氣象原理與氣候?qū)W講義第一章緒論第一節(jié)氣象學(xué)與氣候?qū)W的概念一、氣象學(xué)的概念及研究領(lǐng)域1、概念：氣象學(xué)就是研究大氣中所發(fā)生的各種物理現(xiàn)象和物理過程的形成原因，時(shí)空分布和變化規(guī)律的學(xué)科。2、研究領(lǐng)域按傳統(tǒng)，氣象學(xué)可分為：物理氣象學(xué)，天氣學(xué)，動(dòng)力氣象學(xué)。從應(yīng)用觀點(diǎn)出發(fā)，氣象學(xué)可分為農(nóng)業(yè)氣象學(xué)、水文氣象學(xué)、污染氣象學(xué)、航空氣象學(xué)、航海氣象學(xué)、軍事氣象學(xué)、醫(yī)療氣象學(xué)等。二、氣候?qū)W的概念及研究領(lǐng)域1、概念：氣候?qū)W是研究氣候的特征、分布、變化、形成及其與人類活動(dòng)相互關(guān)系的學(xué)科。（1）天氣是某一瞬間大氣的狀態(tài)和大氣現(xiàn)象的綜合。（2）氣候是在太陽輻射，下墊面和大氣環(huán)流的影響下形成的天氣的多年綜合狀況。（3）兩者的關(guān)系：天氣是氣候的基礎(chǔ)，氣候是天氣的綜合表現(xiàn)。天氣是大氣物理過程的短時(shí)或瞬時(shí)狀態(tài)，而氣候則是長(zhǎng)時(shí)段的氣象要素的周期表現(xiàn)。與天氣相比，氣候具有穩(wěn)定性和地區(qū)性。2、研究領(lǐng)域：按研究所用的原理和方法可分為天氣氣候?qū)W、物理動(dòng)力氣候?qū)W和自然氣候?qū)W等。按研究的尺度可分為大氣候?qū)W、中氣候?qū)W和小或微氣候?qū)W。按研究時(shí)段和所用資料可分為古氣候?qū)W或地質(zhì)時(shí)期氣候?qū)W，歷史時(shí)期氣候?qū)W和近代氣候?qū)W等。從應(yīng)用觀點(diǎn)出發(fā)，氣候?qū)W可分為建筑氣候?qū)W、農(nóng)業(yè)氣候?qū)W、航空氣候?qū)W、航海氣候?qū)W、醫(yī)療氣候?qū)W等。第二節(jié)氣象學(xué)與氣候?qū)W在國(guó)民經(jīng)濟(jì)中的意義及發(fā)展氣象氣候情報(bào)服務(wù)天氣、氣候預(yù)報(bào)服務(wù)天氣預(yù)報(bào)服務(wù)氣候預(yù)報(bào)服務(wù)展望性氣候影響評(píng)價(jià)氣候資源的開發(fā)利用人工影響天氣和改善氣候環(huán)境第三節(jié)大氣的基本情況一、大氣的組成和大氣污染（一）大氣的組成1、干潔空氣：氮?dú)猓捍髿庵泻孔疃嗟臍怏w，是地球上生命體的基本成分，以蛋白質(zhì)的形式存在于有機(jī)體中。氧氣：干空氣中次多的氣體，是維持人類及動(dòng)植物生命極為重要的氣體，在各種化學(xué)變化中起重要作用。臭氧：能強(qiáng)烈吸收紫外線，對(duì)地球上的有機(jī)體生存其保護(hù)作用。二氧化碳：是光合作用制造有機(jī)物質(zhì)不可缺少的原料，它能強(qiáng)烈吸收和放射長(zhǎng)波輻射，使之不能射出大氣層以外，若含量增加，將會(huì)引起地層大氣變暖。2、水汽它是大氣中唯一可以發(fā)生相變的成分，以水汽，水滴和冰晶三種相態(tài)存在，主要集中在低層大氣，可導(dǎo)致天氣變化，如云，霧，雨，雪的形成，同時(shí)，水汽能強(qiáng)烈吸收地面長(zhǎng)波輻射，和二氧化碳一起對(duì)地面起保溫作用。3、固體雜質(zhì)懸浮在大氣中的固態(tài)或液態(tài)的粒子，它可充當(dāng)水汽凝結(jié)核，還可吸收一部分太陽輻射和阻擋地面放熱，對(duì)地年和空氣溫度也有一定的影響。（二）大氣污染概念由于自然過程和人類活動(dòng)的結(jié)果，直接或間接地把大氣正常成分之外的一些物質(zhì)和能量輸入大氣中，其數(shù)量和強(qiáng)度超出大氣的凈化能力，以至造成傷害生物、影響人類健康的現(xiàn)象。種類第一類是固體或液體的微粒，通稱為氣溶膠粒子，如煙塵、粉塵，含酸霧滴等。直徑在10um以上的粉塵稱落塵，直徑在10um以下的稱為飄塵。第二類是氣態(tài)化合物，通稱為化學(xué)污染物。如能引起氧化危害的臭氧、過氧乙酰硝酸脂類、二氧化氮、氯等；能引起還原危害的二氧化硫、硫化氫、一氧化碳等；能引起堿性危害的氨以及能引起酸性危害的二氧化硫等物質(zhì)。形成環(huán)節(jié)空氣污染物由污染源排出，經(jīng)過大氣的運(yùn)送擴(kuò)散，到達(dá)污染對(duì)象。二、大氣的垂直結(jié)構(gòu)(一)根據(jù)不同高度氣層的特點(diǎn)，可從地面到大氣上界將大氣層分為五層對(duì)流層：地表到高空12km左右特點(diǎn)：溫度隨高度升高而升降低，平均每升高100米，氣溫約下降0.65℃有強(qiáng)烈的垂直運(yùn)動(dòng)和不規(guī)則的亂流運(yùn)動(dòng)氣象要素水平分布不均勻平流層：從對(duì)流層頂?shù)?5km高度特點(diǎn)：溫度隨高度的升高而升高氣流較平穩(wěn)，平流運(yùn)動(dòng)較強(qiáng)，水汽灰塵較少天空晴朗，透明度高，適合飛機(jī)的飛行中間層：從平流層向上至85km高度特點(diǎn)：溫度隨高度的升高而下降垂直運(yùn)動(dòng)較強(qiáng)暖層：又稱熱層或電離層。從中間層至800km高度特點(diǎn)：溫度隨高度的升高而升高是無線電波發(fā)射的主要層次散逸層：又稱外層。暖層以上的大氣層，大氣圈與星際的過渡帶。(二)根據(jù)空氣質(zhì)點(diǎn)所受摩擦力的大小分兩層摩擦層：在1-2km高度以下的氣層自由大氣：在1-2km高度以上的氣層三、主要?dú)庀笠兀河脕肀硎敬髿庵械奈锢磉^程，物理現(xiàn)象及大氣狀態(tài)的各種物理量統(tǒng)稱為氣象要素。主要有氣壓，溫度，濕度，降水量，蒸發(fā)，風(fēng)，云，能見度，日照，輻射，以及各種天氣現(xiàn)象。（分別闡述）第二章輻射第一節(jié)日地關(guān)系及季節(jié)形成一、日地關(guān)系地球是一橢圓體，其赤道半徑是6378.1km，它在太空中不停地繞太陽公轉(zhuǎn)，同時(shí)又繞地軸自西向東進(jìn)行自轉(zhuǎn)，公轉(zhuǎn)的軌道為一近圓形的橢圓，太陽位于橢圓的一個(gè)焦點(diǎn)上，在一年中地球距太陽最近的時(shí)間約在每年的1月3日，即近日點(diǎn)，最遠(yuǎn)的時(shí)間約在7月4日，即遠(yuǎn)日點(diǎn)。若在北極星方向來看，地球的公轉(zhuǎn)和自轉(zhuǎn)方向均是逆時(shí)針的。地球繞太陽公轉(zhuǎn)有兩個(gè)重要的特點(diǎn)：一是地軸與地球公轉(zhuǎn)軌道始終保持66度33分的交角二是地軸在宇宙空間的傾斜方向始終保持不變由于地球的公轉(zhuǎn)，有時(shí)北半球傾向太陽，有時(shí)南半球傾向太陽，引起太陽直射地球的位置不斷改變，導(dǎo)致地面獲得太陽的能量發(fā)生周期性的變化，于是便產(chǎn)生了地球上季節(jié)更替的現(xiàn)象，地球各地的太陽輻射狀況受太陽在天空中的位置的影響，太陽在天空中的位置可用太陽高度角和太陽方位角來表示二、太陽高度角和方位角(一)太陽高度角1、概念：太陽平行光線與水平面的交角稱為太陽高度角，簡(jiǎn)稱太陽高度2、求算式：正午時(shí)刻的簡(jiǎn)化公式為：h=90–?+δ大慶的地理緯度是45度46分到46度55分，經(jīng)度為124度19分到125度12分。(二)太陽方位角1、概念：太陽光線在水平面上的投影與當(dāng)?shù)刈游缇€間的夾角。子午線：為測(cè)量地球而假設(shè)的南北方向的線，即通過地面某點(diǎn)的經(jīng)線，也叫子午圈。三、晝夜形成和日照長(zhǎng)短的變化(一)在地球自轉(zhuǎn)過程中，總是有半個(gè)球面朝向太陽，另半個(gè)球面背向太陽。朝向太陽的半球稱晝半球，背向太陽的半球稱夜半球，晝半球和夜半球的分界線，叫晨昏線。晨昏線與緯圈交割把緯圈分成兩段圓弧，處于晝半球的弧段兒晝弧，處于夜半球的弧段稱夜弧。當(dāng)?shù)厍蜃晕飨驏|自轉(zhuǎn)時(shí)，晝半球的東側(cè)逐漸進(jìn)入黑夜，夜半球的東側(cè)逐漸進(jìn)入白天，由此形成了地球上的晝夜交替的現(xiàn)象。(二)幾個(gè)概念1、可照時(shí)數(shù)：在天文學(xué)上，某地的晝長(zhǎng)是指從日出到日沒太陽可能照射的時(shí)間間隔。2、實(shí)照時(shí)數(shù)：將一日中太陽直接照射地面的實(shí)際時(shí)數(shù)稱為實(shí)照時(shí)數(shù)。通常短于可照時(shí)數(shù)。曙暮光：在日出前與日沒后的一段時(shí)間內(nèi)，雖然太陽直射光不能直接投射到地面上，但地面仍能得到高空大氣的散射光，使晝夜的更替不是突然的，天文學(xué)上稱為晨光和昏影，總稱為晨昏影，一般習(xí)慣上則稱之為曙光和暮光。光照時(shí)間：把包括曙暮光在內(nèi)的日長(zhǎng)時(shí)間稱為光照時(shí)間。四、季節(jié)的形成及二十四節(jié)氣季節(jié)的形成：主要是由于太陽輻射隨時(shí)間變化的結(jié)果，一年內(nèi)地球每日在公轉(zhuǎn)軌道上的位置不同，一地不同時(shí)期獲得太陽輻射能量不同，溫度不同，地球公轉(zhuǎn)一周，恰好是寒來暑往的一年四季。在氣侯資料統(tǒng)計(jì)中，把陽歷的3、4、5月劃分為春季；6、7、8月劃分為夏季；9、10、11月劃分為秋季；12、1、2月劃分為冬季。二十四節(jié)氣：春雨驚春清谷天，夏滿芒夏暑相連，秋處露秋寒霜降，冬雪雪冬小大寒。每月兩節(jié)日期定，前后相差一兩天，上半年在六廿一，下半年在八二三。第二節(jié)輻射的基本知識(shí)一、輻射與輻射能概念：自然界中的一切物體，只要其溫度在絕對(duì)零度以上，都時(shí)刻不停地以電磁波或粒子的形式向外放射能量，這種放射能量的方式稱為輻射，通過輻射傳播的能量稱為輻射能。性質(zhì)：波動(dòng)性：輻射的波動(dòng)性可用波長(zhǎng)、頻率表示，關(guān)系式為λ·μ=C粒子性：輻射的粒子學(xué)說內(nèi)容：電磁輻射由具有一定質(zhì)量能量和動(dòng)量的微粒子組成，這些微粒稱為量子，每個(gè)量子所具有的能量與其頻率成正比，或說與波長(zhǎng)成反比。關(guān)系式為E=h·μ或E=C/λ二、表征輻射特性的物理量輻射通量：?jiǎn)挝粫r(shí)間內(nèi)通過或到達(dá)任一面積的輻射能。輻射通量密度：?jiǎn)挝粫r(shí)間內(nèi)通過或到達(dá)單位面積的輻射能。輻出度：放射體表面單位時(shí)間單位面積上所放出的輻射能。輻照度：?jiǎn)挝粫r(shí)間照射到單位面積物體表面的輻射能。光通量密度：?jiǎn)挝幻娣e上通過或到達(dá)的光通量。光照度：?jiǎn)挝幻娣e上接收的光通量。三、物體對(duì)輻射的吸收、反射和透射1、概念吸收率（a）：物體吸收的輻射與投射到該物體表面上的總輻射之比。反射率(r)：物體反射的輻射與投射到該物體表面上的總輻射之比。透射率(t)：透過物體的輻射與投射到該物體表面上的總輻射之比。三者關(guān)系：a+r+t=12、分類根據(jù)物體對(duì)輻射的吸收率黑體：如果某種物體在任何溫度下，對(duì)任何波長(zhǎng)的入射輻射能的吸收率都等于1，則稱之為絕對(duì)黑體，簡(jiǎn)稱黑體?；殷w：如果某種物體的吸收率為小于1的常數(shù)，并且不隨波長(zhǎng)而改變，稱之為灰體。白體：如果某種物體的反射率等于1，即吸收率等于零，則稱之為白體。四、輻射的基本定律（一）斯蒂芬——波耳茲曼定律黑體的輻射能力與其表面的絕對(duì)溫度的四次方成正比，表達(dá)式為：E=σT4（二）維恩位移定律黑體輻射能力最大值所對(duì)應(yīng)的波長(zhǎng)與其表面絕對(duì)溫度成反比，表達(dá)式為：λmax=C/T。（三）基爾霍夫定律：當(dāng)熱量平衡（即溫度不變）時(shí)，物體對(duì)于某一波長(zhǎng)的輻射能力與物體對(duì)該波長(zhǎng)吸收率之比為一恒量。該定律指出，輻射能力強(qiáng)的物體，吸收能力也強(qiáng)，反映了輻射能力和吸收率的關(guān)系。第三節(jié)太陽輻射及其穿過大氣層時(shí)的減弱一、概念：太陽時(shí)刻不停地以輻射的方式向宇宙空間放射出巨大的能量，從太陽放射出來的光，熱能量總稱為太陽輻射能，簡(jiǎn)稱太陽輻射或太陽能。二、太陽輻射光譜和太陽常數(shù)太陽輻射光譜：太陽輻射經(jīng)色散分光后按波長(zhǎng)大小排列的圖案，稱為太陽輻射光譜。太陽輻射光譜主要分為紫外區(qū)、可見光區(qū)、紅外區(qū)三部分。分別約占太陽輻射總能量的7%、50%、43%。2、太陽常數(shù)在大氣上界，當(dāng)日地間處于平均距離時(shí)，垂直于太陽光線平面上，單位面積、單位時(shí)間內(nèi)所接受的太陽輻射能，稱為太陽常數(shù)。通常用“S?！北硎?，其最佳值為1367±7W/m2。三、太陽輻射在大氣中的減弱（一）大氣吸收作用太陽輻射穿過大氣層時(shí)，大氣成分中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固體雜質(zhì)等物質(zhì)有選擇吸收一定波長(zhǎng)輻射能的特性，致使到達(dá)地面的太陽輻射能量被減弱，光譜發(fā)生改變。（二）大氣的散射概念：太陽輻射通過大氣時(shí)，遇到大氣的各種質(zhì)點(diǎn)，太陽輻射能的一部分則以電磁波的形式從這些質(zhì)點(diǎn)向四面八方傳播開，這種現(xiàn)象稱為大氣的散射。分類：根據(jù)散射質(zhì)點(diǎn)的直徑和入射輻射的波長(zhǎng)之間的大小關(guān)系分子散射：若散射質(zhì)點(diǎn)的直徑小于入射輻射的波長(zhǎng)，此時(shí)的散射有選擇性。粗粒散射：若散射質(zhì)點(diǎn)的直徑比入射輻射的波長(zhǎng)大得多，此時(shí)的散射無選擇性。3、為什么天空有時(shí)呈蔚藍(lán)色，有時(shí)呈乳白色。晴朗的天空，大氣中的水汽、塵埃等雜質(zhì)少，大氣散射以分子散射為主，分子散射能力與投射質(zhì)點(diǎn)上輻射波波長(zhǎng)的四次方成反比，即入射輻射波長(zhǎng)愈短，愈易被散射，所以晴朗的天空呈蔚藍(lán)色。當(dāng)大氣中水滴、灰塵等雜質(zhì)多時(shí)，大氣的散射以漫射為主，漫射能力與波長(zhǎng)無關(guān)，即各種波長(zhǎng)同等地被散射，故天空呈現(xiàn)乳白色。（三）大氣的反射太陽輻射進(jìn)入大氣層后，會(huì)被云層和較大顆粒的塵埃所反射，使一部分太陽輻射返回宇宙空間去，從而削弱到達(dá)地面的太陽輻射，其中以云的反射作用最顯著，云層愈厚，云量越多，反射作用愈強(qiáng)，反射對(duì)各種波長(zhǎng)無選擇性。就全球平均狀況而言，進(jìn)入大氣的太陽輻射約有31％被反射或散射返回宇宙空間，約24％被大氣直接吸收，45％到達(dá)地面。（四）太陽輻射通過大氣后減弱的一般規(guī)律1、大氣質(zhì)量通常用太陽輻射通過大氣路徑的長(zhǎng)度與大氣在垂直方向上的厚度的比值表示公式為m=csch2、大氣透明度用大氣透明系數(shù)來表示，它是以陽光透過一個(gè)大氣質(zhì)量后的輻照度與透過前的輻照度之比來表示的，即Pm=Sm/Sm-13、減弱規(guī)律（比爾定律）內(nèi)容：垂直于太陽輻射方向的太陽輻照度隨大氣透明系數(shù)增加而增大，隨穿過大氣質(zhì)量增加而變小，公式為Sm=S0Pm就全球平均而言，太陽輻射約有31％被散射，24％被吸收，45％到達(dá)一面。第四節(jié)到達(dá)地面的太陽輻射總輻射：經(jīng)過大氣削弱后，投射到地面上的太陽輻射稱為總輻射。由兩部分組成：太陽直接輻射和散射輻射一、太陽直接輻射（Sˊ）1、概念：太陽以平行光線的形式直接投射到地面的輻射，強(qiáng)弱通常以到達(dá)地平面的太陽直接輻射的輻照度來表示，公式為：S=S0Pmsinh2、影響因素：太陽高度：隨其增大而增大大氣透明度：隨大氣透明系數(shù)增大而增大海拔高度：隨其增大而增大緯度：隨其增大而減小二、散射輻射（D）（天空輻射）概念：被大氣質(zhì)點(diǎn)散射后，自天空各個(gè)方向投射到地面的輻射。2、影響因素：太陽高度：在干潔大氣中，隨其增大而增大大氣透明度：隨大氣透明系數(shù)增大而減小云的作用：云能增加散射輻射下墊面：隨下墊面反射率增大而增大海拔高度：在碧空情況下，隨其增大而減小。但在全天有云時(shí)相反三、總輻射（Q）晴天時(shí)Q=Sˊ+D陰天時(shí)Q=D四、總輻射的變化

1．日變化:夜間為零，日出后逐漸增大，午后又開始減少。

2．年變化:最大值出現(xiàn)在夏季，最小值出現(xiàn)在冬季。

五、日照與日照百分率

太陽光在一天中實(shí)際的照射時(shí)數(shù)稱日照，以小時(shí)為單位。

日照百分率=實(shí)際照射時(shí)數(shù)/可照時(shí)數(shù)×100%，大小說明一地的光能與降水充足與否。六、到達(dá)地面上的太陽輻射光譜

1．紅外線和紅光隨太陽高度角減小而增多（解釋朝霞不出門，晚霞行千里）太陽的白色光實(shí)際是紅、橙、黃、綠、藍(lán)、靛、紫等一系列有色光波組成的。早晨或傍晚，太陽光是斜射的，它通過空氣層的路程比較長(zhǎng)，受到散射減弱得很厲害。減弱得最多的是紫色光，其次是靛、藍(lán)色光等，減弱得最少的是紅色或橙色光。這些減弱后的彩色陽光，照射在天空和云層上，就形成鮮艷奪目的彩霞。

在大氣中有微小水滴及塵埃時(shí)，散射作用比單純的只有空氣分子時(shí)要更厲害些，因此，太陽在地平線時(shí)，如陽光所透過的遠(yuǎn)處低層大氣中，有小水滴（云滴）及塵埃存在，晚霞的顏色比沒有小水滴及塵埃時(shí)更加紅。

夏季早上，低空空氣穩(wěn)定，很少塵埃，如果當(dāng)時(shí)有鮮艷的紅霞，稱為早霞。這表示東方低空含有許多水滴，有云層存在，隨著太陽升高，熱力對(duì)流逐漸向平地發(fā)展，云層也會(huì)漸密，壞天氣將逐漸逼近，本地天氣將愈來愈變壞，這就是“早霞不出門”的原因；而傍晚，由于一天的陽光加熱，溫度較高，低空大氣中水分一般不會(huì)很多，但塵埃因?qū)α髯內(nèi)醵赡艽罅考械降蛯印Ｒ虼?，如果出現(xiàn)鮮艷的晚霞，說明晚霞主要是由塵埃等干粒子對(duì)陽光散射所致，說明西方的天氣比較干燥。按照氣流由西向東移動(dòng)的規(guī)律，未來本地的天氣不會(huì)轉(zhuǎn)壞，所以有“晚霞行千里”的說法。

當(dāng)然，“早霞不出門，晚霞行千里”這是一般的規(guī)律，也有例外情況。如當(dāng)太陽已落入地平線以下，地平線上霞光應(yīng)當(dāng)消失的時(shí)候，因地平線下有云層存在，地平線下的霞光受云層底部的反射，卻能呈現(xiàn)出一片胭脂紅色，空氣中雜質(zhì)愈多時(shí)，太陽的顏色愈接近于胭脂紅。這表明西方地平線下有云層存在，空氣十分潮濕渾濁，預(yù)兆天氣將變壞。因此又有“日沒胭脂紅，無雨也有風(fēng)”的說法。2．紫外線、藍(lán)紫光隨太陽高度角增大而增多（解釋天空蔚藍(lán)色原因）；可見光隨高度角增大，陰天變化比例不大，晴天增加。七、地面對(duì)太陽輻射的反射影響因素：1、土壤顏色：白色表面較黑色表面具有更強(qiáng)的反射能力，綠色植物對(duì)黃綠光反射率較大2、土壤濕度：反射率隨其增大而減小3、粗糙度：反射率隨其增大而減小4、太陽高度：反射率隨其增大而減小第五節(jié)地面和大氣的輻射一、地面輻射、大氣輻射和地面有效輻射（一）地面輻射1、概念：地面吸收太陽輻射，同時(shí)按其本身的溫度向外放射稱地面輻射。2、影響因素：地面溫度：隨其增大而增大下墊面性質(zhì)：新雪的相對(duì)輻射率最大（二）大氣輻射概念：大氣主要吸收地面輻射，同時(shí)按其本身的溫度放出輻射，稱大氣輻射。影響因素：氣溫：隨其增加而增加大氣的水汽含量和云的狀況：隨其增加而增加大氣逆輻射：大氣輻射朝向四面八方，其中一部分外逸到宇宙空間，另一部分投向地面，投向地面的這部分大氣輻射稱為大氣逆輻射。大氣的溫室效應(yīng)（花房效應(yīng)）：由于大氣對(duì)太陽短波輻射吸收很少，易于讓大量太陽輻射透過而到達(dá)地面，同時(shí)大氣又能強(qiáng)烈吸收地面長(zhǎng)波輻射，使地面輻射不易逸出大氣，大氣還以逆輻射返回地面一部分能量，從而減少地面的失熱，大氣對(duì)地面的這種保暖作用，稱為大氣的保溫效應(yīng)，習(xí)慣稱溫室效應(yīng)。大氣之窗：大氣對(duì)8—12um波段的吸收率最小，透過率最大，這一波段的地面輻射可以直射宇宙空間，故稱大氣之窗。（三）地面有效輻射（F。）概念：地面放射的輻射與地面吸收的大氣逆輻射之差。影響因素：地面溫度：隨其增大而增加大氣溫度和濕度：隨其增大而減小土壤表面性質(zhì)：平滑的比粗糙的表面小，潮濕的比干燥的表面大云和二氧化碳量：隨其增加而減少風(fēng)的作用：有微風(fēng)時(shí)，有效輻射減小海拔高度：隨其增加而增加（四）長(zhǎng)波射出輻射概念：地面長(zhǎng)波輻射被云體和大氣層吸收了絕大部分，有一小部分透過大氣層射入宇宙空間；云和大氣層也向宇宙空間放出長(zhǎng)波輻射，這兩部分進(jìn)入宇宙空間的長(zhǎng)波輻射之和，是地球—大氣系統(tǒng)進(jìn)入宇宙空間的熱輻射，稱為長(zhǎng)波射出輻射。二、地面及地—?dú)庀到y(tǒng)的輻射差額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。（一）地面凈輻射（Rg）：指地面輻射能的總收入和總支出之差值，又稱地面輻射差額或地面輻射平衡。地面輻射平衡方程：1、白天晴天時(shí)：Rg=（Sˊ+D）（1-r）-F。2、白天陰天時(shí)：Rg=D（1-r）-F。3、夜間：Rg=-F。（二）大氣的輻射差額（主要指整個(gè)大氣層的輻射差額）大氣輻射平衡方程：1、白天晴天時(shí)：Ra=qa+F。-F（其中，qa表示整個(gè)大氣層所吸收的太陽輻射，F(xiàn)。，F(xiàn)分別表示地面及大氣上界的有效輻射）。2、白天陰天或夜間時(shí)：Ra=F。-F（三）地氣系統(tǒng)的輻射差額把地面和大氣看成一個(gè)整體，其輻射能的凈收入為：R=（Sˊ+D）（1-r）+qa-F就個(gè)別地區(qū)來說，地氣系統(tǒng)的輻射差額既可為正，也可為負(fù)。但就整個(gè)地氣系統(tǒng)說，這種輻射差額的多年平均應(yīng)為零。(四)地氣系統(tǒng)輻射差額的地理分布全球地氣系統(tǒng)全年各緯圈吸收的太陽輻射，低緯度明顯多于高緯度。這是因?yàn)樘煳妮椛淞勘旧碛泻艽蟮牟顒e，另一方面是高緯度冰雪面積廣，反射率特別大，所以由熱帶到極地間太陽輻射的吸收值隨緯度的增高而遞減的梯度甚大。在赤道附近稍偏北處因云量多，減少了地面對(duì)太陽輻射的吸收率。通過到達(dá)地表的年平均總輻射分析表明，年平均總輻射最高值并不出現(xiàn)在赤道，而是位于熱帶沙漠地區(qū)。從長(zhǎng)期的平均情況來看，高緯及低緯度地區(qū)的溫度變化是很小的。這說明必定有另外一些過程將低緯地區(qū)盈余的熱量送到高緯地區(qū)。這種熱量的輸送主要是由大氣及海水的流動(dòng)來完成的。

第三章溫度第一節(jié)氣溫?zé)崃W(xué)第一定律在大氣中的表達(dá)式（根據(jù)能量守恒定律）：dQ=CpdT–RTdp/pdT=dQ/Cp+RTdp/Cpp式中dQ單位質(zhì)量空氣由于輻射、湍流等引起的熱量變化；Cp是空氣的定壓比熱，對(duì)于單位質(zhì)量的干空氣，實(shí)測(cè)Cp=1.005J/g.k;R為比氣體常數(shù)，對(duì)干空氣來說，比氣體常數(shù)Rd=0.287J/g.k。由上式可看出，空氣溫度的變化不僅與空氣的熱量交換有關(guān)，而且和本身的氣壓變化有關(guān)。一、海陸增溫和冷卻差異的原因1、水的容積熱容量約比土壤大一倍，因此在熱量收支相同的情況下，水面升溫和降溫幅度比土壤小一倍2、水為半透明體，太陽輻射可透入相當(dāng)深的水層中，約一半的能量為表層所吸收，另一半被其以下水層吸收，故水面升溫比地面小得多水面消耗于蒸發(fā)的熱量大于陸地，水面增溫因緩和水具有流動(dòng)性，其傳熱方式主要靠亂流和對(duì)流作用，因此，水面溫度的變化比土壤表面小得多二、空氣的增溫和冷卻由空氣與外界進(jìn)行熱量交換引起內(nèi)能變化，稱非絕熱變化，止仳。。，，如氣溫的日變化和年變化。在氣象學(xué)上，任一氣塊與外界之間無熱量交換，即dQ=0時(shí)的狀態(tài)變化過程，叫做絕熱過程。（一）干絕熱過程：1、概念：將升、降氣塊內(nèi)部既沒有發(fā)生水相變化，又沒有與外界交換熱量的過程，稱作干絕熱過程。研究中，大氣的垂直運(yùn)動(dòng)過程可近似看作是絕熱的。2、干絕熱方程(亦稱泊松方程)：T/T0=（P/PO）0.286從方程中可以看出,在干絕熱過程中氣塊溫度的變化唯一決定于氣，壓的變化,當(dāng)氣壓降低時(shí),溫度也降低,反之亦然。3、干絕熱直減率：氣塊絕熱上升單位距離時(shí)的溫度降低值，稱絕熱直減率。對(duì)于干空氣和未飽和濕空氣來說，則稱干絕熱直減率。以γd表示，實(shí)際工作中取其值為1.0℃/100m。注意：γd與γ的含義是完全不同的。γd是干空氣在絕熱上升過程中氣塊本身的降溫率，它近似于常數(shù)，而γ是表示周圍大氣的氣溫隨高度的分布情況。γ可以有不同數(shù)值，即可大于、小于或者等于γd。（二）濕絕熱過程1、概念：飽和濕空氣在上升過程中，與外界沒有熱量交換，該過程稱為濕絕熱過程。2、濕絕熱直減率：飽和濕空氣絕熱上升的減溫率，稱為濕絕熱直減率，以γm表示。其不是常數(shù)，但γm總小于γd。原因如下：因在濕絕熱過程中，氣塊上升冷卻引起凝結(jié)，釋放潛熱，對(duì)氣塊的降溫有補(bǔ)償作用，而氣塊在下沉增熱時(shí)，空氣塊中攜帶的云滴蒸發(fā)，由于蒸發(fā)耗熱，下沉?xí)r的增溫也比干絕熱增溫少，故γm總小于γd。（三）位溫和假相當(dāng)位溫1、位溫：空氣在干絕熱過程中，把各層中的氣塊都循著干絕熱過程訂正到一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)高度，即1000hpa處，這時(shí)所具有的溫度稱為位溫，以?表示。2、假相當(dāng)位溫：假設(shè)水汽一經(jīng)凝結(jié)，其凝結(jié)物即脫離原上升的氣塊而降落，而把潛熱留在氣塊中來加熱氣團(tuán)，這種過程稱為假絕熱過程。當(dāng)氣塊中含有的水汽全部凝結(jié)降落時(shí)，所釋放的潛熱，就使原氣塊的位溫提高到了極值，這個(gè)數(shù)值稱為假相當(dāng)位溫，用?se來表示。四、大氣的穩(wěn)定度（一）概念：氣塊受到作任何方向擾動(dòng)后，大氣層結(jié)（即溫、濕度的垂直分布），使它具有返回或遠(yuǎn)離原來平衡位置的趨勢(shì)和程度，叫大氣垂直穩(wěn)定度，又叫大氣靜力穩(wěn)定度或?qū)咏Y(jié)穩(wěn)定度。（二）靜止大氣中，假如空氣塊受到外力作用，空氣塊運(yùn)動(dòng)情況空氣塊逐漸減速，大氣層結(jié)使其具有返回平衡位置的趨勢(shì)，稱這種大氣是穩(wěn)定的。空氣加速向上、向下運(yùn)動(dòng)，大氣層結(jié)不能使其返回原來平衡位置，稱之為不穩(wěn)定的。空氣塊被推到任何高度，都能與周圍空氣達(dá)到平衡，既不繼續(xù)運(yùn)動(dòng)，也不返回原來的位置，稱之為中性大氣。（三）大氣垂直穩(wěn)定度的判據(jù)1、γ>γd時(shí)，必然是γ>γd>γm，對(duì)飽和或未飽和空氣都是不穩(wěn)定的。故稱此氣層是絕對(duì)不穩(wěn)定的。2、γ<γm時(shí)，必然，因此不論氣塊是否飽和，大氣都是穩(wěn)定的，故稱此氣層是絕對(duì)穩(wěn)定的。3、γ=γd的氣層，對(duì)于作干絕熱升降運(yùn)動(dòng)的氣塊而言是中性的，而對(duì)于作濕絕熱升降運(yùn)動(dòng)的氣塊而言，大氣是不穩(wěn)定的。γ=γm；γ<γd的氣層，對(duì)于作濕絕熱升降運(yùn)動(dòng)的氣塊而言，大氣是中性的，而對(duì)干空氣而言大氣是穩(wěn)定的。γm<γ<γd的氣層，對(duì)于干空氣與未飽和濕空氣而言，大氣是穩(wěn)定的，但對(duì)飽和空氣而言則是不穩(wěn)定的，故稱這種氣層為條件性不穩(wěn)定。（四）大氣垂直穩(wěn)定度與天氣的關(guān)系在穩(wěn)定的大氣層結(jié)下，對(duì)流運(yùn)動(dòng)受到抑制，常出現(xiàn)霧、層狀云、連續(xù)性降水等天氣現(xiàn)象。在不穩(wěn)定層結(jié)下，對(duì)流運(yùn)動(dòng)發(fā)展旺盛，常出現(xiàn)積狀云、陣性降水和冰雹等天氣現(xiàn)象。（五）不穩(wěn)定能量在不穩(wěn)定氣層中的空氣塊一旦離開原來的位置而向上運(yùn)動(dòng)時(shí)，氣塊的溫度將高于周圍環(huán)境的氣溫，浮力大于重力。向下運(yùn)動(dòng)時(shí)，情況相反，重力大于浮力。兩種情況下氣塊都會(huì)發(fā)生向上或向下的加速運(yùn)動(dòng)，該氣塊的動(dòng)能增加。顯然。這是由儲(chǔ)藏在大氣中的不穩(wěn)定能量轉(zhuǎn)化而來的，不穩(wěn)定能量就是氣層中可使單位質(zhì)量空氣塊離開初始位置后作加速運(yùn)動(dòng)的能量。五、氣溫的時(shí)間變化（一）日變化：一日中，通常最高溫度出現(xiàn)在14、15時(shí)，最低溫度出現(xiàn)在日出前后影響因素：緯度：氣溫日較差隨緯度的增大而減小季節(jié)：夏季＞冬季云：晴天＞陰天地形：凹地＞平地＞凸地地面狀況：陸地＞海洋沙土＞粘土深色土＞淺色土（二）年變化：北半球，中高緯度大陸地區(qū)，一年中最高溫度與最低溫度分別出現(xiàn)在7月和1月，海洋上分別出現(xiàn)在8月和2月影響因素：緯度：氣溫年較差隨緯度的增大而增大距海遠(yuǎn)近：距海越近，年較差越小海拔高度與地形：年較差隨海拔高度的增加而減小，凸地小于凹地云量和降水：隨其增加而減少（三）非周期變化它是由大規(guī)模的冷暖空氣水平運(yùn)動(dòng)和云量的突變而引起的。如陰雨天驟然放晴，晴天突然轉(zhuǎn)陰等。這種變化對(duì)農(nóng)作物的生長(zhǎng)發(fā)育帶來不利的影響氣溫的空間分布（一）氣溫的水平分布?xì)鉁氐姆植纪ǔＳ玫葴鼐€圖表示。所謂等溫線就是地面上氣溫相等的各地點(diǎn)的連線。等溫線的不同排列，反映出不同的氣溫分布特點(diǎn)。如等溫線稀疏．則表示各地氣溫相差不大。等溫線密集，表示各地氣溫懸殊。等溫線平直，表示影響氣溫分布的因素較少。等溫線的彎曲，表示影響氣溫分布的因素較多。等溫線沿東西向平行排列，表示溫度隨緯度而不同，即以緯度為主要因素。等溫線與海岸平行．表示氣溫距海遠(yuǎn)近而不同，即以距海遠(yuǎn)近為主要因素等等。影響氣溫分布的主要因素有三，即緯度、海陸和高度。但是，在繪制等溫線圖時(shí)．常把溫度值訂正到同一高度即海平面上，以便消除高度的因素。從而把緯度、海陸及其它因素更明顯地表現(xiàn)出來。首先，在全球平均氣溫分布圖上，明顯地看出，赤道地區(qū)氣溫高，向兩極逐漸降低，這是—個(gè)基本特征。在北半球，等溫線7月比1月稀疏。這說明1月北半球南北溫度差大于7月。這是因?yàn)?月太陽直射點(diǎn)位于南半球，北半球高緯度地區(qū)不僅正午太陽高度較低，而且白晝較短，而北半球低緯地區(qū)，不僅正午太陽高度較高，而且白晝較長(zhǎng)，因此1月北半球南北溫差較大。7月太陽直射點(diǎn)位于北半球，高緯地區(qū)有較低的正午太陽高度和較長(zhǎng)的白晝，低緯地區(qū)有較高的正午太陽高度和較短的白晝，以致7月北半球南北溫差較小。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。這是因?yàn)樵谕痪暥壬?，冬季大陸溫度比海洋溫度低，夏季大陸湍度比海洋溫度高的緣故。南半球因陸地面積較小，海洋面積較大，因此等溫線較平直，遇有陸地的地方，等溫線也發(fā)生與北半球相類似的彎曲情況。海陸對(duì)氣溫的影響，通過大規(guī)模洋流和氣團(tuán)的熱量傳輸才顯得更為清楚。再次，最高溫度帶并不位于赤道上，而是冬季在50一l00N處，夏季移到200N左右。這一帶平均溫度1月和7月均高于24℃，故稱為熱赤道。熱赤道的位置從冬季到夏季有向北移的現(xiàn)象，因?yàn)檫@個(gè)時(shí)期太陽直射點(diǎn)的位置北移，同時(shí)北半球有廣大的陸地，使氣溫強(qiáng)烈受熱的緣故。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)在極地附近，而冬季最冷地區(qū)出現(xiàn)在東部西伯利亞和格陵蘭地區(qū)。（二）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(zhǎng)波輻射，因此離地面愈近獲得地面長(zhǎng)波輻射的熱能愈多，氣溫乃愈高。離地面愈遠(yuǎn)，氣溫愈低。其次，愈近地面空氣密度愈大，水汽和固體雜質(zhì)愈多，因而吸收地面輻射的效能愈大，氣溫愈高。愈向上空氣密度愈小，能夠吸收地面輻射的物質(zhì)一—水汽、微塵愈少，因此氣溫乃愈低。整個(gè)對(duì)流層的氣溫直減率平均為0.65℃／100m。實(shí)際上，在對(duì)流層內(nèi)各高度的氣溫垂直變化是因時(shí)因地而不同的。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、空氣湍流混合等。但無論那種條件造成的逆溫，都對(duì)天氣有一定的影響。例如，它可以阻礙空氣垂直運(yùn)動(dòng)的發(fā)展，使大量姻、塵、水汽凝結(jié)物聚集在其下面，使能見度變壞等等。下面分別討論各種逆溫的形成過程。1、概念：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。2、逆溫的作用：逆溫的存在，可使氣層處于最穩(wěn)定狀態(tài)，故農(nóng)業(yè)生產(chǎn)上常利用逆溫。如將晾曬的農(nóng)副產(chǎn)品置于一定高度之上以免受凍，熏煙防霜凍保溫效果好，防病蟲害時(shí)，噴藥不致向上亂飛，同時(shí)如果逆溫存在于近地面，由于阻擋煙塵，污染體等有害物向上傳遞，將會(huì)造成大量積聚，使能見度變壞，空氣質(zhì)量惡劣，嚴(yán)重可造成污染事件的發(fā)生。（三）形成條件：1、輻射逆溫由于地面強(qiáng)烈輻射冷卻而形成的逆溫。2、湍流逆溫由于低層空氣的湍流混合而形成的逆溫。3、平流逆溫因空氣平流產(chǎn)生的逆溫。4、下沉逆溫因整層空氣下沉而造成的逆溫。5、鋒面逆溫當(dāng)冷暖空氣的溫度差別很大時(shí)，穿過鋒面時(shí)，發(fā)生轉(zhuǎn)折，就可以出現(xiàn)逆溫。此外，還有融雪逆溫、洼地逆溫等。六、空氣溫度的局地變化（一）空氣溫度的個(gè)別變化和局地變化1、個(gè)別變化：?jiǎn)挝粫r(shí)間內(nèi)個(gè)別空氣質(zhì)點(diǎn)溫度的變化稱作空氣溫度的個(gè)別變化，也就是空氣塊在運(yùn)動(dòng)過程中隨時(shí)間的變化，包括絕熱變化和非絕熱變化。2、局地變化：某一固定地點(diǎn)的空氣溫度隨時(shí)間的變化稱作空氣溫度的局地變化。平流變化：由于空氣的移動(dòng)所造成的某地溫度的變化稱為溫度的平流變化。某地區(qū)溫度的局地變化是平流變化與個(gè)別變化之和。（二）影響空氣溫度局地變化的因素1、空氣平流運(yùn)動(dòng)引起的局地氣溫變化溫度的水平平流變化，能從天氣圖上加以確定，簡(jiǎn)稱為溫度平流。冷空氣向暖空氣方面流動(dòng)的情形，稱為冷平流。相反，為暖平流?？諝忏U直運(yùn)動(dòng)引起的局地氣溫變化一般情況下，γ<γd，當(dāng)出現(xiàn)上升運(yùn)動(dòng)時(shí)，溫度降低；當(dāng)出現(xiàn)下沉運(yùn)動(dòng)時(shí)，溫度升高；如γ=γd，則空氣的垂直運(yùn)動(dòng)不引起局地氣溫的變化。3、非絕熱熱量交換引起的局地氣溫變化通過以下交換方式，空氣與地面、空氣與空氣之間交換熱量，空氣的溫度發(fā)生變化。（1）輻射熱交換：是地面與大氣間熱交換的主要方式，除此之外在空氣和空氣間也進(jìn)行著。（2）分子傳導(dǎo)：是空氣與地面、空氣與空氣之間熱交換的主要方式。（3）流體流動(dòng)熱交換：空氣間的熱交換方式，包括對(duì)流、亂流、平流三種。（4）潛熱交換（水分相變）：地面水分蒸發(fā)或升華時(shí)，要吸收地面的熱量，當(dāng)這部分水汽在空氣中凝結(jié)或凝華時(shí)，又把潛釋放出來給大氣，大氣便間接從地面獲得熱量，實(shí)際上恰似地面蒸發(fā)出去的水分遠(yuǎn)多于在地面凝結(jié)的水分，通過水相變化，使?jié)摕徂D(zhuǎn)移。第二節(jié)土壤溫度一、地表面的熱量收支地面熱量收支差額：地表面的溫度變化主要由地表面熱量收支不平衡引起的，地面熱量的收入與支出之差。二、土壤的熱特性（一）熱容量比熱：?jiǎn)挝毁|(zhì)量的物質(zhì)，溫度變化1℃所需吸收或放出的熱量。容積熱容量：?jiǎn)挝惑w積的物質(zhì)，溫度變化1℃所需吸收或放出的熱量。土壤是由固體成分和不定量的水及空氣組成，一般來說，各成分的容積熱容量大小為：水>固>氣（二）熱導(dǎo)率（導(dǎo)熱系數(shù)）1、熱導(dǎo)率（入）：溫度垂直梯度為1k/m時(shí)，單位時(shí)間通過單位水平截面積的熱量。一般來說，土壤中各成分的熱導(dǎo)率大小為：固>水>氣2、熱通量（B）：?jiǎn)挝粫r(shí)間內(nèi)通過某橫截面積的熱量，公式為：B=-入?T/?Z其中，?T/?Z為土壤溫度垂直梯度，入是熱導(dǎo)率。3、導(dǎo)溫率（K）（熱擴(kuò)散率）：?jiǎn)挝蝗莘e的物質(zhì)，通過熱傳導(dǎo)由垂直方向獲得或失去入J的熱量時(shí)，溫度升高或降低的數(shù)值。三、土壤溫度的日、年變化較差：指某一周期內(nèi)，最高溫度和最低溫度之差。位相：指最高和最低溫度出現(xiàn)的時(shí)間。（一）日變化：是土表日間增熱和夜間冷卻引起土壤溫度的晝夜變化，這種晝夜間土壤溫度的連續(xù)變化稱為日變化。1、日較差：一天中土壤溫度有一個(gè)最高值和一個(gè)最低值，兩者之差為土溫日較差。2、影響因素：太陽高度：正午時(shí)刻太陽高度大的季節(jié)或地區(qū)，日較差也大土壤熱特性：隨其熱導(dǎo)率和熱容量和增大而減小土壤顏色：深色比淺色土壤表面日較差大地形：凹地>平地>凸地天氣：晴天>陰天為什么正午時(shí)的土壤溫度不是一天中的最大值？正午以后太陽輻射雖然減弱，但土壤表面吸收的太陽輻射仍大于其由亂流交換和分子傳導(dǎo)，蒸發(fā)等方式所支出的熱量，即此時(shí)土壤表面的熱量收支差額仍為正值，所以溫度仍繼續(xù)上升，直到13時(shí)左右，土壤表面的熱量收支達(dá)到平衡時(shí)，其溫度才達(dá)到最高值，此后，土表得熱少于失熱，溫度逐漸下降，到次日日出時(shí)，熱量的收支達(dá)到平衡，出現(xiàn)一日中的最低值。（二）年變化在北半球，高緯度地區(qū)，土壤表面月平均最高溫度一般出現(xiàn)在7、8月，最低溫度出現(xiàn)在1、2月。年變幅（溫度年較差）：一年中最高月平均溫度與最低月平均溫度之差。影響因素緯度：隨緯度的增大而增大土壤自然覆蓋：裸露土壤的年較差比處于自然覆蓋下的大土壤熱特性、地形、天氣條件等對(duì)年較差的影響與日較差大體相同四、土壤溫度的鉛直分布日射型：土壤溫度隨深度的增加而降低的類型。輻射型：土壤溫度隨深度的增加而增加的類型。過渡型：土壤上、下層溫度的垂直分布分別具有（一）和（二）的特征。五、土壤的凍結(jié)和解凍（一）土壤的凍結(jié)：土壤溫度達(dá)0℃以下時(shí)，土壤中水分與潮濕土粒發(fā)生凝固或結(jié)冰，使土壤變?yōu)閳?jiān)硬的現(xiàn)象。（二）土壤的解凍：春季由于太陽輻射增強(qiáng)和土壤深層熱量上傳，使凍土逐漸融解的現(xiàn)象。第四章大氣中的水分第一節(jié)蒸發(fā)一、水面蒸發(fā)水面蒸發(fā)的物理本質(zhì)液體中的水分不停的運(yùn)動(dòng)著，當(dāng)液面上的一些速度很大分子能克服液體的內(nèi)聚力時(shí)，就能脫離液面而跑到空氣中去，這些分子由于受到液面分子的吸引力及互相碰撞，有一部分又返回液面中來，當(dāng)脫離液面的分子數(shù)多于返回液面的分子數(shù)時(shí)，即為蒸發(fā)過程；相反，若返回液面的分子數(shù)多于脫離液面的分子數(shù)時(shí)，為凝結(jié)過程；當(dāng)脫離液面和返回液面的分子數(shù)相等時(shí)，即為飽和狀態(tài)，此時(shí)蒸發(fā)量為零。2、蒸發(fā)耗熱（L）概念：一克水蒸發(fā)為同溫度下的水汽所消耗的熱量。表達(dá)式：L＝2500－2.39t3、水面蒸發(fā)的影響因素溫度：溫度越高，蒸發(fā)越快空氣飽和度：空氣飽和度越大，蒸發(fā)越快氣壓：氣壓越高，蒸發(fā)越慢風(fēng)速：風(fēng)速越大，蒸發(fā)越快蒸發(fā)面性質(zhì)：在條件相同的情況下，水面的大于雪和冰面的蒸發(fā)面形狀：蒸發(fā)面形狀越凸，蒸發(fā)越快二、土壤水分蒸發(fā)1、土壤水分蒸發(fā)三階段第一階段：土壤經(jīng)降水或灌溉后，完全處于飽和狀態(tài)，蒸發(fā)主要發(fā)生在地表，蒸發(fā)所減少的水分在土壤毛細(xì)管力的作用下，不斷由下層輸送水分補(bǔ)充地表。第二階段：地表干旱，下層土壤含水量逐漸減少，蒸發(fā)面降低，蒸發(fā)的水汽通過干地層孔隙進(jìn)入大氣。第三階段：土壤含水量低于植物發(fā)生萎蔫時(shí)的含水量，土壤水分的毛細(xì)管運(yùn)動(dòng)已經(jīng)停止，只能以氣態(tài)水的形式從地下通過干土層向大氣擴(kuò)散。2、影響因素氣象因素和土壤濕度：第一階段氣象因素影響較大，土壤濕度越大，蒸發(fā)越快土壤性質(zhì)：砂土＞壤土＞粘土，土壤結(jié)構(gòu)不良、耕作粗放、地表不平、大顆粒多，則蒸發(fā)快，反之則小土壤表面狀況：粗糙的土壤表面＞平滑的土壤表面，深色土表>淺色土表，植被覆蓋下的土壤蒸發(fā)弱地形：高地蒸發(fā)強(qiáng)坡地方位：南坡＞北坡三、植物蒸騰概念：植物體內(nèi)的水分通過體表以氣態(tài)水的形式向外界大氣輸送的過程。蒸騰系數(shù)：植物形成單位重量干物質(zhì)，所消耗的水量。阻抗公式E=k（eS-ea）/(ra+rs)

eS、ea分別蒸發(fā)面與空氣的水汽壓，ra、rs分別為空氣和葉子阻力，K為氣孔充分張開時(shí)rs為1或2s/cm；植物蒸騰所消耗的水分，用蒸騰系數(shù)來表示。蒸騰系數(shù)是作物形成一克干物質(zhì)所消耗的水量，即：

KT=Tu（水）/rd（干物質(zhì)）

四、蒸散

蒸散為蒸發(fā)和蒸騰之和。

（一）蒸發(fā)與單純土面蒸發(fā)的區(qū)別

1．蒸散不僅限于土面水分的蒸發(fā)，還包括植物根層的水分。

2．植物通過葉面氣孔的張開和關(guān)閉，可以調(diào)節(jié)植物的蒸騰。

3．蒸騰作用主要在白天進(jìn)行，而蒸發(fā)日夜都在進(jìn)行。

4．蒸散中的蒸發(fā)面，不僅是土壤表面，而且還包括植物的葉面。

（二）影響蒸散的因素

1．土壤水分與土壤毛細(xì)管傳導(dǎo)特性

2．輻射差額

3．植物因素第二節(jié)空氣濕度一、表示空氣溫度的方法（一）水汽壓和飽和水汽壓水汽壓（e）:大氣中水汽所產(chǎn)生的分壓強(qiáng)飽和水汽壓（E）：空氣達(dá)飽和時(shí)的水汽壓飽和水汽壓的影響因素：溫度：隨其增大而增大物態(tài)：水面的大于冰面的蒸發(fā)面形狀：凸面大于平面大于凹面液體的濃度：隨其增大而減?。ǘ┙^對(duì)濕度（a）：?jiǎn)挝蝗莘e空氣中的水汽含量。（三）相對(duì)濕度（r）：空氣中實(shí)際水汽與同溫度下飽和水汽壓百分比。（四）飽和差（d）：某一溫度下的飽和水汽壓與同溫度下的實(shí)際水汽壓之差（五）露點(diǎn)（Td）：當(dāng)空氣中水汽含量不變且氣壓一定時(shí)，降低溫度，使未飽和空氣達(dá)飽和時(shí)具有的溫度，稱之露點(diǎn)。二、空氣濕度的日變化和年變化（一）絕對(duì)濕度的日變化類型有兩種：?jiǎn)尾ㄐ停航^對(duì)濕度最大值出現(xiàn)在午后14、15時(shí)，最小值出現(xiàn)在日出前后雙波型：絕對(duì)濕度在一天中有兩個(gè)最大值分別在8、9時(shí)和20、21時(shí)，兩個(gè)最小值分別出現(xiàn)在日出前和午后14、15時(shí)（二）絕對(duì)濕度的年變化其變化一般與氣溫的年變化一致（三）相對(duì)濕度的日變化內(nèi)陸地區(qū)：其日變化與氣溫日變化成反比；近海地區(qū)：其日變化與氣溫日變化成正比（四）相對(duì)溫度的年變化一般來說，其年變化與氣溫年變化相反，但我則不然。三、空氣濕度的垂直分布在對(duì)流層中，絕對(duì)濕度隨高度升高而減小，相對(duì)濕度隨高度升高可能增加也可減小第三節(jié)凝結(jié)與凝華一、水汽凝結(jié)條件（一）空氣中的水汽達(dá)到飽和或過飽和增大水汽壓減小飽和水汽壓大氣中常見的降溫過程有：輻射冷卻接觸冷卻混合冷卻絕熱冷卻（二）凝結(jié)核1、大氣中存在的液態(tài)、固態(tài)、或氣態(tài)的微粒，能使水汽凝結(jié)，是水汽凝結(jié)的核心2、分類：吸濕性和非吸濕性兩種3、促進(jìn)凝結(jié)的原因：凝結(jié)核能促進(jìn)凝結(jié)的主要原因，是凝結(jié)核吸附水汽分子的能力比水汽分子之間的相互并合力要強(qiáng)。同時(shí)，凝結(jié)核的存在使水滴半徑增大、曲率減小，從而使飽和水汽壓減小，容易發(fā)生凝結(jié)。二、水汽凝結(jié)物按水汽凝結(jié)現(xiàn)象發(fā)生的高度不同，可分為兩類：（一）地表面或物體表面的水汽凝結(jié)現(xiàn)象1、露和霜當(dāng)空氣由于地面冷卻而降溫達(dá)到露點(diǎn)時(shí)，空氣達(dá)到飽和，繼續(xù)降溫，其多余的水汽就會(huì)在地面或地面物體上凝結(jié)。若地面溫度高于0C，則凝結(jié)物為水滴，稱為露。若地面溫度低于0C，則凝結(jié)物為疏松結(jié)構(gòu)的白色冰晶，稱為霜。形成露和霜的有利大氣條件是晴朗微風(fēng)的夜晚。原因：因?yàn)闊o云或少云的夜晚，地面有效輻射大，地面降溫劇烈。微風(fēng)有利于地面充分輻射冷卻。完全平靜無風(fēng)時(shí)，只能使最貼近地面的一層空氣冷卻，難于生成大量的露。風(fēng)過大，低層冷空氣和高層較暖空氣容易發(fā)生強(qiáng)烈混合，使低層空氣不能達(dá)到足夠的冷卻程度，因而不利露、霜的形成。2、霧淞和雨淞－樹桂和凍雨霧淞是白色松脆晶體結(jié)構(gòu)的凝華物，在寒冷有霧的天氣里，微小的霧滴懸于空氣中，在風(fēng)的作用下，附著在物體如電線、電桿和樹枝等的迎風(fēng)面上。分類：根據(jù)霧淞形成的條件和結(jié)構(gòu)，可將霧淞分為兩類：晶狀霧淞，當(dāng)?shù)孛嫖矬w的溫度低于過冷卻霧滴和空氣溫度時(shí)，近地面空氣中的水汽凝華在物體上形成晶狀霧淞。在有霧、微風(fēng)的嚴(yán)冬，有利于晶狀霧淞的形成。粒狀霧淞，由過冷卻霧滴碰到冷的物體表面后，迅速凍結(jié)而成。粒狀霧淞多出現(xiàn)在濃霧、風(fēng)大的嚴(yán)冬日子里。雨淞是過冷卻雨滴降落到低于0℃的物體表面凍結(jié)而成，是透明的外表光滑或略有突起的緊密冰層。雨淞凝結(jié)在電線、樹枝等物體上，當(dāng)冰層較厚時(shí)常壓斷電線和樹枝，對(duì)交通運(yùn)輸、電訊及農(nóng)林業(yè)生產(chǎn)都有很大影響。如1977年10月26～29日，從遼寧到河北北部遭受了嚴(yán)重的雨獺災(zāi)害。（二）近地氣層中的水汽凝結(jié)現(xiàn)象當(dāng)近地面層的空氣溫度降到露點(diǎn)以下時(shí)，空氣中的水汽凝結(jié)成水滴，懸浮在大氣中，使水平能見度降低到1km以下的天氣現(xiàn)象，稱為霧。按其形成原因，可將霧分為下列幾種：（1）輻射霧。由于地面輻射冷卻，使近地面層的空氣相應(yīng)地變冷。當(dāng)近地層空氣冷卻到露點(diǎn)或露點(diǎn)以下時(shí)，水汽就會(huì)凝結(jié)成霧，稱為輻射霧。（2）平流霧。當(dāng)暖濕空氣移到冷下墊面上時(shí)形成平流霧。（3）蒸發(fā)霧。當(dāng)水面溫度高于空氣溫度時(shí)，從暖水面向冷空氣蒸發(fā)而形成。（4）山坡霧。因暖濕空氣沿山坡抬升，絕熱膨脹而冷卻形成。（三）云的形成條件和分類云是降水的基礎(chǔ)，是地球上水分循環(huán)的中間環(huán)節(jié)，并且云的發(fā)生發(fā)展總伴隨著能量的交換。云的形狀千變?nèi)f化，一定的云狀常伴隨著一定的天氣出現(xiàn)，因而云對(duì)于天氣變化具有一定的指示意義。1、云的形成條件大氣中，凝結(jié)的重要條件是，要有凝結(jié)核的存在，及空氣達(dá)到過飽和。對(duì)于云的形成來說，其過飽和主要是由空氣垂直上升所進(jìn)行的絕熱冷卻引起的。上升運(yùn)動(dòng)的形式和規(guī)模不同，形成的云的狀態(tài)、高度、厚度也不同。大氣的上升運(yùn)動(dòng)主要有如下四種方式：（1）熱力對(duì)流指地表受熱不均和大氣層結(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)力抬升指暖濕氣流受鋒面、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)行中遇地形阻擋，被迫治升而產(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，通常稱之為地形云。2、分類：按云底高度把云分成高云（＞6000m）、中云（2000～6000m）及低云（＜2000m族），然后按云的形態(tài)劃分為11類，如下表所列。云的分類云族類別拉丁文學(xué)名縮寫高云卷云Ci卷層云Cs卷積云Cc中云高積云Ac高層云As低云層積云Sc層云St雨層云Ns碎雨云Fn積云Cu積雨云Cb（1）高云族：包括卷云、卷層云和卷積云三類，其云底高度一般在6000m以上。高云是由微小的冰晶組成，通常不能遮住陽光，白天有高云時(shí)，地面物體無影卷云（Ci）：卷云具有纖維狀結(jié)構(gòu)，常呈絲狀或片狀，分散地飄浮在空中。卷云通常為白色，并帶有絲一般的光澤。卷云的種類很多，云絲薄而分散，纖維結(jié)構(gòu)清晰的，稱為毛卷云；云絲密集，聚合成片的，稱為密卷云；云絲平行排列，而且上端有鉤或小云團(tuán)的，稱為鉤卷云；偽卷云是由積雨云的頂部脫離主體后而成，所以云體大而厚密。多見于積雨云崩析消散過程中，天氣由雨轉(zhuǎn)晴。卷層云（Cs）：呈乳白色的云幕，透過它能清楚地看出日月的輪廓，而且經(jīng)常有日暈或月暈出現(xiàn)。其中云幕薄而均勻，看不出明顯結(jié)構(gòu)的，稱為薄幕卷層云；云幕的厚度比較均勻，云的絲縷結(jié)構(gòu)明顯的，稱為毛卷層云。卷積云（Cc）：白色鱗片狀的小云塊，這些云塊常常成群地出現(xiàn)在天空，看起來很像微風(fēng)拂過水面時(shí)引起的小波紋。卷積云常由卷云和卷層云蛻變而成。（2）中云族：包括高積云和高層云兩類，其云底高度通常在2000～6000m之間。高層云由水滴和冰晶混合組成。高積云有時(shí)和高層云一樣，有時(shí)只有水滴構(gòu)成。中云比高云濃密得多，厚的能遮住陽光，有時(shí)還可能降雨雪。高積云（Ac）：白色或灰白色的薄云片或扁平的云塊。這些云片或云塊有時(shí)是孤立分散的，有時(shí)又聚合成層，成層的高積云中，云塊常沿一個(gè)或兩個(gè)方向有秩序地排列著。高積云可同時(shí)出現(xiàn)在不同的高度上，透過高積云看日月時(shí)，常有內(nèi)紫外紅的彩色花環(huán)。高積云可分透光高積云、蔽光高積云、莢狀高積云、積云性高積云、絮狀高積云、堡狀高積云等。高層云（AS）：呈淡灰色的云幕，看起來比卷層云厚而且濃密，出現(xiàn)時(shí)常布滿全天。其中，云層較薄，厚度較均勻，透過它可以辨別日月位置，但其輪廓模糊不清，好像隔著一層毛玻璃似的稱為透光高層云；云層比較厚，云底陰暗，能完全遮蔽日月，或云層的厚度不均勻，出現(xiàn)明暗相間的條紋，稱為蔽光高層云。蔽光高層云有時(shí)可降小雨或雪。（3）低云族：包括層積云、層云、雨層云、碎雨云、積云和積雨云6類，其云底高度一般在2000m以下。層積云、層云、碎雨云和積云主要是由水滴組成。雨層云和積雨云經(jīng)常由水滴和冰晶共同組成。低云都可以有降水，但只有雨層云和積雨云才有大量降水。層積云（Sc）：灰色或灰白色的云片、云塊或云條。同高積云相比，這些云塊的個(gè)體都比較大，結(jié)構(gòu)比較松散，厚的部分比較陰暗。厚的層積云可降間歇性的的小雨或小雪。層積云中，云塊之間有明顯的縫隙，透過縫隙可見藍(lán)天或上面云層的，稱為透光層積云；云塊彼此密接，布滿全天，猶如波濤洶涌的海面的，稱蔽光層積云；由積云或積雨云衰退后衍展而成的扁平云塊，稱為積云性層積云；在平坦的天體上有云塔突起的，稱堡狀層積云；云形似豆莢，中間厚，邊緣薄的，稱莢狀層積云。層云（St）：低而均勻的灰白云幕，像霧，但不與地面相接，它的厚度不大，由極小的水滴組成，僅能降毛毛雨或粒雪。雨層云(Ns)叫：呈低而均勻的云幕，水平范圍很大，常常遮蔽全天。由于其厚度很大，能完全遮蔽日月，故云底陰暗。雨層云有連續(xù)性降水或有雨幡（從云中落下的雨滴或雪花，在到達(dá)地面以前就被蒸發(fā)掉了）。碎雨云（Fn）：低而破碎，隨風(fēng)飄移，形狀多變，云體呈灰色或灰白色，常會(huì)出現(xiàn)在降水云層的下面。積云（Cu）：底平頂凸，孤立分散，云體鉛直向上發(fā)展。根據(jù)其發(fā)展的程度，可將積云分為三種：淡積云是云體扁平。個(gè)體不大，底部平坦，頂部呈圓弧形隆起，往往孤立分散在天空；濃積云比淡積云高大，頂部圓弧形重疊，像菜花，底部陰暗；碎積云的云體破碎，中部稍有凸起，形狀多。積雨云（Cb)：垂直發(fā)展極盛，個(gè)體龐大，像聳立的高山，常伴有雷陣雨和大風(fēng)。在積雨云剛形成時(shí)，云頂?shù)膱A弧形輪廓已模糊不清，但尚未向外展開，這種積雨云稱為禿積雨云；當(dāng)積雨云和云頂向外展開像鐵砧時(shí)．稱為砧狀積雨云。第四節(jié)降水從云中降到地面的液態(tài)或固態(tài)水，稱為降水。降水的形成過程就是云滴增大的過程。云滴增大的方式有兩種，一種是水汽在云滴上不斷凝結(jié)或凝華而增大，一種是云滴之間互相合并而增大。一、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，使冰晶可以在較小的相對(duì)濕度（可以小于100％)情況下增大。但是，因卷層云中含水量較小，云底又高，所以除了在冬季高緯度地區(qū)的卷云可以降微雪以外，卷層云一般是不降水的。雨層云和高層云經(jīng)常是混合云，所以云滴的凝華增大和沖并增大作用都存在，雨層云棚高層云的降水與云厚和云高有密切關(guān)系。云厚時(shí)，冰水共存的層次也厚，有利于冰晶的凝華增大，而且云滴在云中沖并增大的路程也長(zhǎng)，因此有利于云滴的增大。云底高度低時(shí)，云滴離開云體降落到地面的路程短，不容易被蒸發(fā)掉，這就有利于形成降水。所以對(duì)雨層云和高層云來說，云愈厚、愈低．降水就愈強(qiáng)t而層云比高層云的降水入得多，也主要是這個(gè)緣故。由于層狀云人體比較均勻，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)時(shí)間長(zhǎng)。降水強(qiáng)度變化小。(二)積狀云的降水積狀云一般包括談積云、濃積云和積雨云。淡積云由于云薄，云中含水量少，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)橛胸S富的水汽相強(qiáng)烈的對(duì)流、濃積云的厚度、云中含水量和水滴都較大，雖然云中沒有冰晶存在，但水滴之間沖并作用顯著．故可降較大的陣雨。積雨云是冰水共存的混合云，云的厚度相云中含水量都很大，云中升降氣流強(qiáng)，因此云滴的凝華增長(zhǎng)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。這是因?yàn)?，一方面它的云體水平范圍與垂直伸展的尺度差不多，也就是說它的水平范圍小，經(jīng)過一個(gè)地方用人了多少時(shí)間．因而降水的起止很突然。另一方面是由于積狀云中，升降氣流多變化，上升氣流強(qiáng)時(shí)，降水物被“托住”降落不下來。當(dāng)上升氣流減弱或出現(xiàn)下沉氣流時(shí)，降水物驟然落下，也使降水具有陣性。(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。層云只能降毛毛雨，層積云可降小的雨、雪和霞。高積云很少降水。但在我國(guó)南方地區(qū)，由于水汽比較充沛，層積云也可產(chǎn)；生連續(xù)性降水，高積云有時(shí)也可產(chǎn)生降水。二、人工影響云雨人工影響云雨是人類控制自然的重要方面。一百多年前，我國(guó)就有炮轟雷雨云的防雹嘗試，近幾十年來，科學(xué)技術(shù)的進(jìn)步，國(guó)內(nèi)外人工影響云、霧、降水的方法取得了很大的進(jìn)展。人工降雨就是根據(jù)自然界降水形成的原理，人為地補(bǔ)充某些形成降水所必須的條件，促使水滴迅速凝結(jié)或并合增大，形成降水。所采用的方法，因云的性質(zhì)不同，有以下幾種：(一)人工影響冷云降水(二)人工影響暖云隨水三、降水表示方法（一）降水量是指從空中降下來的液態(tài)水或融化后的固態(tài)水，在水平面上未經(jīng)蒸發(fā)、滲透、流失所聚積的水層深度，通常以mm為單位。霧、霜、霧淞等凝結(jié)物為水平降水。從云中降到地面的降水量和水平降水量之和，稱為雨量或降水量。（二）降水強(qiáng)度是指單位時(shí)間內(nèi)的降水量，單位用mm.h或mm.d。（三）降水變率降水變率表示降水量的變動(dòng)程度，有絕對(duì)變率和相對(duì)變率兩種。1．絕對(duì)變率絕對(duì)變率是某地實(shí)際降水量（X）與同期多年平均降水量（X）之差，即降水距平值（d）。降水絕對(duì)變率為正值，表示比正常年份降水量多，負(fù)值表示比正常年份降水量少。因此，降水絕對(duì)變率表示某地降水量的變動(dòng)情況。2．相對(duì)變率為了便于不同地區(qū)進(jìn)行比較，通常采用相對(duì)變率（D），相對(duì)變率是降水距平值D與多年平均降水量X的百分比。相對(duì)變率=絕對(duì)變率/歷年平均降水量×100%＞25%，采取預(yù)防措施，干旱或洪澇，＞50%，特大干旱或洪澇，什么措施都不用采取，徒勞無功。這兩個(gè)指標(biāo)全省通用，有點(diǎn)差別，不是很大。

（四）降水保證率某一界限降水量在某一段時(shí)間內(nèi)出現(xiàn)的次數(shù)與該段時(shí)間內(nèi)降水總次數(shù)的百分比，叫做降水頻率。降水量高于（或低于）某一界限的頻率的總和，叫降水保證率。降水保證率表示某一界限降水量出現(xiàn)的可靠程度的大小。在氣候統(tǒng)計(jì)中求頻率與保證率至少要有25～30年以上的資料。四、降水的種類（一）按降水性質(zhì)分類法按降水性質(zhì)分類有連續(xù)性降水、陣發(fā)性降水和毛毛狀降水三種。（1）連續(xù)性降水：降水時(shí)間較長(zhǎng)、強(qiáng)度變化較小，降水范圍較大，通常降自高層云和雨層云中。（2)陣性降水：降水持續(xù)時(shí)間短、強(qiáng)度大，常突然開始和停止，降水范圍較小，而且分布不均勻。（3）毛毛狀降水：是極小的滴狀液體降水，落到水面上沒有波紋，落在干地上無水濕斑，降水強(qiáng)度很小，通常降自層云或?qū)臃e云。（二）按降水強(qiáng)度分類法按降水強(qiáng)度分類有小雨、中雨、大雨、暴雨、特大暴雨，小雪、中雪、大雪等。（三）按降水的物態(tài)形狀分類法按降水的物態(tài)形狀分類有雨雪、霰、雹等。（1）雨：從云中降到地面的液態(tài)水滴。（2）雪：由冰晶和過冷卻水滴混合組成的云中，由于冰晶的飽和水汽壓比水滴飽和水汽壓小，水汽由水滴表面向冰晶表面移動(dòng)，并在冰晶的各個(gè)角尖上凝結(jié)，形成各種形狀的雪花。雪花逐漸增大，由于重力的作用，慢慢向地面降落，若此時(shí)低空氣溫低于00C，則降落到地面的便是雪。若低空氣溫接近00C，則降落到地面的便是雨夾雪。（3）霰：白色，不透明的球狀晶體，是過冷水在冰晶周圍凍結(jié)而成的，其直徑小于5mm，落地反跳，常見于降雪之前，或與陣雨、陣雪同時(shí)降落。其徑小于1mm稱霰，大于1mm稱“雪子”或“米雪”。（4）雹：是由透明和不透明的冰層相間組成的固體降水物，多呈球形，其大小不一，可從幾毫米到幾十毫米，常從積雨云中下降，并伴有陣雨，持續(xù)時(shí)間短，但降水量很大。（四）按降水形成原因分類法按降水形成的原因分類有地形雨、對(duì)流雨、氣旋雨和臺(tái)風(fēng)雨。（1）地形雨：暖濕空氣在前進(jìn)途中，遇到地形的阻礙在迎風(fēng)坡被迫上升，絕熱冷卻，形成降水。（2）對(duì)流雨：暖季時(shí)，當(dāng)空氣濕度較大，而且地面劇烈受熱而引起強(qiáng)烈對(duì)流，會(huì)形成積雨云，其降水稱為對(duì)流雨。由于降自積雨云，常伴有雷電現(xiàn)象，故又稱為熱雷雨。夏季午后常出現(xiàn)熱雷雨。（3）氣旋雨：氣旋即低氣壓。在低壓中心因有上升氣流，絕熱冷卻發(fā)生凝結(jié)而降水，稱為氣旋雨。氣旋的規(guī)模較大，因此，其降水范圍較廣，降水時(shí)間也較長(zhǎng)。氣旋可分為溫帶氣旋（又稱鋒面氣旋）和熱帶氣旋兩種。氣旋雨是我國(guó)最主要的一種降水，在各地降水量中占的比例都很大。（4）臺(tái)風(fēng)雨：熱帶氣旋強(qiáng)度大者稱為臺(tái)風(fēng)或颶風(fēng)。由于臺(tái)風(fēng)活動(dòng)而造成的降水，稱為臺(tái)風(fēng)雨。第五節(jié)水分平衡概念：在自然界中水分蒸發(fā)、凝結(jié)及降水等過程緊密地互相聯(lián)系著。水分由下墊面蒸發(fā)變成水汽。水汽進(jìn)入大氣以后，在大氣中凝結(jié)成云，然后又以降水的形式降至地面。這種不斷進(jìn)行著的水分的往復(fù)過程叫做水分循環(huán)。分類：水分循環(huán)可分為大循環(huán)（外循環(huán)）和小循環(huán)（內(nèi)循環(huán)）。大循環(huán)：從海洋上蒸發(fā)出的水分有一部分被攜帶到大陸上空。這部分水汽進(jìn)入大氣以后，又以凝結(jié)降水的形式返回地面。這些水分除部分蒸發(fā)外，其余的由地面流到河里，最后又流到海洋，海洋中失去的水分得到補(bǔ)償。這種海洋和大陸之間的水分循環(huán)稱為外循環(huán)或大循環(huán)小循環(huán)：大陸上（或海洋上）蒸發(fā)出的水汽，升人上空，凝云致雨，并降落于原來的大陸或海洋上，這種循環(huán)稱為小循環(huán)或內(nèi)循環(huán)。從多年長(zhǎng)期平均而論，整個(gè)地球上的水分總量大體上恒定，即地球上的總降水量等于總蒸發(fā)量。對(duì)于短時(shí)期有限地區(qū)的水分平衡方程為R＝E＋f±△W式中R為降水量，E為蒸發(fā)量f為徑流量，±△W為有限地區(qū)內(nèi)水分增減量，人類活動(dòng)可以改變水分平衡中的各個(gè)分量。如大面積植樹造林后，減小地面徑流量，相應(yīng)地增加土壤含水量和地面蒸發(fā)量，起到涵養(yǎng)水源和保持水土作用。修建水庫、攔蓄洪水、發(fā)展灌溉等使水面面積大大增加。同時(shí)也使地下水位提高，徑流量減少，陸面蒸發(fā)將隨之增加，改善農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的自然條件。第五章氣壓和風(fēng)氣壓和氣壓場(chǎng)一、氣壓及其變化氣壓1、概念：?jiǎn)挝幻娣e上所承受的垂直大氣柱的重量1mb=1hpa=0.75mmHg2、標(biāo)準(zhǔn)大氣壓：指緯度為45的海平面上，空氣溫度為0℃時(shí)，大氣所產(chǎn)生的壓力1標(biāo)準(zhǔn)大氣壓=1013.25hPa=760mmHg（二）氣壓的垂直變化氣壓隨高度的增高而急劇減小，用壓高公式表示ΔZ=18400（1+αt）㏒P1/P2（三）氣壓隨時(shí)間的變化1、氣壓變化的原因（1）水平氣流的輻合與輻散（2）不同密度氣團(tuán)的移動(dòng)（3）空氣垂直運(yùn)動(dòng)2、氣壓的時(shí)間變化（1）日變化：地面氣壓的日變化有單峰、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。一般是清晨氣壓上升，09-10時(shí)出現(xiàn)最高值，以后氣壓下降，到15-16時(shí)出現(xiàn)最低值，此后又逐漸升高，到21-22時(shí)出現(xiàn)次高值，以后再度下降，到次日03-04時(shí)出現(xiàn)次低值。（2）年變化：在大陸上，一年中氣壓最高值出現(xiàn)在冬季，最低值出現(xiàn)在夏季，氣壓年變化很大，并由低緯向高緯逐漸增大。海洋上一年中氣壓最高值出現(xiàn)在夏季，最低值出現(xiàn)在冬季，年較差小于同緯度的陸地。高山區(qū)一年中氣壓最高值出現(xiàn)在夏季，是空氣受熱，氣柱膨脹、上升，質(zhì)量增加所致，而最低值出現(xiàn)在冬季，是空氣受冷，氣柱收縮、空氣下沉、高山上空氣質(zhì)量減少的結(jié)果。（3）氣壓的非周期性變化：一個(gè)地方的地面氣壓變化總是既包含周期變化，又包含非周期變化，只是中高緯度地區(qū)氣壓的非周期變化比周期性變化明顯得多，而低緯度地區(qū)相反，因而氣壓變化帶有非周期性特征。二、氣壓場(chǎng)的表示方法氣壓在空間的分布稱氣壓場(chǎng)。在氣壓場(chǎng)中所出現(xiàn)的各種氣壓形勢(shì)，有的是高壓區(qū)，有的是低壓區(qū)等等，這些氣壓形勢(shì)稱為氣壓系統(tǒng)。在氣壓場(chǎng)中，用來表示各種氣壓形勢(shì)的方法，在等高面上用等壓線，在等壓面上用等高線。位勢(shì)高度相等的空間各點(diǎn)形成等高面，海平面就是被看成零值等高面。等壓線就是在等高面上連結(jié)氣壓相等各點(diǎn)的線，它可以清楚地表示出海平面上氣壓分布的形勢(shì)。表示氣壓場(chǎng)的基本形式，即（1）低壓：具有閉合等壓線，中心氣壓低，外圍氣壓高的氣壓區(qū)。（2）高壓：具有閉合等壓線，中心氣壓高，外圍氣壓低的氣壓區(qū)。（3）低壓槽：從低壓區(qū)向外伸出的狹長(zhǎng)區(qū)域或一組未閉合的等壓線向氣壓較高的一方突出的部分。低壓槽中，各等壓線彎曲最大處的連線，叫做槽線。（4）高壓脊：從高壓區(qū)向外伸出的狹長(zhǎng)區(qū)域或一組未閉合的等壓線向氣壓較低的一方突出的部分。另外，在一張范圍較大的海平面等壓線圖上，?？赏瑫r(shí)出現(xiàn)上述各種不同類型的氣壓系統(tǒng)。三、氣壓系統(tǒng)的空間結(jié)構(gòu)（一）溫壓場(chǎng)對(duì)稱系統(tǒng)1、冷低壓：當(dāng)溫度場(chǎng)的冷中心和氣壓場(chǎng)的低壓中心基本重合時(shí)的溫壓場(chǎng)對(duì)稱系統(tǒng)。2、暖高壓：當(dāng)溫度場(chǎng)的暖中心和氣壓場(chǎng)的高壓中心基本重合時(shí)的溫壓場(chǎng)對(duì)稱系統(tǒng)。3、冷高壓：當(dāng)溫度場(chǎng)的冷中心和氣壓場(chǎng)的高壓中心基本重合時(shí)的溫壓場(chǎng)對(duì)稱系統(tǒng)。4、暖低壓：當(dāng)溫度場(chǎng)的暖中心和氣壓場(chǎng)的低壓中心基本重合時(shí)的溫壓場(chǎng)對(duì)稱系統(tǒng)。（二）溫壓場(chǎng)不對(duì)稱的氣壓系統(tǒng)：指地面上冷暖中心和高低氣壓中心不重合的溫壓系統(tǒng)。第二節(jié)大氣的運(yùn)動(dòng)一、風(fēng)：空氣的水平運(yùn)動(dòng)稱為風(fēng)。二、風(fēng)的大小和方向：1、風(fēng)速是指單位時(shí)間內(nèi)空氣水平移動(dòng)的距離。2、風(fēng)向是指風(fēng)的來向。三、作用于空氣質(zhì)點(diǎn)上的力1、水平氣壓梯度力(G)氣壓梯度力是由于空間氣壓分布不均而作用在單位體積空氣上的力。它在水平方向上的分力稱為水平氣壓梯度力，其方向垂直于等壓線，由高壓指向低壓，大小為這個(gè)方向上單位距離內(nèi)氣壓的的改變量。公式為G=-△P/ρ△N其中-△P/△N表示水平氣壓梯度2、水平地轉(zhuǎn)偏向力(A)空氣在轉(zhuǎn)動(dòng)的地球上運(yùn)動(dòng)著，當(dāng)運(yùn)動(dòng)的空氣質(zhì)點(diǎn)依其慣性順著氣壓梯度力方向進(jìn)行時(shí)，由于地球轉(zhuǎn)動(dòng)而產(chǎn)生的使空氣偏離氣壓梯度力方向的力，叫做地轉(zhuǎn)偏向力。公式為A=2υωsinΦ結(jié)論：A只是在物體相對(duì)于地面運(yùn)動(dòng)時(shí)才產(chǎn)生，靜止時(shí)，不受A的作用。A方向同物體運(yùn)動(dòng)方向垂直，在北半球，它指向運(yùn)動(dòng)方向的右方，南半球相反。A只改變物體的運(yùn)動(dòng)方向，不改變其相對(duì)于地球的運(yùn)動(dòng)速度。A同風(fēng)速和所在緯度的正弦成正比，在風(fēng)速相同的情況下，隨緯度的增高而增大，赤道上，A等于零。3、慣性離心力(C)在曲線軌道上運(yùn)動(dòng)的空氣質(zhì)點(diǎn)，時(shí)刻受到一個(gè)離開曲率中心向外的力的作用，它是空氣為保持慣性方向運(yùn)動(dòng)而產(chǎn)生的。公式為：C=υ2/r結(jié)論：C的方向與向心力的方向相反，都和運(yùn)動(dòng)方向垂直，大小與向心力相等。C只改變運(yùn)動(dòng)方向，不改變速度。如果空氣直線運(yùn)動(dòng)或靜止時(shí)，C都不存在。4、摩擦力(R)兩個(gè)相互接觸的物體相對(duì)運(yùn)動(dòng)時(shí)，接觸面之間所產(chǎn)生的一種阻礙物體運(yùn)動(dòng)的力。摩擦力的方向與空氣運(yùn)動(dòng)方向相反，大小與運(yùn)動(dòng)速度和摩擦系數(shù)成正比。公式為：R=-kυR隨高度升高，作用減小，到自由大氣層時(shí)，可忽略不計(jì)四、自由大氣中的風(fēng)1、地轉(zhuǎn)風(fēng)：在自由大氣平直等壓線的氣壓場(chǎng)中，當(dāng)氣壓梯度力與地轉(zhuǎn)偏向力相平衡時(shí)的風(fēng)。2、梯度風(fēng)在自由大氣中，當(dāng)空度作曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)，作用于空氣的力，除了氣壓梯度力和地轉(zhuǎn)偏向力之外，還有慣性離心力。這三個(gè)力達(dá)到平衡時(shí)的風(fēng)，叫做梯度風(fēng)。在北半球，高氣壓中的梯度風(fēng)是沿著等壓線按順時(shí)針方向吹，低氣壓中的梯度風(fēng)則按逆時(shí)針方向吹，南半球情況正好相反。白貝羅風(fēng)壓定律：自由大氣中的風(fēng)沿等壓線吹，在北半球，背風(fēng)而立，高壓在右，低壓在左；南半球則相反。五、摩擦層中的風(fēng)1、在平直等壓線的氣壓場(chǎng)中。由地轉(zhuǎn)偏向力和摩擦力的合力與氣壓梯度力平衡時(shí)的風(fēng)，稱為實(shí)際風(fēng)。2、曲線等壓線的氣壓場(chǎng)中，摩擦層中的風(fēng)即氣旋與反氣旋。綜上，在摩擦層中，無論是等壓線還是曲線等壓線，受到摩擦力的作用，風(fēng)速都要減小，風(fēng)向都是斜穿等壓線，由高壓指向低壓，仍符合白貝羅風(fēng)壓定律（略修改）即：在北半球，背風(fēng)而立，高壓在右后方，低壓在左前方，南半球則相反。六、風(fēng)的變化1、風(fēng)的日變化：一于中午后的風(fēng)速最大，清晨的風(fēng)速最小。這種變化晴天大于陰天，夏季大于冬季，陸地大于海洋2、風(fēng)的年變化：冬半年風(fēng)速大于夏半年3、風(fēng)的空間變化：隨海拔高度的升高，風(fēng)速增大，同理，海洋上空的風(fēng)速大于陸地上空的，沿海的風(fēng)速大于山區(qū)的4、風(fēng)的陣性：風(fēng)的陣性山區(qū)比平原地區(qū)明顯，白天比夜間明顯，午后最顯著七、大氣的垂直運(yùn)動(dòng)（一）對(duì)流運(yùn)動(dòng)對(duì)流運(yùn)動(dòng)是由于某空氣團(tuán)溫度與周圍空氣不同引起的。（二）系統(tǒng)性垂直運(yùn)動(dòng)由于水平氣流的輻合、輻散、暖氣流沿鋒面沿用升以及氣流受山脈的阻滯等動(dòng)力作用所引起的大范圍、較規(guī)則的上升或下降運(yùn)動(dòng)。這種運(yùn)動(dòng)垂直速度很小，但范圍很廣，并能維持較長(zhǎng)時(shí)間，對(duì)天氣的形成和演變有重大影響。第三節(jié)大氣環(huán)流大氣中各種氣流的綜合，稱為大氣環(huán)流。一、大氣環(huán)流形成因素太陽輻射因子：大氣環(huán)流形成與維持的基本能源來自太陽輻射的轉(zhuǎn)化。大氣吸收太陽輻射、地面輻射和地球給予大氣的其它能量，同時(shí)大氣也向外輻射能量。這些能量的差額的分布與緯度有關(guān)。赤道和低緯度地區(qū)是輻射源，高緯和極地是輻射匯。太陽輻射分布不均勻是大氣產(chǎn)生大規(guī)模運(yùn)動(dòng)的根本原因，大氣在高低緯度間熱量收支不平衡的產(chǎn)生是維持大氣環(huán)流的直接原動(dòng)力。地球自轉(zhuǎn)的作用因?yàn)榈厍虿煌５刈晕飨驏|繞著地軸自轉(zhuǎn)，因此，大規(guī)模的空氣運(yùn)動(dòng)必然受到地轉(zhuǎn)偏向力的作用。地轉(zhuǎn)偏向力迫使空氣運(yùn)動(dòng)的方向偏離氣壓梯度力的方向，從而單圈環(huán)流不能維持，從而形成理論上的三圈環(huán)流中的三個(gè)風(fēng)帶，由此可見，地球自轉(zhuǎn)是全球大氣環(huán)流形成和維持的重要條件。地球表面海陸分布和地形條件的影響地面摩擦作用二、熱力環(huán)流空氣因受熱不均而產(chǎn)生的環(huán)流。三、單圈環(huán)流如果地表面是均勻的，并且暫不考慮地轉(zhuǎn)偏向力的作用，那么，由于赤道地區(qū)受熱多、氣溫高，空氣膨脹上升，赤道上空的氣壓就會(huì)高于上空同一高度上的氣壓。在氣壓梯度力的作用下，赤道上空的空氣就向極地流動(dòng)，赤道上空由于空氣流出，氣柱質(zhì)量減少，地面氣壓就會(huì)降低而形成低壓區(qū)，稱為赤道低壓；極地上空因有空氣流入，地面氣壓就會(huì)升高而形成高壓區(qū)，稱為極地高壓。于是在低層就產(chǎn)生了自地流向赤道的氣流，這支氣流在赤道地區(qū)受熱上升，便補(bǔ)償了赤道上空流走的空氣質(zhì)量。這樣，在赤道和極地之間就構(gòu)成了南北向閉合的環(huán)流，稱為單圈環(huán)流。四、三圈環(huán)流當(dāng)空氣赤道上空向極地流動(dòng)時(shí)，起初因受地轉(zhuǎn)偏向力的作用很小，空氣基本上是順著氣壓梯度力方向沿經(jīng)圈運(yùn)行的，以后隨著緯度增高，地轉(zhuǎn)偏向力逐漸增大，氣流就逐漸向緯圈方向偏轉(zhuǎn)，到緯度20°～3O°處，已經(jīng)增大到氣壓梯度力相等的程度，空氣運(yùn)行方向就接近于與緯圈平行了。當(dāng)氣流在緯度20°～30°處上空轉(zhuǎn)成緯向以后，源源不斷地從赤道上空流到這里來的空氣質(zhì)量就在此處堆積下沉，使近地面層氣壓升高而形成一個(gè)高壓帶，這個(gè)高壓帶就是副熱帶高壓帶。在副熱帶高壓帶和極地高壓帶之間是一個(gè)相對(duì)的低壓帶，稱為副極地低壓帶。副熱帶高壓帶出現(xiàn)以后，在副熱帶地區(qū)的近地面層，空氣向赤道和極地兩邊流去。其中向赤道的一支氣流，在地轉(zhuǎn)偏向力作用下，在北半球成了東北風(fēng)，在南半球成為東南風(fēng)，我們分別稱為東北信風(fēng)和東南信風(fēng)，這兩支信風(fēng)到了赤道附近輻合，補(bǔ)償由赤道上空流出的空氣質(zhì)量，于是熱帶地區(qū)的上下層氣流構(gòu)成一個(gè)環(huán)流圈，稱為熱帶環(huán)流圈，由副熱帶向極地的一支氣流，則在地轉(zhuǎn)偏向力作用下，形成中緯度地區(qū)的偏西風(fēng)。當(dāng)它到達(dá)副極地低壓帶時(shí)，遇上由極地高壓區(qū)流來的稱為極地東風(fēng)的冷空氣，于是在這兩支冷、暖氣流之間，形成一個(gè)鋒面（鋒面在下一章介紹），從副熱帶地區(qū)來的暖空氣沿鋒面向極地滑升（在地轉(zhuǎn)偏向力作用下，為偏西氣流），然后在極地上空冷卻下沉，補(bǔ)償極地地面流向中緯度地區(qū)的空氣質(zhì)量，這樣極地的上下層氣流也構(gòu)成了一個(gè)環(huán)流圈，稱為極地環(huán)流圈。中緯度上下層都盛行西風(fēng)，只是近地層具有南風(fēng)風(fēng)速，上層具有北風(fēng)風(fēng)速，所以在南北方向上也構(gòu)成一個(gè)環(huán)流圈，稱為中緯度環(huán)流圈，它的方向和熱帶環(huán)流圈、極地環(huán)流圈相反。由上述討論可知，在地轉(zhuǎn)偏向力作用下，南北半球近地面層中各出現(xiàn)了四個(gè)氣壓帶，即赤道低壓帶、副熱帶高壓帶、副極地低壓帶和極地高壓帶。同時(shí)相應(yīng)地形成了三個(gè)風(fēng)帶，即東北信風(fēng)帶、盛行西風(fēng)帶和極地東風(fēng)帶（這些風(fēng)帶被稱為行星風(fēng)帶）。這些風(fēng)帶與上空氣流結(jié)合起來，便構(gòu)成了三個(gè)環(huán)流圈，即熱帶環(huán)流圈、中緯度環(huán)流圈和極地環(huán)流圈。這樣，就把復(fù)雜的大氣環(huán)流歸納成為一個(gè)簡(jiǎn)單的模式即通常所謂的大氣環(huán)流三圈模式。五、大氣環(huán)流的平均特征和變化情況（一）實(shí)際情況：由于地球表面不是均勻的，大氣環(huán)流情況遠(yuǎn)不是上述那樣簡(jiǎn)單。在眾多的影響因素中，最大的影響因素是大陸和海洋的分布，例如，在北緯30°～35°地區(qū)，副熱帶高壓帶就是不連續(xù)的。在夏季，陸地強(qiáng)烈增溫，使歐亞大陸成為一個(gè)寵大的低壓，即印度低壓。同理也形成北美低壓。而海洋較大陸增熱慢，氣溫較大陸低，形成太平洋上的夏威夷高壓和大西洋上的亞速爾高壓。而到了冬季，陸地冷卻快，在北半球的歐亞在陸形成蒙古高壓，北美大陸形成北美高壓。而海洋上形成太平洋的阿留申低壓和冰島低壓。這種由于海陸熱力差異，割裂了氣壓帶而形成的高、低氣壓中心，對(duì)冬、夏季的天氣、氣候有控制性的影響，被稱為大氣活動(dòng)中心。（二）平均特征1、平均緯向環(huán)流大氣環(huán)流最基本的狀態(tài)是盛行著以極地為中心旋轉(zhuǎn)的緯向環(huán)流，也就是東、西風(fēng)帶。2、平均經(jīng)圈環(huán)流經(jīng)圈環(huán)流是指沿經(jīng)圈和垂直方向上，由風(fēng)速的平均南北分量和垂直分量構(gòu)成的平均環(huán)流圈。3、平均水平環(huán)流水平環(huán)流是指緯向氣流受到擾動(dòng)后發(fā)展起來的槽脊和高、低壓環(huán)流，緯向氣流的擾動(dòng)主要是受地球表面海陸分布、大地形的作用以及地面摩擦作用引起的。（三）大氣環(huán)流的變化（年變化）1、對(duì)流層中上層大氣環(huán)流的年變化在中高緯度，一年中環(huán)流狀態(tài)的季節(jié)轉(zhuǎn)換，一般是以西風(fēng)帶的槽脊數(shù)量、結(jié)構(gòu)形式和西風(fēng)的強(qiáng)弱表現(xiàn)出來。從北半球500hPa多年平均流場(chǎng)來分析，11-4月（冬季）中高緯度西風(fēng)帶上有三個(gè)槽、三個(gè)脊，而且槽脊的位置和強(qiáng)度基本穩(wěn)定，6-8月（夏季）西風(fēng)全年比較長(zhǎng)的時(shí)間，成為中高緯度高層大氣環(huán)流的基本形態(tài)，并在一年內(nèi)交替出現(xiàn)。環(huán)流在從冬季形態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)橄募拘螒B(tài)中，只通過短暫的春季環(huán)流（5月）過渡階段。同樣，從夏季環(huán)流形態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)槎经h(huán)流形態(tài)時(shí)，也只經(jīng)過秋季（9-10月）短促的過渡階段。2、對(duì)流層低層大氣環(huán)流的年變化在對(duì)流層低層，大氣環(huán)流的年變化主要表現(xiàn)在行星風(fēng)帶和行星氣壓帶隨季節(jié)的移動(dòng)和大氣活動(dòng)中心的季節(jié)性轉(zhuǎn)換上。北半球的行星風(fēng)帶和行星氣壓帶冬季向南移動(dòng)，夏季向北移動(dòng)，冬季，北半球海洋上低壓加深發(fā)展，大陸上的冷高壓不斷增強(qiáng)；夏季北半球海洋上低壓縮小、削弱或以至不明顯，大陸上的冷高壓北移，勢(shì)力大大減弱，與此同