气象学与气候学-第四章

气象学与气候学MeteorologyandClimatology地理科学学院：曹富强2015.11.09第四章气候形成的下垫面因素主要内容4.1海陆分布与气候4.2海气相互作用与气候4.3地形与气候24.4冰雪覆盖与气候4.5局地地面特性与气候教学目标掌握海陆、地形及冰雪覆盖等下垫面因素特性；理解各类下垫面因素对气候的主要影响及后果。掌握局地气候形成过程、影响因素以及气候效应。3第四章气候形成的下垫面因素教学要点重点影响气候的下垫面因素及其特性；各类下垫面因素对气候的主要影响及后果。难点：各类下垫面因素对气候的主要影响及后果。4第四章气候形成的下垫面因素5第四章气候形成的下垫面因素气候的形成和变化受多种因子的制约。近代气候学将能够影响气候而本身不受其影响的因子称外部因子（如太阳辐射、地球轨道参数、大陆飘移、火山活动等）；气候系统各成员之间的相互作用称内部因子（如大气环流、下垫面、气团等）。外部因子必须通过系统内部的相互作用，才能对气候产生影响。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。下垫面因素包括：海陆间差异（最基本）、地形和地表性质差异、洋流的分布和强度、冰雪覆盖层的影响等。主要内容4.1海陆分布与气候4.2海气相互作用与气候4.3地形与气候64.4冰雪覆盖与气候第四章气候形成的下垫面因素4.5局地地面特性与气候74.1海陆分布与气候第四章气候形成的下垫面因素海陆间通过热力和动力作用影响大气，改变大气中的水、热状况，影响环流的性质、强弱，形成海陆间的气候差异。4.1.1海洋的气候学特性海洋的热力状况净辐射海水吸收太阳辐射，净辐射等值线大致沿纬圈分布随纬度增高而递减。8第四章气候形成的下垫面因素高值区：0°～10°S的南太平洋和20°N的夏威夷、菲律宾附近海区，墨西哥至中美洲附近海区。低值区：5°～10°N的近赤道带，其次是加利福尼亚和秘鲁附近。长波有效辐射海面长波有效辐射水平变化不大，副热带海区较大，黑潮海区最大。总热量交换：感、潜热交换量9第四章气候形成的下垫面因素感热：决定于海面与大气的温度差和风速，一般数值较小。暖海流区为正直，冷海流区为负值。潜热：决定于海面温度和水汽压铅直梯度。黑潮海区最大，副热带海区较大，冷流海区为负值。海气总热量交换是暖流一带海区最大，冷流附近海区是热汇。总体看，热源主要在太平洋西、北部;热汇主要在低纬度太平洋的东部。海温分布规律水平经、纬向：随纬度增高而降低，低纬西部＞东部，中高纬东部＞西部。10第四章气候形成的下垫面因素垂直南、北半球：北半球各纬度平均＞南半球相应纬度。全球平均海温（17.4℃）＞气温（14.3℃），所以海洋是大气的热源。表层（0～100m）变化很小；斜温层（100～1500m）陡降，垂直变化很大；深水层（1500m）垂直变化也很小。海洋增暖期，通过海水混合作用（分子、对流及湍流等混合）把热量传人深层；海洋减温期，深层热量上传。海水温度变化＜同纬度的大气和大陆海洋温度水平分布垂直变化随纬度增高而降低表层（0～100m）垂直变化很小低纬西部＞东部斜温层（100～1500m）陡降，垂直变化很大中高纬度东部＞西部深水层（1500m）以下垂直变化很小全球平均海温（17.4℃）＞气温（14.3℃）海洋增暖期，海水把热量传入深层海洋减温期，深层热量上传11第四章气候形成的下垫面因素太平洋大西洋12第四章气候形成的下垫面因素13第四章气候形成的下垫面因素14第四章气候形成的下垫面因素15第四章气候形成的下垫面因素16第四章气候形成的下垫面因素海洋的动力状况海水的动力差异，引起沿岸气流的辐合辐散不同（以北半球为例）。摩擦力气流右侧为陆岸：气流斜穿等压线指向低压，则沿岸气流辐合，海水下沉，大气层结不稳定，沿岸多雨，内陆辐散下沉少雨。气流左侧为陆岸：沿岸气流辐散，引起海水涌生，沿岸大气层结稳定，少雨，内陆多雨。气旋、反气旋环流17第四章气候形成的下垫面因素气旋：表面海水辐散，深层海水涌生，海面降温。反气旋：表面海水辐合下沉。离、向岸风作用离岸风：表水随风离岸，深层海水涌生，海面降温。向岸风：表水随风向岸辐合，表面海水下沉。动力状况影响摩擦力气流右侧为陆岸气流斜穿等压线指向低压，沿岸气流辐合，海水下沉，大气层结不稳定，沿岸地区多雨，内陆地区少雨气流左侧陆岸沿岸气流辐散，海水涌升，大气层结稳定，沿岸地区少雨，内陆地区多雨气旋（低气压）表水辐散，深层海水涌升，海面降温反气旋（高气压）表水辐合下沉离岸风表水随风离岸，深层海水涌升，海面降温向岸风表水向岸辐合，表面海水下沉。18第四章气候形成的下垫面因素海洋在气候形成中的作用海洋是大气热能的贮存库大气运动的直接能源：据估算，海洋占地球表70.8%的面积，吸收进入地表太阳辐射能的80%，且将其中85%左右储存在海洋表层，通过长波有效辐射、潜热和感热交换的形式输送给大气。大气水汽的主要来源：海洋储水量占全球总量的96.5%，为大气提供约86%的水汽来源。海洋热状况的变化直接影响大气能量和水汽的时空分布和变化，从而影响气候。据估计，100m深的全球海洋降温1℃，其放出的热量能使对流层大气温度升高6℃。19第四章气候形成的下垫面因素海洋是大气温度的调节器海水具有动力学、热力学惯性：海水质量为大气的250～280倍，热容量约为大气的3000倍。热量来源：主要靠表层吸收太阳辐射，从上面加热，故海水温度层结较大气稳定得多。热“惰性”：海洋热交换有对流、湍流、涡动、涌升等，所以海洋加热慢，冷却慢，既是大气巨大的热量贮存库，又是大气温度的调节器。对太阳辐射季节变化响应慢：比陆地落后约1个月。当快速变化的大气过程以风应力作用于海洋时，在惰性海洋的影响下，可激发出一类海气系统的低频振荡，与气候的年际变化密切相关。20第四章气候形成的下垫面因素海洋是大气CO2的消纳所通过湍流交换，大气中约有一半的CO2进入海洋，而海洋中CO2的输送和C的生物地球化学循环，以及由于海洋的热惯性，海洋温度对CO2含量的响应，所产生的增暖比陆地气温滞后约20年。因此，海洋对缓解人类活动排放CO2产生的温室效应有重要的作用。海洋是热量输送和转换的主要通道洋流在高低纬度间的热量传输上起重要的作用：热带海洋是全球的主要能源区，30°N～30°S的热带，海洋面积占70%以上，地气系统净辐射为正，潜热释放也集中在此。海水具有较大的热容量，对调节南北气温作用很大，尤其冬季更明显。21第四章气候形成的下垫面因素洋流对东西两岸的气温差异有明显影响：暖流对沿岸增温，而寒流对沿岸降温。22第四章气候形成的下垫面因素4.1.2海陆分布与气候由于海陆热力性质不同，使其增温和冷却存在很大差异。海洋增温慢，降温也慢，具有冬暖夏凉的气候特征。海陆分布与气温冬季：海水温度比气温高，海上风速较大，故蒸发强，提供大气的潜热多。相对大陆，海洋是大气热源，大陆是冷源。夏季：海洋获得净辐射虽然较大，但海洋水温比气温低，风速又较冬季小，通过显热方式供给空气增温的热量很少，只季节变化23第四章气候形成的下垫面因素有7.1J/d。大陆的低纬干旱区提供空气增温的显热最多。海水蒸发又比冬季小得多，提供给空气的潜热也远较冬季少。相对大陆，海洋是冷源，大陆是热源。全球变化规律由于北半球海洋面积相对比南半球小，所以冬季平均气温北半球（8℃）比南半球（9.7℃）低；夏季平均气温北半球（22.4℃）比南半球（17.1℃）高。全年平均，高纬度因大陆影响，冬季降温比夏季升温显著，故年平均气温较低；低纬度大陆影响，夏季升温比冬季降温显著，使年平均气温较高。北半球：冬季（1月）大陆温度低于海洋；夏季（7月），大陆温度高于海洋，转变月份分别在5月和10月。如1月从海面24第四章气候形成的下垫面因素冬季，45°N以北海陆气温差比以南大，最大差值出现在50°N附近；夏季，45°N以南海陆温差比以北大，最大差值出现在25°N附近。由于海陆温度时空分布不均匀，从而产生气压梯度，形成周期性季风和海陆风，影响天气和气候。（课本P152图4.40）到对流层上层的气温，亚非大陆比太平洋低；7月相反，大陆气温比海洋高。海陆温差因纬度和季节而异海陆分布与大气水分对蒸发和空气湿度的影响大气中的水分主要来自下垫面的蒸发，海洋水源充足，蒸发量远比同纬度大陆多。如冬季太平洋上蒸发量比我国东部大7倍，比北非、阿拉伯大26～27倍。25第四章气候形成的下垫面因素海洋源：距海愈近，空气含水汽量愈多，反之愈少。大陆源：因地面干湿状况、植被、河湖分布等的影响，大陆中心也具有一定的水汽，且水汽含量多少还随温度和气流状况而异。盛夏6～9月，东亚、南亚在湿热的夏季风影响下湿度较大，而太平洋却为相对干区。对云、雾的影响云：沿海地区多云；中高纬度地区西风带，向海岸云量增26第四章气候形成的下垫面因素大，向内陆云量减少；我国东南沿海、西南山地云量大，向西北内陆减少。雾：海上雾多，以平流雾为主。因其空气潮湿，只要有适当的平流将暖湿空气吹到较冷的海面，下层空气变冷，极易达到饱和而凝结形成。海雾全年皆可见，以春夏较多，维持时间长，尤其是冷洋流表面及其迎海风的沿岸地带。大陆内部雾少，以辐射雾为主，多见于秋冬季，夜间或清晨出现，日出后逐渐消散。沿海地区多平流、辐射雾。陆地雾海上雾沿海雾辐射冷却，秋冬季节（夜间、早晨），下层地面受热午间消散平流冷却，全年都有春夏较多（全天），刮风海洋上的暖湿空气流至大陆冷却形成平流辐射雾27第四章气候形成的下垫面因素雾冷洋流海域及近岸为多雾（平流雾）区雾雾雾雾雾28第四章气候形成的下垫面因素对降水的影响海上：空气中水汽含量虽多，但不一定多雨。因形成降水必须有满足抬升条件，使空气上升冷却才能凝云致雨。大陆：受海风影响的区域，水汽充沛，降水比同纬度的内陆或背海风的区域多。年降水量呈现由沿海向内陆递减的趋势，但各地不同季节降水差异悬殊。低纬：太阳高度大时多雨，因地面受热强烈，易造成热对流，多对流雨。中高纬大陆东部：夏季多雨，因夏季风从海洋吹向大陆，空气的绝对湿度和相对湿度都较大。随纬度增高，降水愈集中夏季。29第四章气候形成的下垫面因素中纬度大陆西岸：冬季多雨，因暖湿的极地海洋气团进入冷的陆地，易凝结降水；气旋活动频繁，气旋雨也多。最大降水量出现在冬季。春季和初夏少雨，因极地海洋气团相对较冷，向东伸入大陆内部时，海洋气团变性，空气愈来愈干燥，降水量逐渐减少。最大降水量也从冬移到夏，最小降水量从夏移到冬，到大陆中心形成干旱的沙漠气候。南、北半球大陆：北半球，大陆面积广大，特别欧亚大陆东西延伸范围很广，海洋气团难以到达内陆地区。因此，内陆出现大片干旱、半干旱气候区。南半球，由于大陆面积较小，内陆干旱区域相应比北半球小。降水类型海陆对流雨夏季午后上暖下冷非常稳定只可形成雾冬季夜间暖洋流表面水温高于气温；天空有低云，云的上部辐射冷却快，下部有云的保护温度较高冷上暖下产生对流。夏季午后地形雨无有锋面雨、气旋雨低纬度的热带气旋；中高纬度的温带锋面气旋陆上大陆西岸内陆较少30第四章气候形成的下垫面因素海洋性气候和大陆性气候海洋性气候（MaritimeClimate）：指海洋、岛屿、沿岸地区形成，具有明显的海洋影响特征的气候。总特点：温和、多云、湿润。大陆性气候（Continental

Climate）：指远离海洋的内陆、盆地、高原，深受大陆影响，具有明显的大陆影响特征的气候。总特点：寒冷、干燥、降水集中。区别指标：温度指标、水分指标。（课本P153表4.11）温度指标：一般用气温的年较差、日较差，年温相时，春、秋对比和大陆度等。31第四章气候形成的下垫面因素水分指标：年降水量及其季节分配、降水类型、降水变率及空气湿度等。32第四章气候形成的下垫面因素大陆度指标：指气候学上，用来定量表征各地气候的大陆性（海洋性）程度。影响因素气候大陆度是一个比较复杂的问题，它受气温较差、距平、纬度、湿度、降水、环流、洋流甚至气团出现频率、海陆面积、地形等因素影响。计算公式世界上有许多计算大陆度的经验公式，多数以气温年较差（消除纬度影响）为依据，但至今还没有一个公认的、完善的大陆度公式。33第四章气候形成的下垫面因素郑克尔大陆度公式

：大陆度；：气温年较差；：当地纬度。因气温年较差随纬度增高而增大，为消除纬度的影响仍取温度的正弦除之。为大陆性，值越大，大陆性越强；反之，则相反。伊凡诺夫综合法计算气候大陆度公式

：气温年较差；：气温日较差；：最干月湿度饱和差。，为大陆性气候，值愈大，大陆性愈强；反之，则相反。（课本P153表4.12）由于气候大陆度影响因素复杂，因此，用一个或几个气候要素的简单组合表示复杂的大陆或海洋气候影响的程度，常带有片面性。34第四章气候形成的下垫面因素地点纬度大陆度海、陆性恒春22°18.2海洋性↓大陆性广州23°08′45.4上海31°10′38.2北京39°57′61.1吐鲁番42°56′88.0海拉尔49°13′89.9表明：我国气候的大陆度——从南向北，从东南沿海向西北内陆呈逐渐增大态势。我国海洋性气候地区面积少（仅为沿海区域或大水域沿岸），大部分地区受大陆性气候影响和控制（面积大）。主要内容4.1海陆分布与气候4.2海气相互作用与气候4.3地形与气候354.4冰雪覆盖与气候第四章气候形成的下垫面因素4.5局地地面特性与气候36第四章气候形成的下垫面因素4.2海气相互作用与气候4.2.1概述海气相互作用（Air-seaInteraction）：指海洋与大气边界面上的热量、动量、物质等的交换以及这些交换对大气、海洋各种物理特性的影响。物理过程动量交换：由摩擦应力引起。热量交换：通过湍流、蒸发和长波辐射作用。物质交换：主要指水、CO2、盐粒、气溶胶的交换。37第四章气候形成的下垫面因素海洋对大气的作用供给大气热量和水汽热能：影响气温分布，驱动大气运动。水汽相变：成云致雨，形成各种各样的天气气候。调节大气CO2含量：影响地球气候的变化。热带地区的海气相互作用表现最强烈，对大气环流和气候形成影响最大。大气对海洋的作用风吹动海水流动，形成风海流，即洋流（OceanCurrent）。38第四章气候形成的下垫面因素海面风向影响洋流分布北半球低纬度洋面：海水围绕副热带高压作顺时针方向流动。高纬度洋面：海水绕副极地低压作逆时针方向流动。南半球：与北半球相反。赤道附近：信风推动海水由东向西流动。海面风向影响洋流性质北半球低纬度：大洋东边为寒流，如加利福尼亚寒流、加那利寒流等；大洋西边为暖流，如墨西哥湾暖流、黑潮等。39第四章气候形成的下垫面因素高纬度：大洋东边为暖流，西边为寒冷。南半球：与北半球相反。海岸附近风的向岸、离岸会产生表层海水的辐合、辐散，通过海气之间的物理过程，影响天气气候。40第四章气候形成的下垫面因素4.2.2海气相互作用现象厄尔尼诺和拉尼娜包括：厄尔尼诺、南方涛动和沃克环流。厄尔尼诺（ElNiño）：原意为“小男孩、圣婴”。表示在有年份圣诞节前后，沿南美厄瓜多尔、秘鲁沿岸有一支微弱且向南移动的暖海流，使这一带海温异常偏高，造成山洪暴发的现象。拉尼娜（La

Niña）：愿意为“小女孩、圣女”，是厄尔尼诺反相，亦称反厄尔尼诺。厄尔尼诺现象气象学上，指赤道附近东太平洋水温持续异常降温的现象，表现为东太平洋明显变冷（连续6个月低于多年平均温度0.5℃以上）。41第四章气候形成的下垫面因素拉尼娜现象气象学上，指赤道东太平洋几千公里范围内出现的海面温度异常偏高的现象，表现为东太平洋明显变暖。形成机制东南信风减弱：早期研究认为，它是厄尔尼诺产生的基本条件。信风持续增强，位能积聚：20世纪70年代初，Wyktki提出它是厄尔尼诺现象产生的基本动力。42第四章气候形成的下垫面因素厄尔尼诺现象和拉尼娜现象43第四章气候形成的下垫面因素现象分析（课本P154图4.42）正常年份低纬度太平洋，常年吹信风，海水向西流动，在西部堆积，导致赤道大平洋海面高度呈西高东低形势（西比东高出30～40cm），斜温层深度西深（约200m）东浅（约50m），气候西雨东旱。该结构与西暖冬冷的平均海温分布相适应，使西太平洋赤道地区成为太平洋最热的海区。异常年份东（信）风加强：东风应力把表层暖水向西太平洋输送、堆积，使其海平面抬升（约10cm），斜温层加深（约20m）；东太平洋海水离岸漂流，冷水上翻（鱼类饵料增多，鸟类增44第四章气候形成的下垫面因素多），气温高于水温，气层稳定，气候干旱少雨，而海平面也降低（约5cm），斜温层抬升（约20m）。若东风持续增强，西高东低的海面坡度不断增大，位能不断积累。东（信）风减弱：发生张弛，导致位能释放，西太堆积的海水向东回流，在赤道附近形成向东的暖水流，与赤道逆流的南支一起，沿南美西岸南下，引起东太斜温层降低，海平面升高，海面增暖，干旱气候变多雨气候，鱼类、鸟类饥饿而死，出现厄尔尼诺事件。该股暖水流强盛时，可南下达15°S。厄尔尼诺年特征：海温距平一般1～4℃，深可达数百米，周期通常2～7年，活动范围5°N～10°S，180°～90°W之间的赤道太平洋。45第四章气候形成的下垫面因素气候效应：赤道东太平洋气层大气变暖，产生对流及大量降水，与其沿岸的气候由干旱突然转变为多雨，甚至出现洪涝灾害。近年通过对全球气候异常综合分析认为，厄尔尼诺现象影响范围不局限于局部地区，而是遍及全球，影响时间不只是夏季，而是全年甚至更长。对全球自然地理环境影响很大，它会引发不同地区洪涝、干旱、酷热、低温、热带气旋等灾害。科学定义赤道中东太平洋区的表层海水温度与多年平均值偏高连续6个月超过0.5℃，就称为一次厄尔尼诺现象。与此相反，我国科学家把这个海域的表层海水温度与多年平均值偏低连续6个月0.5℃以上时，称为一次拉尼娜现象，或反厄尔尼诺现象。由于这两种异常的自然现象在发生的时间上常常一先一后，所以科学家们也称其为“一对孪生兄妹”。46第四章气候形成的下垫面因素47第四章气候形成的下垫面因素气候效应厄尔尼诺直接导致中、东太平洋及南美太平洋沿岸国家异常多雨，甚至引起洪涝灾害；使得热带西太平洋降水减少，造成印度尼西亚、澳大利亚严重干旱。引起非洲东南部和巴西东北部的干旱，加拿大西部、美国北部暖冬及美国南部冬季潮湿多雨。日本及我国东北的夏季低温、日本和我国的降水等与其具有一定的相关性。常常抑制西太平洋热带风暴生成，但使得东北太平洋飓风增加。48第四章气候形成的下垫面因素拉尼娜与厄尔尼诺大致相反，但影响程度及威力较厄尔尼诺小。导致印度尼西亚、澳大利亚东部、巴西东北部、印度及非洲南部等地降雨偏多，但在赤道太平洋东部和中部地区、阿根廷、赤道非洲、美国东南部等地易出现干旱。拉尼娜年，我国容易出现冷冬热夏，即冬季气温较常年偏低，夏季偏高。另外，在西太平洋和南海地区生成及登陆我国的热带气旋个数，拉尼娜年比常年多。49第四章气候形成的下垫面因素厄尔尼诺年赤道东风减弱赤道西太平洋海平面下降、海水上翻赤道太平洋表层暖海水向东回流赤道东太平洋海平面上升、海水下沉赤道西太平洋海水温度降低赤道东太平洋海水温度升高赤道西太平洋干旱少雨赤道东太平洋湿润多雨50第四章气候形成的下垫面因素沃克环流（WalkerCirculation）定义：指赤道海洋表面因水温的东西面差异而产生的一种纬圈热力环流。成因大尺度东西向热力差异：赤道太平洋地区，正常年份西暖东冷，东太平洋赤道以南的冷水带，海面温度负距平达8℃。海气相互作用：产生大气沿赤道方向的气压差，海平面的气压梯度向西，气流向西流动，一直到达温暖的西太平洋，从温暖海水中得到充沛的水汽供应，被加热变成一支湿热的大尺度上升气流。当其上升到对流层上层后，受水平气压梯度影响而折向东流，最后在南美洲以西洋面下沉，形成闭合环流。51第四章气候形成的下垫面因素气候效应暖水年：沃克环流弱，纬向环流东缩，下沉区东移，赤道干旱带东缩，中太平洋为上升区，整层吹东风，多雨。西太平洋出现反沃克环流，中太平洋上升，西太平下沉，地面吹西风，高空吹东风。此时，我国降水偏少。冷水年：沃克环流强，下沉区向西发展，东部干旱带向西伸展，中太平洋少雨干旱。我国东北春夏易出现干旱，气温偏高；南方易发生干旱，华北洪涝。沃克环流的强弱变化是判断厄尔尼诺和拉尼娜现象的重要依据52第四章气候形成的下垫面因素正常年份53第四章气候形成的下垫面因素厄尔尼诺年54第四章气候形成的下垫面因素拉尼娜年55第四章气候形成的下垫面因素南方涛动（SouthernOscillation：SO）定义：指热带太平洋、印度洋之间大气质量一种大尺度起伏振荡，表现赤道东太平洋气压异常现象。气压偏低是海面气温偏高的结果，即厄尔尼诺现象，反之亦然。故南方涛动和厄尔尼诺密切相关，合称“厄尔尼诺/南方涛动”（ENSO）。低纬度北太平洋也有类似南方涛动的现象，称“北方涛动”。它比南方涛动弱，与其总称低纬度涛动，周期3～7年。南方涛动指数（SouthernOscillationIndex：SOI）指根据沃克的南方涛动理论，科学家选取塔希提站代表东南太平洋，选取达尔文站代表印度洋与西太平洋，应用数理统56第四章气候形成的下垫面因素计的方法将两个测站的海平面气压差值进行处理后得到了一个用于衡量南方涛动强弱的指数。

：赤道东太平洋海平面气压；：印度尼西亚海平面气压。气候效应高指数：当赤道东太平洋气压高，而印度尼西亚气压低时，即南方涛动强。此时，赤道东太平洋海温低，副高偏强，降水减少；印度尼西亚海温高，东南季风强，降水多且集中。低指数：南方涛动弱，东南季风减弱，赤道东太平洋及沿海冷水上涌减弱，海面表层增温，副高偏弱，出现厄尔尼诺现57第四章气候形成的下垫面因素象。此期间，从副热带到中纬度气压偏高，热带气压偏低，副高北移。SO的影响通过哈得莱环流，可由赤道太平洋延伸到中纬度地区。主要内容4.1海陆分布与气候4.2海气相互作用与气候4.3地形与气候584.4冰雪覆盖与气候第四章气候形成的下垫面因素4.5局地地面特性与气候59第四章气候形成的下垫面因素60第四章气候形成的下垫面因素4.3地形与气候4.3.1地形对辐射状况的影响陆地表面起伏不平，影响气候的地形因素有海拔、山脉（走向、长度、坡向、坡度）、地表形态、物理组成等，即海拔高度、地面形态、地形方位三种。主要对太阳辐射、空气温度、湿度及降水等有影响，高大山脉和高原对气候的影响尤其明显。高山和高原高时：因太阳辐射通过大气的路程缩短，空气变稀薄、干海拔61第四章气候形成的下垫面因素洁，水汽和悬浮物质相应减少，故对太阳辐射的吸收、散射减弱，短波辐射耗损较少，使到达地面的总辐射量增加，太阳辐射富于短波和紫外线（如1979年8月，秦岭太白山观测到3760m处总辐射比400m处多24%）。低时：对太阳辐射影响相反。坡向坡地由于太阳光入射角度不同，不同坡向的辐射到达量有差异（获得的辐射阳坡＞阴坡）。受坡度、季节和纬度的影响，辐射到达量也不同。高山积雪区对太阳辐射的反射率大，吸收率小，导致气温降低。62第四章气候形成的下垫面因素比大气逆辐射大，地面有效辐射常随高度升高而增大，其增大速率较直接辐射大，且太阳直接辐射仅山地辐射限于白昼，有效辐射昼夜都可进行。因此高山、高原地区比低地，辐射能支出大，净辐射小，且因坡向、坡度和季节而异。63第四章气候形成的下垫面因素4.3.2地形对气温的影响高大地形高大绵亘的山系、高原（青藏高原、天山、秦岭等），阻碍大气运动、寒流、热浪，引起气流速度、方向的改变，从而影响大范围的气温分布。因其屏障作用，使其南北每个纬距的温差达7.9℃，而同纬度的东部平原上，温差只有1.5℃。天山受其阻挡，岭南安康，1月平均气温比岭北西安高4.2℃。秦岭●●济南泰山64第四章气候形成的下垫面因素四川盆地地点1月4月7月10月年平均泰山5.96.55.86.56.2济南9.010.810.49.910.0因周围高山环绕，冷空气难于进入，冬季盆地内十分温暖，1月平均气温比同纬度的东部平原高出3～4℃，川西、云南地区则更为温暖（因西伯利亚冷空气到达青藏高原和云南高原的东坡时，强度和厚度大大减弱）。山地与附近平原气温日较差比较(˚C)65第四章气候形成的下垫面因素山地自身辐射收支和热量平衡具有其独特性和多样性，因此对气温的影响非常显著。递减率因季节、坡向、高度等不同而异。我国多数山区，气温递减率夏季＞冬季（平均1月0.4～0.5℃/100m，7月0.6℃/100m），但亦有部分地区因局部气候条件特殊而异。山地气温随海拔高度增加而下降导致土温和气温都有明显的差异。我国多数山地温度都有南坡＞北坡（“南岭二支梅，南支向暖北支寒，一样春风有两股”）。坡地方位不同，日照和辐射条件各异66第四章气候形成的下垫面因素山地凹凸和形态不同，对气温影响不同凸起的地形（山峰），气温日较差、年较差比凹陷地形（盆地、谷地）小。不同的地形地势，具有不同的气候特征，产生各种各样的局地气候类型。67第四章气候形成的下垫面因素4.3.3地形对降水的影响地形既能促进降水的形成，又能影响降水的分布，一山之隔，山前山后往往干湿悬殊，使局地气候产生显著差异。促进降水形成当暖湿不稳定气流移动过程中，遇到山系的机械阻障时，引起气流抬升，加强对流，容易生成云雨。机械阻障山脉强迫气流抬升，加强对流，促进凝云致雨。山脉阻挡气团和低值系统的移动，使之缓行或停滞，延长降水时间，增大降水强度。68第四章气候形成的下垫面因素气流进入山谷时，因喇叭口效应，引起气流辐合上升，促进对流发展形成云雨。热力作用山区地形复杂，各部分受热不均匀，容易产生局部热力对流，促进对流雨或热雷雨的生成。摩擦力作用山地崎岖不平，因摩擦作用而湍流上升，也会促进降水。山地降水量比平原增多，但分布极不均匀。影响降水分布：十分复杂69第四章气候形成的下垫面因素考虑方面高大地形影响四周大范围降水分布，如青藏高原对亚洲降水分布影响范围广阔。地形本身各部分降水分布差异悬殊。分布规律高原内部降水量随海拔增高而递减：因海拔增高，大气水分含量相对减少，所以在辽阔的高原内部，降水量一般较少（青藏高原内部，年降水量仅70～80mm）。山地降水量随海拔增高而增多：但有最大降水量高度（因气候干湿而异），超过此高度，山地降水不再随高度递增。70第四章气候形成的下垫面因素湿润气候区：最大降水高度低，降水量多，如喜马拉雅山为1～1.5km；阿尔卑斯山为2km。干燥气候区：最大降水高度大，降水量少，如中亚地区为3km；山脉或坡向：同一气候条件下，不同山脉，或同一山脉不同坡向，不同季节最大降水高度不同。迎风坡多雨，为“雨坡”；背风坡少雨，为“雨影”台湾山脉：东、北、南三面都迎海风，降水丰沛，年降水量都＞2000mm，台北的火烧寮年降水量多达8408mm。青藏高原：南坡应迎西南季风，降水量十分丰沛。恒河下游和布拉马普特拉河流域，年降水量普遍＞3000mm。世界“雨极”印度的乞拉朋齐，年降水量12700mm，最大年降水量达26461.2mm。71第四章气候形成的下垫面因素印度的乞拉朋齐年12666mm北坡200～300mm沈阳600mm丹东1006mm72第四章气候形成的下垫面因素山地多夜雨：主要指凹洼的河谷或盆地，以夜雨为主。成因：夜间地面辐射冷却，密度大的冷空气沿山坡下沉谷底，汇聚后被迫抬升。若盆地中原来空气比较潮湿，则抬升到一定高度后即成云并致雨。我国分布：四川盆地著名的巴山夜雨；拉萨、日喀则、西昌等地也较多。河谷或盆地中，形成云之后，由于云顶的辐射冷却，下沉的冷气又增强河谷内的上升气流，因而地形性的夜雨较多。凸出的地形仍以日雨为主，且多对流雨。73第四章气候形成的下垫面因素4.3.4青藏高原对气候的影响青藏高原（TibetanPlateau）：中国最大、世界海拔最高（总面积250万km2，境内面积240万km2，平均海拔4～5km）位于29°～40°N间，南北跨约10各纬距，东西跨约35个经度，占据对流层中下部，对周围气候有巨大影响。74第四章气候形成的下垫面因素冷热源作用地面气温与同高度自由大气相比：冬低夏高冷源：从10月至翌年2月，四周大气向高原地气系统输送热量，以12、1月份最大（＞600J/cm2·d）。热源：春、夏季，高原向四周大气输送热量，以6、7月份最大（＞850J/cm2·d）。年平均：高原地气系统是热源（课本P157表4.13）。气压场：冬季高原的冷区偏于西部；夏季暖区范围广，整个对流层温度高原比四周高，愈往高层，暖区范围愈大，到100hPa，温度分布出现高纬暖、低纬冷的现象，使高原的垂直运动加强。75第四章气候形成的下垫面因素冬季：高原形成中层（600hPa）冷高压，冷空气下沉，使东亚季风加强；夏季：高原形成地面（850hPa）热低压，空气上升，高空形成暖高压（青藏高压），占据亚洲大陆南部，称为南亚高压。它向西伸到非洲西北部，故又称亚非季风高压。76第四章气候形成的下垫面因素高原季风经圈环流：指南亚高压的辐散气流在赤道附近下沉，然后随西南季风北上返回高原，形成的方向与哈得莱环流相反的经圈环流。它对西南季风有加强作用，并吸引南半球越赤道气流，促进南北半球的热能、动能和水分交换。77第四章气候形成的下垫面因素本身气温大陆性气候特征因其海拔高，与东部平原相比，同纬度气温冬夏皆低，气温日较差大，年较差稍小。高原气温的季节变化急剧，春季升温快，秋季降温快，春温＞秋温。热状况使高原垂直运动加强，夏季形成季风经圈环流，春季因气温水平梯度减小，而加速南支西风崩溃，秋季延迟其建立。若冬季高原气温偏低，地面积雪多，则初夏高原热低压弱，南支西风槽撤退迟，副高北跳迟，我国东部夏季风始现期迟，青藏高压弱。青藏高原的冷热源作用对东亚大气环流影响显著。78第四章气候形成的下垫面因素动力作用屏障作用因青藏高原的特殊地形，对下部流场的机械屏障和分支作用十分显著。冬季：从西伯利亚入侵我国的寒潮，一般都是通过准格尔盆地经河西走廊、黄土高原，从东部平原南下，导致我国热带、副热带地区的冬季气温，远比受青藏高原屏障的印度半岛北部为低。如：1月平均气温，中国东部的沅陵（28.5°N）为4.5℃；德里（28.6°N）为14.3℃。夏季：阻挡暖湿气流北上，使位于高原以北的新疆、青海气候干旱，而喜马拉雅山南坡的印度河流域湿润多雨。但因79第四章气候形成的下垫面因素分支作用暖湿气流一般具有不稳定性层结，比冷空气容易翻过山地，故高原南部的雅鲁藏布江谷地，气候仍比较湿热。西风气流受阻分支：冬季，西风气流受到青藏高原阻挡被迫分支，分别沿高原绕行，高原西北侧成为暖平流，西南侧成为冷平流。因此，在700hPa和500hPa月平均气温分布图上可见，高原北半部冬季各月西北侧暖于东北侧，南半部东南侧暖于西南侧。南支西风槽：强弱和进退变化，决定于高原的热力和动力的综合作用。它对东亚和南亚夏季风的强弱、迟早、进退有直接影响，从而影响大范围的天气和气候。80第四章气候形成的下垫面因素动力抬升作用高原对气流的抬升作用，使对流发展，凝结释放潜热，导致高原气温比同高度的周围大气更高，更有利于高压发展。对我国降水的影响我国的降水主要来源于夏季环流的西南和东南季风，比较丰实，且在地区分布上具有由东南向西北逐渐递减的规律。高原边缘地形雨地形降水比较明显，南坡降水达2000mm以上，东部地区200～400mm，东南边缘地区400～800mm。81第四章气候形成的下垫面因素高原阻挡亚洲季风因阻挡西南、东南季风，

使之无法进入我国西北内陆地区，

所以塔里木盆地成为我国极端干旱的地区。

大部分地区降水量＜100mm，部分地区＜50mm。高原冷高压青藏高原冷高压建立的迟早和消亡的快慢，直接影响季风的强弱程度。冷高压建立早、强盛，冬季风迅速且大面积控制我国；消亡迟，原向外发散的气流阻挡夏季风北上，直接制约着我国东部地区的降水。因此，青藏高原面冷高压和热低压的变化，某种程度上也影响着中国大气的降水强度，甚至旱涝灾害。82第四章气候形成的下垫面因素主要内容4.1海陆分布与气候4.2海气相互作用与气候4.3地形与气候834.4冰雪覆盖与气候第四章气候形成的下垫面因素4.5局地地面特性与气候84第四章气候形成的下垫面因素4.4冰雪覆盖（冰雪圈）与气候冰雪覆盖（Cryoconite

Cover）：气候系统组成部分之一，包括季节性雪被、高山冰川、大陆冰盖、永冻土和海冰等。影响：因其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。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。85第四章气候形成的下垫面因素形成条件：既需要冰点以下的低温，还必须有充足的固态降水，以维持雪和冰的供应。地球上各种形式的总水量估计为1384×106km3，其中冻结约有2.15％，几乎有80％～85％的淡水以冰和雪的形式存在。自1966年秋季开始，人造卫星提供了连续的、大范围的冰雪覆盖资料。从平均值看，全地球约有10％的面积为冰雪所覆盖。86第四章气候形成的下垫面因素雪线（SnowLine）：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。主要受纬度（高低）、季节（冬夏）、坡向（阳阴）及海陆（向海洋、内陆）等因素影响。4.4.1冰雪覆盖和分布87第四章气候形成的下垫面因素类型、分布多年冰雪覆盖约占陆地面积的11%，占海洋面积的7%。冰盖形成于低温和固体降水。海冰指海洋上漂浮的冰块，主要分布在北冰洋和环南极大陆海洋，覆盖面积变化不定（小时与陆地冰盖面积差不多，大时为陆地冰的2倍，体积仅相当于陆地冰的1/600）。北半球海冰覆盖2月最大，8月最小；南半球9月最大，2月最小。陆地冰原包括大陆冰盖、永冻土和山岳冰川。南极冰原面积最大，88第四章气候形成的下垫面因素格陵兰冰原次之，山岳冰川最少，三者体积比为90：9：1。若南极冰原全部融化，则世界海平面将抬高65m。季节、年际变化北半球1月冰雪覆盖面积为最大，2～3月变动不大，4月大陆冰雪覆盖面积显著退缩，但海冰却向南推进甚远，此后由于太阳辐射增强，冰雪面积逐月减少，到9月达到全年最低值。季节性积雪多时比所有海冰和陆地冰总覆盖面积大，但具有季节性。南半球：相反89第四章气候形成的下垫面因素特点冰原维持时间长，山岳冰川指示气候作用最大。因雪线高低不但受气温制约，而且与降水、云、日照、干湿等有关。90第四章气候形成的下垫面因素4.4.2冰雪覆盖对气候的影响雪被、冰盖是大气的冷源，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，可使远方气温下降。由于其面积的季节变化，使全球平均气温也发生相应的季节变化。辐射特性——冰雪致冷反射率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可达86～95％；有孔隙、带灰色的湿雪可降至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91第四章气候形成的下垫面因素热力特性在40～65％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（冰雪致冷的重要因素）。辐射能力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，使得其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。导热率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92第四章气候形成的下垫面因素与大气之间的热量交换基本上被切断。北极，海冰的厚度平均为3m；南极，海冰的厚度为1m，大陆冰原的厚度更大。因此，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、潜热输送（冰雪致冷因素）。气候效应冰雪表面常出现逆温，且冰雪融化要消耗热量使地面供给大气热量减少，气温降低。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，影响到其他地区。冰雪面积的变化，使全球平均气温亦发生相应的变化。月平均气温与冰雪覆盖面积呈反相关。冰雪覆盖使气温降低，低温又使冰雪面积扩大、持久。93第四章气候形成的下垫面因素水分特性水分供应饱和水汽压：冰面比同温度的水面小，易饱和，难蒸发，故其供给空气的水分少。逆温现象：冰雪表面常出现逆温，水汽压的铅直梯度很小，使得空气向其输送热量和水分，水汽凝华冰面，使空气变干。气候效应冰雪有使大气变干作用，热量向地面输送；因空气缺少水汽，大气逆辐射减弱，地面长波辐射大量散逸至宇宙空间，加剧地面降温。所以，冰雪表面形成的气团干而冷。94第四章气候形成的下垫面因素与环流因冰雪的致冷作用，导致地面气压升高，冷高压强大、持续，而高空形成冷涡；冰雪覆盖面积变化，则气压场发生相应的变化，环流改变，导致气温、降水异常。北半球冬季：冰雪覆盖面积大时，西伯利亚冷高压强大且持续，其冷空气使鄂霍次克海气温偏低，冰冻持久。冷高压前锋在长江流域与暖湿气流汇合，产生梅雨。夏季：冬春冰雪面积大，则夏季高空100hPa极涡强大，并95第四章气候形成的下垫面因素偏于东半球，有深槽伸向我国东北，造成该地区夏季低温；冰雪覆盖面积小，则夏季高空100hP