气象学与气候学课件版第十章的形成

第10Dr.Zhuolun气候形成的辐射因气候形成的环流因下垫面在气候形成中的作人类气候形成的辐射 常定义：当地处于日平均距离处在大气热成层顶，的面位面积在单时间内接受的 量值：1367W·m-2（1969-1980年），标准差1.6W·m-2，最大偏差±7W·m-2。温度效应：如 常数变化1%，全球平均地面气温将变0.65-2.0℃常影 辐射的天文因天文辐射的计天文天文影 辐射的天文因 *108km，半短径为 *108km。地球轨道的偏心率 大气上 月份123456789%+3.5%到-3.4%）174C7影 辐射的天文因2 高度(Solar高度角Unequalradiationona影 辐射的天文因高度不同时，地表面单位面积上所获得的辐射也就不同。这有两方面的原因。高度角愈小，等量的辐射散布的面积就愈大，因而地表单位面积上所获得的辐射就愈小。

IIb2 I

a

I= 由

=p2

得

辐射Qs=2兀2 （sinФsino+Qs=T

（wsinФsino+兀 影 辐射的天文因讨论：求出下列情况的正 高度角表达春、秋极点回归线极圈影 辐射的天文因 cosω=-（1）北半球（2）赤道（3）春秋分常影 辐射的天文因天文辐射的计天文天文天文天文气布特征：极点/赤道=42% 天文气0天文气候赤道带：南北纬10热带：纬度10°-副热带：纬度25°-温带：纬度35°-副寒带：纬度55°-寒带：纬度60°-极地：纬度75°-常影 辐射的天文因天文辐射的计天文天文天文季天文季节：根据地球环 公转的位置所划分的季节欧美各国：我国古代：半二十四节其他季节的自然天气季节，气候季节，物候季二十四节秋处露秋寒霜降，冬雪雪冬小大二十四节气温变化：小暑、大暑、处暑、小寒、大降水变化：雨水、谷雨、小雪水气凝结：白露、寒露、霜气候状况：春分、秋分、夏至、冬物候变化：惊蛰 、小满、芒农事活动：立春（春种）、立夏（夏管）、立秋（秋收）、立（冬藏 ◆气候季 气候季热量平到达地地

ReQe(1)E5020666全球地面年感热输 全球地面年潜热输大 RaQa(EE)20(7020)射吸云4云4地-气系RsQs(1s)E100(10.3)70能量输入能量输入70大气吸收20地面吸收50能量输70直接透过大气6温室气体发射38云发射26Earth’sradiation长期平均而言，地球表层系统处于能量平衡地面能量收支相等，辐射达到平大气能量收支相等，辐射达到地-气系统能量收支相等，辐射达到平衡地面能量平（一 辐射——能量的供气温主要是地面净辐射转化为潜热和感热的结ReLEBDQA式中：LE为潜热交换，B地面与下层间热传输量，D为平流输送QA热在全年平均的情况R

=0，则LE B地面净辐射的分布决定着气温的分气候形成的环流净辐射的纬向差异的存在——热量从低纬向高纬输气候模只考虑大气环流的经向输送，高纬度气温比实测偏20℃，中纬度海温偏低10应有附加的经向热量输送洋流的作Unequalheatingoftropicsand北半球热量的经OceanheattransportestimatespositivenorthwardsinPetaWatts(1015W),热量输送特海洋与大气的向极热量输送总 海洋与大气热量输送的相互作 ;;西洋暖流中断与高纬气候变暖的负反馈效应纬0纬0温8-----温6----温差----6水的循WaterandclimateOcean海陆地形冰雪覆盖与气加热的非海洋:巨大的热均气温均气温分海洋性气候与大陆性气定义大陆性气候与海洋性气候的比 温 在温带地区最热月出现在8月，最月出现在2

大陆性气 大陆性气候与海洋性气候的比海洋性气候与大陆性气用较广的有焦金斯基和康拉德。大陆度

1.7sin

20.4式中A为站点的气温年

( 1～100 海洋性气候与大陆性气 海洋性气候与大陆性气 K2014.684.585.0。海洋性气候与大陆性气K85.8。K。海洋性气候与大陆性气存在问题福州及以南沿海地区才属海洋性气候，而以北，即便大陆性季风气

地点天-大-济-青-上嵊杭舟樟金海洋性气候与大陆性气5010℃为平10海洋性气候与大陆性气 为11.2℃。即山上为海洋性气候，而山麓为大陆性气盆地内外冷暖对低气最气寒冷时霜霜遂---泸-湖南常-海陆地形冰雪覆盖与气山地对辐射的影总辐射随高度的变有效辐射和净辐射随高度的变气温直减率随高度的变山地对辐射的影总辐射1000m总辐射日总量约增加2。山地对辐射的影2800有益于作物成地形对温度的影 大地形的热力作用：将青藏高原地面的气温与同高度的自由大海拔高度对气温的影1）3）许多山区，点不同海拔高度气温年变程的气温垂直递减的标志：雪线和雪线和林线高度随纬度的升高山纬林线高度大兴安岭北长白吕梁秦岭太白珠穆朗玛地形与地方焚地形对大气水分的影（rainshadoweffect）或“雨影区”（干坡）山地的凝结高凝结高兰喀布海拔年抬升凝结高度平山地的凝结高山地的凝结高凝结高度德里加德满都达长2161337853%72%81%10525443491268海拔高度与降水Rainshadoweffect（6000m）100（）。山地最大降水高度举阴天山北500天山西段（北坡天山西段（南坡最大降水带（米）年降水量（毫米河流最大降水带（米）年降水量（毫米伊犁伊犁河1400～2400（林带分布高程海拔高度与降水最大降水高：最大度视山地的度、温、方位季干气候下最大降高要比湿气候下冬季一般比季高。据观测，喜拉雅山于1000-1500；尔卑斯季 200，0以中亚山地则3000m以，我国秦岭 2000-2500m高度。海拔高度与降水 海拔高度与降水 第二最大降水高度带的可能原的2000m2500-3000m左右。第二最大降水高度带的可能原冰川风与谷风（valleywind）辐合可能造成高山降水极大值带：例雨量垂直梯度与海拔高雨量垂直梯度与海拔高天天山北坡西准噶尔西部山天山北坡中阿尔天山南昆仑降水随高度分布的内插和：197Blesal和Chn个雨量站资料得到的年降水量随海拔高度

式中RE、RW分别为六盘山系东、西侧年降水量（mm），H海拔高度（m）降水随高度分布的内插和秦岭的例子113地球生物物理反馈Charney1975Sahel土地利用变化的能量平陆面状况与大气环流（气候）变化间相互作呼伦贝尔草原开垦地和未开垦地近地面大气和地表面状况的比较（马玉堂海陆地形冰雪覆盖与气最高高度最低高度80-070-60-50-40-30-20-10-0-大陆雪 南极冰格陵兰冰盖山岳冰根据世界范围冰川资料,20世纪之前只有缓慢的后1000.5能是气候变暖近海地区降水增四姑娘山冰川景观－－猎人峰和阿妣全球有多少冰川和冰全球冰川与冰盖总面积为16，227，500km2,即占全109，085km2（1978年统计），其 中国 完成的中国冰 统计 唐古拉山、天山、喜马拉雅山、喀喇海冰1973年以来 观测北极的海冰面积也有下降趋势。同时5-荡197今北极海冰面积可能减少2.8%。重建的20世纪北半球海冰序列表明2世纪后半，夏显。在1970期以后，秋季变化不明显。尽管南极也在变暖，但是，1979-1996年南极海冰面积变化不，或者甚至略有增加，速率约1.3%/10a.Tracksinbluearefrom1990'sscientificcruises.Tracksinredfromearliermilitary观测到的北半球雪盖和海观测到的北半球海冰月平均分观测到的北半球雪盖月平均分Sea-iceextentandMonthlyAntarcticsea-iceextentanomalies,relativeSea-iceextentandAboveFigure:MonthlyArcticsea-iceextentanomalies,1973to2000,relativeto1973to1996.ThedataareablendofupdatedWalsh(Walsh,1978),GoddardSpaceFlightCentersa litepassivemicrowave(ScanningMultichannelMicrowaveRadiometer(SMMR)andSpecialSensorMicrowave/Imager(SSM/I))deriveddata(Cavalierietal.,1997)andNationalCentersforEnvironmentalPredictionsa litepassivemicrowavederiveddata(Grumbine,1996).UpdateddigitisedicedatafortheGreatLakesarealsoincluded(Assel,1983).Sea-iceextentandSeaIceEffectofseaiceonclimate： 冰雪覆盖能改变下垫面反冰雪-大气间的能量交换特冰雪融化时要吸收大量的欧亚春季雪面积的小及融雪的慢能够响 夏季如欧亚3-融雪度会增下垫面反射。的反射通常使大气度偏低大陆 平偏因而季风环减弱季风 进程长如春季亚盖偏，融较快，地表反射率小，大温度增加，而显热交换增夏季风且季风进程。由于 大部分地量80%左右出现在季风季，此夏季的进程直接响印度夏季风雨。欧亚12月至次3月雪盖范围与 6-9月季风雨量呈明显的相。 个关系。欧亚地区3-5月雪盖面积与季风进程相关系数达到0.645-66 夏季风进程（Day年雪盖面融雪面季风进（天-----0--6-7--9----印缅地500hpa位印缅地500hpa位势高度偏北极海冰面积变化与长江上、中游汛期水量的白令白令海区、喀拉海区、鄂霍克海区海冰面积偏大（小东半球极涡中心偏西（东亚洲亚洲地区经向环流偏弱（强纬向环流偏强（弱长江上、中游汛期水量偏（丰人类活动对气候的改变大气化学组成与气候改变下垫面性质与气候效人为热与人为水汽的排城市城市城市11990年，世界上超过45%的人口居住在城市，2000年这个数字超过了50%。-介绍了 1 人口超过100万的城市中，这要占到外 辐射的10%-15%1在城市高强度的经济活动中,要消耗大量能源。据统计一个百万人口的城市,每天要消耗煤3000t,石油2800t,天然气2700t,同时排放出粉尘约150t,二氧化硫150t,一氧化碳450t,一氧化氮100t。当这些粉尘和有害气体进入空气后,会改变大气的组成成分,影响城 和辐射热能收支,减弱能见度,为云雾提供丰富的凝结核,从多方面影响气候。如果污染物超过大气的自净能力,还1由于城市居民的生活和生产活动,如家庭炉灶、取暖、工厂生产、公共交通、人、畜的新陈代谢和其他各种能源燃烧所排放的热量,使城市比 热量为167Jcm2,而冬季地面从 的热量为175Jcm2。在莫斯科,人为热竟超过 辐射热的3倍,对城市1此外由于城市供水、排水的方式和农村不同,在燃烧和某1 高大建筑物不仅能遮盖城市，并且因为它们不规则地高耸入云，捕获了更的 从较变温垂增性城流、和水。 空气中较多的粉尘和颗粒污染物，提供了的吸湿冷凝。城市的降候因素的作用外,还受人类(生产与生活)活动中放出热量及水汽的影响,因而形成有别于近郊区和乡村的局地气候。通常我们称 城 总辐射较乡村污染物浓度大直接辐射少散射辐射多总体说，城市地面吸收 辐射与乡村差别不大气污染物多,云雾多 小 ,及建不长;南墙每天一次,但 赤纬增加而减街道朝南墙北墙平面全年可照时 热量平人为热的大量输入:工业生产、家庭炉灶、空调制冷、机动车排下垫面导热率高出乡村3倍,热容量较乡村大1/3倍,因而贮热城市的热岛效城市热岛(urbanheatisland)—城市内部气温比周围郊区高的现象，城市气候中最典型的特征之一，无论是在中城市热岛效应可以从两个方面来分城市的热岛效城、郊气温Tu-r：热岛强度=同时间同高度(离地1.5m)“城市热岛”矗立在农村较凉的“海洋”之上,国内外均如此: 巴黎城中心年均温比郊区高 发展,市区呈现出越来越暖的趋势.如东京历史1920-1942年:气温变化趋势逐年上升(城市发展1942-1945年:气温变化趋势逐年下降(值第二次 市受到大规模的破坏,城市热岛效应不存在)东京1916-1965年年平均气温的变周期日变化:夜晚强,白昼午间弱季节变化:冬秋两季比夏春两季表现更明显,可能归因于冬季城市取暖耗能较多,释放大量人为热量周变化:明显受工休日周期影响,周末弱,周内强 两座城市冬季热岛强度Tu-r的周变星星星星星星星期期期期期期期—二三四五六纽黑巴尔的 （m/s春4~夏2~秋5冬5~城市热岛强度与城市的布局形状、城市地形等有密切关系。团块状紧凑布局，城中心增温效应强。条形分散结构，城中心增温效应弱。盆地或凹地，由于风速小，热岛效应特别强，这里不仅抵消了冷空气的下沉作用，反而成为最暖的热岛中心城市规模（面积、人口及其密度等）对热岛强度亦有旧金山圣约瑟帕阿尔托城市面积(km2)116.8138.3322.27居民人口数(万人78.410.1居民密度(人/km671226351481夜晚平均城乡气温差5.6~6.73.9~52.2~3.3(℃) 振幅最大。林和有绿化的广场白昼较凉爽，气温的日振幅较小。 01071319公园内公园附近街两处气温差和欧洲城市人口与“热岛”效应之间的关城市热岛在天气睛朗无云，大范围内气压梯度极小的形势下，由于城市热岛的存在，城市中形成一个低压中心，并出现上升气流。从热岛垂直结构看来，在一定高度范围内，城市低空都比郊区同高度的空气为暖，因此随着市区热空气的不断上升，郊区近地面的空气必然从四面八方流入城市，风向向热岛中心风速街谷效应和大城市或静急流 升降气流、涡动和绕流等,使风的局地变化复杂化。 的建筑物时,在迎风面上一部分气流上升越过屋顶,一部分气流下沉降至地面,另一部分则绕过建筑物的周侧向屋后流去。当盛行风向与街道平行时,由于狭管效应,风速会加大。如果风向与街道成一定角如果以街道中心的风速算作100%的话,那么在迎风面的人行道风速为90%,背风面的人行道风速只有45%。人行道旁如果种植行道树,树叶茂盛时风速将再减低20%-30%;在公园的浓荫中,风速更会削弱50%上下。城指柏林(2年科隆瓦夫(9年平均差-----城区年均绝对湿度和相对湿度 故地面比较干燥。而且城市植被覆盖面积小，与水之间不得到水源。因此，显著。尤其在夜间，中纬度城市的相对湿度可以比郊区低30%夜间在静风或小风天气，城市热岛较强的情况下，郊区由于下垫面温度区因热岛效应，温度较高，凝露量小，湍流强度又比白天弱，水汽上传量减少，故出现城区水汽含量比郊区大的“城市湿岛”现象，称“湿岛”。英国的莱斯特城，的芝加哥、纽约、的埃德蒙顿等差异也会产生城市湿岛现象，分别称之为“结霜湿岛”、“融雪湿岛 主要是由汽车排放的碳氢化合物和氮氧化合物，在能照射下经光化严重的危害。烟雾出现时，不仅刺激人的眼睛，引起病，而且降低 光照射的晴天，微风和近地层有逆温存在的晴稳天气条件下。与传统的 辐射的减弱城市的大雾阻碍交通，使航班停开，增加城市交通事大雾阻滞了空气中污城市雾还减弱 辐射，不利于人类与其它生物的生活对云和降水的影响历来就是一个有争议的问题。 城市水分收形成城市降水较多的原因有（1）城市热岛效应。城市由于有热岛效应,空气层结不稳定,有利于产生热力对流,当城市中水汽充足时(城市中还有一定量的人为水汽和人工管道供应的水分),容易形成对流云和对流性降水。大。它不仅能引起机械湍流,而且对移动滞缓的降水系统(如静止锋、静止切变、缓进冷锋等)有阻滞效应，使其移动速度减慢,在城区滞留时间加长,因而导致城区的降水强度增大,降水的时间延长。3城市凝结核效应。城市因生产和生活强度较大,空气中尘粒及其它微粒比周围地区多,为形成降水提供了丰富的凝结核。在上述三个因子共同作用下，往往使城市降水多于郊区。国内以 、 、广州的研究为代表。例如，市1981-1987年平均，城区年降水量比郊区要多 ，市区汛期年平均降水量比周围郊区多9.2%；广州70年代平均降水量市区比郊区多9.3% 对圣路易斯市的试验研究（1971- ，城区夏季降次数，总雨量和大暴雨的平均雨强都明显增加，同时雷雨发生次数也增多。该市对夏季降水产生最明显的效应的地区位于市区下风向东北部的工业区，降水约增加30%-35%。 在 至两场特大暴雨中，市区分别为113和125，而郊区却分别只有46mm和25mm。1951-1960年，伦敦夏季暴雨约占年均的5%-15%，比英格兰东南部的农村多200-300mm慕尼黑的记录表明，城区的小雨（0.1-0.5mm）和对流阵雨的次数比周围乡村多莫斯科市内年降水量比郊区多11%。杭州夏季降水比郊区多8%，冬季多5% 城市工业化的发展和城市规模的扩大可以使降水量增加。例如1941-1969 ，处于工业迅速增长时期的孟买，城市工业区沿下风方20km地区的降水量比周围农村多15%，墨西哥城自1950年以来，由于城市迅速发展，人口急剧膨胀，近年来成市降水量比郊区增加12%-13%。英国兰开斯特的罗奇代尔在工业发展期间年平均降水量一直在增加，从1898- 的 mm增加到1918- 的 mm，而且降水增加与工作日有明显关系，星期日比工作日降水平均减少13%。意大利那不勒斯从1886-1945年数十年间降水量几乎没有什么变化，但是在1946- 年数 降水量比前期增加%左右。城市下垫面蒸散量和水分量比城市由于地面一般经人工铺装,植被覆盖率低,不透水面积大,降区。根据在东北部一个的观测研究估算:当流域面积的25%为不透水区时,其年蒸腾量要减少19%；若不透水面积增加到5038%75%时,则年蒸腾量减少59%。城市径流量比郊区大,峰值出现时城市下垫面的水分收入量比郊区多,而向空气的蒸散量和向下垫面内部的渗透量比郊区少,则其径流量必然要城市在降雨后，径流量急剧增高，很快出现峰值，然后又迅速降低，其径流曲线非常陡峻，急升急降。郊区径流曲线则平缓得多，其峰值比市区低，出现时间比市区迟，

城市中大气污染物和 流动源：地球气候自然环境与城市环境比较: 城市大气中的主要污染 分 烟尘,粉 硫化物二氧化硫，三氧化硫，硫酸，硫化氢，硫醇氮化物一氧化氮，二氧化氮，氨等氧化物卤化 2m/s3