第七章氣侯與其形成因子氣侯的概念與形成一、氣侯與天氣的關(guān)系天氣是氣侯的基礎(chǔ)，氣侯是天氣的綜合。天氣是大氣物理過程的短時或瞬時狀態(tài)，而氣侯則是長時段的氣象要素的周期表現(xiàn)。3、與天氣相比，氣侯具有穩(wěn)定性和地區(qū)性。二、中國氣侯的基本特征1、季風(fēng)性顯著：表現(xiàn)在風(fēng)、溫度、降水上2、大陸性強：表現(xiàn)在降水和溫度上多種多樣化三、氣侯的形成因子（一）太陽輻射的作用太陽輻射能量與一個地方的太陽高度和晝夜長短有關(guān)，太陽高度和晝夜長短承受季節(jié)變化而變化，導(dǎo)致太陽輻射也具有季節(jié)性的周期變化，因太陽輻射能量在空間分布的不均和下墊面特性的不同，造成了地面和大氣中熱量分布不均，使各地氣侯產(chǎn)生差異，所以氣侯也具有規(guī)律性的季節(jié)變化（二）大氣環(huán)流的作用在高低緯度和海陸之間，由于冷熱不均，會出現(xiàn)氣壓差異，引起大氣環(huán)流，通過大氣環(huán)流，在它們之間進行熱量與水汽的輸送和交換，兩種性質(zhì)不同的氣流會合還能產(chǎn)生鋒、氣旋等天氣系統(tǒng)，從而形成云和降水，引起氣侯的變化，此外，季風(fēng)環(huán)流也導(dǎo)致氣侯的季節(jié)性變化。1、環(huán)流與熱量輸送（1）赤道與極地間的熱量輸送（2）海陸間的熱量傳輸2、大氣環(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、降水和徑流四者來實現(xiàn)的。以副熱帶高壓為中心，通過信風(fēng)和盛行西南風(fēng)（北半球）將水汽分別向南和向北作經(jīng)向的輸送。（三）下墊面的作用下墊面是指地面狀況，包括水陸、地形、植被、冰雪覆蓋等，下墊面特性不僅影響輻射過程，還決定氣團的物理性質(zhì)和氣團變性，從而影響氣侯的形成。主要表現(xiàn)為海陸分布的作用，地形的作用和洋流的作用（四）人類活動的影響人類主要是通過對下墊面性質(zhì)的改變來影響氣侯的，如灌溉、砍伐森林、墾荒、興修水利、城市建設(shè)和海洋污染等，可改變下墊面的反射率、粗糙度和水熱平衡，其次，由于人類活動改變了一部分大氣的組成成分，增加了空氣中的微塵、雜質(zhì)和二氧化碳的含量，影響了大氣對輻射能的收支，改變了輻射差額和熱量平衡，導(dǎo)致氣侯發(fā)生變化，此外，人類的生活、生產(chǎn)活動，大量消耗能源，產(chǎn)生愈來愈多的人為熱，可使世界平均氣溫升高。第二節(jié)氣候帶和氣候型一、氣候帶和氣候型的概念在地球上，根據(jù)緯度劃分幾個帶狀氣侯區(qū)域，同一區(qū)域氣侯特征比較一致，稱氣侯帶。南北半球各劃分為赤道氣候帶、熱帶氣候帶、副熱帶氣候帶、暖溫帶氣候帶、冷溫帶氣候帶、極地氣候帶6個氣侯帶。在同一氣侯帶內(nèi)由于地理環(huán)境的不同，可形成不同的氣侯特點，稱氣侯型。相反，在不同的氣侯帶內(nèi)由于地理環(huán)境近似，可出現(xiàn)同類的氣侯型。（一）海洋性氣侯與大陸性氣侯海洋性氣侯特征：氣溫的日、年較差均較小，高低溫度出現(xiàn)時間較遲，秋溫較春溫高，年降水量季節(jié)分配較均勻，冬半年略多于夏半年，全年濕度高、云霧多、日照少、風(fēng)速較強勁2、大陸性氣侯特征：日照豐富，氣溫日、年較差均較大，高低溫度出現(xiàn)時間較早，春溫高于秋溫，年降水量集中在夏季，冬季則甚干燥，降水變率較大（二）季風(fēng)氣侯與地中海氣侯季風(fēng)氣侯特征：夏季高溫多雨，冬季寒冷干燥，夏季受海洋性氣團的影響，冬季受大陸性氣團的影響地中海氣侯特征：夏季高溫干旱，冬季溫和多雨,冬季受海洋性氣團的影響，夏季受大陸性氣團的影響（三）草原氣侯與沙漠氣侯1、沙漠氣候型：降水稀少，陽光強烈，日溫差很大，氣候干燥，成云致雨機會少，植被缺乏。

2、草原氣候型：溫帶草原，冬寒夏暖，年降雨量小于450mm；熱帶草原，夏濕熱冬暖干，年降雨量在200～750mm之間，降水只能滿足草本植物生長，不能滿足禾本類作物需要。

兩種氣侯類型在性質(zhì)上都屬大陸性氣侯，它們的氣侯特征是降水量少而又集中在夏季，蒸發(fā)快，雨量小，溫差大（四）高山氣侯與高原氣侯1、高原氣候型：冬天是個冷源，夏天是個熱源，太陽輻射強，降水少，溫差大，氣候單調(diào)，屬大陸性氣候。

2、高山氣候型：高山面積小，隨高度升高，氣溫降低，0.65℃/100m，降水多（特別在迎風(fēng)坡）有效輻射大，風(fēng)大，氣候豐富，屬海洋性氣候。二、氣候帶和氣候型的劃分氣候帶與氣候型的劃分有多種方法，概括起來可分實驗分類法和成因分類法兩大類。實驗分類法是根據(jù)大量觀測記錄，以某些氣候要素的長期統(tǒng)計平均值及其季節(jié)變化，來與自然界的植物分布、土壤水分平衡、水文情況及自然景觀等相對照來劃分氣候帶和氣候型。柯本(w．P．K6Ppen)、桑斯威特(C．W．丁hornthwaite)、沃耶伊柯夫和杜庫洽夫等分別為這一大類的代表。成因分類法是根據(jù)氣候形成的輻射因子、環(huán)流因子和下墊面因子來為分氣候帶和氣候型。一般是先從輻射和環(huán)流來劃分氣候帶；然后再就大陸東西岸位置、海陸影響、地形等因子與環(huán)流相結(jié)合來確定氣候型。這一派的學(xué)者很多．最著名的有阿里索夫弗隆、特爾真、和斯查勒。1、柯本氣候分類法2、斯查勒氣候分類法三、氣候分類法評議上述氣候分類法，各有其優(yōu)缺點?？卤練夂蚍诸惙ǖ膬?yōu)點是系統(tǒng)分明，各氣候類型有明確的氣溫或雨量界限，易于分辨；符號簡單，便于應(yīng)用，便于借助計算機進行自動分類和檢索；所用的氣溫和降水量指標(biāo)是經(jīng)過大量實測資料的統(tǒng)計分析，聯(lián)系自然植被而制定的，與自然景觀森林、草原、沙漠、苔原等對照比較符合；分類所依據(jù)的氣溫和降水資料是最基本的氣候資料，易于獲得，且來源廣泛，記錄時間長，有利于在全球范圍內(nèi)推廣應(yīng)用；各種氣候特征用各級字母來代表，易于在圖上表示，因此這種分類法曾被世界各國廣泛采用，迄今未衰。但缺點主要表現(xiàn)在以下兩個方面。1．關(guān)于干燥帶的劃分問題柯本用年平均降水量與年平均溫度的經(jīng)驗公式來計算干燥指標(biāo)，這是十分牽強的，實際上氣候的干燥程度與氣溫和降水的關(guān)系并不那么簡單。再者，干燥氣候并不能與A、c、D、E等四帶相提并論。后者是按氣溫來分帶的，大體上具有與緯線相平行的地帶性，而干燥氣候的形成有幾種原因：①有的是在副熱帶高壓控制下，受下沉氣流的影響(如副熱帶沙漠)；②有的是因為處于信風(fēng)帶的背風(fēng)面，受不到海風(fēng)的影響(如熱帶沙漠)；③有的是因處在冷洋流海岸，逆溫現(xiàn)象嚴(yán)重(加熱帶大陸西岸沙漠)；④有的是地處內(nèi)陸，終年受大陸氣團控制(如溫帶沙漠)。這些干燥氣候在A、c、D幾個氣候帶內(nèi)都可出現(xiàn)。各種干燥氣候的干燥程度雖然相似，但其晝夜長短、氣溫的午變化、日變化和其它天氣條件并不相同，因它們各自所在的緯度帶而異。因此，干燥氣候只能作為A、C、D帶內(nèi)的一種氣候型，并不能單獨列為一個氣候帶。2．關(guān)于高度因素的問題柯本在進行氣候分類時只注意氣溫和降水量等數(shù)值的比較，忽視了高地氣溫、降水的垂直變化與水平緯度地帶的差異。在柯本世界氣候分類因上，除A類和正類氣候完全適合緯度帶原則外，其余的氣候類型在很大程度上不是帶狀分布。例如我國黃河下游、長江流域部分地區(qū)、云貴高原和印度德干高原等地部屬于Cwa類，這樣就把溫帶、副熱帶和熱帶二個不同緯度帶的季風(fēng)氣候混為一談了，這顯然是不合理的?？傊?，柯本氣候分類法的—個最大缺點是只注意氣候要素數(shù)值的分析和氣候表面特征的描述，忽視了氣候的發(fā)生發(fā)展和形成過程。斯查勒分類法是一種動力氣候分類法。他根據(jù)氣團的源地和鋒面的位置以及它們的移動來劃分氣候帶和氣候型。他的分類法重視氣候的形成因素，把高地氣候(H)與低地氣候區(qū)分開來，照顧了氣候的緯度地帶性以及大陸東西岸和內(nèi)陸納差異性。同時，又和土壤水分收支平衡結(jié)合起來，界限清晰，干燥氣候與濕潤氣候的劃分明確細致，在農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和農(nóng)田水利建設(shè)上又具有實用價值，是目前比較好的一種世界氣候分類法。但斯查勒氣候法也有其不足之處，他對季風(fēng)氣候沒有足夠的重視。在東亞、南亞和澳大利亞北部是世界季風(fēng)氣候最發(fā)達的區(qū)域，在應(yīng)用動力方法進行世界氣候分類時，季風(fēng)這個因子是不容忽視的。在斯查勒氣候分類中把我國的副熱帶季風(fēng)氣候、溫帶季風(fēng)氣候與北美東部的副熱帶濕潤氣候、溫帶大陸性濕潤氣候等同起來。又把我國南方的熱帶季風(fēng)氣候與非洲、南美洲的熱帶干濕季候等同起來，這都是不妥當(dāng)?shù)?。編者認(rèn)為，從環(huán)境地學(xué)角度來講，世界氣候分類應(yīng)從發(fā)生學(xué)的觀點出發(fā)，綜合考慮氣候形成諸因子，包括太陽輻射、大氣環(huán)流、海陸、洋流、地形及地表覆蓋物(冰雪、土壤、植被)等：同時也應(yīng)從生產(chǎn)實踐觀點出發(fā)，根據(jù)各地氣候的典型特征，舍小異，取大同，采取與人類生活和生產(chǎn)建設(shè)密切相關(guān)的要素來進行分類。氣候帶與氣候型的名稱應(yīng)以氣候條件本身來確定，基于上述原則，根據(jù)地球上輻射能的收支和世界大氣環(huán)流的形勢，編者將世界氣候分為低緯度、中緯度和高緯度三大氣候帶。由于下墊面的高度不同，對于大氣的熱量、水分和運動狀況，影響極大，因此必須劃分低地氣候與高地氣候兩大系統(tǒng)。同時必須指出，高地氣候亦因所處緯度帶不同而具有其所在緯度的“烙印”。例如，赤道高山氣候的垂直分異就遠較中、高緯度的高山為復(fù)雜。在各緯度帶內(nèi)，又因海陸物理性質(zhì)的差異，特別是像亞、歐、非這樣世界最大的大陸，它和其鄰近的最大大洋太平洋之間的冬夏冷熱源差異，以及行星風(fēng)帶的季節(jié)移動和地形(如青藏高原)等的綜合影響，形成了季風(fēng)環(huán)流，從而產(chǎn)生了東亞、南亞和澳大利亞北岸等地的季風(fēng)氣候。就全球來講，季風(fēng)氣候的面積相當(dāng)大，因此，這一極其重要的氣候形成因子和氣候現(xiàn)象，在氣候分類中必須明確提出。季風(fēng)氣候的劃分指標(biāo)為：①當(dāng)?shù)囟氖⑿酗L(fēng)向有明顯的季節(jié)變化，其變移角度至有1200；②隨著冬夏季風(fēng)的更替，有干濕季的明顯變化。必須具備上述兩個條件，才能劃為季風(fēng)氣候。季風(fēng)氣候又因所在緯度不同而劃分為熱帶、副熱帶和溫帶季風(fēng)氣候等類型。編者以斯查勒的動力氣候分類法為基礎(chǔ)，按照上述原則，加以適當(dāng)修改，將全球氣候分為三個緯度帶16個氣候型。第三節(jié)各緯度帶氣候一、低緯度氣候低緯度的氣候主要受赤道氣團和熱帶氣團所控制。全年地—氣系統(tǒng)的輻射差額是入超的，因此氣溫全年皆高，最冷月平均氣溫在15℃一18℃以上。影響氣候的主要環(huán)流系統(tǒng)有赤道氣流輻合帶、沃克環(huán)流、信風(fēng)、赤道西風(fēng)、熱帶氣旋和副熱帶高壓，有的年份會出現(xiàn)厄爾尼諾現(xiàn)象。由于上述環(huán)流系統(tǒng)的季節(jié)移動，導(dǎo)致降水量的季節(jié)變化，在厄爾尼諾現(xiàn)象出現(xiàn)時，引起降水分布的明顯異常，全年可能蒸散量在l300mm以上。本帶可分為五個氣候型，其中熱帶干旱與半干旱氣候型又可劃分為三個亞型。1.赤道多雨氣候赤道多雨氣候位于赤道及其兩側(cè)，大約向南、向北伸展到50—100左右，各地寬窄不一，主要分布在非洲扎伊爾河流域、南美亞馬遜河流域和亞洲與大洋洲間的從蘇門答臘島到伊里安島一帶。典型臺站：秘魯?shù)囊粱兴?圖7·6)。這里全年正午太陽高度角都很大，因此長夏無冬，各月平均氣溫在25℃一28℃，年平均氣溫在26℃左右。絕對最高氣溫很少超過38℃，絕對最低氣溫也極少在18℃以下；氣溫年較差一般小于3℃，日較差可達6℃一12℃，全年多雨，無干季，年降水量在2000mm以上，最少月在60mm以上。全年皆在赤道氣團控制下，風(fēng)力微弱，以輻合上升氣流為主，多雷陣雨，天氣變化單凋，降水量的年際變化很大。這與赤道輻合帶位置的變動有關(guān)、例如新加坡平均年降水量為2282mm，最濕年(4031mm)相當(dāng)于最干年(83lmm)的近5倍。由于全年高溫多雨，各月平均降水量皆大于可能蒸散量，土壤儲水量皆達最大值(300mm)、適于赤道雨林生長。2.熱帶海洋性氣候熱帶海洋性氣候出現(xiàn)在南北緯100一250信風(fēng)帶大陸東岸及熱帶海洋中的若干島嶼上，如加勒比海沿岸及諸島、巴西高原東側(cè)沿海、馬達加斯加?xùn)|岸、夏威夷群島等。典型臺站：哈瓦那。這里正當(dāng)迎風(fēng)海岸，全年盛行熱帶海洋氣團(Tm)，氣候具有海洋性，最熱月平均氣溫在28℃上下，最冷月平均氣溫在18℃一25℃間，氣溫年較差、日較差皆小，如哈瓦拉年較差僅5.6℃，年降水量在1000mm以上，一般以5—10月較集中，無明顯干季，除對流雨、熱帶氣旋雨外，沿海迎風(fēng)坡還多地形雨。3.熱帶干濕季氣候熱帶干濕季氣候出現(xiàn)在緯度50—150左右，也有伸達250有的，主要分布在上述緯度的中美、南美和非洲。典型臺站：廷博*這里當(dāng)正午太陽高度角較小時，位于情風(fēng)帶下，受熱帶大陸氣團控制，盛行下沉氣流，是為干季。當(dāng)正午太陽高度角大時，赤道氣流輻合帶穆來，有潮濕的輻合上升氣流，是為雨季。一年中至少有l(wèi)一2個月為干季。濕季中蒸散量小于降水量。全年降水量在750一1600mm左右，降水變率很大。近年來非洲熱帶干濕季氣候區(qū)出現(xiàn)嚴(yán)重旱象,全年高溫,最冷月平均氣溫在16℃一18℃以上，熱季出現(xiàn)在干季之末，如廷博最高溫出現(xiàn)在3月。4.熱帶季風(fēng)氣候熱帶季風(fēng)氣候出現(xiàn)在緯度10。到回歸線附近的亞洲大陸東南部如我國臺灣南部、雷州半島和海南島；中南半島；印度半島大部；菲律賓；澳大利亞北部沿海等地。典型臺站：柯欽。這里熱帶季風(fēng)發(fā)達，一年中風(fēng)向的季節(jié)變化明顯。在熱帶大陸氣團(Tc)控制時，降水稀少。而當(dāng)赤道海洋氣團(E)控制時，降水豐沛，又有大量熱帶氣旋雨，年降水量多，一般在1500-2000mm，集中在6—10月(北半球)。全年高溫，年平均氣溫在20℃以上，年較差在3℃一10℃左右，春秋極短。5.熱帶干旱與半干旱氣候型熱帶干旱與半干旱氣候出現(xiàn)在副熱帶及信風(fēng)帶的大陸中心和大陸西岸。在南、北半球各約以回歸線為中心向南北伸展，平均位置約在緯度150-250問。因干旱程度和氣候特征不同，可分三個亞型；5a、5b和5c。二、中緯度氣候中緯度氣候主要存在于熱帶氣團和極地氣團相互角逐的地帶。該地帶一年中輻射能收支差額的變比比較大，春、夏、秋、冬四季分明，最冷月的平均氣溫在15℃一18℃以下，有4—12個月月平均氣溫在10℃以上。全年可能蒸散量在130-52.5cm之間，影響氣候的主要環(huán)流系統(tǒng)有極鋒、盛行西風(fēng)、溫帶氣旋和反氣旋、副熱帶高壓和熱帶氣旋等。天氣的非周期性變化和降水的季節(jié)變化都很顯著。再加上北半球中緯度地帶大陸面積較大，海陸的熱力對比和高聳龐大地形的影響，使得本帶氣候更加錯綜復(fù)雜。本帶共分8個氣候型。6.副熱帶干旱與半干旱氣候該氣候型位于熱帶，在熱帶干旱氣候向高緯度的一側(cè)，約在南北緯250-350的大陸西岸和內(nèi)陸地區(qū)。它也是在副熱帶高壓下沉氣流和信風(fēng)帶背岸風(fēng)的作用下形成的。因干旱程度不同可分干旱6a，與半干旱6b兩亞型。6a副熱帶干旱氣候：亦只有少云、少雨、日照強和夏季氣溫特高等待征。如尤馬最熱月平均最高溫高達330，但涼季氣溫比5a型低，氣溫年較差達20℃以上。涼季有少量氣旋雨．土壤蓄水量略大于5a型。6b副熱帶半干旱氣候位于6a區(qū)外緣。夏季氣溫比6a型任，如北非利比亞的班加西盛夏最熱月平均氣溫為26℃，冬季降水量比6a型稍多。7.副熱帶季風(fēng)氣候副熱帶季風(fēng)氣候位于副熱帶亞歐大陸東岸、約以300N為中心，向南北各伸展50左右。它是熱帶海洋氣團與極地大陸氣團交綏角逐地帶，夏秋間又受熱帶氣旋活動的影響。典型臺站：上海。一年中冬季風(fēng)來自大陸．夏季風(fēng)來自海洋。夏熱冬溫．最熱月平均氣溫在220以亡．最冷月在0℃——15℃左右，年較差約在15℃一25℃左右?？梢猿霈F(xiàn)短時間霜凍．無霜期在240天以上。四季分明，降水量在750—l000mm以上，夏雨較集中，無明顯干季。8.副熱帶濕潤氣候副熱帶濕潤氣候位于南北美洲、非洲和澳大利亞太陸副熱帶東岸。由于所處大陸面積小，未形成季風(fēng)氣候。典型臺站，查爾斯頓。這里冬夏溫差比季風(fēng)區(qū)小，一年中降水分配比季風(fēng)區(qū)均勻。9．副熱帶夏干氣候(地中海氣候)該帶位于副熱帶大陸西岸，緯度300-400之間的地帶，包括地中海沿岸、美國加利福尼亞州沿岸、南非和澳大利亞南端。這里受副熱帶高壓季節(jié)移動的影響，在夏季正位于副高中心范圍之內(nèi)或在其東緣，氣流是下沉的，因此干燥少雨，日照強烈。冬季副高移向較低緯度，這里受極鋒影響，鋒面氣旋活動頻繁，帶來大量降水。全年降水量在300-1000mm左右。冬季氣溫比較暖和．最冷月平均氣溫在4—10℃左右。因夏溫不同，分為兩個亞型。9a涼夏型：貼近冷洋流沿岸，夏季涼爽多霧，少雨。最熱月平均氣溫在22℃以下，最冷月平均氣溫在10℃以上。如蒙持雷，氣溫年較差小，僅6.7℃。9b暖夏型：離海岸較遠，夏季干熱，最熱月平均氣溫在22℃以上，冬季溫和濕潤，年較差稍大。如那不勒斯年較差為16℃。10.溫帶海洋性氣候溫帶海洋性氣候分布在溫帶大陸西岸，緯度約在40-600，包括歐洲西部,阿拉斯加南部、加拿大的哥倫比亞、美國華盛頓和俄勒岡兩州、南美洲40-600S西岸、澳大利亞的東南角，包括塔斯馬尼亞島和新西蘭等地。這些地區(qū)終年盛行西風(fēng)，受溫帶海洋氣團控制，沿岸有暖洋流經(jīng)過。冬暖夏涼，最冷月氣溫在0℃以上，如布勒斯持為7．2℃(圖7·19)，最熱月在22℃以下，氣溫年較差小，約在6℃一14℃左右。全年濕潤有雨，冬季較多，年降水量約在750—l000mm上下，迎風(fēng)山地可達2000mm以上。11.溫帶季風(fēng)氣候溫帶季風(fēng)氣候出現(xiàn)在亞歐大陸東岸緯度350-550地帶，包括中國的華北和東北，朝鮮大部，日本北部及俄羅斯遠東部分地區(qū)。典型臺站：北京。冬季盛行偏北風(fēng)寒冷干燥，最冷月平均氣溫在0℃以下，南北氣溫差別大。夏季盛行東南風(fēng)，溫暖濕潤，最熱月平均氣溫在20℃以上，南北溫差小。氣溫年較差比較大，全年降水量集中于夏季，降水分布由南向北，由沿海向內(nèi)陸減少。天氣的非周期性變化顯著，冬季寒潮爆發(fā)時，氣溫在24h內(nèi)可下降10余度甚至20余度。12.溫帶大陸性濕潤氣候出現(xiàn)在亞歐大陸溫帶海洋性氣候區(qū)的東側(cè)，北美l000w以東的溫帶地區(qū)。典型臺站：莫斯科。冬季寒冷，有少量氣旋性降水，這是由于由海洋吹來的西風(fēng)入陸較深，海洋氣團已經(jīng)變性的緣故。夏季降水量較多，但不像季風(fēng)區(qū)那樣高度集中。13.溫帶干旱與半干旱氣候溫帶干旱與半干旱氣候區(qū)在北半球占有很大面積，分布在35一500N的亞洲和北美大陸中心部分。終年在大陸氣團控制下，因此氣候干燥。在南半球南美洲南端阿根廷的大西洋冷洋流沿岸．正當(dāng)西風(fēng)帶的雨影區(qū)域，又有安策斯山脈屏峙，西風(fēng)過山后下沉，因此全年少雨形成巴塔哥尼亞干旱氣候區(qū)。因干旱程度不同又可分兩個亞型.在中緯度的副熱帶季風(fēng)氣候和濕潤氣候中，以常綠闊葉林較多。在地中海氣候中，因夏季干燥，樹葉多是堅硬革質(zhì)化的，自然景觀以硬葉常綠灌木林為主。在溫帶海洋性氣候、溫帶季風(fēng)氣候和溫帶大陸性濕潤氣候三種氣候類型區(qū)域中，自然植被在偏南地區(qū)以夏綠闊葉林為主．愈向北方因冬溫愈低，闊葉樹較難生長，乃逐漸混有大量針葉樹種，因此稱為針闊混交林。在干旱氣候區(qū)，只有耐旱力極強的小灌木和草類能夠生長，自然景觀為各種性質(zhì)的荒漠。在半干旱氣候區(qū)．因水分條件較好，自然景觀為草原(矮草)。三、高緯度氣候高緯度氣候帶盛行極地氣團和冰洋氣團。在冰洋氣團與極地氣團交綏的冰洋鋒上有氣旋活動，自西向東移進。這里地—氣系統(tǒng)的輻射差額為負(fù)值，所以氣溫低，無真正的夏季。空氣中水汽含量少，降水量小，但因蒸發(fā)弱，年可能蒸散量小于52.5cm，又因有凍土，排水不暢，所以沒有干旱型。隨著緯度的變化，可分為三個氣候型。14.副極地大陸性氣候分布在500N或550N到650N地區(qū)，包括亞歐大陸的斯堪的納維亞半島(南部除外)，芬蘭和前蘇聯(lián)大部(圖7．5)以及北美從阿拉斯加經(jīng)加拿大到拉布拉多和紐芬蘭的大部。年可能蒸散量在35cm到52.5m之間。這里冬季長而嚴(yán)寒，一年中至少有9個月為冬季。加拿大的沃米利恩堡和俄羅斯的雅庫次克一年中分別有6、7個月月平均氣溫在0℃以下，在10℃以上的只有3個月，植物生長期一般只有50-75天左右。該氣候型所在地區(qū)冬季黑夜時間長，正午高度角小，在亞歐大陸中部和偏東地區(qū)又為冷高壓中心，風(fēng)小、云少、地面輻射冷卻劇烈，大陸性最強，冬溫極低。在西伯利亞的維爾雷揚斯克1月平均氣溫競低到-50℃，而附近的絕對最低氣溫曾降至-73℃，有世界“寒極”之稱。夏季白晝時間長，7月平均氣溫在15℃以上，氣溫年較差特大。全年降水量甚少，在東西伯利亞不超過380mm，在加拿大不超過500mm，集中于暖季降落，冬雪較少，但蒸發(fā)弱，融化慢，每年有5—7個月的積雪覆蓋，積雪厚度在600一700mm左右，土壤凍結(jié)現(xiàn)象嚴(yán)重。由于暖季溫度適中(在10℃以上)又有一定降水量，適宜針葉林生長，又稱為雪林氣候。15.極地長寒氣候(苔原氣候)分布在北美洲和亞歐大陸的北部邊緣、格陵蘭沿海的一部分和北冰洋中的若干島嶼中。在南半球則分布在馬爾維納斯群島(福克蘭群島)、南設(shè)得蘭群島和南奧克尼群島等地。年可能蒸散量小于35cm。全年皆冬，一年中只有1—4個月月平均氣溫在0-10℃左右。其緯度位置已接近或位于極圈以內(nèi)，所以極晝、極夜現(xiàn)象已很明顯。在極夜期間氣溫很低，但因鄰近海洋比前述的副極地大陸性氣候尚稍高，如烏佩尼維克位于格陵蘭西岸，其最冷月平均氣溫為-23．3℃。內(nèi)陸地區(qū)比沿海更冷，一般可達一30℃至-40℃左右。最熱月平均氣溫在l-5℃左右，個別晴暖天氣中，氣溫能升到25℃，但在7、8月份，夜間氣溫仍可降到0℃以下。在冰洋鋒上有一定降水，但因氣溫低，空氣含水汽小，一般年降水量在200-300mm左右。在內(nèi)陸地區(qū)尚不足200mm，大都為干雪，暖季為雨或濕雪。由于風(fēng)違大，常形成雪霧，能見度不佳，地面積雪面積不大。這里冬季嚴(yán)寒程度雖稍遜于副極地大陸性氣候，但因最熱月平均氣溫低于l0℃，凍土層接近地表，暖季水分不能下滲，引起土壤表層停滯積水，土溫更加降低，限制了喬木的生長，自然植被只有苔蘚、地衣及小灌木等，構(gòu)成了苔原景觀。這里又稱為苔原氣候區(qū)16.極地冰原氣候極地冰原氣候出現(xiàn)在掐陵蘭、南極大陸和北冰洋的若干島嶼上。這里是冰洋氣團和南極氣團的源地，全年嚴(yán)寒，各月平均氣溫皆在0℃以下，具有全球的最低年平均氣溫。北極地區(qū)年平均氣溫約為-22.3℃，南極大陸為-28.9℃至-35℃左右。一年中有長時期的極晝、極夜現(xiàn)象。全年降水量小于250mm，皆為干雪，不會融化，長期累積形成很厚冰原。長年大風(fēng)，寒風(fēng)夾雪，能見度惡劣。四、高山氣候在高山地帶隨著高度的增加，空氣愈來愈稀頹，空氣組成中的二氧化碳、水汽、微塵和大氣中污染物質(zhì)等逐漸減少，氣壓降低，風(fēng)力增大，日照增強，氣溫降低。在一定坡向，一定高度范圍內(nèi)，降水量隨高度而加大，過了最大降水帶之后，降水又復(fù)隨高度而減小。由于上述彥要素的垂直變化，透導(dǎo)致高山氣候具有明顯的垂直地帶性，這種垂直地帶性又因高山所在地的緯度和區(qū)域氣候條件而有所不同，這里舉例加以說明。綜上所述，高地氣候的垂直氣候帶有以下幾個特征：(1)山地垂直氣候帶的分異因所在地的緯度和山地本身的高差而異。在低緯山地，山麓為赤道或熱帶氣候，隨著海拔高度的增加，地表熱量和水分條件逐漸變化，直到雪線以上，可劃分的垂直氣候帶數(shù)目較多。如果山地高差較小，氣候垂直帶的分異也就相應(yīng)減少。如珠峰北翼即是如此。在高緯度極地，山麓已經(jīng)長年積雪，所以那里山地氣候垂直分異就不顯著了。(2)山地垂直氣候帶具有所在地大氣候類型的“烙印”。例如，赤道山地從山麓到山頂都具有全年季節(jié)變化不明顯的特征。珠峰和長白山都具有季風(fēng)氣候持色，各高度的降水量在一年中分配很不均勻，皆是冬干夏濕。(3)濕潤氣候區(qū)山地垂直氣候的分異，主要以熱量條件的垂直差異為決定因素。而干旱、半干旱氣候區(qū)山地垂直氣候的分異，與熱量和濕潤狀況都有密切關(guān)系。這種地區(qū)的干燥度都是山麓大，隨著海拔的增高，干燥度逐漸減小。(4)同一山地還因坡向、坡度及地形起伏、凹凸、顯隱等局地條件不同，氣候的垂直變化各不相同，山坡暖帶，山谷冷湖即其一例。山地氣候確有“十里不同天”之變。(5)山地的垂直氣候帶與隨緯度而異的水平氣候帶在成因和特征上都有所不同，不能把兩者等同起來。第四節(jié)下墊面對氣候的影響一、海陸差異對氣候的影響(一)海洋性氣侯與大陸性氣侯（二）海陸熱力差異與周期性風(fēng)系所謂周期性風(fēng)系是以一日為周期的海陸風(fēng)和以一年為周期的季風(fēng)。（三）海氣相互作用及其對氣候的影響海氣相互作用在氣候變化中的重要性1、海洋是大氣熱運轉(zhuǎn)的主要能量和水分的供應(yīng)地2、海洋在經(jīng)向熱輸送中的貢獻3、海洋的特殊作用（1）海洋的惰性使其具有低通濾波的作用，當(dāng)快速變化的大氣過程以風(fēng)應(yīng)力作用于海洋時，在低通濾波的作用下，可以激發(fā)出一類海氣系統(tǒng)的低頻振蕩。（2）由于海洋的熱力和動力慣性，海洋可把前期大氣環(huán)流變化所留下的信息儲存起來，即海洋具有相當(dāng)強的記憶力。（3）與海洋熱慣性相聯(lián)系，海洋具有滯后效應(yīng)，例如海洋對太陽輻射季節(jié)變化的響應(yīng)要比陸地落后一個月，海洋對CO2含量增長的響應(yīng)所產(chǎn)生的增溫要比陸地落后20年。4、熱帶海洋在年際氣候變化的突出貢獻與中高緯度海洋相比，熱帶海洋的海氣相互作用強度更大，在年際氣候變化中的作用更為突出，這是因為：（1）熱帶海洋是全球大氣運動的主要能源區(qū)，輻射通量為凈收入的30°N-30°S的熱帶，海洋面積占了70%以上。大氣中的潛熱釋放也集中于熱帶。（2）熱帶海洋和大氣運動特征時間是匹配的。大氣是氣候系統(tǒng)中最容易變化的部分，在給定擾動的作用下，大氣依靠熱量的垂直和水平輸送，可以在一個月左右的時間內(nèi)調(diào)整。海流異常與ENSO事件1、沃克環(huán)流在赤道地區(qū)的東西方向上，存在著幾個緯向的直接熱力環(huán)流圈，稱為沃克環(huán)流。它是由于赤道地區(qū)存在著大尺度東西向的熱力不均勻分布引起的。下面著重論述赤道太平洋的沃克環(huán)流。在正常條件下，赤道太平洋海區(qū)的海洋環(huán)流，西側(cè)為暖洋流，東側(cè)為冷洋流。沿赤道自東向西為南、北赤道洋流。在大洋西部有海水積聚，大洋東部有海水輻散，海面自亞洲海域向東傾斜。同時，大洋東部表層海水溫度比大洋西部低6-10℃。由于赤道太平洋海區(qū)東冷西熱，因此在其上空形成緯向熱力環(huán)流圈。位于南太平洋副熱帶高壓東側(cè)的南美西海岸，強烈的下沉氣流受冷海水影響降溫生隨偏東信風(fēng)向西流去，當(dāng)?shù)竭_西太平洋的赤道附近因受熱上升轉(zhuǎn)向成為高空西風(fēng)，以補充東部冷海區(qū)的下沉氣流，于是在赤道太平洋上形成一種大氣低層為偏東風(fēng)，上層為偏西風(fēng)，在太平洋東側(cè)下沉，太平洋西側(cè)上升的東西向閉合環(huán)流，稱為沃克環(huán)流。由于秘魯寒流較弱，沃克環(huán)流的下沉氣流區(qū)遠大于上升氣流區(qū)，從南美西岸可伸展到赤道太平洋中部海域，造成南美西岸嚴(yán)重干旱。2、厄爾尼諾在秘魯和厄瓜多爾沿岸的冷水水溫季節(jié)性的短時間上升的現(xiàn)象稱為厄爾尼諾現(xiàn)象，但是，這種東太平洋赤道海域水溫季節(jié)性上升的現(xiàn)象每隔幾年就有一次異常發(fā)展，從南美西海岸（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，海面溫度異常增暖，稱此現(xiàn)象為厄爾尼諾事件。其過程大約持續(xù)一年左右甚至更長時間。確定厄爾尼諾的指標(biāo)，通常是用赤道東太平洋（0°-10°S，90°W-180°）的表層海溫距平。凡連續(xù)兩個季以上平均海溫距平≥0.5℃或海溫月距平峰值達到1.0℃，可定為厄爾尼諾事件。3、南方濤動指印度洋赤道低壓與南太平洋副熱帶高壓這兩大活動中心之間海平面氣壓變化的負(fù)相關(guān)關(guān)系。其特征是當(dāng)東南太平洋的副熱帶高壓氣壓比常年升高（降低）時，印度洋的赤道低壓就比常年降低（升高），它們總是像蹺蹺板似的此起彼伏，形成兩大洋上大氣之間的濤動。4、厄爾尼諾/南方濤動（ENSO）前三種事件有密切的關(guān)系。近年來，在討論海氣相互作用時，常把它們綜合在一起分析。因為在厄爾尼諾事件發(fā)生的同時有東南太平洋副熱帶氣壓下降，西太平洋赤道海域氣壓上升的南方濤動現(xiàn)象，即南方濤動減弱，相應(yīng)的赤道地區(qū)的東西向環(huán)流也減弱，因此將其合稱為ENSO。二、地形起伏對氣候的影響（一）高大地形對氣溫的影響1、大地形的動力作用（1）大地形對冷空氣的屏障效應(yīng)（2）氣流遇山繞流形成的冷暖平流2、熱力作用如將青藏高原地面的氣溫與同高度的自由大氣相比，冬季高原氣溫偏低，是冷源，強度以12月和1月為最大；夏季青藏高原是個強大的熱源，以6、7月份強度最大。就全年平均而論，青藏高原地氣系統(tǒng)是一個熱源。冬季青藏高原的冷區(qū)偏于高原的西部。夏季的暖區(qū)范圍很廣，整個對流層的溫度都是高原比四周高，再往高層暖區(qū)擴大，到了100P層上，溫度分布出現(xiàn)高緯暖、低緯冷的現(xiàn)象。青藏高原巨大的冷熱源作用必然對高原本身及其鄰近地區(qū)甚至于全球的氣候產(chǎn)生深遠的影響。3、山地氣候中的暖帶和冷湖冷湖和暖帶是垂直氣候帶中兩個因地形作用形成的局地氣候問題。就溫度的垂直分布而言，由山麓向上，隨著高度的升高，通常存在一個溫度相對較高的地帶，即暖帶。所謂冷湖，是指冷空氣從山地較高處向下流泄，在地勢低洼匯集而成的冷空氣湖。4、青藏高原的地面氣溫特點（具有大陸性氣候的特征）（1）地球的第三極地（2）氣溫日、年較差大（3）氣溫季節(jié)變化急，春溫高于秋溫（二）地形對氣流的影響1、氣流過山的繞爬效應(yīng)青藏高原季風(fēng)青藏高原由于它與四周大氣的熱力差異，冬季在高原上形成冷高壓，盛行反氣旋環(huán)流，夏季形成熱低壓，盛行氣旋環(huán)流。這樣一來，高原地區(qū)的盛行風(fēng)向在冬季和夏季幾乎相反，該現(xiàn)象稱為高原季風(fēng)。高原季風(fēng)的水平范圍低層大，高層小，其厚度夏季比冬季大。風(fēng)的季節(jié)變化，一般是高原北側(cè)開始最早，高原上次之，高原東側(cè)再次，高原南部最遲。3、山谷風(fēng)、焚風(fēng)、峽谷風(fēng)（三）地形對降水分布的影響綜上所述，高大地形不僅本身具有特別的氣候特征，而且還影響鄰近地區(qū)的氣候。有些山脈可以阻礙或改變氣流的活動情況，使北來的寒流不易南下，南來的暖流滯緩北上，又可使?jié)駶櫄鈭F的水分在迎風(fēng)坡形成大量降水，背風(fēng)坡則變得異常干燥。所以山脈兩側(cè)的氣候可以出現(xiàn)極大的差異，往往成為氣候區(qū)域的分界線。三、冰雪覆蓋對氣候的影響冰雪表面的致冷效應(yīng)是由于下列因素造成的：1、冰雪表面的輻射性質(zhì)對太陽輻射的反射率甚大，一般新雪或緊密而干潔的雪面反射率可達86%-95%；而有空隙、帶灰色的濕雪反射率可降至45%左右。大陸冰原的反射率與雪面相似。海冰表面反射率約在40%-65%作用。由于地面有大范圍的冰雪覆蓋，導(dǎo)致地球上損失大量輻射能。2、冰雪-大氣間的能量交換特性冰雪表面與大氣間的能量交換能力很微弱。冰雪對太陽輻射的透射率和導(dǎo)熱率都很小。當(dāng)冰雪厚度達到50cm時，地表與大氣之間的熱量交換基本上被切斷。北極海冰的厚度平均為3m，南極海冰的厚度為1m，大陸冰原的厚度更大，因此大氣就得不到地表的熱量輸送。特別是海冰的隔離效應(yīng)，有效地削弱海洋向大氣的顯熱和潛熱輸送，這又是一個致冷因素。第五節(jié)人類活動對氣候的影響一、大氣成分改變對氣候的影響（一）溫室氣體排放及其對氣候的影響1、大氣成分對氣候的影響大氣中有一些微量氣體和痕量氣體對于太陽輻射幾乎不吸收，但卻能強烈吸收長波輻射，它們對地面的氣候能起到類似溫室的作用，故稱為溫室氣體。這些氣體在大氣中的變化必然對氣候系統(tǒng)造成明顯擾動，引起全球氣候變化。2、大氣中溫室氣體濃度的增加人類活動對大氣的影響主要表現(xiàn)在增加大氣中CO2、氣溶膠、大氣中水汽含量及其它微量氣體含量。3、大氣中CO2濃度增加對氣候的影響用各種復(fù)雜程度不同的模式所做的分析表明，大氣中CO2濃度增加會使地面和低層大氣增溫。大氣CO2濃度增加對氣候的影響中包含著復(fù)雜的反饋機制。若假定地球是一個黑體，CO2濃度加倍會使地面溫度較高而引起大氣中水汽含量增加。絕對濕度增大就增加吸收地球輻射的能力，因而增強了CO2的正反饋效應(yīng)。水汽還具有吸收太陽輻射的能力，其結(jié)果使得CO2濃度加倍時的地面溫度增加2℃。（二）臭氧層耗竭在20km以上大氣層中的臭氧層，能夠吸收太陽輻射中的紫外輻射部分，因而對地表的生物圈具有保護作用；同時臭氧層可使平流層增熱，形成平流層的穩(wěn)定層結(jié)。由于飛機、核爆炸、氯氟碳化合物等的增加，將減少大氣中臭氧含量。尤其CFCS在對流層幾乎不發(fā)生化學(xué)反應(yīng)，當(dāng)上升到平流層時，在紫外線的輻射下分解，破壞臭氧層。由于人類活動排放了大量CFCS等污染物，使臭氧層中臭氧的含量減少。其減少，使得到達地面的太陽輻射中的紫外線輻射加強。（三）人為硫污染與酸雨人為源主要包括煤與石油的燃燒、冶金及硫酸工業(yè)等，它們所排放的硫多以SO2的形式進入大氣。大氣中的SO2通過復(fù)雜的化合反應(yīng)，轉(zhuǎn)變?yōu)楣?、液態(tài)硫酸和硫酸鹽，然后通過干沉降和濕沉降而回到地面。當(dāng)溫度為0℃時，把PH值小于5.6的降水定義為酸雨。酸雨會水體酸化，土壤變得更為瘠薄，森林衰退，農(nóng)作物減產(chǎn)，水生生態(tài)系統(tǒng)破壞，腐蝕建筑物和文物古跡等。（四）人為氣溶膠變化及其氣候效應(yīng)氣溶膠是液態(tài)或固態(tài)微粒在空氣中的懸浮體系。由于人類活動的不斷強化，近幾十年