三、氣候形成的地表環(huán)境因素

地表環(huán)境因素是大氣的主要熱源和水源，又是低層大氣運(yùn)動(dòng)的邊界面，它對氣候形成的影響十分顯著。地表環(huán)境因素包括地理緯度、海陸分布、地形、地表組成、洋流、河湖水體和冰雪覆蓋等。就地表環(huán)境的差異性及其對氣候形成的作用來說，海陸間的差異是最基本的。海陸間通過熱力和動(dòng)力作用影響大氣，改變大氣中的水、熱狀況，影響環(huán)流的性質(zhì)、強(qiáng)弱，形成海陸間的氣候差異。

(一)海陸分布與氣候

1.海陸分布與氣溫

前已述及，由于海陸熱力性質(zhì)不同，在同樣的太陽輻射下，它們增溫和冷卻存在很大的差異。海洋增溫慢，降溫也慢，具有冬暖夏涼的氣候特征。冬季，海洋上水溫比氣溫高，海上風(fēng)速較大，故蒸發(fā)強(qiáng)，提供大氣的潛熱多，相對于大陸而言，海洋是大氣的熱源，大陸是冷源。夏季，海洋獲得的凈輻射雖然也較大，但海洋水溫比氣溫低，風(fēng)速又較冬季小，通過顯熱方式供給空氣增溫的熱量很少，而這時(shí)大陸的低緯度干旱區(qū)提供空氣增溫的顯熱很多，例如非洲、阿拉伯干旱區(qū)，相當(dāng)于同緯度海洋上的155倍。海水蒸發(fā)又比冬季小得多，提供給空氣的潛熱也遠(yuǎn)較冬季少，因此，相對大陸來說，夏季海洋是一個(gè)冷源，大陸是熱源，使海陸氣溫分布隨季節(jié)和緯度而變化。

就全球而言，由于北半球海洋面積相對比南半球小，所以冬季平均氣溫北半球(8.1℃)比南半球(9.7℃)低，夏季平均氣溫北半球(22.4℃)比南半球(17.1℃)高。全年平均，高緯度因受大陸的影響，使冬季降溫比夏季升溫顯著，故年平均氣溫較低，低緯度受大陸的影響，使夏季升溫比冬季降溫顯著，使年平均氣溫較高。就北半球而言，冬季(1月)，大陸溫度低于海洋，夏季(7月)，大陸溫度高于海洋，轉(zhuǎn)變月份分別在5月和10月。如1月從海面到對流層上層的氣溫，亞非大陸比太平洋低；7月相反，大陸氣溫比海洋高。海陸溫差因緯度和季節(jié)而異。

由于海陸溫度時(shí)空分布的不均勻，從而產(chǎn)生了氣壓梯度，形成了周期性的季風(fēng)和海陸風(fēng)，影響天氣和氣候。

2.海陸分布與大氣水分

(1)對蒸發(fā)和空氣濕度的影響。大氣中的水分主要來自下墊面的蒸發(fā)，海洋水源充足，蒸發(fā)量遠(yuǎn)比同緯度的大陸多。例如，冬季太平洋上的蒸發(fā)量比我國東部大7倍。水汽源源不斷輸入大氣，所以距海愈近，空氣含水汽量愈多，反之愈少。但因地面干濕狀況、植被、河湖分布等的影響，大陸中心也具有一定的水汽，而且水汽含量多少還隨溫度和氣流狀況而異。盛夏6～9月，東亞、南亞在濕熱的夏季風(fēng)影響下濕度較大，而太平洋卻為相對干區(qū)。

(2)對云、霧的影響。沿海地區(qū)多云，中高緯度地區(qū)西風(fēng)帶，向海岸云量增大，向內(nèi)陸云量減少，我國東南沿海、西南山地云量大，向西北內(nèi)陸減少。海上霧日多，以平流霧為主。因?yàn)楹Ｉ峡諝獬睗瘢灰羞m當(dāng)?shù)钠搅鲗⑴瘽窨諝獯档捷^冷的海面，下層空氣變冷，極易達(dá)到飽和而凝結(jié)成平流霧。海霧全年皆有出現(xiàn)，以春夏相對較多，維持時(shí)間較長，尤其是冷洋流表面及其迎海風(fēng)的沿岸地帶，平流霧較多，維持時(shí)間較長。大陸內(nèi)部霧少，以輻射霧為主，多見于秋冬季，夜間或清晨出現(xiàn)，日出后逐漸消散。沿海地區(qū)多平流輻射霧。

(3)對降水的影響。海陸分布對降水的影響比較復(fù)雜。海洋上空氣中水汽含量雖多，但不一定多雨；因?yàn)橐纬山邓€必須有足夠的抬升條件，使?jié)窨諝馍仙鋮s才能凝云致雨。一般而言，大陸上受海風(fēng)影響的區(qū)域，水汽充沛，降水量會(huì)比同緯度的內(nèi)陸或背海風(fēng)的區(qū)域多。年降水量有由沿海向內(nèi)陸遞減的趨勢。但各地區(qū)不同季節(jié)降水差異懸殊。

低緯度大陸、太陽高度大時(shí)多雨，因?yàn)榈孛媸軣釓?qiáng)烈，易造成熱對流，多對流雨。高緯度大陸東部夏季降水多，因夏季風(fēng)從海洋吹向大陸，空氣的絕對濕度相對濕度都比較大。隨緯度增高，降水愈集中夏季，例如廣州夏季降水占全年的46.5％，北京占75％。中緯度大陸西岸，冬季多雨，因?yàn)榕瘽竦臉O地海洋氣團(tuán)進(jìn)入冷的陸地，易凝結(jié)降水，冬季氣旋活動(dòng)頻繁。氣旋雨也較多。春季和初夏少雨，因?yàn)榇藭r(shí)，極地海洋氣團(tuán)相對較冷，向東伸入大陸內(nèi)部時(shí)，海洋氣團(tuán)變性，空氣愈來愈干燥，降水量逐漸減少。最大降水量也從冬移到夏，最小降水量從夏移到冬，到了大陸中心就形成干旱的沙漠氣候。北半球大陸面積大，特別是歐亞大陸東西延伸范圍很廣，內(nèi)陸地區(qū)難以受到海洋氣團(tuán)影響，所以出現(xiàn)大片干旱、半干旱氣候區(qū)。而南半球由于大陸面積較小，內(nèi)陸干旱區(qū)域也相應(yīng)比北半球小。

(二)海-氣相互作用

1.厄爾尼諾/南方濤動(dòng)(ENSO)

“厄爾尼諾”一詞源自西班牙文“El Nino”的音譯，原意是“圣嬰”。用來表示在南美西海岸(秘魯和厄瓜多爾附近)向西延伸，經(jīng)赤道東太平洋至國際日期變更線附近的海面溫度異常增暖的現(xiàn)象。在正常年份，此區(qū)域東向信風(fēng)盛行。赤道表面東風(fēng)應(yīng)力把表層暖水向西太平洋輸送，在西太平洋堆積，從而使西太平洋的海平面上升，海水溫度升高。而東太平洋在離岸風(fēng)的作用下，表層海水產(chǎn)生離岸漂流，造成這里持續(xù)的海水質(zhì)量輻散，海平面降低，下層冷海水上翻，導(dǎo)致這里海面溫度的降低。上翻的冷海水營養(yǎng)鹽比較豐富，使得浮游生物大量繁殖，為魚類提供充足的餌料。魚類的繁盛又為以魚為食的鳥類提供了豐盛的食物，所以這里鳥類繁多。赤道東太平洋地區(qū)由于海水溫度低，水溫低于氣溫，空氣層結(jié)穩(wěn)定，對流不宜發(fā)展，降雨偏少，氣候偏干；而赤道西太平洋地區(qū)由于海水溫度高，空氣層結(jié)不穩(wěn)定，對流運(yùn)動(dòng)強(qiáng)烈，降水較多，氣候濕潤。當(dāng)東向信風(fēng)異常加強(qiáng)時(shí)，赤道東太平洋海水上翻異常強(qiáng)烈，降水異常偏少；而赤道西太平洋海水溫度異常偏高，降水異常偏多，即所謂的拉尼娜事件。可是每隔數(shù)年，東向信風(fēng)減弱，西太平洋冷水上翻現(xiàn)象消失，表層暖水向東回流，導(dǎo)致赤道東太平洋海平面上升，海面水溫升高，秘魯、厄瓜多爾沿岸由冷洋流轉(zhuǎn)變?yōu)榕罅?。下層海水中的無機(jī)鹽類營養(yǎng)成分不再涌向海面，導(dǎo)致當(dāng)?shù)氐母∮紊锖汪~類大量死亡，大批鳥類亦因饑餓而死，形成一種嚴(yán)重的災(zāi)害。與此同時(shí)，原來的干旱氣候轉(zhuǎn)變?yōu)槎嘤隁夂颍踔猎斐珊樗簽E，科學(xué)工作者將其稱為“厄爾尼諾”現(xiàn)象(見圖8-1)。

厄爾尼諾和拉尼娜對氣候均有極大的影響，它們對我國氣候的影響主要表現(xiàn)在：

①厄爾尼諾年，東亞季風(fēng)減弱，中國夏季主要季風(fēng)雨帶偏南，江淮流域多雨的可能性較大，而北方地區(qū)特別是華北到河套一帶少雨干旱。拉尼娜年正好相反。

圖8-1　厄爾尼諾和拉尼娜現(xiàn)象(王建，2001)

②在厄爾尼諾年的秋冬季，北方大部分地區(qū)降水比常年減少，南方大部分地區(qū)降水比常年增多，冬季青藏高原多雪。拉尼娜年的秋冬季我國降水的分布為北多南少型。

③在厄爾尼諾年我國常常出現(xiàn)暖冬涼夏，特別是我國東北地區(qū)由于夏季溫度偏低，出現(xiàn)低溫冷害的可能性較大。拉尼娜年我國則容易出現(xiàn)冷冬熱夏。

④在西太平洋和南海地區(qū)生成及登陸我國的臺風(fēng)個(gè)數(shù)，厄爾尼諾年比常年少，拉尼娜年比常年多。

厄爾尼諾和拉尼娜對全球氣候的影響，以環(huán)赤道太平洋地區(qū)最為顯著。在厄爾尼諾年，印度尼西亞、澳大利亞、印度次大陸和巴西東北部均出現(xiàn)干旱，而從赤道中太平洋到南美西岸則多雨。許多觀測事實(shí)還表明，厄爾尼諾事件通過海氣作用的遙相關(guān)，還對相當(dāng)遠(yuǎn)的地區(qū)，甚至對北半球中高緯度的環(huán)流變化也有一定影響。研究發(fā)現(xiàn)，當(dāng)厄爾尼諾出現(xiàn)時(shí)，將促使日本列島及我國東北地區(qū)夏季發(fā)生持續(xù)低溫，并在有的年份使我國大部分地區(qū)的降水有偏少的趨勢。

此外，厄爾尼諾還常常抑制西太平洋熱帶風(fēng)暴的生成，使得東北太平洋颶風(fēng)增加。拉尼娜的氣候影響與厄爾尼諾大致相反，其影響程度及威力較厄爾尼諾小。拉尼娜出現(xiàn)時(shí)印度尼西亞、澳大利亞東部、巴西東北部、印度及非洲南部等地降雨偏多，而在太平洋東部和中部地區(qū)、阿根廷、赤道非洲、美國東南部等地易出現(xiàn)干旱。

與厄爾尼諾事件密切相關(guān)的環(huán)流還有南方濤動(dòng)(Southern Oscillation，簡稱SO)，指南太平洋副熱帶高壓與印度洋赤道低壓這兩大活動(dòng)中心之間氣壓變化的負(fù)相關(guān)關(guān)系，即南太平洋副熱帶高壓比常年增高時(shí)，印度洋赤道低壓就比常年降低，兩者氣壓的變化有“蹺蹺板”現(xiàn)象，故稱為濤動(dòng)。南方濤動(dòng)與厄爾尼諾之間，存在內(nèi)在成因上的聯(lián)系，因而又將兩者合稱為ENSO。ENSO的主要特征是當(dāng)赤道東太平洋海水溫度出現(xiàn)異常升高時(shí)，南方濤動(dòng)指數(shù)SOI卻出現(xiàn)異常低相位(塔希堤島氣壓與達(dá)爾文氣壓差減小)。關(guān)于赤道東太平洋海水溫度達(dá)到怎樣的正距平，才算厄爾尼諾出現(xiàn)，目前還沒有統(tǒng)一的標(biāo)準(zhǔn)，但大體上連續(xù)三個(gè)月赤道東太平洋海水溫度正距平在0.5℃以上或其季距平達(dá)到0.5℃以上，就可認(rèn)為發(fā)生了厄爾尼諾事件。如果達(dá)到上述數(shù)值的負(fù)距平，則為反厄爾尼諾事件(拉尼娜事件)。

近年來的觀測研究發(fā)現(xiàn)，在低緯度太平洋上不僅在南半球存在著以180°日界線為零線的東西氣壓的反相震蕩，在北太平洋亦有類似的震蕩，稱為“北方濤動(dòng)”，可總稱為“低緯度濤動(dòng)”。

以上分析可見，所謂ENSO現(xiàn)象，并不是哪一個(gè)半球的行為，而是兩個(gè)半球大氣環(huán)流作用下，低緯度大氣－海洋相互作用的現(xiàn)象。大氣環(huán)流(信風(fēng)強(qiáng)度)的改變，引起洋流的變化、海平面的升降、海水的上翻或者下沉，導(dǎo)致海面水溫的變化。海面水溫的變化，又反過來引起大氣環(huán)流的變化(氣流上升或者下沉)，從而導(dǎo)致氣候的變化(干旱或濕潤)。

2.瓦克環(huán)流

由于赤道太平洋地區(qū)存在著大尺度東西向熱力不均勻，正常年份西暖東冷，東太平洋赤道以南的冷水帶，海面溫度距平達(dá)－8℃，海氣相互作用，產(chǎn)生大氣沿赤道方向的氣壓差，海平面的氣壓梯度是向西的，氣流向西流動(dòng)，一直到達(dá)溫暖的西太平洋，并在那里從溫暖海水中得到充沛的水汽供應(yīng)，被加熱變成一支濕熱的大尺度上升氣流，它上升到對流層上層之后，由于水平氣壓梯度是向東的，因而折向東流去，最后在南美洲以西的洋面下沉，形成一個(gè)東西向的閉合熱力環(huán)流圈。熱源地區(qū)空氣上升流到熱匯地區(qū)下沉，地面吹東風(fēng)，高空吹西風(fēng)，稱瓦克環(huán)流。

暖水年，瓦克環(huán)流弱，緯向環(huán)流東縮，下沉區(qū)東移，赤道干旱帶東縮，中太平洋為上升區(qū)，整層吹東風(fēng)，多雨。西太平洋出現(xiàn)瓦克反環(huán)流，是中太平洋上升，西太平洋下沉，地面吹西風(fēng)，高空吹東風(fēng)。此時(shí)，我國降水偏少。相反，冷水年，瓦克環(huán)流強(qiáng)，下沉區(qū)向西發(fā)展，東部干旱帶向西伸展，中太平洋少雨干旱。

綜上所述，厄爾尼諾、南方濤動(dòng)、瓦克環(huán)流，都是低緯度海－氣相互作用的現(xiàn)象，它們之間相互聯(lián)系、互相制約，是一個(gè)有機(jī)整體。南方濤動(dòng)低指數(shù)時(shí)期，赤道東太平洋海溫高、氣壓低，副熱帶高壓減弱，先是東風(fēng)減弱，海水涌升減弱，再是東太平洋變暖和赤道東西向溫度對比減小，最后導(dǎo)致瓦克環(huán)流減弱。下沉區(qū)東縮，赤道干旱帶東縮，中太平洋為上升區(qū)，多雨。南方濤動(dòng)高指數(shù)時(shí)期，東太平洋氣壓高，副熱帶高壓加強(qiáng)、西伸，位置偏南。

東西向氣壓梯度加大，東風(fēng)加強(qiáng)，涌升加強(qiáng)，赤道東西太平洋溫度對比加大，從而導(dǎo)致瓦克環(huán)流加強(qiáng)，下沉區(qū)向西發(fā)展，東部干旱帶向西伸展，中太平洋也少雨干旱，上升區(qū)西移。ENSO是低緯度地區(qū)海氣相互作用的現(xiàn)象，對氣候的影響以環(huán)赤道太平洋地區(qū)最為顯著。

因此，海－氣相互作用通過熱量交換(顯熱交換、潛熱交換、有效輻射)、動(dòng)量交換、物質(zhì)交換等物理過程，使海洋給大氣輸送熱量和水分，推動(dòng)大氣的運(yùn)動(dòng)，通過摩擦效應(yīng)，風(fēng)吹動(dòng)海水流動(dòng)，產(chǎn)生洋流；深層冷水上翻，海面溫度下降，影響大氣層氣壓的變化，產(chǎn)生輻合與輻散、上升與下沉運(yùn)動(dòng)，影響緯向和經(jīng)向垂直環(huán)流。環(huán)流和洋流的作用，使海洋的水分、二氧化碳、氯化鈉等鹽分進(jìn)入大氣，大氣的二氧化碳?xì)馊苣z等進(jìn)入海洋，互相調(diào)節(jié)，達(dá)到海－氣之間的輻射和熱量平衡，制約大氣環(huán)流和洋流，影響大氣溫度、云和降水，形成變化多樣的天氣和氣候。

(三)地形與氣候

陸地上地面起伏不平，影響氣候的地形因素有海拔、山脈走向、長度、坡向、坡度、地表形態(tài)、組成物質(zhì)等。它們對太陽輻射、空氣溫度、濕度和降水等都有影響。不同的地形地勢，對氣候的影響不同，高大的山脈和高原對氣候的影響尤其明顯。

1.地形對輻射狀況的影響

高山和高原，當(dāng)海拔增高時(shí)，由于太陽輻射通過大氣的路程縮短，空氣變稀薄、干潔，水汽和懸浮物質(zhì)相應(yīng)減少，故對太陽輻射的吸收、散射減弱，短波輻射耗損較少，使到達(dá)地面的總輻射量增加。例如，1979年8月，我國秦嶺太白山觀測到3760m處的太陽總輻射量比400m處多24％。坡地由于太陽光入射角度不同，不同坡向的輻射到達(dá)量有差異，一般陽坡獲得的輻射量大于陰坡。受坡度、季節(jié)和緯度的影響，輻射到達(dá)量也不同。

高山積雪地區(qū)對太陽輻射的反射率大，吸收率小。山地的地面輻射比大氣逆輻射大，地面有效輻射往往隨高度升高而增大。其增大速率較之直接輻射為大。而且太陽直接輻射僅限于白晝，有效輻射是日夜進(jìn)行。所以高山、高原地區(qū)輻射能收支比低地大，凈輻射比低地小，而且也因坡向、坡度和季節(jié)而異。

2.地形對氣溫的影響

地形對氣溫的影響可以從兩個(gè)方面考慮。一方面高大綿亙的山系、高原，如青藏高原、天山、秦嶺等，阻礙大氣運(yùn)動(dòng)，對寒流和熱浪有阻障作用，引起氣流速度和方向的改變，從而影響大范圍的氣溫分布。例如，由于天山的屏障，使天山南北每個(gè)緯距的溫差達(dá)7.9℃，而同緯度的東部平原上，每個(gè)緯距的溫差只有1.5℃。秦嶺山脈阻隔，嶺南安康，1月平均氣溫比嶺北的西安高4.2℃。四川盆地周圍高山環(huán)繞，冷空氣難以進(jìn)入，冬季盆地內(nèi)十分溫暖，1月平均氣溫比同緯度的東部平原高出3～4℃，川西、云南地區(qū)則更為溫暖。因?yàn)閬碜晕鞑麃喌睦淇諝?，到達(dá)青藏高原和云南高原東坡時(shí)，強(qiáng)度和厚度已大大減弱。

另一方面，山地本身由于輻射收支和熱量平衡具有其獨(dú)特的復(fù)雜性和多樣性，因此對氣溫的影響也非常明顯。首先，山地氣溫隨海拔高度增加而下降。但遞減率因季節(jié)、坡向、高度等不同而有差異。我國多數(shù)山區(qū)，夏季氣溫遞減率大于冬季，平均1月份為0.4～0.5℃/100m，7月份為0.6℃/100m，但亦有部分地區(qū)因局部氣候條件特殊而異。由于坡向不同，日照和輻射條件各異，導(dǎo)致土溫和氣溫都有明顯的差異。在我國多數(shù)山地都是南坡溫度高于北坡?！澳蠋X二枝梅，南枝向暖北枝寒，一樣春風(fēng)有兩般”，便是南北坡溫差懸殊的真實(shí)寫照。

地形的凸凹和形態(tài)不同，對氣溫也有不同影響。凸起的地形，如山峰，氣溫日較差、年較差比凹陷的地形小(如盆地、谷地)。因此，不同的地形和地勢，具有不同的氣候特征，會(huì)產(chǎn)生各種各樣的局地氣候類型。

3.地形對降水的影響

地形既能促進(jìn)降水的形成，又能影響降水的分布，一山之隔，山前山后往往干濕差異懸殊，使局地氣候產(chǎn)生顯著差異。

地形對降水的形成有一定的促進(jìn)作用。當(dāng)暖濕不穩(wěn)定的氣流在移行過程中，遇到山系的機(jī)械阻障時(shí)，引起氣流抬升，加強(qiáng)對流，容易生成云雨。地形促進(jìn)降水形成的主要機(jī)制是：

①山脈對氣流的機(jī)械阻障，強(qiáng)迫抬升，加強(qiáng)對流，促進(jìn)凝云致雨。

②山地阻擋氣團(tuán)和低值系統(tǒng)的移動(dòng)，使之緩行或停滯，延長降水時(shí)間，增大降水強(qiáng)度。

③當(dāng)氣流進(jìn)入山谷時(shí)，由于喇叭口效應(yīng)，引起氣流輻合上升，促進(jìn)對流發(fā)展形成云雨。

④山區(qū)地形復(fù)雜，各部分受熱不均勻，容易產(chǎn)生局部熱力對流，促進(jìn)對流雨或熱雷雨的生成。

⑤山地崎嶇不平，因摩擦作用產(chǎn)生湍流上升，也會(huì)促進(jìn)降水。

在上述因素的共同作用下，使山地降水量比平原增多，但分布極不均勻。

地形對降水分布的影響十分復(fù)雜，大致可從兩方面加以考慮：一方面是高大地形影響四周大范圍的降水分布，如青藏高原對亞洲降水分布的影響范圍廣闊。另一方面，地形本身各部分降水分布差異懸殊。

①高原內(nèi)部降水量隨海拔增高而遞減。因?yàn)楹０卧黾?，大氣水分含量相對減少。所以在遼闊的高原內(nèi)部，降水量一般較少，例如，青藏高原內(nèi)部，年降水量僅70～80mm。

②山地降水量隨海拔增高而增多，但有一個(gè)最大降水量高度，超過此高度，山地降水不再隨高度遞增，最大降水高度因氣候干濕而異。濕潤氣候區(qū)，最大降水高度低，降水量也大；干燥氣候區(qū)，最大降水高度大，降水量少。例如，喜馬拉雅山最大降水高度為1000～1500m，阿爾卑斯山為2000m，中亞地區(qū)為3000m。在同一氣候條件下，不同山脈，或同一山脈不同坡向、不同季節(jié)最大降水高度也不同。

③迎風(fēng)坡多雨，為“雨坡”，背風(fēng)坡少雨，為“雨影”。例如，我國臺灣山脈，東、北、南三面都迎海風(fēng)，降水豐沛。年降水量都在2000mm以上，其中臺北的火燒寮年降水量多達(dá)8408mm。青藏高原南坡迎西南季風(fēng)，降水量也十分豐沛。恒河下游和布拉馬普特拉河流域，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，以夜雨為主。因?yàn)橐归g，地面輻射冷卻，密度大的冷空氣沿山坡下沉谷底，匯聚后被迫抬升，如果盆地中原來的空氣比較潮濕，則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，由于云頂?shù)妮椛淅鋮s，下沉的冷空氣又增強(qiáng)了河谷內(nèi)的上升氣流，因而地形性的夜雨較多。如我國四川盆地著名的巴山夜雨。拉薩、日喀則、西昌等地的夜雨也較多。但凸出的地形仍以日雨為主，且多對流雨。

(四)局地氣候

處于大氣層之下的地面，包括土壤表面、水面、冰雪面、植被面等各種自然的暴露表面以及人工修造的道路、建筑物等下墊面，它們能不斷地吸收太陽輻射，同時(shí)又與周圍進(jìn)行輻射和熱量交換，從而引起溫度的變化，調(diào)節(jié)空氣層和下墊面表層的溫度。由于下墊面性質(zhì)不同，密度、結(jié)構(gòu)、水分、色澤等不同，其熱力特性如反射率、吸收率、凈輻射、熱容量、導(dǎo)熱率、導(dǎo)溫率等都不同，具有不同的熱量平衡和水分平衡，從而調(diào)節(jié)近地層和下墊面表層的溫度，影響近地層氣候。

在同一緯度帶，相同的天氣條件下，到達(dá)地面的總輻射不僅因局部地形、方位、坡向而異，還因組成物質(zhì)、濕潤狀況、地面粗糙度、色澤、植物郁閉度等的表面性質(zhì)的不同而具有不同的反射率，有效輻射也不同，因而凈輻射各異，而且有明顯的日變化。在近地氣層中，由于地面的影響，以及湍流輸送的結(jié)果，氣象要素?zé)o論在時(shí)間還是空間上的變化都很大，形成各具特征的小氣候。這在生產(chǎn)和生活實(shí)際中具有重要的意義。

地面特性不僅對土壤表面小氣候產(chǎn)生影響，而且對森林、水體、城市等小氣候也產(chǎn)生影響，小氣候現(xiàn)象是下墊面與近地空氣的熱量、動(dòng)量、水分、物質(zhì)交換的結(jié)果。小氣候特征主要決定于下墊面的性質(zhì)、風(fēng)、湍流強(qiáng)弱。因此，下墊面熱量平衡是決定近地氣層和土壤上層氣候特征的基本因素，也是直接影響動(dòng)植物生活、人類活動(dòng)以及無機(jī)界狀況的主要?dú)夂蛞亍，F(xiàn)今任何改變局地氣候的措施，都立足于改變下墊面的條件，以達(dá)到熱量平衡各分量朝著有利于生產(chǎn)和生活的方向發(fā)展。例如，強(qiáng)冷空氣侵襲時(shí)，可利用灌水辦法，提高田間溫度；炎熱的夏天，街道灑水，可降低城市氣溫；綠化可以改善城市小氣候；防護(hù)林帶可改善農(nóng)田小氣候，等等。