1、氣候形成因子 氣候：指某地區多年間常見的和特有的大氣過程和 現象的綜合。 當代氣候，按照世界氣象組織（WMO）的規定，以 1931-1960 年的氣候要素的統計量作為可比較標準。 以30年為整編氣候資料時段長度的最短年限，每過10 年更新一次。30年氣候具有近似穩定性。 氣候的空間尺度大小不同，可以分為全球氣候、區 域氣候、小氣候等。 氣候的形成和變化的影響因子 外部因子：將那些能夠影響氣候而本身不受氣候影響 的因子稱為外部因子（如太陽輻射、地球軌道參數的 變化、大陸飄移、火山活動等）； 內部因子：氣候系統各成員之間的相互作用為內部因 子（如大氣圈、水圈、生物圈、巖石圈、冰雪圈等之 間的關系）

2、。 外部因子又必須通過系統內部的相互作用，才能 對氣候產生影響。 氣候系統 氣候系統的屬性 熱力屬性:包括空氣、水、冰和陸地表面的溫度； 動力屬性:包括風、洋流及與之相聯系的垂直運動和冰 體運動； 水分屬性:包括空氣濕度、云量及云中含水量、降水量、 土壤濕度、河湖水位、冰雪等； 靜力屬性:包括大氣和海水的密度和壓強、大氣的組成 成分、大洋鹽度及氣候系統的幾何邊界和物理常數等。 一、太陽輻射與天文氣候一、太陽輻射與天文氣候 太陽輻射在大氣上界的時空分布稱為天文輻射，是由太太陽輻射在大氣上界的時空分布稱為天文輻射，是由太 陽與地球間的天文位置決定的。陽與地球間的天文位置決定的。 天文輻射所決定的地

3、球氣候稱為天文氣候，反映了世界天文輻射所決定的地球氣候稱為天文氣候，反映了世界 氣候的基本輪廓。氣候的基本輪廓。 1、影響天文輻射的因素、影響天文輻射的因素 天文輻射能量的大小決定于天文輻射能量的大小決定于日地距離、太陽高度和白晝長度。日地距離、太陽高度和白晝長度。 第一節 太陽輻射因子 近日點和遠日點近日點和遠日點 大氣上界太陽輻射強度的變化 1 日地距離 太陽高度角越小， 太陽輻射穿過的大氣層 越厚，被減弱的也越多， 到達地面的直接輻射就 越少，反之，太陽高度 角越大，到達地面的直 接輻射就越多。 2 2 太陽高度太陽高度 由于地球自轉 軸與公轉軌道平 面斜交成約 6633的傾角， 因此，

4、在地球繞 太陽公轉的一年 中，有時地球北 半球傾向太陽， 有時南半球傾向 太陽。總之太陽 的直射點總是在 南北回歸線之間 移動，于是產生 了晝夜長短的變 化和四季的交替。 3 晝夜長度 4、天文氣候 全球獲得天文輻射最多的是赤道，隨緯度的增加，輻射能漸 次減小，最小在極點。導致熱帶、溫帶、寒帶氣候帶的分異。 天文輻射的年變化 天文輻射的立體模式 北半球大氣上界水平面天文輻射的分布（MJ/m2） （1）天文輻射能量的分布是完全因緯度而異的，地球上之所以有熱帶、 溫帶、寒帶等氣候帶的分異，與天文輻射的不均衡分布有密切關系。 （2）夏半年獲得天文輻射量的最大值在20-25的緯度帶上，由此向兩極 逐漸

5、減少，最小值在極地；冬半年北半球獲得天文輻射最多的是赤道。 （3）天文輻射的南北差異不僅隨冬、夏半年而有不同，而且在同一時間 內隨緯度亦有不同。 （4）夏半年與冬半年天文輻射的差值是隨著緯度的增高而加大。 （5）在極圈以內，有極晝、極夜現象，在極夜期間，天文輻射為零。 地球氣候帶的理想模式 二、地二、地-氣系統輻射對氣候形成的作用氣系統輻射對氣候形成的作用 低緯度地區太陽輻射能的收入大于長波輻射支出，低緯度地區太陽輻射能的收入大于長波輻射支出， 有熱量盈余；高緯度地區輻射能支出大于收入，熱量有熱量盈余；高緯度地區輻射能支出大于收入，熱量 虧損。虧損。 輻射收支的地理分布是形成氣候地帶性分布，并

6、輻射收支的地理分布是形成氣候地帶性分布，并 驅動大氣運動的基本動力。驅動大氣運動的基本動力。 （一）輻射收支的地理分布（一）輻射收支的地理分布 地氣系統的輻射能收支差額公式：地氣系統的輻射能收支差額公式： Rs（Qq）（1-a）qa-F 全球到達地表的年平均總輻射（W/m2） 對太陽輻射的吸收值，低緯度明顯多于高緯度。這一方面是因為天文輻射 的日輻射量本身有很大的差別，另一方是高緯度冰雪面積廣，反射率特別大， 所以由熱帶到極地間太陽輻射的吸收值隨緯度的增高而遞減的梯度甚大。在赤 道附近稍偏北處因云量多，減少其對太陽輻射的吸收率。 在低緯度地區太陽輻射能的收入大于其長波輻射的支出，有 熱量的盈余

7、。而在高緯度地區則相反，輻射能的支出大于收入， 熱量是虧損的。 這種輻射能收支的差異是形成氣候地帶性分布，并驅動大氣 運動，力圖使其達到平衡的基本動力。 （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 為地面輻射差額，為地面輻射差額，LE LE 為地面與大氣間的潛熱交換（為地面與大氣間的潛熱交換（L=L=蒸發潛熱，蒸發潛熱，E=E=蒸發量蒸發量 或凝結量），或凝結量），Qp Qp 為地面與大氣間湍流顯熱交換，為地面與大氣間湍流顯熱交換，A A 等于地面與下層間的熱傳輸量。等于地面與下層間的熱傳輸量。 海洋表面的 熱量平衡 大陸表面的熱 量平衡

8、 （三）全球能量級聯 太陽輻射在全年投射到整個地球大氣圈上界的總能量，在日地平 均距離處，總能量為17.51016W，進入地球大氣圈到達下墊面后， 被大氣和下墊面直接反射回宇宙空間5.31016W（占30），下墊面 吸收太陽輻射而增溫，再轉換成長波紅外輻射放射出7.51016W（占 43）的能量。下墊面通過蒸發將水汽和潛熱能輸送給大氣，在大氣 中通過一定過程凝云致雨，再下落至地面成為徑流，耗去潛熱能3.9 1016W（占22）。地-氣能量交換中耗于風、波浪、對流、平流等的 能量為3701012W。到達下墊面的太陽能還被耗于：植物光合作用為、 有機體腐爛、潮汐、潮流、對流、原子能、熱能和重力能等

9、等。 在這種能量收支下，形成并維持著現階段 的地球氣候狀態。 氣候形成的環流因子包括大氣環流和洋流。 一、海氣相互作用與環流 1、相互作用：海洋給大氣提供熱量、水汽、運動 能源，大氣運動導致產生風生洋流和海水上下翻滾 運動，兩者共同作用影響著全球氣候。 第二節 環流因子 海洋占地球表面積的70.8，其比熱（4186.8J/kg.K）約為空氣 比熱（718J/kg.K）的6 倍，全球10m 深的海洋水的總質量就相當于 整個大氣圈的質量。到達地表的太陽輻射能約有80為海洋所吸收， 且將其中85左右的熱能儲存在大洋表層（自表面至100m 深處）， 這部分能量再以長波輻射、蒸發潛熱和湍流顯熱等方式輸送

10、給大氣。 海洋還通過蒸發作用，向大氣提供大約86的水汽來源。 世 界 洋 流 和 行 星 風 系 模 式 圖 季 風 海 流 的 形 成 2、洋流的分布 熱帶、副熱帶地區，大陸西岸為寒流、大陸東 岸為暖流，熱帶、副熱帶海洋上，北半球洋流基本上 是圍繞副熱帶高壓順時針流，南半球反時針流。 北半球中高緯，洋流繞副極地低壓流動，南半球 中高緯，洋面開闊，主要為西風漂流。 3、洋流對氣候的影響 u 暖流：增溫、增濕，氣層不穩定，有利于云和降水 的形成。 u 寒流：降溫，空氣層結穩定，有利于霧的形成，不 易產生降水，大陸西岸多沙漠分布。 摩爾曼斯克 摩爾曼斯克-俄羅斯的不凍港、俄羅斯的北方經濟中心 二、

11、環流與熱量的傳輸 1、赤道與極地間熱量的傳輸 u季節變化：冬季高低緯度間溫差最大，環流最強，由低緯向 高緯輸送的熱量最大；夏季南北溫差小，熱量的 傳送強度也較小。 u輸送形式：平均經圈環流顯熱、潛熱 大型渦旋潛熱、顯熱 信風低緯度顯熱、潛熱 2 2、海陸間的熱量傳輸、海陸間的熱量傳輸 u形式：東風、西風、季風形式：東風、西風、季風 u結果：造成同一緯度帶上，大陸東西兩岸和大陸內部氣溫結果：造成同一緯度帶上，大陸東西兩岸和大陸內部氣溫 有明顯的差異。有明顯的差異。 三、環流與水分的循環三、環流與水分的循環 水分循環的過程是通過蒸發、大氣中的水分輸送、 降水和徑流（含地表徑流和地下徑流）四者來實現

12、的。 水量平衡是水分循環的結果，水分循環通過大氣環流 實現。 u蒸發的快慢受受環流方向和速度的影響 u云和降水的形成與大氣環流形式密切相關 四、環流變異與氣候 厄爾尼諾 厄爾尼諾（El Nino）原指每年圣誕節前后，沿厄瓜多 爾和秘魯沿岸出現一股弱暖洋流，取代了沿岸原有冷海 水的現象。現在，厄爾尼諾一詞是指大范圍的海洋異常 現象，即赤道太平洋中部和東部海洋表層水溫持續異常 增溫的現象。（暖水事件） 夏季海洋氣溫分布 冬季海洋氣溫分布 正常狀態 29 24 W E 西海面高西海面高40cm左右左右 平均溫高平均溫高36 厄爾尼諾狀態（1997.12） 厄爾尼諾發生的狀態 W E 當厄爾尼諾發生時

13、，熱帶中、東太平洋海溫迅速升高， 直接導致該海域和南美太平洋沿岸哥倫比亞、厄瓜多爾 和秘魯等地異常多雨。另一方面，厄爾尼諾事件又使熱 帶西太平洋降雨減少，造成南亞、印度尼西亞、馬來西 亞、東南亞和澳大利亞等地大范圍的嚴重干旱。還會導 致加拿大西部、美國北部出現暖冬，使美國南部冬季潮 濕多雨。 厄爾尼諾引發氣候異常 u拉尼娜 “La Nina” 拉尼娜的發生與赤道偏東信風加強有關。偏東信風加強， 赤道洋流受信風推動，從東太平洋流向西太平洋，使高溫暖 水在熱帶西太平洋地區堆積，成為全球水溫最高的海域。相 反，在赤道東太平洋表層比較暖的海水向西輸送后，深層比 較冷的海水就來補充，因此造成東太平洋海表

14、水溫偏低，從 而引發拉尼娜現象。 拉尼娜現象是一種厄爾尼諾年之后的矯正過渡現象使太平 洋東部水溫下降，出現干旱，與此相反的是西部水溫上升， 降水量比正常年份明顯偏多。 一、海陸分布與氣溫 海陸氣溫差異：冬季高緯突出，夏季副熱帶緯度最顯著， 北半球冬季比南半球冷，夏季比南半球熱。 二、海陸分布對大氣水分的影響 1、對蒸發和空氣濕度的影響 2、對霧的影響 u陸地霧：輻射冷卻形成，盛行于冬季晴夜和清晨，日出后消散； u海面霧：平流冷卻為主，春夏出現頻率最大，日照加強不消散， 風向改變、風力增加時消散 u沿海地區：平流輻射霧，濕空氣平流至陸上，夜晚輻射冷卻而成 第三節 下墊面因子 3 3、對降水的影響

15、、對降水的影響 濕濕 空空 氣氣 上升上升 動力動力 熱力熱力 地形地形地形雨地形雨 鋒面鋒面鋒面雨鋒面雨 輻合輻合氣旋雨氣旋雨 對流雨對流雨 大陸上大陸上 海洋上海洋上 大陸上大陸上 三、海陸分布與周期性風系三、海陸分布與周期性風系 1 1、季風：、季風：大范圍地區的盛行風隨季節而有顯著改變的現象；大范圍地區的盛行風隨季節而有顯著改變的現象； 夏季：從海洋夏季：從海洋陸地；冬季：從陸地陸地；冬季：從陸地海洋海洋 u成因：成因：海陸溫度差異；行星風帶隨季節的移動；高原的海陸溫度差異；行星風帶隨季節的移動；高原的 熱力動力作用。熱力動力作用。 u南亞季風南亞季風：冬季弱，夏季強；：冬季弱，夏季強

16、； 冬季東北風，夏季西南風冬季東北風，夏季西南風 氣候氣候 ：冬干夏濕：冬干夏濕 u東亞季風：冬季強，夏季弱；東亞季風：冬季強，夏季弱； 冬季西北風，夏季東南風冬季西北風，夏季東南風 亞熱帶季風氣候亞熱帶季風氣候 溫帶季風氣候溫帶季風氣候 冬季：寒冷、干燥、少雨冬季：寒冷、干燥、少雨 夏季：高溫多雨夏季：高溫多雨 氣氣 候候冬季：溫和少雨冬季：溫和少雨 夏季：高溫多雨夏季：高溫多雨 四、海洋性氣候與大陸性氣候 由于海陸分布對氣候形成的巨大作用，使得在同一緯度帶內， 在海洋條件下和在大陸條件下的氣候具有顯著差異。前者稱為 海洋性氣候，后者稱為大陸性氣候。 判別指標：氣溫、水分、大陸度 氣溫水分

17、最熱月最冷月年較差日較差春溫- 秋溫 降水量降水季節分配 海洋性氣候82小小負豐富均勻 大陸性氣候71大大正少集中在夏季 （一）氣溫指標 海洋性氣候與大陸性氣候在氣溫上的標志一般用氣溫日較差、 氣溫年較差、春秋溫差值和大陸度等幾個指標表示。 （二）水分標志 海洋性氣候年降水量比同緯度大陸性氣候多，降水分配比較 均勻，以冬季為較多，氣旋雨的頻率為最大，降水的變率小。大 陸性氣候以對流雨居多，降水集中于夏季，降水變率大。 （三）大陸度 定量表示各地氣候的大陸性程度，100%則為陸地性， 100%則為海洋性。 第四節第四節 地形和地面特性與氣候地形和地面特性與氣候 一、地形與氣溫一、地形與氣溫 1

18、1、高大地形（以青藏高原為例）、高大地形（以青藏高原為例） 分支：西風帶分支分支：西風帶分支 阻擋：西南暖濕氣流受阻阻擋：西南暖濕氣流受阻 夏季熱源，冬季冷源夏季熱源，冬季冷源 動力動力 熱力熱力 坡向坡向：陽坡氣溫高于北坡陽坡氣溫高于北坡 地形形態地形形態： 山頂山頂：風速大、湍流強，夜晚冷空氣下風速大、湍流強，夜晚冷空氣下 沉，接受大氣中較暖空氣，日較沉，接受大氣中較暖空氣，日較 差、年較差小。差、年較差小。 山谷山谷：氣流不通暢、湍流不強，白天溫氣流不通暢、湍流不強，白天溫 度急增、夜晚冷空氣下沉，氣溫日度急增、夜晚冷空氣下沉，氣溫日 較差大。較差大。 海拔海拔：隨海拔高度的增大，氣溫下

19、降隨海拔高度的增大，氣溫下降 2、中小地形與氣溫 二、地形與地方性風 1、青藏高原季風 由于青藏高原與周圍大氣的熱力差異所造成冬夏 季相反的盛行風系。 2、焚風 沿著背風山坡向下吹的熱干風。 3、峽谷風 空氣由開闊地區進入山地峽谷口時，氣流加速前 進形成的風。 在青藏高原由于它與四周自由大氣的熱力差異，所造成 冬夏相反的盛行風系，稱為高原季風。冬季高原上出現冷高 壓，冬季出現熱低壓，其水平范圍低層大，高層小，其厚度 夏季比冬季大。風的季節變化，一般是高原北側開始最早， 高原上次之，高原東側再次，高原南部最遲。 青藏高原季風青藏高原季風 布拉風示意 布拉風 概念:從高原或山地向鄰近平原傾瀉而下的

20、寒冷暴風稱為 布拉風。 特點:風速大、溫度低（有人稱其為冷 的“空氣瀑 布”）。 著名分布區域我國的大 高原和一些山地區域，俄羅斯 的黑海和新地島等地。 焚風 概念-未飽和濕空氣，受山地阻擋被迫作 動力抬升后，沿背風坡下滑形成的干熱風。 峽谷風 概念當氣流從開闊地進入峽谷 口時出現的一種地方性風。 特點風速大，強氣流 著名分布區域我國的 臺灣海峽，松遼平原等 喇叭地形處。 峽谷風示意 4、山谷風 當大范圍氣壓場較弱時，在山區白天地面風常從谷 地吹向山坡，晚上地面風常從山坡吹向谷地。 谷風 山風 谷風 三、地形與降水 1、 迎風山坡對降水的形成有促進作用 2、迎風坡降水多，背風坡降水少 u最大降

21、水量高度：降水量最多的海拔高度，此高度以 上，降水減少；從地面到此高度，降水越來越多。 地形雨與焚風 第五節 冰雪覆蓋與氣候 冰雪覆蓋（冰雪圈）是氣候系統組成部分之一，它 包括季節性雪被、高山冰川、大陸冰蓋、永凍土和海 冰等。由于它們的物理性質與無冰雪覆蓋的陸地和海 洋不同，形成一種特殊性質的下墊面。它們不僅影響 其所在地的氣候，并能影響全球海平面的高低。在氣 候形成和變化中冰雪覆蓋是一個不可忽視的因子。 雪線：是指某一高度以上，周圍視線以內有一半以 上為積雪覆蓋且終年不化時的高度（Snow line）。雪 線高度主要因緯度而異。全球最大雪線高度并不出現在 赤道，而出現在南北半球的熱帶和副熱帶

22、，特別是在其 干旱氣候區。 隨著緯度的繼續增高，氣溫愈益降低，在總降水量 中雪量的比例逐漸增大，冬長夏短，雪線乃逐漸降低。 到了高緯度，長冬無夏，地面積雪終年不化，雪線也就 降到地平面上。 氣溫、降水和雪線隨緯度的變化 一、世界冰雪覆蓋概況 乞力馬扎羅的 雪線變化 北極地圖北極地圖 二、冰雪覆蓋與氣溫 冰雪覆蓋是大氣的冷源，它不僅使冰雪覆蓋地區的氣溫降低， 而且通過大氣環流的作用，可使遠方的氣溫下降。冰雪覆蓋面 積的季節變化，使全球的平均氣溫亦發生相應的季變。其致冷 效應是由下列因素造成： （一）冰雪表面的輻射性質 冰雪表面對太陽輻射的反射率甚大，一般新雪或緊密而干潔 的雪面反射率可達8695

23、；海冰表面反射率約在40-65 左右。由于地面有大范圍的冰雪覆蓋，導致地球上損失大量的 太陽輻射能。 （二）冰雪-大氣間的能量交換和水分交換特性 冰雪表面與大氣間的能量交換能力很微弱。 三、冰雪覆蓋與大氣環流和降水 冰雪覆蓋使氣溫降低，在冰雪未全部融化之前，附近下墊面 和氣溫都不可能顯著高于冰點溫度。因此冰雪又在一定程度上 起了使寒冷氣候在春夏繼續維持穩定的作用。它往往成為冷源 影響大氣環流和降水。 第六節 人類活動 春江水暖鴨先知春江水暖鴨先知 夏日暴雨后的彩虹夏日暴雨后的彩虹 秋天的童話秋天的童話 氣候8 瑞雪兆豐年瑞雪兆豐年 北半球大氣上界水平面天文輻射的分布（MJ/m2） （1）天文輻射能量的分布是完全因緯度而異的，地球上之所以有熱帶、 溫帶、寒帶等氣候帶的分異，與天文輻射的不均衡分布有密切關系。 （2）夏半年獲得天文輻射量的最大值在20-25的緯度帶上，由此向兩極 逐漸減少，最小值在極地；冬半年北半球獲得天文輻射最多的是赤道。 （3）天文輻射的南北差異不僅隨冬、夏半年而有不同，而且在同一時間 內隨緯度亦有不同。 （4）夏半年與冬半年天文輻射的差值是隨著緯度的增高而加大。 （5）在極圈以內，有極晝、極夜現象，在極夜期間，天文輻射為零。 海洋占地球表面積的70.8，其比熱（4186.8J/kg.K）約為空氣