现代气候学 总结

1、现代气候学第一章 绪论1、气候系统的定义：大气圈、与水圈（海洋）、冰雪圈、岩石圈和生物圈相互作用的整体。气候是天-地-生相互作用下的大气系统的较长时间的平均状态2、天气：某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气现象（风、云、雨、雪、干、湿、雷、电等）及其状态（温度、压强、湿度、密度等）的综合。3、气候： 在某一时间段内气候要素的平均值和变率的统计描述4、现代气候学：在太阳辐射和气候系统各子系统相互作用下，地球上某一区域在某一特定时段内气候要素的平均值和变率的统计状态。气候标准时段：30年（1971-2000年，1980-2010年）5.、现代气候学与传统气候学的区别：传统气候学描述一定区域的气候特

2、点现代气候学研究气候形成和变化的原因，要求预测某个地区或全球范围的各个时间尺度的气候变化，即围绕平衡态的扰动或对平衡态的偏差或距平。6、气候学发展史（1）萌芽时期：世纪中叶以前，感性和经验认识阶段，零碎的定性观察和描述。（2）发展初期：世纪中叶世纪中叶 a）观测方面：气象仪器的发明、建立地面气象观测站和观测网，开始气象要素的观测和积累。 b）理论研究方面：气象学和气候学由单纯定性的描述进入了可以定量分析的阶段，逐渐发展为独立的学科。（3）发展时期 早期：19世纪末20世纪中叶 a）观测方面 地面观测内容更加丰富和精确，观测站网扩大。气象观测从地面向高空发展。 b）理论研究方面 锋面气旋学说 长

3、波理论降雨学说气候学方面：创立了气候型的概念和几种气候分类法、出版了五卷气候学手册（4）近期 a）观测方面 先进的观测技术 常规气象观测网的加密开展大规模的综合观测试验 b）理论研究方面 建立数值模式，进行定量数值模拟试验，使气象学、气候学进入试验科学阶段。 气候学领域中的科学革命。7、现代气候学阶段的三个特点（王绍武，2005）：Ø 从气候变化来研究气候 ；Ø 从气候系统来研究气候；Ø 从气候动力学来研究气候。第二章 气候系统1、气候系统的定义：大气圈、水圈（海洋）、冰雪圈、岩石圈和生物圈相互作用的整体。2、温室效应（大气的保温效应）：大气中的温室气体对太阳辐射

4、的吸收很少，但却能强烈地吸收地面辐射，同时又向地面放射长波辐射，补偿地面因放射辐射而损失的能量，使地面气温升高的效应。3、阳伞效应：气溶胶对太阳辐射的散射和吸收，使到达地面的太阳辐射减弱，引起地面气温的下降，其效应类似于阳伞效果，故称为阳伞效应。4、气候系统的基本特性1) 气候系统是一个复杂的、高度非线性的、开放的巨系统a) 开放的非孤立系统b) 响应时间差异很大，可分为内部系统和外部系统c) 不稳定的高度耗散系统2) 各个气候子系统之间显著的热力学和动力学属性差异a) 热力属性: 空气、水、陆地表面和冰雪面的温度b) 动力属性：风、洋流及其垂直运动和冰体运动c) 水分属性：空气湿度、云量、降

5、水量、土壤湿度、河湖水位、冰雪等。d) 静力属性：大气和海水的密度、压强、大气的组成、海水盐度及气候系统的几何边界和物理常数等。3) 气候系统的反馈过程5、气候系统的反馈过程Ø 反馈：气候系统不同属性（变量）之间的相互作用，引起气候属性的变化，称为反馈。包括正反馈过程和负反馈过程。 正反馈：反馈过程造成的气候变化与原变化同号，使气候变化加剧，产生气候不稳定称为正反馈。 负反馈：反馈过程造成的气候变化与原变化反号，抑制气候的变化和异常，使气候趋于稳定，称为负反馈。 正反馈：冰雪反射率温度 水汽含量红外逸出辐射温度（水蒸气增加温室效应作用加强陆地和海洋表面温度上升产生更多水蒸气。汽是最重

6、要的反馈机制之一，也是唯一最大的正反馈作用。） CO2 海温（海温升高海洋中二氧化碳溶解度减小部分二氧化碳逃逸到大气中温室效应加剧海温升高） 负反馈： （中低）云量多太阳辐射少稳定度大云量少 蒸发量大水面温度低蒸发量小 赤道、极地温差大热量输送大赤道、极地温差小6、气候可预报性第一类可预报性 :初始误差(扰动)随时间增长（确定性预报的时效问题）;第二类可预报性:外强迫变化引起气候变化的模拟和预报能力（大气对外强迫的响应及敏感性）。7、气候系统的研究一、气候监测 二、气候诊断 三、气候重建 四、气候模拟 五、气候预测一、气候监测（1）大气常规观测（2）海洋及系统其他成员的常规观测 CODAS 雪

7、盖、海冰面积 土壤温度及湿度 全球植被（3）非常规观测 太阳常数观测大气中的微量气体（CO2, 甲烷，氯氟碳化物（CFCs） 观测；平流层气溶胶观测（研究火山爆发对气候影响）二、气候诊断定义：根据气候监测结果对气候变化与气候异常作出判断。内容：（1）气候异常的诊断：（2）气候变化的诊断；（3）气候异常事件的诊断；（4）气候变化原因的检测三、气候重建最常用的代用资料：（1）孢粉（2）冰芯（3）树木年轮（4）珊瑚（5）史料分析四、气候模拟： 根据一定的大气或海洋动力学、热力学定律，在给定边界条件下，采用数值计算的方法研究气候。五、气候预测目前我国及世界上大多数国家均把月以上的预报称为短期气候预测。

8、气候预测分为两类：一类采用统计方法，另一类采用动力学数值预报第三章 气候系统的能量平衡1、 辐射的基本定律基尔荷夫(kirchoff)定律：在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力(e,T) 与物体对该波长的吸收率(a,T)的比值，只是温度和波长的函数，而与物体的其它性质无关。即:斯蒂芬波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律：黑体的总放射能力（ET）与它本身绝对温度（T）的四次方成正比。ET T 4维恩(Wien)位移定律：绝对黑体的放射能力最大值对应的波长(m) 与其本身的绝对温度(T)成反比。mT2897×103nm·K2、 太阳辐射太阳常数：大气上界、日

9、地平均距离处、垂直于太阳光线方向、单位时间、单位面积接收到的所有波长的太阳辐射能。太阳高度角：是指太阳光的入射方向和地平面之间的夹角。天顶角：即入射光线与当地天顶方向（地面法线）的夹角（与太阳高度角互余。太阳赤纬：又称赤纬角，是地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角。3、 太阳高度角计算公式4、 天文辐射（太阳辐射日总量）定义：大气上界,某一天,水平面单位面积接受的日辐射量。公式：任一时刻：5、 大气对太阳辐射的吸收、散射（瑞利散射、米散射）1）大气光学路径：为太阳辐射通过大气介质的质量。2）大气质量（单位面积*光学路径）:光在大气中经过一定长度倾斜路径到达地表面时, 其经历空间中所含大

10、气物质的质量。3）大气质量数(m):实际投射条件下的大气质量与垂直投射下的大气质量的比值。当h在30°90°时,m可近似地表示为：4）大气透明度P：到达地面的单色辐射强度：大气透明度：是指透过一个大气质量数后的辐射强度与透过前的辐射强度之比，表示辐射通过大气后的削弱程度。5）吸收：大气分子被入射太阳辐射激发，由低能级跃迁到高能级的过程称为吸收。两能级的差就是大气吸收的辐射能量值6）散射：当太阳辐射通过大气时，遇到大气中的各种质点，太阳辐射能的一部分散向四面八方，称为散射。ü r<<波长时，瑞利散射。ü r 波长时，米散射。7）米散射:尘埃或灰

11、尘（气溶胶）直径比波长大,各种波长的散射能力相等。8）瑞利分子散射定律：当大气干洁，质点半径小于200nm时，散射值与入射光波长的四次方成反比。即：意义：入射光波长愈短，散射能力愈强。9）漫射：当大气混浊，质点半径10,000nm时，入射光的各种波长具有同等散射能力，散射系数不再随波长改变，称之为漫射。6、大气窗：位于地面辐射波段最强处,大气的吸收率最小,透射率最大,这一波段能量透过大气射向宇宙空间,将这一波段称为大气窗.7、地球面的辐射平衡 S =太阳直接辐射 (经过大气吸收和散射） D =散射辐射 Q =地表总辐射 A =地表反射辐射 F =地面长波有效辐射 R =地表净辐射 (吸收的短波

12、-放出的长波) R= Q A F =(S+D) A F = Q(1a) F U =地面辐射（地面向上放射的长波辐射） G =大气逆辐射（大气向下放射的长波辐射） =大气相对辐射率 G =地面吸收的大气逆辐射 F = U-G8、地气系统的辐射平衡 Q =地表总辐射； a =地表反射率 Q(1a) = 地表吸收的短波辐射 Qa =大气吸收的短波辐射 as=行星反照率 Fs= F =地-气系统向外宇宙逸出的长波辐射 Rs= Q(1a)+ Qa F （地吸收+气吸收-放出长波）=S0(1as) Fs （地气系统吸收-放出长波）9、大气系统的辐射平衡 Qa =大气吸收的短波辐射 Ua =大气吸收的长波辐

13、射 Ga= 大气逆辐射（长波辐射，向地面方向） U =大气向外宇宙逸出的长波辐射 F =地-气系统向外宇宙逸出的长波辐射 F =地面长波有效辐射 Ra= Qa+ Ua (Ga+U) = Qa+ (F F) （大气短波吸收+放出长波）10、太阳直接辐射：（1）定义：太阳辐射经过大气的吸收和散射的消弱后，沿投射方向直接到达地表面的那部分太阳辐射能量称为太阳直接辐射。（2）影响因子：1）太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小2）太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚3）气候特征: 日、年变化和随纬度的变化11、散射辐射：当太阳辐射通过大气时，受到大

14、气中的气体分子、尘埃、气溶胶、水汽等的散射作用，使太阳辐射的一部分以漫射形式从天空的各个角度到达地表，这一部分辐射量成为散射辐射。12、地表总辐射-到达地面的太阳总辐射：实际大气条件下到达地表的太阳直接辐射与散射辐射之和，是地表面得到的太阳辐射的总能量，称为地表总辐射。13、天文辐射：14、地表反射辐射：投射到地面的太阳辐射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。地表对太阳辐射的反射率，决定于地表面的性质和状态。15、行星反照率：地球-大气系统的反照率称为行星反照率，它表示地球作为行星对入射的太阳辐射的反射能力。全球取0.316、地表辐射差额：某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其

15、有效辐射的差值。17、地表热量平衡方程Qs：地表与下层的热量交换St：地表与上层生物体的化学生物过程有关的能量通量18、大气的热量平衡定义：自地面伸展到大气顶的单位截面积垂直空气柱内所有热通量的代数和。Da：大气柱热含量变化Ca：热平流引起的热交换Lr：降水的潜热释放19、地-气系统的热量平衡定义：下垫面及其以下活动层（温度日变化波及的深度）和大气柱内的热量收支状况。大洋上：陆地上：Qw：水体的平流输送Ds：地气系统内气柱、水柱、土柱热含量的变化20、地面冷、热源定义：某一地区地表有湍流热量向大气输送，称该地区为热源，反之为地面冷源（热汇）。 >0 热源 <0 冷源第四章 气候系统

16、的水循环1、气候系统中的水海洋水：海洋是水圈的主体，是地球上水的最大源地。约占地球总水量的96%97%。陆地水：河流；湖泊；沼泽；地下水；冰川。2、气候系统水的更新速度水体的更替周期是指水体在水循环过程中全部水量被交替更新一次所需要的时间，T=W/W。大气水：8日3、水分循环：地球上各种形态的水，在太阳辐射、地球引力以及大气运动等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗以及径流等环节，不断地发生相态转换和周而复始运动的过程。4、水循环类型：外循环（大循环）：水分由海洋输送到陆地，又回到海洋的循环；内循环（小循环）：由海洋（陆地）通过蒸发的水汽，再以降水的形式直接落到海洋（陆地）的循环。6、

17、水分循环的成因：内因：水的三种状态及其相互转化外因：热力（太阳辐射）和动力（地球引力）条件7、 太阳辐射与重力作用是水循环的基本动力8、水分循环尺度：（1）全球水循环（2）区域水循环（3）水土植系统水循环9、水分循环的意义：水分循环使地球上水体组成一个连续的、统一的水圈，把气候系统五大圈层联立成既互相联系、又互相制约的有机整体。10、水分循环与全球气候：水循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者；水分循环通过对地表太阳辐射能的重新分配，使不同纬度热量收支不平衡的矛盾得到缓解；11、影响水循环的因素：1）气象因素：如风向、风速、温度、湿度等；2）下垫面因素：即自然地理条件，如地形、地质、地貌、

18、土壤、植被等3）人类改造自然的活动：水利措施、农林措施和环境工程措施等12、蒸发：水分从物体表面既蒸发面向大气逸散的现象。蒸散：植被地段的地面蒸发和植物蒸腾统称为蒸散。13、蒸发率：单位时间从蒸发面单位面积上逸散到大气中的水分子数与从大气中返回到蒸发面的水分子数的差值（当为正值时）称为蒸发率（或地面水汽输送通量），用于表示蒸发面蒸发快慢的特征量，是蒸发现象的定量描述。14、蒸发的计算1、涡动相关法2、整体空气动力学方法3、通量梯度方法4、气候学计算方法15、降雨：云中的液态或固态水在重力作用下，克服空气阻力，从空中降落到地面的现象，称为降水.形成条件：1、水汽，降水形成的物质基础；2、水汽凝结

19、的动力条件.16、径流：流域的降水，由地面与地下汇入河网、流出流域出口断面的水流。形成过程：由降水到水流汇集至出口断面的整个物理过程。1、 降水过程2、 流域的蓄渗过程：植物截留、下渗、洼地蓄水等过程；3、 坡面漫流过程；4、 河网汇流阶段.17、水量平衡概念:水分循环的数量表示，即任一区域在某一时段内,水分收入与支出的差等于该区域在该时段内的水量变化,长期意义下,任一区域水量保持收支平衡.18、地面水量平衡方程：通用形式：陆地：海洋：19、大气的水分平衡：定义：某一地区在给定的一段时间内，大气柱中总收入的水汽量与总支出的水汽量之差，等于该地区这一时段内大气柱中水汽含量的变化量。20、地气系统

20、的水分平衡：第五章 大气系统的平均状态1、平均温度结构对流层平流层中间层热成层散逸层2、平均大气环流：大气环流：一般是指具有世界规模的、大范围的大气运行现象，既包括平均状态，也包括瞬时现象，其水平尺度在数千公里以上，垂直尺度在10km以上，时间尺度在数天以上。3、大气活动中心有的长年都存在，仅范围和强度有所变化，永久性活动中心（多出现在海洋）：亚速尔高压、北太平洋副热带高压、冰岛低压、阿留申低压有明显的季节变化，只在某些季节存在，称为半永久性活动中心（多出现在大陆）：蒙古高压（西伯利亚高压）、亚洲低压、北美高压、北美低压4、冬夏季海平面气压的主要特征北半球中高纬度：1月北半球中高纬海平面气压场

21、的大气活动中心：阿留申低压、冰岛低压、蒙古高压和北美高压。7月北半球的大气活动中心：太平洋副高、大西洋副高、南亚热低压、北美热低压和冰岛低压。 低纬度：南北半球之间的赤道地区是一个低压带，称赤道槽或赤道辐合带（ITCZ）。南半球中高纬度：南半球40ºS以南，无论冬夏，等压线几乎与纬圈平行 。它的北侧副热带的三个大洋上终年保持三个高压中心，它们就是南太平洋副高、南大西洋副高和印度洋高压。 5、冬夏季对流层中部的平均环流 的主要特征Ø 槽脊：冬季500hPa平均环流呈三槽三脊型 ；7月北半球西风带的平均槽脊增加到四个。冬夏南半球西风带平均槽脊都不明显 。 Ø 极涡：极

22、涡的中心都不在南北极。 1月北半球的极涡有两个中心，7月只有一个中心。南半球极涡无论冬夏都只有一个中心。 Ø 急流：1月平均最大地转西风轴线比7月偏南。 7月北半球最大平均地转西风轴线向北推移约20个纬度，强西风中心的风速显著减弱，仅及1月中心风速的一半。 Ø 副高：7月副热带高压比冬季显著增强。副高脊线冬季约位于15ºN，夏季则向北推移到25º-30ºN附近。6、季风：一般地说，季风指近地面层冬夏盛行风向接近相反且气候特征明显不同的现象，是大气环流季节变化的一种最典型的情况。7、季风的形成因素：（1）海陆分布作用（2）行星风带季节位移的作用（

23、3）青藏高原作用 热力作用 夏季：热源（低层形成强大热低压，盛行气旋性环流）。有助于高层南亚高压和东风急流的形成和维持，这与印度西南季风的爆发有直接的关系。 冬季：冷源 动力作用 a:对气流的分支、绕流和汇合作用 b:对气流的爬越作用 c:对气流的屏障作用8、气候的地带性：气候系统中的能量、大气运动及气候要素在空间上的分布都具有一定带状特征。这种带状分布近似于与纬圈一致，因此气候的差异也具有一定的带状特征。气候的非地带性：原因：水平方向的海陆分布、垂直方向随海拔高度的变化植被生长的关键：温度和降水第六章 海气相互作用1、海气相互作用的基本含义：海洋通过加热影响大气运动，大气运动通过切应力对海流

24、产生影响，使海水产生风吹流和上翻运动，使海温分布发生变化，从而影响到加给大气的热量。2、海洋在气候形成和变化中的重要性（1）海洋是大气的主要能量供应源（2）海洋是大气水分的主要供应地（3）海洋对气候具有重要的调节作用（4）海洋对温室效应的缓解作用3、海、陆物理特性的差异（1）海、陆面积的差异（2）海、陆表面辐射特性的差异（3）海、陆向大气热量输送的差异（4）海、陆向下热量输送的差异（5）海、陆表面的摩擦阻力的差异4、海、陆分布对气候的影响1、海、陆分布对环流的影响（1）海陆分布对西风扰动的影响：使平直气流产生了槽脊波动（2）海陆分布对季风的影响2、海、陆分布对气温的影响（1）夏季海面气温低于陆

25、地，冬季相反；（2）海面气温的日较差和年较差都小于陆面.3、海、陆分布对大气水份和降水的影响（1）对空气湿度的影响：海面上的空气湿度大于陆地.（2）对雾的影响：海洋、陆地哪个多平流雾、哪个多辐射雾？（3）对降水的影响 对流雨：陆地上主要出现在夏季午后，海洋上出现在冬季夜间。 地形雨：陆地上 锋面雨与气旋雨：海洋多于陆地5、雾：雾形成的条件一是冷却，二是加湿，三是有凝结核。海洋上多发生平流雾，陆地上多发生辐射雾。6、根据海水垂直分布的特点,可分为三层:由海面向下数十米左右的表层一般称为混合层,以下100-1500m的范围叫温跃层,再下就是底层. 7、海洋环流：海水及海水中各种物理量、化学量循环于

26、世界大洋的一种自然现象，简称海流。海流按其成因分为两种：风生环流：大洋中由盛行的稳定风系所生成的海流，自成循环体系。动力学原因所生成的海流，亦是通常所说的洋流。热盐环流：由于广大洋面受热、冷却、蒸发和降水不均匀所造成的海水温度和盐度变化，导致密度分布的不均匀形成的热力学海流，称为热盐环流，也成温盐环流。8、大洋环流形成的根本原因：风应力、热通量、淡水通量9、太平洋海温西高东低的原因：1） 秘鲁寒流沿着大陆两侧北上，其中一部分在赤道附近变成南赤道海流后向西移动2） 沿低纬海域由东向西吹的信风使赤道附近的暖水积蓄在太平洋西侧，通常称为暖池3） 相随于信风沿赤道吹东风，太平洋东侧下层冷海水涌升到海表

27、面10、暖池：热带西太平洋是全球海温最高的海域，常年维持着28以上的高温，全球大约90%的暖海水集中在这里，故称西太平洋暖池。11、盐度最高：红海盐度最低：波罗的海12、海洋环流对气候的影响1）海洋环流的热量输送 经向输送：约占总经向输送的33% 纬向和垂直方向输送2）海洋环流的水份输送3）海洋环流对气温的影响：调节了低纬和高纬的温差4）海洋环流对降水的影响：暖流沿岸多降水，冷洋流沿岸多雾13、海-气能量转换的物理过程1）海-气界面能量交换（潜热大于感热）辐射感热潜热2）海-气动量交换大气运动给海面以应力向海面输送水平动量一部分形成风浪、一部分形成洋流的动能 3）海-气界面的物质交换过程蒸发与

28、降水海盐交换CO2 和O2的交换14、厄尔尼诺（SOI负值）：海洋异常现象，用来指赤道中、东太平洋每隔几年发生的大规模表层海水持续半年以上异常偏暖的现象。拉尼娜（SOI正值）：赤道东太平洋海温低于正常值的事件。南方涛动：大气环流异常，用来描述热带太平洋地区和热印度洋地区的气压场（SLP）反相变化的跷跷板现象。 (塔希堤岛与达尔文的SLP差值SOI南方涛动指数)15、沃克环流：赤道东太平洋下沉，西太平洋上升，地面为偏东风，高层为西风的纬向垂直环流称为沃克环流。16、ENSO的特点1）沿着赤道，东太平洋斜温层加深，西太平洋斜温层变浅。2）自东太平洋开始逐渐向西，出现正海表面温度距平，到达冬季为最强

29、。3）ENSO开始时，在东太平洋正的海表面温度距平的增强，较弱了沃克环流在此的下沉支，而西太平洋与之相反。17、偶极子模（IOD）基本概念：赤道东南印度洋海水异常变冷，赤道西印度洋海水异常变暖，即西暖东冷为正偶极子事件，反之为负偶极子事件。18、ENSO事件对我国短期气候的可能影响 东北夏季低温（厄尔尼诺） 我国东部地区的夏季降水异常（厄尔尼诺 洪涝） 西太平洋副高强度和西伸强度的年际变化 西太平洋台风活动（厄尔尼诺抑制台风）第七章 陆面过程1、陆面过程（也称为陆-气相互作用）：是指发生在陆地表面的热力、动力、水文以及生物物理、生物化学等一系列复杂过程，以及这些过程与大气的相互作用。（1）陆面

30、物理过程；（2）陆面生物化学过程；（3）陆面生态过程。2、陆面过程的重要性（1）陆面与大气存在各种时、空尺度的相互作用和动量、能量、物质 （水汽及 CO2 等）及辐射的交换过程在很大程度上受陆面状况的影响，陆面状态的变化必将改变上述交换过程，进而，对大气和气候产生影响。（2）陆面为大气运动提供下边界条件（3）气候系统对陆面特性的变化十分敏感3、植被对陆面过程的主要作用：（1）对降水和辐射拦截作用（2）辐射的吸收（3）蒸散（4）改变土壤湿度（5）改变动量输送（改变地表粗糙度）（6）生物通量输送4、下垫面性质的变化对局地气候影响的基本过程1）通过影响反射率，影响地面辐射差额；2）影响水分存储、渗透

31、和热容量的大小：影响地面温度和土壤湿度;3）影响地面与上层大气的湍流显热交换：对气温高低产生直接影响;4）影响地面与上层大气的湍流潜热交换：对空气湿度产生直接影响;5）影响地面粗糙度：对地面风速产生直接影响.5、陆面过程模拟两大类: （1）单点、区域或全球的离线（offline）模拟试验 （2）区域或全球的陆气耦合（coupling）模拟第八章 冰雪圈与气候1、冰雪圈的作用1.冰雪反射率和融解潜热很高，冰雪圈起着大气和海洋的有效热汇的作用2.冰雪热传导率低，能减少大气、海洋和陆地之间的热量交换3.融化冰雪吸收大量热量4.海水结冰时盐分析出，增加海洋上层盐度，海冰融化时表层海水盐度减小，影响海洋

32、的层结稳定2、冰雪圈组成部分：海冰、大陆冰川、大陆雪盖3、南极地区的冰雪，如果全部融化，全球洋面将升高65米，占世界冰总量的95，淡水总量的704、近南极点：昆仑站，中山站 南极圈外：长城站5、地球上现存的大陆冰盖：南极冰盖和格陵兰冰盖。这两大冰盖约占全球冰川总面积的97%，总冰量的99%6、雪线：长年积雪的下线。雪线处的年降雪量等于消融量，二者平衡时为气候雪线。7、积雪异常的气候效应主要体现在三个方面: (1) 反照率效应: 积雪的高反射率, 引起地面吸收的太阳辐射减少, 产生净的冷却效应, 改变地表的热力状况及地气之间的热量交换 ; (2) 积雪水分效应: 积雪异常通过融雪对地表的水平衡产

33、生影响, 引起土壤水分及蒸发的异常, 影响地气系统之间的水汽、能量交换 ;(3) 雪盖异常引起的大气异常的遥响应: 雪盖异常的局地效应, 通过大气对它的响应以及大气环流的调整, 对更大范围乃至对全球气候产生影响.8、青藏高原积雪影响东亚季风及其机制：高原积雪多（少）高原春、夏季的感热弱（强）感热加热引起的上升运动弱（强），高原强（弱） 环境风场不利（有利）于高原感热通量向上输送高原上空对流层的加热弱（强）高原对流层温度低（高）高原南侧温度对比弱（强）造成亚洲夏季风弱（强）长江流域易涝（旱）。第九章 气候变化1、气候变化与气候异常：由各种要素（气温、降水、气压等）所表征的气候状态相对于某一气候标

34、准态的偏差或同类气候状态间的变化称为气候变化。当这种偏差（变化）超过一定程度称为气候异常。2、气候状态：地球上某一区域在某一特定时段内天气的某一年份或指定年份平均状况。3、气候变率：大量同类气候状态间的方差，也经常用来专指年际及年代际的气候变化 。或者：时间尺度大于天气尺度的气候变量围绕平均值的变化。4、气候趋势：气候的长期变化倾向，即在记录时期(特定时期）具有单调地上升或下降特点的气候变化（线性和非线性趋势）5、气候波动（振荡）：气候状态围绕气候平均态的波动式变化，表现为准周期性振荡特征，有年际、年代际等时间尺度.6、气候突变：从一种气候状态（或稳定持续的变化趋势或气候波动）跳跃式地转变到另

35、一种气候状态（或稳定持续的变化趋势或气候波动）的现象。7、气候变化的特征：（1）气候变化的多时间尺度性（2）气候变化的阶段性（3）气候变化的突变性3、气候变化史实：一、地质时期气候变化定义：时间尺度在几万年以上的气候变化代>纪>世（时间尺度万年以上）三大冰期：震旦大冰期，石碳二叠纪大冰期，第四纪大冰期二大间冰期：寒武纪石炭纪大间冰期，三叠纪-第三纪大间冰期二、历史时期气候变化定义：从第四纪大冰期中的武木（大理）亚冰期的最近一次副冰期之后的1万年至有器测资料的“冰后期” 气候。从地质年代来看，该时期也称为全新世气候。特点： 温暖期与寒冷期交替出现主要气候事件 末次冰期冰盛期（Last

36、 Glacial Maximum:LGM） 21kaBP 新仙女木事件（Younger Dryas: YD） 12.8-11.5kaBP全球冰川消退、气候回暖过程中发生的气候突变事件，YD结束后即进入温暖湿润的全新世 全新世大暖期（Megathermal in Holocene） 8.5-3.0kaBP 中世纪暖期 ( Medieval Warm Period) AD 900-1300 小冰期 ( Little Ice Age) AD 1320-1920三、现代气候变化1、器测资料：最早有气象观测记录地方 佛罗伦萨（1652），伦敦（1668），巴黎（1752）2、主要气候变化现象 1）全球增

37、暖 (Global Warming)：波动阶段性上升不同区域增暖幅度不同，极区最显著（全球增暖证据：北极海冰面积减少，海平面上升） 2）近百年全球降水变化：近百年来，全球平均降水无显著趋势变化不同数据集趋势间存在明显差异，同时降水也有较大时空变率。北半球中纬度陆地降水很可能总体上呈增加趋势。 3）近百年中国降水变化： 近百年降水量并无明显趋势。 降水量的变化存在20-30年的干湿期交替 4）极端气候的变化4、全球气候变化的基本特征 全球地质时期气候变化的时间尺度在22亿年到1万年以上，以大冰期和大间冰期的交替出现为特征，气温变化幅度在10°C以上 历史时期的气候变化是近1万年来，主要

38、是近5000年来的气候变化，变化的幅度最大不超过2-3°C 近代的气候变化主要是指近百年或20世纪以来的气候变化，气温振幅在0.5-1.0°C之间。 5、气候变化的影响因素 自然原因 银河系变化、太阳演化、太阳活动 地球轨道参数（轴倾、岁差、偏心率） 大陆漂移、造山运动、火山活动 海洋环流与海-冰-气-陆相互作用 人为原因 温室气体、气溶胶排放 土地使用、热带雨林破坏 城市化 时间尺度 不同时间尺度气候变化、形成机制不同6、冰期-间冰期循环（万年尺度）的形成机制 1、日地关系的变化：由于天体间引力的影响，地球轨道偏心率、地轴倾斜度和岁差等地球轨道参数发生变化，使地球接收到的

39、太阳辐射产生差异，从而引起数十万年间的气候变迁。1）地球轨道偏心率：描述地球绕太阳运动轨道的圆扁程度，值越大越扁，值越小越圆。 轨道偏心率越小(越接近圆形)时，四季变化相对较不明显，也不易有冰期的发生。反之，偏心率越接近1(但不等于)的轨道，四季明显，也较易产生冰期。 每隔10万年，地球公转轨道的偏心率变化一个周期2）地轴倾斜度(黄赤交角的变化)：21.8°24.5°，现在为23.44°地轴倾斜度的影响表现在： 角度越大，高纬度地区因接受辐射的时间差异较大，易形成冰期。 地轴倾斜度增加：高纬度辐射量夏季增大，冬季减少，年较差增大，且年辐射量增加；赤道地区年辐射量减少。3）岁差 在远日点时，若北半球倾向太阳冬天温度将会相对较高；