《自然地理》教学课件 第三章 大气和气候

1、第三章 大气和气候第三章 大气和气候第一节大气的组成和热能第二节大气水分和降水第三节大气运动和天气系统第四节气候的形成第五节气候变化教学重点:认识大气的的组成、特性及其运动，掌握气候的形成和变化规律。教学难点:气候的形成和变化规律第一节 大气的组成和热能1 大气的成分大气的组成成分2 大气的结构大气的分层3 大气的热能4 气温1 大气的成分大气成因干洁空气水汽固、液体杂质（悬浮颗粒）大气成因目前的大气与火山喷出的气体有密切关系。但是火山喷出的气体与目前的大气成分存在着较大差异，其原因可能是：水分喷出后凝结变成水江河、海洋；二氧化碳和二氧化硫与地表矿物发生作用，转变为碳化物或硫化物；氢气质量轻、

2、动能大逃离了地球。干洁空气通常把除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体，称为干洁空气，简称干空气。在干洁空气中，大约含有 78%的氮气, 21%的氧气, 0.93% 的臭氧, 0.0387%的二氧化碳, 以及少量的其他气体. 空气中还包含着一定量的水汽，平均含量约为 1%.干洁空气干洁空气氧：占大气质量的21，它是动植物生存、繁殖的必要条件。氧的主要来源是植物的光合作用。氧是化学性质高度活跃的元素，有机物的呼吸和腐烂，矿物燃料的燃烧都需要消耗氧而放出二氧化碳；干洁空气氮：占大气的78，性质很稳定，只有极少量的氮能被微生物固定在土壤和海洋里变成有机化合物。闪电能把大气中的氮氧化(变成二氧化氮)为

3、氮肥；干洁空气二氧化碳：其含量随地点、时间而异。人烟稠密的工业区占大气质量的万分之五，农村大为减少。同一地区冬季多夏季少，夜间多白天少，阴天多晴天少(植物的光合作用)。能强烈吸收和放射长波辐射，带来“温室效应”；干洁空气臭氧：臭氧对太阳紫外辐射有强烈的吸收作用，加热了所在高度（平流层）的大气，对平流层温度场和流场起着决定作用，保护了地球上的生命，臭氧密度在2235公里处为最大。干洁空气臭氧层空洞臭氧层的臭氧从1970年代开始，以每十年4%的速度递减的一种现象。在两极地区的部份季节，递减速度还超过每十年4%，而在春季时连对流层的臭氧也在减少，形成所谓臭氧层空洞。 北极：温暖的1984年和极端寒冷

4、的1997年2006年9月测定的南极上空已知最大的臭氧层空洞 水汽水汽的分布水汽在大气中含量很少但变化很大，变化范围在0-4之间，水汽绝大部分集中在低层，有一半的水汽集中在2公里以下，四分之三的水汽集中在4公里以下，10-12公里高度以下的水汽约占全部水汽总量的99。水汽的来源大气中的水汽来源于下垫面，包括水面、潮湿物体表面、植物叶面的蒸发。水汽水汽的特点：由于大气温度远低于水面的沸点，因而水在大气中有相变效应。水汽含量在大气中变化很大，是天气变化的主要角色，云、雾、雨、雪、霜、露等都是水汽的各种形态。水汽能强烈地吸收地表发出的长波辐射，也能放出长波辐射，水汽的蒸发和凝结又能 吸收和放出潜热，

5、这都直接影响到地面和空气的温度，影响到大气的运动和变化。悬浮颗粒悬浮颗粒：是指大气中悬浮的固体杂质和液体微粒，也可称为气溶胶粒子。这些杂质包括来源于火山爆发、尘沙飞扬、物质燃烧的颗粒、流星燃烧所产生的细小微粒和海水飞溅扬入大气后而被蒸发的盐粒，还有细菌、微生物、植物的孢子花粉等。它们多集中于大气的底层。悬浮颗粒造成的威胁：气溶胶粒子可以吸附或溶解大气中某些微量气体，产生化学反应，污染大气；气溶胶粒子还能吸附和散射太阳辐射，改变大气辐射平衡状态，或影响大气能见度；容易使水汽凝结，导致云雨的形成。悬浮颗粒大气中的主要污染物机动车尾气污染电厂排污农民燃烧秸秆由中信广场鸟瞰广州北京德国 法兰克福南非开

6、普敦美国Mont.州Butte市南极臭氧洞大气污染酸雨对石像的腐蚀腐蚀狮身人面像酸雨使森林枯萎2 大气的结构大气质量大气压力大气分层大气质量大气的平均质量约为5*105吨，是地球质量的1/1,200,000. 美国大气研究中心：大气的总质量为5.148*1018kg，其中包含年平均质量大约为1.2至1.5*1015kg的水汽，具体要依赖于表面压强或所使用的水汽数据，这大大小于预先的估计值。大气压力海平面上的平均大气压强约为1个大气压 = 1013 hPa (百帕) = 14.7 psi (英镑每平方英寸) = 29.9英寸水银气压柱高气压的大小取决于所在水平面上的大气质量，会随着高度的升高而降

7、低。气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。气压相同时，气柱温度越高，单位气压差越大，气压垂直梯度越小；气温相同时，气压越高，单位气压高度差越小，气压垂直梯度越大。大气压力 高压与低压大气压力气压垂直梯度气压垂直梯度大气分层大气在垂直方向上的物理性质有显著的差异，根据温度在垂直方向上的变化情况，可将大气分为五层：对流层(Troposphere)平流层(Stratosphere)中间层(Mesosphere)暖层(Thermosphere)散逸层(Exosphere)对流层对流层是紧贴地面的一层地面附近的空气受热上升，而位于上面的冷空气下沉，这样就发生了对流运动，所以把这层叫做对流层。它的下界

8、是地面，上界因纬度和季节而不同。据观测，在低纬度地区其上界为17-18公里;在中纬度地区为10-12公里;在高纬度地区仅为8-9公里。夏季的对流层厚度大于冬季。 垂直对流垂直对流对流层对流层通信精密雷达都采用对流层传播方式，特别是视距传播方式。尤其在微波和更高频段，雷达与目标之间的对流层效应是突出的传播问题。微波和毫米波遥感也直接或间接地利用大气吸收和云雾衰减效应。 现代对流层传播的研究，主要集中于10吉赫以上频段的电波传播问题、广播和移动通信中的传播问题以及多径效应等。毫米波在实用上具有突出的优点(见10 GHz 以上电波传播),因此对流层传播研究正向毫米波方向扩展。 对流层特性：集中了约7

9、5%的大气质量和90%以上的水汽，是主要天气现象如云、雾、雨、雪等所发生的大气层。吸收阳光的效率不高，50%的阳光穿透该层被地表吸收；气温随高度增加而降低，等温分布；平流层对流层顶以上到5055公里范围是平流层，该层的气流稳定，温度呈逆温分布。特性：水汽、尘埃的含量少，大气透明度高；该层不断发生臭氧的产生和分解作用，吸收了大量的能量；受地面温度的影响很小。平流层航空应用目前大型客机大多飞行于此层，以增加飞行的稳定度。能见度高：水汽、悬浮固体颗粒、杂质等极少，天气比较晴朗，光线比较好，能见度很高，便于高空飞行。受力稳定：大气不对流，以平流运动为主，飞机在其中受力比较稳定。噪声污染小：平流层距地面

10、较高，对地面的噪音污染相对较小。安全系数高：飞鸟飞行的高度一般达不到平流层，飞机在平流层中飞行就比较安全中间层平流层之上，到高于海平面85公里高空的一层为中间层。特性：这层大气中几乎没有臭氧，来自太阳辐射的大量紫外线都直接穿过该层；气温随高度的增加而下降的很快，到顶部气温已下降到-83以下.由于下层气温比上层高,有利于空气的垂直对流运动,故又称之为高空对流层或上对流层；中间层顶部尚有水汽存在,可出现很薄且发光的“夜光云”，在夏季的夜晚，高纬度地区偶尔能见到这种银白色的夜光云。 夜光云暖层从中间层顶部到高出海面800公里的高空，又叫电离层。特性：这一层空气密度很小，在700公里厚的气层中，只含有

11、大气总重量的0.5。暖层里的气温很高，据人造卫星观测，在300公里高度上，气温高达1000以上。所以这一层叫做暖层或者热层。 该层空气因受太阳紫外辐射和宇宙线作用处于高度电离状态；温度随高度上升很快。暖层通信应用电离层对电波传播的影响与人类活动密切相关，如无线电通讯、广播、无线电导航、雷达定位等。受电离层影响的波段从极低频（ELF）直至甚高频（VHF），但影响最大的是中波和短波段。电离层中的这些自由电子对射电信号的传播有巨大的影响。电波信号被电离层的自由电子“反弹”或者说反射回地面，从而我们就能方便地越过地平线，沿着地球的曲面进行无线电通讯。 暖层电离层扰动（ionospheric distu

12、rbance）电离层结构偏离其常规形态的急剧变化，又称电离层骚扰。像太阳耀斑、地磁暴等电离源的突变、非平衡态动力学过程、不稳定的磁流动力过程和某些人为因素包括台风、地震和核爆炸等等，都可引起电离层扰动。它常严重影响电离层中无线电波传播。 暖层高频活动电离层研究计划（High Frequency Active Auroral Research Program，HAARP） HAARP拥有目前世界上功率最强大的、既非商业也非民用的短波无线电发射器，称为电离层加热器（Ionosphere Heater, IH）。 散逸层暖层顶（大约800km）以上的大气统称为散逸层，又叫外层。特性：它是大气的最高层

13、，高度最高可达到3000公里。温度很高，空气稀薄，受地球引力的约束很弱，一些高速运动着的空气分子可以挣脱地球的引力和其它分子的阻力散逸到宇宙空间中去。散逸层根据宇宙火箭探测资料表明，地球大气圈之外，还有一层极其稀薄的电离气体，其高度可伸延到22000公里的高空，称之为地冕。地冕也就是地球大气向宇宙空间的过渡区域。人们形象地把它比作是地球的“帽子”。3 大气的热能太阳辐射 大气能量及其保温效益地气系统的辐射平衡太阳辐射太阳辐射在大气中的减弱过程大气的吸收：能吸收太阳辐射的物质包括臭氧、氧、水汽、二氧化碳、云、雨滴、气溶胶粒子等，它们选择性吸收太阳辐射（太阳光谱的两端）。大气的散射和反射：空气质点

14、小，选择散射短波辐射；而水滴、尘埃等质点大，散射无选择性，称为漫射。散射波长集中于可见光波段。云层、气溶胶粒子等有较强的反射作用，如云层平均反射率达5055。上述三种方式中，反射作用最主要，其次是散射，而吸收作用最小，它们共使到达地面的太阳辐射减弱了约一半。太湖日出黄山日落太阳辐射地面对太阳辐射的反射到达地面的总辐射一部分被地面吸收，另一部分被反射。反射部分占总辐射量的百分比称为反射率（r）。 反射率的大小取决于：地面性质（水面、陆面）；地面状态（颜色深浅、粗滑、干湿）。太阳辐射太阳辐射相关概念相对于地球辐射，太阳辐射波长较短，故称太阳辐射为短波辐射；太阳顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接

15、受的太阳辐射称为太阳常数；经大气削弱后到达地面的太阳辐射包括两部分：一是直接辐射，其强弱受太阳高度和大气透明度影响；二是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射，其强弱受太阳高度、大气透明度、云的特性（云量、云状）和海拔高度等影响；大气能量及其保温效应大气获得能量的主要方式对太阳辐射的直接吸收大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水汽和液态水，占大气体积99以上的氮和氧对太阳辐射的吸收微弱。 对地面辐射的吸收地表吸收了到达大气上界太阳辐射能的50，变成热能，温度升高，而后再以大于3 m 的长波(红外)向外辐射。这种再辐射能量的7595被大气吸收，只有极少部分波长为8.5-12 m的辐射通过“大气

16、窗”逸回宇宙空间。 大气窗：地面辐射绝大部分（ 75 95）被大气吸收，只有波长8.412 的部分，可穿过大气层逃逸到宇宙空间，所以称此波段为“大气窗”。大气能量及其保温效应大气窗口太阳辐射经过大气传输后，主要是反射、吸收和散射的共同影响衰减了辐射强度，剩余部分即为透过的部分。对遥感传感器而言，只能选择透过率高的波段，才对观测有意义。只有位于大气窗口的波段才能被用于生成遥感图像。在VISIR区段，常用的大气窗口有：0.31.3m、1.51.8 m、2.02.6 m、3.0-4.2 m、4.35.0 m、814 m。在微波区段，主要采用的大气窗口为8mm附近和频率低于20GHz的波段。大气窗口0

17、.31.3 m，即紫外、可见光、近红外波段。这一波段是摄影成像的最佳波段，也是许多卫星传感器扫描成伤的常用波段，如Landsat卫星的TM14波段SPOT卫星的HRV波段。1.5l.8m和2.03.5m，即近、中红外波段；是白天日照条件好时扫描成像的常用波段，如TM的5，7波段等，用以探测植物含水量以及、云、雪，或用于地质制图等。3.55.5m，即中红外波段。该波段除通透反射光外，也通透地面物体自身发射的热辐射能量。如NOAA卫星的AVHRR传感器用3.553.93mm探测海温度，获得昼夜云图。814m，即远红外波段。主要通透来自地物热辐射的能量，仅适于夜间成像。0.82.5cm，即微波波段。

18、由于微波穿透云雾能力强，这一区间可以全天候观测，而且是主动遥感方式，如侧视雷达。Radarsat的卫星雷达影像也在这一区间，常用的波段为0.8cm、3cm、5cm、10cm，甚至可将该窗口扩展至0.05300cm。大气能量及其保温效应潜热输送海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气层中。一方面水汽凝结成雨滴或雪时，放出潜热给空气；另方面雨滴和雪降到地面不久又被蒸发，这个过程交替进行。全球表面年平均潜热输送量占辐射平衡的84可见，地气间的能量交换主要是通过潜热输送完成的。换言之，大气依靠水汽凝结释放潜热而得到的能量最多。感热输送陆面、水面温度与低层大气温度并不相等，因此地表和大气间便由感热交

19、换而产生能量输送(温差）。在地球表面能量转换过程中，当地表温度高于低层大气时，将出现指向大气的感热输送。反之，感热输送方向将指向地面。大气能量及其保温效应大气的保温效应大气辐射向下指向地面的部分，方向与地面辐射相反，称为大气逆辐射。大气逆辐射几乎全部为地面所吸收，这对地面因辐射而损耗的能量得到一定的补偿，所以大气对地面有保温作用。这种作用称为大气保温效应或温室效应或花房效应。南太平洋岛国图瓦卢，从 2002 年起正式举国迁往新西兰。 下一个会是谁？冰川加速消融原来空的海湾卫星照片揭示南极冰架50亿立方冰体崩塌全过程2002年3月冰架崩落冰体充满海湾冰山向外漂移3 地气系统的辐射平衡相关概念辐射

20、平衡：某一时段内物体能量收支的差值，称为辐射平衡或辐射差额。把地面直到大气上界当作一个整体，其辐射能净收入就是地气系统的辐射平衡。即：Rs（SD）（1r）qaF式中， Rs地气系统净辐射； qa 大气吸收的太阳辐射； F地气系统长波射出辐射。地气系统净辐射随纬度而变，低纬为正值，有热量剩余；高纬为负值，热量亏损，以南、北纬30附近为转折点。高低纬地区之间的气温差异，推动大气环流和洋流的运动。3 地气系统的辐射平衡地气系统的辐射平衡3 地气系统的辐射平衡地气系统的温度多年基本不变，全球是到达辐射平衡的；大气上界一年中获得的太阳辐射能为342.8 Wm2，同时又有相同数量的能量，以短波辐射或长波辐

21、射的形式通过大气上界返回宇宙空间，所以地气系统的热能收支是平衡的。4 气温气温的周期性变化气温的水平分布气温的垂直分布气温气温气温是大气热力状况的热力度量；气温实质上是空气分子平均动能大小的表现。通常以摄氏（）和华氏（）两种温度单位表示，我国采用摄氏度数为单位。在理论研究方面，多数采用绝对温度（或称开氏温度），以（A）或（K）表示。温度单位换算如下：AC273.16 KC273.16 气温的周期性变化气温的周期性变化大气温度的时间变化，包括由地球的自转和公转引起的气温周期性变化，以及由大气运动引起的非周期性变化。气温的日变化太阳辐射有日变化，气温也相应出现日变化特征，气温日变化过程是一条正弦曲

22、线；一天之内，最高温度与最低温度之差，称为气温日较差或日振幅；日较差随纬度增高而减少，随海拔高度增加而减少；晴天大阴天小；夏季大冬季小；大陆大海洋小。气温的周期性变化气温的周期性变化气温的年变化气温年变化幅度称为年较差，是一年内最热月与最冷月平均气温之差；海洋上年较差小于陆地；沿海小于内陆；植被覆盖地小于内陆；凸地小于凹地；云雨多的地方年较差小，云雨少的地方年较差大；海拔越高年较差越小。气温的水平分布气温的水平分布通常用等温线表示。主要受纬度、海陆分布、地形起伏、大气环流、洋流等因素影响。等温线将气温相同的地点连结起来的曲线。气温的水平分布水平分布特点气温随纬度增高而递减，北半球南北温差冬大夏

23、小，南半球则季节相反；冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向极地，夏季相反；洋流对海上等温线的分布也有很大的影响。冬季太平洋和大西洋北部等温线急剧向北凸出，反映黑潮暖流、阿留申暖流、墨西哥湾暖流的强大增温作用；夏季北半球等温线沿非洲和北美西岸向南凸出，反映了加那利寒流和加利福尼亚寒流的影响。 高温带（冬、夏月平均温均24）不是出现在赤道，冬季在 5 10 N，夏季在 20 N左右，该带称为热赤道；南北球不论冬夏，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。冬季最冷地区在南极，曾低于90；世界绝对最高气温出现在索马里，为63。我国实测最低气温 53，黑龙江漠河漠河我国实测最高气温48.

24、9，新疆吐鲁番火焰山90，南极北极气温的垂直分布相关概念气温直减率：每上升单位距离气温的降低值，称为气温直减率，以 r 表示，单位为100m 。对流层大气平均r 0.65 100m 。气温直减率一般夏季和白天大，冬季和夜晚小。逆温：在一定条件下，可能呈现下层气温反比上层为低的现象，气温随高度增大而上升的现象。成因：辐射逆温、平流逆温、下沉逆温、锋面逆温、融雪逆温。影响：对天气和污染物扩散有一定的影响。如阻碍空气垂直运动的发展，使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度变坏等。气温的垂直分布对流层气温的垂直分布特征：总规律是气温随高度升高而降低。气温随高度变化用气温垂直递减率来表示。气温垂直

25、递减率（气温直减率）：单位高度（通常取100米）气温变化值，单位为/100m。整个对流层的气温直减率平均0.65 /100m。第二节 大气水分和降水1 大气湿度2 蒸发和凝结3 水汽的凝结现象4 大气降水1 大气湿度湿度的概念及其表示方法水汽压：大气中水汽所产生的那部分压力叫水汽压(e)，单位是 hPa(百帕)；饱和空气：当水汽含量恰好达到一定体积的空气中所容纳的水汽数量的极限时的空气；饱和水汽压E（最大水汽压）：饱和空气的水汽压。饱和水汽压随温度升高而增大，随温度降低而减小；湿度的概念及其表示方法绝对湿度指单位体积湿空气所含有的水汽质量，又称为水汽密度，用a表示。其单位为gm3或gcm3；空

26、气中水汽含量越多，绝对湿度就越大；由于水汽含量难以直接测量，通常以e代替a。相对湿度指空气中实际水汽压与同温度下的饱和水汽压之比的百分数，用 f 表示，即：f e E 100相对湿度大小直接反映空气距离饱和的程度，当 e 不变时，气温升高饱和水汽压增大，相对湿度减小。湿度的概念及其表示方法相对湿度的确定湿度的概念及其表示方法露点温度指空气中水汽含量不变，气压保持一定时，气温下降到使空气达到饱和时的温度。用Td表示。 气温降到露点，是水汽凝结的必要条件。露点完全由空气的水汽压决定，气压一定时，它是等压冷却过程的保守量。空气一般未饱和，故露点常比气温低。空气饱和时，露点和气温相等。根据露点差，即气

27、温和露点的差，可以判断空气的饱和程度。差值越大，说明相对湿度越低。湿度的变化与分布湿度的变化日变化相对湿度的日变化主要取决于气温。气温高相对湿度小，气温低相对湿度大。年变化相对湿度的年变化，一般是冬季最大，夏季最小。但季风气候区相反，夏季大冬季小，因为夏季风来自海洋，而冬季风来自大陆。湿度的变化与分布湿度的空间分布相对湿度的空间分布特征取决于纬度和海陆分布状况。通常，相对湿度大陆小海洋大。在大陆，距离海洋越近，相对湿度越大；距离海洋越远，相对湿度越小。赤道地带终年高温多雨，而高纬度地带则全年低温，所以相对湿度都较高80。副热带区域，相对湿度较低，约50。2 蒸发和凝结水相变化与潜热交换水相变化

28、蒸发由水变成水汽；凝结由水汽变成水；冻结由水变成冰；融解由冰变成水；凝华由水汽直接变成冰；升华由冰直接变成水汽。潜热：水的相变过程伴随着能量转化和交换，这种能量称为潜热（能）。由水的相变导致的热量吸收和释放过程，称为潜热交换（过程）。蒸发、融解、升华吸收潜热；凝结、冻结、凝华释放潜热。2 蒸发和凝结蒸发及其影响因素影响蒸发的因素：其影响因素主要包括蒸发面的温度、性质、性状、空气湿度、风等；蒸发量：因蒸发而消耗的水量，以水层厚度mm表示。蒸发1mm厚的水，相当于1m2面积上蒸发1000g的水量。蒸发速率：单位时间从单位面积上蒸发出来的水分质量，单位为gcm2s。当e=100%(e=E)过饱和情况

29、下的与蒸发想法的过程。大气中水汽凝结的两个必备条件：空气中的水汽要达到饱和与过饱和；要有凝结核。凝结核：指具有吸湿性、可作为水汽凝结核心的微粒。含量随高度递减；陆地多海洋少；城市多乡村少，工业区最多。一是对水汽有吸附作用；二是形成的滴粒较大，有助于水汽继续凝结。2 蒸发和凝结如何使空气中的水汽达到饱和或过饱和增加空气的水汽含量；使含有一定量水汽的空气冷却。绝热冷却；大气中许多凝结现象是绝热冷却的产物辐射冷却；一般比较缓慢，水汽凝结量不多平流冷却；混合冷却。3 水汽的凝结现象地表面的凝结现象当近地面层空气冷却至露点温度以下时，水汽会凝结在地面或地面物体上。露：如果露点温度高于 0 ，水汽凝结为液

30、态，称为露，以夏季为最多；霜：如果露点温度低于 0 ，水汽凝结为固态，称为霜，霜常见于冬季；露和霜的形成条件近地面层空气湿度要大；有利于辐射冷却的天气条件；地面或地物热传导不良。春露秋霜3 水汽的凝结现象雾凇雾淞是一种白色固体凝结物，由过冷雾滴附着于地面物体或树枝迅速冻结而成，俗称“树挂”。多出现于寒冷而湿度高的天气条件下。雨凇雨凇是形成在地面或地物迎风面上的、透明或毛玻璃状的紧密冰层，俗称“冰凌”。松花江畔雾淞雾淞江西三清山（2010年12月）雨淞3 水汽的凝结现象大气中的凝结现象雾：漂浮在近地面层的乳白色微小水滴或冰晶。根据成因的不同，雾可分为以下五种：（辐射雾和平流雾较为常见）辐射雾：因

31、地面辐射冷却,使近地面层空气变冷,水汽凝结而成;多出现于秋冬季无云的夜晚,谚语有“十雾九晴”。平流雾：暖湿气流移到冷的下垫面上，冷却降温，水汽凝结而形成；出现范围广。蒸汽雾：冷空气移动到暖水面上形成的雾。在北冰洋的冬季较为常见，叫极地烟雾或北极烟。上坡雾：潮湿空气沿山坡上升使水汽凝结而产生的雾。锋面雾：发生于锋面附近的雾。辐射雾：江城武汉平流雾：山东蓬莱平流雾：山东烟台蒸气雾：江苏淮安里运河城市之雾2城市之雾山地之雾峨眉云海伦敦之雾3 水汽的凝结现象云云是高空水气凝结现象。空气对流、锋面抬升、地形抬升等作用使空气上升到凝结高度，就会形成云。云有各式各样的外貌特征。云的成因：对流运动：主要形成积

32、状云；系统性上升运动：主要形成层状云；波状运动：主要形成波状云；地形作用：比较复杂，可以形成各种云。3 水汽的凝结现象云 属符 号特 征低云100 2000m积 云Cu由水滴组成，云底平坦，垂直向上发展，常常产生大量降水及阵性降水。积雨云Cb层积云Sc层 云St雨层云Ns中 云6000m高层云As由水滴和冰晶组成，可降水或变雨层云。高积云Ac高 云6000m卷 云Ci云 族卷层云Cs卷积云Cc云的分类3 水汽的凝结现象云量天空被云遮蔽的程度叫云量，以0 10 的成数表示。云量的多少与纬度、海陆分布、大气环流等因素有关。晴天：04； 多云：5 8； 阴天：9 10 。云量带赤道多云带：上升气流，

33、热对流，云量 6；纬度2030少云带：下沉气流，云量 4 ；中高纬多云带：气团、锋面频繁活动，云量 6 7 。云的结构积云，平底，向上发展积雨云在13分钟内的发展积雨云在13分钟内的发展强烈发展的积雨云1强烈发展的积雨云强烈发展的积雨云2强烈发展的积雨云强烈发展的积雨云3强烈发展的积雨云层积云层云雨层云高层云高积云卷云1卷云卷云2卷云卷云3卷云卷层云1卷层云卷层云2谚语 “ 日晕风，月晕雨 ” : 表示已经有锋面或低气压自远方接近，是为天气转坏的前兆。卷层云卷层云3卷层云卷积云波状云1波状云波状云2波状云旗云（地形云）火山云美国圣劳伦斯火山UFO云（地形云）法国荚状云（地形云）镜状云（地形云）

34、4 大气降水相关概念大气降水：指从云层中降落到地面的液态或固态水降水量：指降落到地面上的雨和融化后的雪、霰、雹等集聚在水平面上的水层厚度，单位为 mm； 降水强度：指单位时间内的降水量，单位为mmh或mmd；降水变率：指各年降水量的距平数与多年平均降水量的百分比，表示降水量的变化程度。Cv = 距平数平均数100平均数为某地多年平均降水量；距平数为当年降水量与平均数之差。4 大气降水降水的形成降水形成的两个基本条件：雨滴下降速度超过上升气那个流速度；雨滴从云中降落到地面前不至于完全被蒸发。云滴凝结（凝华）增长指水汽分子凝结（凝华）在云滴（冰晶）表面上，使云滴（冰晶）增长的过程。过冷水滴蒸发冰晶

35、凝华增长小水滴蒸发大水滴凝结增长暖水滴蒸发冷水滴凝结增长4 大气降水冰晶效应在温度相同条件下，冰面饱和水汽压小于水面饱和水汽压， 水滴不断蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大，这种过程称为冰晶效应。冷云由冰晶和过冷却水滴混合组成的云称为冷云或冰水混合云；暖云由不同大小、冷暖水滴组成的云则称为暖云。冰晶效应是冷云云滴增长的主要过程；而小（暖）水滴蒸发变小、大（冷）水滴凝结增大却是暖云云滴增长的主要方式。4 大气降水云滴的冲并增长是指两个或两个以上的水滴相碰合并而增大的过程。下降时，大水滴追上小水滴；上升时，小水滴追上大水滴，都会发生碰并，使云滴迅速增大。在云滴增长过程中，初期以凝结（凝华）增长为主，后

36、期则以冲并增长为主，尤其在低纬度地区的暖云降水，碰并增长更为重要。4 大气降水人工降水：借助催化剂，改变云滴的性质、大小和分布状况。基本方法：冷云催化：人工增加冰晶，产生冰晶效应。 干冰（降温自生冰晶）； 人工冰核（碘化银、氯化汞等）；暖云催化：提供大水滴，促进凝结、碰并增长。方法：氯化钠、氯化钾等吸湿性物质.人工增雨火箭高炮碘化银增雨宁夏200304064 大气降水降水的类型一（按成因划分）对流雨：近地面气层强烈受热上升，冷却凝结形成积雨云降雨，常伴随雷电现象，又称热雷雨；赤道常年可见，我国夏季常见；地形雨：暖湿气流沿山地迎风坡抬升冷却凝结降水。山地迎风坡常形成多雨中心，背风坡由于焚风效应，

37、降水少，成为雨影区；锋面雨（气旋雨）：冷暖气团相遇，暖湿气流沿锋面抬升凝结成雨。降水范围广、时间长。在温带很常见；台风雨：可产生强度极大的降水。夏秋季常见。4 大气降水降水的类型二（按性质划分）连续性降水：雨或雪连续不断地下，而且比较均匀，强度变化不大，一般降水历时长、范围广，降水量往往也比较大。间断性降水：雨或雪时下时停，或强度有明显的大小变化，但其变化较缓慢，降水历时长短不等。阵性降水：雨或冰雹呈阵性下降，偶尔有阵雪。骤降骤停，或强度变化很突然，下降速度快，强度大，但往往降水历时短，范围小。如果在阵雨的同时还伴有闪电和雷鸣，便是雷阵雨。 思考：雷阵雨属于哪一种降水呢？雷阵雨是蒸发到午后再而

38、降雨，为对流雨4 大气降水降水的时间变化降水强度划分标准种类 24小时降水量12小时降水量 目视特征小雨10.0 mm5.0 mm雨滴清晰可辨，地全湿，无积水或积水形成很慢 中雨10.024.95.0 14.9 雨滴连续成线，可闻雨声，地面积水形成较快 大雨25.0 49.915.0 29.9雨滴模糊成片，雨声激烈，地面积水形成很快 暴雨50.0 99.930.0 69.9 雨如倾盆，讲话受雨声干扰而听不清楚，地面积水水流大暴雨100.0249.070.0 139.9特大暴雨 250.0 140.04 大气降水降水的日变化大陆型：特点是一天有两个最大值，分别出现在午后和清晨；两个最小值，分别出

39、现在夜间和午前。海洋型：特点是一天只有一个最大值，出现在清晨，最小值出现在午后。4 大气降水降水的季节变化赤道型：南北纬10以内地区，终年多雨。 春分、秋分前后降水最多， 而夏至、冬至期间降水较少。热带型：位于赤道型南北两侧。由于太阳在天顶的时间不像在赤道上间隔相等，随纬度的增加，两段最多降水量时间逐渐接近，至回归线附近合并为一个。副热带型： 大陆东岸降水集中在夏季（季风型或称夏雨型），大陆西岸则冬季多雨（地中海型或称冬雨型）；温带及高纬型：内陆及东海岸夏季对流雨；西海岸秋冬气旋雨（海洋型）。4 大气降水降水的地理分布赤道多雨带：赤道及其两侧，是全球降水最多的地带，年降水量约 2000 300

40、0 mm ；副热带少雨带：南北纬15 35地带，受副热带高压的下沉气流和信风影响，干旱少雨，年平均降水量 500 mm以下，此带的大陆西岸和内部更不到 200 mm，但大陆东南部受季风、地形影响，可形成多雨中心；中纬度多雨带：大陆西岸受西风控制，大陆东岸受季风影响，降水较多，500 1000mm ；高纬度少雨带：气温低，蒸发弱，大气含水汽少，一般年降水量不到300 mm 。4 大气降水降水的空间分布第三节 大气运动和天气系统1 大气的水平运动2 大气环流3 主要天气系统1 大气的水平运动基本概念空气的水平运动称为风，地球上大气的运动形式以水平运动最为广泛和持久。空气的垂直运动称为上升气流或下沉

41、气流。1 大气的水平运动作用于空气的力水平气压梯度力原动力，使空气运动即形成风和决定风向、风速的主导因素；地转偏向力改变方向；惯性离心力改变方向；摩擦力减速、改变方向。1 大气的水平运动水平气压梯度力水平气压梯度力使空气从高压区流向低压区，是大气水平运动的原动力，其表达式为：G 水平气压梯度力； 空气密度；p 两条等压线之间的气压差；n 两条等压线之间的垂直距离；p/n 为水平气压梯度；“” 负号表示方向由高压指向低压。1 大气的水平运动1007100510031001气压梯度大气压梯度小等压线疏密与气压梯度大小气压梯度1 大气的水平运动地转偏向力由于地球转动而使在地球上运动的物体发生方向偏转

42、的力，称为地转偏向力。水平地转偏向力的计算公式： m:空气质量；v:风速；:地球自转角速度；j:地理纬度。地转偏向力是使运动空气发生偏转的力，它总是与空气运动方向垂直。在北半球，它使风向右偏；它的大小与风速和纬度成正比，在赤道为零，随纬度而增大，在两极达最大。对动力很大的汽车、飞机以及人的运动而言，地转偏向力可忽略不计。但在讨论大范围空气运动时，地转偏向力因与水平气压梯度力相近，必须考虑。1 大气的水平运动惯性离心力离心力是指空气作曲线运动时，受到一个离开曲率中心而沿曲率半径向外的作用力。这是空气为了保持惯性方向运动而产生的，所以称为惯性离心力。计算公式：C 离心力；V 空气运动速度；r 曲率

43、半径。在一般情况下，空气运动路径的曲率半径很大，惯性离心力远小于地转偏向力；但在空气运动速度很大而曲率半径很小时，如龙卷风、台风，离心力很大，甚至超过地转偏向力。1 大气的水平运动摩擦力摩擦力指地面与空气之间，不同运动状况的空气层之间相互作用而产生的阻力。气层之间的阻力，称为内摩擦力；地面对空气的阻力，称为外摩擦力。摩擦力以近地面层最显著，随高度增加而迅速减弱，一般到 1 2km 以上就可以忽略不计了，此高度以上气层称为自由大气。摩擦力总是和运动方向相反，使空气运动速度减小，地转偏向力也相应减小。1 大气的水平运动自由大气中的空气运动地转风地转风指自由大气中空气作等速、直线水平运动。地转风方向

44、与水平气压梯度力的方向垂直，即平行于等压线。在北半球，背风而立，高压在右，低压在左，南半球相反，此称为白贝罗风压定律。1 大气的水平运动梯度风自由大气中，当空气作曲线运动时，水平气压梯度力G、地转偏向力A和惯性离心力C三个力达到平衡时的空气水平运动，称为梯度风。LHGA、CG、CAVVGAVg北半球逆时针顺时针LH地转风以北半球圆形等压线为例，在低压中，气压梯度力 G指向低压中心，而地转偏向力 A和惯性离心力 C都指向外，而且 A C G ，由于地转偏向力和惯性离心力都与风向垂直，所以梯度风的方向是沿着等压线按逆时针方向吹；在高压中则相反， G C A ， 梯度风绕高压中心按顺时针吹。南半球的

45、情况刚好相反。1 大气的水平运动风随高度的变化地转风随高度的变化-热成风气温水平梯度的存在，引起气压梯度力随高度发生变化，影响风随高度发生相应变化。由于水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风（VT）。热成风风向与等温线平行，在北半球，背热成风而立，高温在右，低温在左，南半球则相反。热成风的大小与气层平均水平温度梯度及气层的厚度成正比。在自由大气中，随着高度的增加，风越来越趋于热成风，如北半球中纬度对流层顶部的西风急流。1 大气的水平运动摩擦层中风随高度的变化在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力的作用，风速减小，风向改变。如地转风斜穿等压线从高压吹向低压，梯度风斜穿等压线，低压向中心辐合

46、，高压自中心向外辐散。地面摩擦作用随高度减小，风速随高度增大，不断右偏，达到摩擦层顶部，最终风向与等压线平行。2 大气环流大气环流是指大范围内具有一定稳定性的各种气流运行的综合现象。其主要表现形式包括全球行星风系、三圈环流、定常分布的平均槽脊和高空急流、西风带中的大型扰动、季风环流。全球环流季风环流局地环流全球环流全球气压带全球七个纬向气压带赤道低压带；极地高压带；副热带高压带；副极地低压带。全球环流气压带口诀高气压带四，低气压带三：南北五度间，高温气上翻，赤道低气压，降水造方便；南北三十度，气流下偏转，副热高气压，少雨常干旱；极地气压低，靠近两极点；南北六十度，副极低压然。 全球环流行星风系

47、不考虑海陆和地形的影响，地面盛行风的全球性形式称为行星风系。主要包括三个盛行风带：信风带西风带极地东风带全球环流信风带由副热带高压带吹向赤道。北半球为东北信风，南半球为东南信风东南及东北信风图全球环流盛行西风带由副热带高压带吹向高纬地区。北半球为西南风，南半球为西北风西风带的形成40S 60S 盛行西风带开普敦好望角40S60S 盛行西风带全球环流极地东风带由极地高压向外辐散形成，在地转偏力的作用下，形成偏东风。北半球为东北风，南半球为东南风，所以又叫做极地东风带 全球环流经向三圈环流65NNS30N30S65SHHHHLLLEENESEWWWWWW极地高压副极地低压副热带高压赤道低压副热带高

48、压副极地低压极地高压0全球环流信风环流圈（Hadley环流）分布于赤道与南北纬 30 之间。高空由赤道吹向副热带高压带（西风），地面由副热带吹向赤道（信风）；中纬度环流圈（Ferrel环流）分布于中纬度约 30- 65地带。地面由副热带高压带吹向副极地低压带（西风），高空由副极地低压带返回。极地环流圈分布于高纬度约60 与极地之间地带。地面由极地高压带吹向副极地低压带（东风），高空由副极地低压带返回（西风）。全球环流全球环流高空西风带的波动和急流高空风不受地面或水面摩擦力影响，地转偏向力使气流与等压线平行。对流层上层，高空西风带环绕极地并形成巨大涡旋。西风带中的波动形成大气长波，其波长一般达3

49、000-8000km，瑞典气象学家罗斯贝最早研究这种波动，因而命名为罗斯贝波。急流是全球大气环流的重要环节，与天气系统的发生、发展有着密切关系。季风环流季风大陆和海洋间的广大地区，以一年为周期、随着季节变化而方向相反的风系，称为季风。季风是海陆间季风环流的简称，它是由大尺度的海洋和大陆间的热力差异形成的大范围热力环流。季风环流季风的成因海陆风白天：陆地温度上升快，海洋温度上升慢风从海洋吹向陆地；晚上：陆地温度下降快，海洋温度下降慢，风从陆地吹向海洋季风是因为大范围海洋和陆地对于太阳辐射年变化的反应差异不同造成北半球冬季气压中心亚洲高压阿留申低压冰岛低压 副 极 地 低 气 压 带冬季，大陆降温

50、比海洋快，大陆形成冷高压北半球夏季气压中心印度低压夏威夷高压亚速尔高压 副 热 带 高 气 压 带夏季，大陆增温比海洋快，大陆形成热低压季风环流季风区分布亚洲季风区 非洲季风区 澳洲季风区 约在 30W 170E，20S 35N的范围，其中以东亚和南亚的季风最显著。东亚季风范围广、强度大，冬季风强于夏季风。南亚季风（印度季风），夏季风强于冬季风。季风环流夏季，在大陆地表形成并保持的低压槽称为季风槽，导致低层大气往这个地带辐合，进而形成雨带。季风槽季风环流季风的特点涵盖的范围广带来大量的降雨季风环流东亚季风南亚季风分布区东亚青藏高原以南（南亚、我国西南部分地区）成因巨大的海陆热力差异行星风系季节

51、移动盛行风夏季东南风（海洋陆地）西南风（海洋陆地）气压变化亚洲低压切断副高，使其只保留在海上东南信风越过赤道转为西南风冬季西北风（陆地海洋）东北风（陆地海洋）气压变化亚洲高压切断副极地低压，使其只保留在海上东北信风东亚季风与南亚季风季风环流思考：我国的季风区分布不毛之地鱼米之乡撒哈拉沙漠长江中下游平原干旱湿润？ 从太平洋带来的暖湿气流使我国东部地区降水丰沛，形成了森林、草原景观，农业生产也生机勃勃。 例如，长江中下游地区，由于降水丰富（水热同期），为亚热带常绿阔叶林景观，一年四季，大地呈现出一派绿色，水网密布； 而纬度位置大致相同的非洲撒哈拉地区，常年受副热带高压的影响，降水稀少，形成沙漠景观

52、。 季风环流季风环流青藏高原的隆起加强东亚季风，形成东部湿润气候。造成西北干旱。形成沙漠。形成高原季风，加强高原季风环流。造成四川盆地易出现梅雨季节。季风环流受热带海陆热力差异的调控，水汽被输送到南亚南部，形成南支季风环流；受伊朗青藏高原感热气泵影响，水汽被输送到南亚北部，产生强降水，形成南亚北支季风；其他水汽则在海陆对比和青藏高原热力强迫作用下到达东亚地区，维持东亚季风。季风观测实验1998年5月1日8月31日进行的南海季风试验(SCSMEX)是一个多国、多地区的气象、海洋等研究机构共同完成的项目，该试验包括无线电探空、地面观测、雷达、科学考察、无人飞机、卫星观测、海洋边界层和通量观测、综合

53、探空系统、辐射、浮标、ADCP、CTD和AXBT等主要观测平台其科学目的是为了更好的了解东南亚和中国南海地区的季风爆发、维持和变化的主要物理过程，从而改进对季风的预报。小结季风环流概念成因：海陆热力性质差异气压带和风带的季节移动风向东亚地区：冬季西北季风 夏季东南季风南亚地区：冬季东北季风 夏季西南季风局地环流概念局地环流由局部环境如地形起伏、地标受热不均等引起的小范围气流，称为局地环流，包括海陆风、山谷风和梵风等地方性风。海陆风在滨海地区，白天，地面风由海向陆，上层风则由陆向海；夜晚风向相反.海陆风局地环流山谷风谷风山地区域日出后山坡受热，上空快速增温。而山谷中同一高度上的空气，由于距地面较

54、远，增温较慢，因而产生由山谷指向山坡的气压梯度力，风由山谷吹向山坡，形成谷风。山风夜间山坡辐射冷却，气温降低很快，谷中同一高度空气冷却较慢，与白天相反的热力环流由山坡吹向山谷，形成山风。山谷风局地环流梵风成因：气流受山地阻挡被迫抬升迎风坡空气上升冷却，起初按干绝热直减率降温，直到水汽饱和凝结，产生降水。气流越山后顺坡下沉，空气中的水汽含量大大减少，下沉气流按干绝热直减率增温，以致背风坡气温比迎风坡同高度气温高，湿度小的多，从而形成相对干热的风，这就是焚风。意义：无论冬夏与昼夜，山区都可出现焚风。焚风效应对植被类型与生态特征、成土过程和土壤类都有一定影响。焚风效应在我国西南山地区表现特别显著。梵

55、风形成示意图局地环流迎风坡背风坡3 主要天气系统大气中引起天气变化的各种尺度的运动系统称为天气系统。根据水平尺度和生命史，可对天气进行分类。大尺度（2000km)中间尺度(2000200km)中尺度(2002km）小尺度(2km)温带超长波、长波气旋、锋背风波雷暴副热带副热带高压副热带低压切变线线、暴雨龙卷风热带赤道辐和带季风台风、云团热带风暴对流群对流单体3 主要天气系统天气是一定区域短时段内的大气状态（如冷暖、风雨、干湿、阴晴等）及其变化的总称。天气过程天气系统的发生、发展、消亡及其相应的天气演变的全过程。如一次雷雨天气过程可分为：生长阶段（积云积雨云）；成熟阶段（积雨云降雨）；消散阶段（

56、云消雨散）。天气形势天气系统的分布状况。天气形势分析是天气预报的重要依据。气团和锋气团及其分类气团：在广大区域内水平方向上温度、湿度、垂直稳定度等物理属性较均匀的大块空气团。气团具有明显的天气意义。范围：水平范围由数百千米到数千千米；垂直范围由数千米到十余千米甚至伸展到对流层顶。形成条件：地表温度和湿度状况稳定的环流条件与下垫面相适应的均匀属性气团和锋气团变性在气团移动的过程中，由于下垫面性质的改变和大范围空气垂直运动状况的变化，气团的物理属性及其天气特点也随之改变，这种过程就称为气团变性。日常所见的气团，大多属于变性气团。气团和锋气团的分类地理分类法（地理位置和下垫面性质）按气团源地分成四个

57、基本类型：冰洋气团、极地气团、热带气团、赤道气团；按气团源地的海陆位置，又把每一基本类型分为海洋气团和大陆气团。赤道气团源地是海洋，不再分海、陆型。热力分类法暖气团：气团温度高于流经地区下垫面温度。一般含有大量的水汽，容易形成云雨天气。冷气团：气团温度低于流经地区下垫面温度。一般形成干冷天气。气团和锋锋及其分类指两种性质不同的气团相遇时，在它们之间形成一个狭窄的过渡带。通常把锋看成是一个几何面，称为锋面，锋面与地面的交线称为锋线。锋面和锋线统称为锋。冷气团暖气团地面对流层顶下界上界宽度高度气团和锋锋的特点锋是占据三维空间的天气系统，其水平宽度约数十到数百千米，垂直范围可达数千米到十余千米，远比

58、气团小，可以将其看作两个气团的界面。锋面两侧的空气温度、湿度、气压、风、云等气象要素有明显的差异，常常形成广阔的云系和降水天气，甚至出现大风、降温、雷暴等剧烈天气现象。锋附近等温线特别密集，这是确定锋线的重要标志。气团和锋锋的分类根据锋面两侧冷暖气团移动方向和结构可分为：冷锋：冷气团主动向暖气团方向移动的锋；暖锋：暖气团主动向冷气团方向移动的锋；准静止锋：很少移动或移动速度很慢的锋；锢囚锋：两条移动的锋相遇合并所形成的锋。根据形成锋的气团源地可分为：冰洋锋：冰洋气团极地气团；极锋：极地气团热带气团；赤道锋：热带气团赤道气团；锋面云气团和锋锋面天气:指锋附近的云、降水、风等气象要素的分布状况。锋

59、面性质不同，锋面天气也不同。冷锋天气一型冷锋：移动慢，锋面坡度较小（1100）。锋后为稳定性降水区。由于移动慢，暖空气上升较慢较平稳而出现层状云，降雨缓和。过境时气温下降，气压升高。冷锋二型冷锋：移动快，锋面坡度较大（140180），云雨区较窄。由于移动快，暖空气受冷空气猛烈冲击快速上升而成浓厚的积雨云，常有雷雨狂风。过境时气温急降，但时间短暂，锋线一过天气转晴。气团和锋暖锋天气：锋面坡度小 （ 1150 ）。 锋前为较宽的连续性降水区，广阔的云雨区连绵数百公里，造成持续不断的降雨。暖锋会使所经过地区的气温增高。暖锋气团和锋冷锋与暖锋天气冷锋暖锋锋后锋前锋后锋前锋后降水区锋前降水区气团和锋准静

60、止锋天气锋面坡度比暖锋更小（1250），锋前连续性降水区更宽广，但降水强度小，持续时间更长。锋面带上常有低气压扰动发生并伴随中到大雷阵雨。“梅雨锋”属于准静止锋。“ 梅雨 ” 之名起源于每年6、7月间我国江南一带梅子成熟季节的连绵降雨由于久雨不晴，器物容易发霉，所以又称“霉雨”。准静止锋气团和锋锢囚锋天气：是两个移动锋面相遇形成的，其云系具有两种锋面的特征，锋面两侧都有降水区锢囚锋锢囚锋天气冷空气凉空气冷空气凉空气暖空气冷锋暖锋暖空气暖空气大雨小雨锢囚锋锢囚锋气旋和反气旋气旋气旋是由锋面上或不同密度空气分界面上发生波动形成的，占有三度空间、中心气压比四周低的水平空气涡旋。分类温带气旋（锋面气旋