第三章 大氣和氣候

第三章大氣和氣候第一頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四一、大氣的成分大氣是多種物質(zhì)的混合物。主要包括：干潔的空氣（體積占78.09，質(zhì)量占75.52的氮N2，體積占20.95，質(zhì)量占23.15的氧O2，體積占0.93，質(zhì)量占1.28的氬Ar，除此之外，還有CO2以及其它微量惰性氣體）、水汽、懸浮塵?；蚱渌s質(zhì)。組成大氣的成分可分為兩類：①定常成分：各成分之間基本保持固定比例，基本不隨時(shí)間和地點(diǎn)的改變而發(fā)生變化。主要是氮N2，氧O2，氬Ar和微量惰性氣體氖Ne、氪Kr、氙Xe、氦He等；②可變成分：水汽、二氧化碳CO2，臭氧O3，和碳、硫、氮的化合物，如CO、CH4、H2S等。第一節(jié)大氣的組成和熱能第二頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四下面將組成大氣的成分分別作以介紹：1、氮和氧(質(zhì)量共占大氣圈成分的98.52%)：

N2約占大氣容積的78％。常溫下，N2的化學(xué)性質(zhì)不活潑，不能被植物直接利用只能通過豆科植物的根瘤菌，部分固定于土壤中（形成氮肥）。N2對(duì)太陽輻射遠(yuǎn)紫外區(qū)（波長0.03～0.13

μm）具有選擇性吸收。

02占地球大氣質(zhì)量的23％，按體積比占21％。除了游離態(tài)外，氧還以硅酸鹽、氧化物、水等化合物形式存在。

2、二氧化碳（CO2）：只占大氣容積的0.03％，多集中在20km高度以下，主要由有機(jī)物燃燒、腐爛和生物呼吸過程產(chǎn)生。二氧化碳對(duì)太陽短波吸收很少，但能強(qiáng)烈吸收地表長波輻射（地面輻射的主要能量集中在1～30μm的波長之間，其最大輻射的平均波長為10μm

，屬紅外區(qū)間，與太陽短波輻射相比，稱為地面長波輻射

），致使從地表輻射的熱量不易散失到太空。

對(duì)地球有保溫作用，但近年來隨著工業(yè)的發(fā)展和人口的增長，全球二氧化碳含量逐年增加，改變了大氣熱平衡，導(dǎo)致地面和低層大氣平均溫度升高，引起嚴(yán)重的氣候問題。第三頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四3、臭氧：主要分布在10～40km的高度處，極大值在20～25km附近，稱為臭氧層（臭氧雖在大氣中的含量很少，但具有強(qiáng)烈吸收紫外線的能力）。研究表明，人們大量使用氮肥以及作冷凍劑和除臭劑使用的碳氟化合物（氟利昂CHCl2F2）所造成的污染使平流層的臭氧遭到破壞。臭氧層的破壞能引起一系列不利于人類的氣候生物效應(yīng)，因而受到廣泛關(guān)注。4、水汽：水汽的來源：陸面或洋面水汽的蒸發(fā)，植物的蒸騰。水汽的去向：大氣降水。水汽的特點(diǎn)和作用：水汽是大氣中唯一能發(fā)生相變的大氣成分，在相變的過程中伴隨能量的釋放和吸收，同時(shí)，水汽能強(qiáng)烈吸收和放出長波輻射能，因此水汽在天氣變化、大氣能量轉(zhuǎn)換過程及大氣與地面的能量交換中起著重要的作用。第四頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四5、固、液體雜質(zhì)（懸浮顆粒）：大氣懸浮固體雜質(zhì)和液體微粒，也可稱為氣溶膠粒子（氣溶膠粒子是空氣中懸浮的固態(tài)或液態(tài)顆粒的總稱，半徑一般為10-3mm~10-7mm）。氣溶膠粒子除由水汽變成的水滴和冰晶外，主要是大氣塵埃和其他雜質(zhì)。粒徑大的水溶性氣溶膠粒子最易使水氣凝結(jié)，是成云致雨的重要條件。氣溶膠粒子能吸收部分太陽輻射并散射輻射，從而改變大氣透明度。它對(duì)太陽輻射的影響和增大散射輻射、大氣長波逆輻射，都有可能破壞地球的輻射平衡。第五頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四二、大氣的結(jié)構(gòu)（一）大氣質(zhì)量

1．大氣上界

大氣按其物理性質(zhì)來說是不均勻的，特別是在鉛直方向變化急劇。在很高的高度上空氣十分稀薄，氣體分子之間的距離很大。在理論上，當(dāng)壓力為零或接近于零的高度為大氣頂層，但這種高度不可能出現(xiàn)。因?yàn)樵诤芨叩母叨葷u漸到達(dá)星際空間，不存在完全沒有空氣分子的地方。第六頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四氣象學(xué)家認(rèn)為，只要發(fā)生在最大高度上的某種現(xiàn)象與地面氣候有關(guān)，便可定義這個(gè)高度為大氣上界。因此，過去曾把極光出現(xiàn)的最大高度（1200km）定為大氣上界。作為太陽風(fēng)的一部分帶電粒子在到達(dá)地球附近時(shí)，被地球磁場俘獲，電磁場將進(jìn)入高空大氣的太陽風(fēng)粒子流匯聚成電子束，打入極區(qū)高空的大氣層，激發(fā)大氣中的分子和原子，導(dǎo)致其發(fā)出紅、綠或藍(lán)等色的光，稱為極光。第七頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四物理學(xué)家、化學(xué)家則從大氣物理、化學(xué)特征出發(fā)，認(rèn)為大氣上界至少高于1200km，但不超過3200km，因?yàn)樵谶@個(gè)高度上離心力已超過重力，大氣密度接近星際氣體密度。所以在高層大氣物理學(xué)中，常把大氣上界定在3000km。第八頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2．大氣質(zhì)量

假定大氣是均質(zhì)的，則大氣高度約為80000m（1644年，伽利略的學(xué)生托里徹利和維瓦尼通過實(shí)驗(yàn)證明大氣是有重量的，因而也必然存在有限的高度。他們推算出大氣層的厚度大約是8公里。），整個(gè)大氣柱的質(zhì)量為

m0＝ρ0H

＝1.125×10-3×8×105

＝1013.3g/cm2

ρ0為標(biāo)準(zhǔn)情況下（T＝0℃，氣壓為1013.25hPa）大氣密度。（hPa即“百帕”。1百帕=1毫巴（mbar）=3/4毫米水銀柱。在海平面的平均氣壓約為1013.25百帕斯卡（760毫米水銀柱），這個(gè)值也被稱為標(biāo)準(zhǔn)大氣壓）。

第九頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（二）

大氣壓力

1.定義

定義從觀測高度到大氣上界單位面積上（橫截面積1cm2）鉛直空氣柱的重量為大氣壓強(qiáng)，簡稱氣壓。地面的氣壓值在980～1040hPa之間變動(dòng)，平均為1013hPa。氣壓有日變化和年變化，還有非周期變化。氣壓非周期變化常與大氣環(huán)流和天氣系統(tǒng)有關(guān)，且變化幅度大。氣壓日變化，一晝夜有兩個(gè)最高值（9~10時(shí)，21~22時(shí)）和兩個(gè)最低值（3~4時(shí)，15~16時(shí)）。熱帶的日變化比溫帶明顯。赤道地區(qū)氣壓年變化不大，高緯地區(qū)較大；大陸和海洋也有顯著差別，大陸冬季氣壓高，夏季最低，而海洋相反。(氣壓最高值和最低值的出現(xiàn)與氣溫的日變化有關(guān)，地球上向陽的一邊（白天）由于加熱作用使空氣膨脹而垂直上升，到一定高度后向四周輻散，致使空氣柱的質(zhì)量減少，地面氣壓降低。背陽的一面（夜間）由于冷卻作用，氣柱收縮，空中四周氣流輻合，使氣往質(zhì)量增多，地面氣壓升高。至于氣壓次高值和次低值的出現(xiàn)，原因比較復(fù)雜，目前還沒有完善的解釋。）第十頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2．氣壓的垂直分布

氣壓大小取決于所在水平面的大氣質(zhì)量，隨高度的上升，大氣柱質(zhì)量減少，所以氣壓隨高度升高而降低。氣壓隨高度的實(shí)際變化與氣溫和氣壓條件有關(guān)。具有如下兩個(gè)明顯的規(guī)律：

①在氣壓相同條件下，氣柱溫度愈高，單位氣壓高度差愈大，氣壓垂直梯度愈?。?/p>

②在氣溫相同條件下，氣壓愈高，單位氣壓高度差愈小，氣壓垂直梯度愈大。第十一頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（三）大氣分層

按照分子組成，大氣可分為兩個(gè)大的層次，即均質(zhì)層和非均質(zhì)層。均質(zhì)層為從地表至85km高度的大氣層，除水汽有較大變動(dòng)外，其組成較均一。85km高度以上為非均質(zhì)層，其中又可分為氮層（85~200km）、原子氧層（200～1100km）、氦層（1100～3200km）和氫層（3200～9600km）

按大氣化學(xué)核物理性質(zhì)，非均質(zhì)層可分為光化層和離子層。光化層具有分子、原子和自由基組成的化學(xué)物質(zhì)，其中包括約在20km高度處03濃度最大處的臭氧層。離子層包含大量離子，具有反射無線電波能力。

在氣象學(xué)中按照溫度和運(yùn)動(dòng)情況，將大氣圈分為五層：即：對(duì)流層、平流層、中間層、暖層（也稱電離層）和散逸層。第十二頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（四）標(biāo)準(zhǔn)大氣

人們根據(jù)高空探測數(shù)據(jù)和理論，規(guī)定了一種特性隨高度平均分布的大氣模式，稱為“標(biāo)準(zhǔn)大氣”或“參考大氣”。標(biāo)準(zhǔn)大氣模式假定：空氣是干燥的，在86km以下是均勻混合物，平均摩爾質(zhì)量為28.964kg/mol，且處于靜力學(xué)平衡和水平成層分布。在給定溫度，高度廓線及邊界條件后，通過對(duì)靜力學(xué)方程和狀態(tài)方程求積分，就得到壓力和密度值。第十三頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四三、大氣的熱能

地球氣候系統(tǒng)的能源主要是太陽輻射，它從根本上決定地球、大氣的熱狀況，從而支配其他的能量傳輸過程。地球氣候系統(tǒng)內(nèi)部也進(jìn)行著輻射能量交換。因此，需要研究太陽、地球及大氣的輻射能量交換和其他地－氣系統(tǒng)的輻射平衡。第十四頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（一）太陽輻射

太陽是離地球最近的一個(gè)恒星，其表面溫度約為6000K，內(nèi)部溫度更高，所以太陽不停地向外輻射巨大的能量。太陽輻射能主要是波長在0.4～0.76μm的可見光，約為總能量的50％；其次是波長大于0.76μm的紅外輻射，約占總輻射能的43％；波長小于0.4μm的紫外輻射約占7％。相對(duì)于地球來說（地面輻射的平均波長為10μm），太陽輻射的波長較短，故稱太陽輻射為短波輻射。表示太陽輻射能強(qiáng)弱的物理量，即單位時(shí)間內(nèi)垂直投射在單位面積上的太陽輻射能，稱為太陽輻射強(qiáng)度。在日地平均距離（1.496×108）上，大氣頂界垂直于太陽光線的單位面積上每分鐘接受的太陽輻射，稱為太陽常數(shù)。

第十五頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四經(jīng)大氣削弱后到達(dá)地面的太陽輻射有兩部分：

一是直接輻射；

二是經(jīng)大氣散射后到達(dá)地面的部分，稱為散射輻射。

二者之和就是太陽輻射總量，稱為總輻射。總輻射的緯度分布，一般是緯度愈高，總輻射愈?。痪暥扔?，總輻射愈大。因?yàn)槌嗟栏浇嘣?，總輻射最大值并不出現(xiàn)在赤道，而是出現(xiàn)在200N附近。

到達(dá)地面的總輻射一部分被地面吸收轉(zhuǎn)變成熱能，一部分被反射。反射部分占輻射量的百分比，稱為反射率。反射率隨地面性質(zhì)和狀態(tài)不同二有很大差別。第十六頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（二）

大氣能量及其保溫效應(yīng)

大氣本身對(duì)太陽輻射直接吸收很少，而水、陸植被等下墊面卻能吸收太陽輻射，并經(jīng)潛熱和感熱轉(zhuǎn)化供給大氣。大氣獲得能量的具體結(jié)構(gòu)為：

1．對(duì)太陽輻射的直接吸收

大氣中吸收太陽輻射的物質(zhì)主要是臭氧、水汽和液態(tài)水。

2．對(duì)地面輻射的吸收

地表吸收了到達(dá)大氣上界太陽輻射能的50％，變成熱能，溫度升高，而后以大于3μm的長波（紅外）向外輻射。這種輻射能量的75％～95％被大氣吸收，只有少部分波長為8.5～12μm的輻射能通過“大氣窗”逃逸到宇宙空間。

3．潛熱輸送

海面和陸面的水分蒸發(fā)使地面熱量得以輸送到大氣層中。一方面水汽凝結(jié)成雨滴或雪時(shí)，放出潛熱給空氣；另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸發(fā)，這個(gè)過程交替進(jìn)行。全球表面年平均潛熱輸送約為2760MJ/m2,占輻射平衡的84％，可見，地－氣間能量交換主要是通過潛熱輸送完成的。

4．感熱輸送

陸面和水面的溫度與低層大氣溫度并不相等，因此地面和大氣間便由感熱交換而產(chǎn)生能量輸送，大氣獲得熱能后依據(jù)本身溫度向外輻射，稱為大氣輻射。其中一部分外逸到宇宙空間，一部分向下投向地面，即為大氣逆輻射。大氣逆輻射的存在使地面實(shí)際損失的熱量略少于長波輻射放出的能量，地面得以保持一定的溫暖程度。這種保溫作用，通常稱為“溫室效應(yīng)”據(jù)計(jì)算，如果沒有大氣，地面平均溫度將是零下18oC，而不是現(xiàn)在的150C。第十七頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（三）地－氣系統(tǒng)的輻射平衡

輻射平衡有年變化和日變化。在一日內(nèi)，白天收入的太陽輻射超過支出的長波輻射，輻射平衡為正值；夜間的輻射平衡則為負(fù)值。正轉(zhuǎn)負(fù)和負(fù)轉(zhuǎn)正的時(shí)刻分別在日沒前與日出后1小時(shí)。在一年內(nèi)，北半球夏季輻射平衡因太陽輻射增多而加大；冬季則相反，甚至出現(xiàn)負(fù)值。

緯度愈高，輻射平衡保持正值的月份愈少。第十八頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四四、氣溫（自己看）第十九頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四第二節(jié)大氣水分和降水

一、大氣濕度

（一）濕度的概念和表示方法

大氣從海洋、湖泊、河流以及潮濕土壤的蒸發(fā)或植物的蒸騰作用中獲得水分。水分進(jìn)入大氣后，通過分子擴(kuò)散和氣流的的傳遞而散布于大氣中，使之具有不同的潮濕度。

常用水汽壓和飽和水汽壓、絕對(duì)濕度和相對(duì)濕度等多個(gè)濕度參量表示水氣含量。

1．水汽壓和飽和水汽壓

大氣壓力是大氣中各種氣體壓力的總和。大氣中水汽所產(chǎn)生的那部分壓力叫水汽壓（e），地面的水汽壓隨緯度的升高而減小。赤道平均26hPa，350N約為13hPa，650N約為4hPa。極地附近約為1~2hPa。

水汽壓隨高度的變化而變化，其經(jīng)驗(yàn)公式為：

ez=e0×10–βz

式中，ez為高度z（m）的水汽壓；e0為地面的水汽壓；β為水汽壓隨高度變化的常數(shù)?？諝庵兴颗c溫度關(guān)系密切。溫度一定時(shí)，單位體積空氣容納的水汽量有一定的限度，達(dá)到這個(gè)限度，空氣呈飽和狀態(tài)，稱為飽和空氣。飽和空氣的水汽壓，稱為飽和水汽壓（E），飽和水汽壓隨溫度升高而增大。

第二十頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2．絕對(duì)濕度和相對(duì)濕度：單位容積空氣所含的水氣質(zhì)量通常以g/cm3表示，稱為絕對(duì)濕度（a）或水汽密度。絕對(duì)濕度不能直接測定，但可間接算出。它與水汽壓有關(guān)系：

式中，e為水汽壓（mm）；T為絕對(duì)溫度。絕對(duì)零度時(shí)的溫度定義為0K。冰水混合物的溫度為攝氏0度，定義為273.15K

大氣的實(shí)際水汽壓e與同溫度飽和水汽壓E之比，稱為相對(duì)濕度（f）。用百分?jǐn)?shù)表示。

f＝e/E×100％

由于飽和水汽壓E隨溫度而變，所以相對(duì)濕度取決于e和T，其中T往往起主導(dǎo)作用。當(dāng)e一定時(shí)，溫度降低則相對(duì)濕度增大；溫度升高相對(duì)濕度減小。夜間多云、霧、霜、露，天氣轉(zhuǎn)冷時(shí)容易產(chǎn)生云等都是相對(duì)濕度增大的結(jié)果。

3．露點(diǎn)溫度

一定質(zhì)量的濕空氣，若氣壓保持不變，而令其冷卻，則飽和水汽壓E隨溫度降低而減小。當(dāng)e＝E時(shí)，空氣達(dá)到飽和。濕空氣等壓降溫達(dá)到飽和時(shí)的溫度就是露點(diǎn)溫度Td，簡稱露點(diǎn)。第二十一頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（二）濕度的變化與分布

相對(duì)濕度能夠直接反映空氣距飽和的程度，在氣候資料分析中應(yīng)用廣泛。

相對(duì)濕度日變化通常與氣溫日變化相反（圖）。在水汽壓日變化不大的情況下，相對(duì)濕度最高值出現(xiàn)在溫度最低的日出之前；最低值出現(xiàn)在氣溫最高的午后。這是由于溫度升高時(shí)，蒸發(fā)作用加強(qiáng)，水汽壓雖然增大，但飽和水汽壓增大更多，水汽難以飽和，所以相對(duì)濕度反而降低。

相對(duì)濕度分布隨距海遠(yuǎn)近與緯度高低而有不同。例如，我國東南沿海相對(duì)濕度年平均為80％，內(nèi)蒙古西部只有40％。相對(duì)濕度的具體分布，受海陸（水汽來源）、氣溫、大氣環(huán)流諸因素制約。

各緯度上相對(duì)濕度的平均值第二十二頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四二、蒸發(fā)與凝結(jié)

蒸發(fā)面上出現(xiàn)蒸發(fā)還是凝結(jié)取決于實(shí)際水汽壓于飽和水汽壓的關(guān)系。當(dāng)e<E，出現(xiàn)蒸發(fā)；e>E，則出現(xiàn)凝結(jié)。

（一）蒸發(fā)及其影響因素

1．影響蒸發(fā)的因素

其影響因素主要包括蒸發(fā)面的溫度、性質(zhì)、性狀、空氣濕度、風(fēng)等。

2．蒸發(fā)量

實(shí)際工作中，一般以水層厚度（mm）表示蒸發(fā)速度，稱為蒸發(fā)量。蒸發(fā)量的變化與氣溫變化一致，一日內(nèi)，午后蒸發(fā)量最大；日出前蒸發(fā)量最小。一年內(nèi)，夏季蒸發(fā)量大，冬季小。蒸發(fā)量的空間變化受氣溫、海陸分布、降水量等因素的影響。

（二）凝結(jié)和凝結(jié)條件

凝結(jié)是發(fā)生在f≥100％（e≥E）過飽和情況下的與蒸發(fā)相反的過程。凝結(jié)現(xiàn)象在地面和大氣中都能發(fā)生。

大氣中的水汽發(fā)生凝結(jié)，需具備一定的條件，既要使水汽達(dá)到飽和或過飽和，還需有凝結(jié)核。第二十三頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四三

水汽的凝結(jié)現(xiàn)象

（一）地表面的凝結(jié)現(xiàn)象

1．霜與露

日落后，地面及近地面層空氣冷卻，溫度降低。當(dāng)氣溫降到露點(diǎn)一下時(shí)，水汽即凝附于地面或地面物體上。如溫度在00C以上，水汽凝結(jié)為液態(tài)，稱為露；溫度在00C以下，水汽凝結(jié)為固態(tài)，稱為霜。霜常見于冬季，露見于其他季節(jié)，以夏季為最多。

第二十四頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2．霧凇和雨凇

霧凇是一種白色固體凝結(jié)物，由過冷霧滴附著于地面物體或樹枝迅速凍結(jié)而成，俗稱“樹掛”。多出現(xiàn)于寒冷而濕度高的天氣條件下

雨凇是形成在地面或地物的迎風(fēng)面上的，透明的或毛玻璃狀的緊密冰層，俗稱“冰棱”。多半在溫度為

0～－60C時(shí)，由過冷卻雨、毛毛雨接觸物體表面形成；或是經(jīng)過長期嚴(yán)寒后，雨滴降落在物體表面凍結(jié)而成。第二十五頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（二）

大氣中的凝結(jié)現(xiàn)象

1．霧

霧是漂浮在近地面層的乳白色微小水滴或冰晶。根據(jù)不同成因，霧可分為輻射霧、平流霧、蒸汽霧、上坡霧和鋒面霧。

2．

云

云是高空水氣凝結(jié)現(xiàn)象?？諝鈱?duì)流、鋒面抬升、地形抬升等作用使空氣上升到凝結(jié)高度，就會(huì)形成云。云有各式各樣的外貌特征。

根據(jù)云的形狀、云底高度及形成云的上升運(yùn)動(dòng)的特點(diǎn)可將云分為以下幾類。

①積狀云

包括淡積云、濃積云和積雨云出現(xiàn)時(shí)常呈孤立分散狀態(tài)，是由于空氣對(duì)流上升，體積膨脹絕熱冷卻，使水汽發(fā)生凝結(jié)而形成的。

②層狀云

層狀云是均勻幕狀云層，通常具有較大水平范圍。覆蓋數(shù)千甚至上萬平方千米的地區(qū)。層狀云是由空氣斜上升運(yùn)動(dòng)形成的。

③波狀云

波狀云是表面呈現(xiàn)波狀起伏或魚鱗狀的云層，包括卷積云、高積云、層積云和層云。通常因空氣密度不同、運(yùn)動(dòng)速度不同等的兩個(gè)氣層界面上產(chǎn)生波動(dòng)而形成的。波狀云

層狀云霧第二十六頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四四、大氣降水

（一）降水的形成

從云層中降落到地面的液態(tài)水或固態(tài)水，稱為降水。降水是云中水滴或冰晶增大的結(jié)果。從雨滴到形成降水需具備兩個(gè)基本條件：

一是雨滴下降速度超過氣流上升速度；二是雨滴從云中降落到地面前不被完全蒸發(fā)。降水的形成，必須經(jīng)歷云滴增大為雨滴、雪花及其他降水物的過程。云滴增長主要有兩個(gè)過程：

1．云滴的凝結(jié)（凝華）增長

在云的發(fā)展階段，云體上升絕熱冷卻，或不斷有水汽輸入，使云滴周圍的實(shí)際水汽壓大于其飽和水汽壓云滴就會(huì)因水汽凝結(jié)或凝華而逐漸增大。當(dāng)水滴和冰晶共存時(shí)在溫度相同條件下，冰面水汽壓小于水面水汽壓，水滴將不斷蒸發(fā)變小，而冰晶則不斷凝華增大這種過程稱為冰晶效應(yīng)。

2．

云滴的沖并增長

云滴大小不同，相應(yīng)具有不同的運(yùn)動(dòng)速度。云滴下降時(shí)個(gè)體大的云滴落得快，個(gè)體小的慢，于是大云滴“追上”小云滴，碰撞合并成為更大的云滴。

第二十七頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（二）降水的類型

根據(jù)降水形成原因（主要是氣流上升特點(diǎn)），可分為對(duì)流雨、地形雨、鋒面雨和臺(tái)風(fēng)雨四個(gè)基本類型：

1．對(duì)流雨

暖季空氣濕度較大，近地面氣層強(qiáng)烈受熱，引起對(duì)流而形成的降水稱為對(duì)流雨。赤道全年以對(duì)流雨為主。我國西南夏季多對(duì)流雨。

第二十八頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四

2．地形雨

暖濕空氣前進(jìn)途中遇到較高山地阻擋被迫抬升，絕熱冷卻，在達(dá)到凝結(jié)高度時(shí)便產(chǎn)生降水。因此，山的迎風(fēng)坡常成為多雨中心；背風(fēng)坡因水汽早已凝結(jié)降落，且下沉增溫，將發(fā)生焚風(fēng)效應(yīng)，降水很少，形成雨影區(qū)。

第二十九頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四

3．鋒面雨（氣旋雨）兩種物理性質(zhì)不同的氣團(tuán)相遇，暖濕空氣沿交界面上升，絕熱冷卻，達(dá)到凝結(jié)高度便產(chǎn)生云雨。溫帶地區(qū)鋒面雨占主要地位。

第三十頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四4．臺(tái)風(fēng)雨

臺(tái)風(fēng)是產(chǎn)生在熱帶海洋上的一種空氣漩渦。臺(tái)風(fēng)中有大量暖空氣上升，可產(chǎn)生強(qiáng)度極大的降水。

第三十一頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（三）降水的時(shí)間變化

1

．降水強(qiáng)度

單位時(shí)間內(nèi)的降水量，稱為降水強(qiáng)度。氣象部門為確定一定時(shí)間內(nèi)降水的數(shù)量特征，并用以預(yù)報(bào)未來降水?dāng)?shù)量變化趨勢，將降水強(qiáng)度劃分為若干等級(jí)：

2．.降水的日變化

一天內(nèi)的降水變化，在很大程度受地方條件限制，可大致分為兩個(gè)類型：

（1）大陸型

特點(diǎn)是一天有兩個(gè)最大值，分別出現(xiàn)在午后和清晨；兩個(gè)最小值，分別出現(xiàn)在夜間和午前。

（2）海洋型

特點(diǎn)是一天只有一個(gè)最大值，出現(xiàn)在清晨，最小值出現(xiàn)在午后。

3．降水的季節(jié)變化

降水季節(jié)變化因緯度，海陸位置、大氣環(huán)流等因素影響而不同。全球降水的年類型大致可分為以下幾類：

（1）赤道型：全年多雨，其中有兩個(gè)高值和兩個(gè)低值時(shí)期。春、秋分之后降水量最多；冬、夏至之后，降水量出現(xiàn)低值。這種類型分布在南北緯100以內(nèi)的地區(qū)。

（2）熱帶型：

位于赤道型南北兩側(cè)。由于太陽在天頂?shù)臅r(shí)間不像在赤道上間隔相等，隨緯度的增加，兩段最多降水量時(shí)間逐漸接近，至回歸線附近合并為一個(gè)。（天頂是天球上的一個(gè)點(diǎn)。這個(gè)天球是以觀測者為球心，以無限長為半徑。地平面無限擴(kuò)大，與天球相交成的圓圈叫做地平圈。地平圈以上的半球是觀測者可見的，天頂就在這半球的正頂部。即觀測者的頭頂向上無限延長與天球的交點(diǎn)。

（3）副熱帶型：副熱帶全年降水只有一個(gè)最高值，一個(gè)最低值。大陸東岸降水量集中于夏季（季風(fēng)型），大陸西岸則冬季多雨（地中海型）。

（4）溫帶及高緯型：內(nèi)陸及東海岸以夏季對(duì)流雨為主，西海岸則以秋冬氣旋雨為主。第三十二頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（四）降水量的地理分布

降水量空間分布受緯度、海陸位置、大氣環(huán)流、天氣系統(tǒng)、地形等多種因素制約，降水的分布存在緯度帶狀分布的特點(diǎn)。全球可劃分為四個(gè)降水帶：

1．赤道多雨帶

赤道及其兩側(cè)是全球降水量最多的地帶。年降水量至少1500mm，一般為2000~3000mm

2．南北緯150~300少雨帶

這一緯度帶受副熱帶高壓控制，以下沉氣流為主。是全球降水稀少帶。大陸西岸和內(nèi)部一般不足500mm，不少地方只有100~300mm。

3．中緯多雨帶

年降水量一般為500~1000mm。

4．高緯少雨帶

本帶因緯度高，全年氣溫低，蒸發(fā)微弱，大氣中所含水汽量較少，故年降水量一般不超過300mm。第三十三頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四第三十四頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四第三節(jié)大氣運(yùn)動(dòng)和天氣系統(tǒng)一、大氣的水平運(yùn)動(dòng)空氣運(yùn)動(dòng)是地球大氣最重要的物理過程。由于空氣運(yùn)動(dòng)，不同地區(qū)、不同高度之間的熱量、動(dòng)量、水分等得以交換，不同性質(zhì)的空氣得以交流，從而產(chǎn)生各種天氣現(xiàn)象和天氣變化。

大氣運(yùn)動(dòng)從方向上可分為垂直運(yùn)動(dòng)（也稱上升氣流或下沉氣流）和水平運(yùn)動(dòng)，垂直運(yùn)動(dòng)和水平運(yùn)動(dòng)相比持續(xù)時(shí)間很短（水平運(yùn)動(dòng)可持續(xù)數(shù)日甚至數(shù)月），另外，垂直方向的氣壓梯度力（氣壓梯度力是氣壓分布不均勻而使空氣塊受到的力）幾乎被重力所平衡，（對(duì)于大尺度運(yùn)動(dòng)系統(tǒng)，大氣運(yùn)動(dòng)的垂直速度比水平運(yùn)動(dòng)小好幾個(gè)量級(jí)，因此在許多情況下可把大氣在垂直方向上的運(yùn)動(dòng)看成靜止的。表明大氣在垂直方向上所受的力是平衡的，即靜力學(xué)平衡。第三十五頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（一）作用于空氣的力空氣的水平運(yùn)動(dòng)是由所受的力決定的。作用于空氣的力有：1·水平氣壓梯度力氣壓分布不均勻產(chǎn)生氣壓梯度，使空氣具有由高壓區(qū)流向低壓區(qū)的趨勢，我們把存在水平氣壓梯度時(shí)單位質(zhì)量空氣所受的力，稱為水平氣壓梯度力。一般在低層大氣，水平氣壓梯度較小，一般為1hpa/100km，而垂直氣壓梯度約為100hpa/km，是水平氣壓的10000倍。然而實(shí)際上，地球表面經(jīng)常存在強(qiáng)大的高氣壓和低氣壓，其水平氣壓梯度遠(yuǎn)超過1hpa/100km，而且垂直氣壓梯度力幾乎被重力所平衡，所以，水平氣壓梯度力是使空氣運(yùn)動(dòng)即形成風(fēng)和決定風(fēng)向、風(fēng)速的主導(dǎo)因素。第三十六頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2·地轉(zhuǎn)偏向力由于地球轉(zhuǎn)動(dòng)使地球上運(yùn)動(dòng)的物體的運(yùn)動(dòng)方向發(fā)生偏轉(zhuǎn)的力，稱為地轉(zhuǎn)偏向力。單位質(zhì)量空氣的水平地轉(zhuǎn)偏向力為：

A＝2νωsinφ式中，ω為地球旋轉(zhuǎn)角速度；φ為地理緯度；ν為風(fēng)速。由方程可知赤道上地轉(zhuǎn)偏向力為零；兩極地轉(zhuǎn)偏向力最大，為2νω。第三十七頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四3·慣性離心力當(dāng)空氣作曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)，受慣性離心力c作用。慣性離心力方向與空氣運(yùn)動(dòng)方向垂直，并由曲線路徑的曲率中心指向外緣。其表達(dá)式為：

c＝v2/rv為空氣運(yùn)動(dòng)的線速度，r為曲線的曲率半徑。一般情況下做曲線運(yùn)動(dòng)的空氣所受的離心力很小，但當(dāng)空氣運(yùn)動(dòng)速度很大，而運(yùn)動(dòng)路徑的曲率半徑特別小的時(shí)候，慣性離心力也可能大于地轉(zhuǎn)偏向力，這時(shí)就要加以考慮。第三十八頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四4·摩擦力運(yùn)動(dòng)狀態(tài)不同的氣層之間、空氣和地面之間都會(huì)產(chǎn)生相互作用而阻礙氣流的運(yùn)動(dòng)，這種相互作用稱為摩擦力。摩擦力總是阻礙氣流的運(yùn)動(dòng)。摩擦力的大小隨高度不同而變化。近地面層（地面至30～50m）最大，高度愈高，作用愈弱，到1～2km以上其影響可以忽略，所以把此高度以上的大氣稱為自由大氣，以下的氣層稱為摩擦層或行星邊界層。（大氣與地面之間的摩擦力為外摩擦力，氣層之間的阻力為內(nèi)摩擦力）第三十九頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（二）自由大氣的運(yùn)動(dòng)

自由大氣中，空氣運(yùn)動(dòng)規(guī)律比摩擦層簡單?？諝庾髦本€運(yùn)動(dòng)時(shí)，只需考慮氣壓梯度力和地轉(zhuǎn)偏向力；空氣作曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)，還需考慮慣性離心力。1·地轉(zhuǎn)風(fēng)自由大氣中空氣作勻速、直線水平運(yùn)動(dòng)的風(fēng)稱作地轉(zhuǎn)風(fēng)。地轉(zhuǎn)風(fēng)方向與水平氣壓場之間存在一定的關(guān)系，可以用白貝羅風(fēng)壓定律來表達(dá)：當(dāng)不考慮摩擦?xí)r，地轉(zhuǎn)偏向力與氣壓梯度力平衡，水平面上地轉(zhuǎn)風(fēng)表達(dá)式為：為地轉(zhuǎn)風(fēng)風(fēng)速，地轉(zhuǎn)風(fēng)是嚴(yán)格的平衡運(yùn)動(dòng)，等壓線必須是直線。第四十頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2·梯度風(fēng)自由大氣中，空氣作曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)，地轉(zhuǎn)偏向力、氣壓梯度力、慣性離心力達(dá)到平衡時(shí)的風(fēng)稱為梯度風(fēng)。當(dāng)空氣作直線運(yùn)動(dòng)時(shí)，慣性離心力為零，梯度風(fēng)轉(zhuǎn)為地轉(zhuǎn)風(fēng)，因此地轉(zhuǎn)風(fēng)是梯度風(fēng)的特例。梯度風(fēng)有氣旋性彎曲和反氣旋性彎曲兩類。所以存在氣旋區(qū)內(nèi)梯度風(fēng)和反氣旋區(qū)內(nèi)的梯度風(fēng)。氣旋：是由鋒面上或不同密度空氣分界面上發(fā)生波動(dòng)形成的，占有三度空間、中心氣壓比四周低的水平空氣渦旋。反氣旋：占有三度空間、中心氣壓比四周高的水平空氣渦旋。梯度風(fēng)風(fēng)向：在北半球背梯度風(fēng)而立（梯度風(fēng)往背上吹），則高壓在右，低壓在左；而在南半球則與此相反。反氣旋內(nèi)存在氣壓梯度極限值，此值與曲率半徑r有關(guān)。如果r很小或氣壓梯度力很大，地轉(zhuǎn)偏向力不可能與方向相反的氣壓梯度力和離心力平衡，就不能維持梯度風(fēng)。所以反氣旋中心區(qū)不可能存在很大的氣壓梯度。氣旋區(qū)內(nèi)則不存在氣壓梯度極限值。鋒面就是溫度、濕度等物理性質(zhì)不同的兩種氣團(tuán)的交界面第四十一頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（三）風(fēng)隨高度的變化

1·地轉(zhuǎn)風(fēng)隨高度的變化——熱成風(fēng)水平溫度分布不均導(dǎo)致氣壓梯度隨高度發(fā)生變化，風(fēng)也相應(yīng)地隨高度發(fā)生變化。由水平溫度梯度引起的上下層風(fēng)的向量差，稱為熱成風(fēng)，用表示。壓力高度第四十二頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四第四十三頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2·摩擦層中風(fēng)隨高度變化摩擦層中，風(fēng)隨高度的變化受摩擦力和氣壓梯度隨高度變化的影響。在氣壓梯度不隨高度變化的情況下，離地面愈遠(yuǎn)，風(fēng)速愈大，風(fēng)向與等壓線的交角愈小。把北半球摩擦層中不同高度上風(fēng)的向量投影到同一水平面上，可得到一條風(fēng)向風(fēng)速隨高度變化的螺旋曲線，稱為?？寺菥€。由?？寺菥€可以看到，當(dāng)高度很小時(shí)，風(fēng)速隨高度增加很快，但風(fēng)向改變不大；隨高度增大風(fēng)速增加緩慢，風(fēng)向卻顯著向右偏轉(zhuǎn)，最終趨于地轉(zhuǎn)風(fēng)。在離地面10m以下的氣層中摩擦力隨高度增加迅速減小，所以要求測風(fēng)儀離地面10～12m以上。第四十四頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四根據(jù)風(fēng)速大小可將風(fēng)力劃分為12級(jí)。如表所示：第四十五頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四二、大氣環(huán)流

定義：是指大范圍內(nèi)具有一定穩(wěn)定性的各種氣流運(yùn)行的綜合現(xiàn)象。大氣環(huán)流的水平尺度（規(guī)模）可涉及某個(gè)地區(qū)、半球甚至全球；垂直尺度有對(duì)流層、平流層、中間層或整個(gè)大氣圈的大氣環(huán)流；時(shí)間尺度有一日至數(shù)日、月、季、半年、一年甚至多年的平均大氣環(huán)流。大氣環(huán)流構(gòu)成全球大氣運(yùn)行的基本形勢，是全球氣候特征和大范圍形勢的主導(dǎo)因素與各種尺度天氣系統(tǒng)活動(dòng)的背景條件。第四十六頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（一）全球環(huán)流1·全球氣壓帶如果地表性質(zhì)均勻，那么地表氣壓完全取決于緯度。在熱力和動(dòng)力因子作用下，氣壓的水平分布呈現(xiàn)規(guī)則的氣壓帶，且高低氣壓帶交互排列。原因：這種分布規(guī)律主要由于地表溫度隨緯度分布不均勻造成的。赤道附近，終年受熱，溫度高，空氣膨脹上升，到高空向外流散，導(dǎo)致氣柱質(zhì)量減小，低空形成低氣壓，稱赤道低壓帶；兩極地區(qū)氣溫低，空氣冷卻收縮下沉，積聚在低空，而高空伴有空氣輻合（補(bǔ)充），導(dǎo)致氣柱質(zhì)量增加，在低空形成高壓區(qū)，稱極地高壓帶。從赤道上空流向兩極地區(qū)的氣流在地轉(zhuǎn)偏向力的作用下，流向逐漸趨于緯線方向，阻滯來自赤道上空的氣流流向高緯，空氣質(zhì)量增加，形成高壓帶，稱副熱帶高壓帶。副熱帶高壓帶和極地低壓帶之間有一個(gè)相對(duì)的低壓帶稱為副極地低壓帶。氣壓帶每年隨等溫線移動(dòng)幾個(gè)緯度，對(duì)季節(jié)性的氣候變化有影響。但實(shí)際上地球表面的性質(zhì)很不均勻，導(dǎo)致氣壓的分布實(shí)際情況是不僅因緯度的不同而不同，同時(shí)也因海陸分布的不同而不同。第四十七頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2·行星風(fēng)系

定義：不考慮海陸和地形的影響，地面盛行風(fēng)的全球型式稱為行星風(fēng)系（即全球范圍內(nèi)低層的呈緯向帶狀分布的氣壓帶和盛行風(fēng)帶的總稱）。依據(jù)氣壓系統(tǒng)分布狀況和風(fēng)壓關(guān)系，可以判斷盛行風(fēng)情況。全球地面行星風(fēng)系主要包括三個(gè)盛行風(fēng)帶：（1）信風(fēng)帶：由于南北緯30°～35°附近副熱帶高壓和赤道低壓之間存在氣壓梯度，從副熱帶高壓系統(tǒng)輻散的一部分氣流便流向赤道，因?yàn)槭艿剞D(zhuǎn)偏向力的作用，在北半球形成東北風(fēng)，南半球形成東南風(fēng)。其位置、范圍和強(qiáng)度隨副熱帶高壓帶作比較有規(guī)律的季節(jié)性變化，因此可以預(yù)測。把這種可以預(yù)期在一定季節(jié)海上盛行的風(fēng)系，稱作信風(fēng)，由于其與海上貿(mào)易關(guān)系密切，因此也稱貿(mào)易風(fēng)。（2）西風(fēng)帶：南北緯35°～60°之間，因副熱帶高壓與副極地低壓之間存在氣壓梯度，從副熱帶高壓輻散的氣流，一部分流向高緯度，因受地轉(zhuǎn)偏向力的作用，變成偏西方向的風(fēng)即西風(fēng)。（3）極地東風(fēng)帶：自極地高壓帶向外輻散的氣流，因地轉(zhuǎn)偏向力的作用變成偏東風(fēng)，稱之為極地東風(fēng)帶。第四十八頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四3·經(jīng)向三圈環(huán)流

假設(shè)地球不自轉(zhuǎn)，且表面均勻，由于赤道和兩極受熱不均，赤道上空的空氣流向極地，而低層氣流自極地流向赤道，這樣在赤道和極地之間會(huì)形成一個(gè)南北閉合的環(huán)流。但實(shí)際上由于地球在不停自轉(zhuǎn)，空氣一旦開始運(yùn)動(dòng)，地轉(zhuǎn)偏向力便隨之發(fā)生作用。在地轉(zhuǎn)偏向力的作用下，南北半球分別形成三圈環(huán)流（分別是：信風(fēng)環(huán)流圈、中緯度環(huán)流圈、極地環(huán)流圈，原理同前述的行星風(fēng)系形成的原理相似）

第四十九頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四4·高空西風(fēng)帶的波動(dòng)和急流

高空風(fēng)不受地面或水面摩擦力的影響，此時(shí)地轉(zhuǎn)偏向力使得氣流與等壓線平行，因此在對(duì)流層上層，高空西風(fēng)帶環(huán)繞極地并形成巨大漩渦。氣壓向極地地區(qū)迅速下降，形成極地低壓。高空西風(fēng)帶的波動(dòng)形成大氣長波，波長一般達(dá)3000～8000km。這種大氣長波也稱羅斯貝波（羅斯貝是瑞典氣象學(xué)家）。與羅斯貝波有聯(lián)系的一個(gè)最大風(fēng)速區(qū)，稱為急流。第五十頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（二）季風(fēng)環(huán)流定義：大陸和海洋間的廣大地區(qū)，以一年為周期、隨著季節(jié)變化而方向相反的風(fēng)系，稱為季風(fēng)。季風(fēng)是海陸間季風(fēng)環(huán)流的簡稱，它是由大尺度的海洋和陸地間熱力差異形成的大范圍熱力環(huán)流。夏季由海洋吹向大陸的風(fēng)為夏季風(fēng)；冬季由大陸吹向海洋的風(fēng)為冬季風(fēng)。一般夏季風(fēng)由暖濕熱帶海洋氣團(tuán)或赤道海洋氣團(tuán)構(gòu)成；冬季風(fēng)則由干冷的極地大陸氣團(tuán)構(gòu)成。分布：主要季風(fēng)區(qū)位于350N～250N，300W～1700E之間，而南亞和中國東南部季風(fēng)特別發(fā)達(dá)。南亞和東亞是世界最著名的季風(fēng)區(qū)，其環(huán)流特征主要表現(xiàn)為冬季盛行東北季風(fēng)，夏季盛行西南季風(fēng)。海洋的熱容量比陸地大得多，冬季，陸地比海洋冷，大陸氣壓高于海洋，氣壓梯度力自大陸指向海洋，風(fēng)從大陸吹向海洋；夏季則相反，陸地很快變暖，海洋相對(duì)較冷，氣壓陸地低于海洋，氣壓梯度力由海洋指向大陸，風(fēng)從海洋吹向大陸第五十一頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（三）局地環(huán)流

行星風(fēng)系與季風(fēng)都是大范圍氣壓場控制下的大氣環(huán)流。由局部環(huán)境如地形起伏、地表受熱不均等引起的小范圍氣流，稱為局地環(huán)流。包括海陸風(fēng)，山谷風(fēng)，焚風(fēng)等地方性風(fēng)。第五十二頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四1·海陸風(fēng)在濱海地區(qū)，白天風(fēng)從海上吹向陸地；晚間風(fēng)從陸地吹向海洋，這就是海陸風(fēng)環(huán)流。第五十三頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2·山谷風(fēng)當(dāng)大范圍水平氣壓場較弱時(shí)，山區(qū)白天地面風(fēng)從谷地吹向山坡；晚間地面風(fēng)從山坡吹向谷地，這就是山谷風(fēng)環(huán)流。形成機(jī)制：白天，山坡空氣比同高度的自由大氣增熱強(qiáng)烈，暖空氣沿坡上升，成為谷風(fēng)；夜間山坡輻射冷卻，迅速降溫，而谷地中同高度空氣冷卻較慢，因而形成與白天相反的熱力環(huán)流，下層風(fēng)由山坡吹向山谷，稱為山風(fēng)。第五十四頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四3·焚風(fēng)

氣流受山地阻擋被迫抬升，迎風(fēng)坡空氣上升冷卻，起初按干絕熱遞減率降溫（10C/100m），當(dāng)空氣達(dá)到飽和狀態(tài)時(shí)，水汽凝結(jié)，氣溫按濕絕熱遞減率降低（0.5～0.60C/100m），大部分水汽在迎風(fēng)坡降落。氣流越過山后順坡下沉，基本按干絕熱遞減率增溫，以致背風(fēng)坡氣溫比同高度迎風(fēng)坡氣溫高，從而形成相對(duì)干熱的風(fēng)，稱為焚風(fēng)。第五十五頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四大氣運(yùn)動(dòng)（8分鐘）第五十六頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四三、主要天氣系統(tǒng)大氣中引起天氣變化的各種尺度的運(yùn)動(dòng)系統(tǒng)，稱天氣系統(tǒng)。一般多指溫壓場和風(fēng)場中的大氣長波、氣旋、反氣旋、鋒面、臺(tái)風(fēng)、龍卷風(fēng)等。根據(jù)水平尺度和生命史，天氣系統(tǒng)可分為：第五十七頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（一）氣團(tuán)和鋒

1·氣團(tuán)定義：氣團(tuán)指在廣大區(qū)域內(nèi)水平方向上溫度、濕度、鉛直穩(wěn)定度等物理屬性較均勻的大塊空氣團(tuán)。其水平范圍由數(shù)千米到數(shù)千千米，垂直范圍由數(shù)千米到十余千米甚至伸展到對(duì)流層頂。氣團(tuán)按其熱力性質(zhì)可分為冷氣團(tuán)和暖氣團(tuán)。冷、暖氣團(tuán)是根據(jù)氣團(tuán)溫度與所經(jīng)下墊面的溫度對(duì)比來定義的。氣團(tuán)向比它暖的下墊面移動(dòng)，稱為冷氣團(tuán)；向比它冷的下墊面移動(dòng)，稱為暖氣團(tuán)。按氣團(tuán)的源地的地理位置和下墊面性質(zhì)可分為7種：第五十八頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四第五十九頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2·鋒及其分類溫度或密度差異很大的兩個(gè)氣團(tuán)相遇形成的狹窄過渡區(qū)域，稱為鋒。第六十頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四由于鋒附近的輻合氣流及冷暖空氣的相對(duì)運(yùn)動(dòng)，使鋒面上的暖空氣不斷上升，所以鋒面上多云雨天氣。第六十一頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四根據(jù)鋒移動(dòng)過程中冷暖氣團(tuán)的替代情況，鋒可分為冷鋒、暖鋒、準(zhǔn)靜止鋒、囚錮鋒四種類型。冷鋒是指冷氣團(tuán)主動(dòng)向暖氣團(tuán)移動(dòng)的鋒；暖鋒則是暖氣團(tuán)主動(dòng)向冷氣團(tuán)移動(dòng)的鋒；準(zhǔn)靜止鋒是指很少移動(dòng)或移動(dòng)速度非常緩慢的鋒；囚錮鋒是指鋒面相遇、合并后的鋒。

第六十二頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（二）氣旋和反氣旋

1·氣旋氣旋是由鋒面上或不同密度空氣分界面上發(fā)生波動(dòng)形成的，占有三度空間、中心氣壓比四周低的水平空氣渦旋。北半球氣旋空氣按反時(shí)針方向自外圍向中心運(yùn)動(dòng)。

2·反氣旋反氣旋是占有三度空間的，中心氣壓比四周高的大型空氣渦旋。氣旋風(fēng)暴（53分鐘）第六十三頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四第四節(jié)氣候的形成一、氣候和天氣系統(tǒng)（一）氣候的概念1·定義：氣候是指某一地區(qū)多年間大氣的一般狀態(tài)及其變化特征。它既反映平均情況，也反映極端情況，是各種天氣現(xiàn)象的多年綜合。氣候和天氣是兩個(gè)不同的概念。從時(shí)間尺度上看，氣候是時(shí)間尺度很長的天氣過程，天氣則是瞬時(shí)或短時(shí)間內(nèi)的大氣狀態(tài)。2·

當(dāng)代氣候：對(duì)于當(dāng)前氣候，規(guī)定用剛剛過去的三個(gè)十年，共三十年的平均值作為準(zhǔn)平均，每過十年更新一次。第六十四頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（二）氣候系統(tǒng)

一般說來，完整的氣候系統(tǒng)由五個(gè)部分組成。1·大氣圈：是氣候系統(tǒng)的主體，也是氣候系統(tǒng)最易變化和最敏感的部分。2·海洋：海洋約占地球表面積的70.8％，僅100m深的表層海水就占整個(gè)氣候系統(tǒng)總熱量的95.6％。因此，可以認(rèn)為海洋是氣候系統(tǒng)的熱量儲(chǔ)存庫。3·冰雪圈：包括全球的冰層和積雪。冰原體積和范圍的變化是氣候變化的指示器，對(duì)氣候長期變化產(chǎn)生反饋，在地球熱平衡中起著重要的作用。4·陸面（巖石圈）：指山脈、地表巖石、沉積物、土壤等。陸地位置、高度和地形發(fā)生變化的時(shí)間尺度，在氣候系統(tǒng)中是最長的，在季節(jié)、年際以至十年尺度的氣候變化中可以忽略。但是土壤作為大氣顆粒的主要來源之一，在氣候變化中有重要作用。5·生物圈：是地球生命物質(zhì)構(gòu)成的圈層。包括陸地和海洋中的植物，空氣、海洋和陸地生活的動(dòng)物，以及人類本身。生物圈的各部分變化特征時(shí)間顯著不同，總的來說比較緩慢。

第六十五頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四二、氣候的形成氣候的形成受很多因素的影響，其中主要包括輻射因子、環(huán)流因子、地理因子：（一）輻射因子

太陽輻射是氣候系統(tǒng)的能源，又是一切大氣物理過程和現(xiàn)象形成的基本動(dòng)力，在氣候形成中起著主導(dǎo)作用。不同地區(qū)的氣候差異及氣候季節(jié)交替，主要是由太陽輻射能在地球表面分布不均勻及其變化引起的。而太陽輻射的時(shí)空分布受緯度制約，故氣候形成的輻射因子是一種緯度因素。第六十六頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四1·地球的有效溫度大氣上界吸收太陽輻射與行星地球長波輻射處于平衡時(shí)所具有的溫度，稱為地球的有效溫度，也稱輻射平衡溫度。地球大氣的優(yōu)越條件，是由一系列控制氣候系統(tǒng)的外參數(shù)恰當(dāng)組合決定的。首先是太陽輻射強(qiáng)度和日地距離這兩個(gè)參數(shù)，決定了太陽常數(shù)的大小，加上地球表面反射率，就決定了地球上具有較為適宜的有效溫度。地球的有效溫度用下式估算：式中，S0為入射太陽輻射，R為地球半徑，as為地球的行星反射率，Te為行星地球的有效溫度，σ為Stefen－Boltzman常數(shù)。地球的有效溫度決定了地球上的水氣具有發(fā)生相變的溫度條件，因此地球有效溫度是形成現(xiàn)階段氣候的基礎(chǔ)。同時(shí)，地球的有效溫度也決定了生命賴以存在的液態(tài)水。第六十七頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四

2·地球上的天文氣候地球表面因輻射平衡溫度隨緯度和季節(jié)的分布形成的簡單氣候模式，稱為天文氣候。天文氣候能夠反映地球氣候的基本輪廓。研究天文氣候既可以使問題簡化，又能突出太陽輻射對(duì)氣候形成的實(shí)質(zhì)性作用。

氣候帶形成的主要原因：太陽天文輻射量的大小取決與日地距離、太陽高度和日照時(shí)間。在這些因子的作用下，同一緯度的天文輻射，日總量、季總量、年總量都相同。即太陽輻射總量具有與緯線圈平行呈帶狀分布的特點(diǎn)，這是形成氣候帶的主要原因。第六十八頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四根據(jù)太陽天文輻射空間分布，通?？砂训厍蛏蟿澐譃?個(gè)緯度氣候帶即赤道帶、熱帶、副熱帶、溫帶、副寒帶、寒帶和極地帶。

第六十九頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（二）氣候形成的環(huán)流因子地表太陽輻射能量不均引起的大氣環(huán)流是熱量和水分的轉(zhuǎn)移者，也是形成氣團(tuán)的基本原因。它促使不同性質(zhì)氣團(tuán)發(fā)生移動(dòng)，而氣團(tuán)的水平交換是不同地區(qū)氣候形成及其變化的重要方式。因此，在不同緯度的環(huán)流形勢下形成的氣候類型也不同。

1·大氣環(huán)流與熱量輸送和水分循環(huán)

350S～350N之間輻射熱量收入大于支出，說明熱帶和副熱帶有熱量盈余。高緯度地區(qū)有熱量虧損。但熱帶并未持續(xù)增溫，極地也沒有持續(xù)降溫，表明必然存在熱量有低緯向高緯的輸送。第七十頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四根據(jù)上表可以看出，大氣環(huán)流在緩和赤道與極地溫差上起著巨大作用。

大氣環(huán)流還調(diào)節(jié)海陸間的熱量。冬半年大陸是冷源，海洋是熱源，在盛行海洋氣團(tuán)的沿海地區(qū)，熱量由海洋輸送到大陸，故迎風(fēng)海岸氣溫比同緯度內(nèi)陸高；而在大陸冷風(fēng)影響下，近陸海面氣溫比同緯度海洋表面氣溫低。夏半年大陸是熱源，海洋是冷源，熱量由大陸輸送到海洋，但輸送的熱量遠(yuǎn)比冬季海洋向大陸的小。這種海陸熱量交換是造成同緯度大陸東岸和大陸內(nèi)部氣溫顯著差異的重要原因。第七十一頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四

在副熱帶，蒸發(fā)量大于降水量，在赤道和中高緯度，降水量大于蒸發(fā)量，因此要達(dá)到水分平衡必須經(jīng)過大氣運(yùn)動(dòng)，這樣才能把水汽從盈余地區(qū)輸送到虧損地區(qū)。

大氣環(huán)流具有明顯的非周期性變化。緯圈環(huán)流減弱時(shí)，南北水平溫度梯度加大，冷暖氣團(tuán)活躍，有利于鋒面、氣旋產(chǎn)生，多雨天氣相應(yīng)增多，某些地區(qū)將出現(xiàn)氣候異?，F(xiàn)象；反之，緯圈環(huán)流加強(qiáng)時(shí)，南北水平溫度梯度減小，冷暖氣團(tuán)不活躍，某些地方往往受單一氣團(tuán)控制，不利于鋒面、氣旋的形成與發(fā)展，降水天氣顯著減少，因而出現(xiàn)特別熱和干的氣候異?，F(xiàn)象。第七十二頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2·大氣環(huán)流和海溫異常

海溫變化存在明顯的年季振蕩，最著名的事例，就是厄而尼諾現(xiàn)象。指赤道東太平洋海面水溫異常增暖現(xiàn)象。

第七十三頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四厄爾尼諾現(xiàn)象發(fā)生時(shí)，由于海溫的異常增高，導(dǎo)致海洋上空大氣層氣溫升高，破壞了大氣環(huán)流原來正常的熱量、水汽等分布的動(dòng)態(tài)平衡。這一海氣變化往往伴隨著出現(xiàn)全球范圍的災(zāi)害性天氣：該冷不冷、該熱不熱，該天晴的地方洪澇成災(zāi)，該下雨的地方卻烈日炎炎焦土遍地。一般來說，當(dāng)厄爾尼諾現(xiàn)象出現(xiàn)時(shí)，赤道太平洋中東部地區(qū)降雨量會(huì)大大增加，造成洪澇災(zāi)害，而澳大利亞和印度尼西亞等太平洋西部地區(qū)則干旱無雨。0001.優(yōu)酷-厄爾尼諾侵襲全球經(jīng)濟(jì)損失過千-1.flv(7分鐘)0002.優(yōu)酷-厄爾尼諾侵襲全球經(jīng)濟(jì)損失過千-2.flv(4分鐘)第七十四頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（三）氣候形成的地理因子

地理因子通過對(duì)輻射因子和環(huán)流因子的影響作用于氣候。任何氣候都與一定的地區(qū)相聯(lián)系，即氣候是結(jié)合所在的地理環(huán)境出現(xiàn)的。地理環(huán)境使得地球氣候具有緯度地帶性，又具有非地帶性特征。因此，分析氣候成因必須考慮地理環(huán)境。

1·海陸分布對(duì)氣候的影響海陸不同物理性質(zhì)導(dǎo)致同緯度、同季節(jié)海洋和大陸的增溫和冷卻顯著不同。海上和陸上氣溫也有明顯差異，不僅破壞溫度的緯度地帶性分布，而且還影響到氣壓分布、大氣運(yùn)動(dòng)方向即水平分布，使同一緯度帶出現(xiàn)海洋性氣候和大陸性氣候的差異。大陸性氣候與海洋性氣候的特征可概括為：第七十五頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2·洋流對(duì)氣候的影響

洋流是大洋中任一持續(xù)不斷并主要呈水平流動(dòng)的海水。洋流可以從低緯度向高緯度傳輸熱量，又能從高緯地區(qū)向低緯輸送海冰和冷水。據(jù)衛(wèi)星觀測，在200N洋流輸送的熱量占地－氣系統(tǒng)總熱量傳輸?shù)?4％，而在30～350N洋流傳輸?shù)臒崃渴强倐鬏敓崃康?7％，因此，洋流對(duì)氣候的形成具有重要作用。3·地形對(duì)氣候的影響海拔高度、地表形態(tài)、方位（坡向和坡角）等影響水熱條件的再分配，從而對(duì)氣候產(chǎn)生影響。第七十六頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四三、氣候帶和氣候型

（一）低緯度氣候

低緯度的氣候主要受赤道氣團(tuán)和熱帶氣團(tuán)所控制。全年地-氣系統(tǒng)的輻射差額是入超的，因此氣溫全年皆高（最冷月平均氣溫在15℃—18℃以上）。

影響低緯度氣候的主要環(huán)流系統(tǒng)有：赤道氣流輻合帶（是介于南北半球兩個(gè)副熱帶高壓帶之間的氣流輻合帶）、沃克環(huán)流、信風(fēng)、赤道西風(fēng)、熱帶氣旋和副熱帶高壓，有的年份會(huì)出現(xiàn)厄爾尼諾現(xiàn)象。由于上述環(huán)流系統(tǒng)的季節(jié)移動(dòng)，導(dǎo)致降水量的季節(jié)變化，在厄爾尼諾現(xiàn)象出現(xiàn)時(shí)，引起降水分布的明顯異常，全年可能蒸散量在1300mm以上。第七十七頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四

“沃克環(huán)流”由英國氣象學(xué)家沃克在20世紀(jì)20年代首先發(fā)現(xiàn)，是熱帶太平洋上空大氣循環(huán)的主要?jiǎng)恿χ弧Ｋ侵冈谡Ｇ闆r下較干燥的空氣在東太平洋較冷的洋面上下沉，然后沿赤道向西運(yùn)動(dòng)，成為赤道信風(fēng)的一部分，當(dāng)信風(fēng)到達(dá)西太平洋時(shí)，受到較暖洋面的影響而上升再向東運(yùn)行，如此形成了一個(gè)封閉的環(huán)流。

第七十八頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四

低緯度氣候帶可分為5個(gè)氣候型：

1·赤道多雨氣候2·熱帶海洋性氣候3·熱帶干濕季氣候4·熱帶季風(fēng)氣候5·熱帶干旱與半干旱氣候

第七十九頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四1·赤道多雨氣候

位于赤道及其兩側(cè)，大約向南、向北伸展到5°—10°左右。各地寬窄不一，主要分布在非洲扎伊爾河流域、南美亞馬遜河流域和亞洲與大洋洲間的從蘇門答臘島到伊里安島一帶。典型臺(tái)站：秘魯?shù)囊粱兴?。這里全年正午太陽高度角都很大，因此長夏無冬，各月平均氣溫在25℃—28℃，年平均氣溫在26℃左右。最高氣溫很少超過38℃，最低氣溫也極少在18℃以下；氣溫年較差一般小于3℃，日較差可達(dá)6℃—12℃，全年多雨，無干季，年水量在2000mm以上，最少月在60mm以上。全年皆在赤道氣團(tuán)控制下，風(fēng)力微弱，以輻合上升氣流為主，多雷陣雨，天氣變化單調(diào)，降水量的年際變化很大。這與赤道輻合帶位置的變動(dòng)有關(guān)，例如新加坡平均年降水量為2282mm，最濕年（4031mm）相當(dāng)于最干年（831mm）的近5倍。由于全年高溫多雨，各月平均降水量皆大于可能蒸散量，土壤儲(chǔ)水量皆達(dá)最大值（300mm），適于赤道雨林生長。第八十頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四2·熱帶海洋性氣候

出現(xiàn)在南北緯10°—25°信風(fēng)帶大陸東岸及熱帶海洋中的若干島嶼上。如中美洲加勒比海沿岸及諸島、南美洲巴西高原東側(cè)沿海、非洲馬達(dá)加斯加島的東岸、太平洋夏威夷群島等。全年盛行熱帶海洋氣團(tuán)，氣候具有海洋性，最熱月平均氣溫在28℃上下，最冷月平均氣溫在18℃—25℃間，無明顯干季，除對(duì)流雨、熱帶氣旋雨外，沿海迎風(fēng)坡還多地形雨。3·熱帶草原氣候又稱熱帶干濕季氣候、薩瓦納氣候、熱帶稀樹草原氣候、熱帶疏林草原氣候。出現(xiàn)在緯度5°—15°左右，也有伸達(dá)25°左右的。主要分布在上述緯度的中美、南美和非洲。4·熱帶季風(fēng)氣候

出現(xiàn)在緯度10°到回歸線附近的亞洲大陸東南部。如我國臺(tái)灣南部、雷州半島和海南島；中南半島；印度半島大部；菲律賓；澳大利亞北部沿海等地。

5·熱帶干旱與半干旱氣候

出現(xiàn)在副熱帶及信風(fēng)帶的大陸中心和大陸西岸。在南、北半球各約以回歸線為中心向南北伸展，平均位置約在緯度15°—25°間。第八十一頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四（二）中緯度氣候

中緯度氣候帶可分為8個(gè)氣候型：1·亞熱帶干旱與半干旱氣候

2·亞熱帶季風(fēng)氣候

3·亞熱帶濕潤氣候

4·亞熱帶夏干氣候（地中海氣候）

5·溫帶海洋性氣候6·溫帶季風(fēng)氣候7·溫帶大陸性氣候8·溫帶干旱半干旱氣候

第八十二頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四1·亞熱帶干旱與半干旱氣候

位于熱帶，在熱帶干旱氣候向高緯度的一側(cè)，約在南北緯25°—35°的大陸西岸和內(nèi)陸地區(qū)。它也是在副熱帶高壓下沉氣流和信風(fēng)帶背岸風(fēng)的作用下形成的。根據(jù)干旱程度可分為亞熱帶干旱氣候和亞熱帶半干旱氣候兩種亞型。2·亞熱帶季風(fēng)氣候

位于亞熱帶亞歐大陸東岸，約以30°N為中心，向南北各伸展5°左右。它是熱帶海洋氣團(tuán)與極地大陸氣團(tuán)交綏角逐的地帶，夏秋間又受熱帶氣旋活動(dòng)的影響。3·亞熱帶濕潤氣候

位于南北美洲、非洲和澳大利亞大陸亞熱帶東岸。由于所處大陸面積小，未形成季風(fēng)氣候，這里冬夏溫差比季風(fēng)區(qū)小，一年中降水分配比季風(fēng)區(qū)均勻。4·亞熱帶夏干氣候（地中海氣候）

位于亞熱帶大陸西岸，緯度30°—40°之間的地帶，包括地中海沿岸、美國加利福尼亞州沿岸、南非和澳大利亞南端。這里受副熱帶高壓季節(jié)移動(dòng)的影響，在夏季正位于副高中心范圍之內(nèi)或在其東緣，氣流是下沉的，因此干燥少雨，日照強(qiáng)烈。冬季副高移向較低緯度，這里鋒面氣旋活動(dòng)頻繁，帶來大量降水。全年降水量在300—1000mm左右。冬季氣溫比較暖和，最冷月平均氣溫在4—10℃左右。第八十三頁，共九十三頁，編輯于2023年，星期四5·溫帶海洋性氣候

分布在溫帶大陸西岸，緯度約在40°—60°，包括歐洲西部，阿拉斯加南部、加拿大的哥倫比亞、美國華盛頓和俄勒岡兩州、南美洲40°—60°S西岸、澳大利亞的東南角，包括塔斯馬尼亞島和新西蘭等地。這些地區(qū)終年盛行西風(fēng)，受溫帶海洋氣團(tuán)控制，沿岸有暖洋流經(jīng)過。冬暖夏涼，最冷月氣溫在0℃以上。6·溫帶季風(fēng)氣候