第六章-气候的形成

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1、第六章 气候的形成,第六章 气候的形成,太阳辐射的削弱： 云通过反射、散射、吸收和透射等过程对太阳辐射产生影响。,减弱太阳辐射4%-15%,退化,第六章 气候的形成,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。,第六章 气候的形成,太阳辐射，宇宙地球物理因子，环流因子（包括大气环流和洋流），下垫面因子（包括海陆分布、地形与地面特性、冰雪覆盖），人类活动的影响。,气候形成和变化的因子,（一）天文辐射的计算 天文辐射能量主要决定于：日地距离、太阳高度和白昼长度。 1

2、日地距离,天文辐射时空分布的基本特点： （1）天文辐射能量的分布因纬度而异； （2）夏半年获得天文辐射量的最大值在2025的纬度带上，由此向两极逐渐减少，最小值在极地。,第六章 气候的形成,（3）冬半年获得天文辐射最多的是赤道。 （4）天文辐射的南北差异不仅随冬、夏半年不同，而且在同一时间内随纬度亦有不同。 （5）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的 （6）在极圈以内，有极昼、极夜现象。,第六章 气候的形成,二、辐射收支与能量系统 （一）辐射能收支的地理分布 地-气系统的辐射能收支差额（RS）， R s = （Q + q）(1 - a) + q a F,0,30,60,90,第

3、六章 气候的形成,图69全球能量级联（energy cascade）,第六章 气候的形成,第六章 气候的形成,第六章 气候的形成,海洋是大气环流运转的能量和水汽供应的最主要源地和储存库。,NW,SE,第六章 气候的形成,桑,第六章 气候的形成,第六章 气候的形成,第六章 气候的形成,在暖海水表面利于云和降水的形成。热带气旋大都源出于低纬度暖洋流表面即系此故。在冷洋流表面，有利于雾的形成而不易产生降水，因此在低纬度大陆西岸往往形成多雾沙漠。 二、环流与热量输送 根据南北方向上的风速矢量V，当时的气温T，空气的比湿q，可以计算显热（Qp）和潜热（LE）在南北方向上的水平输送。,第六章 气候的形成,

4、其中Ti（）和Vi（m/s）为从地面到第i层的平均温度和平均风速，Pi，为其间平均气压差值（hPa），Qp的单位为（J/ms）。,在南北方向单位时间的显热输送量（Qp）公式：,第六章 气候的形成,从地面到大气上界潜热（LE）在南北方向上的水平输送公式 ：,式中L为蒸发潜热，qi是从地面到第i层的平均比湿，其单位与显热相同。 全球由低纬到高纬通过大气环流输送的显热、潜热及洋流输热的年平均值如图614。,第六章 气候的形成,第六章 气候的形成,1、由赤道到极地的热量传输随纬度和季节而异。 2、从大气环流输送形式来讲，有平均经圈环流输送和大型涡旋输送两种。 3、在环流的经向热量输送中，洋流的作用占3

5、3，大气环流的作用占67。 （二）海陆间的热量传输 造成同一纬度带上，大陆东西两岸和大陆内部气温有显著差异 。,第六章 气候的形成,第六章 气候的形成,四、环流变异与气候 厄尔尼诺现象：由于大气环流变异，南半球东南信风减弱，赤道逆流增强并向南扩张，秘鲁-厄瓜多尔沿岸冷洋流转变为暖洋流，赤道东太平洋海面水温异常增暖，降雨量大增，出现洪涝灾害；印度尼西亚、新几内亚和澳大利亚北部雨量减少，甚至出现旱象。 与厄尔尼诺事件密切相关的环流：南方涛动（Southern Oscillation，简作SO）、沃克（Walker）环流和哈德莱（Hadley）环流。,第六章 气候的形成,南方涛动：指南太平洋副热带高

6、压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变化的负相关关系。即南太平洋副热带高压比常年增高（降低）时，印度洋赤道低压就比常年降低（增高），两者气压变化有“跷跷板”现象，称之为涛动。 南方涛动指数（SOI）与历年赤道东太平洋海面水温SST（指在纬度010S，经度180W向东至90W）与进行对比，发现厄尔尼诺/南方涛动（合称为ENSO）事件的主要特征是当赤道东太平洋海水温度（SST）出现异常高位相（增暖）时，南方涛动指数SOI却出现异常低位相（塔希堤岛气压与达尔文气压差值减小）。,厄尔尼诺/南方涛动现象是低纬度海气相互作用的强信号。 低SOI时期，出现厄尔尼诺事件 高SOI时期 ，正常,ENSO主要

7、震荡周期：2-7年。 厄尔尼诺对气候的影响：以环赤道太平洋地区最为显著,19971998年厄尔尼诺现象对两广地区的影响 两广地区出现了一系列的气候异常现象：（1） 1997年的夏季气候异常偏凉，初秋南下冷空气异常偏强，冬季气温偏高，1997底-1998年春频繁的冰雹、暴雨等局地性强对流活动（茂名）。 （2 ）1998年春季的低温阴雨， 6月的特大暴雨洪涝，夏秋连旱及登陆和影响的台风次数明显减少，忽旱忽涝的天气气候特征十分突出。 1997年厄尔尼诺期间的印尼森林大火向大气释放的二氧化碳约占当年二氧化碳增加量的 40，使得自1957年有记录以来大气中二氧化碳含量的年度增长达到最大。这场森林大火向大

8、气中释放的二氧化碳相当于地球上所有植物一年吸收的二氧化碳总量，也相当于欧洲全年燃烧化石燃料所释放的二氧化碳总量。,2007年超越1998年而成为有气象记录以来的最热年份。 成因: 形成于2006年下半年的新一轮ENSO现象； 温室效应：将使全球气温在本世纪上升2-6。,第六章 气候的形成,冷插曲”并不改变全球变暖(增加丁一汇观点),第六章 气候的形成,第三节 海陆分布对气候的影响 下垫面对气候的影响十分显著。 海陆间的差别主要影响气温、大气水分和环流。 一、海陆分布与气温 （一）海陆与大气热量交换的差异 海陆物理性质差异引起的海陆气温对比，在亚欧非大陆和附近海洋特别突出 。,第六章 气候的形成

9、,第六章 气候的形成,二、海陆分布对大气水分的影响 （一）对蒸发和空气湿度的影响 冬季海洋是大气的“水汽源”，大陆则为“水汽汇”。夏季海洋仍为大气的“水汽源”，但强度远较冬季为小。 湿度场：每年从12月到次年2月（冬季），亚非大陆是北半球上比湿最小的地区；夏季期间68月，东亚一带，尤其南亚一带是北半球湿度最大的地区；4、5月和9月则是转换月，这与海陆蒸发作用的年变化密切关联。,第六章 气候的形成,（二）对雾的影响 在海上，雾日极多。在纬度40以上的大陆东岸和低纬度的大陆西岸，海面多雾，大陆近岸雾日也多。 （三）对降水的影响 1、对流雨（convectional rain） 大陆上夏季午后会产生

10、对流雨；海洋表面在夏季午间只利于雾的形成，不会产生对流雨；只有在暖洋流表面，在冬季夜间，才有利于对流雨的形成，或者在冬季大陆冷气团移到暖洋流表面会产生对流雨。 海洋上的对流雨比大陆上为少。,第六章 气候的形成,2、地形雨(orographic rain) 地形雨只会出现在大陆上，在盛行海洋气流的迎风坡上最易形成。 3、锋面雨(frontal rain)和气旋雨(cyclonic rain) 海洋上的降水绝大多数是锋面雨和气旋雨。 （1）在纬度4060的海洋表面，冬季锋面和温带气旋活跃 ，气旋雨特别丰富；（2）在热带暖洋流表面热带气旋盛行，是海洋上另一多雨地带。 在温带大陆西岸，气旋活动频繁，冬

11、季气旋雨也很多。,三、海陆分布与周期性风系 周期性风系： 海陆风：以一日为周期； 季风：以一年为周期。 （一）海陆风 海陆风：白天，海洋 陆地；夜晚，陆地 海洋，,转换时间 晴天： 9h11h 陆风 海风 13h15h 海风最强 17h20h 海风 陆风 阴天：不明显 强度 低纬高纬 海风陆风 对气候的影响 成云致雨 降低气温,（二）季风环流 1、季风概念 -以一年为周期、大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象。 季风角1200 盛行风频率40%（1、7月） 1、7月盛行风风速至少一个月平均合成风V3m/s 气团属性有本质的差异 天气、气候随风向的变化发生相应的变化。,2、季风形成的原因

12、（1）热力因子-热力季风 （2）环流因子-行星季风 -行星风带、气压带的季节性位移。 （3）青藏高原在季风中的作用 -对季风起加强作用（见图）,G,西南风（夏季）,D,东北风（冬季）,（4） 东亚季风和南亚季风 成因 东亚： -热力差异、地形。 南亚： -热力和行星风带季节性位移、地形。 范围 东亚： -中国东部、朝鲜、日本等地，范围大。 南亚： -印度半岛等，范围小。, 强度 东亚：强度大，冬季风强于夏季风。 南亚：夏季风强于冬季风。 风向 东亚： 冬季NW-N-NE 夏季SE-WE 南亚： 冬季NE 夏季-SW, 进退特征 东亚：冬季 突发性； 夏季 撤退快。 南亚：夏季 爆发性 从东向西

13、撤退。 气候差异 东亚： -冬季 干冷、少雨； 夏季 湿、热、多雨。 南亚： -冬季 干、不冷；夏季 湿、热、多雨； 一年中有明显的三季（干季 102月； 热季35月；雨季 69月）,第六章 气候的形成,四、海洋性气候(maritime climate)与大陆性气候(continental climate) 海陆分布使得在同一纬度带内，出现海洋性气候和大陆性气候。 海洋性气候与大陆性气候的差异主要表现在：气温和降水。 （一）气温指标 一般用气温日较差、气温年较差、年温相时、春秋温差值和大陆度等几个指标表示。,第六章 气候的形成,（二）水分标志 海洋性气候年降水量比大陆性气候多，且一年中降水的分

14、配比较均匀，冬季较多。气旋雨的频率最大，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。 海洋性气候的绝对湿度和相对湿度比大陆性气候大。相对湿度的年较差海洋性气候小于大陆性气候。 （三）气候大陆度 定量地表示各地气候大陆性程度。,第六章 气候的形成,通常以气温年较差（消去纬度影响）和气温的纬度距平为依据计算大陆度。 伊凡诺夫 ： 式中：Ay：当地气温年较差， Ad：年平均气温日较差， D0：最干月湿度饱和差，：所在地纬度。 K100，为大陆性气候，百分数愈大，大陆性愈强；反之，K值100，为海洋性气候，百分数愈小，海洋性愈强。,高原对我国气候的影响,夏季阻挡南来的暖湿气流的北

15、上。南疆干旱，雅鲁藏布江谷地从 E 向 W 伸展的暖区。暖湿气流层结不稳定，较易爬越山地，从印度半岛西北部和东北部有两个伸向西藏方向的暖舌，有一部分暖湿气流越过高原南部的山口或河谷流入高原南部。 迫使西风带发生分支：500mb以下的西风带发生分支、绕流、回合，扩大西风带的影响范围。高原东侧的西南地区，处在高原西风带的背风部位，风速小，出现“死水区”。（四川盆地）天气气候（夏热冬暖）别具一格。,2、高原的热力作用（夏季最明显） (1) 加强大陆季风环流：冬季高原冷高压出现，加厚了蒙古高压系统，夏季热低压的出现，影响太平洋副热带高压脊的西伸，加强了夏季风的势力（高原是夏季季风的加热机），增多了低纬度海洋上输送来的水汽。高原是夏季季风的加热机。春季：高原迅速增热， 5月，高原近地面层青藏热低压建立；夏季高原的热力作用使低层大气出现低压，气流辐合上升，在对流层上部（200-100MB）出现青藏高压。盛夏，加热作用最强，热低压最盛，周围大气为高压区；秋季，热源作用减弱，高原渐变为冷源；冬季高原上冷高压建立，周围大气为低