(完整版)南京师大现代自然地理学5

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面向21世纪课程教材TextbookSeriesfor21stCentury第五章大气圈与气候分异规律第一节大气圈的组成第二节大气圈的结构第三节

大气的运动第四节大气圈的物质输移第五节大气圈的能量传输第六节气候分异规律第七节大气圈与人类高等教育出版社高等教育电子音像出版社一、大气的成分第一节大气圈的组成大气是由多种气体、固体微粒和液体微滴（水汽）混合组成的混合物，而不是化合物。除去固体杂质和水汽之外的混合气体，称为干洁空气（简称干空气），主要由氮气、氧气及稀有气体组成。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0.1%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。根据大气各组成成分的浓度，可以将大气的所有成分分为: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大气各成分的作用干洁大气组成的体积百分比大气气体的主要成分及含量主要气体成分空气中的含量/按体积%平均滞留期/年分子量氮（N2）

78.0810628.02氧（O2）

20.9510432.00氩（Ar）

0.9310939.94二氧化碳（CO2）

0.035（可变）1544.00臭氧（O3）

0.000，007（可变）?48.00甲烷（CH4）0.000，14716.04水汽（H2O）可变10天18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。二、几种重要的微量和痕量元素的作用与功能二氧化碳(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。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。

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。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。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。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。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（除CO2、水汽、O3和污染气体外），主要成分的比例基本保持不变，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。三、几种重要的微量和痕量元素的时空变化二氧化碳浓度随高度的变化

大气中CO2集中在大气圈底部，从地面到20km高度以下这一薄层。在20km以下的大气中一般占0.03%，到了20km以上含量显著减少。它的天然源主要是海洋脱气、甲烷转化、生物过程、岩石的风化和沉积，比如，火山喷发，动植物的呼吸和有机物的腐烂、燃烧等；人为源主要是煤、石油、天然气等矿物燃料的燃烧过程以及大量砍伐森林，随着人类活动的不断加剧，大气中CO2的浓度不断增加。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35～40km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。水汽浓度随高度的变化

大气中的水汽主要来源于地表面的蒸发和植物的蒸腾，因此地表面开旷的水域、雪面、冰面或潮湿的土壤和植被是大气中水汽的源区，而干燥的沙漠地区则是水汽的汇区。一般说来，在垂直方向上，水汽含量随高度的增高而减少，这种向上减少的速度是很快的。大气中的水汽几乎全部集中在近地面10～12km以下的气层中，往上就几乎绝迹了。观测结果表明：在1.5～2km高度上，大气中水汽的含量减少为地面的一半；到5km高度，只有地面的1/10；再往高空去，水汽含量更少，到10km以上就几乎绝迹了。这就是为什么绝大多数天气现象（如云雾雪雹等）总发生在大气低层的原因。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。

水汽的季节变化和纬度分布

大气中的水汽含量，不但有垂直分布的变化，而且还因纬度、地势高低以及海陆的不同存在显著差异。随着时间和地点的不同，其容积变化在0%～4%之间。纬度越高，大气中水汽含量越少，在寒冷干燥的陆面上其含量几乎接近于零，而在温度较高的洋面（如赤道洋面）上空，其含量按容积可达4%。水汽含量的变化与温度密切相关：一般说来，气温越高，则大气从地面获得的水汽越多。夏季和低纬度地区，大气中水汽含量多（热带沙漠地区除外），而冬季及高纬度地区水汽含量少。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。二氧化碳的季节变化和纬度分布

底层大气中CO2的含量，略因时间和空间的不同而不同。大致说来，夏季较少，冬季较多；城市较多，农村较少。在人口稠密的大工业城市或工业区，其含量明显增高，可占空气体积的0.05%～0.07%；在人口稀少的地区及海洋上，其含量大为减少。就纬度分布而言，平均来说，赤道地区最大，极地最小。

第二节大气圈的结构垂直变化特征大气的各种成分是随高度的变化而变化的。在着重考虑大气的组成物质时，把以25km为中心臭氧含量多的气层称为臭氧层，把大约70km以上离子浓度开始增大的气层称为电离层。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。三个相对的暖层分别出现在：近地面层、50～60km高度以及120km以上的气层，其间被两个冷层隔开，这两个冷层分别出现在10～30km和80Km左右的高度上。大气的分层结构与温度、密度等特征垂直分层世界气象组织（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对流层对流层是受地面影响最大、最直接的圈层，同时它也是对地表影响最直接、对人类生产生活影响最为强烈的圈层。

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。

平流层从对流层顶以上到50～55km高度为平流层。（1）气温随高度升高的分布平流层气温基本上不受地面影响，随着高度的升高，气温起初不变或微有上升；大约到30km以上时，因为O3的存在及强烈的太阳辐射的作用，温度随高度的增加升高很快，并在50km高空形成一个暖层，在55km高度上，气温可达－3℃。

（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。中间层高度：平流层顶至80～85km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。暖层

高度：中间层至800km处。特征：（1）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。（2）暖层的大气密度很小，且处于高度电离状态，因此该层又称为电离层。（3）

能反射无线电波。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。水平分异与季节变化

大气圈的结构还随地点和季节而发生变化。以对流层为例，对流层的厚度在不同地点是不同的，尤其是随着纬度的变化比较明显。在赤道低纬度地区，对流层厚度平均为17-18千米，而在中纬度地区和高纬度地区分别只有10-12千米和8-9千米。并且对流层的厚度夏季大于冬季。在夏季，大陆上的对流层厚度大于海洋，冬季则相反。原因在于，对流层的厚度主要受对流强度的控制，而对流强度的大小往往受地面温度的控制。因此，一般来说，地面温度越高，则对流强度越大，对流层厚度则可能越大。第三节大气的运动

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。

一、水平气压梯度力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，这种力被称为气压梯度力。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。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。（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。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。

风的日变化风存在着有规律的日变化：近地面层中，白天风速增大，午后增至最大，夜间风速减小，清晨减至最小。而摩擦层上层则相反，白天风速小，夜间风速大。风的日变化，晴天比阴天大，夏季比冬季大，陆地比海洋大。当有强烈的天气系统过境时，日变化规律可能被干扰和或被掩盖。二、地转偏向力（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。北半球向右偏转，南半球向左偏转，沿赤道运动无偏转三、地面摩擦力:与空气运动方向相反地转偏向力（百帕）100010051010（北半球）风向地面摩擦力水平气压梯度力地转偏向力使北半球风向右偏,南半球风向左偏地面摩擦力与空气的运动方向相反水平气压梯度力使风向垂直于等压线大气运动所受的作用力惯性离心力二力平衡,风向平行于等压线四种力共同作用下，风向斜穿等压线空气产生水平运动的原动力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，也就是大气的辐散；在低压中心附近，大气由周围向中心集中，也就是大气的辐合。在地转偏向力的作用下旋转形成反气旋与气旋。三、大气的辐合与辐散(b)北半球，(c)南半球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叫做气旋，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。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。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下，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。

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。单圈环流单圈环流三圈环流然而,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三圈环流。季风大范围地区，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。由于地球表面海陆分布的不均，引起了海陆气压场的季节变化，这在亚洲东部表现得特别明显，形成了世界上最著名的季风气候区。夏季，亚欧大陆强烈受热，近地面形成热低压，北太平洋副热带高压势力大大增强并扩展，气流从海洋流向陆地，形成夏季风；冬季，亚欧大陆迅速冷却，近地面形成特别强盛的冷高压，而北太平洋上的副热带高压逐渐退缩，低压扩展，气流从大陆流向海洋，形成冬季风。北半球夏季（7月）近地面大气环流状况北半球冬季（1月）近地面大气环流状况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。

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，陆地空气上升，海上空气下沉，近地面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，陆地空气下沉，海上空气上升，近地面气流从陆地流向海洋，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。海风陆风海陆风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。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。高原形成的强季风环流，破坏了低纬行星风系，冬季出现了与哈德莱环流圈相一致的经圈环流，夏季则出现与哈德莱环流相反的经圈环流即季风环流；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。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快于山谷，冷空气沿坡下滑，从山坡流入谷地，形成山风。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，由于水汽含量大为减少，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。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。“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℃。一些城市夏季则可能高出3～5℃。水汽的输移：

大气中的水汽含量极少，主要来自于地表面（包括海洋、湖泊、河流、潮湿的土壤等）的蒸发及植被蒸腾，造成了水汽在垂直方向和水平方向上的分布极不均匀。发生在大气中的水汽输移，是在参与到大气环流和水循环过程中，通过自身的相变、大气径流以及降水等环节来实现的，既有垂直方向的传输，也有水平方向的传输。第四节大气圈的物质输移全球降水与蒸发的纬度变化（据R.Mather）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。

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”。第五节大气圈的能量传输

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。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。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。高低纬间的传输海陆间的传输海陆之间通过大气环流进行的能量传输，因季节和纬度而有差异。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。以亚欧大陆为例：冬季大陆西岸深受海洋影响，平均气温在0℃以上，随着距海距离的增加，温度越来越低，到东西伯利亚的维尔霍扬斯克附近，气温降到了－40℃以下，成为世界著名的“寒极”。在1月海平面等温线分布上，大陆西岸等温线明显向高纬凸出，并几乎与海岸线平行。世界1月海平面气温（°C

）的分布世界7月海平面气温（°C

）的分布高低空之间的传输

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。在对流层中总的情况是气温随高度而降低。这主要是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射。当地面接受太阳辐射升温时，近地面的空气也随之被加热而上升，将热量带到高空。当地面冷却时，又会出现空气下沉、热量由高空向近地面传输的现象。热量的传输主要有两种形式，一是显热输送，二是潜热输送。尽管空气垂直运动过程中显热交换不太明显，但潜热的交换却是非常明显的。大家都知道，当携带一定含量的水汽对流上升时，随着温度的降低，水汽就会凝结转变成水滴，从而形成云、雨、雪等。当水汽凝结为水滴时，就会放出热量。第六节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。

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。

根据热力分异规律，可以将全球从赤道到极地依次划分为热带、副热带、温带、副寒带和寒带五个热量带。

海陆分布的不均匀性在很大程度上破坏了温度的纬度地带性规律，而表现为非地带性规律。海陆分布对温度的影响主要表现在两个方面：首先，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。其次，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。

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