自然地理学大气

大气圈第五章大气圈与气候分异规律第一节大气圈的组成与结构第二节

大气运动第三节物质输移第四节能量传输第五节气候分异规律第六节大气与人类成云致雨的必要条件主要成分次要成分水汽固体杂质生物体的基本成分维持生物活动的必要物质植物光合作用的原料；对地面保温吸收紫外线，使地球上的生物免遭过量紫外线的伤害成云致雨的必要条件；对地面保温大气组成主要作用干洁空气O3N2O2CO2一、大气圈的组成第一节大气圈的组成与结构第五章大气的主要气体成分、含量及分子量分子量主要气体成分空气中的含量/按体积％平均滞留期/年氮（N2）氧（O2）氩（Ar）二氧化碳（CO2）臭氧（O3）甲烷（CH4）水汽（H2O）78.0820.950.930.03（可变）0.000001（可变）0.000165可变10610410915？710天28.0232.0039.9444.0048.0016.0418表大气气体的主要成分及含量第五章主要成分：地球表面的大气主要由氮（N2）、氧（O2）、氩（Ar）等气体组成，氮气和氧气约占了整个大气总体积的99%以上，加上氩（Ar），三者约占99.96%。微量成分：也称为次要成分，它们的浓度在10-3mL/L到1%之间，主要是CO2、水汽、CH4、N2O、SO2、CO、H2、NH3及惰性气体氦（He）、氖（Ne）、氪（Kr）等。

痕量成分：其浓度在10-3mL/L以下，主要是H2S、NMHC（非甲烷类烃）、O3（臭氧）、NO2、NO、OH、H2O2等。第五章目前，人们关心最多的是含量较少、寿命较短的微量和痕量成分，如二氧化碳（CO2）、臭氧（O3）、水汽以及气溶胶等。这是因为尽管它们的浓度很低，但它们在大气中的浓度均有较大的时空变化，对地气系统热量的收支、大气温度的垂直结构及人类有着明显的影响。第五章（二）几种重要的微量和痕量元素二氧化碳(CO2)是大气中的可变成分之一。它主要来自火山喷发、动植物的呼吸以及人类活动等。CO2对太阳辐射的吸收虽然很少，但它能强烈吸收地面长波辐射，从而使低层大气变暖；同时，它能向周围及地面放射长波辐射，对大气和地表温度有明显的“温室”作用。CO2对大气辐射收支的影响主要表现在两方面：一方面，CO2的增加将导致平流层放射更多的长波辐射，从而引起平流层的冷却；另一方面，将吸收更多的地面长波辐射，同时吸收能量的一部分又重新辐射回地面，从而引起对流层和地面温度的升高。。第五章臭氧（O3）是大气重要的可变成分和微量成分之一。它主要是由于氧分子在太阳辐射下，通过光化学作用，分解为氧原子后再与另外的氧分子结合而形成的。臭氧能强烈地吸收太阳紫外辐射（几乎能吸收0.2～0.3μm波段的全部太阳紫外辐射），使大气温度升高。在大气温度的垂直结构上，平流层形成了一个暖区，同时，使地面上的生物能够免受过多的太阳紫外辐射的伤害。

第五章南极臭氧洞指的是南极春天（每年10月），南极大陆上空气柱臭氧总量急剧下降，形成一个面积与极地涡漩相当的气柱臭氧总量很低的地区。臭氧洞有两层含义：一是从空间分布的角度来看，随着纬度增加气柱臭氧总量逐渐增加，在南极环极涡漩外围形成臭氧含量极大值，进入环极涡漩后，气柱臭氧总量突然大幅度下降，形成低值区；二是，从时间角度看，9月到10月南极地区气柱臭氧总量突然大幅度下降，形成季节变化中的谷。第五章水汽大气中水汽含量的时空分布极不均匀，主要集中在大气的低层，以夏季和低纬地区（热带沙漠地区除外）为最多。大气中水汽含量虽然不多，但它在天气和气候的形成和演变中担当着非常重要的角色。作为一种特殊物质，在大气温度变化的范围内，通过水相变和水循环、以及伴随的潜热转换，把大气圈、生物圈和地球表面紧密地联系起来。此外，水汽也能强烈地吸收地面辐射，同时它又向周围空气和地面放射长波辐射，在水相变化中又能吸收或放出热量，这些都对地面和空气的温度有一定的影响。第五章污染气体主要有二氧化硫（SO2）、一氧化碳（CO）、硫化氢（H2S）、氟化氢、氮氧化物、氨等上千种。这在工业和交通发达的城市尤为严重，它们的含量虽微，却对人类健康和生存环境带来严重危害。第五章气溶胶大气中均匀分布的相当数量的固体微粒和液体微滴，如海盐粉粒、灰尘（特别是硅酸盐）、烟尘和有机物等多种物质，所构成的稳定混合物，统称为大气气溶胶。气溶胶的产生，除了火山爆发、流星燃烧、森林火灾、海浪飞沫、风尘、植物花粉传播等自然原因外，更重要的是由于人类活动，如工业生产、生活燃烧以及各种交通工具排放的烟雾粉尘等。第五章大气污染及其种类

概念：大气污染物在大气中达到一定浓度，而对人类的生产和健康造成直接或间接危害时称大气污染。

种类：

A）直接污染：因污染物性质、浓度、时间等因素造成危害的污染物，如粉尘微粒、硫化物、氮化物、氧化物、卤化物（氯化氢、氟化氢）B）间接污染：污染物与大气正常成份发生反应形成新的污染物或污染物发生光化学反应形成的新污染物。第五章大气的时空变化

大气成分由地表排放到大气中后，便随着大气不停地在三维空间运动。一些快速反应化学活性成分可能在离源区不远的地方就已转化为其他成分，它们的浓度分布主要取决于地表源的分布和化学转化率；而一些反应速度慢或化学稳定的成分，却可能在区域和全球范围输送，它们的浓度分布就与区域和全球尺度的大气运动密切相关。第五章1．随高度的变化大气成分随高度的垂直分布，在低层（90km以下）基本保持不变，再往上空去，大气成分则有所改变。这是因为：在低层，大气的所有气体成分，随着大气的湍流运动，彼此间能够充分扩散，从地面开始，向上直到90km处，干洁空气主要成分的比例基本保持不变（除CO2、水汽、O3和污染气体外），以致干洁空气可以看成分子量为28.97的单一气体；而90km以上，大气中的N2和O2由于吸收太阳辐射中波长较短的辐射，分子离解为原子，同时发生电离，原子和离子数量增加，因此大气成分发生了改变。第五章大气臭氧浓度随高度的变化（引自《大气科学辞典）臭氧的浓度随高度的分布，具有不连续或突变现象。大气中O3主要存在于10～50km的大气层中，绝大部分集中在平流层，对流层只占了10%左右。近地面层臭氧含量少，从10km高度开始增加，到20～30km高度浓度达到最大值，称为“臭氧层”，再往上逐渐减少，到50Km以上就极少了。这是由于不同高度上O3的形成条件不同造成的。

据观测，大气中CH4的增加将引起对流层O2的增加，而N2O和CFCs的增加将引起平流层O3的减少。第五章2．随纬度和季节的变化不同纬度、不同季节对流作用的强弱不同，使对流层大气厚度随纬度和季节的不同存在着明显的变化：低纬厚、高纬薄；夏季厚、冬季薄。大气中的许多成分，随着时间和空间的改变，其浓度也会发生明显的变化。其中，二氧化碳、臭氧以及水汽等的含量虽然极少，但随着纬度和季节的改变，它们的含量变化十分显著，对大气温度的分布及人类的影响较大。其中以水汽和臭氧最为重要。第五章大气臭氧的季节变化和纬度分布（引自《大气科学辞典》）

大气臭氧的分布随纬度和季节的不同而不同：对纬度而言，臭氧总量的极小值在赤道附近，极大值在南北纬60o附近；就季节而言，春季出现极大值，秋季出现极小值。第五章二、大气圈的结构

由于地球引力作用，大气密度随高度的增加逐渐减小，到大气上界，逐渐过渡为星际气体密度。从地面到高空，不仅大气的密度、成分不同，大气的温度也存在着明显的变化。可以这么认为：地球大气在垂直方向上形成三个相对的暖层和两个相对的冷层。第五章大气中温度、密度以及物质成分的分层结构世界气象组织（WMO）根据气温从地面到高空垂直方向的分布，将整个大气分成：对流层平流层中间层暖层散逸层第五章第五章对流层厚度：本层厚度最簿，并随纬度、季节而不同，在高纬地区平均：8~9km,中纬地区平均：10~12km,低纬地区平均17~18km，夏季大于冬季。特征：一是温度随高度的升高而降低；因为该层的热量来自于地面的长波辐射，平均气温递减率为0.65oC/100m；二是具有强烈的对流运动；因为地面受热不均。三是天气现象复杂多变；几乎所有的水汽、云、雨、雷、电等现象都发生在此层。第五章平流层（1）气温随高度升高的分布下层：其上界离地面约35~40km，为同温层上层：其上界离地面约50~60km，为逆温层，即气温随高度的升高而降低。因为平流层上层含有大量的臭氧，臭能大量地吸收太阳紫处线而增温；（2）气流以水平运动为主，逆温的存在，对流不易产生。（3）水汽、尘埃含量少，天气晴朗，能见度好。第五章中间层高度：平流层顶至85km处。（1）温度随高度的升高而迅速下降。因为臭氧的含量下降。（2）空气以垂直运动为主。但由于空气稀薄，所出现的天气现象已不如对流层复杂。（3）在80km处白天出现一个电离层。第五章暖层高度：中间层至800km处特征：（1）

空气质量小，空气稀薄，空气密度只角空气总质量的0.5%，在120km高空，空气密度小至声音都难于传播。（2）

温度随高度升高而升高。因为所有波长小于0.175um的太阳紫外辐射都被暖层气体所吸收，顶层温度可达1000度。（3）

空气处于高度电离状态。（4）

能反射无线电波（5）

出现极光现象。第五章散逸层高度：800km以上特征：（1）空气极其稀薄（2）温度随高度升高而升高。第五章第二节大气的运动

大气时刻不停地运动着。就规模而言，既有对全球产生影响的大规模的全球性运动，也有对局地地区产生影响的小尺度的局地运动。这种不同规模的大气运动状态，称为大气环流。大气运动最直接的原因是气压的时空分布和变化，尤其是水平气压梯度力的存在和变化。大气运动的最直接的结果是使地球上的物质能量得以传输。

第五章一、水平气压梯度力：由于地表受热不均，引起了气压的空间分布不均。气压分布的不均匀程度常用气压梯度（GN）表示。气压是指单位面积上所承受的大气柱的重量，常用百帕作为气压单位。气压梯度是一个向量，它的方向是垂直于等压面，由高压指向低压；它的大小等于两等压面间的气压差（△P）除以其间的垂直距离（△N），即

GN＝－△P/△N式中，GN为气压梯度，它有水平梯度和垂直梯度之分，由于△N是从高压指向低压，△P为负值，故△P/△N前加负号。第五章（百帕）100010051010水平气压梯度力a.垂直于等压线b.由高压指向低压c.大小：等于单位距离上的气压差：等压线愈密，水平气压梯度愈大。

在存在着气压梯度的地方，空气分子受到力的作用，驱使着空气沿着和气压梯度相同的方向移动的力，它是促使空气从静止到运动的原动力。空气的水平运动称为风。风向不是指空气运动的指向，而是空气来源的方向。

第五章二、科里奥利力

由于地球的自转，地球表面运动的物体都会发生运动方向的偏转。在北半球运动物体向右偏转，在南半球则向左偏转。导致地球表面运动物体方向偏转的力，叫做地转偏向力，又叫做科里奥利力。地转偏向力具有以下几个特点：（1）这个力只改变物体的运动方向，不改变物体的运动速度；（2）这个力的作用方向总是与物体的运动方向垂直；（3）这个力的大小与物体运动的线速度成正比；（4）这个力的大小与纬度的正弦成正比，在赤道处为零，向两极地区逐步增大。第五章第五章在气压梯度力和地转偏向力共同作用下的风（北半球高空）（百帕）10001005101010151020气压梯度力地转偏向力风向气压梯度力地转偏向力风向32大气的辐合：大气在气压梯度力的作用下，在低压中心附近，大气由周围向中心集中。大气的辐散：大气在气压梯度力的作用下，由高压区流向低压区。在高压中心附近，大气向周围流动。气旋、反气旋：旋转着的向低压中心辅合的大气系统叫做气旋，旋转着的由高压中心向外辅散的大气系统叫做反气旋。由于受地转偏向力的作用，气旋、反气旋旋转的方向正好相反。三、大气的辐合与辐散第五章气旋、反气旋北半球南半球气旋反气旋由于地转偏向力的作用，大气的辐合与辐散形成了气旋、反气旋。所谓气旋就是指呈螺旋状向内旋转运动的大气，反之呈螺旋状向外旋转运动的大气叫做反气旋。由于地转偏向力的作用方向在南北半球相反，因此气旋与反气旋在南北半球旋转的方向相反。第五章气流的辐散和辐合、气旋和反气旋的相互关系

（据Strahler改绘）辐散、反气旋辐合、气旋辐散、反气旋辐合、气旋对流层顶近地面大气的辐合、辐散与气旋、反气旋的关系及其在空间的联系如图所示：气旋对应于大气辐合，反气旋对应于大气辐散；地面辐合则高空辐散，高空辐合则地面辐散。第五章四、大气环流

在太阳辐射、地球自转、地表面性质以及地面摩擦的共同作用，使得大气圈内的空气产生了不同规模的三维运动，总称为大气环流。大气环流是形成全球各种天气、气候的主要因素。太阳辐射是大气环流的原动力。由于作用于空气的各作用力大小的不同，形成了各种尺度的环流：有全球性气温和气压差异形成的行星风系、巨大的海陆差异产生的季风环流等大型环流；也有由于局地的水陆、地形差异形成的小型环流，如海陆风、山谷风等各种地方性风系。

第五章（一）行星风系太阳系中的任何行星只要它周围包围着气圈，都有环流现象发生，发生在行星上的总的大气环流现象称为行星风系。

第五章单圈环流在太阳辐射的直接加热作用下，地球高低纬度之间形成了从赤道向两极的温度梯度，结果使低纬赤道地区的大气不断增温而膨胀上升；而极地大气因不断冷却而收缩下沉。为保持静力平衡，上层大气必然出现向极地的气压梯度，气流由赤道流向极地；低层则出现指向赤道的气压梯度，气流由极地流向赤道。假设地球表面性质均一且地球不自转，那么，在赤道和极地之间就形成了一个单一的闭合的直接热力环流圈。第五章现在地球上的大气环流图（三圈环流）然而,空气一旦开始运动,地转偏向力就随之发生作用.正是由于地转偏向力的存在,就不可能存在一个单一的闭合的热力环流,而在全球近地面气层形成了赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带、极地高压带。第五章行星风系赤道无风带信风带信风带西风带西风带极地东风带极地东风带信风环流信风环流西风环流西风环流极地环流极地环流副热带无风带副热带无风带咆哮40度（二）季风

大范围区域盛行风随季节变化而发生有规律改变的现象，称为季风。季风的形成与多种因素有关，最主要的是由于海陆间热力性质的差异造成的，其次是由于行星风系的季节移动而形成的。第五章北半球夏季（7月）近地面大气环流状况北半球夏季（7月）第五章北半球冬季（1月）近地面大气环流状况第五章（三）局地环流行星风系和季风是在大范围气压场控制下的大气环流。由于局部环境的影响，如地表受热的不均、地形的起伏以及人类的活动等引起的小范围气流运动，称为局地环流，例如，海陆风、高原季风、山谷风等地方性风系。局地环流虽然不能改变大范围气流运行的总趋势，但对小范围地区的气候却有着不可忽视的影响。

第五章1、海陆风海陆风是指发生在沿海地区的、白天吹海风、夜间吹陆风、以一日为周期的周期性风系。它也是由于海陆的热力性质的差异引起的，但影响的范围仅限于沿海地区。在沿海地区，白天，陆地增温快，陆面气温高于海面，近地面空气上升形成低压，气流从海洋流向陆地，形成海风；夜间相反，陆地降温快，陆面气温低于海面，形成陆风。

海陆风对沿海地区的天气和气候有着明显的影响：白天，海风携带着海洋水汽输向大陆沿岸，使沿海地区多雾多低云，降水量增多，同时还调节了沿海地区的温度，使夏季不致过于炎热，冬季不过于寒冷。海风陆风第五章2、高原季风高耸挺拔的大高原，由于它与周围自由大气的热力差异所形成的冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。以青藏高原季风最为典型。冬季高原面上出现冷高压，气流从高原向四周流动；夏季高原面上出现热低压，气流从四周流向高原。第五章青藏高原与平均经向环流（Molnar，1993）高耸挺拔的大高原，由于它与周围自由大气的热力差异所形成的冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。以青藏高原季风最为典型。冬季高原面上出现冷高压，气流从高原向四周流动；夏季高原面上出现热低压，气流从四周流向高原。高原季风对环流和气候的影响很大，尤其在东亚和南亚季风区。同时，在冬夏不同的季节，高原季风环流的方向与东亚地区因海陆热力性质差异所形成的季风的方向完全一致，两者叠加起来，使得东亚地区的季风（尤其冬季风）势力特别强盛，厚度特别大。第五章3、山谷风(b）山风（a）谷风在山区，白天从谷地吹向山坡、夜间从山坡吹向谷地，以一日为周期的周期性风系，称为山谷风（见下图）。白天，因为山坡上的空气比同高度的自由大气增温强烈，空气从谷地沿坡向上爬升，形成谷风；夜间由于山坡辐射冷却，冷空气沿坡下滑，从山坡流入谷地，形成山风。第五章4、焚风当流经山地的湿润气流受到山地阻挡时，被迫沿坡绝热爬升，这时按照干绝热递减率降温。当达到水汽凝结高度时，形成云，此后按照湿绝热递减率降温，逐渐形成降水，空气继续沿坡上升，降水也不断发生。当越过山顶以后，空气沿坡下沉增温，水汽含量大为减少，按照干绝热递减率下沉压缩升温。由于干绝热温度变化率比湿绝热温度变化率大。过山后的空气温度比山前同高度上空气的温度要高得多，湿度也小得多，形成了沿着背风坡向下吹的既热且干的风，称为焚风。第五章第五章东部的湿润大气在翻越二郎山后，到达大渡河谷的为干热焚风，两岸生长耐旱植物。5、“城市热岛”城市人口集中，工业发达，居民生活、工业生产及交通工具每天释放出大量的人为热，导致城市热力过程的总效应为：城市的温度一般高于周围的郊区和农村，城市尤如一个温暖的岛屿，称为“城市热岛”。这主要是城市上空通过乱流扩散从暖的建筑物得到显热，并且吸收城市表面和污染层放出的长波辐射的结果。由于热岛效应的存在，城市的年平均温度要比郊区高0.5～1℃。第五章第三节物质输移由地表产生的大气成分排放到大气中后，便会随大气运动在三维空间输送，这些物质常常在水平和垂直方向上发生扩散和传输，即物质的输移。不同物质的输移条件、输移方式和输移结果各不相同，以水汽、CO2

、气溶胶等物质的输移对天气、气候环境的影响最为显著。

第五章物质输移水汽的输移：垂直传输；大气中的水汽主要从地表获得，因而在源地附近（近地面）水汽含量最多，随着大气垂直方向的对流和湍流作用，低层的水汽不断地向较高层的大气扩散输送。当水汽输送到一定高度后，空气因冷却达到饱和，水汽会发生凝结，形成云和降水。随着扩散能力的减弱，越往高空，水汽含量越少。第五章物质输移水平传输：高低纬间输送；就全球来说，副热带地区蒸发量大于降水量，大气中水汽有盈余；而赤道和中纬度地区降水量大于蒸发量，水汽有亏损。因此，为了维持特定纬圈内的水平衡，产生了水汽的经向输送海陆间输送）。经向输送：全球水汽的经向输送，一个显著的特点是以副热带高压为中心，水汽分别向南和向北输送，并通过大气环流来实现。

第五章物质输移二氧化碳的输移：大气中二氧化碳主要通过陆地和海洋中有机体的生命活动、有机物的腐烂和化石燃料的燃烧进入大气，它们不均匀地分布在大气的低层，随着湍流运动，CO2从源区向四周及上层大气扩散输移。就全球而言，全年从低纬向高纬有少量CO2的净输送，以维持空气中含量的平衡。

第五章物质输移气溶胶的输移：大气中气溶胶物质越接近地面浓度越大，且越不均匀。源地附近浓度大，逐渐向四周及上空扩散输移。较大的颗粒很快沉降回地表或被降水冲掉，但细小的颗粒则可到达平流层，在平流层中维持1～3年，成为大气的“背景”。

第五章第四节能量传输大气能量的交换与传输，主要通过辐射、对流、湍流等方式实现的。其中对流、湍流方式中伴随着两种输热过程：一是通过暖空气上升或冷暖空气混合进行的直接的能量传输，称为显热传输；二是水在蒸发或凝结过程中的吸热或放热所进行的间接的热量传输，称为潜热传输。第五章第五章

全球大气能量的输送以水平方向上的显热和潜热输送为最主要，输送量的大小直接与温度梯度有关，温度梯度越大，形成的环流越强，输送的热能越多。水平方向的输送主要有从赤道向极地（高低纬间）的输送和海陆间的输送。

第五章第四节能量传输高低纬间的传输：主要依靠全球性的大气环流（显热和潜热）及洋流来实现的。海陆间的传输：冬季，海洋是热源，大陆是冷源，热量从海洋输向大陆。越近海洋，输热越多，气温越高。高低空之间的传输：在对流层中，由于空气的对流，高低空之间也在进行着能量的传输。第五章热量输送和地球上的热量平衡（Strahler）

由赤道向极地的高低纬之间的热量传输，主要依靠全球性的大气环流（显热和潜热）及洋流来实现的，并随纬度和季节而异。从纬度看，全球能量的输送是从南北纬35o之间的辐射差额正值区向纬度高于35o的负值区输送，就平均而言，输送量以纬度40o附近为最大值。第五章气候分异规律自然环境的地域分异规律很大程度上依赖于气候的地域分异。气候反映的是气温、降水等各种气象要素长期的平均统计特征。由于各地接受的太阳辐射量不同，大气环流状况及下垫面性质也各不相同，造成了不同地区的气候差异显著。其中，太阳辐射和大气环流具有明显的地带性和周期性，下垫面因子则带有明显的非地带性特征，造成了全球大气的温度、湿度及降水分布既具有沿纬度变化的地带性特征，又具有打破纬度分布的非地带性特征，从而导致了地球上的气候分异具有相应的地带性和非地带性规律。

第五章

第五章气候系统气候分异规律气温分异：气温的分布主要受纬度、海陆、地形、海拔高度等因素的制约，其中纬度因素决定了气温的纬度地带性分异，而海陆、地形及海拔高度则成为气温非地带性分异的因素。由于地球的椭球体形状，以及各地太阳高度角的不同，太阳辐射对地球上各纬度的加热不均，决定了全球热量分布随纬度变化的总趋势，即低纬度地区获得的太阳辐射能较多，而高纬度地区较少。这样，地表就产生了呈纬度地带性的热力分异规律。

第五章气候分异规律由于受海陆冷热源的不同影响，在冬夏不同的季节，海陆之间存在明显的温度差异。冬半年大陆温度总是低于同纬度的海洋温度，而夏半年陆上温度总是高于同纬度的海洋温度。在等温线分布图上（以北半球为例），表现为1月等温线在陆上向南凸出，海洋上向北凸出；夏半年相反，7月等温线在陆上向北凸出，海洋上向南凸出。由于海陆热力性质的差异及其相互影响，在冬夏不同的季节，无论是大陆还是海洋，其中部与东西两岸（侧）的气温差异都十分显著。冬半年，大陆中部的温度总是低于大陆的东西两岸，而大洋中部的温度则总是高于大洋的东西两侧；夏季相反。

第五章世界1月海平面气温（摄氏度）的分布第五章世界7月海平面气温（摄氏度）的分布第五章气候分异规律

湿度和降水的分异：海洋上空水汽充沛，湿度大，而陆地上空相对缺乏，湿度较小。沿海地区，随着向陆地内部的逐渐过渡，湿度也逐渐减小。大气运动的方向和速度（风向与风速）也直接影响着大气湿度，因为气流可以携带大量的水汽从一个地区输移到另一地区，且风速越大，所携带的水汽越多，从而造成流经地区的湿度有显著增加。

大气运动，尤其是大气环流，不仅直接影响着大气湿度，更重要的是能促进水汽的输送（特别是经向输送），从而使降水的形成和分布具有一定的纬度地带性规律；而海陆分异是形成大气湿度和降水的非地带性（又称经度地带性、干湿地带性）差异的主要因素。

第五章海洋性气候与大陆性气候的比较第五章全球平均降水量分布（Moller,1951）第五章气候分异规律

气候分异:

纬度地带性：气候形成的主导因素是太阳辐射在地表的加热不均，以及由此产生的全球气压带、风带的分布及季节移动，导致气候类型普遍具有沿纬度更替的趋向。

湿度分带性：由于海陆分布的不同，引起了海陆间气温、气压、风向、降水等气候要素随季节的变化，使得同一纬度带内产生了海洋性气候和大陆性气候的分异：

垂直带性：高大山体本身在不同高度上，气温和降水组合不同，形成不同的水热特征，导致山地气候呈垂直方向的变化。第五章气候分异规律

（一）地带性由于太阳辐射造成的热力分异的存在，地球上形成了沿纬圈分布的多个热量带，每个热量带内的温度、气压、风、降水等都具有一定的相似性。因此，热力地带性导致了各种气候类型普遍具有按纬度更替的趋势，即气候的地带性。根据获得太阳辐射量的多少，地球表面可分成纬向的五个基本气候带：热带、南温带和北温带、南寒带和北寒带。

第五章气候分异规律

（二）非地带性海陆的分异、大气环流、地形起伏等因素直接或间接地破坏了气候的纬度地带性规律，使气候呈现了一定的干湿度分带性和垂直带性的特征。其中，海陆的分异是气候非地带性产生的最重要的因素。

第五章气候分异规律