气候学试题学习.pptx

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1、第一节大气的增温和冷却第一节大气的增温和冷却一、海陆的增温和冷却的差异一、海陆的增温和冷却的差异1 1、影响因素、影响因素海陆反射率的不同：海陆反射率的不同：陆面对太阳光的反射率大于水面，所以海洋吸收陆面对太阳光的反射率大于水面，所以海洋吸收的太阳能多于陆地。的太阳能多于陆地。透射率和传导方式的不同：透射率和传导方式的不同：陆地所吸收的太阳能分布在很薄的地表面上，而陆地所吸收的太阳能分布在很薄的地表面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中。海水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中。第1页/共62页2 2、差异、差异 大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。而大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。

2、而海洋上则温度变化缓慢海洋上则温度变化缓慢蒸发情况的不同：海面蒸发量较大，失热较蒸发情况的不同：海面蒸发量较大，失热较多，水温不易升高。陆地情况相反。多，水温不易升高。陆地情况相反。比热的不同：岩石和土壤的比热小于水的比热比热的不同：岩石和土壤的比热小于水的比热第2页/共62页二、空气的增温和冷却二、空气的增温和冷却空空气气的的冷冷热热空空气气的的内内能能空气与外界有热量空气与外界有热量交换交换外界压力对空气作外界压力对空气作功导致空气膨胀、功导致空气膨胀、收缩收缩非绝热变化非绝热变化绝热变化绝热变化第3页/共62页1 1、传导、传导 依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另依靠分子的热运动将

3、能量从一个分子传递给另一分子，从而达到热量平衡的传热方式一分子，从而达到热量平衡的传热方式 。2 2、辐射、辐射 是物体之间依各自温度以辐射方式交换热量的是物体之间依各自温度以辐射方式交换热量的传热方式。传热方式。3 3、对流、对流 当暖而轻的空气上升，周围冷而重的空气下降当暖而轻的空气上升，周围冷而重的空气下降补充的升降运动称为对流。对流层中热量交换的重补充的升降运动称为对流。对流层中热量交换的重要方式。要方式。（一）气温的非绝热变化（一）气温的非绝热变化第4页/共62页4 4、湍流、湍流 空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流是摩擦层中热量交换的重要方

4、式。湍流是摩擦层中热量交换的重要方式。5 5、蒸发（升华）和凝结（凝华）、蒸发（升华）和凝结（凝华）水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；相反，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。相反，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。能使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生能使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生潜热交换。主要在对流层下半层起作用。潜热交换。主要在对流层下半层起作用。第5页/共62页（二）气温的绝热变化（二）气温的绝热变化 任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程叫绝热过程。过程叫绝热过程。大气中，作垂直

5、运动的气块，其大气中，作垂直运动的气块，其状态变化接近于绝热过程。状态变化接近于绝热过程。1 1、干绝热过程、干绝热过程（1 1）含义：）含义：当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界当升、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，成为干绝热过程。交换热量的过程，成为干绝热过程。（2 2）干绝热方程（泊松方程）：）干绝热方程（泊松方程）：例：例：P P0 0=1000hPa,T=1000hPa,T0 0=273K=273K 则当气压为则当气压为1050hPa1050hPa时，时，T=276.7KT=276.7K 当气压为当气压为900hPa900hPa时，时，T=265

6、KT=265K第6页/共62页（3 3）干绝热直减率）干绝热直减率 干空气和未饱和湿空气气块绝热上升单位高度时干空气和未饱和湿空气气块绝热上升单位高度时的温度降低值叫干绝热直减率。用的温度降低值叫干绝热直减率。用d d表示。表示。d d1/100m1/100m2 2、湿绝热过程、湿绝热过程 （1 1）含义：）含义：气块在变化过程中，与外界无热量的交换，但发生水相气块在变化过程中，与外界无热量的交换，但发生水相的变化，称为湿绝热过程。的变化，称为湿绝热过程。（2 2）湿绝热直减率）湿绝热直减率 气块在湿绝热变化过程中，其温度随高度的递减率叫湿气块在湿绝热变化过程中，其温度随高度的递减率叫湿绝热直

7、减率，用绝热直减率，用m m表示。表示。m md d,m m不是常数，而是气压和温度的函数。不是常数，而是气压和温度的函数。第7页/共62页湿绝热直减率（度湿绝热直减率（度/百米）百米）气压气压-30-30-20-20-10-10 00101020203030100010000.930.930.860.860.760.760.630.630.540.540.440.440.380.388008000.920.920.830.830.710.710.580.580.500.500.410.417007000.910.910.810.810.690.690.560.560.470.470.380.

8、385005000.890.890.760.760.620.620.480.480.410.413003000.850.850.660.660.510.510.380.38mm随温度升高和气压减小而减小！随温度升高和气压减小而减小！第8页/共62页3 3、干、湿绝热线的比较、干、湿绝热线的比较 干绝热直减率近于常数，干绝热直减率近于常数，呈一直线，由于呈一直线，由于m md d ，湿，湿绝热线在干绝热线的右方，并绝热线在干绝热线的右方，并且下部温度高，且下部温度高，m m小，上部小，上部温度低，温度低，m m大，因此形成上大，因此形成上陡下缓的曲线，到高空，水汽陡下缓的曲线，到高空，水汽凝结越

9、来越多，含量越来越少，凝结越来越多，含量越来越少，两者相接近，趋于平行。两者相接近，趋于平行。干绝热线湿绝热线HT0md第9页/共62页同一时间对同一气团而言，温度的变化同一时间对同一气团而言，温度的变化是绝热过程和非绝热过程两者共同作用引起是绝热过程和非绝热过程两者共同作用引起的，一般而言，当空气停滞或在地面作水平的，一般而言，当空气停滞或在地面作水平运动时，非绝热变化是主要的；当气团作升运动时，非绝热变化是主要的；当气团作升降运动时，绝热变化是主要的。降运动时，绝热变化是主要的。第10页/共62页第二节 大气的稳定度一、大气稳定度的概念一、大气稳定度的概念 大气稳定度是指气块受任意方向扰动

10、后，返回或远离原平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。衡位置的趋势和程度。表示个别空气块是否安于原在的层次，是否易于发生垂直表示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对流。运动即对流。一气团一气团受到对受到对流冲击流冲击力的作力的作用后，用后，会出现会出现三种情三种情况况气团受力后逐渐减速并有气团受力后逐渐减速并有返回原来位置的趋势返回原来位置的趋势气团受力后逐渐加速并有远气团受力后逐渐加速并有远离起始位置的趋势离起始位置的趋势气团受力后不加速不减速气团受力后不加速不减速气层对气团是稳气层对气团是稳定的定的气层对气团是不气层对气团是不稳定的稳定的

11、气层对气团是中气层对气团是中性的性的第11页/共62页当空气气块温度比周围空气温度高，即当空气气块温度比周围空气温度高，即T Ti iT,T,则它将受到则它将受到向上的加速度；向上的加速度；当空气气块温度比周围空气温度低，即当空气气块温度比周围空气温度低，即T Ti iT T，则受到向，则受到向下的加速度；下的加速度；当空气气块温度和周围空气温度相同，即当空气气块温度和周围空气温度相同，即T Ti i=T=T，垂直运动，垂直运动不会发展。不会发展。第12页/共62页二、判断大气稳定度的基本方法二、判断大气稳定度的基本方法大气是否稳定，通常用气温直减率大气是否稳定，通常用气温直减率与上升空气块的

12、与上升空气块的干绝热直减率干绝热直减率d或湿绝热直减率或湿绝热直减率m的对比来判断。的对比来判断。1 1、干空气稳定度的判断、干空气稳定度的判断 当干空气或未饱和的空气块上升当干空气或未饱和的空气块上升Z Z高度时高度时 当当d d，若，若Z Z0 0，则，则a a0 0，加速度与位移方向相反，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；层结是稳定的；当当d d，若，若Z Z0 0，则，则a a0 0，加速度与位移方向一致，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；层结是不稳定的；当当=d d，a=0a=0，层结是中性的。，层结是中性的。第13页/共62页第14页/共62页Z1Z0ZTTTiAZ1Z0ZT

13、T TiBd稳定=d中性d不稳定Z1Z0ZTTTiC第15页/共62页2 2、湿空气稳定度的判断、湿空气稳定度的判断 同干绝热情况一致，当湿空气块上升同干绝热情况一致，当湿空气块上升Z Z高度时高度时 u当当m m，若，若Z Z0 0，则，则a a0 0，加速度与位移方，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；向相反，层结是稳定的；u当当m m，若，若Z Z0 0，则，则a a0 0，加速度与位移方，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；向一致，层结是不稳定的；u当当=m m，a=0a=0，层结是中性的，层结是中性的第16页/共62页3 3、结论、结论 （1 1）愈大，大气愈不稳定；愈大，大气愈不

14、稳定；愈小，大气愈稳定愈小，大气愈稳定 （2 2）当）当m m时，由于时，由于m md d，不论空气是否达，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；当定；当d d时则相反，因而称为绝对不稳定时则相反，因而称为绝对不稳定（3 3）当）当d dm m时，对于湿空气来说，大气是处时，对于湿空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于未饱和空气来说，大气又是处于不稳定状态的；对于未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。称为条件性不稳定状态。于稳定状态的。称为条件性不稳定状态。第17页/共62页三、不稳定能量三、不稳定能量 气层中可使单位质

15、量空气块离开初始位置后作加速运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能量叫作不稳定能量。动的能量叫作不稳定能量。气层提供给气块不稳定能的类型：气层提供给气块不稳定能的类型：1 1、不稳定型能量、不稳定型能量 气块受到向上的冲击运动，气块受到向上的冲击运动，温度高于周围大气的温度，温度高于周围大气的温度，气块不断向上运动，温差越气块不断向上运动，温差越大，不稳定能量越多，运动大，不稳定能量越多，运动越明显。越明显。P0T+AP0B层结曲线状态曲线正不稳定能量正不稳定能量第18页/共62页TAP0B层结曲线状态曲线P02 2、稳定型能量、稳定型能量 气块受冲击力气块受冲击力作用上升，温

16、度作用上升，温度低于周围空气温低于周围空气温度，抑制气块上度，抑制气块上升。升。负不稳定能量负不稳定能量第19页/共62页P0T+B层结曲线状态曲线E0潜在不稳定能量潜在不稳定能量3 3、潜在稳定型能量、潜在稳定型能量 只要在只要在P P0 0高度上有较高度上有较强的对流冲击力，使气强的对流冲击力，使气块抬升到块抬升到B B 点以上，上点以上，上升气块的温度就高于周升气块的温度就高于周围气温，从而获得上升围气温，从而获得上升加速度，对流充分发展。加速度，对流充分发展。自由对流高度第20页/共62页四、位势不稳定四、位势不稳定 在实际大气中，有时整层空气会被同时抬升，在在实际大气中，有时整层空气

17、会被同时抬升，在上升过程中，气层的稳定情况也会发生变化，这样造上升过程中，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。成的气层不稳定，称为位势不稳定。某一气层，下层湿度大，上层湿度小，抬升过程某一气层，下层湿度大，上层湿度小，抬升过程中，所以下层气温的降低速度小于上层气温的降低速中，所以下层气温的降低速度小于上层气温的降低速度，导致气层内部度，导致气层内部增大，当增大，当 mm时，则不稳定。时，则不稳定。第21页/共62页第三节第三节 大气温度随时间的变化大气温度随时间的变化一、气温的周期性变化一、气温的周期性变化1 1、气温的日变化、气温的日变化 近地层气温日变化的特征

18、是：最高值，一般出现在午后近地层气温日变化的特征是：最高值，一般出现在午后1414时左右；最低值，一般出现在日出前后。时左右；最低值，一般出现在日出前后。气温日较差（反映气温日变化的程度）：气温日较差（反映气温日变化的程度）：一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差。一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差。日较差变化与纬度、季节等因素的关系：日较差变化与纬度、季节等因素的关系：日较差最大的地区在副热带，向两极减小日较差最大的地区在副热带，向两极减小夏季大于冬季夏季大于冬季海洋上小于大陆海洋上小于大陆盆地和谷地大于小山峰等凸出地形区盆地和谷地大于小山峰等凸出地形区沙漠地区大，潮湿地

19、区较小沙漠地区大，潮湿地区较小阴天较小阴天较小第22页/共62页第23页/共62页2 2、气温的年变化、气温的年变化 北半球中、高纬度内陆的气温以北半球中、高纬度内陆的气温以7 7月为最高，月为最高，1 1月为最低。海洋上的气温以月为最低。海洋上的气温以8 8月为最高，月为最高，2 2月为最低。月为最低。气温年较差：气温年较差：一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称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。为气温年较差。u 气温年较差随纬度增大而增大气温年较差随纬度增大而增大u 陆上气温年较差比海洋大陆上气温年较差比海洋大第24页/共62页第25页/共62页气温的年变化按纬度可分

20、为四种类型：气温的年变化按纬度可分为四种类型：1 1）赤道型：）赤道型：一年中有两个最高值：出现在春分、秋分之后；两个最低值：一年中有两个最高值：出现在春分、秋分之后；两个最低值：出现在冬至、夏至之后，年较差小。出现在冬至、夏至之后，年较差小。2 2）热带型：）热带型：一年中有一个最高和一个最低值，年较差不大一年中有一个最高和一个最低值，年较差不大3 3）温带型：）温带型：有一个最高值，出现在夏至后的有一个最高值，出现在夏至后的7 7月，一个最低值，出现在冬月，一个最低值，出现在冬至后的至后的1 1月，年较差较大，随纬度的增大而增大。月，年较差较大，随纬度的增大而增大。4 4）极地型：）极地型

21、：一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大。而暖，年较差很大。第26页/共62页二、气温的非周期性变化二、气温的非周期性变化气温除了由于太阳辐射的变化而引起的周气温除了由于太阳辐射的变化而引起的周期性变化外，还有因大气的运动及天气变化而期性变化外，还有因大气的运动及天气变化而引起的非周期性变化。引起的非周期性变化。第27页/共62页一、气温的水平分布一、气温的水平分布 1 1、等温线、等温线 等温线：水平面上气温相等的各点的连线等温线：水平面上气温相等的各点的连线。（天气图上一般每隔天气图上一般每隔4 4度画一根等

22、温线，在绘度画一根等温线，在绘制等温线图时，常把温度值订正到同一高度，以便制等温线图时，常把温度值订正到同一高度，以便消除高度的因素，从而把纬度、海陆及其它因素更消除高度的因素，从而把纬度、海陆及其它因素更明显地表现出来）明显地表现出来）等温线稀疏，表示各地气温相差不大等温线稀疏，表示各地气温相差不大 等温线密集，表示各地气温悬殊等温线密集，表示各地气温悬殊等温线平直，表示影响气温分布的因素少等温线平直，表示影响气温分布的因素少等温线弯曲，表示影响气温分布的因素多等温线弯曲，表示影响气温分布的因素多第四节第四节 大气温度的空间分布大气温度的空间分布第28页/共62页第29页/共62页第30页/

23、共62页2 2、影响因素、影响因素 影响气温分布的主要因素有：纬度、海陆位置和海拔高度影响气温分布的主要因素有：纬度、海陆位置和海拔高度3 3、全球海平面平均气温分布特征、全球海平面平均气温分布特征 （以（以1 1月代表北半球的冬季月代表北半球的冬季和南半球的夏季，和南半球的夏季，7 7月代表北半球的夏季和南半球的冬季）月代表北半球的夏季和南半球的冬季）（1 1）赤道地区气温高，向两极逐渐降低）赤道地区气温高，向两极逐渐降低（2 2）在北半球，等温线）在北半球，等温线7 7月比月比1 1月稀疏月稀疏（3 3）冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大）冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向

24、赤道，在海洋上大致凸向极地，而夏季相反致凸向极地，而夏季相反（4 4）南半球因海洋面积较大，等温线较平直）南半球因海洋面积较大，等温线较平直（5 5）最高温度带冬季在）最高温度带冬季在5510N10N处，夏季移到处，夏季移到20N20N左右左右（6 6）南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。北半球仅夏季）南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。亚和格陵兰地区。第31页/共62页 根据记录，世界上绝对最低气温出现在东西伯根据记录，世界上绝对最低气温出现在东西伯利亚

25、的维尔霍扬斯克和奥伊米亚康，分别为利亚的维尔霍扬斯克和奥伊米亚康，分别为69.869.8和和7373，19621962年在南极记录到新的世界最年在南极记录到新的世界最低气温为低气温为9090。世界绝对最高气温出现在索马里。世界绝对最高气温出现在索马里境内，为境内，为6363。在我国境内，绝对最高气温出现在新疆维吾尔在我国境内，绝对最高气温出现在新疆维吾尔自治区的吐鲁番，达到自治区的吐鲁番，达到48.948.9。绝对最低气温在黑。绝对最低气温在黑龙江省的漠河，龙江省的漠河，19681968年年2 2月月1313日测得日测得52.352.3极端温度：第32页/共62页90，南极第33页/共62页北

26、极北极第34页/共62页撒哈拉沙漠撒哈拉沙漠第35页/共62页黄沙湮没的绿洲黄沙湮没的绿洲第36页/共62页我国实测最低气温 53，黑龙江漠河第37页/共62页漠河漠河第38页/共62页我国实测最高气温48.9，新疆吐鲁番第39页/共62页火焰山第40页/共62页二、对流层中气温的垂直分布二、对流层中气温的垂直分布1 1、基本特征、基本特征 在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的现象，称之为逆温增高而升高的现象，称之为逆温 。2 2、辐射逆温、辐射逆温 由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐

27、射逆温。辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现，辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现，以冬季最强。以冬季最强。在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还会沿斜坡流入低谷在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还会沿斜坡流入低谷和盆地，因而常使低谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续和盆地，因而常使低谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不会消失。数天而不会消失。第41页/共62页第42页/共62页3 3、湍流逆温、湍流逆温 由于低层空气由于低层空气的湍流混合而形的湍流混合而形成的逆温，称为成的逆温，称为湍流逆温。湍流逆温。第43页/共62页4 4、平流逆温、平流逆温 暖空气平流暖空

28、气平流到冷的地面或冷到冷的地面或冷的水面上，会发的水面上，会发生接触冷却作用，生接触冷却作用，愈近地表面的空愈近地表面的空气降温愈多，而气降温愈多，而上层空气受冷地上层空气受冷地表面的影响小，表面的影响小，降温较少，于是降温较少，于是产生逆温现象产生逆温现象逆温层湍流层高度温度平流逆温的形成平流逆温的形成第44页/共62页5 5、下沉逆温、下沉逆温 当某一层空当某一层空气发生下沉运气发生下沉运动时，下沉到动时，下沉到某一高度上，某一高度上，空气层顶部的空气层顶部的温度高于底部温度高于底部的温度，而形的温度，而形成逆温成逆温第45页/共62页 由于人们焚烧化石矿物以生成能量或砍伐森林并将其焚烧时

29、产生的二氧化碳等多种温室气体，由于这些温室气体对来自太阳辐射的可见光具有高度的透过性，而对地球反射出来的长波辐射具有高度的吸收性，也就是常说的“温室效应”，导致全球气候变暖。近100多年来，全球平均气温经历了冷暖冷暖两次波动，总的看为上升趋势。进入八十年代后，全球气温明显上升。全球变暖的后果，会使全球降水量重新分配，冰川和冻土消融，海平面上升等，既危害自然生态系统的平衡，更威胁人类的食物供应和居住环境。全球变暖：全球变暖：第46页/共62页冰川加速消融第47页/共62页长江源格拉丹冬雪山第48页/共62页北极冰盖加速消融北极冰盖加速消融1第49页/共62页北极冰盖加速消融北极冰盖加速消融2第5

30、0页/共62页北极冰盖加速消融北极冰盖加速消融3第51页/共62页卫星照片揭示南极冰架卫星照片揭示南极冰架5050亿立方冰体崩塌全过程亿立方冰体崩塌全过程原来空的海湾20022002年3 3月第52页/共62页冰架崩落第53页/共62页冰体充满海湾第54页/共62页冰山向外漂移第55页/共62页 图瓦卢 南太平洋岛国图瓦卢，由九个环状珊瑚小岛构成，南太平洋岛国图瓦卢，由九个环状珊瑚小岛构成，南太平洋岛国图瓦卢，由九个环状珊瑚小岛构成，南太平洋岛国图瓦卢，由九个环状珊瑚小岛构成，总面积只有总面积只有总面积只有总面积只有 26 km26 km26 km26 km2 2 2 2，最高海拔，最高海拔，

31、最高海拔，最高海拔 4.5 m4.5 m4.5 m4.5 m，总人口，总人口，总人口，总人口 1.1 1.1 1.1 1.1 万人。万人。万人。万人。专家预言，如果地球环境继续恶化，在五十年专家预言，如果地球环境继续恶化，在五十年专家预言，如果地球环境继续恶化，在五十年专家预言，如果地球环境继续恶化，在五十年之内，图瓦卢九个小岛将全部没入海中。图瓦卢人民之内，图瓦卢九个小岛将全部没入海中。图瓦卢人民之内，图瓦卢九个小岛将全部没入海中。图瓦卢人民之内，图瓦卢九个小岛将全部没入海中。图瓦卢人民成了名符其实的成了名符其实的成了名符其实的成了名符其实的 “环境难民环境难民环境难民环境难民”，从，从，从

32、，从 2002 2002 2002 2002 年起正式举年起正式举年起正式举年起正式举国迁往新西兰。国迁往新西兰。国迁往新西兰。国迁往新西兰。下一个会轮到谁呢？下一个会轮到谁呢？下一个会轮到谁呢？下一个会轮到谁呢？基里巴斯、库克群岛、瑙鲁和西萨摩亚，以基里巴斯、库克群岛、瑙鲁和西萨摩亚，以基里巴斯、库克群岛、瑙鲁和西萨摩亚，以基里巴斯、库克群岛、瑙鲁和西萨摩亚，以及马尔代夫等由珊瑚礁构成的低地岛国，也面临及马尔代夫等由珊瑚礁构成的低地岛国，也面临及马尔代夫等由珊瑚礁构成的低地岛国，也面临及马尔代夫等由珊瑚礁构成的低地岛国，也面临着同图瓦卢一样的威胁。着同图瓦卢一样的威胁。着同图瓦卢一样的威胁。着同图瓦卢一样的威胁。全球第一个国家因海平面上升而迁国全球第一个国家因海平面上升而迁国第56页/共62页图瓦卢第57页/共62页印度洋岛国马尔代夫11901190个珊瑚岛所构成的群岛小国个珊瑚岛所构成的群岛小国平均海拔只有平均海拔只有 1 1 米，人口米，人口 28 28 万万 第58页/共62页纽约曼哈顿第59页/共62页泰国曼谷第60页/共62页意大利水城威尼斯第61页/共62页感谢您的观看。第62页/共62页