（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。

（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

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。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。

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