1、首先是概念的不同首先是概念的不同天气天气：一个地区大气中的风雨雷电、冷热阴晴等气象要素和天气现象的短时间短时间的综合状况。气候：气候：是指一个地区在太阳辐射、下垫面性质、大气环流和人类活动长时间长时间作用下，在某一时段内大量天气过程的综合。其次是时间尺度的不同其次是时间尺度的不同稳定性的不同稳定性的不同气候与天气的区别与联系气候与天气的区别与联系气候系统的组成与属性气候系统的组成与属性组组 成成陆地表面陆地表面大大 气气海海 洋洋冰雪圈冰雪圈生物圈生物圈属性属性热力属性热力属性动力属性动力属性水分属性水分属性静力属性静力属性第一节第一节 气候形成的辐射因子气候形成的辐射因子 太阳辐射是大气、陆
2、地、海洋增温的主要能源，又是大气中一切物理过程和物理现象形成的基本动力。所以，太阳辐射是气候形成的基本因素。在地球表面，之所以存在不同的气候类型，首先是由于太阳辐射在地表分布不均造成的，同样，对于同一气候区，气候有季节的交替，也是太阳辐射随时间有变化的缘故。一、天文辐射的分布一、天文辐射的分布 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。 （太阳常数太阳常数） 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。天文辐射时空分布特点天文辐射时空分布特点（1）天文辐射能量的分布
3、是完全因纬度而异的）天文辐射能量的分布是完全因纬度而异的 。（2 2）夏半年获得天文辐射量的最大值在）夏半年获得天文辐射量的最大值在20202525N N的纬度带上，由此向两极逐渐减少，最小值在极地。的纬度带上，由此向两极逐渐减少，最小值在极地。 （3 3）冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道。）冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道。 （4 4）天文辐射的南北差异不仅随冬、夏半年而有不）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。同，而且在同一时间内随纬度亦有不同。 （5 5）夏半年与冬半年天文辐射的差值是随着纬度的）夏半年与冬半年天文辐射的差值是随着纬度的增高
4、而加大的。增高而加大的。 （6 6）在极圈以内，有极昼、极夜现象。在极夜期）在极圈以内，有极昼、极夜现象。在极夜期间，天文辐射为零。间，天文辐射为零。 二、天文气候带二、天文气候带1 1、赤道带、赤道带2 2、热、热 带带3 3、副热带、副热带4 4、温、温 带带5 5、副寒带、副寒带6 6、寒、寒 带带7 7、极地带、极地带南北纬南北纬1010度之间度之间南北半球南北半球10-2510-25度之间度之间南北半球南北半球25-3525-35度之间度之间南北半球南北半球35-5535-55度之间度之间南北半球南北半球55-6055-60度之间度之间南北半球南北半球60-7560-75度之间度之间
5、南北半球南北半球75-9075-90度之间度之间结结 论论 天文气候带基本上反映了世界气候分布的轮廓。但是，由于同一纬度带内地表性质千差万别，地表之上的大气的透明度、云层、云量均不相同，这就导致了地球大气的温度分布并不像天文气候带那样完全与纬度相吻合。 但是，有一点是可以肯定的，太阳辐射是气候形成的最根本原因，天文气候带基本上勾画出了世界气候分布的轮廓。第二节第二节 气候形成的环流因子气候形成的环流因子 一个地方气候的形成不仅决定于当地的太阳辐射和下垫面的性质，还通过大气环流大气环流和洋流洋流的作用而接受外界地区特性的影响。这是因为环流可促进高低纬度之间、海陆之间的热量和水分交换，促进不同性质
6、气团发生移动，并通过气团的活动影响气候的形成。从而在不同纬度的不同环流系统影响下形成不同的气候类型。一、大气环流与热量输送一、大气环流与热量输送（一）赤道与极地间的热量输送（一）赤道与极地间的热量输送 前述地球约在南北纬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。其中，大气环流起了80%的作用，洋流的作用为20%（最新资料：大气环流67%，洋流33%）。 1、平均经圈环流、平均经圈环流通过三圈环流实现高低纬度间的热量交换。2 2、大型涡旋输送、大型
7、涡旋输送 大型涡旋指的是移动性气旋、反气旋、槽和脊等。 北半球北半球D北半球北半球G 由于环流经向输送热量的结果，低纬度降低了由于环流经向输送热量的结果，低纬度降低了2 21313，中高纬度却升高了，中高纬度却升高了6 62323。据最新资料，。据最新资料，赤道实测温度比辐射差额温度降低了赤道实测温度比辐射差额温度降低了1414，而极地，而极地则提高了则提高了2525，因此大气环流和洋流在缓和赤道与，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。极地间南北温差上，确实起了巨大的作用。 结结 论论3 3、海陆间的热量传输、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
8、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。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。 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。 二、环流与水分循环二、环流与水分循环三、环流因子对大陆东西两岸气候的影响三、环流因子对大陆东西两岸气候的影响由于环流因子的作用，同纬度大陆东西两岸的气候是不同的。一般说来，凡是迎风岸，降水多，温度变化和缓；背风岸，降水少。1、北半球冬季、北半球冬季大陆东岸迎风岸，降水 多，气温较高。
9、20度以南：度以南：大陆西岸背风岸，降水少，气温较低。海海 洋洋陆陆地地 海海洋洋2060度之间：度之间：大陆西岸迎风岸，暖洋流，降水多，气温温和。大陆东岸离岸风，风由寒冷大陆吹来，且为冷洋流沿岸，降水少，气温低。2、北半球夏季、北半球夏季陆陆地地 海海洋洋海海 洋洋356035度以北：度以北：大陆西岸迎风坡，降水多，气温和缓大陆东岸因季风影响，吹向岸风，降水多，气温也高35度以南：度以南：大陆西岸背风坡，降水少，气温高。大陆东岸迎风坡，降水多，气温也高。四、洋流对气候的影响四、洋流对气候的影响1 1、对气温的影响、对气温的影响 调节了高低纬度间的温差；调节了高低纬度间的温差； 破坏了气温的纬
10、度地带性分布。破坏了气温的纬度地带性分布。2 2、对降水和雾的影响、对降水和雾的影响 暖洋流沿岸多降水；冷洋流沿岸多雾。暖洋流沿岸多降水；冷洋流沿岸多雾。五、环流变异与气候五、环流变异与气候 环流因子在气候形成中起着重要作用。当环流形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，就会直接影响该时期势在某些年份出现异常变化时，就会直接影响该时期内的天气和气候，出现异常。近年来频繁出现的厄尔内的天气和气候，出现异常。近年来频繁出现的厄尔尼诺尼诺/ /南方涛动（南方涛动（ENSOENSO）就是一个显著的实例。）就是一个显著的实例。 厄尔尼诺厄尔尼诺一词源出于西班牙文一词源出于
11、西班牙文“El Nino”El Nino”，原，原意是意是“圣婴圣婴”。最初用来表示在有的年份圣诞节前后，。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厄瓜多尔附近）延伸至赤道东太平洋向西至日界线（180180）附近的海面温度异常增暖现象。）附近的海面温度异常增暖现象。1 1、正常年份：盛行东、正常年份：盛行东风风赤道太平洋海面赤道太平洋海面西高东低（西比东高出西高东低（西比东高
12、出4040厘米）厘米）2 2、东风加强时：西太平洋海、东风加强时：西太平洋海面抬高面抬高1010厘米，东太平洋下厘米，东太平洋下降降5 5厘米厘米东太平洋次层冷东太平洋次层冷水上翻，鱼类饵料增多水上翻，鱼类饵料增多鸟类增多鸟类增多雨量偏少气候雨量偏少气候干旱。干旱。3 3、东风减弱年份：东太平、东风减弱年份：东太平洋海水上翻现象消失洋海水上翻现象消失西西太平洋海水回流向东太平洋海水回流向东海海温上升变为暖流温上升变为暖流鱼类、鱼类、鸟类饥饿而死鸟类饥饿而死干旱气候干旱气候变多雨气候。变多雨气候。 现现 象象 分分 析析 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、
13、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。遥相关分析遥相关分析第三节第三节 海陆分布对气候的影响海陆分布对气候的影响 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。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。一、海陆分布与气温一、海陆分
14、布与气温 海陆的物理性质不同，对太阳辐射的吸收、反射、海陆的物理性质不同，对太阳辐射的吸收、反射、辐射能的内部转换、热容量的大小以及地辐射能的内部转换、热容量的大小以及地气、海气、海气之气之间的热量交换形式都有显著差异。这就使得同纬度、同季间的热量交换形式都有显著差异。这就使得同纬度、同季节海陆气温的分布状况就不同，从而使地球表面等温线的节海陆气温的分布状况就不同，从而使地球表面等温线的分布并不像天文辐射那样与纬线平行。分布并不像天文辐射那样与纬线平行。 也就是说海陆分布破坏了温度的纬度地带性分布。也就是说海陆分布破坏了温度的纬度地带性分布。 海陆的热力差异，使得同纬度内出现了海洋性气候和海陆
15、的热力差异，使得同纬度内出现了海洋性气候和大陆性气候。大陆性气候。 一般说来，在海面上、海岛上和经常吹海风的大陆海一般说来，在海面上、海岛上和经常吹海风的大陆海岸地带，具有典型的海洋性气候，在大陆内部、海洋气流岸地带，具有典型的海洋性气候，在大陆内部、海洋气流影响所不及的地区具有典型的大陆性气候。影响所不及的地区具有典型的大陆性气候。二、海陆分布对大气水分的影响二、海陆分布对大气水分的影响（一）对蒸发和空气湿度的影响（一）对蒸发和空气湿度的影响海洋为“水汽源”，陆地为“水汽汇”，海洋的蒸发量比陆地要大的多；其湿度比陆地也要大。（二）对雾的影响（二）对雾的影响1.海上雾日多于陆地；2.海上多平流
16、雾，陆地多辐射雾；3.陆地雾多出现于冬季，海雾全年均有，又以春雾为多。（三）对降水的影响（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，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，所以海洋上不一定处处多雨，如副高控制下的冷洋面上就是海洋上的“干旱”气候区。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）等。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。1.1.对流雨对流雨：形成对流雨的一个重要条件是空气层结的不稳定性。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。
17、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冷却，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。 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。3.锋面雨和气旋雨：海洋上的降水
18、绝大多数是锋面雨和气旋雨。副热带高压盛行的洋面上，年雨量很少，年平均值在300mm以下，特别是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。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活动的产物。冬季锋面气旋发达，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。 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
19、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。三、海陆分布与周期性风系三、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（一）海陆风 白天，风从海洋吹向陆地；夜晚，风从陆地吹白天，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。向海洋，这种风称为海陆风。（二）季风（二）季风 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
20、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。1 1、概念、概念2、季风分类、季风分类 根据季风成因，分两类：一类主要由海陆热力差异而产生的；另一类则主要是由行星风系的季节移动而引起的。就第一类而言，多发生在海陆相接的地方，如亚洲东部的温带和亚热带地区，这种季风最典型，称之为温带季风和亚热带季风。 第二种季风而言，是由于行星风系的季节移动而引起的，行星风带的分布很有规律，其位置随季节而有规律的变化，因此，在两个行星风带相接的地方，便会发生显著的风的季节变化。从分布上多见于赤道
21、和热带，所以称之为赤道季风或热带季风。 注意：上述季风是从形成的主要因素来考虑的。 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，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 。3、形成、形成亚洲区域的季风亚洲区域的季风 分东亚季风和南亚季风两类。二者的自然界限为喜马拉雅山及其以东与之相连的横断山脉。1 1、东亚季风、东亚季风成因：成因：范围：范围：形
22、成过程：形成过程：特点：特点：天气：天气：巨大的海陆热力对比巨大的海陆热力对比冬季风强，夏季风弱冬季风强，夏季风弱冬季寒冷干燥少降水，冬季寒冷干燥少降水，夏季高温湿润多降水。夏季高温湿润多降水。2 2、南亚季风、南亚季风成成 因：因：行星风带的季节移动。形成过程：形成过程：冬季风东北风；夏季风西南风特特 点：夏季风强，冬季风弱点：夏季风强，冬季风弱天天 气：气：冬干夏湿四、海洋性气候与大陆性气候四、海洋性气候与大陆性气候气气候候性性质质气气 温温降降 水水其其 它它日日较较差差年年较较差差最最热热月月最最冷冷月月春春秋秋温温差差性性质质降降水水量量变变率率季季节节分分配配湿湿度度云云量量雾雾日
23、日海海洋洋性性小小小小8 8月月2 2月月负负值值气气旋旋锋锋面面雨雨大大小小均均匀匀冬冬雨雨稍稍多多大大多多多多大大陆陆性性大大大大7 7月月1 1月月正正值值对对流流地地形形雨雨小小大大集集中中夏夏季季小小少少少少第四节第四节 地形和地面特性与气候地形和地面特性与气候地形对气候的影响是多方面的，也是错综复杂的。主地形对气候的影响是多方面的，也是错综复杂的。主要表现在如下几个方面：要表现在如下几个方面： 一、由于高度、坡度、坡向的不同，影响辐射能一、由于高度、坡度、坡向的不同，影响辐射能的收支，进而影响地温和气温；的收支，进而影响地温和气温； 二、地形对风的机械作用，迫使气流上升或下降，二、
24、地形对风的机械作用，迫使气流上升或下降，影响云、雾、降水的形成与分布；影响云、雾、降水的形成与分布； 三、高耸庞大的地形，往往是气流运行的障碍，三、高耸庞大的地形，往往是气流运行的障碍，因而一山之隔，气候悬殊。从而形成气候的分界线。因而一山之隔，气候悬殊。从而形成气候的分界线。一、地形与气温一、地形与气温 （一）高大地形对气温的影响（一）高大地形对气温的影响 绵亘的高大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：1.机械阻挡作用 青藏高原海拔
25、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。 冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原南北绕行。分别沿高原南北绕行。 夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一夏季青藏高原对南
26、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，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。的暖区的重要原因。2.2.
27、热力作用热力作用 （1 1）地球的第三极地：青藏高原由于海拔高，气温特别低，）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以及巴颜喀拉山东部1 1月平均地面气温出现月平均地面气温出现-16-16-18-18的闭合的闭合等温线，盛夏等温线，盛夏7 7月尚有大片面积平均气温月尚有大片面积平均气温88，冬夏皆比同纬，冬夏皆比同纬度东部平原平均气温低度东部平原平均气温低18182020。（2 2）气温日、年较差大：青藏高原上地面气温日较差比同纬）气温日、年较差大：青藏高原上
28、地面气温日较差比同纬度东部平原地区和四川盆地都大，比同高度的自由大气更大，度东部平原地区和四川盆地都大，比同高度的自由大气更大，气温年较差亦比同高度的自由大气为大，但因海拔高耸，比同气温年较差亦比同高度的自由大气为大，但因海拔高耸，比同纬度东部平原则稍小。纬度东部平原则稍小。（3 3）气温季节变化急，春温高于秋温：青藏高原上春季升温）气温季节变化急，春温高于秋温：青藏高原上春季升温强度大，特别是当积雪消融之后，雨季未到之前，高原因受强强度大，特别是当积雪消融之后，雨季未到之前，高原因受强烈的日射，增温甚快，秋季降温速度亦快，春温高于秋温。烈的日射，增温甚快，秋季降温速度亦快，春温高于秋温。 以
29、上这些情况都说明高原气温具有大陆性气候的特征。以上这些情况都说明高原气温具有大陆性气候的特征。（二）中小地形对气温的影响中小地形对气温的影响也是相当复杂的。首先由于坡地方位不同，日照和辐射条件各异，导致土温和气温都有明显的差异。 其次，地形凹凸和形态的不同，对气温也有明显的影响。在凸起地形如山顶，因与陆面接触面积小，受到地面日间增热、夜间冷却的影响较小，又因风速较大，湍流交换强，再加上夜间地面附近的冷空气可以沿坡下沉，而交换来自由大气中较暖的空气，因此气温日较差、年较差皆较小；凹陷地形则相反，气流不通畅，湍流交换弱，又处于周围山坡的围绕之中，白天在强烈阳光下，地温急剧增高，影响下层气温，夜间地
30、面散热快，又因冷气流的下沉，谷底和盆地底部特别寒冷，因此气温日较差很大。 （一）青藏高原季风（一）青藏高原季风冬季冬季夏季夏季二、地形与地方性风二、地形与地方性风（二）山谷风（二）山谷风 谷地谷地山地山地山风山风谷风谷风谷风（三）焚风（三）焚风沿着背风山坡向下吹的热干风叫焚风。沿着背风山坡向下吹的热干风叫焚风。 当气流遇到山脉时，在迎风坡上升冷却，起初是按干绝热直减率降温，当空气湿度达到饱和状态时，水汽凝结，气温就按湿绝热直减率降低，大部分水分在山前降落，过山顶后，空气沿坡下降，并基本上按干绝热率（即1/100m）增温，这样过山后的空气温度比山前同高度的气温要高得多，湿度也小得多。 （四）峡谷
31、风（四）峡谷风当空气由开阔地区进入山地峡谷口当空气由开阔地区进入山地峡谷口时，气流的横截面积减小，由于空时，气流的横截面积减小，由于空气质量不可能在这里堆积停止，于气质量不可能在这里堆积停止，于是气流加速前进（流体的连续性原是气流加速前进（流体的连续性原理），从而形成强风（图理），从而形成强风（图6 63131），），这种风称为峡谷风。在我国的台湾这种风称为峡谷风。在我国的台湾海峡、松辽平原等地，两侧都有山海峡、松辽平原等地，两侧都有山岭，地形像喇叭管。当气流直灌管岭，地形像喇叭管。当气流直灌管口时，经常出现大风，就是由于这口时，经常出现大风，就是由于这个缘故。个缘故。三、地形与降水三、地形与
32、降水 地形既能影响降水的形成，又影响降水的分布和强度。一山之隔，山前山后往往干湿悬殊，使局地气候产生显著的差异。（一）地形与降水的形成（一）地形与降水的形成风经过山地的机械阻障作用，引起气流的抬升运动，空气达到凝结高度后，凝云致雨；当低压系统或锋面移到山地时，因地形的阻障作用，使低压系统或锋面移动滞缓，因而导致气旋雨或锋面雨雨时延长，强度增大；当气流进入谷地时，由于喇叭口效应，引起气流辐合上升，如果空气潮湿，层结条件又适宜时，就会产生降水；在大陆性气候区，夏季由于山坡南北增温情况不同，或由于谷底与山坡增温比谷上空气增温快，会产生局部热力对流，形成对流雨或雷暴雨；气流经过崎岖不平的地形区域，因摩
33、擦力的影响产生湍流上升运动，在其它条件适宜时，往往形成低层云或层积云，产生小量降水，如毛毛雨、小雨等。 地形虽对降水的形成有一定的促进作用，但是如果气流很干燥，即使遇到山地有抬升作用，也不能产生降水。而且气流在运行时遇到山地，是爬过去或者是绕山而过，这还要视气流的方向与山脉的交角以及空气的层结稳定度而异，如果气流方向与山脉垂直则抬升的机会大，与山脉平行则以绕行为主。如果空气层结十分稳定，有抑制垂直运动的作用，也难形成降水。（二）地形对降水分布的影响二）地形对降水分布的影响 地形对降水分布的影响十分复杂，据最新气候模式研究结果：如果没有青藏高原存在，夏季的西南季风只能到达印度的南部，我国大部分地
34、区都是偏西风和西北风，受下沉气流控制。因此大陆将是水汽很少的干燥气候，即使印度和缅甸，也不会有现在这样的充沛雨量。而青藏高原的存在，对大规模气流的影响，首先诱使热带西南季风向印度、缅甸侵袭，造成高原雨季，同时西南季风的一部分长驱深入，到达我国东部形成江南雨区。如果没有青藏高原，那我国西部的干旱将更为严重，东部也将属于干旱气候。在青藏高原隆起之前，大约距今几千万年以前，从我国北方到长江流域都是广阔的干旱气候带，在喜马拉亚造山运动以后，距近几百万年时，大高原抬升，才建立了亚洲的季风气候 。 地形对降水分布的影响还与坡向和高度有密切关系。当海洋气流与山地坡向垂直或交角较大当海洋气流与山地坡向垂直或交
35、角较大时，则迎风坡多成为时，则迎风坡多成为“雨坡雨坡”，背风坡则成为，背风坡则成为“雨影雨影”区域。区域。四、地面特性与气候四、地面特性与气候 前述气候形成的主要因素包括：太阳辐射、环流因子、下垫面性质，再加上人类活动的长期影响，从而形成了全球气候。 但是，各地还存在着土壤、植被等区别。因此，在同一气候带内，虽然属于同一气候类型，但各地气候所表现出得特征不尽相同。如：楼前楼后属于同一气候类型、城市和乡村属于同一气候类型，但它们的气候特征是有明显不同的。这种不同被称为小气候。（一）小气候的概念（一）小气候的概念 小气候是指近地面1.52.0米以下气层内的气候现象，它直接随下垫面的狭隘属性的差异而
36、改变。在小气候内，在极短的水平距离内气温就会有很大的差异。 小气候具有很大的实践意义：温室大棚种植反季节蔬菜，其原理就是通过改变下垫面的特性，实现人类的需要。（二）小气候的形成（二）小气候的形成 小气候形成的主要因素是局部地区的土壤、植被、雪面等，由于它们都能借助于辐射作用吸热或放热，从而调节空气层与下垫面表面的温度和湿度，这种表面被称为“活动面”或“作用面”。 活动面的性质不同，具有不同的热量平衡和水分平衡，再加上湍流作用的差异，从而产生了各种各样的小气候。（三）小气候的一般特征（三）小气候的一般特征1.温度特征： 气温日较差大；气温的垂直变化特别大；气温的水平差异突出。2.湿度特征： 绝对
37、湿度低层大于高层；绝对适度有日变化； 相对湿度日变化与气温日变化相反。3.风的特性： 越近地面风速越小；具有阵性特征；白天风速大于夜间。第五节第五节 冰雪覆盖与气候冰雪覆盖与气候 冰雪圈是气候系统的重要组成部分，它包括季节性积雪、高山冰川、大陆冰川、永冻土、海洋冰川等。 由于它们的性质和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，它们的存在不仅影响其所在的地区的气候，而且还能影响其它地区、甚至是另一半球的大气环流、气温和降水，并能影响全球海平面的变化，因此它在气候形成和变化中是一个不可忽视的因子（如全球气候变暖）。一、冰雪覆盖与气温一、冰雪覆盖与气温 冰雪的致冷效应冰雪的致冷效应：冰
38、雪覆盖是大气的冷源，它不仅使其覆盖地区气温下降，而且还通过大气环流的作用使远方的气温下降。冰雪覆盖面积的变化，使全球的平均气温也发生相应的变化。一般来说，面积扩大，大陆气温下降。 致冷效应的成因：致冷效应的成因：（一）冰雪表面的辐射性质：对太阳辐射的反射率大，地面获得的太阳辐射少。（二）冰雪覆盖切断了地面、海水与其上大气的热交换，地表、海水的热量不能有效的传递给大气。 正是由于以上致冷效应，冰雪覆盖使得气温不断下降，而气温的下降又使冰雪面积扩大，冰雪面积的扩大，又使气温不断下降，所以气温和冰雪间形成了一种正反馈关系。二、冰雪覆盖与大气环流和降水1.鄂霍次克海冰消长与梅雨：（1）当其海冰面积扩张时，副高位置偏南、偏东，副高外围西部对我国长江中下游地区影响偏小，其降水少，发生枯梅；（2）当海冰面积变小时，副高位置偏西、偏强，降水多，丰梅。 2.南极海冰与副高和我国的降水： 南极海冰扩张，南极大陆冷高压加强，整个行星风带向北推进，赤道辐合带北移，北半球副高也北移。 但是，南极海冰有明显的偏心现象，最冷中心在东经70-90度，由此呈螺旋状向北扩展至澳大利亚。自南半球澳大利亚跨越赤道的西南气流甚强，导致北太平洋副高位置偏北、偏东。这种形势不利于冷暖空气在江淮流域交汇，因而降水少，出现枯梅。反之，形成丰梅。
