气象与气候剖析

第一章引论

1、天气：某一地区在某一瞬间或某一段时间内大气状况和大气现象的综合。

2、气候Climate：在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动的长期作用下，在某一时段内大量天气的综合。

两者的区别：天气变化快，变化周期短。气候变化的周期较长。它的时间变化尺度有季际；年际；十年际等等。

3、大气圈是指因地球的引力而聚集在地表周围的气体圈层。

4、气候系统：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。

5、大气成分

组成大气的各种气体和微粒。包括干洁空气，水蒸气，尘埃。

大气的物质组成，地球上的大气，有氮、氧、氩等常定的气体成分，有二氧化碳、一氧化二氮等含量大体上比较固定的气体成分，也有水汽、一氧化碳、二氧化硫和臭氧等变化很大的气体成分。

6、大气的结构：

a. 对流层

气温：从下向上是降温的，大气降温率（气温直减率）是6.5 ℃/km，对流层顶约-83 ℃。大气运动：空气具有强烈的对流、乱流运动。

气象现象：风、霜、雨、雪、雹、雾等。

b.平流层

气温：从下向上是升温的，到平流层的顶温度升到0 ℃。

大气运动：水平运动，没有强烈的对流运动，天气多是晴朗的，飞机在此层飞行不易颠簸。成分：几乎不含水蒸气、尘埃，存在数层臭氧层。无天气现象

c.中间层

气温：从下向上是降温的，到中间层的顶温度降到-113-83 ℃。

大气运动：有相当强烈的垂直运动。

含有水汽极少，没有云层出现。

该层的60-90km高度上有一个只在白天存在电离层。

d热层（.暖层、热成层）

气温：从下向上迅速升温，到300km高空，温度达1000 ℃。

e.散逸层（外层）

7、主要气候要素：温度、压强、湿度、风向、风速、云量降、雨量、能见度。

㈠气温——表示空气冷热程度的物理量

气温的单位：目前我国规定用摄氏度（℃）温标，在理论研究上常用绝对温标，以K表示，但其零度称为“绝对温度”，两种温度标之间的换算关系如下T=t+273.15≈t+273

㈡气压：指大气的压强，既单位面积上所承受的大气柱的重量，其数值等于从单位底面积向上，一直到大气顶界的垂直气柱的重量。单位为百帕（HPa）。

㈢湿度：表示大气中水汽量多少的物理量称大气湿度。

1、汽压和饱和水汽压。大气压力是大气中各种气体压力的总和。

2、相对湿度（f）就是空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的比值（用百分数表示），即f = e/E×100％。相对湿度直接反映空气距离饱和的程度。

⒊饱和差：在一定温度下，饱和水汽压与实际空气中水汽压之差称饱和差（d）。

⒋比湿：在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水汽质量加上干空气质量）

的比值。

⒌水汽混合比：一团湿空气中，水汽质量与干空气质量的比值称水汽混合比(r)

6.露点：在空气中水汽含量不变，气压一定的情况下，使空气冷却达到饱和时的温度，称露点温度，简称露点(Td)。其单位与气温相同

(四) 降水是指从天空降落到地面的液态或固态水。降水量指降水落至地面后（固态降水则需经融化后），未经蒸发、渗透、流失而在水平面上积聚的深度，降水量以毫米（mm）为单位。

㈦能见度：指视力正常的人在当时天气条件下，能够从天空背景中看到和辨出目标物的最大水平距离。

8、湿空气因为有水汽的存在，它比同温同压下的干空气密度要小，如果在压强不变的情况下升高干空气的温度以代替水汽对空气密度的影响。使其密度与湿空气相等，升高后的空气温度叫虚温。

第二章大气的热能和温度

1、辐射：自然界中一切物体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。

2、辐射能：通过辐射传播的能量称为辐射能。它是通过电磁波的方式传输的。单位是：焦耳（J）。

3、辐射通量密度（E）：单位时间内通过单位面积的辐射能量。

4、辐射强度（I）：单位时间内，通过垂直于投射在单位面积上的辐射能。

5、基尔霍夫定律：它的基本形式为：KλT=eλT

它表明：①对于不同物体而言，放射能力较强的，其吸收能力也强。黑体的吸收率最大，所以它也是最好的放射体。

②对于同一物体而言，如果在温度T时，它放射某一波长的辐射，那么在同样T下，它也吸收同一波长的辐射。

基尔霍夫定律说明，不管什么物体，只要T、λ相同，它的放射率和吸收率的比值是一样的。

基尔霍夫定律适用于处于辐射平衡的任何物体，对流层、平流层和地表均可看作是处于辐射平衡状态，因此可直接应用这一定律。

6、斯蒂芬-玻耳兹曼定律

黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比。即ETb=σT4

由实验得知，物体的放射能力是随温度、波长而改变的。随着温度的升高，黑体对各波长的放射能力都相应地增强。因而物体放射的总能量（即曲线与横坐标之间包围的面积）也会显著增大。式中σ=5.67×10-8W/（m2?K4）为斯蒂芬-波耳兹曼常数。

7、维恩位移定律黑体单色辐射极大值所对应的波长（λm）是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。根据研究，黑体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λmT=C

这表明：物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。

8、太阳常数——就日地平均距离而言，在大气上界垂直于太阳光线的1cm2的面积，1分钟获得的太阳辐射能。用Io来表示。

9、太阳辐射在大气中的减弱：吸收、散射、反射。

10、地面有效辐射是指地面通过长波辐射向外放出的辐射（Eg）与地面吸收的大气逆辐射（δEa）之差，以F0 表示，则F0=Eg-δEa 通常情况下，地面温度高于大气有效辐射为正值。

11、辐射差额=收入辐射-支出辐射

12、地面辐射差额：某一段时间内单位面积的地表面所吸收额总辐射与其有效辐射之差值。地面辐射差额表达式：Rg=（Q+q）（1-a）-F0 （2·21）

式中Rg 表示单位水平面积、单位时间的辐射差额，（Q+q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射辐射之和；a 为地面对总辐射的反射率；F0 为地面的有效辐射。

13、a.辐射差额以南、北纬30°附近为转折点。在北半30°

N 以南的辐射差额为正值，以北为负值。辐射差额的这种分

布，使低纬度地区有多余能量以大气环流和洋流形式输往高

纬度地区。

b.有明显的日变化和年变化。在一日内白天收入的太阳辐射

超过支出的长波辐射，故辐射平衡为正值，夜间辐射平衡为

负值。正转负和负转正的时刻，分别出现在日没前和日出后

1 小时。

大气辐射差额Ra=qa+F0-F∞Qa

表示整个大气吸收的太阳辐射，F0和F∞分别表示地面及大气上界的有效辐射。

13、海陆的增温和冷却的差异

1、在太阳辐射强度相同的条件下，海洋吸收的太阳能多于陆地；

2、陆地吸收的太阳能分布在很薄的地表面，海水吸收的太阳能分布在较厚的水层中；

3、海面蒸发量大，失热多，水温不易升高；

4、岩石和土壤的比热小于水的比热。

14、绝热垂直减温率（绝热直减率）：指空气块绝热上升单位距离时的温度降低值。

干绝热直减率(rd=1℃/100m)：指干空气和未饱和的湿空气上升单位距离时的温度降低值。rd与r（气温直减率）的含义完全不同。rd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，近于常数。r是表示周围大气的温度随高度的分布情况。r可以大于、小于或等于rd。

15、湿绝热直减率(rm)：饱和湿空气上升时，温度随高度的变化是由两种作用引起的：（1）由气压变化引起的。（2）由水汽凝结时释放潜热引起的。

有水汽凝结时，空气上升所引起的降温将比没有水汽凝结时要缓慢。

湿绝热直减率rm的表达式如下：（2-41）当饱和湿空气上升时，dZ﹥0,dqs﹤0; 下降时，dZ﹤0,dqs﹥0。所以，rm总小于rd。rm﹤rd, rm不是常数，是气压和温度的函数。rm随温度升高和气压减小而减小。饱和空气每上升同样的高度，在温度高时比温度低时能释放出更多的潜热。因此，在气压一定的条件下，高温时空气湿绝热直减率比低温时小一些。在气温一定的条件下，气压高时空气湿绝热直减率比气压低时大一些。16、位温和假相当位温

（1）位温：把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准高度（1000hPa）处，这时所具有的温度，根据泊松方程，位温的表达式如下：（2-24）上式中，T、P分别为干绝热过程起始时刻的温度和气压。在干绝热过程中，气块的位温不变。在湿绝热过程中，由于有潜热的释放或消耗，位温是变化的。

假绝热过程：假设水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块而降落，而把潜热留在气块中来加热气团的过称。

17、假相当位温：在假绝热过程中，当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热使原气块的位温提高到极值，这个数值称为假相当位温。

18、空气温度的个别变化和局地变化1、空气温度的个别变化：指单位时间内个别空气质点温度的变化。包括空气块在运行中随时间的绝热变化和非绝热变化。2、气温的局地变化：

指某一固定地点气温随时间的变化。3、温度的平流变化：由于空气的移动所造成的某地温度的变化。4、温度的局地变化决定于三方面因子：（1）温度的平流变化（2）温度的垂直变化（3）热流入量的影响

19、大气静力稳定度

（一）判断大气稳定度的基本方法（2-60）当r﹤rd，若﹥0，则a﹤0，加速度与位移方向相反，气层稳定。当r﹥rd，若﹥0，则a﹥0，加速度与位移方向一致，气层不稳定。当r = rd，a = 0，气层是中性的。结论：

1、r越大，大气越不稳定；r越小，大气越稳定。如果r很小。甚至等于零（等温）或小于零（逆温），将阻碍对流发展。

2、当r﹤rm时，大气绝对稳定；当r﹥rd时，大气绝对不稳定。

3、当rd﹥r﹥rm时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气不稳定；对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是稳定的。

（二）不稳定能量的概念1、不稳定能量：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能量。2、气层提供给气块的不稳定能分为三种情况：（1）不稳定型：气块温度始终高于周围大气温度。（2）稳定型：气块稳定始终低于周围大气的温度。（3）潜在不稳定型：

图2.29某一上升生物空气块的状态曲线，不完全是在曲线的左边或者是右边，而是相交于B 点，交点下为负面积，交点下为正面积这时只要Po高度有较强的对流冲击力，足以迫使这一块空气抬升到B点以上，上升空气块的温度会高于周围空气的温度，从而获得向上的加速度，使对流得到发展，故称为潜在不稳定型。B点的高度称为自由对流高度。B点的含义是在这高度下，空气块只能在冲击力的作用下强迫上升，而当空气块上升超过这个高度，就可以从空气中获得能量而上升。

20、近地层气温日变化的特征是：

1）、在一日内有一个最高值，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。

2)、变化原因：一天中正午太阳高度角最大，太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。（为什么？）

这是因为大气的热量主要来源于地面。地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。若净得热量，则温度升高。若净失热量，则温度降低。这就是说地温的高低并不直接决定于地面当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量的多少。

从图2?30中看出，早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。此时地面放出的热量随着温度升高而增强，大气吸收了地面放出的热量，气温也跟着上升。到了正午太阳辐射达到最强。

正午以后，地面太阳辐射强度虽然开始减弱，但得到的热量比失去的热量还是多些，地面储存的热量仍在增加，所以地温继续升高，长波辐射继续加强，气温也随着不断升高。到午后

一定时间，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而少于失去的热量，这时地温开始下降。地温的最高值就出现在地面热量由储存转为损失，地温由上升转为下降的时刻。这个时刻通常在午后13时左右。由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在午后14时左右。随后气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出之前地面储存的热量减至最少为止。所以最低气温出现在清晨日出前后，而不是在半夜。

3）、影响因子：①纬度；②季节；③地形；④下垫面的性质；⑤天气情况

由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温日变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。

21、气温的年变化

1）、气温年较差：一年中月平均气温的最高值和最低值之差。

2)、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。

3）、气温年较差的影响因素

①纬度：随纬度变化的情况是：低纬最小，高纬最大。即高纬地区气温年较差大于低纬地区。

②海陆：沿海地区气温年较差小于内陆地区；干燥地区大于湿润地区。

③地形地势：盆地的年较差要大于山地的气温年较差。

④植被：植被多的气温年较差小于植被少的气温年较差。

4）、根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为四种类型：1.赤道型；2.热带型；3.温带型；4.极地型。

22、等温线：地面上气温相等的各地点的连线。

在等温线图上，等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。

27、影响气温分布的因素①纬度；②海陆分布；③海拔高度

23、对冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征，可作以下分析：

①在全球平均气温分布图上，明显的看出，等温线基本上与纬线平行，赤道地区气温高，向两极地区逐渐降低。这是一个基本特征。

②冬季等温线比夏季密集；

③由于海陆分布的影响，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；

④最高温度带不在赤道上，而是在北半球近赤道的低纬度地区；

⑤南半球无论冬夏最低气温都出现在南极。

第三章大气中的水分

1、饱和水汽压(E)：当水汽动态平衡时的水汽压。

①温度低的未饱和空气，只要降低较少温度，空气很快出现饱和。②降低相同温度，温度高的饱和空气被凝结的水汽多，相反则少。③温度高E值大，温度低E值小。

该描绘的是水的位相平衡图

水的三种相态分别存在于不同的温度和压强条件下，水

存在0度以上的区域，冰存在0度以下的区域，水汽可

存在0度以上，0度以下的区域，但压强受一定限制。

OA线和OB线分别表示水与水汽，冰与水汽两相共存

时的状态曲线。

OA线是蒸发线，表示水与水汽处于动态平衡时水面上

饱和水汽压与温度的关系，

K点是水汽的临界温度，临界压力点，高于该点只有气