教 案
课 程,农业气象学
学 时:60学时
班 级:资源与环境
教 师:刘丽华
黑 龙 江 八 一 农 垦 大 学
教学进度计划课程名称：气象原理与气候学 专业年级：资源与环境 授课教师：刘丽华周 次
学 时
教 学 内 容
备 注
1
2
气象学与气候学的定义；它们在国民经济中的意义；大气的组成及结构。
1
2
太阳辐射的一般知识，太阳辐射的时间长短
2
2
地面辐射、大气辐射、地面有效辐射的概念及其相互关系。
2
2
土壤热特性；地面的热量收支；土壤温度变化规律；土壤冻结和解冻。
3
2
空气的绝热变化和非绝热变化；大气稳定度及其对空气变化规律的判断。
3
2
逆温及其形成条件，空气温度的局地变化，气温的时间变化
4
2
水温和土温的热特性；水面温度和土壤温度的变化情况。
4
2
空气湿度的几种表示方法，重点是饱和水汽压。
5
2
土壤蒸发三阶段，植物蒸腾，蒸散量，各种凝结现象及其产物。
5
2
降水的形成和种类，降水特性的表示方法，大气中的水分循环
6
2
气压及其变化，气压场的表示方法，风及其变化情况。
6
2
大气环流形成因子及大气环流模式，大气环流的平均特征和变化情况。
7
2
大气环流在气候形成中的作用，季风及其形成，几种地方性风的形成过程。
7
2
气团和锋的形成和分类，影响我国的主要气团。
8
2
主要的中高纬度天气系统和低纬度天气系统，重点是副高对我国天气和气候的影响。
8
2
热带气旋的概念和分类，寒潮和霜冻的形成与防御。
9
2
干旱与干热风的区别与联系，梅雨和洪涝灾害，冰雹及防御。
9
2
气侯的概念与形成，气候的形成因子，下垫面对气候的影响。
10
2
地形起伏对气候的影响，冰雪覆盖对气候的影响
10
2
人类活动对气候的影响，表现为大气成分改变和下垫面性质。
11
2
气温和降水的地理分布，气候分类的基本原理，世界气候的主要分类方法。
11
2
气候变化的史实，气候变化的可能原因。
12
4
实验一、实验二
12
4
实验三、实验四
13
4
实验五、实验六
13
4
实验七、实验八
说明：此教案以2学时为单位（即一讲）编写。
第一章 绪论
一、教学目的要求：
通过本绪论的讲授，使学生掌握气象学与气候学的区别，了解它们的发展有及其在国民经济中的意义。
二、教学方法：采用课堂教学。
三、重点：
气象学与气候学；大气的基本情况；主要的气象要素。
四、教学时数：2学时五、教学内容：
第一讲
气象学与农业气象学一、气象学
（一）气象 简单地说，大气物理现象称气象。如风云雨雪、虹晕雷电、冷暖干湿。
（二）气象学 研究大气的物理过程和物理现象的一门科学称气象学。
二、气候学的概念及研究领域
1、概念：
气候学是研究气候的特征、分布、变化、形成及其与人类活动相互关系的学科。
2、研究领域：
按研究所用的原理和方法可分为天气气候学、物理动力气候学和自然气候学等。按研究的尺度可分为大气候学、中气候学和小或微气候学。按研究时段和所用资料可分为古气候学或地质时期气候学，历史时期气候学和近代气候学等。
从应用观点出发，气候学可分为建筑气候学、农业气候学、航空气候学、航海气候学、医疗气候学等。
第二节 气象学与气候学在国民经济中的意义及发展气象气候情报服务天气、气候预报服务天气预报服务气候预报服务展望性气候影响评价气候资源的开发利用人工影响天气和改善气候环境
第三节 大气的组成和垂直结构一、大气的组成和大气污染
（一）大气的组成(学习各组成成分的作用)
1、干洁空气
2、水汽
3、固体杂质
（二）大气污染（从概念、种类、形成环节上分析）
二、大气的垂直结构
(一)根据不同高度气层的特点，可从地面到大气上界将大气层分为五层（图示法讲解）
外层
800 KM
暖层
85 KM
中间层
55 KM
平流层
12KM
对流层
0 KM
(二)根据空气质点所受摩擦力的大小分两层摩擦层：在1-2km高度以下的气层自由大气：在1-2km高度以上的气层思考题
1．气象学与气候学的定义及分支。
2．气象学与与气候学在国民经济中的重要作用主要表现在哪些方面？
3．简述大气的基本情况。
参考书
1．《气象学与气候学基础》（李爱贞 刘厚凤） 气象出版社 2001年9月第一版
2．中国农科院农业气象研究室主编，《中国农业气象学,气象出版社出版，2000年
3．陈家豪主编，《农业气象学》，中国农业出版社出版,1999年
第二章 辐射
教学目的要求本章是气象要素的重点章，通过4个学时的课堂讲授和2个学时的多媒体辅助教学，要求学生掌握太阳辐射、地面辐射和大气辐射以及净辐射的变化规律，地面辐射、大气辐射、地面有效辐射的概念及其相互关系；地面、大气辐射差额的概念及其变化规律。
二、教学方法 采用传统授课与多媒体辅助教学相结合。
三、本章重点太阳辐射（特征）变化规律，地面有效辐射和净辐射。
四,本章难点
辐射差额五,教学时数 4学时课堂讲授，2学时多媒体演示。
六、教学内容
第二讲
第一节 辐射的基本知识一、辐射与辐射能
(一)概念：绝对零度以上以电磁波和粒子的形式向四周放射能量，称辐射。
粒子性
(二)根据定义分析辐射的性质,
波动性
（三）表征辐射特性的物理量：(分别解释以下物理量)
1,辐射通量
2,辐射通量密度（F）
3,辐射强度（I）
4,光照度（光照强度）
二、辐射的基本定律的学习三、物体对辐射的吸收、反射、透射
a+r+t=1
四、太阳辐射
太阳表面温度6000K，中心达2万多度，是一个炽热的火球体，同样以电磁波和粒子的形式把太阳能辐射到地球上，称太阳辐射。
大气上界的辐射光谱：红外线为43%，紫外线为7%，可见光为50%。
太阳辐射的特征用太阳辐射光谱、光强、光照时间来表述。
第二节 太阳辐射时间长短一、日地关系一是地轴与地球公转轨道始终保持66度33分的交角。
二是地轴在宇宙空间的倾斜方向始终保持不变。
二、地球的自转和公转
三、太阳高度角和方位角用多媒体演示。通过多媒体教学，学生可以从地球绕太阳公转，自转的动画中直接掌握四季形成，昼夜的长短及高度角、方位角的计算。
(一)太阳高度角
1、概念：太阳平行光线与水平面的交角称为太阳高度角，简称太阳高度
2、求算式：
正午时刻的简化公式为：h=90–?+δ
(二)太阳方位角
1、概念：太阳光线在水平面上的投影不敢当地子午线间的夹角子午线：为测量地球而假设的南北方向的线，即通过地面某点的经线，也叫子午圈。
四、昼夜形成和日照长短的变化
1、可照时数：在天文学上，某地的昼长是指从日出到日没太阳可能照射的时间间隔。
2、实照时数：将一日中太阳直接照射地面的实际时数称为实照时数。通常短于可照时数。
曙暮光：在日出前与日没后的一段时间内，虽然太阳直射光不能直接投射到地面上，但地面仍能得到高空大气的散射光，使昼夜的更替不是突然的，天文学上称为晨光和昏影，总称为晨昏影，一般习惯上则称之为曙光和暮光。
光照时间：把包括曙暮光在内的日长时间称为光照时间。
五、季节的形成及二十四节气季节的形成：主要是由于太阳辐射随时间变化的结果，一年内地球每日在公转轨道上的位置不同，一地不同时期获得太阳辐射能量不同，温度不同，地球公转一周，恰好是寒来暑往的一年四季。在气侯资料统计中，把阳历的3、4、5月划分为春季；6、7、8月划分为夏季；9、10、11月划分为秋季；12、1、2月划分为冬季。
二十四节气：
春雨惊春清谷天，夏满芒夏暑相连，
秋处露秋寒霜降，冬雪雪冬小大寒。
每月两节日期定，前后相差一两天，
上半年在六廿一，下半年在八二三。
第三讲
第三节 太阳辐射在大气中的减弱本节用多媒体辅助教学。主要解决：
1.大气对辐射的减弱方式。
2.太阳辐射穿过大气层能量和光谱比例成分的减弱规律。
第四节 到达地面的太阳辐射一、到达地面的太阳辐射能量
（一）直接辐射（Sˊ）
Sˊ= S0.Pmsinh
S0为太阳常数，P为大气透明系数，h为太阳高度角。
（二）直接辐射（D）
假设散射辐射一半返回宇宙空间，另一半在不考虑大气吸收作用下到达地面则散射辐射的强度为：
D=S0/2（1-Pm）sinh
（三）总辐射（Q=Sˊ+D）
（四）总辐射的变化
1．日变化:夜间为零，日出后逐渐增大，午后又开始减少。
2．年变化:最大值出现在夏季，最小值出现在冬季。
（五）日照与日照百分率太阳光在一天中实际的照射时数称日照，以小时为单位。
日照百分率=实际照射时数/可照时数×100%，大小说明一地的光能与降水充足与否。
二、到达地面上的太阳辐射光谱红外线和红光随太阳高度角减小而增多（解释朝霞不出门，晚霞行千里）；紫外线、
蓝紫光随太阳高度角增大而增多（解释天空蔚蓝色原因）；可见光随高度角增大，阴天变化比例不大，晴天增加。
第四讲
第五节 地面、大气辐射和地面有效辐射（长波辐射）
一、地面辐射地球表面化温度300K，按照自身的温度直接放射出长波辐射，称为地面辐射。
二、大气辐射
1、概念,大气主要吸收地面辐射，同时又按自身的温度向外放射辐射的现象。
2、大气逆辐射：朝向地面的这部分辐射。（图示说明）
3、温室效应,透过太阳短波辐射，阻挡地面长波辐射。
三、地面有效辐射
F0=Eg-σEa
F0为地面有效辐射，Eg为地面辐射，σ为地面吸收率或称吸收系数，Ea为大气逆辐射。
第六节 辐射差额一、概念：
物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额。
（一）地面净辐射（R）：指地面辐射能的总收入和总支出之差值，又称地面辐射差额或地面辐射平衡。
地面辐射平衡方程：
1、白天晴天时：R=（Sˊ+D）（1-r）-F。
2、白天阴天时：R=D（1-r）-F。
3、夜间：R= -F。
（二）大气的辐射差额（主要指整个大气层的辐射差额）
大气辐射平衡方程：
1、白天晴天时,R=Q+F。-F （其中，Q表示整个大气层所吸收和太阳辐射，F。，F分别表示地面及大气上界的有效辐射）。
2、白天阴天或夜间时：R= F。-F
（三）地气系统的辐射差额把地面和大气看成一个整体，其辐射能的净收入为：
R=（Sˊ+D）（1-r）+Q-F
就个别地区来说，地气系统的辐射差额既可为正，也可为负。但就整个地气系统说，这种辐射差额的多年平均应为零。
二、简单介绍一下地气系统辐射差额的地理分布
第七节 全球热量平衡和天文气候带由天文辐射所决定的气候称为天文气候。
全球气候按纬度分为七个纬度气候带：赤道带，热带，副热带，温带，副寒带，寒带，
极地带。
第三章 温度
一、教学目的要求通过本章讲授,学生应重点掌握土壤和空气的温度变化规律、空气的绝热、非绝热变化和大气稳定度。
二、教学方法 采用课堂讲解，挂图辅助。
三、本章重点,土温、气温的变化规律。
四、本章难点 大气稳定度、绝热变化。
五、本章教学时数 6学时六、教学内容
第五讲
第一节 空气温度一、热力学第一定律在大气中的表达式（根据能量守恒定律）：
dQ=CpdT–RTdp/p
dT=dQ/Cp+RTdp/Cpp
式中dQ单位质量空气由于辐射、湍流等引起的热量变化；Cp是空气的定压比热，对于单位质量的干空气，实测Cp=1.005J/g.k;R为比气体常数，对干空气来说，比气体常数Rd=0.287 J/g.k。
二、绝热过程在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换，即dQ=0时的状态变化过程，叫做绝热过程。
（一）干绝热过程：
1、概念：将升、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，称作干绝热过程。研究中，大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的。
2、干绝热方程(亦称泊松方程)：
T/T0=（P/PO）0.286
从方程中可以看出,在干绝热过程中气块温度的变化唯一决定于气，压的变化,当气压降低时,温度也降低,反之亦然。
3、干绝热直减率：
气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称绝热直减率。对于干空气和未饱和湿空气来说，则称干绝热直减率。以γd表示，实际工作中取其值为1.0℃/100m。
注意：γd与γ的含义是完全不同的。γd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，它近似于常数，而γ是表示周围大气的气温随高度的分布情况。γ可以有不同数值，即可大于、小于或者等于γd。
（二） 湿绝热过程
1、概念：饱和湿空气在上升过程中，与外界没有热量交换，该过程称为湿绝热过程。
2、湿绝热直减率：
饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，以γm表示。其不是常数，但γm总小于γd。
三、位温和假相当位温
1、位温：空气在干绝热过程中，把各层中的气块都循着干绝热过程订正到一个标准高度，即1000hpa处，这时所具有的温度称为位温，以?表示。
2、假相当位温：假设水汽一经凝结，其凝结物即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，这种过程称为假绝热过程。当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温，用?se来表示。
四、大气的稳定度
（一）概念：气块受到垂直方向扰动后，大气层结（即温、湿度的垂直分布），使它具有返回或远离原来平衡位置的趋势和程度，叫大气垂直稳定度，又叫大气静力稳定度或层结稳定度。
（二）静止大气中，假如空气块受到外力作用，空气块运动情况空气块逐渐减速，大气层结使其具有返回平衡位置的趋势，称这种大气是稳定的。
空气加速向上、向下运动，大气层结不能使其返回原来平衡位置，称之为不稳定的。
空气块被推到任何高度，都能与周围空气达到平衡，既不继续运动，也不返回原来的位置，称之为中性大气。
（三）绘图解释判断大气稳定度的依据
1、γ>γd时，必然是γ>γd>γm，对饱和或未饱和空气都是不稳定的。故称此气层是绝对不稳定的。
2、γ<γm时，必然，因此不论气块是否饱和，大气都是稳定的,故称此气层是绝对稳定的。
3、γ=γd的气层，对于作干绝热升降运动的气块而言是中性的，而对于作湿绝热升降运动的气块而言，大气是不稳定的。
γ=γm；γ<γd的气层，对于作湿绝热升降运动的气块而言，大气是中性的，而对干空气而言大气是稳定的。
γm<γ<γd的气层，对于干空气与未饱和湿空气而言，大气是稳定的，但对饱和空气而言则是不稳定的，故称这种气层为条件性不稳定。
（四）大气垂直稳定度与天气的关系在稳定的大气层结下，对流运动受到抑制，常出现雾、层状云、连续性降水等天气现象。
在不稳定层结下，对流运动发展旺盛，常出现积状云、阵性降水和冰雹等天气现象。
第六讲
五、逆温层
（一）概念：在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。
（二）逆温的作用,
逆温的存在，可使气层处于最稳定状态，故农业生产上常利用逆温。如将晾晒的农副产品置于一定高度之上以免受冻，熏烟防霜冻保温效果好，防病虫害时，喷药不致向上乱飞，同时如果逆温存在于近地面，由于阻挡烟尘，污染体等有害物向上传递，将会造成大量积聚，使能见度变坏，空气质量恶劣，严重可造成污染事件的发生。
（三）形成条件：
1、辐射逆温
2、湍流逆温
3、平流逆温
4、下沉逆温
5、锋面逆温此外，还有融雪逆温、洼地逆温等。
六、空气温度的局地变化（简单介绍一下）
（一）空气温度的个别变化和局地变化
1、个别变化：
单位时间内个别空气质点温度的变化称作空气温度的个别变化，也就是空气块在运动过程中随时间的变化，包括绝热变化和非绝热变化。
2、局地变化：
某一固定地点的空气温度随时间的变化称作空气温度的局地变化。
平流变化：
由于空气的移动所造成的某地温度的变化称为温度的平流变化。
某地区温度的局地变化是平流变化与个别变化之和。
（二）影响空气温度局地变化的因素
1、空气平流运动引起的局地气温变化温度的水平平流变化，能从天气图上加以确定，简称为温度平流。冷空气向暖空气方面流动的情形，称为冷平流。相反，为暖平流。
空气铅直运动引起的局地气温变化一般情况下，γ<γd，当出现上升运动时，温度降低；当出现下沉运动时，温度升高；如γ=γd，则空气的垂直运动不引起局地气温的变化。
3、非绝热热量交换引起的局地气温变化通过以下交换方式，空气与地面、空气与空气之间交换热量，空气的温度发生变化。
（1）辐射热交换：
是地面与大气间热交换的主要方式，除此之外在空气和空气间也进行着。
（2）分子传导：
是空气与地面、空气与空气之间热交换的主要方式。
（3）流体流动热交换：
空气间的热交换方式，包括对流、乱流、平流三种。
（4）潜热交换（水分相变）：
地面水分蒸发或升华时，要吸收地面的热量，当这部分水汽在空气中凝结或凝华时，又把潜释放出来给大气，大气便间接从地面获得热量，实际上恰似地面蒸发出去的水分远多于在地面凝结的水分，通过水相变化，使潜热转移。
七、气温的时间变化
（一）气温的日变化最高值出现在14h（冬天），夏天最高值出现在15h时左右，最低值出现在天亮前（5-6h）。
气温日较差要受到以下因子的影响：
1．纬度，高纬度日较差小，低纬度日较差大。
2．天气，晴天日较差大，阴雨天日较差小。
3．云量,多云日较差小，少云日较差大。
4．地形，凸地（脊地）日较差小，凹地（谷地）日较差大。
5．海拔高度，高海拔日较差小，低海拔日较差大。
6．下垫面，海洋日较差小，大陆日较差大。
（二）气温的年变化最热月大陆7月，海洋8月，最冷月大陆1月，海洋2月。
年较差要受到以下四个因子影响：
1．纬度，高纬度年较差大，低纬度年较差小，举例说明。
2．距海远近，近海年较差小，远海年较差大。
3．海拔高度与地形，高海拔比低海拔年较差小，凸地比凹地年较差小。
4．云和降水，雨季年较差小，干季年较差大。
（三）气温的非周期变化春末夏初，我国由暖到热，这时还有冷空气南下，遇到强冷空气，温度下降对正开花的植物不利。秋末冬初由凉转冷，如遇到南海气团北上，有几天温暖甚至爆热的天气，群众所说的“十月小阳春”，这种天气来临，天气好景不长，意味着暴风雪的来临，这种非周期变化对农业生产不利，要抓住“冷尾暖头”抢晴播种。
第七讲
第二节 水温的变化一、水的热特性(水、陆增热和冷却差异的原因)
1．水的热容量大，升、降温缓慢。
2．水为半透明体，热量透射到10cm以下，到100m左右水层吸收，
3．水的传热方式不一样，为流体运动，比分子传热快几千倍。
4．水面蒸发耗热大于陆面。
二、水温的日变化和年变化
1．日变化最高值在15～16h，最低值出现在日出后3个小时（8—9h）。
2．年变化最热月8月，最冷月2～3月。
第三节 土壤温度的变化一、土壤表面的热量平衡
（一）土壤表层的热量平衡白天：Q1=R-M-B-LE 晚上：Q2=-R+M+B+LE 昼夜：Q=±R±M±B±LE
解释各项物理含义。
（二）土壤表面的热量平衡
±R±M±B±LE=0
解释各项物理意义二、物质热特性 导热率（λ）：概念什么叫热特性？主要包括 热容量（CV）：概念导温率（K）：概念
三、土壤温度的日变化和年变化
（一）土温的日变化
一天中最高值出现在13h，最低值在天亮前，解释原因。
1,太阳高度角
2.导热率影响土表温度日变幅大小的因素：3.土壤热容量
4.云量
5.地形
6.土壤颜色
(二）土温的年变化最热月出现在7、8月,最冷月出现在1、2月。
四、土温的垂直分布绘图解释土温的分布的四种类型。
思考题
1．气温递减率与绝热递减率的区别。
2．如何判断大气稳定度。
3．土壤热特性之间的区别。
4．地温（土温）和气温的时空变化规律。
5．逆温及其形成条件。
参考书中国农科院农业气象研究室编《中国农业气象学》，中国农业出版社出版，2000年。
第四章 水分
教学目的要求通过本章讲授，学生应掌握空气湿度的几种表示方法和空气中湿度的变化规律，几种主要的水汽凝结物及其形成过程；掌握凝结条件和致雨条件的区别，降水的特性。掌握空气湿度，降水，蒸发的测定。了解云的分类和特点。
二、教学方法 采用传统课堂讲授4学时,多媒体辅助教学2 学时(包括云图播放)
三、本章重点 相对湿度的变化规律，成云致雨条件，降水的特性和应用。
四、本章学时数 6 学时五、教学内容
第八讲第一节 空气湿度
水汽压（E）
饱和水汽压(e)
一、空气湿度的表示方法 绝对湿度(a)
(定义、公式) 露点温度（ τ ）
相对湿度（r）
饱和差（d）
二,空气的湿度变化
1．水汽压的日变化
（一）水汽压的变化
2．水汽压的年变化
1．相对湿度的日变化
（二）、相对湿度的日变化
2,相对湿度的年变化
第二节 蒸发、蒸腾、和蒸散一、水面蒸发
V=k(E-e)/P
二,饱和水汽压
（一）饱和水汽压与温度的关系
随温度的升高迅速增大，随温度的降低迅速减小。
（二）饱和水汽压同蒸发面性质的关系
1．在同一温度下，冰面的饱和水汽压小于水面，溶液面的饱和水汽压小于纯水面。
2．饱和水汽压同蒸发形状关系 凹凸面饱和水汽压最大，水分子最地易跑出；凹面饱和水汽压最小，水分子最不易跑出；平面饱和水汽压居中，跑出的水分子次之。
第九讲
三、土壤蒸发
1．土壤水分蒸发的三个阶段
第一阶段
当潮湿时，蒸发是在土壤表面进行的，土壤中的水分沿毛细管上升，到达土壤表面进行蒸发。此时，土壤的蒸发速率近似于水面蒸发速率，蒸发强度主要决定于土壤温度、饱和差、风等气象因子。
第二阶段
土壤含水量减小到田间持水量70%以下，土壤表层变干，含水量减少，表层形成一个干涸层。水分在土壤中进行蒸发之后，通过土壤孔隙扩散到土壤表面。由于水汽在土壤中的扩散比大气中慢得多，所以，这时的蒸发速率要比水面小些，土壤水分的蒸发速率主要决定土壤中的含水量。
第三阶段
当土壤表层非常干燥时，土壤毛细管的供水作用停止，蒸发仅发生在深层土壤中，水汽通过土壤孔隙，再扩散到大气中去，蒸发的速率比同样条件下水面的蒸发小得多。
2．影响因素(分析)
（1）土壤结构（2）地形和方位（3）地下水位 （4）土壤颜色 （5）植被覆盖调节土壤水分蒸发措施：①松土 ②镇压 ③深中耕
四,植物蒸腾植物体表面蒸发水分的过程称为蒸腾。
阻抗公式E=k（eS-ea）/ (ra+rs)
eS、ea分别蒸发面与空气的水汽压，ra、rs分别为空气和叶子阻力，K为气孔充分张开时rs为1或2s/cm；
植物蒸腾所消耗的水分，用蒸腾系数来表示。蒸腾系数是作物形成一克干物质所消耗的水量，即：
KT=Tu（水）/rd（干物质）
五、蒸散蒸散为蒸发和蒸腾之和。
（一）蒸发与单纯土面蒸发的区别
1．蒸散不仅限于土面水分的蒸发，还包括植物根层的水分。
2．植物通过叶面气孔的张开和关闭，可以调节植物的蒸腾。
3．蒸腾作用主要在白天进行，而蒸发日夜都在进行。
4．蒸散中的蒸发面，不仅是土壤表面，而且还包括植物的叶面。
（二）影响蒸散的因素
1．土壤水分与土壤毛细管传导特性
2．辐射差额
3．植物因素
第三节 凝结物一、凝结的概念
由汽态转化为液态的过程称为凝结，由液态直接转化为固态的过程称为凝华。
一要空气达到饱和二、大气中水汽凝结的条件为：
二要有吸湿性凝结核存三、地面上的凝结物
（一）露和霜 露点温度＞0℃形成露，＜0℃形成霜，露和霜对作物都有利。
（二）雾淞和雨淞
1、雾淞 有雾时，当微风把雾滴吹到冷地物的垂直面时，形成雾淞。东北和华北称树挂。
2、雨淞 是形成在地面和地物或树木的迎风面上，透明的或毛玻璃状的冰层，它是在寒天或早春气温为0~5℃时，由雨滴毛毛雨在下降过程中碰到树枝、电线或其它冷物体等在其表面上冻结而成。
四、近地气层的凝结物
当近地气层空气中的温度降到露点以下时，凝结成水滴，冰晶飘浮在空中，形成乳白状，使人的视远能力不到1000km的现象，称雾。
辐射雾雾的分类,平流雾混合雾雾对生产有利,“高山云雾出浓荼，生姜长在瓜棚下”有利。
有弊：湿度大，有利病虫害发生发展，减弱植物光合作用，大雾还影响交通。
五、自由大气中的凝结物—云根据云的形成状、云高、云量将云分为四大族，十大属，二十九类。采用多媒体放云图，可看到100多种全国各地出现的云、罕见的天气现象。
第十讲
第四节 降水一、降水的形成
云滴凝结增大，合并碰撞增大，相互吸引增大。
二、降水的种类
（一）雨 1．连续性降水降落到地面的液态水称为雨，按其性质可分为 2．阵性降水
3．毛毛雨
（二）雪
（三）霰
白色不透明的小冰球，其径小于1mm称霰，大于1mm称“雪子”或“米雪
（四）雹
三、降水特性的表示方法
（一）降水量
指单位时间降落到单位面积上未蒸发渗透的水层厚度，以mm表示，称降水量。广义降水包括水平方向上的露、霜、雾。
（二）降水强度单位时间内的降水量mm/d表示。小雨 0.0~10.0mm/d，中雨10.1~25.0mm/d，大雨 25.1~50.0mm/d,暴雨50.1~100.0mm/d,大暴雨 100.1—200.0mm/d。
（三）降水变率
表示降水量年际之间变化程度的统计量称变率。
1．绝对变率 绝对变率=某地某年或某月实际降水量—历年平均降水量有正负值，用绝对值相加，求平均，得出平均绝对变率。
2．相对变率 相对变率=绝对变率/历年平均降水量×100%
＞25%，采取预防措施，干旱或洪涝，＞50%，特大干旱或洪涝，什么措施都不用采取，徒劳无功。这两个指标全省通用，有点差别，不是很大。
（四）降水保证率
某一界限的降水量在某一段时间内出现的次数与该时段内降水总次数的百分比，叫做降水频率，降水量高于（或低于）某一界限值的累计频率，叫做降水保证率.
四、大气中的水分循环概念：
在自然界中水分蒸发、凝结及降水等过程紧密地互相联系着。水分由下垫面蒸发变成水汽。水汽进入大气以后，在大气中凝结成云，然后又以降水的形式降至地面。这种不断进行着的水分的往复过程叫做水分循环。
分类：水分循环可分为大循环（外循环）和小循环（内循环）。
大循环：从海洋上蒸发出的水分有一部分被携带到大陆上空。这部分水汽进入大气以后，又以凝结降水的形式返回地面。这些水分除部分蒸发外，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补偿。这种海洋和大陆之间的水分循环称为外循环或大循环小循环：大陆上（或海洋上）蒸发出的水汽，升人上空，凝云致雨，并降落于原来的大陆或海洋上，这种循环称为小循环或内循环。
从多年长期平均而论，整个地球上的水分总量大体上恒定，即地球上的总降水量等于总蒸发量。对于短时期有限地区的水分平衡方程为
R＝E＋f±△W
式中R为降水量，E为蒸发量f为径流量，±△W为有限地区内水分增减量，
人类活动可以改变水分平衡中的各个分量。如大面积植树造林后，减小地面径流量，相应地增加土壤含水量和地面蒸发量，起到涵养水源和保持水土作用。修建水库、拦蓄洪水、发展灌溉等使水面面积大大增加。同时也使地下水位提高，径流量减少，陆面蒸发将随之增加，改善农业生产的自然条件。
思考题
1．水分凝结和降水形成条件的区别。
2．蒸发、蒸腾、蒸散、蒸腾系数、蒸腾效率、水分有效利用率的区别。
3．降水特性的表示方法有几种？降水量和降水相对变率有何区别？
4．霜和雾是如何形成的。
5．水分平衡的相关内容。
参考文献
1．中国农科院农业气象研室主编,中国农业气象》，中国农业出版社出版，2000年。
2．《气象学与气候学基础》（李爱贞 刘厚凤） 气象出版社 2001年9月第一版
第五章 气压与风
一、教学目的要求通过本章讲授，学生应掌握气压与风的关系，风形成的直接原因。四个力的形成原因与分别作用。风压定律的应用、三圈环流的形成、地方性风的形成与应用。
二、教学方法课堂讲授4学时，多媒体演示2学时（大气环流，季风的形状、地方性风）。采用传统式与多媒体相结合的教学方法。
三、本章重点 空气运动的四个作用力，风压定律、地方性风。
四、本章难点 三圈环流，压高公式。
五、教学时数 6学时六,教学内容
第十一讲
第一节 大气压力一、气压及其单位
（一）气压的概念
单位横截面上铅直大气柱的重量，称气压。单位常用百帕表示
1hPa=102牛顿/米2（N/m2），1mb=1hPa=3/4mmHg≈0.75mmHg
1mmHg=4/3hpa≈1.333hpa。
（二）气压的变化
1．气压随高度的变化
随高度增高，气压降低。
2．压高公式
h=Z2-Z1=18400（1+αtm）LgP1/P2
h表示两地高度差，以米为单位，P1为海拔低处气压，P2为海拔高处气压，
单位为hPa；tm为两地平均温度，以℃为单位，α=1/273
（三）气压随时间的变化
1．气压的周期性变化从它的日变化和年变化两方面分析
2．气压的非周期性变化
举例说明二、气压的水平分布
在等压线密的地区，水平气压变化大；反之，等压线稀疏的地区，水平气压变化小。
三、气压场的表示方法气压在水平方向和垂直方向上的分布称气压场。
（一）等高面
等高面上的等压图也称地面天气图。用来反映气压在水平方向上的分布。
（二）等压面
空间气压值相等的各点所组成的面，称为等压面。
四、气压场的基本形式
（一）高气压（简称高压）
由闭合等压线构成的高压区，中心气压高，四周气压低，气流自中心向四周作辐射下沉运动，也称反气旋。
（二）低气压（简称低压）
由闭合等压线构成的低压区，中心气压低，四周气压高，气流自四周向中心辐合作反时针运动，也称气旋。
（三）、高压脊（简称脊）
从高压区伸出的狭长部分或一组未闭合的等压线向气压较低的一方突出的部分，叫做高压脊，高压脊等压线曲率最大处的连线称为脊线。
（四）低压槽（简称槽）
从低压区延伸出来的狭长部分，或一般未闭合的等压线向气压较高的一方突出的部分，叫做低压槽，曲率最大地方的连线，称槽线。
（五）鞍型气压场（均压场）
两高和两低之间的区域称鞍型场，气压变化小。
第二节 风及其变化一、风的概念空气的水平运动称为风。风的特性：用风向、风速表示。风向：指风的来向，用十六方位表示。风速：单位时间内空气在水平方向上移动的距离，用米/秒（m/s）表示。
二、风的成因
（一）直接原因
气压在水平方向上分布不均匀，是形成风的直接原因。
（二）间接原因
各地受热分布不均，热的地区气压低。冷的地区气压高。
三、作用于空气上的力
（一）水平气压梯度力（G）
G =-1/ρ＊ΔΡ/ΔN
G为梯度力,ρ为水平面空气密度，“—”号为方向，表示气流从高压流向低压。
（二）水平地转偏向力（A）
地转偏向力的大小:
A=2ωVsinφ
A 为水平地转偏向力，ω为地球转动角速度，V为空气运动速度，φ为地理纬度。
（三）惯性离心力（C）
C =V2/r
C表示惯性离心力，V表示空气运动的切线速度，r表示曲线运动的半径。
（四）摩擦力（R）
摩擦力的大小,R=-KV，
R为摩擦力，K 是摩擦系数，V是风速，负号表示空气运动与摩擦力，方向相反。
注意四个力的分别作用：水平气压梯度力是空气运动的主要动力，任何时候不能省略；研究低纬度空气运动时，水平面地转偏向力可以省略，当空气作直线运动时，惯性离心力可以省略。
四、自由大气中的风
（一）、地转风（高空风）
地转风是由水平气压梯度力和水平地转偏向力达到平衡形成的。
高空风压定律：在北半球，背风而立，高压在右，低压在左。 应用举例：看到云往东走，用高空风压定律判断，高压应在南面，低压应在北面。
（二）高空梯度风
在自由大气中，当空气作水平曲线运动时，作用于空气上的力，除了气压梯度力和地转偏向力外，还有惯性离心力，这三个力达到平衡形成的风称高空梯度风。
摩擦层中的风
（一） 摩擦风的形成当水平气压梯度力，水平地转偏向力和摩擦力达到平衡时形成摩擦风。摩擦层中的风压定律：在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在左前方。举例：如散步时，迎面吹来北风，此时高压在西北，低压在东南。
（二）摩擦层中的梯度风由于摩擦力的作用，无论高压区还是低压区，风与等压线发生相交。在低压区，气流自四周向中心辐合；在高压区气流自中心向四周辐散。
（三）摩擦层中的阵性
风速一阵大一阵小，这种现象称为风的阵性。风的阵性主要由空气乱流运动所引起。
第十二讲
第三节 大气环流一、大气环流形成因素太阳辐射因子：
地球自转的作用地球表面海陆分布和地形条件的影响二、大气环流模式热力环流：空气因受热不均而产生的环流。
（一）单圈环流模式
在假设地表均匀，没有地转偏向力的情况下，仅考虑太阳辐射形成单圈环流。赤道地面终年受热，空气膨胀上升，地面形成低压，赤道上空为高压；极地终年寒冷，空气下沉，地面为高压，极地上空为低压，在不考虑偏向力的作用下，极地地面高压气流流向赤道地面低压，补充了赤道低面流向高空的气流。赤道高空高压气流流向极地高空低压的气流补足了极地地面流走的气流，形成了一个南北闭合的单圈环流，称单圈环流。实际上这种理想化的单圈环流不存在。因为空气一有运动，就有偏向力的出现。
（二）三圈环流模式三圈环流形成用多媒体介绍。
（三）实际环流 由于地表性质不同，使大气环流更复杂。海陆分布、地形起伏等都会影响大气环流。由于海陆的热力性质不同，使沿纬圈分布的气压带被切割成闭合的高、低压中心，如副热带高压常被分割成一个个高压中心，一个在夏威夷群岛，一个在亚速尔群岛。副极地低压带也被分割成一个个低压中心，一个在冰岛，称冰岛低压，一个在阿留申群岛，称阿留申低压。这些被分割断的高、低压中心称大气活动中心。
三、大气环流的平均特征和变化情况
（一）平均特征
1、平均纬向环流大气环流最基本的状态是盛行着以极地为中心旋转的纬向环流，也就是东、西风带。
2、平均经圈环流经圈环流是指沿经圈和垂直方向上，由风速的平均南北分量和垂直分量构成的平均环流圈。
3、平均水平环流水平环流是指纬向气流受到扰动后发展起来的槽脊和高、低压环流，纬向气流的扰动主要是受地球表面海陆分布、大地形的作用以及地面摩擦作用引起的。
（二）大气环流的变化（年变化）
1、对流层中上层大气环流的年变化在中高纬度，一年中环流状态的季节转换，一般是以西风带的槽脊数量、结构形式和西风的强弱表现出来。从北半球500hPa多年平均流场来分析，11-4月（冬季）中高纬度西风带上有三个槽、三个脊，而且槽脊的位置和强度基本稳定，6-8月（夏季）西风全年比较长的时间，成为中高纬度高层大气环流的基本形态，并在一年内交替出现。环流在从冬季形态转变为夏季形态中，只通过短暂的春季环流（5月）过渡阶段。同样，从夏季环流形态转变为冬季环流形态时，也只经过秋季（9-10月）短促的过渡阶段。
2、对流层低层大气环流的年变化在对流层低层，大气环流的年变化主要表现在行星风带和行星气压带随季节的移动和大气活动中心的季节性转换上。北半球的行星风带和行星气压带冬季向南移动，夏季向北移动，冬季，北半球海洋上低压加深发展，大陆上的冷高压不断增强；夏季北半球海洋上低压缩小、削弱或以至不明显，大陆上的冷高压北移，势力大大减弱，与此同时，副热带高压不仅在海洋上增强并且西伸北进，侵入到大陆。
第十三讲
四、大气环流在气候形成中的作用
（一）环流与热量输送
1、赤道与极地间的热量输送
2、海陆间的热量传输
（二）大气环流与水分循环水分循环的过程是通过蒸发、大气中的水分输送、降水和径流四者来实现的。以副热带高压为中心，通过信风和盛行西南风（北半球）将水汽分别向南和向北作经向的输送。
五、季风
季风指大范围地区盛行以年为周期随季节改变的风。
1、形成特点：
第一，盛行风向具有明显的季节变化，即1月与7月盛行风向的夹角大于120°，1月与7月盛行风向的平均频率超过40%；
第二，这两种风的性质（主要是湿润程度）有明显差异；
第三，所带来的天气现象有明显差别。
2、形成原因：
一是海陆热力差异，二是行星风带随季节移动。
第四节 地方性风地方性风是由于局部地表受热不均引起的，主要地方性风有：
一、海陆风海陆风是由于海陆之间气压的日变化引起，以一日为周期，风向随昼夜改变的现象。白天吹海风,夜间吹山风。
二、山谷风
在山区，常出现一种风向随着昼夜交替而发生改变的风，称为山谷风。白天从山谷吹向山坡，夜间从山坡吹向谷地。
三、峡谷风
在两高地对峙的狭窄谷口，常观测到流速比附近地区大的风，称峡谷风。
四、焚风
空气下沉运动，引起一种温高、湿低的干而热的风，称焚风。在高大的山脉迎风坡多雨，背风坡少雨干燥，很容易引起森林火灾。 我国喜马拉雅山、横断山、大兴安岭、小兴安岭，经常引起森林火灾，大多数属焚风引起。焚风形成示意图可在黑板上画出或者用多媒体演示。
思考题
1．写出气压日变化、年变化的规律，气压与温度的关系。
2．写出四个力的分别作用。熟悉地面和高空风压定律的应用。
3．地面风和高空风是怎样形成的？地方性风包括哪些？季风与海陆风有何区别？
4．写出北半球四个气压带、三个风带，三个环流圈。并解释中纬度环流圈的形成过程。
5．名词解释：大气环流，季风，焚风。
参考文献
1.中国农科院农业气象学研究室主编《中国农业气象》，中国农业出版社出版2000年。
2．《气象学与气候学基础》（李爱贞 刘厚凤） 气象出版社 2001年9月第一版
第六章 天气与灾害性天气
一、教学目的要求
通过天气学基本知识介绍，要求学生掌握天气系统对应的天气特点，天气预报概念、种类和方法；掌握常见的几种灾害性天气的机理。
二、教学方法 采用多媒体和课堂讲授相结合的方法
三、本章重点 几种灾害性天气的机理、危害及御防措施。
四、本章难点 锋面及锋面天气
五、教学时数8学时
六、教学内容
第十四讲
天气：某地短时间内由各种气象要素综合所决定的大气状态。天气的好坏由天气系统决定。
天气系统：包括气团系统、锋面系统和气压系统。
天气过程,天气系统随空气的分布和随时间的变化过程。
第一节 天气系统天气系统通常是指引起天气变化和分布的高压、低压和高压脊、低压槽等具有典型特征的大气运动系统。
一、气团和锋
（一）气团
1、概念：指在水平方向上的物理性质（主要指温度、湿度、稳定度等）相对比较均匀而范围较大的空气，称为气团。
2、气团的形成与变性
（1）气团的形成条件：
一是大范围性质比较均匀的下垫面；二是利于空气停滞和缓行的环流条件。
（2）气团的变性：气团在移动过程中，受新的下垫面影响，它原有的特性随时间而不断变化，并逐渐获得新的下垫面物理特性，称为气团的变性。其变性的快慢和变性程度的大小，取决于流经地区下垫面性质与气团源地下垫面性质差异的大小，离开源地时间的长短，以及空气运动距离的长短等。
3、气团的分类和特性
（1）地理分类法
根据气团源地的地理位置和下垫面性质进行的分类。首先按源地的纬度位置把北（南）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，把每一基本类型又分为海洋型和大陆型气团（赤道气团源地主要是海洋，不再区分海、陆型）。每个半球共有7种气团，见下表名称
符号
主要特征
主要分布地区
冰洋（北、南极）
大陆气团
Ac
气温低、水汽少，气层非常稳定
南极大陆，以及65°N以北冰雪覆的极地地区
冰洋（北、南极）
海洋气团
Am
性质与Ac相近，夏季从海洋获得热量和水汽
北极圈内海洋上，南极大陆周围海洋
冰洋（中纬度）
大陆气团
Pc
低温、干燥、天气晴朗，气团低层有逆温层，气层稳定
北半球中纬度大陆上的西伯利亚、蒙古、加拿大、阿拉斯加一带
冰洋（中纬度）
海洋气团
Pm
夏季同Pc相近，秋季比Pc气温高、湿度大，可能出现云和降水
主要在南半球中纬度海洋上，以及北太平洋、北大西洋
热带大陆气团
Tc
高温、干燥、晴朗少云，低层不稳定
北非、西南来。澳大利亚和南美一部分
热带海洋气团
Tm
低层温暖、潮湿，且不稳定，中层常有逆境温层
副热带高压控制的海洋上
赤道气团
E
湿热不稳定，天气闷热、多雷暴
在南北续100之间
（2）热力分类法：是以气团与流经地区下垫面的热力对比作为分类的基础。
暖气团：当气团向比它暖的下垫面移动时，称暖气团。
冷气团：当气团向比它冷的下垫面移动时，称冷气团。
4、影响我国的气团及其天气特征冬季：
（1）极地大陆气团（Pc）：这种气团除了在我国东北地区北部、新疆北部和内蒙古地区出现外，其他地区不多见。
（2）变性极地大陆气团（NPc）：
变性极地大陆气团的源地在西伯利亚和蒙古人民共和国一带，因而又称蒙古气团。
（3）变性热带海洋气团（NTm）：这种气团源于西太平洋和我国南海海面上，因而气团暖湿。
夏季：
（1）变性热带海洋气团（NTm）：这种气团源于太平洋洋面上，是控制我国夏季天气的主要气团之一。
（2）变性极地大陆气团（NPc）：这种气团退居我国北部，常活动在长城以北及西北地区一带。
（3）变性热带大陆气团（NTC）：它源于中亚一带。常影响我国西北地区，为夏季最干热的气团。
（4）赤道气团（E）：源于赤道附近的洋面上，气团具有高温、高湿的特征，在盛夏时可影响我国华南地区一带。
春季与秋季：
春秋两季是过渡季节，在这过渡季节中，我国主要受变性极地大陆气团和变性热带海洋气团的影响。
（二）锋
1、锋的概念
两种性质不同的气团之间狭窄而倾斜的过渡区域，称锋区或锋面。锋面与地面的交线称锋线，锋面和锋线统称锋。
2、锋的特征
锋附近的要素场分布和变化同气团内部相比，具有明显的突变性。
（1）温度场，气团内部的气温水平分布比较均匀，通常在100km距离内的气温差为1℃，最多不超过2℃而锋附近区域内，相距100km气温差可达几度，有时达10℃左右，意味着其水平温度梯度比气团增大5～10倍，这是锋的又一重要特征。
（2）气压场，锋面两侧是密度不同的冷、暖气团，因而锋区的气压变化比气团内部要大得多，表现在等压线横穿锋面时产生折角，而且折角尖端指向高压，以及锋落在低压槽中的特有气压场。
（3）锋附近风场。锋附近的风场同气压场是相适应的。既然地面锋线处于低压槽内，根据梯度风原理，锋线附近的风场应具有气旋性切变，这种切变或是风向切变，或是风速切变，或两者都有。这一特点不论锋的性质如何，都基本相同，尤其在近地面层，因有摩擦的影响，更为明显。例如，当冷锋呈东北一西南向时，锋前多为西南风，锋后多为西北风，表现出风向的气旋式切变。
3、锋的类型及天气特征
(1)暖锋
① 概念,暖气团推动冷气团，逐渐代替冷气团的位置，这样的锋称暖锋。
②暖锋天气：根据其结构和运动过程分析。
（2）冷锋：
①概念：冷气团推动暖气团，逐渐代替暖气团的位置，这样的锋称为冷锋
②冷锋天气：
根据冷锋移动的快慢，又分为两种类型：移动慢的称为第一型冷锋或缓行冷锋；移动快的称为第二型冷锋或急行冷锋。
根据其结构和运动过程分析。
（3）准静止锋
①概念：当冷暖气团势均力敌，或由于地形阻滞作用，锋面很少运动或在原地来回摆动，这种锋称准静止锋。
②准静止锋天气一般分为两类（举例说明）：一类是云系发展在锋上，有明显的降水。另一类是主要云系发展在锋下，并无明显降水的准静止锋。
（4）锢囚锋
①概念：由于冷锋移动速度较暖锋快，冷锋赶上暖锋，将暖空气抬升，近地面层冷暖锋合并而形成的锋称为锢囚锋。
②天气特征：根据其结构和运动过程分析。
4、影响锋面天气的主要因素
（1）锋附近的垂直运动。
①磨擦辐合作用：地面锋线常处在低压槽中，因此，由于磨擦辐合作用使地面锋线附近的空气产生上升运动。
②锋面抬升作用：这是造成锋面附近大规模系统性垂直运动的主要因素之一。当水平方向上垂直于锋线的水平风速与锋面的水平移动速度不相等时，空气将沿着锋面作上升或下沉运动。
③冷暖平流的作用：一般来说，暖平流伴有上升运动，冷平流伴有下沉运动。在暖锋锋区附近常有暖平流，故有上升运动；在冷锋锋区附近常有冷平流，故有下沉运动。
（2）水汽和层结稳定度。
一般而言，层结稳定和水汽含量高的暖空气沿锋面爬升时，形成层状云和连续性降水，但若暖空气水汽含量大和层结不稳定，则可形成对流性云和阵性降水。
锋面附近形成的云系和天气，除主要受上述条件影响外，还受地理条件的影响。
第十五讲
二、中高纬度天气系统
（一）中高纬度高空主要环流系统
1、大气长波和短波
（1）大气长波：指波长较长、振辐较大、移动较慢、维持时间较长的波动。其波长一般在5000-12000km或50-100个经距，因而围绕着高纬的纬圈可出现3-6个长波，冬半年常维持着4-5个长波。长波振幅大多在10-20个纬距以上。长波自西向东移动，移速较慢，通常1天不超过10个经度，有时呈静止状态，也有时表现出不连续的向后“倒退”现象。长波维持的时间一般在3-5天以上。
（2）短波槽（高空低压槽）
又称高空槽，是活动在对流层中层西风带上的短波槽。一年四季都可出现，以春季最为频繁，高空槽的波长大约超过1000km，自西向东移动。槽前盛行暖湿的西南气流，常成云致雨。槽后盛行干冷的西北气流，多阴冷天气。一次高空槽活动反映了不同纬度间冷暖空气的一次产交换过程，给中高纬度地区造成阴雨和大风天气。
2、阻塞高压和切断低压
（1）阻塞高压：西风带长波脊加强时，往往表现为向北伸展，并在脊中出现闭合的等高线，形成暖高压中心，即阻塞高压，简称阻高。
（2）切断低压：是出现于对流层中上层的温压场结构比较对称的冷性气压系统，在高空等压面上表现为与北方冷空气主体割裂的孤立冷空气。
3、极地冷涡简称极涡，是极地高空大型冷性涡旋系统，是极地大气环流的组成部分。其位置、强度以及移动不仅对极区，而且对高纬地区的天气都有明显影响。
（二）温带气旋和反气旋（活动在中、高纬度地区的气旋和反气旋）
气旋：
（1）概念：占有三度空间的，在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋。如中心气压逐渐降低，称为气旋的加深或发展，如中心气压逐渐升高，称气旋的减弱或填塞。在北半球，气旋范围内的空气作逆时针方向旋转，在南半球方向相反。
（2）天气表现:空气向中心旋转，辐合上升，绝热冷却，常产生多云、雨天气。
（3）分类：
锋面气旋：气旋中有锋面，温度分布很不对称，一般移动性较大。
无锋面气旋：气旋中无锋面，一般分为暖性气旋和冷性气旋。
2、反气旋：
（1）概念：占有三度空间的，在同一高度上中心气压高于四周的大尺度涡旋。在北半球，气旋范围内的空气作顺时针方向旋转，在南半球方向相反。
（2）天气表现:空气向外旋转，辐散下沉，绝热增温，天气晴朗、风力静稳。
（3）分类：
冷性反气旋：主要由冷空气组成的反气旋，习惯上称为冷高压。
指中心暖于四周的反气旋，习惯上称为暖高压。
3、气旋和反气旋发展的条件
（1）水平气流的辐合和辐散
（2）温度平流的作用此外，还与会空气的绝热、非绝热变化有关。
三、低纬度天气系统
1、副热带高压：在南、北半球副热带地区，经常维持着沿经圈分布的高压带，称副热带高压带。
（1）西太平洋副热带高压对我国天气和气侯的影响副高尤其是西太平洋副热带高压是一种浓厚暖性反气旋，在脊线附近，多为晴朗少云天气，风力静稳，天气更为炎热，在脊线北侧5－8个纬度，与变性极地大陆冷气团构成锋区，多阴雨天气，因此，西太平洋副热带高压脊的季节变化与我国主要雨带的活动有密切关系。从4月份起，副高开始活跃，高压脊在15附近徘徊，华南地区正值雨季，随着季节变暖，脊线缓慢北移，产生了副高的三次跳跃：
首先，6月中、下旬，脊线北跳至20－25之间，江淮梅雨开始，华南天气晴好。
其次，7月中旬左右，脊线北跳至25－30之间，黄淮地区雨季开始，江淮梅雨结束。
再次，7月下旬－8月上旬，脊线北跳至30以北，华北、东北雨季开始，长江中下游处于伏旱期。
此后，高压脊开始南移，9月上旬退回25，雨区又回到黄淮，10月上旬到达20以南，雨区也随之南移。
（2）青藏高压又称南亚高压或亚洲季风高压。它是夏季出现在青藏高原及其邻近地区上空的行星尺度的大型天气系统，是北半球夏季对流层上部最强大、最稳定的大气活动中心。
2、赤道辐合带赤道辐合带是南、北半球信风气流汇合形成的狭窄气流辐合带，又称热带辐合带。其环绕地球呈不连续带状分布，是热带地区重要的大型环流系统之一，其生、消、强、弱、移动和变化，对热带地区长、中、短期天气变化影响极大。
第十六讲
3、热带气旋
（1）概念及分类：是形成于海洋上的一种热带风暴，它常常带来狂风、暴雨和暴潮，对人民生命财产和生产活动危害极大，是一种严重的灾害性天气系统。国际规定热带气旋名称和等级标准为：
热带低压：地面心附近最大风速10.8-17.1m/s （风力6-7级）。
热带风暴：地面中心附近最大风速17.2-32.6 m/s（风力8-11级）。其中地面中心附近最大风速24.5-32.6 m/s（10-11级）者，称强热带风暴。
台风：地面中心附近最大风速大于等于32.6 m/s（风力12级以上）。
（2）台风：
①概念：发展强盛的热带气旋称为台风，在印度洋地区称为热带风暴，在大西洋地区和东太平洋地区称为飓风。
②台风的结构与天气（如图示）
外围大风区 涡旋区 台风眼区 涡旋区 外围大风区
内圈（台风眼区）：位于台风中心，半径约5-30km,多呈圆形。台风眼区一般气流下沉，天气晴好，风也很小。
中圈（涡旋区）：是靠近台风眼外围的最大风速区，出现在距中心10-100 km的地方，这是台风中最具破坏力的强风地区，降水强度可达500mm/d以上，风力达12级以上。外圈（外围大风区）：台风的边缘向内直到的涡旋区外围，半径约200-300 km，其主要特点是风速向中心急增，但风力一般6－8级。
③天气：台风暴雨、台风大风、强对流系统。
④台风生成和消亡的基本条件生成的条件：广阔的高温洋面；合适的地转参数值；气流铅直切变要小；合适的流场。
消亡条件：一是台风登陆后，高温、高湿空气得不到源源不断补充，失去了维持强烈对流所需的能源。同时低层摩擦加强，内流气流加强，台风中心被逐渐填塞、减弱以至消失。二是台风移到温带后，有冷空气侵入，破坏了台风的暖心结构，变性为温带气旋。
第二节 气象灾害一、寒潮概念：冷性反气旋在其发展、增强时期常常静止少动，但当高空形势改变时，会受高空气流引导而移动。当其南移时，就造成一次冷空气袭击，如果冷空气十分强大，如同寒冷潮滚滚而来，给流经地区造成强烈降温、霜冻、大风等灾害性天气，这种大范围的强烈冷空气移动，称为寒潮。
中国气象局规定：长江中下游及其以北地区48小时内降温10℃以上，长江中下游最低气温小于等于4℃（春季改为江淮地区最低气温小于等于4℃），陆上3个大行政区有5级以上大风，渤海、黄海、东海先后有7级以上大风，作为发布寒潮警报的标准。如果上述地区48小时内降温达14℃以上，其余同上，则为强寒潮警报标准。
寒潮爆发的条件有足够强的冷空气积累有促使强冷空气大规模向南爆发的流场二、霜冻概念指气温在0℃的温暖季节里，土壤表面植物表面温度短时间内降到0℃或0℃以下，引起植物受害的现象。
霜冻和霜的区别：
霜仅是指0℃以下的水汽凝华现象，是天气现象，而霜冻是一种低温灾害，概念不同。
发生霜冻时可能有霜，也可能无霜，即黑霜。
发生霜冻时，近地层空气温度可小于0℃，也可大于0℃，而有霜时，空气温度通常都小于0℃。
分类：
按形成原因分：
平流霜冻：当大规模冷空气入侵后形成的霜冻，又叫风霜。
辐射霜冻：由于地面、植物不表面在夜间辐射降温而发生，又叫静霜或晴霜。
混合霜冻：由于冷空气平流和辐射冷却双重作用形成的霜冻。
按霜冻出现的季节分：
秋霜冻：发生在秋季里的霜冻，又称早霜冻。
春霜冻：发生在春季里的霜冻，又称晚霜冻，春季最后一次霜冻称上一年度的终霜冻。
冬霜冻：发生在冬季。
无霜冻期：终霜冻至初霜冻之间的日期。
防霜冻措施
（1）农业技术措施：
根据当地气侯特点，选择适宜的作物品种，采取适宜栽培措施提高作物作物抗寒能力。
（2）物理方法的使用（人工防霜）
熏烟法：
机理：烟雾弥漫于地面附近，对地面辐射起减弱作用。
燃烧烟堆放出的热量，对近地气层起加热作用。
烟雾中的亲水性微粒吸附水分，充当凝结核的作用，使水汽凝结放出潜热，缓和气温的下降。
烟雾防止日出后的急剧升温，植物缓慢的升温解冻，减轻冻害的程度。
灌水法：
增加土壤温度，增大土壤热容量和热导率，使土壤土温下降缓和。
农田上空空气水汽含量上升，当夜间温度下降时，水汽凝结于植物体上，放出潜热，缓和植物体温的下降。
覆盖法：采用不同覆盖物盖在作物表面上或包扎作物，减弱土壤和植物表面的有效辐射，
防冻效果好。
第十七讲
三、干旱与干热风：
（一）干旱：
气象干旱：在一个相对较长时间内，某地蒸发量大于降水量，或降水量异常偏少农业干旱：分土壤干旱和作物干旱土壤干旱:指土壤有效水分减少到凋萎含水量以下，使植物生长发育得不到正常供水作物干旱：指作物体内水分亏损的生理现象水文干旱：在一个地区的水文循环中的某些部分长期缺水经济干旱:指由自然系统与人类社会经济系统中，水资源供需不平衡所造成的水资源短缺现象
（二）干热风概念：
是一种高温、低湿、并伴有一定风力的综合气象现象。
和干旱的区别
（1）干旱是在水分不足时发生的灾害，而干热风要土壤水分充足时，也易发生灾害。
（2）干旱现象发生时，气象要素具有正常的日变化，而发生一干热风时，高温、低湿和风在整个昼夜都会发生。
四、梅雨和洪涝灾害
（一）梅雨：每年初夏6月中下旬，我国宜昌以东的26－30°之间的江淮流域常为连阴雨天气，这时正值江南梅子成熟，因而称之梅雨，又称霉雨。
（二）洪涝：是由于长期阴雨和暴雨，短期的雨量过于集中，河流泛滥，山洪暴发或地表径流大，低洼地积水，植物被淹没或冲毁的现象称为洪涝。
五、冰雹：
概念：是发展旺盛的积雨云中降落到地面的固体降水物形成条件：
（1）强烈的不均匀的上升气流，发展强盛的积雨云
（2）充足的水汽发生规律：
地区性：山地多于平原，中纬多于高、低纬度，内陆多于沿海季节性：4－9月居多时间性：午后到傍晚居多，14－17时最多持续时间短:5-15秒防御方法（人工防雹）
催化剂法：
用飞机、高射炮或小火箭向雹云播撒大量碘化银微粒和食盐粉末等，充当吸湿性凝结核的作用，使云内水分分散凝结成众多的小冰雹或水滴，减轻灾害。
爆炸法：
用小火箭、高炮或地炮轰击雹云。经爆炸产生冲击波震动后，可使部分冰雹破碎和松软；可使云层内外空气混合，使云层水汽减少，减弱上升气流六、天气预报：
概念:根据已经获得的天气信息，对不同区域、不同时段的未来天气进行的科学推断分类：
按预报内容分：
形势预报：各种天气系统的生长、消亡、强度的变化和移动气象要素预报：气温、气压、空气湿度、降水量、风以及各种天气现象按预报时效分：
超短期预报:几个小时短期预报：3天以内中期预报:3-15天长期预报：15天－1年超长期预报:1年以上天气预报的方法：
天气图预报方法数值预报方法统计预报方法
思考题
1,名词解释：气团、锋面、高压、低压、锋面气旋。
2,气团是怎样形成的？叙述活动在我国冬夏两季的主要气团及对应的天气特点。
3．写出晴天和阴雨天气的天气系统，并解释这些系统为什么会晴天和阴雨天？
4．何谓霜冻？霜冻和霜有何区别？霜冻可分为几种类型？影响霜冻危害强弱的因子及防御措施是什么？
5．何谓寒潮？寒潮天气有何特点？对我国寒潮影响最大的寒潮路径是几条？
6．干旱和洪涝的含义是什么？有哪些对策？
参考文献
1、郑大玮等主编.农业灾害学.中国农业出版社,1999年,
2、《气象学与气候学基础》（李爱贞 刘厚凤） 气象出版社 2001年9月第一版
第七章 气候与其形成因子
一、教学目的要求通过本章讲授，使学生掌握影响气候形成的几大因素以及它们对气候的影响。
二、教学方法 本章可采用课堂讲授，也可采用多媒体讲授。
三、本章重点 太阳辐射、大气环流、下垫面、人类活动等因子对气候的影响。
四、教学时数 6学时五、教学内容
第十八讲
气侯的概念与形成一、气侯与天气的关系天气是气侯的基础，气侯是天气的综合。
天气是大气物理过程的短时或瞬时状态，而气侯则是长时段的气象要素的周期表现。
3、与天气相比，气侯具有稳定性和地区性。
二、中国气侯的基本特征
1、季风性显著：表现在风、温度、降水上
2、大陆性强：表现在降水和温度上多种多样化三、气侯的形成因子
（一）太阳辐射的作用
（二）大气环流的作用
1、环流与热量输送
（1）赤道与极地间的热量输送
（2）海陆间的热量传输
2、大气环流与水分循环水分循环的过程是通过蒸发、大气中的水分输送、降水和径流四者来实现的。以副热带高压为中心，通过信风和盛行西南风（北半球）将水汽分别向南和向北作经向的输送。
（三）下垫面的作用主要表现为海陆分布的作用，地形的作用和洋流的作用。
（四）人类活动的影响人类主要是通过对下垫面性质的改变来影响气侯的，如灌溉、砍伐森林、垦荒、兴修水利、城市建设和海洋污染等，可改变下垫面的反射率、粗糙度和水热平衡，其次，由于人类活动改变了一部分大气的组成成分，增加了空气中的微尘、杂质和二氧化碳的含量，影响了大气对辐射能的收支，改变了辐射差额和热量平衡，导致气侯发生变化，此外，人类的生活、生产活动，大量消耗能源，产生愈来愈多的人为热，可使世界平均气温升高。
第二节 下垫面对气候的影响一、海陆差异对气候的影响
（一）海洋性气侯与大陆性气侯海洋性气侯特征：
气温的日、年较差均较小，高低温度出现时间较迟，秋温较春温高，年降水量季节分配较均匀，冬半年略多于夏半年，全年湿度高、云雾多、日照少、风速较强劲
2、大陆性气侯特征：
日照丰富，气温日、年较差均较大，高低温度出现时间较早，春温高于秋温，年降水量集中在夏季，冬季则甚干燥，降水变率较大气侯带：
在地球上，根据纬度划分几个带状气侯区域，同一区域气侯特征比较一致，称气侯带。
南北半球各划分为6个气侯带。
（二）海陆热力差异与周期性风系所谓周期性风系是以一日为周期的海陆风和以一年为周期的季风。
（三）海气相互作用及其对气候的影响海气相互作用在气候变化中的重要性
1、海洋是大气热运转的主要能量和水分的供应地
2、海洋在经向热输送中的贡献
3、海洋的特殊作用
4、热带海洋在年际气候变化的突出贡献与中高纬度海洋相比，热带海洋的海气相互作用强度更大，在年际气候变化中的作用更为突出，这是因为：
（1）热带海洋是全球大气运动的主要能源区，辐射通量为净收入的30°N-30°S的热带，海洋面积占了70%以上。大气中的潜热释放也集中于热带。
（2）热带海洋和大气运动特征时间是匹配的。大气是气候系统中最容易变化的部分，在给定扰动的作用下，大气依靠热量的垂直和水平输送，可以在一个月左右的时间内调整。
海流异常与ENSO事件
1、沃克环流下面着重论述赤道太平洋的沃克环流。在正常条件下，赤道太平洋海区的海洋环流，西侧为暖洋流，东侧为冷洋流。沿赤道自东向西为南、北赤道洋流。在大洋西部有海水积聚，大洋东部有海水辐散，海面自亚洲海域向东倾斜。同时，大洋东部表层海水温度比大洋西部低6-10℃。
由于赤道太平洋海区东冷西热，因此在其上空形成纬向热力环流圈。位于南太平洋副热带高压东侧的南美西海岸，强烈的下沉气流受冷海水影响降温生随偏东信风向西流去，当到达西太平洋的赤道附近因受热上升转向成为高空西风，以补充东部冷海区的下沉气流，于是在赤道太平洋上形成一种大气低层为偏东风，上层为偏西风，在太平洋东侧下沉，太平洋西侧上升的东西向闭合环流，称为沃克环流。由于秘鲁寒流较弱，沃克环流的下沉气流区远大于上升气流区，从南美西岸可伸展到赤道太平洋中部海域，造成南美西岸严重干旱。
2、厄尔尼诺在秘鲁和厄瓜多尔沿岸的冷水水温季节性的短时间上升的现象称为厄尔尼诺现象，但是，这种东太平洋赤道海域水温季节性上升的现象每隔几年就有一次异常发展，从南美西海岸（秘鲁和厄瓜多尔附近）延伸至赤道东太平洋向西至日界线（180°）附近，海面温度异常增暖，称此现象为厄尔尼诺事件。其过程大约持续一年左右甚至更长时间。
确定厄尔尼诺的指标，通常是用赤道东太平洋（0°-10°S，90°W-180°）的表层海温距平。凡连续两个季以上平均海温距平≥0.5℃或海温月距平峰值达到1.0℃，可定为厄尔尼诺事件。
3、南方涛动指印度洋赤道低压与南太平洋副热带高压这两大活动中心之间海平面气压变化的负相关关系。其特征是当东南太平洋的副热带高压气压比常年升高（降低）时，印度洋的赤道低压就比常年降低（升高），它们总是像跷跷板似的此起彼伏，形成两大洋上大气之间的涛动。
4、厄尔尼诺/南方涛动（ENSO）
前三种事件有密切的关系。近年来，在讨论海气相互作用时，常把它们综合在一起分析。因为在厄尔尼诺事件发生的同时有东南太平洋副热带气压下降，西太平洋赤道海域气压上升的南方涛动现象，即南方涛动减弱，相应的赤道地区的东西向环流也减弱，因此将其合称为ENSO。
第十九讲
二、地形起伏对气候的影响
（一）高大地形对气温的影响
1、大地形的动力作用
（1）大地形对冷空气的屏障效应
（2）气流遇山绕流形成的冷暖平流
2、热力作用如将青藏高原地面的气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低，是冷源，强度以12月和1月为最大；夏季青藏高原是个强大的热源，以6、7月份强度最大。就全年平均而论，青藏高原地气系统是一个热源。冬季青藏高原的冷区偏于高原的西部。夏季的暖区范围很广，整个对流层的温度都是高原比四周高，再往高层暖区扩大，到了100P层上，温度分布出现高纬暖、低纬冷的现象。青藏高原巨大的冷热源作用必然对高原本身及其邻近地区甚至于全球的气候产生深远的影响。
3、山地气候中的暖带和冷湖冷湖和暖带是垂直气候带中两个因地形作用形成的局地气候问题。就温度的垂直分布而言，由山麓向上，随着高度的升高，通常存在一个温度相对较高的地带，即暖带。所谓冷湖，是指冷空气从山地较高处向下流泄，在地势低洼汇集而成的冷空气湖。
4、青藏高原的地面气温特点（具有大陆性气候的特征）
（1）地球的第三极地
（2）气温日、年较差大
（3）气温季节变化急，春温高于秋温
（二）地形对气流的影响
1、气流过山的绕爬效应青藏高原季风青藏高原由于它与四周大气的热力差异，冬季在高原上形成冷高压，盛行反气旋环流，夏季形成热低压，盛行气旋环流。这样一来，高原地区的盛行风向在冬季和夏季几乎相反，该现象称为高原季风。高原季风的水平范围低层大，高层小，其厚度夏季比冬季大。风的季节变化，一般是高原北侧开始最早，高原上次之，高原东侧再次，高原南部最迟。
3、山谷风、焚风、峡谷风
（三）地形对降水分布的影响综上所述，高大地形不仅本身具有特别的气候特征，而且还影响邻近地区的气候。有些山脉可以阻碍或改变气流的活动情况，使北来的寒流不易南下，南来的暖流滞缓北上，又可使湿润气团的水分在迎风坡形成大量降水，背风坡则变得异常干燥。所以山脉两侧的气候可以出现极大的差异，往往成为气候区域的分界线。
三、冰雪覆盖对气候的影响冰雪表面的致冷效应是由于下列因素造成的：
1、冰雪表面的辐射性质对太阳辐射的反射率甚大，一般新雪或紧密而干洁的雪面反射率可达86%-95%；而有空隙、带灰色的湿雪反射率可降至45%左右。大陆冰原的反射率与雪面相似。海冰表面反射率约在40%-65%作用。由于地面有大范围的冰雪覆盖，导致地球上损失大量辐射能。
2、冰雪-大气间的能量交换特性冰雪表面与大气间的能量交换能力很微弱。冰雪对太阳辐射的透射率和导热率都很小。当冰雪厚度达到50cm时，地表与大气之间的热量交换基本上被切断。北极海冰的厚度平均为3m，南极海冰的厚度为1m，大陆冰原的厚度更大，因此大气就得不到地表的热量输送。特别是海冰的隔离效应，有效地削弱海洋向大气的显热和潜热输送，这又是一个致冷因素。
第二十讲第三节 人类活动对气候的影响一、大气成分改变对气候的影响
（一）温室气体排放及其对气候的影响
1、大气成分对气候的影响
2、大气中温室气体浓度的增加
3、大气中CO2浓度增加对气候的影响
（二）臭氧层耗竭
（三）人为硫污染与酸雨
（四）人为气溶胶变化及其气候效应二、下垫面的性质与局地气候的形成人类活动改变下垫面的自然性质有多方面的表现，目前最突出的是破坏森林、坡地、干旱地的植被及海洋石油污染等。
（一）改变下垫面性质的气候效应举例说明。1、地表植被变化对气候的影响
2、下垫面水分状况的变化对局地气候的影响
3、海洋石油污染的气候效应
（二）人类活动形成的特殊气候
1、防护林的气候效应
（1）林带结构：指林带内树木枝叶的密集程度和分布状况，即带内透风孔隙的大小、数量和分布状况。其按透光孔隙的大小和分布以及防风特性可分为紧密结构、疏透结构和透风结构
（2）小气侯效应：
①防风效应：防护林最显著的小气侯效应是防风，使风速和乱流交换减弱，所以防护林也称防风林。一般来说，在背风面较远距离内，大约25倍树高内，防风效果以疏透结构的林带最好；在林带背风面较近距离内，大约10倍树高内，以紧密结构林带防风效果为好；林带的宽度一般取4-8行、大约6-12米宽时，有较好的防风效果；林带防风距离与林带高度成正比；林网的防风效果比单条林带好；林带与风向垂直时，防风效果最好。
②温度效应：观测结果表明：在冷空气入侵时，林网有增温效果，在暖空气入侵时，林网有降温作用
③湿度效应：林网内总蒸发量增加，而风速和乱流交换减弱，，水汽易保持在林网内，因此，近地面的绝对湿度和相对湿度通常比旷野高，此外，林带能增加积雪厚度，减少地面径流，降低地下水位。
2、城市气候（城市五岛效应）
（1）城市浑浊岛效应第一，城市大气中的污染物比郊区多。
第二，城市大气中因凝结核多，低空的热力湍流和机械湍流又比较强，因此其低云量和阴天日数远比郊区多。
第三，城市大气中因污染物和低云量多，使日照时数减少，太阳直接辐射大大削弱，因而散射粒子多，其太阳散射辐射却比干洁空气强。
第四，城市浑浊岛效应还表现在城区的能见度小于郊区。
（2）城市热岛效应城市气温经常比其四周郊区高。
（3）城市干岛和湿岛效应相对湿度比郊区小，有明显的干岛效应。但当水汽凝结成露时，因城区温度高，凝露量小，故城区近地面水汽压高于郊区，出现城市湿岛，这多出现在暖季。
（4）城市雨岛效应城市的降水量明显高于郊区。城市雨岛效应形成条件如下：
第一，在大气环流较弱，有利于在城区产生降水的大尺度天气条件下，由于城市热岛环流所产生的局地气流的辐合上升，有利于对流雨的发展；
第二，城市下垫面粗糙度大，对移动较缓的降雨系统有阻障效应，使其移速更为缓慢，延长城区降水时间；
第三，城区空气中凝结核多，其化学组分不同，粒径大小不一，当有较多大核存在时，有促进暖云降水作用。
（5）城市平均风速小、局地差异大、有热岛环流
（三）沙尘暴在气象观测中，通常将发生在大气中由风吹起地面沙尘，使水平能见度降低的天气现象划分为：
1、浮尘：恳浮在大气中的砂或土壤粒子，使水平能见度小于10km的天气现象。
2、扬沙：又名高吹沙。能见度在1-10km内的天气现象。
3、沙暴：强风将地面尘沙吹起，使空气变得很混浊，水平能见度小于1km的天气现象。
思考题
1．气候是怎样形成的？副热带有哪些气候特点？
2．叙述城市化会产生哪些气候效应。
3．我国气候的主要特征有哪些？
参考文献
1．《气象学与气候学基础》（李爱贞 刘厚凤） 气象出版社 2001年9月第一版
2．段落溪，姜会飞主编，《农业气象学》，气象出版社出版，2002年1月。
第八章 气侯的分类、分布和变化
教学目的要求通过本章讲授，使学生掌握气候的分布情况；气候分类方法；气候变化的相关知识。
二、教学方法 本章可采用课堂讲授，也可采用多媒体讲授。
三、本章重点 气温和降水的地理分布。
四、教学时数 4学时教学内容第廿一讲
第一节 气温和降水的地理分布一、海平面气温的地理分布
1、纬度的影响在全球平均气温分布图上，可明显地看出，随着纬度的升高，气温逐渐降低。
2、海陆和地形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，而夏季相反。
此外，高大山脉能阻止冷空气的流动，也能影响气温的分布。
3、热赤道最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在5-10°N处，夏季移到20°N左右。这一带1月和7月平均温度均高于24℃，故称为热赤道。
4、极值温度分布南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。
二、降水的地理分布从总体来说，全球可分为四个降水带。
（一）赤道多雨带赤道及两侧是全球降水量最多的地带，这是由于大量湿热空气剧烈上升所致，该带以对流雨为主。年降水量为1000-2000mm，个别地区（如太平洋岛屿与大陆的高耸海岸）年降水量可超过3000-4000mm。
（二）南北纬15°-35°少雨带南北纬15°-35°处于副热带高压的控制下，以下沉气流为主，是全球降水量很少的地带，尤其是在大西洋西岸及大陆内部降水更少，年降水量一般不超过500mm。撒哈拉沙漠某些地方的处降水量仅5mm。
（三）中纬多雨带（温带多雨带）
温带的年降水量比副热带多，一般在500-1000mm。其多雨的原因，主要是该地区锋面、气旋活动频繁，因此多锋面、气旋雨。大陆东岸还受季风影响，夏季风来自海洋，带来较多降水。本带也有局部地区降水特别丰富，如智利西海岸（42°-54°S）降水量为3000-4000mm。
（四）高纬少雨带高纬因纬度高，全年气温低，蒸发微弱，故降水量少，一般全年降水量不超过300mm。
第二节 气候分类一、气候分类的基本原理将世界各地的气候依照一定的原则和标准分门别类的归并成若干类型，称为气候分类；为使气候分类符合于客观存在而采取的手段，称为气候分类法。
道库恰耶夫在19世纪末20世纪初，发现两条最基本的自然地理规律：一是地理环境的完整性和不可分割性规律；二是地理地带性规律。前者的基础是地理环境中各地理要素之间以及整个地理环境与“外界”（首先为太阳辐射和地球内部物质）通过物质和能量交换，形成一个完整的有机整体——自然地理系统。系统中各个要素的空间分布和时间变化都受其它要素的制约，即它们在空间和时间上具有一定的对应关系。气候学家常据此参考其它地理要素的分布（如植被、土壤和水文等）进行气候分类；后者揭示了自然地理系统中最基本的地域分异的基础，它们与其成因共同构成了气候分类中需要考虑的基本内容，因此这条规律是气候分类最重要的理论基础。
二、气候分类的基本原理
（一）实验分类法从气候特征的地域分异规律出发，着眼于气候与自然景观的关系，根据对气候最敏感的自然现象来进行分类，用实验方法和统计方法确定分类指标和气候类型的界线。以柯本分类法为例。
（二）成因分类法成因分类法综合考虑了太阳辐射、下垫面性质、海陆分布、洋流、大气环流和水分输送的影响，比较全面地概括了气候形成因子的综合效应，从气候学角度来考虑，应该说是一种较为合理的分类法。在气候形成的各因子中，大气环流是气候形成因子和气候特征之间联系的纽带，其综合性很强，因此，近代各成因分类法多以气团和气候锋的位置及其季节变化为依据来界定气候类型。主要以阿里索夫分类法为例。
（三）理论分类法它是在深入认识气候特征与各气候形成因子的关系基础上，应用水、热平衡理论，选择分类依据，设计分类指标，建立分类方案的方法。以斯查勒气候分类法为例。
第廿二讲
第三节 气候变化一、气候变化的史实
（一）地质时期的气候变化（距今22亿年到1万年）
在其气候变化中，地球经历过几次大冰期气候。其中最近的三次大冰期气候具有全球性意义，发生的时间比较肯定，即震旦纪大冰期、石炭一二迭纪大冰期和第四纪大冰期。期间主要以温暖气候为主温暖期约占整个地球气候史的90%。在大冰期或大间冰期内，虽然全球气温普遍偏低或偏高，但存在相对的冷暖和干湿的交替。如距今最近的第四纪大冰期中，还存在尺度较小的亚冰期和亚间冰期。每个亚冰期内，还有若干尺度更小的副冰期和副间冰期。
（二）历史时期的气候变化历史时期的气候变化，通常是指第四纪大冰期中武木（大理）亚冰期的最近一次副冰期结束以来1万年左右的所谓“冰后期”气候。
（三）近代气候变化特征
1、冷暖变化近百年来有大量气温观测记录表明，从19世纪末到20世纪40年代，世界气温曾出现明显的波动上升现象。
2、干湿变化近百年来世界降水的变化，概括起来是，在纬向环流强盛时高纬度降水增加，低纬度降水减少，中纬度大陆西岸降水增多，东岸降水减少。
综上所述，全球地质时期气候变化的时间尺度在22亿年到1万年以上，以冰期和间冰期的交替出现为特征，气温变化幅度在10℃以上。冰期来临时，不仅整个气候系统变化，甚至导致地理环境的改变。历史时期的气候变化是近1万年来，主要是近5000年来的气候变化，变化的幅度最大不超过2-3℃，大都是在地理环境基本不变的情况下发生。近代的气候变化主要是指近百年或20世纪以来的气候变化，气温振幅在0.5-1.0℃之间。
二、气候变化的可能原因太阳辐射和宇宙——地球物理因子都是通过大气和下垫面来影响气候变化的。人类活动既能影响大气和下垫从而使气候发生变化，又能直接影响气候。
（一）太阳辐射的变化
１、地球轨道因素地球地自己的公转轨道上，接受太阳辐射能。而地球公转轨道的三个要素：偏心率地轴倾角和春分点的位置都以一定的周期变动着，这就导致地球上所受到的天文辐射发生变动，引起气候变迁。
２、火山活动引起大气透明度的变化火山活动能强烈地反射和散射太阳辐射，削弱到达地面的直接辐射。
３、太阳活动的变化太阳活动增强时，太阳辐射也增强。
（二）下垫面地理条件的变化
１、地极移动和大陆漂移
２、海陆分布的变化
３、造山运动
（三）宇宙－地球物理因子
１、地球自转速度的变化
２、引潮力和地球表面重力
（四）大气环流的变化
（五）人类活动引起的气候变化对课程进行总结性复习。
参考文献
1、郑大玮等主编.农业灾害学.中国农业出版社,1999年,
2、刘江 许秀娟主编 气象学 中国农业出版社，2002年
3、《气象学与气候学基础》（李爱贞 刘厚凤） 气象出版社 2001年9月第一版
气象实验部分
实验一 观测场内仪器的布置和安装实验内容(2学时)
通过实验，使学生掌握选择建立合理观测场的原则、各仪器正确的观测时间和次数、观测程序和项目、记录要求等项目的相关理论。要求学生会绘制本校或本地气象观测场仪器布置图，并分析说明观测场的选择建立和仪器安置是否符合要求。
实验二 空气温度和土壤温度的观测实验内容(2学时)
农业气象中常用的测温仪器是根据液体和固体线性尺寸随温度而胀缩的原理制成的。主要有各种液体玻璃温度表和双金属片温度自记仪器。通过实验使学生了解各种常用温度表、温度计的构造原理，掌握空气温度和土壤温度的观测方法。
实验三 空气湿度的观测与查算
实验内容(2学时)
空气湿度的表示方法有：水汽压、相对温度、饱和差及露点温度等。气象台、站测定空气湿度的仪器很多。通过对常用仪器的介绍使学生了解测定空气湿度常用仪器的构造原理，掌握干湿球温度表、通风干湿表、毛发湿度表和毛发湿度计的方法，掌握空气湿度的查算方法。
实验四 降水和蒸发的观测
实验内容(2学时)
降水观测包括记录降水起止时间、确定降水种类、测定降水量和求算降水强度，这里主要介绍降水量的观测。常用的降水量观测仪器有雨量器、虹吸式雨量计和翻斗式雨量计，这里主要介绍前两种。测量蒸发的仪器主要是小型蒸发器。通过对这些仪器的介绍使学生掌握降水和蒸发的观测方法
实验五 日照时数和光照度的观测
实验内容(2学时)
通过对学生进行日照计和照度计的构造原理的介绍，使学生掌握日照时数和光照度的观测方法及注意事项。
实验六 风速风向的观测
实验内容(2学时)
测风最常用的仪器是轻便风向风速表，通过实验教学学习仪器的构造原理，使学生掌握风向和风速的观测方法。
实验七 气压的观测
实验内容(2学时)
测气压最常用的仪器是气压计，通过实验教学学习气压计以及其它测压仪器的构造原理，使学生掌握气压的观测方法。
实验八 气候资料的整理
实验内容(2学时)
（1）根据以上实验，可得出相关的资料分析（列表）和曲线图（绘图气温、风铅直分布图），从图中让学生分析气温、风等铅直分布规律及其所测的全部气象要素特征。
（2）根据资料分析气温、湿度、风、气压等气象要素在水平方向上的小气候差异及其原因。
（3）进一步掌握资料的整理、比较分析。
