第三节  海陆分布对气候的影响

一、海陆分布与气温

（一）海陆与大气热量交换的差异

海洋和大陆由于物理性质不同，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，它增温慢降温亦慢，既是一个巨大的热量存储器，又是一个温度调节器。大陆与之相反，它吸收的太阳辐射仅限于表层，热容量又小，具有热敏性。与同纬度海洋相比，大陆具有夏热冬冷的特性。对流层大气中的热能主要得自下垫面，下垫面由于海陆不同，海-气热量交换与陆-气热量交换的情况大不相同。海洋提供给大气的年平均潜热为293.08×10³J/cm²a，比提供给大气的湍流显热50.24×10³J/cm²a大得多，而大陆上两者则相差不大，各约为104.67×10³J/cm²a，上述这些差异必然导致海陆气温的显著对比性。

地球表面海陆面积大小的分布是很不对称的，北半球陆地面积比南半球约大一倍（北半球陆地覆盖率为39.3％，南半球只有19.2％），而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7.34×10⁷km²）同邻近的太平洋、大西洋和印度洋（以一半面积计，约为9.34×10⁷km²）比较大小相当。北半球的西半部则不然，海洋面积（约8.24×10⁷km²）远比陆地面积（2.42×10⁷km²）大，因此由于海陆物理性质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（见表6·5）。

表6·5中，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出现冷热源的差异。从辐射差额来讲，在表中所列举的四个区域，除西藏高原部分地区外，皆获得正值净辐射，其中无论冬夏皆以海洋上为最多。通过显热输送供给空气直接增温的热量，在冬季（1月）以海洋表面为最大，平均有67.8W/m²，比同纬度的大陆上其他三个区域大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，比大陆上其他三地区大1—65.8倍。由此可以看出，这时相对于大陆来讲，海洋是大气的“热源”，大陆是“冷源”。可是到了夏季（7月），海洋上获得的正值净辐射在四个地区中虽属最大，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。从表6·5中可以看出，在7月份除北非、阿拉伯干旱区外，太平洋中部提供给空气的潜热量亦比我国大陆东部和西藏高原小。再从潜热通量加显热通量看来，夏季太平洋中部提供给空气的总热量亦比同纬度的大陆区域为小，因此相对于大陆来讲，夏季海洋是个“冷源”，大陆是“热源”。

（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6·6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月相反，都是大陆上气温比海洋上高，二者的差值，7月比1月大。从全年来讲，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月相反，海上气温比陆上要低；5、10月为转变月（图6·20）。

为了定量地明确同纬度地带海陆气温的差异性，可用气温等距平线图来表示。气温的距平值是该地气温与同纬圈平均气温之差值，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。从1月气温等距平线图（图6·21a）看，在中高纬度，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（+24℃），亚洲北部有最大的负距平（-24℃），约在同一纬度带上气温相差达48℃以上，它相当于赤道与极地年平均气温差值。

由图6·21b可见，7月气温等距平线与纬线偏差亦很显著，这时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，其气温距平为+12℃，而太平洋东岸（冷洋流）表面7月在20℃上下，其最大负距平为-8℃，在同一副热带纬度气温相差20℃。

综上所述可见，海陆气温的差异，在冬季的高纬度为最突出，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地比南半球小，所以北半球冬季比南半球冷，夏季比南半球热。

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