气候形成因子

1、气候形成因子 气候：指某地区多年间常见的和特有的大气过程和 现象的综合。 当代气候，按照世界气象组织（WMO）的规定，以 1931-1960 年的气候要素的统计量作为可比较标准。 以30年为整编气候资料时段长度的最短年限，每过10 年更新一次。30年气候具有近似稳定性。 气候的空间尺度大小不同，可以分为全球气候、区 域气候、小气候等。 气候的形成和变化的影响因子 外部因子：将那些能够影响气候而本身不受气候影响 的因子称为外部因子（如太阳辐射、地球轨道参数的 变化、大陆飘移、火山活动等）； 内部因子：气候系统各成员之间的相互作用为内部因 子（如大气圈、水圈、生物圈、岩石圈、冰雪圈等之 间的关系）

2、。 外部因子又必须通过系统内部的相互作用，才能 对气候产生影响。 气候系统 气候系统的属性 热力属性:包括空气、水、冰和陆地表面的温度； 动力属性:包括风、洋流及与之相联系的垂直运动和冰 体运动； 水分属性: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； 静力属性: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数等。 一、太阳辐射与天文气候一、太阳辐射与天文气候 太阳辐射在大气上界的时空分布称为天文辐射，是由太太阳辐射在大气上界的时空分布称为天文辐射，是由太 阳与地球间的天文位置决定的。阳与地球间的天文位置决定的。 天文辐射所决定的地

3、球气候称为天文气候，反映了世界天文辐射所决定的地球气候称为天文气候，反映了世界 气候的基本轮廓。气候的基本轮廓。 1、影响天文辐射的因素、影响天文辐射的因素 天文辐射能量的大小决定于天文辐射能量的大小决定于日地距离、太阳高度和白昼长度。日地距离、太阳高度和白昼长度。 第一节 太阳辐射因子 近日点和远日点近日点和远日点 大气上界太阳辐射强度的变化 1 日地距离 太阳高度角越小， 太阳辐射穿过的大气层 越厚，被减弱的也越多， 到达地面的直接辐射就 越少，反之，太阳高度 角越大，到达地面的直 接辐射就越多。 2 2 太阳高度太阳高度 由于地球自转 轴与公转轨道平 面斜交成约 6633的倾角， 因此，

4、在地球绕 太阳公转的一年 中，有时地球北 半球倾向太阳， 有时南半球倾向 太阳。总之太阳 的直射点总是在 南北回归线之间 移动，于是产生 了昼夜长短的变 化和四季的交替。 3 昼夜长度 4、天文气候 全球获得天文辐射最多的是赤道，随纬度的增加，辐射能渐 次减小，最小在极点。导致热带、温带、寒带气候带的分异。 天文辐射的年变化 天文辐射的立体模式 北半球大气上界水平面天文辐射的分布（MJ/m2） （1）天文辐射能量的分布是完全因纬度而异的，地球上之所以有热带、 温带、寒带等气候带的分异，与天文辐射的不均衡分布有密切关系。 （2）夏半年获得天文辐射量的最大值在20-25的纬度带上，由此向两极 逐渐

5、减少，最小值在极地；冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道。 （3）天文辐射的南北差异不仅随冬、夏半年而有不同，而且在同一时间 内随纬度亦有不同。 （4）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。 （5）在极圈以内，有极昼、极夜现象，在极夜期间，天文辐射为零。 地球气候带的理想模式 二、地二、地-气系统辐射对气候形成的作用气系统辐射对气候形成的作用 低纬度地区太阳辐射能的收入大于长波辐射支出，低纬度地区太阳辐射能的收入大于长波辐射支出， 有热量盈余；高纬度地区辐射能支出大于收入，热量有热量盈余；高纬度地区辐射能支出大于收入，热量 亏损。亏损。 辐射收支的地理分布是形成气候地带性分布，并

6、辐射收支的地理分布是形成气候地带性分布，并 驱动大气运动的基本动力。驱动大气运动的基本动力。 （一）辐射收支的地理分布（一）辐射收支的地理分布 地气系统的辐射能收支差额公式：地气系统的辐射能收支差额公式： Rs（Qq）（1-a）qa-F 全球到达地表的年平均总辐射（W/m2） 对太阳辐射的吸收值，低纬度明显多于高纬度。这一方面是因为天文辐射 的日辐射量本身有很大的差别，另一方是高纬度冰雪面积广，反射率特别大， 所以由热带到极地间太阳辐射的吸收值随纬度的增高而递减的梯度甚大。在赤 道附近稍偏北处因云量多，减少其对太阳辐射的吸收率。 在低纬度地区太阳辐射能的收入大于其长波辐射的支出，有 热量的盈余

7、。而在高纬度地区则相反，辐射能的支出大于收入， 热量是亏损的。 这种辐射能收支的差异是形成气候地带性分布，并驱动大气 运动，力图使其达到平衡的基本动力。 （二）地面能量平衡（二）地面能量平衡 Rg RgLELEQpQpA=0 A=0 式中式中Rg Rg 为地面辐射差额，为地面辐射差额，LE 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=L=蒸发潜热，蒸发潜热，E=E=蒸发量蒸发量 或凝结量），或凝结量），Qp Qp 为地面与大气间湍流显热交换，为地面与大气间湍流显热交换，A 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。 海洋表面的 热量平衡 大陆表面的热 量平衡

8、 （三）全球能量级联 太阳辐射在全年投射到整个地球大气圈上界的总能量，在日地平 均距离处，总能量为17.51016W，进入地球大气圈到达下垫面后， 被大气和下垫面直接反射回宇宙空间5.31016W（占30），下垫面 吸收太阳辐射而增温，再转换成长波红外辐射放射出7.51016W（占 43）的能量。下垫面通过蒸发将水汽和潜热能输送给大气，在大气 中通过一定过程凝云致雨，再下落至地面成为径流，耗去潜热能3.9 1016W（占22）。地-气能量交换中耗于风、波浪、对流、平流等的 能量为3701012W。到达下垫面的太阳能还被耗于：植物光合作用为、 有机体腐烂、潮汐、潮流、对流、原子能、热能和重力能等

9、等。 在这种能量收支下，形成并维持着现阶段 的地球气候状态。 气候形成的环流因子包括大气环流和洋流。 一、海气相互作用与环流 1、相互作用：海洋给大气提供热量、水汽、运动 能源，大气运动导致产生风生洋流和海水上下翻滚 运动，两者共同作用影响着全球气候。 第二节 环流因子 海洋占地球表面积的70.8，其比热（4186.8J/kg.K）约为空气 比热（718J/kg.K）的6 倍，全球10m 深的海洋水的总质量就相当于 整个大气圈的质量。到达地表的太阳辐射能约有80为海洋所吸收， 且将其中85左右的热能储存在大洋表层（自表面至100m 深处）， 这部分能量再以长波辐射、蒸发潜热和湍流显热等方式输送

10、给大气。 海洋还通过蒸发作用，向大气提供大约86的水汽来源。 世 界 洋 流 和 行 星 风 系 模 式 图 季 风 海 流 的 形 成 2、洋流的分布 热带、副热带地区，大陆西岸为寒流、大陆东 岸为暖流，热带、副热带海洋上，北半球洋流基本上 是围绕副热带高压顺时针流，南半球反时针流。 北半球中高纬，洋流绕副极地低压流动，南半球 中高纬，洋面开阔，主要为西风漂流。 3、洋流对气候的影响 u 暖流：增温、增湿，气层不稳定，有利于云和降水 的形成。 u 寒流：降温，空气层结稳定，有利于雾的形成，不 易产生降水，大陆西岸多沙漠分布。 摩尔曼斯克 摩尔曼斯克-俄罗斯的不冻港、俄罗斯的北方经济中心 二、

11、环流与热量的传输 1、赤道与极地间热量的传输 u季节变化：冬季高低纬度间温差最大，环流最强，由低纬向 高纬输送的热量最大；夏季南北温差小，热量的 传送强度也较小。 u输送形式：平均经圈环流显热、潜热 大型涡旋潜热、显热 信风低纬度显热、潜热 2 2、海陆间的热量传输、海陆间的热量传输 u形式：东风、西风、季风形式：东风、西风、季风 u结果：造成同一纬度带上，大陆东西两岸和大陆内部气温结果：造成同一纬度带上，大陆东西两岸和大陆内部气温 有明显的差异。有明显的差异。 三、环流与水分的循环三、环流与水分的循环 水分循环的过程是通过蒸发、大气中的水分输送、 降水和径流（含地表径流和地下径流）四者来实现

12、的。 水量平衡是水分循环的结果，水分循环通过大气环流 实现。 u蒸发的快慢受受环流方向和速度的影响 u云和降水的形成与大气环流形式密切相关 四、环流变异与气候 厄尔尼诺 厄尔尼诺（El Nino）原指每年圣诞节前后，沿厄瓜多 尔和秘鲁沿岸出现一股弱暖洋流，取代了沿岸原有冷海 水的现象。现在，厄尔尼诺一词是指大范围的海洋异常 现象，即赤道太平洋中部和东部海洋表层水温持续异常 增温的现象。（暖水事件） 夏季海洋气温分布 冬季海洋气温分布 正常状态 29 24 W E 西海面高西海面高40cm左右左右 平均温高平均温高36 厄尔尼诺状态（1997.12） 厄尔尼诺发生的状态 W E 当厄尔尼诺发生时

13、，热带中、东太平洋海温迅速升高， 直接导致该海域和南美太平洋沿岸哥伦比亚、厄瓜多尔 和秘鲁等地异常多雨。另一方面，厄尔尼诺事件又使热 带西太平洋降雨减少，造成南亚、印度尼西亚、马来西 亚、东南亚和澳大利亚等地大范围的严重干旱。还会导 致加拿大西部、美国北部出现暖冬，使美国南部冬季潮 湿多雨。 厄尔尼诺引发气候异常 u拉尼娜 “La Nina” 拉尼娜的发生与赤道偏东信风加强有关。偏东信风加强， 赤道洋流受信风推动，从东太平洋流向西太平洋，使高温暖 水在热带西太平洋地区堆积，成为全球水温最高的海域。相 反，在赤道东太平洋表层比较暖的海水向西输送后，深层比 较冷的海水就来补充，因此造成东太平洋海表

14、水温偏低，从 而引发拉尼娜现象。 拉尼娜现象是一种厄尔尼诺年之后的矫正过渡现象使太平 洋东部水温下降，出现干旱，与此相反的是西部水温上升， 降水量比正常年份明显偏多。 一、海陆分布与气温 海陆气温差异：冬季高纬突出，夏季副热带纬度最显著， 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 1、对蒸发和空气湿度的影响 2、对雾的影响 u陆地雾：辐射冷却形成，盛行于冬季晴夜和清晨，日出后消散； u海面雾：平流冷却为主，春夏出现频率最大，日照加强不消散， 风向改变、风力增加时消散 u沿海地区：平流辐射雾，湿空气平流至陆上，夜晚辐射冷却而成 第三节 下垫面因子 3 3、对降水的影响

15、、对降水的影响 湿湿 空空 气气 上升上升 动力动力 热力热力 地形地形地形雨地形雨 锋面锋面锋面雨锋面雨 辐合辐合气旋雨气旋雨 对流雨对流雨 大陆上大陆上 海洋上海洋上 大陆上大陆上 三、海陆分布与周期性风系三、海陆分布与周期性风系 1 1、季风：、季风：大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象；大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象； 夏季：从海洋夏季：从海洋陆地；冬季：从陆地陆地；冬季：从陆地海洋海洋 u成因：成因：海陆温度差异；行星风带随季节的移动；高原的海陆温度差异；行星风带随季节的移动；高原的 热力动力作用。热力动力作用。 u南亚季风南亚季风：冬季弱，夏季强；：冬季弱，夏季强

16、； 冬季东北风，夏季西南风冬季东北风，夏季西南风 气候气候 ：冬干夏湿：冬干夏湿 u东亚季风：冬季强，夏季弱；东亚季风：冬季强，夏季弱； 冬季西北风，夏季东南风冬季西北风，夏季东南风 亚热带季风气候亚热带季风气候 温带季风气候温带季风气候 冬季：寒冷、干燥、少雨冬季：寒冷、干燥、少雨 夏季：高温多雨夏季：高温多雨 气气 候候冬季：温和少雨冬季：温和少雨 夏季：高温多雨夏季：高温多雨 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。 判别指标：气温、水分、大陆度 气温水分

17、最热月最冷月年较差日较差春温- 秋温 降水量降水季节分配 海洋性气候82小小负丰富均匀 大陆性气候71大大正少集中在夏季 （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、春秋温差值和大陆度等几个指标表示。 （二）水分标志 海洋性气候年降水量比同纬度大陆性气候多，降水分配比较 均匀，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。 （三）大陆度 定量表示各地气候的大陆性程度，100%则为陆地性， 100%则为海洋性。 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 一、地形与气温一、地形与气温 1

18、1、高大地形（以青藏高原为例）、高大地形（以青藏高原为例） 分支：西风带分支分支：西风带分支 阻挡：西南暖湿气流受阻阻挡：西南暖湿气流受阻 夏季热源，冬季冷源夏季热源，冬季冷源 动力动力 热力热力 坡向坡向：阳坡气温高于北坡阳坡气温高于北坡 地形形态地形形态： 山顶山顶：风速大、湍流强，夜晚冷空气下风速大、湍流强，夜晚冷空气下 沉，接受大气中较暖空气，日较沉，接受大气中较暖空气，日较 差、年较差小。差、年较差小。 山谷山谷：气流不通畅、湍流不强，白天温气流不通畅、湍流不强，白天温 度急增、夜晚冷空气下沉，气温日度急增、夜晚冷空气下沉，气温日 较差大。较差大。 海拔海拔：随海拔高度的增大，气温下

19、降随海拔高度的增大，气温下降 2、中小地形与气温 二、地形与地方性风 1、青藏高原季风 由于青藏高原与周围大气的热力差异所造成冬夏 季相反的盛行风系。 2、焚风 沿着背风山坡向下吹的热干风。 3、峡谷风 空气由开阔地区进入山地峡谷口时，气流加速前 进形成的风。 在青藏高原由于它与四周自由大气的热力差异，所造成 冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。冬季高原上出现冷高 压，冬季出现热低压，其水平范围低层大，高层小，其厚度 夏季比冬季大。风的季节变化，一般是高原北侧开始最早， 高原上次之，高原东侧再次，高原南部最迟。 青藏高原季风青藏高原季风 布拉风示意 布拉风 概念:从高原或山地向邻近平原倾泻而下的

20、寒冷暴风称为 布拉风。 特点:风速大、温度低（有人称其为冷 的“空气瀑 布”）。 著名分布区域我国的大 高原和一些山地区域，俄罗斯 的黑海和新地岛等地。 焚风 概念-未饱和湿空气，受山地阻挡被迫作 动力抬升后，沿背风坡下滑形成的干热风。 峡谷风 概念当气流从开阔地进入峡谷 口时出现的一种地方性风。 特点风速大，强气流 著名分布区域我国的 台湾海峡，松辽平原等 喇叭地形处。 峡谷风示意 4、山谷风 当大范围气压场较弱时，在山区白天地面风常从谷 地吹向山坡，晚上地面风常从山坡吹向谷地。 谷风 山风 谷风 三、地形与降水 1、 迎风山坡对降水的形成有促进作用 2、迎风坡降水多，背风坡降水少 u最大降

21、水量高度：降水量最多的海拔高度，此高度以 上，降水减少；从地面到此高度，降水越来越多。 地形雨与焚风 第五节 冰雪覆盖与气候 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，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。 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。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

22、，特别是在其 干旱气候区。 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。 气温、降水和雪线随纬度的变化 一、世界冰雪覆盖概况 乞力马扎罗的 雪线变化 北极地图北极地图 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。其致冷 效应是由下列因素造成： （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8695

23、；海冰表面反射率约在40-65 左右。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。 （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。 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。 第六节 人类活动 春江水暖鸭先知春江水暖鸭先知 夏日暴雨后的彩虹夏日暴雨后的彩虹 秋天的童话秋天的童话 气候8 瑞雪兆丰年瑞雪兆丰年 北半球大气上界水平面天文辐射的分布（MJ/m2） （1）天文辐射能量的分布是完全因纬度而异的，地球上之所以有热带、 温带、寒带等气候带的分异，与天文辐射的不均衡分布有密切关系。 （2）夏半年获得天文辐射量的最大值在20-25的纬度带上，由此向两极 逐渐减少，最小值在极地；冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道。 （3）天文辐射的南北差异不仅随冬、夏半年而有不同，而且在同一时间 内随纬度亦有不同。 （4）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。 （5）在极圈以内，有极昼、极夜现象，在极夜期间，天文辐射为零。 海洋占地球表面积的70.8，其比热（4186.8J/kg.K）约为空气