高湿
南亚季风 行星风带 冬：东北
夏强冬弱
的季节移 夏：西南 动
四、海洋性气候与大陆性气候
前面分析了海陆分布与气温、水分、风的关 系，由此可见，同一纬度带内，在海洋条件 下和在大陆条件下的气候有显著差异。
某一地区的气候受海洋影响较深，且能反映 出海洋影响的气候特征的，称为海洋性气候。
受大陆影响较大，且能反映出大陆影响的气 候特征的，称为大陆性气候。
（4）气温日较差
海洋性气候的气温日较差小。据估计，全世 界海洋平均气温日较差为0.3℃。
大陆性气候的气温日较差较大，离海岸越远， 日较差越大。居于内陆的热带沙漠，气温日 较差常达40~50 ℃，极端情况下可超过 60 ℃。
凡伦西亚最大气温日较差为4.1℃（6月）， 最小气温日较差为1.2℃（1月）；
A：东亚季风
东亚是世界上最著名的季风区 东亚季风区大致包括我国东部、朝鲜、韩国、
日本、俄罗斯太平洋沿岸（属温带季风和副 热带季风）。
太平洋—世界上最大的大洋 亚欧非大陆—世界上最大的大陆，且东西延
伸广 东亚：居于二者之间，海陆气温对比和季节
变化很显著；加上青藏高原的影响，使东亚 季风特别显著。
b： 高值中心，+12℃——北非撒哈拉沙漠
（陆） 低值中心，-8℃——太平洋东岸（海），
加利福尼亚冷流 同一纬度带上（副热带）气温相差达20
℃
所以，海陆气温的差异，冬季高纬最突出， 夏季副热带纬度最明显。
由于北半球陆地面积比南半球大， 所以：
冬季温度：北半球＜南半球
夏季温度：北半球＞南半球
夏季风比冬季风强，厚度也大，可伸达 5000~6000m。
因为夏季印度半岛气温很高，是热低压中心所在；南 半球是冬季，澳大利亚大陆上有高压加强，二者之间 气压梯度大。
3、东亚季风与南亚季风的区 别
主要成因 风向 性质
强度
东亚季风 海陆热力 冬：偏北 冬：干冷 冬强夏弱
差异
夏：偏南 夏：高温
由于远离蒙古—西伯利亚高压中心，并有山地 屏障（青藏高原、喜马拉雅山等），再加上南 亚陆地面积不大，海陆差异不明显，纬度较低， 海陆之间气压梯度较弱等原因，
冬季风不强。
夏季：（P113图） 行星风带北移，赤道低压移到北半球，南亚位于赤道
低压带内；大陆热力因子的作用，加强了低压强度并 使之位置北移。（印度低压） 北半球—印度低压 南半球—处于冬季，澳大利亚是一高压区 气压梯度：南→北，气流（即南半球的东南信风）跨 越赤道后转向为西南风（赤道西风） 气候：潮湿多雨，雨季（赤道辐合带里的降水）
大陆上受海风影响的区域，水汽充沛， 降水量与同纬度的大陆中心或背风区相 比为多，且降水变率较小。
降水时间，在海上和受海洋影响的陆地 沿岸地区，以冬季夜间和清晨为多，大 陆性气候区以夏季午后为多。
三、海陆分布与周期性风系
所谓周期性风系是指以一日为周期的 海陆风和以一年为周期的季风。
它们的形成与海陆热力差异有密切关 系。
较差逐渐增大， 到伊尔库次克，大陆性气候特点十分明显，
气温年较差很大。
（2）年温相时：
最高、最低温度出现的时间（月份）
就北半球而言，在大陆性气候中，最高温 度出现在7月、最低温度出现在1月；在海 洋性气候中，最高温度和最低温度出现的 时间比大陆落后，最高温度出现在8月、最 低温度出现在2月。
冬季：（P112图） 陆—冷源，蒙古—西伯利亚高压 海—热源，阿留申低亚，副高强度很弱 气压梯度：陆→海，陡峻 冬季风：高压前缘的偏北风，风力强。
由于各地处于高压部位不同，冬季 风方向各地不完全相同。 气候；低温、干燥、少雨
夏季：（P113图） 海—冷源，西太平洋副热带高压西伸北进 陆—热源，印度热低亚 气压梯度：海→陆，较小 夏季风：高低压之间的的偏南风，比冬季弱 气候；高温、湿润、多雨
（一）气温指标
气温日较差、气温年较差、年温相时、春秋温差值、 大陆度
P181：图6·25 赤道： Ac（实线）、AM（点划线）都小且重于一点 Dc（虚线）、DM（点点线）差别显著，即Dc大、
DM小
北半球：
Ac（实线）、AM（点划线）差别大，即大陆、海 洋的气温年较差的差异大，且Ac大、 AM小
海陆分布→气温差异→气压场→周期 性风系
（一）海陆风
白天：海→陆，海风 夜间：陆→海，陆风
海
陆
海
陆
海风和陆风转换时间随地区和天气条件而定。 一般来说，陆风在上午10时左右转为海风，13—15
时海风最盛，日落以后，海风逐渐减弱，17—20时 转为陆风。如果是阴天，海风要到中午才能出现，强 度减弱。
西半部：大陆比海洋小得多
P174表：1月、7月；四个区域；7个量
冬季（1月）： 显热通量：海最大，大
1-7倍 蒸发量：海最大
潜热通量：海最大，大 1-65.8倍
潜+显：海最大 海—热源，陆—冷源
夏季（7月）： 显热通量：海最少
蒸发量：海比冬季小得 多
潜热通量：海比冬季小， 比我国东部、西藏高原 小
因南半球陆地、海洋的面积几乎是2︰8（19.2%， 80.8%），陆地面积小，海陆差异没有北半球显著；
只有在中纬度，陆地面积较大，海陆差异大
太平洋上T站（海） （陆）
重庆
二者纬度相同（29°N），天文辐射相等
1、辐射差额（虚线）： T站＞重庆（纵轴比 例）
2、海—气总能量交换（实线）：V形，夏季少， 冬季多；
站
所以，相对而言： T站：冬暖夏凉，气温年较差小 重庆：冬寒夏热，气温年较差大
还与云量、风速有关
P182，表6·8：中纬西风带的欧亚大陆
（凡伦西亚—海洋性气候，伊尔库次克—大陆性气候）
（1）气温年较差： 自西向东依次增大。 凡伦西亚岛在爱尔兰西岸，有大西洋暖流经
过，终年受海风影响，属典型的海洋性气候。 由此往东，海洋气团在大陆上逐渐变性，年
差异； 陆—辐射冷却，海—平流冷却 陆—冬，海—全年，春夏最多 陆—夜间、清晨，近午消散
海—全天，风向、风力改变而消散
（三）对降水的影响
复杂 据降水的成因，可分为下面几类： 1、对流雨：空气层结不稳定
陆—较多，夏季午后 海—较大陆少，暖流表面，冬季夜间和清晨 2、地形雨：大陆上才有，迎风坡 如印度乞拉朋齐，喜山南坡，11429mm
而伊尔库次克最大气温日较差为14.1℃（6 月），最小气温日较差为5.7℃（12月）。
的现象，称为季风。
所谓“有显著改变”有各种不同标准。不同 学者说法不一，因而“季风分布区域”也不 尽相同。
教材：
（1）1月与7月盛行风向的变移至少有 120°
（2） 1月与7月盛行风向的频率超过40%
（3）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

夏季：海→陆；冬季：陆→
3、锋面雨和气旋雨：
海洋上绝大多数属此类 P178图；海洋上
少雨带： 副高（20-40°）＜300mm； 冷洋流＜100mm
多雨带：40-60°＞1000mm； 热带暖洋流
温带大陆
西岸：气旋活动频繁，尤其冬季，锋面气旋 最强，气旋雨多
内陆：变干 中心：干旱沙漠气候
总之，海洋上空水汽含量较多，但并不 一定多雨，这主要决定于大气环流的形 势。
潜+显：海最小 海—冷源，陆—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：
P175表6·6： 1月：差值全为负，陆＜海 7月：差值全为正，陆＞海，
且差值（绝对值）大于1月 图6·20： 两条曲线交于5月，9、10
月
6-9月：陆＞海 10月-次年4月：海＞陆
第三节 海陆分布对气候的 影响
对气温、大气水分和环流的影响
一、海陆分布与气温
（一）海陆与大气热量交换的差异 1、物理性质不同： 海：热惰性，冬暖夏凉，潜热＞显热 陆：热敏性，冬冷夏热，潜热≈显热 2、海陆面积大小的分布很不对称：陆地面积 全球：北半球比南半球约大一倍 北半球：东半部比西半部大两倍 北半球东半部；大陆与海洋面积大小相当
陆—气总能量交换（实线）：夏季多，冬季少
3、湍流热交换（显热交换）和蒸发潜热交换： T站：曲线起伏形势与辐射差额相反；重庆： 曲线起伏形势与辐射差额相同。
表6·7： 显热：能直接使空气增温 夏季：显热，重庆＞T站，所以，T重庆＞T T
站
冬季：显热，T站＞重庆，所以，T重庆＜T T
在滨海地区并不是每天都有海陆风的，有时 还有可能吹与海陆风风向相反的风。
这是因为当大范围气压场的气压梯度较大时， 与这种气压场相应的风“掩盖”了海陆风。
另外，海陆间水平气温梯度过小，不足以形 成热力环流时，也没有海陆风出现。
因此，只有在大范围气压场的气压梯度比较 弱而气温日变化大的地区和季节，才容易出 现海陆风．
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 蒸发：P174表，海＞陆 湿度场（比湿）： 冬（12月-次年2月）：陆—小，亚
非大陆 盛夏（6-9月）：东亚、南亚湿度大，
季风区
（二）对雾的影响
海洋上：平流雾，雾日多，冷流、冷暖流交 汇处
大陆上：辐射雾，少 沿海地区：平流辐射雾
海
（海陆风：白天，海→陆；夜间，陆→海）
2、形成
是由海陆分布（海陆热力差异及其变化—— 最直接，根本原因）、行星风带的季节移动 （对南亚重要）、地形特征等多因素共同作 用的结果。
某一地区季风的形成可以是其中某一因素起 主导作用，但不可完全排除其他因素的作用。