1、第 1 页 共 33 页第一章 引论第一节 气象学、气候学研究的对象、任务和发展简史一. 气象学与气候学研究的对象和任务：由于地球的引力作用，地球周围聚集着一个气体圈层，构成了所谓的大气圈。 地球表面没有任何地点不在大气圈的笼罩之下；它又是如此之厚，以致地球表面没有任何山峰能穿过大气层。大气圈是人类地理环境的重要组成部分。1. 气象学研究的对象和内容：气象学：研究大气现象和过程，探讨其演变规律和变化，并直接或简介用之于指导生产实践为人类服务的科学。气象学研究的基本内容：（1）把大气当作研究的物质客体来探讨其特性和状态；（2）研究导致大气现象发生发展的能量来源、性质及其转换；（3）研究大气现象的
2、本质，从而能解释大气现象，寻求控制其发生、发展和变化的规律；（4）探讨如何应用这些规律，为预测和改善大气环境服务。2. 气候学及其研究的内容：天气和气候：天气是指某一地区在某一瞬时或某一短时间内大气状态和大气现象的综合。气候是指在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动长时间相互作用下，在某一时段内大量天气过程的综合。气候学：研究气候形成、分布和变化的科学。二. 气象学与气候学研究的发展简史：1. 萌芽时期：时间：十六世纪中叶以前。特点：由于人类活动和生产的需要，进行了一些零星的、局部的气象观测，积累了一些感性认识和经验，对某些天气现象做出了一定的解释。这时期从学科性质上来讲，气象学与天文学是
3、混在一起的，具有天象学的性质。主要成就：2. 发展初期：时间：十六世纪中叶到十九世纪末。特点：气象学、气候学与天文学逐渐分离，成为独立的学科。主要成就：3. 发展时期：时间：20 世纪以来。特点：摆脱了定性描述阶段，进入到定量试验阶段，从认识自然，逐步向预测自然、控制和盖在自然的方向发展。这一时期又可分为早期和近期两个阶段。1）早期：20 世纪的前 50 年气象学的重要进展：锋面学说；长波理论；降雨学说。气候学的重要进展：气候分类；动力气候学；小气候研究。2）近期：20 世纪 50 年代以后第 2 页 共 33 页特点：开展大规模的观测试验；对大气物理现象进行数值模拟试验；把大气作为一个整体进
4、行研究；气候系统概念的提出；人类活动与气候相互影响研究等等。三. 气象学与气候学和自然地理学的关系：1. 自然地理学研究的对象和内容：一般认为，自然地理学是研究地球表层自然环境的学科。自然地理学是以人类赖以生存的地球表层自然环境的区域特征、区域分异及其发展过程与变化规律为研究对象的。从自然地理学的研究对象出发，自然地理学的研究内容主要包括：（1）人类赖以生存的地球表层自然环境的组成、结构及其区域分异规律； （2）人类赖以生存的地球表层自然环境系统的成因与规律；（3）人类赖以生存的地球表层自然环境系统的运行机制；（4）人类与地球表层自然环境的相互作用、相互影响；（5）地球表层自然环境的评估、预测
5、、规划、管理、优化、调控。2. 自然地理学与地球表层系统：地球系统：地球表层系统、地球内部系统。 地球表层系统：地球表层自然系统自然地理学；地球表层人文系统人文地理学。地球表层自然系统包括：大气圈大气科学；水圈水文学；岩石圈地质学；生物圈生物学。自然地理学是大气科学、水文学、地质学与生物学的交叉学科或边缘学科。第二节 气候系统概述 一. 气候系统的基本概念：1. 气候与气候系统：气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。2. 大气圈：大气圈是气候系统中最活跃、变化最大的组成部分。 1）大气圈的组成：大气是由多种气体混合
6、组成的，此外，还悬浮由一些固体杂质和液体微粒；大气的气体组成成分：主要成分氮、氧、氩，99.96；微量气体成分二氧化碳、臭氧、甲烷等；干洁空气：90km 以下可以看成是分子量为 28.97 的“单一成分”的气体；大气中臭氧的形成、分布与作用； 大气中的二氧化碳；大气中的水汽；大气气溶胶粒子。2）大气的结构：第 3 页 共 33 页大气的上界：物理上界1200km；着眼于大气密度，约 20003000km。大气的垂直分层：观测证明，大气在垂直方向上的物理性质是有显著差异的。根据温度、成分等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气分为五层：（1）对流层：范围：对流层顶（对流层顶高度的纬度
7、、季节变化） 主要特征：气温随高度增加而降低；垂直对流运动显著；气象要素水平分布不均匀。对流层的分层：行星边界层（或摩擦层）、自由大气、对流层顶。（2）平流层：范围：对流层顶55km 左右。主要特征：随高度的增高，气温最初保持不变或微有上升，约 30km 以上，气温随高度增加而显著升高；气流比较平稳，垂直混合运动显著减弱；水汽含量极少。 （3）中间层：范围：平流层顶85km 左右。主要特征：气温随高度增加迅速下降；垂直运动强烈；水汽含量更少；电离层 D 层。（4）热层：此层没有明显的顶部。有人观测在 250500km；有人认为可达 800km。主要特征：气温随高度增加迅速升高；空气处于高度电离
8、状态；在高纬度晴夜，可出现极光。（5）散逸层：是大气的最高层，又称外层。主要特征：该层的主要特点是大气粒子经常散逸至星际空间，是大气圈与星际空间的过渡地带。3、水圈、陆面、冰雪圈和生物圈：1）水圈：水圈包括海洋、湖泊、江河、地下水和地表上的一切液态水，其中海洋在气候形成和变化中最重要。海温的垂直变化：表层暖层、斜温层、冷水层。海洋在气候系统中具有最大的热惯性，是一个巨大的能量贮存库。2）陆面：岩石圈、陆地表面；岩石圈变化时间尺度长；陆面的动力作用和热力作用。 3）冰雪圈：冰雪圈包括大陆冰原、高山冰川、海冰和地面雪盖等。冰雪圈的变化尺度：陆地雪盖季节变化；海冰季节到几十年际的；大陆冰原和冰川几百
9、甚至到几百万年。冰雪圈对地表热量平衡的影响：很大的反射率；阻止地表和大气间的热量交换。4）生物圈：对气候变化很敏感，反过来影响气候。对大气和海洋的二氧化碳平衡、气溶胶粒子的产生以及其他与气体成分和盐类有关的化学平衡等的作用。二. 气候系统的基本性质：1. 气候系统是一个复杂的、高度非线性的、开放的巨系统：第 4 页 共 33 页1）气候系统是一个开放系统：气候系统与其外空间的物质交换是微乎其微的。从这个意义上，气候系统可以被看作是一个封闭系统。气候系统与外空间有能量交换。从这个意义上，气候系统是一个开放系统。 2）气候系统是一个复杂的系统：无论从描述气候系统的物理量的空间分布和时间变化上讲，还
10、是从气候系统中发生的过程类型上讲，气候系统都是非常复杂的。3）气候系统是一个高度非线性的系统：气候系统中的重要过程：物理过程、化学过程和生物过程。气候系统中发生的重要过程是气候系统各组成部分之间相互作用和相互影响的具体表现，是气候系统表现出高度非线性的根本原因。2. 气候系统的热力学和动力学属性：气候系统各部分之间热力学和动力学属性的显著差异。3. 气候系统的稳定性：气候系统的稳定性（广义）是气候系统演变的重要性质。气候系统稳定性的两个制约因素：能量收支方面的外部因素、气候系统内部的性质。气候系统的稳定性是相对的。4. 气候系统的反馈过程：反馈机制对系统起内部控制作用，它来自于两个或更多子系统
11、之间一种特殊的耦合或调整。在反馈过程中一部分输出又返回来充作输入，其结果是系统的净响应有了变化。反馈机制既可增强最终的输出结果(正反馈)，也可以减弱输出结果（负反馈）。反馈过程举例：正反馈过程冰雪反照率反馈、水汽反馈、二氧化碳反馈；负反馈过程云反馈。气候系统的敏感性和稳定性与反馈机制。5、气候系统的可预报性：Lorenz 把气候预报分为两类，第一类是与时间有关的，即习惯上的气候预报问题；第二类是与时间无关的，对应于敏感性问题。气候系统的可预报性与外部强迫及内部过程的特性有关。三. 气候系统演变的时空尺度：1. 气候系统变化的多空间尺度性：气候系统的热力学状态和动力学状态具有空间分布上的不均匀性
12、。这种空间不均匀性的尺度在量级上有一个非常宽的范围。2. 气候系统的变化的多时间尺度性：气候系统的变化具有多时间尺度性。观测事实和古气候证据表明地球上的气候在过去发生了很大的变化，其变化有一个非常宽的时间谱，从月际到几亿年都有。第二章 气候系统的热力过程第一节 辐射的基本知识第 5 页 共 33 页一. 辐射的基本概念：1. 辐射：自然界中的一切物体过程都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射。通过辐射传播的能量称为辐射能，也简称为辐射。2. 辐射能基本特征量：辐射通量密度：单位时间内通过单位面积的辐射能量称辐射通量密度，单位 W/m2。物体的放射能力：物体表面，在单位时间内
13、、单位面积上射出的辐射能，单位 W/m2。辐射强度:单位时间内，通过垂直与选定方向上的单位面积（对球面坐标，即单位立体角）的辐射能，单位 W/m2或 W/sr。辐射强度和辐射通量密度的关系。3. 物体对辐射的反射、吸收与透射：物体所吸收的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的吸收率。物体所反射的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的反射率。透过物体的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的透射率。物体的吸收率、反射率和透射率的关系：d1物体的吸收率、反射率和透射率大小随辐射的波长和物体的性质而改变。二. 热辐射基本定律：1. 普朗克定律：普朗克定律表明，黑体所
14、放射的能量的大小和性质完全由它的温度决定。黑体所放射的单色辐射强度 B (T)的表达式如下：上式中，B (T)是单位时间内单位面积在单位立体角内单位波长范围内的辐射能量；h6.6310 -23Js 是普朗克常数；k1.3810 -23JK-1 是玻耳兹曼常数。2. 斯蒂芬波尔兹曼定律：物体放射放射能力与温度和波长的关系。斯蒂芬波尔兹曼定律：根据研究，黑体总的放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比，即上式中，5.6710 -8W/(m2*K4) 为斯蒂芬波尔兹曼常数。3. 维恩位移定律：维恩位移定律：黑体的单色辐射强度极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，即mTC上式中，如果波长以微米为单位，
15、C=2896m*K。4. 基尔霍夫定律：基尔霍夫定律：在热力平衡条件下，任何物体的波长为 的放射辐射强度 I 与吸收率的比值和物体的性质无关，这一比值只是波长和温度的函数，即 I / a = f(,T)第 6 页 共 33 页第二节 太阳辐射的传输过程太阳辐射光谱：太阳辐射中辐射能按波长的分布。太阳辐射的波长范围：大约在0.154 微米之间。在这段波长范围内，又可分为紫外光区、红外光区和可见光区。太阳辐射的能量主要分布在可见光区和红外区，前者占太阳辐射总量的 50，后者占 43。紫外区只占能量的 7。太阳常数：就日的平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的平面上，单位面积、单位时间内获得的太
16、阳辐射能量。1981 年世界气象组织推荐的太阳常数最佳值为1367（7）W/m 2。一. 到达大气上界的太阳辐射：1. 影响到达大气上界的太阳辐射的因素：天文辐射：太阳辐射在大气上界的时空分布是由太阳与地球间的天文位置决定的，又称天文辐射。日地距离与天文辐射；太阳高度与天文辐射；白昼长度与天文辐射。2. 大气上界太阳辐射的时空分布特征：1）天文辐射随纬度的分布；2）天文辐射的季节变化。二. 太阳辐射在大气中的减弱：太阳辐射光谱穿越大气厚的主要变化：总辐射能有明显地减弱；辐射能随波长的分布变得极不平衡；波长短的辐射能减弱更为显著。产生这些变化的原因是大气对太阳辐射的吸收、散射和反射。1. 大气对
17、太阳辐射的吸收：太阳辐射被大气吸收后转变为热能，从而使得到达地面的太阳辐射减弱。大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。大气中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质对太阳辐射的吸收特性。大气对太阳辐射吸收的总的特点：大气对太阳辐射的吸收是有选择性的；大气对太阳辐射的吸收带主要位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而大气直接吸收的太阳辐射并不多。2. 大气对太阳辐射的散射：散射不像吸收那样把辐射能转变为热能，而只是改变辐射的方向。分子散射（蕾利散射）：概念和特点。粗粒散射：概念和特点。3. 大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射：上述三种方式中，反射作用最重要，尤其是云层对太
18、阳辐射的反射最为明显；散射作用次之；吸收作用相对最小。4. 太阳辐射在大气中的减弱规律：三. 到达地面的太阳辐射：1. 到达地面的太阳直接辐射：第 7 页 共 33 页以平行光的形式直接投射到地面上的太阳辐射称为太阳直接辐射。影响到达地面的太阳直接辐射的因子：太阳高度角、大气透明系数。直接辐射的时空变化特征。2. 到达地面的太阳散射辐射：经过散射后投射到地面上的太阳辐射称为散射辐射。影响到达地面的太阳散射辐射的因子：太阳高度角、大气透明系数。3. 到达地面的太阳总辐射：到达地面的太阳总辐射是指到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和。可能总辐射和有效总辐射的概念。总辐射的时空变化。四. 地面对太阳
19、辐射的反射：地表对太阳辐射的反射率决定于地表面的性质和状态。 第三节 地气系统的长波辐射传输过程一. 地面辐射和大气长波辐射 ：地面辐射和大气辐射的 95以上的能量都集中在 3120 微米的波长范围内，其辐射能最大波长在 1015 微米范围内，故地面和大气辐射称为长波辐射，太阳辐射称为短波辐射。二. 地气间的长波辐射交换：1. 大气对地面辐射的吸收：大气对地面长波辐射的吸收非常强烈。大气中对地面长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等。大气对地面长波辐射的吸收是有选择性的。2. 地面有效辐射：大气逆辐射及大气的保温效应。地面有效辐射：地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之
20、差。第四节 全球能量平衡 一. 气候系统的辐射收支：辐射差额：物体收入的辐射能与支出辐射能的差值。辐射差额与物体温度的变化。1. 地面辐射差额：某段时间内单位面积地表面收入和支出辐射能的差值称为地面辐射差额。地面辐射差额的表达式；影响地面辐射差额的因子；地面辐射差额的时空变化。2. 大气辐射差额：大气辐射差额的定义、表达式。第 8 页 共 33 页3. 地气系统辐射差额：地气系统辐射差额的定义、表达式。地气系统辐射差额的纬度变化。二. 全球能量平衡模式：第二章 气候系统的热力过程第五节 大气热力学基础一. 热力学的基本概念与方程：1. 热力学基本概念：系统的平衡态和非平衡态、系统的态函数（主要
21、介绍系统的内能和熵的概念）、过程（过程、准静态过程与非静态过程、可逆过程与不可逆过程）、系统与外界交换能量的方式。2. 大气状态方程：1）主要气象要素：气象要素是指表示大气属性和大气现象的物理量，如气温、气压、湿度、风向、风速、云量、降水量、能见度等等。（1）气温：气温的单位与测量；（2）气压：气压的定义、单位；（3）湿度：水汽压和饱和水汽压、饱和差、相对湿度、比湿、水汽混合比、露点。（4）风：空气的水平运动称为风。风向和风速的表示。（5）云量；（6）能见度。2）大气状态方程：（1）理想气体的状态方程：理想气体状态方程的一般形式：对于标准状态下，1 摩尔气体来讲，理想气体状态方程：PV=R*T
22、 ，式中 R*对 1 摩尔任何气体都适用，称普适气体常数。对于标准状态下，M 克气体来讲，理想气体状态方程：P=RT ，式中 R= R*/( 为气体的克分子量)，称为比气体常数。（2）干空气状态方程：干空气状态方程：P=R dT ，式中 R= Rd*/ d（3）湿空气状态方程：湿空气的状态方程：P=RT v，式中 Tv称为虚温。虚温的物理意义。二. 应用于大气的热力学基本定律：1. 热力学第一定律：1）功、内能和热量：第 9 页 共 33 页（1）功：通过作功可以改变系统的状态；功的种类（2）内能：内能包括系统内的分子热运动能量、分子间势能和分子内的势能、分子内部和原子内部运动的能量、电场能、
23、磁场能等；温度变化不大时，系统状态的变化主要由热运动的能量、分子间势能的变化引起的，其他形式的运动能量不改变；内能时状态函数：对于一定质量的某种气体，内能一般是温度、体积和气压的函数；对于理想气体，内能只是温度的函数。（3）热量：传热可改变系统的状态，其条件是系统和外界的温度不同；传热的微观本质是分子的无规则运动能量从高温物体向低温物体传递；传热过程中所传热运动能量的多少。2）热力学第一定律：热力学第一定律的表示：对于一无限小过程，dQ=dE+dW；叙述：系统从外界吸收的热量等于系统内能的增量和系统对外界做功之和；热力学第一定律是热现象中能量转化与守恒定律，适合于任何系统的任何过程。热力学第一
24、定律在气象上的常用形式：2. 热力学第二定律：热力学第一定律是热现象中能量转化与守恒定律，一切热力学过程都应该满足能量守恒；热力学第二定律告诉我们，过程的进行还有方向性的问题（满足能量守恒的过程不一定都能进行）。1）自然过程的方向性：功热转换的方向性：功可以转换为热，可自动进行；但热转换为功不能自动进行；热传导的方向性：热量可以自动地从高温物体传向低温物体，但相反的过程却不能发生，即热量不可能自动地从低温物体传向高温物体；气体绝热自由膨胀的方向性：气体向真空中绝热自由膨胀的过程是不可逆的；一切与热现象有关的实际宏观过程都是不可逆的；2）热力学第二定律（1）克劳修斯( Clausius )叙述：
25、热量不能自动地从低温物体传向高温物体。（2）开尔文( Kelvin )叙述：其唯一效果是热全部转变为功的过程是不可能的。三. 空气的增温和冷却过程：绝热变化和非绝热变化1. 气温的非绝热变化过程：空气与外界交换热量的方式：传导、辐射、对流、湍流、蒸发和凝结。2. 大气中的干绝热过程：1）干绝热过程与泊松方程：绝热过程：在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程。在大气中，作垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。干绝热过程：当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程。第 10 页 共 33 页泊松方程：干绝热直减率：定义，表达式的推导；干绝热直减率与气温
26、直减率。位温：概念，性质。3. 大气中的湿绝热过程：湿绝热直减率、假相当位温第六节 大气温度的时空分布一. 气温的时间变化：1. 气温的周期性变化：1）气温的日变化：（1）在一日之内有一个最高值，一般出现在午后 14 时左右，一个最低值，一般出现在日出前后。一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差，其大小反映气温日变化程度。（2）气温日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。2）气温的年变化：（1）地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。就北半球来说，中、高纬度内陆的气温以 7 月为最高，1 月为最低，海洋上的气温以 8 月为最高，2 月为最低。一年中月平均
27、气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差。（2）气温日较差的大小与纬度、海陆分布等有关。2. 气温的非周期性变化二. 气温的空间分布：1. 气温的水平分布：1）影响气温水平分布的主要因素：纬度、海陆、高度；2）气温水平分布的表示：等温线图；3）气温水平分布的基本特征：（1）全球平均气温的分布图上，赤道地区气温高，向两级逐渐降低；（2）冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，夏季相反；（3）最高温度带冬季在北纬 510 度处，夏季在北纬 20 度左右；（4）南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。北半球仅夏季最低气温出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区
28、。2. 气温的垂直变化：1）在对流层中，总的情况是气温随高度增加而降低，气温直减率平均为 0.65/100m；第 11 页 共 33 页2）在一定条件下，对流层也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。逆温现象形成的主要过程：辐射逆温、湍流逆温、下沉逆温、平流逆温等。第三章 大气圈的静力学特征第一节 静力学方程与压高公式一. 大气静力学方程：假设大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受铅直气柱的重量。见下图，在大气柱中截取面积为 1cm2，厚度为Z 的薄气柱。设高度 Z1处的气压为 P1，高度 Z2 处的气压为 P2，空气密度为 ，重力加速度为 g。在静力平衡条件下，
29、 Z1 面上的气压 P1和 Z2 面上的气压 P2 间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量，即：P 2-P1=-P=-g（Z 2-Z1）=-gZ 式中负号表示随高度增高，气压降低。若Z 趋于无限小，则上式可写成：-dP=gdZ 这就是气象上应用的大气静力学方程。方程说明，气压随高度递减的快慢取决于空气密度（）和重力加速度（g）的变化。重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。在密度大的气层里，气压随高递减得快，反之则递减得慢。实践证明，静力学方程虽是静止大气的理论方程，但除在有强烈对流运动的局部地区外，其误差仅有 1，因而得到广泛应用。二. 压高
30、公式：为了精确地获得气压与高度的对应关系，通常将静力学方程从气层底部到顶部进行积分，即得出压高方程：式中， P1、P2 分别是高度 Z1 和 Z2 的气压值。该式表示任意两个高度上的气压差等于这两个高度间单位截面积空气柱的重量。用状态方程替换式中的 ，得：第 12 页 共 33 页该式就是通用的压高方程。它表示气压是随高度的增加而按指数递减的规律。而且在大气低层，气压递减得快，在高层递减得慢。在温度低时，气压递减得快，在温度高时，递减得慢。利用上式原则上可以进行气压和高度间的换算，但直接计算还比较困难。因为在公式中指数上的子式中，g 和 T 都随高度而有变化，而且 R 因不同高度上空气组成的差
31、异也会随高度而变化，因而进行积分是困难的。为了方便实际应用，需要对方程作某些特定假设。比如忽略重力加速度的变化和水汽影响，并假定气温不随高度发生变化，此条件下的压高方程，称为等温大气压高方程。在等温大气中，上式中的 T 可视为常数。实际大气并非等温大气，所以计算实际大气的厚度和高度时，必须将大气划分为许多薄层，求出每个薄层的 tm，然后分别计算各薄层的厚度，最后把各薄层的厚度求和便是实际大气的厚度。第二节 气压场的基本形式一. 气压场的表示方法： 基本概念：等高面、等压线、等压面、等高线、位势高度二. 气压场的基本形式第 13 页 共 33 页气压场的几种基本形式第三节 气压的时空分布一. 气
32、压随时间的变化：气压变化的实质就是该地上空空气柱重量增加或减少的反映，而空气柱的重量是其质量和重力加速度的乘积。重力加速度通常可以看作是定值，因而一地的气压变化就决定于其上空气柱中质量的变化，气柱中质量增多了，气压就升高。质量减少了，气压就下降。空气柱质量的变化主要是由热力和动力因子引起。热力因子是指温度的升高或降低引起的体积膨胀或收缩、密度的增大或减小以及伴随的气候辐合或辐散所造成的质量增多或减少。动力因子是指大气运动所引起的气柱质量的变化，根据空气运动的状况可归纳为三种情况：水平气流的辐合和辐散与气压变化、密度平流与气压变化、垂直运动与气压变化。气压的周期性变化是指在气压随时间变化的曲线上
33、呈现出有规律的周期性波动，明显的是以日为周期和以年为周期的波动。二. 气压系统及其随高度的变化：静力平衡下气压系统随高度的变化同温度分布密切相关。因此气压系统的空间结构往往由于与温度场的不同配置状况而有差异。当温度场与气压场配置重合（温度场的高温、低温中心分别与气压场的高压、低压中心相重合）时，称气压系统是温压场对称，此时该系统中水平面上等温线基本平行。系统中包括暖性高压、冷性低压和暖性低压、冷性高压。当温度场与气压场的配置不重合时，称气压系统是温压场不对称，此时中心轴线不是铅直的，而发生偏斜。第四节 大气稳定度 一. 大气静力稳定度：大气稳定度是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的
34、趋势和程度。它表示大气层中的个别空气块是否安于原在的层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（）与上升空气块的干绝热直减率（ d）或湿绝热直减率（ m）的对比来判断。一般情况下可以有以下几点结论：1. 愈大，大气愈不稳定； 愈小，大气愈稳定。如果 很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。所以习惯上常将逆温、等温以及 很小的气层称为阻挡层。2. 当 m 时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；当 d 时则相反，因而称为绝对不稳定。3. 当 d m 时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定
35、状态的；对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。这种情况称为条件性不稳定状态。第 14 页 共 33 页二. 大气不稳定能量：不稳定能量就是指气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的那部分能量。一般情况下，常把某一时刻气层实际的气温随高度分布曲线绘在 T-E（高度）坐标系中，并称之为气层的层结曲线，同时常把 E 坐标变换为 P 坐标，例如 T-lnP 坐标（如图）。气层中的某一气块若作绝热上升或下沉运动，这时气块温度随高度的变化曲线称之为该气块的状态变化，显然，不同的气块状态曲线不同。气层能提供给气块的不稳定能可分为下述三种情况（如下图）：不稳定型 稳定型 潜在不稳定
36、型三. 位势不稳定：前面对稳定度的讨论，都是针对气层中空气块的垂直运动而言。在实际大气中，有时整层空气会被同时抬升，在上升的过程中，气层的稳定情况也会发生变化，这样造成的气层不稳定，称为位势不稳定。第四章 大气圈的动力学特征第一节 大气运动方程一. 作用于大气的力：气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力二. 大气运动方程：大气运动方程是描述作用于空气微团上的力与其所产生的加速度之间关系的方程，其基本物理规律是牛顿第二定律： F=ma，但描述运动与坐标选取有关。（旋转坐标系）三. 大气运动的尺度分析：尺度分析法是依据表征某类运动系统的运动状态和热力状态各物理量的特征值，估计大气运动方程中各项
37、量级大小的一种方法。一般认为 L、D、t、U 是依据实际大气中不同类型运动的系统内部特征选定的，静止、定常的大气基本状态可视为大气与外界进行热交换形成的，很少受大气内部扰动的影响，所以表征基本状态的基本热力学变量尺度和标高可作为环境因子，是已知的，余下的一些尺度参数可以通过对基本方程进行尺度分析，得到这些待确定的尺度参数与基本尺度和基本热力学变量尺度之间的关系，从而可分析不同类型运动的基本性质，寻求出对基本方程取某些近似的条件。大气运动的一级简化方程组为：第 15 页 共 33 页第二节 大气的水平和垂直运动一. 自由大气的水平运动： 1. 地转风：地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气
38、作等速、直线的水平运动。地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直，即平行于等压线。因而，若背风而立，在北半球高压在其右方，在南半球，高压在其左方，此称风压律。2. 梯度风：当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，称为梯度风。在北半球，低压中的梯度风必然平行于等压线，绕低压中心作逆时针旋转。高压中梯度风平行于等压线绕高压中心作顺时针旋转。南半球则相反。梯度风与地转风既有共同点，又有相异处，两者都是作用于空气质点的力达到平衡时的风。梯度风考虑了空气运动路径的曲率影响，它比地转风更接近于实际风。3. 地转风随高度的变化热成风：自由大气中风
39、随高度的变化同气压场随高度的变化密切相关。而气压随高度递降的快慢又与大气柱中的平均温度有关。在暖气柱中，气压随高度增加而降低得慢，即单位气压高度差大，而在冷气柱中，气压随高度增加而降低得快，即单位气压高度差小。因此，假若等压面在低层是水平的（气压梯度为零），而由于气柱中平均温度在水平方向上有差别，到高层以后，等压面就会出现倾斜，暖区一侧等压面抬起，冷区一侧等压面降低，结果使高层水平面上的气压值不相等，出现了由暖区指向冷区的气压梯度力，从而产生了平行于等温线的风，而且气层中平均温度梯度愈大，高层出现的风也愈大，这种由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在铅直方向上的速度矢量差，称为热成风。热成风的
40、大小与气层内平均温度梯度以及气层的厚度成正比，与科氏参数（f）成反比。热成风的方向与平均等温线相平行，在北半球背热成风而立，高温在右，低温在左，南半球则反。4. 偏差风：如果地面层等压线为平行直线时，空气质点受到气压梯度力、地转偏向力和地面摩擦力的共同作用。当三个力达到平衡时，便出现了稳定的地面平衡风。由于摩擦力（主要是外摩擦力）对风的阻滞作用，使平衡风的风速比原气压场中相应的地转风的风速要减小，进而使地转偏向力也相应减小。结果减小后的地转偏向力和摩擦力的合力与气压梯度力相平衡时的风，斜穿等压线，由高压吹向低压。其风速大小与气压梯度力成正比，而与地面摩擦系数成反比。摩擦层中风场与气压场的关系为
41、：在北半球背风而立，高压在右后方，低压第 16 页 共 33 页在左前方，此即白贝罗风压定律。至于风向偏离等压线的角度 和风速减小的程度，则取决于摩擦力的大小。摩擦力愈大，交角愈大，风速减小得愈多。二. 摩擦层中空气的水平运动三. 空气的垂直运动第三节 大气环流大气环流是指大范围的大气运动状态。一. 大气环流的形成与特征：大气环流的形成与维持是与太阳辐射、地球自转、下垫面性质及地面摩擦紧密相关的，另外还与大气本身的特殊性质也有关系。二. 大气环流的平均状况：大气运动状态千变万化。为了从这些随时间和空间不断变化的复杂环流状态中找出大气环流的主要规律，通常采用求平均的方法，即对时间求平均，滤去所取
42、时间内环流随时间的变化，显现出大气环流中比较稳定的特征，对空间求平均，滤去各经度间的环流差异，显现出各纬圈上环流的基本特征。三. 大气环流的变化：大气环流的年变化：大气环流的基本状态决定于地表热力分布的特征，而地表热力状况在一年中具有明显的季节性变化，进而引起大气环流的季节交替。大气环流的中、短期变化：由不同尺度的高空和低空天气系统的发生、发展和消亡过程所引起的。这种变化主要表现在西风带纬向环流和经向环流的相互转换上。纬向型和经向型环流经常交替出现，其交替周期大约 26 周。这种交替演变规律一般用环流指数来表示。环流指数：分纬向环流指数（IZ）和经向环流指数（IM）两种。纬向环流指数又称西风指
43、数，表示平均地转风速中西风分量的一个指标。经向环流指数是用某一经度范围内，沿经圈上地转风的平均南北分量表示经向环流的一个指标。第五章 大气圈中的水汽第一节 云、雾、降水形成的物理学基础一. 表示大气湿度的物理量：绝对湿度、水汽压、相对湿度、比湿、温度露点差二. 影响饱和水汽压的因素：饱和水汽压和蒸发面的温度、性质（水面、冰面，溶液面等）、形状（平面、凹面、凸面）之间，有密切的关系。蒸发面的温度对饱和水汽压的影响：高温时，饱和水汽压大，空气中所能容纳的水汽第 17 页 共 33 页含量增多，因而能使原来已处于饱和状态的蒸发面会因温度升高而变得不饱和，蒸发重新出现；相反，如果降低饱和空气的温度，由
44、于饱和水汽压减小，就会有多余的水汽凝结出来。饱和水汽压随温度改变的量，在高温时要比低温时大。蒸发面的性质对饱和水汽压的影响：自然界中蒸发面多种多样，它们具有不同的性质和形状。水分子欲脱出蒸发面，需克服周围分子的引力，因此会因蒸发面的性状而有差异。所以，即使在同一温度下，不同蒸发面上的饱和水汽压也不相同。蒸发面的形状对饱和水汽压的影响：不同形状的蒸发面上，水分子受到周围分子的吸引力是不同的，从而对饱和水汽压产生不同的影响。三. 影响蒸发的因素：由道尔顿定律知道蒸发速度与饱和差（E-e）及分子扩散系数（A）成正比，而与气压（P）成反比。但在自然条件下，蒸发是发生于湍流大气之中的，影响蒸发速度的主要
45、因素是湍流交换，并非分子扩散。考虑到自然蒸发的实际情况，影响蒸发速度的主要因子有四个：水源、热源、饱和差、风速与湍流扩散强度。四. 大气中水汽凝结（华）的条件：水汽由气态变为液态的过程称为凝结。水汽直接转变为固态的过程称凝华。大气中水汽凝结或凝华的一般条件是：一是有凝结核或凝华核的存在。二是大气中水汽要达到饱和或过饱和状态。大气中水汽由未饱和达到饱和的途径：一是增加空气中的水汽；二是降温。第二节 地表面和大气中的凝结现象一. 地表面的凝结（华）现象：露和霜、雨淞和雾淞二. 大气中的凝结（华）现象：雾：形成雾的基本条件是近地面空气中水汽充沛，有使水汽发生凝结的冷却过程和凝结核的存在。贴地气层中的
46、水汽压大于其饱和水汽压时，水汽即凝结或凝华成雾。根据雾形成的天气条件，可将雾分为气团雾及锋面雾二大类。气团雾是在气团内形成的，锋面雾是锋面活动的产物。根据气团雾的形成条件，又可将它分为冷却雾、蒸发雾及混合雾三种。根据冷却过程的不同，冷却雾又可分为辐射雾、平流雾及上坡雾等。其中最常见的是辐射雾和平流雾。云：对于云的形成来说，其过饱和主要是由空气垂直上升所进行的绝热冷却引起的。上升运动的形式和规模不同，形成的云的状态、高度、厚度也不同。大气的上升运动主要有如下四种方式：热力对流、动力抬升、大气波动、地形抬升。第三节 云、雾、降水形成的微物理过程一. 云滴增长的微物理过程：使云滴增大的过程主要有二：
47、一为云滴凝结（或凝华）增长。一为云滴相互冲并增长。实际上，云滴的增长是这两种过程同时作用的结果。第 18 页 共 33 页二. 雨、雪、冰雹形成的物理过程三. 人工影响云、雾和降水：人工降雨、人工消雾、人工防雹第四节 （世界）降水（的分布） 一. 降水概述：从云中降到地面上的液态或固态水，称为降水。降水主要来自云中，但有云不一定都有降水。这是因为云滴的体积很小，不能克服空气阻力和上升气流的顶托。只有当云滴增长到能克服空气阻力和上升气流的顶托，并且在降落至地面的过程中不致被蒸发掉时，降水才形成。二. 世界降水分布：降水的分布与大气的运动、气团和锋带的活动以及海陆分布等有密切的关系。全球平均降雨量
48、分布要比平均温度分布复杂得多，在带状分布中有三个主要特点：有一个赤道降水最大值，其位置和热赤道一样，略偏在北半球；高纬度的降水总量很小；在副热带纬度是一个次低值，尽管副热带高压区是著名的干旱区，但在这个纬度中，大陆东岸的夏季，降雨量还是相当多的。第六章 大气圈的天气系统第一节 气团和锋一. 气团：气团是指气象要素（主要指温度、湿度和大气静力稳定度）在水平分布上比较均匀的大范围空气团。其水平范围从几百到几千千米，垂直范围可达几千米到十几千米。1. 气团的形成：气团形成的源地条件：一是范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面；二是能使空气物理属性在水平方向上均匀化的环流场。2. 气团的变性：气团形成后，
49、随着环流条件的变化，由源地移行到另一新的地区时，由于下垫面性质以及物理过程的改变，气团的属性也随之发生相应的变化，这种气团原有物理属性的改变过程称为气团变性。3. 气团的分类：气团的地理分类法、气团的热力分类法4. 我国境内的气团活动：我国的大部分地区处于中纬度，冷、暖气流交绥频繁，缺少气团形成的环流条件。同时地表性质复杂，没有大范围均匀的下垫面作为气团源地。因而，活动在我国境内的气团，第 19 页 共 33 页大多是从其它地区移来的变性气团，其中最主要的是极地大陆（变性）气团和热带海洋气团。二. 锋：1. 锋的概念 ：锋是冷、暖气团相交绥的地带。锋是温带地区重要的天气系统。2. 锋的特征：1）锋面坡度：锋在空间呈倾斜状态锋的重要特征；锋面坡度的形成和维持是地转偏向力作用的结果；锋面坡度的表达式。2）锋附近的温度场特征：锋区中水平温度场的特征：锋区的水平温度梯度比锋面两侧的单一气团内的温度梯度大得多；锋区中温度的垂直变化特征：锋面逆温。3）锋附近的气压场特征：锋两侧的气压倾向是不连续的，当等压线横穿
