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1、第六章第六章 气候的形成气候的形成影响气候形成和变化的因子影响气候形成和变化的因子气候系统的属性：气候系统的属性：热力热力属性，包括空气、水、冰和陆地表面的温度；属性，包括空气、水、冰和陆地表面的温度；外部因子外部因子内部因子内部因子第六章第六章 气候的形成气候的形成太阳辐射的减弱：太阳辐射的减弱：云通过反射、散射、吸取和透射等过程对太阳辐射产生云通过反射、散射、吸取和透射等过程对太阳辐射产生影响。影响。减弱太阳辐射减弱太阳辐射4%-15%and255K(approximatelytheearthsplanetarytemperature),withthesolarirradiancemeas
2、uredatthemeandistanceoftheearthfromthesun.Thepercentageabsorptionofaverticalbeambyrepresentativeatmosphericconcentrationsofwatervapour(H2O)andcarbondioxide(CO2)areshowninthelowerpanels.Theradiationabsorptioncharacteristicsofwatervapourandcarbondioxideasafunctionofwavelength.Theupperportionofthechart
3、showsthewavelengthdistributionofradiationemittedfromblackbodiesradiatingat6000K(approximatelythesolarphotosphere)O3,9.6左右左右O3吸收吸收0.6附近附近光球光球退化退化洋流洋流海海洋洋大尺度的环大尺度的环流动能流动能 大气水平大气水平运动和天运动和天气扰动气扰动摩擦作用摩擦作用风速减小风速减小经大陆经大陆动力动力属性，属性，包包括风、洋流及与括风、洋流及与之相联系的垂直之相联系的垂直运动和冰体运动运动和冰体运动第六章第六章 气候的形成气候的形成水分水分属性，包括空气湿度、云量
4、及云中含水量、降属性，包括空气湿度、云量及云中含水量、降水量、土壤湿度、河湖水位、冰雪等；水量、土壤湿度、河湖水位、冰雪等；静力静力属性，包括大气和海水的密度和压强、大气的属性，包括大气和海水的密度和压强、大气的组成成分、大洋盐度及气候系统的几何边界和物理常组成成分、大洋盐度及气候系统的几何边界和物理常数等。数等。在气候系统内部存在着大量的反馈过程在气候系统内部存在着大量的反馈过程反馈过程表明气候系统各组成部分之间的耦合或相互补反馈过程表明气候系统各组成部分之间的耦合或相互补偿作用。偿作用。正反馈正反馈负反馈负反馈阳伞效应：阳伞效应：火山活动喷发出来的大量火山灰，能火山活动喷发出来的大量火山灰
5、，能有效地削弱太阳辐射的强度，使地面温度降低。有效地削弱太阳辐射的强度，使地面温度降低。第六章第六章 气候的形成气候的形成第六章第六章 气候的形成气候的形成太阳辐射太阳辐射，宇宙地球物理因子，宇宙地球物理因子，环流因子环流因子（包括（包括大气环流和洋流），大气环流和洋流），下垫面因子下垫面因子（包括海陆分布、地（包括海陆分布、地形与地面特性、冰雪覆盖），形与地面特性、冰雪覆盖），人类活动的影响。人类活动的影响。气候形成和变更的因子气候形成和变更的因子第一节第一节第一节第一节 气候形成的气候形成的气候形成的气候形成的辐辐射因子射因子射因子射因子一、太阳辐射与天文气候一、太阳辐射与天文气候地球表面
6、自然环境四季更替的地球表面自然环境四季更替的春分春分spring(vernal)equinox（昼夜平分点）（昼夜平分点）夏至夏至summersolstice（至，（至，至日）至日）冬冬 至至 wintersolstice秋分秋分autumnequinox式中式中I0为太阳常数为太阳常数1370W/m2，=b/a，b为该时刻的为该时刻的日地距离，日地距离，a为地球公转轨道的平均半径，假使取为地球公转轨道的平均半径，假使取a=1（1个天文单位）。个天文单位）。2太阳高度太阳高度太阳高度是决定天文辐射能量的一个重要因素。太阳高度是决定天文辐射能量的一个重要因素。在某一时刻，大气上在某一时刻，大气上
7、界的太阳辐射强度界的太阳辐射强度I（一）天文辐射的计算（一）天文辐射的计算天文辐射能量主要确定于：日地距离、太阳高度和白昼长度。天文辐射能量主要确定于：日地距离、太阳高度和白昼长度。1日地距离日地距离第六章第六章 气候的形成气候的形成计算任意时刻太阳高度的基本方程：计算任意时刻太阳高度的基本方程：式中式中h为太阳高度，为太阳高度，为所在地的纬度。为所在地的纬度。为太阳赤纬，赤为太阳赤纬，赤纬在赤道以北为正，在赤道以南为负，一年内在北半球夏纬在赤道以北为正，在赤道以南为负，一年内在北半球夏至日至日为为+2327，冬至日为，冬至日为2327，春、秋分日，春、秋分日=0。为时角，在一天中正午时为时角
8、，在一天中正午时=0，距离正午每差，距离正午每差1小时，小时，时角相差时角相差15，午前为负值，午后为正值。，午前为负值，午后为正值。sinh=sin sincos coscos第六章第六章 气候的形成气候的形成计算任一地点、任一天太阳辐射在大气上界流入量计算任一地点、任一天太阳辐射在大气上界流入量（天文辐射）的日变化，以及一年中任一天白昼时（天文辐射）的日变化，以及一年中任一天白昼时任一时刻，地球表面水平面上天文辐射的分布：任一时刻，地球表面水平面上天文辐射的分布：式中式中dQs：每单位时间大气上界单位水平面上的每单位时间大气上界单位水平面上的天天文辐射文辐射能量。能量。第六章第六章 气候的
9、形成气候的形成3白昼长度白昼长度从日出到日没的时间间隔。从日出到日没的时间间隔。计算某纬度计算某纬度 在某日的天文辐射的日总量在某日的天文辐射的日总量Qs公式：公式：（二）天文气候（二）天文气候不同纬度上天文辐射的年变化：不同纬度上天文辐射的年变化：天文辐射时空分布的基本特点：天文辐射时空分布的基本特点：（1 1）天文辐射能量的分布因纬度而异；）天文辐射能量的分布因纬度而异；（2 2）夏半年获得天文辐射量的最大值在）夏半年获得天文辐射量的最大值在20202525的纬度的纬度带上，由此向两极逐渐减少，最小值在极地。带上，由此向两极逐渐减少，最小值在极地。第六章第六章 气候的形成气候的形成（3）冬
10、半年获得天文辐射最多的是赤道。）冬半年获得天文辐射最多的是赤道。（4）天文辐射的南北差异不仅随冬、夏半年不同，而）天文辐射的南北差异不仅随冬、夏半年不同，而且在同一时间内随纬度亦有不同。且在同一时间内随纬度亦有不同。（5）夏半年与冬半年天文辐射的差值是随着纬度的增）夏半年与冬半年天文辐射的差值是随着纬度的增高而加大的高而加大的（6）在极圈以内，有极昼、极夜现象。）在极圈以内，有极昼、极夜现象。第六章第六章 气候的形成气候的形成地球天文气候带地球天文气候带（据太阳辐射的带状分据太阳辐射的带状分布布）低纬度气候低纬度气候中纬度气中纬度气候候高纬度气候高纬度气候构成了因构成了因纬度而异纬度而异的天文
11、气的天文气候带。在候带。在同一纬度同一纬度带上，还带上，还有以一年有以一年为周期的为周期的季节性变季节性变化和因季化和因季节而异的节而异的日变化。日变化。第六章第六章 气候的形成气候的形成二、辐射收支与能量系统二、辐射收支与能量系统（一）辐射能收支的地理分布（一）辐射能收支的地理分布地地-气系统的辐射能收支差额（气系统的辐射能收支差额（RS），），Rs=（Q+q）(1-a)+q aF第第六六章章 气气候候的的形形成成0306090第六章第六章 气候的形成气候的形成第六章第六章 气候的形成气候的形成（二）地面能量平衡（二）地面能量平衡地面能量平衡决定着活动层以及贴近活动层空气的增温和地面能量平衡
12、决定着活动层以及贴近活动层空气的增温和冷却，影响着蒸发和凝结的水相变化，是气候形成的重要冷却，影响着蒸发和凝结的水相变化，是气候形成的重要因素。因素。地面能量平衡方程：地面能量平衡方程：RgLEQpA=0式中式中Rg为地面辐射差额，为地面辐射差额，LE为地面与大气间的潜热交换为地面与大气间的潜热交换（L=蒸发潜热，蒸发潜热，E=蒸发量或凝结量），蒸发量或凝结量），Qp为地面与大气为地面与大气间湍流显热交换，间湍流显热交换，A等于地面与下层间的热传输量（等于地面与下层间的热传输量（B）、）、平流输送量（平流输送量（D）两者之和。）两者之和。第六章第六章 气候的形成气候的形成海洋和大陆表面热量平衡
13、各分量的纬度年平均分布海洋和大陆表面热量平衡各分量的纬度年平均分布图图69全球能全球能量级联量级联（energycascade）第第六六章章气气候候的的形形成成第六章第六章 气候的形成气候的形成第二节第二节气候形成的环流因子气候形成的环流因子气候形成的环流因子气候形成的环流因子一、海气相互作用与环流一、海气相互作用与环流大气环流大气环流洋流洋流海洋海洋大气大气热量、水汽热量、水汽动量（风应力）动量（风应力）长波辐射、蒸发长波辐射、蒸发潜热和湍流显热潜热和湍流显热等等 第六章第六章 气候的形成气候的形成海洋是大气环流运转的海洋是大气环流运转的能量能量和和水汽水汽供应的最主要源供应的最主要源地和储
14、存库。地和储存库。第六章第六章 气候的形成气候的形成风力是洋流的主要动力。风力是洋流的主要动力。世界洋流分布与地面风向分布密切相关世界洋流分布与地面风向分布密切相关以以30N的水堆为中心的顺时针的水堆为中心的顺时针亚热带环流亚热带环流亚热带环流亚热带环流。上层水流：水堆中心上层水流：水堆中心外溢外溢地转流地转流NWSE第六章第六章 气候的形成气候的形成桑桑潮亲流挪威拉布拉多冷流加那利流黑黑潮潮莫莫比比克克阿阿古古拉拉斯斯流流桑桑第第六六章章 气气候候的的形形成成第六第六章章 气候气候的形的形成成格陵格陵兰冷兰冷流、流、拉布拉布拉多拉多冷流冷流Thefollowingillustrationde
15、scribestheflowpatternofthemajorsubsurfaceoceancurrents.Nearsurfacewarmcurrentsaredrawninred.Bluedepictsthedeepcoldcurrents.第六章第六章 气候的形成气候的形成在暖海水表面利于云和降水的形成。热带气旋大都源出在暖海水表面利于云和降水的形成。热带气旋大都源出于低纬度暖洋流表面即系此故。在冷洋流表面，有利于于低纬度暖洋流表面即系此故。在冷洋流表面，有利于雾的形成而不易产生降水，因此在低纬度大陆西岸往往雾的形成而不易产生降水，因此在低纬度大陆西岸往往形成多雾沙漠。形成多雾沙漠。二、
16、环流与热量输送二、环流与热量输送依据南北方向上的风速矢量依据南北方向上的风速矢量V，当时的气温，当时的气温T，空气的比，空气的比湿湿q，可以计算显热（，可以计算显热（Qp）和潜热（）和潜热（LE）在南北方向上）在南北方向上的水平输送。的水平输送。第六章第六章 气候的形成气候的形成其中其中Ti（）和）和Vi（m/s）为从地面到第）为从地面到第i层的平均温层的平均温度和平均风速，度和平均风速，Pi，为其间平均气压差值（，为其间平均气压差值（hPa），），Qp的单位为（的单位为（J/ms）。）。在南北方向单位时在南北方向单位时间的显热输送量间的显热输送量（Qp）公式：）公式：第六章第六章 气候的形成
17、气候的形成从地面到大气上界潜从地面到大气上界潜热（热（LE）在南北方向）在南北方向上的水平输送公式上的水平输送公式：式中式中L为蒸发潜热，为蒸发潜热，qi是从地面到第是从地面到第i层的平均比湿，层的平均比湿，其单位与显热相同。其单位与显热相同。全球由低纬到高纬通过大气环流输送的显热、潜热及全球由低纬到高纬通过大气环流输送的显热、潜热及洋流输热的年平均值如图洋流输热的年平均值如图614。第六章第六章 气候的形成气候的形成第六章第六章 气候的形成气候的形成1、由赤道到极地的热量传输随纬度和季节而异。由赤道到极地的热量传输随纬度和季节而异。2、从大气环流输送形式来讲，有平均经圈环流输送和、从大气环流
18、输送形式来讲，有平均经圈环流输送和大型涡旋输送两种。大型涡旋输送两种。3、在环流的经向热量输送中，洋流的作用占、在环流的经向热量输送中，洋流的作用占33，大，大气环流的作用占气环流的作用占67。（二）海陆间的热量传输（二）海陆间的热量传输造成同一纬度带上，大陆东西两岸和大陆内部气温有显著造成同一纬度带上，大陆东西两岸和大陆内部气温有显著差异差异。第六章第六章 气候的形成气候的形成三、环流与水分循环三、环流与水分循环水分循环的过程是通过水分循环的过程是通过蒸发蒸发、大气中的水分输送大气中的水分输送、降水降水和和径流径流（含地表径流和地下径流）四者来实现的。（含地表径流和地下径流）四者来实现的。水
19、分的外循环（又称大循环）水分的外循环（又称大循环）水分内循环（又称小循环）水分内循环（又称小循环）水分循环水分循环第六章第六章 气候的形成气候的形成第六章第六章 气候的形成气候的形成蒸发、降水和大气蒸发、降水和大气中的水分输送（大中的水分输送（大气径流）的平均经气径流）的平均经向分布与大气环流向分布与大气环流的关系的关系水量平衡是水分循环过程水量平衡是水分循环过程的结果，水分循环又必须的结果，水分循环又必须通过大气环流来实现。通过大气环流来实现。四、环流变异与气候四、环流变异与气候厄尔尼诺现象：由于大气环流变异，南半球东南信风减弱，厄尔尼诺现象：由于大气环流变异，南半球东南信风减弱，赤道逆流增
20、加并向南扩张，秘鲁赤道逆流增加并向南扩张，秘鲁-厄瓜多尔沿岸冷洋流转变为厄瓜多尔沿岸冷洋流转变为暖洋流，赤道东太平洋海面水温异样增暖，降雨量大增，出暖洋流，赤道东太平洋海面水温异样增暖，降雨量大增，出现洪涝灾难；印度尼西亚、新几内亚和澳大利亚北部雨量削现洪涝灾难；印度尼西亚、新几内亚和澳大利亚北部雨量削减，甚至出现旱象。减，甚至出现旱象。与厄尔尼诺事务亲密相关的环流：南方涛动（与厄尔尼诺事务亲密相关的环流：南方涛动（SouthernOscillation，简作，简作SO）、沃克（）、沃克（Walker）环流和哈德莱）环流和哈德莱（Hadley）环流。）环流。Figure12.Aschemati
21、crepresentationoftheeast-westWalkerCirculationofthetropics赤道太平洋热结构对赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应海面风场变化的响应平均状况平均状况强信风强信风信风张驰信风张驰在对印度季风年际变化的研究中，发现在对印度季风年际变化的研究中，发现印度季风的变化和全球天气印度季风的变化和全球天气有有某种关联。某种关联。他从历史天气记录中找出南美州的一些降雨型并将其同海他从历史天气记录中找出南美州的一些降雨型并将其同海温变化相联系。他还发现温变化相联系。他还发现东、东、西太平洋的一些测站西太平洋的一些测站(如东太平洋的如东太平洋的塔希塔希提岛提
22、岛和澳大利亚的和澳大利亚的达尔文港达尔文港)气压气压有联系。有联系。他注意到他注意到东太平洋测站的气东太平洋测站的气压上升，西太平洋测站的气压会下降压上升，西太平洋测站的气压会下降，反之亦然。，反之亦然。1928年在向皇家气年在向皇家气象学会提交的一篇论文中，象学会提交的一篇论文中，沃克将这种跷跷板式的气压型定义为沃克将这种跷跷板式的气压型定义为南方南方涛动涛动(SouthernOscillation)，还给出了测量两个地区之间的气压差的尺，还给出了测量两个地区之间的气压差的尺度。度。他观测得到，每当他观测得到，每当气压东高西低气压东高西低时，印度的季风雨量就会很大。时，印度的季风雨量就会很大
23、。而而东西气压差异不大东西气压差异不大时，时，雨量则很小，甚至无雨。此外，沃克的研究雨量则很小，甚至无雨。此外，沃克的研究还指出干旱条件不仅袭击澳大利亚、印度尼还指出干旱条件不仅袭击澳大利亚、印度尼西亚和印度，还会袭击西亚和印度，还会袭击非非洲的次撒哈拉沙漠地带洲的次撒哈拉沙漠地带，与此同时，与此同时，加拿大加拿大则可能出现暖冬。则可能出现暖冬。沃克相沃克相信，这些不同的天气事件实际上是同一现象的不同组成成分。信，这些不同的天气事件实际上是同一现象的不同组成成分。沃克爵士和南方涛动沃克爵士和南方涛动 （19241924年）年）第六章第六章 气候的形成气候的形成南方涛动：指南太平洋副热带高压与印
24、度洋赤道低压这两南方涛动：指南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变更的负相关关系。即南太平洋副热大活动中心之间气压变更的负相关关系。即南太平洋副热带高压比常年增高（降低）时，印度洋赤道低压就比常年带高压比常年增高（降低）时，印度洋赤道低压就比常年降低（增高），两者气压变更有降低（增高），两者气压变更有“跷跷板跷跷板”现象，称之为现象，称之为涛动。涛动。南方涛动指数（南方涛动指数（SOI）与历年赤道东太平洋海面水温）与历年赤道东太平洋海面水温SST（指在纬度（指在纬度010S，经度，经度180W向东至向东至90W）与进行对）与进行对比，发觉厄尔尼诺比，发觉厄尔尼诺/南方涛动（
25、合称为南方涛动（合称为ENSO）事务的主要）事务的主要特征是当赤道东太平洋海水温度（特征是当赤道东太平洋海水温度（SST）出现异样高位相）出现异样高位相（增暖）时，南方涛动指数（增暖）时，南方涛动指数SOI却出现异样低位相（塔希却出现异样低位相（塔希堤岛气压与达尔文气压差值减小）。堤岛气压与达尔文气压差值减小）。ENSO现象，现象，不是哪一个不是哪一个半球的行为，半球的行为，是两半球大是两半球大气环流作用气环流作用下，低纬度下，低纬度大气大气-海洋海洋相互作用的相互作用的现象。现象。图图619低纬度涛动的物理图解低纬度涛动的物理图解(图中图中“-”示降压，示降压，“+”示增压示增压)低指数时期
26、低指数时期高指数时期高指数时期过渡时期过渡时期过渡时期过渡时期厄尔尼诺厄尔尼诺/南方涛动现象是低纬度海气相互作用的强信号。南方涛动现象是低纬度海气相互作用的强信号。低低SOI时期，出现厄尔尼诺事务时期，出现厄尔尼诺事务高高SOI时期时期，正常，正常拉尼娜现象：厄尔尼诺拉尼娜现象：厄尔尼诺现象的反相。发生在赤道太平洋东现象的反相。发生在赤道太平洋东部和中部海水大范围持续异常变冷的现象（海水表层温度部和中部海水大范围持续异常变冷的现象（海水表层温度低出气候平均值低出气候平均值0.50.5以上，且持续时间超过以上，且持续时间超过6 6个月以上）。个月以上）。拉尼娜现象拉尼娜现象多数出现在多数出现在厄
27、尔尼诺厄尔尼诺现象之后。会持续现象之后。会持续2 2、3 3年。年。据有关资料分析表明，在拉尼娜现象期间，西太平洋（包据有关资料分析表明，在拉尼娜现象期间，西太平洋（包括南海）活动的台风和影响我国的台风都比较多括南海）活动的台风和影响我国的台风都比较多(台风总数台风总数平均为平均为262个，登陆我国大陆的台风数为个，登陆我国大陆的台风数为74个个)，而，而在厄尔尼诺年份平均为在厄尔尼诺年份平均为214个和个和52个。个。拉尼娜现象期间台风偏多的原因，一是西太平洋海表水温拉尼娜现象期间台风偏多的原因，一是西太平洋海表水温相对比较高，二是西太平洋上空的空气对流相对比较旺盛，相对比较高，二是西太平洋
28、上空的空气对流相对比较旺盛，三是横贯在太平洋上的副热带高压位置偏北三是横贯在太平洋上的副热带高压位置偏北.拉尼娜现象对我国东北夏季气温有影响。在拉尼娜年份，拉尼娜现象对我国东北夏季气温有影响。在拉尼娜年份，沈阳、长春和哈尔滨夏季气温为偏高，而在厄尔尼诺年份，沈阳、长春和哈尔滨夏季气温为偏高，而在厄尔尼诺年份，夏季气温往往偏低。夏季气温往往偏低。拉尼娜现象对我国华北汛期降水有影响：在拉尼娜现象期拉尼娜现象对我国华北汛期降水有影响：在拉尼娜现象期间，华北汛期降水量容易偏多，而厄尔尼诺年份华北降水间，华北汛期降水量容易偏多，而厄尔尼诺年份华北降水量容易偏少，其原因与西太平洋副热带高压位置有关。拉量容
29、易偏少，其原因与西太平洋副热带高压位置有关。拉尼娜年份副热带高压位置偏北，有利于形成华北汛期多雨尼娜年份副热带高压位置偏北，有利于形成华北汛期多雨的大气环流形势，而厄尔尼诺年份则副热带高压位置偏南，的大气环流形势，而厄尔尼诺年份则副热带高压位置偏南，不利于建立华北汛期多雨的环流形势。不利于建立华北汛期多雨的环流形势。ENSO主要震荡周期：主要震荡周期：2-7年。年。厄尔尼诺对气候的影响：厄尔尼诺对气候的影响：以环赤道太平洋地区最为显著以环赤道太平洋地区最为显著1997199719981998年厄尔尼诺现象对两广地区的影响年厄尔尼诺现象对两广地区的影响年厄尔尼诺现象对两广地区的影响年厄尔尼诺现象
30、对两广地区的影响 两广地区出现了一系列的气候异样现象：（两广地区出现了一系列的气候异样现象：（两广地区出现了一系列的气候异样现象：（两广地区出现了一系列的气候异样现象：（1 1）19971997年年年年的夏季气候异样偏凉，初秋南下冷空气异样偏强，冬季的夏季气候异样偏凉，初秋南下冷空气异样偏强，冬季的夏季气候异样偏凉，初秋南下冷空气异样偏强，冬季的夏季气候异样偏凉，初秋南下冷空气异样偏强，冬季气温偏高，气温偏高，气温偏高，气温偏高，19971997底底底底-1998-1998年春常见的冰雹、暴雨等局地性年春常见的冰雹、暴雨等局地性年春常见的冰雹、暴雨等局地性年春常见的冰雹、暴雨等局地性强对流活动
31、（茂名）。强对流活动（茂名）。强对流活动（茂名）。强对流活动（茂名）。（2 2）19981998年春季的低温阴雨，年春季的低温阴雨，年春季的低温阴雨，年春季的低温阴雨，6 6月的特大暴雨洪涝，月的特大暴雨洪涝，月的特大暴雨洪涝，月的特大暴雨洪涝，夏秋连旱及登陆和影响的台风次数明显削减，忽旱忽涝夏秋连旱及登陆和影响的台风次数明显削减，忽旱忽涝夏秋连旱及登陆和影响的台风次数明显削减，忽旱忽涝夏秋连旱及登陆和影响的台风次数明显削减，忽旱忽涝的天气气候特征特别突出。的天气气候特征特别突出。的天气气候特征特别突出。的天气气候特征特别突出。19971997年厄尔尼诺期间的印尼森林大火向大气释放的二氧年厄尔
32、尼诺期间的印尼森林大火向大气释放的二氧年厄尔尼诺期间的印尼森林大火向大气释放的二氧年厄尔尼诺期间的印尼森林大火向大气释放的二氧化碳约占当年二氧化碳增加量的化碳约占当年二氧化碳增加量的化碳约占当年二氧化碳增加量的化碳约占当年二氧化碳增加量的4040，使得自，使得自，使得自，使得自19571957年有年有年有年有记录以来大气中二氧化碳含量的年度增长达到最大。这记录以来大气中二氧化碳含量的年度增长达到最大。这记录以来大气中二氧化碳含量的年度增长达到最大。这记录以来大气中二氧化碳含量的年度增长达到最大。这场森林大火向大气中释放的二氧化碳相当于地球上全部场森林大火向大气中释放的二氧化碳相当于地球上全部场
33、森林大火向大气中释放的二氧化碳相当于地球上全部场森林大火向大气中释放的二氧化碳相当于地球上全部植物一年吸取的二氧化碳总量，也相当于欧洲全年燃烧植物一年吸取的二氧化碳总量，也相当于欧洲全年燃烧植物一年吸取的二氧化碳总量，也相当于欧洲全年燃烧植物一年吸取的二氧化碳总量，也相当于欧洲全年燃烧化石燃料所释放的二氧化碳总量。化石燃料所释放的二氧化碳总量。化石燃料所释放的二氧化碳总量。化石燃料所释放的二氧化碳总量。2007年超越年超越1998年年而成为有气象记录以来的最而成为有气象记录以来的最热年份。热年份。成因成因:形成于形成于2006年下半年的新一轮年下半年的新一轮ENSO现象；现象；温室效应：将使全
34、球气温在本世纪上升温室效应：将使全球气温在本世纪上升2-6。第六章第六章 气候的形成气候的形成冷插曲”并不变更全球变暖(增加丁一汇观点)第六章第六章 气候的形成气候的形成第三节第三节第三节第三节 海陆分布对气候的影响海陆分布对气候的影响海陆分布对气候的影响海陆分布对气候的影响 下垫面对气候的影响特别显著。下垫面对气候的影响特别显著。下垫面对气候的影响特别显著。下垫面对气候的影响特别显著。海陆间的差别主要影响气温、大气水分和环流。海陆间的差别主要影响气温、大气水分和环流。海陆间的差别主要影响气温、大气水分和环流。海陆间的差别主要影响气温、大气水分和环流。一、海陆分布与气温一、海陆分布与气温一、海
35、陆分布与气温一、海陆分布与气温（一）海陆与大气热量交换的差异（一）海陆与大气热量交换的差异（一）海陆与大气热量交换的差异（一）海陆与大气热量交换的差异海陆物理性质差异引起的海陆气温对比，在亚欧非大陆海陆物理性质差异引起的海陆气温对比，在亚欧非大陆海陆物理性质差异引起的海陆气温对比，在亚欧非大陆海陆物理性质差异引起的海陆气温对比，在亚欧非大陆和旁边海洋特殊突出和旁边海洋特殊突出和旁边海洋特殊突出和旁边海洋特殊突出。375.70.172.810.38.0233.4104.10.82127.567.8106.5冷冷源源第六章第六章 气候的形成气候的形成（二）海陆气温的对比（二）海陆气温的对比海陆气温
36、对比十分明显。海陆气温对比十分明显。气温等距平线图气温等距平线图来定量地来定量地表示同纬度地带海陆气温表示同纬度地带海陆气温的差异性。的差异性。气温的距平值气温的距平值：研究地气温与：研究地气温与同纬圈同纬圈平均气温之平均气温之差差值。值。第六章第六章 气候的形成气候的形成二、海陆分布对大气水分的影响二、海陆分布对大气水分的影响（一）对蒸发和空气湿度的影响（一）对蒸发和空气湿度的影响冬季海洋是大气的冬季海洋是大气的“水汽源水汽源”，大陆则为，大陆则为“水汽汇水汽汇”。夏季海洋仍为大气的夏季海洋仍为大气的“水汽源水汽源”，但强度远较冬季为小。，但强度远较冬季为小。湿度场：每年从湿度场：每年从12
37、月到次年月到次年2月（冬季），亚非大陆是北月（冬季），亚非大陆是北半球上比湿最小的地区；夏季期间半球上比湿最小的地区；夏季期间68月，东亚一带，月，东亚一带，尤其南亚一带是北半球湿度最大的地区；尤其南亚一带是北半球湿度最大的地区；4、5月和月和9月则月则是转换月，这与海陆蒸发作用的年变更亲密关联。是转换月，这与海陆蒸发作用的年变更亲密关联。第六章第六章 气候的形成气候的形成（二）对雾的影响（二）对雾的影响在海上，雾日极多。在纬度在海上，雾日极多。在纬度4040以上的大陆以上的大陆东东岸和低纬度岸和低纬度的大陆的大陆西西岸，海面多雾，大陆近岸雾日也多。岸，海面多雾，大陆近岸雾日也多。（三）对降水
38、的影响（三）对降水的影响1 1、对流雨（、对流雨（convectionalrain）大陆上夏季午后会产生对流雨；海洋表面在夏季午间只利大陆上夏季午后会产生对流雨；海洋表面在夏季午间只利于雾的形成，不会产生对流雨；只有在暖洋流表面，在冬于雾的形成，不会产生对流雨；只有在暖洋流表面，在冬季夜间，才有利于对流雨的形成，或者在冬季大陆冷气团季夜间，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会产生对流雨。移到暖洋流表面会产生对流雨。海洋上的对流雨比大陆上为少。海洋上的对流雨比大陆上为少。第六章第六章 气候的形成气候的形成2、地形雨、地形雨(orographicrain)地形雨只会出现在大陆
39、上，在盛行海洋气流的迎风坡上最地形雨只会出现在大陆上，在盛行海洋气流的迎风坡上最易形成。易形成。3、锋面雨、锋面雨(frontalrain)和气旋雨和气旋雨(cyclonicrain)海洋上的降水绝大多数是锋面雨和气旋雨。海洋上的降水绝大多数是锋面雨和气旋雨。（1）在纬度）在纬度4060的海洋表面，冬季锋面和温带气旋活的海洋表面，冬季锋面和温带气旋活跃跃，气旋雨特殊丰富；（，气旋雨特殊丰富；（2）在热带暖洋流表面热带气旋）在热带暖洋流表面热带气旋盛行，是海洋上另一多雨地带。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，冬季气旋雨也很多。在温带大陆西岸，气旋活动频繁，冬季气旋雨也很多
40、。风风风风三、海陆分布与周期性风系三、海陆分布与周期性风系周期性风系：周期性风系：海陆风：以一日为周期；海陆风：以一日为周期；季风：以一年为周期。季风：以一年为周期。（一）海陆风（一）海陆风海陆风：白天，海洋海陆风：白天，海洋陆地；夜晚，陆地陆地；夜晚，陆地海洋，海洋，转换时间转换时间n晴天：晴天：9h11h陆风陆风 海风海风13h15h海风最强海风最强17h20h海风海风 陆风陆风n阴天：不明显阴天：不明显强度强度n低纬低纬高纬高纬海风海风陆风陆风对气候的影响对气候的影响n成云致雨成云致雨n降低气温降低气温（二）季风环流（二）季风环流1、季风概念、季风概念-以一年为周期、大范围地区的盛行风随
41、季以一年为周期、大范围地区的盛行风随季节而有显著变更的现象。节而有显著变更的现象。季风角季风角1200盛行风频率盛行风频率40%（1、7月）月）1、7月盛行风风速至少一个月平均合成风月盛行风风速至少一个月平均合成风V3m/s气团属性有本质的差异气团属性有本质的差异天气、气候随风向的变更发生相应的变更。天气、气候随风向的变更发生相应的变更。海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化；海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化；行星风带的季节移动；行星风带的季节移动；广大高原的热力、动力作用。广大高原的热力、动力作用。季风的形成因素季风的形成因素（二）季风（二）季风(monsoon)季风：大范围地区的盛行
42、风随季节有显著改变的现象。季风：大范围地区的盛行风随季节有显著改变的现象。随着风向的转变，天气和气候的特点也跟着发生变化。随着风向的转变，天气和气候的特点也跟着发生变化。季风区域分布：东亚季风、亚洲南部的季风季风区域分布：东亚季风、亚洲南部的季风(南亚季风南亚季风)。2、季风形成的缘由、季风形成的缘由（1）热力因子）热力因子-热力季风热力季风（2）环流因子）环流因子-行星季风行星季风-行星风带、气压带的季节性位移。行星风带、气压带的季节性位移。（3）青藏高原在季风中的作用）青藏高原在季风中的作用-对季风起加强作用（见图）对季风起加强作用（见图）G西南风（夏季）西南风（夏季）D东北风（冬季）东北
43、风（冬季）（4）东亚季风和南亚季风东亚季风和南亚季风 成因成因n东亚：东亚：-热力差异、地形。热力差异、地形。n南亚：南亚：-热力和行星风带季节性位移、地形。热力和行星风带季节性位移、地形。范围范围n东亚：东亚：-中国东部、朝鲜、日本等地，范围大。中国东部、朝鲜、日本等地，范围大。n南亚：南亚：-印度半岛等，范围小。印度半岛等，范围小。强度强度n东亚：强度大，冬季风强于夏季风。东亚：强度大，冬季风强于夏季风。n南亚：夏季风强于冬季风。南亚：夏季风强于冬季风。风向风向n东亚：东亚：冬季冬季NW-N-NE夏季夏季SE-WEn南亚：南亚：冬季冬季NE夏季夏季-SW 进退特征进退特征n东亚：冬季东亚：
44、冬季 突发性；突发性；夏季夏季 撤退快。撤退快。n南亚：夏季南亚：夏季 爆发性爆发性 从东向西撤退。从东向西撤退。气候差异气候差异n东亚：东亚：-冬季冬季 干冷、少雨；干冷、少雨；夏季夏季 湿、热、多雨。湿、热、多雨。n南亚：南亚：-冬季冬季 干、不冷；夏季干、不冷；夏季 湿、热、多雨；湿、热、多雨；一年中有明显的三季（干季一年中有明显的三季（干季 102月；月；热季热季35月；雨季月；雨季 69月）月）第六章第六章 气候的形成气候的形成四、海洋性气候四、海洋性气候(maritimeclimate)与大陆性气候与大陆性气候(continentalclimate)海陆分布使得在同一纬度带内，出现
45、海洋性气候和大陆海陆分布使得在同一纬度带内，出现海洋性气候和大陆性气候。性气候。海洋性气候与大陆性气候的差异主要表现在：气温顺降海洋性气候与大陆性气候的差异主要表现在：气温顺降水。水。（一）气温指标（一）气温指标一般用气温日较差、气温年较差、年温相时、春秋温差一般用气温日较差、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。值和大陆度等几个指标表示。1、赤道附近、赤道附近AC与与AM都很小，只有都很小，只有DC与与DM差别显著。差别显著。2、海洋上冬海洋上冬暖夏凉，气暖夏凉，气温的年较差温的年较差小。大陆上小。大陆上夏热冬寒，夏热冬寒，气温年较差气温年较差大。大。海洋性气候和大陆性气候
46、的气温差异海洋性气候和大陆性气候的气温差异：（1）海洋性气候的气温的年较差海洋性气候的气温的年较差小于大陆性气候的相应值，愈向内陆年较差愈大小于大陆性气候的相应值，愈向内陆年较差愈大；（；（2）海洋性气候降温、）海洋性气候降温、增温皆慢增温皆慢；（；（3）海洋性气候春温低于秋温，即）海洋性气候春温低于秋温，即T4月月T10月；月；大陆性气候春大陆性气候春温高于秋温，即温高于秋温，即T4月月T10月月；（；（4）大陆性气候的气温日较差大于海洋性气）大陆性气候的气温日较差大于海洋性气候的相应值。候的相应值。7.938.7143645815.118.09.111.21.40.3第六章第六章 气候的形
47、成气候的形成（二）水分标记（二）水分标记海洋性气候年降水量比大陆性气候多，且一年中降水的海洋性气候年降水量比大陆性气候多，且一年中降水的安排比较匀整，冬季较多。气旋雨的频率最大，降水的安排比较匀整，冬季较多。气旋雨的频率最大，降水的变率小。大陆性气候以对流雨居多，降水集中于夏季，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。降水变率大。海洋性气候的确定湿度和相对湿度比大陆性气候大。相海洋性气候的确定湿度和相对湿度比大陆性气候大。相对湿度的年较差海洋性气候小于大陆性气候。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（三）气候大陆度定量地表示各地气候大陆性程度。定量地表示
48、各地气候大陆性程度。第六章第六章 气候的形成气候的形成通常以通常以气温年较差气温年较差（消去纬度影响）和（消去纬度影响）和气温气温的纬度距的纬度距平为依据计算大陆度平为依据计算大陆度。伊凡诺夫伊凡诺夫：式中：式中：Ay：当地气温年较差，：当地气温年较差，Ad：年平均气温日较差，：年平均气温日较差，D0：最干月湿度饱和差，：最干月湿度饱和差，：所在地纬度。：所在地纬度。K100，为大陆性气候，百分数愈大，大陆性愈强；，为大陆性气候，百分数愈大，大陆性愈强；反之，反之，K值值100，为海洋性气候，百分数愈小，海，为海洋性气候，百分数愈小，海洋性愈强。洋性愈强。第六章第六章 气候的形成气候的形成波罗
49、佐娃：以波罗佐娃：以K和和K分别表示分别表示1月和月和7月的大陆度。月的大陆度。式中，式中，为某纬度上某地的气温距平值；为某纬度上某地的气温距平值；该纬圈上该月该纬圈上该月的最大正距平值；的最大正距平值；该纬圈上该月的最大负距平值。该纬圈上该月的最大负距平值。适用于适用于30-70N范围内。范围内。K值愈大，大陆度愈高值愈大，大陆度愈高第四节第四节第四节第四节 地形和地面特性与气候地形和地面特性与气候地形和地面特性与气候地形和地面特性与气候一、地形与气温一、地形与气温青青藏藏高高原原的的特特征征：面面积积广广（南南北北垮垮纬纬度度1010（29-40N29-40N）、东东西西跨跨经经度度353
50、5），海拔高，地形特殊。），海拔高，地形特殊。青藏高原的地面气温特点：青藏高原的地面气温特点：（1 1）地球的第三极地；）地球的第三极地；（2 2）气温日、年较差大；）气温日、年较差大；（3 3）气温季节变化急，春温高于秋温。）气温季节变化急，春温高于秋温。高原气温具有高原气温具有大陆性气候大陆性气候的特征。的特征。第六章第六章 气候的形成气候的形成讨论：青藏高原对我国气候的影响讨论：青藏高原对我国气候的影响第六章第六章 气候的形成气候的形成1 1、机械阻挡（动力）作用机械阻挡（动力）作用机械阻挡（动力）作用机械阻挡（动力）作用 高高原原有有相相当当大大的的面面积积高高度度在在50005000