第五章天气和气候

第五章天气和气候第一节大气的物质组成与垂直分层

第二节大气的热力状况和气温第三节大气水分和降水第四节大气运动和天气系统第五节天气第六节气候教学重点认识大气的的组成、特性及其运动规律，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教学活动实习与实验：在野外或者实验室认识大气的组成及气候变化规律。检索分析：在图书馆文献信息系统或者网络上，检索“大气”、“气候”，分题名检索和关键词检索，看有哪些图书、论文和网站与之有关，并了解该领域的新进展。主要参考书1.周淑贞主编.气象与气候学（第三版）.北京：高等教育出版社，1997.2.潘守义等.现代气候学原理.北京：气象出版社，1994.3.王绍武.气候系统引论.北京：气象出版社，1994.4.张家诚著.气候与人类.郑州：河南科学技术出版社，1988.5.谭冠日.气候变化与社会经济.北京：气象出版社，1992.第一节大气的物质组成与垂直分层

1、大气的物质组成大气是连续包围地球的气态物质。大气是由多种气体组成的混合物，其中还含有少量固体杂质和液体。由干洁空气、水汽、悬浮尘粒或杂质组成。在距地表85km以下的各种气体成分中，一般可分为两类。一类称为定常成分；另一类称可变成分。1.1干洁空气

1）氮（N2）：约占大气容积的78％。常温下，N2的化学性质不活泼，不能被植物直接利用，只能通过植物的根瘤菌，部分固定于土壤中。N2对太阳辐射远紫外区0.03～0.13µm的部分具有选择性吸收。来源：火山喷发，地面蒸发。分布：近地面密度大，高空稀薄；海面多，陆地及植被区少。作用：生命元素，植物生长的主要氮源；吸收太阳辐射中的短波辐射。

2）氧（02）：占地球大气质量的23％，按体积比占21％。除了游离态外，氧还以硅酸盐、氧化物、水等化合物形式存在。来源：火山喷发，光合作用。分布：近地面密度大，高空稀薄；海面多，陆地及人口稠密区少。作用：生命元素，呼吸作用；吸收太阳辐射中的短波辐射，发射长波辐射。

3）二氧化碳（co2）：只占大气容积的0.03％，多集中在20km高度以下，主要由有机物燃烧、腐烂和生物呼吸过程产生。二氧化碳对太阳短波吸收很少，但能强烈吸收地表长波辐射，致使从地表辐射的热量不易散失到太空。来源：火山喷发，动植物的呼吸，有机质的燃烧。分布：近地面密度大，高空稀薄；海面少，陆地多，人口稀少区大量减少。作用：植物生长的主要碳源，光合作用的原料；强烈吸收、反射太阳辐射中的长波辐射，使大气增温，即温室效应。

4）臭氧（O3）：主要分布在10～40km的高度处，极大值在20～25km附近，称为臭氧层。臭氧虽在大气中的含量很少，但具有强烈吸收紫外线的能力。研究表明，人们大量使用氮肥以及作冷冻剂和除臭剂使用的碳氟化合物（氟利昂）所造成的污染使平流层的臭氧遭到破坏。臭氧层的破坏能引起一系列不利于人类的气候生物效应，因而受到广泛关注。来源：低层大气中主要为闪电，高空为紫外辐射。分布：近地面含量很低，随高度增加逐渐增多，20-25km处最多，再高减少。作用：强烈吸收太阳辐射中的紫外辐射，使大气增温，使地面生物免受紫外辐射的危害。大气中的水蒸气降水陆面或洋面水汽的蒸发1.2水汽：（H2O）：

来源：火山喷发，地面蒸发，叶面蒸腾。分布：近地面密度大，高空密度小；海面多，陆地少。陆地上河湖水面、植被茂密的区域多。作用：生命元素，吸收太阳辐射中的长波辐射（红外辐射），天气现象的主要表现者。1.3固体杂质：烟粒，尘埃，盐粒，微生物。来源：尘埃：火山喷发，风蚀作用；烟粒：燃烧；盐粒：海浪；微生物：风，海浪。分布：纵向上：近地面多，高空少；横向上，海面少，陆地多，城市多，乡村少；时间上，冬季多，夏季少，白天多，夜晚少。

作用：水汽凝结的必要条件；吸收、反射太阳辐射中的长波辐射，影响气温、地温；降低大气的透明度、能见度。2、大气的结构2.1大气质量1）大气上界

大气按其物理性质来说是不均匀的，特别是在铅直方向变化急剧。在很高的高度上空气十分稀薄，气体分子之间的距离很大。在理论上，当压力为零或接近于零的高度为大气顶层，但这种高度不可能出现。因为在很高的高度渐渐到达星际空间，不存在完全没有空气分子的地方。

气象学家认为，只要发生在最大高度上的某种现象与地面气候有关，便可定义这个高度为大气上界。因此，过去曾把极光出现的最大高度（1200km）定为大气上界。物理学家、化学家则从大气物理、化学特征出发，认为大气上界至少高于1200km，但不超过3200km，因为在这个高度上离心力以超过重力，大气密度接近星际气体密度。所以在高层大气物理学中，常把大气上界定在3000km。

2）大气质量

大气高度虽然不易确定，大气质量却可以从理论上求得。假定大气是均质的，则大气高度约为8000m，整个大气柱的质量为m0＝p0H＝1.125×10－3×8×105

＝1013.3g/cm2

p0为标准情况下（T＝00，气压为1013.25hPa）的大气密度。2.2大气压力

1）气压

定义从观测高度到大气上界上单位面积上（横截面积1cm2）铅直空气柱的重量为大气压强，简称气压。

地面的气压值在980～1040hPa之间变动，平均为1013hPa。气压有日变化和年变化，还有非周期变化。气压非周期变化常与大气环流和和天气系统有关，且变化幅度大。

气压日变化，一昼夜有两个最高值（9~10时，21~22时）和两个最低值（3~4时，15~16时）。热带的日变化比温带明显。赤道地区气压年变化不大，高纬地区较大；大陆和海洋也有显著差别，大陆冬季气压高，夏季最低，而海洋相反。

2）气压的垂直分布气压大小取决于所在水平面的大气质量，随高度的上升，大气柱质量减少，所以气压随高度升高而降低。其一般情况如下图所示。

气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。在气压相同条件下，气柱温度愈高，单位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈小；在相同气温下，气压愈高，单位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈大。2.3大气分层按照分子组成，大气可分为两个大层次，即均质层和非均质层。均质层为从地表至85km高度的大气层，除水汽有较大变动外，其组成较均一。85km高度以上为非均质层，又可分为：

氮层（85~200km）、原子氧层（200～1100km）、氦层（1100～3200km）氢层（3200～9600km）按大气化学和物理性质，可分为光化层和离子层。光化层具有分子、原子和自由基组成的化学物质，其中包括约在20km高度处03浓度最大处的臭氧层。离子层包含大量离子。有反射无线电波能力。从下而上，又分为D、E、F1、F2和G层。在气象学中按照温度和运动情况，将大气圈分为五层：对流层、平流层、中间层、电离层（暖层）、散逸层。对流层气温变化3标准大气人们根据高空探测数据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的大气模式，称为“标准大气”或“参考大气”。标准大气模式假定空气是干燥的，在86km以下是均匀混合物，平均摩尔质量为28.964kg/mol，且处于静力学平衡和水平成层分布。在给定温度，高度廓线及边界条件后，通过对静力学方程和状态方程求积分，就得到压力和密度值。第二节大气的热力状况和气温

地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本上决定地球、大气的热状况，从而支配其他的能量传输过程。地球气候系统内部也进行着辐射能量交换。因此，需要研究太阳、地球及大气的辐射能量交换和其他地－气系统的辐射平衡。1、太阳辐射

太阳是离地球最近的一个恒星，其表面温度约为6000K，内部温度更高，所以太阳不停地向外辐射巨大的能量。太阳辐射能主要是波长在0.4～0.76m的可见光，约为总能量的50％；其次是波长大于0.76m的红外辐射，约占总辐射能的43％；波长小于0.4m的紫外辐射约占7％。相对于地球来说，太阳辐射的波长较短，故称太阳辐射为短波辐射。表示太阳辐射能强弱的物理量，即单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能，称为太阳辐射强度。在日地平均距离（1.496×108）上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射，称为太阳常数。大气上界太阳辐射能量曲线及到达地表的典型能量曲线经大气削弱后到达地面的太阳辐射有两部分：一是直接辐射；二是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射。二者之和就是太阳辐射总量，称为总辐射，总辐射的纬度分布，一般是纬度愈高，总辐射愈小；纬度愈低，总辐射愈大。因为赤道附近多云，总辐射最大值并不出现在赤道，而是出现在200N（S）附近。到达地面的总辐射一部分被地面吸收转变成热能，一部分被反射。反射部分占辐射量的百分比，称为反射率。反射率随地面性质和状态不同而有很大差别。不同性质地面对太阳的反射率2、大气能量及其保温效应大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆植被等下垫面却能吸收太阳辐射，并经潜热和感热过程将吸收的太阳辐射转化传给大气。大气获得能量的具体结构为：

1）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。地球大气对太阳辐射的吸收2）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，而后以大于3µm的长波（红外）向外辐射。这种辐射能量的75％～95％被大气吸收，只有少部分波长为8.5～12µm的辐射能通过“大气窗”逸回宇宙空间。

3）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；另一方面雨滴或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约为2760MJ/m2,占辐射平衡的84％，可见，地－气间能量交换主要是通过潜热输送完成的。4）感热输送

大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射。其中一部分外逸到宇宙空间，一部分向下投向地面，即为大气逆辐射。大气逆辐射的存在使地面实际损失略少于长波辐射放出的能量，地面得以保持一定的温暖程度。这种保温作用，通常称为“温室效应”。据计算，如果没有大气，地面平均温度将是－18oC，而不是现在的150C。3、地－气系统的辐射平衡全球辐射平衡图解

辐射平衡有年变化和日变化。在一日内白天收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，辐射平衡为正值，夜间为负值。正转负和负转正的时刻分别在日没前与日出后1小时。在一年内，北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份愈少。

不同纬度辐射差额的变化4、气温（作业）含义与度量影响因素气温的变化气温的垂直分布气温的水平分布等温线5、热量带（作业）含义形成作用及意义划分第三节大气水分和降水1、大气湿度1.1湿度的概念和表示方法大气从海洋、湖泊、河流以及潮湿土壤的蒸发或植物的蒸腾作用中获得水分。水分进入大气后，通过分子扩散和气流的传递而散布于大气中，使之具有不同的潮湿度。湿度是表证大气中水汽含量的物理量。常用多个湿度参量表示水气含量。1）水汽压和饱和水汽压大气压力是大气中各中气体压力的总和。大气中水汽所产生的那部分压力叫水汽压（e）。地面的水汽压随纬度的升高而减小。赤道平均26hPa，350N约为13hPa，650N约为4hPa。极地附近约为2hPa。水汽压随高度的变化而变化水汽压随高度变化经验公式:ez=e0×10–bz

式中，ez为高度z（m）的水汽压；e0为地面的水汽压；b为水汽压随高度变化的常数。空气中水汽含量与温度关系密切。温度一定时，单位体积空气容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度，空气呈饱和状态，称为饱和空气。饱和空气的水汽压，称为饱和水汽压（E），饱和水汽压随温度升高而增大。不同温度条件下水面上的饱和水汽压/hPa

2）绝对湿度和相对湿度

单位容积空气所含的水气质量，通常以g/cm3表示，称为绝对湿度（a）或水汽密度。绝对湿度不能直接测定，但可间接算出。它与水汽压有关系：

a＝289e/T(g/m3)式中，e为水汽压（mm）；T为绝对温度。

大气的实际水汽压e与同温度饱和水汽压E之比，称为相对湿度（f），用百分数表示。f＝e/T×100％由于E随温度而变，所以相对湿度取决于e和T，其中T往往起主导作用。当e一定时，温度降低则相对湿度增大；温度升高相对湿度减小。夜间多云、雾、霜、露，天气转冷时容易产生云等都是相对湿度增大的结果。

3）露点温度一定质量的湿空气，若气压保持不变，而令其冷却，则饱和水汽压E随温度降低而减小。当E＝e时，空气达到饱和。湿空气等压降温达到饱和时的温度就是露点温度Td，简称露点。1.2湿度的变化与分布相对湿度能够直接反映空气距饱和的程度，在气候资料分析中应用广泛。相对湿度日变化通常与气温日变化相反。

相对湿度分布随距海远近与纬度高低而有不同。例如，我国东南沿海相对湿度年平均为80％，内蒙古西部只有40％。各纬度上水汽压与相对湿度的平均值2、蒸发与凝结蒸发面上出现蒸发还是凝结取决于实际水汽压于饱和水汽压的关系。当e>E，出现蒸发；e<E，则出现凝结。2.1蒸发及其影响因素

1）影响蒸发的因素：主要包括蒸发面的温度、性质、性状、空气湿度、风等。

2）蒸发量：实际工作中，一般以水层厚度（mm）表示蒸发速度，称为蒸发量。蒸发量的变化与气温变化一致，一日内，午后蒸发量最大；日出前蒸发量最小。一年内，夏季蒸发量大，冬季小。蒸发量的空间变化受气温、海陆分布、降水量等因素的影响。

北半球大陆各纬度平均蒸发量

2.2凝结和凝结条件凝结是发生在f≥100％（e≥E）过饱和情况下的与蒸发相反的过程。凝结现象在地面和大气中都能发生。大气中的水汽发生凝结，需具备一定的条件，既要使水汽达到饱和或过饱和，还需有凝结核。

3、水汽的凝结现象3.1地表面的凝结现象

1）霜与露日没后，地面及近地面层空气冷却，温度降低。当气温降到露点一下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。如温度在00C以上，水汽凝结为液态，称为露；温度在00C以下，水汽凝结为固态，称为霜。霜常见于冬季，露见于其他季节，以夏季为最多。

2）雾淞和雨淞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。

雨淞是形成在地面或地物的迎风面上的，透明的或毛玻璃状的紧密冰层，俗称“冰棱”。多半在温度为0～－60C时，由过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成；或是经过长期严寒后，雨滴降落在物体表面冻结而成。3.2大气中的凝结现象

1）雾雾是漂浮在近地面层的乳白色微小水滴或冰晶。根据不同成因，雾可分为辐射雾、平流雾、蒸汽雾、上坡雾和锋面雾。

2）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。根据云的形状、云底高度及形成云的上升运动的特点可将云分为以下几类。积状云。包括淡积云、浓积云和积雨云出现时常呈孤立分散状态，是由于空气对流上升，体积膨胀绝热冷却，使水汽发生凝结而形成的。积状云的形成

层状云。层状云是均匀幕状云层，通常具有较大水平范围。覆盖数千甚至上万平方千米的地区。层状云是由空气斜上升运动形成的。系统性层状云的形成波状云波状云是表面呈现波状起伏或鱼鳞状的云层，包括卷积云、高积云、层积云和层云。通常因空气密度不同、运动速度不同等的两个气层界面上产生波动而形成的。波状云4、大气降水4.1降水的形成从云层中降落到地面的液态水或固态水，称为降水。降水是云中水滴或冰晶增大的结果。从雨滴到形成降水需具备两个基本条件：一是雨滴下降速度超过气流上升速度；二是雨滴从云中降落到地面前不被完全蒸发。降水的形成，必须经历云滴增大为雨滴、雪花及其他降水物的过程。云滴增长主要有两个过程：

1）云滴的凝结（凝华）增长

在云的发展阶段，云体上升绝热冷却，或不断有水汽输入，使云滴周围的实际水汽压大于其饱和水汽压，云滴就会因水汽凝结或凝华而逐渐增大。当水滴和冰晶共存时，在温度相同条件下，冰面水汽压小于水面水汽压，水滴将不断蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大。这种过程称为冰晶效应。2）云滴的冲并增长云滴大小不同，相应具有不同的运动速度。云滴下降时，个体大的云滴落得快，个体小的慢，于是大云滴“追上”小云滴，碰撞合并成为更大的云滴。冰晶效应示意图冲并增长示意图

4.2降水的类型根据降水形成原因（主要是气流上升特点），可分为四个基本类型：

1）对流雨暖季空气湿度较大，近地面气层强烈受热，引起对流而形成的降水称为对流雨。赤道全年以对流雨为主。我国西南夏季多对流雨。

2）地形雨暖湿空气前进途中遇到较高山地阻挡被迫抬升，绝热冷却，在达到凝结高度时便产生降水。因此，山的迎风坡常成为多雨中心；背风坡因水汽早已凝结降落，且下沉增温，将发生焚风效应，降水很少，形成雨影区。

3）锋面雨两种物理性质不同的气团相遇，暖湿空气沿交界面上升，绝热冷却，达到凝结高度便产生云雨。温带地区锋面雨占主要地位。

4）台风雨台风是产生在热带海洋上的一种空气漩涡。台风中有大量暖空气上升，可产生强度极大的降水。4.3降水的时间变化

1）降水强度单位时间内的降水量，称为降水强度。气象部门为确定一定时间内降水的数量特征，并用以预报未来降水数量变化趋势，将降水强度划分为若干等级：降水强度划分标准

2）降水的日变化一天内的降水变化，在很大程度受地方条件限制，可大致分为两个类型：（1）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，分别出现在夜间和午前。（2）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。

3）降水的季节变化降水季节变化因纬度、海陆位置、大气环流等因素影响而不同。大致可分为以下几类：（1）赤道型：全年多雨，其中有两个高值和两个低值时期。春、秋分之后降水量最多；冬、夏至之后，降水量出现低值。这种类型分布在南北纬100以内的地区。

（2）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。（3）副热带型：副热带全年降水只有一个最高值，一个最低值。大陆东岸降水量集中于夏季（季风型），大陆西岸则冬季多雨（地中海型）。（4）温带及高纬型：内陆及东海岸以夏季对流雨为主，西海岸则以秋冬气旋雨为主。4.4降水量的地理分布降水量空间分布受纬度、海陆位置、大气环流、天气系统、地形等多种因素制约，降水的分布存在纬度带状分布的特点。全球可划分为四个降水带：1）赤道多雨带赤道及其两侧是全球降水量最多的地带。年降水量至少1500mm，一般为2000~3000mm2）南北纬150~300少雨带这一纬度带受副热带高压控制，以下沉气流为主。是全球降水稀少带。大陆西岸和内部一般不足500mm，不少地方只有100~300mm。

3）中纬多雨带年降水量一般为500~100mm。

4）高纬少雨带本带因纬度高，全年气温低，蒸发微弱，大气中所含水汽量较少，故年降水量一般不超过300mm。世界年平均降水量分布第四节大气运动和天气系统大气处于永恒的运动中，大气的运动是绝对的、客观的；不同层次、尺度上，运动的形式、规律、原因、影响因素、特征、对地球自然环境的影响不同。大气运动包括水平运动和垂直运动。以垂直运动为主的空气运动称为上曳气流或下曳气流。空气的水平运动称为风。1、气压与风1.1气压含义：大气是有重量的，它施加于地面的压力称为气压。度量：气压的单位以毫米水银柱高或毫巴表示。1mb=0.75mm；1mm=1.333mb。一个标准大气压是760mm水银柱高，相当于1013.2mb。原因：单位面积上承受大气柱的重量是产生气压的原因。变化：随着海拔高度的上升，大气柱的重量减少；所以，气压随高度的升高而降低。变化幅度（单位气压高度差----气压降低一个单位时，海拔的上升高度）与气温和气压条件有关。分布：1）垂直分布：在气压相同的条件下，气柱温度越高，单位气压高度差越大，气压垂直梯度越小。因此，当空气的热力状况有差异时，暖区的气压垂直梯度比冷区的小。在气温相同的条件下，气压越高，单位气压高度差越小，气压垂直梯度越大。因此，在地面的高气压区，气压随海拔高度上升而很快降低，上空往往出现高空低压。根据这两点，气压分布的一般规律是：在地面受热较强的暖区（赤道），地面气压常比周围低，而高空气压比相同海拔高度的邻区高；在地面热量损失较多的冷区，地面气压常常比周围高，而高空气压往往比周围低。2）水平分布：由于热力和动力的原因，在同一水平面上气压的分布是不均匀的。水平气压场的状况常用等压线图来表示。等压线是指某一水平面上气压相等的各点的连线。在等压线图上，气压场的基本型式包括：低气压：简称低压，高气压；简称高压低压槽高压脊鞍形气压区全球气压水平分布的一般规律：南半球：赤道南侧：为断续的低压带，称为赤道低压带；30°S附近：为几个纬度大致相同的高压中心，称为副热带高压带；40°~60°之间：等压线较平直，与纬线大致平行；南极圈附近：为一个相对低压区，称为副极地低压带；南极：为高压区，称为南极高压区。北半球：由于巨大的海陆差异使气压的带状分布产生变形，形成许多高压中心和低压中心，它们处于经常的活动之中，影响范围广大，称为大气活动中心。包括：半永久性活动中心：常年存在，多出现于海洋上，只是范围和强度有变化。包括：A：太平洋高压，又称夏威夷高压；B：大西洋高压，又称亚速尔高压；C：冰岛低压；D：阿留申低压；季节性活动中心：只在某些季节存在，多出现在大陆上，气压年变化大。包括：A：亚洲高压，又称蒙古高压。西伯利亚高压，只见于冬季；控制范围广，势力最强；B：北美高压，只见于冬季；C：亚洲低压，又称印度低压，只见于夏季；控制范围广，势力最强；D：北美低压，只见于夏季。1.2风：含义：气压的水平分布不均匀产生气压水平梯度力，从而引起空气运动。原因：风的产生首先是由于存在水平气压梯度力。由于气压的空间分布不均匀，由高压指向低压的力称为水平气压梯度力，它是产生风的主导因素，决定着风速和风向。产生水平气压梯度力的主要原因是地表受热不均匀，导致气压水平分布不均匀。影响因素：A：地转偏向力：地球自转角速度在水平方向的分量对任何作水平运动的物体所施加的与其运动方向垂直的作用力。地向偏转力在赤道为0，因为赤道的纬度为0，由赤道向两极逐渐增大。在极地达到最大值。当空气在气压水平梯度力的作用下运动时，地转偏向力使气流产生偏转。偏转的一般规律：北半球：气流偏向运动方向的右侧；南半球：气流偏向运动方向的左侧。由方程可知赤道上地转偏向力为零；两极地转偏向力最大，为2νω。地转偏向力随纬度分布示意图

B：惯性离心力：当空气作曲线运动时，受惯性离心力c作用。惯性离心力方向与空气运动方向垂直，并由曲线路径的曲率中心指向外缘。其表达式为：c＝v2/rv为空气运动的线速度，r为曲线的曲率半径。惯性离心力图示通常实际大气运动的速度很小，惯性离心力比地向偏转力小得多，但是，当气流运动速度很快、运动曲率半径特别小时，惯性离心力也回很大，甚至超过地向偏转力。C：摩擦力：运动状态不同的气层之间、空气和地面之间都会产生相互作用阻碍气流的运动，这种相互作用称为摩擦力。气层之间的摩擦力称为内摩擦力，地面与气层之间的摩擦力称为外摩擦力。摩擦力的方向与气流运动的速度相反，摩擦力的存在使风速降低。摩擦力的大小随高度不同而变化。近地面层（地面至30～50m）最大，高度愈高，作用愈若，到1～2km以上其影响可以忽略。此高度以上称为自由大气，以下的气层称为摩擦层或行星边界层。度量：A：风向：指气流的来向，它表明风的性质，对天气有直接影响。例如，北风表示气流从北方来，引起气温降低；南风从南方来，引起气温升高。气流一般由高气压区指向、流向低气压区。地面上，气流从冷区流向暖区；高空，气流从暖区流向冷区。冷区的空气以下沉为主，暖区的气流以上升为主。B：风速，12级的划分。1）地转风地转风指自由大气中空气作匀速直线运动。地转风方向与气压场之间存在一定的关系，即白贝罗风压定律：当不考虑摩擦时，地转偏向力与气压梯度力平衡，水平面上地转风表达式为：vg＝－1/2ρsinφ×ΔP/Δn地转风与气压场的关系

地转风是严格的平衡运动，等压线必须是直线。2）梯度风自由大气中，空气作曲线运动时，地转偏向力、气压梯度力、惯性离心力达到平衡时的风称为梯度风。当空气作直线运动时，惯性离心力为零，梯度风转为地转风，因此地转风是梯度风的特例。梯度风有气旋性弯曲和反气旋性弯曲两类。所以存在气旋区内梯度风和反气旋区内的梯度风。

反气旋内存在气压梯度极限值，此值与曲率半径r有关。如果r很小或气压梯度力很大，地转偏向力不可能与方向相反的气压梯度力和离心力平衡，就不能维持梯度风。所以反气旋中心区不可能存在很大的气压梯度。气旋区内则不存在极限值。1.3风随高度的变化

1）地转风随高度的变化－－热成风水平温度分布不均导致气压梯度随高度发生变化，风相应的随高度发生变化。由水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风，用VT表示。热成风的形成与方向热成风的风速与水平温度及气层厚度有关，其表达式为：║VT║＝gΔZ/2ωsinφ×ΔTm/ΔN

2）摩擦层中风随高度变化摩擦层中，风随高度的变化受摩擦力和气压梯度随高度变化的影响。在气压梯度不随高度变化的情况下，离地面愈远，风速愈大，风向与等压线的交角愈小。把北半球摩擦层中不同高度上风的向量投影到同一水平面上，可得到一条风向风速随高度变化的螺旋曲线，称为埃克曼螺线。北半球埃克曼风速螺旋曲线由埃克曼螺线可以看到，当高度很小时，风速随高度增加很快，但风向改变不大；随高度增大风速增加缓慢，风向却显著向右偏转，最终趋于地转风。在离地面10m以下的气层中摩擦力随高度增加迅速减小，所以要求测风仪离地面10～12m以上。根据风速大小可将风力划分为12级。如表所示：2、大气环流定义：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。水平尺度可涉及某个地区、半球甚至全球；垂直尺度有对流层、平流层、中间层或整个大气圈的大气环流；时间尺度有一日至数日、月、季、半年、一年甚至多年的平均大气环流。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。2.2行星风系：形成原因：由全球性气温和气压差异形成。任何行星，如果外表包围着气圈，都有环流现象。在地球表面物质、结构均匀，且没有自转运动的前提下，赤道就会由于气温高（接收到的太阳辐射多），空气受热膨胀上升，使气压的垂直梯度变小；两极地带由于气温低，使气压的垂直梯度变大。这样，在赤道上空的气压比同一水平面上的极地上空的气压高，形成由赤道指向极地的气流。极地积聚的来自赤道的空气由于气温降低而下沉，使地面空气密度增大，气压升高；而赤道地面因空气上升密度减小，气压降低。结果，在地面形成由极地流向赤道的气流。赤道地区的气流以上升为主，极地地区的气流以下沉为主，从而形成赤道与极地之间的闭合环流。这种理想的大气环流的模式实际上不可能存在，因为地球存在着不停的自转运动。当空气一开始运动，就要受到地转偏向力的作用而发生转向。0

30N60N90N高压高空低压地面高空低压地面高压当空气由赤道上空流向极地时，开始受到地向偏转力的影响较小（因为地向偏转力在赤道为0，向极地逐渐增大），基本按气压水平梯度力的方向沿经线运动。随着纬度的增加，地向偏转力增大，气流逐渐具有西风的成分。在纬度20°-30°时，地向偏转力与气压水平梯度力大致平衡，致使气流大致沿纬线流动，并最终到达不了极地。但是，上空不断有气流涌来，在此堆积，密度增大，必然作下沉运动。以至近地面空气密度增大，形成动力高压带----副热带高压带。副热带高压带与极地高压带之间有一个相对低压带----副极地低压带。上升13下沉上升24下沉上升地表结构均匀情况下的环流模式：A：信风环流（tradewind）：气流由副热带高压带流向赤道，在地向偏转力的作用下发生偏转，在北半球成为东北风，在南半球成为东南风。风向稳定，分别称为东北信风和东南信风。它们在赤道附近受热辐合上升。再在高空高压的影响下由赤道高空流向副热带高空，气温减低后下沉。形成信风环流。由称热带环流B：副热带环流（prevailingwesterly）：气流由副热带高压带流向副极地低压带，在地向偏转力的作用下发生偏转，在中纬度地区成为盛行西风。到达副极地低压带时，与由极地高压带吹来的极地东风辐合上升。再在高空高压的影响下由副极地高空流向副热带高空，气流聚集下沉。形成温带环流。C：极地环流（polarfront）：气流由极地高压带流向副极地低压带，在地向偏转力的作用下发生偏转，在极地地区成为极地东风。到达副极地低压带后，与由副热带高压带吹来的盛行西风辐合上升。再在高空高压的影响下由副极地高空流向极地高空，在极地冷却下沉。形成极地环流。赤道低压带极地高压带副热带高压带东北信风带12副极地低压带中纬西风带极地东风带35低纬环流中纬环流高纬环流上升下沉下沉46上升这样，在全球7个气压带（1个赤道低压带，2个副热带高压带，2个副极地低压带和2个极地高压带）和地向偏转力的共同作用下，形成了6个风带：信风带：北半球为东北信风，南半球为东南信风；盛行西风带：北半球为西南风，南半球为西北风；极地风带：南、北半球均为东风。作用：把赤道带的大量热量向中、高纬度输送。高空西风带的波动和急流2.2季风

形成：巨大的海陆差异是形成季风环流的重要原因。行星风系是地面结构均匀的条件下形成的。但是，实际上地面是不均匀的，存在着巨大的海陆差异。类型：A：东亚季风：由盛行西风转换而来的季风环流：夏季，大陆强烈受热，近地面形成热低压，而海面上副热带高压强烈活动，从而使气流从海洋流向大陆。冬季，大陆迅速冷却，近地面形成冷高压，而海洋上副热带低压强烈活动，从而使气流由大陆流向海洋。这样是盛行西风随季节的变化作有规律的转换，形成季风。亚洲大陆东亚季风气候的形成与此有关。东亚季风较不稳定，1年分为4个季节。最高气温出现的7月中旬前后。地面热低冷高00300600900反气旋锋面气旋反气旋气旋赤低副高副极低极高热带雨林气候热带草原气候热带沙漠气候地中海气候温带海洋性气候亚寒带针叶林气候极地气候海陆热力性质差异季风环流热带季风亚热带季风温带季风温大陆季节移动B：西南季风：由赤道信风转换而来的季风环流。赤道低压带的位置并不是固定的，而是随着季节移动的。冬季，赤道低压带移到南半球，北半球低纬地区盛行东北信风；夏季，赤道低压带移到赤道与10°S之间，南半球的东南信风越过赤道转为西南气流。称为西南季风。西南季风比东亚季风稳定，1年可以分为雨季和旱季两个季节。最高气温出现在雨季来临之前，4月中旬前后。作用：影响大范围的气候状况。一月份七月份高低低高2.3局地环流行星风系与季风都是大范围气压场控制下的大气环流。由局部环境如地形起伏、地表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，焚风等地方性风。1）海陆风在滨海地区，白天风从海上吹向陆地；晚间风从陆地吹向海洋，这就是海陆风环流。海陆风是由于海陆热力差异引起的，但是范围局限于沿海，风向转换一1天为周期。白天，陆地增温比海面快，形成热力环流，下层气流由海面流向陆地，称为海风；夜间，陆地降温比海面快，形成热力环流，下层气流由陆地流向海面，称为陆风。海、陆风之间转换的具体时间有当地气温日变化的规律的决定。一般而言，陆风在上午转为海风，并于正午前后达到最盛；日没以后，海风逐渐减弱，并被逐渐转换为陆风。阴天时，陆风转换为海风的时间要推后至正午前后。2）山谷风山谷风是由山地区域，山坡与山谷之间的热力差异引起的。白天，日出后，山坡受热增温，而同一高度的山谷空气，由于距离地面较远，增温较慢，因而产生由山谷指向山坡的水平气压梯度力，风由山谷吹向山坡，形成谷风；夜间，日没后，山坡冷却降温快，而同一高度的山谷空气，由于距离地面较远，冷却降温较慢，因而产生由山坡指向山谷的水平气压梯度力，下层空气风由山坡吹向山谷，形成山风。谷风山风3）焚风气流受山地阻挡被迫抬升，迎风坡空气上升冷却，起初按干绝热递减率降温（10C/100m），当空气达到饱和状态时，水汽凝结，气温按湿绝热递减率降低（0.5～0.60C/100m），大部分水汽在迎风坡降落。气流越过山后顺坡下沉，基本按干绝热递减率增温，以致背风坡气温比同高度迎风坡气温高，从而形成相对干热的风，称为焚风。焚风4）龙卷空气中产生垂直轴，并伴有极大风速的旋涡，称为龙卷。龙卷的形成与强烈的雷暴活动有关。它是从雷雨云中伸向地面呈倒漏斗状的激烈旋转的空气旋涡。是一种灾害性天气。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，称天气系统。一般多指温压场和风场中的大气长波、气旋、反气旋、锋面、台风、龙卷风等。根据水平尺度和生命史，天气系统可分为：第五节天气1、天气的概念天气是指瞬时或一定时段内大气的物理状况，或者风、云、降水、温度、湿度、气压等气象要素的综合状况。也有人把影响人类正常生产、生活的大气现象和状态，例如阴、晴、冷、暖、干、湿等作为天气的。2、影响与决定天气的因素一个地区的天气状况和变化，是由性质不同的天气系统所决定的。天气系统是指显示大气中天气状况及其变化的独立系统。主要的天气系统包括气团、气旋、反气旋、锋、高空槽、脊等。3、气团3.1概念性质相同的一块大气。3.2形成条件一是具有大范围性质比较均匀的下垫面，二是具有有利于空气停滞和缓行的大气环流条件。气团中的热量和水分主要来自于下垫面，因而下垫面的性质决定了气团的性质。性质比较均匀的海洋、沙漠、冰盖、平原是气团形成的源地。3.3气团的类型及其特点地理分类法：根据气团源地的地理位置和下垫面性质来划分。包括：极地（冰洋）气团：由分为海洋型和大陆型。中纬度气团：热带气团：赤道气团：热力分类：气团以及下垫面的热力状况（对比）作为分类的基础。包括：暖气团：温度高于下垫面温度；一般含水汽较多，容易形成云雨天气。冷气团：温度低于下垫面温度，一般含水汽较少，常形成干冷天气。气团的地理位置4、锋及其分类4.1概念大气中不同性质气团的过渡区域，这里气象要素的变化显著。4.2类型根据移动过程中气团的主次地位：暖锋、冷锋、静止锋、锢囚锋。根据地理位置分为：极地锋、温带锋、热带锋。锋的空间结构

由于锋附近的辐和气流及冷暖空气的相对运动，使锋面上的暖空气不断上升，所以锋面上多云雨天气。

冷暖气团相遇形成锋

冷锋是指冷气团主动向暖气团移动的锋；暖锋则是暖气团主动向冷气团移动的锋；准静止锋是指很少移动或移动速度非常缓慢的锋；囚锢锋是指锋面相遇、合并后的锋。冷锋暖锋囚锢锋5、气旋和反气旋5.1气旋1）概念指中心气压低于四周的水平空气涡旋，也是气压系统中的低压。北半球逆时针向中心运动；南半球顺时针向中心运动。2）类型地理类型：温带气旋、热带气旋。结构特征：锋面气旋、无锋面气旋。5.2反气旋1）概念指中心气压高于四周的水平空气涡旋，也是气压系统中的高压。北半球顺时针向外辐射运动；南半球逆时针向外辐射运动。2）类型地理类型：温带反气旋、副热带反气旋、极地反气旋。结构特征：冷性反气旋（冷高压）、暖性反气旋（暖高压）。第六节气候1、气候的概念1.1定义：气候是指某一地区多年间大气的一般状态及其变化特征。它既反映平均情况，也反映极端情况，是各种天气现象的多年综合。气候和天气是两个不同的概念。从时间尺度上看，气候是时间尺度很长的天气过程，天气则是瞬时或短时间内的大气状态。

1.2当代气候：对于当前气候，规定用刚刚过去的三个十年，共三十年的平均值作为准平均。每过十年更新一次。目前应用1971－2000年准平均。2、气候系统一般说来，完整的气候系统由五个部分组成。2.1大气圈是气候系统的主体，也是气候系统最易变化和最敏感的部分。2.2海洋海洋约占地球表面积的70.8%，仅100m深的表层海水就占整个气候系统总热量的95.6％。因此，可以认为海洋是气候系统的热量储存库。

2.3冰雪圈冰原体积和范围的变化是气候变化的指示器，对气候长期变化产生反馈，在地球热平衡中起着重要的作用。2.4陆面（岩石圈）陆地位置、高度和地形发生变化的时间尺度，在气候系统中是最长的，在季节、年际以至十年尺度的气候变化中可以忽略。但是土壤作为大气颗粒的主要来源之一，在气候变化中有重要作用。2.5生物圈

3、气候的形成气候的形成受很多因素的影响，其中主要包括：3.1辐射因子太阳辐射是气候系统的能源，又是一切大气物理过程和现象形成的基本动力，在气候形成中起着主导作用。不同地区的气候差异及气候季节交替，主要是由太阳辐射能在地球表面分布不均匀及其变化引起的。而太阳辐射的时空分布受纬度制约，故气候形成的辐射因子是一种纬度因素。地球上的天文气候地球表面因辐射平衡温度随纬度和季节的分布形成的简单气候模式，称为天文气候。天文气候能够反映地球