氣象學(xué)與氣候?qū)W課件

氣象學(xué)與氣候?qū)W

第一章引論

第一節(jié)氣象學(xué)、氣候?qū)W的研究對(duì)象、任務(wù)和簡史

一、氣象學(xué)與氣候?qū)W的研究對(duì)象和任務(wù)

氣象學(xué)：運(yùn)用物理原理和數(shù)學(xué)物理方法，研究發(fā)生與大氣中一切物理現(xiàn)象和物理過程的大氣

學(xué)科。

氣候：在太陽輻射，大氣環(huán)流，下墊面性質(zhì)等多種因素的影響下，地球上某一地區(qū)多年時(shí)段

大氣的。一般狀態(tài)是該時(shí)段各種天氣過程的綜合現(xiàn)象。

天氣變化快，變化的周期短。天氣過程的時(shí)間分段一般以5天以下為短周期天氣過程

,5—10天為中期天氣過程，10天一3個(gè)月為長期天氣過程。氣候變化的周期相對(duì)于天氣來

講是比較長的，它的時(shí)間尺度有季際，年際，百年際，千年際，萬年際等等。

氣象學(xué)與氣候?qū)W的基本任務(wù)是

（一）通過實(shí)踐，掌握氣候觀測、氣候統(tǒng)計(jì)分析和氣候調(diào)查的方法，來記敘所觀測到

氣候現(xiàn)象，從定性和定量兩方面說明他們的特性

（二）探討他們的正確解釋和研究他們的發(fā)展規(guī)律，特別要掌握天氣演變和氣候形成

的規(guī)律性，了解和解釋不同地區(qū)的氣候特征，弄清楚氣候資源及其地理分布，進(jìn)行氣候分類

和氣候區(qū)劃，研究氣候變遷的原因。

（三）應(yīng)用已發(fā)現(xiàn)的規(guī)律，采取有效措施，充分利用氣候資源，減少人類活動(dòng)對(duì)氣候

的不利影響，防御或減少氣候?yàn)?zāi)害，為有關(guān)的生產(chǎn)建設(shè)服務(wù)

（四）氣象學(xué)、氣候?qū)W與自然地理學(xué)、環(huán)境生態(tài)學(xué)和區(qū)域地理等有密切的依存關(guān)系。

二、氣象學(xué)與氣候?qū)W的發(fā)展簡史

（一）萌芽時(shí)期

萌芽時(shí)期主要指16世紀(jì)中葉以前這一漫長時(shí)期，這時(shí)期的特點(diǎn)是由于人類的生活和

生產(chǎn)的需要，進(jìn)行一些零星的、局部的氣象觀測。

（二）發(fā)展初期

發(fā)展初期包括16世紀(jì)中葉到19世紀(jì)末。這時(shí)由于歐洲工業(yè)的發(fā)展，推動(dòng)了科學(xué)技術(shù)

的發(fā)展。物理學(xué)、化學(xué)和流體力學(xué)等隨著當(dāng)時(shí)工業(yè)革命的要求，快速發(fā)展起來。

（三）發(fā)展時(shí)期

從20世紀(jì)以來是氣候?qū)W的發(fā)展時(shí)期。

第二節(jié)氣候系統(tǒng)概述

氣候系統(tǒng)是一個(gè)包括大氣圈、水圈、陸地表面、冰雪圈和生物圈在內(nèi)的，能夠決定氣

候形成、氣候分布和氣候變化的統(tǒng)一物理系統(tǒng)。

一、大氣概述

（-）大氣的組成

大氣是由多種氣體組成的氣體及浮懸其中的液態(tài)和固態(tài)雜志所組成。主要有大氣、水

汽、大氣溶膠

大氣中的氮能夠沖淡氧，使氧不致太濃，氧化作用不過太激烈。大量的氧可以通過豆

科植物的根瘤菌固定的土壤中，成為植物體內(nèi)不可缺少的養(yǎng)料。

臭氧層主要集中在20-30km高度。

大氣中還懸浮著多種固體微粒和液體微粒，統(tǒng)稱大氣氣溶膠粒子。

水循環(huán)的意義和作用

聯(lián)系調(diào)節(jié)作用平衡更新作用遷移交換影響塑造

(二)大氣結(jié)構(gòu)

大氣垂直結(jié)構(gòu)是溫度隨高度變化所呈現(xiàn)的現(xiàn)象而劃分的。

1、對(duì)流層

對(duì)流層是地球大氣中最低的一層，云、霧、雨雪主要大氣現(xiàn)象都出現(xiàn)在此層，對(duì)流層

是對(duì)人類生產(chǎn)、生活影響最大的一個(gè)層次。

對(duì)流層有三個(gè)主要特征

(1)氣溫隨高度增加而降低：由于對(duì)流層主要是從地面得到熱量，因此氣溫隨高度增加而降

低。平均而言，高度增加100m,氣溫則下降0.65℃,這稱為氣溫直減率，也叫氣溫垂直梯度

(2)垂直運(yùn)動(dòng)對(duì)流運(yùn)動(dòng)：由于地表面的不均勻加熱，產(chǎn)生垂直對(duì)流運(yùn)動(dòng)。對(duì)流運(yùn)動(dòng)的強(qiáng)度

主要隨緯度和季節(jié)的變化而不同，一般情況是：低緯較低，高緯較弱；夏季較強(qiáng)，冬季較弱。因此

對(duì)流層的厚度從赤道向兩極減少。

(3)氣象要素水平分布不均勻：由于對(duì)流層受地表的影響最大，而地表面有海陸分異、地形

起伏等差異，因此在對(duì)流層中，溫度，濕度等的水平分布是不均勻的。(介于對(duì)流層和平流層之間

有一個(gè)厚度為數(shù)百米到L2km的過渡層，稱為對(duì)流層頂。這一層的主要特征是：氣溫隨高度的增加

而突然降低緩慢或幾乎不變，成為上下等溫。)

2、平流層

自對(duì)流層到55km左右為平流層。在平流層內(nèi)，隨著高度的增加，氣溫最初保持不變后微有

升。大約到30km以上，氣溫雖高度增加而顯著升高，在55km高度上可達(dá)-3℃。

3、中間層

自平流層頂?shù)?5km左右為中間層。該層的特點(diǎn)是氣溫隨高度增加而迅速下降，并有相當(dāng)強(qiáng)

烈的垂直運(yùn)動(dòng)。這一層頂部氣溫降到-133℃—-83℃,原因是這一層中幾乎沒有臭氧，而氮和氧等氣

體所能直接吸收的那些波長更短的太陽輻射又被上層大氣吸收掉了。

在中間層60-90km高度上，有一個(gè)只有白天才出現(xiàn)的電離層，叫做D層

4、熱層

熱層又稱熱成層或暖層，它位于中間層層頂以上。該層中，氣溫隨高度的增加而迅速增高。

這是由于波長小于0.75)xm的太陽紫外輻射都被該層中的大氣物質(zhì)所吸收的緣故。

熱層沒有明顯的上界。通常認(rèn)為在垂直方向上，氣溫向上增溫至轉(zhuǎn)為等溫時(shí)，為其上限。熱

層中空氣處于高度電離狀態(tài)，其電離的程度是不均勻的。據(jù)研究高層大氣(60km以上)由于受到強(qiáng)

太陽輻射，迫使氣體原子電離，產(chǎn)生帶電離子和自由電子，使高層大氣能夠產(chǎn)生電流和磁場，并可

反射無線電波，從這一特征上看，這種高層大氣又可稱為電離層。

5、散逸層

這是大氣的最高層，又稱外層。這一層中氣溫隨高度增加很少變化。溫度高，空氣粒子運(yùn)動(dòng)

速度快，距離地心較遠(yuǎn)，地心引力較小，所以這一層的主要特點(diǎn)是大氣粒子經(jīng)常散逸到星際空間，

本層是大氣圈與星際空間的過渡地帶。

二、水圈、陸面、冰雪圈和生物圈概述

(-)水圈

水圈包括海洋、湖泊、江河地下水和地表上的一切液態(tài)水，其中海洋在氣候形成和變化中最

重要。由于海洋對(duì)太陽輻射的反射率比陸面小，海洋單位面積所吸收的太陽輻射能比陸面多25%-

50%o

海洋在氣候系統(tǒng)中具有最大慣性

(-)陸面

陸面有時(shí)亦稱巖石圈。巖石圈的變化時(shí)間尺度甚長。

（三）冰雪圈

冰雪圈包括大陸冰原，高山冰川，海冰和地面血蓋等。由于冰雪具有很大的反射率，在冰雪

覆蓋下，地表與大氣間的熱量交換被阻止，因此冰雪對(duì)地表熱量平衡有很大的影響。它是氣候系統(tǒng)

中一個(gè)很重要的子系統(tǒng)。

（四）生物圈

生物圈主要包括陸地和海洋中的植物，在空氣、海洋和陸地中生活的動(dòng)物，也包括人類本身

,生物對(duì)于大氣和海洋的二氧化碳平衡，氣溶膠粒子的產(chǎn)生，以及其他與氣體成分和鹽類有關(guān)的化

學(xué)平衡都有很重要的作用。

第三節(jié)有關(guān)大氣的物理性狀

在氣象學(xué)上，大氣的物理性狀主要以氣體要素和空氣狀態(tài)方程來表征

一、主要?dú)庀笠?/p>

氣象要素是指標(biāo)識(shí)大氣屬性和大氣現(xiàn)象的物理量，如氣溫、氣壓、濕度、風(fēng)向、風(fēng)速、云降

水量能見度、等等。

（-）氣溫

反映空氣冷熱程度的物理量

在一定的容積內(nèi)，一定質(zhì)量的空氣，其溫度的高低只與氣體分子運(yùn)動(dòng)的平均動(dòng)能有關(guān)。因此

,空氣冷熱的程度，實(shí)質(zhì)上是空氣分子平均動(dòng)能的表現(xiàn)。

我國用攝氏度（°C）溫標(biāo)，理論研究上通常用絕對(duì)溫標(biāo)，以K表示，這種溫標(biāo)中一度的間隔

與攝氏度相同，但其零度稱為："絕對(duì)零度"，規(guī)定等于攝氏-273.15℃,因此水的冰點(diǎn)為273.15K,

沸點(diǎn)為373.15K。兩種溫標(biāo)換算如下：

7=1+273.15。，+273

攝氏度與華氏度換算如下：

℃1009

=>°F=-℃+32

°F-321805

（-）氣壓

氣壓是指大氣的壓強(qiáng)。它是空氣的分子運(yùn)動(dòng)與地球重力場的綜合作用的結(jié)果。靜止大氣中任

意高度上的氣壓值等于單位面積上所承受的大氣柱的重。

（三）濕度

表示大氣中水汽量多少的物理量稱為大氣濕度

1、水汽壓和飽和水氣壓

大氣中水汽所產(chǎn)生的那部分壓力稱為水汽壓（e）,在溫度一定情況下，單位體積空氣中的

水汽量有一定的限度，如果水汽含量達(dá)到此限度，空氣就呈飽和狀態(tài)，這時(shí)的空氣稱為飽和空氣。

飽和空氣的水汽壓稱為飽和水汽壓（￡）。

2、相對(duì)濕度

相對(duì)濕度（/）就是空氣中的實(shí)際水汽壓與同溫度下的飽和水汽壓的比值（用百分?jǐn)?shù)表示）

,即：—xlOO%

E

相對(duì)濕度直接反應(yīng)空氣距離的飽和程度。當(dāng)其接近100%時(shí)，表明當(dāng)時(shí)空氣接近于飽和。

3、飽和差

在一定溫度下，飽和水汽壓與實(shí)際空氣中水汽壓之差稱為飽和差（d）o即1=￡-6,d表

示實(shí)際空距離飽和的程度。在研究水面蒸發(fā)時(shí)常用到d,它能反映水分子的蒸發(fā)能力。

4、比濕

在一團(tuán)濕空氣中，水汽的質(zhì)量與該團(tuán)空氣總重量（水汽質(zhì)量加上干空氣質(zhì)量）的比值，稱比

濕（q）o其單位是g/g,即表示每一克濕空氣中含有多少克的水汽，也有用g/kg表示。

q=-----

式中，加”為該團(tuán)濕空氣中水汽的質(zhì)量；也，為該團(tuán)濕空氣中干空氣的質(zhì)量。

5、水汽混合比

一團(tuán)濕空氣，水汽質(zhì)量與干空氣質(zhì)量的比稱為水汽混合比（/）即單位：g/g

m

y=—w

6、露點(diǎn)

在空氣中水汽含量不變，氣壓一定下，使空氣冷卻達(dá)到飽和時(shí)的溫度，稱為露點(diǎn)溫度，簡稱

露點(diǎn)（。）。

（四）降水

降水是指從天而降落到地面的的液態(tài)或固態(tài)水，降水量以毫米（mm）表示。雪深是從積雪

表面到地面的垂直深度，以厘米（cm）為單位，當(dāng)雪深超過5cm時(shí)，則需觀測血壓。雪壓時(shí)單位面

積上的積雪重量，以g/cm?為單位。

（五）風(fēng)

空氣的水平運(yùn)動(dòng)稱為風(fēng)。風(fēng)是一個(gè)表示氣流運(yùn)動(dòng)的物理量。它不僅有數(shù)值的大?。L(fēng)速），

還具有（風(fēng)向）。因此風(fēng)是向量。

風(fēng)是指風(fēng)的來向。風(fēng)速的表示有時(shí)采用壓力，稱為風(fēng)壓。

（六）云量

云是懸浮在大氣中的小水滴、冰晶微?；蚨呋旌衔锏目梢娋酆先后w，底部不接觸地面（如

接觸地面則為霧），且具有一定的厚度。

（七）能見度

能見度指視力正常的人在當(dāng)時(shí)天氣條件下，能夠從天空背景中看到和辨別出目標(biāo)物的最大水

平距離。單位用米（m）或千米（km）表示。

二、空氣狀態(tài)方程

空氣狀態(tài)方程常用密度（夕）、體積（V）、壓強(qiáng)（P）、溫度（，或T）表示，對(duì)一定質(zhì)

量的空氣，其P、V、T之間存在函數(shù)關(guān)系。

第二章大氣的熱能和溫度

第一節(jié)太陽輻射

地球大氣中的一切物理過程都本隨著能量轉(zhuǎn)換，而輻射能，尤其是太陽輻射能是地球大氣最

重要的能量來源

一、輻射的基本知識(shí)

（-）輻射與輻射能

自然界中的一切物體都以電磁波的方式向四周放射能量，這種傳播能量的方式稱為輻射。通

過輻射傳播的能量稱為輻射能，也簡稱輻射。輻射是能量傳播的方式之一，也是太陽能傳輸?shù)降厍?/p>

的唯一途徑。

輻射能是通過電磁波的方式傳輸?shù)?。氣象學(xué)著重研究的是太陽、地球和大氣的熱輻射。他們

的波長在0.15-120pn之間。在氣象學(xué)中，通常是以焦耳（J）作為輻射能的單位。單位時(shí)間內(nèi)通過單

位面積的輻射能量稱為輻射通量密度（E）,單位W/n?.

單位時(shí)間內(nèi)，通過垂直于選定方向上的單位面積的輻射能，稱為輻射強(qiáng)度（/）。單位是：

W/n?或W/sr。

（二）輻射光譜

為準(zhǔn)確描述輻射能的性質(zhì)，需要引入一個(gè)能確定輻射波長的分布的函數(shù)，以便進(jìn)一步確定物

體的輻射特性。

（三）物體對(duì)輻射的吸收、反射和投射

不論何種物體，在它向外放出輻射的同時(shí)，必然會(huì)接收到周圍物體向它投射過來的輻射，但

投射物體上的輻射并不能被全部吸收，其中一部分被反射，一部分可能透過物體。

物體的吸收率、反射率和透射率的大小隨著輻射的波長和物體性質(zhì)而改變。

（四）有關(guān)輻射的基本定律

1.基爾荷夫（Kirchhoff）定律

①在一定波長下、一定溫度下，一個(gè)物體的吸收率等于該物體同溫度、同波長的放射率。即

對(duì)不同物體，輻射能力強(qiáng)的物質(zhì)，其吸收能力也強(qiáng)。輻射能力弱的物質(zhì)，其吸收能力也弱。黑體吸

收能力最強(qiáng)，所以它也是最好的放射體。②同一物體在溫度T是它放射某一波長的輻射。那么，在

同一溫度下也吸收這一波長的輻射。

2.斯蒂芬（Stefan）-玻爾茲曼（Boltzman）定律

物體的放射能力是隨溫度、波長而改變的。溫度的升高，黑體對(duì)各波長的放射能力都相應(yīng)地

增強(qiáng)。因而物體放射的總能量（即曲線與橫坐標(biāo)之間包圍的面積）也會(huì)顯著的增大。黑體的總放射

能力與它本身的絕對(duì)溫度的四次方成正比。

3.維恩（Wein）定律

黑體單色輻射極大值所對(duì)應(yīng)的的波長是隨溫度的升高而逐漸向波長較短的方向移動(dòng)的。物體

溫度愈高，其單色輻射極大值所對(duì)應(yīng)的波長愈短；反之，物體的溫度愈低，其輻射的波長愈長。

二、太陽輻射

（-）太陽輻射光譜和太陽常數(shù)

太陽輻射中輻射能按波長的分布，稱為太陽輻射光譜?？梢园烟栞椛淇醋骱隗w輻射，有關(guān)

黑體輻射的定律都可以應(yīng)用于太陽輻射。

就日地平均距離來說，在大氣上界，垂直于太陽光線的1cmZ面積內(nèi)，Imin內(nèi)獲得的太陽輻

射能量，稱太陽常數(shù)，用/（）表示。

（二）太陽輻射在大氣中的減弱

大氣對(duì)太陽輻射有一定的吸收、散射和反射作用。太陽輻射光譜穿過大氣后的主要變化有：

①總輻射能有明顯地減弱；②輻射能隨波長的分布變得極不規(guī)則；③波長短的輻射能減弱得更為顯

著。產(chǎn)生這些變化的原因有以下幾個(gè)方面：

1.大氣對(duì)太陽輻射的吸收

太陽輻射穿過大氣層時(shí)，大氣中某些成分具有選擇吸收一定波長輻射的特性

2.大氣對(duì)太陽輻射的散射

太陽輻射通過大氣，遇到空氣分子、塵粒、云滴等質(zhì)點(diǎn)時(shí)，都要發(fā)生散射。但散射并不像吸

收那樣吧輻射轉(zhuǎn)變?yōu)闊崮?，而只是改變輻射的方向，使太陽輻射以質(zhì)點(diǎn)為中心向四面八方傳播。

3.大氣的云層和塵埃對(duì)太陽輻射的反射

大氣中云層和較大顆粒的塵埃能將太陽輻射中的一部分能量反射到宇宙空間去。其中云的反

射作用最為顯著，太陽輻射遇到云時(shí)被反射一部分或大部分。反射對(duì)各波長沒有選擇性，所以反射

光呈白色。

上述三種方式中，反射作用最重要，散射作用次之，吸收作用相對(duì)最小。太陽輻射約有30%

被散射和漫射會(huì)宇宙，稱為行星反射率。20%被大氣和云層直接吸收；50%到達(dá)地面被吸收。

（三）到達(dá)地面的太陽輻射

太陽光以平行光線的形式直接投射到地面上的，稱為太陽直接輻射；經(jīng)過散射后自天空投射

到地面的，稱為散射輻射，兩者之和稱為總輻射。

1.直接輻射

太陽直接輻射的強(qiáng)弱和許多因子有關(guān)，其中最重要的兩個(gè)是太陽高度角的大氣透明度

（1）太陽高度角越小，等量的太陽輻射散布的面積就愈大，因而地表面積上所獲的太陽輻射

就愈小。

（2）太陽高度角愈小，太陽輻射穿過的大氣層愈厚，因此太陽輻射被減弱也比較多，到達(dá)地

面的直接輻射就較少。

在地面為標(biāo)準(zhǔn)氣壓（1013hPa）時(shí)，太陽光垂直投射到地面所經(jīng)路程中，單位截面積的空氣柱

質(zhì)量，稱為一個(gè)大氣質(zhì)量。在不同的太陽高度下，陽光穿過的大氣質(zhì)量樹也不同。

大氣質(zhì)量樹隨高度的減少而增大，尤其是當(dāng)太陽高度較小時(shí)，大氣質(zhì)量樹的變化加大。

在相同的大氣質(zhì)量下，到達(dá)地面的太陽輻射也不完全一樣，因?yàn)檫€受大氣透明度的影響。大

氣透明度的特征用透明系數(shù)（〃）表示，它是指透過一個(gè)大氣質(zhì)量的輻射強(qiáng)度與進(jìn)入該大氣的輻射

強(qiáng)度紙幣。即當(dāng)太陽處于天頂處，在大氣上界太陽輻射通量為到達(dá)地面為/,則：

太陽輻射透過大氣層后減弱與大氣透明系數(shù)和通過大氣質(zhì)量之間的關(guān)系，可用布格（Bouguer

）公式表示

/為到達(dá)地面的太陽輻射強(qiáng)度；/（,為太陽常數(shù)；p為空氣透明系數(shù)；”為大氣質(zhì)量數(shù)

如果大氣透明系數(shù)一定，大氣質(zhì)量數(shù)以等級(jí)數(shù)增加，則透過大氣層到達(dá)地面的太陽輻射，以

等比級(jí)數(shù)減少。

2.散射輻射

散射輻射的強(qiáng)弱也與太陽高度角及大氣透明度有關(guān)。太陽高度角增大時(shí)，到達(dá)近地面

層的直接輻射增強(qiáng)，散射輻射也相應(yīng)額增強(qiáng)；相反，太陽高度角減小時(shí)，散射輻射也弱。大

氣透明度不好時(shí)，參與散射作用的質(zhì)點(diǎn)增多，散射輻射增強(qiáng)；反之，減弱。

散射輻射的變化也主要決定于太陽高度角的變化。一日內(nèi)正午前后最強(qiáng)，一年內(nèi)夏季

最強(qiáng)。

3.總輻射

總輻射隨緯度分布的一般是，緯度愈低，總輻射愈大。反之就愈小。

（四）地面對(duì)太陽輻射的反射

投射到地面的太陽輻射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。地表對(duì)太陽輻

射的反射率，決定于表面的性質(zhì)和狀態(tài)。

總輻射強(qiáng)度一樣，不同性質(zhì)的地表真正得到的太陽輻射，仍有很大的差異，這也就是導(dǎo)致地

表溫度分布不均勻的重要原因。

第二節(jié)地面和大氣的輻射

太陽輻射雖然是地球上的主要能源，但因?yàn)榇髿獗旧韺?duì)太陽輻射直接吸收很少，而水、陸、

植被等地球表面（又稱下墊面）卻能夠大量吸收太陽射，并經(jīng)轉(zhuǎn)化供給大氣，從這個(gè)意義來說，下

墊面是大氣的直接熱源。

一、地面、大氣的輻射和地面有效輻射

地面能夠吸收太陽短波輻射，同時(shí)按其本身的溫度不斷地向外放射長波輻射。大氣隨太陽短

波輻射幾乎是透明的，吸收很少，但對(duì)地面的長波輻射卻能強(qiáng)烈吸收。

（―）地面和大氣輻射的表示

（二）地面和大氣長波輻射的吸收

1.大氣對(duì)長波輻射的吸收

大氣對(duì)長波輻射的吸收非常強(qiáng)烈，吸收作用不僅與吸收物質(zhì)及其分布有關(guān)，而且還與

大氣的溫度、壓強(qiáng)有關(guān)。大氣中的長波輻射的吸收起重要作用的成分有水汽、液態(tài)水、二氧

化碳和臭氧等，他們對(duì)長波輻射的吸收同樣具有選擇性。

2.大氣中長波輻射的特色

長波輻射在大氣中的傳輸過程與太陽輻射的傳輸有很大不同，

第一、太陽輻射中的直接輻射是作為定向的平行輻射進(jìn)入大氣的，而地面和大氣輻射

是漫射輻射。

第二、太陽輻射在大氣中傳播時(shí)，僅考慮大氣對(duì)太陽輻射的削弱作用，而未考慮大氣

本身的輻射的影響。

第三、長波輻射在大氣中傳播時(shí)，可以不考慮散射作用。

（三）大氣逆輻射和地面有效輻射

1.大氣逆輻射和大氣保溫效應(yīng)

大氣輻射指地面的部分稱為大氣逆輻射。大氣逆輻射使地面因放射輻射而損耗的能量

得到一定的補(bǔ)償，由此可以看出大氣對(duì)地面有一種保暖作用，這種作用稱為大氣的保溫效應(yīng)

O

2.地面有效輻射

地面放射的輻射紇與地面吸收的大氣逆輻射能”之差，稱為地面有效輻射。以《表

示，則：

4=紜-殂，

通常情況下，地面溫度高于大氣溫度，地面有效輻射為正值。這意味著通過長波輻射

的放射和吸收，地表面經(jīng)常失去熱量。影響有效輻射的主要因子有：地面溫度，空氣溫度，

空氣濕度和云況。

二、地面及地-氣系統(tǒng)的輻射差額

地面和大氣因輻射進(jìn)行熱量交換，其能量的收支狀況，是由短波和長波輻射收支作用的總和

來決定的。

我們把物體收入輻射能與支出輻射能的差值稱為凈輻射或輻射差額。即

輻射差額—收入輻射-支出輻射

（一）地面的輻射差額

地面由于吸收太陽輻射和大氣逆輻射而獲得能量，同時(shí)又以其本身的溫度不斷向外放出輻射

而失去能量。某段時(shí)間內(nèi)單位面積地表面所吸收的總輻射和其有效輻射之差值，稱為地面的輻射差

額。若以凡表示單位水平面積、單位時(shí)間的輻射差額，則得

Rg=（Q+q）（l-a）-F0

式中，（Q+4）是到達(dá)地面的太陽總輻射，即太陽直接輻射和散射輻射之和；。為地面對(duì)總輻

射的反射率；線為地面有效輻射。

顯然，地面輻射能量的收支，決定于地面的輻射差額。當(dāng)《＞0時(shí)，即地面所吸收的太陽輻

射總輻射大于地面有效輻射，地面將有熱量積累；當(dāng)凡＜。時(shí)，則地面因輻射而有熱量的虧損。

（-）大氣的輻射差額

大氣的輻射差額可分為整個(gè)大氣層的輻射差額和某一大氣層的輻射差額。

（三）地-氣系統(tǒng)的輻射差額

第三節(jié)大氣的增溫和冷卻

一、海陸的增溫和冷卻差異

首先，在同樣的太陽輻射強(qiáng)度下，海洋所吸收的太陽能多于陸地所吸收的太陽能，這是因?yàn)?/p>

陸面對(duì)太陽光的反射率大于水面。

其次、陸地所吸收的太陽能分布在很薄的地表面上，而海水所吸收的太陽能分布在較厚的水

層中。

此外、海面有充分的水源供應(yīng)，以致蒸發(fā)量較大，失熱較多，這也使得水溫不容易升高。

最后、巖石和土壤的比熱小于水的比熱

由于上述差異，海陸熱力過長的特點(diǎn)是互不相同的。大陸受熱快，冷卻也快，溫度升降變化

大。而海洋上則溫度變化緩慢。如大大洋中，年最高及放低氣溫的出現(xiàn)要比大陸延遲一兩個(gè)月。

二、空氣的增溫和冷卻

根據(jù)分子運(yùn)動(dòng)理論，空氣的冷熱程度只是一種現(xiàn)象，它實(shí)質(zhì)是空氣內(nèi)能的大小的表現(xiàn)。當(dāng)空

氣獲得內(nèi)能時(shí)，其內(nèi)能增加，氣溫也就升高；反之，空氣失去內(nèi)能時(shí)，內(nèi)能減小，氣溫也就隨之減

低。

（一）氣溫的非絕熱變化

空氣與外界交換熱量有以下幾種方式，即傳導(dǎo)、輻射、對(duì)流、湍流和蒸發(fā)凝結(jié)

1.傳導(dǎo)

空氣是依靠水分子的熱運(yùn)動(dòng)將能量從一個(gè)分子傳遞給另一個(gè)分子，從而達(dá)到熱量平衡

的傳熱方式。

2.輻射

物體之間各自溫度以輻射方式交換熱量的傳熱方式，地-氣之間熱量交換的主要方式

3.對(duì)流

當(dāng)暖而輕的空氣上升時(shí)，周圍冷而重的空氣便下降來補(bǔ)充，這種升降運(yùn)動(dòng)稱為對(duì)流

4.湍流

空氣的不規(guī)則運(yùn)動(dòng)稱為湍流，又稱亂流

5.蒸發(fā)（升華）和凝結(jié)（凝華）

水在蒸發(fā)（或冰在升華）時(shí)要吸收熱量；相反，水汽在凝結(jié)（或凝華）是，又會(huì)放出

潛熱。

三、略

四、大氣靜■力穩(wěn)定度

（一）大氣穩(wěn)定度的概念

大氣穩(wěn)定度是指氣塊受到任意方向擾動(dòng)后，返回或遠(yuǎn)離原平衡位置的趨勢和程度。它表示在

大氣層中的個(gè)別空氣塊是否安于原在層次，是否易于發(fā)生垂直運(yùn)動(dòng)，即是否易于發(fā)生對(duì)流。

如果空氣團(tuán)受力移動(dòng)后，逐漸減速，并有返回原來高度的趨勢這時(shí)的氣層，對(duì)于該氣團(tuán)是穩(wěn)

定的；

如果空氣團(tuán)一離開原位就逐漸加速運(yùn)動(dòng)，并有遠(yuǎn)離起始高度的趨勢，這時(shí)的氣層，對(duì)于該空

氣團(tuán)而言是不穩(wěn)定的；

如果空氣團(tuán)被推到某一高度后，既不加速也不減速，這時(shí)的氣層，對(duì)于該空氣團(tuán)而言是中性

氣層。

某一氣層是否穩(wěn)定，實(shí)際上就是某一運(yùn)動(dòng)的空氣塊比周圍空氣是輕還是重的問題。比周圍空

氣重，傾向于下降；比周圍空氣輕，傾向于上升；和周圍空氣一樣輕重，既不傾向下降也不傾向于

上升?？諝獾妮p重，取決于氣壓和氣溫，在氣壓相同的情況下，兩團(tuán)空氣的相對(duì)輕重問題，實(shí)際上

就是氣溫的問題。

（-）判斷大氣穩(wěn)定度的基本方法

大氣是否穩(wěn)定，通常用周圍空氣的溫度直減率/與上升空氣塊的干絕熱直減率九或濕絕熱直

減率九,的對(duì)比來判斷

的符號(hào)決定了大氣是否穩(wěn)定

當(dāng)加速度與位移方向相反，層結(jié)是穩(wěn)定的。

當(dāng)/＞九7，加速度與位移方向一致，層結(jié)是不穩(wěn)定的。

當(dāng)7=九，層結(jié)是中性的。

第四節(jié)大氣溫度隨時(shí)間的變化

地表從太陽輻射得到大量熱量，同時(shí)又以長波輻射，顯熱和潛熱的形式將部分熱量傳輸給大

氣，從而失去熱量。

一、氣溫的周期性變化

（一）氣溫的日變化

（-）氣溫的年變化

氣溫的年變化和日變化在某些方面有著共同的特點(diǎn)，如地球上絕大部分地區(qū)，在一年中月平

均氣溫又一個(gè)最高值和一個(gè)最低值。

一年中月平均氣溫的最高值和最低值之差，稱為氣溫年較差。氣溫年較差的大小與緯度、海

陸分布等因素有關(guān)。

根據(jù)氣溫年較差的大小及最高，最低值出現(xiàn)的時(shí)間，可將氣溫的年變化按照緯度分為四種類

型。

1.赤道型

他的特征是一年中有兩個(gè)最高值，分別出現(xiàn)在春分和秋分之后，因赤道地區(qū)春秋分是

中午太陽位于天頂。兩個(gè)最低值出現(xiàn)在冬至與夏至前后

2.熱帶型

其特征是一年中有一個(gè)最高（夏至前后）和一個(gè)最低（在冬至以后），年較差不大（

但大于赤道型）。

3.溫帶型

一年中也有一個(gè)最高值，出現(xiàn)在夏至后的7月，一個(gè)最低值出現(xiàn)在冬至以后的1月。

4.極地型

一年中也是一次最高值一次最低值，冬季長而冷，夏季短而暖，年較差很大是其特征

二、氣溫的非周期變化

某地氣溫除了由于太陽輻射的變化而引起的周期性變化外，還有因大氣的運(yùn)動(dòng)而引起的非周

期型變化。實(shí)際氣溫的變化就是這兩個(gè)方面共同作用的結(jié)果。如果前者的作用大，則氣溫呈現(xiàn)周期

性變化；相反，就顯出非周期性變化。不過，從總的趨勢和大多數(shù)情況來看，氣溫日變化和年變化

的周期性還是主要的。

第五節(jié)大氣溫度的空間分布

一■、氣溫的水平分布

影響氣溫分布的因素有三，即緯度、海陸和高度

首先，赤道地區(qū)氣溫高，向兩極逐漸降低，這是一個(gè)基本特征。

其次，冬季北半球的等溫線在大陸上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向極地，而夏季相反。

再次，最高溫度帶并不位于赤道上，而是在5°-10°N處，夏季移到20°N左右

最后，南半球不論冬夏，最低溫度都出現(xiàn)在南極。北半球僅夏季最低溫度出現(xiàn)在極地附件，

而冬季最冷地區(qū)出現(xiàn)在東部西伯利亞和格林蘭地區(qū)。

二、對(duì)流層中氣溫的垂直分布

在對(duì)流層中，總的情況是氣溫隨高度而降低，這首先是因?yàn)閷?duì)流層空氣的增溫主要依靠吸收

地面的長波輻射，因此里地面愈近獲得地面長波輻射熱能愈多，氣溫愈高。離地面愈遠(yuǎn)，氣溫愈低

O

但在一定條件下，對(duì)流層中也會(huì)出現(xiàn)氣溫隨高度增高而升高的逆溫現(xiàn)象。造成逆溫的條件是

,地面輻射冷卻，空氣平流冷卻、空氣下沉增溫、空氣湍流混合。

（一）輻射逆溫

由于地面強(qiáng)烈輻射冷卻而形成的逆溫

（二）湍流逆溫

由于低層空氣湍流混合而形成的逆溫，稱為湍流逆溫。

（三）平流逆溫

暖空氣平流到冷的地面或冷的水面上，會(huì)發(fā)生冷接觸冷卻作用，愈近地表面的空氣降溫愈多

,而上層空氣受冷地表面的影響小，降溫較少，于是產(chǎn)生逆溫現(xiàn)象。

（四）下沉逆溫

第三章大氣中的水分

第一節(jié)蒸發(fā)和凝結(jié)

一、水相的變化

在自然界中，常有由一種或數(shù)種處于不同舞臺(tái)的物質(zhì)所組成的系統(tǒng)。在幾個(gè)或幾組彼此性質(zhì)

不同的均勻部分所組成的系統(tǒng)中，每一個(gè)均勻部分叫做系統(tǒng)的一個(gè)相。

1.水相變化的物理過程

從分子運(yùn)動(dòng)論來看，水相變化是水的各相之間分子交換的過程。

在同一時(shí)間內(nèi)，跑出水面的水分子與落回水中的水分子恰好相等，系統(tǒng)內(nèi)的水量和水汽分子

的含量都不再改變，即水和水汽之間達(dá)到了兩相平衡，這種平衡叫做動(dòng)態(tài)平衡。

動(dòng)態(tài)平衡時(shí)的水汽稱為飽和水汽，當(dāng)時(shí)的水汽壓稱為飽和水汽壓。

2.水相的變化判據(jù)

假設(shè)N為單位時(shí)間內(nèi)跑出水面的水分子數(shù)，n為單位時(shí)間內(nèi)落回水中的水汽分子數(shù)，則得到

水和水汽兩相變化和平衡的分子物理學(xué)判據(jù)，即：

N>n蒸發(fā)（未飽和）

N=n動(dòng)態(tài)平衡（飽和）

N<n凝結(jié)（過飽和）

當(dāng)水汽壓e為某一定值是，則有一個(gè)對(duì)應(yīng)的〃值。當(dāng)在某一溫度下，水和水汽達(dá)到動(dòng)態(tài)平衡

時(shí)，水汽壓E即為飽和水氣壓，對(duì)應(yīng)的落回水面的水汽分子數(shù)為〃.，〃，又等于該溫度下跑出水面的

分子數(shù)N,所以E正比于N。

N>e蒸發(fā)（未飽和）

N=e動(dòng)態(tài)平衡（飽和）

N<e凝結(jié)（過飽和）

3.水相變化中的潛熱

在水相的轉(zhuǎn)變過程中，還伴隨著能量的轉(zhuǎn)換。蒸發(fā)過程中，由于具有較大動(dòng)能的水分子脫出

液面，使液面溫度降低。

二、飽和水汽壓

要了解蒸發(fā)面處于蒸發(fā)、凝結(jié)海水處于動(dòng)態(tài)平衡狀態(tài)，就要將實(shí)有水汽壓e與對(duì)應(yīng)的飽和水

汽壓E進(jìn)行比較，因而還有必要對(duì)飽和水汽壓加以研究

（一）飽和水汽壓與溫度的關(guān)系

隨溫度的升高，飽和水汽壓顯著增大。

因?yàn)檎舭l(fā)面溫度升高，水分子平均動(dòng)能增大，單位時(shí)間內(nèi)脫出水面的分子增多，落回水面的

分子數(shù)才和脫出水面的分子數(shù)相等；高溫時(shí)的飽和水汽壓比低溫時(shí)要大。

空氣溫度的變化，對(duì)蒸發(fā)和凝結(jié)有重要影響。

（二）飽和水汽壓與蒸發(fā)面性質(zhì)的關(guān)系

自然界中蒸發(fā)面多種多樣，它們具有不同的性質(zhì)和形狀。水分子欲脫出蒸發(fā)面，需克服周圍

分子的引力，因此會(huì)因蒸發(fā)面的形狀而有差異。

1.冰面和過冷卻面的飽和水汽壓

通常，水溫在0℃是開始結(jié)冰，但是實(shí)驗(yàn)和對(duì)云霧的直接觀測發(fā)現(xiàn)，有時(shí)水的0℃以下，甚至

在-20攝氏度--30℃以下仍不結(jié)冰，處于這種狀態(tài)的水稱為過冷卻水。

在云中，冰晶和過冷卻水共存的情況是很普遍的，如果當(dāng)時(shí)的實(shí)際水汽壓介于兩者飽和水汽

壓之間，就會(huì)產(chǎn)生冰水之間的水汽轉(zhuǎn)移現(xiàn)象。水滴會(huì)因不斷蒸發(fā)而縮小，冰晶會(huì)因不斷凝華而增大

o這就是“冰晶效應(yīng)”。

2、溶液的飽和水汽壓

不少物質(zhì)都可融解與水中，所以天然水是含有溶質(zhì)的溶液。溶液中溶質(zhì)的存在使溶液內(nèi)分子

間的做作用力大于純水內(nèi)分子間的作用力，使水分子脫離液面比脫離純水面困難。因此，同一溫度

下，融液面的飽和水汽壓要比純水面要小，且溶液濃度愈高，飽和水氣壓愈小。

(三)飽和水氣壓與蒸發(fā)面形狀的關(guān)系

溫度相同時(shí)，凸面的飽和水氣壓最大，平面次之，凹面最小。而且凸面的曲率愈大，飽和水

氣壓愈大。凹面的曲率愈大，飽和水氣壓愈小。

云霧中的水滴有大有小，大水滴曲率小，小水滴曲率大。如果實(shí)際水汽壓介于大小水滴的飽

和水汽壓之間，也會(huì)產(chǎn)生水汽的蒸發(fā)現(xiàn)象。小水滴因蒸發(fā)而逐漸變小，大水滴因凝結(jié)而不斷增大。

此即所謂的“凝結(jié)增長”。

三、影響蒸發(fā)的因素

在自然條件下，蒸發(fā)是發(fā)生于湍流大氣之中的，影響蒸發(fā)素的的主要因素是湍流交換，并非

分子擴(kuò)散?？紤]到自然蒸發(fā)的實(shí)際情況，影響蒸發(fā)速度的主要因子有四個(gè)：

(-)水源

沒有水源就不可能有蒸發(fā)，因此開曠水域、雪面、冰面或潮濕土壤、植被是蒸發(fā)產(chǎn)生的基本

條件。

(-)熱源

蒸發(fā)必須消耗熱量，在蒸發(fā)過程中如果沒有熱量供給，蒸發(fā)面就會(huì)逐漸冷卻，從而使蒸發(fā)面

上的水汽壓降低，于是蒸發(fā)減緩或逐漸停止。

(三)飽和差

蒸發(fā)速度與飽和差成正比

(四)風(fēng)速與湍流擴(kuò)散

大氣中的水汽垂直輸送和水平擴(kuò)散能加快蒸發(fā)速度

四、濕度隨時(shí)間的變化

影響蒸發(fā)的諸多因子隨時(shí)間均有強(qiáng)弱變化，因而近地層大氣的濕度也表現(xiàn)出明顯的日、年變

化的規(guī)律，由絕對(duì)濕度和相對(duì)濕度兩種方法表示大氣濕度隨時(shí)間具有不同的變化規(guī)律。

五、大氣中水汽凝結(jié)的條件

水汽由氣態(tài)變?yōu)橐簯B(tài)的過程稱為凝結(jié)。水汽直接轉(zhuǎn)變成固態(tài)的過程稱為凝華。大氣中水汽凝

結(jié)或凝華的一般條件是：一是有凝結(jié)核或凝華核的存在。二是大氣中水汽要達(dá)到飽和或過飽和狀態(tài)

O

(-)凝結(jié)核

大氣中容易促使水汽凝結(jié)的顆粒，叫做凝結(jié)核，其半徑一般為10'—10&m,而且半徑越大，

吸濕性越好的核周圍越易產(chǎn)生凝結(jié)。凝結(jié)核的存在是在大氣中產(chǎn)生凝結(jié)的重要條件之一。

(-)空氣中水汽的飽和或過飽和

大氣中，凝結(jié)核總是存在的。能否產(chǎn)生凝結(jié)核，取決于空氣是否達(dá)到過飽和狀態(tài)。使空氣達(dá)

到過飽和的途徑有兩種：一是通過蒸發(fā)，增加空氣中的水汽，使水汽壓大于飽和水汽壓。二是通過

冷卻作用，減少飽和水汽壓，。二是通過冷卻作用減少飽和水汽壓。使其少于但是的實(shí)際水汽壓。

1.暖水面蒸發(fā)

2.空氣的冷卻

(1)絕熱冷卻

指空氣在上升過程中，因體積膨脹對(duì)外做功二導(dǎo)致空氣的降溫。

(2)輻射冷卻

指在晴朗無風(fēng)的夜間，由于地面的輻射冷卻，導(dǎo)致近代面空氣的降溫

（3）平流冷卻

暖施濕空氣流經(jīng)冷的下墊面時(shí)，將熱量傳遞給冷的地表造成空氣本事溫度降低

（4）混合冷卻

當(dāng)溫差較大時(shí)，且接近飽和的兩團(tuán)空氣水平混合后，也可能造成凝結(jié)

對(duì)形成霧來說，由于凝結(jié)出現(xiàn)在貼近地面的氣層中，因此輻射冷卻、平流冷卻是主要的；對(duì)

形成云來說，由于凝結(jié)是在一定高度上，因此絕熱冷卻就成為主要的了。

第二節(jié)地表面和大氣中的凝結(jié)現(xiàn)象

水汽的凝結(jié)即可產(chǎn)生于空氣中，也可產(chǎn)生于地表或地物上。前者有云和霧，后者有霧、霜、

霧淞和雨淞等。

一、地面的水汽凝結(jié)霧

（―）露和霜

傍晚或夜間，地面或地物由于輻射冷卻，使近地面的空氣層也隨之降溫，當(dāng)其溫度降到露點(diǎn)

一下，即空氣中的水汽含量過飽和時(shí)，在地面或地物的表面就會(huì)有水汽凝結(jié)。如果此時(shí)露點(diǎn)溫度在0

°C以上，在地面或地物上就會(huì)出現(xiàn)微小的水滴，叫做露。如果露點(diǎn)溫度在0℃以下，則水汽直接在地

面或地物上凝華成白色的冰晶，稱為霜。

霜是指白色固體凝結(jié)物，霜凍是指農(nóng)作物生長季節(jié)里，地面和植物表面溫度下降到足以引起

農(nóng)作物遭受傷害或者死亡的低溫。

霜凍時(shí)有時(shí)可以有霜的出現(xiàn)（白霜），有時(shí)也可以沒有霜凍的出現(xiàn)（黑霜）

（二）霧淞和雨淞

霧淞是形成于樹枝上，電線上或其他地物迎風(fēng)面上的白的疏松的微小冰晶或冰粒。

1＞晶狀霧淞

晶狀霧淞主要由過冷卻霧滴蒸發(fā)后，再由水汽凝華而成。它往往在有霧、微風(fēng)或靜穩(wěn)以及溫

度低于-15℃時(shí)出現(xiàn)。

2、粒狀霧淞

粒狀霧淞往往在風(fēng)速較大，氣溫在-2--7℃時(shí)出現(xiàn)。它是由過冷卻的霧滴被風(fēng)吹過，碰到冷

的物體表面迅速冷凍而成的。由于凍結(jié)速度很快，因?yàn)殪F滴仍保持原來的形狀，所以呈粒狀。

雨淞是形成在地面或地物迎風(fēng)面上的透明或毛玻璃狀的緊密冰層。他主要是過冷卻雨滴降到

溫度低于0℃的地面或地物上凍結(jié)而形成的。

二、近地面層空氣中的凝結(jié)

形成霧的基本條件是近地面空氣中水汽充沛，有使水汽發(fā)生凝結(jié)的冷卻過程和凝結(jié)核的存在

o貼地氣層中的水汽壓大于飽和水汽壓時(shí)，水汽即凝華成霧。

根據(jù)霧形成的天氣條件，可將霧分成氣團(tuán)霧及鋒面霧二大類。氣團(tuán)霧是在氣團(tuán)內(nèi)形成的，鋒

面霧是封面活動(dòng)的產(chǎn)物。根據(jù)氣團(tuán)霧的形成條件，又可將它分為冷卻霧、蒸發(fā)霧及混合霧三種，根

據(jù)冷卻過程，又可將冷卻霧分為輻射霧，平流霧及上坡霧等。其中最長見的是輻射霧和平流霧。

（一）輻射霧

輻射霧是由地面輻射冷卻使貼地層變冷而形成的。有利于形成輻射霧的條件是：①空氣中有

充足的水汽；②天氣晴朗少云；③風(fēng)力微弱；④大氣層穩(wěn)定。

（二）平流霧

平流霧是暖濕空氣流經(jīng)冷的下墊面二逐漸冷卻形成的。海洋上暖而濕的空氣流經(jīng)到冷的大陸

上或者冷的海平面上，都可以形成平流霧。

形成平流霧的條件是①下墊面與暖濕空氣的溫差較大；②暖濕空氣的濕度更大；③適宜的

風(fēng)向（由暖向冷）和風(fēng)速；④層結(jié)較穩(wěn)定。

三、云

(-)云的形成條件和分類

1.熱力對(duì)流

指地表受熱不均勻和大氣層結(jié)不穩(wěn)定引起的對(duì)流上升運(yùn)動(dòng)。由對(duì)流運(yùn)動(dòng)所形成的云多屬積狀

云。

2.動(dòng)力抬升

暖濕氣流受封面、輻合氣流的作用所引起的大范圍上升運(yùn)動(dòng)。這種運(yùn)動(dòng)形成的云主要是層狀

云。

3.大氣波動(dòng)

指大氣流經(jīng)不平的地面或在逆溫層以下所產(chǎn)生的波狀運(yùn)動(dòng)。由大氣波動(dòng)產(chǎn)生的云主要屬于波

狀云。

4.地形抬升

指大氣運(yùn)行中遇到地形阻擋，被迫抬升而產(chǎn)生的上升運(yùn)動(dòng)。這種運(yùn)動(dòng)形成的云既有積狀云，

也有波狀云和層狀云，通常稱為地形云。

(-)各種云的形成

1.積狀云的形成

積狀云是垂直發(fā)育的云塊，主要包括淡積云、濃積云和積雨云。積狀云多形成于夏季午后，

具孤立分散云低平坦和頂部凸起的外貌形態(tài)

積狀云的形成總是與不穩(wěn)定大氣中的對(duì)流上升運(yùn)動(dòng)相聯(lián)系。有對(duì)流能否形成積雨云，除了取

決于凝結(jié)的條件外，還取決于對(duì)流上升所能達(dá)到的高度。

2.層狀云的形成

層狀云是均勻幕狀的云層，常具有較大的水平范圍，其中包括卷層云、卷云、高層云與雨層

云。

層狀云是由于空氣大規(guī)模的系統(tǒng)性上升運(yùn)動(dòng)而產(chǎn)生的，主要是鋒面上的上升運(yùn)動(dòng)引起的。

3.波狀云的形成

波狀云是波浪狀起伏的云層，包括卷積云、高層云層積云。云中的上升速度可達(dá)每秒十幾厘

米，僅次于積狀云中的上升速度。

當(dāng)空氣存在波動(dòng)時(shí)，波峰處空氣上升，波谷處空氣下沉?？諝馍仙幱捎诮^熱冷卻形成云，

空氣下沉處則無云形成。如果在波動(dòng)形成之前該出已有厚度均勻的層狀云存在，則在波峰處云層加

厚，波谷處云減薄以致消失，從而形成厚度不大、保持一定距離的平行云。

一是由于大氣中存在著空氣密度和氣流速度不同的界面，再次界面上引起波動(dòng)。二是由于氣

流越山二而形成的波動(dòng)。

4.特殊云狀的形成

(1)懸球狀云：指從云低下垂的云團(tuán)，多出現(xiàn)在積雨云的地部。有時(shí)在高級(jí)云、高層云和雨

層云的底部也可見到。

(2)堡狀云和絮狀云：堡狀云底部水平，頂部則是并列著突起的小云塔，形狀像遠(yuǎn)方的城堡

O

(3)莢狀云：莢狀云中間厚、邊緣薄，云塊呈豆莢狀。

第三節(jié)降水

從云中降到地面上的液態(tài)或固態(tài)水，稱為降水。

由于云的溫度、氣流分布等狀況的差異，降水具有不用的形態(tài)——雨、雪、霰、雹。

雨：自云體中降落至地面的液體水滴

雪：從混合云中降落到地面的雪花形態(tài)的固體水

霰：從云中降落至地面的不透明的球狀晶體，由于過冷卻水滴在冰晶周圍冷凍而形成。

雹：是由不透明和透明的冰層相間組成的固體降水，呈球形，常降自積雨云。

降水的性質(zhì)也有差異，分為連續(xù)性和陣型降水。連續(xù)性降水歷時(shí)長，強(qiáng)度具有變化性，降水

主要來自高層云和雨層云。連續(xù)性降水歷時(shí)短，強(qiáng)度大，具有突然性，降水來自濃積云和積雨云。

一、云滴增長的物理過程

（一）云滴凝結(jié)（或凝華）增長

凝結(jié)（或凝華）增長過程是指云滴依靠水分子在其表面上凝聚而增長的過程。

冰晶效應(yīng)

（-）云滴的沖并增長

云滴經(jīng)常處于運(yùn)動(dòng)之中，這就可能使它們發(fā)生沖并。大水滴之間發(fā)生沖并而合并增大的過程

,稱為沖并增長過程。

大云滴下降速度比小云滴快，因而大云滴在下降過程中很快就追上小云滴，小云滴相互碰撞

而粘附起來，成為較大的云滴。在有上升氣流時(shí)，當(dāng)大小云滴被上升氣流向上帶是，小云滴也會(huì)追

上大云滴并與之合并，成為更大的云滴。這種在重力場中由于大小云滴不同而產(chǎn)生的沖并現(xiàn)象，成

為重力沖并。

水滴重力沖并增長的快慢程度與云中含水量及大小水滴的相對(duì)速度成正比。即云中含水量越

大，大小水滴的相對(duì)速度越大，則單位時(shí)間內(nèi)沖并的小水滴越多，重力沖并增長越快。

由于沖并作用，水滴不斷增大，在空氣中下降時(shí)就不在保持球形。水滴變形越來越劇烈，底

部向內(nèi)凹陷，形成一個(gè)空腔?？涨辉阶冊酱?，越變越深，上部越變越薄，最后破碎形成許多大小不

同的水滴，水滴在下降過程中不破碎的最大尺度稱為臨界尺度。

云中水滴增大一破碎一再增大一再破碎的循環(huán)往復(fù)過程，常用來解釋暖云降水的形成，稱之

為“鏈鎖反應(yīng)”。

上述兩種云滴增大過程由云滴轉(zhuǎn)化為降水的過程中始終存在。但觀測表明，在云滴增長的初

期，凝結(jié)（或凝華）增長為主，沖并次之。當(dāng)云滴增大到一定階段后，凝結(jié)過程退居次要地位，而

以重力沖并為主。

二、雨和雪的形成

（―）雨的形成

由液態(tài)水滴（包括過冷卻水）所形成的的云體稱為水成云。水成云內(nèi)如果具備了云滴增大為

雨滴的條件，并使雨滴具有一定的下降速度，這時(shí)降落下來的就是與或毛毛雨。由冰晶組成的云體

稱為冰成云，而由水滴和冰晶共同組成的云稱為混合云。

（―）雪的形成

在混合云中，由于冰水共存使冰晶不斷凝華增大，成為雪花。

三、各類云的降水

不同的云，由于其水平范圍，云高，云厚，云中含水量，云中溫度和升降氣流等情況不同，

因而降水的形態(tài)、強(qiáng)度、性質(zhì)也隨之而有差異。

（一）層狀云的降水

層狀云一般包括高層云、層積云、雨層云和卷層云。卷層云是冰晶組成的，由于冰面飽和水

汽壓小于同溫度下水面飽和水汽壓，使冰晶可以再較小的相對(duì)濕度情況下增大。

雨層云和高層云經(jīng)常是混合云，所以云滴的凝華增長和沖并增長作用都存在，雨層云和高層

云的降水與云厚和云高有密切關(guān)系。云愈厚，愈低，降水就愈強(qiáng)。

由于層狀云云體比較均勻，云中氣流也比較穩(wěn)定，所以層狀云的降水是連續(xù)性的，持續(xù)8時(shí)

間長，降水強(qiáng)度變化小。

（-）積狀云的降水

積狀云一般包括淡積云，濃積云和積雨云。

淡積云由于云薄，云中含水量較少，而且水滴又小，所以一般不降水。

濃積云是否降水則隨地區(qū)而異。在中高緯度地區(qū)，濃積云很少降水。在低緯度地區(qū)，因?yàn)樨S

富的水汽和強(qiáng)烈的對(duì)流，濃積云的厚度、云中含水量的水滴都較大，故可降較大的陣雨。

積雨云是冰水共存的混合云，云的厚度和云中含水量都很大，云中升降氣流強(qiáng)，因此云滴的

凝華增長和沖并作用均很強(qiáng)烈，致使積雨云能降大的陣雨、陣雪、有時(shí)還可下冰雹。

積狀云的降水是陣性的。

（三）波狀云的降水

波狀云由于含水量較小，厚度不均勻，所以降水強(qiáng)度較小，往往時(shí)降時(shí)停，具有間歇性。

四、人工影響云雨

（一）人工影響冷云降水

（二）人工影響暖云降水

第四章大氣的運(yùn)動(dòng)

第一節(jié)氣壓隨高度和時(shí)間的變化

標(biāo)準(zhǔn)大氣壓：當(dāng)選定溫度為0℃,緯度為45°的海平面作為標(biāo)準(zhǔn)時(shí)，海平面氣壓為

1013.25hpa,相當(dāng)于700mm的水銀柱高度，稱此為1個(gè)標(biāo)準(zhǔn)大氣壓。

一、氣壓隨高度的變化

一個(gè)地方的氣壓值經(jīng)常有變化，變化的根本原因是其上空大氣柱中空氣質(zhì)量的增多或

減少。

（-）靜力學(xué)方程

M/hPa：氣壓每改變IhPa,對(duì)應(yīng)高度變化值

1.在同一氣壓下，，氣柱的溫度愈高，密度愈小，氣壓隨高度遞減得愈緩慢，

單位氣壓高度差愈大。反之，氣柱溫度愈低，單位氣壓高度差愈小。

2.在同一溫度下，氣壓值愈大的地方，空氣密度，氣壓隨高度遞減得愈快，單

位高度差愈小。反之，氣壓愈低的地方單位氣壓高度差愈大。

（-）壓高方程

某地氣壓的變化，實(shí)質(zhì)上是該地上空空氣柱重量增加或減少的反應(yīng)，而空氣

柱重量的變化主要由熱力和動(dòng)力因子引起。

二、氣壓隨時(shí)間的變化

（一）氣壓隨時(shí)間變化的原因

1.水平氣流的輻合與輻散

空氣運(yùn)動(dòng)的方向和速度不一致。有時(shí)運(yùn)動(dòng)的方向相同而速度不同，有

時(shí)速度相同而方向各異，有時(shí)運(yùn)動(dòng)的方向、速度都不相同。這樣可能引起空

氣質(zhì)量在某些區(qū)域堆聚，而在另一些地區(qū)流散。

2.不同密度氣團(tuán)的移動(dòng)

不同性質(zhì)的氣團(tuán)，密度往往不同。如果移動(dòng)到某地的氣團(tuán)比原來氣團(tuán)

密度大，則該地上空氣柱中質(zhì)量會(huì)增多，氣壓隨之升高。反之該地氣壓就要

降低。

3.空氣的垂直運(yùn)動(dòng)

但空氣由垂直運(yùn)動(dòng)而氣柱質(zhì)量沒有外流是，氣柱中總質(zhì)量沒有改變，

地面氣壓不會(huì)發(fā)生改變。但氣柱中質(zhì)量的上下傳輸，可造成氣柱中某一層次

空氣質(zhì)量改變，引起氣壓變化。

（-）氣壓的周期性變化

氣壓的周期性變化是指氣壓隨時(shí)間變化的曲線上呈現(xiàn)出有規(guī)律的周期性波動(dòng)

,明顯的是以日為周期和以年為周期的波動(dòng)

地面氣壓的日變化有單鋒、雙峰和三峰等型式，其中以雙峰型最為普遍，其

特點(diǎn)是一天中有一個(gè)最高值、一個(gè)次高值和一個(gè)最低值、一個(gè)次低值。

氣壓一日波（單鋒型）同氣溫的日變化關(guān)系很大。

氣壓的半日波（雙峰型）可能同一日間增溫和降溫的交替所產(chǎn)生的整個(gè)大氣

半日振動(dòng)周期，以及由日月引起的大氣潮相關(guān)。

氣壓年變化是以一年為周期的波動(dòng)，受氣溫的年變化影響很大，因而也同緯

度、海陸性質(zhì)、海拔高度等地理因素有關(guān)。