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第六章 大氣圈
§1 大氣的組成和結構
1．1大氣的組成
現在的大氣圈是地球長期演化的結果，其發育和演變又受到地球其他圈層發育演變的影響。由于大氣中存在著空氣的對流運動、湍流運動和分子擴散，大約在100km高度以下氣體混合均勻而稱為組成均勻的均勻層，此層以上稱為非均勻層。均勻層中的大氣可以看作是由干潔大氣、水汽及氣溶膠質粒子三部分組成的。
(1)干潔大氣
干潔大氣主要成分是氮、氧和氬，合占干潔大氣總容積的99.9％。還有少量的二氧化碳、臭氧、各種氮氧化合物及其他一些惰性氣體。干潔大氣的分子量為28.966。
　　大氣中的氮、氧豐富，對生物有重大意義。大氣中臭氧和二氧化碳含量雖然很少，但它們對人類活動和天氣、氣候變化有很大影響。高空臭氧的形成主要是氧分子吸收了波長在0.1~0.24um的太陽紫外輻射后形成氧原子，而后氧原子在第三種中性粒子的參與下，很快與氧分子結合形成臭氧。低空的臭氧一部分是從高空輸送而來，一部分是由閃電、有機物氧化而成。后者過程不經常發生，故低空臭氧含量少，且不固定。在大氣更高層次中，由于紫外輻射強度很大，氧分子接近完全分解，使臭氧難以形成。在垂直方向臭氧濃度最大出現在20-30km間，稱為臭氧層。觀測表明，在垂直氣柱所包含的臭氧總量隨季節和緯度變化。由于20世紀30年代初以來對制成的氟氯烴(CFCs)的大量使用等使大氣臭氧層正在遭到破壞。
二氧化碳主要來源于有機物的燃燒、腐爛以及生物的呼吸，礦泉、地裂隙和火山噴發也向大氣臭排出二氧化碳。所以大氣中的二氧化碳也隨時間和空間而變化。由于人類活動影響的加劇，使大氣中二氧化碳含量在急劇增加。
(2)水汽
大氣中的水汽來源于海洋、湖泊、江河、沼澤、潮濕地面及植物表面的蒸發或蒸騰作用。大氣中的水汽含量隨時間、空間和條件不同有較大的變化，按容積計，其變化范圍在0％-4％之間。大氣中的水汽一般是低緯地區大于高緯地區，沿海地區大于內陸地區，夏季大于冬季。在垂直方向水汽含量迅速減小，觀測表明，在1.5-2km高度處空氣中水汽含量只有地面附近的1／2，在5km高度只有地面的1／10。
(3)氣溶膠粒子
大氣氣溶膠粒子是指懸浮于空氣中的液體和固體粒子，包括水滴、冰晶、懸浮著的固體灰塵微粒、煙粒、微生物、植物的孢子花粉以及各種凝結核和帶電離子等。它是低層大氣的重要組成部分；是自然現象和人類活動的產物。
1.2大氣的結構
　　(1)大氣的垂直分層
　　地球大氣的總質量估計為5.27×1015t，它在垂直方向的分布是不均勻的，主要集中在大氣圈的底部，其中一半在0~5km高度范圍內，10km以下集中了75％，30km以下集中了90％。大氣圈頂部沒有截然的界限，而是逐步過渡到地球大氣和彌漫在星際空間密度極小的"星際氣體"聯接起來。
　　觀測表明，大氣的物理性質在垂直方向是不均勻的，可按照其各種特性的差異將大氣分為若干層次。按大氣溫度隨高度分布的特征可把大氣分為對流層、平流層、中間層、熱層和外層。按照大氣各組成成分的混合狀況，可把大氣分為均勻層和非均勻層。按大氣電離狀況，可分為電離層和非電離層。按大氣的光化學反應還可分出臭氧層。
　　對流層 大氣圈的最下一層，平均厚度在高緯度地區為8-9km，中緯度地區為10-12km，低緯度地區為17-18km。夏季厚度大于冬季。對流層厚度不到整個大氣圈的1％，但集中了大氣質量的3／4，大氣水汽的90％。對流層受地球表面的影響最大，層內對流旺盛，大氣中的主要天氣現象如云、霧、雨、雪、雹都形成在此層內。對流層中溫度一般隨高度的升高而降低，垂直溫度梯度(在垂直方向南度變化100m時氣溫的變化值)平均為0．65℃／100m。對流層頂的溫度降至零下幾十度。對流層對人類的影響最大，通常所說的大氣污染就是對此層而言。
　　平流層 從對流層頂以上到大約50km左右高度為平流層。平流層中氣溫隨高度升高初時不變，后反而升高，這主要是地面輻射減少和氧及臭氧對太陽輻射吸收加熱的結果。這樣的溫度分布抑制了空氣對流。此層內氣流比較平穩，是噴氣式飛機飛行的理想場所。由于水汽和塵埃含量少，而無對流層中那種劇烈的云雨天氣現象。
中間層 平流層頂以上到大約80km的一層為中間層。此層中氣溫又隨高度升高而降低，其頂部溫度可降至－113～ -83℃。由于垂直溫度梯度大，有相當強的垂直混合。該層內水汽極少，幾乎沒有云層出現。
熱層 中間層頂以上為熱層。該層溫度隨高度增高而迅速升高。由于太陽輻射中波長小于0．17um的紫外線幾乎全被該層中的分子氧和原子氧吸收，并且吸收的能量大部分用于氣層的增溫，加之氣層內分子稀少，熱量無法通過熱量傳輸的方法傳遞出去，因此熱層溫度達1000K以上。熱層沒有明顯的頂部，通常認為溫度從增溫轉為等溫時為熱層頂。在太陽活動寧靜時，頂高約250km，當太陽活動強烈時，頂高約500km。
外層 是指熱層以上的大氣層。為大氣圈向星際空間的過渡地帶。在那里空氣極為稀薄，溫度隨高度很少變化。由于那里地球引力很小，空氣分子運動的平均自由度 ( http: / / www.21cnjy.com / " \t "_blank )很大，使一些高速運動的空氣質點不斷向星際空間逃逸，故又稱散逸層。
(2)對流層中的水平非均一現象——氣團和鋒
氣團 大氣的物理性質在垂直方向和水平方向都呈現非均一現象。在對流層中，空氣的狀態受下墊面的影響很大，如果空氣較長時間停留在比較均勻的下墊面上，空氣和下墊面進行熱量和水分等交換，在此表面性質的影響下，空氣從而獲得新的溫度和濕度等特性。例如長時間停留在寒冷大陸上的空氣，便具有寒冷干燥的性質；而長期停留在熱帶海洋上的空氣則具有濕熱的性質。因而我們把水平方向上物理屬性(如溫度、濕度、穩定度等)比較均勻的巨大空氣塊稱做氣團。一個氣團的水平范圍可達幾百萬平方千米以上，垂直尺度可達幾千米到十幾千米以上。
鋒面 兩種不同性質的氣團之間有一個過渡區，在過渡區中氣象要素值發生急劇變化，這個過渡區稱為鋒區。鋒區與地面斜交，坡度很小，只幾分到1度左右。鋒區與地面的交線稱鋒線，長幾百至幾千千米。鋒面向冷氣團一側延伸的距離可達1000km。因鋒區的厚度與氣團尺度相比要小得多，而把它視為一個面，即稱為鋒面，有時將鋒面和鋒線均簡稱為鋒。
§2 大氣的熱力狀況
2．1 太陽輻射、大氣輻射和地面輻射
(1)太陽輻射
　太陽輻射是地球表層能量的主要來源。太陽輻射在大氣上界的分布是由地球的天文位置決定的，稱此為天文輻射。由天文輻射決定的氣候稱為天文氣候。天文氣候反映了全球氣候的空間分布和時間變化的基本輪廓。
除太陽本身的變化外，天文輻射能量主要決定于日地距離、太陽高度角和晝長。
地球繞太陽公轉的軌道為橢圓形，太陽位于兩個焦點中的一個焦點上此，日地距離時刻在變化。每年1月2日至5日經過近日點，7月3日至4過遠日點。地球上接受到的太陽輻射的強弱與日地距離的平方成反比。
太陽光線與地平面的夾角稱為太陽高度角，它有日變化和年變化。太陽高度角大，則太陽輻射強。
白晝長度指從日出到日落之間的時間長度。赤道上四季白晝長度均為12小時，赤道以外晝長四季有變化，40 緯度的春、秋分日晝長12小時，夏至和冬至日晝長分別為14小時51分和9小時09分，到緯度66 33ˊ出現極晝和極夜現象。南北半球的冬夏季節時間正好相反。
天文輻射的時空變化特點是：①全年以赤道獲得的輻射最多，極地最少。這種熱量不均勻分布，必然導致地表各緯度的氣溫產生差異，在地球表面出現熱帶、溫帶和寒帶氣候；②天文輻射夏大冬小，它導致夏季溫高冬季溫低。
大氣對太陽輻射的削弱作用包括大氣對太陽輻射的吸收、散射和反射。太陽輻射經過整層大氣時，0.29um以下的紫外線幾乎全部被吸收，在可見光區大氣吸收很少。在紅外區有很強的吸收帶。大氣中吸收太陽輻射的物質主要有氧、臭氧、水汽和液態水，其次有二氧化碳、甲烷、一氧化二氮和塵埃等。
云層能強烈吸收和散射太陽輻射，同時還強烈吸收地面反射的太陽輻射。云的平均反射率為0.50-0.55。
經過大氣削弱之后到達地面的太陽直接輻射和散射輻射之和稱為太陽總輻射。就全球平均而言，太陽總輻射只占到達大氣上界太陽輻射的45％。總輻射量隨緯度升高而減小，隨高度升高而增大。一天內中午前后最大，夜間為0；一年內夏大冬小。
(2)地面和大氣輻射
地面和大氣吸收了太陽輻射，溫度升高。地面和大氣本身也成為輻射體不斷向外放出輻射。由于地面和大氣溫度相對于太陽來說很低，而太陽輻射能在可見光線、紅外線和紫外線分別占50％、43％和7％，即集中于短波波段，故將太陽輻射稱為短波輻射，地面和大氣輻射稱為長波輻射。
　　地面向大氣放出的輻射75％-95％為大氣所吸收，大氣輻射中有一半指向地面(這部分稱為大氣逆輻射)，地面對大氣輻射也幾乎全部吸收。大氣的這種作用稱為大氣的保溫效應。
(3)輻射差額
輻射差額(又稱凈輻射或輻射平衡)是指所考慮的系統在一定時間內各種輻射收入與支出的差值，它一般不為0，可正可負。正時表示輻射能盈余，能量增加，溫度升高，如白晝和夏季；負時表示輻射能虧空，能量減少，溫度降低，如夜間和冬季。地面輻射差額符合這一規律。把地面和大氣視為一個系統的輻射差額稱為地氣系統輻射差額，以年平均而言，在35 S-35 N之間的區域為正值區，以外為負值區。這種高低緯之間的能量差異是導致大氣環流和海洋洋流產生的基本原因。
2.2 空氣溫度
(1)溫度的概念
　空氣溫度簡稱氣溫，是描述空氣冷熱程度的物理量。空氣獲得熱量時，氣溫升高，失去熱量時氣溫降低。中國氣象臺站地面觀測的氣溫是指距離地面1.5m高度的百葉箱內溫度，溫標為攝氏溫度(℃)。氣象臺站觀測時間世界統一，中國為北京時02、08、14和20時。4次觀測溫度的平均值稱為日平均氣溫，各月日平均氣溫的平均值稱為月平均氣溫。一年中的日平均溫度的平均值稱為年平均溫度。氣象臺站還每日觀測最高氣溫和最低氣溫。
空氣的增溫和冷卻是通過輻射能的收支、對流(上下循環流動)及湍流(流體的不規則運動)的顯熱輸送、水分蒸發和水汽凝結過程中的熱量轉換來進行的。
顯熱：物體在加熱或冷卻過程中，溫度升高或降低而不改變其原有相態所需吸收或放出的熱量。
顯熱輸送：通過暖空氣上升或冷暖空氣混合進行的直接能量交換。
(2)氣溫的日變化和年變化
由于太陽輻射在一天之中和一年之內有變化，故氣溫也有日變化和年變化。
太陽輻射在一日中以12時最強，一年之中以夏至日最強。由于空氣溫度最高是熱量積累最多的時侯，它相對太陽輻射最強時刻有滯后性，故陸地上一之中最高溫度在午后2-3時，最熱月為7月。一日中最低溫度在日出前，最冷月為1月。赤道附近在春分、秋分后氣溫最高，夏至、冬至后最低，氣溫變化幅度(即年較差)不大，全年氣溫均高。隨緯度升高，一年之中逐漸合并而只有一高和一低氣溫，且變幅越來越大，冬夏氣溫相差懸殊。在海洋上最高最低溫度出現的時間比陸地上滯后。如海洋上8月氣溫最高，2月氣溫最低。
(3)氣溫的地理分布
地球表面高低起伏，各氣象臺站所測的氣溫是不同海拔高度上的溫度。如以這些點在世界地圖上，將溫度相同的點連成等溫線的分布圖為實際溫度分布圖。如果將對流層垂直溫度梯度平均為0.65℃／100m值對各地的實際溫度訂正到海平面高度，得到海平面氣溫，用各地海平面溫度繪成的等溫線圖表示海平面高度的氣溫的地理分布。實際溫度圖表示各地的實際溫度，對工農業生產有實際價值；海平面溫度圖是消除高度因素影響的理論溫度圖，在科學研究中應用。
海平面氣溫的地理分布一般是從赤道向兩極降低，無論冬、夏，等溫線因海陸熱力差異的影響而偏離緯線，不與緯線平行。另外，中緯度地區等溫線分布冬密夏疏。地表氣溫最低區域是南極高原，南極極地有—88℃(1960年8月24日，Vostok，72 S)的最低記錄。最高氣溫出現在15 -40 N范圍內的沙漠中，利比亞有58℃(1922年9月13日，E1 Azizia，32 N)的最高記錄。
(4)氣溫的垂直分布與大氣穩定性
已知對流層氣溫隨高度升高而降低，垂直溫度梯度為0.65℃／100m，這是平均狀況，對于不同地區，不同時間，不同高度，這個梯度值的大小差別很大，甚至出現氣溫隨高度升高而升高的現象。白晝，太陽照射地表面，地面升溫后，再把熱量傳遞給附近空氣，形成下層空氣溫度高，上層空氣溫度低的現象。在太陽輻射最強的中午前后，地面溫度可達50℃以上，而1.5m高度百葉箱內的氣溫一般只30℃左右，則垂直溫度梯度很大。夜間，太陽輻射消失，出現近地氣層降溫快于上層，近地氣層內下層溫度低于上層溫度的逆溫現象。白晝下層溫度高，上層溫度低，形成空氣密度上大下小，在垂直方向容易產生對流運動；夜間相反，很難產生上下對流運動，容易形成風平浪靜的局面。這種垂直方向氣溫分布的晝夜差異是白天比較容易將地面水汽(及大氣污染物)升至高空，冷卻成云致雨(空氣質量較好)的有利條件；夜間近地氣層的有害氣體難以上升和擴散稀釋，易形成大氣污染。這里需要引入大氣穩定度的概念。大氣穩定度是指氣塊受任意方向的擾動后，返回或遠離平衡位置的趨勢和程度。當其受擾動后，有返回原來位置的趨勢，則是穩定的。反之，有遠離平衡位置的趨勢者是不穩定的。上述夜間出現的逆溫是大氣穩定狀況，而白晝氣溫分布是大氣不穩定狀況。
2．3全球熱量帶
　地球上的熱量分布與太陽輻射的分布規律基本相一致，大致與緯線相平行，由低緯到高緯熱量由高到低呈現帶狀分布，形成全球的熱量帶。熱量帶最簡單的劃分是根據天文輻射劃分：
§3 大氣的運動
地球大氣是運動的，地球上空大氣層中大規模的氣流運動稱為大氣環流。大氣環流包括全球性的環流運動和局地性的環流運動。由于大氣環流的存在，才能實現全球大氣中的熱量交換、水分輸送和能量交換等過程。大氣環流是氣候形成的主要因素之一。
3．1 氣壓和風
(1)氣壓
　　大氣運動的產生和變化直接決定于大氣壓的空間分布和變化。盡管氣壓在地球表面的時間和空間變化都不大，它對一切生命活動沒有顯著的直接影響。然而，氣壓輕微的時、空變化卻會引起風的變化、環流的變化及天氣的巨大變化。
　氣壓 指大氣壓強，通常用觀測高度到大氣上界的單位面積上垂直空氣柱的重量表示，其單位為Pa，1Pa＝1N/m2。1標準大氣壓＝10l 325Pa＝1013．25hPa。
由氣壓定義可以看出，氣壓是隨著高度減小的。氣壓隨高度升高按指數律遞減。
氣壓在水平方向分布也是不均勻的，有些地方氣壓高，有些地方氣壓低，可以用水平氣壓梯度來研究氣壓的水平變化。水平氣壓梯度是指垂直于等壓線(指水平面，如海平面上氣壓相同的點的連線)，由高壓指向低壓，在單位距離內的氣壓差。水平氣壓梯度一般為1hPa/100km左右。垂直氣壓梯度比水平氣壓梯度數量級上大104倍。在水平面上用等壓線封閉的高值區表示高氣壓(簡稱高壓)所在，等值線封閉的低壓區表示低氣壓(簡稱低壓)所在。高氣壓的延伸部分稱為高壓脊，低氣壓的延伸部分稱為低壓槽。兩個高壓和兩個低壓相對組成的中間氣壓區叫鞍形氣壓區。
氣壓隨時間也有變化。某地氣壓升高必然引起另一地氣壓降低。因此，各地氣壓的變化實質上是空氣質量在地球上的重新分布。
(2)風
風是空氣的水平運動。空氣產生運動的根本原因是氣壓分布不均勻，即在氣壓梯度力(單位質量空氣在氣壓場中所受的作用力)作用下沿氣壓梯度力方向運動。風是矢量，有風向和風速兩個要素。風向表示風的來向，地面風向用16個方位表示，每個方位各占22．5 角。例如北(N)風指向正北往西11．25 與往東11．25 這個角度內稱之，余類推。高空風向用360。水平方位表，從北起順時針方向量度。風速指單位時間內空氣在水平方向移動的距離，單位為m／s。
3．2 大氣環流
大氣每時每刻都在不停地運動著，其運行是極其復雜和多變的。如果從隨時隨地不斷變化的運行狀態中對時間進行平均，就可發現大氣運行具有明顯的規律性。進行時間平均的空間分布常被看成是全球大氣大規模運動的基本狀態。
(1)大氣環流的基本狀況
全球大氣循環及表面季風
平均緯圈環流 指東西方向水平環流。高低空氣流以緯線方向為主。低空在60 ~90 的高緯地區為東風帶(北半球為東北風，南半球為東南風)，隨冬夏太陽位置的南北移動，東風帶位置也南北移動，且冬強夏弱。在30 ~60 的中緯地區為西風帶(北半球為西南風，南半球為西北風)，西風帶的位置也隨季節南邊移動，冬強夏弱。在0 ~30 的低緯地區為東風帶(北半球為東北風，南半球為東南風)，但強度夏強冬弱。
平均經圈環流 指在南北方向的垂直剖面上的環流。北半球有三個經線方向環流圈(相應南半球也如此)，即低緯的熱帶環流圈(Ⅰ)，中緯的中緯度環流圈(Ⅱ)和高緯的極地環流圈(Ⅲ)。極地環流圈強度最弱。經圈環流隨季節移動，北半球冬季南移，夏季北移。南半球反之。
地球上一些區域長期受高壓或低壓控制，或隨季節高低壓交替控制，這對這些區域的天氣、氣候的影響和形成具有重要意義。如副熱帶高壓控制區是副熱帶干燥的荒漠氣候和草原氣候形成的重要原因。東亞的季風氣候主要是冬季受高壓控制和夏季受低壓控制所形成的。
季風 (季風環流的簡稱)是指在一個大范圍地區內，盛行風向或氣壓系統有明顯的季節變化，而且隨著風向和氣壓系統的季節變換，天氣氣候也發生明顯的變化。海陸間熱力差異是季風形成的重要原因之一。大陸表面在冬季強烈輻射冷卻形成高氣壓，在夏季強烈的太陽輻射照射增溫形成低氣壓，高低氣壓的氣流方向正相反。亞洲大陸冬季為強大的高氣壓控制，東亞和南亞的氣流為從內陸向海洋的偏北氣流，空氣干燥寒冷，此為冬季風。亞洲大陸夏季為熱低壓控制，東亞和南亞的氣流由海人陸(偏南氣流)，空氣溫濕，多降雨，此為夏季風。
(2)大氣環流的形成
太陽輻射對形成大氣環流的作用：在地球南北緯350之間為輻射平衡正值區，即地球熱源區，而在這以外的中高緯度地區為輻射平衡負值區，即冷源區。由此形成的高低緯之間的溫度差異，進而形成了低緯低壓和高緯高壓，出現了高低緯之間的氣壓梯度力。對表面均勻且不自轉的地球而言，在氣壓梯度力的作用下，赤道附近空氣受熱膨脹上升，高空空氣流向兩極；在極地空氣冷卻下沉，向低緯地區流動，于是形成南北方向高低緯之間的大氣環流圈。這種由熱力分布不均勻形成的熱力環流在海防之間、山坡與山谷之間、城市與郊區之間也可出現。
　　地球自轉對大氣環流形成的作用：當赤道上空空氣向極地流動時，在北半球，隨著緯度增大，地轉偏向力（科里奧利力）也增大，空氣運動方向逐漸向右偏轉，到緯度30 附近，偏轉達90 ，空氣運動方向折向自西向東與緯圈平行。在這里，由赤道來的北上氣流受阻，空氣堆積下沉，使地面形成副熱帶高壓帶。此帶下沉氣流到低空分為南北兩支。南支氣流在地轉偏向力作用下轉變為東北風(南半球為東南風)，形成東北信風(南半球為東南信風)帶。這支氣流補充了赤道上升氣流，這樣，在緯度0 ~30 的垂直方向形成一個閉合的熱帶環流圈(Ⅰ)。北支氣流在地轉偏向力作用下，轉變為西南風，形成了中緯度地區的盛行西風帶。在緯度60 附近的副極地地區遇到由北極向南流來的冷空氣，被迫沿冷空氣向上爬升。此處地面出現副極地低壓帶。該帶的上升氣流在高空分為南北兩支。北支從高空到達北極上空冷卻下沉，形成極地高壓，補償北極地區地面流向低緯的氣流。這支下沉向南流氣在地轉偏向力作用下形成東北氣流，稱為極地東風帶。這樣在極地與緯度60 間的垂直方向形成一個極地環流圈(Ⅲ)。副極地低壓帶高空向南的氣流受地轉偏向力作用，在副極地低壓帶與副熱帶高壓帶之間形成一個偏東風帶。這支氣流到緯度30 附近下沉，構成一個中緯度環流圈(Ⅱ)。該環流圈流向與上兩個正環流圈相反，故稱為反環流圈。
海陸差異對大氣環流的影響 海洋覆蓋著地球表面的71％，陸地面積僅占地表的29％，且約67％的陸地分布在北半球。由于海陸表面熱容量的巨大差異，海洋上氣溫的日、年變化比陸面上小得多。北半球的夏季，太陽直射北半球，北半球陸地增溫速度比海洋快，海洋溫度比同緯度陸面低。此時的南半球陸面冷卻降溫速度比海洋快，洋面溫度比同緯陸面高。此時，北半球的陸地是熱源；海洋是冷源；南半球的陸地是冷源，海洋是熱源。北半球的冬季，太陽直射南半球，南半球陸面增溫比洋面快，洋面溫度比同緯陸面低。此時，北半球陸面冷卻降溫比洋面快，洋面溫度比同緯陸面高。此時，北半球陸地是冷源，海洋是熱源；南半球反之，海洋是冷源，大陸是熱源。不管陸地還是海洋，是熱源時，空氣密度減小，氣壓降低，有利于低壓形成或加強。是冷源時，反之，有利于高壓的形成或加強。隨著季節的轉換，大陸和海洋上的氣壓系統的性質或強度也產生變化。
地形對大氣環流的影響 在動力影響方面，陸地上高大的山脈和高原是氣流運行的巨大障礙物，迫使氣流繞行、分支或爬坡翻越，氣流的速度和方向隨之發生改變。例如喜馬拉雅山阻擋了南來的印度洋暖濕氣流進入青藏高原 ( http: / / www.21cnjy.com / " \t "_blank )、新疆和其他內陸地區，同時它也阻擋了西伯利亞腹地干燥寒冷的空氣進入南亞地區。青藏高原使西風帶的西風分為南支和北支氣流，在高原東北部北支氣流由原來的自西向東變為從西北往東南，在高原東南部南支氣流方向變為從西南往東北，這對我國東部地區的環流有重要影響。前者加強了從西伯利亞來的冷高壓，且路徑也由原來的向東轉變為向東南方向移動。后者加強了從我國西南地區來的低壓，且路徑也有向東北方向偏轉的趨勢。
　　在熱力影響方面，青藏高原平均高出海平面4～5km，在高原上夏季獲得的太陽輻射能比周圍同高度的自由大氣多。高原相對于周圍大氣是一個熱源，高原大氣上升，周圍大氣流向高原，從而加強了地面低壓系統，使夏季風(偏南風為主)得到加強。在高原上冬季冷卻比周圍同高度自由大氣快，溫度低，高原上氣壓高，空氣外流，加強了地面高壓系統，使冬季風(偏北風為主)得到加強。
§4 大氣中的水分
4．1 大氣中水的三態變化
(1)大氣中水相的變化
　水的三種形態——氣態(水汽)、液態(水)和固態(冰)稱為水的三相。水汽的相變臨界溫度為374K。而大氣中的水汽幾乎都是集中在對流層和平流層內，該處溫度永遠低于它本身的臨界溫度。因此，大氣中的水汽能進行相變。
空氣的潮濕程度稱為濕度。有好幾種不同的濕度參數，如水汽壓、絕對濕度、相對濕度等。水汽壓(e)即水汽壓強，定義同氣壓。溫度一定時，一定體積的空氣中能容納的水汽有一定限度，這時的水汽壓稱為飽和水汽壓(E)。對純水水平面而言，飽和水汽壓隨溫度按指數規律變化。當e＜E時，空氣未飽和，水蒸發；當e＝E時，飽和；當e＞E時，過飽和，水汽凝結。絕對濕度即水汽密度。相對濕度是空氣中實際水汽壓與同溫度下的飽和水汽壓之比，用百分數表示。
(2)水汽凝結物
　實際大氣中，水汽凝結的條件，除e＞E外，還要求空氣中有足夠的凝結核及凝華核，它可以促使水汽在核上凝結或凝華成水或冰晶。如鹽類一類吸濕性凝結核是最好的凝結核心。
空氣中的水汽凝結物有云和霧，地面上的凝結物有露和霜。
　　云是懸浮在大氣中的小水滴或冰晶微粒或兩者混合的可見聚合物。
霧 是懸浮于近地空氣中的大量水滴或冰晶(霧滴半徑大多在l—40um之間)，往往影響水平能見度。
在傍晚或夜間，由于地面或地物輻射冷卻，使貼近地面的空氣也隨之降溫，當其溫度降低到使空氣中的實際水汽壓達到飽和水汽壓時，在地面和近地地物面上就會有水汽凝結。當溫度高于0℃時，形成小水珠，稱為露；當溫度降至0℃或更低時，則生成霜。在農作物生長季節里，地面或植物表面溫度下降到足以引起農作物遭受傷害或死亡的現象(或低溫)稱為霜凍。有霜凍時可能有霜也可能無霜。
4．2 大氣降水
　大氣降水是指從云中降落到地面上的液態或固態水。降水按外形可分為雨、毛毛雨、雪、霸、米雪、冰粒、冰雹和冰針等。降水的數量即降水量，它是指從云中降落到地面的液態或固態(經融化后)的降水，未經蒸發、滲透、流失而積聚在水平面上的水層深度，以mm為單位。
降水強度 是指單位時間內的降水量。單位時間可以是1小時、24小時等，中國以24小時降水量＜10mmm，10～25mm，25～50mm，50～100mm，100～200mm和＞200mm分別稱為小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨和特大暴雨
(1)降水的形成
降水雖然來自云中，但有云不一定有降水。這是因為云滴太小，不能克服空氣阻力和上升氣流的頂托。只有當云滴增大到能夠克服空氣阻力和上升氣流的頂托，并且以雨滴形式降落至地面的過程中未被蒸發掉時，降水才形成。
從體積來看，半徑為1000um(即1mm)的雨滴約相當于106個半徑為10um的標準云滴。
(2)降水的日變化和年變化
大氣降水的時間變化有非周期性和周期性變化。所謂非周期性變化是指降水的天氣系統(高壓、低壓等)何時經過何地不是規則的，因而降水時間是不規則的。另一方面大氣降水有一定的日、年變化規律。降水的日變化受地理條件等的影響，大致可將日變化分為大陸型和海洋型。大陸型的特點是一天中有兩個最大值和兩個最小值。最大值出現在午后對流最旺盛的時候，次大值出現在清晨溫度最低、層狀云有很大發展的時候。降水最小值出現在對流最弱的夜間和對流不強，但溫度較高的午前。海洋型日變化只有一高一低，最大值出現在氣層不穩定的夜間，最小值出現在白天。
　(3)大氣降水的空間分布
據計算，全球年平均降水量為930mm，而大洋和大陸分別為1130mm和700mm。世界年降水量的分布總的特點是低緯度地區降水量多，高緯度地區降水量少，但分布很不均。
中國平均年降水量629mm，地區分布很不均勻，大致是南多北少，東多西少，山地多于平原。兩廣地區年降水量在1500mm以上。1000mm等雨量線在長江北岸。華北平原約為500mm。西北內陸少于250mm。
海拔高度對降水量有顯著影響。降水量起初隨海拔高度升高而增多，到一定高度降水量達最大值，過此高度后降水量隨高度升高而減少。最大降水高度在印度西南沿海為500～700m。中國皖浙山地為1000m。喜馬拉雅山西端為l 500m。青藏高原氣候干燥而升至5000m。
(4)酸雨
理論上言，大氣降水應為中性，由于大氣中CO2存在，使雨水具有微酸性，但pH值在5．6以上。酸雨是指pH值＜5.6的降水。
酸雨是當代世界面臨的重大環境問題之一。中國北部干旱半干旱地區降水的pH值都在7.0以上；秦嶺淮河以北絕大部分屬半濕潤地區，其降水pH值一般為7.0左右；秦嶺淮河以南的降水pH值普遍小于5.0，是酸雨區。
§5 天氣
天氣是指瞬時或一定時段內風、云、降水、溫度、濕度、氣壓等氣象要素的綜合狀況。天氣系統是指顯示大氣中天氣變化及其分布的獨立系統，天氣系統的運動形式大都呈渦旋狀或波狀。
5．1 氣團
不同地區受不同氣團控制就會形成不同的天氣特征。
(1)氣團形成的條件
氣團形成主要需具備兩方面條件：一是具有大范圍性質比較均勻的下墊面，二是具有有利于空氣停滯和緩行的大氣環流條件。空氣中的熱量和水分主要來源于下墊面，因而下墊面性質決定著氣團的屬性。性質比較均勻的遼闊海洋、無根的沙漠、冰雪覆蓋的大陸及極區和大平原等是氣團的形成源地。緩慢移行的高壓系統，如高緯地區的準靜止冷高壓、副熱帶高壓等是有利于氣團形成的環流條件。
(2)氣團類型及特性
氣團有地理分類和熱力分類。根據氣團源地的地理位置和下墊面性質進行分類稱為地理分類法。首先根據源地的緯度位置把南北半球的氣團分為四個基本類型，即冰洋(北極和南極)氣團、極地(中緯度)氣團、熱帶氣團和赤道氣團。再根據源地的海陸位置把前3個基本類型又分為海洋型和大陸型。赤道地區以海洋為主，不再細分。這樣，每個半球都有七種氣團。
氣團的熱力分類是以氣團與移動地區下墊面的熱力對比作為分類的基礎。凡是氣團溫度高于移經區下墊面溫度的稱為暖氣團，反之稱為冷氣團。所以冷暖氣團是相對而言的。暖氣團一般含水汽較多，容易形成云雨天氣。冷氣團一般含水汽少，常形成干冷天氣。
5．2 鋒
氣團內部水平方向氣象要素變化緩慢，而在鋒區附近氣象要素有顯著變化。如水平溫度梯度達1℃／10km左右。此外，鋒面在向東移動過程中，鋒線的前側與后側風向和風速也顯著不同，一般在前側為偏南風，風力較小，后側為偏北風，風速明顯增大。另外，鋒前鋒后氣壓也有明顯變化。
(1)鋒的類型
鋒有兩種分類方法。一是根據鋒在移動過程中冷暖氣團所占的主次地位不同，將鋒分為暖鋒、冷鋒、靜止鋒和錮囚鋒。這種分類方法在天氣預報分析中常用。
(2)鋒面天氣
冷鋒 冷氣團起主導作用。推動冷氣團向暖氣團方向移動的鋒稱為冷鋒。冷鋒過境后，冷空氣取代暖空氣的位置，氣溫明顯下降，由于冷氣團向前(向偏東方向)移動，鋒前的暖氣團一方面移動，一方面被迫向上滑行，在水汽條件充分時，便在鋒上產生云系和降水。隨著冷氣團加厚，即暖氣團變薄，云層變薄，降水消失。
暖鋒 當暖氣團起主導作用，推動暖氣團向冷氣團方向移動的鋒稱為暖鋒。暖鋒過境后，暖空氣取代冷空氣的位置，氣溫普遍升高。由于暖氣團主動向冷氣團一側推進，整層暖空氣爬升在冷空氣上方，可產生廣闊的云雨區。暖鋒長度一般較冷鋒長度短得多，大多數幾百千米，很少超過1000km。暖鋒一般常與冷鋒連接在一起，不像冷鋒可以單獨出現。中國東北、華北及長江流域地區可見到暖鋒。
靜止鋒 在冷、暖氣團勢力相當，鋒區位置很少移動或來回擺動的鋒稱為準靜止鋒，簡稱靜止鋒。靜止鋒會形成鋒下寬廣地區長時間陰雨天氣。中國江淮地區初夏的梅雨天氣就與靜止鋒有關。
錮囚鋒 是由暖氣團、冷氣團和更冷氣團三種空氣相遇而形成的鋒系。它一是氣旋內部的冷鋒移動速度快于暖鋒速度而趕上形成。另一是兩條冷鋒迎面相遇而形成。
5．3 氣旋
　氣旋是指中心氣壓低于四周的水平空氣渦旋，也是氣壓系統中的低壓。北半球氣旋中低壓的水平氣流呈逆時針方向向中心輻合，南半球的氣旋則呈順時針方向向中心輻合。氣旋的大小是以天氣圖上最外圍一條閉合等壓線(以每2．5hPa為間距繪制)的范圍來量度的。一般氣旋中心氣壓為970—1010hPa左右。氣旋按其生成的地理位置分為溫帶氣旋和熱帶氣旋；按其結構特征可分為鋒面氣旋和無鋒面氣旋。溫帶氣旋屬于鋒面氣旋；熱帶氣旋則屬于無鋒面氣旋。
(1)溫帶氣旋
　　略。
(2)熱帶氣旋
中國氣象部門過去把熱帶氣旋稱為臺風。1989年1月1日起國家氣象局決定使用國際熱帶氣旋的規范名稱和等級標準：中心均最大風力小于8級者為熱帶低壓；8—9級者為熱帶風暴；10—11級者為強熱帶風暴；12級以上者為臺風(typhoon)。國外把發生在大西洋、墨西哥灣、加勒比海和北太平洋東部的熱帶氣旋稱為颶風(hirricane)。大多數熱帶氣旋直徑600—1000km。垂直伸展高度可達12—16km。熱帶氣旋發生在南北緯5 —2 左右的高溫(＞29—30℃)洋面上，有源源不斷的能量供給，而且是南北半球信風帶的輻合區，有利于暖濕空氣輻合上升。低于緯度5。地區海溫雖高，但地轉偏向力近于0，難以形成渦旋。緯度20 以上地區，地轉偏向力雖更大，但海溫低于29℃。世界海洋上以北太平洋西部生成的熱帶氣旋最多，占全球的36％。
熱帶氣旋強烈的輻合上升氣流攜帶巨量的水汽升騰，在上升過程中水汽降溫凝結，釋放出巨量的能量，驅使空氣從外圍以螺旋式向內加速流動，由外向中心運動速度越來越快，形成一個劇烈旋轉的、近于對稱的圓形渦旋。從內到外按其結構和天氣狀況可劃分為眼區、降水區、大風區和外圍區四部分。臺風眼直徑10—60km，這里天氣晴好；眼區外的降水區氣流強烈上升，水汽上升凝結成云致雨，日降水量可達100mm以上；環形雨帶外為大風區，最大風力可達12級(風速＞32．6m／s)，有110m/s的風速記錄；外圍區風力顯著減弱，逐漸過渡為正常氣壓。
5．4 反氣旋
反氣旋是指中心氣壓比四周氣壓高的水平空氣渦旋，也是氣壓系統中的高壓。
副熱帶反氣旋(副熱帶高壓)與梅雨
副熱帶高壓是一個穩定、少動、極其深厚的暖性高壓，具有大范圍的下沉氣流，在它控制下，天氣晴朗。中國東部處在北太平洋副熱帶高壓西側，夏季它逐步向西向北擴展，以東南風向中國東部輸送水汽，是中國東部降水的重要水汽來源之一，夏季江淮流域的大雨與它密切相關。盛夏時，如副熱帶高壓脊伸展到江淮地區，脊上的下沉氣流使水汽難以凝結成云，反而出現酷熱無雨的伏旱天氣。
5．5天氣預報簡介
天氣預報是指人們基于對天氣演變規律的認識而對未來一定時期內天氣變化的主觀判斷或客觀判斷。隨著科學技術的發展，天氣預報的方法得到不斷的改進和發展，預報的準確率不斷提高，特別是近幾十年高速電子計算機和氣象衛星的應用，使天氣預報的準確率有了很大提高。
天氣預報 包括天氣形勢預報和氣象要素預報兩部分內容。天氣形勢預報一般是指高壓、低壓、氣壓槽、氣壓脊、鋒面等天氣系統的未來移動、強度變化以及生成和消失的預報。氣象要素預報是指溫度、濕度、風、云、降水、能見度及其各種天氣現象的預報，即通常所講的天氣預報。
6、氣候
6．1 氣候概念
(1)氣候與天氣
傳統認為“氣候是地球上某一地區多年間各種天氣情況的綜合表現，氣象要素的各種統計量是表述氣候的基本依據”。大約在20世紀60年代以后，氣候學家開始認識到氣候不僅是針對大氣而言，這就出現了氣候系統的新概念，即氣候是“氣候系統的全部成分在任一特定時段內的平均統計特征。”顯然，新概念對氣候作了更全面、更本質的界定。
天氣和氣候的空間尺度基本一致，從幾千米到幾千千米乃至上萬千米；時間尺度卻大相徑庭。天氣的時間尺度從幾小時到幾天、十幾天；氣候的時間尺度要長得多，從一個月到一年，甚至幾千年、上萬年。世界氣象組織(WMO)規定把30年作為描述氣候的標準時段。
(2)氣候系統
氣候系統包括大氣圈、水圈、巖石圈、冰雪圈和生物圈中與氣候有關的物理的、化學的和生物學的運動變化過程。按世界氣象組織的意見，完整的氣候系統應包括五個物理成分：大氣圈、水圈、冰雪圈、巖石圈和生物圈。從氣候學研究角度出發，又可將氣候系統分為六個子系統：大氣子系統、海洋子系統、冰川子系統、干旱子系統、草原和植物子系統及森林子系統。
6．2 氣候形成
　氣候形成的因素除輻射因素和大氣環流因素外，下墊面也是重要因素。下墊面是大氣的主要熱源和水源，又是低層大氣空氣運動的邊界面，它對氣候的影響也十分重要。
地球表面最大的差異是海洋和陸地表面的熱力性質差異。表現在輻射性質方面有：海面對太陽輻射的反射率平均為10％—14％，而無雪被的陸面的平均反射率為10％—30％，這導致海面吸收太陽輻射較陸地多。又陸面吸收太陽輻射的深度只有幾毫米，而海洋上光線可透入幾十米深度，這表明海洋吸熱層深厚。表現在熱容量上，海水比熱比陸面大得多，這表明海比陸增溫緩慢。海陸表面的熱量轉換特性方面，海面主要通過蒸發將熱量轉變為潛熱，而陸面主要經過湍流把熱量直接傳給空氣。
在陸面上由于地形起伏和植被覆蓋情況的差異及海面上有無冷、暖洋流的差異，使各地的氣候存在區別。因此即使處在同一地理緯度地帶也有海洋性和大陸性氣候之不同，陸地上還有森林氣候、草原氣候、湖泊氣候、沙漠氣候、山地氣候等的不同。
6．3 氣候類型
　　氣候形成的因素多種多樣，根據天文輻射將全球氣候(天文氣候)劃分為赤道帶、熱帶、副熱帶、溫帶、副寒帶和寒帶。由于地球表面實際的太陽輻射能分布、大氣環流的差異和地球表面的千差萬別，氣候類型劃分的方法因人而異，但劃分的結果大體接近。
6．4 氣候變化
　地球上的氣候逐年有變化。這種變化一方面是環繞平均值具有或大或小振幅的變化，另一方面是氣候逐漸變惡劣或變好。氣候變化可以是周期性的，也可以是非周期性的。
根據世界氣象組織對歷史氣候各時期的劃分規定，10年以下時間尺度的變化，不看作為氣候變化。近代或現代氣候變化是指有氣象記錄以來的氣候變化，其時間尺度大約為幾十年到幾百年之間；歷史時期氣候變化是指人類有文字記錄以來的氣候變化，這隨地區而不同，其上限為公元前5000年左右，即大約同冰后期氣候最溫暖時期相接，其下限同氣象記錄開始時相接；再早為地質時期的氣候變化。
(1)歷史時期氣候變化
布魯克斯(C．E．P．Brooks，1950)研究紀元后世界的氣候變化時指出，氣候變化并不完全是局部現象，而是具有全球變化的傾向，有的這一洲和那一洲有同步的變化，有的又是相反的變化，有的在這一時期同步，在那一個時期又相反。在歐洲和亞洲，紀元后100—600年比較溫暖而干旱。600—1000年歐洲較干，亞洲雨水較多。1400年后歐洲大陸比較干燥，歐洲冰河減弱。1500—1700年歐洲冰河又發展，亞洲雨水也較多，里海水位上升。1850以后，歐洲冰河很快退卻，亞洲氣候也稍干，里海水位下降，北美西部與亞洲有同步變化傾向，北尼羅河一帶的氣候變化有時與亞洲是一致的，有時又是相反的。
竺可幀對中國歷史時期的氣候變化作過大量的研究后指出，從公元100—1600年，以4、6、7、15等世紀為干燥，12及14世紀為小濕潤，這個結果與布魯克斯的研究大致一致。
(2)近代氣候變化
　　1886年至今，溫度脈動式變化，時高時低，但總的趨勢是在升溫。未來還應該是脈動式變化，期內升至最高后可能又有一個短時期降低，然后又會有升降，但未來一段時間溫度仍維持在較高水平。
(3)氣候變化的原因
　　略。

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