气候的形成过程课件

气候的形成过程第一节气候形成的辐射因子第二节气候形成的环流因子第三节海陆分布对气候的影响第四节地形气候气候的形成过程第一节气候形成的辐射因子气候的形成和变化可归纳为以下诸因子：太阳辐射宇宙地球物理因子，环流因子（包括大气环流和洋流），下垫面因子（包括海陆分布、地形与地面特性、冰雪覆盖），人类活动的影响。本章着重阐明、因子在气候形成中的作用。气候的形成和变化可归纳为以下诸因子：太阳辐射宇宙地球物理第一节气候形成的辐射因子太阳辐射在大气上界的时空分布是由太阳与地球间的天文位置决定的，又称天文辐射。由天文辐射所决定的地球气候称为天文气候，它反映了世界气候的基本轮廓。除太阳本身的变化外，天文辐射能量主要决定于日地距离、太阳高度和白昼长度。1.日地距离地球绕太阳公转的轨道为椭圆形，太阳位于两焦点之一上。因此日地距离时时都在变化，这种变化以一年为周期。地球上受到太阳辐射的强度是与日地间距离的平方成反比的，在某一时刻，大气上界的太阳辐射强度I应为式中b为该时刻的日地距离，a为地球公转轨道的平均半径，I0为太阳常数1370W/m2，假使取a=1（1个天文单位），b/a用表示，则一、天文辐射计算第一节气候形成的辐射因子太阳辐射在一年中地球在公转轨道上运行，就近代情况而言，在1月初经过近日点，7月初经过远日点，按上式计算，便得到各月一日大气上界太阳辐射强度变化值（给出与太阳常数相差的百分数，如表6.1所示）：由上表可见，大气上界的太阳辐射强度在一年中变动于+3.4-3.5之间。如果略去其它因素的影响，北半球的冬季应当比南半球的冬季暖些，夏季则比南半球凉些。但因其它因素的作用，实际情况并非如此。一年中地球在公转轨道上运行，就近代情况而言，在1月初经过近日2.太阳高度太阳高度是决定天文辐射能量的一个重要因素。利用天球的地平坐标和赤道坐标来表示太阳在天球上的位置，用球面三角公式可以求出任意时刻太阳高度的表达式如下sinh=sinsincoscoscos（63）是计算太阳高度角的基本方程，式中h为太阳高度，为所在地的纬度。为太阳赤纬，赤纬在赤道以北为正，在赤道以南为负，一年内在北半球夏至日为+2327，冬至日为2327，春、秋分日=0。为时角，在一天中正午时=0，距离正午每差1小时，时角相差15，午前为负值，午后为正值。2.太阳高度由第二章（215）式已知，在太阳高度为h时，单位面积上所获得的太阳能为Isinh。再考虑到日地距离的影响，那么每单位时间落到大气上界任意地点的单位水平面上的天文辐射能量为由（6.5）式可以求出任一地点、任一天太阳辐射在大气上界流入量（天文辐射）的日变化，以及一年中任一天白昼时任一时刻，地球表面水平面上天文辐射的分布。由第二章（215）式已知，在太阳高度为h时，单位面积上所获3.白昼长度指从日出到日没的时间间隔。日出和日没太阳正好位于地平圈上，太阳高度h=0，以-0为日出的时角，0为日没的时角，根据（63）式可以求得sinh=sinsincoscoscos0=0cos0=tgtg(66）因日出、日没的时角绝对值相等，所以20就是白昼长度，也就是天文辐射中的可照时间。它是随地理纬度和太阳赤纬而变化的。要计算任一地点在一天内，1m2水平面上天文辐射的总能量，可按下式推算。由（65）式可知3.白昼长度考虑到时间t与时角具有如下关系式中T为1日长度（24h=1440min）将上式代入（65）式，则对（67）式从日出到日没，即从-w0-+w0进行积分，于是得到上式中=458.4，太阳赤纬，日地相对距离和时角0都可由天文年历中查得，因此根据（68）式可以计算出某纬度在某日（查出该日的、和0）天文辐射的日总量Qs。考虑到时间t与时角具有如下关系式中T为1日长度（24h=1二.天文气候由（68）式计算出的若干纬度上天文辐射的年变化如图62所示。全球天文辐射的立体模式如图63所示。北半球水平面上天文辐射的分布则如表62所示。二.天文气候从上列图表中可以看出，天文辐射的时空分布具有以下一些基本特点，这些特点构成了因纬度而异的天文气候带。在同一纬度带上，还有以一年为周期的季节性变化和因季节而异的日变化。（1）天文辐射能量的分布是完全因纬度而异的。就表62看来，全球获得天文辐射最多的是赤道，随着纬度的增高，辐射能渐次减少，最小值出现在极点，仅及赤道的40。这种能量的不均衡分布，必然导致地表各纬度带的气温产生差异。地球上之所以有热带、温带、寒带等气候带的分异，与天文辐射的不均衡分布有密切关系。从上列图表中可以看出，天文辐射的时空分布具有以下一些基本特点（2）夏半年获得天文辐射量的最大值在2025的纬度带上，由此向两极逐渐减少，最小值在极地。这是因为在赤道附近太阳位于或近似位于天顶的时间比较短，而在回归线附近的时间比较长。例如在6N与6S间，在春分和秋分附近，太阳位于或近似位于天顶的时间各约30天。在纬度17.523.5的纬度带上，在夏至附近，位于或近似位于天顶的时间约86天。赤道上终年昼夜长短均等，而在2025纬度带上，夏季白昼时间比赤道长，这是“热赤道”北移（就北半球而言）的一个原因。又由于夏季白昼长度随纬度的增高而增长，所以由热带向极地所受到的天文辐射量，随纬度的增高而递减的程度也趋于和缓，表现在高低纬度间气温和气压的水平梯度也是夏季较小。（2）夏半年获得天文辐射量的最大值在2025的纬度带上（3）冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道。随着纬度的增高，正午太阳高度角和每天白昼长度都迅速递减，所以天文辐射量也迅速递减下去，到极点为零。表现在高低纬度间气温和气压的水平梯度也是冬季比较大。（4）天文辐射的南北差异不仅随冬、夏半年而有不同，而且在同一时间内随纬度亦有不同。在两极和赤道附近，天文辐射的水平梯度都较小，而以中纬度约在4555间水平梯度最大，所以在中纬度，环绕整个地球，相应可有温度水平梯度很大的锋带和急流现象。（3）冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道。随着纬度的增高，（5）夏半年与冬半年天文辐射的差值是随着纬度的增高而加大的。表现在气温的年较差上是高纬度大，低纬度小。再从图62和图63上可以看出，在赤道附近（约在南北纬15间），天文辐射日总量有两个最高点，时间在春分和秋分。在纬度15以上，天文辐射日总量由两个最高点逐渐合为一个。在回归线及较高纬度地带，最高点出现在夏至日（北半球）。辐射年变化的振幅是纬度愈高愈大，从季节来讲，则是南北半球完全相反。（5）夏半年与冬半年天文辐射的差值是随着纬度的增高而加大的。（6）在极圈以内，有极昼、极夜现象。在极夜期间，天文辐射为零。在一年内一定时期中，到达极地的天文辐射量大于赤道。例如，在5月10日到8月3日期间内，射到北极大气上界的辐射能就大于赤道。在夏至日，北极天文辐射能大于赤道0.368倍，南极夏至日（12月22日）天文辐射量比北极夏至日（6月22日）大。这说明南北半球天文辐射日总量是不对称的，南半球夏季各纬圈日总量大于北半球夏季相应各纬圈的日总量。相反，南半球冬季各纬圈的日总量又小于北半球冬季相应各纬圈的日总量。这是日地距离有差异的缘故。（6）在极圈以内，有极昼、极夜现象。在极夜期间，天文辐射为零地球天文气候带地球天文气候带第二节气候形成的环流因子气候形成的环流因子包括大气环流和洋流，这二者间有密切的关联。本节首先阐明海气相互作用与环流，再依次论述环流在热量交换和水分循环中的作用。最后以厄尔尼诺事件为例，说明环流变异导致气候的变异。第二节气候形成的环流因子气候形成的环流因子包括大海洋与大气之间通过一定的物理过程发生相互作用，组成一个复杂的耦合系统。海洋对大气的主要作用在于给大气热量及水汽，为大气运动提供能源。大气主要通过向下的动量输送（风应力），产生风生洋流和海水的上下翻涌运动，两者在环流的形成、分布和变化上共同影响着全球的气候。海洋占地球表面积的70.8，海洋的比热（4186.8J/kgK）约为空气比热（718J/kgK）的6倍，全球10m深的海洋水的总质量就相当于整个大气圈的质量。如前所述，到达地表的太阳辐射能约有80为海洋所吸收，且将其中85左右的热能储存在大洋表层（约自表面至100m深处），这部分能量再以长波辐射、蒸发潜热和湍流显热等方式输送给大气。一、海气相互作用与环流海洋与大气之间通过一定的物理过程发生相互作用，组成一个复杂的图611给出年平均逐日从海洋输入大气的总热量。海洋还通过蒸发作用，向大气提供大约86的水汽来源。在图611的总热量中，平均而言，潜热约占显热的8倍强。这种热量的输送，不仅影响大气的温度分布，更重要的是它是驱使大气运动的能源，在大气环流的形成和变化中有极为重要的作用。由此可见，海洋是大气环流运转的能量和水汽供应的最主要源地和储存库。图611给出年平均逐日从海洋输入大气的总热量。海洋还通过蒸海洋是从大气圈的下层向大气输送热量和水汽，而大气运动所产生的风应力则向海洋上层输送动量，使海水发生流动，形成“风生洋流”，亦称“风海流”。由图612可见，世界洋流分布与地面风向分布密切相关。在热带、副热带海洋，北半球洋流基本上是围绕副热带高压作顺时针向流动，在南半球则作反时针向流动。由图612可见，因信风的推动，在赤道具有由东向西的洋流，在北半球称北赤道洋流，在南半球称南赤道洋流。为维持海水的连续，于是在南北赤道洋流间自然就发展一种补偿洋流，方向与赤道洋流相反，由西向东流，称赤道逆流。海洋是从大气圈的下层向大气输送热量和水汽，而大气运动所产生的在副热带高压西侧，具有流向中高纬度方向的洋流。因海水来自低纬度，其温度比流经地区的水温高，所以是暖流。例如，大西洋中的湾流水温就很高，势力也很强，它不仅有北赤道洋流的水流汇入墨西哥湾，而且还有一部分南赤道洋流注入，然后出佛罗里达海峡，沿美国东岸北流。这支暖洋流流量大，对沿岸气候影响特别显著。与此相对应，在北太平洋西部有黑潮暖流，在南太平洋有东澳大利亚暖流、在南印度洋有莫桑比克暖流，南大西洋有巴西暖流。在副热带高压西侧，具有流向中高纬度方向的洋流。因海水来自低纬在纬度40以上的洋面，洋流绕着副极地低压流动，这在北半球表现最显著。例如，北大西洋的湾流受冰岛低压东南部西南风的影响，就有一支长驱向东北方向流动，称北大西洋暖流，沿欧洲海岸伸入到巴伦支海。在冰岛低压的西部盛行北风和西北风，形成格陵兰冷流和拉布拉多冷流。这些冷流来自北冰洋，携有冰块和巨大的冰山，冷流的密度大，当它与湾流相遇时，就潜入湾流之下。北太平洋副极地低压中心位于阿留申群岛附近，环绕此低压也有类似北大西洋的逆时针向洋流。在北美西岸有阿拉斯加暖流，在亚洲东岸有堪察加冷流。不过由于阿留申低压没有冰岛低压强，再加上北太平洋的地形与北大西洋不同，所以这里东西岸洋流强度比较弱。在纬度40以上的洋面，洋流绕着副极地低压流动，这在北半球表综上所述，海洋提供给大气大量的潜热和显热，成为大气运动的能源，使大气环流得以形成和维持。而大气环流又推动海水流动，产生风生洋流。这里必须指出：洋流的流向除受风力作用外还受地转偏向力和海水摩擦力的作用，因此洋流的流向并不和风向一致，在北半球要向右偏，南半球要向左偏。洋流的流速远比风速小。从铅直方向而言，洋流的速度以海洋表面为最大，因摩擦力的影响，愈向下层流速愈小，至一定深度减弱为零。综上所述，海洋提供给大气大量的潜热和显热，成为大气运动的能源由于海洋不是无界的，风场也是不均匀的，风生洋流会产生海水质量的辐合和辐散，特别是在海岸附近，由于侧边界的作用这种辐合和辐散作用尤为明显。例如在热带、副热带大陆西岸，因离岸风的作用，把表层海水吹流而去造成海水质量的辐散，必然引起深层海水上翻（Upwelling），由于深层海水水温比表层水温低，因此在上翻区海水水温要比同纬度海洋表面的平均水温为低。相反，如果风向改变，海水质量在此辐合，必然引起海水下翻（downwelling），海面水温将显著增高，厄尔尼诺事件（后详）就与此有密切关系。在暖海水表面一般是水温高于它上面的气温，海面向空气提供的显热和潜热都比较多，不仅使空气增温，且使气层处于不稳定状态，利于云和降水的形成。热带气旋大都源出于低纬度暖洋流表面即系此故。在冷洋流表面，空气层结稳定，有利于雾的形成而不易产生降水，因此在低纬度大陆西岸往往形成多雾沙漠。由于海洋不是无界的，风场也是不均匀的，风生洋流会产生海水质量大气环流和洋流对气候系统中热量的重新分配起着重要作用。它一方面将低纬度的热量传输到高纬度，调节了赤道与两极间的温度差异，另一方面又因大气环流的方向有由海向陆与由陆向海的差异和洋流冷暖的不同，使同一纬度带上大陆东西岸气温产生明显的差别，破坏了天文气候的地带性分布。二、环流与热量输送大气环流和洋流对气候系统中热量的重新分由前所述地球约在南北纬35间，地-气系统的辐射热量有盈余，在高纬则相反。但根据多年观测的温度记录，却未见热带逐年增热，也未见极地逐年变冷，这必然存在着热量由低纬度向高纬度的传输，这种传输是由大气环流和洋流来进行的。图614是用上述公式计算所得的全球由低纬到高纬通过大气环流输送的显热、潜热及洋流输热的年平均值。（一）赤道与极地间的热量输送（一）赤道与极地间的热量输送气候的形成过程课件从大气环流输送形式来讲，有平均经圈环流输送和大型涡旋输送两种。在显热输送上，两者具同一量级。潜热的经向输送在3070N地带，则以大型涡旋输送为主，平均经圈环流次之，但在低纬度则基本上由信风与反信风的常定输送来完成。大型涡旋指的是移动性气旋、反气旋、槽和脊等。气旋移动的方向一般具有向北的分速，且在气旋的前部（反气旋的后部）常有暖平流，槽前（脊后）亦常有暖平流，所以能把热量由低纬度输送到高纬度。反气旋的移动方向一般具有向南的分速，且在反气旋的前部（气旋的后部）常有冷平流，脊前（槽后）亦常有冷平流，它们能把冷空气从高纬度输送到低纬度，这是调节高低纬度间热量的一个重要途径。从大气环流输送形式来讲，有平均经圈环流输送和大型涡旋输送两种据最新估计在环流的经向热量输送中，洋流的作用占33，大气环流的作用占67。在赤道至纬度30（低纬度地带）洋流的输送超过大气环流的输送。在30N以北，大气环流的输送超过了洋流的输送。这样海洋-大气“接力式”的经向热量输送是维持高低纬度能量平衡的主要机制。由于环流的作用调节了高低纬度间的温度，表63列出了各纬圈上辐射差额温度与实际温度的比较。由上表可见，由于环流经向输送热量的结果，低纬度降低了213，中高纬度却升高了623。据最新资料，赤道实测温度比辐射差额温度降低了14，而极地则提高了25，因此大气环流和洋流在缓和赤道与极地间南北温差上，确实起了巨大的作用。这种作用在海洋表面上比大陆上更为显著（见表64），尤其是冬季在北大西洋（经度0线）上因暖洋流强度大，赤道至北极圈的气温差别只有22，比欧亚大陆（经度130E线）上要小得多。据最新估计在环流的经向热量输送中，洋流的作用占33，大气环气候的形成过程课件大气环流和洋流对海陆间的热量传输有明显作用。冬季海洋是热源，大陆是冷源，在中高纬度盛行西风，大陆西岸是迎风海岸，又有暖洋流经过，故环流由海洋向大陆输送的热量甚多，提高了大陆西岸的气温。从图612可见，北大西洋和北太平洋东岸（大陆西岸）暖洋流水温正距平均在5以上，特别是北大西洋暖流势力最强，又由于北大西洋洋盆的有利形状，使得这支暖洋流流经冰岛、挪威的北角，一部分能远达巴伦支海，在盛行西到西南风的作用下，使西北欧的气温特别暖和。（二）海陆间的热量传输大气环流和洋流对海陆间的热量传输有明显作用。冬季海洋是热源，从1月海平面等温线图上可以明显地看出，这里的等温线向极地凸出，并几乎与海岸线平行，愈靠近大西洋海岸气温愈暖，愈向内陆，气温乃逐渐变低，到了东西伯利亚维尔霍扬斯克附近，1月平均气温降到-50，成为世界“寒极”，在鄂霍次克海海面因位于亚欧大陆东侧，受西来大陆冷空气的影响，温度甚低，成为世界“冰窖”，北美大陆也有类似的西岸暖、东岸冷的现象，但海陆温差不像亚欧大陆那样突出。从1月海平面等温线图上可以明显地看出，这里的等温线向极地凸出在夏季，大陆是热源，海洋是冷源，这时大陆上热气团在大陆气流作用下向海洋输送热量。从7月海平面等温线图上可见，在热带、副热带大陆上气温最高，在大陆热风影响下，使红海海面气温显得特别高（大于32）。这时大陆通过大气环流向海洋输送热量，但输送值远比冬季海洋向大陆的输送量小。夏季在迎风海岸气温比较凉，在冷洋流海岸因系离岸风，仅贴近海边处，受海洋上翻水温的影响，气温比大陆内部要低得多。这种海陆间的热量交换是造成同一纬度带上，大陆东西两岸和大陆内部气温有显著差异的重要原因。在夏季，大陆是热源，海洋是冷源，这时大陆上热气团在大陆气流作水分循环的过程是通过蒸发、大气中的水分输送、降水和径流（含地表径流和地下径流）四者来实现的。如图615所示，由于太阳能的输入，从海洋表面蒸发到空中的水汽，被气流输送到大陆上空，通过一定的过程凝结成云而降雨。地面的雨水又通过地表江河和渗透到地下的水流，再回到海洋，这称为水分的外循环（又称大循环），也就是海陆之间的水分交换。水分从海洋表面蒸发，被气流带至空中凝结，然后以降水形式回落海中，以及水分从陆地表面的水体、湿土蒸发及植物蒸腾到空中凝结，再降落到陆地表面，这就是水分内循环（又称小循环）。无论是在水分外循环或是水分内循环中，大气环流都起着重要作用。三、环流与水分循环水分循环的过程是通过蒸发、大气中的水分输送、降水和径流（含地气候的形成过程课件就全球而论，水分循环各个分量的估计值如下：全球平均年降水量为1040mm，以此值为100个单位，由海洋蒸发的水汽相当于86个单位，降回到海洋的降水量约为80个单位，海洋蒸发的水汽有6个单位由大气径流输送到大陆上空，陆地表面从河流湖泊、潮湿土壤和植物等蒸发、蒸腾出来的水汽有14个单位，降落到陆地的降水约有20个单位，多出的6个单位由地表和地下径流流到海洋，以保持各自的水分平衡，全球水的总量约有97.2储存在世界大洋之中，其次冰原、冰川和海冰约占2.15，地下水占0.62，大气圈中水分仅占0.001。据长期观测，地球上的总水量是不变的，B.N.维尔纳茨基认为，甚至在地球整个地质历史时期的总水量也是不变的，因而水分的收入与支出是平衡的，这就叫做地球上的水量平衡。就全球而论，水分循环各个分量的估计值如下：全球平均年降水量为水量平衡是水分循环过程的结果，而水分循环又必须通过大气环流来实现。现根据水分循环中三个分量：蒸发、降水和大气中的水分输送（大气径流）的平均经向分布（图616）可说明大气环流与它们的关系。首先在蒸发过程中，在水源充足的条件下（如海洋），蒸发的快慢和蒸发量的多寡要受环流方向和速度的影响。从图616b可以看出海洋上年平均蒸发量最高峰出现在1520N和1020S的信风带，这是风向和风速都很稳定的地带。信风又来自副热带高压，最有利于海水的蒸发，而赤道低压带因风速小，海面蒸发量反而相形见绌。水量平衡是水分循环过程的结果，而水分循环又必须通过大气环流来云和降水的形成以及降水量的大小与大气环流的形势更是息息相关，图616a明显地表示出世界降水的纬度带分布有两个高峰，一在赤道低压带，这里有辐合上升气流，产生大量的对流雨，一个在中纬度西风带，在冷暖气团交绥的锋带上，气旋活动频繁，降水量因之亦较多，是次于赤道的第二个多雨带。在这两个高峰之间，是副热带高压带，盛行下沉气流，因此即使在海洋表面，降水却甚稀少，如果将图616（b）中全球年平均蒸发量曲线与（a）图年平均降水曲线相重叠，则可见在1337N地带及740S地带蒸发量大于降水量，水汽有盈余，在赤道带和中、高纬度降水量大于蒸发量，水汽有亏损，因此要达到水分平衡，则需大气径流将水汽从盈余的地区输送到水汽亏损的地区。从图616c中可以看出，以副热带高压为中心，通过信风和盛行西南风（北半球）将水汽分别向南和向北作经向的输送（见图中箭头方向）。云和降水的形成以及降水量的大小与大气环流的形势更是息息相关，如上所述，环流因子在气候形成中起着重要作用。当环流形势在某些年份出现异常变化时，就会直接影响某些时期内的天气和气候，出现异常。近年来频繁出现的厄尔尼诺/南方涛动（ENSO）就是一个显著的实例。厄尔尼诺一词源出于西班牙文“ElNino”，原意是“圣婴”。最初用来表示在有的年份圣诞节前后，沿南美秘鲁和厄瓜多尔附近太平洋海岸出现的一支暖洋流，后来科学上用此词表示在南美西海岸（秘鲁和厄瓜多尔附近）延伸至赤道东太平洋向西至日界线（180）附近的海面温度异常增暖现象。四、环流变异与气候如上所述，环流因子在气候形成中起着重要作用。当环流形势在某些在常年，此区域东向信风盛行，在平均风速下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高东低的形势。西太平洋斜温层深度约200m，东太平洋仅50m左右，这种结构与西暖东冷的平均海温分布相适应（图617a）。但是在东风异常加强的情况下（图617b），赤道表面东风应力把表层暖水向西太平洋输送，在西太平洋堆积，那里的海平面就不断抬升，积累大量位能，斜温层加深。图617赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应a.平均状况b.强信风c.信风张驰在常年，此区域东向信风盛行，在平均风速下，沿赤道太平洋海平面而东太平洋在离岸风的作用下，表层海水产生强的离岸漂流，造成这里持续的海水质量辐散，海平面降低，次层冷海水上翻，导致这里成为更冷的冷水带。此冷水带有丰富的营养盐分，使得浮游生物大量繁殖，为鱼类提供充足的饵料，鱼类又为鸟类提供丰盛的食物，所以这里鸟类甚多，鸟粪堆积甚厚，成为当地一项重要资源。在冷水带上，气温高于水温，空气层结稳定，对流不易发展，雨量偏少，气候干旱。可是每隔数年，东向信风发生张驰（即减弱），此处的冷水上翻现象消失，并使西太平洋原先积累的位能释放，表层暖水向东回流，导致赤道东太平洋海平面升高，海面水温增暖，秘鲁、厄瓜多尔沿岸由冷洋流转变为暖洋流，海水温度出现正距平（图617c），下层海水中的无机盐类不再涌向海面，导致当地的浮游生物和鱼类大量死亡，大批鸟类亦因饥饿而死，形成一种严重灾害，与此同时，原来的干旱气候突然转变为多雨气候，甚至造成洪水泛滥，这就称为厄尔尼诺事件。而东太平洋在离岸风的作用下，表层海水产生强的离岸漂流，造成这气候的形成过程课件气候的形成过程课件气候的形成过程课件气候的形成过程课件厄尔尼诺对气候的影响以环赤道太平洋地区最为显著。在厄尔尼诺年，印度尼西亚、澳大利亚、印度次大陆和巴西东北部均出现干旱，而从赤道中太平洋到南美西岸则多雨。许多观测事实还证明，厄尔尼诺事件通过海气作用的遥相关，还对相当远的地区，甚至对北半球中高纬度的环流变化亦有一定的影响。据研究当厄尔尼诺出现时，将促使日本列岛及我国东北地区夏季发生持续低温，并在有的年份使我国大部分地区的降水有偏少的趋势。厄尔尼诺对气候的影响以环赤道太平洋地区最为显著。在厄尔尼诺年El Nio Years1902-19031905-19061911-19121914-19151918-19191923-19241925-19261930-19311932-19331939-19401941-19421951-19521953-19541957-19581965-19661969-19701972-19731976-19771982-19831986-19871991-19921994-19951997-1998La Nia Years1904-19051909-19101910-19111915-19161917-19181924-19251928-19291938-19391950-19511955-19561956-19571964-19651970-19711971-19721973-19741975-19761988-19891995-1996ElNioYears1902-19031905-190第三节海陆分布对气候的影响一、海陆分布与气温（一）海陆与大气热量交换的差异（二）海陆气温的对比二、海陆分布对大气水分的影响（一）对蒸发和空气湿度的影响（二）对雾的影响（三）对降水的影响三、海陆分布与周期性风系（一）海陆风（二）季风四、海洋性气候与大陆性气候（一）气温指标（二）水分指标（三）气候大陆度第三节海陆分布对气候的影响一、海陆分布与气温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就下垫面差异的规模及其对气候形成的作用来说，海陆间的差别是最基本的，并主要影响气温大气水分和环流。海洋和大陆由于物理性质不同，在同样的天文辐射之下，其增温和冷却有很大差异。海洋具有热惰性，它增温慢降温亦慢，既是一个巨大的热量存储器，又是一个温度调节器。大陆与之相反，它吸收的太阳辐射仅限于表层，热容量又小，具有热敏性。与同纬度海洋相比，大陆具有夏热冬冷的特性。对流层大气中的热能主要得自下垫面，下垫面由于海陆不同，海-气热量交换与陆-气热量交换的情况大不相同。海洋提供给大气的年平均潜热为293.08103J/cm2a，比提供给大气的湍流显热50.24103J/cm2a大得多，而大陆上两者则相差不大，各约为104.67103J/cm2a，上述这些差异必然导致海陆气温的显著对比性。一、海陆分布与气温（一）海陆与大气热量交换的差异海洋和大陆由于物理性质不同，在同样的天文辐射之下，其增温和冷地球表面海陆面积大小的分布是很不对称的，北半球陆地面积比南半球约大一倍（北半球陆地覆盖率为39.3，南半球只有19.2），而北半球东半部的陆地面积又比西半部大两倍。就北半球东半部而言，亚欧非大陆面积（约为7.34107km2）同邻近的太平洋、大西洋和印度洋（以一半面积计，约为9.34107km2）比较大小相当。北半球的西半部则不然，海洋面积（约8.24107km2）远比陆地面积（2.42107km2）大，因此由于海陆物理性质差异而引起的海陆气温对比，在亚欧非大陆和附近海洋就显得特别的突出（见表65）。地球表面海陆面积大小的分布是很不对称的，北半球陆地面积比南半气候的形成过程课件气候的形成过程课件表65中，同在30N地带天文辐射应是完全相等的，但因海陆性质不同就出现冷热源的差异。从辐射差额来讲，在表中所列举的四个区域，除西藏高原部分地区外，皆获得正值净辐射，其中无论冬夏皆以海洋上为最多。通过显热输送供给空气直接增温的热量，在冬季（1月）以海洋表面为最大，平均有67.8W/m2，比同纬度的大陆上其他三个区域大17倍。这时海洋上水温比气温高，冬季海上风速大，因此蒸发强，提供给大气的潜热量更多，比大陆上其他三地区大165.8倍。由此可以看出，这时相对于大陆来讲，海洋是大气的“热源”，大陆是“冷源”。表65中，同在30N地带天文辐射应是完全相等的，但因海陆可是到了夏季（7月），海洋上获得的正值净辐射在四个地区中虽属最大，但通过显热方式供给空气增温的热量却最少（只有0.82W/m2）。而这时北非、阿拉伯干旱区提供空气增温的显热最多（达127.5W/m2），相当于同纬度海洋上的155倍。夏季海水温度比空气温度低，风力又较冬季弱，海上蒸发反而比冬季小得多，提供给空气的潜热远较冬季为小。从表65中可以看出，在7月份除北非、阿拉伯干旱区外，太平洋中部提供给空气的潜热量亦比我国大陆东部和西藏高原小。再从潜热通量加显热通量看来，夏季太平洋中部提供给空气的总热量亦比同纬度的大陆区域为小，因此相对于大陆来讲，夏季海洋是个“冷源”，大陆是“热源”。可是到了夏季（7月），海洋上获得的正值净辐射在四个地区中虽属海陆冷热源的作用反映在海陆气温的对比上是十分明显的。由表66可见，在纬度30N上，从海平面到对流层上层，1月亚非大陆上气温都比太平洋上气温低；7月相反，都是大陆上气温比海洋上高，二者的差值，7月比1月大。从全年来讲，在500hPa等压面上，每年10月到次年4月都是海上气温比陆上高；69月相反，海上气温比陆上要低；5、10月为转变月（图620）。（二）海陆气温的对比海陆冷热源的作用反映在海陆气温的对比上是十分明显的。由表6气候的形成过程课件为了定量地明确同纬度地带海陆气温的差异性，可用气温等距平线图来表示。气温的距平值是该地气温与同纬圈平均气温之差值，在相同纬度、相同海拔高度的各站气温距平值，主要决定于海陆分布。从1月气温等距平线图（图621a）看，在中高纬度，北半球海陆气温差别十分显著，在北大西洋上有最大的正距平（+24），亚洲北部有最大的负距平（-24），约在同一纬度带上气温相差达48以上，它相当于赤道与极地年平均气温差值。为了定量地明确同纬度地带海陆气温的差异性，可用气温等距平线图由图621b可见，7月气温等距平线与纬线偏差亦很显著，这时海陆气温最突出的差异出现在副热带纬度的冷洋流表面与大陆沙漠上。例如北非撒哈拉沙漠上7月平均气温达35以上，等温线呈封闭形式，其气温距平为+12，而太平洋东岸（冷洋流）表面7月在20上下，其最大负距平为-8，在同一副热带纬度气温相差20。综上所述可见，海陆气温的差异，在冬季的高纬度为最突出，在夏季则以副热带纬度最显著，就全球而言，由于北半球海洋面积相对地比南半球小，所以北半球冬季比南半球冷，夏季比南半球热。由图621b可见，7月气温等距平线与纬线偏差亦很显著，这时大气中的水分主要得自下垫面的蒸发，海洋的蒸发量远比大陆为多。仍以30N的亚非大陆和太平洋为例来说明，无论冬、夏太平洋中部的蒸发量都比同纬度的大陆为多，特别是在冬季太平洋上的蒸发量比我国东部约大7倍，比北非、阿拉伯大2627倍，因此冬季海洋是大气的“水汽源”，大陆相对于海洋来讲，则为“水汽汇”。夏季太平洋上的蒸发量与我国东部相差无几，但和北非、阿拉伯干旱地区相比，则仍超过20余倍，这时海洋仍为大气的“水汽源”，但强度远较冬季为小（表65）。二、海陆分布对大气水分的影响（一）对蒸发和空气湿度的影响二、海陆分布对大气水分的影响（一）对蒸发和空气湿度的影响从湿度场的情况来看，无论在那一个层次，每年从12月到次年2月，亚非大陆是北半球上比湿最小的地区，比大西洋、太平洋小，也比北美大陆小；盛夏期间69月，东亚一带，尤其南亚一带是北半球湿度最大的地区，而太平洋却为相对干区，4、5月和9月则是转换月，这与海陆蒸发作用的年变化密切关联。从湿度场的情况来看，无论在那一个层次，每年从12月到次年2月海上空气潮湿，只要有适当的平流将暖湿空气吹送到比较冷的海面，下层空气变冷，极易达到饱和而凝结成平流雾，所以在海上，尤其是冷洋流表面，雾日极多。在纬度40以上的大陆东岸和低纬度的大陆西岸都是冷洋流经过地区，不但海面多雾，大陆近岸受海风影响，雾日也多。像日本北海道沿岸，北美纽芬兰沿岸和加利福尼亚沿岸，南美秘鲁和智利沿岸，北非加那利冷流沿岸，以及南非本格拉冷流沿岸，都是世界著名的多雾区域。（二）对雾的影响海上空气潮湿，只要有适当的平流将暖湿空气吹送到比较冷的海面，大陆上除了沿海地区受海风影响，雾日较多外，一般大陆内部都是雾少霾多。陆地雾与海上雾有很多差异，主要表现在：陆地雾以辐射冷却形成为主，盛行于冬季晴夜和清晨，近午时因日照强而蒸发消散，海面雾的形成以平流冷却为主，春夏出现频率最大，正午日照虽强也不能消散，只有当风向改变，风力增强，使气流上下扰动时才被吹散。在大陆沿海地区多平流辐射雾，它是由湿空气平流至陆上，再经夜晚辐射冷却，空气达到饱和时而形成的。大陆上除了沿海地区受海风影响，雾日较多外，一般大陆内部都是雾海陆分布对降水量的影响比较复杂，海洋表面空气中水汽含量虽多，但要造成降水还必须有足够的抬升作用，使湿空气上升凝云致雨。从降水的成因来讲，可分为对流雨、地形雨、锋面雨和气旋雨（包括温带气旋和热带气旋）数种。由于海陆物理性质不同，这几种降水出现的时间和降水量有显著的差异。（三）对降水的影响海陆分布对降水量的影响比较复杂，海洋表面空气中水汽含量虽多，1.对流雨形成对流雨的一个重要条件是空气层结的不稳定性。在大陆上夏季午后空气层结最易达到不稳定，在水汽充足和其它条件适宜时，就会产生对流雨。海洋表面在夏季午间水温往往比海面气温低，空气层结很稳定，尤其是冷洋流表面逆温现象很显著，只利于雾的形成，不会产生对流雨，只有在暖洋流表面，在冬季夜间，水温比气温高，当天空有低云时，夜间云的上部空气辐射散热变冷，云下空气有效辐射不强，下层又与暖水面接触，因此下层气温较高，气温直减率大，才有利于对流雨的形成，或者在冬季大陆冷气团移到暖洋流表面，气团下层增暖，也会产生对流雨，但总的来讲，海洋上的对流雨比大陆上为少，出现时间多在冬季夜间和清晨。Stage1.Thesunheatsthegroundandwarmairrises.Stage2Astheairrisesitcoolsandwatervapourcondensestoformclouds.Stage3.Whenthecondensationpointisreachedlargecumulonimbuscloudsareformed.Stage4.Heavyrainstormsoccur.Theseusuallyincludethunderandlighteningduetotheelectricalchargecreatedbyunstableconditions.1.对流雨Stage1.2.地形雨地形雨只会在大陆上出现，在盛行海洋气流的迎风坡上最易形成。最著名的例子是印度的乞拉朋齐，它位于喜马拉雅山的南坡，年平均雨量为11429mm，是世界上少有的多雨地区。Stage1.Warmwetairisforcedtoriseoverhighland.Stage2.Astheairrisesitcoolsandcondenses.Cloudsformandprecipitationoccurs.Stage3.Thedrierairdescendsandwarms.Stage4.Anymoistureintheair(e.g.cloud)evaporates.2.地形雨Stage1.Warmwetairis3.锋面雨和气旋雨海洋上的降水绝大多数是锋面雨和气旋雨。在副热带高压盛行的洋面上，空气中多下沉气流，空气层结又很稳定，所以年雨量很少，年平均值在300mm以下，在海岸的冷洋流地带年雨量甚至在100mm以下，是海洋上的“干旱”气候区。可是在纬度4060的海洋表面年降水量却在1000mm以上，这是锋面和温带气旋经常在这里经过所产生的降水，海面平滑，气旋中的旋转气流不易遭到破坏，水汽又甚充足，在冬季锋面气旋发达，所以海上气旋雨冬季特别丰富，在热带暖洋流表面热带气旋盛行，是海洋上另一多雨地带。Stage1.Anareaofwarmairmeetsandareaofcoldair.Stage2.ThewarmairisforcedoverthecoldairStage3.Wheretheairmeetsthewarmairiscooledandwatervapourcondenses.Stage4.Cloudsformandprecipitationoccurs3.锋面雨和气旋雨Stage1.Anareaofw在温带大陆西岸，气旋活动频繁，尤其是在冬季，南北气温差异大，锋面气旋最强，所以气旋雨也很多。愈向内陆，海洋气团变性愈甚，空气愈来愈干燥，降水量就逐渐减少，到了大陆中心就形成干旱沙漠气候。北半球大陆面积大，特别是亚欧大陆东西延伸范围很广，内陆地区受不到海洋气团影响，所以出现大片干旱、半干旱气候；在南半球由于大陆面积较小，内陆干旱区域也相应地比北半球小。在温带大陆西岸，气旋活动频繁，尤其是在冬季，南北气温差异大，由于海陆分布引起气温差异而造成的周期性风系有以一日为周期的海陆风和以一年为周期的季风。（一）海陆风白天，风从海洋吹向陆地；夜晚，风从陆地吹向海洋，这种风称为海陆风。三、海陆分布与周期性风系由于海陆分布引起气温差异而造成的周期海陆风的形成是当白天在日射下，陆地增温快，陆上气温比邻近海上高，陆上暖空气膨胀上升，到某一高度上，因其气柱质量增多，气压遂比海上同一高度平面上为高，等压面便向海洋倾斜（图623a），空气由大陆流向海洋。因此在下层地面上陆地的空气质量减少，地面气压因而下降，而海洋因上层有大陆空气的流入，空气质量增多，海面气压升高，于是在下层便产生自海洋指向陆地的水平气压梯度力形成海风。海陆风的形成是当白天在日射下，陆地增温快，陆上气温比邻近海上夜间，陆地辐射冷却比海面快，陆上空气冷却收缩，致使上层气压比海面上同高度的气压低，等压面由海洋向陆地倾斜（图623b），地面气压比海面气压高，于是形成了同白天相反的热力环流，下层风由陆地吹向海洋，这就是陆风。这种由于海陆热力差异而产生的气压梯度是比较小的，只有当大范围水平气压场比较弱时才能显现出来。夜间，陆地辐射冷却比海面快，陆上空气冷却收缩，致使上层气压比在热带地区，气温日变化较大，特别是冷洋流经过的海岸地带，海陆风最强烈，全年都可出现。温带地区海陆风较弱，主要在夏季出现。海陆风深入陆地的距离因地而异，一般为2050km。海陆风对滨海地区的气候有一定的影响，白天吹海风，海上水汽输入大陆沿岸，往往形成雾或低云，甚至产生降水，同时还可以降低沿岸的气温，使夏季不致于十分炎热。在热带地区，气温日变化较大，特别是冷洋流经过的海岸地带，海陆大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象，称为季风。所谓有显著改变有各种不同的说法，目前比较流行的观点是：1月与7月盛行风向的变移至少有120，1月与7月盛行风向的频率超过40，至少在1月或7月中有1个月的盛行风的平均合成风速超过3m/s。这种随季节而改变的风，冬季由大陆吹向海洋，夏季由海洋吹向大陆，随着风向的转变，天气和气候的特点也跟着发生变化。（二）季风（二）季风季风的形成与多种因素有关，但主要的是由于海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化，其它如行星风带的季节移动和广大高原的热力、动力作用亦有关系，而这几者又是互相联系着的。在夏季大陆上气温比同纬度的海洋高，气压比海洋上低，气压梯度由海洋指向大陆，所以气流分布是从海洋流向大陆的（图621a），形成夏季风，冬季则相反，因此气流分布是由大陆流向海洋，形成冬季风（图624b）。季风的形成与多种因素有关，但主要的是由于海陆间的热力差异以及气候的形成过程课件季风形成的原理与海陆风基本相同，但海陆风是由海陆之间气压日变化而引起的，仅出现在沿海地区。而季风是由海陆之间气压的季节变化而引起的，规模很大，是一年内风向随季节变化的现象。世界上季风区域分布甚广，而东亚是世界上最著名的季风区。这主要是由于太平洋是世界最大的大洋，亚欧非是世界最大的大陆并且东西延伸甚广，东亚居于两者之间，海陆的气温对比和季节变化都比其它任何地区显著，再加上青藏高原的影响（详见本章第四节），所以东亚季风特别显著，其范围大致包括我国东部、朝鲜、韩国和日本等地。季风形成的原理与海陆风基本相同，但海陆风是由海陆之间气压日变冬季，亚洲大陆为蒙古-西伯利亚高压所盘据，高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风。由于各地处于高气压的部位不同，各地冬季风的方向并不完全相同，由北而南依次为西北风、北风和东北风。由于蒙古-西伯利亚高压比较强大，由陆向海，气压比较陡峻，所以风力较强。夏季，亚洲大陆为热低压所控制，同时太平洋副热带高压西伸北进，因此高低压之间的偏南风就成为亚洲东部的夏季风，由于此时气压梯度比冬季小，所以夏季风比冬季风弱。东亚季风对我国、朝鲜半岛、日本等地区的天气和气候影响很大，在冬季风盛行时，这些地区是低温、干燥和少雨，而在夏季风盛行时是高温、湿润和多雨。冬季，亚洲大陆为蒙古-西伯利亚高压所盘据，高压前缘的偏北风就亚洲南部的季风，主要是由行星风带的季节移动而引起的，但也有海陆热力差异的影响，以印度季风为例，冬季行星风带南移，赤道低压移到南半球，亚洲大陆冷高压强大，高压南部的东北风就成为亚洲南部的冬季风。夏季行星风带北移，赤道低压移到北半球，再加上大陆热力因子的作用，低压中心出现在印度半岛。而此时正是南半球的冬季，澳大利亚是一个低温高压区，气压梯度由南向北，南来气流跨越赤道后，受北半球地转偏向力的作用，形成西南风，这就是南亚的夏季风。在季风的影响下，南亚也是冬干夏湿，但是它和东亚季风有一个明显差别，即南亚夏季风比冬季风强。这是因为冬季亚洲南部远离蒙古-西伯利亚高压中心，并有西藏高原的阻挡，再加上印度半岛面积较小，纬度较低，海陆之间的气压梯度较弱，因此冬季风不强。相反，夏季印度半岛气温特别高，是热低压中心所在，它与南半球副高之间的气压梯度大，因此南亚的夏季风强于冬季风。亚洲南部的季风，主要是由行星风带的季节移动而引起的，但也有海由于海陆分布对气候形成的巨大作用，使得在同一纬度带内，在海洋条件下和在大陆条件下的气候具有显著差异。前者称为海洋性气候，后者称为大陆性气候。区别海洋性气候与大陆性气候的指标很多，最主要表现在气温和降水两方面。四、海洋性气候与大陆性气候四、海洋性气候与大陆性气候海洋性气候与大陆性气候在气温上的标志一般用气温日较差、气温年较差、年温相时、春秋温差值和大陆度等几个指标表示，气温较差还和所在地纬度有关（图625）。在赤道附近AC与AM都很小，只有DC与DM差别显著。在南半球因大陆面积小，只有在中纬度AC、AM间和DC、DCM间的差值都很大，这和海陆分布的形势关系十分密切。在赤道附近AC与AM都很小，只有DC与DM差别显著。在南半球因大陆面积小，只有在中纬度AC、AM间和DC、DCM间的差值都很大，这和海陆分布的形势关系十分密切。（一）气温指标海洋性气候与大陆性气候在气温上的标志一般用气温日较差、气温年再以中纬度西风带的亚欧大陆为例，凡伦西亚在爱尔兰西岸，有大西洋暖流经过，终年受海风影响，盛行海洋气团，具有典型的海洋性气候。沿52N由西向东，海洋气团在大陆上逐渐变性，到了伊尔库次克就具有大陆性气候的特点，从表68可见：再以中纬度西风带的亚欧大陆为例，凡伦西亚在爱尔兰西岸，有大西气候的形成过程课件（1）气温年较差：以凡伦西亚为最小（7.9），愈向内陆年较差愈大，到伊尔库次克竟达38.7。（2）年温相时：凡伦西亚因受海洋影响，降温、增温皆慢，最冷月（2月）和最热月（8月）出现时间比表68中其它三站皆落后1个月。（3）春温与秋温差值：气候学上通常以4月和10月气温分别代表春温和秋温。海洋性气候气温变化和缓，春来迟，夏去亦迟，春温低于秋温（如凡伦西亚T4月T10月）。大陆性气候气温变化急剧，春来速，夏去亦速，春温高于秋温（如伊尔库次克T4月T10月）。（4）气温日较差：气温日较差一般在夏季比冬季大。凡伦西亚最大气温日较差TM为4.1（6月），最小气温日较差Tn为1.2（1月）。而伊尔库次克的TM和Tn分别为14.1（6月）和5.7（12月），皆比凡伦西亚为大。（1）气温年较差：以凡伦西亚为最小（7.9），愈向内陆年较从表68中还可以看出，海洋性气候年降水量比同纬度大陆性气候多，其一年中降水的分配比较均匀，而以冬季为较多。气旋雨的频率为最大，降水的变率小。大陆性气候以对流雨居多，降水集中于夏季，降水变率大。此外，海洋性气候的绝对湿度和相对湿度一般都比大陆性气候大。相对湿度的年较差海洋性气候小于大陆性气候。（二）水分标志从表68中还可以看出，海洋性气候年降水量比同纬度大陆性气候气候学上为了定量地表示各地气候大陆性程度，采用气候大陆度为指标来衡量。大陆度计算的方法很多，通常以气温年较差（消去纬度影响）和气温的纬度距平为依据。伊凡诺夫则综合考虑当地气温年较差Ay，年平均气温日较差Ad，最干月湿度饱和差D0和所在地纬度，按下述经验公式来计算该地的气候大陆度。计算结果中如果618式的分子大于分母，（三）气候大陆度气候学上为了定量地表示各地气候大陆性程度，采用气候大陆度为指K100，则为大陆性气候，百分数愈大，大陆性愈强；反之，如分子值小于分母值，得出K值100，则为海洋性气候，百分数愈小，海洋性愈强。伊凡诺夫根据该式求出的K值把大陆度分为以下10个等级（表69）K100，则为大陆性气候，百分数愈大，大陆性愈强；反之，世界陆地面积占全球面积的29，不仅分布形势很不规则，而且表面起伏悬殊，最高山峰珠穆朗玛海拔8848m，最低洼地死海沿岸-392m。根据陆地的海拔高度和起伏形势，可分为山地、高原、平原、丘陵和盆地等类型，它们以不同规模错综分布在各大洲，构成崎岖复杂的下垫面。这些下垫面，又因沉积物、土壤、植被等的差异，具有不同的特性，使陆气相互作用的过程更为复杂。第四节地形与气候世界陆地面积占全球面积的29，不仅分布形势很不规则，而且表地形与气温的关系十分复杂，大地形的宏观影响能对大范围内的气温分布和变化产生明显作用，局部地形的影响也能使短距离内的气温有很大的差别。（一）高大地形对气温的影响绵亘的高山山系和庞大的高原是气流运行的阻碍，它们对寒潮和热浪移动都有相当大的障壁作用，同时它们本身的辐射差额和热量平衡情况又具有其独特性，因此它们对气温的影响是非常显著而广泛的。现以我国青藏高原为例简述如下：一、地形与气温一、地形与气温气候的形成过程课件1.机械阻挡作用青藏高原海拔高、面积大、矗立在2940N间，南北约跨10个纬度，东西约跨35个经度，有相当大的面积，海拔在5000m以上，有一系列的山峰超过70008000m，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿，对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为低。1.机械阻挡作用表610印度半岛北部与我国同纬度地区冬半年气温（）的比较表610印度半岛北部与我国同纬度地区冬半年气温（）的比较表610中A、C、E三站位于印度半岛北部，其冬季各月平均气温皆分别比同纬度、同高度的B、D、F三站为高，其中尤以C、D两站的差异最大。这是由于D站沅陵正位于高原以东的平原上，寒潮畅通无阻，而C站德里又位于高原以南的正中地位，屏障效应十分显著的缘故。冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。从冬季北半球700hPa与500hPa月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖于西南侧，这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。因西风在高原西侧发生分支，于是高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。表610中A、C、E三站位于印度半岛北部，其冬季各月平均气夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖湿气流一般具有不稳定层结，比冷空气易于爬越山地。从夏季月平均气温分布图上可以看出，由巴基斯坦北部和东北部阿萨姆两个地区总是有两个伸向西藏方向的暖舌，其中有一部分暖湿气流越过高原南部的山口或河谷凹地，流入高原南部，这是形成雅鲁藏布江谷地由东向西伸展的暖区的重要原因。青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。根据我国衢县与同纬度德里各高度上月平均气温的比较，可以看出在500hPa及其以下各层的气温皆是衢县低于德里，尤其是冬半年的差异更大。夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖2.热力作用将青藏高原地面的气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低，夏季则偏高。从11月至翌年2月是四周大气向高原地-气系统提供热量，这时青藏高原是个冷源，其强度以12月、1月份为最大，向四周自由大气吸收热量600多J/cm2d。春夏季青藏高原是个强大的热源，其强度以6、7月份为最大，向四周大气提供热量850J/cm2d以上。就全年平均而论，青藏高原地-气系统是一个热源。冬季青藏高原的冷区偏于高原的西部。夏季的暖区范围很广，整个对流层的温度都是高原比四周高，再往高层暖区范围扩大，到了100hPa层上，温度分布出现高纬暖、低纬冷的现象。2.热力作用从青藏高原的地面气温看来，具有如下特点：（1）地球的第三极地：青藏高原由于海拔高，气温特别低，它虽位于副热带、暖温带的纬度上，但在高原主体北部祁连山以及巴颜喀拉山东部1月平均地面气温出现-16-18的闭合等温线，盛夏7月尚有大片面积平均气温8，冬夏皆比同纬度东部平原平均气温低1820。（2