第六章-氣候的形成

第六章氣候的形成

影響氣候形成和變化的因子氣候系統的屬性：①熱力屬性，包括空氣、水、冰和陸地表面的溫度；外部因子內部因子第六章氣候的形成太陽輻射的削弱：云通過反射、散射、吸收和透射等過程對太陽輻射產生影響。減弱太陽輻射4%-15%and255K(approximatelytheearth’splanetarytemperature),withthesolarirradiancemeasuredatthemeandistanceoftheearthfromthesun.Thepercentageabsorptionofaverticalbeambyrepresentativeatmosphericconcentrationsofwatervapour(H2O)andcarbondioxide(CO2)areshowninthelowerpanels.

Theradiationabsorptioncharacteristicsofwatervapourandcarbondioxideasafunctionofwavelength.Theupperportionofthechartshowsthewavelengthdistributionofradiationemittedfromblackbodiesradiatingat6000K(approximatelythesolarphotosphere)O3,9.6左右O3吸收0.6附近光球退化洋流

海洋大尺度的環(huán)流動能大氣水平運動和天氣擾動摩擦作用風速減小經大陸②動力屬性，包括風、洋流及與之相聯系的垂直運動和冰體運動第六章氣候的形成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的幾何邊界和物理常數等。在氣候系統內部存在著大量的反饋過程反饋過程表明氣候系統各組成部分之間的耦合或相互補償作用。正反饋負反饋陽傘效應：火山活動噴發(fā)出來的大量火山灰，能有效地削弱太陽輻射的強度，使地面溫度降低。第六章氣候的形成第六章氣候的形成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。氣候形成和變化的因子第一節(jié)

氣候形成的輻射因子

一、太陽輻射與天文氣候地球表面自然環(huán)境四季更替的？春分spring(vernal)equinox（晝夜平分點）夏至summersolstice（至，至日）冬至wintersolstice秋分autumnequinox式中I0為太陽常數1370W/m2，ρ=b/a，b為該時刻的日地距離，a為地球公轉軌道的平均半徑，假使取a=1（1個天文單位）。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。在某一時刻，大氣上界的太陽輻射強度I

（一）天文輻射的計算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

日地距離第六章氣候的形成計算任意時刻太陽高度的基本方程：

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。sinh=sinsinδ＋coscosδcosω

第六章氣候的形成計算任一地點、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：式中dQs：每單位時間大氣上界單位水平面上的天文輻射能量。第六章氣候的形成3

白晝長度從日出到日沒的時間間隔。計算某緯度在某日的天文輻射的日總量Qs公式：（二）天文氣候不同緯度上天文輻射的年變化：天文輻射時空分布的基本特點：（1）天文輻射能量的分布因緯度而異；（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。第六章氣候的形成（3）冬半年獲得天文輻射最多的是赤道。（4）天文輻射的南北差異不僅隨冬、夏半年不同，而且在同一時間內隨緯度亦有不同。（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（6）在極圈以內，有極晝、極夜現象。第六章氣候的形成地球天文氣候帶（據太陽輻射的帶狀分布）低緯度氣候中緯度氣候高緯度氣候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。第六章氣候的形成二、輻射收支與能量系統（一）輻射能收支的地理分布地-氣系統的輻射能收支差額（RS），

R

s=（Q+q）(1-a)+qa

–F∞第六章氣候的形成0°30°

60°90°

第六章氣候的形成第六章氣候的形成（二）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：Rg＋LE＋Qp＋A=0

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。第六章氣候的形成海洋和大陸表面熱量平衡各分量的緯度年平均分布圖6·9全球能量級聯（energycascade）第六章氣候的形成第六章氣候的形成第二節(jié)

氣候形成的環(huán)流因子氣候形成的環(huán)流因子一、海氣相互作用與環(huán)流大氣環(huán)流洋流海洋大氣熱量、水汽動量（風應力）長波輻射、蒸發(fā)潛熱和湍流顯熱等

第六章氣候的形成海洋是大氣環(huán)流運轉的能量和水汽供應的最主要源地和儲存庫。第六章氣候的形成風力是洋流的主要動力。世界洋流分布與地面風向分布密切相關以30°N的水堆為中心的順時針亞熱帶環(huán)流。上層水流：水堆中心外溢地轉流NWSE第六章氣候的形成桑潮親流挪威拉布拉多冷流加那利流黑潮莫比克阿古拉斯流桑第六章氣候的形成第六章氣候的形成格陵蘭冷流、拉布拉多冷流Thefollowingillustrationdescribestheflowpatternofthemajorsubsurfaceoceancurrents.Nearsurfacewarmcurrentsaredrawninred.

Blue

depictsthedeepcoldcurrents.第六章氣候的形成在暖海水表面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，有利于霧的形成而不易產生降水，因此在低緯度大陸西岸往往形成多霧沙漠。二、環(huán)流與熱量輸送根據南北方向上的風速矢量V，當時的氣溫T，空氣的比濕q，可以計算顯熱（Qp）和潛熱（LE）在南北方向上的水平輸送。第六章氣候的形成其中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）。在南北方向單位時間的顯熱輸送量（Qp）公式：第六章氣候的形成從地面到大氣上界潛熱（LE）在南北方向上的水平輸送公式：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。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如圖6·14。

第六章氣候的形成第六章氣候的形成1、由赤道到極地的熱量傳輸隨緯度和季節(jié)而異。

2、從大氣環(huán)流輸送形式來講，有平均經圈環(huán)流輸送和大型渦旋輸送兩種。

3、在環(huán)流的經向熱量輸送中，洋流的作用占33％，大氣環(huán)流的作用占67％。（二）海陸間的熱量傳輸造成同一緯度帶上，大陸東西兩岸和大陸內部氣溫有顯著差異。第六章氣候的形成三、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）四者來實現的。水分的外循環(huán)（又稱大循環(huán)）水分內循環(huán)（又稱小循環(huán)）水分循環(huán)第六章氣候的形成第六章氣候的形成蒸發(fā)、降水和大氣中的水分輸送（大氣徑流）的平均經向分布與大氣環(huán)流的關系水量平衡是水分循環(huán)過程的結果，水分循環(huán)又必須通過大氣環(huán)流來實現。四、環(huán)流變異與氣候厄爾尼諾現象：由于大氣環(huán)流變異，南半球東南信風減弱，赤道逆流增強并向南擴張，秘魯-厄瓜多爾沿岸冷洋流轉變?yōu)榕罅鳎嗟罇|太平洋海面水溫異常增暖，降雨量大增，出現洪澇災害；印度尼西亞、新幾內亞和澳大利亞北部雨量減少，甚至出現旱象。與厄爾尼諾事件密切相關的環(huán)流：南方濤動（SouthernOscillation，簡作SO）、沃克（Walker）環(huán)流和哈德萊（Hadley）環(huán)流。Figure12.Aschematicrepresentationoftheeast-westWalkerCirculationofthetropics赤道太平洋熱結構對海面風場變化的響應

平均狀況強信風信風張馳在對印度季風年際變化的研究中，發(fā)現印度季風的變化和全球天氣有某種關聯。

他從歷史天氣記錄中找出南美州的一些降雨型并將其同海溫變化相聯系。他還發(fā)現東、

西太平洋的一些測站(如東太平洋的塔希提島和澳大利亞的達爾文港)氣壓有聯系。

他注意到東太平洋測站的氣壓上升，西太平洋測站的氣壓會下降，反之亦然。

1928年在向皇家氣象學會提交的一篇論文中，沃克將這種蹺蹺板式的氣壓型定義為

南方濤動(SouthernOscillation)，還給出了測量兩個地區(qū)之間的氣壓差的尺度。

他觀測得到，每當氣壓東高西低時，印度的季風雨量就會很大。而東西氣壓差異不大時，

雨量則很小，甚至無雨。此外，沃克的研究還指出干旱條件不僅襲擊澳大利亞、印度尼

西亞和印度，還會襲擊非洲的次撒哈拉沙漠地帶，與此同時，加拿大則可能出現暖冬。

沃克相信，這些不同的天氣事件實際上是同一現象的不同組成成分。

沃克爵士和南方濤動（1924年）

第六章氣候的形成南方濤動：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”現象，稱之為濤動。南方濤動指數（SOI）與歷年赤道東太平洋海面水溫SST（指在緯度0°—10°S，經度180°W向東至90°W）與進行對比，發(fā)現厄爾尼諾/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）出現異常高位相（增暖）時，南方濤動指數SOI卻出現異常低位相（塔希堤島氣壓與達爾文氣壓差值減?。NSO現象，不是哪一個半球的行為，是兩半球大氣環(huán)流作用下，低緯度大氣-海洋相互作用的現象。

圖6·19低緯度濤動的物理圖解(圖中“-”示降壓，“+”示增壓)低指數時期高指數時期過渡時期過渡時期厄爾尼諾/南方濤動現象是低緯度海氣相互作用的強信號。低SOI時期，出現厄爾尼諾事件高SOI時期，正常拉尼娜現象：厄爾尼諾現象的反相。發(fā)生在赤道太平洋東部和中部海水大范圍持續(xù)異常變冷的現象（海水表層溫度低出氣候平均值0.5℃以上，且持續(xù)時間超過6個月以上）。拉尼娜現象多數出現在厄爾尼諾現象之后。會持續(xù)2、3年。據有關資料分析表明，在拉尼娜現象期間，西太平洋（包括南海）活動的臺風和影響我國的臺風都比較多(臺風總數平均為26．2個，登陸我國大陸的臺風數為7．4個)，而在厄爾尼諾年份平均為21．4個和5．2個。拉尼娜現象期間臺風偏多的原因，一是西太平洋海表水溫相對比較高，二是西太平洋上空的空氣對流相對比較旺盛，三是橫貫在太平洋上的副熱帶高壓位置偏北.？拉尼娜現象對我國東北夏季氣溫有影響。在拉尼娜年份，沈陽、長春和哈爾濱夏季氣溫為偏高，而在厄爾尼諾年份，夏季氣溫往往偏低。

拉尼娜現象對我國華北汛期降水有影響：在拉尼娜現象期間，華北汛期降水量容易偏多，而厄爾尼諾年份華北降水量容易偏少，其原因與西太平洋副熱帶高壓位置有關。拉尼娜年份副熱帶高壓位置偏北，有利于形成華北汛期多雨的大氣環(huán)流形勢，而厄爾尼諾年份則副熱帶高壓位置偏南，不利于建立華北汛期多雨的環(huán)流形勢。

ENSO主要震蕩周期：2-7年。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1997－1998年厄爾尼諾現象對兩廣地區(qū)的影響●兩廣地區(qū)出現了一系列的氣候異?，F象：（1）1997年的夏季氣候異常偏涼，初秋南下冷空氣異常偏強，冬季氣溫偏高，1997底-1998年春頻繁的冰雹、暴雨等局地性強對流活動（茂名）。（2）1998年春季的低溫陰雨，6月的特大暴雨洪澇，夏秋連旱及登陸和影響的臺風次數明顯減少，忽旱忽澇的天氣氣候特征十分突出。1997年厄爾尼諾期間的印尼森林大火向大氣釋放的二氧化碳約占當年二氧化碳增加量的40％，使得自1957年有記錄以來大氣中二氧化碳含量的年度增長達到最大。這場森林大火向大氣中釋放的二氧化碳相當于地球上所有植物一年吸收的二氧化碳總量，也相當于歐洲全年燃燒化石燃料所釋放的二氧化碳總量。

2007年超越1998年而成為有氣象記錄以來的最熱年份。成因:

形成于2006年下半年的新一輪ENSO現象；溫室效應：將使全球氣溫在本世紀上升2-6℃。第六章氣候的形成冷插曲”并不改變全球變暖(增加丁一匯觀點)第六章氣候的形成第三節(jié)

海陸分布對氣候的影響

下墊面對氣候的影響十分顯著。海陸間的差別主要影響氣溫、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陸物理性質差異引起的海陸氣溫對比，在亞歐非大陸和附近海洋特別突出。375.70.172.810.38.0233.4104.10.82127.567.8106.5冷源第六章氣候的形成（二）海陸氣溫的對比海陸氣溫對比十分明顯。氣溫等距平線圖來定量地表示同緯度地帶海陸氣溫的差異性。氣溫的距平值：研究地氣溫與同緯圈平均氣溫之差值。第六章氣候的形成二、海陸分布對大氣水分的影響（一）對蒸發(fā)和空氣濕度的影響冬季海洋是大氣的“水汽源”，大陸則為“水汽匯”。夏季海洋仍為大氣的“水汽源”，但強度遠較冬季為小。濕度場：每年從12月到次年2月（冬季），亞非大陸是北半球上比濕最小的地區(qū)；夏季期間6—8月，東亞一帶，尤其南亞一帶是北半球濕度最大的地區(qū)；4、5月和9月則是轉換月，這與海陸蒸發(fā)作用的年變化密切關聯。第六章氣候的形成（二）對霧的影響在海上，霧日極多。在緯度40°以上的大陸東岸和低緯度的大陸西岸，海面多霧，大陸近岸霧日也多。（三）對降水的影響1、對流雨（convectionalrain）大陸上夏季午后會產生對流雨；海洋表面在夏季午間只利于霧的形成，不會產生對流雨；只有在暖洋流表面，在冬季夜間，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會產生對流雨。海洋上的對流雨比大陸上為少。第六章氣候的形成2、地形雨(orographicrain)地形雨只會出現在大陸上，在盛行海洋氣流的迎風坡上最易形成。3、鋒面雨(frontalrain)和氣旋雨(cyclonicrain)海洋上的降水絕大多數是鋒面雨和氣旋雨。（1）在緯度40°—60°的海洋表面，冬季鋒面和溫帶氣旋活躍，氣旋雨特別豐富；（2）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，冬季氣旋雨也很多。風風三、海陸分布與周期性風系

周期性風系：海陸風：以一日為周期；季風：以一年為周期。

（一）海陸風海陸風：白天，海洋陸地；夜晚，陸地海洋，轉換時間晴天：9h~11h陸風→海風13h~15h海風最強17h~20h海風→陸風陰天：不明顯③強度低緯>高緯海風>陸風④對氣候的影響成云致雨降低氣溫（二）季風環(huán)流1、季風概念----以一年為周期、大范圍地區(qū)的盛行風隨季節(jié)而有顯著改變的現象。季風角>1200盛行風頻率>40%（1、7月）1、7月盛行風風速至少一個月平均合成風V>3m/s氣團屬性有本質的差異天氣、氣候隨風向的變化發(fā)生相應的變化。①海陸間的熱力差異以及這種差異的季節(jié)變化；②行星風帶的季節(jié)移動；③廣大高原的熱力、動力作用。季風的形成因素（二）季風(monsoon)季風：大范圍地區(qū)的盛行風隨季節(jié)有顯著改變的現象。隨著風向的轉變，天氣和氣候的特點也跟著發(fā)生變化。季風區(qū)域分布：東亞季風、亞洲南部的季風(南亞季風)。2、季風形成的原因（1）熱力因子----熱力季風（2）環(huán)流因子----行星季風----行星風帶、氣壓帶的季節(jié)性位移。（3）青藏高原在季風中的作用----對季風起加強作用（見圖）G西南風（夏季）D東北風（冬季）（4）東亞季風和南亞季風①成因東亞：----熱力差異、地形。南亞：----熱力和行星風帶季節(jié)性位移、地形。②范圍東亞：----中國東部、朝鮮、日本等地，范圍大。南亞：----印度半島等，范圍小。③強度東亞：強度大，冬季風強于夏季風。南亞：夏季風強于冬季風。④風向東亞：冬季—NW-N-NE夏季—SE-WE南亞：冬季—NE夏季--SW⑤進退特征東亞：冬季突發(fā)性；夏季撤退快。南亞：夏季爆發(fā)性從東向西撤退。⑥氣候差異東亞：----冬季干冷、少雨；夏季濕、熱、多雨。南亞：----冬季干、不冷；夏季濕、熱、多雨；一年中有明顯的三季（干季10~2月；熱季3~5月；雨季6~9月）第六章氣候的形成四、海洋性氣候(maritimeclimate)與大陸性氣候(continentalclimate)海陸分布使得在同一緯度帶內，出現海洋性氣候和大陸性氣候。海洋性氣候與大陸性氣候的差異主要表現在：氣溫和降水。（一）氣溫指標一般用氣溫日較差、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。1、赤道附近AC與AM都很小，只有DC與DM差別顯著。2、海洋上冬暖夏涼，氣溫的年較差小。大陸上夏熱冬寒，氣溫年較差大。海洋性氣候和大陸性氣候的氣溫差異：（1）海洋性氣候的氣溫的年較差小于大陸性氣候的相應值，愈向內陸年較差愈大；（2）海洋性氣候降溫、增溫皆慢；（3）海洋性氣候春溫低于秋溫，即T4月＜T10月；大陸性氣候春溫高于秋溫，即T4月＞T10月；（4）大陸性氣候的氣溫日較差大于海洋性氣候的相應值。7.938.7143645815.118.09.111.21.40.3第六章氣候的形成（二）水分標志海洋性氣候年降水量比大陸性氣候多，且一年中降水的分配比較均勻，冬季較多。氣旋雨的頻率最大，降水的變率小。大陸性氣候以對流雨居多，降水集中于夏季，降水變率大。海洋性氣候的絕對濕度和相對濕度比大陸性氣候大。相對濕度的年較差海洋性氣候小于大陸性氣候。

（三）氣候大陸度定量地表示各地氣候大陸性程度。第六章氣候的形成通常以氣溫年較差（消去緯度影響）和氣溫的緯度距平為依據計算大陸度。伊凡諾夫

：

式中：Ay：當地氣溫年較差，Ad：年平均氣溫日較差，D0：最干月濕度飽和差，：所在地緯度。K＞100％，為大陸性氣候，百分數愈大，大陸性愈強；反之，K值＜100％，為海洋性氣候，百分數愈小，海洋性愈強。第六章氣候的形成

波羅佐娃：以KⅠ和KⅦ分別表示1月和7月的大陸度。式中，為某緯度上某地的氣溫距平值；該緯圈上該月的最大正距平值；該緯圈上該月的最大負距平值。適用于30°-70°N

范圍內。K值愈大，大陸度愈高第四節(jié)

地形和地面特性與氣候一、地形與氣溫青藏高原的特征：面積廣（南北垮緯度10°（29-40°N）、東西跨經度35°），海拔高，地形特殊。青藏高原的地面氣溫特點：（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。高原氣溫具有大陸性氣候的特征。第六章氣候的形成討論：青藏高原對我國氣候的影響第六章氣候的形成1、機械阻擋（動力）作用高原有相當大的面積高度在5000米以上，有一系列的山峰頂部超過了7000-8000米高度，占據了對流層中低部，①冬季阻礙寒潮南下。對于冬季層結穩(wěn)定、厚度又不大的冷空氣是一較難越過的障礙，。冷空氣受高原地形的阻擋和擠壓，向我國東部地區(qū)傾瀉到更南緯度。從西伯利亞西部侵入我國的寒潮一般是通過準葛爾盆地-河西走廊-黃土高原-東部平原，導致我國東部熱帶、副熱帶的冬季氣溫遠低于受高原屏障的印度半島北部。高原對我國氣候的影響高原對我國氣候的影響②夏季阻擋南來的暖濕氣流的北上。南疆干旱，雅魯藏布江谷地從E向W伸展的暖區(qū)。暖濕氣流層結不穩(wěn)定，較易爬越山地，從印度半島西北部和東北部有兩個伸向西藏方向的暖舌，有一部分暖濕氣流越過高原南部的山口或河谷流入高原南部。③迫使西風帶發(fā)生分支：500mb以下的西風帶發(fā)生分支、繞流、回合，擴大西風帶的影響范圍。高原東側的西南地區(qū)，處在高原西風帶的背風部位，風速小，出現“死水區(qū)”。（四川盆地）天氣氣候（夏熱冬暖）別具一格。2、高原的熱力作用（夏季最明顯）

(1)加強大陸季風環(huán)流：冬季高原冷高壓出現，加厚了蒙古高壓系統，夏季熱低壓的出現，影響太平洋副熱帶高壓脊的西伸，加強了夏季風的勢力（高原是夏季季風的加熱機），增多了低緯度海洋上輸送來的水汽。高原是夏季季風的加熱機。春季：高原迅速增熱，5月，高原近地面層青藏熱低壓建立；夏季高原的熱力作用使低層大氣出現低壓，氣流輻合上升，在對流層上部（200-100MB）出現青藏高壓。盛夏，加熱作用最強，熱低壓最盛，周圍大氣為高壓區(qū)；秋季，熱源作用減弱，高原漸變?yōu)槔湓?；冬季高原上冷高壓建立，周圍大氣為低壓區(qū)。(2)誘導西南季風爆發(fā)。5月底6月初，南支西風急流消失，青藏高壓建立，西南季風爆發(fā)。降水過程增多，雨季開始，雨帶出現在珠江流域。高原對我國氣候的影響(3)影響東部地區(qū)旱澇。青藏高壓有10-13天左右的東西擺動周期，高壓中心位于100E以西（西部型），西風槽在高原東部（90-130°E），長江中下游多鋒面活動，出現降水天氣；高壓中心位于100E以東（東部型），長江中下游為副高控制，晴天無雨。

(4)造成西北干旱：高原面上上升氣流到300mb后輻散，在高原兩側下沉，分別形成狹長的高壓帶，北側氣流沿昆侖山北側下滑，西北干旱。高原對我國氣候的影響（5）影響東亞氣候異常：特別是對我國旱澇氣候災害的發(fā)生有重要作用（葉篤正等）。青藏高原春夏之交的熱力異常,可通過大氣低頻振蕩向東傳播與汛期東部地區(qū)大范圍降水異常產生聯系（章基嘉）。高原上凝結潛熱異常與華北地區(qū)汛期降水存在明顯的負相關關系,即高原上空的潛熱加熱增強,華北地區(qū)汛期降水偏少;反之,華北地區(qū)汛期降水偏多（趙聲蓉等）。夏季青藏高原大面積感熱異常偏強時,黃河流域降水偏多;反之,華北干旱（李棟梁等）。同期的高原熱源中感熱和潛熱變化與華北汛期降水異常的關系是不同的。高原對我國氣候的影響高原對我國氣候的影響華北地區(qū)汛期降水與青藏高原5～6月地表溫度具有顯著的正相關：華北地區(qū)汛期降水偏少年，青藏高原前期5～6月地溫以負距平為主且距平值較??；相反,降水偏多年,青藏高原前期5～6月地溫以正距平為主且距平值較大。青藏高原5～6月地溫偏高年，7～8月西太平洋副熱帶高壓的強度偏強，位置偏北；地溫偏低年,西太平洋副熱帶高壓的強度偏弱，位置偏南（余錦華等）。(6)加強西南渦發(fā)展。西南渦冬、春季出現較多，秋季最少。陰雨天氣。西南渦生成后大多在原地消失。青藏低槽東移，西南渦發(fā)展東移，使西南風風速增大，雨區(qū)擴大，降水強度增加，到長江中下游時，降水量大增，形成暴雨，西南渦移動過程中受副熱帶高壓或其他系統的影響，引起華北地區(qū)大雨或暴雨。3、青藏高原積雪對東部地區(qū)降水的影響由少雪期向多雪期轉化,東太平洋海溫從冷水期演變成暖水期。如1997年秋冬季的高原積雪偏多,而且ElNi.no3區(qū)海溫偏高)，1998年長江、嫩江流域普降大雨,造成了洪澇。多雨區(qū)位于長江全流域、西南地區(qū)、東北、西北大部和內蒙古等地區(qū)。高原對我國氣候的影響第六章氣候的形成（二）中小地形對氣溫的影響坡地方位、地形凹凸和形態(tài)、海拔高度。二、地形與地方性風高原季風、山谷風，焚風和峽谷風等。（一）青藏高原季風高原季風：由于青藏高原與四周自由大氣的熱力差異，所造成冬夏季盛行相反的風系。高原季風對環(huán)流和氣候影響：（1）使我國冬夏對流層低層的季風厚度增大，西南部地區(qū)季風的厚度特別大；（2）破壞了對流層中部的行星氣壓帶和行星環(huán)流。第六章氣候的形成（二）山谷風(mountainbreezeandvalleybreeze)山谷風：當大范圍水平氣壓場比較弱時，在山區(qū)白天地面風從谷地吹向山坡，晚上地面風從山坡吹向谷地。山谷風成因：山地熱力因子形成的。第六章氣候的形成（三）焚風(fohn)焚風：沿著背風山坡向下吹的熱干風。（四）峽谷風第六章氣候的形成三、地形與降水

地形影響降水的形成、分布和強度。（一）地形與降水的形成迎風山地對降水的形成有促進作用：①引起氣流的抬升運動，空氣達到凝結高度后，能加速上升運動的繼續(xù)發(fā)展，凝云致雨；②使低壓系統或鋒面移動滯緩，導致氣旋雨或鋒面雨雨時延長，強度增大；③當氣流進入谷地時，由于喇叭口效應，引起氣流輻合上升，產生降水；④在大陸性氣候區(qū)，夏季會產生局部熱力對流，形成對流雨或雷暴雨；⑤氣流經過崎嶇不平的地形區(qū)域，產生湍流上升運動，產生小量降水，如毛毛雨、小雨等。（二）地形對降水分布的影響1、青藏高原對亞洲降水分布影響我國大陸將是水汽很少的干燥氣候。西部的干旱將更為嚴重，東部也將屬于干旱氣候。我國東部形成江南雨區(qū)。第六章氣候的形成2、地形對降水分布的影響與坡向和高度有密切關系。當海洋氣流與山地坡向垂直或交角較大時，迎風坡多成為“雨坡”，背風坡則成為“雨影”區(qū)域。高大山脈兩側的氣候出現極大的差異，成為氣候區(qū)域的分界線。秦嶺山脈

祁連山南坡祁連山北坡白令海峽沉降影響氣候研究發(fā)現：位于俄羅斯和美國阿拉斯加之間寬達80公里的白令海峽能夠對整個北半球的氣候產生強烈影響。

這一發(fā)現回答了在過去10年間困擾科學家的一個問題，同時證明了某些因素表面上的輕微變化如何能夠影響全球氣候?？茖W家研究了白令海峽對于冰川循環(huán)的潛在影響。通過分析海洋沉淀物的數據，他們發(fā)現陸橋的出現與冰川循環(huán)的次數有關。研究人員推斷，在冰川時期開始時，大塊的冰川在北美、格陵蘭、歐洲和亞洲北部形成和擴大。這些冰川隔絕了大量的水，使得海平面驟降并且使白令海峽間的陸橋暴露出來。這樣導致太平洋中的水不能流入北冰洋。這種流入量的損失，意味著海水變咸、變暖。溫暖的水融化了冰川的邊緣。這些水又帶著淡水回流到北冰洋和大西洋，使海平面再次升高，讓北方的氣候變溫和。研究人員日前在《自然—地球科學》網絡版上報告了這一發(fā)現?！犊茖W時報》(2010-1-28）大西洋？第六章氣候的形成四、地面特性與氣候地面土壤性質、植被、植被的種類等不同對局地小氣候和區(qū)域氣候的形成作用。小氣候(microclimate)：由于下墊面結構不均一性所引起的小尺度的近地層局地氣候。導溫系數小的干沙土表層增溫快，減溫亦快，活動面的溫度日振幅和年振幅都較大，但晝夜與年溫度變幅在較淺的深度就消失了。濕沙土表層溫度日振幅和年振幅