气象学与气候学

第一章 引论

第一节 气象学、气候学研究的对象、任务和发展简史

一. 气象学与气候学研究的对象和任务：

由于地球的引力作用，地球周围聚集着一个气体圈层，构成了所谓的大气圈。

地球表面没有任何地点不在大气圈的笼罩之下；它又是如此之厚，以致地球表面没有任

何山峰能穿过大气层。大气圈是人类地理环境的重要组成部分。

1. 气象学研究的对象和内容：

气象学：研究大气现象和过程，探讨其演变规律和变化，并直接或简介用之于指导生产

实践为人类服务的科学。

气象学研究的基本内容：（1）把大气当作研究的物质客体来探讨其特性和状态；（2）

研究导致大气现象发生发展的能量来源、性质及其转换；（3）研究大气现象的本质，从而

能解释大气现象，寻求控制其发生、发展和变化的规律；（4）探讨如何应用这些规律，为

预测和改善大气环境服务。

2. 气候学及其研究的内容：

天气和气候：天气是指某一地区在某一瞬时或某一短时间内大气状态和大气现象的综

合。气候是指在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动长时间相互作用下，在某一时

段内大量天气过程的综合。

气候学：研究气候形成、分布和变化的科学。

二. 气象学与气候学研究的发展简史：

1. 萌芽时期：

时间：十六世纪中叶以前。

特点：由于人类活动和生产的需要，进行了一些零星的、局部的气象观测，积累了一些

感性认识和经验，对某些天气现象做出了一定的解释。这时期从学科性质上来讲，气象学与

天文学是混在一起的，具有天象学的性质。

主要成就：

2. 发展初期：

时间：十六世纪中叶到十九世纪末。

特点：气象学、气候学与天文学逐渐分离，成为独立的学科。

主要成就：

3. 发展时期：

时间：20世纪以来。

特点：摆脱了定性描述阶段，进入到定量试验阶段，从认识自然，逐步向预测自然、控

制和盖在自然的方向发展。这一时期又可分为早期和近期两个阶段。

1）早期：20世纪的前50年

气象学的重要进展：锋面学说；长波理论；降雨学说。

气候学的重要进展：气候分类；动力气候学；小气候研究。

2）近期：20世纪50年代以后

特点：开展大规模的观测试验；对大气物理现象进行数值模拟试验；把大气作为一个整

体进行研究；气候系统概念的提出；人类活动与气候相互影响研究等等。

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三. 气象学与气候学和自然地理学的关系：

1. 自然地理学研究的对象和内容：

一般认为，自然地理学是研究地球表层自然环境的学科。自然地理学是以人类赖以生存

的地球表层自然环境的区域特征、区域分异及其发展过程与变化规律为研究对象的。

从自然地理学的研究对象出发，自然地理学的研究内容主要包括：

（1）人类赖以生存的地球表层自然环境的组成、结构及其区域分异规律；

（2）人类赖以生存的地球表层自然环境系统的成因与规律；

（3）人类赖以生存的地球表层自然环境系统的运行机制；

（4）人类与地球表层自然环境的相互作用、相互影响；

（5）地球表层自然环境的评估、预测、规划、管理、优化、调控。

2. 自然地理学与地球表层系统：

地球系统：地球表层系统、地球内部系统。

地球表层系统：地球表层自然系统——自然地理学；地球表层人文系统——人文地理学。

地球表层自然系统包括：大气圈——大气科学；水圈——水文学；岩石圈——地质学；

生物圈——生物学。

自然地理学是大气科学、水文学、地质学与生物学的交叉学科或边缘学科。

第二节 气候系统概述

一. 气候系统的基本概念：

1. 气候与气候系统：

气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候

形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。

2. 大气圈：

大气圈是气候系统中最活跃、变化最大的组成部分。

1）大气圈的组成：

大气是由多种气体混合组成的，此外，还悬浮由一些固体杂质和液体微粒；

大气的气体组成成分：主要成分——氮、氧、氩，99.96％；微量气体成分——二氧化

碳、臭氧、甲烷等；

干洁空气：90km以下可以看成是分子量为28.97的“单一成分”的气体；

大气中臭氧的形成、分布与作用；

大气中的二氧化碳；

大气中的水汽；

大气气溶胶粒子。

2）大气的结构：

大气的上界：物理上界——1200km；着眼于大气密度，约2000－3000km。

大气的垂直分层：观测证明，大气在垂直方向上的物理性质是有显著差异的。根据温度、

成分等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气分为五层：

（1）对流层：

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范围：～对流层顶（对流层顶高度的纬度、季节变化）

主要特征：气温随高度增加而降低；垂直对流运动显著；气象要素水平分布不均匀。

对流层的分层：行星边界层（或摩擦层）、自由大气、对流层顶。

（2）平流层：

范围：对流层顶～55km左右。

主要特征：随高度的增高，气温最初保持不变或微有上升，约30km以上，气温随高度

增加而显著升高；气流比较平稳，垂直混合运动显著减弱；水汽含量极少。

（3）中间层：

范围：平流层顶～85km左右。

主要特征：气温随高度增加迅速下降；垂直运动强烈；水汽含量更少；电离层D层。

（4）热层：

此层没有明显的顶部。有人观测在250～500km；有人认为可达800km。

主要特征：气温随高度增加迅速升高；空气处于高度电离状态；在高纬度晴夜，可出现

极光。

（5）散逸层：

是大气的最高层，又称外层。

主要特征：该层的主要特点是大气粒子经常散逸至星际空间，是大气圈与星际空间的过

渡地带。

3、水圈、陆面、冰雪圈和生物圈：

1）水圈：

水圈包括海洋、湖泊、江河、地下水和地表上的一切液态水，其中海洋在气候形成和变

化中最重要。

海温的垂直变化：表层暖层、斜温层、冷水层。

海洋在气候系统中具有最大的热惯性，是一个巨大的能量贮存库。

2）陆面：

岩石圈、陆地表面；岩石圈变化时间尺度长；陆面的动力作用和热力作用。

3）冰雪圈：

冰雪圈包括大陆冰原、高山冰川、海冰和地面雪盖等。

冰雪圈的变化尺度：陆地雪盖——季节变化；海冰——季节到几十年际的；大陆冰原和

冰川——几百甚至到几百万年。

冰雪圈对地表热量平衡的影响：很大的反射率；阻止地表和大气间的热量交换。

4）生物圈：

对气候变化很敏感，反过来影响气候。

对大气和海洋的二氧化碳平衡、气溶胶粒子的产生以及其他与气体成分和盐类有关的化

学平衡等的作用。

二. 气候系统的基本性质：

1. 气候系统是一个复杂的、高度非线性的、开放的巨系统：

1）气候系统是一个开放系统：

气候系统与其外空间的物质交换是微乎其微的。从这个意义上，气候系统可以被看作是

一个封闭系统。

气候系统与外空间有能量交换。从这个意义上，气候系统是一个开放系统。

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2）气候系统是一个复杂的系统：

无论从描述气候系统的物理量的空间分布和时间变化上讲，还是从气候系统中发生的过

程类型上讲，气候系统都是非常复杂的。

3）气候系统是一个高度非线性的系统：

气候系统中的重要过程：物理过程、化学过程和生物过程。

气候系统中发生的重要过程是气候系统各组成部分之间相互作用和相互影响的具体表

现，是气候系统表现出高度非线性的根本原因。

2. 气候系统的热力学和动力学属性：

气候系统各部分之间热力学和动力学属性的显著差异。

3. 气候系统的稳定性：

气候系统的稳定性（广义）是气候系统演变的重要性质。

气候系统稳定性的两个制约因素：能量收支方面的外部因素、气候系统内部的性质。

气候系统的稳定性是相对的。

4. 气候系统的反馈过程：

反馈机制对系统起内部控制作用，它来自于两个或更多子系统之间一种特殊的耦合或调

整。在反馈过程中一部分输出又返回来充作输入，其结果是系统的净响应有了变化。反馈机

制既可增强最终的输出结果(正反馈)，也可以减弱输出结果（负反馈）。

反馈过程举例：正反馈过程——冰雪反照率反馈、水汽反馈、二氧化碳反馈；负反馈过

程——云反馈。

气候系统的敏感性和稳定性与反馈机制。

5、气候系统的可预报性：

Lorenz把气候预报分为两类，第一类是与时间有关的，即习惯上的气候预报问题；第

二类是与时间无关的，对应于敏感性问题。

气候系统的可预报性与外部强迫及内部过程的特性有关。

三. 气候系统演变的时空尺度：

1. 气候系统变化的多空间尺度性：

气候系统的热力学状态和动力学状态具有空间分布上的不均匀性。这种空间不均匀性的

尺度在量级上有一个非常宽的范围。

2. 气候系统的变化的多时间尺度性：

气候系统的变化具有多时间尺度性。观测事实和古气候证据表明地球上的气候在过去发

生了很大的变化，其变化有一个非常宽的时间谱，从月际到几亿年都有。

第二章 气候系统的热力过程

第一节 辐射的基本知识

一. 辐射的基本概念：

1. 辐射：

自然界中的一切物体过程都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为

辐射。通过辐射传播的能量称为辐射能，也简称为辐射。

2. 辐射能基本特征量：

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辐射通量密度：单位时间内通过单位面积的辐射能量称辐射通量密度，单位W/m。

物体的放射能力：物体表面，在单位时间内、单位面积上射出的辐射能，单位W/m。

辐射强度:单位时间内，通过垂直与选定方向上的单位面积（对球面坐标，即单位立体

角）的辐射能，单位W/m或W/sr。

辐射强度和辐射通量密度的关系。

3. 物体对辐射的反射、吸收与透射：

物体所吸收的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的吸收率。

物体所反射的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的反射率。

透过物体的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的透射率。

物体的吸收率、反射率和透射率的关系：α＋γ＋d＝1

物体的吸收率、反射率和透射率大小随辐射的波长和物体的性质而改变。

二. 热辐射基本定律：

1. 普朗克定律：

普朗克定律表明，黑体所放射的能量的大小和性质完全由它的温度决定。黑体所放射的

单色辐射强度B(T)的表达式如下：

λ

2

2

2

上式中，B(T)是单位时间内单位面积在单位立体角内单位波长范围内的辐射能量；h

λ

＝6.63×10Js 是普朗克常数；k＝1.38×10JK 是玻耳兹曼常数。

-23-23-1

2. 斯蒂芬－波尔兹曼定律：

物体放射放射能力与温度和波长的关系。

斯蒂芬－波尔兹曼定律：根据研究，黑体总的放射能力与它本身的绝对温度的四次方成

正比，即

-824

上式中，σ＝5.67×10W/(m*K) 为斯蒂芬－波尔兹曼常数。

3. 维恩位移定律：

维恩位移定律：黑体的单色辐射强度极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，即

λmT＝C

上式中，如果波长以微米为单位，C=2896μm*K。

4. 基尔霍夫定律：

基尔霍夫定律：在热力平衡条件下，任何物体的波长为λ的放射辐射强度I与吸收率

λ

的比值和物体的性质无关，这一比值只是波长和温度的函数，即

I / a = f(λ,T)

λλ

第二节 太阳辐射的传输过程

太阳辐射光谱：太阳辐射中辐射能按波长的分布。太阳辐射的波长范围：大约在0.15~4

微米之间。在这段波长范围内，又可分为紫外光区、红外光区和可见光区。太阳辐射的能量

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主要分布在可见光区和红外区，前者占太阳辐射总量的50％，后者占43％。紫外区只占能

量的7％。

太阳常数：就日的平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的平面上，单位面积、单位

时间内获得的太阳辐射能量。1981年世界气象组织推荐的太阳常数最佳值为1367（±7）W/m。

2

一. 到达大气上界的太阳辐射：

1. 影响到达大气上界的太阳辐射的因素：

天文辐射：太阳辐射在大气上界的时空分布是由太阳与地球间的天文位置决定的，又称

天文辐射。

日地距离与天文辐射；太阳高度与天文辐射；白昼长度与天文辐射。

2. 大气上界太阳辐射的时空分布特征：

1）天文辐射随纬度的分布；

2）天文辐射的季节变化。

二. 太阳辐射在大气中的减弱：

太阳辐射光谱穿越大气厚的主要变化：总辐射能有明显地减弱；辐射能随波长的分布变

得极不平衡；波长短的辐射能减弱更为显著。

产生这些变化的原因是大气对太阳辐射的吸收、散射和反射。

1. 大气对太阳辐射的吸收：

太阳辐射被大气吸收后转变为热能，从而使得到达地面的太阳辐射减弱。

大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。

大气中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质对太阳辐射的吸收特性。

大气对太阳辐射吸收的总的特点：大气对太阳辐射的吸收是有选择性的；大气对太阳辐

射的吸收带主要位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而大气直接吸收的太阳辐射并不

多。

2. 大气对太阳辐射的散射：

散射不像吸收那样把辐射能转变为热能，而只是改变辐射的方向。

分子散射（蕾利散射）：概念和特点。

粗粒散射：概念和特点。

3. 大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射：

上述三种方式中，反射作用最重要，尤其是云层对太阳辐射的反射最为明显；散射作用

次之；吸收作用相对最小。

4. 太阳辐射在大气中的减弱规律：

三. 到达地面的太阳辐射：

1. 到达地面的太阳直接辐射：

以平行光的形式直接投射到地面上的太阳辐射称为太阳直接辐射。

影响到达地面的太阳直接辐射的因子：太阳高度角、大气透明系数。

直接辐射的时空变化特征。

2. 到达地面的太阳散射辐射：

经过散射后投射到地面上的太阳辐射称为散射辐射。

影响到达地面的太阳散射辐射的因子：太阳高度角、大气透明系数。

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3. 到达地面的太阳总辐射：

到达地面的太阳总辐射是指到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和。

可能总辐射和有效总辐射的概念。

总辐射的时空变化。

四. 地面对太阳辐射的反射：

地表对太阳辐射的反射率决定于地表面的性质和状态。

第三节 地－气系统的长波辐射传输过程

一. 地面辐射和大气长波辐射 ：

地面辐射和大气辐射的95％以上的能量都集中在3－120微米的波长范围内，其辐射能

最大波长在10－15微米范围内，故地面和大气辐射称为长波辐射，太阳辐射称为短波辐射。

二. 地—气间的长波辐射交换：

1. 大气对地面辐射的吸收：

大气对地面长波辐射的吸收非常强烈。

大气中对地面长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等。

大气对地面长波辐射的吸收是有选择性的。

2. 地面有效辐射：

大气逆辐射及大气的保温效应。

地面有效辐射：地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差。

第四节 全球能量平衡

一. 气候系统的辐射收支：

辐射差额：物体收入的辐射能与支出辐射能的差值。

辐射差额与物体温度的变化。

1. 地面辐射差额：

某段时间内单位面积地表面收入和支出辐射能的差值称为地面辐射差额。

地面辐射差额的表达式；影响地面辐射差额的因子；地面辐射差额的时空变化。

2. 大气辐射差额：

大气辐射差额的定义、表达式。

3. 地—气系统辐射差额：

地气系统辐射差额的定义、表达式。地气系统辐射差额的纬度变化。

二. 全球能量平衡模式：

第二章 气候系统的热力过程

第五节 大气热力学基础

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一. 热力学的基本概念与方程：

1. 热力学基本概念：

系统的平衡态和非平衡态、系统的态函数（主要介绍系统的内能和熵的概念）、过程（过

程、准静态过程与非静态过程、可逆过程与不可逆过程）、系统与外界交换能量的方式。

2. 大气状态方程：

1）主要气象要素：

气象要素是指表示大气属性和大气现象的物理量，如气温、气压、湿度、风向、风速、

云量、降水量、能见度等等。

（1）气温：气温的单位与测量；

（2）气压：气压的定义、单位；

（3）湿度：水汽压和饱和水汽压、饱和差、相对湿度、比湿、水汽混合比、露点。

（4）风：空气的水平运动称为风。风向和风速的表示。

（5）云量；

（6）能见度。

2）大气状态方程：

（1）理想气体的状态方程：

理想气体状态方程的一般形式：

对于标准状态下，1摩尔气体来讲，理想气体状态方程：PV=R*T ，式中R*对1摩尔任

何气体都适用，称普适气体常数。

对于标准状态下，M克气体来讲，理想气体状态方程：P=ρRT ，式中R= R*/μ(μ为气

体的克分子量)，称为比气体常数。

（2）干空气状态方程：

干空气状态方程：P=ρRT ，式中R= R*/μ

ddd

（3）湿空气状态方程：

湿空气的状态方程：P=ρRT，式中T称为虚温。

vv

虚温的物理意义。

二. 应用于大气的热力学基本定律：

1. 热力学第一定律：

1）功、内能和热量：

（1）功：通过作功可以改变系统的状态；功的种类

（2）内能：

内能包括系统内的分子热运动能量、分子间势能和分子内的势能、分子内部和原子内部

运动的能量、电场能、磁场能等；

温度变化不大时，系统状态的变化主要由热运动的能量、分子间势能的变化引起的，其

他形式的运动能量不改变；

内能时状态函数：对于一定质量的某种气体，内能一般是温度、体积和气压的函数；对

于理想气体，内能只是温度的函数。

（3）热量：

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传热可改变系统的状态，其条件是系统和外界的温度不同；

传热的微观本质是分子的无规则运动能量从高温物体向低温物体传递；

传热过程中所传热运动能量的多少。

2）热力学第一定律：

热力学第一定律的表示：对于一无限小过程，dQ=dE+dW；

叙述：系统从外界吸收的热量等于系统内能的增量和系统对外界做功之和；

热力学第一定律是热现象中能量转化与守恒定律，适合于任何系统的任何过程。

热力学第一定律在气象上的常用形式：

2. 热力学第二定律：

热力学第一定律是热现象中能量转化与守恒定律，一切热力学过程都应该满足能量守

恒；热力学第二定律告诉我们，过程的进行还有方向性的问题（满足能量守恒的过程不一定

都能进行）。

1）自然过程的方向性：

功热转换的方向性：功可以转换为热，可自动进行；但热转换为功不能自动进行；

热传导的方向性：热量可以自动地从高温物体传向低温物体，但相反的过程却不能发生，

即热量不可能自动地从低温物体传向高温物体；

气体绝热自由膨胀的方向性：气体向真空中绝热自由膨胀的过程是不可逆的；

一切与热现象有关的实际宏观过程都是不可逆的；

2）热力学第二定律

（1）克劳修斯( Clausius )叙述：热量不能自动地从低温物体传向高温物体。

（2）开尔文( Kelvin )叙述：其唯一效果是热全部转变为功的过程是不可能的。

三. 空气的增温和冷却过程：

绝热变化和非绝热变化

1. 气温的非绝热变化过程：空气与外界交换热量的方式：传导、辐射、对流、湍流、

蒸发和凝结。

2. 大气中的干绝热过程：

1）干绝热过程与泊松方程：

绝热过程：在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程。在大气中，

作垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。

干绝热过程：当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程。

泊松方程：

干绝热直减率：定义，表达式的推导；干绝热直减率与气温直减率。

位温：概念，性质。

3. 大气中的湿绝热过程：

湿绝热直减率、假相当位温

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第六节 大气温度的时空分布

一. 气温的时间变化：

1. 气温的周期性变化：

1）气温的日变化：

（1）在一日之内有一个最高值，一般出现在午后14时左右，一个最低值，一般出现在

日出前后。一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差，其大小反映气温日变化程

度。

（2）气温日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。

2）气温的年变化：

（1）地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。就北半

球来说，中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1月为最低，海洋上的气温以8月为最高，

2月为最低。一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差。

（2）气温日较差的大小与纬度、海陆分布等有关。

2. 气温的非周期性变化

二. 气温的空间分布：

1. 气温的水平分布：

1）影响气温水平分布的主要因素：纬度、海陆、高度；

2）气温水平分布的表示：等温线图；

3）气温水平分布的基本特征：

（1）全球平均气温的分布图上，赤道地区气温高，向两级逐渐降低；

（2）冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，夏季相反；

（3）最高温度带冬季在北纬5－10度处，夏季在北纬20度左右；

（4）南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。北半球仅夏季最低气温出现在极地附

近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。

2. 气温的垂直变化：

1）在对流层中，总的情况是气温随高度增加而降低，气温直减率平均为0.65℃/100m；

2）在一定条件下，对流层也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。

逆温现象形成的主要过程：辐射逆温、湍流逆温、下沉逆温、平流逆温等。

第三章 大气圈的静力学特征

第一节 静力学方程与压高公式

一. 大气静力学方程：

假设大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受铅直

气柱的重量。见下图，在大气柱中截取面积为1cm，厚度为△Z 的薄气柱。设高度Z 处的

2

1

气压为P，高度Z 处的气压为P，空气密度为ρ，重力加速度为g。在静力平衡条件下，

122

Z 面上的气压P和Z 面上的气压P 间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量，

1122

即：

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P-P=-△P=-ρg（Z-Z）=-ρg△Z

2121

式中负号表示随高度增高，气压降低。若△Z 趋于无限小，则上式可写成：

-dP=ρgdZ

这就是气象上应用的大气静力学方程。方程说明，气压随高度递减的快慢取决于空气密

度（ρ）和重力加速度（g）的变化。重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压

随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。在密度大的气层里，气压随高递减得快，反之则

递减得慢。实践证明，静力学方程虽是静止大气的理论方程，但除在有强烈对流运动的局部

地区外，其误差仅有1％，因而得到广泛应用。

二. 压高公式：

为了精确地获得气压与高度的对应关系，通常将静力学方程从气层底部到顶部进行

积分，即得出压高方程：

式中，P1、P2分别是高度Z1和Z2的气压值。该式表示任意两个高度上的气压差等于

这两个高度间单位截面积空气柱的重量。用状态方程替换式中的ρ，得：

该式就是通用的压高方程。它表示气压是随高度的增加而按指数递减的规律。而且在大

气低层，气压递减得快，在高层递减得慢。在温度低时，气压递减得快，在温度高时，递减

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得慢。利用上式原则上可以进行气压和高度间的换算，但直接计算还比较困难。因为在公式

中指数上的子式中，g和T 都随高度而有变化，而且R 因不同高度上空气组成的差异也会

随高度而变化，因而进行积分是困难的。为了方便实际应用，需要对方程作某些特定假设。

比如忽略重力加速度的变化和水汽影响，并假定气温不随高度发生变化，此条件下的压高方

程，称为等温大气压高方程。在等温大气中，上式中的T 可视为常数。

实际大气并非等温大气，所以计算实际大气的厚度和高度时，必须将大气划分为许多薄

层，求出每个薄层的tm，然后分别计算各薄层的厚度，最后把各薄层的厚度求和便是实际

大气的厚度。

第二节 气压场的基本形式

一. 气压场的表示方法：

基本概念：等高面、等压线、等压面、等高线、位势高度

二. 气压场的基本形式

气压场的几种基本形式

第三节 气压的时空分布

一. 气压随时间的变化：

气压变化的实质就是该地上空空气柱重量增加或减少的反映，而空气柱的重量是其质量

和重力加速度的乘积。重力加速度通常可以看作是定值，因而一地的气压变化就决定于其上

空气柱中质量的变化，气柱中质量增多了，气压就升高。质量减少了，气压就下降。空气柱

质量的变化主要是由热力和动力因子引起。热力因子是指温度的升高或降低引起的体积膨胀

或收缩、密度的增大或减小以及伴随的气候辐合或辐散所造成的质量增多或减少。动力因子

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是指大气运动所引起的气柱质量的变化，根据空气运动的状况可归纳为三种情况：水平气流

的辐合和辐散与气压变化、密度平流与气压变化、垂直运动与气压变化。

气压的周期性变化是指在气压随时间变化的曲线上呈现出有规律的周期性波动，明显的

是以日为周期和以年为周期的波动。

二. 气压系统及其随高度的变化：

静力平衡下气压系统随高度的变化同温度分布密切相关。因此气压系统的空间结构往往

由于与温度场的不同配置状况而有差异。当温度场与气压场配置重合（温度场的高温、低温

中心分别与气压场的高压、低压中心相重合）时，称气压系统是温压场对称，此时该系统中

水平面上等温线基本平行。系统中包括暖性高压、冷性低压和暖性低压、冷性高压。当温度

场与气压场的配置不重合时，称气压系统是温压场不对称，此时中心轴线不是铅直的，而发

生偏斜。

第四节 大气稳定度

一. 大气静力稳定度：

大气稳定度是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。它表示

大气层中的个别空气块是否安于原在的层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。

大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（γ）与上升空气块的干绝热直减率（γ）

d

或湿绝热直减率（γ）的对比来判断。

m

一般情况下可以有以下几点结论：

1. γ愈大，大气愈不稳定；γ愈小，大气愈稳定。如果γ很小，甚至等于零（等温）

或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。所以习惯上常将逆温、等温以及γ很小的气层

称为阻挡层。

2. 当γ＜γ时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对

m

稳定；当γ＞γ时则相反，因而称为绝对不稳定。

d

3. 当γ＞γ＞γ 时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；

dm

对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。这种情况称为条件性不稳定

状态。

二. 大气不稳定能量：

不稳定能量就是指气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的那部分能

量。一般情况下，常把某一时刻气层实际的气温随高度分布曲线绘在T-E（高度）坐标系中，

并称之为气层的层结曲线，同时常把E坐标变换为P坐标，例如T-lnP坐标（如图）。气层

中的某一气块若作绝热上升或下沉运动，这时气块温度随高度的变化曲线称之为该气块的状

态变化，显然，不同的气块状态曲线不同。气层能提供给气块的不稳定能可分为下述三种情

况（如下图）：

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不稳定型 稳定

型 潜在不稳定型

三. 位势不稳定：

前面对稳定度的讨论，都是针对气层中空气块的垂直运动而言。在实际大气中，有

时整层空气会被同时抬升，在上升的过程中，气层的稳定情况也会发生变化，这样造成的气

层不稳定，称为位势不稳定。

第四章 大气圈的动力学特征

第一节 大气运动方程

一. 作用于大气的力：

气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力

二. 大气运动方程：

大气运动方程是描述作用于空气微团上的力与其所产生的加速度之间关系的方程，其基

本物理规律是牛顿第二定律： F=ma，但描述运动与坐标选取有关。（旋转坐标系）

三. 大气运动的尺度分析：

尺度分析法是依据表征某类运动系统的运动状态和热力状态各物理量的特征值，估计大

气运动方程中各项量级大小的一种方法。一般认为L、D、t、U是依据实际大气中不同类型

运动的系统内部特征选定的，静止、定常的大气基本状态可视为大气与外界进行热交换形成

的，很少受大气内部扰动的影响，所以表征基本状态的基本热力学变量尺度和标高可作为环

境因子，是已知的，余下的一些尺度参数可以通过对基本方程进行尺度分析，得到这些待确

定的尺度参数与基本尺度和基本热力学变量尺度之间的关系，从而可分析不同类型运动的基

本性质，寻求出对基本方程取某些近似的条件。

大气运动的一级简化方程组为：

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第二节 大气的水平和垂直运动

一. 自由大气的水平运动：

1. 地转风：

地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气作等速、直线的水平运动。地转风方向与

水平气压梯度力的方向垂直，即平行于等压线。因而，若背风而立，在北半球高压在其右方，

在南半球，高压在其左方，此称风压律。

2. 梯度风：

当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力的作用，

当这三个力达到平衡时的风，称为梯度风。在北半球，低压中的梯度风必然平行于等压线，

绕低压中心作逆时针旋转。高压中梯度风平行于等压线绕高压中心作顺时针旋转。南半球则

相反。

梯度风与地转风既有共同点，又有相异处，两者都是作用于空气质点的力达到平衡时的风。

梯度风考虑了空气运动路径的曲率影响，它比地转风更接近于实际风。

3. 地转风随高度的变化——热成风：

自由大气中风随高度的变化同气压场随高度的变化密切相关。而气压随高度递降的快慢又与

大气柱中的平均温度有关。在暖气柱中，气压随高度增加而降低得慢，即单位气压高度差大，

而在冷气柱中，气压随高度增加而降低得快，即单位气压高度差小。因此，假若等压面在低

层是水平的（气压梯度为零），而由于气柱中平均温度在水平方向上有差别，到高层以后，

等压面就会出现倾斜，暖区一侧等压面抬起，冷区一侧等压面降低，结果使高层水平面上的

气压值不相等，出现了由暖区指向冷区的气压梯度力，从而产生了平行于等温线的风，而且

气层中平均温度梯度愈大，高层出现的风也愈大，这种由于水平温度梯度的存在而产生的地

转风在铅直方向上的速度矢量差，称为热成风。热成风的大小与气层内平均温度梯度以及气

层的厚度成正比，与科氏参数（f）成反比。热成风的方向与平均等温线相平行，在北半球

背热成风而立，高温在右，低温在左，南半球则反。

4. 偏差风：

如果地面层等压线为平行直线时，空气质点受到气压梯度力、地转偏向力和地面摩擦力的共

同作用。当三个力达到平衡时，便出现了稳定的地面平衡风。由于摩擦力（主要是外摩擦力）

对风的阻滞作用，使平衡风的风速比原气压场中相应的地转风的风速要减小，进而使地转偏

向力也相应减小。结果减小后的地转偏向力和摩擦力的合力与气压梯度力相平衡时的风，斜

穿等压线，由高压吹向低压。其风速大小与气压梯度力成正比，而与地面摩擦系数成反比。

摩擦层中风场与气压场的关系为：在北半球背风而立，高压在右后方，低压在左前方，此即

白贝罗风压定律。至于风向偏离等压线的角度α和风速减小的程度，则取决于摩擦力的大小。

摩擦力愈大，交角愈大，风速减小得愈多。

二. 摩擦层中空气的水平运动

三. 空气的垂直运动

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第三节 大气环流

大气环流是指大范围的大气运动状态。

一. 大气环流的形成与特征：

大气环流的形成与维持是与太阳辐射、地球自转、下垫面性质及地面摩擦紧密相关的，

另外还与大气本身的特殊性质也有关系。

二. 大气环流的平均状况：

大气运动状态千变万化。为了从这些随时间和空间不断变化的复杂环流状态中找出大气

环流的主要规律，通常采用求平均的方法，即对时间求平均，滤去所取时间内环流随时间的

变化，显现出大气环流中比较稳定的特征，对空间求平均，滤去各经度间的环流差异，显现

出各纬圈上环流的基本特征。

三. 大气环流的变化：

大气环流的年变化：大气环流的基本状态决定于地表热力分布的特征，而地表热力状况

在一年中具有明显的季节性变化，进而引起大气环流的季节交替。

大气环流的中、短期变化：由不同尺度的高空和低空天气系统的发生、发展和消亡过程所引

起的。这种变化主要表现在西风带纬向环流和经向环流的相互转换上。纬向型和经向型环流

经常交替出现，其交替周期大约2—6 周。这种交替演变规律一般用环流指数来表示。

环流指数：分纬向环流指数（IZ）和经向环流指数（IM）两种。纬向环流指数又称西风指数，

表示平均地转风速中西风分量的一个指标。经向环流指数是用某一经度范围内，沿经圈上地

转风的平均南北分量表示经向环流的一个指标。

第五章 大气圈中的水汽

第一节 云、雾、降水形成的物理学基础

一. 表示大气湿度的物理量：

绝对湿度、水汽压、相对湿度、比湿、温度露点差

二. 影响饱和水汽压的因素：

饱和水汽压和蒸发面的温度、性质（水面、冰面，溶液面等）、形状（平面、凹面、凸

面）之间，有密切的关系。

蒸发面的温度对饱和水汽压的影响：高温时，饱和水汽压大，空气中所能容纳的水汽含

量增多，因而能使原来已处于饱和状态的蒸发面会因温度升高而变得不饱和，蒸发重新出现；

相反，如果降低饱和空气的温度，由于饱和水汽压减小，就会有多余的水汽凝结出来。饱和

水汽压随温度改变的量，在高温时要比低温时大。

蒸发面的性质对饱和水汽压的影响：自然界中蒸发面多种多样，它们具有不同的性质和

形状。水分子欲脱出蒸发面，需克服周围分子的引力，因此会因蒸发面的性状而有差异。所

以，即使在同一温度下，不同蒸发面上的饱和水汽压也不相同。

蒸发面的形状对饱和水汽压的影响：不同形状的蒸发面上，水分子受到周围分子的吸引

力是不同的，从而对饱和水汽压产生不同的影响。

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三. 影响蒸发的因素：

由道尔顿定律知道蒸发速度与饱和差（E-e）及分子扩散系数（A）成正比，而与气压（P）

成反比。但在自然条件下，蒸发是发生于湍流大气之中的，影响蒸发速度的主要因素是湍流

交换，并非分子扩散。考虑到自然蒸发的实际情况，影响蒸发速度的主要因子有四个：水源、

热源、饱和差、风速与湍流扩散强度。

四. 大气中水汽凝结（华）的条件：

水汽由气态变为液态的过程称为凝结。水汽直接转变为固态的过程称凝华。大气中水汽

凝结或凝华的一般条件是：一是有凝结核或凝华核的存在。二是大气中水汽要达到饱和或过

饱和状态。

大气中水汽由未饱和达到饱和的途径：一是增加空气中的水汽；二是降温。

第二节 地表面和大气中的凝结现象

一. 地表面的凝结（华）现象：

露和霜、雨淞和雾淞

二. 大气中的凝结（华）现象：

雾：形成雾的基本条件是近地面空气中水汽充沛，有使水汽发生凝结的冷却过程和凝结

核的存在。贴地气层中的水汽压大于其饱和水汽压时，水汽即凝结或凝华成雾。根据雾形成

的天气条件，可将雾分为气团雾及锋面雾二大类。气团雾是在气团内形成的，锋面雾是锋面

活动的产物。根据气团雾的形成条件，又可将它分为冷却雾、蒸发雾及混合雾三种。根据冷

却过程的不同，冷却雾又可分为辐射雾、平流雾及上坡雾等。其中最常见的是辐射雾和平流

雾。

云：对于云的形成来说，其过饱和主要是由空气垂直上升所进行的绝热冷却引起的。上

升运动的形式和规模不同，形成的云的状态、高度、厚度也不同。大气的上升运动主要有如

下四种方式：热力对流、动力抬升、大气波动、地形抬升。

第三节 云、雾、降水形成的微物理过程

一. 云滴增长的微物理过程：

使云滴增大的过程主要有二：一为云滴凝结（或凝华）增长。一为云滴相互冲并增长。

实际上，云滴的增长是这两种过程同时作用的结果。

二. 雨、雪、冰雹形成的物理过程

三. 人工影响云、雾和降水：

人工降雨、人工消雾、人工防雹

第四节 （世界）降水（的分布）

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一. 降水概述：

从云中降到地面上的液态或固态水，称为降水。降水主要来自云中，但有云不一定都有

降水。这是因为云滴的体积很小，不能克服空气阻力和上升气流的顶托。只有当云滴增长到

能克服空气阻力和上升气流的顶托，并且在降落至地面的过程中不致被蒸发掉时，降水才形

成。

二. 世界降水分布：

降水的分布与大气的运动、气团和锋带的活动以及海陆分布等有密切的关系。

全球平均降雨量分布要比平均温度分布复杂得多，在带状分布中有三个主要特点：①有一个

赤道降水最大值，其位置和热赤道一样，略偏在北半球；②高纬度的降水总量很小；③在副

热带纬度是一个次低值，尽管副热带高压区是著名的干旱区，但在这个纬度中，大陆东岸的

夏季，降雨量还是相当多的。

第六章 大气圈的天气系统

第一节 气团和锋

一. 气团：

气团是指气象要素（主要指温度、湿度和大气静力稳定度）在水平分布上比较均匀的大

范围空气团。其水平范围从几百到几千千米，垂直范围可达几千米到十几千米。

1. 气团的形成：

气团形成的源地条件：一是范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面；二是能使空气物理

属性在水平方向上均匀化的环流场。

2. 气团的变性：

气团形成后，随着环流条件的变化，由源地移行到另一新的地区时，由于下垫面性质以

及物理过程的改变，气团的属性也随之发生相应的变化，这种气团原有物理属性的改变过程

称为气团变性。

3. 气团的分类：

气团的地理分类法、气团的热力分类法

4. 我国境内的气团活动：

我国的大部分地区处于中纬度，冷、暖气流交绥频繁，缺少气团形成的环流条件。同时

地表性质复杂，没有大范围均匀的下垫面作为气团源地。因而，活动在我国境内的气团，大

多是从其它地区移来的变性气团，其中最主要的是极地大陆（变性）气团和热带海洋气团。

二. 锋：

1. 锋的概念 ：

锋是冷、暖气团相交绥的地带。锋是温带地区重要的天气系统。

2. 锋的特征：

1）锋面坡度：

锋在空间呈倾斜状态——锋的重要特征；锋面坡度的形成和维持是地转偏向力作用的结

果；锋面坡度的表达式。

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2）锋附近的温度场特征：

锋区中水平温度场的特征：锋区的水平温度梯度比锋面两侧的单一气团内的温度梯度大

得多；

锋区中温度的垂直变化特征：锋面逆温。

3）锋附近的气压场特征：

锋两侧的气压倾向是不连续的，当等压线横穿锋面时便产生折角，折角的尖端指向高压

一方，锋落在低压槽中。

4）锋附近的风场特征：

锋附近的风场是同气压场相适应的。锋线附近的风场具有气旋性切变；锋附近锋随高度

变化状况。

3. 锋的分类和天气：

1）锋的类型：

根据锋两侧冷暖气团移动方向和结构状况，一般把锋分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚

锋。

2）锋面天气：

锋面天气是指锋附近的云系、降水、风、能见度等气象要素的分布和演变状况。

（1）暖锋天气：

暖锋附近的云系特征、暖锋附近的降水特征，我国境内的暖锋活动。

（2）冷锋天气：

一型冷锋、二型冷锋；一型冷锋天气的主要特征；二型冷锋天气的主要特征；冷锋在我

国的活动情况

（3）准静止锋天气：

华南准静止锋天气；江淮准静止锋天气。

（4）锢囚锋天气：

第二节 中高纬主要天气系统

一. 中高纬度高空主要天气系统：

中高纬度的对流层上空盛行着波状西风气流，西风带的波动大体上分为两类：一是波长

比较长的长波；二是叠加在长波之上的波长比较短的短波。在长波、短波发展演变过程中，

有时形成闭合的高压和低压。

1. 大气长波：是指波长较长、波幅较大、移动较慢、维持时间较长的波动。

大气长波的温压场结构

2. 阻塞高压和切断低压：

阻塞高压和切断低压是大气长波在发展过程中槽脊加强、振幅加大演变而成的闭合系

统，是中高纬度的重要天气系统。

阻塞高压和切断低压的特征、形成和天气。

3. 极地涡旋：简称极涡，是极地高空冷性大型涡旋系统，是极区大气环流的组成部分。

4. 高空低压槽和切变线：

高空槽是活动在对流层中层西风带上的短波槽。一年四季都有出现。

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切变线是指风向或风速分布的不连续线，两侧风向构成气旋式切变，但两侧的温度梯度

却很小，这是切变线与锋的主要差别。

二. 温带气旋与反气旋：

1. 气旋和反气旋概述：

气旋和反气旋的定义：气旋（反气旋）是占有三度空间的，在同一高度上中心气压低（高）

于四周的大尺度涡旋。在北半球，气旋（反气旋）范围内的空气作逆（顺）时针旋转，在南

半球其旋转方向则相反。

气旋和反气旋的水平尺度：气旋和反气旋的水平尺度以最外一条闭合等压线的直径长度

来表示。气旋的直径平均1000公里，大的可达3000公里。大的反气旋可以和最大的大陆或

海洋相比。

气旋和反气旋的强度：气旋和反气旋的强度一般用中心气压值来表示。气旋中心气压值愈低，

气旋愈强；反之，气旋愈弱。（1）气旋：根据气旋形成和活动的主要地理区域，可分为温

带气旋和热带气旋；按其形成及热力结构，则可分为无锋气旋和锋面气旋。（2）反气旋：

根据反气旋形成和活动的主要地理区域，可分为极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋；

按热力结构，则可分为冷性反气旋和暖性反气旋。

在温带形成和活动的气旋和反气旋，大都是锋面气旋与冷性反气旋。

2. 温带气旋：

1）温带气旋的结构和天气：

2）温带气旋的发展：

3）温带气旋生命史：波动阶段、成熟阶段、锢囚阶段、消亡阶段

3. 温带反气旋：冷性反气旋和寒潮、移动性反气旋

第三节 低纬度主要天气系统

一. 副热带高压：

1. 概述：

在南北半球的副热带地区，存在着副热带高压带，由于海陆的影响，常断裂成若干个高

压单体，这些单体统称为副热带高压；

出现在西北太平洋上的副热带高压称之为西太平洋高压，其西部的脊夏季可伸入我国大

陆；

副热带高压是制约大气环流变化的重要成员之一，是控制热带、副热带地区的、持久的、

大型的天气系统之一。

2. 结构和天气：

1）结构：温度场特征、气压场特征、风场特征。

2）天气：副热带高压不同部位影响下的天气。

3. 西太平洋副热带高压：

1）西太平洋副高的季节性活动规律：

实际工作中，表示副热带高压位置的最常用方法主要有两种：一是500百帕图上的副热

带高压脊线，即以脊线的南北移动来表示副热带高压的南退或北进；另一种是以500百帕图

上的588位势什米等高线，向北、向西扩展来表示副热带高压的向北向西推移。

西太平洋副热带高压的季节性活动规律。

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西太平洋副热带高压的短期活动。

2）西太平洋副高对我国天气的影响：

西太平洋副高什对我国夏季天气影响最大的一个天气系统；

西太平洋副高是向我国输送水汽的重要天气系统。我国东部夏季的重要降水带位于西太

平洋副高脊线以北5－8个纬距；

西太平洋副高的季节移动和我国夏季雨带位置的移动。

4. 青藏高压：

是暖季出现在亚洲大陆南部青藏高原上空对流层顶部的大型暖高压系统，又称南亚高

压。主要是高原的加热作用形成的。

二. 热带天气系统：

1. 热带辐合带：

1）概念：

热带辐合带是南、北半球信风气流汇合形成的狭窄气流辐合带，又称赤道辐合带。

根据气流汇合的情况，赤道辐合带可分为两种类型：一种是无风带，在辐合带中，地面基本

静风，辐合带正处于东风带和西风带之间，是东、西风的过渡带；另一种是信风带，它是东

北信风与东南信风交汇成一条渐进线形式的气流汇合、气压最低的地带。

2）赤道辐合带的季节变化：

赤道辐合带有明显的季节性位移。北半球夏季，由于副热带高压北移和西南季风增强，

赤道辐合带位置偏北，冬季则相反，辐合带位置偏南。

3）赤道辐合带的结构和天气：

2. 热带气旋：

热带气旋是形成与热带海洋上，具有暖中心结构、强烈的气旋性涡旋。

1）分类：热带气旋的分类

2）台风：

（1）概述：台风源地、台风活动的时节、台风的范围和强度、台风的生命史

（2）台风的结构：

台风的气压场特性：深厚的低气压，中心气压很低，水平气压梯度很大。

台风流场特性：台风内低空风场的水平结构可以分为台风大风区、台风涡旋区、台风眼

区；在垂直方向上，根据探测分析，台风可分为三层：流入层、中层和流出层。台风的三维

风场结构。

台风的温度场特性：在台风的低层，温度水平梯度很小；在台风的中上层，温度水平梯

度是在随高度（上升气流的上限以下）增大的，再往上水平温差又趋减小。

台风的云系特征。

（3）台风的天气：

（4）台风的形成和消亡：

台风发生、发展的必要条件可归纳为四个方面：

广阔的高温洋面：台风的巨大能量来自于水汽凝结释放的潜热，潜热的释放又是大气层

结不稳定发展的结果。大气层结不稳定是台风形成和发展的重要条件。由于大气低层温度愈

高、湿度愈大，大气层结不稳定程度愈强，因而广阔的高温洋面是台风形成和发展的必要条

件。

初始扰动：大气中的不稳定能量得以释放，使其转变为发展台风的动能，必需有一个启

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动机制，这就是低层的初始扰动。

一定的地转偏向力的作用（合适的地转参数值）：使辐合气流逐渐形成为强大的逆时针

旋转的水平涡旋。

对流层风速垂直切变小：使得在一个水平范围不大的热带初始扰动中分散的积云、积雨

云所产生的凝结潜热集中在一个有限的空间范围内，因而可以很快地形成暖中心结构，保证

了初始扰动的气压不断地迅速降低，最后形成为台风。

第七章 气候系统的主要过程

第一节 海气相互作用

一. 海气间的热量交换：

1. 海洋是气候系统的热量储存器：

到达地面的太阳辐射约有80％被海洋所吸收，且将其中的85％的热能储存在大洋表层，

这部分能量再以长波辐射、蒸发潜热和湍流显热等方式输送给大气。

2. 海洋是气候系统的热量调节器：

由于海洋相对于陆地具有较大的热通量，因此又是一个温度调节器。

二. 海气间的水分交换：

1. 海洋是大气水汽的主要提供者：

大气中的水分主要得自下垫面的蒸发，海洋的蒸发量远比大陆为多。

2. 气候系统中的水分循环：

水分循环的过程使通过蒸发、大气中的水汽输送、降水和径流四者来实现的；

水分外循环（又称大循环），也就是海陆间的水分交换；

水分内循环（又称小循环）；

水量平衡和水分循环。

三. 海气间的动量交换：

1. 大气环流与洋流：

海洋水体大规模的定向流动，即洋流。它是海洋水体运动的主要形式。

洋流的形成与大气环流：洋流的形成直接与大气环流有关，反过来，洋流对大气环流又

具有反作用。

2. 洋流与气候：

洋流对气温分布的影响：洋流对同纬度大陆东西两岸气温差异的影响；

洋流与降水和雾：冷洋流影响的地区多雾少降水，而暖洋流影响的地区降水较多；

洋流与赤道和极地间的热量输送。

四. 海气间相互作用的强信号——厄尔尼诺现象：

1. 有关概念：

厄尔尼诺：南美西海岸（秘鲁和厄瓜多尔附近）延伸至赤道太平洋向西至日界线附近的

海面温度异常增暖的现象。

南方涛动：是指南太平洋副热带高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。

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南方涛动指数：南太平洋塔希堤岛的海平面气压与同时期澳大利亚北部的达尔文港的海

平面气压差值，经过一定的数学处理来计算南方涛动指数。

恩索（ENSO）:厄尔尼诺和南方涛动的合称。

沃克环流：在赤道地区的东西方向上，还存在着几个纬向热力直接环流圈，称沃克环流

圈，它是由于赤道地区存在着大尺度的东西向热力差异引起的。

2. 厄尔尼诺与大气环流异常：

厄尔尼诺与赤道东风、沃克环流

3. 影响：

厄尔尼诺对气候的影响，以环赤道太平洋地区最为显著。在厄尔尼诺年，印度尼西亚、

澳大利亚、南亚次大陆和巴西东北部均出现干旱，而从赤道中太平洋岛南美西岸则多雨。

许多观测事实还表明，厄尔尼诺事件通过海气作用的遥相关，还对相当远的地区，甚至对北

半球中高纬度的环流变化也有一定影响。

第二节 陆气相互作用

一. 行星边界层的发展：

1. 行星边界层的主要特征：

行星边界层的概念；受地表的动力、热力影响十分显著；粘性和湍流在边界层的形成和

维持中起着非常重要的作用。

2. 大气湍流的产生和维持：

3. 动力稳定度参数——理查逊数：

二. 动量交换：

扰动相关法、梯度通量法、混合长方法及风廓线、整体空气动力学方法。

三. 感热交换：

从本质上讲，计算热量交换的方法与用于计算动量交换的方法相同，可以用扰动相关法，

然而，由于估算ω'和T'的困难同估算动量的困难类似，限制了这种方法的应用。

计算湍流垂直热量通量的梯度法、整体空气动力学方法。

四. 水汽交换和蒸发：

水是越过地表不断向两个方向上下输送的重要物质。海洋为大气提供了大量的水汽，而

水汽通过凝结又以降水的形式返回地表、大陆和海洋。蒸发的重要性不仅在于它是水分循环

的一个重要因子，还在于在相变中涉及了大量的能量。

蒸发在地球的水表面、土壤以及雪和冰表面不停地进行着，冰雪面上的过程通常称作升

华。土壤中的液态水可以被植物吸收并通过蒸腾作用传到大气中。

蒸发一般是用一圆形盂来测量的，因而受局地条件的强烈影响。从盂中蒸发出来的水汽被风

刮走并被从盂中蒸发的新鲜空气取代，这将导致过大地估计局地蒸发。实际上，海洋上的空

气与水紧密相连并与海洋表面达到某种平衡态，所以蒸发率是有限的。

决定蒸发量的一些微气象方法：

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1） 扰动相关法、梯度通量法及整体传输方法；2） 能量平衡法；3）综合法，Penman

公式。

第三节 冰雪覆盖与气候的相互作用

冰雪覆盖是气候系统的组成部分之一，它包括季节性雪被、高山冰川、大陆冰盖、永冻

土和海冰等。由于它们的物理性质与无冰雪覆盖的陆地和海洋不同，形成一种特殊性质的下

垫面。它们不仅影响所在地的气候，而且还能对另一洲，另一半球的大气环流、气温、降水

产生显著的影响，并能影响全球海平面的高低。

一. 冰雪表面的辐射特性：

冰雪对太阳辐射的反射率很大。这是冰雪致冷的一个重要因素。

地面对长波辐射多为灰体，而雪盖则几乎与黑体相似，其长波辐射能力很强。从而使得

冰雪表面由于反射率加大而产生的净辐射亏损进一步加大。

二. 冰雪-大气间的能量交换和水分交换：

冰雪表面与大气间的能量交换能力很微弱。冰雪对太阳辐射的透射率和导热率都很小。

当冰雪厚度达到50cm时，地表与大气之间的热量交换基本上被切断。特别是海冰的隔离效

应，有效地削弱了海洋向大气的显热和潜热输送，这又是一个致冷因素。

冰雪表面的饱和水汽压比同温度的水面低，冰雪供给空气的水分很少。

三. 冰雪覆盖与气温之间的反馈过程：

冰雪－反射率－温度的相互作用是一种正反馈作用：冰雪面积增大——反射率加大——

温度降低——冰雪面积进一步增大……

四. 冰雪与大气环流和降水：

冰雪覆盖是气候系统的致冷因素，使得气温降低，在冰雪没有全部融化之前，附近下垫

面和气温都不可能显著高于冰点温度。因此冰雪又在一定程度上起了使寒冷气候在春夏继续

维持稳定的作用。它往往称为冷源影响大气环流和降水。

鄂霍茨克海冰雪面积与江淮梅雨；青藏高原冬春积雪与我国华南降水；南极冰雪状况与

我国梅雨等。

第四节 生物圈与气候的相互作用

一. 人为热的释放与气候：

人为热的来源包括由人类生活和生产活动以及生物新陈代谢所产生的热量。人为热的释

放主要集中在人口密度大、工业发达的大城市。

人为热以固定源为主，其次为汽车、摩托车等移动源排放的热量，人类和牲蓄新陈代谢

所释放的热量是微不足道的。

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人为热在城市热量平衡中所占的重要性取决于城市所在的纬度、城市的规模、人口密度、

每个人所消耗的能量水平、城市的性质以及区域气候条件等，并有明显的季节变化。

二. 生物圈-大气圈之间的物质交换及其气候效应：

工农业生产排放大量废气、微尘等污染物质进入大气，主要有二氧化碳、甲烷、一氧化

二氮和氟氯烃化合物等。

1. 生物圈-大气圈之间的碳循环及其气候效应：

二氧化碳虽然在空气中含量很低，但它对大气物理状态和生物过程，尤其是对植物的生

长有着显著的影响。

大气中的二氧化碳主要通过陆地和海洋中的有机体的生命活动、有机物的腐烂和化石燃

料的燃烧进入大气，它们不均匀地分布在大气的低层，随着湍流运动，二氧化碳从源区向四

周及上层大气扩散输移。就全球而言，全年从低纬向高纬有少量二氧化碳的净输送，以维持

空气中含量的平衡。

地表工业和人口密集的城市是二氧化碳的主要源区，森林地区是其汇区。人类每年向大气层

注入60×108t的碳，其中只有一小部分留在大气中，亚洲、北美洲和欧洲的温带森林像一

块巨大的海绵，差不多吸收了散发到大气中二氧化碳总量的1/2。

2. 生物圈-大气圈之间的其它物质交换及其气候效应：

大气与生物圈之间的物质交换对大气中臭氧含量的影响：对流层臭氧含量增多、平流层

臭氧含量的减少。臭氧的气候效应。

大气与生物圈之间的物质交换对大气中甲烷含量的影响：甲烷也是一种重要的温室气

体。它主要由水稻田、反刍动物、沼泽地和生物体燃烧而排放进入大气。观测表明，在距今

200年以前直到11万年前，甲烷的含量均很稳定，但是近年来增长很快。

一氧化二氮向大气中的排放与农田面积增加和释放氮肥有关，另，平流层的超音速飞行

也可能产生一氧化二氮。在工业化前大气中的一氧化二氮含量稳定，以后有明显的增加趋势。

一氧化二氮除了引起全球增暖外，还可通过光化学作用在平流层中引起臭氧离解，破坏臭氧

层。

氟氯烃化合物是致冷工业、喷雾剂、发泡剂中的主要原料。此族中的某些化合物是具有

强烈增温效应的温室气体，近年来还认为它是破坏平流层臭氧的主要因子。

此外，由于人类活动排放出来的气体中还有大量硫化物、氮化物和人为尘埃，它们能造

成大气污染，在一定条件下会形成酸雨，能使森林、鱼类、农作物及建筑物蒙受严重损失。

大气中微尘的迅速增加会减弱日射，影响气温、云量和降水。

三. 人类活动对下垫面的改变及其气候效应：

砍伐森林的气候效应 1）森林是一种特殊的下垫面，它除了影响大气中二氧化碳含量以

外，还能形成独具特色的森林气候，而且能够影响附近相当大范围地区的气候条件。2）森

林的气候效应：森林下垫面的能量平衡特征、森林对水分平衡的影响、森林减低风速的作用。

3）砍伐森林的气候效应：气候变旱、风沙尘暴加剧、水土流失、气候恶化。

海洋石油污染的气候效应 抑制海水蒸发，使海上空气变得干燥；减少海面潜热的转移，

导致海水温度的日变化、年变化加大，减弱海洋调节气温的能力，出现“海洋沙漠化效应。”

大型水库的气候效应等。

第八章 世界气候的分布规律

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第一节 世界气候分布的基本规律

一. 世界气候的纬度地带性分布规律：

气候形成的主导因素是太阳辐射在地表加热不均，以及由此产生的全球气压带、风带的

分布及季节移动，导致气候类型普遍具有沿纬度更替的趋向，即世界气候的基本规律——地

带性规律，又称纬度地带性规律。

气候的纬度地带性分异是以热量分异为基础。

根据不同纬度带上获得的太阳辐射能的多少和其季节变化特点，通常将地球表面分成五

个基本的气候带：热带、南温带和北温带、南寒带和北寒带，习惯上又将温带划分出亚热带

和亚寒带。

二. 世界气候的非地带性分布特征：

海陆分布、大气环流、地形起伏等因素直接或间接地破坏了气候的纬度地带性规律，使

气候呈现了一定的干湿度分带性和垂直带性的特征。

1. 大气环流与气候：

1）大气环流与热量输送：

大气环流和洋流对气候系统中热量的重新分配起着重要作用。它一方面将低纬度的热量

传输到高纬度，调节了赤道与两极间的温度差异，另一方面又因大气环流的方向有由海向陆

与由陆向海的差异和洋流冷暖的不同，使同一纬度上大陆东西岸气温产生明显的差别，破坏

了天文气候的地带性分布。

（1）赤道与极地间的热量输送：

在环流的经向热量输送中，洋流作用占33％，大气环流作用占67％。

赤道与极地间热量输送随纬度、高度、季节的分布：在纬度分布上有两个高点：20附

o

近，50－60间；在高度分布上也有两个高点：近地面层，200hPa等压面上；从季节来讲，

oo

冬季高低纬度间输送的热量最大，夏季输送强度较小。

大气环流输送形式：平均经圈环流输送和大型涡旋输送两种。

环流经向热量输送的结果：缓和了赤道与极地间的南北温差。

（2）海陆间的热量传输：

大气环流和洋流对海陆间的热量传输有明显作用。这种海陆间的热量交换使造成同一纬

度带上，大陆东西两岸和大陆内部气温有显著差异的重要原因。

2）大气环流与水分循环：

无论是在水分外循环或是内循环中，大气环流都起着重要作用。

2. 海陆分布与气候：

1）海陆分布在气候形成中的作用：

（1）海陆分布与气温：

海陆热力性质的差异：

海陆增温和冷却的差异——海洋升降温的速度和幅度比陆地慢和小——与同纬度大陆

相比，冬季海洋是热源，夏季海洋是冷源。

（2）海陆分布对大气水分的影响：

海陆面上蒸发的差异；海陆分布对雾的影响；海陆分布与降水。

（3）海陆分布与周期性风系：

海陆分布与季风 季风的概念；海陆分布与东亚季风的形成，东亚季风的活动特征；行

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星风系的季节性移动与南亚季风，南亚季风的活动特征；东亚季风和南亚季风的比较。

海陆风 海陆风的概念、形成与活动特征。

2）海陆分布对气候影响的综合表现——海洋性气候与大陆性气候：

由于海陆分布对气候形成的巨大作用，使得在同一纬度带内，在海洋条件下和在大陆条

件下的气候具有显著差异，前者称为海洋性气候，后者称为大陆性气候。

（1）海洋性气候和大陆性气候的主要特征：

海洋性气候和大陆性气候的气温日较差、气温年较差、年温相时和春秋温差的比较；

海洋性气候和大陆性气候的水分标志；

气候大陆度。

（2）海洋性气候和大陆性气候的分布：

3. 地形与气候：

1）地形对气候的影响：

（1）地形与气温：

高大地形对气温的影响：大地形的动力作用及其对气温的影响——屏障作用和分支在作

用；大地形的热力作用及其对气温的影响。

中小地形与气温：坡向、坡度对气温的影响；地表起伏与气温；海拔高度与气温。

（2）地形与降水：

地形对降水形成的影响；地形对降水分布的影响。

（3）地形与地方性风：

焚风、峡谷风等。

2）气候的重要分界线——高大山脉：

第二节 主要气候带和气候型

一. 气候分类法简介：

世界气候分类的基本原则及几种主要的分类方法（实验分类法、成因分类法、理论分类

法）。

阿里索夫分类法简介、斯查勒气候分类法、柯本气候分类法简介。

二. 改进的柯本气候分类法：

几种主要气候分类方法的评价、柯本气候分类法的改进。

第三节 局地气候

一. 山地气候：

山地垂直气候带：

山地垂直气候带的分异因所在地的纬度和山地本身的高差而异；

山地垂直气候带具有所在地大气候类型的“烙印”；

湿润气候区山地垂直气候的分异，主要以热量条件的垂直差异为决定因素；

同以山地还因坡向、坡度及地形起伏、凹凸、显隐等局地条件不同，气候的垂直变化各

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不同；

山地垂直气候带与随纬度而异的水平气候带在成因和特征上都有所不同，不能把两者等

同起来。

二. 城市气候：

1. 城市气候研究的方法：

城市气候的研究方法视其研究的目的而异。首先针对研究的目的、要求，进行调查、观

测和其它手段取得正确而充分的实际资料，再按计划进行城市气候的研究。一般采取以下一

些方法：

1） 历史对比法；

2） 周末与工作日对比法；

3） 城、郊对比法；

4） 城市内部不同性质下垫面对比法；

5） 大小尺度因素相结合的方法；

6） 模拟实验法；

7） 应用数学物理方法建立模式；

8） 应用气候学的研究方法。

2. 城市气候形成的物理基础：

1）城市的能量平衡和水分平衡方程：

城市中水分平衡与能量平衡关系十分密切，特别是表现在蒸散这一过程中。

2）城市中的人为热

3）城市下垫面贮热量

4）城市中的地－气显热交换与地－气潜热交换

5）远郊、近郊和城市能量平衡的日变化

3. 城市气候的主要特征：

城市气候的特征可归纳为城市“五岛”效应：

1）城市混浊岛效应：

城市混浊岛效应主要有四个方面的表现：首先，城市大气中的污染物质比郊区多；其次，

城市低云量和以低云量为标准的阴天日数远比郊区多；第三，混浊度因子（太阳散射辐射/

太阳直接辐射）的地区分布上，城区明显大于郊区。第四，城区的能见度小于郊区。

2）城市热岛效应：

根据大量观测事实证明，城市气温经常比其四周郊区为高。

3）城市干岛和湿岛效应：

4）城市雨岛效应：

城市雨岛形成的条件是：

（1）在大气环流较弱，有利于在城区产生降水的大尺度天气形式下，由于城市热岛环

流所产生的局地气流的辐合上升，有利于对流雨的发展；

（2）城市下垫面粗糙度大，对移动滞缓的降雨系统有阻障效应，使其移速更为缓慢，

延长城区降雨时间；

（3）城区空气中凝结核多。

5）城市平均风速小、局地差异大、有热岛环流。

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第九章 气候变化

第一节 当代气候研究的特点和进展

一. 当代气候研究的特点和进展：

气候学发展历史：古典气候学阶段、近代气候学阶段和当代气候学阶段。

当代气候学阶段的特点：气候系统概念的引入（观念上）、气候变化及人类活动对气候

变化的影响（研究内容上）、气候模拟（研究方法上）。

气候的数值模拟：

气候数值模拟可以概括为在实验室里一定的控制条件下模拟自然界的气候状况，以及根

据控 制气候及其变化的基本物理定律，建立起相应的数学模式，在一定的初始条件和边界

条件下 进行数值计算，求得气候及其变化的图像。气候主要与相当长时间的现象有关，从

几年到十几年或者更长的时间。描述一个时期的气候涉及对适当的天气要素在该时段内进行

平均(例 如温度和降水)，同时还要加上这些变量的统计变化。在考虑人类活动，例如化石

燃料等对气候的影响时，必须对几十年乃至1~2个世纪时段内的气候提前作出预测。由于我

们生活在 大气中，因此通常用于描述气候的量的指标主要是与大气有关的量,但是气候不能

光用大气的量来描述。大气过程是紧密地与海洋联系的，同时它们也与陆面相互作用耦合，

大气还同 地球的其他部分耦合在一起，例如被冰覆盖的部分(冰雪圈)、植被及陆地和海洋

中的其他生物系统(生物圈)，这5个分量——大气、海洋、陆地、冰雪圈和生物圈一起组成

了整个气候系统。

由于气候现象非常复杂，实验室模拟有很大的局限性。随着计算机和数值计算方法的发

展，数值模拟已经成为定量研究气候及其变化的主要方法。

气候数值模拟的雏型是20世纪50年代开始应用的。从60年代以后，各种形式的数值

模式纷纷出现，如直接积分流体力学和热力学方程组的大气环境模式，根据能量平衡原理模

拟大气热状况的能量平衡模式，还有把大气运动当作随机过程处理的随机模式和随机、动力

相结合的模式等。模式由简单到复杂，由模拟气候的平衡态发展到对气候演变过程的模拟。

从70年代以来，气候数值模拟的研究取得了初步的试验结果。例如由模式计算出的大气和

海洋主要气候要素的分布及其季节变化，与实况相比，在许多方面是一致的。在人类活动对

气候的影响的估计和极冰的反馈作用等方面，也得出了有意义的结果。此外，还发展了气候

对各类模式 和各种物理因子变化的敏感性试验和次网格物理过程的参数化研究。

通过建立起气候数值模式，并将其对照当前和过去的气候进行验证，它就可以被用于预

测未来气候，特别是用于预测由于温室气体浓度增加所造成的气候变化。近10年来气候数

值模拟 的结果才发展得较为全面和可信；只在最近5年，计算机才强大到足以使海气耦合

模式能被用于气候预测。更合理、更客观的气候数值模式，可用于研究各种因子在不同时间

尺度气候变化中所起的作用，预测人类活动对气候的可能影响，为大范围气候改造和控制提

供依据； 也可研究在一定条件下气候变化的可能趋势，为气候预报提供依据。

二. 当代气候研究的主要课题：

政府间气候变化专门委员会（IPCC）组织世界上数以千计的不同领域的科学家于2001

年完成了第三次评估报告(TAR)，系统地总结了过去近7年有关气候变化认识的主要进展。

然而，TAR的许多结论仍然存在着很多不确定性，所提供的信息应该看作是初步的。在气候

变化的科学方面，以下几个关键问题需要进一步研究：

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1）气候变化的检测和识别，特别是对极端气候事件变化的检测；

2）气候模式本身尚不完善，气候敏感性的差异有越来越大的趋势，对气候系统主要物

理、化学和生物过程的认识亟待加深；

3）随着全球模式的分辨率越来越高，区域气候模式应如何加强其在模拟区域细节以及

极端气候事件方面的优势。

为了加深对气候变化研究中几个关键科学问题的认识，总结近几年来的主要进展，理清

未来开展相关研究的思路，中国气象局国家气候中心气候变化室于2003年1月24日举办了

“气候变化研究关键科学问题研讨会”。会议的主要议题为：

1）气候敏感性：

对气候模式而言，无论是简单模式（如能量平衡模式），还是复杂模式（如完善的海气

耦合模式），在考虑二氧化碳加倍对气候的影响时，不同模式模拟出的气候变化并不相同。

这种气候响应的差异被认为主要是由于模式间不同气候敏感性的结果。如何更好地理解各模

式间气候敏感性的差异以及如何更好地定义这一参数将仍是对气候模式及气候预测的挑战。

目前，关于这一问题的科学研究主要有以下几个方面：

气候敏感性的定义和估计值 一般情况下，气候敏感性是指在给定全球平均辐射强迫条

件下（W／m2），通常取大气中CO2浓度达到2倍时的辐射强迫所产生的全球平均温度变化。

目前主要有三种估计方式：（1）平衡气候敏感性：当气候系统或气候模式达到平衡态时，

由于大气CO2浓度加倍引起的辐射强迫所产生的全球平均温度变化（使用大气模式耦合完善

的海洋模式或大气模式耦合混合层上层海洋模式）。（2）有效气候敏感性：在特定时间的

反馈强度的度量。它可能随着强迫和气候态的变化而改变。随着耦合模式积分到达新的平衡

态，有效气候敏感性增加并逼近平衡气候敏感性。（3）瞬时气候响应：对大气CO2浓度每

年增加1％的特殊情形，当CO2浓度达到2倍时的全球平均温度变化。

各种反馈机制 气候敏感性的差异主要是由于气候模式及其内部反馈的不确定性所造成

的。主要的反馈机制包括：云反馈、水汽反馈、温度直减率反馈、反照率反馈（冰、雪等）、

陆面反馈（植被、土壤等）、海洋环流反馈。（1）云反馈；（2）水汽反馈；（3）温度垂

直递减率的反馈；（4）表面反照率反馈；（5）陆面反馈；（6）海洋环流反馈：海洋对气

候的影响有3个重要途径：①海洋是大气中水汽和热量的主要来源；②海洋具有很大的热容

量；③海洋内部的环流（如热盐环流）可以重新分配整个气候系统内的热量。因此，海洋的

变化将对气候敏感性产生很大影响。

气候敏感性与模式特征的联系 气候敏感性可能与模式的精度、数值方法和辐射传输参

数等有一定的联系。

确定气候敏感性范围的方法 主要探讨通过当前的、历史的和古气候资料以及极端异常

气候事件的详细资料来帮助确定气候敏感性的范围的可能性。

2）区域气候模式：

虽然区域模式还存在着一些问题，但其发展和应用前景还是很好的，至少10年内它不

会被全球模式淘汰，而且其分辨率也可以随着全球模式的提高而相应提高。除了RCM具有高

分辨率的特点外，由于世界各地影响局地气候因子的不同，其相应的物理参数化方案等也应

是不同的，而全球模式却做不到这一点，这也是RCM的长处之一。如积云对流参数化方案，

在美洲使用Grell方案好一些，但在东亚Kuo方案的模拟效果更好。

关于区域模式的进一步发展，除了需要进一步改进模式的动力框架外，其物理过程的进

一步完善也是非常重要的，特别是需要发展针对具体区域特点的物理过程。

3）极端气候事件：

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科学问题：（1）这些极端事件的发生频率和强度变化是在目前全球气候变暖背景下发

生的，它们是否与温室效应加剧相联系？（2）未来气候将进一步趋于变暖，极端事件的情

景又将如何？（3）我们将如何防范越来越频繁发生的极端天气与气候事件？

降水；温度；气旋；小尺度极端天气现象；未来情景预测；未来研究的重点问题。

第二节 地质与历史时期的气候变化

从时间尺度和研究方法来看，地球气候变化史可分为三个阶段：地质时期气候变化、历

史时期的气候变化和近代气候变化。地质事情气候变化时间跨度最大，从距今22亿－1万

年，其最大特点是冰期与间冰期交替出现、历史时期气候一般指1万年左右以来的气候。近

代气候是指最近一、二百年有气象观测记录时期的气候。

一. 地质时期的气候变化：

1. 地质时期气候变化的研究方法：

古生物学方法；地质学方法；地貌学方法；土壤学方法；植物孢粉分析方法；地球化学

方法。

2. 地质时期的气候变化：

在漫长的古气候变迁过程中，反复经历过几次大冰期气候，即震旦纪大冰期、石炭－二

迭纪大冰期和第四纪大冰期。这三个大冰期都具有全球性的意义，发生的时间也比较确定。

1） 震旦纪大冰期气候；

2） 寒武纪－石炭纪大间冰期气候；

3） 石炭－二迭纪大冰期气候；

4） 三迭纪－第三纪大间冰期气候；

5） 第四纪大冰期气候。

二. 历史时期的气候变化：

1. 历史时期气候变化的研究方法：

考古学方法；物候学方法；史记和方志的分析方法；树木年轮分析方法。

2. 中国历史时期气候变化的主要研究成果：

竺可桢对我国历史时期5000年气候变化的研究 根据对历史文献记载和考古发掘等有

关资料的分析，将5000年来我国的气候划分为4个温暖时期和4个寒冷时期。

温暖期愈来愈短，温暖的程度愈来愈弱；寒冷期愈来愈长，寒冷的程度愈来愈强。

1550－1850年小冰期。

第三节 近百年的气候变化

一. 近百年气候变化的主要特点：

第一次升温大约从19世纪末期开始到三、四十年代；

第二次升温是到20世纪80年代就很明显了，90年代达到了温度最高期。

全球气候正经历着以变暖为主要特征的变化：

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1）1860年以来，全球地表平均升温0.6±0.2℃ ，最近20年是过去100年中最暖的，

20世纪北半球温度的增幅可能是过去1000年中最大的；

2）降水分布也发生变化；

3）有些地区极端天气、气候事件出现的频率和强度有所增强。

近百年我国气候同样表现出变暖的特征：

1）–近百年来我国气温上升了0.4-0.6℃（0.5℃）；变暖最明显的地区在西北、华北

和东北地区，长江以南地区变暖趋势不明显；冬季增暖最明显；

2）降水变化趋势地区差异明显。

二. 近百年气候变化的主要原因：

第四节 年际变化与气候异常

一. 准两年振荡：

大气中除了盛行的年和半年循环以外，还发现在热带平流层存在一个特别的振荡，主要

表现于纬向风和温度场，其周期是不规则的，一般略长于两年，这就是所谓的准两年振荡。

二. ENSO现象：

正如其名称所指，ENSO由两个分量组成。第一个分量是El Nino，历史上一直是指每年

圣诞节前后，沿厄瓜多尔和秘鲁沿岸，出现一弱的暖洋流，它代替了秘鲁海洋通常对应的冷

水。不过，最近El Nino的名称倾向于被用来指一种更大尺度的现象，它不是每年而是3－

7年发生一次。El Nino发生时，真个赤道太平洋表现出振幅达几个摄氏度的增暖。另外，

与赤道海表水温的这些变化相联系，海洋和大气环流也有很大的异常。

ENSO的第二个分量是南方涛动，由Walker（1924）首先命名和阐述，又得到Walker

和Bliss、Berlage等进一步的论证。这个涛动与热带大气在印度洋、西太平洋和东太平洋

之间的质量转移相联系。

三. 区域性遥相关：

除ENSO以外，已发现了另外几个区域性的振荡，或许它们不如全球ENSO现象壮观，但

在描述区域气候异常时，它们却具有显著的重要性。

为确定大气中的区域振荡和与其相关的要相关型，采用了自然正交函数分析和计算相关图等

几种方法。

四. 一些特殊的气候现象：

异常大气环流型能持续存在，则通过异常的冷、暖气团平流，将导致在广大区域上温度

和降水相对于正常情况下的偏差。这些偏差可以冷浪、热浪、干旱、洪涝的形式出现，并对

生物圈，尤其时人类生存条件产生重大影响。另外，在农业上，目前的农作物已发展成为能

充分利用“正常”的天气和气候条件，这就使得在异常的天气气候条件下，农业的灵活性和

适应性大为降低。因此，可能导致更为广泛的农业减产。

北美上世纪30年代－50年代的干旱；

上世纪60年代末起，然后从70年代直到1987年的持续干旱；

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印度季风降水异常；