第一章 绪论第一节 气象学与气候学的概念一、气象学的概念及研究领域
1、概念：
气象学就是研究大气中所发生的各种物理现象和物理过程的形成原因，时空分布和变化规律的学科。
2、研究领域按传统，气象学可分为：物理气象学，天气学，动力气象学。
从应用观点出发，气象学可分为农业气象学、水文气象学、污染气象学、航空气象学、航海气象学、军事气象学、医疗气象学等。
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。
（1）天气是某一瞬间大气的状态和大气现象的综合。
（2）气候是在太阳辐射，下垫面和大气环流的影响下形成的天气的多年综合状况。
（3）两者的关系：
天气是气候的基础，气候是天气的综合表现。
天气是大气物理过程的短时或瞬时状态，而气候则是长时段的气象要素的周期表现。
与天气相比，气候具有稳定性和地区性。
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 大气的基本情况一、大气的组成和大气污染
（一）大气的组成
1、干洁空气：
氮气：大气中含量最多的气体，是地球上生命体的基本成分，以蛋白质的形式存在于有机体中。
氧气：干空气中次多的气体，是维持人类及动植物生命极为重要的气体，在各种化学变化中起重要作用。
臭氧：能强烈吸收紫外线，对地球上的有机体生存其保护作用。
二氧化碳：是光合作用制造有机物质不可缺少的原料，它能强烈吸收和放射长波辐射，使之不能射出大气层以外，若含量增加，将会引起地层大气变暖。
2、水汽它是大气中唯一可以发生相变的成分，以水汽，水滴和冰晶三种相态存在，主要集中在低层大气，可导致天气变化，如云，雾，雨，雪的形成，同时，水汽能强烈吸收地面长波辐射，和二氧化碳一起对地面起保温作用。
3、固体杂质悬浮在大气中的固态或液态的粒子，它可充当水汽凝结核，还可吸收一部分太阳辐射和阻挡地面放热，对地年和空气温度也有一定的影响。
（二）大气污染概念由于自然过程和人类活动的结果，直接或间接地把大气正常成分之外的一些物质和能量输入大气中，其数量和强度超出大气的净化能力，以至造成伤害生物、影响人类健康的现象。
种类第一类是固体或液体的微粒，通称为气溶胶粒子，如烟尘、粉尘，含酸雾滴等。直径在10um以上的粉尘称落尘，直径在10um以下的称为飘尘。
第二类是气态化合物，通称为化学污染物。如能引起氧化危害的臭氧、过氧乙酰硝酸脂类、二氧化氮、氯等；能引起还原危害的二氧化硫、硫化氢、一氧化碳等；能引起碱性危害的氨以及能引起酸性危害的二氧化硫等物质。
形成环节空气污染物由污染源排出，经过大气的运送扩散，到达污染对象。
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对流层：地表到高空12km左右特点：温度随高度升高而升降低，平均每升高100米，气温约下降0.65℃
有强烈的垂直运动和不规则的乱流运动气象要素水平分布不均匀平流层：从对流层顶到55km高度特点：温度随高度的升高而升高气流较平稳，平流运动较强，水汽灰尘较少天空晴朗，透明度高，适合飞机的飞行中间层：从平流层向上至85km高度特点：温度随高度的升高而下降
垂直运动较强暖层：又称热层或电离层。从中间层至800km高度特点：温度随高度的升高而升高
是无线电波发射的主要层次散逸层：又称外层。暖层以上的大气层，大气圈与星际的过渡带。
(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高度以上的气层三、主要气象要素：
用来表示大气中的物理过程，物理现象及大气状态的各种物理量统称为气象要素。主要有气压，温度，湿度，降水量，蒸发，风，云，能见度，日照，辐射，以及各种天气现象。（分别阐述）
辐射第一节 日地关系及季节形成一、日地关系地球是一椭圆体，其赤道半径是6378.1km，它在太空中不停地绕太阳公转，同时又绕地轴自西向东进行自转，公转的轨道为一近圆形的椭圆，太阳位于椭圆的一个焦点上，在一年中地球距太阳最近的时间约在每年的1月3日，即近日点，最远的时间约在7月4日，即远日点。若在北极星方向来看，地球的公转和自转方向均是逆时针的。
地球绕太阳公转有两个重要的特点：
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由于地球的公转，有时北半球倾向太阳，有时南半球倾向太阳，引起太阳直射地球的位置不断改变，导致地面获得太阳的能量发生周期性的变化，于是便产生了地球上季节更替的现象，地球各地的太阳辐射状况受太阳在天空中的位置的影响，太阳在天空中的位置可用太阳高度角和太阳方位角来表示二、太阳高度角和方位角
(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
大庆的地理纬度是45度46分到46度55分，经度为124度19分到125度12分。
(二)太阳方位角
1、概念：太阳光线在水平面上的投影与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。
三、昼夜形成和日照长短的变化
(一)在地球自转过程中，总是有半个球面朝向太阳，另半个球面背向太阳。朝向太阳的半球称昼半球，背向太阳的半球称夜半球，昼半球和夜半球的分界线，叫晨昏线。晨昏线与纬圈交割把纬圈分成两段圆弧，处于昼半球的弧段儿昼弧，处于夜半球的弧段称夜弧。当地球自西向东自转时，昼半球的东侧逐渐进入黑夜，夜半球的东侧逐渐进入白天，由此形成了地球上的昼夜交替的现象。
(二)几个概念
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。
四、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。
第二节 辐射的基本知识一、辐射与辐射能概念：自然界中的一切物体，只要其温度在绝对零度以上，都时刻不停地以电磁波或粒子的形式向外放射能量，这种放射能量的方式称为辐射，通过辐射传播的能量称为辐射能。
性质：
波动性：辐射的波动性可用波长、频率表示，关系式为
λ·μ=C
粒子性：辐射的粒子学说内容：电磁辐射由具有一定质量能量和动量的微粒子组成，这些微粒称为量子，每个量子所具有的能量与其频率成正比，或说与波长成反比。关系式为
E = h·μ或E = C/λ
二、表征辐射特性的物理量辐射通量：单位时间内通过或到达任一面积的辐射能。
辐射通量密度：单位时间内通过或到达单位面积的辐射能。
辐出度：放射体表面单位时间单位面积上所放出的辐射能。
辐照度：单位时间照射到单位面积物体表面的辐射能。
光通量密度：单位面积上通过或到达的光通量。
光照度：单位面积上接收的光通量。
三、物体对辐射的吸收、反射和透射
1、概念吸收率（a）：物体吸收的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。
反射率(r)：物体反射的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。
透射率(t)：透过物体的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。
三者关系：a+r+t=1
2、分类 根据物体对辐射的吸收率黑体：如果某种物体在任何温度下，对任何波长的入射辐射能的吸收率都等于1，则称之为绝对黑体，简称黑体。
灰体：如果某种物体的吸收率为小于1的常数，并且不随波长而改变，称之为灰体。
白体：如果某种物体的反射率等于1，即吸收率等于零，则称之为白体。
四、辐射的基本定律
（一）斯蒂芬——波耳兹曼定律黑体的辐射能力与其表面的绝对温度的四次方成正比，表达式为：
E=σT4
（二）维恩位移定律黑体辐射能力最大值所对应的波长与其表面绝对温度成反比，表达式为：λmax=C/T。
（三）基尔霍夫定律：
当热量平衡（即温度不变）时，物体对于某一波长的辐射能力与物体对该波长吸收率之比为一恒量。
该定律指出，辐射能力强的物体，吸收能力也强，反映了辐射能力和吸收率的关系。
第三节 太阳辐射及其穿过大气层时的减弱一、概念：太阳时刻不停地以辐射的方式向宇宙空间放射出巨大的能量，从太阳放射出来的光，热能量总称为太阳辐射能，简称太阳辐射或太阳能。
二、太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射光谱：
太阳辐射经色散分光后按波长大小排列的图案，称为太阳辐射光谱。
太阳辐射光谱主要分为紫外区、可见光区、红外区三部分。分别约占太阳辐射总能量的7%、50%、43%。
2、太阳常数在大气上界，当日地间处于平均距离时，垂直于太阳光线平面上，单位面积、单位时间内所接受的太阳辐射能，称为太阳常数。通常用“S。”表示，其最佳值为1367±7W/m2。
三、太阳辐射在大气中的减弱
（一）大气吸收作用太阳辐射穿过大气层时，大气成分中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等物质有选择吸收一定波长辐射能的特性，致使到达地面的太阳辐射能量被减弱，光谱发生改变。
（二）大气的散射
概念：太阳辐射通过大气时，遇到大气的各种质点，太阳辐射能的一部分则以电磁波的形式从这些质点向四面八方传播开，这种现象称为大气的散射。
分类：根据散射质点的直径和入射辐射的波长之间的大小关系分子散射：若散射质点的直径小于入射辐射的波长，此时的散射有选择性。
粗粒散射：若散射质点的直径比入射辐射的波长大得多，此时的散射无选择性。
3、为什么天空有时呈蔚蓝色，有时呈乳白色。
晴朗的天空，大气中的水汽、尘埃等杂质少，大气散射以分子散射为主，分子散射能力与投射质点上辐射波波长的四次方成反比，即入射辐射波长愈短，愈易被散射，所以晴朗的天空呈蔚蓝色。
当大气中水滴、灰尘等杂质多时，大气的散射以漫射为主，漫射能力与波长无关，即各种波长同等地被散射，故天空呈现乳白色。
（三）大气的反射太阳辐射进入大气层后，会被云层和较大颗粒的尘埃所反射，使一部分太阳辐射返回宇宙空间去，从而削弱到达地面的太阳辐射，其中以云的反射作用最显著，云层愈厚，云量越多，反射作用愈强，反射对各种波长无选择性。
就全球平均状况而言，进入大气的太阳辐射约有31％被反射或散射返回宇宙空间，约24％被大气直接吸收，45％到达地面。
（四）太阳辐射通过大气后减弱的一般规律
1、大气质量通常用太阳辐射通过大气路径的长度与大气在垂直方向上的厚度的比值表示公式为m=csch
2、大气透明度用大气透明系数来表示，它是以阳光透过一个大气质量后的辐照度与透过前的辐照度之比来表示的，即 Pm=Sm/Sm-1
3、减弱规律（比尔定律）
内容：垂直于太阳辐射方向的太阳辐照度随大气透明系数增加而增大，随穿过大气质量增加而变小，公式为 Sm=S0Pm
就全球平均而言，太阳辐射约有31％被散射，24％被吸收，45％到达一面。
第四节 到达地面的太阳辐射总辐射：经过大气削弱后，投射到地面上的太阳辐射称为总辐射。
由两部分组成：太阳直接辐射和散射辐射一、太阳直接辐射（Sˊ）
1、概念：太阳以平行光线的形式直接投射到地面的辐射，强弱通常以到达地平面的太阳直接辐射的辐照度来表示，公式为：
S=S0 Pm sinh
2、影响因素：
太阳高度：随其增大而增大大气透明度：随大气透明系数增大而增大海拔高度：随其增大而增大纬度：随其增大而减小二、散射辐射（D）（天空辐射）
概念：被大气质点散射后，自天空各个方向投射到地面的辐射。
2、影响因素：
太阳高度：在干洁大气中，随其增大而增大大气透明度：随大气透明系数增大而减小云的作用：云能增加散射辐射下垫面：随下垫面反射率增大而增大海拔高度：在碧空情况下，随其增大而减小。但在全天有云时相反三、总辐射（Q）
晴天时 Q=Sˊ+ D
阴天时 Q=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。
六、到达地面上的太阳辐射光谱
1．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）
太阳的白色光实际是红、橙、黄、绿、蓝、靛、紫等一系列有色光波组成的。早晨或傍晚，太阳光是斜射的，它通过空气层的路程比较长，受到散射减弱得很厉害。减弱得最多的是紫色光，其次是靛、蓝色光等，减弱得最少的是红色或橙色光。这些减弱后的彩色阳光，照射在天空和云层上，就形成鲜艳夺目的彩霞。
在大气中有微小水滴及尘埃时，散射作用比单纯的只有空气分子时要更厉害些，因此，太阳在地平线时，如阳光所透过的远处低层大气中，有小水滴（云滴）及尘埃存在，晚霞的颜色比没有小水滴及尘埃时更加红。
夏季早上，低空空气稳定，很少尘埃，如果当时有鲜艳的红霞，称为早霞。这表示东方低空含有许多水滴，有云层存在，随着太阳升高，热力对流逐渐向平地发展，云层也会渐密，坏天气将逐渐逼近，本地天气将愈来愈变坏，这就是“早霞不出门”的原因；而傍晚，由于一天的阳光加热，温度较高，低空大气中水分一般不会很多，但尘埃因对流变弱而可能大量集中到低层。因此，如果出现鲜艳的晚霞，说明晚霞主要是由尘埃等干粒子对阳光散射所致，说明西方的天气比较干燥。按照气流由西向东移动的规律，未来本地的天气不会转坏，所以有“晚霞行千里”的说法。
当然，“早霞不出门，晚霞行千里”这是一般的规律，也有例外情况。如当太阳已落入地平线以下，地平线上霞光应当消失的时候，因地平线下有云层存在，地平线下的霞光受云层底部的反射，却能呈现出一片胭脂红色，空气中杂质愈多时，太阳的颜色愈接近于胭脂红。这表明西方地平线下有云层存在，空气十分潮湿浑浊，预兆天气将变坏。因此又有“日没胭脂红，无雨也有风”的说法。
2．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。
七、地面对太阳辐射的反射影响因素：
1、土壤颜色：白色表面较黑色表面具有更强的反射能力，绿色植物对黄绿光反射率较大
2、土壤湿度：反射率随其增大而减小
3、粗糙度：反射率随其增大而减小
4、太阳高度：反射率随其增大而减小
第五节 地面和大气的辐射一、地面辐射、大气辐射和地面有效辐射
（一）地面辐射
1、概念：地面吸收太阳辐射，同时按其本身的温度向外放射称地面辐射。
2、影响因素：
地面温度：随其增大而增大下垫面性质：新雪的相对辐射率最大
（二）大气辐射概念：大气主要吸收地面辐射，同时按其本身的温度放出辐射，称大气辐射。
影响因素：
气温：随其增加而增加大气的水汽含量和云的状况：随其增加而增加大气逆辐射：大气辐射朝向四面八方，其中一部分外逸到宇宙空间，另一部分投向地面，投向地面的这部分大气辐射称为大气逆辐射。
大气的温室效应（花房效应）：
由于大气对太阳短波辐射吸收很少，易于让大量太阳辐射透过而到达地面，同时大气又能强烈吸收地面长波辐射，使地面辐射不易逸出大气，大气还以逆辐射返回地面一部分能量，从而减少地面的失热，大气对地面的这种保暖作用，称为大气的保温效应，习惯称温室效应。
大气之窗：大气对8—12um波段的吸收率最小，透过率最大，这一波段的地面辐射可以直射宇宙空间，故称大气之窗。
（三）地面有效辐射（F。）
概念：地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差。
影响因素：
地面温度：随其增大而增加大气温度和湿度：随其增大而减小土壤表面性质：平滑的比粗糙的表面小，潮湿的比干燥的表面大云和二氧化碳量：随其增加而减少风的作用：有微风时，有效辐射减小海拔高度：随其增加而增加
（四）长波射出辐射概念：地面长波辐射被云体和大气层吸收了绝大部分，有一小部分透过大气层射入宇宙空间；云和大气层也向宇宙空间放出长波辐射，这两部分进入宇宙空间的长波辐射之和，是地球—大气系统进入宇宙空间的热辐射，称为长波射出辐射。
二、地面及地—气系统的辐射差额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（Rg）：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：Rg=（Sˊ+D）（1-r）-F。
2、白天阴天时：Rg=D（1-r）-F。
3、夜间：Rg= -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,Ra=qa+F。-F （其中，qa表示整个大气层所吸收的太阳辐射，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：Ra= 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）+qa -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。
(四)地气系统辐射差额的地理分布全球地气系统全年各纬圈吸收的太阳辐射，低纬度明显多于高纬度。这是因为天文辐射量本身有很大的差别，另一方面是高纬度冰雪面积广，反射率特别大，所以由热带到极地间太阳辐射的吸收值随纬度的增高而递减的梯度甚大。在赤道附近稍偏北处因云量多，减少了地面对太阳辐射的吸收率。
通过到达地表的年平均总辐射分析表明，年平均总辐射最高值并不出现在赤道，而是位于热带沙漠地区。
从长期的平均情况来看，高纬及低纬度地区的温度变化是很小的。这说明必定有另外一些过程将低纬地区盈余的热量送到高纬地区。这种热量的输送主要是由大气及海水的流动来完成的。
第三章 温度第一节 气温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。
由上式可看出，空气温度的变化不仅与空气的热量交换有关，而且和本身的气压变化有关。
一、海陆增温和冷却差异的原因
1、水的容积热容量约比土壤大一倍，因此在热量收支相同的情况下，水面升温和降温幅度比土壤小一倍
2、水为半透明体，太阳辐射可透入相当深的水层中，约一半的能量为表层所吸收，另一半被其以下水层吸收，故水面升温比地面小得多水面消耗于蒸发的热量大于陆地，水面增温因缓和水具有流动性，其传热方式主要靠乱流和对流作用，因此，水面温度的变化比土壤表面小得多二、空气的增温和冷却由空气与外界进行热量交换引起内能变化，称非绝热变化，止 仳。。，，如气温的日变化和年变化。
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。原因如下：
因在湿绝热过程中，气块上升冷却引起凝结，释放潜热，对气块的降温有补偿作用，而气块在下沉增热时，空气块中携带的云滴蒸发，由于蒸发耗热，下沉时的增温也比干绝热增温少，故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：气块受到作任何方向扰动后，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）大气垂直稳定度的判据
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。
（五）不稳定能量在不稳定气层中的空气块一旦离开原来的位置而向上运动时，气块的温度将高于周围环境的气温，浮力大于重力。向下运动时，情况相反，重力大于浮力。两种情况下气块都会发生向上或向下的加速运动，该气块的动能增加。显然。这是由储藏在大气中的不稳定能量转化而来的，不稳定能量就是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。
五、气温的时间变化
（一）日变化：
一日中，通常最高温度出现在14、15时，最低温度出现在日出前后影响因素：
纬度：气温日较差随纬度的增大而减小季节：夏季＞冬季云：晴天＞阴天地形：凹地＞平地＞凸地地面状况：陆地＞海洋 沙土＞粘土 深色土＞浅色土
（二）年变化,
北半球，中高纬度大陆地区，一年中最高温度与最低温度分别出现在7月和1月，海洋上分别出现在8月和2月影响因素：
纬度：气温年较差随纬度的增大而增大距海远近：距海越近，年较差越小海拔高度与地形：年较差随海拔高度的增加而减小，凸地小于凹地云量和降水：随其增加而减少
（三）非周期变化它是由大规模的冷暖空气水平运动和云量的突变而引起的。如阴雨天骤然放晴，晴天突然转阴等。这种变化对农作物的生长发育带来不利的影响
气温的空间分布
（一）气温的水平分布气温的分布通常用等温线图表示。所谓等温线就是地面上气温相等的各地点的连线。等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。如等温线稀疏．则表示各地气温相差不大。等温线密集，表示各地气温悬殊。等温线平直，表示影响气温分布的因素较少。等温线的弯曲，表示影响气温分布的因素较多。等温线沿东西向平行排列，表示温度随纬度而不同，即以纬度为主要因素。等温线与海岸平行．表示气温距海远近而不同，即以距海远近为主要因素等等。
影响气温分布的主要因素有三，即纬度、海陆和高度。但是，在绘制等温线图时．常把温度值订正到同一高度即海平面上，以便消除高度的因素。从而把纬度、海陆及其它因素更明显地表现出来。
首先，在全球平均气温分布图上，明显地看出，赤道地区气温高，向两极逐渐降低，这是—个基本特征。在北半球，等温线7月比1月稀疏。这说明1月北半球南北温度差大于7月。这是因为1月太阳直射点位于南半球，北半球高纬度地区不仅正午太阳高度较低，而且白昼较短，而北半球低纬地区，不仅正午太阳高度较高，而且白昼较长，因此1月北半球南北温差较大。7月太阳直射点位于北半球，高纬地区有较低的正午太阳高度和较长的白昼，低纬地区有较高的正午太阳高度和较短的白昼，以致7月北半球南北温差较小。
其次，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。这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋温度低，夏季大陆湍度比海洋温度高的缘故。南半球因陆地面积较小，海洋面积较大，因此等温线较平直，遇有陆地的地方，等温线也发生与北半球相类似的弯曲情况。海陆对气温的影响，通过大规模洋流和气团的热量传输才显得更为清楚。
再次，最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在50一l00N处，夏季移到200N左右。这一带平均温度1月和7月均高于24℃，故称为热赤道。热赤道的位置从冬季到夏季有向北移的现象，因为这个时期太阳直射点的位置北移，同时北半球有广大的陆地，使气温强烈受热的缘故。
最后，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）气温的垂直分布在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多，气温乃愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度愈大，水汽和固体杂质愈多，因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高。愈向上空气密度愈小，能够吸收地面辐射的物质一—水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。整个对流层的气温直减率平均为0.65℃／100m。实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。
但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。造成逆温的条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。但无论那种条件造成的逆温，都对天气有一定的影响。例如，它可以阻碍空气垂直运动的发展，使大量姻、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度变坏等等。下面分别讨论各种逆温的形成过程。
1、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。
2、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、辐射逆温由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温。
2、湍流逆温由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。
3、平流逆温因空气平流产生的逆温。
4、下沉逆温因整层空气下沉而造成的逆温。
5、锋面逆温当冷暖空气的温度差别很大时，穿过锋面时，发生转折，就可以出现逆温。
此外，还有融雪逆温、洼地逆温等。
六、空气温度的局地变化
（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。
第二节 土壤温度一、地表面的热量收支地面热量收支差额：地表面的温度变化主要由地表面热量收支不平衡引起的，地面热量的收入与支出之差。
二、土壤的热特性
（一）热容量比热：单位质量的物质，温度变化1℃所需吸收或放出的热量。
容积热容量：单位体积的物质，温度变化1℃所需吸收或放出的热量。
土壤是由固体成分和不定量的水及空气组成，一般来说，各成分的容积热容量大小为：水>固>气
（二）热导率（导热系数）
1、热导率（入）：温度垂直梯度为1k/m时，单位时间通过单位水平截面积的热量。一般来说,土壤中各成分的热导率大小为：固>水>气
2、热通量（B）：单位时间内通过某横截面积的热量，公式为：
B=-入?T/?Z
其中，?T/?Z为土壤温度垂直梯度，入是热导率。
3、导温率（K）（热扩散率）：单位容积的物质，通过热传导由垂直方向获得或失去入J的热量时，温度升高或降低的数值。
三、土壤温度的日、年变化较差：指某一周期内，最高温度和最低温度之差。
位相：指最高和最低温度出现的时间。
（一）日变化：是土表日间增热和夜间冷却引起土壤温度的昼夜变化,这种昼夜间土壤温度的连续变化称为日变化。
1、日较差：一天中土壤温度有一个最高值和一个最低值，两者之差为土温日较差。
2、影响因素,
太阳高度：正午时刻太阳高度大的季节或地区，日较差也大土壤热特性：随其热导率和热容量和增大而减小土壤颜色：深色比浅色土壤表面日较差大地形：凹地>平地>凸地天气：晴天>阴天为什么正午时的土壤温度不是一天中的最大值？
正午以后太阳辐射虽然减弱，但土壤表面吸收的太阳辐射仍大于其由乱流交换和分子传导，蒸发等方式所支出的热量，即此时土壤表面的热量收支差额仍为正值，所以温度仍继续上升，直到13时左右，土壤表面的热量收支达到平衡时，其温度才达到最高值，此后，土表得热少于失热，温度逐渐下降，到次日日出时，热量的收支达到平衡，出现一日中的最低值 。
（二）年变化在北半球，高纬度地区，土壤表面月平均最高温度一般出现在7、8月，最低温度出现在1、2月。
年变幅（温度年较差）：一年中最高月平均温度与最低月平均温度之差。
影响因素
纬度：随纬度的增大而增大土壤自然覆盖：裸露土壤的年较差比处于自然覆盖下的大土壤热特性、地形、天气条件等对年较差的影响与日较差大体相同四、土壤温度的铅直分布日射型：土壤温度随深度的增加而降低的类型。
辐射型：土壤温度随深度的增加而增加的类型。
过渡型：土壤上、下层温度的垂直分布分别具有（一）和（二）的特征。
五、土壤的冻结和解冻
（一）土壤的冻结：土壤温度达0℃以下时，土壤中水分与潮湿土粒发生凝固或结冰，使土壤变为坚硬的现象。
（二）土壤的解冻：春季由于太阳辐射增强和土壤深层热量上传，使冻土逐渐融解的现象。
第四章 大气中的水分第一节 蒸发一、水面蒸发水面蒸发的物理本质液体中的水分不停的运动着，当液面上的一些速度很大分子能克服液体的内聚力时，就能脱离液面而跑到空气中去，这些分子由于受到液面分子的吸引力及互相碰撞，有一部分又返回液面中来，当脱离液面的分子数多于返回液面的分子数时，即为蒸发过程；相反，若返回液面的分子数多于脱离液面的分子数时，为凝结过程；当脱离液面和返回液面的分子数相等时，即为饱和状态，此时蒸发量为零。
2、蒸发耗热（L）
概念：一克水蒸发为同温度下的水汽所消耗的热量。
表达式：L＝2500－2.39t
3、水面蒸发的影响因素温度：温度越高，蒸发越快空气饱和度：空气饱和度越大，蒸发越快气压：气压越高，蒸发越慢风速：风速越大，蒸发越快蒸发面性质：在条件相同的情况下，水面的大于雪和冰面的蒸发面形状：蒸发面形状越凸，蒸发越快二、土壤水分蒸发
1、土壤水分蒸发三阶段第一阶段：土壤经降水或灌溉后，完全处于饱和状态，蒸发主要发生在地表，蒸发所减少的水分在土壤毛细管力的作用下，不断由下层输送水分补充地表。
第二阶段：地表干旱，下层土壤含水量逐渐减少，蒸发面降低，蒸发的水汽通过干地层孔隙进入大气。
第三阶段：土壤含水量低于植物发生萎蔫时的含水量，土壤水分的毛细管运动已经停止，只能以气态水的形式从地下通过干土层向大气扩散。
2、影响因素
气象因素和土壤湿度：第一阶段气象因素影响较大，土壤湿度越大，蒸发越快土壤性质：砂土＞壤土＞粘土，土壤结构不良、耕作粗放、地表不平、大颗粒多，则蒸发快，反之则小土壤表面状况：粗糙的土壤表面＞平滑的土壤表面，深色土表>浅色土表，植被覆盖下的土壤蒸发弱地形：高地蒸发强坡地方位：南坡＞北坡三、植物蒸腾概念：植物体内的水分通过体表以气态水的形式向外界大气输送的过程。
蒸腾系数：植物形成单位重量干物质，所消耗的水量。
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）
四、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
第二节 空气湿度一、表示空气温度的方法
（一）水汽压和饱和水汽压水汽压（e）:大气中水汽所产生的分压强饱和水汽压（E）：空气达饱和时的水汽压饱和水汽压的影响因素：
温度：随其增大而增大物态：水面的大于冰面的蒸发面形状：凸面大于平面大于凹面液体的浓度：随其增大而减小
（二）绝对湿度（a）：单位容积空气中的水汽含量。
（三）相对湿度（r）：空气中实际水汽与同温度下饱和水汽压百分比。
（四）饱和差（d）：某一温度下的饱和水汽压与同温度下的实际水汽压之差
（五）露点（Td）：当空气中水汽含量不变且气压一定时，降低温度，使未饱和空气达饱和时具有的温度，称之露点。
二、空气湿度的日变化和年变化
（一）绝对湿度的日变化类型有两种：
单波型：绝对湿度最大值出现在午后14、15时，最小值出现在日出前后双波型：绝对湿度在一天中有两个最大值分别在8、9时和20、21时，两个最小值分别出现在日出前和午后14、15时
（二）绝对湿度的年变化其变化一般与气温的年变化一致
（三）相对湿度的日变化内陆地区：其日变化与气温日变化成反比；近海地区：其日变化与气温日变化成正比
（四）相对温度的年变化一般来说，其年变化与气温年变化相反，但我则不然。
三、空气湿度的垂直分布在对流层中，绝对湿度随高度升高而减小，相对湿度随高度升高可能增加也可减小
第三节 凝结与凝华一、水汽凝结条件
（一）空气中的水汽达到饱和或过饱和增大水汽压减小饱和水汽压大气中常见的降温过程有：
辐射冷却 接触冷却 混合冷却 绝热冷却
（二）凝结核
1、大气中存在的液态、固态、或气态的微粒，能使水汽凝结，是水汽凝结的核心
2、分类：吸湿性和非吸湿性两种
3、促进凝结的原因：
凝结核能促进凝结的主要原因，是凝结核吸附水汽分子的能力比水汽分子之间的相互并合力要强。同时，凝结核的存在使水滴半径增大、曲率减小，从而使饱和水汽压减小，容易发生凝结。
二、水汽凝结物按水汽凝结现象发生的高度不同，可分为两类：
（一）地表面或物体表面的水汽凝结现象
1、露和霜
当空气由于地面冷却而降温达到露点时，空气达到饱和，继续降温，其多余的水汽就会在地面或地面物体上凝结。若地面温度高于0C，则凝结物为水滴，称为露。若地面温度低于0C，则凝结物为疏松结构的白色冰晶，称为霜。
形成露和霜的有利大气条件是晴朗微风的夜晚。
原因：因为无云或少云的夜晚，地面有效辐射大，地面降温剧烈。微风有利于地面充分辐射冷却。完全平静无风时，只能使最贴近地面的一层空气冷却，难于生成大量的露。风过大，低层冷空气和高层较暖空气容易发生强烈混合，使低层空气不能达到足够的冷却程度，因而不利露、霜的形成。
2、雾淞和雨淞－树桂和冻雨雾淞是白色松脆晶体结构的凝华物，在寒冷有雾的天气里，微小的雾滴悬于空气中，在风的作用下，附着在物体如电线、电杆和树枝等的迎风面上。
分类：根据雾淞形成的条件和结构，可将雾淞分为两类：
晶状雾淞，当地面物体的温度低于过冷却雾滴和空气温度时，近地面空气中的水汽凝华在物体上形成晶状雾淞。在有雾、微风的严冬，有利于晶状雾淞的形成。
粒状雾淞，由过冷却雾滴碰到冷的物体表面后，迅速冻结而成。粒状雾淞多出现在浓雾、风大的严冬日子里。
雨淞是过冷却雨滴降落到低于0℃的物体表面冻结而成，是透明的外表光滑或略有突起的紧密冰层。
雨淞凝结在电线、树枝等物体上，当冰层较厚时常压断电线和树枝，对交通运输、电讯及农林业生产都有很大影响。如1977年10月26～29日，从辽宁到河北北部遭受了严重的雨獭灾害。
（二）近地气层中的水汽凝结现象
当近地面层的空气温度降到露点以下时，空气中的水汽凝结成水滴，悬浮在大气中，使水平能见度降低到1km以下的天气现象，称为雾。按其形成原因，可将雾分为下列几种：
（1）辐射雾。由于地面辐射冷却，使近地面层的空气相应地变冷。当近地层空气冷却到露点或露点以下时，水汽就会凝结成雾，称为辐射雾。
（2）平流雾。当暖湿空气移到冷下垫面上时形成平流雾。
（3）蒸发雾。当水面温度高于空气温度时，从暖水面向冷空气蒸发而形成。
（4）山坡雾。因暖湿空气沿山坡抬升，绝热膨胀而冷却形成。
（三）云的形成条件和分类云是降水的基础，是地球上水分循环的中间环节，并且云的发生发展总伴随着能量的交换。云的形状千变万化，一定的云状常伴随着一定的天气出现，因而云对于天气变化具有一定的指示意义。
1、云的形成条件
大气中，凝结的重要条件是，要有凝结核的存在，及空气达到过饱和。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：
（1）热力对流
指地表受热不均和大气层结不稳定引起的对流上升运动。由对流运动所形成的云多属积状云。
（2）动力抬升指暖湿气流受锋面、辐合气流的作用所引起的大范围上升运动。这种运动形成的云主要是层状云。
（3）大气波动
指大气流经不平的地面或在逆温层以下所产生的波状运动。由大气波动产生的云主要属于波状云。
（4）地形抬升
指大气运行中遇地形阻挡，被迫治升而产生的上升运动。这种运动形成的云既有积状云．也有波状云和层状云，通常称之为地形云。
2、分类：
按云底高度把云分成高云（＞6000m）、中云（2000～6000m）及低云（＜2000m族），然后按云的形态划分为11类，如下表所列。
云的分类云族
类别
拉丁文学名缩写
高云
卷云
Ci
卷层云
Cs
卷积云
Cc
中云
高积云
Ac
高层云
As
低云
层积云
Sc
层 云
St
雨层云
Ns
碎雨云
Fn
积云
Cu
积雨云
Cb
（1）高云族：包括卷云、卷层云和卷积云三类，其云底高度一般在6000m以上。
高云是由微小的冰晶组成，通常不能遮住阳光，白天有高云时，地面物体无影卷云（Ci）：卷云具有纤维状结构，常呈丝状或片状，分散地飘浮在空中。卷云通常为白色，并带有丝一般的光泽。卷云的种类很多，云丝薄而分散，纤维结构清晰的，称为毛卷云；云丝密集，聚合成片的，称为密卷云；云丝平行排列，而且上端有钩或小云团的，称为钩卷云；伪卷云是由积雨云的顶部脱离主体后而成，所以云体大而厚密。多见于积雨云崩析消散过程中，天气由雨转晴。
卷层云（Cs）：呈乳白色的云幕，透过它能清楚地看出日月的轮廓，而且经常有日晕或月晕出现。其中云幕薄而均匀，看不出明显结构的，称为薄幕卷层云；云幕的厚度比较均匀，云的丝缕结构明显的，称为毛卷层云。
卷积云（Cc）：白色鳞片状的小云块，这些云块常常成群地出现在天空，看起来很像微风拂过水面时引起的小波纹。卷积云常由卷云和卷层云蜕变而成。
（2）中云族：包括高积云和高层云两类，其云底高度通常在2000～6000m之间。
高层云由水滴和冰晶混合组成。高积云有时和高层云一样，有时只有水滴构成。中云比高云浓密得多，厚的能遮住阳光，有时还可能降雨雪。
高积云（Ac）：白色或灰白色的薄云片或扁平的云块。这些云片或云块有时是孤立分散的，有时又聚合成层，成层的高积云中，云块常沿一个或两个方向有秩序地排列着。高积云可同时出现在不同的高度上，透过高积云看日月时，常有内紫外红的彩色花环。高积云可分透光高积云、蔽光高积云、荚状高积云、积云性高积云、絮状高积云、堡状高积云等。
高层云（AS）：呈淡灰色的云幕，看起来比卷层云厚而且浓密，出现时常布满全天。其中，云层较薄，厚度较均匀，透过它可以辨别日月位置，但其轮廓模糊不清，好像隔着一层毛玻璃似的称为透光高层云；云层比较厚，云底阴暗，能完全遮蔽日月，或云层的厚度不均匀，出现明暗相间的条纹，称为蔽光高层云。蔽光高层云有时可降小雨或雪。
（3）低云族：包括层积云、层云、雨层云、碎雨云、积云和积雨云6类，其云底高度一般在2000m以下。
层积云、层云、碎雨云和积云主要是由水滴组成。雨层云和积雨云经常由水滴和冰晶共同组成。低云都可以有降水，但只有雨层云和积雨云才有大量降水。
层积云（Sc）：灰色或灰白色的云片、云块或云条。同高积云相比，这些云块的个体都比较大，结构比较松散，厚的部分比较阴暗。厚的层积云可降间歇性的的小雨或小雪。层积云中，云块之间有明显的缝隙，透过缝隙可见蓝天或上面云层的，称为透光层积云；云块彼此密接，布满全天，犹如波涛汹涌的海面的，称蔽光层积云；由积云或积雨云衰退后衍展而成的扁平云块，称为积云性层积云；在平坦的天体上有云塔突起的，称堡状层积云；云形似豆荚，中间厚，边缘薄的，称荚状层积云。
层云（St ）：低而均匀的灰白云幕，像雾，但不与地面相接，它的厚度不大，由极小的水滴组成，仅能降毛毛雨或粒雪。
雨层云(Ns)叫：呈低而均匀的云幕，水平范围很大，常常遮蔽全天。由于其厚度很大，能完全遮蔽日月，故云底阴暗。雨层云有连续性降水或有雨幡（从云中落下的雨滴或雪花，在到达地面以前就被蒸发掉了）。
碎雨云（Fn）：低而破碎，随风飘移，形状多变，云体呈灰色或灰白色，常会出现在降水云层的下面。
积云（Cu）：底平顶凸，孤立分散，云体铅直向上发展。根据其发展的程度，可将积云分为三种：淡积云是云体扁平。个体不大，底部平坦，顶部呈圆弧形隆起，往往孤立分散在天空；浓积云比淡积云高大，顶部圆弧形重叠，像菜花，底部阴暗；碎积云的云体破碎，中部稍有凸起，形状多。
积雨云（Cb)：垂直发展极盛，个体庞大，像耸立的高山，常伴有雷阵雨和大风。在积雨云刚形成时，云顶的圆弧形轮廓已模糊不清，但尚未向外展开，这种积雨云称为秃积雨云；当积雨云和云顶向外展开像铁砧时．称为砧状积雨云。
第四节降水从云中降到地面的液态或固态水，称为降水。
降水的形成过程就是云滴增大的过程。云滴增大的方式有两种，一种是水汽在云滴上不断凝结或凝华而增大，一种是云滴之间互相合并而增大。
一、各类云的降水不同的云，由于其水平范围、云高、云厚、云中含水量、云中温度和升降气流等情况不同，因而降水的形态、强度、性质也随之而有差异。
(一)层状云的降水
层状云一般包括高层云、层积云、雨层云和卷层云。卷层云是冰晶组成的，由于冰面饱和水汽压小于同温度下水面饱和水汽压，使冰晶可以在较小的相对湿度（可以小于100％)情况下增大。但是，因卷层云中含水量较小，云底又高，所以除了在冬季高纬度地区的卷云可以降微雪以外，卷层云一般是不降水的。
雨层云和高层云经常是混合云，所以云滴的凝华增大和冲并增大作用都存在，雨层云棚高层云的降水与云厚和云高有密切关系。云厚时，冰水共存的层次也厚，有利于冰晶的凝华增大，而且云滴在云中冲并增大的路程也长，因此有利于云滴的增大。云底高度低时，云滴离开云体降落到地面的路程短，不容易被蒸发掉，这就有利于形成降水。所以对雨层云和高层云来说，云愈厚、愈低．降水就愈强t而层云比高层云的降水入得多，也主要是这个缘故。
由于层状云人体比较均匀，云中气流也比较稳定，所以层状云的降水是连续性的，持续时间长。降水强度变化小。
(二)积状云的降水
积状云一般包括谈积云、浓积云和积雨云。
淡积云由于云薄，云中含水量少，而且水滴又小，所以一般不降水。
浓积云是否降水则随地区而异。在中高纬度地区，浓积云很少降水。在低纬度地区，因为有丰富的水汽相强烈的对流、浓积云的厚度、云中含水量和水滴都较大，虽然云中没有冰晶存在，但水滴之间冲并作用显著．故可降较大的阵雨。
积雨云是冰水共存的混合云，云的厚度相云中含水量都很大，云中升降气流强，因此云滴的凝华增长和冲并作用均很强烈，致使积雨云能降大的阵雨、阵雪，有时还可下冰雹。
积状云的降水是阵性的。这是因为，一方面它的云体水平范围与垂直伸展的尺度差不多，也就是说它的水平范围小，经过一个地方用人了多少时间．因而降水的起止很突然。另一方面是由于积状云中，升降气流多变化，上升气流强时，降水物被“托住”降落不下来。当上升气流减弱或出现下沉气流时，降水物骤然落下，也使降水具有阵性。
(三)波状云的降水波状云由于含水量较小，厚度不均匀，所以降水强度较小，往往时降时停，具有间歇性。层云只能降毛毛雨，层积云可降小的雨、雪和霞。高积云很少降水。但在我国南方地区，由于水汽比较充沛，层积云也可产；生连续性降水，高积云有时也可产生降水。
二、人工影响云雨人工影响云雨是人类控制自然的重要方面。一百多年前，我国就有炮轰雷雨云的防雹尝试，近几十年来，科学技术的进步，国内外人工影响云、雾、降水的方法取得了很大的进展。
人工降雨就是根据自然界降水形成的原理，人为地补充某些形成降水所必须的条件，促使水滴迅速凝结或并合增大，形成降水。所采用的方法，因云的性质不同，有以下几种：
(一)人工影响冷云降水
(二)人工影响暖云随水三、降水表示方法
（一）降水量
是指从空中降下来的液态水或融化后的固态水，在水平面上未经蒸发、渗透、流失所聚积的水层深度，通常以mm为单位。雾、霜、雾淞等凝结物为水平降水。从云中降到地面的降水量和水平降水量之和，称为雨量或降水量。
（二）降水强度是指单位时间内的降水量，单位用mm.h或mm.d。
（三）降水变率
降水变率表示降水量的变动程度，有绝对变率和相对变率两种。
1．绝对变率
绝对变率是某地实际降水量（X）与同期多年平均降水量（X）之差，即降水距平值（d）。降水绝对变率为正值，表示比正常年份降水量多，负值表示比正常年份降水量少。因此，降水绝对变率表示某地降水量的变动情况。
2．相对变率
为了便于不同地区进行比较，通常采用相对变率（D），相对变率是降水距平值D与多年平均降水量X的百分比。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
某一界限降水量在某一段时间内出现的次数与该段时间内降水总次数的百分比，叫做降水频率。降水量高于（或低于）某一界限的频率的总和，叫降水保证率。降水保证率表示某一界限降水量出现的可靠程度的大小。在气候统计中求频率与保证率至少要有25～30年以上的资料。
四、降水的种类
（一）按降水性质分类法
按降水性质分类有连续性降水、阵发性降水和毛毛状降水三种。
（1）连续性降水：降水时间较长、强度变化较小，降水范围较大，通常降自高层云和雨层云中。
（2)阵性降水：降水持续时间短、强度大，常突然开始和停止，降水范围较小，而且分布不均匀。
（3）毛毛状降水：是极小的滴状液体降水，落到水面上没有波纹，落在干地上无水湿斑，降水强度很小，通常降自层云或层积云。
（二）按降水强度分类法
按降水强度分类有小雨、中雨、大雨、暴雨、特大暴雨，小雪、中雪、大雪等。 （三）按降水的物态形状分类法
按降水的物态形状分类有雨雪、霰、雹等。
（1）雨：从云中降到地面的液态水滴。
（2）雪：由冰晶和过冷却水滴混合组成的云中，由于冰晶的饱和水汽压比水滴饱和水汽压小，水汽由水滴表面向冰晶表面移动，并在冰晶的各个角尖上凝结，形成各种形状的雪花。雪花逐渐增大，由于重力的作用，慢慢向地面降落，若此时低空气温低于00C，则降落到地面的便是雪。若低空气温接近00C，则降落到地面的便是雨夹雪。
（3）霰：白色，不透明的球状晶体，是过冷水在冰晶周围冻结而成的，其直径小于5mm，落地反跳，常见于降雪之前，或与阵雨、阵雪同时降落。其径小于1mm称霰，大于1mm称“雪子”或“米雪”。
（4）雹：是由透明和不透明的冰层相间组成的固体降水物，多呈球形，其大小不一，可从几毫米到几十毫米，常从积雨云中下降，并伴有阵雨，持续时间短，但降水量很大。
（四）按降水形成原因分类法
按降水形成的原因分类有地形雨、对流雨、气旋雨和台风雨。
（1）地形雨：暖湿空气在前进途中，遇到地形的阻碍在迎风坡被迫上升，绝热冷却，形成降水。
（2）对流雨：暖季时，当空气湿度较大，而且地面剧烈受热而引起强烈对流，会形成积雨云，其降水称为对流雨。由于降自积雨云，常伴有雷电现象，故又称为热雷雨。夏季午后常出现热雷雨。
（3）气旋雨：气旋即低气压。在低压中心因有上升气流，绝热冷却发生凝结而降水，称为气旋雨。气旋的规模较大，因此，其降水范围较广，降水时间也较长。气旋可分为温带气旋（又称锋面气旋）和热带气旋两种。气旋雨是我国最主要的一种降水，在各地降水量中占的比例都很大。
（4）台风雨：热带气旋强度大者称为台风或飓风。由于台风活动而造成的降水，称为台风雨。
第五节 水分平衡概念：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。
第五章 气压和风
气压和气压场一、气压及其变化气压
1、概念：单位面积上所承受的垂直大气柱的重量
1mb=1hpa=0.75mmHg
2、标准大气压：指纬度为45的海平面上，空气温度为0℃时，大气所产生的压力
1标准大气压=1013.25hPa=760mmHg
（二）气压的垂直变化气压随高度的增高而急剧减小，用压高公式表示
ΔZ=18400（1+αt）㏒P1/P2
（三）气压随时间的变化
1、气压变化的原因
（1）水平气流的辐合与辐散
（2）不同密度气团的移动
（3）空气垂直运动
2、气压的时间变化
（1）日变化：地面气压的日变化有单峰、双峰和三峰等型式，其中以双峰型最为普遍，其特点是一天中有一个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值。一般是清晨气压上升，09-10时出现最高值，以后气压下降，到15-16时出现最低值，此后又逐渐升高，到21-22时出现次高值，以后再度下降，到次日03-04时出现次低值。
（2）年变化：在大陆上，一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年变化很大，并由低纬向高纬逐渐增大。海洋上一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年较差小于同纬度的陆地。高山区一年中气压最高值出现在夏季，是空气受热，气柱膨胀、上升，质量增加所致，而最低值出现在冬季，是空气受冷，气柱收缩、空气下沉、高山上空气质量减少的结果。
（3）气压的非周期性变化：一个地方的地面气压变化总是既包含周期变化，又包含非周期变化，只是中高纬度地区气压的非周期变化比周期性变化明显得多，而低纬度地区相反，因而气压变化带有非周期性特征。
二、气压场的表示方法
气压在空间的分布称气压场。在气压场中所出现的各种气压形势，有的是高压区，有的是低压区等等，这些气压形势称为气压系统。在气压场中，用来表示各种气压形势的方法，在等高面上用等压线，在等压面上用等高线。
位势高度相等的空间各点形成等高面，海平面就是被看成零值等高面。等压线就是在等高面上连结气压相等各点的线，它可以清楚地表示出海平面上气压分布的形势。
表示气压场的基本形式，即
（1）低压：具有闭合等压线，中心气压低，外围气压高的气压区。
（2）高压：具有闭合等压线，中心气压高，外围气压低的气压区。
（3）低压槽：从低压区向外伸出的狭长区域或一组未闭合的等压线向气压较高的一方突出的部分。低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线，叫做槽线。
（4）高压脊：从高压区向外伸出的狭长区域或一组未闭合的等压线向气压较低的一方突出的部分。
另外，在一张范围较大的海平面等压线图上，常可同时出现上述各种不同类型的气压系统。
三、气压系统的空间结构
（一）温压场对称系统
1、冷低压：当温度场的冷中心和气压场的低压中心基本重合时的温压场对称系统。
2、暖高压：当温度场的暖中心和气压场的高压中心基本重合时的温压场对称系统。
3、冷高压：当温度场的冷中心和气压场的高压中心基本重合时的温压场对称系统。
4、暖低压：当温度场的暖中心和气压场的低压中心基本重合时的温压场对称系统。
（二）温压场不对称的气压系统：指地面上冷暖中心和高低气压中心不重合的温压系统。
第二节 大气的运动一、风：空气的水平运动称为风。
二、风的大小和方向：
1、风速是指单位时间内空气水平移动的距离。
2、风向是指风的来向。
三、作用于空气质点上的力
1、水平气压梯度力(G)
气压梯度力是由于空间气压分布不均而作用在单位体积空气上的力。它在水平方向上的分力称为水平气压梯度力，其方向垂直于等压线，由高压指向低压，大小为这个方向上单位距离内气压的的改变量。公式为
G = -△P/ρ△N
其中 -△P/△N 表示水平气压梯度
2、水平地转偏向力(A)
空气在转动的地球上运动着，当运动的空气质点依其惯性顺着气压梯度力方向进行时，由于地球转动而产生的使空气偏离气压梯度力方向的力，叫做地转偏向力。
公式为
A = 2υωsinΦ
结论：A只是在物体相对于地面运动时才产生，静止时，不受A的作用。
A方向同物体运动方向垂直，在北半球，它指向运动方向的右方，南半球相反。A只改变物体的运动方向，不改变其相对于地球的运动速度。
A同风速和所在纬度的正弦成正比，在风速相同的情况下，随纬度的增高而增大，赤道上，A等于零。
3、惯性离心力(C)
在曲线轨道上运动的空气质点，时刻受到一个离开曲率中心向外的力的作用，它是空气为保持惯性方向运动而产生的。公式为：
C =υ2/r
结论：C的方向与向心力的方向相反，都和运动方向垂直，大小与向心力相等。
C只改变运动方向，不改变速度。
如果空气直线运动或静止时，C都不存在。
4、摩擦力 (R)
两个相互接触的物体相对运动时，接触面之间所产生的一种阻碍物体运动的力。
摩擦力的方向与空气运动方向相反，大小与运动速度和摩擦系数成正比。公式为：
R = -kυ
R随高度升高，作用减小，到自由大气层时，可忽略不计四、自由大气中的风
1、地转风：在自由大气平直等压线的气压场中，当气压梯度力与地转偏向力相平衡时的风。
2、梯度风
在自由大气中，当空度作曲线运动时，作用于空气的力，除了气压梯度力和地转偏向力之外，还有惯性离心力。这三个力达到平衡时的风，叫做梯度风。
在北半球，高气压中的梯度风是沿着等压线按顺时针方向吹，低气压中的梯度风则按逆时针方向吹，南半球情况正好相反。
白贝罗风压定律：自由大气中的风沿等压线吹，在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；南半球则相反。
五、摩擦层中的风
1、在平直等压线的气压场中。由地转偏向力和摩擦力的合力与气压梯度力平衡时的风,称为实际风。
2、曲线等压线的气压场中，摩擦层中的风即气旋与反气旋。
综上，在摩擦层中，无论 是等压线还是曲线等压线，受到摩擦力的作用，风速都要减小，风向都是斜穿等压线，由高压指向低压，仍符合白贝罗风压定律（略修改）即：在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在左前方，南半球则相反。
六、风的变化
1、风的日变化：一于中午后的风速最大，清晨的风速最小。这种变化晴天大于阴天，夏季大于冬季，陆地大于海洋
2、风的年变化：冬半年风速大于夏半年
3、风的空间变化：随海拔高度的升高，风速增大，同理，海洋上空的风速大于陆地上空的，沿海的风速大于山区的
4、风的阵性：风的阵性山区比平原地区明显，白天比夜间明显，午后最显著七、大气的垂直运动
（一）对流运动对流运动是由于某空气团温度与周围空气不同引起的。
（二）系统性垂直运动由于水平气流的辐合、辐散、暖气流沿锋面沿用升以及气流受山脉的阻滞等动力作用所引起的大范围、较规则的上升或下降运动。这种运动垂直速度很小，但范围很广，并能维持较长时间,对天气的形成和演变有重大影响。
第三节 大气环流大气中各种气流的综合，称为大气环流。
一、大气环流形成因素太阳辐射因子：大气环流形成与维持的基本能源来自太阳辐射的转化。大气吸收太阳辐射、地面辐射和地球给予大气的其它能量，同时大气也向外辐射能量。这些能量的差额的分布与纬度有关。赤道和低纬度地区是辐射源，高纬和极地是辐射汇。太阳辐射分布不均匀是大气产生大规模运动的根本原因，大气在高低纬度间热量收支不平衡的产生是维持大气环流的直接原动力。
地球自转的作用因为地球不停地自西向东绕着地轴自转，因此，大规模的空气运动必然受到地转偏向力的作用。地转偏向力迫使空气运动的方向偏离气压梯度力的方向，从而单圈环流不能维持，从而形成理论上的三圈环流中的三个风带，由此可见，地球自转是全球大气环流形成和维持的重要条件。
地球表面海陆分布和地形条件的影响地面摩擦作用二、热力环流空气因受热不均而产生的环流。
三、单圈环流
如果地表面是均匀的，并且暂不考虑地转偏向力的作用，那么，由于赤道地区受热多、气温高，空气膨胀上升，赤道上空的气压就会高于上空同一高度上的气压。在气压梯度力的作用下，赤道上空的空气就向极地流动，赤道上空由于空气流出，气柱质量减少，地面气压就会降低而形成低压区，称为赤道低压；极地上空因有空气流入，地面气压就会升高而形成高压区，称为极地高压。于是在低层就产生了自地流向赤道的气流，这支气流在赤道地区受热上升，便补偿了赤道上空流走的空气质量。这样，在赤道和极地之间就构成了南北向闭合的环流，称为单圈环流。
四、三圈环流当空气赤道上空向极地流动时，起初因受地转偏向力的作用很小，空气基本上是顺着气压梯度力方向沿经圈运行的，以后随着纬度增高，地转偏向力逐渐增大，气流就逐渐向纬圈方向偏转，到纬度20°～3O°处，已经增大到气压梯度力相等的程度，空气运行方向就接近于与纬圈平行了。
当气流在纬度20°～30°处上空转成纬向以后，源源不断地从赤道上空流到这里来的空气质量就在此处堆积下沉，使近地面层气压升高而形成一个高压带，这个高压带就是副热带高压带。在副热带高压带和极地高压带之间是一个相对的低压带，称为副极地低压带。
副热带高压带出现以后，在副热带地区的近地面层，空气向赤道和极地两边流去。其中向赤道的一支气流，在地转偏向力作用下，在北半球成了东北风，在南半球成为东南风，我们分别称为东北信风和东南信风，这两支信风到了赤道附近辐合，补偿由赤道上空流出的空气质量，于是热带地区的上下层气流构成一个环流圈，称为热带环流圈，由副热带向极地的一支气流，则在地转偏向力作用下，形成中纬度地区的偏西风。当它到达副极地低压带时，遇上由极地高压区流来的称为极地东风的冷空气，于是在这两支冷、暖气流之间，形成一个锋面（锋面在下一章介绍），从副热带地区来的暖空气沿锋面向极地滑升（在地转偏向力作用下，为偏西气流），然后在极地上空冷却下沉，补偿极地地面流向中纬度地区的空气质量，这样极地的上下层气流也构成了一个环流圈，称为极地环流圈。
中纬度上下层都盛行西风，只是近地层具有南风风速，上层具有北风风速，所以在南北方向上也构成一个环流圈，称为中纬度环流圈，它的方向和热带环流圈、极地环流圈相反。
由上述讨论可知，在地转偏向力作用下，南北半球近地面层中各出现了四个气压带，即赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带和极地高压带。同时相应地形成了三个风带，即东北信风带、盛行西风带和极地东风带（这些风带被称为行星风带）。这些风带与上空气流结合起来，便构成了三个环流圈，即热带环流圈、中纬度环流圈和极地环流圈。这样，就把复杂的大气环流归纳成为一个简单的模式即通常所谓的大气环流三圈模式。
五、大气环流的平均特征和变化情况
（一）实际情况：
由于地球表面不是均匀的，大气环流情况远不是上述那样简单。在众多的影响因素中，最大的影响因素是大陆和海洋的分布，例如，在北纬30°～35°地区，副热带高压带就是不连续的。 在夏季，陆地强烈增温，使欧亚大陆成为一个宠大的低压，即印度低压。同理也形成北美低压。而海洋较大陆增热慢，气温较大陆低，形成太平洋上的夏威夷高压和大西洋上的亚速尔高压。而到了冬季，陆地冷却快，在北半球的欧亚在陆形成蒙古高压，北美大陆形成北美高压。而海洋上形成太平洋的阿留申低压和冰岛低压。这种由于海陆热力差异，割裂了气压带而形成的高、低气压中心，对冬、夏季的天气、气候有控制性的影响，被称为大气活动中心。
（二）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。
（三）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。
六、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。
七、季风概念：
大范围地区的盛行风随季节而改变风向的现象叫做季风。
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。
3、形成原因：
一是海陆热力差异，二是行星风带随季节移动。
由海陆热力差异而产生季风的过程是夏季大陆增温比海洋上快，大陆上气压比海洋上低，气压梯度由海洋指向大陆，所以气流由海洋流向大陆；冬季相反，大陆上温度低于海洋，大陆上气压比海洋上气压高，气压梯度从大陆指向海洋，因此，气流由大陆流向海洋。
由海陆热力差异而产生的季风，大都是发生在海陆相接的地方，如亚洲东部，澳洲和北美等地。由于温带、副热带地区海陆热力差异最大，这种季风最显著，所以常称为温带季风或副热带季风。
由行星风带随季节南、北移动而引起的季风，和海陆热力差异而产生的季风不同。行星风带的分布很有规律，其位置随季节有显著的南、北移动，因此，在两个行星风带相接地区，便会发生显著的季节性改变风向的现象。例如，在太平洋东部，冬季赤道低压停留在南半球，夏季移到了北半球，因而在赤道至10°N之间的区域，冬季受北半球信风的控制，吹东北风，夏季却是受南半球信风的控制，吹西南风。
由行星风带随季节南、北移动而引起的季风，可以发生在沿海和陆地，也可以出现在大洋中央。就纬度来说，多见于赤道和热带地区，所以常称为赤道季风或热带季风。
必须指出，上述季风是从成因的主要方面来区分的。季风是大气环流的重要组成部分之一。某一地区的季风，实际上是所在地区的行星风带、海陆、地形等多种因素综合作用下所产生的现象。例如，温带或副热带地区季风的形成，往往会包含着行星风带随季节移动的作用，而赤道或热带地区季风的形成，也往往会包含着海陆热力的差异的作用，而地形又是改变季风强度和季风方向不可忽视的因素。
第四节 地方性风一、海陆风
1、概念,沿海地区，白天风由海上吹向陆地，即海风，夜间风由陆地吹向海洋，即陆风。这种以日为周期随昼夜交替而改变风向的风称为海陆风。
2、形成原理：当大范围水平气压场比较弱时，白天，太阳照射后，陆地增温比海上快，因而陆上的气温比海上的高。陆地上的暖空气膨胀上升，到了某高度上，因其上层气柱质量增多，气压升高，于是在上层便产生自陆地指向海洋的水平气压梯度力，使空气由陆地流向海洋。这样一来，陆地上的空气质量减少了，地面气压因而下降，而海洋上的气压升高，于是在下层便产生了自海洋指向陆地的气压梯度力，使下层空气自海洋流向陆地，这就是海风，并在上下层间形成一个完整的热力环流，到了夜间，陆地辐射冷却比海面快，气温也比海上低。陆上空气冷却收缩，致使上层气压比海面上空同高度上的气压低，地面气压比海面气压高，于是形成了同白天相反的热力环流，下层风由陆地吹向海洋，这就是陆风。
二、山谷风概念：在山区，白天地面风由谷地吹向山顶，即谷风，夜间地面风由山顶吹向山谷，即山风，统称山谷风。
形成原理：
白天坡上空气的增热比同一高度上自由空气的增热要强烈得多，空气受热膨胀沿山坡上升，坡上气压随之降低，气压梯度力使地面附近的空气从谷底向山坡上流动，便成谷风；夜间，坡上空气由于冷却而变得稠密，气压升高，所以空气顺山坡流入谷中，成为三、焚风概念：
气流越过山岭后，在背风坡绝热下沉而形成干热的风称为焚风。
形成原理：
当气流越过山脉时，在迎风坡上，空气上升冷却，由于水汽凝结，温度按湿绝热直减率(0.5℃/100m)降低，并有大量水分降落；过山顶后，空气沿背风坡下降，而下降空气却基本上是按干绝热直减率(1.0℃/100m)一直增温的，所以过山后的气温可以比山前时的高很多。
举例设温度为20℃的空气越过3km高的山岭，它的凝结高度为500m，湿绝热直减率平均为0.5℃／100m，当气流达到背风坡山脚时，温度可增高到32.5℃。当然，并不是所有的焚风都能到达地面，当背风坡有一层较冷的空气存在时，焚风就从它上面滑过，只是形成显著的逆温现象。此外，空气由高原流向平原时，如果下降的高度很大，也可以由绝热增温而出现焚风。
作用：
不论冬夏昼夜，在山区，焚风都可以出现，初春的焚风可使积雪融化，利于灌溉；夏未的焚风可使粮食与水果早熟，但强大持久的焚风则可能造成干旱及发生森林火灾等。
我国许多地区都有焚风。例如，当偏西气流越过太行山下降时，位于太行山东麓的石家庄就会出现焚风。据统计，出现焚风时，石家庄的日平均温度比无焚风时可增高10℃左右。
四、峡谷风
当空气由开阔地区进入狭窄谷口时，谷口截面积小，由于空气质量不可能在这里堆积，于是气流加速前进（流体的连续性原理），从而形成强风，称峡谷风。在我国台湾海峡、松辽平原等地，两侧都有山岭，地形象喇叭管，当空气直灌窄口时，经常出现大风，就是这个原因。
第六章 天气及灾害性天气第一节 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。
暖气团一般含有较丰富的水汽，容易造成云雨天气，但是从源地向高纬度移动时，气团低层因不断失热而冷却，气团的温度直减率减小，气层趋于稳定，甚至还可能出现逆温层，因而暖气团中热力对流不易发展，表现出稳定性天气特征。如果暖气团中湍流作用较强也可能形成层云、层积云，甚至出现毛毛雨、小雨等天气现象。
冷气团一般形成干冷天气，例如从源地向暖区移动时，气团低层因不断吸热而增温，气团直减率趋向增大，层结稳定度减小，对流运动容易发展。冷气团低层也可能形成不稳定天气,如果冷气团来自海洋，水汽较多，还可能出现积云、积雨云，甚至雷暴等阵性降水天气。冷、暖气团的天气特征在不同季节、不同地区也有相当大的差别，例如，夏季的暖气团，水汽含量丰富，如果被地形或其他外力抬升时，可以突破逆温层出现不稳定天气；冬季的冷气团，气层非常稳定，可能产生稳定性天气。
4、影响我国的气团及其天气特征我国大部分处于中纬度地区，冷暖气团交绥频繁，缺少气团形成的环流条件，同时地表性质复杂，也很少有大范围均匀的下垫面即气团的源地，因而活动在我国境内的气团，大多是从其他地区移来的变性气团。
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。受这种气团控制时，天气非常寒冷稳定。
（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。冬季我国各地均可受其影响，它是出现在我国势力最强，维持时间最长，影响范围最广的一种气团。它的出现常伴随寒潮的暴发，当这种气团由大陆入侵我国时，称大陆变性的极地大陆气团，但也有气团经日本海一带侵入我国华北和华东等地区，这种气团称为海洋变性的极地大陆气团。
（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。当这种气团出现在我国沿海地区时，其基本天气特征是暖湿、多云，当它和变性的极地大陆气团交绥时，可出现降水天气。
(4)热带南海气团:
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。盛夏时，除我国西北一小部分地区外，几乎全国各地都能受它的影响。当它在我国登陆初期，沿海山地一带由于气层不稳定，对流强盛常有雷暴及阵性降水出现，但一旦深入内陆，停滞多日后，可以出现干旱、晴热的天气。当它的北缘与冷气团相遇时，可出现降水天气，它是造成长江中下游梅雨及旱涝的重要角色。
（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。在它控制下的天气，即使在炎热的夏季，也较凉爽，天气晴朗有散片积云。当与暖湿气团相遇时，可形成夏季的降水天气。
（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。在它影响下天气了晴朗、酷热、干燥，若长久受其控制，极易造成旱灾。
（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。在它控制下，天气湿热，常有雷雨产生。
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。春季，两者势力相当，互有进退，天气多变，尤其江南更是如此，故有“春天孩儿脸，一日变三变”的说法。秋季，变性极地大陆气团不断加强南移，热带海洋气团相应向东南撤退，因此，我国大部分地区的天气特点是晴朗凉爽，但有的年份，由于热带海洋团势力较强，当北方冷空气南下后，会在长江下游造成连绵的秋雨。
（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。
切变线是指一条近于东西向的风向不连续线，线的两侧风存在明显的气旋性切变。根据风场的切变型式大体分为：
冷锋式切变，即偏北风和西南风的切变；暖锋式切变，即东南风和西南风的切变,准静止锋式切变即偏东风和偏西风的切变。切变线一般主要出现在中、低空即3000米 和1500左右的空中。在我国东部地区常会出现和维持准静止锋式的切变线。
如初夏在江淮流域到长江以南的江淮切变线。夏季即会在华北地区出现切变线。由于切变线是一种风的不连续线，往往会使空气辐合上升。所以，常能形成云雨天气。是造成夏半年我国降水的一个重要天气系统。
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：是暖锋天气模式。暖锋的坡度很小，约为1/5O度左右。暖空气沿锋面缓慢滑升，可以达到很高的高度。暖空气在上升过程中绝热冷却．达到凝结高度后，在锋面上便产生云系。如果暖空气滑升的高度足够高，水汽又比较充沛时，暖锋上常常出现广阔的、系统的层状云系，云系序列为：卷云(Ci),卷层云（Cs）、高层云（As）、雨层云（Ns），云层的厚度视暖空气上升的高度而异，一般情况下可达几千米，厚者可达对流层顶，而且愈接近地面锋线，云层愈厚。暖锋降水主要发生在雨层云内，是连续性降水，降水宽度随锋面坡度大小而有变化，一般约300～400km。暖锋云系有时因为空气湿度和垂直速度分布不均匀而造成不连续，可能出现几十千米，甚至几百千米的无云空隙。明显的暖锋在我国出现得较少，大多伴随着气旋出现。春秋季一般出现在江淮流域和东北地区，夏季多出现在黄河流域。
（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。
第一型冷锋天气模式：这种锋面处于高空槽线前部，多稳定性天气。这种锋移动缓慢、锋面坡度较小（约1/100度），锋后冷空气迫使暖空气沿锋面稳定滑升。当暖空气比较稳定，水汽比较充沛时．产生同暖锋相似的范围比较广阔的层状云系，云系的分布序列与暖锋相反。在锋线附近降水区内还常有层积云、碎雨云形成，锋后中低云的宽度一般与700hPa槽线至地面锋线之间的水平距离大致相当。降水区出现在锋后，多为稳定性降水。如果锋前暖空气不稳定时．在地面锋线附近也常出现积雨云和雷阵雨天气。夏季，在我国西北、华北等地，以及冬季在我国南方地区出现的冷锋天气多属这一类型。
第二型冷锋大气模式：这是一种移动快、坡度大（约1/40～1/80度）的冷锋。锋后冷空气移动速度远较暖气团为快，它冲击暖气团并迫使其产生强烈上升。而在高层，因暖气团移动速度小于冷空气，出现暖空气沿锋面下滑的现象，由于这种锋面处于高空槽后或槽线附近，更加强了锋线附近的上升运动和高空锋区上的下沉运动。夏季，在这种冷锋的地面锋附近，一般会产生强烈发展的积雨云，出现雷暴、甚至冰雹、飑线等对流性不稳定的天气。而高层锋面上，则往往没有云形成。所以第二型冷锋云系呈现出沿着锋线排列的狭长的积状云带，好似一道宽度约有10 km，高达10多千米的云堤。在地面锋线前方也常常出现高层云、高积云、卷积云。这种冷锋过境时，往往乌云翻滚、狂风大作、电闪雷鸣、大雨倾盆，气象要素发生剧变。这种天气历时短暂，锋线过后，天空豁然晴朗。在冬季，由于暖气团湿度较小，气温较低，不可能发展成强烈不稳定的天气，只在锋线前方出现卷云、卷层云、高层云、雨层云等云系。当水汽充足时，地面锋线附近可能有很厚、很低的云层，和宽度不大的连续性降水。地面锋过境后，云层很快消失，风速增大，并常出现大风。在干旱的季节，空气湿度小，地面干燥、裸露，还会有沙暴天气。这种冷锋天气多出现在我国北方的冬、春季节。
冷锋在我国活动范围甚广，几乎遍及全国，尤其在冬半年，北方地区更为常见，它是影响我国天气的最重要的天气系统之一，我国的冷锋大多从俄罗斯、蒙古进入我国西北地区，然后南下。冬季时多第二型冷锋，影响范围可达华南，但移到长江流域和华南地区后，常常转变为第一型冷锋或准静止锋。夏季时多第一型冷锋，影响范围较小，一般只达黄河流域。
（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：一类是云系发展在锋上，有明显的降水。例如，我国华南准静止锋，大多是由于冷锋减弱而成，天气和第一型冷锋相似，只是锋面坡度更小，云区、降水区更为宽广，其降水区并不限于锋线地区，可延伸到锋面后很大的范围内，降水强度较小，为连续性降水。由于准静止锋移动缓慢，并常常来回摆动，使阴雨天气持续时间长达10天至半个月，甚至一个月以上，“清明时节雨纷纷”就是江南地区这种天气的写照。初夏时，如果暖气团湿度增大，低层升温，气层可能呈现不稳定状态，锋上也可能形成积雨云和雷阵雨天气。另一类是主要云系发展在锋下，并无明显降水的准静止锋。例如昆明准静止锋，它是南下冷空气为山脉所阻而呈静止状态，锋上暖空气干燥而且滑升缓慢，产生不了大规模云系和降水，而锋下的冷空气沿山坡滑升和湍流混合作用，在锋下可形成不太厚的雨层云，并常伴有连续性降水。
我国准静止锋主要出现在华南、西南和天山北侧，出现时间多在冬半年，对这些地区及其附近天气影响很大。
（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：它的天气保留着原来锋面天气的特征，例如，锢囚锋是由具有层状云系的冷、暖锋并合而成，则锢囚锋的云系也是层状云，并分布在锢囚点的两侧。如果原来冷锋上是积状云，那么锢囚后，积状云与暖锋的层状云相连。锢囚锋的降水不仅保留着原来锋段降水的特点，而且由于锢囚作用，上升运动进一步发展，暖空气被抬升到锢囚点以上，使云层变厚、降水增加、降水区扩大。锢囚点以下的锋段，根据锋是暖式或冷式锢囚锋而出现相应的云系。锢囚锋过境时，出现与原来锋面相联系而更加复杂的天气。
我国锢囚锋主要出现在锋面频繁活动家的东北、华北地区，以春季最多，东北地区的锢囚锋大多由蒙古、俄罗斯移来，多属冷式锢囚锋。华北锢囚锋多在本地生成，属暖性锢囚锋。
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。
二、中高纬度天气系统
（一）中高纬度高空主要环流系统北半球中高纬对流层的中上层，基本上为沿着纬圈方向的西风气流，西风气流在运动过程中，会形成许多大小不同的波，这种现象称为西风带波动。这种波动在对流层的中、上层表现为槽、脊的变化，而低层则主要表现为闭合的高压和低压。
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）
1、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。
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结构：
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。
四、对流性天气系统
在暖季,当大气层处于不稳定状态、空中有充沛水汽、并有足够对流冲击力的条件下,大气中对流运动得到强劲发展,其所形成的天气系统称对流天气系统,如雷暴、龙卷、飑线、冰雹等.这些天气系统不仅尺度小、生命期短,而且气象要素水平梯度很大、天气现象剧烈,具有很大破坏力,往往是一种灾害性天气系统。
1、雷暴雷暴是由旺盛积雨所引起的伴有闪电、雷鸣和强阵雨的局地风暴。没有降水的闪电、雷鸣现象，称干雷暴。雷暴过境时，气象要素和天气现象会发生剧烈变化，如气压猛升，风向急转，风速大增，气温突降，随后倾盆大雨。强烈的雷暴甚至带来冰雹、龙卷等严重灾害。
通常把只伴有阵雨的雷暴称一般雷暴，把件有暴雨、大风、冰雹、龙卷等严重灾害性天气现象之一者称为强雷暴。两者都是由发展强烈的积雨云形成的，这类积雨云称雷暴云。一次雷暴过程并不只是缺雷暴云．而往往是由几个或更多个处于不同发展阶段的雷暴单体所组成。这些雷暴单体虽然处于司一个雷暴云中，而每个单体都具有独立的云内环流，都经历发展阶段(云中贯穿上升气流)、成熟阶段(云中出现降水以及降水拖曳的下沉气流)和消散阶段(云中为下沉气流)，并处于不断新生和消失的新陈代谢过程中。
2、飑线飑线是带状雷暴群所构成的风向、风速突变的狭窄的强对流天气带。地线过境时．风向突变、风速急增、气压骤升、气温剧降，同时伴有雷暴、暴雨，甚至冰雹、龙卷等天气现象。因而飑线是一种很具破坏力的严重灾害性天气。
3、龙卷
龙卷是自积雨云底部伸出来的漏斗状的涡旋云柱。龙卷伸展到地面时引起的强烈旋风，称龙卷风。龙卷有时悬挂在空中．有时伸延到地面。出现在陆地上的，称陆龙卷，出现在海面上的，称海龙卷。
龙卷的水平尺度很小，近地层直径一般几米到几百米，空中直径可达3—4km，甚至10km。垂直范围在3—15km间。生存时间几分钟到几十分钟。
气象灾害一、寒潮
1、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。
2、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。
3、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。
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第七章 气侯与其形成因子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）太阳辐射的作用太阳辐射能量与一个地方的太阳高度和昼夜长短有关，太阳高度和昼夜长短承受季节变化而变化，导致太阳辐射也具有季节性的周期变化，因太阳辐射能量在空间分布的不均和下垫面特性的不同，造成了地面和大气中热量分布不均，使各地气侯产生差异，所以气侯也具有规律性的季节变化
（二）大气环流的作用在高低纬度和海陆之间，由于冷热不均，会出现气压差异，引起大气环流，通过大气环流，在它们之间进行热量与水汽的输送和交换，两种性质不同的气流会合还能产生锋、气旋等天气系统，从而形成云和降水，引起气侯的变化，此外，季风环流也导致气侯的季节性变化。
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）下垫面的作用下垫面是指地面状况，包括水陆、地形、植被、冰雪覆盖等，下垫面特性不仅影响辐射过程，还决定气团的物理性质和气团变性，从而影响气侯的形成。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 气候带和气候型一、气候带和气候型的概念在地球上，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。
南北半球各划分为赤道气候带、热带气候带、副热带气候带、暖温带气候带、冷温带气候带、极地气候带6个气侯带。
在同一气侯带内由于地理环境的不同，可形成不同的气侯特点，称气侯型。相反，在不同的气侯带内由于地理环境近似，可出现同类的气侯型。
（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
（二）季风气侯与地中海气侯季风气侯特征：夏季高温多雨，冬季寒冷干燥，夏季受海洋性气团的影响，冬季受大陆性气团的影响地中海气侯特征：夏季高温干旱，冬季温和多雨,冬季受海洋性气团的影响，夏季受大陆性气团的影响
（三）草原气侯与沙漠气侯
1、沙漠气候型：降水稀少，阳光强烈，日温差很大，气候干燥，成云致雨机会少，植被缺乏。
2、草原气候型：温带草原，冬寒夏暖，年降雨量小于450mm；热带草原，夏湿热冬暖干，年降雨量在200～750mm之间，降水只能满足草本植物生长，不能满足禾本类作物需要。
两种气侯类型在性质上都属大陆性气侯，它们的气侯特征是降水量少而又集中在夏季，蒸发快，雨量小，温差大
（四）高山气侯与高原气侯
1、高原气候型：冬天是个冷源，夏天是个热源，太阳辐射强，降水少，温差大，气候单调，属大陆性气候。
2、高山气候型：高山面积小，随高度升高，气温降低，0.65℃/100m，降水多（特别在迎风坡）有效辐射大，风大，气候丰富，属海洋性气候。
二、气候带和气候型的划分气候带与气候型的划分有多种方法，概括起来可分实验分类法和成因分类法两大类。实验分类法是根据大量观测记录，以某些气候要素的长期统计平均值及其季节变化，来与自然界的植物分布、土壤水分平衡、水文情况及自然景观等相对照来划分气候带和气候型。柯本(w．P．K6Ppen)、桑斯威特(C．W．丁hornthwaite)、沃耶伊柯夫和杜库洽夫等分别为这一大类的代表。成因分类法是根据气候形成的辐射因子、环流因子和下垫面因子来为分气候带和气候型。一般是先从辐射和环流来划分气候带；然后再就大陆东西岸位置、海陆影响、地形等因子与环流相结合来确定气候型。这一派的学者很多．最著名的有阿里索夫弗隆、特尔真、和斯查勒。
1、柯本气候分类法
2、斯查勒气候分类法三、气候分类法评议上述气候分类法，各有其优缺点。柯本气候分类法的优点是系统分明，各气候类型有明确的气温或雨量界限，易于分辨；符号简单，便于应用，便于借助计算机进行自动分类和检索；所用的气温和降水量指标是经过大量实测资料的统计分析，联系自然植被而制定的，与自然景观森林、草原、沙漠、苔原等对照比较符合；分类所依据的气温和降水资料是最基本的气候资料，易于获得，且来源广泛，记录时间长，有利于在全球范围内推广应用；各种气候特征用各级字母来代表，易于在图上表示，因此这种分类法曾被世界各国广泛采用，迄今未衰。但缺点主要表现在以下两个方面。
1．关于干燥带的划分问题柯本用年平均降水量与年平均温度的经验公式来计算干燥指标，这是十分牵强的，实际上气候的干燥程度与气温和降水的关系并不那么简单。再者，干燥气候并不能与A、c、D、E等四带相提并论。后者是按气温来分带的，大体上具有与纬线相平行的地带性，而干燥气候的形成有几种原因：①有的是在副热带高压控制下，受下沉气流的影响(如副热带沙漠)；②有的是因为处于信风带的背风面，受不到海风的影响(如热带沙漠)；③有的是因处在冷洋流海岸，逆温现象严重(加热带大陆西岸沙漠)；④有的是地处内陆，终年受大陆气团控制(如温带沙漠)。这些干燥气候在A、c、D几个气候带内都可出现。各种干燥气候的干燥程度虽然相似，但其昼夜长短、气温的午变化、日变化和其它天气条件并不相同，因它们各自所在的纬度带而异。因此，干燥气候只能作为A、C、D带内的一种气候型，并不能单独列为一个气候带。
2．关于高度因素的问题柯本在进行气候分类时只注意气温和降水量等数值的比较，忽视了高地气温、降水的垂直变化与水平纬度地带的差异。在柯本世界气候分类因上，除A类和正类气候完全适合纬度带原则外，其余的气候类型在很大程度上不是带状分布。例如我国黄河下游、长江流域部分地区、云贵高原和印度德干高原等地部属于Cwa类，这样就把温带、副热带和热带二个不同纬度带的季风气候混为一谈了，这显然是不合理的。
总之，柯本气候分类法的—个最大缺点是只注意气候要素数值的分析和气候表面特征的描述，忽视了气候的发生发展和形成过程。
斯查勒分类法是一种动力气候分类法。他根据气团的源地和锋面的位置以及它们的移动来划分气候带和气候型。他的分类法重视气候的形成因素，把高地气候(H)与低地气候区分开来，照顾了气候的纬度地带性以及大陆东西岸和内陆纳差异性。同时，又和土壤水分收支平衡结合起来，界限清晰，干燥气候与湿润气候的划分明确细致，在农业生产和农田水利建设上又具有实用价值，是目前比较好的一种世界气候分类法。但斯查勒气候法也有其不足之处，他对季风气候没有足够的重视。在东亚、南亚和澳大利亚北部是世界季风气候最发达的区域，在应用动力方法进行世界气候分类时，季风这个因子是不容忽视的。在斯查勒气候分类中把我国的副热带季风气候、温带季风气候与北美东部的副热带湿润气候、温带大陆性湿润气候等同起来。又把我国南方的热带季风气候与非洲、南美洲的热带干湿季候等同起来，这都是不妥当的。
编者认为，从环境地学角度来讲，世界气候分类应从发生学的观点出发，综合考虑气候形成诸因子，包括太阳辐射、大气环流、海陆、洋流、地形及地表覆盖物(冰雪、土壤、植被)等：同时也应从生产实践观点出发，根据各地气候的典型特征，舍小异，取大同，采取与人类生活和生产建设密切相关的要素来进行分类。气候带与气候型的名称应以气候条件本身来确定，基于上述原则，根据地球上辐射能的收支和世界大气环流的形势，编者将世界气候分为低纬度、中纬度和高纬度三大气候带。由于下垫面的高度不同，对于大气的热量、水分和运动状况，影响极大，因此必须划分低地气候与高地气候两大系统。同时必须指出，高地气候亦因所处纬度带不同而具有其所在纬度的“烙印”。例如，赤道高山气候的垂直分异就远较中、高纬度的高山为复杂。
在各纬度带内，又因海陆物理性质的差异，特别是像亚、欧、非这样世界最大的大陆，它和其邻近的最大大洋太平洋之间的冬夏冷热源差异，以及行星风带的季节移动和地形(如青藏高原)等的综合影响，形成了季风环流，从而产生了东亚、南亚和澳大利亚北岸等地的季风气候。就全球来讲，季风气候的面积相当大，因此，这一极其重要的气候形成因子和气候现象，在气候分类中必须明确提出。季风气候的划分指标为：①当地冬夏盛行风向有明显的季节变化，其变移角度至有1200；②随着冬夏季风的更替，有干湿季的明显变化。必须具备上述两个条件，才能划为季风气候。季风气候又因所在纬度不同而划分为热带、副热带和温带季风气候等类型。
编者以斯查勒的动力气候分类法为基础，按照上述原则，加以适当修改，将全球气候分为三个纬度带16个气候型。
第三节 各纬度带气候一、低纬度气候
低纬度的气候主要受赤道气团和热带气团所控制。全年地—气系统的辐射差额是入超的，因此气温全年皆高，最冷月平均气温在15℃一18℃以上。影响气候的主要环流系统有赤道气流辐合带、沃克环流、信风、赤道西风、热带气旋和副热带高压，有的年份会出现厄尔尼诺现象。由于上述环流系统的季节移动，导致降水量的季节变化，在厄尔尼诺现象出现时，引起降水分布的明显异常，全年可能蒸散量在l 300mm以上。本带可分为五个气候型，其中热带干旱与半干旱气候型又可划分为三个亚型。
1.赤道多雨气候赤道多雨气候位于赤道及其两侧，大约向南、向北伸展到50—100左右，各地宽窄不一，主要分布在非洲扎伊尔河流域、南美亚马逊河流域和亚洲与大洋洲间的从苏门答腊岛到伊里安岛一带。典型台站：秘鲁的伊基托斯(图7·6)。这里全年正午太阳高度角都很大，因此长夏无冬，各月平均气温在25℃一28℃，年平均气温在26℃左右。绝对最高气温很少超过38℃，绝对最低气温也极少在18℃以下；气温年较差一般小于3℃，日较差可达6℃一12℃，全年多雨，无干季，年降水量在2000mm以上，最少月在60mm以上。全年皆在赤道气团控制下，风力微弱，以辐合上升气流为主，多雷阵雨，天气变化单凋，降水量的年际变化很大。这与赤道辐合带位置的变动有关、例如新加坡平均年降水量为2282mm，最湿年(4031mm)相当于最干年(83lmm)的近5倍。由于全年高温多雨，各月平均降水量皆大于可能蒸散量，土壤储水量皆达最大值(300mm)、适于赤道雨林生长。
2.热带海洋性气候热带海洋性气候出现在南北纬100一250信风带大陆东岸及热带海洋中的若干岛屿上，如加勒比海沿岸及诸岛、巴西高原东侧沿海、马达加斯加东岸、夏威夷群岛等。典型台站：哈瓦那。这里正当迎风海岸，全年盛行热带海洋气团(Tm)，气候具有海洋性，最热月平均气温在28℃上下，最冷月平均气温在18℃一25℃间，气温年较差、日较差皆小，如哈瓦拉年较差仅5.6℃，年降水量在1000mm以上，一般以5—10月较集中，无明显干季，除对流雨、热带气旋雨外，沿海迎风坡还多地形雨。
3.热带干湿季气候热带干湿季气候出现在纬度50—150左右，也有伸达250有的，主要分布在上述纬度的中美、南美和非洲。典型台站：廷博*这里当正午太阳高度角较小时，位于情风带下，受热带大陆气团控制，盛行下沉气流，是为干季。当正午太阳高度角大时，赤道气流辐合带穆来，有潮湿的辐合上升气流，是为雨季。一年中至少有l一2个月为干季。湿季中蒸散量小于降水量。全年降水量在750一1600mm左右，降水变率很大。近年来非洲热带干湿季气候区出现严重旱象,全年高温,最冷月平均气温在16℃一18℃以上，热季出现在干季之末，如廷博最高温出现在3月。
4.热带季风气候
热带季风气候出现在纬度10。到回归线附近的亚洲大陆东南部如我国台湾南部、雷州半岛和海南岛；中南半岛；印度半岛大部；菲律宾；澳大利亚北部沿海等地。典型台站：柯钦。这里热带季风发达，一年中风向的季节变化明显。在热带大陆气团(Tc)控制时，降水稀少。而当赤道海洋气团(E)控制时，降水丰沛，又有大量热带气旋雨，年降水量多，一般在1500-2000mm，集中在6—10月(北半球)。全年高温，年平均气温在20℃以上，年较差在3℃一10℃左右，春秋极短。
5.热带干旱与半干旱气候型
热带干旱与半干旱气候出现在副热带及信风带的大陆中心和大陆西岸。在南、北半球各约以回归线为中心向南北伸展，平均位置约在纬度150-250问。因干旱程度和气候特征不同，可分三个亚型；5a、5b和5c。
二、中纬度气候中纬度气候主要存在于热带气团和极地气团相互角逐的地带。该地带一年中辐射能收支差额的变比比较大，春、夏、秋、冬四季分明，最冷月的平均气温在15℃一18℃以下，有4—12个月月平均气温在10℃以上。全年可能蒸散量在130-52.5cm之间，影响气候的主要环流系统有极锋、盛行西风、温带气旋和反气旋、副热带高压和热带气旋等。天气的非周期性变化和降水的季节变化都很显著。再加上北半球中纬度地带大陆面积较大，海陆的热力对比和高耸庞大地形的影响，使得本带气候更加错综复杂。本带共分8个气候型。
6.副热带干旱与半干旱气候该气候型位于热带，在热带干旱气候向高纬度的一侧，约在南北纬250-350的大陆西岸和内陆地区。它也是在副热带高压下沉气流和信风带背岸风的作用下形成的。因干旱程度不同可分干旱6a，与半干旱6b两亚型。
6a副热带干旱气候：亦只有少云、少雨、日照强和夏季气温特高等待征。如尤马最热月平均最高温高达330，但凉季气温比5a型低，气温年较差达20℃以上。凉季有少量气旋雨．土壤蓄水量略大于5a型。
6b副热带半干旱气候位于6a区外缘。夏季气温比6a型任，如北非利比亚的班加西盛夏最热月平均气温为26℃，冬季降水量比6a型稍多。
7.副热带季风气候副热带季风气候位于副热带亚欧大陆东岸、约以300N为中心，向南北各伸展50左右。它是热带海洋气团与极地大陆气团交绥角逐地带，夏秋间又受热带气旋活动的影响。典型台站：上海。一年中冬季风来自大陆．夏季风来自海洋。夏热冬温．最热月平均气温在220以亡．最冷月在0℃——15℃左右，年较差约在15℃一25℃左右。可以出现短时间霜冻．无霜期在240天以上。四季分明，降水量在750—l000mm以上，夏雨较集中，无明显干季。
8.副热带湿润气候副热带湿润气候位于南北美洲、非洲和澳大利亚太陆副热带东岸。由于所处大陆面积小，未形成季风气候。典型台站，查尔斯顿。这里冬夏温差比季风区小，一年中降水分配比季风区均匀。
9．副热带夏干气候(地中海气候)
该带位于副热带大陆西岸，纬度300-400之间的地带，包括地中海沿岸、美国加利福尼亚州沿岸、南非和澳大利亚南端。这里受副热带高压季节移动的影响，在夏季正位于副高中心范围之内或在其东缘，气流是下沉的，因此干燥少雨，日照强烈。冬季副高移向较低纬度，这里受极锋影响，锋面气旋活动频繁，带来大量降水。全年降水量在300-1000mm左右。冬季气温比较暖和．最冷月平均气温在4—10℃左右。因夏温不同，分为两个亚型。
9a凉夏型：贴近冷洋流沿岸，夏季凉爽多雾，少雨。最热月平均气温在22℃以下，最冷月平均气温在10℃以上。如蒙持雷，气温年较差小，仅6.7℃。
9b暖夏型：离海岸较远，夏季干热，最热月平均气温在22℃以上，冬季温和湿润，年较差稍大。如那不勒斯年较差为16℃。
10.温带海洋性气候温带海洋性气候分布在温带大陆西岸，纬度约在40-600，包括欧洲西部,阿拉斯加南部、加拿大的哥伦比亚、美国华盛顿和俄勒冈两州、南美洲40- 600S西岸、澳大利亚的东南角，包括塔斯马尼亚岛和新西兰等地。这些地区终年盛行西风，受温带海洋气团控制，沿岸有暖洋流经过。冬暖夏凉，最冷月气温在0℃以上，如布勒斯持为7．2℃(图7·19)，最热月在22℃以下，气温年较差小，约在6℃一14℃左右。全年湿润有雨，冬季较多，年降水量约在750—l000mm上下，迎风山地可达2000mm以上。
11.温带季风气候温带季风气候出现在亚欧大陆东岸纬度350-550地带，包括中国的华北和东北，朝鲜大部，日本北部及俄罗斯远东部分地区。典型台站：北京。冬季盛行偏北风寒冷干燥，最冷月平均气温在0℃以下，南北气温差别大。夏季盛行东南风，温暖湿润，最热月平均气温在20℃以上，南北温差小。气温年较差比较大，全年降水量集中于夏季，降水分布由南向北，由沿海向内陆减少。天气的非周期性变化显著，冬季寒潮爆发时，气温在24h内可下降10余度甚至20余度。
12.温带大陆性湿润气候出现在亚欧大陆温带海洋性气候区的东侧，北美l000w以东的温带地区。典型台站：莫斯科。冬季寒冷，有少量气旋性降水，这是由于由海洋吹来的西风入陆较深，海洋气团已经变性的缘故。夏季降水量较多，但不像季风区那样高度集中。
13,温带干旱与半干旱气候温带干旱与半干旱气候区在北半球占有很大面积，分布在35一500N的亚洲和北美大陆中心部分。终年在大陆气团控制下，因此气候干燥。在南半球南美洲南端阿根廷的大西洋冷洋流沿岸．正当西风带的雨影区域，又有安策斯山脉屏峙，西风过山后下沉，因此全年少雨形成巴塔哥尼亚干旱气候区。因干旱程度不同又可分两个亚型.
在中纬度的副热带季风气候和湿润气候中，以常绿阔叶林较多。在地中海气候中，因夏季干燥，树叶多是坚硬革质化的，自然景观以硬叶常绿灌木林为主。在温带海洋性气候、温带季风气候和温带大陆性湿润气候三种气候类型区域中，自然植被在偏南地区以夏绿阔叶林为主．愈向北方因冬温愈低，阔叶树较难生长，乃逐渐混有大量针叶树种，因此称为针阔混交林。在干旱气候区，只有耐旱力极强的小灌木和草类能够生长，自然景观为各种性质的荒漠。在半干旱气候区．因水分条件较好，自然景观为草原(矮草)。
三、高纬度气候高纬度气候带盛行极地气团和冰洋气团。在冰洋气团与极地气团交绥的冰洋锋上有气旋活动，自西向东移进。这里地—气系统的辐射差额为负值，所以气温低，无真正的夏季。空气中水汽含量少，降水量小，但因蒸发弱，年可能蒸散量小于52.5cm，又因有冻土，排水不畅，所以没有干旱型。随着纬度的变化，可分为三个气候型。
14.副极地大陆性气候分布在500N或550N到650N地区，包括亚欧大陆的斯堪的纳维亚半岛(南部除外)，芬兰和前苏联大部(图7．5)以及北美从阿拉斯加经加拿大到拉布拉多和纽芬兰的大部。年可能蒸散量在35cm到52.5m之间。这里冬季长而严寒，一年中至少有9个月为冬季。加拿大的沃米利恩堡和俄罗斯的雅库次克一年中分别有6、7个月月平均气温在0℃以下，在10℃以上的只有3个月，植物生长期一般只有50-75天左右。该气候型所在地区冬季黑夜时间长，正午高度角小，在亚欧大陆中部和偏东地区又为冷高压中心，风小、云少、地面辐射冷却剧烈，大陆性最强，冬温极低。在西伯利亚的维尔雷扬斯克1月平均气温竞低到-50℃，而附近的绝对最低气温曾降至-73℃，有世界“寒极”之称。夏季白昼时间长，7月平均气温在15℃以上，气温年较差特大。全年降水量甚少，在东西伯利亚不超过380mm，在加拿大不超过500mm，集中于暖季降落，冬雪较少，但蒸发弱，融化慢，每年有5—7个月的积雪覆盖，积雪厚度在600一700mm左右，土壤冻结现象严重。由于暖季温度适中(在10℃以上)又有一定降水量，适宜针叶林生长，又称为雪林气候。
15.极地长寒气候(苔原气候)
分布在北美洲和亚欧大陆的北部边缘、格陵兰沿海的一部分和北冰洋中的若干岛屿中。在南半球则分布在马尔维纳斯群岛(福克兰群岛)、南设得兰群岛和南奥克尼群岛等地。年可能蒸散量小于35cm。全年皆冬，一年中只有1—4个月月平均气温在0-10℃左右。其纬度位置已接近或位于极圈以内，所以极昼、极夜现象已很明显。在极夜期间气温很低，但因邻近海洋比前述的副极地大陆性气候尚稍高，如乌佩尼维克位于格陵兰西岸，其最冷月平均气温为-23．3℃。内陆地区比沿海更冷，一般可达一30℃至-40℃左右。最热月平均气温在l-5℃左右，个别晴暖天气中，气温能升到25℃，但在7、8月份，夜间气温仍可降到0℃以下。在冰洋锋上有一定降水，但因气温低，空气含水汽小，一般年降水量在200-300mm左右。在内陆地区尚不足200mm，大都为干雪，暖季为雨或湿雪。由于风违大，常形成雪雾，能见度不佳，地面积雪面积不大。这里冬季严寒程度虽稍逊于副极地大陆性气候，但因最热月平均气温低于l0℃，冻土层接近地表，暖季水分不能下渗，引起土壤表层停滞积水，土温更加降低，限制了乔木的生长，自然植被只有苔藓、地衣及小灌木等，构成了苔原景观。这里又称为苔原气候区
16.极地冰原气候极地冰原气候出现在掐陵兰、南极大陆和北冰洋的若干岛屿上。这里是冰洋气团和南极气团的源地，全年严寒，各月平均气温皆在0℃以下，具有全球的最低年平均气温。北极地区年平均气温约为-22.3℃，南极大陆为-28.9℃至-35℃左右。一年中有长时期的极昼、极夜现象。全年降水量小于250mm，皆为干雪，不会融化，长期累积形成很厚冰原。长年大风，寒风夹雪，能见度恶劣。
四、高山气候在高山地带随着高度的增加，空气愈来愈稀颓，空气组成中的二氧化碳、水汽、微尘和大气中污染物质等逐渐减少，气压降低，风力增大，日照增强，气温降低。在一定坡向，一定高度范围内，降水量随高度而加大，过了最大降水带之后，降水又复随高度而减小。由于上述彦要素的垂直变化，透导致高山气候具有明显的垂直地带性，这种垂直地带性又因高山所在地的纬度和区域气候条件而有所不同，这里举例加以说明。
综上所述，高地气候的垂直气候带有以下几个特征：
(1)山地垂直气候带的分异因所在地的纬度和山地本身的高差而异。在低纬山地，山麓为赤道或热带气候，随着海拔高度的增加，地表热量和水分条件逐渐变化，直到雪线以上，可划分的垂直气候带数目较多。如果山地高差较小，气候垂直带的分异也就相应减少。如珠峰北翼即是如此。在高纬度极地，山麓已经长年积雪，所以那里山地气候垂直分异就不显著了。
(2)山地垂直气候带具有所在地大气候类型的“烙印”。例如，赤道山地从山麓到山顶都具有全年季节变化不明显的特征。珠峰和长白山都具有季风气候持色，各高度的降水量在一年中分配很不均匀，皆是冬干夏湿。
(3)湿润气候区山地垂直气候的分异，主要以热量条件的垂直差异为决定因素。而干旱、半干旱气候区山地垂直气候的分异，与热量和湿润状况都有密切关系。这种地区的干燥度都是山麓大，随着海拔的增高，干燥度逐渐减小。
(4)同一山地还因坡向、坡度及地形起伏、凹凸、显隐等局地条件不同，气候的垂直变化各不相同，山坡暖带，山谷冷湖即其一例。山地气候确有“十里不同天”之变。
(5)山地的垂直气候带与随纬度而异的水平气候带在成因和特征上都有所不同，不能把两者等同起来。
第四节 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
（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
（1）海洋的惰性使其具有低通滤波的作用，当快速变化的大气过程以风应力作用于海洋时，在低通滤波的作用下，可以激发出一类海气系统的低频振荡。
（2）由于海洋的热力和动力惯性，海洋可把前期大气环流变化所留下的信息储存起来，即海洋具有相当强的记忆力。
（3）与海洋热惯性相联系，海洋具有滞后效应，例如海洋对太阳辐射季节变化的响应要比陆地落后一个月，海洋对CO2含量增长的响应所产生的增温要比陆地落后20年。
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、沃克环流在赤道地区的东西方向上，存在着几个纬向的直接热力环流圈，称为沃克环流。它是由于赤道地区存在着大尺度东西向的热力不均匀分布引起的。
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。
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。
第五节 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大气中有一些微量气体和痕量气体对于太阳辐射几乎不吸收，但却能强烈吸收长波辐射，它们对地面的气候能起到类似温室的作用，故称为温室气体。这些气体在大气中的变化必然对气候系统造成明显扰动，引起全球气候变化。
2、大气中温室气体浓度的增加人类活动对大气的影响主要表现在增加大气中CO2、气溶胶、大气中水汽含量及其它微量气体含量。
3、大气中CO2浓度增加对气候的影响用各种复杂程度不同的模式所做的分析表明，大气中CO2浓度增加会使地面和低层大气增温。大气CO2浓度增加对气候的影响中包含着复杂的反馈机制。若假定地球是一个黑体，CO2浓度加倍会使地面温度较高而引起大气中水汽含量增加。绝对湿度增大就增加吸收地球辐射的能力，因而增强了CO2的正反馈效应。水汽还具有吸收太阳辐射的能力，其结果使得CO2浓度加倍时的地面温度增加2℃。
（二）臭氧层耗竭在20km以上大气层中的臭氧层，能够吸收太阳辐射中的紫外辐射部分，因而对地表的生物圈具有保护作用；同时臭氧层可使平流层增热，形成平流层的稳定层结。由于飞机、核爆炸、氯氟碳化合物等的增加，将减少大气中臭氧含量。尤其CFCS在对流层几乎不发生化学反应，当上升到平流层时，在紫外线的辐射下分解，破坏臭氧层。由于人类活动排放了大量CFCS等污染物，使臭氧层中臭氧的含量减少。其减少，使得到达地面的太阳辐射中的紫外线辐射加强。
（三）人为硫污染与酸雨人为源主要包括煤与石油的燃烧、冶金及硫酸工业等，它们所排放的硫多以SO2的形式进入大气。大气中的SO2通过复杂的化合反应，转变为固、液态硫酸和硫酸盐，然后通过干沉降和湿沉降而回到地面。当温度为0℃时，把PH值小于5.6的降水定义为酸雨。酸雨会水体酸化，土壤变得更为瘠薄，森林衰退，农作物减产，水生生态系统破坏，腐蚀建筑物和文物古迹等。
（四）人为气溶胶变化及其气候效应气溶胶是液态或固态微粒在空气中的悬浮体系。由于人类活动的不断强化，近几十年来的大气气溶胶有逐年增加的趋势，大气透明度随之下降。气溶胶的增加一则可以增大行星反射率，减少到达地面的太阳辐射，即有“阳伞效应”；二则可增加地气系统对太阳辐射的吸收；三则它们还是地面长波辐射的强吸收体，其最大吸收带大致在9.2μm附近，刚好位于8-12μm的大气窗口，因此可减弱地面有效辐射，即有温室效应；四则也能影响云量，增加云的反射率和吸收率。一般而言，气溶胶对平流层总有加热作用，对对流层总有冷却作用。
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。
第八章 气侯的分布、分类和变化第一节 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、世界气候分类方法
（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。
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
1、概念：
气象学就是研究大气中所发生的各种物理现象和物理过程的形成原因，时空分布和变化规律的学科。
2、研究领域按传统，气象学可分为：物理气象学，天气学，动力气象学。
从应用观点出发，气象学可分为农业气象学、水文气象学、污染气象学、航空气象学、航海气象学、军事气象学、医疗气象学等。
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。
（1）天气是某一瞬间大气的状态和大气现象的综合。
（2）气候是在太阳辐射，下垫面和大气环流的影响下形成的天气的多年综合状况。
（3）两者的关系：
天气是气候的基础，气候是天气的综合表现。
天气是大气物理过程的短时或瞬时状态，而气候则是长时段的气象要素的周期表现。
与天气相比，气候具有稳定性和地区性。
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 大气的基本情况一、大气的组成和大气污染
（一）大气的组成
1、干洁空气：
氮气：大气中含量最多的气体，是地球上生命体的基本成分，以蛋白质的形式存在于有机体中。
氧气：干空气中次多的气体，是维持人类及动植物生命极为重要的气体，在各种化学变化中起重要作用。
臭氧：能强烈吸收紫外线，对地球上的有机体生存其保护作用。
二氧化碳：是光合作用制造有机物质不可缺少的原料，它能强烈吸收和放射长波辐射，使之不能射出大气层以外，若含量增加，将会引起地层大气变暖。
2、水汽它是大气中唯一可以发生相变的成分，以水汽，水滴和冰晶三种相态存在，主要集中在低层大气，可导致天气变化，如云，雾，雨，雪的形成，同时，水汽能强烈吸收地面长波辐射，和二氧化碳一起对地面起保温作用。
3、固体杂质悬浮在大气中的固态或液态的粒子，它可充当水汽凝结核，还可吸收一部分太阳辐射和阻挡地面放热，对地年和空气温度也有一定的影响。
（二）大气污染概念由于自然过程和人类活动的结果，直接或间接地把大气正常成分之外的一些物质和能量输入大气中，其数量和强度超出大气的净化能力，以至造成伤害生物、影响人类健康的现象。
种类第一类是固体或液体的微粒，通称为气溶胶粒子，如烟尘、粉尘，含酸雾滴等。直径在10um以上的粉尘称落尘，直径在10um以下的称为飘尘。
第二类是气态化合物，通称为化学污染物。如能引起氧化危害的臭氧、过氧乙酰硝酸脂类、二氧化氮、氯等；能引起还原危害的二氧化硫、硫化氢、一氧化碳等；能引起碱性危害的氨以及能引起酸性危害的二氧化硫等物质。
形成环节空气污染物由污染源排出，经过大气的运送扩散，到达污染对象。
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对流层：地表到高空12km左右特点：温度随高度升高而升降低，平均每升高100米，气温约下降0.65℃
有强烈的垂直运动和不规则的乱流运动气象要素水平分布不均匀平流层：从对流层顶到55km高度特点：温度随高度的升高而升高气流较平稳，平流运动较强，水汽灰尘较少天空晴朗，透明度高，适合飞机的飞行中间层：从平流层向上至85km高度特点：温度随高度的升高而下降
垂直运动较强暖层：又称热层或电离层。从中间层至800km高度特点：温度随高度的升高而升高
是无线电波发射的主要层次散逸层：又称外层。暖层以上的大气层，大气圈与星际的过渡带。
(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高度以上的气层三、主要气象要素：
用来表示大气中的物理过程，物理现象及大气状态的各种物理量统称为气象要素。主要有气压，温度，湿度，降水量，蒸发，风，云，能见度，日照，辐射，以及各种天气现象。（分别阐述）
辐射第一节 日地关系及季节形成一、日地关系地球是一椭圆体，其赤道半径是6378.1km，它在太空中不停地绕太阳公转，同时又绕地轴自西向东进行自转，公转的轨道为一近圆形的椭圆，太阳位于椭圆的一个焦点上，在一年中地球距太阳最近的时间约在每年的1月3日，即近日点，最远的时间约在7月4日，即远日点。若在北极星方向来看，地球的公转和自转方向均是逆时针的。
地球绕太阳公转有两个重要的特点：
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由于地球的公转，有时北半球倾向太阳，有时南半球倾向太阳，引起太阳直射地球的位置不断改变，导致地面获得太阳的能量发生周期性的变化，于是便产生了地球上季节更替的现象，地球各地的太阳辐射状况受太阳在天空中的位置的影响，太阳在天空中的位置可用太阳高度角和太阳方位角来表示二、太阳高度角和方位角
(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
大庆的地理纬度是45度46分到46度55分，经度为124度19分到125度12分。
(二)太阳方位角
1、概念：太阳光线在水平面上的投影与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。
三、昼夜形成和日照长短的变化
(一)在地球自转过程中，总是有半个球面朝向太阳，另半个球面背向太阳。朝向太阳的半球称昼半球，背向太阳的半球称夜半球，昼半球和夜半球的分界线，叫晨昏线。晨昏线与纬圈交割把纬圈分成两段圆弧，处于昼半球的弧段儿昼弧，处于夜半球的弧段称夜弧。当地球自西向东自转时，昼半球的东侧逐渐进入黑夜，夜半球的东侧逐渐进入白天，由此形成了地球上的昼夜交替的现象。
(二)几个概念
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。
四、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。
第二节 辐射的基本知识一、辐射与辐射能概念：自然界中的一切物体，只要其温度在绝对零度以上，都时刻不停地以电磁波或粒子的形式向外放射能量，这种放射能量的方式称为辐射，通过辐射传播的能量称为辐射能。
性质：
波动性：辐射的波动性可用波长、频率表示，关系式为
λ·μ=C
粒子性：辐射的粒子学说内容：电磁辐射由具有一定质量能量和动量的微粒子组成，这些微粒称为量子，每个量子所具有的能量与其频率成正比，或说与波长成反比。关系式为
E = h·μ或E = C/λ
二、表征辐射特性的物理量辐射通量：单位时间内通过或到达任一面积的辐射能。
辐射通量密度：单位时间内通过或到达单位面积的辐射能。
辐出度：放射体表面单位时间单位面积上所放出的辐射能。
辐照度：单位时间照射到单位面积物体表面的辐射能。
光通量密度：单位面积上通过或到达的光通量。
光照度：单位面积上接收的光通量。
三、物体对辐射的吸收、反射和透射
1、概念吸收率（a）：物体吸收的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。
反射率(r)：物体反射的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。
透射率(t)：透过物体的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。
三者关系：a+r+t=1
2、分类 根据物体对辐射的吸收率黑体：如果某种物体在任何温度下，对任何波长的入射辐射能的吸收率都等于1，则称之为绝对黑体，简称黑体。
灰体：如果某种物体的吸收率为小于1的常数，并且不随波长而改变，称之为灰体。
白体：如果某种物体的反射率等于1，即吸收率等于零，则称之为白体。
四、辐射的基本定律
（一）斯蒂芬——波耳兹曼定律黑体的辐射能力与其表面的绝对温度的四次方成正比，表达式为：
E=σT4
（二）维恩位移定律黑体辐射能力最大值所对应的波长与其表面绝对温度成反比，表达式为：λmax=C/T。
（三）基尔霍夫定律：
当热量平衡（即温度不变）时，物体对于某一波长的辐射能力与物体对该波长吸收率之比为一恒量。
该定律指出，辐射能力强的物体，吸收能力也强，反映了辐射能力和吸收率的关系。
第三节 太阳辐射及其穿过大气层时的减弱一、概念：太阳时刻不停地以辐射的方式向宇宙空间放射出巨大的能量，从太阳放射出来的光，热能量总称为太阳辐射能，简称太阳辐射或太阳能。
二、太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射光谱：
太阳辐射经色散分光后按波长大小排列的图案，称为太阳辐射光谱。
太阳辐射光谱主要分为紫外区、可见光区、红外区三部分。分别约占太阳辐射总能量的7%、50%、43%。
2、太阳常数在大气上界，当日地间处于平均距离时，垂直于太阳光线平面上，单位面积、单位时间内所接受的太阳辐射能，称为太阳常数。通常用“S。”表示，其最佳值为1367±7W/m2。
三、太阳辐射在大气中的减弱
（一）大气吸收作用太阳辐射穿过大气层时，大气成分中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等物质有选择吸收一定波长辐射能的特性，致使到达地面的太阳辐射能量被减弱，光谱发生改变。
（二）大气的散射
概念：太阳辐射通过大气时，遇到大气的各种质点，太阳辐射能的一部分则以电磁波的形式从这些质点向四面八方传播开，这种现象称为大气的散射。
分类：根据散射质点的直径和入射辐射的波长之间的大小关系分子散射：若散射质点的直径小于入射辐射的波长，此时的散射有选择性。
粗粒散射：若散射质点的直径比入射辐射的波长大得多，此时的散射无选择性。
3、为什么天空有时呈蔚蓝色，有时呈乳白色。
晴朗的天空，大气中的水汽、尘埃等杂质少，大气散射以分子散射为主，分子散射能力与投射质点上辐射波波长的四次方成反比，即入射辐射波长愈短，愈易被散射，所以晴朗的天空呈蔚蓝色。
当大气中水滴、灰尘等杂质多时，大气的散射以漫射为主，漫射能力与波长无关，即各种波长同等地被散射，故天空呈现乳白色。
（三）大气的反射太阳辐射进入大气层后，会被云层和较大颗粒的尘埃所反射，使一部分太阳辐射返回宇宙空间去，从而削弱到达地面的太阳辐射，其中以云的反射作用最显著，云层愈厚，云量越多，反射作用愈强，反射对各种波长无选择性。
就全球平均状况而言，进入大气的太阳辐射约有31％被反射或散射返回宇宙空间，约24％被大气直接吸收，45％到达地面。
（四）太阳辐射通过大气后减弱的一般规律
1、大气质量通常用太阳辐射通过大气路径的长度与大气在垂直方向上的厚度的比值表示公式为m=csch
2、大气透明度用大气透明系数来表示，它是以阳光透过一个大气质量后的辐照度与透过前的辐照度之比来表示的，即 Pm=Sm/Sm-1
3、减弱规律（比尔定律）
内容：垂直于太阳辐射方向的太阳辐照度随大气透明系数增加而增大，随穿过大气质量增加而变小，公式为 Sm=S0Pm
就全球平均而言，太阳辐射约有31％被散射，24％被吸收，45％到达一面。
第四节 到达地面的太阳辐射总辐射：经过大气削弱后，投射到地面上的太阳辐射称为总辐射。
由两部分组成：太阳直接辐射和散射辐射一、太阳直接辐射（Sˊ）
1、概念：太阳以平行光线的形式直接投射到地面的辐射，强弱通常以到达地平面的太阳直接辐射的辐照度来表示，公式为：
S=S0 Pm sinh
2、影响因素：
太阳高度：随其增大而增大大气透明度：随大气透明系数增大而增大海拔高度：随其增大而增大纬度：随其增大而减小二、散射辐射（D）（天空辐射）
概念：被大气质点散射后，自天空各个方向投射到地面的辐射。
2、影响因素：
太阳高度：在干洁大气中，随其增大而增大大气透明度：随大气透明系数增大而减小云的作用：云能增加散射辐射下垫面：随下垫面反射率增大而增大海拔高度：在碧空情况下，随其增大而减小。但在全天有云时相反三、总辐射（Q）
晴天时 Q=Sˊ+ D
阴天时 Q=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。
六、到达地面上的太阳辐射光谱
1．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）
太阳的白色光实际是红、橙、黄、绿、蓝、靛、紫等一系列有色光波组成的。早晨或傍晚，太阳光是斜射的，它通过空气层的路程比较长，受到散射减弱得很厉害。减弱得最多的是紫色光，其次是靛、蓝色光等，减弱得最少的是红色或橙色光。这些减弱后的彩色阳光，照射在天空和云层上，就形成鲜艳夺目的彩霞。
在大气中有微小水滴及尘埃时，散射作用比单纯的只有空气分子时要更厉害些，因此，太阳在地平线时，如阳光所透过的远处低层大气中，有小水滴（云滴）及尘埃存在，晚霞的颜色比没有小水滴及尘埃时更加红。
夏季早上，低空空气稳定，很少尘埃，如果当时有鲜艳的红霞，称为早霞。这表示东方低空含有许多水滴，有云层存在，随着太阳升高，热力对流逐渐向平地发展，云层也会渐密，坏天气将逐渐逼近，本地天气将愈来愈变坏，这就是“早霞不出门”的原因；而傍晚，由于一天的阳光加热，温度较高，低空大气中水分一般不会很多，但尘埃因对流变弱而可能大量集中到低层。因此，如果出现鲜艳的晚霞，说明晚霞主要是由尘埃等干粒子对阳光散射所致，说明西方的天气比较干燥。按照气流由西向东移动的规律，未来本地的天气不会转坏，所以有“晚霞行千里”的说法。
当然，“早霞不出门，晚霞行千里”这是一般的规律，也有例外情况。如当太阳已落入地平线以下，地平线上霞光应当消失的时候，因地平线下有云层存在，地平线下的霞光受云层底部的反射，却能呈现出一片胭脂红色，空气中杂质愈多时，太阳的颜色愈接近于胭脂红。这表明西方地平线下有云层存在，空气十分潮湿浑浊，预兆天气将变坏。因此又有“日没胭脂红，无雨也有风”的说法。
2．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。
七、地面对太阳辐射的反射影响因素：
1、土壤颜色：白色表面较黑色表面具有更强的反射能力，绿色植物对黄绿光反射率较大
2、土壤湿度：反射率随其增大而减小
3、粗糙度：反射率随其增大而减小
4、太阳高度：反射率随其增大而减小
第五节 地面和大气的辐射一、地面辐射、大气辐射和地面有效辐射
（一）地面辐射
1、概念：地面吸收太阳辐射，同时按其本身的温度向外放射称地面辐射。
2、影响因素：
地面温度：随其增大而增大下垫面性质：新雪的相对辐射率最大
（二）大气辐射概念：大气主要吸收地面辐射，同时按其本身的温度放出辐射，称大气辐射。
影响因素：
气温：随其增加而增加大气的水汽含量和云的状况：随其增加而增加大气逆辐射：大气辐射朝向四面八方，其中一部分外逸到宇宙空间，另一部分投向地面，投向地面的这部分大气辐射称为大气逆辐射。
大气的温室效应（花房效应）：
由于大气对太阳短波辐射吸收很少，易于让大量太阳辐射透过而到达地面，同时大气又能强烈吸收地面长波辐射，使地面辐射不易逸出大气，大气还以逆辐射返回地面一部分能量，从而减少地面的失热，大气对地面的这种保暖作用，称为大气的保温效应，习惯称温室效应。
大气之窗：大气对8—12um波段的吸收率最小，透过率最大，这一波段的地面辐射可以直射宇宙空间，故称大气之窗。
（三）地面有效辐射（F。）
概念：地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差。
影响因素：
地面温度：随其增大而增加大气温度和湿度：随其增大而减小土壤表面性质：平滑的比粗糙的表面小，潮湿的比干燥的表面大云和二氧化碳量：随其增加而减少风的作用：有微风时，有效辐射减小海拔高度：随其增加而增加
（四）长波射出辐射概念：地面长波辐射被云体和大气层吸收了绝大部分，有一小部分透过大气层射入宇宙空间；云和大气层也向宇宙空间放出长波辐射，这两部分进入宇宙空间的长波辐射之和，是地球—大气系统进入宇宙空间的热辐射，称为长波射出辐射。
二、地面及地—气系统的辐射差额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（Rg）：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：Rg=（Sˊ+D）（1-r）-F。
2、白天阴天时：Rg=D（1-r）-F。
3、夜间：Rg= -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,Ra=qa+F。-F （其中，qa表示整个大气层所吸收的太阳辐射，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：Ra= 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）+qa -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。
(四)地气系统辐射差额的地理分布全球地气系统全年各纬圈吸收的太阳辐射，低纬度明显多于高纬度。这是因为天文辐射量本身有很大的差别，另一方面是高纬度冰雪面积广，反射率特别大，所以由热带到极地间太阳辐射的吸收值随纬度的增高而递减的梯度甚大。在赤道附近稍偏北处因云量多，减少了地面对太阳辐射的吸收率。
通过到达地表的年平均总辐射分析表明，年平均总辐射最高值并不出现在赤道，而是位于热带沙漠地区。
从长期的平均情况来看，高纬及低纬度地区的温度变化是很小的。这说明必定有另外一些过程将低纬地区盈余的热量送到高纬地区。这种热量的输送主要是由大气及海水的流动来完成的。
第三章 温度第一节 气温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。
由上式可看出，空气温度的变化不仅与空气的热量交换有关，而且和本身的气压变化有关。
一、海陆增温和冷却差异的原因
1、水的容积热容量约比土壤大一倍，因此在热量收支相同的情况下，水面升温和降温幅度比土壤小一倍
2、水为半透明体，太阳辐射可透入相当深的水层中，约一半的能量为表层所吸收，另一半被其以下水层吸收，故水面升温比地面小得多水面消耗于蒸发的热量大于陆地，水面增温因缓和水具有流动性，其传热方式主要靠乱流和对流作用，因此，水面温度的变化比土壤表面小得多二、空气的增温和冷却由空气与外界进行热量交换引起内能变化，称非绝热变化，止 仳。。，，如气温的日变化和年变化。
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。原因如下：
因在湿绝热过程中，气块上升冷却引起凝结，释放潜热，对气块的降温有补偿作用，而气块在下沉增热时，空气块中携带的云滴蒸发，由于蒸发耗热，下沉时的增温也比干绝热增温少，故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：气块受到作任何方向扰动后，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）大气垂直稳定度的判据
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。
（五）不稳定能量在不稳定气层中的空气块一旦离开原来的位置而向上运动时，气块的温度将高于周围环境的气温，浮力大于重力。向下运动时，情况相反，重力大于浮力。两种情况下气块都会发生向上或向下的加速运动，该气块的动能增加。显然。这是由储藏在大气中的不稳定能量转化而来的，不稳定能量就是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。
五、气温的时间变化
（一）日变化：
一日中，通常最高温度出现在14、15时，最低温度出现在日出前后影响因素：
纬度：气温日较差随纬度的增大而减小季节：夏季＞冬季云：晴天＞阴天地形：凹地＞平地＞凸地地面状况：陆地＞海洋 沙土＞粘土 深色土＞浅色土
（二）年变化,
北半球，中高纬度大陆地区，一年中最高温度与最低温度分别出现在7月和1月，海洋上分别出现在8月和2月影响因素：
纬度：气温年较差随纬度的增大而增大距海远近：距海越近，年较差越小海拔高度与地形：年较差随海拔高度的增加而减小，凸地小于凹地云量和降水：随其增加而减少
（三）非周期变化它是由大规模的冷暖空气水平运动和云量的突变而引起的。如阴雨天骤然放晴，晴天突然转阴等。这种变化对农作物的生长发育带来不利的影响
气温的空间分布
（一）气温的水平分布气温的分布通常用等温线图表示。所谓等温线就是地面上气温相等的各地点的连线。等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。如等温线稀疏．则表示各地气温相差不大。等温线密集，表示各地气温悬殊。等温线平直，表示影响气温分布的因素较少。等温线的弯曲，表示影响气温分布的因素较多。等温线沿东西向平行排列，表示温度随纬度而不同，即以纬度为主要因素。等温线与海岸平行．表示气温距海远近而不同，即以距海远近为主要因素等等。
影响气温分布的主要因素有三，即纬度、海陆和高度。但是，在绘制等温线图时．常把温度值订正到同一高度即海平面上，以便消除高度的因素。从而把纬度、海陆及其它因素更明显地表现出来。
首先，在全球平均气温分布图上，明显地看出，赤道地区气温高，向两极逐渐降低，这是—个基本特征。在北半球，等温线7月比1月稀疏。这说明1月北半球南北温度差大于7月。这是因为1月太阳直射点位于南半球，北半球高纬度地区不仅正午太阳高度较低，而且白昼较短，而北半球低纬地区，不仅正午太阳高度较高，而且白昼较长，因此1月北半球南北温差较大。7月太阳直射点位于北半球，高纬地区有较低的正午太阳高度和较长的白昼，低纬地区有较高的正午太阳高度和较短的白昼，以致7月北半球南北温差较小。
其次，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。这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋温度低，夏季大陆湍度比海洋温度高的缘故。南半球因陆地面积较小，海洋面积较大，因此等温线较平直，遇有陆地的地方，等温线也发生与北半球相类似的弯曲情况。海陆对气温的影响，通过大规模洋流和气团的热量传输才显得更为清楚。
再次，最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在50一l00N处，夏季移到200N左右。这一带平均温度1月和7月均高于24℃，故称为热赤道。热赤道的位置从冬季到夏季有向北移的现象，因为这个时期太阳直射点的位置北移，同时北半球有广大的陆地，使气温强烈受热的缘故。
最后，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）气温的垂直分布在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多，气温乃愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度愈大，水汽和固体杂质愈多，因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高。愈向上空气密度愈小，能够吸收地面辐射的物质一—水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。整个对流层的气温直减率平均为0.65℃／100m。实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。
但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。造成逆温的条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。但无论那种条件造成的逆温，都对天气有一定的影响。例如，它可以阻碍空气垂直运动的发展，使大量姻、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度变坏等等。下面分别讨论各种逆温的形成过程。
1、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。
2、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、辐射逆温由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温。
2、湍流逆温由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。
3、平流逆温因空气平流产生的逆温。
4、下沉逆温因整层空气下沉而造成的逆温。
5、锋面逆温当冷暖空气的温度差别很大时，穿过锋面时，发生转折，就可以出现逆温。
此外，还有融雪逆温、洼地逆温等。
六、空气温度的局地变化
（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。
第二节 土壤温度一、地表面的热量收支地面热量收支差额：地表面的温度变化主要由地表面热量收支不平衡引起的，地面热量的收入与支出之差。
二、土壤的热特性
（一）热容量比热：单位质量的物质，温度变化1℃所需吸收或放出的热量。
容积热容量：单位体积的物质，温度变化1℃所需吸收或放出的热量。
土壤是由固体成分和不定量的水及空气组成，一般来说，各成分的容积热容量大小为：水>固>气
（二）热导率（导热系数）
1、热导率（入）：温度垂直梯度为1k/m时，单位时间通过单位水平截面积的热量。一般来说,土壤中各成分的热导率大小为：固>水>气
2、热通量（B）：单位时间内通过某横截面积的热量，公式为：
B=-入?T/?Z
其中，?T/?Z为土壤温度垂直梯度，入是热导率。
3、导温率（K）（热扩散率）：单位容积的物质，通过热传导由垂直方向获得或失去入J的热量时，温度升高或降低的数值。
三、土壤温度的日、年变化较差：指某一周期内，最高温度和最低温度之差。
位相：指最高和最低温度出现的时间。
（一）日变化：是土表日间增热和夜间冷却引起土壤温度的昼夜变化,这种昼夜间土壤温度的连续变化称为日变化。
1、日较差：一天中土壤温度有一个最高值和一个最低值，两者之差为土温日较差。
2、影响因素,
太阳高度：正午时刻太阳高度大的季节或地区，日较差也大土壤热特性：随其热导率和热容量和增大而减小土壤颜色：深色比浅色土壤表面日较差大地形：凹地>平地>凸地天气：晴天>阴天为什么正午时的土壤温度不是一天中的最大值？
正午以后太阳辐射虽然减弱，但土壤表面吸收的太阳辐射仍大于其由乱流交换和分子传导，蒸发等方式所支出的热量，即此时土壤表面的热量收支差额仍为正值，所以温度仍继续上升，直到13时左右，土壤表面的热量收支达到平衡时，其温度才达到最高值，此后，土表得热少于失热，温度逐渐下降，到次日日出时，热量的收支达到平衡，出现一日中的最低值 。
（二）年变化在北半球，高纬度地区，土壤表面月平均最高温度一般出现在7、8月，最低温度出现在1、2月。
年变幅（温度年较差）：一年中最高月平均温度与最低月平均温度之差。
影响因素
纬度：随纬度的增大而增大土壤自然覆盖：裸露土壤的年较差比处于自然覆盖下的大土壤热特性、地形、天气条件等对年较差的影响与日较差大体相同四、土壤温度的铅直分布日射型：土壤温度随深度的增加而降低的类型。
辐射型：土壤温度随深度的增加而增加的类型。
过渡型：土壤上、下层温度的垂直分布分别具有（一）和（二）的特征。
五、土壤的冻结和解冻
（一）土壤的冻结：土壤温度达0℃以下时，土壤中水分与潮湿土粒发生凝固或结冰，使土壤变为坚硬的现象。
（二）土壤的解冻：春季由于太阳辐射增强和土壤深层热量上传，使冻土逐渐融解的现象。
第四章 大气中的水分第一节 蒸发一、水面蒸发水面蒸发的物理本质液体中的水分不停的运动着，当液面上的一些速度很大分子能克服液体的内聚力时，就能脱离液面而跑到空气中去，这些分子由于受到液面分子的吸引力及互相碰撞，有一部分又返回液面中来，当脱离液面的分子数多于返回液面的分子数时，即为蒸发过程；相反，若返回液面的分子数多于脱离液面的分子数时，为凝结过程；当脱离液面和返回液面的分子数相等时，即为饱和状态，此时蒸发量为零。
2、蒸发耗热（L）
概念：一克水蒸发为同温度下的水汽所消耗的热量。
表达式：L＝2500－2.39t
3、水面蒸发的影响因素温度：温度越高，蒸发越快空气饱和度：空气饱和度越大，蒸发越快气压：气压越高，蒸发越慢风速：风速越大，蒸发越快蒸发面性质：在条件相同的情况下，水面的大于雪和冰面的蒸发面形状：蒸发面形状越凸，蒸发越快二、土壤水分蒸发
1、土壤水分蒸发三阶段第一阶段：土壤经降水或灌溉后，完全处于饱和状态，蒸发主要发生在地表，蒸发所减少的水分在土壤毛细管力的作用下，不断由下层输送水分补充地表。
第二阶段：地表干旱，下层土壤含水量逐渐减少，蒸发面降低，蒸发的水汽通过干地层孔隙进入大气。
第三阶段：土壤含水量低于植物发生萎蔫时的含水量，土壤水分的毛细管运动已经停止，只能以气态水的形式从地下通过干土层向大气扩散。
2、影响因素
气象因素和土壤湿度：第一阶段气象因素影响较大，土壤湿度越大，蒸发越快土壤性质：砂土＞壤土＞粘土，土壤结构不良、耕作粗放、地表不平、大颗粒多，则蒸发快，反之则小土壤表面状况：粗糙的土壤表面＞平滑的土壤表面，深色土表>浅色土表，植被覆盖下的土壤蒸发弱地形：高地蒸发强坡地方位：南坡＞北坡三、植物蒸腾概念：植物体内的水分通过体表以气态水的形式向外界大气输送的过程。
蒸腾系数：植物形成单位重量干物质，所消耗的水量。
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）
四、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
第二节 空气湿度一、表示空气温度的方法
（一）水汽压和饱和水汽压水汽压（e）:大气中水汽所产生的分压强饱和水汽压（E）：空气达饱和时的水汽压饱和水汽压的影响因素：
温度：随其增大而增大物态：水面的大于冰面的蒸发面形状：凸面大于平面大于凹面液体的浓度：随其增大而减小
（二）绝对湿度（a）：单位容积空气中的水汽含量。
（三）相对湿度（r）：空气中实际水汽与同温度下饱和水汽压百分比。
（四）饱和差（d）：某一温度下的饱和水汽压与同温度下的实际水汽压之差
（五）露点（Td）：当空气中水汽含量不变且气压一定时，降低温度，使未饱和空气达饱和时具有的温度，称之露点。
二、空气湿度的日变化和年变化
（一）绝对湿度的日变化类型有两种：
单波型：绝对湿度最大值出现在午后14、15时，最小值出现在日出前后双波型：绝对湿度在一天中有两个最大值分别在8、9时和20、21时，两个最小值分别出现在日出前和午后14、15时
（二）绝对湿度的年变化其变化一般与气温的年变化一致
（三）相对湿度的日变化内陆地区：其日变化与气温日变化成反比；近海地区：其日变化与气温日变化成正比
（四）相对温度的年变化一般来说，其年变化与气温年变化相反，但我则不然。
三、空气湿度的垂直分布在对流层中，绝对湿度随高度升高而减小，相对湿度随高度升高可能增加也可减小
第三节 凝结与凝华一、水汽凝结条件
（一）空气中的水汽达到饱和或过饱和增大水汽压减小饱和水汽压大气中常见的降温过程有：
辐射冷却 接触冷却 混合冷却 绝热冷却
（二）凝结核
1、大气中存在的液态、固态、或气态的微粒，能使水汽凝结，是水汽凝结的核心
2、分类：吸湿性和非吸湿性两种
3、促进凝结的原因：
凝结核能促进凝结的主要原因，是凝结核吸附水汽分子的能力比水汽分子之间的相互并合力要强。同时，凝结核的存在使水滴半径增大、曲率减小，从而使饱和水汽压减小，容易发生凝结。
二、水汽凝结物按水汽凝结现象发生的高度不同，可分为两类：
（一）地表面或物体表面的水汽凝结现象
1、露和霜
当空气由于地面冷却而降温达到露点时，空气达到饱和，继续降温，其多余的水汽就会在地面或地面物体上凝结。若地面温度高于0C，则凝结物为水滴，称为露。若地面温度低于0C，则凝结物为疏松结构的白色冰晶，称为霜。
形成露和霜的有利大气条件是晴朗微风的夜晚。
原因：因为无云或少云的夜晚，地面有效辐射大，地面降温剧烈。微风有利于地面充分辐射冷却。完全平静无风时，只能使最贴近地面的一层空气冷却，难于生成大量的露。风过大，低层冷空气和高层较暖空气容易发生强烈混合，使低层空气不能达到足够的冷却程度，因而不利露、霜的形成。
2、雾淞和雨淞－树桂和冻雨雾淞是白色松脆晶体结构的凝华物，在寒冷有雾的天气里，微小的雾滴悬于空气中，在风的作用下，附着在物体如电线、电杆和树枝等的迎风面上。
分类：根据雾淞形成的条件和结构，可将雾淞分为两类：
晶状雾淞，当地面物体的温度低于过冷却雾滴和空气温度时，近地面空气中的水汽凝华在物体上形成晶状雾淞。在有雾、微风的严冬，有利于晶状雾淞的形成。
粒状雾淞，由过冷却雾滴碰到冷的物体表面后，迅速冻结而成。粒状雾淞多出现在浓雾、风大的严冬日子里。
雨淞是过冷却雨滴降落到低于0℃的物体表面冻结而成，是透明的外表光滑或略有突起的紧密冰层。
雨淞凝结在电线、树枝等物体上，当冰层较厚时常压断电线和树枝，对交通运输、电讯及农林业生产都有很大影响。如1977年10月26～29日，从辽宁到河北北部遭受了严重的雨獭灾害。
（二）近地气层中的水汽凝结现象
当近地面层的空气温度降到露点以下时，空气中的水汽凝结成水滴，悬浮在大气中，使水平能见度降低到1km以下的天气现象，称为雾。按其形成原因，可将雾分为下列几种：
（1）辐射雾。由于地面辐射冷却，使近地面层的空气相应地变冷。当近地层空气冷却到露点或露点以下时，水汽就会凝结成雾，称为辐射雾。
（2）平流雾。当暖湿空气移到冷下垫面上时形成平流雾。
（3）蒸发雾。当水面温度高于空气温度时，从暖水面向冷空气蒸发而形成。
（4）山坡雾。因暖湿空气沿山坡抬升，绝热膨胀而冷却形成。
（三）云的形成条件和分类云是降水的基础，是地球上水分循环的中间环节，并且云的发生发展总伴随着能量的交换。云的形状千变万化，一定的云状常伴随着一定的天气出现，因而云对于天气变化具有一定的指示意义。
1、云的形成条件
大气中，凝结的重要条件是，要有凝结核的存在，及空气达到过饱和。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：
（1）热力对流
指地表受热不均和大气层结不稳定引起的对流上升运动。由对流运动所形成的云多属积状云。
（2）动力抬升指暖湿气流受锋面、辐合气流的作用所引起的大范围上升运动。这种运动形成的云主要是层状云。
（3）大气波动
指大气流经不平的地面或在逆温层以下所产生的波状运动。由大气波动产生的云主要属于波状云。
（4）地形抬升
指大气运行中遇地形阻挡，被迫治升而产生的上升运动。这种运动形成的云既有积状云．也有波状云和层状云，通常称之为地形云。
2、分类：
按云底高度把云分成高云（＞6000m）、中云（2000～6000m）及低云（＜2000m族），然后按云的形态划分为11类，如下表所列。
云的分类云族
类别
拉丁文学名缩写
高云
卷云
Ci
卷层云
Cs
卷积云
Cc
中云
高积云
Ac
高层云
As
低云
层积云
Sc
层 云
St
雨层云
Ns
碎雨云
Fn
积云
Cu
积雨云
Cb
（1）高云族：包括卷云、卷层云和卷积云三类，其云底高度一般在6000m以上。
高云是由微小的冰晶组成，通常不能遮住阳光，白天有高云时，地面物体无影卷云（Ci）：卷云具有纤维状结构，常呈丝状或片状，分散地飘浮在空中。卷云通常为白色，并带有丝一般的光泽。卷云的种类很多，云丝薄而分散，纤维结构清晰的，称为毛卷云；云丝密集，聚合成片的，称为密卷云；云丝平行排列，而且上端有钩或小云团的，称为钩卷云；伪卷云是由积雨云的顶部脱离主体后而成，所以云体大而厚密。多见于积雨云崩析消散过程中，天气由雨转晴。
卷层云（Cs）：呈乳白色的云幕，透过它能清楚地看出日月的轮廓，而且经常有日晕或月晕出现。其中云幕薄而均匀，看不出明显结构的，称为薄幕卷层云；云幕的厚度比较均匀，云的丝缕结构明显的，称为毛卷层云。
卷积云（Cc）：白色鳞片状的小云块，这些云块常常成群地出现在天空，看起来很像微风拂过水面时引起的小波纹。卷积云常由卷云和卷层云蜕变而成。
（2）中云族：包括高积云和高层云两类，其云底高度通常在2000～6000m之间。
高层云由水滴和冰晶混合组成。高积云有时和高层云一样，有时只有水滴构成。中云比高云浓密得多，厚的能遮住阳光，有时还可能降雨雪。
高积云（Ac）：白色或灰白色的薄云片或扁平的云块。这些云片或云块有时是孤立分散的，有时又聚合成层，成层的高积云中，云块常沿一个或两个方向有秩序地排列着。高积云可同时出现在不同的高度上，透过高积云看日月时，常有内紫外红的彩色花环。高积云可分透光高积云、蔽光高积云、荚状高积云、积云性高积云、絮状高积云、堡状高积云等。
高层云（AS）：呈淡灰色的云幕，看起来比卷层云厚而且浓密，出现时常布满全天。其中，云层较薄，厚度较均匀，透过它可以辨别日月位置，但其轮廓模糊不清，好像隔着一层毛玻璃似的称为透光高层云；云层比较厚，云底阴暗，能完全遮蔽日月，或云层的厚度不均匀，出现明暗相间的条纹，称为蔽光高层云。蔽光高层云有时可降小雨或雪。
（3）低云族：包括层积云、层云、雨层云、碎雨云、积云和积雨云6类，其云底高度一般在2000m以下。
层积云、层云、碎雨云和积云主要是由水滴组成。雨层云和积雨云经常由水滴和冰晶共同组成。低云都可以有降水，但只有雨层云和积雨云才有大量降水。
层积云（Sc）：灰色或灰白色的云片、云块或云条。同高积云相比，这些云块的个体都比较大，结构比较松散，厚的部分比较阴暗。厚的层积云可降间歇性的的小雨或小雪。层积云中，云块之间有明显的缝隙，透过缝隙可见蓝天或上面云层的，称为透光层积云；云块彼此密接，布满全天，犹如波涛汹涌的海面的，称蔽光层积云；由积云或积雨云衰退后衍展而成的扁平云块，称为积云性层积云；在平坦的天体上有云塔突起的，称堡状层积云；云形似豆荚，中间厚，边缘薄的，称荚状层积云。
层云（St ）：低而均匀的灰白云幕，像雾，但不与地面相接，它的厚度不大，由极小的水滴组成，仅能降毛毛雨或粒雪。
雨层云(Ns)叫：呈低而均匀的云幕，水平范围很大，常常遮蔽全天。由于其厚度很大，能完全遮蔽日月，故云底阴暗。雨层云有连续性降水或有雨幡（从云中落下的雨滴或雪花，在到达地面以前就被蒸发掉了）。
碎雨云（Fn）：低而破碎，随风飘移，形状多变，云体呈灰色或灰白色，常会出现在降水云层的下面。
积云（Cu）：底平顶凸，孤立分散，云体铅直向上发展。根据其发展的程度，可将积云分为三种：淡积云是云体扁平。个体不大，底部平坦，顶部呈圆弧形隆起，往往孤立分散在天空；浓积云比淡积云高大，顶部圆弧形重叠，像菜花，底部阴暗；碎积云的云体破碎，中部稍有凸起，形状多。
积雨云（Cb)：垂直发展极盛，个体庞大，像耸立的高山，常伴有雷阵雨和大风。在积雨云刚形成时，云顶的圆弧形轮廓已模糊不清，但尚未向外展开，这种积雨云称为秃积雨云；当积雨云和云顶向外展开像铁砧时．称为砧状积雨云。
第四节降水从云中降到地面的液态或固态水，称为降水。
降水的形成过程就是云滴增大的过程。云滴增大的方式有两种，一种是水汽在云滴上不断凝结或凝华而增大，一种是云滴之间互相合并而增大。
一、各类云的降水不同的云，由于其水平范围、云高、云厚、云中含水量、云中温度和升降气流等情况不同，因而降水的形态、强度、性质也随之而有差异。
(一)层状云的降水
层状云一般包括高层云、层积云、雨层云和卷层云。卷层云是冰晶组成的，由于冰面饱和水汽压小于同温度下水面饱和水汽压，使冰晶可以在较小的相对湿度（可以小于100％)情况下增大。但是，因卷层云中含水量较小，云底又高，所以除了在冬季高纬度地区的卷云可以降微雪以外，卷层云一般是不降水的。
雨层云和高层云经常是混合云，所以云滴的凝华增大和冲并增大作用都存在，雨层云棚高层云的降水与云厚和云高有密切关系。云厚时，冰水共存的层次也厚，有利于冰晶的凝华增大，而且云滴在云中冲并增大的路程也长，因此有利于云滴的增大。云底高度低时，云滴离开云体降落到地面的路程短，不容易被蒸发掉，这就有利于形成降水。所以对雨层云和高层云来说，云愈厚、愈低．降水就愈强t而层云比高层云的降水入得多，也主要是这个缘故。
由于层状云人体比较均匀，云中气流也比较稳定，所以层状云的降水是连续性的，持续时间长。降水强度变化小。
(二)积状云的降水
积状云一般包括谈积云、浓积云和积雨云。
淡积云由于云薄，云中含水量少，而且水滴又小，所以一般不降水。
浓积云是否降水则随地区而异。在中高纬度地区，浓积云很少降水。在低纬度地区，因为有丰富的水汽相强烈的对流、浓积云的厚度、云中含水量和水滴都较大，虽然云中没有冰晶存在，但水滴之间冲并作用显著．故可降较大的阵雨。
积雨云是冰水共存的混合云，云的厚度相云中含水量都很大，云中升降气流强，因此云滴的凝华增长和冲并作用均很强烈，致使积雨云能降大的阵雨、阵雪，有时还可下冰雹。
积状云的降水是阵性的。这是因为，一方面它的云体水平范围与垂直伸展的尺度差不多，也就是说它的水平范围小，经过一个地方用人了多少时间．因而降水的起止很突然。另一方面是由于积状云中，升降气流多变化，上升气流强时，降水物被“托住”降落不下来。当上升气流减弱或出现下沉气流时，降水物骤然落下，也使降水具有阵性。
(三)波状云的降水波状云由于含水量较小，厚度不均匀，所以降水强度较小，往往时降时停，具有间歇性。层云只能降毛毛雨，层积云可降小的雨、雪和霞。高积云很少降水。但在我国南方地区，由于水汽比较充沛，层积云也可产；生连续性降水，高积云有时也可产生降水。
二、人工影响云雨人工影响云雨是人类控制自然的重要方面。一百多年前，我国就有炮轰雷雨云的防雹尝试，近几十年来，科学技术的进步，国内外人工影响云、雾、降水的方法取得了很大的进展。
人工降雨就是根据自然界降水形成的原理，人为地补充某些形成降水所必须的条件，促使水滴迅速凝结或并合增大，形成降水。所采用的方法，因云的性质不同，有以下几种：
(一)人工影响冷云降水
(二)人工影响暖云随水三、降水表示方法
（一）降水量
是指从空中降下来的液态水或融化后的固态水，在水平面上未经蒸发、渗透、流失所聚积的水层深度，通常以mm为单位。雾、霜、雾淞等凝结物为水平降水。从云中降到地面的降水量和水平降水量之和，称为雨量或降水量。
（二）降水强度是指单位时间内的降水量，单位用mm.h或mm.d。
（三）降水变率
降水变率表示降水量的变动程度，有绝对变率和相对变率两种。
1．绝对变率
绝对变率是某地实际降水量（X）与同期多年平均降水量（X）之差，即降水距平值（d）。降水绝对变率为正值，表示比正常年份降水量多，负值表示比正常年份降水量少。因此，降水绝对变率表示某地降水量的变动情况。
2．相对变率
为了便于不同地区进行比较，通常采用相对变率（D），相对变率是降水距平值D与多年平均降水量X的百分比。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
某一界限降水量在某一段时间内出现的次数与该段时间内降水总次数的百分比，叫做降水频率。降水量高于（或低于）某一界限的频率的总和，叫降水保证率。降水保证率表示某一界限降水量出现的可靠程度的大小。在气候统计中求频率与保证率至少要有25～30年以上的资料。
四、降水的种类
（一）按降水性质分类法
按降水性质分类有连续性降水、阵发性降水和毛毛状降水三种。
（1）连续性降水：降水时间较长、强度变化较小，降水范围较大，通常降自高层云和雨层云中。
（2)阵性降水：降水持续时间短、强度大，常突然开始和停止，降水范围较小，而且分布不均匀。
（3）毛毛状降水：是极小的滴状液体降水，落到水面上没有波纹，落在干地上无水湿斑，降水强度很小，通常降自层云或层积云。
（二）按降水强度分类法
按降水强度分类有小雨、中雨、大雨、暴雨、特大暴雨，小雪、中雪、大雪等。 （三）按降水的物态形状分类法
按降水的物态形状分类有雨雪、霰、雹等。
（1）雨：从云中降到地面的液态水滴。
（2）雪：由冰晶和过冷却水滴混合组成的云中，由于冰晶的饱和水汽压比水滴饱和水汽压小，水汽由水滴表面向冰晶表面移动，并在冰晶的各个角尖上凝结，形成各种形状的雪花。雪花逐渐增大，由于重力的作用，慢慢向地面降落，若此时低空气温低于00C，则降落到地面的便是雪。若低空气温接近00C，则降落到地面的便是雨夹雪。
（3）霰：白色，不透明的球状晶体，是过冷水在冰晶周围冻结而成的，其直径小于5mm，落地反跳，常见于降雪之前，或与阵雨、阵雪同时降落。其径小于1mm称霰，大于1mm称“雪子”或“米雪”。
（4）雹：是由透明和不透明的冰层相间组成的固体降水物，多呈球形，其大小不一，可从几毫米到几十毫米，常从积雨云中下降，并伴有阵雨，持续时间短，但降水量很大。
（四）按降水形成原因分类法
按降水形成的原因分类有地形雨、对流雨、气旋雨和台风雨。
（1）地形雨：暖湿空气在前进途中，遇到地形的阻碍在迎风坡被迫上升，绝热冷却，形成降水。
（2）对流雨：暖季时，当空气湿度较大，而且地面剧烈受热而引起强烈对流，会形成积雨云，其降水称为对流雨。由于降自积雨云，常伴有雷电现象，故又称为热雷雨。夏季午后常出现热雷雨。
（3）气旋雨：气旋即低气压。在低压中心因有上升气流，绝热冷却发生凝结而降水，称为气旋雨。气旋的规模较大，因此，其降水范围较广，降水时间也较长。气旋可分为温带气旋（又称锋面气旋）和热带气旋两种。气旋雨是我国最主要的一种降水，在各地降水量中占的比例都很大。
（4）台风雨：热带气旋强度大者称为台风或飓风。由于台风活动而造成的降水，称为台风雨。
第五节 水分平衡概念：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。
第五章 气压和风
气压和气压场一、气压及其变化气压
1、概念：单位面积上所承受的垂直大气柱的重量
1mb=1hpa=0.75mmHg
2、标准大气压：指纬度为45的海平面上，空气温度为0℃时，大气所产生的压力
1标准大气压=1013.25hPa=760mmHg
（二）气压的垂直变化气压随高度的增高而急剧减小，用压高公式表示
ΔZ=18400（1+αt）㏒P1/P2
（三）气压随时间的变化
1、气压变化的原因
（1）水平气流的辐合与辐散
（2）不同密度气团的移动
（3）空气垂直运动
2、气压的时间变化
（1）日变化：地面气压的日变化有单峰、双峰和三峰等型式，其中以双峰型最为普遍，其特点是一天中有一个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值。一般是清晨气压上升，09-10时出现最高值，以后气压下降，到15-16时出现最低值，此后又逐渐升高，到21-22时出现次高值，以后再度下降，到次日03-04时出现次低值。
（2）年变化：在大陆上，一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年变化很大，并由低纬向高纬逐渐增大。海洋上一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年较差小于同纬度的陆地。高山区一年中气压最高值出现在夏季，是空气受热，气柱膨胀、上升，质量增加所致，而最低值出现在冬季，是空气受冷，气柱收缩、空气下沉、高山上空气质量减少的结果。
（3）气压的非周期性变化：一个地方的地面气压变化总是既包含周期变化，又包含非周期变化，只是中高纬度地区气压的非周期变化比周期性变化明显得多，而低纬度地区相反，因而气压变化带有非周期性特征。
二、气压场的表示方法
气压在空间的分布称气压场。在气压场中所出现的各种气压形势，有的是高压区，有的是低压区等等，这些气压形势称为气压系统。在气压场中，用来表示各种气压形势的方法，在等高面上用等压线，在等压面上用等高线。
位势高度相等的空间各点形成等高面，海平面就是被看成零值等高面。等压线就是在等高面上连结气压相等各点的线，它可以清楚地表示出海平面上气压分布的形势。
表示气压场的基本形式，即
（1）低压：具有闭合等压线，中心气压低，外围气压高的气压区。
（2）高压：具有闭合等压线，中心气压高，外围气压低的气压区。
（3）低压槽：从低压区向外伸出的狭长区域或一组未闭合的等压线向气压较高的一方突出的部分。低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线，叫做槽线。
（4）高压脊：从高压区向外伸出的狭长区域或一组未闭合的等压线向气压较低的一方突出的部分。
另外，在一张范围较大的海平面等压线图上，常可同时出现上述各种不同类型的气压系统。
三、气压系统的空间结构
（一）温压场对称系统
1、冷低压：当温度场的冷中心和气压场的低压中心基本重合时的温压场对称系统。
2、暖高压：当温度场的暖中心和气压场的高压中心基本重合时的温压场对称系统。
3、冷高压：当温度场的冷中心和气压场的高压中心基本重合时的温压场对称系统。
4、暖低压：当温度场的暖中心和气压场的低压中心基本重合时的温压场对称系统。
（二）温压场不对称的气压系统：指地面上冷暖中心和高低气压中心不重合的温压系统。
第二节 大气的运动一、风：空气的水平运动称为风。
二、风的大小和方向：
1、风速是指单位时间内空气水平移动的距离。
2、风向是指风的来向。
三、作用于空气质点上的力
1、水平气压梯度力(G)
气压梯度力是由于空间气压分布不均而作用在单位体积空气上的力。它在水平方向上的分力称为水平气压梯度力，其方向垂直于等压线，由高压指向低压，大小为这个方向上单位距离内气压的的改变量。公式为
G = -△P/ρ△N
其中 -△P/△N 表示水平气压梯度
2、水平地转偏向力(A)
空气在转动的地球上运动着，当运动的空气质点依其惯性顺着气压梯度力方向进行时，由于地球转动而产生的使空气偏离气压梯度力方向的力，叫做地转偏向力。
公式为
A = 2υωsinΦ
结论：A只是在物体相对于地面运动时才产生，静止时，不受A的作用。
A方向同物体运动方向垂直，在北半球，它指向运动方向的右方，南半球相反。A只改变物体的运动方向，不改变其相对于地球的运动速度。
A同风速和所在纬度的正弦成正比，在风速相同的情况下，随纬度的增高而增大，赤道上，A等于零。
3、惯性离心力(C)
在曲线轨道上运动的空气质点，时刻受到一个离开曲率中心向外的力的作用，它是空气为保持惯性方向运动而产生的。公式为：
C =υ2/r
结论：C的方向与向心力的方向相反，都和运动方向垂直，大小与向心力相等。
C只改变运动方向，不改变速度。
如果空气直线运动或静止时，C都不存在。
4、摩擦力 (R)
两个相互接触的物体相对运动时，接触面之间所产生的一种阻碍物体运动的力。
摩擦力的方向与空气运动方向相反，大小与运动速度和摩擦系数成正比。公式为：
R = -kυ
R随高度升高，作用减小，到自由大气层时，可忽略不计四、自由大气中的风
1、地转风：在自由大气平直等压线的气压场中，当气压梯度力与地转偏向力相平衡时的风。
2、梯度风
在自由大气中，当空度作曲线运动时，作用于空气的力，除了气压梯度力和地转偏向力之外，还有惯性离心力。这三个力达到平衡时的风，叫做梯度风。
在北半球，高气压中的梯度风是沿着等压线按顺时针方向吹，低气压中的梯度风则按逆时针方向吹，南半球情况正好相反。
白贝罗风压定律：自由大气中的风沿等压线吹，在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；南半球则相反。
五、摩擦层中的风
1、在平直等压线的气压场中。由地转偏向力和摩擦力的合力与气压梯度力平衡时的风,称为实际风。
2、曲线等压线的气压场中，摩擦层中的风即气旋与反气旋。
综上，在摩擦层中，无论 是等压线还是曲线等压线，受到摩擦力的作用，风速都要减小，风向都是斜穿等压线，由高压指向低压，仍符合白贝罗风压定律（略修改）即：在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在左前方，南半球则相反。
六、风的变化
1、风的日变化：一于中午后的风速最大，清晨的风速最小。这种变化晴天大于阴天，夏季大于冬季，陆地大于海洋
2、风的年变化：冬半年风速大于夏半年
3、风的空间变化：随海拔高度的升高，风速增大，同理，海洋上空的风速大于陆地上空的，沿海的风速大于山区的
4、风的阵性：风的阵性山区比平原地区明显，白天比夜间明显，午后最显著七、大气的垂直运动
（一）对流运动对流运动是由于某空气团温度与周围空气不同引起的。
（二）系统性垂直运动由于水平气流的辐合、辐散、暖气流沿锋面沿用升以及气流受山脉的阻滞等动力作用所引起的大范围、较规则的上升或下降运动。这种运动垂直速度很小，但范围很广，并能维持较长时间,对天气的形成和演变有重大影响。
第三节 大气环流大气中各种气流的综合，称为大气环流。
一、大气环流形成因素太阳辐射因子：大气环流形成与维持的基本能源来自太阳辐射的转化。大气吸收太阳辐射、地面辐射和地球给予大气的其它能量，同时大气也向外辐射能量。这些能量的差额的分布与纬度有关。赤道和低纬度地区是辐射源，高纬和极地是辐射汇。太阳辐射分布不均匀是大气产生大规模运动的根本原因，大气在高低纬度间热量收支不平衡的产生是维持大气环流的直接原动力。
地球自转的作用因为地球不停地自西向东绕着地轴自转，因此，大规模的空气运动必然受到地转偏向力的作用。地转偏向力迫使空气运动的方向偏离气压梯度力的方向，从而单圈环流不能维持，从而形成理论上的三圈环流中的三个风带，由此可见，地球自转是全球大气环流形成和维持的重要条件。
地球表面海陆分布和地形条件的影响地面摩擦作用二、热力环流空气因受热不均而产生的环流。
三、单圈环流
如果地表面是均匀的，并且暂不考虑地转偏向力的作用，那么，由于赤道地区受热多、气温高，空气膨胀上升，赤道上空的气压就会高于上空同一高度上的气压。在气压梯度力的作用下，赤道上空的空气就向极地流动，赤道上空由于空气流出，气柱质量减少，地面气压就会降低而形成低压区，称为赤道低压；极地上空因有空气流入，地面气压就会升高而形成高压区，称为极地高压。于是在低层就产生了自地流向赤道的气流，这支气流在赤道地区受热上升，便补偿了赤道上空流走的空气质量。这样，在赤道和极地之间就构成了南北向闭合的环流，称为单圈环流。
四、三圈环流当空气赤道上空向极地流动时，起初因受地转偏向力的作用很小，空气基本上是顺着气压梯度力方向沿经圈运行的，以后随着纬度增高，地转偏向力逐渐增大，气流就逐渐向纬圈方向偏转，到纬度20°～3O°处，已经增大到气压梯度力相等的程度，空气运行方向就接近于与纬圈平行了。
当气流在纬度20°～30°处上空转成纬向以后，源源不断地从赤道上空流到这里来的空气质量就在此处堆积下沉，使近地面层气压升高而形成一个高压带，这个高压带就是副热带高压带。在副热带高压带和极地高压带之间是一个相对的低压带，称为副极地低压带。
副热带高压带出现以后，在副热带地区的近地面层，空气向赤道和极地两边流去。其中向赤道的一支气流，在地转偏向力作用下，在北半球成了东北风，在南半球成为东南风，我们分别称为东北信风和东南信风，这两支信风到了赤道附近辐合，补偿由赤道上空流出的空气质量，于是热带地区的上下层气流构成一个环流圈，称为热带环流圈，由副热带向极地的一支气流，则在地转偏向力作用下，形成中纬度地区的偏西风。当它到达副极地低压带时，遇上由极地高压区流来的称为极地东风的冷空气，于是在这两支冷、暖气流之间，形成一个锋面（锋面在下一章介绍），从副热带地区来的暖空气沿锋面向极地滑升（在地转偏向力作用下，为偏西气流），然后在极地上空冷却下沉，补偿极地地面流向中纬度地区的空气质量，这样极地的上下层气流也构成了一个环流圈，称为极地环流圈。
中纬度上下层都盛行西风，只是近地层具有南风风速，上层具有北风风速，所以在南北方向上也构成一个环流圈，称为中纬度环流圈，它的方向和热带环流圈、极地环流圈相反。
由上述讨论可知，在地转偏向力作用下，南北半球近地面层中各出现了四个气压带，即赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带和极地高压带。同时相应地形成了三个风带，即东北信风带、盛行西风带和极地东风带（这些风带被称为行星风带）。这些风带与上空气流结合起来，便构成了三个环流圈，即热带环流圈、中纬度环流圈和极地环流圈。这样，就把复杂的大气环流归纳成为一个简单的模式即通常所谓的大气环流三圈模式。
五、大气环流的平均特征和变化情况
（一）实际情况：
由于地球表面不是均匀的，大气环流情况远不是上述那样简单。在众多的影响因素中，最大的影响因素是大陆和海洋的分布，例如，在北纬30°～35°地区，副热带高压带就是不连续的。 在夏季，陆地强烈增温，使欧亚大陆成为一个宠大的低压，即印度低压。同理也形成北美低压。而海洋较大陆增热慢，气温较大陆低，形成太平洋上的夏威夷高压和大西洋上的亚速尔高压。而到了冬季，陆地冷却快，在北半球的欧亚在陆形成蒙古高压，北美大陆形成北美高压。而海洋上形成太平洋的阿留申低压和冰岛低压。这种由于海陆热力差异，割裂了气压带而形成的高、低气压中心，对冬、夏季的天气、气候有控制性的影响，被称为大气活动中心。
（二）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。
（三）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。
六、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。
七、季风概念：
大范围地区的盛行风随季节而改变风向的现象叫做季风。
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。
3、形成原因：
一是海陆热力差异，二是行星风带随季节移动。
由海陆热力差异而产生季风的过程是夏季大陆增温比海洋上快，大陆上气压比海洋上低，气压梯度由海洋指向大陆，所以气流由海洋流向大陆；冬季相反，大陆上温度低于海洋，大陆上气压比海洋上气压高，气压梯度从大陆指向海洋，因此，气流由大陆流向海洋。
由海陆热力差异而产生的季风，大都是发生在海陆相接的地方，如亚洲东部，澳洲和北美等地。由于温带、副热带地区海陆热力差异最大，这种季风最显著，所以常称为温带季风或副热带季风。
由行星风带随季节南、北移动而引起的季风，和海陆热力差异而产生的季风不同。行星风带的分布很有规律，其位置随季节有显著的南、北移动，因此，在两个行星风带相接地区，便会发生显著的季节性改变风向的现象。例如，在太平洋东部，冬季赤道低压停留在南半球，夏季移到了北半球，因而在赤道至10°N之间的区域，冬季受北半球信风的控制，吹东北风，夏季却是受南半球信风的控制，吹西南风。
由行星风带随季节南、北移动而引起的季风，可以发生在沿海和陆地，也可以出现在大洋中央。就纬度来说，多见于赤道和热带地区，所以常称为赤道季风或热带季风。
必须指出，上述季风是从成因的主要方面来区分的。季风是大气环流的重要组成部分之一。某一地区的季风，实际上是所在地区的行星风带、海陆、地形等多种因素综合作用下所产生的现象。例如，温带或副热带地区季风的形成，往往会包含着行星风带随季节移动的作用，而赤道或热带地区季风的形成，也往往会包含着海陆热力的差异的作用，而地形又是改变季风强度和季风方向不可忽视的因素。
第四节 地方性风一、海陆风
1、概念,沿海地区，白天风由海上吹向陆地，即海风，夜间风由陆地吹向海洋，即陆风。这种以日为周期随昼夜交替而改变风向的风称为海陆风。
2、形成原理：当大范围水平气压场比较弱时，白天，太阳照射后，陆地增温比海上快，因而陆上的气温比海上的高。陆地上的暖空气膨胀上升，到了某高度上，因其上层气柱质量增多，气压升高，于是在上层便产生自陆地指向海洋的水平气压梯度力，使空气由陆地流向海洋。这样一来，陆地上的空气质量减少了，地面气压因而下降，而海洋上的气压升高，于是在下层便产生了自海洋指向陆地的气压梯度力，使下层空气自海洋流向陆地，这就是海风，并在上下层间形成一个完整的热力环流，到了夜间，陆地辐射冷却比海面快，气温也比海上低。陆上空气冷却收缩，致使上层气压比海面上空同高度上的气压低，地面气压比海面气压高，于是形成了同白天相反的热力环流，下层风由陆地吹向海洋，这就是陆风。
二、山谷风概念：在山区，白天地面风由谷地吹向山顶，即谷风，夜间地面风由山顶吹向山谷，即山风，统称山谷风。
形成原理：
白天坡上空气的增热比同一高度上自由空气的增热要强烈得多，空气受热膨胀沿山坡上升，坡上气压随之降低，气压梯度力使地面附近的空气从谷底向山坡上流动，便成谷风；夜间，坡上空气由于冷却而变得稠密，气压升高，所以空气顺山坡流入谷中，成为三、焚风概念：
气流越过山岭后，在背风坡绝热下沉而形成干热的风称为焚风。
形成原理：
当气流越过山脉时，在迎风坡上，空气上升冷却，由于水汽凝结，温度按湿绝热直减率(0.5℃/100m)降低，并有大量水分降落；过山顶后，空气沿背风坡下降，而下降空气却基本上是按干绝热直减率(1.0℃/100m)一直增温的，所以过山后的气温可以比山前时的高很多。
举例设温度为20℃的空气越过3km高的山岭，它的凝结高度为500m，湿绝热直减率平均为0.5℃／100m，当气流达到背风坡山脚时，温度可增高到32.5℃。当然，并不是所有的焚风都能到达地面，当背风坡有一层较冷的空气存在时，焚风就从它上面滑过，只是形成显著的逆温现象。此外，空气由高原流向平原时，如果下降的高度很大，也可以由绝热增温而出现焚风。
作用：
不论冬夏昼夜，在山区，焚风都可以出现，初春的焚风可使积雪融化，利于灌溉；夏未的焚风可使粮食与水果早熟，但强大持久的焚风则可能造成干旱及发生森林火灾等。
我国许多地区都有焚风。例如，当偏西气流越过太行山下降时，位于太行山东麓的石家庄就会出现焚风。据统计，出现焚风时，石家庄的日平均温度比无焚风时可增高10℃左右。
四、峡谷风
当空气由开阔地区进入狭窄谷口时，谷口截面积小，由于空气质量不可能在这里堆积，于是气流加速前进（流体的连续性原理），从而形成强风，称峡谷风。在我国台湾海峡、松辽平原等地，两侧都有山岭，地形象喇叭管，当空气直灌窄口时，经常出现大风，就是这个原因。
第六章 天气及灾害性天气第一节 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。
暖气团一般含有较丰富的水汽，容易造成云雨天气，但是从源地向高纬度移动时，气团低层因不断失热而冷却，气团的温度直减率减小，气层趋于稳定，甚至还可能出现逆温层，因而暖气团中热力对流不易发展，表现出稳定性天气特征。如果暖气团中湍流作用较强也可能形成层云、层积云，甚至出现毛毛雨、小雨等天气现象。
冷气团一般形成干冷天气，例如从源地向暖区移动时，气团低层因不断吸热而增温，气团直减率趋向增大，层结稳定度减小，对流运动容易发展。冷气团低层也可能形成不稳定天气,如果冷气团来自海洋，水汽较多，还可能出现积云、积雨云，甚至雷暴等阵性降水天气。冷、暖气团的天气特征在不同季节、不同地区也有相当大的差别，例如，夏季的暖气团，水汽含量丰富，如果被地形或其他外力抬升时，可以突破逆温层出现不稳定天气；冬季的冷气团，气层非常稳定，可能产生稳定性天气。
4、影响我国的气团及其天气特征我国大部分处于中纬度地区，冷暖气团交绥频繁，缺少气团形成的环流条件，同时地表性质复杂，也很少有大范围均匀的下垫面即气团的源地，因而活动在我国境内的气团，大多是从其他地区移来的变性气团。
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。受这种气团控制时，天气非常寒冷稳定。
（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。冬季我国各地均可受其影响，它是出现在我国势力最强，维持时间最长，影响范围最广的一种气团。它的出现常伴随寒潮的暴发，当这种气团由大陆入侵我国时，称大陆变性的极地大陆气团，但也有气团经日本海一带侵入我国华北和华东等地区，这种气团称为海洋变性的极地大陆气团。
（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。当这种气团出现在我国沿海地区时，其基本天气特征是暖湿、多云，当它和变性的极地大陆气团交绥时，可出现降水天气。
(4)热带南海气团:
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。盛夏时，除我国西北一小部分地区外，几乎全国各地都能受它的影响。当它在我国登陆初期，沿海山地一带由于气层不稳定，对流强盛常有雷暴及阵性降水出现，但一旦深入内陆，停滞多日后，可以出现干旱、晴热的天气。当它的北缘与冷气团相遇时，可出现降水天气，它是造成长江中下游梅雨及旱涝的重要角色。
（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。在它控制下的天气，即使在炎热的夏季，也较凉爽，天气晴朗有散片积云。当与暖湿气团相遇时，可形成夏季的降水天气。
（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。在它影响下天气了晴朗、酷热、干燥，若长久受其控制，极易造成旱灾。
（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。在它控制下，天气湿热，常有雷雨产生。
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。春季，两者势力相当，互有进退，天气多变，尤其江南更是如此，故有“春天孩儿脸，一日变三变”的说法。秋季，变性极地大陆气团不断加强南移，热带海洋气团相应向东南撤退，因此，我国大部分地区的天气特点是晴朗凉爽，但有的年份，由于热带海洋团势力较强，当北方冷空气南下后，会在长江下游造成连绵的秋雨。
（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。
切变线是指一条近于东西向的风向不连续线，线的两侧风存在明显的气旋性切变。根据风场的切变型式大体分为：
冷锋式切变，即偏北风和西南风的切变；暖锋式切变，即东南风和西南风的切变,准静止锋式切变即偏东风和偏西风的切变。切变线一般主要出现在中、低空即3000米 和1500左右的空中。在我国东部地区常会出现和维持准静止锋式的切变线。
如初夏在江淮流域到长江以南的江淮切变线。夏季即会在华北地区出现切变线。由于切变线是一种风的不连续线，往往会使空气辐合上升。所以，常能形成云雨天气。是造成夏半年我国降水的一个重要天气系统。
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：是暖锋天气模式。暖锋的坡度很小，约为1/5O度左右。暖空气沿锋面缓慢滑升，可以达到很高的高度。暖空气在上升过程中绝热冷却．达到凝结高度后，在锋面上便产生云系。如果暖空气滑升的高度足够高，水汽又比较充沛时，暖锋上常常出现广阔的、系统的层状云系，云系序列为：卷云(Ci),卷层云（Cs）、高层云（As）、雨层云（Ns），云层的厚度视暖空气上升的高度而异，一般情况下可达几千米，厚者可达对流层顶，而且愈接近地面锋线，云层愈厚。暖锋降水主要发生在雨层云内，是连续性降水，降水宽度随锋面坡度大小而有变化，一般约300～400km。暖锋云系有时因为空气湿度和垂直速度分布不均匀而造成不连续，可能出现几十千米，甚至几百千米的无云空隙。明显的暖锋在我国出现得较少，大多伴随着气旋出现。春秋季一般出现在江淮流域和东北地区，夏季多出现在黄河流域。
（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。
第一型冷锋天气模式：这种锋面处于高空槽线前部，多稳定性天气。这种锋移动缓慢、锋面坡度较小（约1/100度），锋后冷空气迫使暖空气沿锋面稳定滑升。当暖空气比较稳定，水汽比较充沛时．产生同暖锋相似的范围比较广阔的层状云系，云系的分布序列与暖锋相反。在锋线附近降水区内还常有层积云、碎雨云形成，锋后中低云的宽度一般与700hPa槽线至地面锋线之间的水平距离大致相当。降水区出现在锋后，多为稳定性降水。如果锋前暖空气不稳定时．在地面锋线附近也常出现积雨云和雷阵雨天气。夏季，在我国西北、华北等地，以及冬季在我国南方地区出现的冷锋天气多属这一类型。
第二型冷锋大气模式：这是一种移动快、坡度大（约1/40～1/80度）的冷锋。锋后冷空气移动速度远较暖气团为快，它冲击暖气团并迫使其产生强烈上升。而在高层，因暖气团移动速度小于冷空气，出现暖空气沿锋面下滑的现象，由于这种锋面处于高空槽后或槽线附近，更加强了锋线附近的上升运动和高空锋区上的下沉运动。夏季，在这种冷锋的地面锋附近，一般会产生强烈发展的积雨云，出现雷暴、甚至冰雹、飑线等对流性不稳定的天气。而高层锋面上，则往往没有云形成。所以第二型冷锋云系呈现出沿着锋线排列的狭长的积状云带，好似一道宽度约有10 km，高达10多千米的云堤。在地面锋线前方也常常出现高层云、高积云、卷积云。这种冷锋过境时，往往乌云翻滚、狂风大作、电闪雷鸣、大雨倾盆，气象要素发生剧变。这种天气历时短暂，锋线过后，天空豁然晴朗。在冬季，由于暖气团湿度较小，气温较低，不可能发展成强烈不稳定的天气，只在锋线前方出现卷云、卷层云、高层云、雨层云等云系。当水汽充足时，地面锋线附近可能有很厚、很低的云层，和宽度不大的连续性降水。地面锋过境后，云层很快消失，风速增大，并常出现大风。在干旱的季节，空气湿度小，地面干燥、裸露，还会有沙暴天气。这种冷锋天气多出现在我国北方的冬、春季节。
冷锋在我国活动范围甚广，几乎遍及全国，尤其在冬半年，北方地区更为常见，它是影响我国天气的最重要的天气系统之一，我国的冷锋大多从俄罗斯、蒙古进入我国西北地区，然后南下。冬季时多第二型冷锋，影响范围可达华南，但移到长江流域和华南地区后，常常转变为第一型冷锋或准静止锋。夏季时多第一型冷锋，影响范围较小，一般只达黄河流域。
（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：一类是云系发展在锋上，有明显的降水。例如，我国华南准静止锋，大多是由于冷锋减弱而成，天气和第一型冷锋相似，只是锋面坡度更小，云区、降水区更为宽广，其降水区并不限于锋线地区，可延伸到锋面后很大的范围内，降水强度较小，为连续性降水。由于准静止锋移动缓慢，并常常来回摆动，使阴雨天气持续时间长达10天至半个月，甚至一个月以上，“清明时节雨纷纷”就是江南地区这种天气的写照。初夏时，如果暖气团湿度增大，低层升温，气层可能呈现不稳定状态，锋上也可能形成积雨云和雷阵雨天气。另一类是主要云系发展在锋下，并无明显降水的准静止锋。例如昆明准静止锋，它是南下冷空气为山脉所阻而呈静止状态，锋上暖空气干燥而且滑升缓慢，产生不了大规模云系和降水，而锋下的冷空气沿山坡滑升和湍流混合作用，在锋下可形成不太厚的雨层云，并常伴有连续性降水。
我国准静止锋主要出现在华南、西南和天山北侧，出现时间多在冬半年，对这些地区及其附近天气影响很大。
（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：它的天气保留着原来锋面天气的特征，例如，锢囚锋是由具有层状云系的冷、暖锋并合而成，则锢囚锋的云系也是层状云，并分布在锢囚点的两侧。如果原来冷锋上是积状云，那么锢囚后，积状云与暖锋的层状云相连。锢囚锋的降水不仅保留着原来锋段降水的特点，而且由于锢囚作用，上升运动进一步发展，暖空气被抬升到锢囚点以上，使云层变厚、降水增加、降水区扩大。锢囚点以下的锋段，根据锋是暖式或冷式锢囚锋而出现相应的云系。锢囚锋过境时，出现与原来锋面相联系而更加复杂的天气。
我国锢囚锋主要出现在锋面频繁活动家的东北、华北地区，以春季最多，东北地区的锢囚锋大多由蒙古、俄罗斯移来，多属冷式锢囚锋。华北锢囚锋多在本地生成，属暖性锢囚锋。
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。
二、中高纬度天气系统
（一）中高纬度高空主要环流系统北半球中高纬对流层的中上层，基本上为沿着纬圈方向的西风气流，西风气流在运动过程中，会形成许多大小不同的波，这种现象称为西风带波动。这种波动在对流层的中、上层表现为槽、脊的变化，而低层则主要表现为闭合的高压和低压。
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）
1、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。
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结构：
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。
四、对流性天气系统
在暖季,当大气层处于不稳定状态、空中有充沛水汽、并有足够对流冲击力的条件下,大气中对流运动得到强劲发展,其所形成的天气系统称对流天气系统,如雷暴、龙卷、飑线、冰雹等.这些天气系统不仅尺度小、生命期短,而且气象要素水平梯度很大、天气现象剧烈,具有很大破坏力,往往是一种灾害性天气系统。
1、雷暴雷暴是由旺盛积雨所引起的伴有闪电、雷鸣和强阵雨的局地风暴。没有降水的闪电、雷鸣现象，称干雷暴。雷暴过境时，气象要素和天气现象会发生剧烈变化，如气压猛升，风向急转，风速大增，气温突降，随后倾盆大雨。强烈的雷暴甚至带来冰雹、龙卷等严重灾害。
通常把只伴有阵雨的雷暴称一般雷暴，把件有暴雨、大风、冰雹、龙卷等严重灾害性天气现象之一者称为强雷暴。两者都是由发展强烈的积雨云形成的，这类积雨云称雷暴云。一次雷暴过程并不只是缺雷暴云．而往往是由几个或更多个处于不同发展阶段的雷暴单体所组成。这些雷暴单体虽然处于司一个雷暴云中，而每个单体都具有独立的云内环流，都经历发展阶段(云中贯穿上升气流)、成熟阶段(云中出现降水以及降水拖曳的下沉气流)和消散阶段(云中为下沉气流)，并处于不断新生和消失的新陈代谢过程中。
2、飑线飑线是带状雷暴群所构成的风向、风速突变的狭窄的强对流天气带。地线过境时．风向突变、风速急增、气压骤升、气温剧降，同时伴有雷暴、暴雨，甚至冰雹、龙卷等天气现象。因而飑线是一种很具破坏力的严重灾害性天气。
3、龙卷
龙卷是自积雨云底部伸出来的漏斗状的涡旋云柱。龙卷伸展到地面时引起的强烈旋风，称龙卷风。龙卷有时悬挂在空中．有时伸延到地面。出现在陆地上的，称陆龙卷，出现在海面上的，称海龙卷。
龙卷的水平尺度很小，近地层直径一般几米到几百米，空中直径可达3—4km，甚至10km。垂直范围在3—15km间。生存时间几分钟到几十分钟。
气象灾害一、寒潮
1、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。
2、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。
3、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。
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第七章 气侯与其形成因子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）太阳辐射的作用太阳辐射能量与一个地方的太阳高度和昼夜长短有关，太阳高度和昼夜长短承受季节变化而变化，导致太阳辐射也具有季节性的周期变化，因太阳辐射能量在空间分布的不均和下垫面特性的不同，造成了地面和大气中热量分布不均，使各地气侯产生差异，所以气侯也具有规律性的季节变化
（二）大气环流的作用在高低纬度和海陆之间，由于冷热不均，会出现气压差异，引起大气环流，通过大气环流，在它们之间进行热量与水汽的输送和交换，两种性质不同的气流会合还能产生锋、气旋等天气系统，从而形成云和降水，引起气侯的变化，此外，季风环流也导致气侯的季节性变化。
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）下垫面的作用下垫面是指地面状况，包括水陆、地形、植被、冰雪覆盖等，下垫面特性不仅影响辐射过程，还决定气团的物理性质和气团变性，从而影响气侯的形成。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 气候带和气候型一、气候带和气候型的概念在地球上，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。
南北半球各划分为赤道气候带、热带气候带、副热带气候带、暖温带气候带、冷温带气候带、极地气候带6个气侯带。
在同一气侯带内由于地理环境的不同，可形成不同的气侯特点，称气侯型。相反，在不同的气侯带内由于地理环境近似，可出现同类的气侯型。
（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
（二）季风气侯与地中海气侯季风气侯特征：夏季高温多雨，冬季寒冷干燥，夏季受海洋性气团的影响，冬季受大陆性气团的影响地中海气侯特征：夏季高温干旱，冬季温和多雨,冬季受海洋性气团的影响，夏季受大陆性气团的影响
（三）草原气侯与沙漠气侯
1、沙漠气候型：降水稀少，阳光强烈，日温差很大，气候干燥，成云致雨机会少，植被缺乏。
2、草原气候型：温带草原，冬寒夏暖，年降雨量小于450mm；热带草原，夏湿热冬暖干，年降雨量在200～750mm之间，降水只能满足草本植物生长，不能满足禾本类作物需要。
两种气侯类型在性质上都属大陆性气侯，它们的气侯特征是降水量少而又集中在夏季，蒸发快，雨量小，温差大
（四）高山气侯与高原气侯
1、高原气候型：冬天是个冷源，夏天是个热源，太阳辐射强，降水少，温差大，气候单调，属大陆性气候。
2、高山气候型：高山面积小，随高度升高，气温降低，0.65℃/100m，降水多（特别在迎风坡）有效辐射大，风大，气候丰富，属海洋性气候。
二、气候带和气候型的划分气候带与气候型的划分有多种方法，概括起来可分实验分类法和成因分类法两大类。实验分类法是根据大量观测记录，以某些气候要素的长期统计平均值及其季节变化，来与自然界的植物分布、土壤水分平衡、水文情况及自然景观等相对照来划分气候带和气候型。柯本(w．P．K6Ppen)、桑斯威特(C．W．丁hornthwaite)、沃耶伊柯夫和杜库洽夫等分别为这一大类的代表。成因分类法是根据气候形成的辐射因子、环流因子和下垫面因子来为分气候带和气候型。一般是先从辐射和环流来划分气候带；然后再就大陆东西岸位置、海陆影响、地形等因子与环流相结合来确定气候型。这一派的学者很多．最著名的有阿里索夫弗隆、特尔真、和斯查勒。
1、柯本气候分类法
2、斯查勒气候分类法三、气候分类法评议上述气候分类法，各有其优缺点。柯本气候分类法的优点是系统分明，各气候类型有明确的气温或雨量界限，易于分辨；符号简单，便于应用，便于借助计算机进行自动分类和检索；所用的气温和降水量指标是经过大量实测资料的统计分析，联系自然植被而制定的，与自然景观森林、草原、沙漠、苔原等对照比较符合；分类所依据的气温和降水资料是最基本的气候资料，易于获得，且来源广泛，记录时间长，有利于在全球范围内推广应用；各种气候特征用各级字母来代表，易于在图上表示，因此这种分类法曾被世界各国广泛采用，迄今未衰。但缺点主要表现在以下两个方面。
1．关于干燥带的划分问题柯本用年平均降水量与年平均温度的经验公式来计算干燥指标，这是十分牵强的，实际上气候的干燥程度与气温和降水的关系并不那么简单。再者，干燥气候并不能与A、c、D、E等四带相提并论。后者是按气温来分带的，大体上具有与纬线相平行的地带性，而干燥气候的形成有几种原因：①有的是在副热带高压控制下，受下沉气流的影响(如副热带沙漠)；②有的是因为处于信风带的背风面，受不到海风的影响(如热带沙漠)；③有的是因处在冷洋流海岸，逆温现象严重(加热带大陆西岸沙漠)；④有的是地处内陆，终年受大陆气团控制(如温带沙漠)。这些干燥气候在A、c、D几个气候带内都可出现。各种干燥气候的干燥程度虽然相似，但其昼夜长短、气温的午变化、日变化和其它天气条件并不相同，因它们各自所在的纬度带而异。因此，干燥气候只能作为A、C、D带内的一种气候型，并不能单独列为一个气候带。
2．关于高度因素的问题柯本在进行气候分类时只注意气温和降水量等数值的比较，忽视了高地气温、降水的垂直变化与水平纬度地带的差异。在柯本世界气候分类因上，除A类和正类气候完全适合纬度带原则外，其余的气候类型在很大程度上不是带状分布。例如我国黄河下游、长江流域部分地区、云贵高原和印度德干高原等地部属于Cwa类，这样就把温带、副热带和热带二个不同纬度带的季风气候混为一谈了，这显然是不合理的。
总之，柯本气候分类法的—个最大缺点是只注意气候要素数值的分析和气候表面特征的描述，忽视了气候的发生发展和形成过程。
斯查勒分类法是一种动力气候分类法。他根据气团的源地和锋面的位置以及它们的移动来划分气候带和气候型。他的分类法重视气候的形成因素，把高地气候(H)与低地气候区分开来，照顾了气候的纬度地带性以及大陆东西岸和内陆纳差异性。同时，又和土壤水分收支平衡结合起来，界限清晰，干燥气候与湿润气候的划分明确细致，在农业生产和农田水利建设上又具有实用价值，是目前比较好的一种世界气候分类法。但斯查勒气候法也有其不足之处，他对季风气候没有足够的重视。在东亚、南亚和澳大利亚北部是世界季风气候最发达的区域，在应用动力方法进行世界气候分类时，季风这个因子是不容忽视的。在斯查勒气候分类中把我国的副热带季风气候、温带季风气候与北美东部的副热带湿润气候、温带大陆性湿润气候等同起来。又把我国南方的热带季风气候与非洲、南美洲的热带干湿季候等同起来，这都是不妥当的。
编者认为，从环境地学角度来讲，世界气候分类应从发生学的观点出发，综合考虑气候形成诸因子，包括太阳辐射、大气环流、海陆、洋流、地形及地表覆盖物(冰雪、土壤、植被)等：同时也应从生产实践观点出发，根据各地气候的典型特征，舍小异，取大同，采取与人类生活和生产建设密切相关的要素来进行分类。气候带与气候型的名称应以气候条件本身来确定，基于上述原则，根据地球上辐射能的收支和世界大气环流的形势，编者将世界气候分为低纬度、中纬度和高纬度三大气候带。由于下垫面的高度不同，对于大气的热量、水分和运动状况，影响极大，因此必须划分低地气候与高地气候两大系统。同时必须指出，高地气候亦因所处纬度带不同而具有其所在纬度的“烙印”。例如，赤道高山气候的垂直分异就远较中、高纬度的高山为复杂。
在各纬度带内，又因海陆物理性质的差异，特别是像亚、欧、非这样世界最大的大陆，它和其邻近的最大大洋太平洋之间的冬夏冷热源差异，以及行星风带的季节移动和地形(如青藏高原)等的综合影响，形成了季风环流，从而产生了东亚、南亚和澳大利亚北岸等地的季风气候。就全球来讲，季风气候的面积相当大，因此，这一极其重要的气候形成因子和气候现象，在气候分类中必须明确提出。季风气候的划分指标为：①当地冬夏盛行风向有明显的季节变化，其变移角度至有1200；②随着冬夏季风的更替，有干湿季的明显变化。必须具备上述两个条件，才能划为季风气候。季风气候又因所在纬度不同而划分为热带、副热带和温带季风气候等类型。
编者以斯查勒的动力气候分类法为基础，按照上述原则，加以适当修改，将全球气候分为三个纬度带16个气候型。
第三节 各纬度带气候一、低纬度气候
低纬度的气候主要受赤道气团和热带气团所控制。全年地—气系统的辐射差额是入超的，因此气温全年皆高，最冷月平均气温在15℃一18℃以上。影响气候的主要环流系统有赤道气流辐合带、沃克环流、信风、赤道西风、热带气旋和副热带高压，有的年份会出现厄尔尼诺现象。由于上述环流系统的季节移动，导致降水量的季节变化，在厄尔尼诺现象出现时，引起降水分布的明显异常，全年可能蒸散量在l 300mm以上。本带可分为五个气候型，其中热带干旱与半干旱气候型又可划分为三个亚型。
1.赤道多雨气候赤道多雨气候位于赤道及其两侧，大约向南、向北伸展到50—100左右，各地宽窄不一，主要分布在非洲扎伊尔河流域、南美亚马逊河流域和亚洲与大洋洲间的从苏门答腊岛到伊里安岛一带。典型台站：秘鲁的伊基托斯(图7·6)。这里全年正午太阳高度角都很大，因此长夏无冬，各月平均气温在25℃一28℃，年平均气温在26℃左右。绝对最高气温很少超过38℃，绝对最低气温也极少在18℃以下；气温年较差一般小于3℃，日较差可达6℃一12℃，全年多雨，无干季，年降水量在2000mm以上，最少月在60mm以上。全年皆在赤道气团控制下，风力微弱，以辐合上升气流为主，多雷阵雨，天气变化单凋，降水量的年际变化很大。这与赤道辐合带位置的变动有关、例如新加坡平均年降水量为2282mm，最湿年(4031mm)相当于最干年(83lmm)的近5倍。由于全年高温多雨，各月平均降水量皆大于可能蒸散量，土壤储水量皆达最大值(300mm)、适于赤道雨林生长。
2.热带海洋性气候热带海洋性气候出现在南北纬100一250信风带大陆东岸及热带海洋中的若干岛屿上，如加勒比海沿岸及诸岛、巴西高原东侧沿海、马达加斯加东岸、夏威夷群岛等。典型台站：哈瓦那。这里正当迎风海岸，全年盛行热带海洋气团(Tm)，气候具有海洋性，最热月平均气温在28℃上下，最冷月平均气温在18℃一25℃间，气温年较差、日较差皆小，如哈瓦拉年较差仅5.6℃，年降水量在1000mm以上，一般以5—10月较集中，无明显干季，除对流雨、热带气旋雨外，沿海迎风坡还多地形雨。
3.热带干湿季气候热带干湿季气候出现在纬度50—150左右，也有伸达250有的，主要分布在上述纬度的中美、南美和非洲。典型台站：廷博*这里当正午太阳高度角较小时，位于情风带下，受热带大陆气团控制，盛行下沉气流，是为干季。当正午太阳高度角大时，赤道气流辐合带穆来，有潮湿的辐合上升气流，是为雨季。一年中至少有l一2个月为干季。湿季中蒸散量小于降水量。全年降水量在750一1600mm左右，降水变率很大。近年来非洲热带干湿季气候区出现严重旱象,全年高温,最冷月平均气温在16℃一18℃以上，热季出现在干季之末，如廷博最高温出现在3月。
4.热带季风气候
热带季风气候出现在纬度10。到回归线附近的亚洲大陆东南部如我国台湾南部、雷州半岛和海南岛；中南半岛；印度半岛大部；菲律宾；澳大利亚北部沿海等地。典型台站：柯钦。这里热带季风发达，一年中风向的季节变化明显。在热带大陆气团(Tc)控制时，降水稀少。而当赤道海洋气团(E)控制时，降水丰沛，又有大量热带气旋雨，年降水量多，一般在1500-2000mm，集中在6—10月(北半球)。全年高温，年平均气温在20℃以上，年较差在3℃一10℃左右，春秋极短。
5.热带干旱与半干旱气候型
热带干旱与半干旱气候出现在副热带及信风带的大陆中心和大陆西岸。在南、北半球各约以回归线为中心向南北伸展，平均位置约在纬度150-250问。因干旱程度和气候特征不同，可分三个亚型；5a、5b和5c。
二、中纬度气候中纬度气候主要存在于热带气团和极地气团相互角逐的地带。该地带一年中辐射能收支差额的变比比较大，春、夏、秋、冬四季分明，最冷月的平均气温在15℃一18℃以下，有4—12个月月平均气温在10℃以上。全年可能蒸散量在130-52.5cm之间，影响气候的主要环流系统有极锋、盛行西风、温带气旋和反气旋、副热带高压和热带气旋等。天气的非周期性变化和降水的季节变化都很显著。再加上北半球中纬度地带大陆面积较大，海陆的热力对比和高耸庞大地形的影响，使得本带气候更加错综复杂。本带共分8个气候型。
6.副热带干旱与半干旱气候该气候型位于热带，在热带干旱气候向高纬度的一侧，约在南北纬250-350的大陆西岸和内陆地区。它也是在副热带高压下沉气流和信风带背岸风的作用下形成的。因干旱程度不同可分干旱6a，与半干旱6b两亚型。
6a副热带干旱气候：亦只有少云、少雨、日照强和夏季气温特高等待征。如尤马最热月平均最高温高达330，但凉季气温比5a型低，气温年较差达20℃以上。凉季有少量气旋雨．土壤蓄水量略大于5a型。
6b副热带半干旱气候位于6a区外缘。夏季气温比6a型任，如北非利比亚的班加西盛夏最热月平均气温为26℃，冬季降水量比6a型稍多。
7.副热带季风气候副热带季风气候位于副热带亚欧大陆东岸、约以300N为中心，向南北各伸展50左右。它是热带海洋气团与极地大陆气团交绥角逐地带，夏秋间又受热带气旋活动的影响。典型台站：上海。一年中冬季风来自大陆．夏季风来自海洋。夏热冬温．最热月平均气温在220以亡．最冷月在0℃——15℃左右，年较差约在15℃一25℃左右。可以出现短时间霜冻．无霜期在240天以上。四季分明，降水量在750—l000mm以上，夏雨较集中，无明显干季。
8.副热带湿润气候副热带湿润气候位于南北美洲、非洲和澳大利亚太陆副热带东岸。由于所处大陆面积小，未形成季风气候。典型台站，查尔斯顿。这里冬夏温差比季风区小，一年中降水分配比季风区均匀。
9．副热带夏干气候(地中海气候)
该带位于副热带大陆西岸，纬度300-400之间的地带，包括地中海沿岸、美国加利福尼亚州沿岸、南非和澳大利亚南端。这里受副热带高压季节移动的影响，在夏季正位于副高中心范围之内或在其东缘，气流是下沉的，因此干燥少雨，日照强烈。冬季副高移向较低纬度，这里受极锋影响，锋面气旋活动频繁，带来大量降水。全年降水量在300-1000mm左右。冬季气温比较暖和．最冷月平均气温在4—10℃左右。因夏温不同，分为两个亚型。
9a凉夏型：贴近冷洋流沿岸，夏季凉爽多雾，少雨。最热月平均气温在22℃以下，最冷月平均气温在10℃以上。如蒙持雷，气温年较差小，仅6.7℃。
9b暖夏型：离海岸较远，夏季干热，最热月平均气温在22℃以上，冬季温和湿润，年较差稍大。如那不勒斯年较差为16℃。
10.温带海洋性气候温带海洋性气候分布在温带大陆西岸，纬度约在40-600，包括欧洲西部,阿拉斯加南部、加拿大的哥伦比亚、美国华盛顿和俄勒冈两州、南美洲40- 600S西岸、澳大利亚的东南角，包括塔斯马尼亚岛和新西兰等地。这些地区终年盛行西风，受温带海洋气团控制，沿岸有暖洋流经过。冬暖夏凉，最冷月气温在0℃以上，如布勒斯持为7．2℃(图7·19)，最热月在22℃以下，气温年较差小，约在6℃一14℃左右。全年湿润有雨，冬季较多，年降水量约在750—l000mm上下，迎风山地可达2000mm以上。
11.温带季风气候温带季风气候出现在亚欧大陆东岸纬度350-550地带，包括中国的华北和东北，朝鲜大部，日本北部及俄罗斯远东部分地区。典型台站：北京。冬季盛行偏北风寒冷干燥，最冷月平均气温在0℃以下，南北气温差别大。夏季盛行东南风，温暖湿润，最热月平均气温在20℃以上，南北温差小。气温年较差比较大，全年降水量集中于夏季，降水分布由南向北，由沿海向内陆减少。天气的非周期性变化显著，冬季寒潮爆发时，气温在24h内可下降10余度甚至20余度。
12.温带大陆性湿润气候出现在亚欧大陆温带海洋性气候区的东侧，北美l000w以东的温带地区。典型台站：莫斯科。冬季寒冷，有少量气旋性降水，这是由于由海洋吹来的西风入陆较深，海洋气团已经变性的缘故。夏季降水量较多，但不像季风区那样高度集中。
13,温带干旱与半干旱气候温带干旱与半干旱气候区在北半球占有很大面积，分布在35一500N的亚洲和北美大陆中心部分。终年在大陆气团控制下，因此气候干燥。在南半球南美洲南端阿根廷的大西洋冷洋流沿岸．正当西风带的雨影区域，又有安策斯山脉屏峙，西风过山后下沉，因此全年少雨形成巴塔哥尼亚干旱气候区。因干旱程度不同又可分两个亚型.
在中纬度的副热带季风气候和湿润气候中，以常绿阔叶林较多。在地中海气候中，因夏季干燥，树叶多是坚硬革质化的，自然景观以硬叶常绿灌木林为主。在温带海洋性气候、温带季风气候和温带大陆性湿润气候三种气候类型区域中，自然植被在偏南地区以夏绿阔叶林为主．愈向北方因冬温愈低，阔叶树较难生长，乃逐渐混有大量针叶树种，因此称为针阔混交林。在干旱气候区，只有耐旱力极强的小灌木和草类能够生长，自然景观为各种性质的荒漠。在半干旱气候区．因水分条件较好，自然景观为草原(矮草)。
三、高纬度气候高纬度气候带盛行极地气团和冰洋气团。在冰洋气团与极地气团交绥的冰洋锋上有气旋活动，自西向东移进。这里地—气系统的辐射差额为负值，所以气温低，无真正的夏季。空气中水汽含量少，降水量小，但因蒸发弱，年可能蒸散量小于52.5cm，又因有冻土，排水不畅，所以没有干旱型。随着纬度的变化，可分为三个气候型。
14.副极地大陆性气候分布在500N或550N到650N地区，包括亚欧大陆的斯堪的纳维亚半岛(南部除外)，芬兰和前苏联大部(图7．5)以及北美从阿拉斯加经加拿大到拉布拉多和纽芬兰的大部。年可能蒸散量在35cm到52.5m之间。这里冬季长而严寒，一年中至少有9个月为冬季。加拿大的沃米利恩堡和俄罗斯的雅库次克一年中分别有6、7个月月平均气温在0℃以下，在10℃以上的只有3个月，植物生长期一般只有50-75天左右。该气候型所在地区冬季黑夜时间长，正午高度角小，在亚欧大陆中部和偏东地区又为冷高压中心，风小、云少、地面辐射冷却剧烈，大陆性最强，冬温极低。在西伯利亚的维尔雷扬斯克1月平均气温竞低到-50℃，而附近的绝对最低气温曾降至-73℃，有世界“寒极”之称。夏季白昼时间长，7月平均气温在15℃以上，气温年较差特大。全年降水量甚少，在东西伯利亚不超过380mm，在加拿大不超过500mm，集中于暖季降落，冬雪较少，但蒸发弱，融化慢，每年有5—7个月的积雪覆盖，积雪厚度在600一700mm左右，土壤冻结现象严重。由于暖季温度适中(在10℃以上)又有一定降水量，适宜针叶林生长，又称为雪林气候。
15.极地长寒气候(苔原气候)
分布在北美洲和亚欧大陆的北部边缘、格陵兰沿海的一部分和北冰洋中的若干岛屿中。在南半球则分布在马尔维纳斯群岛(福克兰群岛)、南设得兰群岛和南奥克尼群岛等地。年可能蒸散量小于35cm。全年皆冬，一年中只有1—4个月月平均气温在0-10℃左右。其纬度位置已接近或位于极圈以内，所以极昼、极夜现象已很明显。在极夜期间气温很低，但因邻近海洋比前述的副极地大陆性气候尚稍高，如乌佩尼维克位于格陵兰西岸，其最冷月平均气温为-23．3℃。内陆地区比沿海更冷，一般可达一30℃至-40℃左右。最热月平均气温在l-5℃左右，个别晴暖天气中，气温能升到25℃，但在7、8月份，夜间气温仍可降到0℃以下。在冰洋锋上有一定降水，但因气温低，空气含水汽小，一般年降水量在200-300mm左右。在内陆地区尚不足200mm，大都为干雪，暖季为雨或湿雪。由于风违大，常形成雪雾，能见度不佳，地面积雪面积不大。这里冬季严寒程度虽稍逊于副极地大陆性气候，但因最热月平均气温低于l0℃，冻土层接近地表，暖季水分不能下渗，引起土壤表层停滞积水，土温更加降低，限制了乔木的生长，自然植被只有苔藓、地衣及小灌木等，构成了苔原景观。这里又称为苔原气候区
16.极地冰原气候极地冰原气候出现在掐陵兰、南极大陆和北冰洋的若干岛屿上。这里是冰洋气团和南极气团的源地，全年严寒，各月平均气温皆在0℃以下，具有全球的最低年平均气温。北极地区年平均气温约为-22.3℃，南极大陆为-28.9℃至-35℃左右。一年中有长时期的极昼、极夜现象。全年降水量小于250mm，皆为干雪，不会融化，长期累积形成很厚冰原。长年大风，寒风夹雪，能见度恶劣。
四、高山气候在高山地带随着高度的增加，空气愈来愈稀颓，空气组成中的二氧化碳、水汽、微尘和大气中污染物质等逐渐减少，气压降低，风力增大，日照增强，气温降低。在一定坡向，一定高度范围内，降水量随高度而加大，过了最大降水带之后，降水又复随高度而减小。由于上述彦要素的垂直变化，透导致高山气候具有明显的垂直地带性，这种垂直地带性又因高山所在地的纬度和区域气候条件而有所不同，这里举例加以说明。
综上所述，高地气候的垂直气候带有以下几个特征：
(1)山地垂直气候带的分异因所在地的纬度和山地本身的高差而异。在低纬山地，山麓为赤道或热带气候，随着海拔高度的增加，地表热量和水分条件逐渐变化，直到雪线以上，可划分的垂直气候带数目较多。如果山地高差较小，气候垂直带的分异也就相应减少。如珠峰北翼即是如此。在高纬度极地，山麓已经长年积雪，所以那里山地气候垂直分异就不显著了。
(2)山地垂直气候带具有所在地大气候类型的“烙印”。例如，赤道山地从山麓到山顶都具有全年季节变化不明显的特征。珠峰和长白山都具有季风气候持色，各高度的降水量在一年中分配很不均匀，皆是冬干夏湿。
(3)湿润气候区山地垂直气候的分异，主要以热量条件的垂直差异为决定因素。而干旱、半干旱气候区山地垂直气候的分异，与热量和湿润状况都有密切关系。这种地区的干燥度都是山麓大，随着海拔的增高，干燥度逐渐减小。
(4)同一山地还因坡向、坡度及地形起伏、凹凸、显隐等局地条件不同，气候的垂直变化各不相同，山坡暖带，山谷冷湖即其一例。山地气候确有“十里不同天”之变。
(5)山地的垂直气候带与随纬度而异的水平气候带在成因和特征上都有所不同，不能把两者等同起来。
第四节 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
（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
（1）海洋的惰性使其具有低通滤波的作用，当快速变化的大气过程以风应力作用于海洋时，在低通滤波的作用下，可以激发出一类海气系统的低频振荡。
（2）由于海洋的热力和动力惯性，海洋可把前期大气环流变化所留下的信息储存起来，即海洋具有相当强的记忆力。
（3）与海洋热惯性相联系，海洋具有滞后效应，例如海洋对太阳辐射季节变化的响应要比陆地落后一个月，海洋对CO2含量增长的响应所产生的增温要比陆地落后20年。
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、沃克环流在赤道地区的东西方向上，存在着几个纬向的直接热力环流圈，称为沃克环流。它是由于赤道地区存在着大尺度东西向的热力不均匀分布引起的。
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。
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。
第五节 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大气中有一些微量气体和痕量气体对于太阳辐射几乎不吸收，但却能强烈吸收长波辐射，它们对地面的气候能起到类似温室的作用，故称为温室气体。这些气体在大气中的变化必然对气候系统造成明显扰动，引起全球气候变化。
2、大气中温室气体浓度的增加人类活动对大气的影响主要表现在增加大气中CO2、气溶胶、大气中水汽含量及其它微量气体含量。
3、大气中CO2浓度增加对气候的影响用各种复杂程度不同的模式所做的分析表明，大气中CO2浓度增加会使地面和低层大气增温。大气CO2浓度增加对气候的影响中包含着复杂的反馈机制。若假定地球是一个黑体，CO2浓度加倍会使地面温度较高而引起大气中水汽含量增加。绝对湿度增大就增加吸收地球辐射的能力，因而增强了CO2的正反馈效应。水汽还具有吸收太阳辐射的能力，其结果使得CO2浓度加倍时的地面温度增加2℃。
（二）臭氧层耗竭在20km以上大气层中的臭氧层，能够吸收太阳辐射中的紫外辐射部分，因而对地表的生物圈具有保护作用；同时臭氧层可使平流层增热，形成平流层的稳定层结。由于飞机、核爆炸、氯氟碳化合物等的增加，将减少大气中臭氧含量。尤其CFCS在对流层几乎不发生化学反应，当上升到平流层时，在紫外线的辐射下分解，破坏臭氧层。由于人类活动排放了大量CFCS等污染物，使臭氧层中臭氧的含量减少。其减少，使得到达地面的太阳辐射中的紫外线辐射加强。
（三）人为硫污染与酸雨人为源主要包括煤与石油的燃烧、冶金及硫酸工业等，它们所排放的硫多以SO2的形式进入大气。大气中的SO2通过复杂的化合反应，转变为固、液态硫酸和硫酸盐，然后通过干沉降和湿沉降而回到地面。当温度为0℃时，把PH值小于5.6的降水定义为酸雨。酸雨会水体酸化，土壤变得更为瘠薄，森林衰退，农作物减产，水生生态系统破坏，腐蚀建筑物和文物古迹等。
（四）人为气溶胶变化及其气候效应气溶胶是液态或固态微粒在空气中的悬浮体系。由于人类活动的不断强化，近几十年来的大气气溶胶有逐年增加的趋势，大气透明度随之下降。气溶胶的增加一则可以增大行星反射率，减少到达地面的太阳辐射，即有“阳伞效应”；二则可增加地气系统对太阳辐射的吸收；三则它们还是地面长波辐射的强吸收体，其最大吸收带大致在9.2μm附近，刚好位于8-12μm的大气窗口，因此可减弱地面有效辐射，即有温室效应；四则也能影响云量，增加云的反射率和吸收率。一般而言，气溶胶对平流层总有加热作用，对对流层总有冷却作用。
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。
第八章 气侯的分布、分类和变化第一节 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、世界气候分类方法
（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。
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
