氣候的形成

氣候的形成和變化受多種因子的制約。近代氣候?qū)W將那些能夠影響氣候而本身不受氣候影響的因子稱為外部因子（如太陽輻射、地球軌道參數(shù)的變化、大陸飄移、火山活動等），氣候系統(tǒng)各成員之間的相互作用為內(nèi)部因子，而外部因子又必須通過系統(tǒng)內(nèi)部的相互作用，才能對氣候產(chǎn)生影響。

氣候系統(tǒng)的屬性可以概括為以下四個方面：①熱力屬性，包括空氣、水、冰和陸地表面的溫度；②動力屬性，包括風、洋流及與之相聯(lián)系的垂直運動和冰體運動；③水分屬性，包括空氣濕度、云量及云中含水量、降水量、土壤濕度、河湖水位、冰雪等；④靜力屬性，包括大氣和海水的密度和壓強、大氣的組成成分、大洋鹽度及氣候系統(tǒng)的幾何邊界和物理常數(shù)等。這些屬性在一定的外因條件下，通過氣候系統(tǒng)內(nèi)部的物理過程、化學過程和生物過程而相互作用著，關聯(lián)著，并在不同時間尺度內(nèi)變化著，形成不同時期的氣候特征。

太陽輻射是氣候形成和變化的最主要的外部因子，也是氣候系統(tǒng)的能源。大氣成分如二氧化碳、水汽、臭氧和氣溶膠等可以影響大氣中的輻射傳輸。云對輻射過程，通過反射、散射、吸收和透射等過程產(chǎn)生影響。太陽輻射在通過大氣圈到達地表的過程中已經(jīng)有不同程度的削弱。又由于下墊面的性質(zhì)有海洋、冰雪覆蓋和陸地（具有不同地形、植被、土壤和各種土地利用方式等）的差異，對太陽輻射的反射、吸收以及導致的自身增溫作用大不相同，產(chǎn)生不同的熱力屬性。同時它們又通過長波輻射等方式將熱量傳輸給大氣。大氣對來自太陽的輻

射（短波輻射）的吸收率很低，對來自氣候系統(tǒng)內(nèi)部的長波輻射卻易于吸收而增溫。整個氣候系統(tǒng)再以地球長波輻射形式將輻射能返回宇宙空間。氣候系統(tǒng)的動力屬性與氣候系統(tǒng)內(nèi)部的能量轉(zhuǎn)換密切相關。投射到地球表面的太陽輻射能，絕大部分為下墊面所吸收，這一熱能成為促使大氣運動的基礎能源。圖6·1給出在大氣運動中能量轉(zhuǎn)換的級聯(lián)（cascade）圖解。這種能量傳遞的起始點是強烈受熱的下墊面。由于下墊面的增熱不均，形成大尺度的水平氣溫梯度和大尺度的對流性不穩(wěn)定。氣團從下墊面增熱（能量輸入），空氣發(fā)生鉛直上升運動，增加其可用位能。這種位能產(chǎn)生大氣的對流活動，或通過水平能量梯度，產(chǎn)生大尺度的大氣水平運動和天氣尺度擾動，轉(zhuǎn)換為大尺度的環(huán)流動能。風在經(jīng)過海洋表面時，由于風應力作用產(chǎn)生波浪并推動洋流，將大尺度能量直接傳輸給海洋。在經(jīng)過崎嶇不平和熱力性質(zhì)不均的陸地表面時，產(chǎn)生切變不穩(wěn)定和其它邊界效應，在能量上轉(zhuǎn)換為小尺度運動的動能。這種動能因摩擦作用而逐漸消耗，使風速減小，能量逐級退化，最后轉(zhuǎn)變成分子運動的動能和聲能等（輸出）。如此周而復始，下墊面不斷吸收太陽輻射能，為大氣各種運動提供持續(xù)的能源。

氣候系統(tǒng)內(nèi)部進行著復雜的物質(zhì)交換，最突出的例子是水分循環(huán)。海洋、潮濕陸地、植被通過蒸發(fā)和蒸騰作用將水汽輸送給大氣，在一定的條件下，水汽在大氣中凝結成云致雨，釋放出潛熱。大氣中的最大熱源就是這種潛熱。雨水降落除直接返回海洋外，在陸上影響土壤濕度、河湖水位和冰雪等。氣候系統(tǒng)的水分屬性與水分循環(huán)關系極為密切。人類活動對氣候系統(tǒng)的屬性有明顯的影響。例如在城市中，由于燃煤量大，排放至空氣中的污染物質(zhì)多，可能改變局地大氣的組成成分。據(jù)研究在排放的污染物質(zhì)中，如果酸性物質(zhì)與堿性物質(zhì)的總量比值較大，在一定的降水條件下，通過有關的物理化學過程，會形成酸雨降落。在長期受強酸雨影響的地區(qū)，可導致土壤和湖泊酸化，植物和魚類受到嚴重危害，氣候和生態(tài)環(huán)境惡化。在氣候系統(tǒng)內(nèi)部發(fā)生的相互作用中，存在著大量的反饋過程，它們起著從內(nèi)部調(diào)節(jié)氣候系統(tǒng)的作用。其中有些反饋過程有使系統(tǒng)變化振幅加大的作用，稱之為正反饋。另一類反饋過程則有對系統(tǒng)變化的阻尼作用，稱之為負反饋。反饋過程表明氣候系統(tǒng)各組成部分之間的耦合或相互補償作用。

例如當?shù)孛鏈囟壬邥r，蒸發(fā)加大，使大氣中水汽含量增多，由于水汽對地面長波輻射的不透明性，產(chǎn)生了“溫室效應”，從而使地表進一步增暖，蒸發(fā)進一步加大，這是一種正反饋過程。另一方面，當大氣中水汽含量增多時，往往產(chǎn)生更多的云，云量的增多，將會減少地面吸收的太陽輻射，使地表降溫，因此這是一種阻尼性負反饋過程。此外，云也有阻擋地表向外放射長波輻射的作用，如果這種影響勝過其對短波輻射的影響，也可以產(chǎn)生一類正反饋過程。不同高度、不同類型的云，對輻射的影響是不同的，必須針對具體情況，作具體分析。

從氣候的自然變化中可以看出，任何正反饋作用必將由于另一些調(diào)節(jié)過程的介入而穩(wěn)定在某一水平上，否則地球氣候?qū)⑹タ刂贫兊靡话l(fā)不可收拾。如地面溫度因水汽、二氧化碳以及其它微量溫室氣體的增加而升高，地球氣候變得越來越暖，但是火山活動所噴發(fā)出來的大量火山灰，能有效地削弱太陽輻射的強度，產(chǎn)生“陽傘效應”，使地面溫度降低。因此氣候的自然變化總趨勢有可能在某一時期維持在某一“平均”狀態(tài)，并在這個水平線上來回振蕩。

氣候的形成和變化可歸納為以下諸因子：①太陽輻射②宇宙地球物理因子，③環(huán)流因子（包括大氣環(huán)流和洋流），④下墊面因子（包括海陸分布、地形與地面特性、冰雪覆蓋），⑤人類活動的影響。本章著重闡明①、③、④因子在氣候形成中的作用，在第八章中再論述全部外因和內(nèi)因在氣候變化中的作用。第一節(jié)氣候形成的輻射圈子

一、太陽輻射與天文氣候

太陽輻射在大氣上界的時空分布是由太陽與地球間的天文位置決定的，又稱天文輻射。由天文輻射所決定的地球氣候稱為天文氣候，它反映了世界氣候的基本輪廓。

（一）天文輻射的計算

除太陽本身的變化外，天文輻射能量主要決定于日地距離、太陽高度和白晝長度。

1.日地距離地球繞太陽公轉(zhuǎn)的軌道為橢圓形，太陽位于兩焦點之一上。因此日地距離時時都在變化，這種變化以一年為周期。地球上受到太陽輻射的強度是與日地間距離的平方成反比的，在某一時刻，大氣上界的太陽輻射強度I應為式中b為該時刻的日地距離，a為地球公轉(zhuǎn)軌道的平均半徑，I0為太陽常數(shù)1370W/m2，假使取a=1（1個天文單位），b/a用ρ表示，則

一年中地球在公轉(zhuǎn)軌道上運行，就近代情況而言，在1月初經(jīng)過近日點，7月初經(jīng)過遠日點，按上式計算，便得到各月一日大氣上界太陽輻射強度變化值（給出與太陽常數(shù)相差的百分數(shù)，如表6.1所示）：

由上表可見，大氣上界的太陽輻射強度在一年中變動于+3.4％—-3.5％之間。如果略去其它因素的影響，北半球的冬季應當比南半球的冬季暖些，夏季則比南半球涼些。但因其它因素的作用，實際情況并非如此。

2.太陽高度太陽高度是決定天文輻射能量的一個重要因素。利用天球的地平坐標和赤道坐標來表示太陽在天球上的位置，用球面三角公式可以求出任意時刻太陽高度的表達式如下

sinh=sinsinδ＋coscosδcosω

（6·3）

（6·3）式是計算太陽高度角的基本方程，式中h為太陽高度，為所在地的緯度。δ為太陽赤緯，赤緯在赤道以北為正，在赤道以南為負，一年內(nèi)在北半球夏至日δ為+23°27′，冬至日為－23°27′，春、秋分日δ=0°。ω為時角，在一天中正午時ω=0°，距離正午每差1小時，時角相差15°，午前為負值，午后為正值。由第二章（2·15）式已知，在太陽高度為h時，單位面積上所獲得的太陽能為Isinh。再考慮到日地距離的影響，那么每單位時間落到大氣上界任意地點的單位水平面上的天文輻射能量為

由（6.5）式可以求出任一地點、任一天太陽輻射在大氣上界流入量（天文輻射）的日變化，以及一年中任一天白晝時任一時刻，地球表面水平面上天文輻射的分布。

3.白晝長度指從日出到日沒的時間間隔。日出和日沒太陽正好位于地平圈上，太陽高度h=0°，以-ω0為日出的時角，ω0為日沒的時角，根據(jù)（6·3）式可以求得

sinh=sinsinδ＋coscosδcosω0=0cosω0=－tgtgδ

(6·6）因日出、日沒的時角絕對值相等，所以2ω0就是白晝長度，也就是天文輻射中的可照時間。它是隨地理緯度和太陽赤緯而變化的。

要計算任一地點在一天內(nèi)，1m2水平面上天文輻射的總能量，可按下式推算。由（6·5）式可知考慮到時間t與時角ω具有如下關系式中T為1日長度（24h=1440min）將上式代入（6·5）′式，則對（6·7）式從日出到日沒，即從-w0-+w0進行積分，于是得到

上式中=458.4，太陽赤緯δ，日地相對距離ρ和時角ω0都可由天文年歷中查得，因此根據(jù)（6·8）式可以計算出某緯度在某日（查出該日的ρ、δ和ω0）天文輻射的日總量Qs。（二）天文氣候

由（6·8）式計算出的若干緯度上天文輻射的年變化如圖6·2所示。全球天文輻射的立體模式如圖6·3所示。北半球水平面上天文輻射的分布則如表6·2所示。

從上列圖表中可以看出，天文輻射的時空分布具有以下一些基本特點，這些特點構成了因緯度而異的天文氣候帶。在同一緯度帶上，還有以一年為周期的季節(jié)性變化和因季節(jié)而異的日變化。

（1）天文輻射能量的分布是完全因緯度而異的。就表6·2看來，全球獲得天文輻射最多的是赤道，隨著緯度的增高，輻射能漸次減少，最小值出現(xiàn)在極點，僅及赤道的40％。這種能量的不均衡分布，必然導致地表各緯度帶的氣溫產(chǎn)生差異。地球上之所以有熱帶、溫帶、寒帶等氣候帶的分異，與天文輻射的不均衡分布有密切關系。

（2）夏半年獲得天文輻射量的最大值在20°—25°的緯度帶上，由此向兩極逐漸減少，最小值在極地。這是因為在赤道附近太陽位于或近似位于天頂?shù)臅r間比較短，而在回歸線附近的時間比較長。例如在6°N與6°S間，在春分和秋分附近，太陽位于或近似位于天頂?shù)臅r間各約30天。在緯度17.5°—23.5°的緯度帶上，在夏至附近，位于或近似位于天頂?shù)臅r間約86天。赤道上終年晝夜長短均等，而在20°—25°緯度帶上，夏季白晝時間比赤道長，這是“熱赤道”北移（就北半球而言）的一個原因。又由于夏季白晝長度隨緯度的增高而增長，所以由熱帶向極地所受到的天文輻射量，隨緯度的增高而遞減的程度也趨于和緩，表現(xiàn)在高低緯度間氣溫和氣壓的水平梯度也是夏季較小。

（3）冬半年北半球獲得天文輻射最多的是赤道。隨著緯度的增高，正午太陽高度角和每天白晝長度都迅速遞減，所以天文輻射量也迅速遞減下去，到極點為零。表現(xiàn)在高低緯度間氣溫和氣壓的水平梯度也是冬季比較大。（4）天文輻射的南北差異不僅隨冬、夏半年而有不同，而且在同一時間內(nèi)隨緯度亦有不同。在兩極和赤道附近，天文輻射的水平梯度都較小，而以中緯度約在45°—55°間水平梯度最大，所以在中緯度，環(huán)繞整個地球，相應可有溫度水平梯度很大的鋒帶和急流現(xiàn)象。

（5）夏半年與冬半年天文輻射的差值是隨著緯度的增高而加大的。表現(xiàn)在氣溫的年較差上是高緯度大，低緯度小。再從圖6·2和圖6·3上可以看出，在赤道附近（約在南北緯15°間），天文輻射日總量有兩個最高點，時間在春分和秋分。在緯度15°以上，天文輻射日總量由兩個最高點逐漸合為一個。在回歸線及較高緯度地帶，最高點出現(xiàn)在夏至日（北半球）。輻射年變化的振幅是緯度愈高愈大，從季節(jié)來講，則是南北半球完全相反。

（6）在極圈以內(nèi)，有極晝、極夜現(xiàn)象。在極夜期間，天文輻射為零。在一年內(nèi)一定時期中，到達極地的天文輻射量大于赤道。例如，在5月10日到8月3日期間內(nèi)，射到北極大氣上界的輻射能就大于赤道。在夏至日，北極天文輻射能大于赤道0.368倍，南極夏至日（12月22日）天文輻射量比北極夏至日（6月22日）大。這說明南北半球天文輻射日總量是不對稱的，南半球夏季各緯圈日總量大于北半球夏季相應各緯圈的日總量。相反，南半球冬季各緯圈的日總量又小于北半球冬季相應各緯圈的日總量。這是日地距離有差異的緣故。

二、輻射收支與能量系統(tǒng)

太陽輻射自大氣上界通過大氣圈再到達地表，其間輻射能的收支和能量轉(zhuǎn)換十分復雜，因此地球上的實際氣候與天文氣候有相當大的差距。

（一）輻射能收支的地理分布

地-氣系統(tǒng)的輻射能收支差額（RS），可按第二章（2.23）式計算

Rs（Q＋q）（1—a）＋qa－F

（2.23）

式中Q和q分別為到達地表的太陽直接輻射和散射輻射，合稱總輻射Q0，a為地表的反射率，qa為大氣所吸收的太陽輻射能，F(xiàn)為包括透過大氣的地面輻射和大氣本身向宇宙空間放射的長波輻射，又合稱長波射出輻射。在（2.23）式中收入部分為短波輻射，支出部分為長波輻射，Rs又稱凈輻射。根據(jù)實際觀測，到達地表的年平均總輻射（W/m2）如圖6·4所示。由圖可見，年平均總輻射最高值并不出現(xiàn)在赤道，而是位于熱帶沙漠地區(qū)。例如在非洲撒哈拉和阿拉伯沙漠部分地區(qū)年平均總輻射高達293W/m2，而處在同緯

度的我國華南沿海只有160W/m2左右。再例如美國西部干旱區(qū)年平均總輻射高達239—266W/m2，而其附近的太平洋面只有186W/m2左右?？諝鉂穸?、云量和降水等的影響，破壞了天文輻射的緯圈分布，只有在廣闊的大洋表面，年平均總輻射等值線才大致與緯線平行，其值由低緯向高緯遞減，在極地最低，降至80W/m2以下。

根據(jù)美國NOAA極軌衛(wèi)星在1974年6月至1978年2月，共45個月，掃描輻射儀的觀測資料，經(jīng)過處理分析，繪制出在此期間全球地-氣系統(tǒng)冬季（12、1、2月）和夏季（6、7、8月）的平均反射率、長波射出輻射（W/m2）和凈輻射（W/m2）的分布圖，圖中反映出，在極地冰雪覆蓋區(qū)地表反射率最大，可達0.7以上。其次在沙漠地區(qū)反射率亦甚高，常在0.4左右。大洋水面反射率較低，特別是在太陽高度角大時反射率最小，小于0.08。但如洋面為白色碎浪覆蓋時，反射率會增大。

地-氣系統(tǒng)的長波射出輻射F以熱帶干旱地區(qū)為最大，夏季尤為顯著。如北非撒哈拉和阿拉伯等地夏季長波射出輻射達300W/m2以上。極地冰雪表面F值最低，冬季北極最低值在175W/m2以下，南極最低值在125W/m2左右。在地-氣系統(tǒng)凈輻射的分布圖可見，除兩極地區(qū)全年為負值，赤道附近地帶全年為正值外，其余大部分地區(qū)是冬季為負值，夏季為正值，季節(jié)變化十分明顯。

就全球地-氣系統(tǒng)全年各緯圈吸收的太陽輻射和向外射出的長波輻射的年平均值而言（圖6·5），對太陽輻射的吸收值，低緯度明顯多于高緯度。這一方面是因為天文輻射的日輻射量本身有很大的差別，另一方是高緯度冰雪面積廣，反射率特別大，所以由熱帶到極地間太陽輻射的吸收值隨緯度的增高而遞減的梯度甚大。在赤道附近稍偏北處因云量多，減少其對太陽輻射的吸收率。就長波射出輻射而言，高低緯度間的差值卻小得多。這是因為赤道與極地間的氣溫梯度不完全是由各緯度所凈得的太陽輻射能所決定

的。通過大氣環(huán)流和洋流的作用，可緩和高、低緯度間的溫度差（后詳）。長波輻射與溫度的4次方成正比，南北氣溫梯度減小，其長波輻射的差值亦必隨之減小。因此在圖6·5上所呈出的長波射出輻射的經(jīng)向差距遠比所吸收的太陽輻射為小。從圖6·5中可明顯地看出，在低緯度地區(qū)太陽輻射能的收入大于其長波輻射的支出，有熱量的盈余。而在高緯度地區(qū)則相反，輻射能的支出大于收入，熱量是虧損的。這種輻射能收支的差異是形成氣候地帶性分布，并驅(qū)動大氣運動，力圖使其達到平衡的基本動力。

（二）地面能量平衡當?shù)孛媸杖攵滩ㄝ椛淠艽笥谄溟L波支出輻射，輻射差額為正值時，一方面要升高溫度，另一方面盈余的熱量就以湍流顯熱和水分蒸發(fā)潛熱的形式向空氣輸送熱量，以調(diào)節(jié)空氣溫度，并供給空氣水分。同時還有一部分熱量在地表活動層內(nèi)部交換，改變下墊面（土壤、海水等）溫度的分布。當?shù)孛孑椛洳铑~為負值時，則地面溫度降低，所虧損的熱量由土壤（或海水等）下層向上層輸送，或通過湍流及水汽凝結從空氣獲得熱量，使空氣降溫。根據(jù)能量守恒定律，這些熱能是可以轉(zhuǎn)換的，但其收入與支出的量應該是平衡的，這就是地面能量平衡。地面能量平衡決定著活動層以及貼近活動層空氣的增溫和冷卻，影響著蒸發(fā)和凝結的水相變化，是氣候形成的重要因素。地面能量平衡方程可寫成下列形式

Rg＋LE＋Qp＋A=0

（6·9）式中Rg為地面輻射差額，LE為地面與大氣間的潛熱交換（L=蒸發(fā)潛熱，E=蒸發(fā)量或凝結量），Qp為地面與大氣間湍流顯熱交換，A等于地面與下層間的熱傳輸量（B）、平流輸送量（D）兩者之和。

（6·9）式中，地面得到熱量的各項為正值，地面失去熱量的各項為負值（圖6·6）。在形成地面能量平衡中，這四者是最主要的，其它如大氣的湍流摩擦使地面得到的熱量，植物光合作用消耗的能量，以及與地面溫度不同的降水使地面得到或損失的熱量等，數(shù)值都很小，一般可以忽略不計。在組成地面能量平衡的四個分量中，由于輻射差額有明顯的晝夜變化和季節(jié)變化，因此其它分量也發(fā)生類似的周期性變比，而這種變化又因緯度和海陸分布而不同。地面凈輻射的地理分布形勢已經(jīng)遠較天文輻射為復雜，而其它分量如地面蒸發(fā)失熱的年總量分布及地-氣顯熱交換的分布，則更為復雜。

海洋和大陸表面熱量平衡各分量的緯度年平均分布如圖6·7和圖6·8所示：

（三）全球能量級聯(lián)

太陽輻射在全年投射到整個地球大氣圈上界的總能量，在日地平均距離處，等于在太陽直射下以地球平均半徑r為大圓的表面所獲得的總能量，即為Ig0πr2，I0=1370W/m2，地球赤道半徑為6378.140km，極半徑為6356.755km。由此求得此總能量為175000×1012W，進入地球大氣圈到達下墊面后，被大氣和下墊面直接反射回宇宙空間53000×1012W（占30％），下墊面吸收太陽輻射而增溫，再轉(zhuǎn)換成長波紅外輻射放射出75000×1012W（占43％）的能量。下墊面通過蒸發(fā)將水汽和潛熱能輸送給大氣，在大氣中通過一定過程凝云致雨，再下落至地面成為徑流，耗去潛熱能39000×1012W（占22％）。地-氣能量交換中耗于風、波浪、對流、平流等的能量（參見圖6·9）為370×1012W。到達下墊面的太陽能還被耗于：①植物光合作用為40×1012W；②有機體腐爛；③潮汐、潮流等，3×1012W；④對流、火山和溫泉的能量為0.3×1012W；⑤原子能、熱能和重力能等等。在圖6·9的下部方框內(nèi)，表示與地表生命活動密切有關的能量級聯(lián)。由圖6·9可見，太陽輻射能是整個氣候系統(tǒng)的主要能源。在太陽輻射能的驅(qū)動下，通過氣候系統(tǒng)內(nèi)部的相互作用，產(chǎn)生能量的交換和轉(zhuǎn)

移。這種相互作用在不同時間尺度內(nèi)進行。例如在暖季晴天的上午，在強烈陽光照射下，水面有大量水汽蒸發(fā)，氣流上升將水汽輸送至上空，在天氣條件適合時，下午就可以形成云和降水，從下墊面帶去的潛熱和位能，很快就釋放出來。樹木在太陽能供應下，通過光合作用，構成其機體組織。后經(jīng)死亡腐爛，埋藏在地下，經(jīng)過漫長的地質(zhì)時期形成煤，人們用煤燃燒釋放出光和熱，這是經(jīng)過漫長時間太陽能轉(zhuǎn)換的實例。雖然太陽能儲存和釋放的時間尺度不同，它們對氣候都產(chǎn)生顯著的影響。（四）全球能量平衡模式

綜上所述，可以概括出一年中全球能量平衡模式如圖6·10所示。從短波輻射來講，太陽輻射在地球表面大氣上界單位時間、單位面積上的平均值i應為

i=I0πr2/4πr2

（6·10）

式中I0πr2即如前所述太陽到達大氣上界的總能量，4πr2為地球表面積。由（6·11）式算出i=342.8W/m2。為了論述簡便，將此值算做100個單位，此100個單位進入大氣圈時被大氣吸收了18個單位（主要是被水汽、臭氧、微塵、CO2等選擇吸收），云滴吸收2個單位，二者共吸收20個單位。云層反射20個單位，大氣散射返回宇宙空間6個單位，地面反射4個單位，地-氣系統(tǒng)共反射30個單位（又稱地球反射率）。地面吸收直接輻射22個單位、散射輻射28個單位（其中來自云層漫射16，大氣散射12），合計吸收總輻射50個單位。地面因吸收總輻射而增溫。根據(jù)全球年平均地面溫度T，其長波輻射能量Eg=δσT4（見2·12式）相當于115個單位。地面長波輻射進入大氣圈時有109個單位為大氣（主要為CO2、圖6·9全球能量級聯(lián)（energycascade）

水汽、云滴等）所吸收，只有6個單位透過“大氣窗”逸入宇宙空間。

圖6·10地球能量平衡模式

大氣吸收了20個單位的太陽輻射和109個地面長波輻射而增溫，它本身也根據(jù)其溫度進行長波輻射。大氣和云長波輻射一部分為射向地面的逆輻射，其值相當于95個單位，另一部分射向宇宙空間為64個單位（其中大氣38，云層26個單位）。因此通過輻射過程，大氣總共吸收129個單位，而大氣長波輻射支出95＋64=159個單位。全球大氣的年平均輻射差額為-30個單位。這虧損的能量，由地面向大氣輸入的潛熱23個單位和湍流顯熱7個單位來補充，以維持大氣的能量平衡。

整個地球下墊面的能量收支為±145個單位，大氣的能量收支為±159個單位，從宇宙空間射入的太陽輻射100個單位，而地球的反射率為30個單位，長波輻射射出70個單位，各部分的能量收支都是平衡的。這些估算的數(shù)值是很粗略的，它們僅僅提供一個地-氣系統(tǒng)中能量收支的梗概。這里因為是全球全年平均，季節(jié)變化和地區(qū)間的能量輸送都被略去。在這種能量收支下，形成并維持著現(xiàn)階段的地球氣候狀態(tài)。第二節(jié)氣候形成的環(huán)流因子

氣候形成的環(huán)流因子包括大氣環(huán)流和洋流，這二者間有密切的關聯(lián)。本節(jié)首先闡明海氣相互作用與環(huán)流，再依次論述環(huán)流在熱量交換和水分循環(huán)中的作用。最后以厄爾尼諾事件為例，說明環(huán)流變異導致氣候的變異。一、海氣相互作用與環(huán)流

海洋與大氣之間通過一定的物理過程發(fā)生相互作用，組成一個復雜的耦合系統(tǒng)。海洋對大氣的主要作用在于給大氣熱量及水汽，為大氣運動提供能源。大氣主要通過向下的動量輸

送（風應力），產(chǎn)生風生洋流和海水的上下翻涌運動，兩者在環(huán)流的形成、分布和變化上共同影響著全球的氣候。海洋占地球表面積的70.8％，海洋的比熱（4186.8J/kgK）約為空氣比熱（718J/kgK）的6倍，全球10m深的海洋水的總質(zhì)量就相當于整個大氣圈的質(zhì)量。如前所述，到達地表的太陽輻射能約有80％為海洋所吸收，且將其中85％左右的熱能儲存在大洋表層（約自表面至100m深處），這部分能量再以長波輻射、蒸發(fā)潛熱和湍流顯熱等方式輸送給大氣。圖6·11給出年平均逐日從海洋輸入大氣的總熱量。海洋還通

過蒸發(fā)作用，向大氣提供大約86％的水汽來源。在圖6·11的總熱量中，平均而言，潛熱約占顯熱的8倍強。這種熱量的輸送，不僅影響大氣的溫度分布，更重要的是它是驅(qū)使大氣運動的能源，在大氣環(huán)流的形成和變化中有極為重要的作用。由此可見，海洋是大氣環(huán)流運轉(zhuǎn)的能量和水汽供應的最主要源地和儲存庫。此外，在CO2循環(huán)中，海洋是CO2的巨大貯存庫，它也通過調(diào)節(jié)大氣中的CO2含量來影響氣溫和環(huán)流。海洋是從大氣圈的下層向大氣輸送熱量和水汽，而大氣運動所產(chǎn)生的風應力則向海洋上

層輸送動量，使海水發(fā)生流動，形成“風生洋流”，亦稱“風海流”。由圖6·12可見，世界洋流分布與地面風向分布密切相關。在熱帶、副熱帶海洋，北半球洋流基本上是圍繞副熱帶高壓作順時針向流動，在南半球則作反時針向流動。由圖6·12可見，因信風的推動，在赤道具有由東向西的洋流，在北半球稱北赤道洋流，在南半球稱南赤道洋流。為維持海水的連續(xù)，于是在南北赤道洋流間自然就發(fā)展一種補償洋流，方向與赤道洋流相反，由西向東流，稱赤道逆流。

圖注：1.灣流；2.北大西洋漂流；3.東格陵蘭洋流；4.西格陵蘭洋流；5.拉布拉多洋流；6.加那利洋流；7.北赤道洋流；8.加勒比洋流；9.安的列斯洋流；10.南赤道洋流；11.巴西洋流；12.福克蘭洋流；13.西風漂流；14.本格拉洋流；15.幾內(nèi)亞洋流；16.西南和東北季風漂流；17.南赤道洋流；18.赤道逆流；19.莫桑比克洋流；20.厄加勒斯洋流；21.西澳大利亞洋流；22.黑潮洋流；23.北太平洋漂流；24.加利福尼亞洋流；25.北赤道洋流；26.赤道逆流；27.阿拉斯加洋流；28.堪察加洋流；29.南赤道洋流；30.東澳大利亞洋流；31.秘魯洋流；32.赤道逆流

在副熱帶高壓西側，具有流向中高緯度方向的洋流。因海水來自低緯度，其溫度比流經(jīng)地區(qū)的水溫高，所以是暖流。例如，大西洋中的灣流水溫就很高，勢力也很強，它不僅有北赤道洋流的水流匯入墨西哥灣，而且還有一部分南赤道洋流注入，然后出佛羅里達海峽，沿美國東岸北流。這支暖洋流流量大，對沿岸氣候影響特別顯著。與此相對應，在北太平洋西部有黑潮暖流，在南太平洋有東澳大利亞暖流、在南印度洋有莫桑比克暖流，南大西洋有巴西暖流。

在副熱帶高壓北側盛行西風，上述暖洋流在副高西側向極地方向流到緯度40°附近，乃受西風影響折向東流，遇到大陸，分向南北流動，在北半球向南的一支沿副高東側南流，因為這種洋流是從高緯向赤道方向流動，其溫度比流經(jīng)地方的水溫低，所以是冷流。例如，在北大西洋沿北非西岸有加那利冷流，在北太平洋沿美國西岸有加利福尼亞冷流，在南太平洋有秘魯冷流。在緯度40°以上的洋面，洋流繞著副極地低壓流動，這在北半球表現(xiàn)最顯著。例如，北大西洋的灣流受冰島低壓東南部西南風的影響，

就有一支長驅(qū)向東北方向流動，稱北大西洋暖流，沿歐洲海岸伸入到巴倫支海。在冰島低壓的西部盛行北風和西北風，形成格陵蘭冷流和拉布拉多冷流。這些冷流來自北冰洋，攜有冰塊和巨大的冰山，冷流的密度大，當它與灣流相遇時，就潛入灣流之下。北太平洋副極地低壓中心位于阿留申群島附近，環(huán)繞此低壓也有類似北大西洋的逆時針向洋流。在北美西岸有阿拉斯加暖流，在亞洲東岸有堪察加冷流。不過由于阿留申低壓沒有冰島低壓強，再加上北太平洋的地形與北大西

洋不同，所以這里東西岸洋流強度比較弱。南半球中高緯度的洋面是開闊的，它的西風漂流很強，水溫亦較低。印度洋季風盛行，洋流也隨著發(fā)生季節(jié)的改變。在北半球冬季，印度洋中盛行東北季風，因此在阿拉伯海具有西向洋流，稱東北季風洋流；在北半球夏季因西南季風盛行，所以洋流方向轉(zhuǎn)變180°，稱西南季風洋流。綜上所述，海洋提供給大氣大量的潛熱和顯熱，成為大氣運動的能源，使大氣環(huán)流得以形成和維持。而大氣環(huán)流又推動海水流動，產(chǎn)

生風生洋流。這里必須指出：洋流的流向除受風力作用外還受地轉(zhuǎn)偏向力和海水摩擦力的作用，因此洋流的流向并不和風向一致，在北半球要向右偏，南半球要向左偏。洋流的流速遠比風速小。從鉛直方向而言，洋流的速度以海洋表面為最大，因摩擦力的影響，愈向下層流速愈小，至一定深度減弱為零。由于海洋不是無界的，風場也是不均勻的，風生洋流會產(chǎn)生海水質(zhì)量的輻合和輻散，特別是在海岸附近，由于側邊界的作用這種輻合和輻散作用尤為明顯。例如在熱帶、副熱帶大陸

西岸，因離岸風的作用，把表層海水吹流而去造成海水質(zhì)量的輻散，必然引起深層海水上翻（Upwelling），由于深層海水水溫比表層水溫低，因此在上翻區(qū)海水水溫要比同緯度海洋表面的平均水溫為低。相反，如果風向改變，海水質(zhì)量在此輻合，必然引起海水下翻（downwelling），海面水溫將顯著增高，厄爾尼諾事件（后詳）就與此有密切關系。在暖海水表面一般是水溫高于它上面的氣溫，海面向空氣提供的顯熱和潛熱都比較多，不僅使空氣增溫，且使氣層處于不穩(wěn)定狀態(tài)，

利于云和降水的形成。熱帶氣旋大都源出于低緯度暖洋流表面即系此故。在冷洋流表面，空氣層結穩(wěn)定，有利于霧的形成而不易產(chǎn)生降水，因此在低緯度大陸西岸往往形成多霧沙漠。

二、環(huán)流與熱量輸送

大氣環(huán)流和洋流對氣候系統(tǒng)中熱量的重新分配起著重要作用。它一方面將低緯度的熱量傳輸?shù)礁呔暥龋{(diào)節(jié)了赤道與兩極間的溫度差異，另一方面又因大氣環(huán)流的方向有由海向陸與由陸向海的差異和洋流冷暖的不同，使同一緯度帶上大陸東西岸氣溫產(chǎn)生明顯的差別，破

壞了天文氣候的地帶性分布。

（一）赤道與極地間的熱量輸送

由前所述地球約在南北緯35°間，地-氣系統(tǒng)的輻射熱量有盈余，在高緯則相反。但根據(jù)多年觀測的溫度記錄，卻未見熱帶逐年增熱，也未見極地逐年變冷，這必然存在著熱量由低緯度向高緯度的傳輸，這種傳輸是由大氣環(huán)流和洋流來進行的。根據(jù)南北方向上的風速矢量V，當時的氣溫T，空氣的比濕q，可以按下式計算顯熱（Qp）和潛熱（LE）在南北方向上的水平輸送。

取與V垂直的一小塊面積ABCD（圖6·13），高為δz，底邊長為δx，設空氣在單位時間內(nèi)由ABCD流到A'B'C'D'。以ρ示空氣的密度，Cp示其定壓比熱。則單位時間通過ABCD截面積的空氣質(zhì)量為：ρVδxδz，通過的顯熱為：ρVδxδzCpT。根據(jù)靜力學方程

若計算從地面（氣壓為P0）到大氣上界（P=0）的鉛直剖面，在南北方向單位時間的顯熱輸送量（Qp），則應對上式積分，即在實際計算時，常把大氣分成n層，（6·11）式可近似地改寫成其中Ti（℃）和Vi（m/s）為從地面到第i層的平均溫度和平均風速，△Pi，為其間平均氣壓差值（hPa），Qp的單位為（J/ms）。類似推導，從地面到大氣上界潛熱（LE）在南北方向上的水平輸送公式可寫成

上式中L為蒸發(fā)潛熱，qi是從地面到第i層的平均比濕，其單位與顯熱相同。圖6·14是用上述公式計算所得的全球由低緯到高緯通過大氣環(huán)流輸送的顯熱、潛熱及洋流輸熱的年平均值。

由赤道到極地的熱量傳輸隨緯度和季節(jié)而異。就年平均而論，熱赤道約在5°N左右，其中顯熱的傳輸即從此熱赤道分別向北、南輸送。從圖6·14中的曲線看，其輸送在緯度分布上有兩個高點，一在20°附近，一在50°—60°間；在高度分布上亦有兩個高點，一在近地面層，一在200hPa等壓面上。潛熱的輸送幾乎全在近地面2—3km的大氣底層，約在回歸線附近潛熱分別向高、低緯度輸送。向高緯度輸送的潛熱通量以40°附近為最高峰，向低緯度輸送的潛熱通量以10°附近為另一高峰。由南半球回歸線向北輸送的潛熱可跨越赤道直至5°N附近。

洋流熱通量約自2°N左右的洋面分別向南北輸送，在20°附近達最高峰。據(jù)氣象衛(wèi)星探測的資料計算，圖6·14中所表示的數(shù)量均太低，最新衛(wèi)星資料表明在此高峰處，洋流由低緯向高緯傳輸?shù)臒崃考s占地-氣系統(tǒng)總熱量傳輸?shù)?4％，在30°—35°N間洋流傳輸?shù)臒崃空紓鬏斄康?7％。綜合以上各種熱通量的輸送，從年平均來講，以緯度40°附近為最大。從季節(jié)來講，冬季高低緯度間溫度差異最大，環(huán)流亦最強，由低緯向高緯輸送的熱量亦最大。夏季南北溫差小，熱量的傳送強度也較小。

從大氣環(huán)流輸送形式來講，有平均經(jīng)圈環(huán)流輸送和大型渦旋輸送兩種。在顯熱輸送上，兩者具同一量級。潛熱的經(jīng)向輸送在30°—70°N地帶，則以大型渦旋輸送為主，平均經(jīng)圈環(huán)流次之，但在低緯度則基本上由信風與反信風的常定輸送來完成。大型渦旋指的是移動性氣旋、反氣旋、槽和脊等。氣旋移動的方向一般具有向北的分速，且在氣旋的前部（反氣旋的后部）常有暖平流，槽前（脊后）亦常有暖平流，所以能把熱量由低緯度輸送到高緯度。反氣旋的移動方向一般具有向南的分速，且在反氣旋的前部（氣旋的

后部）常有冷平流，脊前（槽后）亦常有冷平流，它們能把冷空氣從高緯度輸送到低緯度，這是調(diào)節(jié)高低緯度間熱量的一個重要途徑。

據(jù)最新估計在環(huán)流的經(jīng)向熱量輸送中，洋流的作用占33％，大氣環(huán)流的作用占67％。在赤道至緯度30°（低緯度地帶）洋流的輸送超過大氣環(huán)流的輸送。在30°N以北，大氣環(huán)流的輸送超過了洋流的輸送。這樣海洋-大氣“接力式”的經(jīng)向熱量輸送是維持高低緯度能量平衡的主要機制。由于環(huán)流的作用調(diào)節(jié)了高低緯度間的溫度，表6·3列出了各緯圈上輻射差額溫度與實際溫度的比較。

由上表可見，由于環(huán)流經(jīng)向輸送熱量的結果，低緯度降低了2—13℃，中高緯度卻升高了6—23℃。據(jù)最新資料，赤道實測溫度比輻射差額溫度降低了14℃，而極地則提高了25℃，因此大氣環(huán)流和洋流在緩和赤道與極地間南北溫

差上，確實起了巨大的作用。這種作用在海洋表面上比大陸上更為顯著（見表6·4），尤其是冬季在北大西洋（經(jīng)度0°線）上因暖洋流強度大，赤道至北極圈的氣溫差別只有22℃，比歐亞大陸（經(jīng)度130°E線）上要小得多。（二）海陸間的熱量傳輸大氣環(huán)流和洋流對海陸間的熱量傳輸有明顯作用。冬季海洋是熱源，大陸是冷源，在中高緯度盛行西風，大陸西岸是迎風海岸，又有暖洋流經(jīng)過，故環(huán)流由海洋向大陸輸送的熱量甚多，提高了大陸西岸的氣溫。從圖6·12可見，北大西洋和北太平洋東岸（大陸西岸）暖洋流水溫正距平均在5℃以上，特別是北大西洋暖流勢力最強，又由于北大西洋洋盆的有利形狀，使得這支暖洋流流經(jīng)冰島、挪威的北角，一部分能遠達巴倫支海，在盛行西到西南風的作用下，使西北歐的氣溫特別暖和。從1月海平面等

溫線圖上可以明顯地看出，這里的等溫線向極地凸出，并幾乎與海岸線平行，愈靠近大西洋海岸氣溫愈暖，愈向內(nèi)陸，氣溫乃逐漸變低，到了東西伯利亞維爾霍揚斯克附近，1月平均氣溫降到-50℃，成為世界“寒極”，在鄂霍次克海海面因位于亞歐大陸東側，受西來大陸冷空氣的影響，溫度甚低，成為世界“冰窖”，北美大陸也有類似的西岸暖、東岸冷的現(xiàn)象，但海陸溫差不像亞歐大陸那樣突出。

在夏季，大陸是熱源，海洋是冷源，這時大陸上熱氣團在大陸氣流作用下向海洋輸送熱量。從7月海平面等溫線圖上可見，在熱帶、副

熱帶大陸上氣溫最高，在大陸熱風影響下，使紅海海面氣溫顯得特別高（大于32℃）。這時大陸通過大氣環(huán)流向海洋輸送熱量，但輸送值遠比冬季海洋向大陸的輸送量小。夏季在迎風海岸氣溫比較涼，在冷洋流海岸因系離岸風，僅貼近海邊處，受海洋上翻水溫的影響，氣溫比大陸內(nèi)部要低得多。這種海陸間的熱量交換是造成同一緯度帶上，大陸東西兩岸和大陸內(nèi)部氣溫有顯著差異的重要原因。

三、環(huán)流與水分循環(huán)

水分循環(huán)的過程是通過蒸發(fā)、大氣中的水分輸送、降水和徑流（含地表徑流和地下徑流）四者來實現(xiàn)的。如圖6·15所示，由于太陽能的輸入，從海洋表面蒸發(fā)到空中的水汽，被氣流輸送到大陸上空，通過一定的過程凝結成云而降雨。地面的雨水又通過地表江河和滲透到地下的水流，再回到海洋，這稱為水分的外循環(huán)（又稱大循環(huán)），也就是海陸之間的水分交換。水分從海洋表面蒸發(fā)，被氣流帶至空中凝結，然后以降水形式回落海中，以及水分從陸地表面的水體、濕土蒸發(fā)及植物蒸騰到空中凝結，

再降落到陸地表面，這就是水分內(nèi)循環(huán)（又稱小循環(huán)）。無論是在水分外循環(huán)或是水分內(nèi)循環(huán)中，大氣環(huán)流都起著重要作用。就全球而論，水分循環(huán)各個分量的估計值如下：全球平均年降水量為

1040mm，以此值為

100個單位，由海洋蒸發(fā)的水汽相當

于86個單位，降回到海洋的降水量約為80個單位，海洋蒸發(fā)的水汽有6個單位由大氣徑流輸送到大陸上空，陸地表面從河流湖泊、潮濕土壤和植物等蒸發(fā)、蒸騰出來的水汽有14個單位，降落到陸地的降水約有20個單位，多出的6個單位由地表和地下徑流流到海洋，以保持各自的水分平衡，全球水的總量約有97.2％儲存在世界大洋之中，其次冰原、冰川和海冰約占2.15％，地下水占0.62％，大氣圈中水分僅占0.001％。

據(jù)長期觀測，地球上的總水量是不變的，B.N.維爾納茨基認為，甚至在地球整個地質(zhì)歷史時期的總水量也是不變的，因而水分的收入與支出是平衡的，這就叫做地球上的水量平衡。水量平衡是水分循環(huán)過程的結果，而水分循環(huán)又必須通過大氣環(huán)流來實現(xiàn)?，F(xiàn)根據(jù)水分循環(huán)中三個分量：蒸發(fā)、降水和大氣中的水分輸送（大氣徑流）的平均經(jīng)向分布（圖6·16）可說明大氣環(huán)流與它們的關系。首先在蒸發(fā)過程中，在水源充足的條件下（如海洋），蒸發(fā)的快慢和蒸發(fā)量的多寡要受環(huán)流方向和速度的影響。從圖6·16b可以看出海洋上年平均蒸發(fā)量

最高峰出現(xiàn)在15°—20°N和10°—20°S的信風帶，這是風向和風速都很穩(wěn)定的地帶。信風又來自副熱帶高壓，最有利于海水的蒸發(fā)，而赤道低壓帶因風速小，海面蒸發(fā)量反而相形見絀。云和降水的形成以及降水量的大小與大氣環(huán)流的形勢更是息息相關，圖6·16a明顯地表示出世界降水的緯度帶分布有兩個高峰，一在赤道低壓帶，這里有輻合上升氣流，產(chǎn)生大量的對流雨，一個在中緯度西風帶，在冷暖氣團交綏的鋒帶上，氣旋活動頻繁，降水量因之亦較多，是次于赤道的第二個多雨帶。在這兩個高峰之間，是副熱帶高壓帶，盛行下沉氣流，因

此即使在海洋表面，降水卻甚稀少，如果將圖6·16（b）中全球年平均蒸發(fā)量曲線與（a）圖年平均降水曲線相重疊，則可見在13°—37°N地帶及7°—40°S地帶蒸發(fā)量大于降水量，水汽有盈余，在赤道帶和中、高緯度降水量大于蒸發(fā)量，水汽有虧損，因此要達到水分平衡，則需大氣徑流將水汽從盈余的地區(qū)輸送到水汽虧損的地區(qū)。從圖6·16c中可以看出，以副熱帶高壓為中心，通過信風和盛行西南風（北半球）將水汽分別向南和向北作經(jīng)向的輸送（見圖中箭頭方向）。

大氣中水汽的輸送可用類似（6·11）和（6·12）式的方法計算。因單位質(zhì)量濕空氣內(nèi)包含的水汽質(zhì)量為q（比濕），通過底邊為單位長度，從地面到大氣上界的鉛直剖面，在風速矢量（V）方向單位時間的水汽輸送量為其單位為g/cm·s，就年平均而言則為kg/m·a。

就全球的水分輸送計算證明，在低緯度哈特萊環(huán)流對水汽輸送起的作用甚大，在中、高緯度也主要是通過大型渦旋運動進行水汽輸送的，圖6·16c是計算出的水汽經(jīng)向輸送值。

四、環(huán)流變異與氣候如上所述，環(huán)流因子在氣候形成中起著重要作用。當環(huán)流形勢在某些年份出現(xiàn)異常變化時，就會直接影響某些時期內(nèi)的天氣和氣候，出現(xiàn)異常。近年來頻繁出現(xiàn)的厄爾尼諾/南方濤動（ENSO）就是一個顯著的實例。

厄爾尼諾一詞源出于西班牙文“ElNino”，原意是“圣嬰”。最初用來表示在有的年份圣誕節(jié)前后，沿南美秘魯和厄瓜多爾附近太平洋海岸出現(xiàn)的一支暖洋流，后來科學上用此詞表示在南美西海岸（秘魯和厄瓜多爾附近）延伸至赤道東太平洋向西至日界線（180°）附近的海面溫度異常增暖現(xiàn)象。在常年，此區(qū)域東向信風盛行，在平均風速下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高東低的形勢。西太平洋斜溫層深度約200m，東太平洋僅50m左右，這種結構與西暖東冷的平均海溫分布相適應（圖6·17a）。但是在東風異常加強

的情況下（圖6·17b），赤道表面東風應力把表層暖水向西太平洋輸送，在西太平洋堆積，那里的海平面就不斷抬升，積累大量位能，斜溫層加深。而東太平洋在離岸風的作用下，表層海水產(chǎn)生強的離岸漂流，造成這里持續(xù)的海水質(zhì)量輻散，海平面降低，次層冷海水上翻，導致這里成為更冷的冷水帶。此冷水帶有豐富的營養(yǎng)鹽分，使得浮游生物大量繁殖，為魚類提供充足的餌料，魚類又為鳥類提供豐盛的食物，所以這里鳥類甚多，鳥糞堆積甚厚，成為當?shù)匾豁椫匾Y源。在冷水帶上，氣溫高于水溫，空氣層結穩(wěn)定，對流不易發(fā)展，雨量偏少，氣圖6·17赤道太平洋熱結構對海面風場變化的響應

a.平均狀況

b.強信風

c.信風張馳

候干旱?？墒敲扛魯?shù)年，東向信風發(fā)生張馳（即減弱），此處的冷水上翻現(xiàn)象消失，并使西太平洋原先積累的位能釋放，表層暖水向東回流，導致赤道東太平洋海平面升高，海面水溫增暖，秘魯、厄瓜多爾沿岸由冷洋流轉(zhuǎn)變?yōu)榕罅?，海水溫度出現(xiàn)正距平（圖6·17c），下層海水中的無機鹽類不再涌向海面，導致當?shù)氐母∮紊锖汪~類大量死亡，大批鳥類亦因饑餓而死，形成一種嚴重災害，與此同時，原來的干旱氣候突然轉(zhuǎn)變?yōu)槎嘤隁夂?，甚至造成洪水泛濫，這就稱為厄爾尼諾事件。與厄爾尼諾事件密切相關的環(huán)流還有南方濤動（SouthernOscillation，簡作SO）、沃

克（Walker）環(huán)流和哈德萊（Hadley）環(huán)流。南方濤動是指南太平洋副熱帶高壓與印度洋赤道低壓這兩大活動中心之間氣壓變化的負相關關系。即南太平洋副熱帶高壓比常年增高（降低）時，印度洋赤道低壓就比常年降低（增高），兩者氣壓變化有“蹺蹺板”現(xiàn)象，稱之為濤動。為了定量地表示濤動振幅的大小，不少學者采用南太平洋塔希堤島（143°05'W，17°53'S）的海平面氣壓（代表南太平洋副熱帶高壓）與同時期澳大利亞北部的達爾文港（130°59'E，12°20'S）的海平面氣壓（代表印度洋赤道低壓）差值，經(jīng)過一定的數(shù)學處理

來計算南方濤動指數(shù)（SOI），將歷年赤道東太平洋海面水溫SST（指在緯度0°—10°S，經(jīng)度180°W向東至90°W）與同時期南方濤動指數(shù)SOI進行對比，發(fā)現(xiàn)厄爾尼諾/南方濤動（合稱為ENSO）事件的主要特征是當赤道東太平洋海水溫度（SST）出現(xiàn)異常高位相（增暖）時，南方濤動指數(shù)SOI卻出現(xiàn)異常低位相（塔希堤島氣壓與達爾文氣壓差值減小）。圖6·18給出1870—1990年的SST（0°—10°S，90°—180°W）與SOI的年平均距平曲線，為了便于比較，圖中SOI的坐標向上為負，以適應兩者的負相關。關于赤道東太平洋海水溫度SST達到怎樣的正距平，才算厄

爾尼諾出現(xiàn)，目前尚無公認的統(tǒng)一標準，但大體上連續(xù)三個月SST正距平在0.5℃以上或其季距平達到0.5℃以上，即可認為出現(xiàn)一次厄爾尼諾事件，達到上述數(shù)值的負距平時，則為反厄爾尼諾事件。厄爾尼諾/南方濤動現(xiàn)象是低緯度海氣相互作用的強信號，近年觀測研究表明，在低緯度太平洋上不僅在南半球存在著以180°日界線為零線的東西氣壓的反相振蕩，在北太平洋亦有類似的振蕩稱為“北方濤動”（其強度比南方濤動?。?，可總稱為“低緯度濤動”。它是由兩種基本狀態(tài)和其間的過渡狀態(tài)所組成（圖6·19）。在濤動的低指數(shù)時期（圖6·19a），

赤道低氣壓主體減弱，但前端向東伸展，此時南、北太平洋上副熱帶高壓減弱，并向較高緯度移動，其結果必然導致信風減弱，赤道西風發(fā)展，在這樣的大氣環(huán)流條件下，有利于赤道西太平洋暖水的向東擴展和輸送，同時赤道東太平洋冷水上翻的現(xiàn)象亦相應減弱乃至停止，造成中、東太平洋海面水溫升高，出現(xiàn)厄爾尼諾事件。在海面高水溫作用下，低層大氣濕度加大，濕不穩(wěn)定得以發(fā)展，因此沃克環(huán)流發(fā)生變化，其上升分支向東移，西太平洋對流減弱，中、東太平洋對流發(fā)展。原先的赤道太平洋干旱帶變?yōu)槎嘤陰?，印度洋和西太平洋的雨量卻大為減少。

在低緯度濤動的高指數(shù)時期，情況完全相反（圖6·19c），南北太平洋副高加強且向赤道靠攏，赤道低壓主體加強，但其東端西撤，由于經(jīng)向氣壓梯度大，必然導致信風加強。在強離岸風作用下，赤道東太平洋海水上翻現(xiàn)象強烈發(fā)展，且向西平流，造成大范圍海面降溫，低層大氣變干，層結穩(wěn)定，赤道主要對流區(qū)萎縮在西太平洋，沃克環(huán)流上升分支西移，東太平洋又出現(xiàn)少雨氣候。這兩種狀態(tài)之間的轉(zhuǎn)換主要通過副熱帶高壓強度和位置變化這個重要環(huán)節(jié)。

圖6·19低緯度濤動的物理圖解a低指數(shù)時期，b由a向c過渡時期，c高指數(shù)時期，d由c向a過渡時期(圖中“-”示降壓，“+”示增壓)

如圖6·19b所示，在低緯度濤動低指數(shù)時期，在海面溫度增暖作用下,副熱帶與赤道間海水溫度的經(jīng)向差別增大，必然導致哈德萊環(huán)流加強，這個加強環(huán)流的下沉分支，將產(chǎn)生副熱帶高壓由弱變強的趨勢。這種過程發(fā)展到一定程度時，將出現(xiàn)南方濤動（低緯度濤動）由低指數(shù)向高指數(shù)轉(zhuǎn)變。同樣在高指數(shù)時期，低的赤道水溫又使海面經(jīng)向溫度梯度變小，促使哈德萊環(huán)流減弱，從而使副熱帶高壓減弱，產(chǎn)生由高指數(shù)向低指數(shù)的轉(zhuǎn)變（圖6·19d），實現(xiàn)整個過程轉(zhuǎn)變所需要的時間，即南方濤動（低緯度濤動）的平均周期，約為40個月左右。近百年來出現(xiàn)

的ENSO主要振蕩周期在2—7年內(nèi)變化，峰值為4年左右。由以上分析可見，所謂ENSO現(xiàn)象，并不是哪一個半球的行為，而是兩半球大氣環(huán)流作用下，低緯度大氣-海洋相互作用的現(xiàn)象，其形成原因尚有待于進一步的研究。厄爾尼諾對氣候的影響以環(huán)赤道太平洋地區(qū)最為顯著。在厄爾尼諾年，印度尼西亞、澳大利亞、印度次大陸和巴西東北部均出現(xiàn)干旱，而從赤道中太平洋到南美西岸則多雨。許多觀測事實還證明，厄爾尼諾事件通過海氣作用的遙相關，還對相當遠的地區(qū)，甚至對北半球中

高緯度的環(huán)流變化亦有一定的影響。據(jù)研究當厄爾尼諾出現(xiàn)時，將促使日本列島及我國東北地區(qū)夏季發(fā)生持續(xù)低溫，并在有的年份使我國大部分地區(qū)的降水有偏少的趨勢。第三節(jié)海陸分布對氣候的影響

下墊面是大氣的主要熱源和水源，又是低層空氣運動的邊界面，它對氣候的影響十分顯著就下墊面差異的規(guī)模及其對氣候形成的作用來說，海陸間的差別是最基本的，并主要影響氣溫大氣水分和環(huán)流。一、海陸分布與氣溫（一）海陸與大氣熱量交換的差異

海洋和大陸由于物理性質(zhì)不同，在同樣的天文輻射之下，其增溫和冷卻有很大差異。海洋具有熱惰性，它增溫慢降溫亦慢，既是一個巨大的熱量存儲器，又是一個溫度調(diào)節(jié)器。大陸與之相反，它吸收的太陽輻射僅限于表層，熱容量又小，具有熱敏性。與同緯度海洋相比，大陸具有夏熱冬冷的特性。對流層大氣中的熱能主要得自下墊面，下墊面由于海陸不同，海-氣熱量交換與陸-氣熱量交換的情況大293.08×103J/cm2a不相同。海洋提供給大氣的年平均潛熱為，比提供給大氣的湍流顯熱50.24×103J/cm2a大得多，而大陸上兩者則相差不大，各約為104.67×103J/cm2a，上述這些差異必然導致海陸氣溫的顯著對比性。地球表面海陸面積大小的分布是很不對稱的，北半球陸地面積比南半球約大一倍（北半球陸地覆蓋率為39.3％，南半球只有19.2％），而北半球東半部的陸地面積又比西半部大兩倍。就北半球東半部而言，亞歐非大陸面積（約為7.34×107km2）同鄰近的太平洋、大西洋和印度洋（以一半面積計，約為9.34×107km2）比較大小相當。北半球的西半部則不然，海洋面

積（約8.24×107km2）遠比陸地面積（2.42×107km2）大，因此由于海陸物理性質(zhì)差異而引起的海陸氣溫對比，在亞歐非大陸和附近海洋就顯得特別的突出（見表6·5）。表6·5中，同在30°N地帶天文輻射應是完全相等的，但因海陸性質(zhì)不同就出現(xiàn)冷熱源的差異。從輻射差額來講，在表中所列舉的四個區(qū)域，除西藏高原部分地區(qū)外，皆獲得正值凈輻射，其中無論冬夏皆以海洋上為最多。通過顯熱輸送供給空氣直接增溫的熱量，在冬季（1月）以海洋表面為最大，平均有67.8W/m2，比同緯度的大陸上其他三個區(qū)域大1—7倍。這時

海洋上水溫比氣溫高，冬季海上風速大，因此蒸發(fā)強，提供給大氣的潛熱量更多，比大陸上其他三地區(qū)大1—65.8倍。由此可以看出，這時相對于大陸來講，海洋是大氣的“熱源”，大陸是“冷源”?？墒堑搅讼募荆?月），海洋上獲得的正值凈輻射在四個地區(qū)中雖屬最大，但通過顯熱方式供給空氣增溫的熱量卻最少（只有0.82W/m2）。而這時北非、阿拉伯干旱區(qū)提供空氣增溫的顯熱最多（達127.5W/m2），相當于同緯度海洋上的155倍。夏季海水溫度比空氣溫度低，風力又較冬季弱，海上蒸發(fā)反而比冬季小得多，提供給空氣的潛熱遠較冬季為小。

從表6·5中可以看出，在7月份除北非、阿拉伯干旱區(qū)外，太平洋中部提供給空氣的潛熱量亦比我國大陸東部和西藏高原小。再從潛熱通量加顯熱通量看來，夏季太平洋中部提供給空氣的總熱量亦比同緯度的大陸區(qū)域為小，因此相對于大陸來講，夏季海洋是個“冷源”，大陸是“熱源”。

（二）海陸氣溫的對比

海陸冷熱源的作用反映在海陸氣溫的對比上是十分明顯的。由表6·6可見，在緯度30°N上，從海平面到對流層上層，1月亞非大陸上

氣溫都比太平洋上氣溫低；7月相反，都是大陸上氣溫比海洋上高，二者的差值，7月比1月大。從全年來講，在500hPa等壓面上，每年10月到次年4月都是海上氣溫比陸上高；6—9月相反，海上氣溫比陸上要低；5、10月為轉(zhuǎn)變月（圖6·20）。

為了定量地明確同緯度地帶海陸氣溫的差異性，可用氣溫等距平線圖來表示。氣溫的距平值是該地氣溫與同緯圈平均氣溫之差值，在相同緯度、相同海拔高度的各站氣溫距平值，主要決定于海陸分布。從1月氣溫等距平線圖（圖6·21a）看，在中高緯度，北半球海陸氣溫差別十分顯著，在北大西洋上有最大的正距平（+24℃），亞洲北部有最大的負距平（-24℃），約在同一緯度帶上氣溫相差達48℃以上，它相當于赤道與極地年平均氣溫差值。

由圖6·21b可見，7月氣溫等距平線與緯線偏差亦很顯著，這時海陸氣溫最突出的差異出現(xiàn)在副熱帶緯度的冷洋流表面與大陸沙漠上。例如北非撒哈拉沙漠上7月平均氣溫達35℃以上，等溫線呈封閉形式，其氣溫距平為+12℃，而太平洋東岸（冷洋流）表面7月在20℃上下，其最大負距平為-8℃，在同一副熱帶緯度氣溫相差20℃。綜上所述可見，海陸氣溫的差異，在冬季的高緯度為最突出，在夏季則以副熱帶緯度最顯著，就全球而言，由于北半球海洋面積相對地比南半球小，所以北半球冬季比南半球冷，夏季比南半球熱。

二、海陸分布對大氣水分的影響

（一）對蒸發(fā)和空氣濕度的影響大氣中的水分主要得自下墊面的蒸發(fā)，海洋的蒸發(fā)量遠比大陸為多。仍以30°N的亞非大陸和太平洋為例來說明，無論冬、夏太平洋中部的蒸發(fā)量都比同緯度的大陸為多，特別是在冬季太平洋上的蒸發(fā)量比我國東部約大7倍，比北非、阿拉伯大26—27倍，因此冬季海洋是大氣的“水汽源”，大陸相對于海洋來講，則為“水汽匯”。夏季太平洋上的蒸發(fā)量與我國東部相差無幾，但和北非、阿拉伯干旱地區(qū)相比，則仍超過20余倍，這時海洋仍為大氣的“水汽源”，但強度遠較冬季為小（表6·5）。從濕度場的情況來看，無論在那一個層次，每年從12月到次年2月，亞非大陸是北半球上比濕最小的地區(qū)，比大西洋、太平洋小，也比北美大陸??；盛夏期間6—9月，東亞一帶，尤其南亞一帶是北半球濕度最大的地區(qū)，而太平洋卻為相對干區(qū)，4、5月和9月則是轉(zhuǎn)換月，這與海陸蒸發(fā)作用的年變化密切關聯(lián)。（二）對霧的影響

海上空氣潮濕，只要有適當?shù)钠搅鲗⑴瘽窨諝獯邓偷奖容^冷的海面，下層空氣變冷，極易達到飽和而凝結成平流霧，所以在海上，尤其是冷洋流表面，霧日極多。在緯度40°以上的大陸東岸和低緯度的大陸西岸都是冷洋流經(jīng)過地區(qū)，不但海面多霧，大陸近岸受海風影響，霧日也多。像日本北海道沿岸，北美紐芬蘭沿岸和加利福尼亞沿岸，南美秘魯和智利沿岸，北非加那利冷流沿岸，以及南非本格拉冷流沿岸，都是世界著名的多霧區(qū)域。

大陸上除了沿海地區(qū)受海風影響，霧日較多外，一般大陸內(nèi)部都是霧少霾多。陸地霧與海上霧有很多差異，主要表現(xiàn)在：陸地霧以輻射冷卻形成為主，盛行于冬季晴夜和清晨，近午時因日照強而蒸發(fā)消散，海面霧的形成以平流冷卻為主，春夏出現(xiàn)頻率最大，正午日照雖強也不能消散，只有當風向改變，風力增強，使氣流上下擾動時才被吹散。在大陸沿海地區(qū)多平流輻射霧，它是由濕空氣平流至陸上，再經(jīng)夜晚輻射冷卻，空氣達到飽和時而形成的。（三）對降水的影響

海陸分布對降水量的影響比較復雜，海洋表面空氣中水汽含量雖多，但要造成降水還必須有足夠的抬升作用，使?jié)窨諝馍仙浦掠辍慕邓某梢騺碇v，可分為對流雨、地形雨、鋒面雨和氣旋雨（包括溫帶氣旋和熱帶氣旋）數(shù)種。由于海陸物理性質(zhì)不同，這幾種降水出現(xiàn)的時間和降水量有顯著的差異。

1.對流雨形成對流雨的一個重要條件是空氣層結的不穩(wěn)定性。在大陸上夏季午后空氣層結最易達到不穩(wěn)定，在水汽充足和其它條件適宜時，就

會產(chǎn)生對流雨。海洋表面在夏季午間水溫往往比海面氣溫低，空氣層結很穩(wěn)定，尤其是冷洋流表面逆溫現(xiàn)象很顯著，只利于霧的形成，不會產(chǎn)生對流雨，只有在暖洋流表面，在冬季夜間，水溫比氣溫高，當天空有低云時，夜間云的上部空氣輻射散熱變冷，云下空氣有效輻射不強，下層又與暖水面接觸，因此下層氣溫較高，氣溫直減率大，才有利于對流雨的形成，或者在冬季大陸冷氣團移到暖洋流表面，氣團下層增暖，也會產(chǎn)生對流雨，但總的來講，海洋上的對流雨比大陸上為少，出現(xiàn)時間多在冬季夜間和清晨。

2.地形雨地形雨只會在大陸上出現(xiàn)，在盛行海洋氣流的迎風坡上最易形成。最著名的例子是印度的乞拉朋齊，它位于喜馬拉雅山的南坡，年平均雨量為11429mm，是世界上少有的多雨地區(qū)。

3.鋒面雨和氣旋雨海洋上的降水絕大多數(shù)是鋒面雨和氣旋雨。在副熱帶高壓盛行的洋面上，空氣中多下沉氣流，空氣層結又很穩(wěn)定，所以年雨量很少，年平均值在300mm以下，在海岸的冷洋流地帶年雨量甚至在100mm以下，是海洋上的“干旱”氣

候區(qū)?？墒窃诰暥?0°—60°的海洋表面年降水量卻在1000mm以上，這是鋒面和溫帶氣旋經(jīng)常在這里經(jīng)過所產(chǎn)生的降水，海面平滑，氣旋中的旋轉(zhuǎn)氣流不易遭到破壞，水汽又甚充足，在冬季鋒面氣旋發(fā)達，所以海上氣旋雨冬季特別豐富，在熱帶暖洋流表面熱帶氣旋盛行，是海洋上另一多雨地帶。

在溫帶大陸西岸，氣旋活動頻繁，尤其是在冬季，南北氣溫差異大，鋒面氣旋最強，所以氣旋雨也很多。愈向內(nèi)陸，海洋氣團變性愈甚，空氣愈來愈干燥，降水量就逐漸減少，到了大陸中心就形成干旱沙漠氣候。北半球大陸面積大，特別是亞歐大陸東西延伸范圍很廣，內(nèi)陸地區(qū)受不到海洋氣團影響，所以出現(xiàn)大片干旱、半干旱氣候；在南半球由于大陸面積較小，內(nèi)陸干旱區(qū)域也相應地比北半球小。

三、海陸分布與周期性風系由于海陸分布引起氣溫差異而造成的周期性風系有以一日為周期的海陸風和以一年為周期的季風。

（一）海陸風白天，風從海洋吹向陸地；夜晚，風從陸地吹向海洋，這種風稱為海陸風。

海陸風的形成是當白天在日射下，陸地增溫快，陸上氣溫比鄰近海上高，陸上暖空氣膨脹上升，到某一高度上，因其氣柱質(zhì)量增多，氣壓遂比海上同一高度平面上為高，等壓面便向海洋傾斜（圖6·23a），空氣由大陸流向海洋。因此在下層地面上陸地的空氣質(zhì)量減少，地面氣壓因而下降，而海洋因上層有大陸空氣的流入，空氣質(zhì)量增多，海面氣壓升高，于是在下層便產(chǎn)生自海洋指向陸地的水平氣壓梯度力形成海風。夜間，陸地輻射冷卻比海面快，陸上空氣冷卻收縮，致使上層氣壓比海面上同高度的氣壓低，等壓面由海洋向陸地傾斜（圖6·23b），地面氣壓比海面氣壓高，于是形成了同白天相反的熱力環(huán)流，下層風由陸地吹向海洋，這就是陸風。這種由于海陸熱力差異而產(chǎn)生的氣壓梯度是比較小的，只有當大范圍水平氣壓場比較弱時才能顯現(xiàn)出來。在熱帶地區(qū)，氣溫日變化較大，特別是冷洋流經(jīng)過的海岸地帶，海陸風最強烈，全年都可出現(xiàn)。溫帶地區(qū)海陸風較弱，主要在夏季出現(xiàn)。海陸風深入陸地的距離因地而異，一般為20—50km。海陸風對濱海地區(qū)的氣候有一定的影響，白天吹海風，海上水汽輸入大陸沿岸，往往形成霧或低云，甚至產(chǎn)生降水，同時還可以降低沿岸的氣溫，使夏季不致于十分炎熱。

（二）季風

大范圍地區(qū)的盛行風隨季節(jié)而有顯著改變的現(xiàn)象，稱為季風。所謂有顯著改變有各種不同的說法，目前比較流行的觀點是：1月與7月盛行風向的變移至少有120°，1月與7月盛行風向的頻率超過40％，至少在1月或7月中有1個月的盛行風的平均合成風速超過3m/s。這種隨季節(jié)而改變的風，冬季由大陸吹向海洋，夏季由海洋吹向大陸，隨著風向的轉(zhuǎn)變，天氣和氣候的特點也跟著發(fā)生變化。

季風的形成與多種因素有關，但主要的是由于海陸間的熱力差異以及這種差異的季節(jié)變化，其它如行星風帶的季節(jié)移動和廣大高原的熱力、動力作用亦有關系，而這幾者又是互相聯(lián)系著的。在夏季大陸上氣溫比同緯度的海洋高，氣壓比海洋上低，氣壓梯度由海洋指向大陸，所以氣流分布是從海洋流向大陸的（圖6·21a），形成夏季風，冬季則相反，因此氣流分布是由大陸流向海洋，形成冬季風（圖6·24b）。

季風形成的原理與海陸風基本相同，但海陸風是由海陸之間氣壓日變化而引起的，僅出現(xiàn)在沿海地區(qū)。而季風是由海陸之間氣壓的季節(jié)變化而引起的，規(guī)模很大，是一年內(nèi)風向隨季節(jié)變化的現(xiàn)象。世界上季風區(qū)域分布甚廣，而東亞是世界上最著名的季風區(qū)。這主要是由于太平洋是世界最大的大洋，亞歐非是世界最大的大陸并且東西延伸甚廣，東亞居于兩者之間，海陸的氣溫對比和季節(jié)變化都比其它任何地區(qū)顯著，再加上青藏高原的影響（詳見本章第四節(jié)），所以東亞季風特別顯著，其范圍大致包括我國東部、朝鮮、韓國和日本等地。

冬季，亞洲大陸為蒙古-西伯利亞高壓所盤據(jù)，高壓前緣的偏北風就成為亞洲東部的冬季風。由于各地處于高氣壓的部位不同，各地冬季風的方向并不完全相同，由北而南依次為西北風、北風和東北風。由于蒙古-西伯利亞高壓比較強大，由陸向海，氣壓比較陡峻，所以風力較強。夏季，亞洲大陸為熱低壓所控制，同時太平洋副熱帶高壓西伸北進，因此高低壓之間的偏南風就成為亞洲東部的夏季風，由于此時氣壓梯度比冬季小，所以夏季風比冬季風弱。

東亞季風對我國、朝鮮半島、日本等地區(qū)的天氣和氣候影響很大，在冬季風盛行時，這些地區(qū)是低溫、干燥和少雨，而在夏季風盛行時是高溫、濕潤和多雨。亞洲南部的季風，主要是由行星風帶的季節(jié)移動而引起的，但也有海陸熱力差異的影響，以印度季風為例，冬季行星風帶南移，赤道低壓移到南半球，亞洲大陸冷高壓強大，高壓南部的東北風就成為亞洲南部的冬季風。夏季行星風帶北移，赤道低壓移到北半球，再加上大陸熱力因子的作用，低壓中心出現(xiàn)在印度半島。而此時正是南半球的冬季，澳大利亞是一個低溫高壓區(qū)，氣壓梯度由南向北，南來氣流跨越赤道后，受北半球地轉(zhuǎn)偏向力的作用，形成西南風，這就是南亞的夏季風。在季風的影響下，南亞也是冬干夏濕，但是它和東亞季風有一個明顯差別，即南亞夏季風比冬季風強。這是因為冬季亞洲南部遠離蒙古-西伯利亞高壓中心，并有西藏高原的阻擋，再加上印度半島面積較小，緯度較低，海陸之間的氣壓梯度較弱，因此冬季風不強。相反，夏季印度半島氣溫特別高，是熱低壓中心所在，它與南半球副高之間的氣壓梯度大，因此南亞的夏季風強于冬季風。

四、海洋性氣候與大陸性氣候由于海陸分布對氣候形成的巨大作用，使得在同一緯度帶內(nèi)，在海洋條件下和在大陸條件下的氣候具有顯著差異。前者稱為海洋性氣候，后者稱為大陸性氣候。區(qū)別海洋性氣候與大陸性氣候的指標很多，最主要表現(xiàn)在氣溫和降水兩方面。

（一）氣溫指標海洋性氣候與大陸性氣候在氣溫上的標志一般用氣溫日較差、氣溫年較差、年溫相時、春秋溫差值和大陸度等幾個指標表示，氣溫較差還和所在地緯度有關（圖6·25）。

在赤道附近AC與AM都很小，只有DC與DM差別顯著。在南半球因大陸面積小，只有在中緯度AC、AM間和DC、DCM間的差值都很大，這和海陸分布的形勢關系十分密切。

海洋上氣溫年較差比大陸上小，可從海-氣熱交換與陸-氣熱交換的年變程上得到最好的說明。圖6·26和6·27分別表示太平洋上T站（29°N，135°E）、重慶（29°N，106°E）的熱量平衡年變化，這兩個站的緯度相同，天文輻射是相等的。從輻射差額來講，T站所獲得的正值凈輻射比重慶多。從海-氣的總能量交換看來，是冬季多、夏季少。無論是顯熱交換還是潛熱交換，年變化曲線的起伏形勢都與輻射差額相反。而重慶這兩條曲線的起伏形勢是相同的。再看表6·7，太平洋上T站夏季供給空氣的顯熱只有2.6W/m2，而重慶地面供給空氣的顯熱卻有12.7W/m2，相當于T站的5倍。顯熱是能直接使空氣增溫的，這就使得重慶夏季的氣溫比T站高。而冬季則相反，T站提供的顯熱有48.7W/m2，而重慶為8.2W/m2。這必然使得重慶冬季的氣溫比T站低得多。相對于重慶來說，T站是冬暖夏涼，氣溫的年較差小。重慶則