三、气候形成的地表环境因素

地表环境因素是大气的主要热源和水源，又是低层大气运动的边界面，它对气候形成的影响十分显著。地表环境因素包括地理纬度、海陆分布、地形、地表组成、洋流、河湖水体和冰雪覆盖等。就地表环境的差异性及其对气候形成的作用来说，海陆间的差异是最基本的。海陆间通过热力和动力作用影响大气，改变大气中的水、热状况，影响环流的性质、强弱，形成海陆间的气候差异。

(一)海陆分布与气候

1.海陆分布与气温

前已述及，由于海陆热力性质不同，在同样的太阳辐射下，它们增温和冷却存在很大的差异。海洋增温慢，降温也慢，具有冬暖夏凉的气候特征。冬季，海洋上水温比气温高，海上风速较大，故蒸发强，提供大气的潜热多，相对于大陆而言，海洋是大气的热源，大陆是冷源。夏季，海洋获得的净辐射虽然也较大，但海洋水温比气温低，风速又较冬季小，通过显热方式供给空气增温的热量很少，而这时大陆的低纬度干旱区提供空气增温的显热很多，例如非洲、阿拉伯干旱区，相当于同纬度海洋上的155倍。海水蒸发又比冬季小得多，提供给空气的潜热也远较冬季少，因此，相对大陆来说，夏季海洋是一个冷源，大陆是热源，使海陆气温分布随季节和纬度而变化。

就全球而言，由于北半球海洋面积相对比南半球小，所以冬季平均气温北半球(8.1℃)比南半球(9.7℃)低，夏季平均气温北半球(22.4℃)比南半球(17.1℃)高。全年平均，高纬度因受大陆的影响，使冬季降温比夏季升温显著，故年平均气温较低，低纬度受大陆的影响，使夏季升温比冬季降温显著，使年平均气温较高。就北半球而言，冬季(1月)，大陆温度低于海洋，夏季(7月)，大陆温度高于海洋，转变月份分别在5月和10月。如1月从海面到对流层上层的气温，亚非大陆比太平洋低；7月相反，大陆气温比海洋高。海陆温差因纬度和季节而异。

由于海陆温度时空分布的不均匀，从而产生了气压梯度，形成了周期性的季风和海陆风，影响天气和气候。

2.海陆分布与大气水分

(1)对蒸发和空气湿度的影响。大气中的水分主要来自下垫面的蒸发，海洋水源充足，蒸发量远比同纬度的大陆多。例如，冬季太平洋上的蒸发量比我国东部大7倍。水汽源源不断输入大气，所以距海愈近，空气含水汽量愈多，反之愈少。但因地面干湿状况、植被、河湖分布等的影响，大陆中心也具有一定的水汽，而且水汽含量多少还随温度和气流状况而异。盛夏6～9月，东亚、南亚在湿热的夏季风影响下湿度较大，而太平洋却为相对干区。

(2)对云、雾的影响。沿海地区多云，中高纬度地区西风带，向海岸云量增大，向内陆云量减少，我国东南沿海、西南山地云量大，向西北内陆减少。海上雾日多，以平流雾为主。因为海上空气潮湿，只要有适当的平流将暖湿空气吹到较冷的海面，下层空气变冷，极易达到饱和而凝结成平流雾。海雾全年皆有出现，以春夏相对较多，维持时间较长，尤其是冷洋流表面及其迎海风的沿岸地带，平流雾较多，维持时间较长。大陆内部雾少，以辐射雾为主，多见于秋冬季，夜间或清晨出现，日出后逐渐消散。沿海地区多平流辐射雾。

(3)对降水的影响。海陆分布对降水的影响比较复杂。海洋上空气中水汽含量虽多，但不一定多雨；因为要形成降水还必须有足够的抬升条件，使湿空气上升冷却才能凝云致雨。一般而言，大陆上受海风影响的区域，水汽充沛，降水量会比同纬度的内陆或背海风的区域多。年降水量有由沿海向内陆递减的趋势。但各地区不同季节降水差异悬殊。

低纬度大陆、太阳高度大时多雨，因为地面受热强烈，易造成热对流，多对流雨。高纬度大陆东部夏季降水多，因夏季风从海洋吹向大陆，空气的绝对湿度相对湿度都比较大。随纬度增高，降水愈集中夏季，例如广州夏季降水占全年的46.5％，北京占75％。中纬度大陆西岸，冬季多雨，因为暖湿的极地海洋气团进入冷的陆地，易凝结降水，冬季气旋活动频繁。气旋雨也较多。春季和初夏少雨，因为此时，极地海洋气团相对较冷，向东伸入大陆内部时，海洋气团变性，空气愈来愈干燥，降水量逐渐减少。最大降水量也从冬移到夏，最小降水量从夏移到冬，到了大陆中心就形成干旱的沙漠气候。北半球大陆面积大，特别是欧亚大陆东西延伸范围很广，内陆地区难以受到海洋气团影响，所以出现大片干旱、半干旱气候区。而南半球由于大陆面积较小，内陆干旱区域也相应比北半球小。

(二)海-气相互作用

1.厄尔尼诺/南方涛动(ENSO)

“厄尔尼诺”一词源自西班牙文“El Nino”的音译，原意是“圣婴”。用来表示在南美西海岸(秘鲁和厄瓜多尔附近)向西延伸，经赤道东太平洋至国际日期变更线附近的海面温度异常增暖的现象。在正常年份，此区域东向信风盛行。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，从而使西太平洋的海平面上升，海水温度升高。而东太平洋在离岸风的作用下，表层海水产生离岸漂流，造成这里持续的海水质量辐散，海平面降低，下层冷海水上翻，导致这里海面温度的降低。上翻的冷海水营养盐比较丰富，使得浮游生物大量繁殖，为鱼类提供充足的饵料。鱼类的繁盛又为以鱼为食的鸟类提供了丰盛的食物，所以这里鸟类繁多。赤道东太平洋地区由于海水温度低，水温低于气温，空气层结稳定，对流不宜发展，降雨偏少，气候偏干；而赤道西太平洋地区由于海水温度高，空气层结不稳定，对流运动强烈，降水较多，气候湿润。当东向信风异常加强时，赤道东太平洋海水上翻异常强烈，降水异常偏少；而赤道西太平洋海水温度异常偏高，降水异常偏多，即所谓的拉尼娜事件。可是每隔数年，东向信风减弱，西太平洋冷水上翻现象消失，表层暖水向东回流，导致赤道东太平洋海平面上升，海面水温升高，秘鲁、厄瓜多尔沿岸由冷洋流转变为暖洋流。下层海水中的无机盐类营养成分不再涌向海面，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，形成一种严重的灾害。与此同时，原来的干旱气候转变为多雨气候，甚至造成洪水泛滥，科学工作者将其称为“厄尔尼诺”现象(见图8-1)。

厄尔尼诺和拉尼娜对气候均有极大的影响，它们对我国气候的影响主要表现在：

①厄尔尼诺年，东亚季风减弱，中国夏季主要季风雨带偏南，江淮流域多雨的可能性较大，而北方地区特别是华北到河套一带少雨干旱。拉尼娜年正好相反。

图8-1　厄尔尼诺和拉尼娜现象(王建，2001)

②在厄尔尼诺年的秋冬季，北方大部分地区降水比常年减少，南方大部分地区降水比常年增多，冬季青藏高原多雪。拉尼娜年的秋冬季我国降水的分布为北多南少型。

③在厄尔尼诺年我国常常出现暖冬凉夏，特别是我国东北地区由于夏季温度偏低，出现低温冷害的可能性较大。拉尼娜年我国则容易出现冷冬热夏。

④在西太平洋和南海地区生成及登陆我国的台风个数，厄尔尼诺年比常年少，拉尼娜年比常年多。

厄尔尼诺和拉尼娜对全球气候的影响，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。许多观测事实还表明，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也有一定影响。研究发现，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。

此外，厄尔尼诺还常常抑制西太平洋热带风暴的生成，使得东北太平洋飓风增加。拉尼娜的气候影响与厄尔尼诺大致相反，其影响程度及威力较厄尔尼诺小。拉尼娜出现时印度尼西亚、澳大利亚东部、巴西东北部、印度及非洲南部等地降雨偏多，而在太平洋东部和中部地区、阿根廷、赤道非洲、美国东南部等地易出现干旱。

与厄尔尼诺事件密切相关的环流还有南方涛动(Southern Oscillation，简称SO)，指南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变化的负相关关系，即南太平洋副热带高压比常年增高时，印度洋赤道低压就比常年降低，两者气压的变化有“跷跷板”现象，故称为涛动。南方涛动与厄尔尼诺之间，存在内在成因上的联系，因而又将两者合称为ENSO。ENSO的主要特征是当赤道东太平洋海水温度出现异常升高时，南方涛动指数SOI却出现异常低相位(塔希堤岛气压与达尔文气压差减小)。关于赤道东太平洋海水温度达到怎样的正距平，才算厄尔尼诺出现，目前还没有统一的标准，但大体上连续三个月赤道东太平洋海水温度正距平在0.5℃以上或其季距平达到0.5℃以上，就可认为发生了厄尔尼诺事件。如果达到上述数值的负距平，则为反厄尔尼诺事件(拉尼娜事件)。

近年来的观测研究发现，在低纬度太平洋上不仅在南半球存在着以180°日界线为零线的东西气压的反相震荡，在北太平洋亦有类似的震荡，称为“北方涛动”，可总称为“低纬度涛动”。

以上分析可见，所谓ENSO现象，并不是哪一个半球的行为，而是两个半球大气环流作用下，低纬度大气－海洋相互作用的现象。大气环流(信风强度)的改变，引起洋流的变化、海平面的升降、海水的上翻或者下沉，导致海面水温的变化。海面水温的变化，又反过来引起大气环流的变化(气流上升或者下沉)，从而导致气候的变化(干旱或湿润)。

2.瓦克环流

由于赤道太平洋地区存在着大尺度东西向热力不均匀，正常年份西暖东冷，东太平洋赤道以南的冷水带，海面温度距平达－8℃，海气相互作用，产生大气沿赤道方向的气压差，海平面的气压梯度是向西的，气流向西流动，一直到达温暖的西太平洋，并在那里从温暖海水中得到充沛的水汽供应，被加热变成一支湿热的大尺度上升气流，它上升到对流层上层之后，由于水平气压梯度是向东的，因而折向东流去，最后在南美洲以西的洋面下沉，形成一个东西向的闭合热力环流圈。热源地区空气上升流到热汇地区下沉，地面吹东风，高空吹西风，称瓦克环流。

暖水年，瓦克环流弱，纬向环流东缩，下沉区东移，赤道干旱带东缩，中太平洋为上升区，整层吹东风，多雨。西太平洋出现瓦克反环流，是中太平洋上升，西太平洋下沉，地面吹西风，高空吹东风。此时，我国降水偏少。相反，冷水年，瓦克环流强，下沉区向西发展，东部干旱带向西伸展，中太平洋少雨干旱。

综上所述，厄尔尼诺、南方涛动、瓦克环流，都是低纬度海－气相互作用的现象，它们之间相互联系、互相制约，是一个有机整体。南方涛动低指数时期，赤道东太平洋海温高、气压低，副热带高压减弱，先是东风减弱，海水涌升减弱，再是东太平洋变暖和赤道东西向温度对比减小，最后导致瓦克环流减弱。下沉区东缩，赤道干旱带东缩，中太平洋为上升区，多雨。南方涛动高指数时期，东太平洋气压高，副热带高压加强、西伸，位置偏南。

东西向气压梯度加大，东风加强，涌升加强，赤道东西太平洋温度对比加大，从而导致瓦克环流加强，下沉区向西发展，东部干旱带向西伸展，中太平洋也少雨干旱，上升区西移。ENSO是低纬度地区海气相互作用的现象，对气候的影响以环赤道太平洋地区最为显著。

因此，海－气相互作用通过热量交换(显热交换、潜热交换、有效辐射)、动量交换、物质交换等物理过程，使海洋给大气输送热量和水分，推动大气的运动，通过摩擦效应，风吹动海水流动，产生洋流；深层冷水上翻，海面温度下降，影响大气层气压的变化，产生辐合与辐散、上升与下沉运动，影响纬向和经向垂直环流。环流和洋流的作用，使海洋的水分、二氧化碳、氯化钠等盐分进入大气，大气的二氧化碳气溶胶等进入海洋，互相调节，达到海－气之间的辐射和热量平衡，制约大气环流和洋流，影响大气温度、云和降水，形成变化多样的天气和气候。

(三)地形与气候

陆地上地面起伏不平，影响气候的地形因素有海拔、山脉走向、长度、坡向、坡度、地表形态、组成物质等。它们对太阳辐射、空气温度、湿度和降水等都有影响。不同的地形地势，对气候的影响不同，高大的山脉和高原对气候的影响尤其明显。

1.地形对辐射状况的影响

高山和高原，当海拔增高时，由于太阳辐射通过大气的路程缩短，空气变稀薄、干洁，水汽和悬浮物质相应减少，故对太阳辐射的吸收、散射减弱，短波辐射耗损较少，使到达地面的总辐射量增加。例如，1979年8月，我国秦岭太白山观测到3760m处的太阳总辐射量比400m处多24％。坡地由于太阳光入射角度不同，不同坡向的辐射到达量有差异，一般阳坡获得的辐射量大于阴坡。受坡度、季节和纬度的影响，辐射到达量也不同。

高山积雪地区对太阳辐射的反射率大，吸收率小。山地的地面辐射比大气逆辐射大，地面有效辐射往往随高度升高而增大。其增大速率较之直接辐射为大。而且太阳直接辐射仅限于白昼，有效辐射是日夜进行。所以高山、高原地区辐射能收支比低地大，净辐射比低地小，而且也因坡向、坡度和季节而异。

2.地形对气温的影响

地形对气温的影响可以从两个方面考虑。一方面高大绵亘的山系、高原，如青藏高原、天山、秦岭等，阻碍大气运动，对寒流和热浪有阻障作用，引起气流速度和方向的改变，从而影响大范围的气温分布。例如，由于天山的屏障，使天山南北每个纬距的温差达7.9℃，而同纬度的东部平原上，每个纬距的温差只有1.5℃。秦岭山脉阻隔，岭南安康，1月平均气温比岭北的西安高4.2℃。四川盆地周围高山环绕，冷空气难以进入，冬季盆地内十分温暖，1月平均气温比同纬度的东部平原高出3～4℃，川西、云南地区则更为温暖。因为来自西伯利亚的冷空气，到达青藏高原和云南高原东坡时，强度和厚度已大大减弱。

另一方面，山地本身由于辐射收支和热量平衡具有其独特的复杂性和多样性，因此对气温的影响也非常明显。首先，山地气温随海拔高度增加而下降。但递减率因季节、坡向、高度等不同而有差异。我国多数山区，夏季气温递减率大于冬季，平均1月份为0.4～0.5℃/100m，7月份为0.6℃/100m，但亦有部分地区因局部气候条件特殊而异。由于坡向不同，日照和辐射条件各异，导致土温和气温都有明显的差异。在我国多数山地都是南坡温度高于北坡。“南岭二枝梅，南枝向暖北枝寒，一样春风有两般”，便是南北坡温差悬殊的真实写照。

地形的凸凹和形态不同，对气温也有不同影响。凸起的地形，如山峰，气温日较差、年较差比凹陷的地形小(如盆地、谷地)。因此，不同的地形和地势，具有不同的气候特征，会产生各种各样的局地气候类型。

3.地形对降水的影响

地形既能促进降水的形成，又能影响降水的分布，一山之隔，山前山后往往干湿差异悬殊，使局地气候产生显著差异。

地形对降水的形成有一定的促进作用。当暖湿不稳定的气流在移行过程中，遇到山系的机械阻障时，引起气流抬升，加强对流，容易生成云雨。地形促进降水形成的主要机制是：

①山脉对气流的机械阻障，强迫抬升，加强对流，促进凝云致雨。

②山地阻挡气团和低值系统的移动，使之缓行或停滞，延长降水时间，增大降水强度。

③当气流进入山谷时，由于喇叭口效应，引起气流辐合上升，促进对流发展形成云雨。

④山区地形复杂，各部分受热不均匀，容易产生局部热力对流，促进对流雨或热雷雨的生成。

⑤山地崎岖不平，因摩擦作用产生湍流上升，也会促进降水。

在上述因素的共同作用下，使山地降水量比平原增多，但分布极不均匀。

地形对降水分布的影响十分复杂，大致可从两方面加以考虑：一方面是高大地形影响四周大范围的降水分布，如青藏高原对亚洲降水分布的影响范围广阔。另一方面，地形本身各部分降水分布差异悬殊。

①高原内部降水量随海拔增高而递减。因为海拔增加，大气水分含量相对减少。所以在辽阔的高原内部，降水量一般较少，例如，青藏高原内部，年降水量仅70～80mm。

②山地降水量随海拔增高而增多，但有一个最大降水量高度，超过此高度，山地降水不再随高度递增，最大降水高度因气候干湿而异。湿润气候区，最大降水高度低，降水量也大；干燥气候区，最大降水高度大，降水量少。例如，喜马拉雅山最大降水高度为1000～1500m，阿尔卑斯山为2000m，中亚地区为3000m。在同一气候条件下，不同山脉，或同一山脉不同坡向、不同季节最大降水高度也不同。

③迎风坡多雨，为“雨坡”，背风坡少雨，为“雨影”。例如，我国台湾山脉，东、北、南三面都迎海风，降水丰沛。年降水量都在2000mm以上，其中台北的火烧寮年降水量多达8408mm。青藏高原南坡迎西南季风，降水量也十分丰沛。恒河下游和布拉马普特拉河流域，年降水量普遍在3000mm以上。

④山地多夜雨。山地多夜雨主要是指凹洼的河谷或盆地，以夜雨为主。因为夜间，地面辐射冷却，密度大的冷空气沿山坡下沉谷底，汇聚后被迫抬升，如果盆地中原来的空气比较潮湿，则抬升到一定高度后即能成云致雨。另外，河谷或盆地中，形成云之后，由于云顶的辐射冷却，下沉的冷空气又增强了河谷内的上升气流，因而地形性的夜雨较多。如我国四川盆地著名的巴山夜雨。拉萨、日喀则、西昌等地的夜雨也较多。但凸出的地形仍以日雨为主，且多对流雨。

(四)局地气候

处于大气层之下的地面，包括土壤表面、水面、冰雪面、植被面等各种自然的暴露表面以及人工修造的道路、建筑物等下垫面，它们能不断地吸收太阳辐射，同时又与周围进行辐射和热量交换，从而引起温度的变化，调节空气层和下垫面表层的温度。由于下垫面性质不同，密度、结构、水分、色泽等不同，其热力特性如反射率、吸收率、净辐射、热容量、导热率、导温率等都不同，具有不同的热量平衡和水分平衡，从而调节近地层和下垫面表层的温度，影响近地层气候。

在同一纬度带，相同的天气条件下，到达地面的总辐射不仅因局部地形、方位、坡向而异，还因组成物质、湿润状况、地面粗糙度、色泽、植物郁闭度等的表面性质的不同而具有不同的反射率，有效辐射也不同，因而净辐射各异，而且有明显的日变化。在近地气层中，由于地面的影响，以及湍流输送的结果，气象要素无论在时间还是空间上的变化都很大，形成各具特征的小气候。这在生产和生活实际中具有重要的意义。

地面特性不仅对土壤表面小气候产生影响，而且对森林、水体、城市等小气候也产生影响，小气候现象是下垫面与近地空气的热量、动量、水分、物质交换的结果。小气候特征主要决定于下垫面的性质、风、湍流强弱。因此，下垫面热量平衡是决定近地气层和土壤上层气候特征的基本因素，也是直接影响动植物生活、人类活动以及无机界状况的主要气候要素。现今任何改变局地气候的措施，都立足于改变下垫面的条件，以达到热量平衡各分量朝着有利于生产和生活的方向发展。例如，强冷空气侵袭时，可利用灌水办法，提高田间温度；炎热的夏天，街道洒水，可降低城市气温；绿化可以改善城市小气候；防护林带可改善农田小气候，等等。