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1、word完整版现代气候学总结推荐文档现代气候学第一章 绪论1、气候系统的定义：大气圈、与水圈（海洋）、冰雪圈、岩石圈和生物圈相互作用的整体。气候是天-地-生相互作用下的大气系统的较长时间的平均状态2、天气：某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气现象（风、云、雨、雪、干、湿、雷、电等）及其状态（温度、压强、湿度、密度等）的综合。3、气候： 在某一时间段内气候要素的平均值和变率的统计描述4、现代气候学：在太阳辐射和气候系统各子系统相互作用下，地球上某一区域在某一特定时段内气候要素的平均值和变率的统计状态。气候标准时段：30年（1971-2000年，1980-2010年）5.、现代气候学与传统气候学的

2、区别：传统气候学描述一定区域的气候特点现代气候学研究气候形成和变化的原因，要求预测某个地区或全球范围的各个时间尺度的气候变化，即围绕平衡态的扰动或对平衡态的偏差或距平。6、气候学发展史（1）萌芽时期：世纪中叶以前，感性和经验认识阶段，零碎的定性观察和描述。（2）发展初期：世纪中叶世纪中叶 a）观测方面：气象仪器的发明、建立地面气象观测站和观测网，开始气象要素的观测和积累。 b）理论研究方面：气象学和气候学由单纯定性的描述进入了可以定量分析的阶段，逐渐发展为独立的学科。（3）发展时期 早期：19世纪末20世纪中叶 a）观测方面 地面观测内容更加丰富和精确，观测站网扩大。气象观测从地面向高空发展。

3、 b）理论研究方面 锋面气旋学说 长波理论降雨学说气候学方面：创立了气候型的概念和几种气候分类法、出版了五卷气候学手册（4）近期 a）观测方面 先进的观测技术 常规气象观测网的加密开展大规模的综合观测试验 b）理论研究方面 建立数值模式，进行定量数值模拟试验，使气象学、气候学进入试验科学阶段。 气候学领域中的科学革命。7、现代气候学阶段的三个特点（王绍武，2005）： 从气候变化来研究气候 ； 从气候系统来研究气候； 从气候动力学来研究气候。第二章 气候系统1、气候系统的定义：大气圈、水圈（海洋）、冰雪圈、岩石圈和生物圈相互作用的整体。2、温室效应（大气的保温效应）：大气中的温室气体对太阳辐射

4、的吸收很少，但却能强烈地吸收地面辐射，同时又向地面放射长波辐射，补偿地面因放射辐射而损失的能量，使地面气温升高的效应。3、阳伞效应：气溶胶对太阳辐射的散射和吸收，使到达地面的太阳辐射减弱，引起地面气温的下降，其效应类似于阳伞效果，故称为阳伞效应。4、气候系统的基本特性1) 气候系统是一个复杂的、高度非线性的、开放的巨系统a) 开放的非孤立系统b) 响应时间差异很大，可分为内部系统和外部系统c) 不稳定的高度耗散系统2) 各个气候子系统之间显著的热力学和动力学属性差异a) 热力属性: 空气、水、陆地表面和冰雪面的温度b) 动力属性：风、洋流及其垂直运动和冰体运动c) 水分属性：空气湿度、云量、降

5、水量、土壤湿度、河湖水位、冰雪等。d) 静力属性：大气和海水的密度、压强、大气的组成、海水盐度及气候系统的几何边界和物理常数等。3) 气候系统的反馈过程5、气候系统的反馈过程 反馈：气候系统不同属性（变量）之间的相互作用，引起气候属性的变化，称为反馈。包括正反馈过程和负反馈过程。 正反馈：反馈过程造成的气候变化与原变化同号，使气候变化加剧，产生气候不稳定称为正反馈。 负反馈：反馈过程造成的气候变化与原变化反号，抑制气候的变化和异常，使气候趋于稳定，称为负反馈。 正反馈：冰雪反射率温度 水汽含量红外逸出辐射温度（水蒸气增加温室效应作用加强陆地和海洋表面温度上升产生更多水蒸气。汽是最重要的反馈机制

6、之一，也是唯一最大的正反馈作用。） CO2 海温（海温升高海洋中二氧化碳溶解度减小部分二氧化碳逃逸到大气中温室效应加剧海温升高） 负反馈： （中低）云量多太阳辐射少稳定度大云量少 蒸发量大水面温度低蒸发量小 赤道、极地温差大热量输送大赤道、极地温差小6、气候可预报性第一类可预报性 :初始误差(扰动)随时间增长（确定性预报的时效问题）;第二类可预报性:外强迫变化引起气候变化的模拟和预报能力（大气对外强迫的响应及敏感性）。7、气候系统的研究一、气候监测 二、气候诊断 三、气候重建 四、气候模拟 五、气候预测一、气候监测（1）大气常规观测（2）海洋及系统其他成员的常规观测 CODAS 雪盖、海冰面积

7、 土壤温度及湿度 全球植被（3）非常规观测 太阳常数观测大气中的微量气体（CO2, 甲烷，氯氟碳化物（CFCs） 观测；平流层气溶胶观测（研究火山爆发对气候影响）二、气候诊断定义：根据气候监测结果对气候变化与气候异常作出判断。内容：（1）气候异常的诊断：（2）气候变化的诊断；（3）气候异常事件的诊断；（4）气候变化原因的检测三、气候重建最常用的代用资料：（1）孢粉（2）冰芯（3）树木年轮（4）珊瑚（5）史料分析四、气候模拟： 根据一定的大气或海洋动力学、热力学定律，在给定边界条件下，采用数值计算的方法研究气候。五、气候预测目前我国及世界上大多数国家均把月以上的预报称为短期气候预测。气候预测分为

8、两类：一类采用统计方法，另一类采用动力学数值预报第三章 气候系统的能量平衡1、 辐射的基本定律基尔荷夫(kirchoff)定律：在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力(e,T) 与物体对该波长的吸收率(a,T)的比值，只是温度和波长的函数，而与物体的其它性质无关。即:斯蒂芬波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律：黑体的总放射能力（ET）与它本身绝对温度（T）的四次方成正比。ET T 4维恩(Wien)位移定律：绝对黑体的放射能力最大值对应的波长(m) 与其本身的绝对温度(T)成反比。mT2897103nmK2、 太阳辐射太阳常数：大气上界、日地平均距离处、垂直于太阳光线方向、单

9、位时间、单位面积接收到的所有波长的太阳辐射能。太阳高度角：是指太阳光的入射方向和地平面之间的夹角。天顶角：即入射光线与当地天顶方向（地面法线）的夹角（与太阳高度角互余。太阳赤纬：又称赤纬角，是地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角。3、 太阳高度角计算公式4、 天文辐射（太阳辐射日总量）定义：大气上界,某一天,水平面单位面积接受的日辐射量。公式：任一时刻：5、 大气对太阳辐射的吸收、散射（瑞利散射、米散射）1）大气光学路径：为太阳辐射通过大气介质的质量。2）大气质量（单位面积*光学路径）:光在大气中经过一定长度倾斜路径到达地表面时, 其经历空间中所含大气物质的质量。3）大气质量数(m):

10、实际投射条件下的大气质量与垂直投射下的大气质量的比值。当h在3090时,m可近似地表示为：4）大气透明度P：到达地面的单色辐射强度：大气透明度：是指透过一个大气质量数后的辐射强度与透过前的辐射强度之比，表示辐射通过大气后的削弱程度。5）吸收：大气分子被入射太阳辐射激发，由低能级跃迁到高能级的过程称为吸收。两能级的差就是大气吸收的辐射能量值6）散射：当太阳辐射通过大气时，遇到大气中的各种质点，太阳辐射能的一部分散向四面八方，称为散射。 r0 热源 0 冷源第四章 气候系统的水循环1、气候系统中的水海洋水：海洋是水圈的主体，是地球上水的最大源地。约占地球总水量的96%97%。陆地水：河流；湖泊；沼

11、泽；地下水；冰川。2、气候系统水的更新速度水体的更替周期是指水体在水循环过程中全部水量被交替更新一次所需要的时间，T=W/W。大气水：8日3、水分循环：地球上各种形态的水，在太阳辐射、地球引力以及大气运动等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗以及径流等环节，不断地发生相态转换和周而复始运动的过程。4、水循环类型：外循环（大循环）：水分由海洋输送到陆地，又回到海洋的循环；内循环（小循环）：由海洋（陆地）通过蒸发的水汽，再以降水的形式直接落到海洋（陆地）的循环。6、 水分循环的成因：内因：水的三种状态及其相互转化外因：热力（太阳辐射）和动力（地球引力）条件7、 太阳辐射与重力作用是水循环的基

12、本动力8、水分循环尺度：（1）全球水循环（2）区域水循环（3）水土植系统水循环9、水分循环的意义：水分循环使地球上水体组成一个连续的、统一的水圈，把气候系统五大圈层联立成既互相联系、又互相制约的有机整体。10、水分循环与全球气候：水循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者；水分循环通过对地表太阳辐射能的重新分配，使不同纬度热量收支不平衡的矛盾得到缓解；11、影响水循环的因素：1）气象因素：如风向、风速、温度、湿度等；2）下垫面因素：即自然地理条件，如地形、地质、地貌、土壤、植被等3）人类改造自然的活动：水利措施、农林措施和环境工程措施等12、蒸发：水分从物体表面既蒸发面向大气逸散的现象。蒸散

13、：植被地段的地面蒸发和植物蒸腾统称为蒸散。13、蒸发率：单位时间从蒸发面单位面积上逸散到大气中的水分子数与从大气中返回到蒸发面的水分子数的差值（当为正值时）称为蒸发率（或地面水汽输送通量），用于表示蒸发面蒸发快慢的特征量，是蒸发现象的定量描述。14、蒸发的计算1、涡动相关法2、整体空气动力学方法3、通量梯度方法4、气候学计算方法15、降雨：云中的液态或固态水在重力作用下，克服空气阻力，从空中降落到地面的现象，称为降水.形成条件：1、水汽，降水形成的物质基础；2、水汽凝结的动力条件.16、径流：流域的降水，由地面与地下汇入河网、流出流域出口断面的水流。形成过程：由降水到水流汇集至出口断面的整个物

14、理过程。1、 降水过程2、 流域的蓄渗过程：植物截留、下渗、洼地蓄水等过程；3、 坡面漫流过程；4、 河网汇流阶段.17、水量平衡概念:水分循环的数量表示，即任一区域在某一时段内,水分收入与支出的差等于该区域在该时段内的水量变化,长期意义下,任一区域水量保持收支平衡.18、地面水量平衡方程：通用形式：陆地：海洋：19、大气的水分平衡：定义：某一地区在给定的一段时间内，大气柱中总收入的水汽量与总支出的水汽量之差，等于该地区这一时段内大气柱中水汽含量的变化量。20、地气系统的水分平衡：第五章 大气系统的平均状态1、平均温度结构对流层平流层中间层热成层散逸层2、平均大气环流：大气环流：一般是指具有世

15、界规模的、大范围的大气运行现象，既包括平均状态，也包括瞬时现象，其水平尺度在数千公里以上，垂直尺度在10km以上，时间尺度在数天以上。3、大气活动中心有的长年都存在，仅范围和强度有所变化，永久性活动中心（多出现在海洋）：亚速尔高压、北太平洋副热带高压、冰岛低压、阿留申低压有明显的季节变化，只在某些季节存在，称为半永久性活动中心（多出现在大陆）：蒙古高压（西伯利亚高压）、亚洲低压、北美高压、北美低压4、冬夏季海平面气压的主要特征北半球中高纬度：1月北半球中高纬海平面气压场的大气活动中心：阿留申低压、冰岛低压、蒙古高压和北美高压。7月北半球的大气活动中心：太平洋副高、大西洋副高、南亚热低压、北美热

16、低压和冰岛低压。 低纬度：南北半球之间的赤道地区是一个低压带，称赤道槽或赤道辐合带（ITCZ）。南半球中高纬度：南半球40S以南，无论冬夏，等压线几乎与纬圈平行 。它的北侧副热带的三个大洋上终年保持三个高压中心，它们就是南太平洋副高、南大西洋副高和印度洋高压。 5、冬夏季对流层中部的平均环流 的主要特征 槽脊：冬季500hPa平均环流呈三槽三脊型 ；7月北半球西风带的平均槽脊增加到四个。冬夏南半球西风带平均槽脊都不明显 。 极涡：极涡的中心都不在南北极。 1月北半球的极涡有两个中心，7月只有一个中心。南半球极涡无论冬夏都只有一个中心。 急流：1月平均最大地转西风轴线比7月偏南。 7月北半球最大

17、平均地转西风轴线向北推移约20个纬度，强西风中心的风速显著减弱，仅及1月中心风速的一半。 副高：7月副热带高压比冬季显著增强。副高脊线冬季约位于15N，夏季则向北推移到25-30N附近。6、季风：一般地说，季风指近地面层冬夏盛行风向接近相反且气候特征明显不同的现象，是大气环流季节变化的一种最典型的情况。7、季风的形成因素：（1）海陆分布作用（2）行星风带季节位移的作用（3）青藏高原作用 热力作用 夏季：热源（低层形成强大热低压，盛行气旋性环流）。有助于高层南亚高压和东风急流的形成和维持，这与印度西南季风的爆发有直接的关系。 冬季：冷源 动力作用 a:对气流的分支、绕流和汇合作用 b:对气流的爬

18、越作用 c:对气流的屏障作用8、气候的地带性：气候系统中的能量、大气运动及气候要素在空间上的分布都具有一定带状特征。这种带状分布近似于与纬圈一致，因此气候的差异也具有一定的带状特征。气候的非地带性：原因：水平方向的海陆分布、垂直方向随海拔高度的变化植被生长的关键：温度和降水第六章 海气相互作用1、海气相互作用的基本含义：海洋通过加热影响大气运动，大气运动通过切应力对海流产生影响，使海水产生风吹流和上翻运动，使海温分布发生变化，从而影响到加给大气的热量。2、海洋在气候形成和变化中的重要性（1）海洋是大气的主要能量供应源（2）海洋是大气水分的主要供应地（3）海洋对气候具有重要的调节作用（4）海洋对

19、温室效应的缓解作用3、海、陆物理特性的差异（1）海、陆面积的差异（2）海、陆表面辐射特性的差异（3）海、陆向大气热量输送的差异（4）海、陆向下热量输送的差异（5）海、陆表面的摩擦阻力的差异4、海、陆分布对气候的影响1、海、陆分布对环流的影响（1）海陆分布对西风扰动的影响：使平直气流产生了槽脊波动（2）海陆分布对季风的影响2、海、陆分布对气温的影响（1）夏季海面气温低于陆地，冬季相反；（2）海面气温的日较差和年较差都小于陆面.3、海、陆分布对大气水份和降水的影响（1）对空气湿度的影响：海面上的空气湿度大于陆地.（2）对雾的影响：海洋、陆地哪个多平流雾、哪个多辐射雾？（3）对降水的影响 对流雨：陆

20、地上主要出现在夏季午后，海洋上出现在冬季夜间。 地形雨：陆地上 锋面雨与气旋雨：海洋多于陆地5、雾：雾形成的条件一是冷却，二是加湿，三是有凝结核。海洋上多发生平流雾，陆地上多发生辐射雾。6、根据海水垂直分布的特点,可分为三层:由海面向下数十米左右的表层一般称为混合层,以下100-1500m的范围叫温跃层,再下就是底层. 7、海洋环流：海水及海水中各种物理量、化学量循环于世界大洋的一种自然现象，简称海流。海流按其成因分为两种：风生环流：大洋中由盛行的稳定风系所生成的海流，自成循环体系。动力学原因所生成的海流，亦是通常所说的洋流。热盐环流：由于广大洋面受热、冷却、蒸发和降水不均匀所造成的海水温度和

21、盐度变化，导致密度分布的不均匀形成的热力学海流，称为热盐环流，也成温盐环流。8、大洋环流形成的根本原因：风应力、热通量、淡水通量9、太平洋海温西高东低的原因：1） 秘鲁寒流沿着大陆两侧北上，其中一部分在赤道附近变成南赤道海流后向西移动2） 沿低纬海域由东向西吹的信风使赤道附近的暖水积蓄在太平洋西侧，通常称为暖池3） 相随于信风沿赤道吹东风，太平洋东侧下层冷海水涌升到海表面10、暖池：热带西太平洋是全球海温最高的海域，常年维持着28以上的高温，全球大约90%的暖海水集中在这里，故称西太平洋暖池。11、盐度最高：红海盐度最低：波罗的海12、海洋环流对气候的影响1）海洋环流的热量输送 经向输送：约占

22、总经向输送的33% 纬向和垂直方向输送2）海洋环流的水份输送3）海洋环流对气温的影响：调节了低纬和高纬的温差4）海洋环流对降水的影响：暖流沿岸多降水，冷洋流沿岸多雾13、海-气能量转换的物理过程1）海-气界面能量交换（潜热大于感热）辐射感热潜热2）海-气动量交换大气运动给海面以应力向海面输送水平动量一部分形成风浪、一部分形成洋流的动能 3）海-气界面的物质交换过程蒸发与降水海盐交换CO2 和O2的交换14、厄尔尼诺（SOI负值）：海洋异常现象，用来指赤道中、东太平洋每隔几年发生的大规模表层海水持续半年以上异常偏暖的现象。拉尼娜（SOI正值）：赤道东太平洋海温低于正常值的事件。南方涛动：大气环流

23、异常，用来描述热带太平洋地区和热印度洋地区的气压场（SLP）反相变化的跷跷板现象。 (塔希堤岛与达尔文的SLP差值SOI南方涛动指数)15、沃克环流：赤道东太平洋下沉，西太平洋上升，地面为偏东风，高层为西风的纬向垂直环流称为沃克环流。16、ENSO的特点1）沿着赤道，东太平洋斜温层加深，西太平洋斜温层变浅。2）自东太平洋开始逐渐向西，出现正海表面温度距平，到达冬季为最强。3）ENSO开始时，在东太平洋正的海表面温度距平的增强，较弱了沃克环流在此的下沉支，而西太平洋与之相反。17、偶极子模（IOD）基本概念：赤道东南印度洋海水异常变冷，赤道西印度洋海水异常变暖，即西暖东冷为正偶极子事件，反之为负

24、偶极子事件。18、ENSO事件对我国短期气候的可能影响 东北夏季低温（厄尔尼诺） 我国东部地区的夏季降水异常（厄尔尼诺 洪涝） 西太平洋副高强度和西伸强度的年际变化 西太平洋台风活动（厄尔尼诺抑制台风）第七章 陆面过程1、陆面过程（也称为陆-气相互作用）：是指发生在陆地表面的热力、动力、水文以及生物物理、生物化学等一系列复杂过程，以及这些过程与大气的相互作用。（1）陆面物理过程；（2）陆面生物化学过程；（3）陆面生态过程。2、陆面过程的重要性（1）陆面与大气存在各种时、空尺度的相互作用和动量、能量、物质 （水汽及 CO2 等）及辐射的交换过程在很大程度上受陆面状况的影响，陆面状态的变化必将改变

25、上述交换过程，进而，对大气和气候产生影响。（2）陆面为大气运动提供下边界条件（3）气候系统对陆面特性的变化十分敏感3、植被对陆面过程的主要作用：（1）对降水和辐射拦截作用（2）辐射的吸收（3）蒸散（4）改变土壤湿度（5）改变动量输送（改变地表粗糙度）（6）生物通量输送4、下垫面性质的变化对局地气候影响的基本过程1）通过影响反射率，影响地面辐射差额；2）影响水分存储、渗透和热容量的大小：影响地面温度和土壤湿度;3）影响地面与上层大气的湍流显热交换：对气温高低产生直接影响;4）影响地面与上层大气的湍流潜热交换：对空气湿度产生直接影响;5）影响地面粗糙度：对地面风速产生直接影响.5、陆面过程模拟两大类: （1）单点、区域或全球的离线（offline）模拟试验 （2）区域或全球的陆气耦合（coupling）模拟第八章 冰雪圈与气候1、冰雪圈的作用1.冰