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阅读 11103 次 历史版本 1个 创建者:成事在人 (2010/5/26 3:57:26)  最新编辑:成事在人 (2010/5/26 3:57:32)
氣候
拼音:qì hòu
英文:climate
  氣候,指一個地方多年來天氣的平均狀況。氣候是以冷、暖、幹、濕這些變量來衡量的,包括溫度濕度氣壓風力降水量,大氣粒子數及眾多其他氣象要素在很長時期及特定區域内的統計數據。氣候通常是由某一時期的平均值和離差值的表征。

  氣候一詞由古希臘語Klima演變而來,原意爲傾向,趨勢。通常定義爲很長一段時間内的平均天氣狀況。標准平均值的時期爲30年,但根據情況不同,平均值的時期也會有改變。除了平均值外,氣候還包括統計數值,例如每日或每年的幅度變化。政府間氣候變化專門委員會(簡稱IPCC)對氣候的解釋爲:對氣候比較狹隘的定義是“普遍的天氣狀況”,或稍嚴謹些解釋爲:從幾個月到成百上千年的時間中,氣候在量方面的變動所作出的統計描述。世界氣象組織(簡稱WMO)對氣候統計的周期定爲30年。氣溫,降雨量和風力是最淺顯的經常性變動。從更廣闊的層面來講,包括統計描述,氣候就是氣候體系的狀態。

  一個地方的氣候是受該地的緯度地形海拔、冰雪覆蓋情況、以及附近水體及其水流狀況影響的。氣候可根據不同氣象要素的平均範圍和特殊範圍進行分類,最常采用溫度和降水量。其中最普遍使用的分類系統是Koppen氣候分類系統。1948年開始使用的桑斯維特費氣候分類系統,在溫度和降水量兩個變量的基礎上增加土壤水分蒸散量,該系統應用於研究動物物種多樣性和氣候變化的潛在影響。伯傑龍和空間天氣分類系統側重於通過氣團的形成來確定某些地區的氣候狀況。

  許多國家很早就有關於氣候現象的記載。中國春秋時代用圭表測日影以確定季節,秦漢時期就有二十四節氣七十二候的完整記載。

氣候分類


  最初,古希臘人把氣候定義爲在不同緯度地區的天氣情況。而現代氣候分類方法則可以廣義的分爲注重氣候成因的遺傳法,以及注重環境影響的經驗法。遺傳法一般依據不同氣團類型的相對頻率 或是 綜觀天氣造成幹擾的位置來分類。而經驗法一般按區域劃分氣候,參考植物硬度evapotranspiration,以及蒸發散量,或是使用更常見的 Koppen 氣候分類法,此法用於結合特定的生物群落來對氣候進行劃分。這些分類體系存在一個普遍的不足,即在它們把不同區域之間劃出了明顯的界限,而沒有用到自然界中常見的氣候漸變。

伯傑龍與空間氣候


  最普遍的方法就是用氣團的概念來分類。而伯傑龍分類法是氣團分類法中最廣爲認可的。氣團分類法涉及三個字母。第一個字母描述氣候潮濕的特性,用C 表示幹燥的大陸氣團,而用M表示潮濕的海洋氣團。第二個字母描述該地區的氣溫特性:T 代表熱帶,P 代表極地, A 代表南北極, M 代表季風,E 代表赤道,S 代表高層空氣(大氣中由大量下行運動形成的幹燥空氣)。第三個字母用以標明大氣的穩定性。如果氣團比下面的地表冷,就標記爲 K。而比地表熱則標記爲 W。50年代的天氣預報中提及到氣團的概念,氣象學家們在這個基礎上於1973年開始起創建了天氣氣候學。

  空間天氣分類系統(SSC)是在伯傑龍分類體系的基礎上建立的體系。依照 SSC體系有六種分類:幹燥極地(與大陸極地類似),幹燥適中氣候(與海洋高層空氣類似),熱帶幹燥(與熱帶大陸類似),潮濕極地(與海洋極地類似),潮濕適中(海洋極地和海洋熱帶的混合),還有潮濕熱帶(與海洋熱帶、海洋季風以及海洋赤道類似)。

柯本氣候分類法


  柯本氣候分類法,是最被廣泛被使用的氣候分類法,由德國氣候學家弗拉迪米爾·彼得·柯本所發展出來的氣候分類法,1918年發表分類法的第一個完整版本,1936年發表最後修訂版。

  柯本氣候分類法首先根據全球的氣候分成五個主氣候帶(A、B、C、D、E),其中除B(幹旱帶)是幹旱氣候外其餘爲濕潤氣候,各帶中又以氣溫和降水爲基礎,考慮年度與每月氣溫,以及降雨季節的變化,參考植被分布來確定劃分出若幹氣候型。

  柯本類型是由最常見的五種基本類型構成,分别列爲A-E。確切的說,這些基本類型是A 熱帶;B 幹旱;C 暖溫帶;D 涼溫帶;E 極地。這5種基本的分類還可以進一步細分爲二級種類,比如熱帶雨林氣候、季風氣候、熱帶大草原氣候、濕潤性亞熱帶氣候、濕潤性大陸氣候、海洋氣候、地中海氣候、西伯利亞氣候、副極帶氣候、苔原、極地和沙漠。

氣候形成因素


  氣候的形成主要是由於熱量的變化而引起的,因而對於氣候的形成因素,主要存在以下三個方面:   

太陽輻射因素

  
  太陽輻射是地面和大氣熱能的源泉,地面熱量收支差額是影響氣候形成的重要原因。對於整個地球而言,地面熱量的收支差額爲零,但對於不同地區,地面所接受的熱量存在差異,因而會對氣候的形成產生影響。同時,地面接受熱量後,與大氣不斷進行熱量交換,熱量平衡過程中的各分量對於氣候形成也有重要影響。   

地理因素

  
  地理因素對氣候形成的影響表現在地理維度、海陸分布、地形和洋流上,而地理因素對氣候形成的影響歸根到底還是可以歸結到太陽輻射因素上。
  地理緯度 由於地球是一個球體,太陽直射到地球表面可以看作是平行光線。但是由此造成的太陽高度角在不同的緯度位置是不同的,從而造成熱量分配的不均衡,導致不同緯度地帶的氣候有變化。

  海陸位置 由於海洋和大陸具有不同的熱力學特性,如容積熱容量、導熱率等海洋與陸地顯著不同,因而海洋和大陸在氣候上差異很大。比較而言,大陸上的日較差和年較差比海洋大。溫度的年較差是區分大陸性氣候和海洋性氣候的重要指標,並且,夏季大陸是熱源,冬季海洋是熱源,熱源有利於低壓系統的形成和加強,而冷源有利於高壓系統的形成和加強,海陸的分布使行星風帶分爲若幹個高低壓活動中心,這些高低壓活動中心對於形成世界季風氣候有着直接的重要影響,例如,亞洲東部和南部有世界上最典型的季風氣候就是很好的例子,此外,海陸分布的不同也影響天氣的變化。

  地形地勢 地形地勢對局部氣候的形成有重要作用。例如山地氣候中的陽坡效應和陰坡效應,迎風坡和背風坡效應。大致而言,地形主要是對氣流產生阻擋和抬升作用。地勢對氣候形成的影響在於,海拔高,雲層少,太陽直接輻射增強,散射輻射降低,溫度降低,濕度減小。而不同的地形也對氣候影響不同,高原對氣候的影響十分明顯。

  此外,洋流對氣候的影響也是因熱量而成,海洋是地球表面熱量的重要貯藏。 洋流影響主要表現在流經地區產生重要影響。

下墊面因子


  下墊面因子對氣候的形成有着相當重要的作用。這類因子有:洋流、地面植被、下墊面對太陽輻射的吸收和反射、摺射、散射等。

大氣環流因子


  大氣環流因子本身是氣候的組成部分,對某地氣候的形成起着直接性的影響。主要因子有:氣團的平均狀況、氣流的平均狀況等。

人類活動因子


  人類活動因子通過對其他因子的變化對氣候起作用。比如改變地面的植被、興修水庫、向大氣排入各種氣體等等。

氣候類型


  全球的氣候大致可分爲以下主要類型:熱帶雨林氣候、熱帶草原氣候、熱帶季風氣候、熱帶沙漠氣候、亞熱帶沙漠草原氣候、亞熱帶季風性濕潤氣候、亞熱帶地中海氣候、溫帶海洋性氣候、溫帶季風氣候,溫帶大陸性氣候 、寒帶苔原氣候、寒帶冰原氣候以及高山高原氣候。
  

熱帶氣候類型


  熱帶雨林氣候 又稱“赤道多雨氣候”。分布在赤道兩側南北緯5°~10°之間。終年高溫多雨,各月平均氣溫在25~28℃之熱帶雨林氣候分布圖間,年降水量可達2000毫米以上。季節分配均勻,無幹旱期。主要出現在南美洲亞馬孫平原,非洲剛果盆地和幾内亞灣沿岸、亞洲的馬來群島大部和馬來半島南部。主要分布在南美洲亞馬孫河流域,非洲剛果河流域,幾内亞灣,亞洲印度半島西南沿海,馬來半島,中南半島西海岸,菲律賓群島和伊里安島,大洋州從蘇門答臘島至新幾内亞島一帶。
  主要是緯度因素影響:
  1 .太陽輻射:太陽輻射量在100—180千卡/釐米*年範圍内。使得全年高溫。 太陽輻射再強烈的地區將變爲沙漠。
  2.大氣環流:處在赤道低壓帶,信風在赤道附近聚集,輻合上升,所含水汽容易成雲致雨。
  3.海陸影響:熱帶雨林氣候所在地都靠海或在大河流域,使其雨量充沛,並使氣溫差較小。地勢較低,適合雨林生長。
  4 .植被影響:樹的蒸騰作用強,使環境更加潮濕。
  
  熱帶草原氣候 又稱熱帶幹濕季氣候、薩瓦納氣候、熱帶稀樹草原氣候、熱帶疏林草原氣候。大致分布在南北緯10°至南北回熱帶草原氣候歸線之間,以非洲中部、南美巴西大部、澳大利亞大陸北部和東部爲典型。本類型分布區處於赤道低壓帶與信風帶交替控制區。全年氣溫高,年平均氣溫約25°C。當赤道低壓帶控制時期,赤道氣團盛行,降水集中;信風帶控制時期,受熱帶大陸氣團控制,幹旱少雨。年降水量一般在700--1000毫米,有明顯的較長幹季。自然植被爲熱帶稀數草原。
  熱帶草原氣候的特點是:受赤道低氣壓帶控制時,形成濕季;受信風控制時,形成幹季。其分布規律是在南北緯10°至南北回歸線之間。對此學生會產生疑問:“赤道低氣壓帶的移動範圍是在南北緯10°以内,它是怎麼控制熱帶草原氣候的呢?”通過分析,我們可以把這種氣候的成因歸納爲:

  一、季風型
  盛夏季節,在低緯度地帶(特别是在大陸上),往往在南北半球信風帶插入一個赤道西風環流。它的形成,一方面是由於行星風帶的季節移動;另一方面是由於大陸的加熱作用,更助長了赤道低壓槽移動時在大陸上被加強。
  北半球夏季時(7月),南半球的東南信風向北越過赤道向右偏轉,形成西南季風;南半球夏季時(1月),北半球的東北信風向南越過赤道向左偏轉,形成西北季風。這一現象,在從非洲經印度洋至太平洋西部一帶最爲顯著。
  1、非洲10°N至20°N地區和北美洲南部
  夏季,兩地分别受到掠過暖流上空和受地形抬升作用的暖濕西南季風的控制;且由於西南季風與東北信風輻合上升,多對流雨,降水豐沛,形成濕季。冬季,受單一、幹燥的東北信風控制,形成幹季。
  2、非洲10°S至20°S地區和澳大利亞北部
  夏季,兩地受到暖濕的西北季風控制,且由於西北季風與東南信風輻合上升,多對流雨,降水豐沛,形成濕季。冬季,受單一、幹燥的東南信風控制,形成幹季。

  二、熱帶鋒型
  夏季,在廣闊的熱帶太平洋東部,赤道西風不顯著,且由於受高大的安第斯山脈的阻擋,來自太平洋的暖濕季風對南美洲的熱帶草原氣候區的影響幾乎沒有。但來自陸上的西南季風和西北季風,分别與來自熱帶大西洋上、並掠過暖流上空的東北信風和東南信風在此輻合上升,形成熱帶鋒,多對流雨,氣候濕熱。
  赤道以北的圭亞那高原、奧里諾科河流域和哥倫比亞北部,6月至10月潮濕多雨;赤道以南的巴西高原内部,10月至次年3月,降水豐富,形成濕季。冬季,兩地分别受單一的東北信風和東南信風控制,幹燥少雨,形成幹季。

  三、副高型
  1、南非高原南部(20°S至30°S)
  1月的南半球是夏季,大陸内部形成範圍廣大的熱低壓,暖濕的、掠過暖流上空的東南信風吹向大陸,爲南非高原帶來較多的降水,形成濕季。
  7月的南半球是冬季,且南非高原的平均海拔在1000米以上,由於地勢高,氣溫更低,大陸南部形成高壓,並與東部的海上高壓連在一起。由於受副熱帶高氣壓帶控制,盛行下沉氣流。加之陸上高壓的存在,來自海洋上的信風影響程度減小,形成幹季。
  2、澳大利亞南部(30°S至32°S)
  由於全球氣壓帶、風帶的季節移動,夏季(1月),該地受南移的副高控制,盛行下沉氣流,幹燥少雨,形成幹季;冬季(7月),受到北移的濕潤西風控制,形成濕季。

  四、垂直地帶性類型
  東非高原上的赤道附近地區
  本地區海拔達3000米以上,由於地勢高,改變了這里的氣溫和降水狀況,氣候暖和,不能形成熱帶雨林氣候。夏季,受來自印度洋上的、掠過暖流上空的暖濕東南信風的影響,降水比較多,形成濕季。冬季,受單一、幹燥的信風控制,降水少,且地面蒸發旺盛,形成幹季。

  五、背風坡型
  澳大利亞大分水嶺西部和馬達加斯加島西部
  兩地由於地處東南信風的背風坡,且受副高控制,降水量較少,但幹濕季明顯,形成熱帶草原氣候。
  綜上所述,夏季時,南北緯10°至南北回歸線之間的熱帶草原氣候區,在一定程度上都受到赤道輻合帶的影響,該帶的位置一般也就是赤道低氣壓帶的位置,因此,也可以說是受赤道低氣壓帶的控制。
  
  熱帶沙漠氣候 主要分布在南北回歸線經過的内陸地區以及大陸的西岸地區,以非洲北部的撒哈拉沙漠地區最爲廣大。
  1.降水量少而變率大:北非撒哈拉沙漠中的亞斯文曾有連續多年無雨的記錄;而在南美智利北部沙漠的阿里卡,有連續十七熱帶沙漠氣候年中僅下過三次可量出雨量的陣雨,而三次總量僅0.51釐米,降水量極少。同樣位於智利北部沙漠的伊基圭曾連續四年無雨,但第五年的一次陣雨就降了15釐米,在另一年的一次陣雨記錄竟達63.5釐米,可見變率之大。熱帶沙漠的降雨多爲暴發性的陣雨,往往引起劇烈的水土流失。
  2.氣溫高、溫差大:由於雲量少,日照強,又缺乏植被覆蓋,空氣濕度小,因此白天氣溫上升極快。在北非曾有高達58℃的記錄,一般夏天的月均溫大都在30℃~35℃之間,而且高溫的時間很長,如阿拉伯半島的亞丁,一年有五個月的月均溫在30℃之上。沙漠的夜間較涼,因爲整夜無雲,地面輻射強,散熱快,夜間最低溫度一般在7℃~12℃之間,也有出現薄霜的日子。年溫差一般在10℃~20℃左右,而日溫差更大,在15℃~30℃之間。在北非的黎波里以南的一個氣象測站,於1978年12月25日曾有白天最熱達37.2℃,而晚上降至最低溫-0.6℃的記錄,日溫差達37.8℃,真是可用“朝穿皮襖午穿紗”來形容。
  3.蒸發強、相對濕度小:熱帶沙漠氣候因爲經常無雲、風大、日照強、氣溫高、相對濕度小,因此蒸發力非常旺盛。可能蒸發散量約爲降水量的二十倍以上,甚至達百倍。空氣中的相對濕度很小,在埃及撒哈拉沙漠常出現2%左右的相對濕度。
  
  熱帶季風氣候 僅分部在亞洲南部,南半球沒有熱帶季風氣候。
  特點:全年高溫、分旱雨兩季、雨季多雨。
  成因:夏季風,是氣壓帶和風帶的季節移動形成的——南半球的東南信風越過赤道進入北半球,在地轉偏向力的作用下向右熱帶季風氣候偏轉成爲西南季風。所以,熱帶季風氣候受西南季風與東北信風交替控制。
  冬季,主要由海陸熱力差異的原因形成。
  熱帶季風氣候最冷月的均溫值>15℃。年降水量在1500~2000mm之間。季節分配爲夏雨型。

亞熱帶氣候類型


  亞熱帶地中海氣候 亞熱帶、溫帶的一種氣候類型。因地中海沿岸地區最典型而得名。地中海氣候分布在地中海沿海最爲典型的原因是地中海氣候的成因是由西風帶與副熱帶高氣壓帶交替控制形成的,在地中海地區,夏季受副熱帶高氣壓帶控制,地中海水溫相比陸地低從而形成高壓,加大了副熱帶高氣壓帶的影響勢力,冬季地中海的水溫又相對較高,形成低壓,吸引西風,又使西風的勢力大大加強.亞熱帶地中海氣候分布於南、北緯30~40°間的大陸西岸。分布還具有廣泛性,是唯一的除南極洲以外,世界各大洲都有的氣候類型。

  氣候特點:夏季炎熱幹燥,高溫少雨,冬季溫和濕潤。冬季氣溫5~10℃,夏季21~27℃。年降水量約350~900毫米,集中於冬季,夏半年降水量隻占全年降水的20~40%,最大月降水量是最小月降水量的3倍以上。

  成因:夏季,在副熱帶高壓控制下,氣流下沉,幹旱少雨。冬季,副熱帶高壓移向低緯,本氣候區西風帶氣鏇活動頻繁,降水豐富,同時因西風從冬季較溫暖的海洋(海陸熱力性質差異)上吹來,氣候溫和濕潤。
  
  亞熱帶季風性和季風性濕潤氣候 亞熱帶季風性濕潤氣候分布在南北緯25°~35°大陸東岸,是熱帶海洋氣團和極地大陸氣團交替控制和互相角逐交綏的地帶。其1月平均溫普遍在0℃以上,7月平均溫一般爲25℃左右,冬夏風向有明顯變化,年降水量一般在1000毫米以上,主要集中在夏季。這類氣候在東亞稱爲亞熱帶季風氣候,其它地區由於降水較多,被稱爲亞熱帶季風性濕潤氣候。
  
  亞熱帶草原和沙漠氣候 亞熱帶草原和沙漠氣候主要分布在南, 北, 緯25°~35°的大陸西部和内陸地區, 其基本特點與熱帶沙漠氣候相似, 也是全年幹旱少雨, 夏季高溫炎熱, 但因緯度稍高, 冬季氣溫比熱帶沙漠氣候低.

溫帶氣候類型


  溫帶季風氣候 出現在北緯35°~55°左右的亞歐大陸東岸,包括我國華北和東北、朝鮮的大部、日本的北部以及俄羅斯遠東地區的一部分。冬季這里受來自高緯内陸偏北風的影響,盛行極地大陸氣團,寒冷幹燥;夏季受極地海洋氣團或變性熱帶海洋氣團影響,盛行東和東南風,暖熱多雨,雨熱同季。年降水量1,000毫米左右,約有三分之二集中於夏季(夏季炎熱多雨,冬季寒冷幹燥)。全年四季分明,天氣多變,隨着緯度的增高,冬、夏氣溫變幅相應增大,而降水逐漸減少。
  
  溫帶大陸性氣候 主要分布在南、北緯40°~60°的亞歐大陸和北美大陸内陸地區和南美南部。由於遠離海洋,濕潤氣候難以到達,因而幹燥少雨,氣候呈極端大陸性,氣溫年、月較差爲各氣候類型之最。而且,越趨向大陸中心,就越幹旱,氣溫的年、日較差也越大,植被也由森林過渡到草原、荒漠。

  溫帶大陸性氣候位於北緯40°至60--65°之間的内陸與大陸東岸。冬季在大陸性氣候控制下,最冷月的平均氣溫,南部爲0℃以下,北部接近-40℃。最熱月的平均氣溫,南部26--27℃,北部接近20℃。生長季南部約200天,北部僅50-70天。屬於這一氣候區的有:中國東北、西伯利亞大部分、阿拉斯加與加拿大大部分以及美國五大湖附近。

  廣義的溫帶大陸性氣候包括溫帶沙漠氣候、溫帶草原氣候及亞寒帶針葉林氣候。狹義的概念將濕潤的後者除外。冬季嚴寒,受高壓控制,最低溫達-73℃;夏季南部7月平均氣溫達26~27℃,最高達33℃,北部接近20℃。最大年較差達62.3℃。終年受大陸氣團控制,降水從南向北(北美從西向東)增加,年降水量從200mm以下到400mm左右,北部達300~600mm。自然植被由南向北從溫帶荒漠、溫帶草原,過渡到亞寒帶針葉林。
  
  溫帶海洋性氣候 分布於大陸西岸,南、北緯40°~60°地區。終年處在西風帶,深受海洋氣團影響,沿岸又有暖流經過,冬無嚴寒,夏無酷暑,最冷月平均氣溫在0℃以上,最熱月在22℃以下,氣溫年、日較差都小。全年都有降水,秋冬較多,年降水量在1000毫米以上,在山地迎風坡可達2,000~3,000毫米以上。這種氣候在西歐最爲典型,分布面積最大,在美洲大陸西岸相應的緯度地帶以及大洋洲的塔斯馬尼亞島和新西蘭等地也有分布。

寒帶氣候類型


  寒帶苔原氣候 分布在北美大陸和亞歐大陸的北部邊緣(南以最熱月10℃等溫線與亞寒帶大陸性氣候相接)、格陵蘭島沿海的一部分及北冰洋中的若幹島嶼;在南半球則分布在馬爾維納斯群島、南設得蘭群島和南奧克尼群島等地。其特征是:全年皆冬,一年中隻有1~4個月月平均氣溫在0°~10℃之間,冬季酷寒而漫長;年降水量約200~300毫米,以雪爲主;地面有永凍層,隻有地衣、苔蘚等低等植物。
  
  寒帶冰原氣候 分布在極地及其附近地區,包括格陵蘭、北冰洋的若幹島嶼和南極大陸的冰原高原。這里是冰洋氣團和南極氣團的發源地,整個冬季處於永夜狀態,夏半年雖是永晝,但陽光斜射,所得熱量微弱,因而氣候全年嚴寒,各月溫度都在0℃以下;南極大陸的年平均氣溫爲-25℃,是世界上最寒冷的大陸, 1967年挪威人曾測得-94.5℃的絕對最低氣溫,可堪稱爲世界“寒極”。地面多被巨厚冰雪覆蓋,又多凛冽風暴,植物難以生長。

高山高原氣候


  高山高原氣候分布在各大洲的高山高原地區,主要有青藏高原及其周圍山地(喀喇昆崙山、喜馬拉雅山、横斷山脈等),帕米爾高原及其周圍地區和歐洲阿爾卑斯山,南美安第斯山,東非乞力馬紮羅山地區等。氣溫隨高度的增加而下降,垂直變化顯著。自下而上有熱帶、亞熱帶、溫帶、亞寒帶和永久積雪帶,反映出完整的氣候帶譜。

氣候與天氣


  天氣是指相對快速的冷熱改變或是暫時的冷熱條件。氣候則是指一般情況下具有的天氣狀況或長期存在的主要天氣狀況。區分清楚二者的不同是十分重要的,因爲它們對人類行爲的影響是不一樣的。其次,在研究天氣對人的影響時,控制一些文化和社會因素要比研究氣候對人的影響時更難以控制。

  有一句很著名的話總結出了氣候和天氣的不同之處:“你預測的是氣候,而經歷的是天氣。”在漫長的歷史時期中,有許多左右氣候變化的持續性因素,包括緯度,海拔,陸地與河川的比例以及海洋和山川的臨近度。像板塊結構及上述的這些變化需要上百萬年的變動時間。其他氣候決定因素更爲明顯,例如,由於海洋熱鹽環流,北部大西洋比其他海洋盆地的溫度要高5℃ (9℉)。其他海洋氣流將陸地和大海之間的熱氣重新送到更多的區域。植被覆蓋的密度和類型影響太陽吸熱,保水性以及降雨量在該地區的標准。大氣溫室氣體數量的改變決定了地球上太陽能的數量,從而導致全球變暖或變冷。決定氣候變化的因素多且複雜,爲數眾多的變量及其複雜的相互作用決定了氣候的變化,但是普遍認爲氣候變化的大體情況是可以了解的,至少就過去的氣候變化的決定性因素而言是如此。

中國歷史時代的氣候變化


  從第四紀更新世晚期,距今約1.1萬年前後開始,地球從第四紀冰期中的最近一次亞冰期,進入到現代的亞間冰期,人們也稱之爲冰後期。這一段時間大體上相當於人類進入到有文字記載的歷史時代。關於這時期的氣候,挪威的冰川學家曾做出近10000年來的雪線升降圖,說明雪線升降幅度並不小,表明冰後期以來,氣候有明顯的變化。我國有悠久的歷史記載,竺可楨將這些記載加以整理分析,發現中國5000多年來的氣候有4次溫暖期和4次寒冷期交替出現。   

  在公元前3000年-公元前1000年左右,即從仰韶文化時代到安陽殷墟時代,是第一個溫暖期,這個時期大部分時間的年平均溫度比現在高2℃左右,最冷月溫度約比現在高3℃-5℃。   
  從公元前1000年左右到公元前850年(周代初期),有一個短暫的寒冷期,年平均氣溫在0℃以下。   
  從公元前770年到公元初年,即秦漢時代,又進入到一個新的溫暖時期。   
  從公元初年到公元600年,即東漢、三國到六朝時代,進入第二個寒冷時期。   
  從公元600年到1000年,即隋唐時代,是第三個溫暖期。   
  從公元1000到1200年,即南宋時代是第三個寒冷期,溫度比現代要低l℃左右。   
  從公元1200到1300年,即宋末元初,是第四個溫暖期,但是這次不如隋唐時那樣溫暖,表現在大象生存的北限,逐漸由淮河流域移到長江流域以南,如浙江、廣東、雲南等地。   
  在公元1300年以後,即明、清時代以來,是第四個寒冷期,溫度比現代要低1-2℃。   
  近5000年來,雖然是寒冷期與溫暖期交替出現,但是總的趨勢是由溫暖向寒冷變化,寒冷期一次比一次長,一次比一次冷。在第二次寒期,隻有淮河在公元225年有封凍。而在第四個寒冷期的1670年,長江幾乎都封凍了。  


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