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一、大气与大气科学1.大气科学研究大气各种现象及演变规律，以及如何利用这些规律为人类服务的一门科学，是地球科学的组成部分。2、大气科学的分支主要分支有：大气探测学，气候学，天气学，动力气象学，大气物理学，大气化学，应用气象学等。1）天气学： 天气：一地短时间内的气象要素和大气现象的综合状况。 研究天气过程的形成和演变规律，并据此作出预报的科学叫天气学。2）气候学： 气候：一地长时间内平均和极端的大气状态和过程。气候学是研究一地气候的形成、分布及变化规律的科学。3）应用气象学： 是气象学理论与国民生活各部门相互渗透和结合的产物。 农业气象学又分：果树气象、林业气象、作物气象、蔬菜气象、畜牧气象、病虫害气象等。二、农业生产与气象的关系1、大气提供了农业生物的重要生存环境和物质、能量基础。2、大气提供了可供农业生产利用的气候资源。3、气象条件对农业设施和农业生产活动的全过程的影响。4、大气对农业生产的宏观生态环境和其它自然资源的影响。5、农业生产活动对大气环境的影响。三、农业气象学的研究对象与任务（一）农业气象学：是研究大气科学与农业科学相互作用及其规律的一门学科。农业气象学的研究对象有：种植业、林业、畜牧业、水产业、农业设施等。农业气象要素有：温度、湿度、气压、风、太阳辐射、降水、蒸发、二氧化碳浓度等（二）研究内容（任务）：1、农业气象监测。2、农业气象信息服务。3、农业气候资源开发、利用与保护。4、农业气象灾害与生态环境建设。5、农业小气候利用与调节。6、农业气象基础理论研究。第一章 大气一、大气组成主要是干洁大气、水汽、气溶胶粒子。1、 干洁大气:不含水汽和气溶胶粒子的混合空气称为干洁大气。干洁大气中对人类影响较大的成分是N2，O2，O3和CO2。（1）N2和O2:它们是大气的主要组成部分，但N2利用率低。O2是维持人类及动植物生命活动的气体。（2）O3:含量很低，集中在20-25km的高空，形成臭氧层。可强烈吸收对生物有害的紫外线。(3)CO2：是植物生命活动离不了的气体，可吸收地面辐射，对气温影响较大。2、水汽：主要集中在低层大气中。低纬度地区多于高纬度地区；下层多于上层；夏季多于冬季。含量很少，但是天气变化的重要角色，云、雾、雨、雪的形成都与之有关。3、气溶胶粒子：悬浮于空气中的固体粒子。包括水滴、冰晶、烟粒、尘埃等。 可充当水汽凝结物，利于云、雨的形成；还可以吸收一部分辐射，对地温、气温有一定影响。二、 大气垂直结构从下到上有五层：对流层、平流层、中间层、热层、外大气层（散逸层）。 大气底界：即地球的表面。大气上界：即大气的顶界。 有2种划分方法：根据极光出现的高度估计，在10001100km；据人造卫星探测，约在3000km。（一）对流层是靠近地表的大气最低层。其厚度随纬度和季节的不同而有变化：低纬度平均为1718km，中纬度地区为1012km，高纬度只有89km。夏季厚、冬季薄。特点：（1）气温随高度升高而降低。 垂直递减率为：r= 0.65/100m。（2）空气具有强烈的对流运动。易形成云和降水（雨、雪等）。（3）温度、湿度等气象要素水平分布不均匀。主要是受地形影响所致。（二）平流层从对流层顶到55km的气层。主要特点：1、垂直气流显著减弱，气流多呈水平运动，故叫平流层。2、集中了大气中大部分O33、下部气温随高度变化小，上部气温随高度升高而显著增加。4、水汽和尘埃很少，大气能见度好。适合飞机航行。 （三）中间层从平流层顶到距地面85km 的高度。主要特点：1、温度随高度升高而迅速降低，其顶部可下降到-83。2、气流有强烈的垂直运动，故又称高空对流层。（四）热层（暖层） 从中间层顶到距地面约700km 的气层。特点：1、气温随高度升高而迅速升高（因吸收短波紫外线）。2、空气分子处于高度电离状态。（五）外大气层（散逸层） 从热层顶以上的大气层。 特点：受地球引力小，高速空气分子常逃到太空，宇宙空间粒子也常进入该层。第二章 辐射1 辐射的基本知识 一、概念 辐射：物体以电磁波或粒子的形式向外放射能量的现象。 通过辐射传递的能量叫辐射能。 辐射通量密度（辐照度）：单位时间、单位面积上发射或吸收的辐射能量。单位：W/m（瓦/米）二、辐射光谱 气象学研究的辐射波谱范围是0.1120 m,即紫外线、可见光和红外线波段。 太阳辐射波长范围在0.154 m，地面和大气辐射波长在3120 m，因此常把太阳辐射称为短波辐射，地球和大气辐射称为长波辐射，以4 m为分界线。 辐射的传播不需要中间介质。三、基本定律 1、斯蒂芬-波尔兹曼定律 黑体的辐照度（E）与其表面绝对温度（T）的四次方成正比。 E= s T4 s 是斯蒂芬-波尔兹曼常数 黑体：将投射到其表面上各种波长辐射能全部吸收的物体。 E= dsT4 d是灰体常数，在0.800.99之间。 两个公式都表明：物体温度越高，其辐射强度越强。2、维恩位移定律 黑体辐射光谱的极大值所对应的波长max与其绝对温度T成反比。 max=C/T C为常数，是2897。 表明：物体温度越高，它所辐射的具有最大能量的波长越短。2 太阳辐射一、太阳辐射光谱和太阳常数1、太阳辐射光谱 (1)定义：太阳辐射能随波长的分布。 2、太阳常数 当日地处于平均距离时，在被照亮的半个地球的大气上界，垂直于太阳光线，每秒每平方米的面积上，获得的太阳辐射能量叫太阳常数。 世界气象组织推荐取值1367w/。二、太阳辐射在大气中的减弱 太阳辐射在大气层中主要通过大气的吸收、散射和反射三种形式减弱。1、吸收作用 大气对太阳辐射的吸收具有较强的选择性，只吸收能量较小的紫外线、红外线，对可见光吸收很少。大约有14%的太阳辐射被大气吸收变为热能。 通过臭氧、氧气吸收紫外线，二氧化碳、水汽、尘埃、云滴等吸收红外线。2、散射作用 （1）分子散射 空气分子和直径1，m大小仅表示太阳倾斜入射时大气光学路径为垂直入射时的倍数。 太阳高度角越大，大气量越小。 直接辐射Rsb随大气质量数的增大而减小。（3）大气透明系数a 定义：太阳光通过一个大气量后的辐射度与通过前的辐射度之比。 一般a1.00m 可转化为热能，影响植物体温和蒸腾作用，不参与光化学反应过程。（2）1.00-0.72m 只有伸长作用，0.7-0.8m近红外光对植物光周期及种子形成有重要作用，并控制开花与果实颜色。 一般红外线的热效应使植物体温升高，促进植物的蒸腾及物质运输；外界温度越低，红外线热效应越大。 因此高原地区叶子温度高于气温3-5，可以补偿高原地区气温低这个不利因素。2、可见光辐射（3）0.72-0.61m 红橙光，被叶绿素强烈吸收，光合作用最强。表现出强的光周期作用。 （4）0.61-0.51m 绿光，叶片吸收很少，是弱活性带。 （5）0.51-0.40m 蓝紫光，被叶绿素强烈吸收，表现出次强的光合作用和成形作用。3、紫外辐射 （6）0.40-0.32m 起成形及着色作用，使颜色变深，叶片变厚等。 （7）0.32-0.28m 对多数植物有害，可消毒土壤。 （8）0.28m 可立即杀死植物，叫灭生性辐射。二、光照度与植物（一）光照强度对植物的影响1、光饱和点：在一定的光照强度范围内，光合作用随光合强度的增加而增强，当光照强度增加到某一数值后，光合作用不再增加，此现象叫光饱和现象，这个光照强度就是光饱和点。 2、光补偿点：植物的光合作用与呼吸作用达到相等时的光照强度。 作物群体的光饱和点与补偿点比单叶指标高，它不是一个常数，随着CO2含量、温度、土壤水分等因素而变化。依据光照强度对植物可划分为：喜阳植物和喜荫植物。最喜阳植物不存在光饱和现象，利于果实和种子的生长；喜荫植物在光强达到晴天的1/10时，光合作用就不增加，利于营养器官的生长。 喜阳植物有：水稻、小麦、玉米、棉花、荔枝、香蕉、椰子、桉树等。 喜荫植物有：茶叶、烟草、人参、龙眼、柑桔、田七、杉木等。 不同植物对光照要求不同，正确调节光照强度来提高对太阳能的利用，是作物栽培的重要课题之一。 “光呼吸”作用只在光合作用下发生，不产生能量，无益地消耗光合作用产生的有机物质。 C3植物：光呼吸作用很强，大大降低降低光合效率，如水稻、小麦、棉花。油菜等。 C4 植物：光呼吸作用很弱甚至没有，适宜条件下可高产。如玉米、高梁、甘蔗等。（二）光照时间对作物的影响 1、光照时间可照时数曙暮光 可照时数：日出到日落太阳可能照射的时间长度，即昼长。可照时间变化规律(以北半球为例) 1）赤道上终年昼夜平分。 2）春秋分日，各地昼夜平分。 3）夏半年，各地昼长于夜，纬度越高，白昼越长，北极圈有极昼现象。 4）冬半年，各地夜长于昼，纬度越高，白昼越短，北极圈有极夜现象曙暮光时间：在日出和日落后，地平线下的太阳光线投射到太空中，经大气的散射、折射等投向地面的光，叫曙暮光。 2植物的光周期现象： （1）定义：昼夜交替、明暗变换及其时间长短对植物进入发育阶段（开花结实）的影响叫植物的光周期现象。（2）分类： 短日照植物：在植物发育前期，要在较短的白昼（1214h）白昼条件下，才能进入开花结实的植物。 例如：小麦、大麦、马铃薯、甜菜、豌豆、洋葱、白菜、油菜、胡萝卜、落叶松等原产高纬度的植物。 中性植物：这类植物对日照长短不敏感。 例如：西红柿、四季豆、黄瓜、茄子、荞麦等。 （3）植物的感光性 定义：植物对日照时间长短的反应特性。 感光性强即反应敏感，感光性弱即反应迟钝。3、光照时间与作物引种 (1)纬度相近的地区，因日照时间相近，成功可能性大。 (2)对短日照作物来讲，南种北引，宜用早熟品种，（因南方品种一般是短日照植物，而北方日照时间长，温度低，使植物生长期延长，严重的甚至不能开花结果）；反之，北种南引，宜用晚熟品种，（因北方品种一般是长日照植物，而南方日照时间短，温度高，使作物提前发育，影响其生长，降低产量）。 (3)对长日照作物来讲，北种南引，因南方日照缩短，发育减慢，但温度升高，发育加快，光温对发育速度影响有“互相抵偿”作用。而南种北引，因北方日照增长，发育加快，但温度降低，发育减慢，光温对其也有“互相抵偿”作用。 所以，长日照作物的跨纬度引种，光温对其发育速度有“互相抵偿”作用。短日照作物的跨纬度引种，光温对发育速度有“叠加”作用，北种南引，发育加快，南种北引，发育减慢。第三章 温度1空气温度一、大气的热量传输 气温的非绝热变化：空气与外界有热量交换而引起的温度变化。 气温的绝热变化：空气与外界不发生热量交换，而是由外界压力的变化对空气做功，使空气体积变化而引起的温度变化。1、气温的非绝热变化 包括分子传导、辐射、流体流动热交换、潜热交换。（1）分子传导 分子传导：依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一个分子，而达到热量平衡的传热方式。 地面和大气是热的不良导体，通过这种方式传递的热量很少，其作用仅在贴地气层较为明显。（2）辐射 辐射是物体之间根据各自温度高低通过辐射交换热量的传热方式。 大气主要靠吸收地面长波辐射而增热，地面也吸收大气逆辐射，空气团之间也可以通过辐射交换能量。（3）流体流动热交换 有对流、乱流（湍流）、平流三种对流：暖空气上升，冷空气下降，这种升降运动叫对流。是对流层中热量交换的重要方式。湍流：空气的不规则运动叫湍流。在空气层间发生摩擦或沿粗糙不平的下垫面运动产生。对近地层小气候的形成起主要作用。平流：大规模空气的水平运动叫平流。是水平方向传递热量的主要方式。（4）潜热交换 是水汽在蒸发或凝结时吸收或放出的热量。 大气中水汽集中在5km以下大气层中，故潜热交换主要发生在对流层下半层。 地面和大气之间热量交换，以辐射为主。 在气层内，以对流和湍流为主，其次是潜热交换。 在不同纬度和地区之间的热量交换以平流为主。 2、空气绝热变化 绝热冷却：气块上升时体积膨胀对外做功而降温。 绝热增温：气块下沉时体积减小，外界对其做功而增温。 对于垂直运动的气团，其温度变化取决于气团内水汽含量的多少，所以绝热变化又分为干绝热变化和湿绝热变化两种。（1）干绝热变化： 定义：干空气或未饱和的湿空气，在绝热上升或下降过程中的温度变化。 干绝热直减率rd：干绝热过程中其温度随高度的变化率，大概地，rd=1/100m（2）湿绝热变化 定义：饱和湿空气，在绝热上升或下降过程中温度变化。 湿绝热直减率rm：湿绝热过程中其温度随高度的变化率，平均值rm=0.5/100 m 为什么rm rd? 在湿绝热变化中，气块上升降温时，水汽遇冷凝结，放出潜能，使气块降温缓和，降温幅度小于干绝热变化；下降增温时，气块内水汽受热蒸发，要消耗部分潜能，故增温幅度也小于干绝热变化，因此rm 高纬 正午时太阳高度角随纬度的增加而减小， h=90- + ，因此气温的昼夜温差也随纬度的增加而减小。 一般地，气温日较差值在热带地区为12 ，温带为89 ，极圈内为34 。b、季节：夏季冬季，最大在春季 因夏季太阳高度角大，白天较长，增温较快，但是夜晚也短，地面来不及冷却，使最低温度下降不够低，因此春季出现气温日较差最大值。最小值出现在冬季。c、地形：凹地凸地 凹地（谷地、盆地、河川地等），白天因与地面的接触面比平地广，因此增热较多，加上通风不良，热量不易散失，故温度高；夜间冷空气沿坡地下滑聚集谷底，加上辐射冷却使温度很低。 凸地（高地、山地、小丘等）因风速大，热交换迅速，使气温日较差小。d、下垫面性质： 海洋粘土、浅色土、潮湿紧密土壤e、天气： 晴天阴天，无风有风f、 高度 在对流层中温度日变化的幅度随着离地面高度的增加而急剧减小。 在23km的高度，气温日较差很小，约0.11 ，因为气层越高，其温度受地面影响越小。 2、气温的年变化 在北半球，最热月在7月，最冷月在1月 在海洋和沿海地区，最热月在8月，最冷月在2月。 气温年较差：一年中月平均气温最高值与最低值之差。 影响气温年较差的因子： （1）纬度：随纬度增加而增大。（2）距海远近：离海近，年变化小；内陆地区年变化大。（3）地形和天气状况：凹地凸地，雨季可使气温年较差减小。（二）气温的非周期性变化 气温除因太阳辐射作用引起周期性的日、年变化外，在大气水平运动时还会发生非周期性变化。如“倒春寒”“秋老虎”现象。 一地的气温变化是由周期性变化和非周期性变化共同作用的结果，总的说来，气温日、年周期性变化是主要的。 （三）气温的垂直分布 对流层中气温的垂直分布随高度增加而降低，因为地面是大气增温的主要来源，离地面越近，大气吸收的地面长波辐射越多。 1、气温垂直梯度 气温垂直梯度（r）：又叫气温直减率。r=0.65/100m。 实际上r随时间和高度不同而变化。（1）日射型：随高度增加而降低。12 h（2）辐射型：随高度增加而增加。0 h（3）上午转变型：上面为辐射型，下面为日射型。6 h（4）傍晚转变型：上面为日射型，下面为辐射型。18 h2、大气中的逆温 逆温：对流层中气温随海拔高度增高而升高的现象。 有：辐射逆温、平流逆温、下沉逆温和锋面逆温等。 辐射逆温：因地面强烈辐射冷却而形成的逆温。 平流逆温：暖空气平流到冷的下垫面上形成的逆温。2 土壤温度一、土壤热特性1、热容量：物体温度变化1所需吸收或放出的热量。 分质量热容量和容积热容量两种。 在研究土壤温度时，多采用容积热容量。 容积热容量（热容量）CV：单位体积的土壤，温度变化1所需要吸收或放出的热量。 热容量大的土壤，在得到或失去相同热量的条件下，升温和降温的数值小。 土壤热容量大小取决于土壤的组成成分及其组成比例。 土壤是由固体成分和不定量的水及空气组成，一般各固体成分的热容量差别不大。 在土壤组成成分中，热容量大小为：水土壤固体颗粒空气，因此影响土壤热容量的主要因素是土壤中水分和空气所占比例。 土壤湿度大时，空气含量少，热容量增大；而土壤干燥时，空气含量多，热容量小 热容量还随土壤孔隙度的增大而减小。2、导热率 导热率：在单位距离（厚度1cm）内温度相差1 时，在单位截面上，每秒钟所通过的热量。 土壤的导热率越大，表示传热越快。 土壤导热率取决于它的前三种主要成分所占的比例。 一般地，土壤固体成分很少变化，且各固体组成成分的导热率相差也很小。 土壤导热率主要取决于土壤中水分和空气含量的多少，即土壤含水量和土壤空隙度。 土壤组成成分中，其导热率是:土壤固体颗粒水空气 土壤湿度增加，土壤的导热率增大，导致潮湿土壤表层昼夜温度变化较小；而土壤孔隙度增大，则土壤导热率变小，干燥土壤昼夜温差大。3、导温率k 导温率:也叫热扩散率，是在一定的热量得失情况下，土壤温度变化快慢的一个物理量。 可用下式表示：k=/c 式中k为导温率，为导热率，c为容积热容量。 土壤导温率与导热率成正比，与热容量成反比。 因此，凡影响土壤导热率和热容量的因素都影响土壤导温率的大小。 但土壤湿度对导温率的影响比较复杂，不是线性关系。 在土壤湿度较小的情况下，随着土壤湿度的增大导温率k增加;但当土壤湿度超过一定数值后，因导热率的增加不显著，而热容量c仍随湿度线性上升，所以导温率k反而减小。二、土壤温度的日、年变化 较差：一定周期内最高温度与最低温度之差。 位相：最高温度和最低温度出现的时间。1、日变化 土壤温度日变化：土壤温度在一昼夜间随时间的连续变化。 晴天时，土表最高温度13h左右，最低温度在次日近日出时。为何地面最高温度出现的时间落后于太阳辐射最大值出现的时间？ 日出后，随着太阳辐射的增强，地面不断得到热量，到12h后，虽然太阳辐射逐渐减少但地面仍在得到热量，一直到13h时左右，地面得到的与失去的能量相当，地面温度达最大值。 同理，到次日近日出时地面热量收支达到平衡，出现地面温度最小值。 土表温度日较差最大，越向深层越小，至一定深度后，日较差为零，该深度为土温日不变层（日恒温层）深度。如窑洞、地铁等。 2、影响土壤温度日较差大小的因素： （1）（太阳高度）纬度:随纬度增高而减少。 （2）土壤湿度:湿土浅色土 （4）地形:凸地平地凹地。 （5）天气:阴天晴天;有风0的期间叫农耕期。 5-早春作物开始播种，喜凉作物和树木停止或恢复生长。5的期间叫作物生长期。 10-春季喜温作物开始生长，喜凉作物开始迅速生长。秋季喜温作物停止生长。10的期间为喜温作物生长期。 15-喜温作物积极生长，早稻适宜移栽。15的期间是喜温作物安全生长期。 20-水稻安全抽穗、开花的指标，热带植物正常生长。20 为热带作物生长期。2、积温及其对作物生长发育的影响 积温即某一时段内逐日平均气温总和。 农业气象中常用活动积温和有效积温表示。 (1)活动温度：高于生物学下限温度（B）的日平均温度。ti 活动积温：生物某一生育期或全生育期中活动温度的总和。 (2)有效温度：活动温度与生物学下限温度（B）之差。（ti-B） 有效积温：生物某一生育期或全生育期中有效温度的总和。积温在农业上的应用 （1）积温是作物与品种特性的重要指标之一。 在种子鉴定书上标明该作物品种从播种到开花、成熟所需的积温，可为引种与品种推广提供重要依据，避免引种与推广的盲目性。 （2）积温是热量资源的主要标志之一。 根据积温的多少，可确定作物在某地能否成熟，并预计能否高产。 通过积温分析可为各地确定种植制度提供依据。 （3）农业气象预报服务 可作为物候期预报、收获期预报、病虫害发生发展时期预报等的重要依据。 假设作物生育期所需要的积温是A，其生育期下限温度是B，完成该生育期需N天，则活动积温可以写成：Y=A+N B 若气象台预报未来某时段平均温度是T,则Y=N T，所以 Y=A+N B=N T 求出:N=A/(T-B)第四章 水分1 大气湿度 空气湿度是空气的潮湿程度，它表示空气中的水汽距离饱和的程度。 任何气温条件下，潮湿的空气对人体都是不利的。 室温达25度时，相对湿度4050为宜； 室温达18度时，相对湿度3040为宜。一、空气湿度的表示方法 1、绝对湿度 定义：单位体积空气中所含的水汽质量，也叫水汽密度。 表示空气中水汽的绝对含水量，常由水汽压计算得到。 2、水汽压（）和饱和水汽压（E） 水汽压：空气中水汽所产生的压强。 饱和水汽压：空气中水汽达饱和时的水汽压。w 它与温度、物体状态、蒸发面形状、液体浓度有关。w 饱和水汽压随温度的升高而增大。 干湿球温度表测湿原理 当空气中水汽未达到饱和时，湿球表面的水分就不断蒸发，湿球因蒸发耗热而降温，当蒸发所消耗的热量与从周围空气中获得的热量平衡时，湿球温度不再下降，干湿球温度就有一个差值。差值越大，说明空气湿度越小；差值越小，说明空气湿度越大。3、相对湿度（f） 定义：空气中实际水汽压（）与同温度下饱和水汽压（E）的百分比。 表达式：f（E）100%w 当e=E时,f =100%，空气达饱和,叫饱和状态；w 当eE时,f E时,f 100%且无凝结现象发生,叫过饱和状态。 相对湿度与气温和水汽含量有关。w 1）水汽含量不变时，f与温度成负相关;w 2）温度不变时，f与水汽含量正相关。4、饱和差（d） 饱和差：饱和水汽压与同温度下实际水汽压之差。即 d= E-ew 表示：在一定温度下，空气中水汽含量与饱和水汽含量的差距。 当空气中水汽含量不变时，d与气温正相关 常用于研究水面蒸发时。5、露点温度（td）空气中水汽含量和气压不变时，降低温度，使水汽达到饱和时的温度叫露点温度。 气压一定时，露点温度高低只与空气中水汽含量有关。水汽含量高，露点就高。 它反映了空气中实际含水量的多少。二、空气湿度的时间变化 （一）水汽压的变化 1、日变化： （1）单峰型（海洋型）： 一天中有1个最大值（1415时）和1个最小值（在日出前）。多出现在地面不缺水的湿润地区（海洋、大陆的冷季等）。 因为水汽压的大小直接取决于当地蒸发量，白天温度高，蒸发量多，水汽压也大；夜间温度低，蒸发量小，水汽压也小。 (2)双峰型（大陆型） 一天中有2个最高值和2个最低值。最高值在：910h，2122h；最低值在：日出之前，1415h。 多出现于地面水分缺乏的干燥地区（沙漠、大陆的暖季）。 为什么会出现这种变化呢？P93因为水汽压要受蒸发量和乱流的双重影响。日出后地面增温，蒸发加快，使水汽压逐渐增大，同时由于地表增温，乱流交换加强，近地气层的水汽被传输到上层空间，使低层水汽压减小。所以在午后乱流最强时出现次低值，而乱流充分发展之前的910时出现次高值。下午乱流减弱，低层水汽又逐渐增大，到2122时以后，地面辐射冷却蒸发减弱，甚至有凝结现象发生，所以2122时出现最大值，清晨出现最小值。 2、年变化： 与气温变化相似，主要取决于蒸发量的多少。 陆地上，最大值在7月，最小值在1月。 海洋上，最大值在8月，最小值在2月。（二）相对湿度的变化： f=（e/E）100% 1、日变化： 随气温升高而减小。温度增高时水汽压地表蒸发会加强，使空气中的实际水汽压增大，但e没有E增大的快，故相对湿度变小。 最大值出现在气温最低的日出之前，最小值出现在气温最高的1415h。 2、年变化：与气温相反。 一般地，冬季最大，夏季最小，这主要是温度影响饱和水汽压的结果。 但在季风区，夏季最大，冬季最小，因夏季风来自潮湿的海洋，冬季风来自干燥的内陆。2 水汽凝结和降水一、水汽凝结的条件 1、空气中水汽达到饱和或过饱和 即：f=e/E100% 1 通过以下途径实现：w a、温度一定时，增加大气中水汽含量。w b、使含有水汽的空气降温到露点以下。w 大气降温方式主要有：绝热降温、辐射降温、平流降温、混合降温。 2、要有凝结核存在二、水汽凝结物（一）地面上的凝结物1、露、霜 当露点温度0，凝结形成的水滴叫露；当露点温度0，凝结形成的白色冰晶叫霜。 常出现在晴朗、微风的夜晚。 因为：晴天利于辐射冷却，微风可以把已经发生过凝结的空气带走，使新鲜的潮湿空气补充过来，形成较强的露或霜。夏末秋初，近地层湿度大，晴朗微风天气多，夜晚时间长，利于辐射冷却，常形成露。2、雾淞和雨淞 雾淞是雾滴凝附在地物表面的白色松脆状固态水。又叫树挂。 常形成于有雾、地面严寒的天气条件下。 雨淞是过冷却雨滴降到0以下的地面或物体上冻结而成的光滑透明的冰层。又叫冻雨。（二）近地气层中的凝结物雾 是悬浮于近地层的水汽凝结物。 使大气水平能见度显著降低。 分为辐射雾、平流雾、平流辐射雾 3种。以前两种为主。（1）辐射雾：由于地面强烈辐射冷却使空气中水汽达到饱和时形成的雾。（2）平流雾：暖湿空气移到冷的下垫面上、冷却降温形成的雾。（3）平流辐射雾：平流及辐射因子共同作用而形成的雾，又叫混合雾。雾的优缺点： 优点：寒冷季节减弱地面有效辐射，减轻冻害，对茶、麻等生长有利。 缺点：减少日照，高湿利于病虫害发生，海雾使沿海植物遭受盐害，阻碍交通等。 （三）自由大气中的凝结物云 1、定义 云：悬浮在空中、距离地面有一定高度的水汽凝结物。 常以水滴、过冷却水滴、冰晶的形式存在，习惯上叫云滴。2、云的形成：(要有3个基本条件) a、充足水汽，b、足够凝结核，c、使水汽凝结或凝华的冷却条件。 形成云的主要原因：空气的上升运动。3、云的分类：P106 按云底高度和形状分为高、中、低三族。 低云：多由水滴组成，高度6km。一般不产生降水。冬季北方的卷层云偶有降雪。三、降水 （一）降水条件 1、使云滴充分增大。 通过2种过程完成：凝结增大，云滴碰并增大。 2、空气中有丰沛的水汽。人工降水：用人为的方法，增加云中的冰晶或使云中的冰晶和水滴增大而形成的降水。 1、用飞机把过冷却剂（干冰或其它化学药品）播撒在云中。 2、在云内播撒吸湿性好的凝结核（如食盐、碘化银、氯化钙、尿素等），使云滴之间相互合并，形成大水滴，迅速降水。 （二）降水的种类 降水可以分为：雨、雪、霰、雹。(三)降水的表示方法 1、降水量：从云中降落到地面未经蒸发、渗透和流失的水层厚度（包括融化的固态降水） 通常以mm为单位。 又分日总量、旬总量和年总量等。2、降水强度 降水强度：单位时间内的降水量。 常取10min，1h或1d为时间单位。 降水等级划分：四、节水农业 节水农业是通过灌溉措施和农业措施两条途径加以实现的。 节水节能的灌溉措施有：喷灌、微喷灌、滴灌、渗灌、保水剂、抗蒸腾剂等 。 农业措施主要指加强对农田水分的管理，增加土壤的蓄水保墒及对降水的渗透能力，提高土壤有效含水量及其利用效率，将有限的水量用在农业增产上。 如深耕、少耕、免耕法，棉花覆膜法、秸杆还田法等。 滴灌 滴灌是利用一套低压管道系统以及分布在作物根部或埋入土壤内的滴头，将通过管道系统运过来的水一滴滴的经常而缓慢地滴在根系附近局部土层，使植物根系生长层内土壤经常保持适宜的土壤水分状况。需要时还可加入可溶性肥料，经管道系统进入田间。 第五章 气压与风第一节 气压与气压场 一、气压及其变化 （一）气压及其单位 1、气压：单位面积上所承受的大气压力。 2、单位：Pa(帕斯卡)、hPa(百帕) 1hPa 100Pa1mb(毫巴)3/4mmHg 1标准大气压760mmHg1013.2hPa（二）气压的变化 1、气压随时间的变化 （1）气压的周期性变化 主要有日周期和年周期。 地面气压的 日变化有单峰、双峰和三峰等型式，最常见的是双峰型，即一天中有一个最高值、次高值和一个最低值、一个次低值，见图5.1 气压日变化和气温日变化、大气潮汐密切相关。 气温高时，低层空气受热上升使地面减压；温度低时，空气收缩，气压升高。 因气温对气压的影响需要经历一段时间，所以气压极值出现的时间落后于气温。双峰型 表现规律：一般是清晨气压升高，910时出现最高值，以后气压下降，到1516时出现最低值，此后又逐渐升高，到2122时出现次高值，以后再度下降，到次日34时出现次低值。 形成原因： A、一日间增温和降温交替所产生的大气半日振动周期。 B、由日月引力引起的大气潮汐有关。气压年变化 A 大陆型：一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，年较差较大，并由低纬向高纬逐渐增大。见图5.2 B 海洋型：一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年较差小于同纬度的陆地。 C 高山型：一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季。高山型形成原因 夏季因大气受热，整个大陆上的空气膨胀，使高山区地面上的大气增加，故气压较高；冬季大气冷却下沉，使高山区空气减少，故气压较低。 我国青藏高原地区的气压年变化就属于此类型。（2）气压的非周期性变化 是指气压变化不存在固定周期的波动。如:大气南北向的水平运动。 在中高纬地区气压系统活动频繁，使其非周期性变化比低纬度明显。如：寒潮来前，气压升高；冷空气一过，气压降低。气压非周期性变化是天气将变的征兆。 气压变化是周期性变化和非周期性变化的综合表现。2、气压随空间的变化 （1）气压的垂直变化 气压随高度的增高而降低。 大气净力学方程：dP=- dZ “”表示高度上升、气压递减。 是空气密度； 是重力加速度，它随高度变化很小。 所以气压随高度递减的快慢主要取决于空气密度。 如果研究的气层高度变化大，气柱上下层温度、密度变化显著时，就要用压高公式来计算较大范围的气压随高度的变化关系。压高公式：Z=Z2-Z1 =18400(1+tm)log(P1/P2)Z两地高度差， tm两地平均温度， P1低处气压， P2高处气压，膨胀系数1/273。 已知某点海拔高度Z1和气压P1 、另一点的气压P2 、两点间平均温度tm和膨胀系数 ，就可以求出另一点的高度Z2（2）气压的水平分布 因各地温度不同、空气密度不同，故气压的水平分布不均匀。二、气压场 1、概述 气压场：气压的空间分布状况。 等高面：高度处处相等的面。 等高面上气压相等各点的连线叫等压线，绘制出等高面上的等压线分布图就可以看出等高面上气压场的形势。 目前我国绘制的地面天气图是高度为0的海平面气压场图。规定每隔2.5Pa画一条等压线。 等压面：空间气压相等的点组成的面。 等压面不是一个平面而是一个曲面。下凹部位对应着水平面上的低压区域，上凸部位对应着水平面上的高压区域。 2、海平面气压场基本型式： （1）低压：由闭合等压线构成中心气压比四周低的区域。 在天气图上是：中心气压最低，由内向外逐渐增高的闭合等压线区。 在北半球，低压区内空气逆时针旋转，叫气旋。 （2）低压槽：从低压区延伸出来的狭长区域。 槽线：槽内等压线弯曲最大处连线叫槽线。气压值沿槽线向两边递增。槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷，呈下凹形。 在槽内气流也是气旋式旋转。 （3）高压：由闭合等压线构成的中心气压比四周高的区域。 在天气图上：中心气压最高，由内向外逐渐降低的闭合等压线区。 在北半球，高气压区内空气按顺时针方向旋转，叫反气旋。 （4）高压脊：从高压区延伸出的狭长区域。 在天气图上是：一组未闭合等压线向气压较低一方突出的部分。脊内等压线弯曲最大处连线叫脊线。在脊内气流也是反气旋式旋转。 （5）鞍型场 两个高压和两个低压之间的气压场