現(xiàn)代氣候?qū)W 總結(jié)

1、現(xiàn)代氣候?qū)W第一章 緒論1、氣候系統(tǒng)的定義：大氣圈、與水圈（海洋）、冰雪圈、巖石圈和生物圈相互作用的整體。氣候是天-地-生相互作用下的大氣系統(tǒng)的較長時間的平均狀態(tài)2、天氣：某一地區(qū)在某一瞬間或某一短時間內(nèi)大氣現(xiàn)象（風、云、雨、雪、干、濕、雷、電等）及其狀態(tài)（溫度、壓強、濕度、密度等）的綜合。3、氣候： 在某一時間段內(nèi)氣候要素的平均值和變率的統(tǒng)計描述4、現(xiàn)代氣候?qū)W：在太陽輻射和氣候系統(tǒng)各子系統(tǒng)相互作用下，地球上某一區(qū)域在某一特定時段內(nèi)氣候要素的平均值和變率的統(tǒng)計狀態(tài)。氣候標準時段：30年（1971-2000年，1980-2010年）5.、現(xiàn)代氣候?qū)W與傳統(tǒng)氣候?qū)W的區(qū)別：傳統(tǒng)氣候?qū)W描述一定區(qū)域的氣候特

2、點現(xiàn)代氣候?qū)W研究氣候形成和變化的原因，要求預(yù)測某個地區(qū)或全球范圍的各個時間尺度的氣候變化，即圍繞平衡態(tài)的擾動或?qū)ζ胶鈶B(tài)的偏差或距平。6、氣候?qū)W發(fā)展史（1）萌芽時期：世紀中葉以前，感性和經(jīng)驗認識階段，零碎的定性觀察和描述。（2）發(fā)展初期：世紀中葉世紀中葉 a）觀測方面：氣象儀器的發(fā)明、建立地面氣象觀測站和觀測網(wǎng)，開始氣象要素的觀測和積累。 b）理論研究方面：氣象學和氣候?qū)W由單純定性的描述進入了可以定量分析的階段，逐漸發(fā)展為獨立的學科。（3）發(fā)展時期 早期：19世紀末20世紀中葉 a）觀測方面 地面觀測內(nèi)容更加豐富和精確，觀測站網(wǎng)擴大。氣象觀測從地面向高空發(fā)展。 b）理論研究方面 鋒面氣旋學說 長

3、波理論降雨學說氣候?qū)W方面：創(chuàng)立了氣候型的概念和幾種氣候分類法、出版了五卷氣候?qū)W手冊（4）近期 a）觀測方面 先進的觀測技術(shù) 常規(guī)氣象觀測網(wǎng)的加密開展大規(guī)模的綜合觀測試驗 b）理論研究方面 建立數(shù)值模式，進行定量數(shù)值模擬試驗，使氣象學、氣候?qū)W進入試驗科學階段。 氣候?qū)W領(lǐng)域中的科學革命。7、現(xiàn)代氣候?qū)W階段的三個特點（王紹武，2005）：Ø 從氣候變化來研究氣候 ；Ø 從氣候系統(tǒng)來研究氣候；Ø 從氣候動力學來研究氣候。第二章 氣候系統(tǒng)1、氣候系統(tǒng)的定義：大氣圈、水圈（海洋）、冰雪圈、巖石圈和生物圈相互作用的整體。2、溫室效應(yīng)（大氣的保溫效應(yīng)）：大氣中的溫室氣體對太陽輻射

4、的吸收很少，但卻能強烈地吸收地面輻射，同時又向地面放射長波輻射，補償?shù)孛嬉蚍派漭椛涠鴵p失的能量，使地面氣溫升高的效應(yīng)。3、陽傘效應(yīng)：氣溶膠對太陽輻射的散射和吸收，使到達地面的太陽輻射減弱，引起地面氣溫的下降，其效應(yīng)類似于陽傘效果，故稱為陽傘效應(yīng)。4、氣候系統(tǒng)的基本特性1) 氣候系統(tǒng)是一個復雜的、高度非線性的、開放的巨系統(tǒng)a) 開放的非孤立系統(tǒng)b) 響應(yīng)時間差異很大，可分為內(nèi)部系統(tǒng)和外部系統(tǒng)c) 不穩(wěn)定的高度耗散系統(tǒng)2) 各個氣候子系統(tǒng)之間顯著的熱力學和動力學屬性差異a) 熱力屬性: 空氣、水、陸地表面和冰雪面的溫度b) 動力屬性：風、洋流及其垂直運動和冰體運動c) 水分屬性：空氣濕度、云量、降

5、水量、土壤濕度、河湖水位、冰雪等。d) 靜力屬性：大氣和海水的密度、壓強、大氣的組成、海水鹽度及氣候系統(tǒng)的幾何邊界和物理常數(shù)等。3) 氣候系統(tǒng)的反饋過程5、氣候系統(tǒng)的反饋過程Ø 反饋：氣候系統(tǒng)不同屬性（變量）之間的相互作用，引起氣候?qū)傩缘淖兓?，稱為反饋。包括正反饋過程和負反饋過程。 正反饋：反饋過程造成的氣候變化與原變化同號，使氣候變化加劇，產(chǎn)生氣候不穩(wěn)定稱為正反饋。 負反饋：反饋過程造成的氣候變化與原變化反號，抑制氣候的變化和異常，使氣候趨于穩(wěn)定，稱為負反饋。 正反饋：冰雪反射率溫度 水汽含量紅外逸出輻射溫度（水蒸氣增加溫室效應(yīng)作用加強陸地和海洋表面溫度上升產(chǎn)生更多水蒸氣。汽是最重

6、要的反饋機制之一，也是唯一最大的正反饋作用。） CO2 海溫（海溫升高海洋中二氧化碳溶解度減小部分二氧化碳逃逸到大氣中溫室效應(yīng)加劇海溫升高） 負反饋： （中低）云量多太陽輻射少穩(wěn)定度大云量少 蒸發(fā)量大水面溫度低蒸發(fā)量小 赤道、極地溫差大熱量輸送大赤道、極地溫差小6、氣候可預(yù)報性第一類可預(yù)報性 :初始誤差(擾動)隨時間增長（確定性預(yù)報的時效問題）;第二類可預(yù)報性:外強迫變化引起氣候變化的模擬和預(yù)報能力（大氣對外強迫的響應(yīng)及敏感性）。7、氣候系統(tǒng)的研究一、氣候監(jiān)測 二、氣候診斷 三、氣候重建 四、氣候模擬 五、氣候預(yù)測一、氣候監(jiān)測（1）大氣常規(guī)觀測（2）海洋及系統(tǒng)其他成員的常規(guī)觀測 CODAS 雪

7、蓋、海冰面積 土壤溫度及濕度 全球植被（3）非常規(guī)觀測 太陽常數(shù)觀測大氣中的微量氣體（CO2, 甲烷，氯氟碳化物（CFCs） 觀測；平流層氣溶膠觀測（研究火山爆發(fā)對氣候影響）二、氣候診斷定義：根據(jù)氣候監(jiān)測結(jié)果對氣候變化與氣候異常作出判斷。內(nèi)容：（1）氣候異常的診斷：（2）氣候變化的診斷；（3）氣候異常事件的診斷；（4）氣候變化原因的檢測三、氣候重建最常用的代用資料：（1）孢粉（2）冰芯（3）樹木年輪（4）珊瑚（5）史料分析四、氣候模擬： 根據(jù)一定的大氣或海洋動力學、熱力學定律，在給定邊界條件下，采用數(shù)值計算的方法研究氣候。五、氣候預(yù)測目前我國及世界上大多數(shù)國家均把月以上的預(yù)報稱為短期氣候預(yù)測。

8、氣候預(yù)測分為兩類：一類采用統(tǒng)計方法，另一類采用動力學數(shù)值預(yù)報第三章 氣候系統(tǒng)的能量平衡1、 輻射的基本定律基爾荷夫(kirchoff)定律：在一定溫度下，任何物體對于某一波長的放射能力(e,T) 與物體對該波長的吸收率(a,T)的比值，只是溫度和波長的函數(shù)，而與物體的其它性質(zhì)無關(guān)。即:斯蒂芬波爾茲曼(Stefan-Boltzmann)定律：黑體的總放射能力（ET）與它本身絕對溫度（T）的四次方成正比。ET T 4維恩(Wien)位移定律：絕對黑體的放射能力最大值對應(yīng)的波長(m) 與其本身的絕對溫度(T)成反比。mT2897×103nm·K2、 太陽輻射太陽常數(shù)：大氣上界、日

9、地平均距離處、垂直于太陽光線方向、單位時間、單位面積接收到的所有波長的太陽輻射能。太陽高度角：是指太陽光的入射方向和地平面之間的夾角。天頂角：即入射光線與當?shù)靥祉敺较颍ǖ孛娣ň€）的夾角（與太陽高度角互余。太陽赤緯：又稱赤緯角，是地球赤道平面與太陽和地球中心的連線之間的夾角。3、 太陽高度角計算公式4、 天文輻射（太陽輻射日總量）定義：大氣上界,某一天,水平面單位面積接受的日輻射量。公式：任一時刻：5、 大氣對太陽輻射的吸收、散射（瑞利散射、米散射）1）大氣光學路徑：為太陽輻射通過大氣介質(zhì)的質(zhì)量。2）大氣質(zhì)量（單位面積*光學路徑）:光在大氣中經(jīng)過一定長度傾斜路徑到達地表面時, 其經(jīng)歷空間中所含大

10、氣物質(zhì)的質(zhì)量。3）大氣質(zhì)量數(shù)(m):實際投射條件下的大氣質(zhì)量與垂直投射下的大氣質(zhì)量的比值。當h在30°90°時,m可近似地表示為：4）大氣透明度P：到達地面的單色輻射強度：大氣透明度：是指透過一個大氣質(zhì)量數(shù)后的輻射強度與透過前的輻射強度之比，表示輻射通過大氣后的削弱程度。5）吸收：大氣分子被入射太陽輻射激發(fā)，由低能級躍遷到高能級的過程稱為吸收。兩能級的差就是大氣吸收的輻射能量值6）散射：當太陽輻射通過大氣時，遇到大氣中的各種質(zhì)點，太陽輻射能的一部分散向四面八方，稱為散射。ü r<<波長時，瑞利散射。ü r 波長時，米散射。7）米散射:塵?；蚧?/p>

11、塵（氣溶膠）直徑比波長大,各種波長的散射能力相等。8）瑞利分子散射定律：當大氣干潔，質(zhì)點半徑小于200nm時，散射值與入射光波長的四次方成反比。即：意義：入射光波長愈短，散射能力愈強。9）漫射：當大氣混濁，質(zhì)點半徑10,000nm時，入射光的各種波長具有同等散射能力，散射系數(shù)不再隨波長改變，稱之為漫射。6、大氣窗：位于地面輻射波段最強處,大氣的吸收率最小,透射率最大,這一波段能量透過大氣射向宇宙空間,將這一波段稱為大氣窗.7、地球面的輻射平衡 S =太陽直接輻射 (經(jīng)過大氣吸收和散射） D =散射輻射 Q =地表總輻射 A =地表反射輻射 F =地面長波有效輻射 R =地表凈輻射 (吸收的短波

12、-放出的長波) R= Q A F =(S+D) A F = Q(1a) F U =地面輻射（地面向上放射的長波輻射） G =大氣逆輻射（大氣向下放射的長波輻射） =大氣相對輻射率 G =地面吸收的大氣逆輻射 F = U-G8、地氣系統(tǒng)的輻射平衡 Q =地表總輻射； a =地表反射率 Q(1a) = 地表吸收的短波輻射 Qa =大氣吸收的短波輻射 as=行星反照率 Fs= F =地-氣系統(tǒng)向外宇宙逸出的長波輻射 Rs= Q(1a)+ Qa F （地吸收+氣吸收-放出長波）=S0(1as) Fs （地氣系統(tǒng)吸收-放出長波）9、大氣系統(tǒng)的輻射平衡 Qa =大氣吸收的短波輻射 Ua =大氣吸收的長波輻

13、射 Ga= 大氣逆輻射（長波輻射，向地面方向） U =大氣向外宇宙逸出的長波輻射 F =地-氣系統(tǒng)向外宇宙逸出的長波輻射 F =地面長波有效輻射 Ra= Qa+ Ua (Ga+U) = Qa+ (F F) （大氣短波吸收+放出長波）10、太陽直接輻射：（1）定義：太陽輻射經(jīng)過大氣的吸收和散射的消弱后，沿投射方向直接到達地表面的那部分太陽輻射能量稱為太陽直接輻射。（2）影響因子：1）太陽高度角愈小，等量的太陽輻射散布的面積就愈大，因而地表單位面積上所獲得的太陽輻射就愈小2）太陽高度角愈小，太陽輻射穿過的大氣層愈厚3）氣候特征: 日、年變化和隨緯度的變化11、散射輻射：當太陽輻射通過大氣時，受到大

14、氣中的氣體分子、塵埃、氣溶膠、水汽等的散射作用，使太陽輻射的一部分以漫射形式從天空的各個角度到達地表，這一部分輻射量成為散射輻射。12、地表總輻射-到達地面的太陽總輻射：實際大氣條件下到達地表的太陽直接輻射與散射輻射之和，是地表面得到的太陽輻射的總能量，稱為地表總輻射。13、天文輻射：14、地表反射輻射：投射到地面的太陽輻射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。地表對太陽輻射的反射率，決定于地表面的性質(zhì)和狀態(tài)。15、行星反照率：地球-大氣系統(tǒng)的反照率稱為行星反照率，它表示地球作為行星對入射的太陽輻射的反射能力。全球取0.316、地表輻射差額：某段時間內(nèi)單位面積地表面所吸收的總輻射和其

15、有效輻射的差值。17、地表熱量平衡方程Qs：地表與下層的熱量交換St：地表與上層生物體的化學生物過程有關(guān)的能量通量18、大氣的熱量平衡定義：自地面伸展到大氣頂?shù)膯挝唤孛娣e垂直空氣柱內(nèi)所有熱通量的代數(shù)和。Da：大氣柱熱含量變化Ca：熱平流引起的熱交換Lr：降水的潛熱釋放19、地-氣系統(tǒng)的熱量平衡定義：下墊面及其以下活動層（溫度日變化波及的深度）和大氣柱內(nèi)的熱量收支狀況。大洋上：陸地上：Qw：水體的平流輸送Ds：地氣系統(tǒng)內(nèi)氣柱、水柱、土柱熱含量的變化20、地面冷、熱源定義：某一地區(qū)地表有湍流熱量向大氣輸送，稱該地區(qū)為熱源，反之為地面冷源（熱匯）。 >0 熱源 <0 冷源第四章 氣候系統(tǒng)

16、的水循環(huán)1、氣候系統(tǒng)中的水海洋水：海洋是水圈的主體，是地球上水的最大源地。約占地球總水量的96%97%。陸地水：河流；湖泊；沼澤；地下水；冰川。2、氣候系統(tǒng)水的更新速度水體的更替周期是指水體在水循環(huán)過程中全部水量被交替更新一次所需要的時間，T=W/W。大氣水：8日3、水分循環(huán)：地球上各種形態(tài)的水，在太陽輻射、地球引力以及大氣運動等作用下，通過蒸發(fā)、水汽輸送、凝結(jié)降水、下滲以及徑流等環(huán)節(jié)，不斷地發(fā)生相態(tài)轉(zhuǎn)換和周而復始運動的過程。4、水循環(huán)類型：外循環(huán)（大循環(huán)）：水分由海洋輸送到陸地，又回到海洋的循環(huán)；內(nèi)循環(huán)（小循環(huán)）：由海洋（陸地）通過蒸發(fā)的水汽，再以降水的形式直接落到海洋（陸地）的循環(huán)。6、

17、水分循環(huán)的成因：內(nèi)因：水的三種狀態(tài)及其相互轉(zhuǎn)化外因：熱力（太陽輻射）和動力（地球引力）條件7、 太陽輻射與重力作用是水循環(huán)的基本動力8、水分循環(huán)尺度：（1）全球水循環(huán)（2）區(qū)域水循環(huán)（3）水土植系統(tǒng)水循環(huán)9、水分循環(huán)的意義：水分循環(huán)使地球上水體組成一個連續(xù)的、統(tǒng)一的水圈，把氣候系統(tǒng)五大圈層聯(lián)立成既互相聯(lián)系、又互相制約的有機整體。10、水分循環(huán)與全球氣候：水循環(huán)是大氣系統(tǒng)能量的主要傳輸、儲存和轉(zhuǎn)化者；水分循環(huán)通過對地表太陽輻射能的重新分配，使不同緯度熱量收支不平衡的矛盾得到緩解；11、影響水循環(huán)的因素：1）氣象因素：如風向、風速、溫度、濕度等；2）下墊面因素：即自然地理條件，如地形、地質(zhì)、地貌、

18、土壤、植被等3）人類改造自然的活動：水利措施、農(nóng)林措施和環(huán)境工程措施等12、蒸發(fā)：水分從物體表面既蒸發(fā)面向大氣逸散的現(xiàn)象。蒸散：植被地段的地面蒸發(fā)和植物蒸騰統(tǒng)稱為蒸散。13、蒸發(fā)率：單位時間從蒸發(fā)面單位面積上逸散到大氣中的水分子數(shù)與從大氣中返回到蒸發(fā)面的水分子數(shù)的差值（當為正值時）稱為蒸發(fā)率（或地面水汽輸送通量），用于表示蒸發(fā)面蒸發(fā)快慢的特征量，是蒸發(fā)現(xiàn)象的定量描述。14、蒸發(fā)的計算1、渦動相關(guān)法2、整體空氣動力學方法3、通量梯度方法4、氣候?qū)W計算方法15、降雨：云中的液態(tài)或固態(tài)水在重力作用下，克服空氣阻力，從空中降落到地面的現(xiàn)象，稱為降水.形成條件：1、水汽，降水形成的物質(zhì)基礎(chǔ)；2、水汽凝結(jié)

19、的動力條件.16、徑流：流域的降水，由地面與地下匯入河網(wǎng)、流出流域出口斷面的水流。形成過程：由降水到水流匯集至出口斷面的整個物理過程。1、 降水過程2、 流域的蓄滲過程：植物截留、下滲、洼地蓄水等過程；3、 坡面漫流過程；4、 河網(wǎng)匯流階段.17、水量平衡概念:水分循環(huán)的數(shù)量表示，即任一區(qū)域在某一時段內(nèi),水分收入與支出的差等于該區(qū)域在該時段內(nèi)的水量變化,長期意義下,任一區(qū)域水量保持收支平衡.18、地面水量平衡方程：通用形式：陸地：海洋：19、大氣的水分平衡：定義：某一地區(qū)在給定的一段時間內(nèi)，大氣柱中總收入的水汽量與總支出的水汽量之差，等于該地區(qū)這一時段內(nèi)大氣柱中水汽含量的變化量。20、地氣系統(tǒng)

20、的水分平衡：第五章 大氣系統(tǒng)的平均狀態(tài)1、平均溫度結(jié)構(gòu)對流層平流層中間層熱成層散逸層2、平均大氣環(huán)流：大氣環(huán)流：一般是指具有世界規(guī)模的、大范圍的大氣運行現(xiàn)象，既包括平均狀態(tài)，也包括瞬時現(xiàn)象，其水平尺度在數(shù)千公里以上，垂直尺度在10km以上，時間尺度在數(shù)天以上。3、大氣活動中心有的長年都存在，僅范圍和強度有所變化，永久性活動中心（多出現(xiàn)在海洋）：亞速爾高壓、北太平洋副熱帶高壓、冰島低壓、阿留申低壓有明顯的季節(jié)變化，只在某些季節(jié)存在，稱為半永久性活動中心（多出現(xiàn)在大陸）：蒙古高壓（西伯利亞高壓）、亞洲低壓、北美高壓、北美低壓4、冬夏季海平面氣壓的主要特征北半球中高緯度：1月北半球中高緯海平面氣壓場

21、的大氣活動中心：阿留申低壓、冰島低壓、蒙古高壓和北美高壓。7月北半球的大氣活動中心：太平洋副高、大西洋副高、南亞熱低壓、北美熱低壓和冰島低壓。 低緯度：南北半球之間的赤道地區(qū)是一個低壓帶，稱赤道槽或赤道輻合帶（ITCZ）。南半球中高緯度：南半球40ºS以南，無論冬夏，等壓線幾乎與緯圈平行 。它的北側(cè)副熱帶的三個大洋上終年保持三個高壓中心，它們就是南太平洋副高、南大西洋副高和印度洋高壓。 5、冬夏季對流層中部的平均環(huán)流 的主要特征Ø 槽脊：冬季500hPa平均環(huán)流呈三槽三脊型 ；7月北半球西風帶的平均槽脊增加到四個。冬夏南半球西風帶平均槽脊都不明顯 。 Ø 極渦：極

22、渦的中心都不在南北極。 1月北半球的極渦有兩個中心，7月只有一個中心。南半球極渦無論冬夏都只有一個中心。 Ø 急流：1月平均最大地轉(zhuǎn)西風軸線比7月偏南。 7月北半球最大平均地轉(zhuǎn)西風軸線向北推移約20個緯度，強西風中心的風速顯著減弱，僅及1月中心風速的一半。 Ø 副高：7月副熱帶高壓比冬季顯著增強。副高脊線冬季約位于15ºN，夏季則向北推移到25º-30ºN附近。6、季風：一般地說，季風指近地面層冬夏盛行風向接近相反且氣候特征明顯不同的現(xiàn)象，是大氣環(huán)流季節(jié)變化的一種最典型的情況。7、季風的形成因素：（1）海陸分布作用（2）行星風帶季節(jié)位移的作用（

23、3）青藏高原作用 熱力作用 夏季：熱源（低層形成強大熱低壓，盛行氣旋性環(huán)流）。有助于高層南亞高壓和東風急流的形成和維持，這與印度西南季風的爆發(fā)有直接的關(guān)系。 冬季：冷源 動力作用 a:對氣流的分支、繞流和匯合作用 b:對氣流的爬越作用 c:對氣流的屏障作用8、氣候的地帶性：氣候系統(tǒng)中的能量、大氣運動及氣候要素在空間上的分布都具有一定帶狀特征。這種帶狀分布近似于與緯圈一致，因此氣候的差異也具有一定的帶狀特征。氣候的非地帶性：原因：水平方向的海陸分布、垂直方向隨海拔高度的變化植被生長的關(guān)鍵：溫度和降水第六章 海氣相互作用1、海氣相互作用的基本含義：海洋通過加熱影響大氣運動，大氣運動通過切應(yīng)力對海流

24、產(chǎn)生影響，使海水產(chǎn)生風吹流和上翻運動，使海溫分布發(fā)生變化，從而影響到加給大氣的熱量。2、海洋在氣候形成和變化中的重要性（1）海洋是大氣的主要能量供應(yīng)源（2）海洋是大氣水分的主要供應(yīng)地（3）海洋對氣候具有重要的調(diào)節(jié)作用（4）海洋對溫室效應(yīng)的緩解作用3、海、陸物理特性的差異（1）海、陸面積的差異（2）海、陸表面輻射特性的差異（3）海、陸向大氣熱量輸送的差異（4）海、陸向下熱量輸送的差異（5）海、陸表面的摩擦阻力的差異4、海、陸分布對氣候的影響1、海、陸分布對環(huán)流的影響（1）海陸分布對西風擾動的影響：使平直氣流產(chǎn)生了槽脊波動（2）海陸分布對季風的影響2、海、陸分布對氣溫的影響（1）夏季海面氣溫低于陸

25、地，冬季相反；（2）海面氣溫的日較差和年較差都小于陸面.3、海、陸分布對大氣水份和降水的影響（1）對空氣濕度的影響：海面上的空氣濕度大于陸地.（2）對霧的影響：海洋、陸地哪個多平流霧、哪個多輻射霧？（3）對降水的影響 對流雨：陸地上主要出現(xiàn)在夏季午后，海洋上出現(xiàn)在冬季夜間。 地形雨：陸地上 鋒面雨與氣旋雨：海洋多于陸地5、霧：霧形成的條件一是冷卻，二是加濕，三是有凝結(jié)核。海洋上多發(fā)生平流霧，陸地上多發(fā)生輻射霧。6、根據(jù)海水垂直分布的特點,可分為三層:由海面向下數(shù)十米左右的表層一般稱為混合層,以下100-1500m的范圍叫溫躍層,再下就是底層. 7、海洋環(huán)流：海水及海水中各種物理量、化學量循環(huán)于

26、世界大洋的一種自然現(xiàn)象，簡稱海流。海流按其成因分為兩種：風生環(huán)流：大洋中由盛行的穩(wěn)定風系所生成的海流，自成循環(huán)體系。動力學原因所生成的海流，亦是通常所說的洋流。熱鹽環(huán)流：由于廣大洋面受熱、冷卻、蒸發(fā)和降水不均勻所造成的海水溫度和鹽度變化，導致密度分布的不均勻形成的熱力學海流，稱為熱鹽環(huán)流，也成溫鹽環(huán)流。8、大洋環(huán)流形成的根本原因：風應(yīng)力、熱通量、淡水通量9、太平洋海溫西高東低的原因：1） 秘魯寒流沿著大陸兩側(cè)北上，其中一部分在赤道附近變成南赤道海流后向西移動2） 沿低緯海域由東向西吹的信風使赤道附近的暖水積蓄在太平洋西側(cè)，通常稱為暖池3） 相隨于信風沿赤道吹東風，太平洋東側(cè)下層冷海水涌升到海表

27、面10、暖池：熱帶西太平洋是全球海溫最高的海域，常年維持著28以上的高溫，全球大約90%的暖海水集中在這里，故稱西太平洋暖池。11、鹽度最高：紅海鹽度最低：波羅的海12、海洋環(huán)流對氣候的影響1）海洋環(huán)流的熱量輸送 經(jīng)向輸送：約占總經(jīng)向輸送的33% 緯向和垂直方向輸送2）海洋環(huán)流的水份輸送3）海洋環(huán)流對氣溫的影響：調(diào)節(jié)了低緯和高緯的溫差4）海洋環(huán)流對降水的影響：暖流沿岸多降水，冷洋流沿岸多霧13、海-氣能量轉(zhuǎn)換的物理過程1）海-氣界面能量交換（潛熱大于感熱）輻射感熱潛熱2）海-氣動量交換大氣運動給海面以應(yīng)力向海面輸送水平動量一部分形成風浪、一部分形成洋流的動能 3）海-氣界面的物質(zhì)交換過程蒸發(fā)與

28、降水海鹽交換CO2 和O2的交換14、厄爾尼諾（SOI負值）：海洋異?，F(xiàn)象，用來指赤道中、東太平洋每隔幾年發(fā)生的大規(guī)模表層海水持續(xù)半年以上異常偏暖的現(xiàn)象。拉尼娜（SOI正值）：赤道東太平洋海溫低于正常值的事件。南方濤動：大氣環(huán)流異常，用來描述熱帶太平洋地區(qū)和熱印度洋地區(qū)的氣壓場（SLP）反相變化的蹺蹺板現(xiàn)象。 (塔希堤島與達爾文的SLP差值SOI南方濤動指數(shù))15、沃克環(huán)流：赤道東太平洋下沉，西太平洋上升，地面為偏東風，高層為西風的緯向垂直環(huán)流稱為沃克環(huán)流。16、ENSO的特點1）沿著赤道，東太平洋斜溫層加深，西太平洋斜溫層變淺。2）自東太平洋開始逐漸向西，出現(xiàn)正海表面溫度距平，到達冬季為最強

29、。3）ENSO開始時，在東太平洋正的海表面溫度距平的增強，較弱了沃克環(huán)流在此的下沉支，而西太平洋與之相反。17、偶極子模（IOD）基本概念：赤道東南印度洋海水異常變冷，赤道西印度洋海水異常變暖，即西暖東冷為正偶極子事件，反之為負偶極子事件。18、ENSO事件對我國短期氣候的可能影響 東北夏季低溫（厄爾尼諾） 我國東部地區(qū)的夏季降水異常（厄爾尼諾 洪澇） 西太平洋副高強度和西伸強度的年際變化 西太平洋臺風活動（厄爾尼諾抑制臺風）第七章 陸面過程1、陸面過程（也稱為陸-氣相互作用）：是指發(fā)生在陸地表面的熱力、動力、水文以及生物物理、生物化學等一系列復雜過程，以及這些過程與大氣的相互作用。（1）陸面

30、物理過程；（2）陸面生物化學過程；（3）陸面生態(tài)過程。2、陸面過程的重要性（1）陸面與大氣存在各種時、空尺度的相互作用和動量、能量、物質(zhì) （水汽及 CO2 等）及輻射的交換過程在很大程度上受陸面狀況的影響，陸面狀態(tài)的變化必將改變上述交換過程，進而，對大氣和氣候產(chǎn)生影響。（2）陸面為大氣運動提供下邊界條件（3）氣候系統(tǒng)對陸面特性的變化十分敏感3、植被對陸面過程的主要作用：（1）對降水和輻射攔截作用（2）輻射的吸收（3）蒸散（4）改變土壤濕度（5）改變動量輸送（改變地表粗糙度）（6）生物通量輸送4、下墊面性質(zhì)的變化對局地氣候影響的基本過程1）通過影響反射率，影響地面輻射差額；2）影響水分存儲、滲透

31、和熱容量的大?。河绊懙孛鏈囟群屯寥罎穸?3）影響地面與上層大氣的湍流顯熱交換：對氣溫高低產(chǎn)生直接影響;4）影響地面與上層大氣的湍流潛熱交換：對空氣濕度產(chǎn)生直接影響;5）影響地面粗糙度：對地面風速產(chǎn)生直接影響.5、陸面過程模擬兩大類: （1）單點、區(qū)域或全球的離線（offline）模擬試驗 （2）區(qū)域或全球的陸氣耦合（coupling）模擬第八章 冰雪圈與氣候1、冰雪圈的作用1.冰雪反射率和融解潛熱很高，冰雪圈起著大氣和海洋的有效熱匯的作用2.冰雪熱傳導率低，能減少大氣、海洋和陸地之間的熱量交換3.融化冰雪吸收大量熱量4.海水結(jié)冰時鹽分析出，增加海洋上層鹽度，海冰融化時表層海水鹽度減小，影響海洋

32、的層結(jié)穩(wěn)定2、冰雪圈組成部分：海冰、大陸冰川、大陸雪蓋3、南極地區(qū)的冰雪，如果全部融化，全球洋面將升高65米，占世界冰總量的95，淡水總量的704、近南極點：昆侖站，中山站 南極圈外：長城站5、地球上現(xiàn)存的大陸冰蓋：南極冰蓋和格陵蘭冰蓋。這兩大冰蓋約占全球冰川總面積的97%，總冰量的99%6、雪線：長年積雪的下線。雪線處的年降雪量等于消融量，二者平衡時為氣候雪線。7、積雪異常的氣候效應(yīng)主要體現(xiàn)在三個方面: (1) 反照率效應(yīng): 積雪的高反射率, 引起地面吸收的太陽輻射減少, 產(chǎn)生凈的冷卻效應(yīng), 改變地表的熱力狀況及地氣之間的熱量交換 ; (2) 積雪水分效應(yīng): 積雪異常通過融雪對地表的水平衡產(chǎn)

33、生影響, 引起土壤水分及蒸發(fā)的異常, 影響地氣系統(tǒng)之間的水汽、能量交換 ;(3) 雪蓋異常引起的大氣異常的遙響應(yīng): 雪蓋異常的局地效應(yīng), 通過大氣對它的響應(yīng)以及大氣環(huán)流的調(diào)整, 對更大范圍乃至對全球氣候產(chǎn)生影響.8、青藏高原積雪影響東亞季風及其機制：高原積雪多（少）高原春、夏季的感熱弱（強）感熱加熱引起的上升運動弱（強），高原強（弱） 環(huán)境風場不利（有利）于高原感熱通量向上輸送高原上空對流層的加熱弱（強）高原對流層溫度低（高）高原南側(cè)溫度對比弱（強）造成亞洲夏季風弱（強）長江流域易澇（旱）。第九章 氣候變化1、氣候變化與氣候異常：由各種要素（氣溫、降水、氣壓等）所表征的氣候狀態(tài)相對于某一氣候標

34、準態(tài)的偏差或同類氣候狀態(tài)間的變化稱為氣候變化。當這種偏差（變化）超過一定程度稱為氣候異常。2、氣候狀態(tài)：地球上某一區(qū)域在某一特定時段內(nèi)天氣的某一年份或指定年份平均狀況。3、氣候變率：大量同類氣候狀態(tài)間的方差，也經(jīng)常用來專指年際及年代際的氣候變化 。或者：時間尺度大于天氣尺度的氣候變量圍繞平均值的變化。4、氣候趨勢：氣候的長期變化傾向，即在記錄時期(特定時期）具有單調(diào)地上升或下降特點的氣候變化（線性和非線性趨勢）5、氣候波動（振蕩）：氣候狀態(tài)圍繞氣候平均態(tài)的波動式變化，表現(xiàn)為準周期性振蕩特征，有年際、年代際等時間尺度.6、氣候突變：從一種氣候狀態(tài)（或穩(wěn)定持續(xù)的變化趨勢或氣候波動）跳躍式地轉(zhuǎn)變到另

35、一種氣候狀態(tài)（或穩(wěn)定持續(xù)的變化趨勢或氣候波動）的現(xiàn)象。7、氣候變化的特征：（1）氣候變化的多時間尺度性（2）氣候變化的階段性（3）氣候變化的突變性3、氣候變化史實：一、地質(zhì)時期氣候變化定義：時間尺度在幾萬年以上的氣候變化代>紀>世（時間尺度萬年以上）三大冰期：震旦大冰期，石碳二疊紀大冰期，第四紀大冰期二大間冰期：寒武紀石炭紀大間冰期，三疊紀-第三紀大間冰期二、歷史時期氣候變化定義：從第四紀大冰期中的武木（大理）亞冰期的最近一次副冰期之后的1萬年至有器測資料的“冰后期” 氣候。從地質(zhì)年代來看，該時期也稱為全新世氣候。特點： 溫暖期與寒冷期交替出現(xiàn)主要氣候事件 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、氣候回暖過程中發(fā)生的氣候突變事件，YD結(jié)束后即進入溫暖濕潤的全新世 全新世大暖期（Megathermal in Holocene） 8.5-3.0kaBP 中世紀暖期 ( Medieval Warm Period) AD 900-1300 小冰期 ( Little Ice Age) AD 1320-1920三、現(xiàn)代氣候變化1、器測資料：最早有氣象觀測記錄地方 佛羅倫薩（1652），倫敦（1668），巴黎（1752）2、主要氣候變化現(xiàn)象 1）全球增

37、暖 (Global Warming)：波動階段性上升不同區(qū)域增暖幅度不同，極區(qū)最顯著（全球增暖證據(jù)：北極海冰面積減少，海平面上升） 2）近百年全球降水變化：近百年來，全球平均降水無顯著趨勢變化不同數(shù)據(jù)集趨勢間存在明顯差異，同時降水也有較大時空變率。北半球中緯度陸地降水很可能總體上呈增加趨勢。 3）近百年中國降水變化： 近百年降水量并無明顯趨勢。 降水量的變化存在20-30年的干濕期交替 4）極端氣候的變化4、全球氣候變化的基本特征 全球地質(zhì)時期氣候變化的時間尺度在22億年到1萬年以上，以大冰期和大間冰期的交替出現(xiàn)為特征，氣溫變化幅度在10°C以上 歷史時期的氣候變化是近1萬年來，主要

38、是近5000年來的氣候變化，變化的幅度最大不超過2-3°C 近代的氣候變化主要是指近百年或20世紀以來的氣候變化，氣溫振幅在0.5-1.0°C之間。 5、氣候變化的影響因素 自然原因 銀河系變化、太陽演化、太陽活動 地球軌道參數(shù)（軸傾、歲差、偏心率） 大陸漂移、造山運動、火山活動 海洋環(huán)流與海-冰-氣-陸相互作用 人為原因 溫室氣體、氣溶膠排放 土地使用、熱帶雨林破壞 城市化 時間尺度 不同時間尺度氣候變化、形成機制不同6、冰期-間冰期循環(huán)（萬年尺度）的形成機制 1、日地關(guān)系的變化：由于天體間引力的影響，地球軌道偏心率、地軸傾斜度和歲差等地球軌道參數(shù)發(fā)生變化，使地球接收到的

39、太陽輻射產(chǎn)生差異，從而引起數(shù)十萬年間的氣候變遷。1）地球軌道偏心率：描述地球繞太陽運動軌道的圓扁程度，值越大越扁，值越小越圓。 軌道偏心率越小(越接近圓形)時，四季變化相對較不明顯，也不易有冰期的發(fā)生。反之，偏心率越接近1(但不等于)的軌道，四季明顯，也較易產(chǎn)生冰期。 每隔10萬年，地球公轉(zhuǎn)軌道的偏心率變化一個周期2）地軸傾斜度(黃赤交角的變化)：21.8°24.5°，現(xiàn)在為23.44°地軸傾斜度的影響表現(xiàn)在： 角度越大，高緯度地區(qū)因接受輻射的時間差異較大，易形成冰期。 地軸傾斜度增加：高緯度輻射量夏季增大，冬季減少，年較差增大，且年輻射量增加；赤道地區(qū)年輻射量減少。3）歲差 在遠日點時，若北半球傾向太陽冬天溫度將會相對較高；