现代气候学基础概要汇总Word文档下载推荐.docx
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二、气候学的研究任务
1．根据大气科学发展的新成果和卫星气象获取的新资料，结合陆地表面、海洋、冰雪覆盖层和生物圈来研究气候的形成原因、结合国民经济的需要，研究气候的地理分布规律、气候分类方法，进行气候分类和区划。
2．研究气候变化的原因，掌握变化规律，探索气候预报的方法和途径，从而进行气候预报。
3．探索人类利用气候、改造气候的方法、途径，有效地利用气候资源。
1.2气候与发展史简介
气候学（大气科学）发展史可概括为三个时期：
一．萌芽时期（16世纪前）：
一些零星的局部气象观测。
积累了一些感性认识和经验，对某些天气现象做了一定的解释。
二、初建时期（16世纪中叶—19世纪末）
三、发展时期（20世纪）:
1．20世纪50年代前，大气科学的三大进展——①锋面学说理论的建立；
②降雨学说的建立；
③长波理论的建立2．20世纪50年代后：
由于计算机、雷达、激光、遥感、人造卫星等的使用,大大发展了气象与气候学。
1.3现代气候学与传统气候学
一、两者的定义
二、研究对象：
传统——各个气候因子的时空特征；
现代——气候形成和变化的原因。
三、研究方法：
传统——统计方法和定性描述方法；
现代——逻辑推理、定量的大规模观测和综合分析。
1.4与气候有关的一些概念
1．气候状态——地一气系统的特定区域，大气、水圈、冰雪圈（晶圈）完整的变量组（气象要素）在特定时期的平均。
2．气候变化——同类的气候状态在两个时间段（如两个1月或两个20年之间）的差异。
3．气候异常——特定的气候状态与同类气候状态的大量（或多年）平均的偏差。
4．气候变率——大量同类气候状态之间的方差。
5．气候噪音——气候状态本身除了受物理原因的影响而变化外，还受统计原因的扰动。
这些统计扰动发生自天气的逐日变化，它们在气候感兴趣的时间尺度上是不可预报的，这些统计原因的扰动被定义为气候噪音。
6．气候的可预报性——潜在的可预报的（由物理原因造成的）气候变化的大小和不可预报的气候噪音的大小之比值。
2地球上的天文气候
2.1天文的基本知识
一、地球及日地关系:
地球是一个偏球体。
日地关系：
一年中,日一地距离是变化的，到达地球上的太阳辐射能也发生变化，变化范围7%。
二、天球和天球坐标系:
1．天球的概念——以地球上的观测者为球心，以任意远（无穷大）距离为半径的球。
2．天体的周日视运动——人们观测星空时发现所有天体象太阳和月亮一样，从东方升起西方落下，这种每天有规律的重复出现的运动叫天体的周日视运动。
同时产生了天球由东向西转动的概念。
3．天球上的基本点和圈：
①球心——以观测者的眼睛为球心。
②天轴——地球自转轴无限延长的直线称为天轴。
天极——天轴与天球相交于两点PP′，与地球北极对应点P叫北天极,与地球南极对应点P′叫南天极。
③天赤道——过天球中心O作一平面和天轴垂直，这一平面叫天球赤道面（它和地球赤道面平行）。
天球赤道面和天球相交截出的圆圈QQ′叫天赤道。
与天赤道面平行的小圆叫赤纬圈。
④天顶——通过天球中心O和地心的铅直线向上与天球相交一点Z称为天顶，与Z相对的另一交点Z′称为天底。
真地平——通过天球球心O作一平面与ZZ′垂直，这一平面叫天球地平面。
它与天球相交所截出的大园ESWN叫真地平，或叫地平圈。
⑤赤经圈（时圈）——通过北天极P和南天极P′的大圆。
天子午圈——通过天顶Z、天底Z′及北天极P和南天极P′的大圆PZP′Z′。
⑥四方点——天子午圈与真地平相交于两点N、S，靠近北天极P的点N叫北点，与之相对于的点S叫南点。
若观测者面向北，则观测者右方距南北点各90º
的点E叫东点，和E对应的点W叫西点。
站在南、北极，没有四方点。
天顶、真地平、天子午圈、四方点具有地方性。
⑦黄道——通过天球中心O作一平面与地球的公转轨道面重合，这平面叫黄道面。
黄道面与天球赤道面的交角（赤黄交角）ε=23.5º
，黄道面与天球相交截出的大圆F'
γFΩ叫黄道。
黄极——黄道有两个极，靠近北天极的那个极H叫北黄极，靠近南天极的H′叫南黄极。
⑧二分点和二至点：
春分点r——太阳从天赤道以南穿到天赤道以北时所经过的黄赤交点。
秋分点Ω——太阳从天赤道以北穿到天赤道以南时所经过的黄赤交点。
夏至点F——在黄道上和春分点相距90º
并在赤道以北的点。
冬至点F'
——在黄道上和夏至点F相对的点。
4．天球坐标系——用来决定天体在天球上位置的球面坐标系
①地平坐标系——取真地平为基本圈，（以重力方向为基本方向），南点S为原点（也可取北点N为原点），用高度角（地平纬度）h（向天顶为正）和方位角A（地平经度）来决定天体位置的坐标系。
高度角h（地平纬度）：
地平纬圈与地平圈（真地平）之间的角距，向上为正,向下为负。
方位角（地平经度）：
以通过南点S所在地平经圈为O度按顺时针方向到达天体所在地平经圈的弧度（向西为正）。
②时间坐标系（第一赤道坐标系）——以天赤道QQ'
为基本圈（取天轴为基本方向），以天赤道和天子午圈的交点Q（靠近南点的那个交点）为原点，用赤纬和时角来决定天体位置的坐标系。
赤纬：
天体所在赤纬圈距离天赤道的角距，天赤道以北为正，以南为负。
时角ω：
天子午圈（PZQSP′）和天体时圈在天极的张角（或其在赤道上所对应的弧度QT＝∠QOT） 按顺时针方向（向西）为正，由O°
至±
180°
。
③赤道坐标系（第二赤道坐标系）——以天赤道为基本圈（天轴为基本方向），春分点为原点，用赤纬δ和赤经来决定天体位置的坐标系。
赤经：
春分点赤经圈（时圈）与天体赤经圈在天极的张角，赤经自春分点起，按逆时针方向（由西向东）为正，由0°
～360°
④黄道坐标系——以黄道为基本圈。
春分点为原点。
用黄纬和黄经来决定天体位置的坐标系。
过任一天体X做黄经圈与黄道相交于D。
黄经λ：
自春分点γ沿黄道逆时针计量的弧度γD。
黄纬β：
自黄道沿黄经圈的弧度DX,向北为正，向南为负。
sinδ=sinλsinε（ε为黄赤交角）
三、太阳高度角和可照时间
1．太阳高度角
2．可照时间——日出到日落的时间
2.2辐射能的度量
一、辐射——除温度在绝对零度的物体外，其余一切物体均以电磁波形式向四周发射能量，这种能量的发射及能量本身叫热辐射。
辐射通量——指单位时间内通过空间任一表面的辐射能。
辐射通量密度——单位面积上的辐射通量，即单位时间内通过单位面积的辐射能。
辐射强度——垂直于光线（给定）方向的单位面积上，在单位时间和单位立体角内,所通过的辐射能。
太阳辐射强度——垂直投射到单位面积上的辐射通量，即单位时间内，垂直投射到单位面积上的太阳能。
1．太阳常数——假定地球位于日地平均距离时，地球大气上界垂直于太阳光线的单位面积上在单位时间内接受到的太阳辐射能。
I0=1367±
7W/㎡=1370W/㎡
2．达到大气上界的太阳辐射强度及其变化：
达到大气上界的太阳辐射强度——任一时刻大气上界与太阳光线相垂直的平面上所接受的太阳辐射强度I。
说明：
大气上界太阳辐射强度北半球的冬季（10－4月）比南半球的冬季（5－9）多。
若无其他因素,北半球冬季应比南半球冬季暖
3.大气上界水平面上的太阳辐射通量密度F
二、天文辐射——由太阳与地球间的天文位置决定的太阳辐射在大气上界的时空分布。
1．日天文辐射的基本特点：
①夏至日的北极和冬至日的南极天文辐射日总量最大。
第二最大值出现在二至日的夏半球35º
附近②从南北纬20º
到赤道附近，天文辐射日总量一年有两次最高值。
两极最高值在夏至（北半球）或冬至（南半球），振幅随纬度增高而增大③冬至日南半球各纬度上的天文辐射日总量大于夏至日北半球的相应纬度上的值④春（秋）分日，太阳直射赤道，赤道上天文辐射日总量达最大，向两极减少，到南北极为零。
2．季、年的天文辐射：
①冬半年获得天文辐射最多的是赤道，并自赤道向极地迅速减少；
夏半年获得的太阳辐射量比冬半年多，最大值出现在25º
左右。
由赤道至25º
增加，25º
向高纬度逐渐递减。
冬半年辐射量随纬度增加而减少的量显著大于夏半年，愈是冬至日递减愈大。
②天文辐射量的南北差异（经向梯度）不仅随冬夏半年而不同，在同一时间内随纬度而变。
最小值在两极和赤道附近，最大值在中纬度。
③同纬度而言，夏冬半年的太阳辐射的差值随纬度增加而增大。
导致气温的年较差随纬度的增高而增大。
④太阳辐射的年总量随纬度的增大而减少，全年以赤道获得的辐射量最多，极地最小。
三、天文气候——由天文辐射所决定的地球气候。
根据天文辐射把地球分为以下几个气候带：
热带、温带（北温带和南温带）、寒带（北寒带和南寒带）。
3地球上的辐射平衡
3.1辐射平衡
一、到达地球的太阳辐射
1．太阳直接辐射S——太阳辐射进入大气后到达地面的能量。
用到达地面的太阳辐射的辐照度（辐射通量密度）表示。
影响直接辐射的因子：
天文辐射量、大气透明状况、云量。
2．太阳散射辐对D——太阳辐射在通过大气时受到散射，其中散射向地面的能量，及云层等向地面反射的一部分太阳辐射能之和。
用散射辐射通量密度表示。
影响散射辐射的因子较多，包括太阳高度、大气中的水汽含量、尘埃含量及其各种物理性质等等。
3．总辐射Q——同时到达地面上的太阳直接辐射和散射辐射之和，即Q=S+D。
用辐射通量密度表示。
影响总辐射的因素：
4．地面反射辐射A——总辐射到达地面时被地面所反射部分。
用辐射密度通量表示。
地标反射率α——地面的反射辐射量与入射辐射（总辐射）量之比。
行星反照率αs——地面和大气整个系统的反照率。
影响反射率的因子：
①太阳高度角；
②下垫面特征；
③下垫面颜色、干湿程度和表面粗糙度等。
5．大气吸收的太阳辐射Qα——大气吸收的太阳辐射和散射辐射之和，即Qa=S0（1-αs）-Q（1-α）。
二、地球辐射
1．地面长波辐射U—地面吸收了辐射能（来自太阳、大气）后按其本身的温度向外放射长波辐射。
（用辐射出射率表示）U=εσT^4
2．大气长波辐射——大气吸收辐射能（地面、太阳）后按其本身的温度向外放射的长波辐射。
3．（地面）有效辐射F——地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差。
F=U-G
4．地一气系统向宇宙空间逸出的辐射F∞——F∞=PaU+U∞
三、地一气系统的辐射平衡——净辐射、辐射差额
1.地面的辐射平衡——地面收入的总的辐射能与支出的总的辐射能之差。
平衡方程：
Rg=S+D-A-U+G=Q-αQ–F=Q（1-α）-F
2．大气中的辐射平衡——大气中收入的总辐射能与支出的能能之差。
Ra=Qa+Ua-G-U∞大气辐射平衡总为负。
3．地一气系统的辐射平衡—整个地面和大气柱收入的太阳总辐射量（能）与向宇宙空间逸出的长波辐射之差。
平衡方程:
Rs=S0（1-αs）-F∞地－气系统：
指以地表为下限，大气上界为上限的整个系统。
3.2各辐射量的时空分布
一．总辐射的时空分布
（1）全球年总辐射的地理分布：
①全球年总辐射量的最高值几乎都出现于热带沙漠地区而非赤道。
②全球年总辐射量沿纬度分布不均匀，仅在海上才大致沿纬圈分布。
③全球年总辐射量由低纬向高纬递减，极地最低。
（2）总辐射的日变化和年变化：
①日变化：
总辐射及其分量的日年变化主要决定于太阳高度角的变化。
一般而言，一日中，中午最强，愈近日出日没愈为减少。
但并不对称于正午，与大气透明度和方向有关。
②年变化：
总辐射的年变化受地理位置、环流因素等影响，一般而言，总辐射在一年中的最大值出现在雨季前后。
（3）我国全年总辐射的地理分布：
①全国全年总辐射的最低值在川黔一带，最高在西藏高原。
②除川黔地区外其余大部分地区，基本上是从东向西增加，西部地区基本上与海拨高度一致，以西藏高原最大，新疆盆地较小。
东部地区以川黔及长江以南最小，向南北增加，内蒙及华北较大，至东北又趋减小。
二.反射率
（1）行星反射率的分布趋势：
①由赤道向两极增高,大于30°
南北半球有明显差别,南半球等值线有明显的带状分布特征,北半球走向复杂。
②低纬热带地区有复杂的高值中心,高值区出现在热带沙漠地区、大陆性对流层持续发展地区.
（2）全球年反射率的时空分布：
①一月份全球反射率具有很大的差异，其变化从18％到80％。
最大反射率（80％）出现在北半球高纬度地区。
随纬度降低反射率很快减少。
②七月份反射率的变化很小。
从15％到28％。
③温带纬度的反射率在一年中有相当大的变化，它在冬季月份有稳定雪被覆盖时达到最大值。
④水面的反射率平均比大多数自然陆面的反射率小，海水平均反射率为7％
（3）我国地面反射率：
我国年平均反射率分布比较均匀，变化范围在0．15—0．35以内。
分布趋势基本上是纬向的，长江流域最小，西藏高原最大。
三．地面辐射平衡的时空分布
（1）全球地面辐射平衡的地理分布：
（2）地面辐射平衡的日年变化：
（3）我国辐射平衡量的地理分布特征：
四．大气中辐射平衡的时空分布
〈1〉全球大气中辐射平衡值随纬度的变化：
①北半球大气辐射平衡的绝对值从赤道到25°
N附近是略有减小。
25°
N到60°
N大气辐射平衡值随纬度增高而增大，再向北又逐渐减小②全球大气辐射平衡值均为负值,南北半球分布不对称③0-25,大气辐射平衡随纬度略有减少④25°
-50、60°
大气辐射平衡值随纬度增高而增大⑤60°
-极地,又逐渐减小。
〈2〉我国大气辐射平衡值随季节变化的地理分布：
①冬季（1月份），西部地区，西藏高原是低值中心（绝对值），新疆是高值中心，东部从南到北减小。
②夏季（7月份）西部西藏高原为绝对值的高值中心，新疆为低值中心。
西藏高原大气为最大冷却区。
③东部由海岸向内陆递减。
西北和四川为最小冷却区。
（∵夏季大气长波辐射＞大气吸收的太阳辐射）
五．地一气系统的辐射平衡
〈1〉全球地一气系统的辐射平衡：
地气系统辐射平衡随纬度的变化：
从赤道～30º
以内的地区，地一气系统辐射差额为正，太阳辐射能的收入大于长波辐射的支出，能量盈余。
从30～90º
地区，地气系统辐射平衡为负，太阳辐射能的收入小于长波辐射的支出，能量亏损。
就全球而言，地一气系统的辐射差额为0。
地气系统辐射平衡的水平分布:
①赤道两侧的低纬度地区为正值并大致成带状分布；
②度线在20-30°
间摆动,大于30°
地区,辐射平衡值为负,小30°
的地区,辐射平衡值为正；
③10°
S-10°
N为一不连续的高值区；
④北非和阿拉伯沙漠地区,有一低纬度的负值中心区。
〈2〉我国地一气系统的辐射平衡：
①冬季（12月份）我国地一气系统的辐射平衡均为负，等值线呈纬向分布
②夏季（6月份）我国地一气系统的辐射平衡均为正，等值线呈纬向分布
③四川盆地和贵州高原是夏季是高值区。
4地球上能量收支
4.1地球上能量收支
地面能量平衡（热量平衡）
1．能量平衡及平衡方程
（1）定义：
地表面——参与吸收太阳辐射的地表薄层。
能量平衡——辐射平衡量转化为其他能量的消耗或补偿之间的平衡。
（2）地面能量平衡方程：
Rg=LE+H+QA+St
2．地表面与大气间的湍流热量交换：
3．地表面与下层土壤（or水层）间的热交换：
4.地面能量平衡
（1）特殊情况下的能量平衡：
1º
在海洋上,年平均垂直热交换量Qs=0,主要是洋流平流输送能量。
能量平衡方程：
Rg=H+LE+QF。
对整个大洋而言,长年平均QF=0。
则Rg=H+LE；
2º
在大陆上，土壤中的平均水平温度梯度很小∴QF=0。
主要是上下层间的垂直热交换，Rg=LE+H+Qs。
年平均:
Qs=0∴Rg=H+LE；
3º
大陆的沙漠地区，Rg=LE+H+Qs，E=0，LE=0，Rg=H+Q。
年平均Qs=0，Rg=H；
4º
夜间，Rg=-F（F:
地面有效辐射）有平衡方程：
-F=H+LE+QA
（2）全球地表面热量平衡分布：
辐射平衡Rg无论在陆地和海洋以及整个地球上均随纬度的增加而减小。
大陆上，最大蒸发潜热出现在赤道附近,在热带高压带的纬度上蒸发潜热急剧减小。
在大洋上,极大值出现在太阳流入量特别大的热带纬度,在赤道附近,显著减少3º
H湍流显热交换，在大陆上，随纬度的增加而减小，极大值出现在热带。
在大洋上，在所有纬度上都较小，随纬度增加稍有增加4º
QF表面下的平流转送）大陆上无QF，在大洋上QF在热带（20º
S～30º
N附近纬度内）传出热量，在较高纬度传入热量，这是中高纬冬季气候温暖的因素。
（3）我国不同地区热量平衡各分量的分布和比较：
我国热量平衡的分布是有规律的，热量平衡各分量的南北差异大于东西差异2º
夏季的辐射平衡值大于冬季的，高纬的年变幅大于低纬的3º
西部地区湍流热交换量大于蒸发耗热量。
东部高纬上半年湍流热交换量大于蒸发耗热量，下半年蒸发耗热量大于湍流热交换量。
中低纬则蒸发耗热量大于湍流热交换量。
土壤热交换量全年变化不大，数值较其他分量小。
4•2热源和冷源
一地表面的冷热源
1地表面的冷热源定义：
当某地表面有热量盈余和向大气输送热量时，称为地面热源区。
当某地表面有热量亏负需要大气向地面补偿热量时称为地面的冷源区。
2地面冷热源的分布：
我国基本是一个热源区，只有在西藏高原地区，东北北部和北疆地区在冬季有1-2个月是冷源区外，其它各地全年各月都是热源区，即使在冬季为冷源区，也是时间不长，范围不大。
4•3大气中的能量平衡
一、大气中的能量平衡——指自地面伸展到大气上界的单位截面垂直空气柱体内热量收支的总和。
Ra+H+Lr+Ca+Da=0
二、大气中热量平衡的分布：
任何纬度上大气辐射平衡都是负值，且随纬度的变化较小2º
凝结潜热和湍流交换热均为正值，该二项补偿了负的辐射平衡值。
在赤道附近，凝结潜热最大，湍流交换热在中纬度地区稍大3º
大气平流输送热量，在赤道附近为负值，主要由凝结潜热来补偿，在高纬地区为正。
三、大气中的热源和热汇——当某地大气中的热量收支为正值，大气便会升高温度或有热量通过大气平流向外输送，则称为热源，否则称为热汇（冷源）。
四、大气中冷热源的分布
4•4地一气系统的能量平衡
一．活动面和活动层
暴露于大气中，借助于辐射作用吸收和放出热量调节邻近层空气及其下层温度状态的表面，称为活动面，具有以上作用的表面层，称为活动层。
二．地气系统的能量平衡
指单位面积下垫面，直至大气上界整个气柱，和该面积下垫面以下的活动层（即温度变化波及深度处）中的能量收支）。
Rs=L（E-r）+Cs+QF+Ds
三．地气系统热量平衡特征：
（1）近赤道带：
辐射平衡值为较大正值,有巨大的热量流入地气系统。
水分交换引起巨大的热流入量，大气平流和海洋平流热量消耗巨大
（2）在热带和一部分副热带区域：
大气平流消耗的热量不大，洋流平流产生的热量调整较小（3）在35°
～45°
间的过渡带附近：
热量平衡各分量的收入和支出接近于平衡，即热量平衡各分量年平均的绝对值都不大（4）在较高纬度：
地气系统的辐射平衡为负，且绝对值随纬度增高迅速增大。
负的辐射平衡由大气平流,水分交换和洋流产生的热流入量补偿。
4•5地球热量平衡各分量的收支分配
一．地球上的热量平衡
二.地球热量平衡模式
5地球上的水分平衡
5.1地球上的水含量
一、地球水概况
二、地球上水分的贮存形式
三、地下水含量：
存在于地层中的水分称为地下水，它包括地壳表层土壤中的水分及地下深层地下水。
四、大气中的含水量（空中水）——汽态：
水汽；
液态：
水滴、雨等；
固态：
雪、霰、雹、冰晶等
5.2地球上的水分循环
一．水分循环的定义：
由于太阳辐射的热力影响，地球表面的水分不断蒸发成水汽，被气流带至空中，在地球引力的作用下，上升冷却的水汽凝结成水滴，降落江河湖海，还有一部分重新蒸发到空中，再冷却凝结降落地面。
成为地面和海洋中的水又会重新蒸发成水汽，再在适当的条件下凝结降落，水的如此不停地往返循环，称为水分循环。
水分的外循环（大循环）：
海洋上蒸发的水汽被带至陆面凝结降落，再流归海洋，这种海陆间的水分交换过程叫水分外循环。
水分的内循环（小循环）：
陆地上的水蒸发后在空中凝结降至大陆，或海洋上的水蒸发后在空中凝结降落到海洋，这种局部的水分循环，称为内循环。
5.3地球上的水平衡
一、地表面的水分平衡
（一）地表面水分平衡——在给定时间内，被研究地区总的收入水量（I）与支出水量（D）的差额，等于该地区内地面水分蓄量的变化（△W），即为该地区内的水平衡。
I-D=△W
（二）全球地表面的水分收支
1．全球地表水分分布特征：
①近赤道带：
r＞Ef＞0,降雨量大于蒸发量有迳流流出②热带：
r＜E，f＜0降雨量小于蒸发量有迳流流入补充蒸发的水量③中高纬r＞E，f＞0降雨量大于蒸发量，有迳流流出④一年内大西洋和印度洋要从北冰洋和太平洋得到相当多的水量⑤降水量、蒸发量和迳流量的最大值出现在南美洲，（该处大部分位于赤道气候带），降水和迳流的最小值在澳洲，蒸发量最小值在欧洲⑥大陆上迳流流出，大洋上迳流流入。
2．我国地表面的水分收支
二、大气中的水分平衡
指某一研究地区在给定的一段时间内，大气柱中的（从地面到大气上界）总收入的水汽量（∑Wai）与总支出的水汽量（∑Wag）之差，等于该地区这一时段内大气柱中水汽含量的变化量△qa。
（一）大气中的水分平衡方程：
∑Wai-∑Wag=△qa
（二）大气中水分收支
（1）水汽含量的变化量△qa：
若
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