气候形成因子
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为、有机体腐烂、潮汐、潮流、对流、原子能、热能和重力能等等。
在这种能量收支下，形成并维持着现阶段 的地球气候状态。
第二节 环流因子
气候形成的环流因子包括大气环流和洋流。
一、海气相互作用与环流 1、相互作用：海洋给大气提供热量、水汽、运动
能源，大气运动导致产生风生洋流和海水上下翻滚 运动，两者共同作用影响着全球气候。
气候形成因子
★ 气候：指某地区多年间常见的和特有的大气过程和 现象的综合。
★ 当代气候，按照世界气象组织（WMO）的规定，以 1931-1960 年的气候要素的统计量作为可比较标准。 以30年为整编气候资料时段长度的最短年限，每过10 年更新一次。30年气候具有近似稳定性。
★ 气候的空间尺度大小不同，可以分为全球气候、区 域气候、小气候等。
气候的形成和变化的影响因子
外部因子：将那些能够影响气候而本身不受气候影响 的因子称为外部因子（如太阳辐射、地球轨道参数的 变化、大陆飘移、火山活动等）； 内部因子：气候系统各成员之间的相互作用为内部因 子（如大气圈、水圈、生物圈、岩石圈、冰雪圈等之 间的关系）。
外部因子又必须通过系统内部的相互作用，才能 对气候产生影响。
2 太阳高度
• 太阳高度角越小， 太阳辐射穿过的大气层 越厚，被减弱的也越多， 到达地面的直接辐射就 越少，反之，太阳高度 角越大，到达地面的直 接辐射就越多。
3 昼夜长度
由于地球自转 轴与公转轨道平 面斜交成约 66°33′的倾角， 因此，在地球绕 太阳公转的一年 中，有时地球北 半球倾向太阳， 有时南半球倾向 太阳。总之太阳 的直射点总是在 南北回归线之间 移动，于是产生 了昼夜长短的变 化和四季的交替。
4、天文气候
全球获得天文辐射最多的是赤道，随纬度的增加，辐射能渐 次减小，最小在极点。导致热带、温带、寒带气候带的分异。
天文辐射的年变化
天文辐射的立体模式
北半球大气上界水平面天文辐射的分布（MJ/m2）
（1）天文辐射能量的分布是完全因纬度而异的，地球上之所以有热带、 温带、寒带等气候带的分异，与天文辐射的不均衡分布有密切关系。 （2）夏半年获得天文辐射量的最大值在20°-25°的纬度带上，由此向两 极逐渐减少，最小值在极地；冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道。 （3）天文辐射的南北差异不仅随冬、夏半年而有不同，而且在同一时间 内随纬度亦有不同。 （4）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。 （5）在极圈以内，有极昼、极夜现象，在极夜期间，天文辐射为零。
世 界 洋 流 和 行 星 风 系 模 式 图 季 风 海 流 的 形 成
2、洋流的分布
热带、副热带地区，大陆西岸为寒流、大陆东 岸为暖流，热带、副热带海洋上，北半球洋流基本上 是围绕副热带高压顺时针流，南半球反时针流。
北半球中高纬，洋流绕副极地低压流动，南半球 中高纬，洋面开阔，主要为西风漂流。
海洋占地球表面积的70.8％，其比热（4186.8J/kg.K）约为空气 比热（718J/kg.K）的6 倍，全球10m 深的海洋水的总质量就相当于 整个大气圈的质量。到达地表的太阳辐射能约有80％为海洋所吸收， 且将其中85％左右的热能储存在大洋表层（自表面至100m 深处）， 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。 海洋还通过蒸发作用，向大气提供大约86％的水汽来源。
第一节 太阳辐射因子
一、太阳辐射与天文气候
太阳辐射在大气上界的时空分布称为天文辐射，是由太阳 与地球间的天文位置决定的。
天文辐射所决定的地球气候称为天文气候，反映了世界气 候的基本轮廓。
1、影响天文辐射的因素 天文辐射能量的大小决定于日地距离、太阳高度和白昼长度。
1 日地距离
近日点和远日点
大气上界太阳辐射强度的变化
海洋表面的 热量平衡
大陆表面的热 量平衡
ຫໍສະໝຸດ Baidu三）全球能量级联
太阳辐射在全年投射到整个地球大气圈上界的总能量，在日地平 均距离处，总能量为17.5×1016W，进入地球大气圈到达下垫面后， 被大气和下垫面直接反射回宇宙空间5.3×1016W（占30％），下垫面 吸收太阳辐射而增温，再转换成长波红外辐射放射出7.5×1016W（占 43％）的能量。下垫面通过蒸发将水汽和潜热能输送给大气，在大气 中通过一定过程凝云致雨，再下落至地面成为径流，耗去潜热能3.9 ×1016W（占22％）。地-气能量交换中耗于风、波浪、对流、平流等 的能量为370×1012W。到达下垫面的太阳能还被耗于：植物光合作用
气候系统
气候系统的属性
热力属性:包括空气、水、冰和陆地表面的温度； 动力属性:包括风、洋流及与之相联系的垂直运动和冰 体运动； 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。
在低纬度地区太阳辐射能的收入大于其长波辐射的支出，有 热量的盈余。而在高纬度地区则相反，辐射能的支出大于收入， 热量是亏损的。
这种辐射能收支的差异是形成气候地带性分布，并驱动大气 运动，力图使其达到平衡的基本动力。
（二）地面能量平衡
Rg＋LE＋Qp＋A=0 式中Rg 为地面辐射差额，LE 为地面与大气间的潜热交换（L=蒸发潜热，E=蒸发量 或凝结量），Qp 为地面与大气间湍流显热交换，A 等于地面与下层间的热传输量。
全球到达地表的年平均总辐射（W/m2）
对太阳辐射的吸收值，低纬度明显多于高纬度。这一方面是因为天文辐射 的日辐射量本身有很大的差别，另一方是高纬度冰雪面积广，反射率特别大， 所以由热带到极地间太阳辐射的吸收值随纬度的增高而递减的梯度甚大。在赤 道附近稍偏北处因云量多，减少其对太阳辐射的吸收率。
地球气候带的理想模式
二、地-气系统辐射对气候形成的作用
低纬度地区太阳辐射能的收入大于长波辐射支出， 有热量盈余；高纬度地区辐射能支出大于收入，热量 亏损。
辐射收支的地理分布是形成气候地带性分布，并驱 动大气运动的基本动力。
（一）辐射收支的地理分布 地气系统的辐射能收支差额公式：
Rs＝（Q＋q）（1-a）＋qa-F∞
在这种能量收支下，形成并维持着现阶段 的地球气候状态。
第二节 环流因子
气候形成的环流因子包括大气环流和洋流。
一、海气相互作用与环流 1、相互作用：海洋给大气提供热量、水汽、运动
能源，大气运动导致产生风生洋流和海水上下翻滚 运动，两者共同作用影响着全球气候。
气候形成因子
★ 气候：指某地区多年间常见的和特有的大气过程和 现象的综合。
★ 当代气候，按照世界气象组织（WMO）的规定，以 1931-1960 年的气候要素的统计量作为可比较标准。 以30年为整编气候资料时段长度的最短年限，每过10 年更新一次。30年气候具有近似稳定性。
★ 气候的空间尺度大小不同，可以分为全球气候、区 域气候、小气候等。
气候的形成和变化的影响因子
外部因子：将那些能够影响气候而本身不受气候影响 的因子称为外部因子（如太阳辐射、地球轨道参数的 变化、大陆飘移、火山活动等）； 内部因子：气候系统各成员之间的相互作用为内部因 子（如大气圈、水圈、生物圈、岩石圈、冰雪圈等之 间的关系）。
外部因子又必须通过系统内部的相互作用，才能 对气候产生影响。
2 太阳高度
• 太阳高度角越小， 太阳辐射穿过的大气层 越厚，被减弱的也越多， 到达地面的直接辐射就 越少，反之，太阳高度 角越大，到达地面的直 接辐射就越多。
3 昼夜长度
由于地球自转 轴与公转轨道平 面斜交成约 66°33′的倾角， 因此，在地球绕 太阳公转的一年 中，有时地球北 半球倾向太阳， 有时南半球倾向 太阳。总之太阳 的直射点总是在 南北回归线之间 移动，于是产生 了昼夜长短的变 化和四季的交替。
4、天文气候
全球获得天文辐射最多的是赤道，随纬度的增加，辐射能渐 次减小，最小在极点。导致热带、温带、寒带气候带的分异。
天文辐射的年变化
天文辐射的立体模式
北半球大气上界水平面天文辐射的分布（MJ/m2）
（1）天文辐射能量的分布是完全因纬度而异的，地球上之所以有热带、 温带、寒带等气候带的分异，与天文辐射的不均衡分布有密切关系。 （2）夏半年获得天文辐射量的最大值在20°-25°的纬度带上，由此向两 极逐渐减少，最小值在极地；冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道。 （3）天文辐射的南北差异不仅随冬、夏半年而有不同，而且在同一时间 内随纬度亦有不同。 （4）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。 （5）在极圈以内，有极昼、极夜现象，在极夜期间，天文辐射为零。
世 界 洋 流 和 行 星 风 系 模 式 图 季 风 海 流 的 形 成
2、洋流的分布
热带、副热带地区，大陆西岸为寒流、大陆东 岸为暖流，热带、副热带海洋上，北半球洋流基本上 是围绕副热带高压顺时针流，南半球反时针流。
北半球中高纬，洋流绕副极地低压流动，南半球 中高纬，洋面开阔，主要为西风漂流。
海洋占地球表面积的70.8％，其比热（4186.8J/kg.K）约为空气 比热（718J/kg.K）的6 倍，全球10m 深的海洋水的总质量就相当于 整个大气圈的质量。到达地表的太阳辐射能约有80％为海洋所吸收， 且将其中85％左右的热能储存在大洋表层（自表面至100m 深处）， 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。 海洋还通过蒸发作用，向大气提供大约86％的水汽来源。
第一节 太阳辐射因子
一、太阳辐射与天文气候
太阳辐射在大气上界的时空分布称为天文辐射，是由太阳 与地球间的天文位置决定的。
天文辐射所决定的地球气候称为天文气候，反映了世界气 候的基本轮廓。
1、影响天文辐射的因素 天文辐射能量的大小决定于日地距离、太阳高度和白昼长度。
1 日地距离
近日点和远日点
大气上界太阳辐射强度的变化
海洋表面的 热量平衡
大陆表面的热 量平衡
ຫໍສະໝຸດ Baidu三）全球能量级联
太阳辐射在全年投射到整个地球大气圈上界的总能量，在日地平 均距离处，总能量为17.5×1016W，进入地球大气圈到达下垫面后， 被大气和下垫面直接反射回宇宙空间5.3×1016W（占30％），下垫面 吸收太阳辐射而增温，再转换成长波红外辐射放射出7.5×1016W（占 43％）的能量。下垫面通过蒸发将水汽和潜热能输送给大气，在大气 中通过一定过程凝云致雨，再下落至地面成为径流，耗去潜热能3.9 ×1016W（占22％）。地-气能量交换中耗于风、波浪、对流、平流等 的能量为370×1012W。到达下垫面的太阳能还被耗于：植物光合作用
气候系统
气候系统的属性
热力属性:包括空气、水、冰和陆地表面的温度； 动力属性:包括风、洋流及与之相联系的垂直运动和冰 体运动； 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。
在低纬度地区太阳辐射能的收入大于其长波辐射的支出，有 热量的盈余。而在高纬度地区则相反，辐射能的支出大于收入， 热量是亏损的。
这种辐射能收支的差异是形成气候地带性分布，并驱动大气 运动，力图使其达到平衡的基本动力。
（二）地面能量平衡
Rg＋LE＋Qp＋A=0 式中Rg 为地面辐射差额，LE 为地面与大气间的潜热交换（L=蒸发潜热，E=蒸发量 或凝结量），Qp 为地面与大气间湍流显热交换，A 等于地面与下层间的热传输量。
全球到达地表的年平均总辐射（W/m2）
对太阳辐射的吸收值，低纬度明显多于高纬度。这一方面是因为天文辐射 的日辐射量本身有很大的差别，另一方是高纬度冰雪面积广，反射率特别大， 所以由热带到极地间太阳辐射的吸收值随纬度的增高而递减的梯度甚大。在赤 道附近稍偏北处因云量多，减少其对太阳辐射的吸收率。
地球气候带的理想模式
二、地-气系统辐射对气候形成的作用
低纬度地区太阳辐射能的收入大于长波辐射支出， 有热量盈余；高纬度地区辐射能支出大于收入，热量 亏损。
辐射收支的地理分布是形成气候地带性分布，并驱 动大气运动的基本动力。
（一）辐射收支的地理分布 地气系统的辐射能收支差额公式：
Rs＝（Q＋q）（1-a）＋qa-F∞