气象学与气候学第三版第一章 引论
第一节 气象学、气候学的研究对象、
任务和简史
第二节 气候系统概述
第三节 有关大气的物理性状第一节 气、象学、气候学的研究对象任务和简史一、气象学与气候学的研究对象和任务一、气象学与气候学的研究对象和任务气象学 ——人类在长期的生产实践中不断地对它们进行观测、分析、总结，从感性认识提高到理性认识，再在生产实践中加以验证、修订、逐步提高，这就产生了专门研究大气现象和过程，探讨其演变规律和变化，并直接或间接用之于指导生产实践为人类服务的科学。
气象学领域广，其基本内容是：⑴把大气当作研究的物质客体来探讨其特性和状态，如大气的组成、
范围、结构、温度、湿度、压强和密度等等；⑵研究导致大气现象发生、发展的能量来源、性质及其转化；
⑶研究大气现象的本质，从而能解释大气现象，寻求控制其发生、发展和变化的规律；⑷探讨如何应用这些规律，通过一定的措施，为预测和改善大气环境服务（如人工影响天气、人工降雨、消雾、防雹等），
使之能更适合于人类的生活和生产的需要。
气候学研究的对象是地球上的气候。气候和天气是两个既有联系又有区别的概念。从时间尺度上讲，天气是指某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气状态（如气温、湿度、
压强等）和大气现象（如风、云、雾、降水等）的综合。天气过程是大气中的短暂过程。
而气候指的是在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动在长时间相互作用下，在某一时段内大量天气过程的综合。它不仅包括该地多年来经常发生的天气状况，而且包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。
天气变化快，变化的周期短。
气候变化的周期相对于天气来讲是较长的，它的时间变化尺度有季际、年际、
十年际、百年际、千年际、万年际等等 。
现代气候学从概念上已经不再是气象学或地理学的一个分支的经典气候学，而是大气科学、海洋学、地球物理和地球化学、地理学、地质学、
冰川学、天文学、生物学以至有关社会科学相互渗透，共同研究的交叉科学。
在地理系、环境科学系等系科开设的气象学与气候学是以普通气象学为基础，
以气候学为重点的专业基础课程，也是基础技术训练课程，它的基本任务是：
㈠通过实践，掌握气象观测，气候统计分析和气候调查的方法，来记叙所观测到的气候现象，从定性和定量两方面说明它们的特征。
㈡探讨它们的正确解释和研究它们的发展规律，特别要掌握天气演变和气候形成的规律性，了解和解释各不同地区的气候特征，弄清气候资源及其地理分布，进行气候分类和气候区划，研究气候变迁的原因及其规律。
㈢应用已发现的规律，采取有效的措施，充分利用气候资源，减少人类活动对气候的不利影响，防御或减少气候灾害，
为有关的生产建设服务。
㈣气象学、气候学与自然地理学、环境生态学和区域地理等有密切的依存关系，
在教学中应注意为这些有关后续课程奠定必要的基础。
二、气象学与气候学的的发展简史
㈠萌芽时期主要指 16世纪中叶以前这一漫长时期，这时期的特点是由于人类生活和生产的需要，进行一些零星的、局部的气候观测，积累了一些感性认识和经验，对某些天气现象做出一定的解释。
我国在这一时期，在次领域中有不少成就，而且是居于世界领先行列的。
在国外，气象学的萌芽也很早，公元前４世纪希腊大哲学家亚里斯多德（Ａ
ristotle)所著,气象学,一书（约在公元前
350年）综合论述水、空气和地震等问题对大气现象也作了适当的解释。
总之，在气象学萌芽时期，我国和希腊是露过锋芒的，这时从学科性质来讲，
气象学与天文学是混在一起的，可以说具有天象学的性质。
㈡ 发展初期发展初期包括 16世纪中叶到 19世纪末。 1593年意大利学者伽利略
（ Galileo)发明温度表。 1643年意大利学者托里拆利（ Torricelli）发明气压表。 1783年索修尔（ Saussure)发明毛发温度表。 1653年在意大利北部首先建立气象台，此后其它国家亦相继建立地面气象观测站，开始积累气象资料。在 1860—1865年间各国纷纷绘出了气象图。
这一时期气象学与气候学的主要研究成果有：关于海平面上风压关系定律、气旋模式和结构、大气中光电现象和云雨形成的初步解释、大气环流的若干现象解释等。
我国气象学处于长期停顿状态。
在这一时期，帝国主义为了侵略我国，
纷纷在我国设立气象观测机构，收集气象资料为其军事、经济侵略服务。
㈢ 发展时期从 20世纪以来是气象学与气候学的发展时期。不但进行地面气象观测，也进行高空直接观测，逐步向预测自然，控制和改造自然的方向发展。这一时期又可分为早期和近期两个阶段。
1、早期在 20世纪的前 50年。这时气象观测开始向高空发展，以风筝、带人、气球及火箭等为高空观测工具，
其所到达的高度当然是有限的，但已为高空气象学的发展奠定了基础。
在此期间气象学的发展中有三大重要进展。
⑴ 锋面学说：挪威学者贝坚克尼父子，
通过长期的天气分析实践，创立了气旋形成的锋面学说，从而为进行 1 ～ 2天的天气预报奠定了物理基础。
⑵长波理论：瑞典学者罗斯贝
（ Rossby)等研究大气环流，提出了长波理论。它既为进行 2～ 4天的天气预报奠定了理论基础，同时也使气象学由两度空间真正发展为三度空间的科学。
⑶ 降雨学说：在本世纪 30年代，贝吉龙 -芬德生（ Bergeron-Findeison)从研究雨的形成中，发现云中有冰晶与过冷却水滴共存最有利于降雨的形成，从而提出了降雨学说。 1947年又发现干冰和碘化银落入过冷却水滴中可以产生大量冰晶，这就为人工影响冷云降水提供了途径。由此人类开始从认识自然进入人工影响局部天气时代。
⑷在气候学方面也有长足的进展，突然表现在：创立了气候型的概念和几种气候分类法，如柯本 (W.Koppen)、桑氏威特
(C.W.Thornthwaite)、阿里索夫
(B.II.Ajncob)等各具特色的气候分类法。
2、近期本世纪 50年代以后为近期。由于电子计算机和新技术如雷达、激光、遥感及人造卫星等的使用，大大促进了气象学与气候学的发展。其主要表现如下：
⑴开展大规模的观测实验；
⑵对大气物理现象进行数值模拟实验；
⑶把大气作为一个整体进行研究；
⑷气候学领域中的科学革命。
在这一时期，我国气象学、气候学也有一定的进展，奠基人就是竺可桢。竺氏在 1927年创立了气象研究所，次年在南京北极阁建立气象台。
解放后，我国气象事业得到迅速发展。我国是世界气象组织的重要成员国。
第二节 气候系统概述气候系统是一个包括大气圈、水圈、
陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。太阳辐射是这个系统的能源。
在气候系统的大气、水、陆地表面、
冰雪圈、生物圈子系统中，大气圈是主体部分。
一、大气圈概述
㈠大气的组成大气是由多种气体混合组成的气体及浮悬其中的液态和固态杂质所组成。
其中氮（ N２）氧（Ｏ２）和氩（Ａ r）
三者合占大气总体积的 99.96％，其它气体含量甚微。除水汽外，这些气体在自然界的温度和压力下总呈气体状态，
而且标准状况下（气压 1013.25hpa温度
0℃ ）。密度约为 1293g/m3。
从地面开始，向上直到 90km处，空气主要成分（除水汽臭氧和若干污染气体外）的比例基本上是不变的。因此，在 90km以下可以把干洁空气当成分子量为 28.97的“单一成分”来处理。在 90km以上，大气的主要成分仍然是氮和氧，但平均约从 80km开始由于紫外线的照射，氧和氮已有不同程度的离解，
在 100km以上，氧分子已几乎全部离解为氧原子，到 250km以上，氮也基本上都离解为氮原子。
大气中的氧是一切生命所必须的，氧还决定着有机物质的燃烧,腐败及分解过程。
大气中的氮能够冲淡氧,使氧不致太浓，
氧化作用不过于激烈。
大气中的水汽来自江、河、湖、海及潮湿物体表面的水分蒸发和植物的蒸腾，并借助空气的垂直交换向上输送。空气中的水汽含量有明显的时空变化，一般情况是夏季多余冬季。低纬度暖水洋面和森林地区的低空水汽含量最大，按体积来说可占大气的 4％，而在高纬度寒冷干燥的陆面上，其含量则极少，
可低于 0.01％。从垂直方向而言，空气中的水汽含量随高度的增加而减少。观测证明，
在 1.5～ 2km高度上，空气中水汽含量已减少为地面的一半；在 5km高度，减少为地面的
1/10；再向上含量就更少了。
大气中的水汽含量虽不多，但它是天气变化中的一个重要角色。
成云致雨，落雪降雹，成为淡水的主要来源。
臭氧、二氧化碳、甲烷、氮氧化物（ N2O、
NO2）和硫化物（ SO2,H2S）等其在大气中的含量虽很少，但对大气温度分布及人类生活却有较大的影响。
大气中的臭氧主要是由于在太阳短波辐射下，通过光化学作用，氧分子分解为氧原子后再和另外的氧分子结合而形成的。大气中的臭氧分布是随高度、纬度等的不同而变化的。在近地面曾臭氧含量很少，从 10km
高度开始逐渐增加，在 12～ 15km以上含量增加得特别显著，在 20～ 30km高度处达最大值，
再往上则逐渐减少，到 55km高度上就极少了。
臭氧能大量吸取太阳紫外线，使臭氧层增暖，影响大气温度的垂直分布，
从而对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。同时它还形成一个
“臭氧保护层”，使得到达地表的对生物有杀伤力的短波辐射（波长小于
30μm ）大大降低了强度。
（二）大气的结构大气总质量约 5.3× 100013t,其中有 50
％集中在离地 5.5km以下的层次内，在离地
36～ 1000km余的大气层只占大气总质量的 1
％。大气压力和密度随高度的分布如图 1·2所示。根据温度、成分、电荷等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气分为五层。
根据观测资料，在大气中极光是出现高度最高的现象，上界定为 1200km。称为大气的物理上界。另一种是着眼于大气密度来估计大气的上界。这个上界大约在 2000～
3000km高度上。
图 1·2 大气的垂直结构（图中密度据 CIRA-1961大气模式简表中的平均值
1、对流层对流层是地球大气中最低的一层。云、雾、
雨雪等主要大气现象都出现在此层。对流层是人类生产、生活影响最大的一个层次，也是气象学、气候学研究的重点层次。
对流层有三个主要特征：
⑴气温随高度增加而降低：由于对流层主要是从地面得到热量，因此气温随高度增加而降低。
平均而言，高度每增加 100m,气温则下降约
0.65℃,这称为气温直减率，也叫气温垂直梯度，通常以 r表示,r = -dT/dZ = 0.65℃ /100m
⑵ 垂直对流运动：由于地表面的不均匀加热，产生垂直对流运动。对流运动的强度主要随纬度和季节的变化而不同。一般情况是：低纬较高，高纬较弱；夏季较强，冬季较弱。因此对流层的厚度从赤道向两极减少。在低纬地区平均为 17～ 18km，在中纬地区为 10～ 12km，
在高纬度地区为 8～ 9km。
⑶气象要素水平分布不均匀：由于对流层受地表的影响最大，而地表面有海陆分异、地形起伏等差异，因此在对流层中，温度、湿度等的水平分布是不均匀的。
在对流层的最下层称为行星边界层或摩擦层。其范围一般是自地面到 1～
2km 高度。边界层的范围夏季高于冬季，
白昼高于夜晚，大风和扰动强烈的天气高于平稳天气。行星边界层以上的大气层称为自由大气。在对流层的最上层，
介于对流层和平流层之间，还有一个厚度为数百米到 1～ 2km的过度层，称为对流层顶。
2.平流层自对流层顶到 55km左右为平流层。
在平流层内，随着高度的增高，气温最初保持不变或微有上升。大约到 30km以上，气温随高度增加而显著升高，在
55km高度上可达 -3℃ 。平流层这种气温分布特征是和它受地面温度影响减少，
特别是存在着大量臭氧能够直接吸收太阳辐射有关。平流层内气流比较平稳，
空气的垂直混合作用显著减弱。平流层中水汽含量极少，大多数时间天空是晴朗的。
3.中间层自平流层顶到 85km左右为中间层。
该层的特点是气温随高度增加而迅速下降，并有相当强烈的垂直运动。在这一层顶部气温降到 -113° ～ 83℃,其原因是由于这一层中几乎没有臭氧，而氮和氧等气体所能直接吸收的那些波长更短的太阳辐射又大部分被上层大气吸收掉了。水汽含量更极少，几乎没有云层出现。在中间层的 60～ 90km高度上，有一个只有白天才出现的电离层，叫做 D层。
4,热层热层又称热成层和暖层，它位于中间层顶以上。该层中，气温随高度的增加而迅速增高。增温程度与太阳活动有关，
当太阳活动加强时，温度随高度增加很快升高，这时 500km处的气温可增至
2000k；当太阳活动减弱时，温度随高度的增加增温较慢,500km处的温度也只有 500k。
热层没有明显的顶部。通常认为在垂直方向上，气温从向上增温至转为等温时，
为其上限。在热层中空气处于高度电离状态，其电离的程度是不均匀的。其中最强的有两区，即 E层（约位于 90～ 130km）
和 F层（约位于 160～ 350km）。 F层在白天还分为 F1和 F2两区。
据研究高层大气（在 60km以上）由于受到强太阳辐射，迫使气体原子电离，
产生带电离子和自由电子，使高层大气中能够产生电流和磁场，并可反射无线电波，
从这一特征来说，这种高层大气又可称为电离层，正是由于高层大气电离层的存在，人们才可以收听到很远地方的无线电台的广播。
此外，在高纬度地区的晴夜，在热层中可以出现彩色的极光。这可能是由于太阳发出的高速带电粒子使高层稀薄的空气分子或原子激发后发出的光。这些高速带电粒子在地球磁场的作用下，
向南北两极移动，所以极光常出现在高纬度地区上空。
5,离散层这是大气的最高层，又称外层。这一层中气温随高度增加很少变化。由于温度高，空气粒子运动速度很大，又因距地心较远，地心引力较小，所以这一层的主要特点是大气粒子经常散逸至星际空间，本层是大气圈与星际空间的过度地带。
从总体来讲，大气是气候系统中最活跃，变化最大的组成部分，它的整体热容量为 5.32× 100013MJ，且热惯性小。
当外界热源发生变化时，通过大气运动对垂直的和水平的热量传输，使整个对流层热力调整到新热量平衡所需的时间尺度，大约为 1个月左右，如果没有补充大气的动能过程，动能因摩擦作用而消耗尽的时间大约也是 1个月。
二、水圈、陆面、冰雪圈和生物圈概述
㈠ 水圈水圈包括海洋、湖泊、江河、地下水和地表上的一切液态水，其中海洋在气候形成和变化中最重要。
㈡ 陆面陆面有时亦称岩石圈。
㈢ 冰雪圈冰雪圈包括大陆冰原、高原冰川、海冰和地面雪盖等。
㈣ 生物圈生物圈主要包括陆地和海洋中的植物，在空气、
海 洋和陆地生活的动物，也包括人类本身。
第三节 有关大气的物理性壮一、主要气候要素
㈠ 气温气温的单位：目前我国规定用摄氏度（ ℃ ）
温标，以气压为 1013.3hPa时纯水的冰点为零度（ 0℃ ），沸点为 100度（ 100℃ ），其间等分 100等份中的 1份即为 1℃ 。在理论研究上常用绝对温标，以 K表示，这种温标中一度的间隔和摄氏度相同，但其零度称为“绝对温度”，
规定为等于摄氏 -273.15℃ 。因此水的冰点为
273.15K，沸点为 373.15K。两种 温度标之间的换算关系如下
T=t+273.15≈t+273 ··· ··· （ 1.2）
大气中的温度一般以百叶箱中干球温度为代表。
㈡ 气压气压指大气的压强。它是空气的分子运动与地球重力场综合作用的结果。若以 P代表气压,F代表面积 A上所承受的力，则
P = F/A ··· ··· （ 1.3）
若 M为任何面积 A上的大气质量，在地球重力场中,g为重力加速度，则这个面积 A上大气柱的重量为
F = Mg ··· ··· （ 1.4）
在静止大气中，面积 A上大气柱的重量就是该面上承受的力。将（ 1.3）式代入（ 1.4）式得
P=Mg/A ··· ··· (1.5)
即静止大气中任意高度上的气压值等于其单位面积上所承受的大气柱的重量。
一般情况下气压值是用水银气压表测量的。
设水银柱的高度为 h，水银密度为 ρ,水 银 柱截面 积为 S，则 水 银 柱的重量 W = ρ gh · S 。
由于水 银 柱底面 积 的 压强 和外界大气 压强 是一致的，从而所 测 大气 压强为
P = W/S =ρ gh ·S/S =ρ gh ··· ··· （ 1.6）
所以气压单位曾经用毫米水银柱高度（ mmHg)
表示，现在通常用百帕表示。 1hPa等于 1cm2
面积上受到 102牛顿（ N）的压力时的压强值，
即
1hPa = 102N / cm2 ··· ··· （ 1.7）
当选定温度为 0℃,纬度为 45° 的海平面作为标准时，海平面气压为 1013.25hPa，相当于 760mm的水银柱高度，曾经称此压强为 1个大气压。
㈢ 温度表示大气中水汽量多少的物理量称大气湿度。大气湿度状况与云、雾、降水等关系密切。
大气湿度常用下述物理量表示：
⒈水汽压和饱和水汽压大气压力是大气中各种气体压力的总和。
水汽和其它气体一样，也叫压力。大气中的水汽所产生的那部分压力称水气压（ e）。它的单位和气压一样，也用 hPa表示。
在温度一定情况下，单位体积空气中的水汽量有一定限度，如果水汽含量达到此限度，
空气就呈饱和状态，这时的空气，称饱和空气。
饱和空气的水汽压（ E）称饱和水汽压，也叫最大水汽压，因为超过这个限度，水汽就要开始凝结。实验和理论证明，饱和水汽压随温度的升高而增大。在不同的温度条件下，饱和水汽压的数值是不同的。
⒉相对湿度相对湿度（ f）就是空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的比值（用百分数表示），即
f = e/E× 100％ ··· ··· （ 1.8）
相对湿度直接反映空气距离饱和的程度。
当其接近 100％时，表明当时空气接近于饱和。
当水汽压不变时，气温升高，饱和水汽压增大,相对湿度会减少。
⒊ 饱和差在一定温度下，饱和水汽压与实际空气中水汽压之差称饱和差（ d）。即 d = E - e,表示实际空气距离饱和的程度。在研究水面蒸发时常用到 d，它能反映水分子的蒸发能力。
⒋ 比湿在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水汽质量加上干空气质量）的比值，
称比湿（ q）。其单位是 g/g，即表示每一克湿空气中含有多少克的水汽。也有用每千克质量湿空气中所含水汽质量的克数表示的即
g/kg。
q = mw / md+mw ··· ··· （ 1.9）
式中,mw 为该团湿空气中水汽的质量； md为该团湿空气中干空气的质量。据此公式和气体状态方程可导出
q = 0.622 e / p ··· ··· （ 1.10）
注意式中气压（ P）和水汽压（ e）须采用相同单位（ hPa）,q的单位是 g/g 。
由上式知，对于某一团空气而言，只要其中水汽质量和干空气质量保持不变，不论发生膨胀或压缩，体积如何变化，其比湿都保持不变。
因此在讨论空气的垂直运动时，通常用比湿来表示空气的湿度。
⒌ 水汽混合比一团湿空气中，水汽质量与干空气质量的比值称水汽混合比 (r) 即 ( 单位,g/g )
r = mw / md ··· ··· （ 1.11）
据 其定义和气体状态方程可导出
r = 0.622e / P–e ··· ··· （ 1.12）
⒍ 露点在空气中水汽含量不变，气压一定下，使空气冷却达到饱和时的温度，称露点温度，简称露点 (Td)。其单位与气温相同。在气压一定时，
露点的高低只与空气中的水汽含量有关，水汽含量愈多，露点愈高，所以露点也是反映空气中水汽含量的物理量。在实际大气中，空气经常处于未饱和状态，露点温度常比气温低
(Td<T)。因此，根据 T和 Td的差值，可以大致判断空气距离饱和的程度。
上述各种表示湿度的物理量：水汽压、比湿、水汽混合比、露点基本上表示空气中水汽含量的多寡。而相对湿度、饱和差、温度露点差则表示空气距离饱和的程度。
(四 ) 降水降水是指从天空降落到地面的液态或固态水，包括雨、毛毛雨、雪、雨夹雪、霰 xiàn、冰粒和冰雹等。
降水量指降水落至地面后（固态降水则需经融化后），
未经蒸发、渗透、流失而在水平面上积聚的深度，降水量以毫米（ mm）为单位。
降水量是表征某地气候状态的重要要素，雪深和雪压还反映当地的寒冷程度。
..………………………………………………………….
霰（ xiàn）：亦称“软雹”，白色不透明和形状圆锥形的固体降水物，常在要落前具有一定对流厚度的云中降落，往往着地反弹且强烈。
㈤ 风空气的水平运动称为风。风是一个表示气流运动的物理量。它不仅有数值的大小（风速），还具有方向（风向）。因此风是向量。
风速单位常用 m/s,knot（海里 /小时，又称“节”，）和 km/h表示，其换算关系如下
1 m/s = 3.6 km/h 1 knot = 1.852 ㎞ /h
1 ㎞ /h = 0.28 m/s 1 knot =? m/s
风速的表示有时采用压力，称为风压。如果以 V表示风速（ m/s）,P为垂直于风的来向，
1㎡ 面积上所受风的压力㎏ /㎡,其关系式
P = 0.125V2 ··· ··· （ 1.13）
㈥ 云量云是悬浮在大气中的小水滴、冰晶微粒或二者混合物的可见聚合群体，底部不接触地面
（如接触地面则为雾），且具有一定的厚度。
云量是指云遮蔽天空视野的成数。将地平以上全部天空划分为 10份，为云所遮蔽的份数即为云量。例如，碧空无云，云量为 0，天空一半为云所覆盖，则云量为 5。
㈦ 能见度能见度指视力正常的人在当时天气条件下，
能够从天空背景中看到和辨出目标物的最大水平距离。单位用米（ m）或千米（㎞）表示。
二、空气状态方程空气状态常用密度（ ρ ）、体 积 （V）、压强
（P）、温度（ t或 T）表示。 对 一定 质 量的空气，其 P、
V、T之 间 存在函数 关 系。
㈠ 干空气状 态 方程根据大量的科学 实验总结 出，一切气体在 压强 不太大，温度不太低（ 远 离 绝对 零度）的条件下，一定 质 量气体的 压强 和体 积 的乘 积 除以其绝对 温度等于常数，即
P1V1/T1 = P2V2/T2 = P3V3/T3 = ·· PnVn/Tn
PV/T = 常数 ··· ··· （ 1.14）
上式是理想气体的状态方程。凡严格符合该方程的气体，称理想气体。实际上，理想气体并不存在，但在通常大气温度和压强条件下，
干空气和未饱和的湿空气都十分接近于理想气体。
在标准状态下（ P0 =1013.25hPa,T0
=273k）,1mol 的气体，体积约等于 22.41，
即 V0 = 22.4L/mol。因此
PV/T = P0V0/T0 = R* 即 PV = R*T ··· ··· （ 1.15）
R* = 1.01325× 2.24 × 10ˉ2m3/mol ÷ 273K
= 8.31441Pam3/(mol·K) ≈8.31 J/(mol·K)
该值对 1mol任何气体都适用，所以叫普适气体常数。
对于质量为 M克,1摩尔气体的质量是 μ的理想气体，在标准状态下，其体积 V等于 1摩尔气体体积的 M/μ倍，即
V = M/μ× R*T/P或 PV = M/μ× R*T ··· ··· （ 1.16）
这是通用的质量为 M的理想气体状态方程，又称做门捷列夫 – 克拉珀珑方程。它表明气体在任何状态下，压强、体积、温度和质量 4个量之间的关系（计算时要注意单位的统一）。
在气象学中，常用单位体积的空气块作为研究对象，为此，常将（ 1·16）式中 4个量的关系变为压强、温度和密度 3个量间的关系，即式中 R称比气体常数，是对质量为 1克的气体而言的，它的取值与气体的性质有关。
上式表明，在温度一定时，气体的压强与其密度成正比，在密度一定时，气体的压强与其绝对温度成正比。从分子运动论的观点来看，
这是容易理解的。气体压强的大小决定于器壁单位面积上单位时间内受到的分子碰撞次数及每次碰撞的平均动能，如分子平均动能大且单位时间里碰撞次数多，故压强也就大。
如前所述可以把干空气（不含水汽、液体和固体微粒的空气）视为分子量为 28.97的单一成分的气体来处理，这样干空气的比气体常数
Rd为干空气的状态方程为
P=ρRdT （ 1·18）
（二）湿空气状态方程与虚温在实际大气中，尤其是在近地面气层中存在的总是含有水汽的湿空气。在常温常压下，湿空气仍然可以看成理想气体。湿空气状态参量之间的关系，可用下式表示
P=ρ′R′T （ 1·19）
式中 R′=R*/μ′,μ′是湿空气的分子量,ρ′是湿空气的密度。由于湿空气中水汽含量是变化的，
所以 μ′和 R′都是变量。
如果以 P表示湿空气的总压强,e表示其中水汽部分的压强（即前述的水汽压），则 P—e
是干空气的压强。干空气的密度（ ρd）和水汽的密度（ Pw）分别是式中 Rw为水汽的比气体常数,Rw=R*/μw =
8.31/18J/（ g·K） =0.461 5J/g·K（ μw为水汽分子量 =18g/mol）。
因为湿空气是干空气和水汽的混合物，故湿空气的密度 ρ是干空气密度 ρd与水汽密度 ρw
之和，即上式为湿空气状态方程的常见形式。如果引进一个虚设的物理量 ——虚温（ Tv），即高些。引入虚温后，湿空气的状态方程可写成
P=ρRTv （ 1·22）
式中 R是干空气的比气体常数。为了书写方便，把 Rd的下标 d省去了。比较湿空气和干空气的状态方程，在形式上是相似的，其区别仅在于把方程右边实际气温换成了虚温。虚温的意义是在同一压强下，干空气密度等于湿空气密度时，干空气应有的温度。虚温和实际温度之差△ T为可见空气中水汽压 e愈大，这一差值便愈大。
在低层大气，尤其是在夏季,e值较高，这时必须用湿空气状态方程，但在高空,e值相对地较小，因而△ T很小，这时便可用干空气状态方程，而不致造成大的误差。
第一节 气象学、气候学的研究对象、
任务和简史
第二节 气候系统概述
第三节 有关大气的物理性状第一节 气、象学、气候学的研究对象任务和简史一、气象学与气候学的研究对象和任务一、气象学与气候学的研究对象和任务气象学 ——人类在长期的生产实践中不断地对它们进行观测、分析、总结，从感性认识提高到理性认识，再在生产实践中加以验证、修订、逐步提高，这就产生了专门研究大气现象和过程，探讨其演变规律和变化，并直接或间接用之于指导生产实践为人类服务的科学。
气象学领域广，其基本内容是：⑴把大气当作研究的物质客体来探讨其特性和状态，如大气的组成、
范围、结构、温度、湿度、压强和密度等等；⑵研究导致大气现象发生、发展的能量来源、性质及其转化；
⑶研究大气现象的本质，从而能解释大气现象，寻求控制其发生、发展和变化的规律；⑷探讨如何应用这些规律，通过一定的措施，为预测和改善大气环境服务（如人工影响天气、人工降雨、消雾、防雹等），
使之能更适合于人类的生活和生产的需要。
气候学研究的对象是地球上的气候。气候和天气是两个既有联系又有区别的概念。从时间尺度上讲，天气是指某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气状态（如气温、湿度、
压强等）和大气现象（如风、云、雾、降水等）的综合。天气过程是大气中的短暂过程。
而气候指的是在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动在长时间相互作用下，在某一时段内大量天气过程的综合。它不仅包括该地多年来经常发生的天气状况，而且包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。
天气变化快，变化的周期短。
气候变化的周期相对于天气来讲是较长的，它的时间变化尺度有季际、年际、
十年际、百年际、千年际、万年际等等 。
现代气候学从概念上已经不再是气象学或地理学的一个分支的经典气候学，而是大气科学、海洋学、地球物理和地球化学、地理学、地质学、
冰川学、天文学、生物学以至有关社会科学相互渗透，共同研究的交叉科学。
在地理系、环境科学系等系科开设的气象学与气候学是以普通气象学为基础，
以气候学为重点的专业基础课程，也是基础技术训练课程，它的基本任务是：
㈠通过实践，掌握气象观测，气候统计分析和气候调查的方法，来记叙所观测到的气候现象，从定性和定量两方面说明它们的特征。
㈡探讨它们的正确解释和研究它们的发展规律，特别要掌握天气演变和气候形成的规律性，了解和解释各不同地区的气候特征，弄清气候资源及其地理分布，进行气候分类和气候区划，研究气候变迁的原因及其规律。
㈢应用已发现的规律，采取有效的措施，充分利用气候资源，减少人类活动对气候的不利影响，防御或减少气候灾害，
为有关的生产建设服务。
㈣气象学、气候学与自然地理学、环境生态学和区域地理等有密切的依存关系，
在教学中应注意为这些有关后续课程奠定必要的基础。
二、气象学与气候学的的发展简史
㈠萌芽时期主要指 16世纪中叶以前这一漫长时期，这时期的特点是由于人类生活和生产的需要，进行一些零星的、局部的气候观测，积累了一些感性认识和经验，对某些天气现象做出一定的解释。
我国在这一时期，在次领域中有不少成就，而且是居于世界领先行列的。
在国外，气象学的萌芽也很早，公元前４世纪希腊大哲学家亚里斯多德（Ａ
ristotle)所著,气象学,一书（约在公元前
350年）综合论述水、空气和地震等问题对大气现象也作了适当的解释。
总之，在气象学萌芽时期，我国和希腊是露过锋芒的，这时从学科性质来讲，
气象学与天文学是混在一起的，可以说具有天象学的性质。
㈡ 发展初期发展初期包括 16世纪中叶到 19世纪末。 1593年意大利学者伽利略
（ Galileo)发明温度表。 1643年意大利学者托里拆利（ Torricelli）发明气压表。 1783年索修尔（ Saussure)发明毛发温度表。 1653年在意大利北部首先建立气象台，此后其它国家亦相继建立地面气象观测站，开始积累气象资料。在 1860—1865年间各国纷纷绘出了气象图。
这一时期气象学与气候学的主要研究成果有：关于海平面上风压关系定律、气旋模式和结构、大气中光电现象和云雨形成的初步解释、大气环流的若干现象解释等。
我国气象学处于长期停顿状态。
在这一时期，帝国主义为了侵略我国，
纷纷在我国设立气象观测机构，收集气象资料为其军事、经济侵略服务。
㈢ 发展时期从 20世纪以来是气象学与气候学的发展时期。不但进行地面气象观测，也进行高空直接观测，逐步向预测自然，控制和改造自然的方向发展。这一时期又可分为早期和近期两个阶段。
1、早期在 20世纪的前 50年。这时气象观测开始向高空发展，以风筝、带人、气球及火箭等为高空观测工具，
其所到达的高度当然是有限的，但已为高空气象学的发展奠定了基础。
在此期间气象学的发展中有三大重要进展。
⑴ 锋面学说：挪威学者贝坚克尼父子，
通过长期的天气分析实践，创立了气旋形成的锋面学说，从而为进行 1 ～ 2天的天气预报奠定了物理基础。
⑵长波理论：瑞典学者罗斯贝
（ Rossby)等研究大气环流，提出了长波理论。它既为进行 2～ 4天的天气预报奠定了理论基础，同时也使气象学由两度空间真正发展为三度空间的科学。
⑶ 降雨学说：在本世纪 30年代，贝吉龙 -芬德生（ Bergeron-Findeison)从研究雨的形成中，发现云中有冰晶与过冷却水滴共存最有利于降雨的形成，从而提出了降雨学说。 1947年又发现干冰和碘化银落入过冷却水滴中可以产生大量冰晶，这就为人工影响冷云降水提供了途径。由此人类开始从认识自然进入人工影响局部天气时代。
⑷在气候学方面也有长足的进展，突然表现在：创立了气候型的概念和几种气候分类法，如柯本 (W.Koppen)、桑氏威特
(C.W.Thornthwaite)、阿里索夫
(B.II.Ajncob)等各具特色的气候分类法。
2、近期本世纪 50年代以后为近期。由于电子计算机和新技术如雷达、激光、遥感及人造卫星等的使用，大大促进了气象学与气候学的发展。其主要表现如下：
⑴开展大规模的观测实验；
⑵对大气物理现象进行数值模拟实验；
⑶把大气作为一个整体进行研究；
⑷气候学领域中的科学革命。
在这一时期，我国气象学、气候学也有一定的进展，奠基人就是竺可桢。竺氏在 1927年创立了气象研究所，次年在南京北极阁建立气象台。
解放后，我国气象事业得到迅速发展。我国是世界气象组织的重要成员国。
第二节 气候系统概述气候系统是一个包括大气圈、水圈、
陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。太阳辐射是这个系统的能源。
在气候系统的大气、水、陆地表面、
冰雪圈、生物圈子系统中，大气圈是主体部分。
一、大气圈概述
㈠大气的组成大气是由多种气体混合组成的气体及浮悬其中的液态和固态杂质所组成。
其中氮（ N２）氧（Ｏ２）和氩（Ａ r）
三者合占大气总体积的 99.96％，其它气体含量甚微。除水汽外，这些气体在自然界的温度和压力下总呈气体状态，
而且标准状况下（气压 1013.25hpa温度
0℃ ）。密度约为 1293g/m3。
从地面开始，向上直到 90km处，空气主要成分（除水汽臭氧和若干污染气体外）的比例基本上是不变的。因此，在 90km以下可以把干洁空气当成分子量为 28.97的“单一成分”来处理。在 90km以上，大气的主要成分仍然是氮和氧，但平均约从 80km开始由于紫外线的照射，氧和氮已有不同程度的离解，
在 100km以上，氧分子已几乎全部离解为氧原子，到 250km以上，氮也基本上都离解为氮原子。
大气中的氧是一切生命所必须的，氧还决定着有机物质的燃烧,腐败及分解过程。
大气中的氮能够冲淡氧,使氧不致太浓，
氧化作用不过于激烈。
大气中的水汽来自江、河、湖、海及潮湿物体表面的水分蒸发和植物的蒸腾，并借助空气的垂直交换向上输送。空气中的水汽含量有明显的时空变化，一般情况是夏季多余冬季。低纬度暖水洋面和森林地区的低空水汽含量最大，按体积来说可占大气的 4％，而在高纬度寒冷干燥的陆面上，其含量则极少，
可低于 0.01％。从垂直方向而言，空气中的水汽含量随高度的增加而减少。观测证明，
在 1.5～ 2km高度上，空气中水汽含量已减少为地面的一半；在 5km高度，减少为地面的
1/10；再向上含量就更少了。
大气中的水汽含量虽不多，但它是天气变化中的一个重要角色。
成云致雨，落雪降雹，成为淡水的主要来源。
臭氧、二氧化碳、甲烷、氮氧化物（ N2O、
NO2）和硫化物（ SO2,H2S）等其在大气中的含量虽很少，但对大气温度分布及人类生活却有较大的影响。
大气中的臭氧主要是由于在太阳短波辐射下，通过光化学作用，氧分子分解为氧原子后再和另外的氧分子结合而形成的。大气中的臭氧分布是随高度、纬度等的不同而变化的。在近地面曾臭氧含量很少，从 10km
高度开始逐渐增加，在 12～ 15km以上含量增加得特别显著，在 20～ 30km高度处达最大值，
再往上则逐渐减少，到 55km高度上就极少了。
臭氧能大量吸取太阳紫外线，使臭氧层增暖，影响大气温度的垂直分布，
从而对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。同时它还形成一个
“臭氧保护层”，使得到达地表的对生物有杀伤力的短波辐射（波长小于
30μm ）大大降低了强度。
（二）大气的结构大气总质量约 5.3× 100013t,其中有 50
％集中在离地 5.5km以下的层次内，在离地
36～ 1000km余的大气层只占大气总质量的 1
％。大气压力和密度随高度的分布如图 1·2所示。根据温度、成分、电荷等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气分为五层。
根据观测资料，在大气中极光是出现高度最高的现象，上界定为 1200km。称为大气的物理上界。另一种是着眼于大气密度来估计大气的上界。这个上界大约在 2000～
3000km高度上。
图 1·2 大气的垂直结构（图中密度据 CIRA-1961大气模式简表中的平均值
1、对流层对流层是地球大气中最低的一层。云、雾、
雨雪等主要大气现象都出现在此层。对流层是人类生产、生活影响最大的一个层次，也是气象学、气候学研究的重点层次。
对流层有三个主要特征：
⑴气温随高度增加而降低：由于对流层主要是从地面得到热量，因此气温随高度增加而降低。
平均而言，高度每增加 100m,气温则下降约
0.65℃,这称为气温直减率，也叫气温垂直梯度，通常以 r表示,r = -dT/dZ = 0.65℃ /100m
⑵ 垂直对流运动：由于地表面的不均匀加热，产生垂直对流运动。对流运动的强度主要随纬度和季节的变化而不同。一般情况是：低纬较高，高纬较弱；夏季较强，冬季较弱。因此对流层的厚度从赤道向两极减少。在低纬地区平均为 17～ 18km，在中纬地区为 10～ 12km，
在高纬度地区为 8～ 9km。
⑶气象要素水平分布不均匀：由于对流层受地表的影响最大，而地表面有海陆分异、地形起伏等差异，因此在对流层中，温度、湿度等的水平分布是不均匀的。
在对流层的最下层称为行星边界层或摩擦层。其范围一般是自地面到 1～
2km 高度。边界层的范围夏季高于冬季，
白昼高于夜晚，大风和扰动强烈的天气高于平稳天气。行星边界层以上的大气层称为自由大气。在对流层的最上层，
介于对流层和平流层之间，还有一个厚度为数百米到 1～ 2km的过度层，称为对流层顶。
2.平流层自对流层顶到 55km左右为平流层。
在平流层内，随着高度的增高，气温最初保持不变或微有上升。大约到 30km以上，气温随高度增加而显著升高，在
55km高度上可达 -3℃ 。平流层这种气温分布特征是和它受地面温度影响减少，
特别是存在着大量臭氧能够直接吸收太阳辐射有关。平流层内气流比较平稳，
空气的垂直混合作用显著减弱。平流层中水汽含量极少，大多数时间天空是晴朗的。
3.中间层自平流层顶到 85km左右为中间层。
该层的特点是气温随高度增加而迅速下降，并有相当强烈的垂直运动。在这一层顶部气温降到 -113° ～ 83℃,其原因是由于这一层中几乎没有臭氧，而氮和氧等气体所能直接吸收的那些波长更短的太阳辐射又大部分被上层大气吸收掉了。水汽含量更极少，几乎没有云层出现。在中间层的 60～ 90km高度上，有一个只有白天才出现的电离层，叫做 D层。
4,热层热层又称热成层和暖层，它位于中间层顶以上。该层中，气温随高度的增加而迅速增高。增温程度与太阳活动有关，
当太阳活动加强时，温度随高度增加很快升高，这时 500km处的气温可增至
2000k；当太阳活动减弱时，温度随高度的增加增温较慢,500km处的温度也只有 500k。
热层没有明显的顶部。通常认为在垂直方向上，气温从向上增温至转为等温时，
为其上限。在热层中空气处于高度电离状态，其电离的程度是不均匀的。其中最强的有两区，即 E层（约位于 90～ 130km）
和 F层（约位于 160～ 350km）。 F层在白天还分为 F1和 F2两区。
据研究高层大气（在 60km以上）由于受到强太阳辐射，迫使气体原子电离，
产生带电离子和自由电子，使高层大气中能够产生电流和磁场，并可反射无线电波，
从这一特征来说，这种高层大气又可称为电离层，正是由于高层大气电离层的存在，人们才可以收听到很远地方的无线电台的广播。
此外，在高纬度地区的晴夜，在热层中可以出现彩色的极光。这可能是由于太阳发出的高速带电粒子使高层稀薄的空气分子或原子激发后发出的光。这些高速带电粒子在地球磁场的作用下，
向南北两极移动，所以极光常出现在高纬度地区上空。
5,离散层这是大气的最高层，又称外层。这一层中气温随高度增加很少变化。由于温度高，空气粒子运动速度很大，又因距地心较远，地心引力较小，所以这一层的主要特点是大气粒子经常散逸至星际空间，本层是大气圈与星际空间的过度地带。
从总体来讲，大气是气候系统中最活跃，变化最大的组成部分，它的整体热容量为 5.32× 100013MJ，且热惯性小。
当外界热源发生变化时，通过大气运动对垂直的和水平的热量传输，使整个对流层热力调整到新热量平衡所需的时间尺度，大约为 1个月左右，如果没有补充大气的动能过程，动能因摩擦作用而消耗尽的时间大约也是 1个月。
二、水圈、陆面、冰雪圈和生物圈概述
㈠ 水圈水圈包括海洋、湖泊、江河、地下水和地表上的一切液态水，其中海洋在气候形成和变化中最重要。
㈡ 陆面陆面有时亦称岩石圈。
㈢ 冰雪圈冰雪圈包括大陆冰原、高原冰川、海冰和地面雪盖等。
㈣ 生物圈生物圈主要包括陆地和海洋中的植物，在空气、
海 洋和陆地生活的动物，也包括人类本身。
第三节 有关大气的物理性壮一、主要气候要素
㈠ 气温气温的单位：目前我国规定用摄氏度（ ℃ ）
温标，以气压为 1013.3hPa时纯水的冰点为零度（ 0℃ ），沸点为 100度（ 100℃ ），其间等分 100等份中的 1份即为 1℃ 。在理论研究上常用绝对温标，以 K表示，这种温标中一度的间隔和摄氏度相同，但其零度称为“绝对温度”，
规定为等于摄氏 -273.15℃ 。因此水的冰点为
273.15K，沸点为 373.15K。两种 温度标之间的换算关系如下
T=t+273.15≈t+273 ··· ··· （ 1.2）
大气中的温度一般以百叶箱中干球温度为代表。
㈡ 气压气压指大气的压强。它是空气的分子运动与地球重力场综合作用的结果。若以 P代表气压,F代表面积 A上所承受的力，则
P = F/A ··· ··· （ 1.3）
若 M为任何面积 A上的大气质量，在地球重力场中,g为重力加速度，则这个面积 A上大气柱的重量为
F = Mg ··· ··· （ 1.4）
在静止大气中，面积 A上大气柱的重量就是该面上承受的力。将（ 1.3）式代入（ 1.4）式得
P=Mg/A ··· ··· (1.5)
即静止大气中任意高度上的气压值等于其单位面积上所承受的大气柱的重量。
一般情况下气压值是用水银气压表测量的。
设水银柱的高度为 h，水银密度为 ρ,水 银 柱截面 积为 S，则 水 银 柱的重量 W = ρ gh · S 。
由于水 银 柱底面 积 的 压强 和外界大气 压强 是一致的，从而所 测 大气 压强为
P = W/S =ρ gh ·S/S =ρ gh ··· ··· （ 1.6）
所以气压单位曾经用毫米水银柱高度（ mmHg)
表示，现在通常用百帕表示。 1hPa等于 1cm2
面积上受到 102牛顿（ N）的压力时的压强值，
即
1hPa = 102N / cm2 ··· ··· （ 1.7）
当选定温度为 0℃,纬度为 45° 的海平面作为标准时，海平面气压为 1013.25hPa，相当于 760mm的水银柱高度，曾经称此压强为 1个大气压。
㈢ 温度表示大气中水汽量多少的物理量称大气湿度。大气湿度状况与云、雾、降水等关系密切。
大气湿度常用下述物理量表示：
⒈水汽压和饱和水汽压大气压力是大气中各种气体压力的总和。
水汽和其它气体一样，也叫压力。大气中的水汽所产生的那部分压力称水气压（ e）。它的单位和气压一样，也用 hPa表示。
在温度一定情况下，单位体积空气中的水汽量有一定限度，如果水汽含量达到此限度，
空气就呈饱和状态，这时的空气，称饱和空气。
饱和空气的水汽压（ E）称饱和水汽压，也叫最大水汽压，因为超过这个限度，水汽就要开始凝结。实验和理论证明，饱和水汽压随温度的升高而增大。在不同的温度条件下，饱和水汽压的数值是不同的。
⒉相对湿度相对湿度（ f）就是空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的比值（用百分数表示），即
f = e/E× 100％ ··· ··· （ 1.8）
相对湿度直接反映空气距离饱和的程度。
当其接近 100％时，表明当时空气接近于饱和。
当水汽压不变时，气温升高，饱和水汽压增大,相对湿度会减少。
⒊ 饱和差在一定温度下，饱和水汽压与实际空气中水汽压之差称饱和差（ d）。即 d = E - e,表示实际空气距离饱和的程度。在研究水面蒸发时常用到 d，它能反映水分子的蒸发能力。
⒋ 比湿在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水汽质量加上干空气质量）的比值，
称比湿（ q）。其单位是 g/g，即表示每一克湿空气中含有多少克的水汽。也有用每千克质量湿空气中所含水汽质量的克数表示的即
g/kg。
q = mw / md+mw ··· ··· （ 1.9）
式中,mw 为该团湿空气中水汽的质量； md为该团湿空气中干空气的质量。据此公式和气体状态方程可导出
q = 0.622 e / p ··· ··· （ 1.10）
注意式中气压（ P）和水汽压（ e）须采用相同单位（ hPa）,q的单位是 g/g 。
由上式知，对于某一团空气而言，只要其中水汽质量和干空气质量保持不变，不论发生膨胀或压缩，体积如何变化，其比湿都保持不变。
因此在讨论空气的垂直运动时，通常用比湿来表示空气的湿度。
⒌ 水汽混合比一团湿空气中，水汽质量与干空气质量的比值称水汽混合比 (r) 即 ( 单位,g/g )
r = mw / md ··· ··· （ 1.11）
据 其定义和气体状态方程可导出
r = 0.622e / P–e ··· ··· （ 1.12）
⒍ 露点在空气中水汽含量不变，气压一定下，使空气冷却达到饱和时的温度，称露点温度，简称露点 (Td)。其单位与气温相同。在气压一定时，
露点的高低只与空气中的水汽含量有关，水汽含量愈多，露点愈高，所以露点也是反映空气中水汽含量的物理量。在实际大气中，空气经常处于未饱和状态，露点温度常比气温低
(Td<T)。因此，根据 T和 Td的差值，可以大致判断空气距离饱和的程度。
上述各种表示湿度的物理量：水汽压、比湿、水汽混合比、露点基本上表示空气中水汽含量的多寡。而相对湿度、饱和差、温度露点差则表示空气距离饱和的程度。
(四 ) 降水降水是指从天空降落到地面的液态或固态水，包括雨、毛毛雨、雪、雨夹雪、霰 xiàn、冰粒和冰雹等。
降水量指降水落至地面后（固态降水则需经融化后），
未经蒸发、渗透、流失而在水平面上积聚的深度，降水量以毫米（ mm）为单位。
降水量是表征某地气候状态的重要要素，雪深和雪压还反映当地的寒冷程度。
..………………………………………………………….
霰（ xiàn）：亦称“软雹”，白色不透明和形状圆锥形的固体降水物，常在要落前具有一定对流厚度的云中降落，往往着地反弹且强烈。
㈤ 风空气的水平运动称为风。风是一个表示气流运动的物理量。它不仅有数值的大小（风速），还具有方向（风向）。因此风是向量。
风速单位常用 m/s,knot（海里 /小时，又称“节”，）和 km/h表示，其换算关系如下
1 m/s = 3.6 km/h 1 knot = 1.852 ㎞ /h
1 ㎞ /h = 0.28 m/s 1 knot =? m/s
风速的表示有时采用压力，称为风压。如果以 V表示风速（ m/s）,P为垂直于风的来向，
1㎡ 面积上所受风的压力㎏ /㎡,其关系式
P = 0.125V2 ··· ··· （ 1.13）
㈥ 云量云是悬浮在大气中的小水滴、冰晶微粒或二者混合物的可见聚合群体，底部不接触地面
（如接触地面则为雾），且具有一定的厚度。
云量是指云遮蔽天空视野的成数。将地平以上全部天空划分为 10份，为云所遮蔽的份数即为云量。例如，碧空无云，云量为 0，天空一半为云所覆盖，则云量为 5。
㈦ 能见度能见度指视力正常的人在当时天气条件下，
能够从天空背景中看到和辨出目标物的最大水平距离。单位用米（ m）或千米（㎞）表示。
二、空气状态方程空气状态常用密度（ ρ ）、体 积 （V）、压强
（P）、温度（ t或 T）表示。 对 一定 质 量的空气，其 P、
V、T之 间 存在函数 关 系。
㈠ 干空气状 态 方程根据大量的科学 实验总结 出，一切气体在 压强 不太大，温度不太低（ 远 离 绝对 零度）的条件下，一定 质 量气体的 压强 和体 积 的乘 积 除以其绝对 温度等于常数，即
P1V1/T1 = P2V2/T2 = P3V3/T3 = ·· PnVn/Tn
PV/T = 常数 ··· ··· （ 1.14）
上式是理想气体的状态方程。凡严格符合该方程的气体，称理想气体。实际上，理想气体并不存在，但在通常大气温度和压强条件下，
干空气和未饱和的湿空气都十分接近于理想气体。
在标准状态下（ P0 =1013.25hPa,T0
=273k）,1mol 的气体，体积约等于 22.41，
即 V0 = 22.4L/mol。因此
PV/T = P0V0/T0 = R* 即 PV = R*T ··· ··· （ 1.15）
R* = 1.01325× 2.24 × 10ˉ2m3/mol ÷ 273K
= 8.31441Pam3/(mol·K) ≈8.31 J/(mol·K)
该值对 1mol任何气体都适用，所以叫普适气体常数。
对于质量为 M克,1摩尔气体的质量是 μ的理想气体，在标准状态下，其体积 V等于 1摩尔气体体积的 M/μ倍，即
V = M/μ× R*T/P或 PV = M/μ× R*T ··· ··· （ 1.16）
这是通用的质量为 M的理想气体状态方程，又称做门捷列夫 – 克拉珀珑方程。它表明气体在任何状态下，压强、体积、温度和质量 4个量之间的关系（计算时要注意单位的统一）。
在气象学中，常用单位体积的空气块作为研究对象，为此，常将（ 1·16）式中 4个量的关系变为压强、温度和密度 3个量间的关系，即式中 R称比气体常数，是对质量为 1克的气体而言的，它的取值与气体的性质有关。
上式表明，在温度一定时，气体的压强与其密度成正比，在密度一定时，气体的压强与其绝对温度成正比。从分子运动论的观点来看，
这是容易理解的。气体压强的大小决定于器壁单位面积上单位时间内受到的分子碰撞次数及每次碰撞的平均动能，如分子平均动能大且单位时间里碰撞次数多，故压强也就大。
如前所述可以把干空气（不含水汽、液体和固体微粒的空气）视为分子量为 28.97的单一成分的气体来处理，这样干空气的比气体常数
Rd为干空气的状态方程为
P=ρRdT （ 1·18）
（二）湿空气状态方程与虚温在实际大气中，尤其是在近地面气层中存在的总是含有水汽的湿空气。在常温常压下，湿空气仍然可以看成理想气体。湿空气状态参量之间的关系，可用下式表示
P=ρ′R′T （ 1·19）
式中 R′=R*/μ′,μ′是湿空气的分子量,ρ′是湿空气的密度。由于湿空气中水汽含量是变化的，
所以 μ′和 R′都是变量。
如果以 P表示湿空气的总压强,e表示其中水汽部分的压强（即前述的水汽压），则 P—e
是干空气的压强。干空气的密度（ ρd）和水汽的密度（ Pw）分别是式中 Rw为水汽的比气体常数,Rw=R*/μw =
8.31/18J/（ g·K） =0.461 5J/g·K（ μw为水汽分子量 =18g/mol）。
因为湿空气是干空气和水汽的混合物，故湿空气的密度 ρ是干空气密度 ρd与水汽密度 ρw
之和，即上式为湿空气状态方程的常见形式。如果引进一个虚设的物理量 ——虚温（ Tv），即高些。引入虚温后，湿空气的状态方程可写成
P=ρRTv （ 1·22）
式中 R是干空气的比气体常数。为了书写方便，把 Rd的下标 d省去了。比较湿空气和干空气的状态方程，在形式上是相似的，其区别仅在于把方程右边实际气温换成了虚温。虚温的意义是在同一压强下，干空气密度等于湿空气密度时，干空气应有的温度。虚温和实际温度之差△ T为可见空气中水汽压 e愈大，这一差值便愈大。
在低层大气，尤其是在夏季,e值较高，这时必须用湿空气状态方程，但在高空,e值相对地较小，因而△ T很小，这时便可用干空气状态方程，而不致造成大的误差。
