第一章 引论
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
1、气象学
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。
2、气象学的研究内容
（1）研究大气的特性和状态（如大气的组成、范围、结构、温度、湿度、压强和密度等）。
（2）研究导致大气现象发生、发展的能量来源、性质及其转化。
（3）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。
（4）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、人工降水、消雾、防雹等），使之能更适合于人类的生活和生产的需要。
3、气候与天气的关系
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期过程。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。要了解一地的气候，必须作长时期的观测，才能总结出当地多年天气变化的情况。也就是说气候过程是在一定时段内由大量天气过程综合而得出的长期大气过程，二者之间存在着统计联系，从时间上反映出微观与宏观的关系。
天气变化快，变化的周期短。天气过程的时间分段一般以5天以下为短期天气过程，5—10天为中期天气过程，10天—3个月为长期天气过程。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。而决定气候变化的因子不仅是大气内部的种种过程，还决定于发生在大气上边界和下边界处的各种物理过程和化学过程。这就是要考虑其上边界处的太阳辐射，下垫面及大气内部的成分和环流的变化等对气候的影响。
一个完整的气候系统应包括对气候形成分布和变化有直接或间接影响的各个环节，除太阳辐射这个主要能源之外，气候系统包括大气圈、水圈、冰雪圈、陆地表面和生物圈（动、植物和人类）等5个子系统。各个子系统内部以及各子系统彼此之间的各种物理、化学乃至生物过程的相互作用决定着气候的长期平均状态以及各种时间尺度的变化。
气候学要求对气候系统进行定量观测和综合分析，对气候形成和变化的动态过程进行理论研究。通过各种手段（包括观测试验，数值模拟试验等等），探测气候系统中各个成员之间的各种相互作用，并展现气候形成和变化过程，理解气候变化的机制，以达到能够预测气候变化的目的。此外研究地球气候发展史，探索气候变化规律及其与人类活动的关系，从而能够采取有效措施，防御和减轻气候灾害，改善气候条件并进而为改造自然服务。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。
4、气候学的基本任务
（1）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性。
（2）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。
（3）应用已发现的规律，采取有效措施，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。
（4）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，在教学中还应注意为这些有关后续课程奠定必要的基础。
二、气象学与气候学的发展简史
气象学与气候学是来源于生产实践，又服务于生产实践，并随着社会生产的发展，运用愈来愈进步的方法和技术而逐步提高的。综观三千多年来气象学、气候学发展的历史，源远流长。可以概括为以下三个时期：
1、萌芽时期
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、局部的气象观测，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。气象学与天文学是混在一起的，可以说具有天象学的性质。
2、发展初期
发展初期包括16世纪中叶到19世纪末。这时由于欧洲工业的发展，推动了科学技术的发展，物理学、化学和流体力学等随着当时工业革命的要求，也快速发展起来。又由于航海技术的进步，远距离商业与探险队的活动，扩大了人们的视野，地理学乃蓬勃兴起，这就为介于物理学与地理学之间的边缘科学——气象学、气候学的发展奠定了基础。再加上这一段时间内气象观测仪器纷纷发明，地面气象观测台、站相继建立，形成了地面气象观测网，并因无线电技术的发明，能够开始绘制地面天气图。由于具备了这些条件，气象学、气候学乃与天文学逐渐分离，成为独立的学科。
3、发展时期
从20世纪以来是气象学与气候学的发展时期。这一时期总的特点是：随着生产发展的需要和技术的进步，不但进行地面气象观测，也进行高空直接观测，从而摆脱了定性描述阶段，进入到定量试验阶段，从认识自然，逐步向预测自然，控制和改造自然的方向发展。
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。在太阳辐射的作用下，气候系统内部产生一系列的复杂过程，这些过程在不同时间和不同空间尺度上有着密切的相互作用，各个组成部分之间，通过物质交换和能量交换，紧密地结合成一个复杂的、有机联系的气候系统。
在气候系统的五个子系统中，大气圈是主体部分，也是最可变的部分，这里将首先予以论述。水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈都可视为大气圈的下垫面。
一、大气圈概述
1、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。
由于大气中存在着空气的垂直运动、水平运动、湍流运动和分子扩散，使不同高度、不同地区的空气得以进行交换和混合，因而从地面开始，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，氮也基本上都解离为氮原子。
（1）大气中的氧是一切生命所必须的；大气中的氮能够冲淡氧，减弱氧化作用，生物不能直接利用，通过豆科植物的根瘤菌固定到土壤中，成为植物体内不可缺少的养料。水汽含量少，但对成云致雨以及大气、大气和下垫面间的能量转换有重要作用。
（2）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。其中最重要的是臭氧层，由于太阳短波辐射，氧分子分解为氧原子后再和另外的氧分子结合而形成的，主要分布在20—30km范围内。臭氧能大量吸收太阳紫外线，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0.3μm）大大降低了强度。从而保护着地表生物和人类。其次是大气中的二氧化碳、甲烷、一氧化二氮等都是温室气体，它们对太阳辐射吸收甚少，但却能强烈地吸收地面辐射，同时又向周围空气和地面放射长波辐射。第三是大气气溶胶粒子。它们常以云、雾形式出现，不仅使能见度变坏，还能减弱太阳辐射和地面辐射，对气候有很大的影响。?
2、大气的结构
大气总质量约5.3×1015t，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％。尽管空气密度愈到高空愈小，到700—800km高度处，空气分子之间的距离可达数百米远，但即使再向上，大气密度也不会减少到零的程度。大气圈与星际空间之间很难用一个“分界面”把它们截然分开。
大气在垂直方向上的物理性质是有显著差异的。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。
（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。对流层是对人类生产、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：①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。②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。同大气的总厚度比较起来，对流层是非常薄的，不及整个大气层厚度的1％。但是，由于地球引力的作用，这一层却集中了整个大气3/4的质量和几乎全部的水汽。空气通过对流和湍流运动，高、低层的空气进行交换，使近地面的热量、水汽、杂质等易于向上输送，对成云致雨有重要的作用。③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。行星边界层以上的大气层称为自由大气。在自由大气中，地球表面的摩擦作用可以忽略不计。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的过渡层，称为对流层顶。这一层的主要特征是：气温随高度的增加突然降低缓慢，或者几乎不变，成为上下等温。
（2）平流层
自对流层顶到55km左右为平流层。温度受地面影响很小主要与大量臭氧能够直接吸收太阳辐射有关。虽然30km以上臭氧的含量已逐渐减少，但这里紫外线辐射很强烈，故温度随高度增加得以迅速增高，造成显著的暖层。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。有时对流层中发展旺盛的积雨云也可伸展到平流层下部。在高纬度20km以上高度，有时在早、晚可观测到贝母云（又称珍珠云）。平流层中的微尘远较对流层中少，但是当火山猛烈爆发时，火山尘可到达平流层，影响能见度和气温。
（3）中间层
自平流层顶到85km左右为中间层。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，因此气温随高度增加而迅速下降，并有相当强烈的垂直运动。
（4）热层
热层又称热成层或暖层，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。这是由于波长小于0.175μm的太阳紫外辐射都被该层中的大气物质（主要是原子氧）所吸收的缘故。其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。
（5）散逸层
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渡地带。
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5.32×1015MJ，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
1、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。?
2、陆面
陆面有时亦称岩石圈，岩石圈的变化时间尺度长，在近代气候变化中是可以忽略的，在气候系统中通常用陆面一词。海陆分布与山脉大地形在动力学和热力学两方面对大气环流的形成起着重要作用。
3、冰雪圈
冰雪圈包括大陆冰原、高山冰川、海冰和地面雪盖等。由于冰雪具有很大的反射率，在冰雪覆盖下，地表（包括海洋和陆地）与大气间的热量交换被阻止，因此冰雪对地表热量平衡有很大影响。它是气候系统中的一个重要子系统。?
4、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。生物圈的各部分在变化的时间尺度上有显著差异，但它们对气候的变化都很敏感，而且反过来又影响气候。人类活动既深受气候影响，又通过诸如农牧业、工业生产及城市建设等，不断改变土地、水等的利用状况，从而改变地表的物理特性以及地表与大气之间的气体交换，产生对气候的影响。
综上所述，为了弄清地球气候形成、分布和变化的机制，我们必须面对的是一个非常复杂的气候系统。它的每一个组成部分都具有十分不同的物理性质，并通过各种各样的物理过程、化学过程甚至生物过程同其它部分联系起来，共同决定各地区的气候特征。
第三节 有关大气的物理性状
在气象学上，大气的物理性状主要以气象要素和空气状态方程来表征。
一、主要气象要素
气象要素是指表示大气属性和大气现象的物理量，如气温、气压、湿度、风向、风速、云量、降水量、能见度等等。
1、气温
在一定的容积内，一定质量的空气，其温度的高低只与气体分子运动的平均动能有关。即这一动能与绝对温度T成正比。因此，空气冷热的程度，实质上是空气分子平均动能的表现。当空气获得热量时，其分子运动的平均速度增大，平均动能增加，气温也就升高。反之当空气失去热量时，其分子运动平均速度减小，平均动能随之减少，气温也就降低。
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“绝对零度”，规定为等于摄氏-273.15℃。大气中的温度一般以百叶箱中干球温度为代表。
2、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。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。当空气有垂直加速运动时，气压值与单位面积上承受的大气柱重量就有一定的差值，但在一般情况下，空气的垂直运动加速度是很小的，这种差别可以忽略不计，一般情况下气压值是用水银气压表测量的。
3、湿度
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：
（1）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，也有压力。大气中的水汽所产生的那部分压力称水汽压（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。实验和理论都可证明，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。
（2）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
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，相对湿度会减小。
（3）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，d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。
（4）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。
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
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。
（5）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（γ）即：（单位：g/g）
据其定义和气体状态方程可导出
（6）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。
4、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、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。
在高纬度地区冬季降雪多，还需测量雪深和雪压。雪深是从积雪表面到地面的垂直深度，以厘米（cm）为单位。当雪深超过5cm时，则需观测雪压。雪压是单位面积上的积雪重量，以g/cm2为单位。降水量是表征某地气候干湿状态的重要要素，雪深和雪压还反映当地的寒冷程度。
5、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。
风向是指风的来向。地面风向用16方位表示，高空风向常用方位度数表示，即以0°（或360°）表示正北，90°表示正东，180°表示正南，270°表示正西。在16方位中，每相邻方位间的角差为22.5°。
6、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。?
7、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（km）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。例如，一小团空气从地面上升时，随着高度的增大，其受到的压力减小，随之发生体积膨胀增大，因膨胀时做功，消耗了内能，气温乃降低。这说明该过程中一个量变化了，其余的量也要随着变化，亦即空气状态发生了变化。如果三个量都不变，就称空气处于一定的状态中，因此研究这些量的关系就可以得到空气状态变化的基本规律。
1、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
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22.4L，即V0=22.4L/mol。因此
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，
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）
2、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。
