8章气候形成的因子-气象学课件

1、第八章 气候和中国气候气候和天气的区别主要在于它们的时间尺度.一般来说,天气系统的时间尺度在一个星期左右,而气候的时间尺度在一个月以上。例如,天气预报关心的是气象要素的日变化,而气候学关心的是日平均后的气象状况。气候的空间尺度则变化很大, 从几十公里到全球范围.例如,一个城市市区内的温度通常比郊区高, 有人把这种空间范围在几十公里的城市特有的气候叫城市气候.有把范围在几百到几千公里的一个区域内的气候称为区域气候。气候的形成和变化的因子： 太阳辐射 宇宙地球物理因子 环流因子（包括大气环流和洋流） 下垫面因子（包括海陆分布、地形与地面特性、冰雪覆盖） 人类活动的影响 第一节 气候形成的因子 一、

2、气候形成的辐射因子（一）天文辐射的计算 除太阳本身的变化外，天文辐射能量主要决定于日地距离、太阳高度和白昼长度。1.日地距离 1.日地距离 式中b为该时刻的日地距离，a为地球公转轨道的平均半径，太阳常数I0=1370W/m2，假使取a=1（1个天文单位），b/a用表示，则:2.太阳高度 2.太阳高度 每单位时间落到大气上界任意地点的单位水平面上的天文辐射能量为：3.白昼长度 日出和日没太阳正好位于地平圈上，太阳高度h=0，以-0为日出的时角，0为日没的时角，根据（63）式可以求得 sinh=sinsincoscoscos0=0 cos0=tgtg (66） 由于日出、日没的时角绝对值相等，所以

3、20就是白昼长度，也就是天文辐射中的可照时间。它是随地理纬度和太阳赤纬而变化的。任一地点在一天内，1m2水平面上天文辐射的总能量 对（67）式从日出到日没，即从-w0- +w0进行积分， T为1日长度（24h=1440min） （二）天文气候 日地距离太阳高度角日地距离：天文辐射与日地距离的平方成反比。太阳高度角：越大天文辐射越多（I=I0sinh）日照时数：日照时间越长，天文辐射越多。水平面上天文辐射日总量（卡厘米2日） 10N25N热带35N副热带55N温带60N90N副寒带寒带天文辐射在各纬度分布的不同，构成了天文气候带，它是实际气候分布的基本轮廓。75N0赤道带极地二、气候形成的环流因

4、子 （一）海气相互作用与环流（二）环流与热量输送 赤道与极地间的热量输送 海陆间的热量传输 （三）环流与水分循环 （四）环流异常与气候（一）海气相互作用与环流 海洋给大气热力、水汽。大气给海洋输送动量。“风生洋流”1. 洋流的概述 1）定义： 在海洋中有部分海水经常沿一定方向有规律地沿水平方向流动，这部分海水称为洋流。 范围：水平：几十km几百km 垂直：200300m 700m 流速：23km/h 最大78km/h 按性质分类： 暖流：从低纬流向高纬 寒流：从高纬流向低纬风洋流:又称为风生海流或吹送流，沿风向流动的长期而稳 定 的洋流称为漂流，是大洋表层海水在风的切应力作用 下而产生的洋流。

5、密度流:是同一深度海水密度沿水平方向分布不均匀而引起的 洋流。倾斜流:是因江河水的注入、降水、气压变化和风力等因子造成海面倾斜而引起的海水流动，故倾斜流又称为坡度流。补偿流:是在某一海区因海水的大量流出而引起海面降低，海水即由临近海区流入而引起的洋流。补偿流分为垂直补偿流和水平补偿流。海水从深层上升以补充表层海水流失的现象称为涌升流。表层海水发生堆积被迫下沉所形成的海水流动称为下降流。 世界洋流分布图 (北半球冬季)2. 世界洋流分布图（二）环流与热量输送1赤道与极地间的热量输送 径向热量输送，洋流贡献33%，大气环流67% 在赤道至纬度30N（低纬度地带）洋流的输送超过大气环流的输送。在30

6、N以北，大气环流的输送超过了洋流的输送北半球各纬度实测温度与净辐射温度比较2海陆间的热量传输冬季海洋热源，陆地冷源，中高纬盛行西风，大陆西岸迎风海岸，又有暖洋流经过，海洋向大陆输送热量多，提高大陆西岸温度。夏天大陆是热源，海洋为冷源，大陆通过大气环流向海洋输送热量，但输送值比冬天海洋传送给大陆的小。 大陆东岸 大陆西岸 地名纬度最冷月最热月年平均地名纬度最冷 月 最热月年平均斯克斯比 松70.5N (东格陵兰) -19.0 4.3 -7.6哈默菲斯特(挪威)70.7N -4.7 11.81.9圣约翰斯47.6N(纽芬兰) -5.616.1 4.9 洛里昂(法国)47.7N 6.0 18.411

7、.9上海(中国)31.2N 3.327.415.4圣迭戈(美国)32.7N12.020.515.9里约热内卢22.9S(巴西)19.925.422.6沃尔维斯港22.9S(纳米比亚)13.919.016.62) 洋流增大了大陆东西两岸的温差表：太平洋、大西洋两岸气温的差别暖流沿岸多降水;冷洋流沿岸多雾。（三）环流与水分循环1 洋流对于水循环影响暖洋流有充沛的水汽，且气层不稳定，容易形成降水。同时暖洋流上容易发展气旋，产生大量降水；如遇锋面或地形阻挡，产生丰沛的降水 在冷洋流沿岸的春夏季节，陆上暖空气流到冷洋流表面，下层冷却达到饱和，形成海陆风雾。当有风自暖洋流表面吹向冷洋流表面时，因气温远较水

8、温为高，逆温现象显著。在逆温层下，水汽凝结，形成浓密的海雾。蒸发水平输送降水径流少雨带多雨带多雨带（三） 大气环流与水分循环2 大气环流对水循环影响大气环流在水分循环中的作用:1、在水汽充足的条件下，蒸发的快慢和蒸发量的多少，受环流的方向和环流速度的影响。2、从海陆表面蒸发出的水汽需要通过大气环流的输送才能转移到其他地方去，使世界的水汽和降水趋于均匀。3、大气环流的存在使地球表面有赤道和中纬两个多雨带，副热带和极地两个少雨带.全球年平均降水量为1040mm8680614206大气环流维持了全球水量平衡。（四）环流变异与气候 环流异常:当某年某一段长时间内的经向环流和纬向环流的持续时间和转换频率

9、，大大超过该时期的平均状况时，则称某年某一段长时间内的大气环流状况为环流异常。由于环流异常，就必然引起气压场、温度场、湿度场和其它气象要素值出现明显的偏差，从而导致降水和冷暖的异常，出现旱涝和持续严寒等气候异常情况。El Nio and La Nia沃克（Walker）环流：是太平洋赤道上的一股大气环流。赤道太平洋水温分布是西高东低，西边的印尼与澳洲东部沿岸一带，因海温高气压低而有旺盛上升气流，气流升至高空转向东与西方；东太平洋海温低气压高，向东流的气流在中至东太平洋的广大高气压区内向下沉降，到达海面再转向西，成为东南信风，赤道海洋表面因水温的东西面差异而产生的一种纬圈热力环流。1960年雅各

10、布.皮叶克尼斯（二）厄尔尼诺和拉尼娜的形成 正常情况下，赤道太平洋海面盛行片东风（称为信风），大洋东侧表层暖的海水被输送到西太平洋，西太平洋水位不断上升，热量也不断积蓄，使得西部海平面通常比东部偏高40cm，年平均海温西部约高于东部3-6。 1）当某种原因引起信风减弱时，西太平洋暖的海水迅速向东延伸，海温在太平洋西侧下降，东侧上升，形成厄尔尼诺。 2）相反, 当信风持续加强时，赤道太平洋东侧表面暖水被刮走，深层的冷水上翻作为补充，海表温度进一步变冷，就容易形成拉尼娜。 定义El Nio 是“圣婴”（上帝之子）的意思。现已用来专门指赤道太平洋东部和中部的海表面温度大范围持续异常增暖的现象La N

11、ia是“小女孩”的意思。用以赤道太平洋东部和中部的海表面温度大范围持续异常变冷的现象。影响El Nio 1）东亚季风减弱 。夏季主要季风雨带偏南，江淮流域多雨的可能性较大，而北方地区特别是华北到河套一带少雨干旱。长江中下游雨季多推迟。La Nia1）东亚季风增强。东北春夏易干旱气温偏高。影响El Nio 2）秋冬季，北方大部分地区降水比常年减少南方大部分地区降水比常年增多，冬季青藏高原多雪。La Nia2） 秋冬季，我国降水的分布为北多南少型。 影响El Nio 3）暖冬凉夏，特别是我国东北地区由于夏季温度偏低，出现低温冷害的可能性较大。La Nia3）冷冬热夏， 冬季寒潮多发，南方冻雨、风雪

12、。影响El Nio 4） 在西太平洋和南海地区生成及登陆我国的台风个数，厄尔尼诺年比常年少。La Nia4） 在西太平洋和南海地区生成及登陆我国的台风个数拉尼娜年比常年多。 九江，1998.08.09洪水广西梧州，2005.06.预报南方涛动指数（SOI）通常用南太平洋的塔希堤岛和澳大利亚的达尔文岛的海平面气压差来表示南方涛动的振动和位相指数（SOI）PT ：赤道东太平洋海平面气压；PD ：印度尼西亚海平面气压。SOIPTPD当南方涛动偏强时，低纬信风增大，促使秘鲁寒流加强。南方涛动衰弱时，也就是印度洋海面气压上升，南太平洋中东部气压下降时，赤道中太平洋信风带就大大减弱，预示着El Nio 即

13、将发生。南方涛动：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。厄尔尼诺-南方涛动（El Nino/Southern Oscillation，ENSO ）:大气和海洋共同作用的现象合起来，称为ENSO。 三、影响气候的下垫面状况 （一）海陆分布与气候 （二） 高大地形与气候 （三） 冰雪覆盖与气候1、海陆与大气热量交换的差异2、海陆分布对大气水分的影响（一）对蒸发和空气湿度的影响（二）对雾的影响（三）对降水的影响三、海陆分布与周期性风系（一）海陆风（二）季风四、海洋性气候与大陆性气候（一）气温指标（二）水分指标（三）气候大陆度1、海陆与大气热量交换的差异辐射性质

14、： 海洋吸收辐射大于陆地热特性： 岩石和土壤的比热小于水的比热吸收的热量的分布深度：海洋深于陆地反射率： 海洋反射率小于陆地，反射率越大，吸收越少 海洋514% 陆地3040%传热方式不同： 海洋：热力对流，动力对流，平流 陆地：与大气湍流 与地下传导热量分配不同： 海洋：主要用于海水的蒸发 陆地：主要用于与大气间的湍流交换2、海陆分布对大气水分的影响（一）对蒸发和空气湿度的影响（二）对雾的影响1）陆地雾以辐射冷却形成为主，盛行于冬季晴夜和清晨，近午时因日照强而蒸发消散，2）海面雾的形成以平流冷却为主，春夏出现频率最大，正午日照虽强也不能消散，只有当风向改变，风力增强，使气流上下扰动时才被吹散

15、。3）大陆沿海地区多平流辐射雾，它是由湿空气平流至陆上，再经夜晚辐射冷却，空气达到饱和时而形成的。地区全年雾日雾的类型季节与时间海洋陆地沿海多,冷洋流及冷、暖洋流交汇处更多以平流雾为主，其次为蒸发雾多出现在春、夏一日中任何时间都可出现少，内陆更少以辐射雾为主多出现在秋、冬季的夜晚或清晨较多以平流辐射雾为主欧洲多出现在冬季清晨，我国出现在春季清晨海陆分布对降水量的影响比较复杂，海洋表面空气中水汽含量虽多，但要造成降水还必须有足够的抬升作用，使湿空气上升凝云致雨。1、对流雨： 陆地：夏季午后空气层结不稳定 海洋：暖流表面冬季夜间，水温高于气温，层结不稳定2、地形雨地形雨只会在大陆上出现，在盛行海洋

16、气流的迎风坡最易形成。3、锋面雨和气旋雨海洋上的降水绝大多数是锋面雨和气旋雨。在温带大陆西岸，气旋活动频繁，尤其是在冬季，南北气温差异大，锋面气旋最强，所以气旋雨也很多。（三）对降水的影响4、海洋性气候与大陆性气候1）定义海洋性气候：某一地区的气候受海洋影响较深，且能反映出海洋影响的气候特征，称为海洋性气候。大陆性气候：某一地区的气候受大陆影响较深，且能反映出大陆影响的气候特征，称为大陆性气候。气 温日较差年较差最热月最冷月春秋温差海洋性大陆性降 水性质水量变率分配湿度云量雾日海洋性大陆性2）大陆性气候和海洋性气候的比较小小82负大大71正气旋雨锋面雨对流雨地形雨多小少大全年均匀冬季多夏雨集中

17、大小多多少少温度标志（1）气温年较差：愈向内陆年较差愈大（2）年温相时：受海洋影响，降温、增温皆慢。（3）春温与秋温差值：气候学上通常以4月和10月气温分别代表春温和秋温。海洋性气候气温变化和缓，春来迟，夏去亦迟，春温低于秋温大陆性气候气温变化急剧，春来速，夏去亦速，春温高于秋温。（4）气温日较差：海洋日较差较内陆小。水分标志海洋性气候年降水量比同纬度大陆性气候多，其一年中降水的分配比较均匀，而以冬季为较多。气旋雨的频率为最大，降水的变率小。大陆性气候以对流雨居多，降水集中于夏季，降水变率大。此外，海洋性气候的绝对湿度和相对湿度一般都比大陆性气候大。相对湿度的年较差海洋性气候小于大陆性气候。气

18、候学上为了定量地表示各地气候大陆性程度，采用气候大陆度为指标来衡量。在气候学里通常以气温年较差来衡量气候的大陆性和海洋性。大陆度的公式如下： 式中K为大陆度；A为气温年较差多年平均值；为地理纬度。 大陆度K在0-100之间变化，0为最强海洋性气候，100为最强大陆性气候，50为海洋性和大陆性气候的分界线。（三）气候大陆度（二）高大地形对气候的影响1、高大地形对气温的影响： 气温日较差年较差小 对周围气温影响：地形阻碍作用（由于青藏高原的存在，从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度

19、半岛北部为低）2. 地形与降水（一）影响降水的形成 1、迎风坡抬升气流形成地形雨 2、山地阻挡低压、锋面，并使其减速，形成气旋雨 或锋面雨。 3、气流进入狭谷，条件适宜可产生对流雨 4、西风带中的山脉，若迎风坡与向阳坡一致，对流 快，降水多，形成对流雨。 5、气流流过不平地形时，摩擦大，湍流上升时，产生 毛毛雨。台湾山脉长 白 山 脉背风坡(沈阳)P=600mm迎风坡(丹东)P=1006mm背风坡P2000mm背风坡(沈阳) P=600mm安 第 斯 山迎风坡：P50cm,切断地表到大气的长波辐射。冰雪表面与大气间的能量交换能力很微弱。 3、冰雪大气间的水分交换特性 冰雪表面的饱和水汽压比同温

20、度的水面低，冰雪供给空气的水分甚少。于是空气反而向冰雪表面输送热量和水分，冰雪表面上形成的气团冷而干。大气逆辐射弱。4、冰雪融化需要吸热。 人类活动对气候的影响主要体现在3个方面： 改变下垫面性质 森林、草原、农田（沙漠化效应、绿洲效应） 水库（湖泊效应） 城市（城市热岛效应） 海洋石油污染（海洋沙漠化效应） 四、人类活动对气候的影响 气候的形成和变化的因子： 太阳辐射（天文气候） 环流因子（包括大气环流和洋流） 下垫面因子（包括海陆分布、地形与地面特性、冰雪覆盖） 人类活动的影响 第二节 气候带与气候型 一、气候带10N10S2327N2327S33S33N45S45N6633S6633N赤

21、道赤道气候带热带气候带热带气候带副热带气候带副热带气候带暖温带气候带暖温带气候带冷温带气候带冷温带气候带极地气候带极地气候带 赤道气候带位置： 10N10S气候特点：全年高温少变，温度年较差很小降水 丰沛，全年分配均匀 热带气候带位置： 10N（S）2327N（S）气候特点：温度高，温度年较差较大;降水量，降水集 中于夏半年一年可分为热、雨、凉三季气候带(Climate belt)：是根据气候成因或多种气候要素最主要 的是太阳辐射）的相似性而划分的与纬 度大致平行的带状气候区域。 副热带气候带位置： 2327N（S） 33N（S）气候特点：温度年较差、日较差大大陆西岸：盛行西北风，气候干燥大陆

22、东岸：盛行东南风，气候湿润 暖温带气候带位置：33N（S） 45N（S）气候特点：大陆西岸：地中海气候（夏：高温干燥 冬：温暖潮湿） 大陆东岸：季风气候 （夏：炎热潮湿 冬：寒冷干燥）副热带高压西风 冷温带气候带位置：45N、S6633N、S气候特点：大陆西岸 海洋性气候 夏季凉爽冬季温和，温度年较差较小 气候湿润，降水全年分配均匀大陆东岸 大陆性气候 夏季凉爽冬季严寒，温度年较差很大 气候干燥，降水少且集中于夏季 极地气候带位置：极圈内气候特点：最热月月平均温度10苔原气候带：最热月月平均温度010 夏季 极地大陆气团 冬季 北极气团冻原气候带：最热月月平均温度0 全年 北极气团二、气候型气

23、候型(Climate type):指在同一个气候带里，由于地理环境 或环流性质的不同，出现不同的气候型。 气候型是按照环境特征进行气候划分。 柯本根据降水的季节分配，在暖温带内分三种气候型。1.暖温常湿气候型2.暖温夏干气候型（地中海气候型）3.暖温冬干气候型（我国） (一)海洋气候型与大陆气候型 1.海洋性气候：夏季凉爽，冬季温和，秋温高于春温，气温日、年较差均较小。一年间最热月和最冷月出现时间较迟，最热月出现在8月，最冷出现在2月。相对湿度大，且年变化小。云雾多，日照少；降水丰沛，且季节分配比较均匀，冬半年略多于夏半年。 2.大陆性气候：夏季炎热，冬季寒冷，春温高于秋温。最冷月出现在1月，

24、最热月出现在7月，气温日较差和年较差均大。相对湿度小，且年变幅大。云雾少，晴天多，日照丰富，降水量多集中在夏季，冬季干燥，降水变率较大。 (二)草原气候与沙漠气候 都属大陆性气候，只是大陆性程度不同。 共同特点:气温日、年较差大，降水量少且集中在夏季，蒸发量大，日照充足，风沙多，尤其春、冬两季为甚。 1.草原气候分为温带草原气候和热带草原气候。温带草原气候：冬寒夏暖，热带草原气候：夏热多雨，冬暖干燥 2.沙漠气候是极端干燥的大陆性气候。 特点:空气中水汽少，太阳辐射强，昼夜温差大，降水少，蒸 发旺盛，蒸发量远远大于降水量，年平均相对湿度在40以下，气候极其干燥，自然植被缺乏。 (三)季风气候与

25、地中海气候 1、季风气候：热带季风气候：10。到回归线附近的亚洲大陆东南部。降水充沛，全年高温。，副热带季风气候：副热带亚欧大陆东岸。热带海洋气团与极地大陆性气团交汇，夏秋受热带气旋活动影响。，温带季风气候：亚欧大陆东岸35-55。N夏季炎热多雨，冬季寒冷干燥。2、地中海气候：南北纬30-40。大陆西岸。夏季大陆性气团影响，副高控制，高温干旱；冬季，受海洋性气团影响，副热带高压南移，西风带气旋活动频繁，温和多雨。 (四)高山气候与高原气候 1高山气候：随海拔高度增加，空气、水汽、尘埃等随之减少。直接辐射和总辐射随高度增加而增加，散射辐射减少海拔越高，气温越低。气温的日较差和年较差随高度增加而减

26、少，极值出现时间越晚。水汽压随高度的增加而减少，相对湿度随高度增加而增加。高山气候具有明显的垂直地带性 (四)高山气候与高原气候 高山气候具有海洋性，高原气候则具有大陆性。 高原上，由于陆地面积大，夏季和白昼，在强烈的太阳直接辐射下增热。成为同一高度大气层的热源。冬季和夜晚，由于地面有效辐射强烈，成为同高度大气的冷源。因此，高原上温差较大。 第三节 中国气候一、中国气候区划1.第一级区划气候带按热量状况划分指标：日平均气温稳定通过10。C的积温值、最冷月平均气温和年极端最低气温全国分为9个气候带，1个高原气候区（青藏高原）2.第二级区划气候大区按水分状况划分气候大区指标：年干燥度 干燥度=最大

27、可能蒸发量/降水量最大可能蒸发量是土壤经常保持湿润状态，土壤和植物最大可能蒸发和蒸腾的水量。9个气候带共区划出18个气候大区；高原气候区中有4个气候大区3.第三级区划气候区指标：季干燥度全国划分为45个气候区总括：全国被分成9个气候带、22个气候大区、45个气候区。季 风 (monsoon)季风的概念季风的特点东亚季风形成的原因南亚季风形成的原因东亚季风和南亚激发的区别我国的季风区域季风(monsoon)的概念季风的特点东亚季风形成的原因南亚季风形成的原因东亚季风和南亚季风的区别我国的季风区域我国季风特点二、季风和中国季风气候1.季风：在大范围内，以一年为周期，低空盛行风向及其所对应的盛行气团

28、和天气气候特点随季节而明显变化的现象。2.季风的特点1）大范围盛行风向随着季节变化而有很大不同，甚至 接近相反；2）两种季风各有不同的源地，其气团属性有本质差别；3）能够造成明显的天气差别。 如旱季和雨季，冬和夏的对比。3. 季风的分布范围东亚季风区南亚季风区4.季风形成的因素 海陆间的热力差异行星风带的季节移动高原的热力、动力作用 冬季高冬季风低高夏季风夏季海陆热力差异是形成季风的最主要原因海陆热力差异的作用赤道南极北极30606030赤道低气压带副热带高压带东北信风带极地高压带副极地低压带西风带东风带副热带高压带东南信风带西风带副极地低压带东风带极地高压带热带的夏季风 西南风行星风系的季节

29、性移动夏季北移热带地区的冬季风 东北风蒙古高压冬季南移青藏高原的加强作用30N高热夏季的热源作用西南季风夏季的热源作用高原夏季风（西南风）低冬季的冷源作用高原冬季风（东北风）30N冬季的冷源作用东北风蒙古高压吹来的东北风低蒙古高压冷高5. 南亚季风 行星风带的季节移动 海陆热力差异 南亚夏季风比冬季风强。 东亚季风和南亚季风有何不同? 1) 强度不同 东亚季风是冬季风强于夏季风； 南亚季风是夏季风强于冬季风。2) 成因不同 东亚夏季风主要起因于海陆热力差异； 南亚夏季风主要是由于行星风带的北移加上海 陆热力差异的共同作用。4) 南亚夏季风的来临是爆发性的，冬季风的建立比较缓 慢； 东亚夏季风的

30、建立是渐进的，而冬季风的建立或 夏季风的撤退比较突然。3) 特点不同 东亚：冬季寒冷干燥，夏季温暖多雨 南亚：冬季干早少雨，夏季高温多雨6、我国季风气候特点1） 我国季风气候形成的原因海陆分布对我国季风所起的作用地球行星大气环流的季节移动所起的作用青藏高原对我国季风形成的作用3）我国气候的主要特点风 冬季：偏北风 夏季：东南风温度 冬季气温比同纬度低得多降水 雨量集中，降水变率大，云量和相对湿度全年以夏季最大（二）大陆性气候强大陆度及其分布 在气候学里通常以气温年较差来衡量气候的大陆性和海洋性。大陆度的公式如下： 式中K为大陆度；A为气温年较差多年平均值；为地理纬度。 大陆度K在0-100之间

31、变化，0为最强海洋性气候，100为最强大陆性气候，50为海洋性和大陆性气候的分界线。大陆性在温度上的反映 气温年较差大，是中国气候大陆性强的重要特征之一。 中国气温年较差分布的总趋势是北方大，南方小，且各地气温年较差均大于全球同纬度的平均值。 春温高于秋温是中国气候大陆性强的另一重要特征。 大陆性在降水上的反映大陆性气候的降水特征： 雨量集中夏季； 多对流性降水； 降水变率大 年降水变率大的地方，大陆度也大；反之，年降水变率小的地方，大陆度也小。 三、中国气候资源一、光能资源 太阳总辐射年总量、净辐射、光合有效辐射量、光照时间等光合有效辐射通量 植物叶子进行光合作用过程中，叶绿素选择性地吸收太

32、阳光，在红光区有一主要吸收带，蓝光或紫光区有一次要吸收带，把这两带之间的光谱区称为光合有效辐射区。波长范围是0.380.71m光合有效辐射通量公式：Q=0.43Sb+0.57SdQ是光合有效辐射通量密度；Sb是水平面上太阳直接辐射通量密度；Sd 是漫射辐射通量密度。二、热量资源积温、年平均气温、最热月和最冷月温度、极端最高和最低温度、年极端最低温度的平均值、无霜期、生长季等。 1.积温3.极端最高和最低气温4.年极端最低气温的平均值5.生长期和无霜期三、水分资源降水量、干燥度、相对湿度 干燥度包括水分的收入降水量，水分的输出蒸发量K=E/P （E可能蒸发量，降水量）K=0.16t/r 式中：K

33、是干燥度； t是日平均气温 稳定通过10持续期内的积温； r是同降水量； 系数0.16是假定秦岭、淮河一线的可能蒸发量和降水量接近平衡，参照自然景观而确定的。小气候定义：在小范围内，由于下垫面构造和特性不同，使热量和水分收支不一样，形成近地层与大气候所不同的特殊气候，称为小气候。小气候的特点范围小差别大比较稳定1 地形小气候日照太阳辐射温度风降水海拔坡向坡度首先由于坡地方位不同，日照和辐射条件各异，导致土温和气温都有明显的差异。在我国，多数山地是南坡的温度高于北坡，古诗咏大庾岭的梅花，有“南枝向暖北枝寒，一样春风有两般”之句2 防护林小气候 一、林带的动力效应 1 内部：增大摩擦2 外部： 迎

34、风面：堆积抬升 冠层顶：涡旋运动 背风面：内部摩擦 2 防护林小气候 一、林带的动力效应 林带的防风效能常用下式表示： 式中为防风效能；u0为旷野风速；u为距背风林缘一定距离内，风速减低区的平均风速。二、影响林带防风效能的因子 1 林带结构：三种结构林带相比较，以疏透结构林带的防护效果最好，紧密结构林带最差。2 大气稳定度大气愈稳定，乱流较弱，由上层向下传递的动能较小，使背风面气流恢复速度较慢，所以防风距离较大;在不稳定层结时，乱流较强，由上层向下传递的动能多，背风面气流恢复速度快，林带防风距离小；中性层结时，介于大气稳定与不稳定之间。3 林带与风向的交角当风向与林带垂直时，防风效果最好；防风

35、效果随着风向交角减小而减弱。 4 林带宽度宽度应根据当地的最大风力、林带的用途、结构和树种等因子综合来确定。 5 林带高度 随着林带高度增加，林带的防风距离相应地按比例增加。6 风力大小 背风面风速降低的绝对值，是随旷野风速增加而增大。当风速达到一定程度后，由于柔软枝叶摆动使疏透度增大到接近极限位置，风速继续增大，防风效果则不明显。 7 林网当气流通过网格林带时，由于每一条林带都起减弱风速作用，所以风速随着气流通过林带数目增加而逐渐减弱。 三 林带对气温的影响 林带对气温的影响比较复杂，与很多因子有关，如林带结构、天气类型、风力大小、乱流交换强弱和下垫面状况等。 四、林带的水文效应 （一）林带

36、对蒸发的影响 在林带保护下，林带网格内的蒸发比旷野少。在林带背风面湍流交换减弱，使植物蒸腾和土壤蒸发大大减小。（二）林带对空气湿度的影响 林带近地气层的绝对湿度和相对湿度都比旷野高。 3、森林小气候的特征。一、森林中的温度状况第一，林冠的存在减少了到达林内的太阳辐射和长波射出辐射。当入射辐射占优势时，即净辐射为正值时，林冠有减小净辐射的效应；当射出辐射占优势时，即净辐射为负值时，林冠有增大净辐射的效应。这种作用使林内温度变化趋于缓和，具有良好效应，我们称为林冠对温度的正作用。第二，林冠的存在减低了林内风速和乱流交换作用，使与林外热量交换减少。林冠有增大林内温度日较差和年较差的作用。这种作用是使

37、林内温度趋于极端，产生不良影响，称为林冠对温度的负作用。 通常，森林中正作用大于负作用，因此林内的温度变化比林外缓和；只有在疏林中负作用大于正作用，所以其温度变化比林外极端。森林内温度的铅直分布有密林型和疏林型:密林型：白天最高温度出现在林冠，夜间最低温度也出现在林冠，林内白天一般呈逆温分布，夜间呈等温分布。疏林型：最高温度和最低温度都出现在林地上，而林冠处有一次高或次低值。白天林内温度分布呈日射型，夜间呈辐射型。A密林型 B疏林型白天夜间二、森林中的湿度状况（一）林内湿度日变化和年变化特征 由于林冠阻挡林内外空气交换，林内的水汽不易向外扩散，所以林内的相对湿度和绝对湿度均比林外高。1.日变化特征 水汽压：在密林里，水汽压的变化为单峰型，日变化趋势与气温相一致。在疏林里，特别是干旱时期，水汽压日变化呈双峰型。 相对湿度：林内相对湿度日变化与气温日变化相反，日较差比林外小。2. 年变化特征 在一年中，林内的绝对湿度和相对湿度均比林外高。 最大值出现在夏季，最小值出现在冬季，年较差比旷野小。（二）林内