1、第六章 氣候的形成 影響氣候形成和變化的因子外部因子 如太陽輻射、地球軌道參數的變化等內部因子 氣候系統各成員之間的相互作用 氣候系統的屬性第六章 氣候的形成 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；水分屬性，包括空氣濕度、云量等動力屬性，包括風、洋流靜力屬性，包括大氣和海水的密度和壓強等。 這些屬性在一定的外因條件下通過氣候系統內部的物理過程、化學過程和生物過程而互相關聯著，并在不同時間尺度內變化著，形成不同時期的氣候特征。第六章 氣候的形成 太陽輻射是氣候系統的主要能源 氣候系統的動力屬性與氣候系統內部的能量轉換密切相關 氣候系統內部進行著復雜的物質交換 人類活動對氣候系

2、統的屬性有明顯的影響 在氣候系統內部發生的相互作用中，存在著大量的反饋過程，他們起著從內部調節氣候系統的作用。第六章 氣候的形成氣候的形成和變化可歸納為以下諸因子 太陽輻射 宇宙地球物理因子 環流因子 下墊面因子 人類活動的影響第六章 氣候的形成一、氣候形成的輻射因子二、氣候形成中的環流因子三、海陸分布對氣候的影響四、地形和地面特征與氣候五、冰雪覆蓋與氣候第一節 氣候形成的輻射因子一、太陽輻射與天文氣候 太陽輻射是氣候系統的能源，又是大氣中一切物理過程和物理現象形成的基本動力，所以它是氣候形成的基本因素。 太陽輻射在大氣上界又稱天文輻射。由天文輻射所決定的地球氣候稱為天文氣候，它反映了世界氣候

3、的基本輪廓。第一節 氣候形成的輻射因子 一、太陽輻射與天文氣候 （一）影響天文輻射的因素 日地距離 太陽高度 白晝長短第一節 氣候形成的輻射因子 一、太陽輻射與天文氣候 （一）影響天文輻射的因素 日地距離 太陽高度 白晝長短 天文輻射的時空分布具有以下一些基本特點，這些特點構成了因緯度而異的天文氣候帶。 （1）天文輻射能的分布完全因緯度而異 （2）夏半年獲得天文輻射量的最大值在200-250的緯度帶上，由此向兩極逐漸減少，最小值在極地。 （3）冬半年北半球獲得天文輻射最多的是赤道。 （4）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。 （5）夏半年與冬半年天文輻射

4、的差值隨著緯度的增高而加大。表現在氣溫的年較差上是高緯度大，低緯度小。 （6）在一年內一定時期中，到達極地的天文輻射量大于赤道。（二）天文氣候天文輻射引起的氣候差異 根據太陽天文輻射，可以把地球上分為下述幾個氣候帶。 天文輻射的時空分布具有以下一些基本特點，這些特點構成了因緯度而異的天文氣候帶。 （1）天文輻射能的分布完全因緯度而異 （2）夏半年獲得天文輻射量的最大值在200-250的緯度帶上，由此向兩極逐漸減少，最小值在極地。 （3）冬半年北半球獲得天文輻射最多的是赤道。 （4）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。 （5）夏半年與冬半年天文輻射的差值隨

5、著緯度的增高而加大。表現在氣溫的年較差上是高緯度大，低緯度小。 （6）在一年內一定時期中，到達極地的天文輻射量大于赤道。（二）天文氣候（二）天文氣候 天文輻射的時空分布具有以下一些基本特點，這些特點構成了因緯度而異的天文氣候帶。 （1）天文輻射能的分布完全因緯度而異 （2）夏半年獲得天文輻射量的最大值在200-250的緯度帶上，由此向兩極逐漸減少，最小值在極地。 （3）冬半年北半球獲得天文輻射最多的是赤道。 （4）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。 （5）夏半年與冬半年天文輻射的差值隨著緯度的增高而加大。表現在氣溫的年較差上是高緯度大，低緯度小。 （6

6、）在一年內一定時期中，到達極地的天文輻射量大于赤道。（二）天文氣候（二）天文氣候二、輻射差額與熱量平衡 太陽輻射自大氣上界通過大氣圈再到達地表，其間輻射能的收支和能量轉換十分復雜，因此，地球上的實際氣候與天文氣候有相當大的差異。(一)地-氣系統輻射差額的地理分布年平均總輻射最高值并不在赤道，而是位于熱帶沙漠地區。在極地冰雪覆蓋區地表反射率最大，其次在沙漠地區，大洋水面反射率較低。地-氣系統的長波射出輻射以熱帶干旱地區為最大，夏季尤為明顯。極地冰雪地區最低。地-氣系統輻射差額，除兩極地區全年為負值，赤道附近地帶全年為正值外，其余大部分地區是冬季為負值，夏季為正值。就全球地-氣系統而言，對太陽輻射

7、的吸收值，低緯度明顯多于高緯度。但長波射出輻射，高低緯度間的差值卻小得多。 全球各緯度絕大部分地區地面輻射差額的年平均值都是正值，只有在高緯度和某些高山終年積雪區才是負值。就整個地球表面平均來說是收入大于支出的。(二)地面熱量平衡 當地面輻射差額為正值時，一方面地面要升高溫度，另一方面盈余的熱量就以湍流顯熱和水分蒸發潛熱向空氣輸送熱量，以調節空氣的溫度。同時還有一部分熱量在地表活動層(土壤或海水有日變化和年變化的層次)內部交換，改變大壤(或海水)溫度的分布。當地面輻射差額為負值時，則地面溫度降低，所虧損的熱量由土壤(或海水)下層向上輸送，或通過湍流及水汽凝結從空氣獲得熱量，使空氣降溫。根據能量

8、守恒定律，這些熱能是可以轉換的，但其收入與支出的量應該是平衡的，這就是地面的熱量平衡。地面的熱量平衡決定著活動層以及貼近活動層空氣的增溫和冷卻；影響著蒸發和凝結的水相變化，是氣候形成的重要因素。 地面熱量平衡方程可寫成下列形式： Rg+LE+Qp+A0 式中Rg為地面輻射差額，LE為地面與大氣間的潛熱交換(L=蒸發潛熱，E=蒸發量或凝結量)，Qp為地面與大氣間湍流熱交換，A為地面與下層間的熱傳輸量B與平流輸送熱量D之和。 在方程式中說明地面得到熱量的各項為正值，地面失去熱量的各項為負值。在構成地面熱量平衡中，這四者是最主要的，其他如大氣的湍流摩擦使地面得到熱量，植物生長消耗的熱量以及地面不同的

9、降水使地面得到熱量或損失熱量等等，數值都很小，可以忽略不計。(三)全球能量級聯(四)全球能量平衡模式 第二節 氣候形成中的環流因子 環流因子包括大氣環流和洋流。一、海氣相互作用與環流 海洋對大氣的主要作用在于給大氣熱量和水汽，為大氣運動提供能量。大氣主要通過向下的動量輸送（風應力），產生風生洋流和海水的上下翻涌運動。 70.8%、6倍、10m、80%、86%、8倍(四)全球能量平衡模式 二、環流與熱量輸送 （一）赤道與極地間的熱量傳輸（一）赤道與極地間的熱量傳輸熱赤道約在50N左右，顯熱的傳輸即從熱赤道分別向北、南輸送。在回歸線附近潛熱分別向高、低緯度輸送。洋流熱通量約自20N左右的洋面分別向

10、南北輸送。從大氣環流輸送形式來講，有平均經圈環流輸送和大型渦旋輸送兩種。在環流的經向熱量輸送中，洋流的作用占33%，大氣環流占67%。在赤道至緯度300洋流的輸送超過大氣環流的輸送。在300以北，大氣環流的輸送超過洋流。 大氣環流和洋流在緩和赤道與極地間的南北溫差上，起了巨大的作用。這種作用在海洋表面上比大陸上更為顯著。（二）海陸間的熱量傳輸 大氣環流還調節了海陸之間的熱量。在冬季大陸是冷源，海洋是熱源。盛行海洋氣流的沿海地方，熱量由海洋輸向大陸，在迎風海岸氣溫就比同緯度的內陸為高；而在大陸冷風的影響下，靠近大陸的海面氣溫也比同緯度的海洋表面氣溫為低。從1月海平面等溫線圖上可以明顯地看出，在中

11、高緯度亞歐大陸上，西岸等溫線向極地凸出，并幾乎與海岸線平行。愈靠近大西洋海岸氣溫愈暖，愈向內陸，氣溫乃逐漸變低，到了東西伯利亞維爾霍揚斯克附近1月平均氣溫降到-50，成為世界“寒極”。 在夏季，大陸是熱源，海洋是冷源。這時大陸上熱氣團在大陸氣流作用下向海洋輸送熱量。從7月海平面等溫線上可以看出，在熱帶、副熱帶大陸上氣溫最高，在大陸熱風影響下使紅海海面氣溫顯得特別高(大于32)。這時大陸通過大氣環流向海洋輸送熱量，但輸送值遠比冬季海洋向大陸的輸送量為小。 夏季在迎風海岸氣溫比較涼，在冷洋流海岸因系離岸風，僅貼近海邊處，受海洋上翻水溫的影響，氣溫比大陸內部要低得多。 三、大氣環流與水分循環四、環流

12、變異與氣候異常厄爾尼諾現象 每隔4-7年，東南信風會出現減弱現象，甚至會轉變為西風，這時南半球太平洋東岸的冷水上翻現象消失，赤道逆流增強，且在較大的洋面東西坡度的作用下，有更多的暖水輸送到東太平洋。秘魯、厄瓜多爾沿岸有冷洋流轉變為暖洋流，海水溫度出現正距平，空氣層結變不穩定，從而造成深厚對流，降水量大增，由原來的干旱氣候突然轉變為多雨的氣候，并出現洪澇災害，而印度尼西亞，新幾內亞和澳大利亞的北部雨量減少，甚至出現旱象，這就是厄爾尼諾現象。 秘魯海岸以捕食鯷魚為生的“瓜諾”鳥，當該海域出現暖水、厄爾尼諾發生時，魚類數量減少，鳥類也會相應減少（Jaime, Jahncke,秘魯海洋研究所）四、環流

13、變異與氣候異常厄爾尼諾現象四、環流變異與氣候異常南方濤動厄爾尼諾與南方濤動的相關性哈德來環流與沃克環流及其與厄爾尼諾事件的相關性低緯度濤動的兩種基本狀態和其間的過渡狀態厄爾尼諾對氣候的影響以環赤道太平洋地區最為顯著。第三節 海陸分布對氣候的影響 下墊面是大氣的主要熱源和水源，又是低層空氣運動的邊界面，它對氣候的影響是十分顯著的。就下墊面差異的規模及其對氣候形成的作用大小來說，海陸之間的差別是最基本的，主要影響氣溫、大氣水分和環流。第三節 海陸分布對氣候的影響 一、海陸分布與氣溫 二、海陸分布對大氣水分的影響 三、海陸分布與周期性風系 四、海洋性氣候與大陸性氣候一、海陸分布與氣溫(一)海陸與大氣

14、熱量交換的差異海洋和大陸由于物理性質不同，在同樣的天文輻射之下，它們的增溫和冷卻出現很大的差異。 海洋的反射率比大陸小，能夠吸收較多的太陽輻射。 海洋的熱容量又比陸地大，它的增溫冷卻比大陸慢。 所以海洋既是一個巨大的熱量存儲器，又是一個溫度調節器。 海-氣熱量交換與陸-氣熱量交換的情況大不相同。 海洋提供給大氣的蒸發潛熱量平均約為湍流顯熱的8倍，而大陸上兩者則相差不大。一、海陸分布與氣溫(一)海陸與大氣熱量交換的差異緯度相同但因海陸性質不同會出現冷熱源的差異冬季時，相對于大陸來講，海洋是大氣的熱源，大陸是冷源夏季海洋是冷源，大陸是熱源(二)海陸氣溫的對比 海陸氣溫的對比十分明顯。從海平面到對流

15、層上層，1月亞非大陸上氣溫都比太平洋上氣溫低；7月相反，都是大陸上氣溫比海洋上高。二者的差值，7月比1月大。從全年來講，在500hPa等壓面上，每年10月到次年4月都是海上氣溫比陸上高；6-9月相反，海上氣溫比陸上要低；5、10月為轉變月。 為了進一步定量地明確同緯度地帶海陸氣溫的差異性，還可用氣溫等距平線圖的方法來表示，氣溫的距平值是該站氣溫與同緯圈平均氣溫之差值。在相同緯度、相同海拔高度的各站氣溫距平值，主要決定于海陸分布。 在中高緯度北半球海陸氣溫差別十分顯著。在北大西洋上有最大的正距平(+24)，亞洲北部有最大負距平(-24)，約在同一緯度帶上氣溫相差達48以上，它相當于赤道與極地年平

16、均氣溫差值。 7月氣溫等距平線與緯線偏差亦很顯著，這時海陸氣溫最突出的差異出現在副熱帶緯度的冷洋流表面與大陸沙漠上。 總結：海陸氣溫的差異，在冬季的高緯度為最突出，在夏季則以副熱帶緯度最顯著，就全球而言，由于北半球海洋面積相對地比南半球小，所以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(一)對蒸發和空氣濕度的影響 (二)對霧的影響海上空氣潮濕，只要有適當的平流將暖濕空氣吹送到比較冷的海面，下層空氣變冷，極易達到飽和而凝結成平流霧。 在海上，尤其是冷洋流表面，霧日極多，在較高緯度的大陸東岸(約在緯度40以上)和低緯度的大陸西岸都是冷流經過的地區，不但海面多霧，大陸近岸受海

17、風影響，霧日也多。 日本北海道沿岸，北美紐芬蘭沿岸和加利福尼亞沿岸，南美秘魯和智利沿岸，北非加那利冷流沿岸，以及南非本格拉冷流沿岸，都是世界著名的多霧區域。大陸上除了沿海地區受海風影響霧日較多外，一般大陸內部是霧少霾多。陸地霧與海上霧有很多差異。（三）對降水的影響 海陸分布對降水量的影響比較復雜，海洋表面空氣中水汽含量雖多，但要造成降水還必須有足夠的抬升作用，使濕空氣上升凝云致雨。(三)對降水的影響（三）對降水的影響 從降水的成因來講，可分為對流雨、地形雨、鋒面雨和氣旋雨(包括溫帶氣旋和熱帶氣旋)三種。由于海陸物理性質不同，這三種降水出現的時間和降水量有顯著的差異。 對流雨：海洋上的對流雨比陸

18、地上少，出 現時間多在冬季夜間和清晨。 地形雨：只會在大陸上出現。 鋒面雨和氣旋雨：海洋上的降水絕大多數是鋒面雨和氣旋雨。三、海陸分布與周期性風系 (一)海陸風 (二)季風 大范圍地區的盛行風隨季節而有顯著改變的現象，稱為季風。這種隨季節而改變的風，冬季由大陸吹向海洋，夏季由海洋吹向大陸。隨著風向的轉變，天氣和氣候的特點也跟著發生變化。 世界上季風區域分布甚廣，而東亞是世界上最著名的季風區，這主要是由于太平洋是世界最大的大洋，亞歐非是世界最大的大陸并且東西延伸甚廣，東亞居于兩者之間，海陸的氣溫對比和季節變化都比其他任何地區顯著，再加上青藏高原的影響，所以東亞季風特別顯著，它的范圍大致包括我國東

19、部、朝鮮和日本等地。 冬季，亞洲大陸為蒙古-西伯利亞高壓所盤踞，高壓前緣的偏北風就成為亞洲東部的冬季風，由于各地處于高壓的部位不同，各地冬季風的方向并不完全相同，由北而南依次為西北風，北風和東北風。由于蒙古-西伯利亞高壓比較強大，由陸向海，氣壓梯度比較陡峻，所以風力較強。 夏季，亞洲大陸為熱低壓所控制，同時太平洋副熱帶高壓西伸北進，因此高低壓之間的偏南風就成為亞洲東部的夏季風。由于熱低壓的氣壓梯度不如冬季冷高壓前部的氣壓梯度大，所以夏季風比冬季風弱。 南亞的夏季風強于冬季風 季風的形成主要是由于海陸間的熱力差異以及這種差異的季節變化。另外，行星風帶的季節移動和廣大高原的熱力、動力作用亦有關系。

20、而這幾者又是相互聯系著的。我國西南季風的形成四、海洋性氣候與大陸性氣候 區別海洋性氣候與大陸性氣候的指標很多，最主要表現在氣溫和降水兩方面。(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、年溫相時、春秋溫差值和大陸度等幾個指標表示。 在赤道附近Ac與AM都很小，只有Dc與DM差別顯著。在南半球因大陸面積小，只有在中緯度Ac、AM間和Dc、DM間的差值都很大。海洋上氣溫年較差比大陸上小，可從海-氣熱交換與陸-氣熱交換的年變程上得到最好的說明。(二)水分指標 (二)水分指標 海洋性氣候年降水量比同緯度大陸性氣候多，其一年中降水的分配比較均勻，而以冬季為較多。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