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第六章 大气圈
§1 大气的组成和结构
1．1大气的组成
现在的大气圈是地球长期演化的结果，其发育和演变又受到地球其他圈层发育演变的影响。由于大气中存在着空气的对流运动、湍流运动和分子扩散，大约在100km高度以下气体混合均匀而称为组成均匀的均匀层，此层以上称为非均匀层。均匀层中的大气可以看作是由干洁大气、水汽及气溶胶质粒子三部分组成的。
(1)干洁大气
干洁大气主要成分是氮、氧和氩，合占干洁大气总容积的99.9％。还有少量的二氧化碳、臭氧、各种氮氧化合物及其他一些惰性气体。干洁大气的分子量为28.966。
　　大气中的氮、氧丰富，对生物有重大意义。大气中臭氧和二氧化碳含量虽然很少，但它们对人类活动和天气、气候变化有很大影响。高空臭氧的形成主要是氧分子吸收了波长在0.1~0.24um的太阳紫外辐射后形成氧原子，而后氧原子在第三种中性粒子的参与下，很快与氧分子结合形成臭氧。低空的臭氧一部分是从高空输送而来，一部分是由闪电、有机物氧化而成。后者过程不经常发生，故低空臭氧含量少，且不固定。在大气更高层次中，由于紫外辐射强度很大，氧分子接近完全分解，使臭氧难以形成。在垂直方向臭氧浓度最大出现在20-30km间，称为臭氧层。观测表明，在垂直气柱所包含的臭氧总量随季节和纬度变化。由于20世纪30年代初以来对制成的氟氯烃(CFCs)的大量使用等使大气臭氧层正在遭到破坏。
二氧化碳主要来源于有机物的燃烧、腐烂以及生物的呼吸，矿泉、地裂隙和火山喷发也向大气臭排出二氧化碳。所以大气中的二氧化碳也随时间和空间而变化。由于人类活动影响的加剧，使大气中二氧化碳含量在急剧增加。
(2)水汽
大气中的水汽来源于海洋、湖泊、江河、沼泽、潮湿地面及植物表面的蒸发或蒸腾作用。大气中的水汽含量随时间、空间和条件不同有较大的变化，按容积计，其变化范围在0％-4％之间。大气中的水汽一般是低纬地区大于高纬地区，沿海地区大于内陆地区，夏季大于冬季。在垂直方向水汽含量迅速减小，观测表明，在1.5-2km高度处空气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)气溶胶粒子
大气气溶胶粒子是指悬浮于空气中的液体和固体粒子，包括水滴、冰晶、悬浮着的固体灰尘微粒、烟粒、微生物、植物的孢子花粉以及各种凝结核和带电离子等。它是低层大气的重要组成部分；是自然现象和人类活动的产物。
1.2大气的结构
　　(1)大气的垂直分层
　　地球大气的总质量估计为5.27×1015t，它在垂直方向的分布是不均匀的，主要集中在大气圈的底部，其中一半在0~5km高度范围内，10km以下集中了75％，30km以下集中了90％。大气圈顶部没有截然的界限，而是逐步过渡到地球大气和弥漫在星际空间密度极小的"星际气体"联接起来。
　　观测表明，大气的物理性质在垂直方向是不均匀的，可按照其各种特性的差异将大气分为若干层次。按大气温度随高度分布的特征可把大气分为对流层、平流层、中间层、热层和外层。按照大气各组成成分的混合状况，可把大气分为均匀层和非均匀层。按大气电离状况，可分为电离层和非电离层。按大气的光化学反应还可分出臭氧层。
　　对流层 大气圈的最下一层，平均厚度在高纬度地区为8-9km，中纬度地区为10-12km，低纬度地区为17-18km。夏季厚度大于冬季。对流层厚度不到整个大气圈的1％，但集中了大气质量的3／4，大气水汽的90％。对流层受地球表面的影响最大，层内对流旺盛，大气中的主要天气现象如云、雾、雨、雪、雹都形成在此层内。对流层中温度一般随高度的升高而降低，垂直温度梯度(在垂直方向南度变化100m时气温的变化值)平均为0．65℃／100m。对流层顶的温度降至零下几十度。对流层对人类的影响最大，通常所说的大气污染就是对此层而言。
　　平流层 从对流层顶以上到大约50km左右高度为平流层。平流层中气温随高度升高初时不变，后反而升高，这主要是地面辐射减少和氧及臭氧对太阳辐射吸收加热的结果。这样的温度分布抑制了空气对流。此层内气流比较平稳，是喷气式飞机飞行的理想场所。由于水汽和尘埃含量少，而无对流层中那种剧烈的云雨天气现象。
中间层 平流层顶以上到大约80km的一层为中间层。此层中气温又随高度升高而降低，其顶部温度可降至－113～ -83℃。由于垂直温度梯度大，有相当强的垂直混合。该层内水汽极少，几乎没有云层出现。
热层 中间层顶以上为热层。该层温度随高度增高而迅速升高。由于太阳辐射中波长小于0．17um的紫外线几乎全被该层中的分子氧和原子氧吸收，并且吸收的能量大部分用于气层的增温，加之气层内分子稀少，热量无法通过热量传输的方法传递出去，因此热层温度达1000K以上。热层没有明显的顶部，通常认为温度从增温转为等温时为热层顶。在太阳活动宁静时，顶高约250km，当太阳活动强烈时，顶高约500km。
外层 是指热层以上的大气层。为大气圈向星际空间的过渡地带。在那里空气极为稀薄，温度随高度很少变化。由于那里地球引力很小，空气分子运动的平均自由度 ( http: / / www.21cnjy.com / " \t "_blank )很大，使一些高速运动的空气质点不断向星际空间逃逸，故又称散逸层。
(2)对流层中的水平非均一现象——气团和锋
气团 大气的物理性质在垂直方向和水平方向都呈现非均一现象。在对流层中，空气的状态受下垫面的影响很大，如果空气较长时间停留在比较均匀的下垫面上，空气和下垫面进行热量和水分等交换，在此表面性质的影响下，空气从而获得新的温度和湿度等特性。例如长时间停留在寒冷大陆上的空气，便具有寒冷干燥的性质；而长期停留在热带海洋上的空气则具有湿热的性质。因而我们把水平方向上物理属性(如温度、湿度、稳定度等)比较均匀的巨大空气块称做气团。一个气团的水平范围可达几百万平方千米以上，垂直尺度可达几千米到十几千米以上。
锋面 两种不同性质的气团之间有一个过渡区，在过渡区中气象要素值发生急剧变化，这个过渡区称为锋区。锋区与地面斜交，坡度很小，只几分到1度左右。锋区与地面的交线称锋线，长几百至几千千米。锋面向冷气团一侧延伸的距离可达1000km。因锋区的厚度与气团尺度相比要小得多，而把它视为一个面，即称为锋面，有时将锋面和锋线均简称为锋。
§2 大气的热力状况
2．1 太阳辐射、大气辐射和地面辐射
(1)太阳辐射
　太阳辐射是地球表层能量的主要来源。太阳辐射在大气上界的分布是由地球的天文位置决定的，称此为天文辐射。由天文辐射决定的气候称为天文气候。天文气候反映了全球气候的空间分布和时间变化的基本轮廓。
除太阳本身的变化外，天文辐射能量主要决定于日地距离、太阳高度角和昼长。
地球绕太阳公转的轨道为椭圆形，太阳位于两个焦点中的一个焦点上此，日地距离时刻在变化。每年1月2日至5日经过近日点，7月3日至4过远日点。地球上接受到的太阳辐射的强弱与日地距离的平方成反比。
太阳光线与地平面的夹角称为太阳高度角，它有日变化和年变化。太阳高度角大，则太阳辐射强。
白昼长度指从日出到日落之间的时间长度。赤道上四季白昼长度均为12小时，赤道以外昼长四季有变化，40 纬度的春、秋分日昼长12小时，夏至和冬至日昼长分别为14小时51分和9小时09分，到纬度66 33ˊ出现极昼和极夜现象。南北半球的冬夏季节时间正好相反。
天文辐射的时空变化特点是：①全年以赤道获得的辐射最多，极地最少。这种热量不均匀分布，必然导致地表各纬度的气温产生差异，在地球表面出现热带、温带和寒带气候；②天文辐射夏大冬小，它导致夏季温高冬季温低。
大气对太阳辐射的削弱作用包括大气对太阳辐射的吸收、散射和反射。太阳辐射经过整层大气时，0.29um以下的紫外线几乎全部被吸收，在可见光区大气吸收很少。在红外区有很强的吸收带。大气中吸收太阳辐射的物质主要有氧、臭氧、水汽和液态水，其次有二氧化碳、甲烷、一氧化二氮和尘埃等。
云层能强烈吸收和散射太阳辐射，同时还强烈吸收地面反射的太阳辐射。云的平均反射率为0.50-0.55。
经过大气削弱之后到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和称为太阳总辐射。就全球平均而言，太阳总辐射只占到达大气上界太阳辐射的45％。总辐射量随纬度升高而减小，随高度升高而增大。一天内中午前后最大，夜间为0；一年内夏大冬小。
(2)地面和大气辐射
地面和大气吸收了太阳辐射，温度升高。地面和大气本身也成为辐射体不断向外放出辐射。由于地面和大气温度相对于太阳来说很低，而太阳辐射能在可见光线、红外线和紫外线分别占50％、43％和7％，即集中于短波波段，故将太阳辐射称为短波辐射，地面和大气辐射称为长波辐射。
　　地面向大气放出的辐射75％-95％为大气所吸收，大气辐射中有一半指向地面(这部分称为大气逆辐射)，地面对大气辐射也几乎全部吸收。大气的这种作用称为大气的保温效应。
(3)辐射差额
辐射差额(又称净辐射或辐射平衡)是指所考虑的系统在一定时间内各种辐射收入与支出的差值，它一般不为0，可正可负。正时表示辐射能盈余，能量增加，温度升高，如白昼和夏季；负时表示辐射能亏空，能量减少，温度降低，如夜间和冬季。地面辐射差额符合这一规律。把地面和大气视为一个系统的辐射差额称为地气系统辐射差额，以年平均而言，在35 S-35 N之间的区域为正值区，以外为负值区。这种高低纬之间的能量差异是导致大气环流和海洋洋流产生的基本原因。
2.2 空气温度
(1)温度的概念
　空气温度简称气温，是描述空气冷热程度的物理量。空气获得热量时，气温升高，失去热量时气温降低。中国气象台站地面观测的气温是指距离地面1.5m高度的百叶箱内温度，温标为摄氏温度(℃)。气象台站观测时间世界统一，中国为北京时02、08、14和20时。4次观测温度的平均值称为日平均气温，各月日平均气温的平均值称为月平均气温。一年中的日平均温度的平均值称为年平均温度。气象台站还每日观测最高气温和最低气温。
空气的增温和冷却是通过辐射能的收支、对流(上下循环流动)及湍流(流体的不规则运动)的显热输送、水分蒸发和水汽凝结过程中的热量转换来进行的。
显热：物体在加热或冷却过程中，温度升高或降低而不改变其原有相态所需吸收或放出的热量。
显热输送：通过暖空气上升或冷暖空气混合进行的直接能量交换。
(2)气温的日变化和年变化
由于太阳辐射在一天之中和一年之内有变化，故气温也有日变化和年变化。
太阳辐射在一日中以12时最强，一年之中以夏至日最强。由于空气温度最高是热量积累最多的时侯，它相对太阳辐射最强时刻有滞后性，故陆地上一之中最高温度在午后2-3时，最热月为7月。一日中最低温度在日出前，最冷月为1月。赤道附近在春分、秋分后气温最高，夏至、冬至后最低，气温变化幅度(即年较差)不大，全年气温均高。随纬度升高，一年之中逐渐合并而只有一高和一低气温，且变幅越来越大，冬夏气温相差悬殊。在海洋上最高最低温度出现的时间比陆地上滞后。如海洋上8月气温最高，2月气温最低。
(3)气温的地理分布
地球表面高低起伏，各气象台站所测的气温是不同海拔高度上的温度。如以这些点在世界地图上，将温度相同的点连成等温线的分布图为实际温度分布图。如果将对流层垂直温度梯度平均为0.65℃／100m值对各地的实际温度订正到海平面高度，得到海平面气温，用各地海平面温度绘成的等温线图表示海平面高度的气温的地理分布。实际温度图表示各地的实际温度，对工农业生产有实际价值；海平面温度图是消除高度因素影响的理论温度图，在科学研究中应用。
海平面气温的地理分布一般是从赤道向两极降低，无论冬、夏，等温线因海陆热力差异的影响而偏离纬线，不与纬线平行。另外，中纬度地区等温线分布冬密夏疏。地表气温最低区域是南极高原，南极极地有—88℃(1960年8月24日，Vostok，72 S)的最低记录。最高气温出现在15 -40 N范围内的沙漠中，利比亚有58℃(1922年9月13日，E1 Azizia，32 N)的最高记录。
(4)气温的垂直分布与大气稳定性
已知对流层气温随高度升高而降低，垂直温度梯度为0.65℃／100m，这是平均状况，对于不同地区，不同时间，不同高度，这个梯度值的大小差别很大，甚至出现气温随高度升高而升高的现象。白昼，太阳照射地表面，地面升温后，再把热量传递给附近空气，形成下层空气温度高，上层空气温度低的现象。在太阳辐射最强的中午前后，地面温度可达50℃以上，而1.5m高度百叶箱内的气温一般只30℃左右，则垂直温度梯度很大。夜间，太阳辐射消失，出现近地气层降温快于上层，近地气层内下层温度低于上层温度的逆温现象。白昼下层温度高，上层温度低，形成空气密度上大下小，在垂直方向容易产生对流运动；夜间相反，很难产生上下对流运动，容易形成风平浪静的局面。这种垂直方向气温分布的昼夜差异是白天比较容易将地面水汽(及大气污染物)升至高空，冷却成云致雨(空气质量较好)的有利条件；夜间近地气层的有害气体难以上升和扩散稀释，易形成大气污染。这里需要引入大气稳定度的概念。大气稳定度是指气块受任意方向的扰动后，返回或远离平衡位置的趋势和程度。当其受扰动后，有返回原来位置的趋势，则是稳定的。反之，有远离平衡位置的趋势者是不稳定的。上述夜间出现的逆温是大气稳定状况，而白昼气温分布是大气不稳定状况。
2．3全球热量带
　地球上的热量分布与太阳辐射的分布规律基本相一致，大致与纬线相平行，由低纬到高纬热量由高到低呈现带状分布，形成全球的热量带。热量带最简单的划分是根据天文辐射划分：
§3 大气的运动
地球大气是运动的，地球上空大气层中大规模的气流运动称为大气环流。大气环流包括全球性的环流运动和局地性的环流运动。由于大气环流的存在，才能实现全球大气中的热量交换、水分输送和能量交换等过程。大气环流是气候形成的主要因素之一。
3．1 气压和风
(1)气压
　　大气运动的产生和变化直接决定于大气压的空间分布和变化。尽管气压在地球表面的时间和空间变化都不大，它对一切生命活动没有显著的直接影响。然而，气压轻微的时、空变化却会引起风的变化、环流的变化及天气的巨大变化。
　气压 指大气压强，通常用观测高度到大气上界的单位面积上垂直空气柱的重量表示，其单位为Pa，1Pa＝1N/m2。1标准大气压＝10l 325Pa＝1013．25hPa。
由气压定义可以看出，气压是随着高度减小的。气压随高度升高按指数律递减。
气压在水平方向分布也是不均匀的，有些地方气压高，有些地方气压低，可以用水平气压梯度来研究气压的水平变化。水平气压梯度是指垂直于等压线(指水平面，如海平面上气压相同的点的连线)，由高压指向低压，在单位距离内的气压差。水平气压梯度一般为1hPa/100km左右。垂直气压梯度比水平气压梯度数量级上大104倍。在水平面上用等压线封闭的高值区表示高气压(简称高压)所在，等值线封闭的低压区表示低气压(简称低压)所在。高气压的延伸部分称为高压脊，低气压的延伸部分称为低压槽。两个高压和两个低压相对组成的中间气压区叫鞍形气压区。
气压随时间也有变化。某地气压升高必然引起另一地气压降低。因此，各地气压的变化实质上是空气质量在地球上的重新分布。
(2)风
风是空气的水平运动。空气产生运动的根本原因是气压分布不均匀，即在气压梯度力(单位质量空气在气压场中所受的作用力)作用下沿气压梯度力方向运动。风是矢量，有风向和风速两个要素。风向表示风的来向，地面风向用16个方位表示，每个方位各占22．5 角。例如北(N)风指向正北往西11．25 与往东11．25 这个角度内称之，余类推。高空风向用360。水平方位表，从北起顺时针方向量度。风速指单位时间内空气在水平方向移动的距离，单位为m／s。
3．2 大气环流
大气每时每刻都在不停地运动着，其运行是极其复杂和多变的。如果从随时随地不断变化的运行状态中对时间进行平均，就可发现大气运行具有明显的规律性。进行时间平均的空间分布常被看成是全球大气大规模运动的基本状态。
(1)大气环流的基本状况
全球大气循环及表面季风
平均纬圈环流 指东西方向水平环流。高低空气流以纬线方向为主。低空在60 ~90 的高纬地区为东风带(北半球为东北风，南半球为东南风)，随冬夏太阳位置的南北移动，东风带位置也南北移动，且冬强夏弱。在30 ~60 的中纬地区为西风带(北半球为西南风，南半球为西北风)，西风带的位置也随季节南边移动，冬强夏弱。在0 ~30 的低纬地区为东风带(北半球为东北风，南半球为东南风)，但强度夏强冬弱。
平均经圈环流 指在南北方向的垂直剖面上的环流。北半球有三个经线方向环流圈(相应南半球也如此)，即低纬的热带环流圈(Ⅰ)，中纬的中纬度环流圈(Ⅱ)和高纬的极地环流圈(Ⅲ)。极地环流圈强度最弱。经圈环流随季节移动，北半球冬季南移，夏季北移。南半球反之。
地球上一些区域长期受高压或低压控制，或随季节高低压交替控制，这对这些区域的天气、气候的影响和形成具有重要意义。如副热带高压控制区是副热带干燥的荒漠气候和草原气候形成的重要原因。东亚的季风气候主要是冬季受高压控制和夏季受低压控制所形成的。
季风 (季风环流的简称)是指在一个大范围地区内，盛行风向或气压系统有明显的季节变化，而且随着风向和气压系统的季节变换，天气气候也发生明显的变化。海陆间热力差异是季风形成的重要原因之一。大陆表面在冬季强烈辐射冷却形成高气压，在夏季强烈的太阳辐射照射增温形成低气压，高低气压的气流方向正相反。亚洲大陆冬季为强大的高气压控制，东亚和南亚的气流为从内陆向海洋的偏北气流，空气干燥寒冷，此为冬季风。亚洲大陆夏季为热低压控制，东亚和南亚的气流由海人陆(偏南气流)，空气温湿，多降雨，此为夏季风。
(2)大气环流的形成
太阳辐射对形成大气环流的作用：在地球南北纬350之间为辐射平衡正值区，即地球热源区，而在这以外的中高纬度地区为辐射平衡负值区，即冷源区。由此形成的高低纬之间的温度差异，进而形成了低纬低压和高纬高压，出现了高低纬之间的气压梯度力。对表面均匀且不自转的地球而言，在气压梯度力的作用下，赤道附近空气受热膨胀上升，高空空气流向两极；在极地空气冷却下沉，向低纬地区流动，于是形成南北方向高低纬之间的大气环流圈。这种由热力分布不均匀形成的热力环流在海防之间、山坡与山谷之间、城市与郊区之间也可出现。
　　地球自转对大气环流形成的作用：当赤道上空空气向极地流动时，在北半球，随着纬度增大，地转偏向力（科里奥利力）也增大，空气运动方向逐渐向右偏转，到纬度30 附近，偏转达90 ，空气运动方向折向自西向东与纬圈平行。在这里，由赤道来的北上气流受阻，空气堆积下沉，使地面形成副热带高压带。此带下沉气流到低空分为南北两支。南支气流在地转偏向力作用下转变为东北风(南半球为东南风)，形成东北信风(南半球为东南信风)带。这支气流补充了赤道上升气流，这样，在纬度0 ~30 的垂直方向形成一个闭合的热带环流圈(Ⅰ)。北支气流在地转偏向力作用下，转变为西南风，形成了中纬度地区的盛行西风带。在纬度60 附近的副极地地区遇到由北极向南流来的冷空气，被迫沿冷空气向上爬升。此处地面出现副极地低压带。该带的上升气流在高空分为南北两支。北支从高空到达北极上空冷却下沉，形成极地高压，补偿北极地区地面流向低纬的气流。这支下沉向南流气在地转偏向力作用下形成东北气流，称为极地东风带。这样在极地与纬度60 间的垂直方向形成一个极地环流圈(Ⅲ)。副极地低压带高空向南的气流受地转偏向力作用，在副极地低压带与副热带高压带之间形成一个偏东风带。这支气流到纬度30 附近下沉，构成一个中纬度环流圈(Ⅱ)。该环流圈流向与上两个正环流圈相反，故称为反环流圈。
海陆差异对大气环流的影响 海洋覆盖着地球表面的71％，陆地面积仅占地表的29％，且约67％的陆地分布在北半球。由于海陆表面热容量的巨大差异，海洋上气温的日、年变化比陆面上小得多。北半球的夏季，太阳直射北半球，北半球陆地增温速度比海洋快，海洋温度比同纬度陆面低。此时的南半球陆面冷却降温速度比海洋快，洋面温度比同纬陆面高。此时，北半球的陆地是热源；海洋是冷源；南半球的陆地是冷源，海洋是热源。北半球的冬季，太阳直射南半球，南半球陆面增温比洋面快，洋面温度比同纬陆面低。此时，北半球陆面冷却降温比洋面快，洋面温度比同纬陆面高。此时，北半球陆地是冷源，海洋是热源；南半球反之，海洋是冷源，大陆是热源。不管陆地还是海洋，是热源时，空气密度减小，气压降低，有利于低压形成或加强。是冷源时，反之，有利于高压的形成或加强。随着季节的转换，大陆和海洋上的气压系统的性质或强度也产生变化。
地形对大气环流的影响 在动力影响方面，陆地上高大的山脉和高原是气流运行的巨大障碍物，迫使气流绕行、分支或爬坡翻越，气流的速度和方向随之发生改变。例如喜马拉雅山阻挡了南来的印度洋暖湿气流进入青藏高原 ( http: / / www.21cnjy.com / " \t "_blank )、新疆和其他内陆地区，同时它也阻挡了西伯利亚腹地干燥寒冷的空气进入南亚地区。青藏高原使西风带的西风分为南支和北支气流，在高原东北部北支气流由原来的自西向东变为从西北往东南，在高原东南部南支气流方向变为从西南往东北，这对我国东部地区的环流有重要影响。前者加强了从西伯利亚来的冷高压，且路径也由原来的向东转变为向东南方向移动。后者加强了从我国西南地区来的低压，且路径也有向东北方向偏转的趋势。
　　在热力影响方面，青藏高原平均高出海平面4～5km，在高原上夏季获得的太阳辐射能比周围同高度的自由大气多。高原相对于周围大气是一个热源，高原大气上升，周围大气流向高原，从而加强了地面低压系统，使夏季风(偏南风为主)得到加强。在高原上冬季冷却比周围同高度自由大气快，温度低，高原上气压高，空气外流，加强了地面高压系统，使冬季风(偏北风为主)得到加强。
§4 大气中的水分
4．1 大气中水的三态变化
(1)大气中水相的变化
　水的三种形态——气态(水汽)、液态(水)和固态(冰)称为水的三相。水汽的相变临界温度为374K。而大气中的水汽几乎都是集中在对流层和平流层内，该处温度永远低于它本身的临界温度。因此，大气中的水汽能进行相变。
空气的潮湿程度称为湿度。有好几种不同的湿度参数，如水汽压、绝对湿度、相对湿度等。水汽压(e)即水汽压强，定义同气压。温度一定时，一定体积的空气中能容纳的水汽有一定限度，这时的水汽压称为饱和水汽压(E)。对纯水水平面而言，饱和水汽压随温度按指数规律变化。当e＜E时，空气未饱和，水蒸发；当e＝E时，饱和；当e＞E时，过饱和，水汽凝结。绝对湿度即水汽密度。相对湿度是空气中实际水汽压与同温度下的饱和水汽压之比，用百分数表示。
(2)水汽凝结物
　实际大气中，水汽凝结的条件，除e＞E外，还要求空气中有足够的凝结核及凝华核，它可以促使水汽在核上凝结或凝华成水或冰晶。如盐类一类吸湿性凝结核是最好的凝结核心。
空气中的水汽凝结物有云和雾，地面上的凝结物有露和霜。
　　云是悬浮在大气中的小水滴或冰晶微粒或两者混合的可见聚合物。
雾 是悬浮于近地空气中的大量水滴或冰晶(雾滴半径大多在l—40um之间)，往往影响水平能见度。
在傍晚或夜间，由于地面或地物辐射冷却，使贴近地面的空气也随之降温，当其温度降低到使空气中的实际水汽压达到饱和水汽压时，在地面和近地地物面上就会有水汽凝结。当温度高于0℃时，形成小水珠，称为露；当温度降至0℃或更低时，则生成霜。在农作物生长季节里，地面或植物表面温度下降到足以引起农作物遭受伤害或死亡的现象(或低温)称为霜冻。有霜冻时可能有霜也可能无霜。
4．2 大气降水
　大气降水是指从云中降落到地面上的液态或固态水。降水按外形可分为雨、毛毛雨、雪、霸、米雪、冰粒、冰雹和冰针等。降水的数量即降水量，它是指从云中降落到地面的液态或固态(经融化后)的降水，未经蒸发、渗透、流失而积聚在水平面上的水层深度，以mm为单位。
降水强度 是指单位时间内的降水量。单位时间可以是1小时、24小时等，中国以24小时降水量＜10mmm，10～25mm，25～50mm，50～100mm，100～200mm和＞200mm分别称为小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨和特大暴雨
(1)降水的形成
降水虽然来自云中，但有云不一定有降水。这是因为云滴太小，不能克服空气阻力和上升气流的顶托。只有当云滴增大到能够克服空气阻力和上升气流的顶托，并且以雨滴形式降落至地面的过程中未被蒸发掉时，降水才形成。
从体积来看，半径为1000um(即1mm)的雨滴约相当于106个半径为10um的标准云滴。
(2)降水的日变化和年变化
大气降水的时间变化有非周期性和周期性变化。所谓非周期性变化是指降水的天气系统(高压、低压等)何时经过何地不是规则的，因而降水时间是不规则的。另一方面大气降水有一定的日、年变化规律。降水的日变化受地理条件等的影响，大致可将日变化分为大陆型和海洋型。大陆型的特点是一天中有两个最大值和两个最小值。最大值出现在午后对流最旺盛的时候，次大值出现在清晨温度最低、层状云有很大发展的时候。降水最小值出现在对流最弱的夜间和对流不强，但温度较高的午前。海洋型日变化只有一高一低，最大值出现在气层不稳定的夜间，最小值出现在白天。
　(3)大气降水的空间分布
据计算，全球年平均降水量为930mm，而大洋和大陆分别为1130mm和700mm。世界年降水量的分布总的特点是低纬度地区降水量多，高纬度地区降水量少，但分布很不均。
中国平均年降水量629mm，地区分布很不均匀，大致是南多北少，东多西少，山地多于平原。两广地区年降水量在1500mm以上。1000mm等雨量线在长江北岸。华北平原约为500mm。西北内陆少于250mm。
海拔高度对降水量有显著影响。降水量起初随海拔高度升高而增多，到一定高度降水量达最大值，过此高度后降水量随高度升高而减少。最大降水高度在印度西南沿海为500～700m。中国皖浙山地为1000m。喜马拉雅山西端为l 500m。青藏高原气候干燥而升至5000m。
(4)酸雨
理论上言，大气降水应为中性，由于大气中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。
酸雨是当代世界面临的重大环境问题之一。中国北部干旱半干旱地区降水的pH值都在7.0以上；秦岭淮河以北绝大部分属半湿润地区，其降水pH值一般为7.0左右；秦岭淮河以南的降水pH值普遍小于5.0，是酸雨区。
§5 天气
天气是指瞬时或一定时段内风、云、降水、温度、湿度、气压等气象要素的综合状况。天气系统是指显示大气中天气变化及其分布的独立系统，天气系统的运动形式大都呈涡旋状或波状。
5．1 气团
不同地区受不同气团控制就会形成不同的天气特征。
(1)气团形成的条件
气团形成主要需具备两方面条件：一是具有大范围性质比较均匀的下垫面，二是具有有利于空气停滞和缓行的大气环流条件。空气中的热量和水分主要来源于下垫面，因而下垫面性质决定着气团的属性。性质比较均匀的辽阔海洋、无根的沙漠、冰雪覆盖的大陆及极区和大平原等是气团的形成源地。缓慢移行的高压系统，如高纬地区的准静止冷高压、副热带高压等是有利于气团形成的环流条件。
(2)气团类型及特性
气团有地理分类和热力分类。根据气团源地的地理位置和下垫面性质进行分类称为地理分类法。首先根据源地的纬度位置把南北半球的气团分为四个基本类型，即冰洋(北极和南极)气团、极地(中纬度)气团、热带气团和赤道气团。再根据源地的海陆位置把前3个基本类型又分为海洋型和大陆型。赤道地区以海洋为主，不再细分。这样，每个半球都有七种气团。
气团的热力分类是以气团与移动地区下垫面的热力对比作为分类的基础。凡是气团温度高于移经区下垫面温度的称为暖气团，反之称为冷气团。所以冷暖气团是相对而言的。暖气团一般含水汽较多，容易形成云雨天气。冷气团一般含水汽少，常形成干冷天气。
5．2 锋
气团内部水平方向气象要素变化缓慢，而在锋区附近气象要素有显著变化。如水平温度梯度达1℃／10km左右。此外，锋面在向东移动过程中，锋线的前侧与后侧风向和风速也显著不同，一般在前侧为偏南风，风力较小，后侧为偏北风，风速明显增大。另外，锋前锋后气压也有明显变化。
(1)锋的类型
锋有两种分类方法。一是根据锋在移动过程中冷暖气团所占的主次地位不同，将锋分为暖锋、冷锋、静止锋和锢囚锋。这种分类方法在天气预报分析中常用。
(2)锋面天气
冷锋 冷气团起主导作用。推动冷气团向暖气团方向移动的锋称为冷锋。冷锋过境后，冷空气取代暖空气的位置，气温明显下降，由于冷气团向前(向偏东方向)移动，锋前的暖气团一方面移动，一方面被迫向上滑行，在水汽条件充分时，便在锋上产生云系和降水。随着冷气团加厚，即暖气团变薄，云层变薄，降水消失。
暖锋 当暖气团起主导作用，推动暖气团向冷气团方向移动的锋称为暖锋。暖锋过境后，暖空气取代冷空气的位置，气温普遍升高。由于暖气团主动向冷气团一侧推进，整层暖空气爬升在冷空气上方，可产生广阔的云雨区。暖锋长度一般较冷锋长度短得多，大多数几百千米，很少超过1000km。暖锋一般常与冷锋连接在一起，不像冷锋可以单独出现。中国东北、华北及长江流域地区可见到暖锋。
静止锋 在冷、暖气团势力相当，锋区位置很少移动或来回摆动的锋称为准静止锋，简称静止锋。静止锋会形成锋下宽广地区长时间阴雨天气。中国江淮地区初夏的梅雨天气就与静止锋有关。
锢囚锋 是由暖气团、冷气团和更冷气团三种空气相遇而形成的锋系。它一是气旋内部的冷锋移动速度快于暖锋速度而赶上形成。另一是两条冷锋迎面相遇而形成。
5．3 气旋
　气旋是指中心气压低于四周的水平空气涡旋，也是气压系统中的低压。北半球气旋中低压的水平气流呈逆时针方向向中心辐合，南半球的气旋则呈顺时针方向向中心辐合。气旋的大小是以天气图上最外围一条闭合等压线(以每2．5hPa为间距绘制)的范围来量度的。一般气旋中心气压为970—1010hPa左右。气旋按其生成的地理位置分为温带气旋和热带气旋；按其结构特征可分为锋面气旋和无锋面气旋。温带气旋属于锋面气旋；热带气旋则属于无锋面气旋。
(1)温带气旋
　　略。
(2)热带气旋
中国气象部门过去把热带气旋称为台风。1989年1月1日起国家气象局决定使用国际热带气旋的规范名称和等级标准：中心均最大风力小于8级者为热带低压；8—9级者为热带风暴；10—11级者为强热带风暴；12级以上者为台风(typhoon)。国外把发生在大西洋、墨西哥湾、加勒比海和北太平洋东部的热带气旋称为飓风(hirricane)。大多数热带气旋直径600—1000km。垂直伸展高度可达12—16km。热带气旋发生在南北纬5 —2 左右的高温(＞29—30℃)洋面上，有源源不断的能量供给，而且是南北半球信风带的辐合区，有利于暖湿空气辐合上升。低于纬度5。地区海温虽高，但地转偏向力近于0，难以形成涡旋。纬度20 以上地区，地转偏向力虽更大，但海温低于29℃。世界海洋上以北太平洋西部生成的热带气旋最多，占全球的36％。
热带气旋强烈的辐合上升气流携带巨量的水汽升腾，在上升过程中水汽降温凝结，释放出巨量的能量，驱使空气从外围以螺旋式向内加速流动，由外向中心运动速度越来越快，形成一个剧烈旋转的、近于对称的圆形涡旋。从内到外按其结构和天气状况可划分为眼区、降水区、大风区和外围区四部分。台风眼直径10—60km，这里天气晴好；眼区外的降水区气流强烈上升，水汽上升凝结成云致雨，日降水量可达100mm以上；环形雨带外为大风区，最大风力可达12级(风速＞32．6m／s)，有110m/s的风速记录；外围区风力显著减弱，逐渐过渡为正常气压。
5．4 反气旋
反气旋是指中心气压比四周气压高的水平空气涡旋，也是气压系统中的高压。
副热带反气旋(副热带高压)与梅雨
副热带高压是一个稳定、少动、极其深厚的暖性高压，具有大范围的下沉气流，在它控制下，天气晴朗。中国东部处在北太平洋副热带高压西侧，夏季它逐步向西向北扩展，以东南风向中国东部输送水汽，是中国东部降水的重要水汽来源之一，夏季江淮流域的大雨与它密切相关。盛夏时，如副热带高压脊伸展到江淮地区，脊上的下沉气流使水汽难以凝结成云，反而出现酷热无雨的伏旱天气。
5．5天气预报简介
天气预报是指人们基于对天气演变规律的认识而对未来一定时期内天气变化的主观判断或客观判断。随着科学技术的发展，天气预报的方法得到不断的改进和发展，预报的准确率不断提高，特别是近几十年高速电子计算机和气象卫星的应用，使天气预报的准确率有了很大提高。
天气预报 包括天气形势预报和气象要素预报两部分内容。天气形势预报一般是指高压、低压、气压槽、气压脊、锋面等天气系统的未来移动、强度变化以及生成和消失的预报。气象要素预报是指温度、湿度、风、云、降水、能见度及其各种天气现象的预报，即通常所讲的天气预报。
6、气候
6．1 气候概念
(1)气候与天气
传统认为“气候是地球上某一地区多年间各种天气情况的综合表现，气象要素的各种统计量是表述气候的基本依据”。大约在20世纪60年代以后，气候学家开始认识到气候不仅是针对大气而言，这就出现了气候系统的新概念，即气候是“气候系统的全部成分在任一特定时段内的平均统计特征。”显然，新概念对气候作了更全面、更本质的界定。
天气和气候的空间尺度基本一致，从几千米到几千千米乃至上万千米；时间尺度却大相径庭。天气的时间尺度从几小时到几天、十几天；气候的时间尺度要长得多，从一个月到一年，甚至几千年、上万年。世界气象组织(WMO)规定把30年作为描述气候的标准时段。
(2)气候系统
气候系统包括大气圈、水圈、岩石圈、冰雪圈和生物圈中与气候有关的物理的、化学的和生物学的运动变化过程。按世界气象组织的意见，完整的气候系统应包括五个物理成分：大气圈、水圈、冰雪圈、岩石圈和生物圈。从气候学研究角度出发，又可将气候系统分为六个子系统：大气子系统、海洋子系统、冰川子系统、干旱子系统、草原和植物子系统及森林子系统。
6．2 气候形成
　气候形成的因素除辐射因素和大气环流因素外，下垫面也是重要因素。下垫面是大气的主要热源和水源，又是低层大气空气运动的边界面，它对气候的影响也十分重要。
地球表面最大的差异是海洋和陆地表面的热力性质差异。表现在辐射性质方面有：海面对太阳辐射的反射率平均为10％—14％，而无雪被的陆面的平均反射率为10％—30％，这导致海面吸收太阳辐射较陆地多。又陆面吸收太阳辐射的深度只有几毫米，而海洋上光线可透入几十米深度，这表明海洋吸热层深厚。表现在热容量上，海水比热比陆面大得多，这表明海比陆增温缓慢。海陆表面的热量转换特性方面，海面主要通过蒸发将热量转变为潜热，而陆面主要经过湍流把热量直接传给空气。
在陆面上由于地形起伏和植被覆盖情况的差异及海面上有无冷、暖洋流的差异，使各地的气候存在区别。因此即使处在同一地理纬度地带也有海洋性和大陆性气候之不同，陆地上还有森林气候、草原气候、湖泊气候、沙漠气候、山地气候等的不同。
6．3 气候类型
　　气候形成的因素多种多样，根据天文辐射将全球气候(天文气候)划分为赤道带、热带、副热带、温带、副寒带和寒带。由于地球表面实际的太阳辐射能分布、大气环流的差异和地球表面的千差万别，气候类型划分的方法因人而异，但划分的结果大体接近。
6．4 气候变化
　地球上的气候逐年有变化。这种变化一方面是环绕平均值具有或大或小振幅的变化，另一方面是气候逐渐变恶劣或变好。气候变化可以是周期性的，也可以是非周期性的。
根据世界气象组织对历史气候各时期的划分规定，10年以下时间尺度的变化，不看作为气候变化。近代或现代气候变化是指有气象记录以来的气候变化，其时间尺度大约为几十年到几百年之间；历史时期气候变化是指人类有文字记录以来的气候变化，这随地区而不同，其上限为公元前5000年左右，即大约同冰后期气候最温暖时期相接，其下限同气象记录开始时相接；再早为地质时期的气候变化。
(1)历史时期气候变化
布鲁克斯(C．E．P．Brooks，1950)研究纪元后世界的气候变化时指出，气候变化并不完全是局部现象，而是具有全球变化的倾向，有的这一洲和那一洲有同步的变化，有的又是相反的变化，有的在这一时期同步，在那一个时期又相反。在欧洲和亚洲，纪元后100—600年比较温暖而干旱。600—1000年欧洲较干，亚洲雨水较多。1400年后欧洲大陆比较干燥，欧洲冰河减弱。1500—1700年欧洲冰河又发展，亚洲雨水也较多，里海水位上升。1850以后，欧洲冰河很快退却，亚洲气候也稍干，里海水位下降，北美西部与亚洲有同步变化倾向，北尼罗河一带的气候变化有时与亚洲是一致的，有时又是相反的。
竺可帧对中国历史时期的气候变化作过大量的研究后指出，从公元100—1600年，以4、6、7、15等世纪为干燥，12及14世纪为小湿润，这个结果与布鲁克斯的研究大致一致。
(2)近代气候变化
　　1886年至今，温度脉动式变化，时高时低，但总的趋势是在升温。未来还应该是脉动式变化，期内升至最高后可能又有一个短时期降低，然后又会有升降，但未来一段时间温度仍维持在较高水平。
(3)气候变化的原因
　　略。

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