北半球夏季海洋温度和陆地温度

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，并对气温、大气水分和环流造成很大影响。

一、海陆分布与气温

（一）海陆与大气热量交换的差异

由于海洋和大陆的物理性质不同，在同样的天文辐射之下，其增温和冷却有很大差异。海洋具有热惰性，其增温、降温效应都比较慢，它既是一个巨大的热量存储器，又是一个温度调节器。大陆则与之相反，它吸收的太阳辐射仅限于表层，热容量较小，具有热敏性。与同纬度海洋相比，大陆具有夏热冬冷的特性。而对流层大气中的热能主要来自下垫面，由于海陆下垫面不同，海-气热量交换与陆-气热量交换的情况就大不相同。海洋提供给大气的年平均潜热为293.08kJ／（cm2·a），比提供给大气的湍流显热50.24kJ／（cm2·a）大得多，而大陆上两者则相差不大，均约为104.67kJ／（cm2·a），这些热量的差异必然导致海陆气温的显著对比性。

地球表面海陆面积分布很不对称，北半球陆地覆盖率为39.3%，而南半球只有19.2%，北半球陆地面积比南半球约大一倍，北半球东半部的陆地面积又比西半部大两倍。就北半球东半部而言，亚欧非大陆面积（约为73.4×106km2）同邻近的太平洋、大西洋和印度洋（以一半面积计，约为93.4×106km2）比较大小相当。北半球的西半部则不然，海洋面积（约82.4×106km2）远比陆地面积（24.2×106km2）大，因此，由于海陆物理性质的差异而引起的海陆气温对比，在亚欧非大陆和附近海洋就显得特别的突出（表3-8）。

同在30°N地带天文辐射应是完全相等的，但因海陆性质不同，就会出现冷热源的差异。从辐射差额来讲，在表3-8中所列举的四个区域，除西藏高原部分地区外，都获得正值净辐射，且无论冬夏都是海洋上最多。通过显热输送提供给空气的热量，在冬季（1月）以海洋表面为最大，平均为67.8W／m2，比同纬度大陆上的其他三个区域大1～7倍。这时海洋上水温比气温高，冬季海上风速大，因此蒸发强，提供给大气的潜热量更多，比大陆上其他三个地区大1～65.8倍。因此冬季相对于大陆来讲，海洋是大气的“热源”，大陆是“冷源”。而夏季（7月）则情况不同，四个地区中在海洋上获得的正值净辐射虽为最大，但通过显热方式供给空气增温的热量却最少（只有0.82W／m2）。而这时北非、阿拉伯干旱区提供空气增温的显热最多（达127.5W／m2），相当于同纬度海洋上的155倍。夏季海水温度比空气温度低，风力又较冬季弱，海上蒸发反而比冬季小得多，提供给空气的潜热远较冬季为小。而夏季除北非、阿拉伯干旱区外，太平洋中部提供给空气的潜热量也比我国大陆东部和西藏高原小。再从潜热通量加显热通量来看，夏季太平洋中部提供给空气的总热量也比同纬度的大陆区域为小，因此相对于大陆来讲，夏季海洋是“冷源”，大陆是“热源”。

表3-8　1月和7月沿30°N上各经度辐射、蒸发、降水及各种热通量

（二）海陆气温的对比

海陆冷热源的作用反映在海陆气温的对比上是十分明显的。由表3-9可见，在纬度30°N上，从海平面到对流层上层，1月亚非大陆上气温都比太平洋上气温低；7月则相反，大陆上气温比海洋上高，且两者的差值在7月比1月大。从平均来看，在500hPa等压面上，每年10月到次年4月都是海上气温比陆上高；6～9月则相反，海上气温比陆上低；5月、10月为转变月（图3-9）。

图3-9　30°N亚非大陆和太平洋上空500hPa气温（℃）

①亚非大陆上空500hPa的气温；
②太平洋上空500hPa的气温

表3-9　在30°N不同高度上海陆气温及其差值（℃）

在相同纬度、相同海拔高度的各站气温距平值主要决定于海陆分布。1月份，中高纬度、北半球海陆气温差别十分显著，在北大西洋上有最大的正距平，亚洲北部有最大的负距平，在同一纬度带上气温相差可达48℃以上，相当于赤道与极地年平均气温差值。7月海陆气温最突出的差异出现在副热带纬度的冷洋流表面与大陆沙漠上。例如北非撒哈拉沙漠上7月平均气温达35℃以上，等温线呈封闭形式，其气温距平约＋12℃，而太平洋东岸（冷洋流）表面7月在20℃上下，其最大负距平约-8℃，在同一副热带纬度气温相差20℃。

综上所述，海陆气温的差异，在冬季的高纬度最为突出，在夏季则以副热带纬度最显著。就全球而言，由于北半球海洋面积相对比南半球小，所以北半球冬季比南半球冷，夏季比南半球热。

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

大气中的水分主要来自下垫面的蒸发，海洋的蒸发量远比大陆多。以30°N的亚非大陆和太平洋为例，无论冬夏，太平洋中部的蒸发量都比同纬度的大陆多，尤其是冬季，太平洋上的蒸发量比我国东部约大7倍，比北非、阿拉伯大26～27倍，因此在冬季，海洋是大气的“水汽源”，相对于海洋来讲，大陆则为“水汽汇”。在夏季太平洋上的蒸发量与我国东部相差无几，但和北非、阿拉伯干旱地区相比，则仍超过20余倍，这时海洋仍为大气的“水汽源”，但强度远较冬季小（表3-8）。

从湿度场的情况来看，无论在哪一个层次，每年12月到次年2月，亚非大陆都是北半球上比湿最小的地区；盛夏期间6～9月，东亚一带，尤其南亚一带是北半球湿度最大的地区，而太平洋却为相对干区，4月、5月和9月则是转换月，这与海陆蒸发作用的年变化密切关联。

（二）对雾的影响

海上空气潮湿，因此只要有适当的平流将暖湿空气吹送到比较冷的海面，就会导致下层空气变冷，极易达到饱和而凝结成平流雾，所以在海上，尤其是冷洋流表面，雾日极多。在纬度40°以上的大陆东岸和低纬度的大陆西岸都是冷洋流经过地区，不但海面多雾，大陆近岸受海风影响，也有较多雾日。如日本北海道沿岸、北美纽芬兰沿岸和加利福尼亚沿岸、南美秘鲁和智利沿岸、北非加那利冷流沿岸，以及南非本格拉冷流沿岸等，都是世界著名的多雾区域。

大陆上沿海地区受海风影响雾日较多，一般大陆内部则雾少霾多。陆地雾与海上雾有很多差异，主要表现在：陆地雾以辐射冷却形成为主，盛行于冬季晴夜和清晨，到近午时因日照强而蒸发消散；而海面雾的形成以平流冷却为主，主要出现在春夏，即使正午日照强也不能消散，只有当风向改变，风力增强，使气流上下扰动时才被吹散。在大陆沿海地区多平流辐射雾，它是由湿空气平流至陆上，再经夜晚辐射冷却，空气达到饱和时而形成的。

（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，但要形成降水还必须有足够的抬升作用，使湿空气上升才能凝云致雨。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.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。在大陆上夏季午后空气层结最易达到不稳定，在水汽充足和其他条件适宜时，就会产生对流雨。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，有利于雾的形成，不会产生对流雨，只有在冬季夜间的暖洋流表面，水温比气温高，当天空有低云时，夜间云的上部空气辐射散热变冷，云下空气有效辐射不强，下层又与暖水面接触，因此下层气温较高，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11 429mm，是世界上少有的多雨地区。

3.锋面雨和气旋雨

海洋上的降水绝大多数是锋面雨和气旋雨。在副热带高压盛行的洋面上，空气中多下沉气流，空气层结又很稳定，所以年雨量很少，年平均值在300mm以下，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。但在纬度40°～60°的海洋表面年降水量却在1000mm以上，这是锋面和温带气旋带来的降水，海面平滑，气旋中的旋转气流不易遭到破坏，水汽又甚充足，在冬季锋面气旋发达，所以海上气旋雨在冬季特别丰富，在热带暖洋流表面热带气旋盛行，是海洋上另一多雨地带。

在温带大陆西岸，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。越向内陆，海洋气团变性越剧烈，空气越来越干燥，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团影响，所以出现大片干旱、半干旱气候；而南半球大陆面积较小，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

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

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。海陆风的形成是由于白天陆地在日射下增温快，陆上气温比邻近海上高，陆上暖空气膨胀上升，到某一高度上，因其气柱质量增多，气压比海上同一高度平面上为高，等压面便向海洋倾斜，空气由大陆流向海洋。因此在下层地面上陆地的空气质量减少，地面气压因而下降，而海洋因上层有大陆空气的流入，空气质量增多，海面气压升高，于是在下层便产生自海洋指向陆地的水平气压梯度力形成海风。夜间，陆地辐射冷却比海面快，陆上空气冷却收缩，致使上层气压比海面上同高度的气压低，等压面由海洋向陆地倾斜，地面气压比海面气压高，于是形成了与白天相反的热力环流，下层风由陆地吹向海洋，这就是陆风。这种由于海陆热力差异而产生的气压梯度是比较小的，只有当大范围水平气压场比较弱时才能显现出来。

在热带地区，气温日变化较大，特别是冷洋流经过的海岸地带，海陆风最强烈，全年都可出现。温带地区海陆风较弱，主要出现在夏季。海陆风深入陆地的距离因地而异，一般为20～50km。

海陆风对滨海地区的气候有一定的影响，白天吹海风，海上水汽输入大陆沿岸，往往形成雾或低云，甚至产生降水，同时还可以降低沿岸的气温，使夏季不致于十分炎热。

（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。有显著改变是指：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。

季风的形成与多种因素有关，但主要是由于海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化，其他如行星风带的季节移动和广大高原的热力、动力作用也与之有关系，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（图3-10）。

图3-10　因海陆热力差异而引起的夏季风（a）和冬季风（b）

季风形成的原理与海陆风基本相同，但海陆风是由海陆之间气压日变化而引起的，仅出现在沿海地区。而季风是由海陆之间气压的季节变化而引起的，规模很大，是一年内风向随季节变化的现象。

世界上季风区域分布很广，东亚是世界上最著名的季风区。这主要是由于太平洋是世界最大的大洋，亚欧非是世界最大的大陆，且其东西向延伸很广，东亚居于两者之间，海陆的气温对比和季节变化都比其他任何地区显著，再加上青藏高原的影响，所以东亚季风特别显著，其范围大致包括我国东部、朝鲜、韩国和日本等地。

冬季，亚洲大陆为蒙古-西伯利亚高压所盘踞，高压前端的偏北风就成为亚洲东部的冬季风。由于各地处于高气压的部位不同，各地冬季风的方向并不完全相同，由北而南依次为西北风、北风和东北风。由于蒙古-西伯利亚高压比较强大，由陆向海，气压比较陡峻，所以风力较强。

夏季，亚洲大陆为热低压所控制，同时太平洋副热带高压西伸北进，因此高低压之间的偏南风就成为亚洲东部的夏季风，由于此时气压梯度比冬季小，所以夏季风比冬季风弱。

东亚季风对我国、朝鲜半岛、日本等地区的天气和气候影响很大，在冬季风盛行时，这些地区是低温、干燥和少雨的时节，而夏季风盛行时这些地区则是高温、湿润和多雨。

亚洲南部的季风，主要是由行星风带的季节移动而引起的，但也有海陆热力差异的影响。以印度季风为例，冬季行星风带南移，赤道低压移到南半球，亚洲大陆冷高压强大，高压南部的东北风就成为亚洲南部的冬季风。夏季行星风带北移，赤道低压移到北半球，再加上大陆热力因子的作用，低压中心出现在印度半岛。而此时正是南半球的冬季，澳大利亚是一个低温高压区，气压梯度由南向北的气流跨越赤道后，受北半球地转偏向力的作用，形成西南风，就是南亚的夏季风。

在季风的影响下，南亚也是冬干夏湿，但是它和东亚季风有一个明显差别，即南亚夏季风比冬季风强。这是因为冬季亚洲南部远离蒙古-西伯利亚高压中心，并有西藏高原的阻挡，再加上印度半岛面积较小，纬度较低，海陆之间的气压梯度较弱，因此冬季风不强。相反，夏季印度半岛气温特别高，是热低压中心所在，它与南半球副高之间的气压梯度大，因此南亚的夏季风强于冬季风。

四、海洋性气候与大陆性气候

由于海陆分布对气候形成的巨大作用，使得在同一纬度带内，在海洋条件下和在大陆条件下的气候具有显著差异，前者称为海洋性气候，后者称为大陆性气候。区别海洋性气候与大陆性气候的指标很多，最主要表现在气温和降水两方面。

（一）气温指标

海洋性气候与大陆性气候在气温上的标志一般用气温日较差、气温年较差、年温相时、春秋温差值和大陆度等几个指标表示，气温较差还和所在地纬度有关（图3-11）。

在赤道附近，大陆和海洋的气温年较差都很小，而其日较差则差别显著。南半球由于大陆面积小，只有在中纬度时大陆和海洋的气温日较差和年较差都很大，这与海陆分布的形势关系十分密切。

海洋上气温年较差比大陆上小，从海-气热交换与陆-气热交换的年变化可以得到很好的说明。图3-12（a）、（b）分别表示太平洋上T站（29°N，135°E）、重庆（29°N，106°E）的热量平衡年变化，该两站纬度相同，天文辐射相等。但从辐射差额来讲，T站所获得的正值净辐射比重庆多。从海-气的总能量交换来看，是冬季多，夏季少。无论显热交换，还是潜热交换，年变化曲线的起伏形势都与辐射差额相反。而重庆（b）曲线的起伏形势是相同的。再看表3-10，太平洋上T站夏季供给空气的显热只有2.6W／m2，而重庆地面供给空气的显热却有12.7W／m2，相当于T站的5倍。显热是能直接使空气增温的，这就使得重庆夏季的气温比T站高。而冬季则相反，T站提供的显热有48.7W／m2，而重庆为8.2W／m2。这必然使得重庆冬季的气温比T站低得多。相对于重庆来说，T站是冬暖夏凉，气温的年较差小。重庆则夏热冬寒，气温年较差大。海洋上云量一般比大陆上多，风速较陆上大，这也能减小海上气温的日较差和年较差。

图3-11　气温年较差、日较差随纬度和海陆的变化

AC.大陆气温年较差；AM.海洋气温年较差；DC.大陆气温日较差；DM.海洋气温日较差

图3-12　T站（a）（29°N，135°E）、重庆（b）（29°N，106°E）热量平衡年变化

注：1cal／（cm2·d）＝0.482W／m2

表3-10　海-气、陆-气显热交换与潜热交换的季节变化（W／m2）

式中：Ay为当地气温年较差；Ad为年平均气温日较差；D0为最干月湿度饱和差；δ为所在地纬度。

若K＞100%，则为大陆性气候，百分数越大，大陆性越强；反之，若K＜100%，则为海洋性气候，百分数越小，海洋性越强。

伊凡诺夫根据该式求出的K值，把大陆度分为以下10个等级（表3-11）。

（二）水分标志

海洋性气候年降水量比同纬度大陆性气候多，其一年中降水的分配比较均匀，以冬季为较多。气旋雨发生频率为最大，降水变率小。大陆性气候以对流雨居多，降水集中于夏季，降水变率大。

此外，海洋性气候的绝对湿度和相对湿度一般都比大陆性气候大。海洋性气候的相对湿度年较差小于大陆性气候。

（三）气候大陆度

气候学上为了定量地表示各地气候大陆性程度，采用气候大陆度为指标来衡量。大陆度计算的方法很多，通常以气温年较差（消去纬度影响）和气温的纬度距平为依据。

伊凡诺夫按下述经验公式来计算该地的气候大陆度：

表3-11　伊凡诺夫大陆度等级

波罗佐娃应用1月、7月气温对纬圈距平值来分别计算该两月的大陆度。因为气温距平基本上是由于海洋、大陆以及海陆间热力相互作用所造成的，各个季节的不同温度差异可以引起海陆间不同的环流特征。环流情况不同，海陆间相互作用的强度也不相同，因此按季节计算的气温距平，特别是冬夏两季的气温距平来表征大陆度更有实际意义。波罗佐娃以K1和K7分别表示1月和7月的大陆度，其计算式如下：

式中：Ai为某纬度上某地的气温距平值；为该纬圈上该月的最大正距平值；为该纬圈上该月的最大负距平值。此式适用于30°～70°N范围内。K值越大，大陆度越高。

除用气温较差和气温距平表示大陆度外，还有用降水和大陆气团出现频率等来计算大陆度的方法。但由于气候大陆度除受海陆分布影响外，还受大气环流、大陆面积、地形和海流等因素的影响，因此用一个或多个气候要素的简单组合，来表示复杂多变的大陆或海洋对气候影响的程度往往带有片面性。目前尚未有一个公认的完善的计算大陆度公式。