、地形雨、鋒面雨和氣旋雨（包括溫帶氣旋和熱帶氣旋）數種。由于海陸物理性質不同，這幾種降水出現的時間和降水量有顯著的差異。（三）對降水的影響1.對流雨形成對流雨的一個重要條件是空氣層結的不穩定性。在大陸上夏季午后空氣層結最易達到不穩定，在水汽充足和其它條件適宜時，就會產生對流雨。海洋表面在夏季午間水溫往往比海面氣溫低，空氣層結很穩定，尤其是冷洋流表面逆溫現象很顯著，只利于霧的形成，不會產生對流雨，只有在暖洋流表面，在冬季夜間，水溫比氣溫高，當天空有低云時，夜間云的上部空氣輻射散熱變冷，云下空氣有效輻射不強，下層又與暖水面接觸，因此下層氣溫較高，氣溫直減率大，才有利于對流雨的形成，或者在冬季大陸冷氣團移到暖洋流表面，氣團下層增暖，也會產生對流雨，但總的來講，海洋上的對流雨比大陸上為少，出現時間多在冬季夜間和清晨。Stage1.Thesunheatsthegroundandwarmairrises.Stage2Astheairrisesitcoolsandwatervapourcondensestoformclouds.Stage3.

Whenthecondensationpointisreachedlargecumulonimbuscloudsareformed.Stage4.Heavyrainstormsoccur.Theseusuallyincludethunderandlighteningduetotheelectricalchargecreatedbyunstableconditions.2.地形雨地形雨只會在大陸上出現，在盛行海洋氣流的迎風坡上最易形成。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。Stage1.

Warmwetairisforcedtoriseoverhighland.

Stage2.

Astheairrisesitcoolsandcondenses.Cloudsformandprecipitationoccurs.

Stage3.

Thedrierairdescendsandwarms.

Stage4.Anymoistureintheair(e.g.cloud)evaporates.

3.鋒面雨和氣旋雨海洋上的降水絕大多數是鋒面雨和氣旋雨。在副熱帶高壓盛行的洋面上，空氣中多下沉氣流，空氣層結又很穩定，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。可是在緯度40°—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常在這里經過所產生的降水，海面平滑，氣旋中的旋轉氣流不易遭到破壞，水汽又甚充足，在冬季鋒面氣旋發達，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。

Stage1.

Anareaofwarmairmeetsandareaofcoldair.Stage2.

ThewarmairisforcedoverthecoldairStage3.

Wheretheairmeetsthewarmairiscooledandwatervapourcondenses.Stage4.

Cloudsformandprecipitationoccurs在溫帶大陸西岸，氣旋活動頻繁，尤其是在冬季，南北氣溫差異大，鋒面氣旋最強，所以氣旋雨也很多。愈向內陸，海洋氣團變性愈甚，空氣愈來愈干燥，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，內陸地區受不到海洋氣團影響，所以出現大片干旱、半干旱氣候；在南半球由于大陸面積較小，內陸干旱區域也相應地比北半球小。

由于海陸分布引起氣溫差異而造成的周期性風系有以一日為周期的海陸風和以一年為周期的季風。

（一）海陸風白天，風從海洋吹向陸地；夜晚，風從陸地吹向海洋，這種風稱為海陸風。三、海陸分布與周期性風系海陸風的形成是當白天在日射下，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，空氣質量增多，海面氣壓升高，于是在下層便產生自海洋指向陸地的水平氣壓梯度力形成海風。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流，下層風由陸地吹向海洋，這就是陸風。這種由于海陸熱力差異而產生的氣壓梯度是比較小的，只有當大范圍水平氣壓場比較弱時才能顯現出來。在熱帶地區，氣溫日變化較大，特別是冷洋流經過的海岸地帶，海陸風最強烈，全年都可出現。溫帶地區海陸風較弱，主要在夏季出現。海陸風深入陸地的距離因地而異，一般為20—50km。海陸風對濱海地區的氣候有一定的影響，白天吹海風，海上水汽輸入大陸沿岸，往往形成霧或低云，甚至產生降水，同時還可以降低沿岸的氣溫，使夏季不致于十分炎熱。大范圍地區的盛行風隨季節而有顯著改變的現象，稱為季風。所謂有顯著改變有各種不同的說法，目前比較流行的觀點是：1月與7月盛行風向的變移至少有120°，1月與7月盛行風向的頻率超過40％，至少在1月或7月中有1個月的盛行風的平均合成風速超過3m/s。這種隨季節而改變的風，冬季由大陸吹向海洋，夏季由海洋吹向大陸，隨著風向的轉變，天氣和氣候的特點也跟著發生變化。（二）季風季風的形成與多種因素有關，但主要的是由于海陸間的熱力差異以及這種差異的季節變化，其它如行星風帶的季節移動和廣大高原的熱力、動力作用亦有關系，而這幾者又是互相聯系著的。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，冬季則相反，因此氣流分布是由大陸流向海洋，形成冬季風（圖6·24b）。季風形成的原理與海陸風基本相同，但海陸風是由海陸之間氣壓日變化而引起的，僅出現在沿海地區。而季風是由海陸之間氣壓的季節變化而引起的，規模很大，是一年內風向隨季節變化的現象。世界上季風區域分布甚廣，而東亞是世界上最著名的季風區。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，海陸的氣溫對比和季節變化都比其它任何地區顯著，再加上青藏高原的影響（詳見本章第四節），所以東亞季風特別顯著，其范圍大致包括我國東部、朝鮮、韓國和日本等地。冬季，亞洲大陸為蒙古-西伯利亞高壓所盤據，高壓前緣的偏北風就成為亞洲東部的冬季風。由于各地處于高氣壓的部位不同，各地冬季風的方向并不完全相同，由北而南依次為西北風、北風和東北風。由于蒙古-西伯利亞高壓比較強大，由陸向海，氣壓比較陡峻，所以風力較強。夏季，亞洲大陸為熱低壓所控制，同時太平洋副熱帶高壓西伸北進，因此高低壓之間的偏南風就成為亞洲東部的夏季風，由于此時氣壓梯度比冬季小，所以夏季風比冬季風弱。東亞季風對我國、朝鮮半島、日本等地區的天氣和氣候影響很大，在冬季風盛行時，這些地區是低溫、干燥和少雨，而在夏季風盛行時是高溫、濕潤和多雨。亞洲南部的季風，主要是由行星風帶的季節移動而引起的，但也有海陸熱力差異的影響，以印度季風為例，冬季行星風帶南移，赤道低壓移到南半球，亞洲大陸冷高壓強大，高壓南部的東北風就成為亞洲南部的冬季風。夏季行星風帶北移，赤道低壓移到北半球，再加上大陸熱力因子的作用，低壓中心出現在印度半島。而此時正是南半球的冬季，澳大利亞是一個低溫高壓區，氣壓梯度由南向北，南來氣流跨越赤道后，受北半球地轉偏向力的作用，形成西南風，這就是南亞的夏季風。在季風的影響下，南亞也是冬干夏濕，但是它和東亞季風有一個明顯差別，即南亞夏季風比冬季風強。這是因為冬季亞洲南部遠離蒙古-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，因此冬季風不強。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，因此南亞的夏季風強于冬季風。由于海陸分布對氣候形成的巨大作用，使得在同一緯度帶內，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。區別海洋性氣候與大陸性氣候的指標很多，最主要表現在氣溫和降水兩方面。四、海洋性氣候與大陸性氣候海洋性氣候與大陸性氣候在氣溫上的標志一般用氣溫日較差、氣溫年較差、年溫相時、春秋溫差值和大陸度等幾個指標表示，氣溫較差還和所在地緯度有關（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關系十分密切。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關系十分密切。（一）氣溫指標再以中緯度西風帶的亞歐大陸為例，凡倫西亞在愛爾蘭西岸，有大西洋暖流經過，終年受海風影響，盛行海洋氣團，具有典型的海洋性氣候。沿52°N由西向東，海洋氣團在大陸上逐漸變性，到了伊爾庫次克就具有大陸性氣候的特點，從表6·8可見：（1）氣溫年較差：以凡倫西亞為最小（7.9℃），愈向內陸年較差愈大，到伊爾庫次克竟達38.7℃。（2）年溫相時：凡倫西亞因受海洋影響，降溫、增溫皆慢，最冷月（2月）和最熱月（8月）出現時間比表6·8中其它三站皆落后1個月。（3）春溫與秋溫差值：氣候學上通常以4月和10月氣溫分別代表春溫和秋溫。海洋性氣候氣溫變化和緩，春來遲，夏去亦遲，春溫低于秋溫（如凡倫西亞T4月＜T10月）。大陸性氣候氣溫變化急劇，春來速，夏去亦速，春溫高于秋溫（如伊爾庫次克T4月＞T10月）。（4）氣溫日較差：氣溫日較差一般在夏季比冬季大。凡倫西亞最大氣溫日較差ΔTM為4.1℃（6月），最小氣溫日較差ΔTn為1.2℃（1月）。而伊爾庫次克的ΔTM和ΔTn分別為14.1℃（6月）和5.7℃（12月），皆比凡倫西亞為大。從表6·8中還可以看出，海洋性氣候年降水量比同緯度大陸性氣候多，其一年中降水的分配比較均勻，而以冬季為較多。氣旋雨的頻率為最大，降水的變率小。大陸性氣候以對流雨居多，降水集中于夏季，降水變率大。此外，海洋性氣候的絕對濕度和相對濕度一般都比大陸性氣候大。相對濕度的年較差海洋性氣候小于大陸性氣候。

（二）水分標志氣候學上為了定量地表示各地氣候大陸性程度，采用氣候大陸度為指標來衡量。大陸度計算的方法很多，通常以氣溫年較差（消去緯度影響）和氣溫的緯度距平為依據。伊凡諾夫

則綜合考慮當地氣溫年較差Ay，年平均氣溫日較差Ad，最干月濕度飽和差D0和所在地緯度，按下述經驗公式來計算該地的氣候大陸度。計算結果中如果6·18式的分子大于分母，

（三）氣候大陸度K＞100％，則為大陸性氣候，百分數愈大，大陸性愈強；反之，如分子值小于分母值，得出K值＜100％，則為海洋性氣候，百分數愈小，海洋性愈強。伊凡諾夫根據該式求出的K值把大陸度分為以下10個等級（表6·9）世界陸地面積占全球面積的29％，不僅分布形勢很不規則，而且表面起伏懸殊，最高山峰——珠穆朗瑪海拔8848m，最低洼地——死海沿岸-392m。根據陸地的海拔高度和起伏形勢，可分為山地、高原、平原、丘陵和盆地等類型，它們以不同規模錯綜分布在各大洲，構成崎嶇復雜的下墊面。這些下墊面，又因沉積物、土壤、植被等的差異，具有不同的特性，使陸氣相互作用的過程更為復雜。第四節

地形與氣候地形與氣溫的關系十分復雜，大地形的宏觀影響能對大范圍內的氣溫分布和變化產生明顯作用，局部地形的影響也能使短距離內的氣溫有很大的差別。（一）高大地形對氣溫的影響綿亙的高山山系和龐大的高原是氣流運行的阻礙，它們對寒潮和熱浪移動都有相當大的障壁作用，同時它們本身的輻射差額和熱量平衡情況又具有其獨特性，因此它們對氣溫的影響是非常顯著而廣泛的。現以我國青藏高原為例簡述如下：一、地形與氣溫1.機械阻擋作用青藏高原海拔高、面積大、矗立在29°—40°N間，南北約跨10個緯度，東西約跨35個經度，有相當大的面積，海拔在5000m以上，有一系列的山峰超過7000—8000m，占據對流層中低部，猶如大氣海洋中的一個巨大島嶼，對于冬季層結穩定而厚度又不大的冷空氣是一個較難越過的障礙。從西伯利亞西部侵入我國的寒潮一般都是通過準噶爾盆地，經河西走廊、黃土高原而直下東部平原，這就導致我國東部熱帶、副熱帶地區的冬季氣溫遠比受西藏高原屏障的印度半島北部為低。表6·10印度半島北部與我國同緯度地區冬半年氣溫（℃）的比較表6·10中A、C、E三站位于印度半島北部，其冬季各月平均氣溫皆分別比同緯度、同高度的B、D、F三站為高，其中尤以C、D兩站的差異最大。這是由于D站沅陵正位于高原以東的平原上，寒潮暢通無阻，而C站德里又位于高原以南的正中地位，屏障效應十分顯著的緣故。冬季西風氣流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分別沿高原繞行。從冬季北半球700hPa與500hPa月平均氣溫圖上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北側暖于東北側，高原南半部，則東南側暖于西南側，這顯然是受到上述分支冷暖平流的影響所致。因西風在高原西側發生分支，于是高原西北側為暖平流，西南側為冷平流，繞過高原之后，氣流輻合，東北側為冷平流，東南側為暖平流。夏季青藏高原對南來暖濕氣流的北上，也有一定的阻擋作用，不過暖濕氣流一般具有不穩定層結，比冷空氣易于爬越山地。從夏季月平均氣溫分布圖上可以看出，由巴基斯坦北部和東北部阿薩姆兩個地區總是有兩個伸向西藏方向的暖舌，其中有一部分暖濕氣流越過高原南部的山口或河谷凹地，流入高原南部，這是形成雅魯藏布江谷地由東向西伸展的暖區的重要原因。青藏高原阻滯作用對氣溫的影響，不僅出現在對流層低層，并且波及到對流層中層。根據我國衢縣與同緯度德里各高度上月平均氣溫的比較，可以看出在500hPa及其以下各層的氣溫皆是衢縣低于德里，尤其是冬半年的差異更大。

2.熱力作用將青藏高原地面的氣溫與同高度的自由大氣相比，冬季高原氣溫偏低，夏季則偏高。從11月至翌年2月是四周大氣向高原地-氣系統提供熱量，這時青藏高原是個冷源，其強度以12月、1月份為最大，向四周自由大氣吸收熱量600多J/cm2d。春夏季青藏高原是個強大的熱源，其強度以6、7月份為最大，向四周大氣提供熱量850J/cm2d以上。就全年平均而論，青藏高原地-氣系統是一個熱源。冬季青藏高原的冷區偏于高原的西部。夏季的暖區范圍很廣，整個對流層的溫度都是高原比四周高，再往高層暖區范圍擴大，到了100hPa層上，溫度分布出現高緯暖、低緯冷的現象。

從青藏高原的地面氣溫看來，具有如下特點：（1）地球的第三極地：青藏高原由于海拔高，氣溫特別低，它雖位于副熱帶、暖溫帶的緯度上，但在高原主體北部祁連山以及巴顏喀拉山東部1月平均地面氣溫出現-16—-18℃的閉合等溫線，盛夏7月尚有大片面積平均氣溫＜8℃，冬夏皆比同緯度東部平原平均氣溫低18—20℃。（2）氣溫日、年較差大：青藏高原上地面氣溫日較差比同緯度東部平原地區和四川盆地都大，比同高度的自由大氣更大，氣溫年較差亦比同高度的自由大氣為大，但因海拔高聳，比同緯度東部平原則稍小。（3）氣溫季節變化急，春溫高于秋溫：青藏高原上春季升溫強度大，特別是當積雪消融之后，雨季未到之前，高原因受強烈的日射，增溫甚快，秋季降溫速度亦快，春溫高于秋溫，例如高原上的班戈4—10月氣溫差為2.8℃，而漢口同時期溫差為-1.4℃。以上這些情況都說明高原氣溫具有大陸性氣候的特征。中小地形對氣溫的影響也是相當復雜的。首先由于坡地方位不同，日照和輻射條件各異，導致土溫和氣溫都有明顯的差異。在我國，多數山地是南坡的溫度高于北坡，古詩詠大庾嶺的梅花，有“南枝向暖北枝寒，一樣春風有兩般”之句，就是山坡兩側氣溫殊異的極好寫照。據廬山實測資料，南坡1.5m高度的氣溫在6—9月與同高度山頂相比，晴天平均高2.1℃，多云天高1.8℃，陰天高1.5℃，雨天高0.8℃，在有冷平流時可高2.6—3.3℃；北坡的氣溫在4—6月與同高度的山頂相比，晴天平均低0.8℃，多云天低0.6℃，陰天低0.4℃。再以小地形南京方山（一個相對高差約190m的孤立山崗）為例，在冬季晴天，距坡地1.5m高的日平均氣溫，南坡比北坡高1℃左右，比東坡和西坡高0.6—0.7℃，最高氣溫南坡比北坡約高2℃，比東坡和西坡高0.7—1.6℃，最低氣溫各方位之間的差異較小，最多不超過0.7℃。（二）中小地形對氣溫的影響其次，地形凹凸和形態的不同，對氣溫也有明顯的影響。在凸起地形如山頂，因與陸面接觸面積小，受到地面日間增熱、夜間冷卻的影響較小，又因風速較大，湍流交換強，再加上夜間地面附近的冷空氣可以沿坡下沉，而交換來自由大氣中較暖的空氣，因此氣溫日較差、年較差皆較小；凹陷地形則相反，氣流不通暢，湍流交換弱，又處于周圍山坡的圍繞之中，白天在強烈陽光下，地溫急劇增高，影響下層氣溫，夜間地面散熱快，又因冷氣流的下沉，谷底和盆地底部特別寒冷，因此氣溫日較差很大。圖6·28表示三種不同地形的氣溫日變化曲線，從圖上可以看出，無論冬、夏都是山頂氣溫日振幅小，谷地氣溫振幅大，陡崖介乎二者之間。因地形而產生的局部環流主要有高原季風、山谷風，因經過山區而形成的地方性風有焚風和峽谷風等。

（一）青藏高原季風在青藏高原由于它與四周自由大氣的熱力差異，所造成冬夏相反的盛行風系，稱為高原季風。冬季高原上出現冷高壓，冬季出現熱低壓，其水平范圍低層大，高層小，其厚度夏季比冬季大。風的季節變化，一般是高原北側開始最早，高原上次之，高原東側再次，高原南部最遲。高原季風對環流和氣候影響很大，首先它使我國冬夏對流層低層的季風厚度增大。我國西南地區冬夏季分別處在青藏冷高壓環流和熱低壓環流的東南方，應分別盛行東北季風和西南季風，這與由海陸熱力差異所形成的低層季風方向完全一致，兩者疊加起來，遂使我國西南部地區季風的厚度特別大。二、地形與地方性風高原季風對環流和氣候影響很大，首先它使我國冬夏對流層低層的季風厚度增大。我國西南地區冬夏季分別處在青藏冷高壓環流和熱低壓環流的東南方，應分別盛行東北季風和西南季風，這與由海陸熱力差異所形成的低層季風方向完全一致，兩者疊加起來，遂使我國西南部地區季風的厚度特別大。高原季風的更大影響還在于它破壞了對流層中部的行星氣壓帶和行星環流。由于高原冬季冷高壓和夏季熱低壓相當強大，冬季厚度可達5km，夏季可達5—7km，因此從海平面至5—7km高度，冬季空氣由高原向外輻散，夏季向高原輻合，加之高原大地形的強迫作用，造成高原上深厚氣層的升降運動，形成強的季風經圈環流。冬季出現與哈德萊環流圈相似的環流。夏季則出現與哈德萊環流圈相反的環流，空氣在高原上升，到了高空流向低緯，下沉，到達地面后折向較高緯度流去，這對南北半球間空氣質量的調整亦有很大的作用。

（二）山谷風當大范圍水平氣壓場比較弱時，在山區白天地面風常從谷地吹向山坡，晚上地面風常從山坡吹向谷地，這就是山谷風。山谷風是由于山地熱力因子形成的，白天因坡上的空氣比同高度上的自由大氣增熱強烈，于是暖空氣沿坡上升，成為谷風，谷地上面較冷的自由大氣，由于補償作用從相反方向流向谷地，稱為反谷風（圖6·29a）。夜間由于山坡上輻射冷卻，使鄰近坡面的空氣迅速變冷，密度增大，因而沿坡下滑，流入谷地，成為山風，谷底的空氣因輻合而上升，并在谷地上面向山頂上空分流，稱為反山風，形成與白天相反的熱力環流（圖6·29b）。山谷風是山區經常出現的現象，只要周圍氣壓場比較弱，這種局地熱力環流就表現得十分明顯。一般在早晨日出后2—3h開始出現谷風，并隨著地面增熱，風速逐漸加強，午后達到最大，以后因為溫度下降，風速便逐漸減小，在日沒前1—1.5h谷風平息而漸漸代之以山風。山谷風還有明顯的季節變化，冬季山風比谷風強，夏季則谷風比山風強。

沿著背風山坡向下吹的熱干風叫焚風。當氣流越過山脈時，在迎風坡上升冷卻，起初是按干絕熱直減率降溫，當空氣濕度達到飽和狀態時，水汽凝結，氣溫就按濕絕熱直減率降低，大部分水分在山前降落，過山頂后，空氣沿坡下降，并基本上按干絕熱率（即1℃/100m）增溫，這樣過山后的空氣溫度比山前同高度的氣溫要高得多，濕度也小得多。如圖6·30所示，山前原來氣溫20℃，水汽壓12.79hPa，相對濕度為73％，當氣流沿山上升到