13 海陆分布和冰雪覆盖对气候的影响～结合相关高考真题-备战高考地理之探讨大学地理知识

海陆分布和冰雪覆盖对气候的影响～结合相关高考真题
第一部分、海陆分布对气温、水分、周期性风系的影响
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，并主要影响气温、大气水分和环流。
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海洋输送给大气热量，以潜热为主：即水蒸发和凝结过程中吸收和放出的热量。
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，夏季海洋是设问：说明冬季海水蒸发量大于夏季的原因？提示：海气温差大，且下热上冷，空气、海水内部对流；冬季风干燥，且被暖流加热后饱和气压增大。
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。
同一纬度海洋和陆地的气温差，冬季高纬度大，而夏季副热带差别大。

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。
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
大气中的水分主要得自下垫面的蒸发，海洋的蒸发量远比大陆为多。仍以30°N的亚非大陆和太平洋为例来说明，无论冬、夏太平洋中部的蒸发量都比同纬度的大陆为多，特别是在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，因此冬季海洋是大气的“水汽源”，大陆相对于海洋来讲，则为“水汽汇”。
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”，但强度远较冬季为小（表6·5）。
从湿度场的情况来看，无论在那一个层次，每年从12月到次年2月，亚非大陆是北半球上比湿最小的地区，比大西洋、太平洋小，也比北美大陆小；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、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。设问：比较陆地雾和海面雾形成过程的差异？

(二)对雾的影响
海上空气潮湿，只要有适当的平流将暖湿空气吹送到比较冷的海面，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，雾日也多。
像日本北海道沿岸，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，都是世界著名的多雾区域。
大陆上除了沿海地区受海风影响，雾日较多外，一般大陆内部都是雾少霾多。
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，近午时因日照强而蒸发消散；海面雾的形成以平流冷却为主，春夏出现频率最大，正午日照虽强也不能消散，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，但要造成降水还必须有足够的抬升作用，使湿空气上升凝云致雨。
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）数种。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，在水汽充足和其它条件适宜时，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，只利于雾的形成，不会产生对流雨，只有在暖洋流表面，在冬季夜间，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为少，出现时间多在冬季夜间和清晨。
2.地形雨设问：说明大陆上的对流雨多出现于夏季午后，而海洋上的对流雨多出现于冬季夜间的原因？

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11429mm，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。从图6·22上可以看出，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。

可是在纬度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经常在这里经过所产生的降水，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。
愈向内陆，海洋气团变性愈甚，空气愈来愈干燥，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；在南半球由于大陆面积较小，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白天陆地空气受热上升，气柱上层增重，相对海洋为高压，故高空风由陆地吹向海洋；陆地整体的气柱质量降低，近地面吹海风补偿。
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。
海陆风的形成是当白天在日射下，陆地增温快，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，气压遂比海上同一高度平面上为高，等压面便向海洋倾斜(图6·23)，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（图6·23b)，地面气压比海面气压高，于是形成了同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，主要在夏季出现。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。所谓有显著改变有各种不同的说法，目前比较流行的观点是：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，但主要的是由于海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化，其它如行星风带的季节移动和广大高原的热力、动力作用亦有关系，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（图6·21），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6·24b)。
设问：与亚欧大陆西岸相比，说明亚欧大陆东岸季风气候典型的原因？

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甚广，而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并且东西延伸甚广，东亚居于两者之间，海陆的气温对比和季节变化都比其它任何地区显著，再加上青藏高原的影响（详见本章第四节），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—西伯利亚高压所盘据，高压前缘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，而在夏季风盛行时是高温、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，南来气流跨越赤道后，受北半球地转偏向力的作用，形成西南风，这就是南亚的夏季风。
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。设问：和夏季风相比，说明南亚冬季风势力弱的原因？

典例
（2021年全国乙卷)相对湿度是空气中实际水汽压与同温度条件下饱和水汽压的比值，用百分数表示。图1示意我国某大城市1975～2015年城区和郊区各月平均相对湿度。据此完成7～8题。

7．造成城区与郊区相对湿度差异的主要原因是城区较郊区
A．气温高
B．蒸发（腾）强
C．降水量大
D．绿地面积大

8．该城市可能是
A．乌鲁木齐 B．北京 C．上海 D．广州

【答案】
7.A 由材料可知，该城区为大城市，大城市热岛效应明显，气温高于郊区，气温越高，越不易达到饱和水汽压，相对湿度越小，A正确；
郊区绿地面积更大，蒸腾更强，BD错误：
若降水量大，则导致相对湿度大，而城区相对湿度小于郊区，C措误。
8.B
由图可知，该城区与郊区7-8月相对湿度大，可推测该地7-8月降水多，北京地处温带季风气候区，7-8月降水多，B正确；
乌鲁木齐地处西北内陆，全年降水稀少，A错误；
上海、广州，地处我国南方，雨季开始早，7-8月上海容易出现伏旱天气，CD错误。
【点晴】城市热岛效应主要是指城市地区的气温相对周围地区较高，主要与城市的尘埃多，排放的温室气体多、排放的废热多，而且城市下垫面硬化面积大，植被覆盖率低有关，使得城市比周围地区温度高。
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6·25）。
Ac—大陆气温年较差（Annual continent)
Dm—海洋气温日较差（Daily marine)






在赤道附近Ac与AM都很小，只有Dc与Dm差别显著。在南半球因大陆面积小，只有在中纬度Ac、Am间和Dc、Dm间的差值都很大，这和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，可从海气热交换与陆-气热交换的年变程上得到最好的说明。图6·26和图6·27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，这两个站的纬度相同，天文辐射是相等的。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看来，是冬季多、夏季少。
相比陆地，夏季的海洋是大气冷源：海水升温慢，通过长波辐射供给大气的热量少，且水温较气温低，蒸发慢，潜热输送亦少。

无论是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。而重庆这两条曲线的起伏形势是相同的。
再看表6·7，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。
再以中纬度西风带的亚欧大陆为例，凡伦西亚在爱尔兰西岸，有大西洋暖流经过，终年受海风影响，盛行海洋气团，具有典型的海洋性气候。
沿52°N由西向东，海洋气团在大陆上逐渐变性，到了伊尔库次克就具有大陆性气候的特点，从表6·8可见：
(1)气温年较差：以凡伦西亚为最小(7.9℃)，愈向内陆年较差愈大，到伊尔库次克竞达38.7℃。
(2)年温相时：凡伦西亚因受海洋影响，降温、增温皆慢，最冷月(2月)和最热月(8月)出现时间比表6·8中其它三站皆落后1个月。
(3)春温与秋温差值：气候学上通常以4月和10月气温分别代表春温和秋温。海洋性气候气温变化和缓，春来迟，夏去亦迟，春温低于秋温（如凡伦西亚T4月T10月）。
(4)气温日较差：气温日较差一般在夏季比冬季大。凡伦西亚最大气温日较差△Tm为4.1℃(6月)，最小气温日较差△Tn为1.2℃(1月)。而伊尔库次克的△Tm和△Tn分别为14.1℃(6月)和5.7℃(12月)，皆比凡伦西亚为大。海洋性气候，冬末升温慢，春温低；大陆性气候，夏末降温快，秋温低。

(二)水分标志
从表6·8中还可以看出，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，而以冬季为较多。气旋雨的频率为最大，降水的变率小。
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。相对湿度的年较差海洋性气候小于大陆性气候。
(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。
伊凡诺夫则综合考虑当地气温年较差Ay，年平均气温日较差Ad，最干月湿度饱和差D₀和所在地纬度φ，按下述经验公式来计算该地的气候大陆度。计算结果中如果6·18式的分子大于分母，
K=(Ay+Ad+0.25D₀)/(0.36φ+14)×100% (6·18)
K>100%，则为大陆性气候，百分数愈大，大陆性愈强；
反之，如分子值小于分母值，得出K值<100%，则为海洋性气候，百分数愈小，海洋性愈强。
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6·9）

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和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
K₁=(A⁺max—Ai)/(A⁺max—A⁻max)×100% (6.18a)衡量大陆性与海洋性强弱的指标：气温日、年较差；最干月空气湿度；气温对纬圈距平值。

K₇=(Ai—A⁻max)/(A⁺max—A⁻max)×100% (6·18b)
式中Ai为某纬度上某地的气温距平值；A⁺max为该纬圈上该月的最大正距平值；A⁻max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值愈大，大陆度愈高。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的频率等来计算大陆度。
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。迄今尚没有一个公认的完善的计算大陆度公式。
典例
（2021年湖南卷)某河流位于内蒙古鄂尔多斯高原，自南向北流。该地冬春季节风力较大，受风力和降水的交替影响，河道宽窄呈季节性变化。用5示意该河流中游地区。图6为研究区同一地点某年 L月和M月的河道横断面示意图。据此完成15~16题。
15.推测L月和M月可能分别是
A.3月、5月 B.9月、7月
C.8月、6月 D.5月、9月
16.造成M月河道南宽北窄的主要原因是
①南部以流水侵蚀为主
②南部以风力堆积为主
③北部以风力侵蚀为主 ④北部以流水沉积为主
A.①③ B.①④ C.②③ D. ②④

【答案】
15.D 由图可知，同一地点L月的风积物较厚，结合材料信息“该地的冬春多大风”，河流的堆积物经过累积，5月份达到最厚，加上这时段河水少，侵蚀作用弱，故可推出L为5月；
由所学知识可知，该地夏季降水多，流水侵蚀作用强，经过长时间侵蚀，风积物厚度减少，故M应为9月份。
16.B 由图例可知，该区域植被覆盖率南部高于北部，故南部风力侵蚀和堆积均弱于北部，这不是造成河道宽窄的主要原因；
河流由南向北流动，南部位于河流上游，侵蚀鄂尔多斯高原：三面黄河环绕，一面万里长城。
作用较强，河道宽阔，北部位于河流下游，上游带来的泥沙到下游河道沉积，河道变狭窄。
第二部分、冰雪覆盖对气温、大气环流和降水的影响
冰雪覆盖（冰雪圈）是气候系统组成部分之一，它包括季节性雪被、高山冰川、大陆冰盖、永冻土和海冰等。
由于它们的物理性质与无冰雪覆盖的陆地和海洋不同，形成一种特殊性质的下垫面。
它们不仅影响其所在地的气候，而且还能对另一洲，另一半球的大气环流、气温和降水产生显著的影响，并能影响全球海平面的高低。
在气候形成和变化中冰雪覆盖是一个不可忽视的因子。
一、世界冰雪覆盖概况
冰雪覆盖既需要冰点以下的低温，还必须有充足的固态降水，以维持雪和冰的供应。
图6·35给出全球平均气温、平均降水量和雪线高度随纬度的变化。
所谓雪线是指某一高度以上，周围视线以内有一半以上为积雪覆盖且终年不化时的高度(Snow line)。
雪线高度主要因纬度而异。由图6·35可见，全球最大雪线高度并不出现在赤道，而出现在南北半球的热带和副热带，特别是在其干旱气候区。
因为这些干旱气候区降水供应少，晴天多，又多下沉气流，积雪比较容易融化，而赤道地区降水量大、云量多，日照百分率不如热带、副热带干旱区大的缘故。
随着纬度的继续增高，气温愈益降低，在总降水量中雪量的比例逐渐增大，冬长夏短，雪线乃逐渐降低。到了高纬度，长冬无夏，地面积雪终年不化，雪线也就降到地平面上。
在同纬度的山地，雪线高度可因种种条件各不相同。
例如在冬季，降雪多的地区雪线比较低，在降水集中于夏季的地区，雪线就比较高；向阳坡的积雪比背阳坡易于融化，向风坡的积雪易被吹散，背风坡积雪易于积存；向海洋的湿润坡降雪量大于向内陆设问：解释副热带地区雪线高于赤道的原因？
的干旱坡；这些都会导致不同坡向雪线高低不同。
例如喜马拉亚山南坡雪线高度平均位于3900m，北坡平均位于4200m，个别地区雪线高达6000m。
地球上各种形式的总水量估计为1384×10⁶km³，其中约有2.15%是冻结的。就淡水而言，几乎有80%—85%是以冰和雪的形式存在的。

自1966年秋季开始，人造卫星提供了连续的、大范围的冰雪覆盖资料。从平均值看来，全地球约有10%的面积为冰雪所覆盖，其在南北半球的分布如图6·36(a)、(b)两图所示。现代地球冰雪圈各组成部分所占面积的年平均值如表6·16所示。
大陆雪盖以季节性积雪为主，夏季亦有积雪，但面积大为缩小，有时有的地区积雪可维持数年之久，但不稳定。
如果积雪长期维持则会转变为大陆冰盖又称大陆冰原。南极冰原是世界上最大的冰原，面积达13.6×10⁶km²，格陵兰冰原面积约为1.8×10⁶km²，山岳冰川的面积合计约为0.5×10⁶km²，三者冰体的体积之比约为90：9：1。
永冻土分布在高纬，欧亚大陆和北美大陆的高纬地区，其最大深度在西伯利亚为1400m，在北美为600m。
海冰主要指在北冰洋及环绕南极大陆的海洋中，漂浮在海上的冰。
海冰覆盖在海面并不结成一个整体，而是分裂成块，冰块之间为水体。愈接近极区水体愈少，愈到低纬冰块所占比例愈小。
根据人造卫星探测资料，全球冰雪覆盖面积有明显的季节变化和年际变化。表6·17列出南北半球及全球海冰和大陆积雪各月平均值。雪盖：降雪覆盖陆地或海冰形成的积雪层。


由此表可见，北半球海冰和雪盖面积均以2月为最大，8月为最小。2月海冰面积相当于8月的2倍强，雪盖面积更相当于8月的10倍有余。
南半球海冰面积以9月为最大，2月最小，其9月海冰面积约相当于2月的4倍多。可见南半球海冰面积的季节变化比北半球更大。
海冰还有明显的年际变化。从70年代初到80年代初，南半球海冰面积平均减少了2.4×10⁶km²，即大约减少了20%，变化相当激烈。
但80年代初又有所回升，此后一直到90年代初，比较平稳，年际变化不明显。
从近20年的资料看来，南半球海冰面积的变化远大于北半球。20年中北半球变化的幅度（经过平滑处理）只有(0.4-0.5)×10⁶km²，而南半球则达到2.2×10⁶km²以上，约为北半球的4—5倍。
大陆雪盖面积的年变化亦很显著。在1967—1979年中，北美和欧亚大陆雪盖面积分别增加了2.0×10⁶km²和4.0×10⁶km²。但从70年代末至90年代的十余年间，北半球大陆雪盖面积减少了大约4.0×10⁶km²(图6·37)。
在图6.37中，给出从1973—1991年北半球逐月雪盖面积距平值和经过滤波处理的雪盖面积距平变化曲线（粗曲线）。同时给出北半球30°N以北陆地气温的滤波曲线（细曲线）。可见两者的关系是十分密切的。
雪盖主要分布在北半球欧亚大陆和北美大陆。虽然在南半球澳大利亚、新西兰、南美西岸和南非等处的部分高地也有雪盖，但面积较小，研究者甚少。其雪盖的变化尚不详。
冰雪的另一种特征是新陈代谢率，亦即固态降水在冰体上的停留时间。由表6·16可见，大陆冰盖（冰原）存留的时间最长(10³—10⁵年)，山岳冰川和永冻土其次(10—10³年)，以大陆雪盖和海冰存留时间较短(10⁻²—10年)。后二者对气候的异常影响特别显著。
二、冰雪覆盖与气温
冰雪覆盖是大气的冷源，它不仅使冰雪覆盖地区的气温降低，而且通过大气环流的作用，可使远方的气温下降。
冰雪覆盖面积的季节变化，使全球的平均气温亦发生相应的季变。图6·381月初地球经过近日点，公转的角、线速度都大，转过半椭圆的用时短；此位置在秋分点到春分点之间，故北半球冬半年短，南半球夏半年短，均为179天。
为1、4、7、10月全球及两个半球平均气温。

如果不考虑一年中日地距离的变化，作为全球平均，一年四季接受到的太阳辐射应该是一个常数，全球平均气温也应该接近为一个常数，而没有显著的季节变化。但事实却不然。
在图6·38中，全球平均的1月气温远低于7月。根据近年日地距离的情况看来，1月接近近日点，1月的天文辐射量比7月约高7%（见表6·1）。

全球平均气温出现上述情况，显然与冰雪覆盖面积有关。在图6·38中还可见到北半球和南半球各自的月平均气温均与冰雪覆盖面积呈反相关关系，冰雪面积大，平均气温低。
再从图6·37可见，北半球大陆雪盖面积的年际变化与大陆平均气温的对应关系亦很明显。出现雪盖面积正距平的年份，大陆气温即为负距平。而雪盖面积为负距平时，大陆气温即呈现出正距平。
冰雪表面的致冷效应是由于下列因素造成的：
(一)冰雪表面的辐射性质
冰雪表面对太阳辐射的反射率甚大，一般新雪或紧密而干洁的雪面反射率可达86%—95%；而有孔隙、带灰色的湿雪反射率可降至45%左右。
大陆冰原的反射率与雪面相类似。海冰表面反射率为40%—65%。
由于地面有大范围的冰雪覆盖，导致地球上损失大量的太阳辐射能。这是冰雪致冷的一个重要因素。
地面对长波辐射多为灰体，而雪盖则几乎与黑体相似，其长波辐射能力很强，这就使得雪盖表面由于反射率加大而产生的净辐射亏损进一步加大，增强反射率造成的正反馈效应，使雪面愈益变冷。
(二)冰雪大气间的能量交换和水分交换特性
冰雪表面与大气间的能量交换能力很微弱。冰雪对太阳辐射的透射率和导热率都很小。当冰雪厚度达到50cm时，地表与大气之间的热量交换基本上被切断。
在北极，海冰的厚度平均为3m，在南极，海冰的厚度为1m，大陆冰原的厚度更大。因此大气就得不到冰盖致干作用：阻止其下液态水蒸发；降低贴冰气层温度和饱和水汽压，使空气中的水汽在冰面凝华。
地表的热量输送。
特别是海冰的隔离效应，有效地削弱海洋向大气的显热和潜热输送，这又是一个致冷因素。
冰雪表面的饱和水汽压比同温度的水面低，冰雪供给空气的水分甚少。
相反地，冰雪表面常出现逆温现象，水汽压的铅直梯度亦往往是冰雪表面比低空空气层还低。于是空气反而要向冰雪表面输送热量和水分（水汽在冰雪表面凝华）。
所以冰雪覆盖不仅有使空气致冷的作用，还有致干的作用。冰雪表面上形成的气团冷而干，其长波辐射能因空气中缺乏水汽而大量逸散至宇宙空间，大气逆辐射微弱，冰雪表面上辐射失热更难以得到补偿；
此外，当太阳高度角增大，太阳辐射增强时，融冰化雪还需消耗大量热能。在春季无风的天气下，融雪地区的气温往往比附近无积雪覆盖区的气温低数十度。
综合上述诸因素的作用，冰雪表面使气温降低的效应是十分显著的。而气温降低又有利于冰面积的扩大和持久。冰雪和气温之间有明显的正反馈关系。
三、冰雪覆盖与大气环流和降水
冰雪覆盖使气温降低，在冰雪未全部融化之前，附近下垫面和气温都不可能显著高于冰点温度。因此冰雪又在一定程度上起了使寒冷气候在春夏继续维持稳定的作用。它往往成为冷源影响大气环流和降水。现举例说明如下：
亚洲东海岸外的鄂霍茨克海在初夏期间是同纬度地带中最寒冷的地区，比亚洲内地寒极附近的雅库次克还要寒冷（见表6·18），其差值在6、7两月最显著，而这两月正是我国长江流域的梅雨期。
设问：说明东北亚外鄂霍次克海寒冷天气持续到初夏的原因？

梅雨实质上是从南方来的暖湿空气同北方来的寒冷空气在长江流域一带持续冲突影响的结果。
鄂霍茨克海表面的寒冷使得该海区成为向南移动的主要冷空气源地之一，在梅雨的形成中起了主要的作用。
鄂霍茨克海冰的形成与西伯利亚内陆冬季寒冷的气候有关，整个冬半年寒冷的空气顺着西风气流到达鄂霍茨克海区，使这里温度降低，并逐渐冰冻。
这一寒冷效应一直贮存到初夏，发挥它的冷源作用。在对梅雨的长期预报时，必须考虑鄂霍茨克海年初的冰雪覆盖面积。
再例如青藏高原冬春的积雪与我国华南5—6月的降水有很好的相关。大量统计资料表明：冬春高原多雪，则华南夏季降水偏多，冬春积雪日数与华南6月降水为正相关（图6·39）。
冰雪覆盖面积对降水的影响还可涉及遥远的地区。
据研究，南极冰雪状况与我国梅雨亦有密切关系。从大气环流形势来看，当南极海冰面积扩展的年份，其后期南极大陆极地反气旋加强，绕极低压带向低纬扩展，整个行星风带向北推进，从而使赤道辐合带北移，并导致北半球的副热带高压亦相应地北移。
又由于南极冰况分布有明显的偏心现象，最冷中心偏在东半球(70°—90°E)，由此向北呈螺旋状扩展至澳大利亚，由澳大利亚向北推进的冷空气势力更强，因此对北太平洋西部环流的影响更大。
以1972年为例，这一年南极冰雪量正距平值甚大，自南半球跨越赤道而来的西南气流势力甚强。西太平洋赤道辐合带位置偏东、偏北，副热带高压弱而偏东，东亚沿岸西风槽很不明显，而在80°E附近却有低槽发展，这种形势不利于冷暖空气在江淮流域交绥，因此是年梅雨季短、量少，为枯梅年。
相反，在1969年南极冰雪量少，行星风带位置偏南，北半球西太平洋赤道辐合带位置比1972年偏南约15个纬距（在160°E以西），副热带高压西伸，且偏南，我国大陆东部有明显的西风槽，有利于锋区在此滞留，是年梅雨期长，梅雨量高达2800mm，约相当于1972年的三倍。
此外，冰雪覆盖面积和厚度的变化还影响海水水平面的高低。
在寒冷时期，降雪多而融化少，这样大陆就把水分以冰雪形式留在大陆上，不能通过河川径流等水分外循环形式如数（海洋表面蒸发数量)还给海洋，导致海洋支出的水分多，收入的水分少，海水就会变少，海平面就会下降。
相反，在温暖时期，大陆上的积雪就会融化，这时海洋收入的水分又会多于支出的水分，引起海水增多和海平面上升。
南极冰雪面积大，极地高压强，副极地低压和南半球副高位置偏北，东南信风越过赤道偏转而成的西南季风强大，冲击东北信风带，使北半球副高弱而偏东，无力驱动暖湿空气北上，江淮准静止锋无法形成。
据估算，如果目前南极大陆冰原全部融化，则世界海洋的海平面要抬升70—80m。
典例
（2021年天津卷)川藏铁路东起成都，西至拉萨，2021年雅安至林芝段开工建设。林芝附近的山地有雪豹活动。雪豹通常在雪线之下、林线之上的地带活动（林线指森林分布高度的上限）。读图文材料，完成下面小题。
6．据图中判断，川藏铁路沿线（ ）
A．为亚热带常绿阔叶林带
B．气温和干湿状况差异大
C．位于地势的第一级阶梯
D．所有河流均注入印度洋
7．林芝附近的山地中，雪豹在迎风坡的活动范围比背风坡小，这是因为迎风坡（ ）
A．雪线低、林线低 B．雪线高、林线高 C．雪线低、林线高 D．雪线高、林线低
【答案】4.B 5.C
第4题，川藏铁路沿线地势起伏巨大，其自然带变化较大，除亚热带阔叶林带外，还有山地针叶林带、高山草原（草甸)带等；
由于海拔差异大，且受夏季风影响程度不同，气温和干湿状况差异大；穿过地势第一、二级阶梯；
部分河流如雅鲁藏布江、怒江注入印度洋，东侧河流如澜沧江、长江等注入太平洋。
第5题，迎风坡降水较多，水分条件好，故雪线较低、林线较高，故迎风坡雪豹的活动范围较小。