氣象學教程(與大氣物理學相關版)

第一章引論

第一節(jié)氣象學、氣候學研究的對象、任務和發(fā)展簡史

氣象學與氣候學研究的對象和任務：

由于地球的引力作用，地球周圍聚集著一個氣體圈層，構成了所

謂的大氣圈。

地球表面沒有任何地點不在大氣圈的籠罩之下；它又是如此之厚,

以致地球表面沒有任何山峰能穿過大氣層。大氣圈是人類地理環(huán)境的重要

組成部分。

1.氣象學研究的對象和內容：

氣象學：研究大氣現(xiàn)象和過程，探討其演變規(guī)律和變化，并直接

或簡介用之于指導生產(chǎn)實踐為人類服務的科學。

氣象學研究的基本內容：（1）把大氣當作研究的物質客體來探討

其特性和狀態(tài)；（2）研究導致大氣現(xiàn)象發(fā)生發(fā)展的能量來源、性質及其轉

換；（3）研究大氣現(xiàn)象的本質，從而能解釋大氣現(xiàn)象，尋求控制其發(fā)生、

發(fā)展和變化的規(guī)律；（4）探討如何應用這些規(guī)律，為預測和改善大氣環(huán)境

服務。

2.氣候學及其研究的內容：

天氣和氣候：天氣是指某一地區(qū)在某一瞬時或某一短時間內大氣

狀態(tài)和大氣現(xiàn)象的綜合。氣候是指在太陽輻射、大氣環(huán)流、下墊面性質和

人類活動長時間相互作用下，在某一時段內大量天氣過程的綜合。

氣候學：研究氣候形成、分布和變化的科學。

氣象學與氣候學研究的發(fā)展簡史：

1.萌芽時期：

時間：十六世紀中葉以前。

特點：由于人類活動和生產(chǎn)的需要，進行了一些零星的、局部的

氣象觀測，積累了一些感性認識和經(jīng)驗，對某些天氣現(xiàn)象做出了一定的解

釋。這時期從學科性質上來講，氣象學與天文學是混在一起的，具有天象

學的性質。

主要成就：

(1)遠在三千年前，殷代甲骨文中已有關于風、云、雨、雪、虹、

霞、龍卷、雷暴等文字記載，還常卜問未來十天的天氣(稱為“卜旬”)，

并將實況記錄下來以資驗證。春秋戰(zhàn)國時代已能根據(jù)風、云、物候的觀測

記錄，確定計四節(jié)氣，對指導黃河流域的農(nóng)業(yè)生產(chǎn)季節(jié)意義很大，并沿用

到現(xiàn)代。秦漢時代還出現(xiàn)了《呂氏春秋》、《淮南子》和《禮記》等內容

涉及物候的書籍，這些都是世界上最早關于物候的文獻。

(2)氣象觀測儀器也是我國的最早發(fā)明。

(3)唐代黃子發(fā)的“相雨書”，元末明初出現(xiàn)的婁元禮編的《田

家五行》和明末徐光啟編寫的《農(nóng)政全書?占候》都是總結群眾預報天氣經(jīng)

驗的著作。

(4)在國外，氣象學的萌芽也很早，公元前4世紀希臘大哲學家

亞里斯多德(Aristotle)所著《氣象學》(Meteorologist)一書(約在

公元前350年)綜合論述水、空氣和地震等問題對大氣現(xiàn)象也作了適當?shù)?/p>

解釋?，F(xiàn)在氣象學的外文名字就是從亞里斯多德的原書名演變而來的。''氣

候”一詞也原出于希臘文K入iua,表示傾斜的意思。

總之，在氣象學萌芽時期，我國和希臘是露過鋒芒的，這時從學科

性質來講，氣象學與天文學是混在一起的，可以說具有天象學的性質。

2.發(fā)展初期：

時間：十六世紀中葉到十九世紀末。

特點：氣象學、氣候學與天文學逐漸分離，成為獨立的學科。

主要成就：1593年意大利學者伽利略(Galileo)發(fā)明溫度表，

1643年意大利學者托里拆利(Torricelli)發(fā)明氣壓表。這兩種重要儀器

的出現(xiàn)，使氣象觀測大大向前躍進一步。特別是氣壓與天氣變化的關系最

直接，氣壓表當時曾被譽為天氣的“眼睛”。1783年索修爾(Saussure)

發(fā)明毛發(fā)濕度表，有了這些儀器就為建立氣象臺站提供了必要的條件。1653

年在意大利北部首先建立氣象臺，此后其它國家亦相繼建立地面氣象觀測

站，開始積累氣象資料。但這時只有一些分散性的研究，缺少國際合作與

交流。

1854年，美法與帝俄在克里木半島發(fā)生戰(zhàn)爭。英法聯(lián)軍艦隊在黑

海途中因風暴失事，近于全軍覆沒。這件事引起有關國家的重視。事后根

據(jù)有關臺站氣象觀測記錄，發(fā)現(xiàn)此次風暴是由西歐移向東歐的。因此當時

人們認為，如能廣泛建立氣象臺站網(wǎng)，并通過電訊聯(lián)系，則可預測未來的

天氣變化，并可采取相應的預防措施，以減少災害性天氣對各方面所造成

的損失。這種認識為氣象界的國際合作打開了局面，并促進了天氣分析工

作的開展。

隨著無線電報的發(fā)明和應用，使氣象觀測的結果能很快地傳達到

各地，為繪制天氣圖創(chuàng)造了條件。在1860—1865年間各國紛紛繪出了天氣

圖。有了天氣圖這個工具，使氣象學的發(fā)展大大向前跨進了一步。

這一時期氣象學與氣候學的主要研究成果有：關于海平面上風壓

關系定律、氣旋模式和結構、大氣中光電現(xiàn)象和云雨形成的初步解釋、大

氣環(huán)流的若干現(xiàn)象解釋等。從19世紀開始，陸續(xù)出版了一些比較有質量的

氣候圖，如世界年平均氣溫分布圖、世界月平均氣壓分布圖、世界年降水

量分布圖等。此外，德國學者漢恩（Hann）于1883年開始陸續(xù)出版了《氣

候學手冊》三大卷，這是氣候學上最早的巨著。

我國氣象學雖有悠久的歷史，在萌芽時期曾處于世界先進行列，

但由于封建統(tǒng)治的壓抑，生產(chǎn)水平低下，氣象學處于長期停頓狀態(tài)。在這

一時期，帝國主義為了侵略我國，紛紛在我國設立氣象觀測機構，收集氣

象資料為其軍事、經(jīng)濟侵略服務。最早來我國境內，用近代氣象儀器進行

氣象觀測的是法國傳教士，他于1743年在北京設立測候所。其后從1830

年起俄國又斷斷續(xù)續(xù)地派人來北京做氣象觀測。1873年法國天主教會在上

海徐家匯創(chuàng)建觀象臺，1893年德國人在山東青島建立青島觀象臺，此外還

有在英國人掌握之下的海關測候所等共43處（都位于沿海、沿江的港口），

他們都為各自的軍事、航行、商船服務，我國政府無權過問，這時我國的

氣象事業(yè)完全是半殖民地性質的。

3.發(fā)展時期：

時間：20世紀以來。

特點：擺脫了定性描述階段，進入到定量試驗階段，從認識自然,

逐步向預測自然、控制和蓋在自然的方向發(fā)展。這一時期又可分為早期和

近期兩個階段。

1）早期：20世紀的前50年

氣象學的重要進展：鋒面學說；長波理論；降雨學說。

氣候學的重要進展：氣候分類；動力氣候學；小氣候研究。

2）近期：20世紀50年代以后

特點：開展大規(guī)模的觀測試驗；對大氣物理現(xiàn)象進行數(shù)值模擬試

驗；把大氣作為一個整體進行研究；氣候系統(tǒng)概念的提出；人類活動與氣

候相互影響研究等等。

三.氣象學與氣候學和自然地理學的關系：

1.自然地理學研究的對象和內容：

一般認為，自然地理學是研究地球表層自然環(huán)境的學科。自然地理學是以

人類賴以生存的地球表層自然環(huán)境的區(qū)域特征、區(qū)域分異及其發(fā)展過程與

變化規(guī)律為研究對象的。

從自然地理學的研究對象出發(fā)，自然地理學的研究內容主要包括:

（1）人類賴以生存的地球表層自然環(huán)境的組成、結構及其區(qū)域分

異規(guī)律

（2）人類賴以生存的地球表層自然環(huán)境系統(tǒng)的成因與規(guī)律；

（3）人類賴以生存的地球表層自然環(huán)境系統(tǒng)的運行機制；

（4）人類與地球表層自然環(huán)境的相互作用、相互影響；

（5）地球表層自然環(huán)境的評估、預測、規(guī)劃、管理、優(yōu)化、調控。

2.自然地理學與地球表層系統(tǒng)：

地球系統(tǒng)：地球表層系統(tǒng)、地球內部系統(tǒng)。

地球表層系統(tǒng)：地球表層自然系統(tǒng)——自然地理學；地球表層人

文系統(tǒng)——人文地理學。

地球表層自然系統(tǒng)包括：大氣圈——大氣科學；水圈——水文學;

巖石圈——地質學；生物圈——生物學。

自然地理學是大氣科學、水文學、地質學與生物學的交叉學科或

邊緣學科。

第一章引論

第二節(jié)氣候系統(tǒng)概述

氣候系統(tǒng)的基本概念：

1.氣候與氣候系統(tǒng)：

氣候系統(tǒng)是一個包括大氣圈、水圈、陸地表面、冰雪圈和生物圈在

內的，能夠決定氣候形成、氣候分布和氣候變化的統(tǒng)一的物理系統(tǒng)。

2.大氣圈：

大氣圈是氣候系統(tǒng)中最活躍、變化最大的組成部分。

1）大氣圈的組成：

大氣是由多種氣體混合組成的，止匕外，還懸浮由一些固體雜質和液

體微粒；

大氣的氣體組成成分：主要成分——氮、氧、氨，99.96%；微量

氣體成分——二氧化碳、臭氧、甲烷等；

干潔空氣：90km以下可以看成是分子量為28.97的“單一成分”

的氣體；

大氣中臭氧的形成、分布與作用；

大氣中的二氧化碳；

大氣中的水汽；

大氣氣溶膠粒子。

2）大氣的結構：

大氣的上界：物理上界——1200km；著眼于大氣密度，約2000—

3000km□

大氣的垂直分層：觀測證明，大氣在垂直方向上的物理性質是有顯

著差異的。根據(jù)溫度、成分等物理性質，同時考慮到大氣的垂直運動等情

況，可將大氣分為五層：

（1）對流層：

范圍：?對流層頂（對流層頂高度的緯度、季節(jié)變化）

主要特征：氣溫隨高度增加而降低；垂直對流運動顯著；氣象要素

水平分布不均勻。

對流層的分層：行星邊界層（或摩擦層）、自由大氣、對流層頂。

（2）平流層：

范圍：對流層頂?55km左右。

主要特征：隨高度的增高，氣溫最初保持不變或微有上升，約30km

以上，氣溫隨高度增加而顯著升高；氣流比較平穩(wěn)，垂直混合運動顯著減

弱；水汽含量極少。

（3）中間層：

范圍：平流層頂?85km左右。

主要特征：氣溫隨高度增加迅速下降；垂直運動強烈；水汽含量更

少；電離層D層。

（4）熱層：

此層沒有明顯的頂部。有人觀測在250?500km；有人認為可達

800km。

主要特征：氣溫隨高度增加迅速升高；空氣處于高度電離狀態(tài)；在

高緯度晴夜，可出現(xiàn)極光。

（5）散逸層：

是大氣的最高層，又稱外層。

主要特征：該層的主要特點是大氣粒子經(jīng)常散逸至星際空間，是大

氣圈與星際空間的過渡地帶。

3、水圈、陸面、冰雪圈和生物圈：

1）水圈：

水圈包括海洋、湖泊、江河、地下水和地表上的一切液態(tài)水，其中

海洋在氣候形成和變化中最重要。

海溫的垂直變化：表層暖層、斜溫層、冷水層。

海洋在氣候系統(tǒng)中具有最大的熱慣性，是一個巨大的能量貯存庫。

2）陸面：

巖石圈、陸地表面；巖石圈變化時間尺度長；陸面的動力作用和熱

力作用。

3）冰雪圈：

冰雪圈包括大陸冰原、高山冰川、海冰和地面雪蓋等。

冰雪圈的變化尺度：陸地雪蓋——季節(jié)變化；海冰——季節(jié)到兒十

年際的；大陸冰原和冰川——兒百甚至到兒百萬年。

冰雪圈對地表熱量平衡的影響：很大的反射率；阻止地表和大氣間

的熱量交換。

4）生物圈：

對氣候變化很敏感，反過來影響氣候。

對大氣和海洋的二氧化碳平衡、氣溶膠粒子的產(chǎn)生以及其他與氣體

成分和鹽類有關的化學平衡等的作用。

二.氣候系統(tǒng)的基本性質：

1.氣候系統(tǒng)是一個復雜的、高度非線性的、開放的巨系統(tǒng)：

1）氣候系統(tǒng)是一個開放系統(tǒng)：

氣候系統(tǒng)與其外空間的物質交換是微乎其微的。從這個意義上，氣

候系統(tǒng)可以被看作是一個封閉系統(tǒng)。

氣候系統(tǒng)與外空間有能量交換。從這個意義上，氣候系統(tǒng)是一個開

放系統(tǒng)。

2）氣候系統(tǒng)是一個復雜的系統(tǒng)：

無論從描述氣候系統(tǒng)的物理量的空間分布和時間變化上講，還是從氣候系

統(tǒng)中發(fā)生的過程類型上講，氣候系統(tǒng)都是非常復雜的。

3）氣候系統(tǒng)是一個高度非線性的系統(tǒng)：

氣候系統(tǒng)中的重要過程：物理過程、化學過程和生物過程。

氣候系統(tǒng)中發(fā)生的重要過程是氣候系統(tǒng)各組成部分之間相互作用

和相互影響的具體表現(xiàn)，是氣候系統(tǒng)表現(xiàn)出高度非線性的根本原因。

2.氣候系統(tǒng)的熱力學和動力學屬性：

氣候系統(tǒng)各部分之間熱力學和動力學屬性的顯著差異。

3.氣候系統(tǒng)的穩(wěn)定性：

氣候系統(tǒng)的穩(wěn)定性（廣義）是氣候系統(tǒng)演變的重要性質。

氣候系統(tǒng)穩(wěn)定性的兩個制約因素：能量收支方面的外部因素、氣候

系統(tǒng)內部的性質。

氣候系統(tǒng)的穩(wěn)定性是相對的。

4.氣候系統(tǒng)的反饋過程：

反饋機制對系統(tǒng)起內部控制作用，它來自于兩個或更多子系統(tǒng)之間

一種特殊的耦合或調整。在反饋過程中一部分輸出又返回來充作輸入，其

結果是系統(tǒng)的凈響應有了變化。反饋機制既可增強最終的輸出結果（正反

饋），也可以減弱輸出結果（負反饋）。

反饋過程舉例：正反饋過程——冰雪反照率反饋、水汽反饋、二氧

化碳反饋；負反饋過程——云反饋。

氣候系統(tǒng)的敏感性和穩(wěn)定性與反饋機制。

5、氣候系統(tǒng)的可預報性：

Lorenz把氣候預報分為兩類，第一類是與時間有關的，即習慣上

的氣候預報問題；第二類是與時間無關的，對應于敏感性問題。

氣候系統(tǒng)的可預報性與外部強迫及內部過程的特性有關。

三.氣候系統(tǒng)演變的時空尺度：

1.氣候系統(tǒng)變化的多空間尺度性：

氣候系統(tǒng)的熱力學狀態(tài)和動力學狀態(tài)具有空間分布上的不均勻性。

這種空間不均勻性的尺度在量級上有一個非常寬的范圍。

2.氣候系統(tǒng)的變化的多時間尺度性：

氣候系統(tǒng)的變化具有多時間尺度性。觀測事實和古氣候證據(jù)表明地

球上的氣候在過去發(fā)生了很大的變化，其變化有一個非常寬的時間譜，從

月際到幾億年都有。

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第一章引論

第三節(jié)有關大氣的物理性狀

在氣象學上，大氣的物理性狀主要以氣象要素和空氣狀態(tài)方程來表征。

一、主要氣象要素

氣象要素是指表示大氣屬性和大氣現(xiàn)象的物理量，如氣溫、氣壓、濕度、風向、

風速、云量、降水量、能見度等等。

(一)氣溫

在一定的容積內，一定質量的空氣，其溫度的高低只與氣體分子運動的平均動能

有關。即這一動能與絕對溫度T成正比。因此，空氣冷熱的程度，實質上是空氣

分子平均動能的表現(xiàn)。當空氣獲得熱量時，其分子運動的平均速度增大，平均動

能增加，氣溫也就升高。反之當空氣失去熱量時，其分子運動平均速度減小，平

均動能隨之減少，氣溫也就降低。

氣溫的單位：目前我國規(guī)定用攝氏度(℃)溫標，以氣壓為1013.3hPa時純水的

冰點為零度(0℃),沸點為100度(100℃),其間等分100等份中的1份即為

l℃o在理論研究上常用絕對溫標，以K表示，這種溫標中一度的間隔和攝氏度

相同，但其零度稱為“絕對零度”，規(guī)定為等于攝氏-273.15℃。因此水的冰點

為273.15K,沸點為373.15K。兩種溫標之間的換算關系如下

T=t+273.15^t+273(1?2)

大氣中的溫度一般以百葉箱中干球溫度為代表。

(二)氣壓

氣壓指大氣的壓強。它是空氣的分子運動與地球重力場綜合作用的結果。若以P

代表氣壓，F(xiàn)代表面積A上所承受的力，則

A(1?3)

若M為任何面積A上的大氣質量，在地球重力場中，g為重力加速度，則這個面

積A上大氣柱的重量為

F=Mg

(1-4)

在靜止大氣中，面積A上大氣柱的重量就是該面上所承受的力。將(1-3)式代

入(1?4)式得

Mg

(1?5)

即靜止大氣中任意高度上的氣壓值等于其單位面積上所承受的大氣柱的重量。當

空氣有垂直加速運動時，氣壓值與單位面積上承受的大氣柱重量就有一定的差

值，但在一般情況下，空氣的垂直運動加速度是很小的，這種差別可以忽略不計。

一般情況下氣壓值是用水銀氣壓表測量的。設水銀柱的高度為h,水銀密度為P,

水銀柱截面積為S,則水銀柱的重量W=Pgh?So由于水銀柱底面積的壓強和外

界大氣壓強是一致的，從而所測大氣壓強為

p=亍=-qpgh

(1?6)

所以氣壓單位曾經(jīng)用毫米水銀柱高度（mmHg）表示，現(xiàn)在通用百帕（hPa）來表

示。IhPa等于lcm2面積上受到10-2牛頓（N）的壓力時的壓強值，即

lhPa=10-2N/cm2

（1-7）

當選定溫度為0℃,緯度為45°的海平面作為標準時，海平面氣壓為1013.25hPa,

相當于760mm的水銀柱高度，曾經(jīng)稱此壓強為1個大氣壓。

（三）濕度

表示大氣中水汽量多少的物理量，稱大氣濕度。大氣濕度狀況與云、霧、降水等

關系密切。大氣濕度常用下述物理量表示：

1.水汽壓和飽和水汽壓

大氣壓力是大氣中各種氣體壓力的總和。水汽和其它氣體--樣，也有壓力。大氣

中的水汽所產(chǎn)生的那部分壓力稱水汽壓（e）。它的單位和氣壓一樣，也用hPa

表示。

在溫度一?定情況下，單位體積空氣中的水汽量有一定限度，如果水汽含量達到此

限度，空氣就呈飽和狀態(tài)，這時的空氣，稱飽和空氣。飽和空氣的水汽壓（E）

稱飽和水汽壓，也叫最大水汽壓，因為超過這個限度，水汽就要開始凝結。實驗

和理論都可證明，飽和水汽壓隨溫度的升高而增大。在不同的溫度條件下，飽和

水汽壓的數(shù)值是不同的。

2.相對濕度

相對濕度（f）就是空氣中的實際水汽壓與同溫度下的飽和水汽壓的比值（用百

分數(shù)表示），即

?“必％（1.8）

相對濕度直接反映空氣距離飽和的程度。當其接近100%時，表明當時空氣接近

于飽和。當水汽壓不變時，氣溫升高，飽和水汽壓增大，相對濕度會減小。

3.飽和差

在一定溫度下，飽和水汽壓與實際空氣中水汽壓之差稱飽和差（d）。即（1=￡",

d表示實際空氣距離飽和的程度。在研究水面蒸發(fā)時常用到d,它能反映水分子

的蒸發(fā)能力。

4.比濕

在?團濕空氣中，水汽的質量與該團空氣總質量（水汽質量加上干空氣質量）的

比值，稱比濕（q）。其單位是g/g,即表示每一克濕空氣中含有多少克的水汽。

也有用每千克質量濕空氣中所含水汽質量的克數(shù)表示的即g/kgo

"z+（1?9）

式中，mw為該團濕空氣中水汽的質量；md為該團濕空氣中干空氣的質量。據(jù)此

公式和氣體狀態(tài)方程可導出

9=0.6223

(1?10)

注意式中氣壓（P）和水汽壓（e）須采用相同單位（hPa）,q的單位是g/g。

由上式知，對于某一團空氣而言，只要其中水汽質量和干空氣質量保持不變，不

論發(fā)生膨脹或壓縮，體積如何變化，其比濕都保持不變。因此在討論空氣的垂直

運動時，通常用比濕來表示空氣的濕度。

5.水汽混合比

一團濕空氣中，水汽質量與干空氣質量的比值稱水汽混合比（V）即：（單位：

g/g）

(1-11)

據(jù)其定義和氣體狀態(tài)方程可導出

/=0.622p

(1-12)

6.露點

在空氣中水汽含量不變，氣壓一定下，使空氣冷卻達到飽和時的溫度，稱露點溫

度，簡稱露點（Td）o其單位與氣溫相同。在氣壓一定時，露點的高低只與空氣

中的水汽含量有關，水汽含量愈多，露點愈高，所以露點也是反映空氣中水汽含

量的物理量。在實際大氣中，空氣經(jīng)常處于未飽和狀態(tài)，露點溫度常比氣溫低（Td

<T）。因此，根據(jù)T和Td的差值，可以大致判斷空氣距離飽和的程度。

上述各種表示濕度的物理量：水汽壓、比濕、水汽混合比、露點基本上表示空氣

中水汽含量的多寡。而相對濕度、飽和差、溫度露點差則表示空氣距離飽和的程

度。

（四）降水

降水是指從天空降落到地面的液態(tài)或固態(tài)水，包括雨、毛毛雨、雪、雨夾雪、霰、

冰粒和冰雹等。降水量指降水落至地面后（固態(tài)降水則需經(jīng)融化后），未經(jīng)蒸發(fā)、

滲透、流失而在水平面上積聚的深度，降水量以毫米（mm）為單位。

在高緯度地區(qū)冬季降雪多，還需測量雪深和雪壓。雪深是從積雪表面到地面的垂

直深度，以厘米（cm）為單位。當雪深超過5cm時，則需觀測雪壓。雪壓是單位

面積上的積雪重量，以g/cm2為單位。

降水量是表征某地氣候干濕狀態(tài)的重要要素，雪深和雪壓還反映當?shù)氐暮涑?/p>

度。

（五）風

空氣的水平運動稱為風。風是一個表示氣流運動的物理量。它不僅有數(shù)值的大小

（風速），還具有方向（風向）。因此風是向量。

風向是指風的來向。地面風向用16方位表示，高空風向常用方位度數(shù)表示，即

以0°（或360°）表示正北，90°表示正東，180°表示正南，270°表示正西。

在16方位中，每相鄰方位間的角差為22.5°。

風速單位常用m/s、knot（海里/小時，又稱“節(jié)”,）和km/h表示，其換算關

系如下

lm/s=3.6km/hlknot=l.852km/h

lkm/h=0.28m/slknot=l/2m/s

風速的表示有時采用壓力，稱為風壓。如果以V表示風速（m/s）,P為垂直于

風的來向，lm2面積上所受風的壓力kg/m2,其關系式

P=0.125V2（1?13）

（六）云量

云是懸浮在大氣中的小水滴、冰晶微?；蚨呋旌衔锏目梢娋酆先后w，底部不接

觸地面（如接觸地面則為霧），且具有一定的厚度。云量是指云遮蔽天空視野的

成數(shù)。將地平以上全部天空劃分為10份，為云所遮蔽的份數(shù)即為云量①。例如，

碧空無云，云量為0,天空一半為云所覆蓋，則云量為5。

（七）能見度

能見度指視力正常的人在當時天氣條件下，能夠從天空背景中看到和辨出目標物

的最大水平距離。單位用米（m）或千米（km）表示。

二、空氣狀態(tài)方程

空氣狀態(tài)常用密度（P）、體積（V）、壓強（P）、溫度（t或T）表示。對一

定質量的空氣，其P、V、T之間存在函數(shù)關系。例如，一小團空氣從地面上升時,

隨著高度的增大，其受到的壓力減小，隨之發(fā)生體積膨脹增大，因膨脹時做功，

消耗了內能，氣溫乃降低。這說明該過程中一個量變化了，其余的量也要隨著變

化，亦即空氣狀態(tài)發(fā)生了變化。如果三個量都不變，就稱空氣處于一定的狀態(tài)中，

因此研究這些量的關系就可以得到空氣狀態(tài)變化的基本規(guī)律。

（-）干空氣狀態(tài)方程

根據(jù)大量的科學實驗總結出，一切氣體在壓強不太大，溫度不太低（遠離絕對零

度）的條件下，一定質量氣體的壓強和體積的乘積除以其絕對溫度等于常數(shù)，即

B匕鳥匕_P.V.PV-H

=常量

丁一不一丁=?"丁丁(1?14)

上式是理想氣體的狀態(tài)方程。凡嚴格符合該方程的氣體，稱理想氣體。實際上，

理想氣體并不存在，但在通常大氣溫度和壓強條件下，干空氣和未飽和的濕空氣

都十分接近于理想氣體。

在標準狀態(tài)下（P0=1013.25hPa,T0=273K）,Imol的氣體，體積約等于22.4L,

即V0=22.4L/mol。因此

~%=R?即PV=R'T

1.01325X10'PaX2.24X104ml/mol

273K

=8.31441Pam*/(mol?K)比8,31J/(mol?K)

該值對Imol任何氣體都適用，所以叫普適氣體常數(shù)。

對于質量為M克，1摩爾氣體的質量是u的理想氣體，在標準狀態(tài)下,

這是通用的質量為M的理想氣體狀態(tài)方程，又稱做門捷列夫-克拉珀瓏方程。它

表明氣體在任何狀態(tài)下，壓強、體積、溫度和質量4個量之間的關系（計算時要

注意單位的統(tǒng)一）。

在氣象學中，常用單位體積的空氣塊作為研究對象，為此，常將（1?16）式中

4個量的關系變?yōu)閴簭?、溫度和密?個量間的關系，即

PV=—

MR'

77-----/

V*

式中R稱比氣體常數(shù)，是對質量為1克的氣體而言的，它的取值與氣體的性質有

關。

上式表明，在溫度一定時，氣體的壓強與其密度成正比，在密度一定時，氣體的

壓強與其絕對溫度成正比。從分子運動論的觀點來看，這是容易理解的。氣體壓

強的大小決定于器壁單位面積上單位時間內受到的分子碰撞次數(shù)及每次碰撞的

平均動能，如分子平均動能大且單位時間里碰撞次數(shù)多，故壓強也就大。

如前所述可以把干空氣（不含水汽、液體和固體微粒的空氣）視為分子量為28.97

的單一成分的氣體來處理，這樣干空氣的比氣體常數(shù)Rd為

干空氣的狀態(tài)方程為

P=PRdT(1-18)

(二)濕空氣狀態(tài)方程與虛溫

在實際大氣中，尤其是在近地面氣層中存在的總是含有水汽的濕空氣。在常溫常

空下，濕空氣仍然可以看成理想氣體。濕空氣狀態(tài)參量之間的關系，可用下式表

示

P=P'R'T(1?19)

式中R'=R*/u',口'是濕空氣的分子量，P'是濕空氣的密度。由于濕空氣

中水汽含量是變化的，所以口'和R'都是變量。

如果以P表示濕空氣的總壓強，e表示其中水汽部分的壓強(即前述的水汽壓)，

則P—e是干空氣的壓強。干空氣的密度(Pd)和水汽的密度(Pw)分別是

?P-ee

PLgFL中

式中Rw為水汽的比氣體常數(shù),Rw=R*/uw=8.31/18J/(g?K)=0.4615J/g?K

(Uw為水汽分子量=18g/mol)。

-/?-,;=-內--■—R-,

二1.608&

/--4k

因為濕空氣是干空氣和水汽的混合物，故濕空氣的密度P是干空氣密度Pd與

水汽密度Pw之和，即

P=a+4-%亍‘+-3784)

上式為濕空氣狀態(tài)方程的常見形式。

上一節(jié)下一章

第二章大氣的熱能和溫度

第一節(jié)太陽輻射

輻射的基本概念：

1.輻射：

自然界中的一切物體過程都以電磁波的方式向四周放射能量，這種傳

播能量的方式稱為輻射。通過輻射傳播的能量稱為輻射能，也簡稱為輻射。

2.輻射能基本特征量：

輻射通量密度：單位時間內通過單位面積的輻射能量稱輻射通量密度,

單位W/m2。

物體的放射能力：物體表面，在單位時間內、單位面積上射出的輻射

能，單位W/m2o

輻射強度:單位時間內，通過垂直與選定方向上的單位面積（對球面坐

標，即單位立體角）的輻射能，單位W/m2或W/sr。

輻射強度和輻射通量密度的關系。

3.物體對輻射的反射、吸收與透射：

物體所吸收的輻射與投射到該物體表面上的總輻射之比為物體對輻射

的吸收率。

物體所反射的輻射與投射到該物體表面上的總輻射之比為物體對輻射

的反射率。

透過物體的輻射與投射到該物體表面上的總輻射之比為物體對輻射的

透射率。

物體的吸收率、反射率和透射率的關系：a+Y+d=l

物體的吸收率、反射率和透射率大小隨輻射的波長和物體的性質而改

變。

二.熱輻射基本定律：

1.普朗克定律：

普朗克定律表明，黑體所放射的能量的大小和性質完全由它的溫度決

定。黑體所放射的單色輻射強度B入（T）的表達式如下：

上式中，BA（T）是單位時間內單位面積在

單位立體角內單位波長范圍內的輻射能量；h=6.63X10-23JS是普朗克常

數(shù)；k=1.38X10-23JK-l是玻耳茲曼常數(shù)。

2.斯蒂芬-波爾茲曼定律：

物體放射放射能力與溫度和波長的關系。

斯蒂芬-波爾茲曼定律：根據(jù)研究，黑體總的放射能力與它本身的絕對溫

度的四次方成正比，即

上式中，。=5.67X10-8W/（m2*K4）為斯蒂芬-波爾茲曼常數(shù)。

3.維恩位移定律：

維恩位移定律：黑體的單色輻射強度極大值所對應的波長與其絕對溫度成

反比，即

入mT=C

上式中，如果波長以微米為單位，C=2896um*K。

4.基爾霍夫定律：

基爾霍夫定律：在熱力平衡條件下，任何物體的波長為X的放射輻射強度

IX與吸收率的比值和物體的性質無關，這一比值只是波長和溫度的函數(shù),

即

IX/a入=f（入，T）

三、太陽輻射

（一）太陽輻射光譜和太陽常數(shù)以T=6000K時，根據(jù)黑體輻射公式計算的黑

體光譜

太陽是一個熾熱的氣體球，它的表面溫度約為6000K,內部溫度更高。根

據(jù)維恩定律可以算出太陽輻射最強的波長m為0.475微米。這個波長是在

可見光范圍內相當于青光部分，因此,太陽輻射主要是可見光線94—0.76

微米），也有不可見的紅外線（＞0.7611微米）和紫外線（V0.411微米），但

在數(shù)量上不如可見光多。在全部輻射能之中，波長在0.15-4微米之間占

99%以上，且主要分布在可見光區(qū)和紅外區(qū)，前者占太陽輻射總能量的50

%,后者占43%,紫外區(qū)的，太陽輻射能很少，只占總能量的7%。

（二）太陽輻射在大氣中的減弱

太陽輻射光譜穿越大氣厚的主要變化：總輻射能有明顯地減弱；輻射

能隨波長的分布變得極不平衡；波長短的輻射能減弱更為顯著。

產(chǎn)生這些變化的原因是大氣對太陽輻射的吸收、散射和反射。

1.大氣對太陽輻射的吸收：

太陽輻射被大氣吸收后轉變?yōu)闊崮?，從而使得到達地面的太陽輻射減

弱。

大氣中吸收太陽輻射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固體

雜質等。

大氣中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固體雜質對太陽輻射的吸收特

性。

大氣對太陽輻射吸收的總的特點：大氣對太陽輻射的吸收是有選擇性

的；大氣對太陽輻射的吸收帶主要位于太陽輻射光譜兩端能量較小的區(qū)域,

因而大氣直接吸收的太陽輻射并不多。

2.大氣對太陽輻射的散射：

散射不像吸收那樣把輻射能轉變?yōu)闊崮?，而只是改變輻射的方向?/p>

分子散射（蕾利散射）：概念和特點。

粗粒散射：概念和特點。

3.大氣的云層和塵埃對太陽輻射的反射：

上述三種方式中，反射作用最重要，尤其是云層對太陽輻射的反射最

為明顯；散射作用次之；吸收作用相對最小。

4.太陽輻射在大氣中的減弱規(guī)律：

（三）到達地面的太陽輻射

1.到達地面的太陽直接輻射：

以平行光的形式直接投射到地面上的太陽輻射稱為太陽直接輻射。

影響到達地面的太陽直接輻射的因子：太陽高度角、大氣透明系數(shù)。

直接輻射的時空變化特征。

2.到達地面的太陽散射輻射：

經(jīng)過散射后投射到地面上的太陽輻射稱為散射輻射。

影響到達地面的太陽散射輻射的因子：太陽高度角、大氣透明系數(shù)。

3.到達地面的太陽總輻射：

到達地面的太陽總輻射指到達地面的太陽直接輻射和散射輻射之和。

可能總輻射和有效總輻射的概念。

總輻射的時空變化。

（四）地面對太陽輻射的反射

投射到地面的太陽輻射，一部分被地面所反射。地表對太陽輻射的反射率,

決定于地表面的性質和狀態(tài)。陸地表面對太陽輻射的反射率約為10—30%o

其中深色土比淺色土反射能力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮濕土比

干燥上反射能力小。雪面的反射率很大，約為60%,潔白的雪面甚至可達

90%。總的說來水面比陸面反射率稍小一些。

即使總輻射的強度一樣，不同性質的地表真正得到的太陽輻射，仍然可以

有很大的差異，這也是地表溫度分布不均勻的重要原因之一。

上一章下一節(jié)

第二章大氣的熱能和溫度

第二節(jié)地面輻射和大氣輻射

一、地面、大氣的輻射和地面有效輻射

（一）地面和大氣輻射

1.輻射能量:Eg=$&T4(Ea=$&T4)

式中：Eg為地表面的輻射能量；8為地表面的相對輻射率。如地

面溫度為15℃,以6=0.9,則可算得：

Eg=0.9X5.67X10-8X（288）4=346.7W/m2

2.長波輻射

當?shù)孛鏈囟葹?5℃,根據(jù)維恩定律可算得：

Xm=C/T=2896/288=10um

即該溫度下地面最強的輻射能位于波長10um左右的光譜范圍

中

（二）地氣長波輻射特點

1.大氣對長波輻射的吸收

大氣對長波輻射的吸收非常強烈，吸收作用不僅與吸收物

質及其分布有關，而且還與大氣溫度、壓強等有關。大氣中水

汽、液態(tài)水、二氧化碳和臭氧對長波輻射的吸收起重要作用，

他們對長波輻射具有選擇性。

2.大氣中長波輻射的特點

第一，太陽輻射中的直接輻射是作為定向的平行輻射進入大氣

的，而地面和大氣輻射是漫射輻射；

第二，太陽輻射過程中不考慮大氣短波輻射影響，因其極其微

弱。長波輻射在大氣中傳播時，不僅要考慮大氣對長波

輻射的吸收，而且還要考慮大氣本身的長波輻射；

第三，長波輻射在大氣中傳播時，可以不考慮散射作用。因為

r>6（長波輻射的波長大于氣體分子和塵粒的尺度，散

射作用非常弱）

（三）大氣逆輻射與地面有效輻射

1.大氣逆輻射與大氣保溫效應

大氣逆輻射：大氣輻射指向地面的部分。

大氣的保溫效應（花房效應、溫室效應）：

由于大氣逆輻射的存在，使地面實際損失的能量比

它以長波輻射的能量要少一些，這種現(xiàn)象就叫……。

2.地面有效輻射

地面放射的輻射（Eg）與地面吸收的大氣輻射（6Ea）之差稱為

地面有效輻射，以F0表示。

F0=Eg-6Ea

（1）常為正值（2）影響因子（3）日變化和年變化，

二、地面及地一氣系統(tǒng)的輻射差額

輻射差額（R）=收入輻射一支出輻射

（一）地面的輻射差額：Rg=（Q+q）（l-a）-FO

式中：Rg為地面輻射差額；

（Q+q）是到達地面的太陽總輻射，即太陽直接輻射和散

射輻射之和；

a為地面對總輻射的反射率；

（1-a）即為地面的吸收率；

F0為地面的有效輻射。

上一節(jié)下一節(jié)

第二章大氣的熱能和溫度

第三節(jié)大氣的增溫和冷卻

-、海陸的增溫和冷卻的差異

差異:

大氣的熱能主要來自地面，而地面情況有很大的差別。不同的地面

情況，對大氣的增溫和冷卻有不同的影響。海洋和陸地、高山和深谷、高

原和平原、林地和草地、濕區(qū)和干區(qū)，對大氣的增溫和冷卻的影響有很大

差異，其中海洋和陸地的差異最大。

原因：

1、在同樣的太陽輻射強度之下，海洋所吸收的太陽能多于陸地所吸收的太

陽能，這是因為陸面對太陽光的反射率大于水面。平均而論，陸面和水面

的反射率之差約為10—20%。換句話說，同樣條件下的水面吸收的太陽

能比陸面吸收的太陽能多10—20%o

2、陸地所吸收的太陽能分布在很薄的表面上，而海水所吸收的太陽能分布

在較厚的層次。這是因為陸地表面的巖石和土壤對于各種波長的太陽輻射

都是不透明的，而水除了對紅色光線和紅外線可以說是不透明的外，對于

紫外線和波長較短的可見光線來說，卻是相當透明的。

3、陸地所得太陽能主要依靠傳導向地下傳播，而水還有其他更有效的方式,

包括波浪、洋流和對流作用。這些作用使得水的熱能發(fā)生垂直的和水平的

交換。因此，陸面所得太陽輻射集中于表面，一薄層，以致表面急劇增溫,

也就加強了陸面和大氣之間的顯熱交換；反之，水面所得太陽輻射分布在

較厚的一個層次，以致水溫不易增高，也就相對地減弱了水面和大氣之間

的顯熱交換。砂所得的太陽輻射，傳給空氣的約占半數(shù)，而水所得的太陽

輻射，傳給空氣的不過0.5%。

4、海面有充分水源供應，以致蒸發(fā)量較大，失熱較多，也使得水溫不容易

升高。而且，空氣因水分蒸發(fā)而有較多的水汽，以致空氣本身有較大的吸

收地面輻射的能力，也就使得氣溫不易降低。陸地上的情況則正好相反。

5、海面有充分水源供應，以致蒸發(fā)量較大，失熱較多，也使得水溫不容易

升高。而且，空氣因水分蒸發(fā)而有較多的水汽，以致空氣本身有較大的吸

收地面輻射的能力，也就使得氣溫不易降低。陸地上的情況則正好相反。

6、巖石和土壤的比熱小于水的比熱。

以上差異造成的結果：海陸熱力過程的特點是互不相同的。大陸受熱快,

冷卻也快，溫度升降變化大；而海洋上溫度則變化緩慢，如大洋中年最高

最低氣溫的出現(xiàn)要比大陸延遲一兩個月。

二、空氣的增熱和冷卻

空氣的冷熱程度只是一種現(xiàn)象，它實質上是空氣內能大小

的表現(xiàn)?？諝鈨饶茏兓袃煞N情況：?是由于空氣與外界有熱量

交換而引起的，稱為非絕熱變化；二是由于外界壓力的變化使空

氣膨脹或壓縮而引起的，空氣與外界沒有熱量交換，稱為絕熱變

化。

（一）氣溫的非絕熱變化

1.傳導：就是依靠分子的熱運動將熱能從一個分子傳遞給另一

分子，而分子本身并沒有因此發(fā)生位置的變化?？諝馀c地面之

間，空氣團與空氣團之間，當有溫度差異時，就會因為傳導作用

而交換熱量。

2.輻射：物體之間不停地以輻射方式交換著熱量。大氣主要依靠吸收地面

的長波輻射而增熱，同時，地面也吸收大氣放出的長波輻射，這樣它們之

間就通過長波輻射的方式不停地交換著熱量?？諝鈭F之間，也可以通過長

波輻射而交換熱量。

3.對流：當暖而輕的空氣上升時，周圍冷而重的空氣便下降來補充，這種

升降運動，稱為對流。通過對流、上下層空氣互相混合，熱量也就隨之得

到交換。使低層的熱量傳遞到較高的層次，這是對流層中的熱量交換的重

要方式。

4.湍流：空氣的不規(guī)則運動稱為湍流，又稱亂流。湍流是空氣層相互之間

發(fā)生摩擦或空氣流過粗糙不平的地面時產(chǎn)生的。有湍流時，相鄰空氣團之

間發(fā)生混合，熱量也就得到了交換。湍流是摩擦層中熱量交換的重要方式

5.蒸發(fā)（升華）和凝結（凝華）：水在蒸發(fā)（或冰在升華）時要吸收熱量；相反,

水汽在凝結（或凝華）時，又會放出潛熱。如果蒸發(fā)（升華）的水汽，不是在

原處凝結（凝華），而是被帶到別處去凝結（凝華），就會使熱量得到傳送。

例如，從地面蒸發(fā)的水汽，在空中發(fā)生凝結時，就把地面的熱量傳給了空

氣。因此，通過蒸發(fā)（升華）和凝結（凝華），也能使地面和大氣之間，空氣

團與空氣團之間發(fā)生潛熱交換。由于大氣中的水汽王要集中在5公里以下

的氣層中，所以這種熱量交換主要在對流層下半層起作用。

（二）氣溫的絕熱變化

1.絕熱過程與泊松方程：

大氣中所進行的各種過程，通常伴有不同形式的能量轉換。在能量

轉換過程中，空氣的狀態(tài)要發(fā)生改變。在氣象學上，任一氣塊與外界之間

無熱量交換時的狀態(tài)變化過程，叫做絕熱過程。

在大氣中，作垂直運動的氣塊，其狀態(tài)變化通常接近于絕熱過程。

當升、降氣塊內部既沒有發(fā)生水相變化，又沒有與外界交換熱量的過程，

稱作干絕熱過程。

2.干絕熱直減率和濕絕熱直減率

Yd^rC/lOOm

Ym=Yd+l/cp+dqs/dz(2.41)

3.位溫和假相當位溫

@=T(lOOO/p)O.286

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第二章大氣的熱能和溫度

第四節(jié)大氣溫度隨時間的變化

一、氣溫的周期性變化

(一)氣溫的日變化

氣溫日變化的一般特點是：一天當中有一個最高值，和一個最低

值，最高值出現(xiàn)在午后兩點鐘左右，最低值出現(xiàn)在清晨日出前后。

氣溫日較差：指一天當中氣溫的最高值和最低值之差。它的大小反映了

氣溫日變化的程度。

變化規(guī)律：

氣溫日較差的大小和緯度、季節(jié)、地表面性質及天氣情

況等有密切關系。各地太陽幅射日較差的大小，直接決

定于正午太陽高度，而正午太陽高度因緯度和季節(jié)而不

同。

1、低緯地區(qū)有較大的平均正午太陽高度，因而有較大的平均太陽輻射的日

較差和氣溫日較差；高緯地區(qū)則反之。據(jù)統(tǒng)計，低緯度地區(qū)的氣溫日較差

平均為12C；中緯度地區(qū)為7—9C；高緯度地區(qū)為3—4℃。

2、夏季有較大的正午太陽高度，因而有較大的太陽輻射的日較差和氣溫日

較差：冬季反之。這一季節(jié)變化以中緯度地區(qū)最顯著，因為中緯度地區(qū)，

太陽輻射強度日變化夏季比冬季大得多，”所以氣溫日較差也是夏季大于

冬季。

3、低緯度地區(qū)由于太陽輻射強度的日變化隨季節(jié)變化很小，氣溫日較差隨

季節(jié)變化也很小。極地區(qū)域由于冬季有極夜，夏季有極晝，太陽輻射強度

的日變化隨季節(jié)的變化不大，氣溫日較差隨季節(jié)的變化也不大。

4、地表面性質的不同包括海陸、地勢、植被等的不同。就海陸的不同來說,

氣溫日較差海洋小于陸地，由此可見，在任何地點，每一天的氣溫日變化,

既有它一定的規(guī)律性，又不是前一天氣溫日變化的簡單重復，而是要考慮

到上述諸因素的綜合影響。

（二）氣溫的年變化

氣溫的年變化和日變化在某些方面有著共同的特點，如

地球上絕大部分地區(qū)，在一年中月平均氣溫有一個最高

值和一個最低值。由于地面儲存熱量的原因，使氣溫最

高和最低值出現(xiàn)的時間，不是太陽輻射最強和最弱的一

天（北半球夏至和冬至），也不是太陽輻射最強和最弱一天

所在的月份（北半球6月和1…2月），而是比這一天要落后

1—2個月。

二、氣溫的非周期性變化

氣溫的變化還時刻受著大氣運動的影響，所以有些時候，氣溫的實際變化

情形，并不像上述周期性變化那樣簡單。例如3月以后，我國江南正是春

暖花開的時節(jié)，就常常因為冷空氣的活動有突然轉冷的現(xiàn)象。秋季，正是

秋高氣爽的時候，往往也會因為暖空氣的來臨而突然回暖。這種非周期性

變化.

上一節(jié)下一節(jié)

第二章大氣的熱能和溫度

第五節(jié)大氣溫度的空間分布

一、氣溫的水平分布

氣溫的分布通常用等溫線圖表示。所謂等溫線就是通過地面上氣溫相

等各地的連線。等溫線的不同排列表示不同的氣溫分布特點，如等溫線稀

疏，則各地氣溫相差不大；等溫線密集，表示各地氣溫懸殊；等溫線平直,

表示影響氣溫分布的因素較少；等溫線的彎曲，表示影響氣溫分布的因素

較多；等溫線的東西方向，表示溫度因緯度而不同，即以緯度為主要因素;

等溫線和海岸平行，表示氣溫因距海遠近而不同，即以距海遠近為主要因

素等等。

影響氣溫分布的主要因素：緯度、海陸和高度、

為了消除高度影響，在繪制等溫線圖時，常把溫度值訂正到同一高度

即海平面上，以便消除高度的因素，把緯度、海陸及其他因素更明顯地表

現(xiàn)出來

二、對流層中氣溫的垂直分布.

在對流層中，總的情況是氣溫隨高度而降低，整個對流層的氣溫直減率平

均為0.65℃/100米。實際上，在對流層內務高度的氣溫垂直變化是因時

因地而不同的。對流層的中層和上層受地表的影響較小，氣溫直減率的變

化比下層小得多。在中層氣溫直減率平均為0.5—0.6℃/100米，上層平

均為0.65—0.75℃/100米。

對流層下層（由地面至2公里）的氣溫直減率平均為0.3—0.4℃/100米。

但由于氣層受地面增熱和冷卻的影響很大，氣溫直減率隨地面性質，季節(jié)、

晝夜和天氣條件的變化亦很大。但在一定條件下，對流層中也會出現(xiàn)氣溫

隨高度增高而升高的逆溫現(xiàn)象。造成逆溫的條件是，地面輻射冷卻、空氣

平流冷卻、空氣下沉增溫、空氣湍流混合等。但無論那種條件造成的逆溫,

都對天氣有一定的影響。例如，它可以阻礙空氣垂直運動的發(fā)展，使大量

煙、塵、水汽凝結物聚集在它的下面，使能見度變壞等等。下面分別討論

各種逆溫的形成過程。

（一）輻射逆溫

由于地面強烈輻射冷卻而形成的逆溫，稱為輻射逆溫。

圖2-33輻射逆溫的生消過程

圖2-33中a為輻射逆溫形成前的氣溫垂直分布情形；在晴朗無云或少云的

夜間，地面很快輻射冷卻，貼近地面的氣層也隨之降溫。由于空氣愈靠近

地面，受地表的影響愈大，所以，離地面愈近，降溫愈多；離地面愈遠，

降溫愈少，因而形成了自地面開始的逆溫（圖2—33b）；隨著地面輻射冷卻

的加劇，逆溫逐漸向上擴展，黎明時達最強（圖2—33中c）；日出后，太

陽輻射逐漸增強，地面很快增溫，逆溫便逐漸自下而上地消失（圖2—33中

d、e）o

（二）湍流逆溫

由于低層空氣的湍流混合而形成的逆溫，稱為湍流逆溫。其形成過程可用

下圖說明。

圖2-34湍流逆溫的形成

圖2-34中AB為氣層原來的氣溫分布，氣溫直減率（y）比干絕熱直減率（yd）

小，經(jīng)過湍流混合以后，氣層的溫度分布將逐漸接近于干絕熱直減率。這

是因為湍流運動中，上升空氣的溫度是按于絕熱直減率變化的，空氣升到

混合層上部時，它的溫度比周圍的空氣溫度低，混合的結果，使上層空氣

降溫；空氣下沉時，情況相反，會使下層空氣增溫。所以，空氣經(jīng)過充分

的湍流混合以.后，氣層的溫度直減率就逐漸趨近干絕熱直減率。圖中CD

是經(jīng)過湍流混合后的氣溫分布。這樣，在湍流減弱層（湍流混合層與未發(fā)生

湍流的上層空氣之間的過渡層）就出現(xiàn)了逆溫層DEo

（三）平流逆溫

暖空氣平流到冷的地面或冷的水面上，會發(fā)生接觸冷卻的作用，愈近地表

面降溫愈多；而上層空氣受冷地表面的影響小，降溫較少，于是產(chǎn)生逆溫

現(xiàn)象。這種因空氣的平流而產(chǎn)生的逆溫，稱平流逆溫。但是平流逆溫的形

成仍和湍流及輻射作用不能分開。因為既是平流，就具有一定風速，這就

產(chǎn)生了空氣的湍流，較強的湍流作用常使平流逆溫的近地面部分遭到破壞,

使逆溫層不能與地面相聯(lián)，而且湍流的垂直混合作用使逆溫層底部氣溫降

得更低，逆溫也愈加明顯。

------產(chǎn)生曖平流后y

......假想無溫流時的平流逆溫

圖2-35平流逆溫的形成圖2-36下沉逆溫的形成

（四）下沉逆溫

如圖2-36所示，當某一層空氣發(fā)生下沉運動時，因氣壓逐漸增大，以及因

氣層向水平方向的輻散，使其厚度減?。╤'Vh）。如果氣層下沉過程是絕熱

的，而且氣層內各部分空氣的相對位置不發(fā)生改變，這樣空氣層頂部下沉

的距離要比底部下沉的距離為大，所以，其頂部空氣的絕熱增溫要比底部

多。于是可能有這樣的情況，當下沉到某一高度上，空氣層頂部的溫度高

于底部的溫度，而形成逆溫。

（五）鋒面逆溫

對流層中，冷暖空氣相遇，暖空氣密度小，爬到冷空氣的上面，兩者之間

形成一個傾斜的過渡區(qū)鋒面。在鋒面上，如果冷暖空氣的溫度差比較顯著,

也可出現(xiàn)逆溫，這種逆溫稱為鋒面逆溫，如圖2—37所示，右邊是鋒的剖

面，上面繪有等溫線；左邊是A點上空氣溫垂直分布的情形。由于鋒是

從地面向冷氣團上方傾斜的，因此鋒面逆溫只能在冷氣團所控制的地區(qū)內

觀測到。而且，鋒面逆溫的高度與觀測點相對于地面鋒線的位置有關，觀

測點距地面鋒線愈近，逆溫高度愈低。

上一節(jié)下一章

第三章大氣中的水分

第一節(jié)蒸發(fā)和凝結

一、水相變化

在自然界中，常有由一種或數(shù)種處于不同物態(tài)的物質所組成的系統(tǒng)。在兒

個或幾組彼此性質不同的均勻部分所組成的系統(tǒng)中，每一個均勻部分叫做

系統(tǒng)的一個相。例如水的三種形態(tài)：氣態(tài)（水汽）、液態(tài)（水）和固態(tài)（冰），

稱為水的三相。由于物質從氣態(tài)轉變?yōu)橐簯B(tài)的必要條件之一是溫度必須低

于它本身的臨界溫度，而水的臨界溫度為tk=374C,大氣中的水汽基本集

中在對流層和平流層內，該處大氣的溫度不但永遠低于水汽的臨界溫度，

而且還常低于水的凍結溫度，因此水汽是大氣中唯一能由一種相轉變?yōu)榱?/p>

一種相的成分。這種水相的相互轉化就稱為水相變化。

1.水相變