大气的组成和热能课件.ppt

1、第一节第一节 大气的组成和热能大气的组成和热能第二节第二节 大气水分和降水大气水分和降水第三节第三节 大气运动和天气系统大气运动和天气系统第四节第四节 气候的形成气候的形成第五节第五节 气候变化气候变化教学重点教学重点 认识大气的的组成、特性及其运动规律，掌握气候的认识大气的的组成、特性及其运动规律，掌握气候的形成和变化规律。形成和变化规律。教学难点教学难点 气候的形成和变化规律气候的形成和变化规律教学活动教学活动 实习与实验：在野外或者实验室认识大气的组成及气候变化规律。实习与实验：在野外或者实验室认识大气的组成及气候变化规律。检索分析：在图书馆文献信息系统或者网络上，检索检索分析：在图书馆

2、文献信息系统或者网络上，检索“大气大气”、“气候气候”，分题名检索和关键词检索，看有哪些图书、论文和网站，分题名检索和关键词检索，看有哪些图书、论文和网站与之有关，并了解该领域的新进展。与之有关，并了解该领域的新进展。主要参考书主要参考书1.1.周淑贞主编周淑贞主编.气象与气候学（第三版）气象与气候学（第三版）.北京：高等教育出版社，北京：高等教育出版社，1997.1997.2.2.潘守义等潘守义等.现代气候学原理现代气候学原理.北京：气象出版社，北京：气象出版社，1994.1994.3.3.王绍武王绍武.气候系统引论气候系统引论.北京：气象出版社，北京：气象出版社，1994.1994.4.4

3、.张家诚著张家诚著.气候与人类气候与人类.郑州：河南科学技术出版社，郑州：河南科学技术出版社，1988.1988.5.5.谭冠日谭冠日.气候变化与社会经济气候变化与社会经济.北京：气象出版社，北京：气象出版社，1992.1992.地球大气是多种物质的混合物，由干洁空气、地球大气是多种物质的混合物，由干洁空气、水汽、悬浮尘粒或杂质组成。在距地表水汽、悬浮尘粒或杂质组成。在距地表85km以下以下的各种气体成分中，一般可分为两类。一类称为的各种气体成分中，一般可分为两类。一类称为订常成分；另一类称可变成分。订常成分；另一类称可变成分。（一）（一）干洁空气干洁空气 通常把除水汽、液体和固体杂质外的通常

4、把除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体称为干洁空气。简称干空气。它是整个混合气体称为干洁空气。简称干空气。它是地球大气得主体，主要成分是氮、氧、氩、二氧地球大气得主体，主要成分是氮、氧、氩、二氧化碳等，此外还有少量氢、氖、氪、氙、臭氧等化碳等，此外还有少量氢、氖、氪、氙、臭氧等稀有气体。稀有气体。一一 大气的成分大气的成分第一节第一节 大气的组成和热能大气的组成和热能干洁空气成分及其性质干洁空气成分及其性质 1 氮和氧氮和氧 N 2约占大气容积的约占大气容积的78。常温下，。常温下，N2的化学性质的化学性质不活泼，不能被植物直接利用只能通过植物的根瘤不活泼，不能被植物直接利用只能通过植物的根

5、瘤菌，部分固定于土壤中。菌，部分固定于土壤中。N2对太阳辐射远紫外区对太阳辐射远紫外区0.030.13 具有选择性吸收。具有选择性吸收。02占地球大气质量占地球大气质量的的23，按体积比占，按体积比占21。除了游离态外，氧还以。除了游离态外，氧还以硅酸盐、氧化物、水等化合物形式存在。硅酸盐、氧化物、水等化合物形式存在。2 二氧化碳（二氧化碳（co2）只占大气容积的只占大气容积的0.03，多集，多集中在中在20km高度以下，主要由有机物燃烧、腐烂和生高度以下，主要由有机物燃烧、腐烂和生物呼吸过程产生。二氧化碳对太阳短波吸收很少，物呼吸过程产生。二氧化碳对太阳短波吸收很少，但能强烈吸收地表长波辐射

6、，致使从地表辐射的热但能强烈吸收地表长波辐射，致使从地表辐射的热量不易散失到太空。量不易散失到太空。对地球有保温作用，但近年来随着工业的发展和人口对地球有保温作用，但近年来随着工业的发展和人口的增长，全球二氧化碳含量逐年增加，改变了大气热平的增长，全球二氧化碳含量逐年增加，改变了大气热平衡，导致地面和低层大气平均温度升高，引起严重的气衡，导致地面和低层大气平均温度升高，引起严重的气候问题。候问题。3 臭氧臭氧 主要分布在主要分布在1040km的高度处，极大值在的高度处，极大值在2025km附近，称为臭氧层。臭氧虽在大气中的含量很少，但具附近，称为臭氧层。臭氧虽在大气中的含量很少，但具有强烈吸收

7、紫外线的能力。研究表明，人们大量使用氮有强烈吸收紫外线的能力。研究表明，人们大量使用氮肥以及作冷冻剂和除臭剂使用的碳氟化合物（氟利昂）肥以及作冷冻剂和除臭剂使用的碳氟化合物（氟利昂）所造成的污染是平流层的臭氧遭到破坏。臭氧层的破坏所造成的污染是平流层的臭氧遭到破坏。臭氧层的破坏能引起一系列不利于人类的气候生物效应，因而受到广能引起一系列不利于人类的气候生物效应，因而受到广泛关注。泛关注。（二）水汽二）水汽 大气中的水蒸气大气中的水蒸气降水降水陆面或洋面水汽的蒸发陆面或洋面水汽的蒸发水汽的来源和去向水汽的来源和去向（三）三）固、液体杂质固、液体杂质 大气悬浮固体杂质和液体微粒，也可称为气溶胶大气

8、悬浮固体杂质和液体微粒，也可称为气溶胶粒子。除由水汽变成的水滴和冰晶外，主要是大气尘埃粒子。除由水汽变成的水滴和冰晶外，主要是大气尘埃和其他杂质和其他杂质 大的水溶性气溶胶粒子最易使水气凝结，是成云大的水溶性气溶胶粒子最易使水气凝结，是成云致雨的重要条件。气溶胶粒子能吸收部分太阳辐射并散致雨的重要条件。气溶胶粒子能吸收部分太阳辐射并散射辐射，从而改变大气透明度。它对太阳辐射的影响和射辐射，从而改变大气透明度。它对太阳辐射的影响和增大散射辐射、大气长波逆辐射，都有可能破坏地球的增大散射辐射、大气长波逆辐射，都有可能破坏地球的辐射平衡。辐射平衡。二二 大气的结构大气的结构 （一）（一）大气质量大气

9、质量 1 大气上界大气上界 大气按其物理性质来说是不均匀的，特别是在铅直方向大气按其物理性质来说是不均匀的，特别是在铅直方向变化急剧。在很高的高度上空气十分稀薄，气体分子之变化急剧。在很高的高度上空气十分稀薄，气体分子之间的距离很大。在理论上，当压力为零或接近于零的高间的距离很大。在理论上，当压力为零或接近于零的高度为大气顶层，但这种高度不可能出现。因为在很高的度为大气顶层，但这种高度不可能出现。因为在很高的高度渐渐到达星际空间，不存在完全没有空气分子的地高度渐渐到达星际空间，不存在完全没有空气分子的地方。方。气象学家认为，只要发生在最大高度上的某种气象学家认为，只要发生在最大高度上的某种现象

10、与地面气候有关，便可定义这个高度为大气现象与地面气候有关，便可定义这个高度为大气上界。因此，过去曾把极光出现的最大高度上界。因此，过去曾把极光出现的最大高度（1200km）定为）定为大气上界大气上界。物理学家、化学家。物理学家、化学家则从大气物理、化学特征出发，认为大气上界至则从大气物理、化学特征出发，认为大气上界至少高于少高于1200km，但不超过，但不超过3200km，因为在这个，因为在这个高度上离心力以超过重力，大气密度接近星际气高度上离心力以超过重力，大气密度接近星际气体密度。所以在高层大气物理学中，常把大气上体密度。所以在高层大气物理学中，常把大气上界定在界定在3000km。2 大气

11、质量大气质量 大气高度虽然不易确定，大气质量却可以从理论上大气高度虽然不易确定，大气质量却可以从理论上求得。假定大气是均质的，则大气高度约为求得。假定大气是均质的，则大气高度约为8000m，整，整个大气柱的质量为个大气柱的质量为 m0p0 H 1.1251038105 1013.3g/cm2 p0为标准情况下（为标准情况下（T00，气压为，气压为1013.25hPa）大）大气密度。气密度。（二）（二）大气压力大气压力 1 气压气压 定义从观测高度到大气上界上单位面积上定义从观测高度到大气上界上单位面积上（横截面积（横截面积1cm2）铅直空气柱的重量为大气压强，）铅直空气柱的重量为大气压强，简称

12、简称气压气压。地面的气压值在地面的气压值在9801040hPa之间变动，之间变动，平均为平均为1013hPa。气压有日变化和年变化，还有。气压有日变化和年变化，还有非周期变化。气压非周期变化常与大气环流和和非周期变化。气压非周期变化常与大气环流和和天气系统有关，且变化幅度大。天气系统有关，且变化幅度大。气压日变化，一昼夜有两个最高值（气压日变化，一昼夜有两个最高值（910时，时，2122时）时）和两个最低值（和两个最低值（34时，时，1516时）。热带的日变化比时）。热带的日变化比温带明显。赤道地区气压年变化不大，高纬地区较大；温带明显。赤道地区气压年变化不大，高纬地区较大；大陆和海洋也有显著

13、差别，大陆冬季气压高，夏季最低，大陆和海洋也有显著差别，大陆冬季气压高，夏季最低，而海洋相反。而海洋相反。2 气压的垂直分布气压的垂直分布 气压大小取决于所在水平面的大气质量，气压大小取决于所在水平面的大气质量，随高度的上升，大气柱质量减少，所以气随高度的上升，大气柱质量减少，所以气压随高度升高而降低。其一般情况如图所压随高度升高而降低。其一般情况如图所示：示：气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。如表所示如表所示 再气压相同条件下，气柱温度愈高，单位气压高度差再气压相同条件下，气柱温度愈高，单位气压高度差 愈大，气压垂直梯度愈小；在相同气温下，气

14、压愈高单愈大，气压垂直梯度愈小；在相同气温下，气压愈高单 位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈大。位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈大。（三）（三）大气分层大气分层 按照分子组成，大气可分为两个大大层次，即均质按照分子组成，大气可分为两个大大层次，即均质层和非均质层。均质层为从地表至层和非均质层。均质层为从地表至85km高度的大气层，高度的大气层，除水汽有较大变动外，其组成较均一。除水汽有较大变动外，其组成较均一。85km高度高度 以上为非均质层，其中又可分为氮层（以上为非均质层，其中又可分为氮层（85200km）、）、原子氧层（原子氧层（2001100km）、氦层（）、氦层（11003200km）

15、和氢层（和氢层（32009600km）按大气化学核物理性质，非）按大气化学核物理性质，非均质层可分为光化层和离子层。光化层具有分子、原子均质层可分为光化层和离子层。光化层具有分子、原子和自由基组成的化学物质，其中包括约在和自由基组成的化学物质，其中包括约在20km高度处高度处03浓度最大处的臭氧层。离子层包含大量离子。又反射浓度最大处的臭氧层。离子层包含大量离子。又反射无线电波能力。从下而上，又分为无线电波能力。从下而上，又分为D、E、F1、F2和和G层。层。在气象学中按照温度和运动情况，将大气圈分为五层在气象学中按照温度和运动情况，将大气圈分为五层大气的垂直分层大气的垂直分层对流层气温变化对

16、流层气温变化（四）（四）标准大气标准大气 人们根据高空探测数据和理论，规定了一种特性随高人们根据高空探测数据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的大气模式，称为度平均分布的大气模式，称为“标准大气标准大气”或或“参考大气参考大气”。标准大气模式假定空气是干燥的，在标准大气模式假定空气是干燥的，在86km以下是均匀混以下是均匀混合物，平均摩尔质量为合物，平均摩尔质量为28.964kg/mol，且处于静力学平，且处于静力学平衡和水平成层分布。在给定温度，高度廓线及边界条件衡和水平成层分布。在给定温度，高度廓线及边界条件后，通过对静力学方程和状态方程求积分，就得到压力后，通过对静力学方程和状态方程求

17、积分，就得到压力和密度值。和密度值。3大气的热能大气的热能 地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本决定地地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本决定地球、球、大气的热状况，从而支配其他的能量传输过程。地大气的热状况，从而支配其他的能量传输过程。地球气候系统内部也进行着辐射能量交换。因此，需要研究球气候系统内部也进行着辐射能量交换。因此，需要研究太阳、地球及大气的辐射能量交换和其他地气系统的辐射平衡。太阳、地球及大气的辐射能量交换和其他地气系统的辐射平衡。（一）（一）太阳辐射太阳辐射 太阳是离地球最近的一个恒星，其表面温度太阳是离地球最近的一个恒星，其表面温度约为约为6000K，内部温度更

18、高，所以太阳不停地向外辐射，内部温度更高，所以太阳不停地向外辐射巨大的能量。太阳辐射能主要是波长在巨大的能量。太阳辐射能主要是波长在0.40.76 m的的可见光，约为总能量的可见光，约为总能量的50；其次是波长大于；其次是波长大于0.76 m的红外辐射，约占总辐射能的的红外辐射，约占总辐射能的43；波长小于；波长小于0.4 m的的紫外辐射约占紫外辐射约占7。相对于地球来说，太阳辐射的波长。相对于地球来说，太阳辐射的波长较短，故称太阳辐射为短波辐射。表示太阳辐射能强弱较短，故称太阳辐射为短波辐射。表示太阳辐射能强弱的物理量，即单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳的物理量，即单位时间内垂直投射在单

19、位面积上的太阳辐射能，称为太阳辐射强度。辐射能，称为太阳辐射强度。在日地平均距离（在日地平均距离（1.496108）上，大气顶）上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射，界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射，称为太阳常数。称为太阳常数。大气上界太阳辐射能量曲线及到达地表的典型能量曲线大气上界太阳辐射能量曲线及到达地表的典型能量曲线 经大气削弱后到达地面的太阳辐射有两部分：一是直接辐射；经大气削弱后到达地面的太阳辐射有两部分：一是直接辐射；二是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射。二者之和就二是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射。二者之和就是太阳辐射总量，

20、称为总辐射，总辐射的纬度分布，一般是纬度是太阳辐射总量，称为总辐射，总辐射的纬度分布，一般是纬度愈高，总辐射愈小；纬度愈低，总辐射愈大。因为赤道附近多云，愈高，总辐射愈小；纬度愈低，总辐射愈大。因为赤道附近多云，总辐射最大值并不出现在赤道，而是出现在总辐射最大值并不出现在赤道，而是出现在200N附近。附近。到达地面的总辐射一部分被地面吸收转变成热能，一部分被到达地面的总辐射一部分被地面吸收转变成热能，一部分被反射。反射部分占辐射量的百分比，称为反射率。反射率随地面反射。反射部分占辐射量的百分比，称为反射率。反射率随地面性质和状态不同二有很大差别。性质和状态不同二有很大差别。不同性质地面对太阳的

21、反射率不同性质地面对太阳的反射率（二）（二）大气能量及其保温效应大气能量及其保温效应 大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆植被等下大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆植被等下垫面却能吸收太阳辐射，并经潜热和感热转化供给大气。大气获垫面却能吸收太阳辐射，并经潜热和感热转化供给大气。大气获得能量的具体结构为：得能量的具体结构为：1 对太阳辐射的直接吸收对太阳辐射的直接吸收 大气中吸收太阳辐射的物质主要大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水汽和液态水。是臭氧、水汽和液态水。地球大气对太阳辐射的吸收地球大气对太阳辐射的吸收 2 对地面辐射的吸收对地面辐射的吸收 地表吸收了到达大气上界太阳地表吸

22、收了到达大气上界太阳辐射能的辐射能的50，变成热能，温度升高，而后以大于，变成热能，温度升高，而后以大于3 m的长波（红外）向外辐射。这种辐射能量的的长波（红外）向外辐射。这种辐射能量的7595被大气吸收，只有少部分波长为被大气吸收，只有少部分波长为8.512 m的辐射能的辐射能通过通过“大气窗大气窗”逸回宇宙空间。逸回宇宙空间。3 潜热输送潜热输送 海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气层中。一方面水汽凝结成雨滴或雪时，放出输送到大气层中。一方面水汽凝结成雨滴或雪时，放出潜热给空气；另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸发，潜热给空气；另一方面雨滴或雪降到

23、地面不久又被蒸发，这个过程交替进行。全球表面年平均潜热输送约为这个过程交替进行。全球表面年平均潜热输送约为2760MJ/m2,占辐射平衡的占辐射平衡的84，可见，地气间能量，可见，地气间能量交换主要是通过潜热输送完成的。交换主要是通过潜热输送完成的。4 感热输送感热输送 大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射。其中一部分外逸到宇宙空间，一部分向下投向地面，射。其中一部分外逸到宇宙空间，一部分向下投向地面，即为大气逆辐射。大气逆辐射的存在使地面实际损失略即为大气逆辐射。大气逆辐射的存在使地面实际损失略少于长波辐射放出的能量，地面得以保持一定

24、的温暖程少于长波辐射放出的能量，地面得以保持一定的温暖程度。这种保温作用，通常称为度。这种保温作用，通常称为“温室效应温室效应”据计算，如据计算，如果没有大气，地面平均温度将是果没有大气，地面平均温度将是18oC，而不是现在，而不是现在的的150C。（三）（三）地气系统的辐射平衡地气系统的辐射平衡全全球球辐辐射射平平衡衡图图解解 辐射平衡有年变化和日变化。在一日内白天收入的太阳辐射超辐射平衡有年变化和日变化。在一日内白天收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，辐射平衡为正值，夜间为负值。正转负和负过支出的长波辐射，辐射平衡为正值，夜间为负值。正转负和负转正的时刻分别在日没前与日出后转正的时刻分别在日

25、没前与日出后1小时。在一年内，北半球夏小时。在一年内，北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。季辐射平衡因太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份愈少。纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份愈少。不同纬度辐射差额的变化不同纬度辐射差额的变化第二节 大气水分和降水 一一 大气湿度大气湿度 （一）（一）湿度的概念和表示方法湿度的概念和表示方法 大气从海洋、湖泊、河流以及潮湿土壤的蒸发或植物的大气从海洋、湖泊、河流以及潮湿土壤的蒸发或植物的蒸腾作用中获得水分。水分进入大气后，通过分子扩散和蒸腾作用中获得水分。水分进入大气后，通过分子扩散和气流

26、的的传递而散布于大气中，使之具有不同的潮湿度。气流的的传递而散布于大气中，使之具有不同的潮湿度。常用多个湿度参量表示水气含量。常用多个湿度参量表示水气含量。1 水汽压和饱和水汽压水汽压和饱和水汽压 大气压力是大气中各中气大气压力是大气中各中气体压力的总和。大气中水汽所产生的那部分压力叫水汽体压力的总和。大气中水汽所产生的那部分压力叫水汽压（压（e）地面的水汽压随纬度的升高而减小。赤道平均）地面的水汽压随纬度的升高而减小。赤道平均26hPa，350N约为约为13hPa，650N约为约为4hPa。极地附近。极地附近约为约为2hPa。水汽压随高度的变化而变化水汽压随高度的变化而变化 水汽压随高度变化

27、经验公式水汽压随高度变化经验公式:ez=e010 bz 式中，式中，ez为高度为高度z（m）的水汽压；）的水汽压；e0为地面的水汽压；为地面的水汽压；b为水汽压随高度变化的常数。为水汽压随高度变化的常数。空气中水汽含量与温度关系密切。温度一定时，单位体空气中水汽含量与温度关系密切。温度一定时，单位体积空气容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度，空气积空气容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度，空气呈饱和状态，称为饱和空气。饱和空气的水汽压，称为饱呈饱和状态，称为饱和空气。饱和空气的水汽压，称为饱和水汽压（和水汽压（E），饱和水汽压随温度升高而增大。），饱和水汽压随温度升高而增大。不同温度条件下

28、水面上的饱和水汽压不同温度条件下水面上的饱和水汽压/hPa 2 绝对湿度和相对湿度绝对湿度和相对湿度 单位容积空气所含的水气质单位容积空气所含的水气质量通常以量通常以g/cm3表示，称为绝对湿度（表示，称为绝对湿度（a）或水汽密度。）或水汽密度。绝对湿度不能直接测定，但可间接算出。它与水汽压有绝对湿度不能直接测定，但可间接算出。它与水汽压有关系：关系：a289e/T(g/m3)式中，式中，e为水汽压（为水汽压（mm）；）；T为绝对温度。为绝对温度。大气的实际水汽压大气的实际水汽压e与同温度饱和水汽压与同温度饱和水汽压E之比，称为之比，称为相对湿度（相对湿度（f），用百分数表示。），用百分数表示

29、。fe/T100 由于由于E随温度而变，所以相对湿度取决于随温度而变，所以相对湿度取决于e和和T，其中，其中T往往起主导作用。当往往起主导作用。当e一定时，温度降低则相对湿度增一定时，温度降低则相对湿度增大；温度升高相对湿度减小。夜间多云、雾、霜、露，大；温度升高相对湿度减小。夜间多云、雾、霜、露，天气转冷时容易产生云等都是相对湿度增大的结果天气转冷时容易产生云等都是相对湿度增大的结果 3 露点温度露点温度 一定质量的湿空气，若气压保持不变，一定质量的湿空气，若气压保持不变，而令其冷却，则饱和水汽压而令其冷却，则饱和水汽压E随温度降低而减小。当随温度降低而减小。当 Ee时，空气达到饱和。湿空气

30、等压降温达到饱和时时，空气达到饱和。湿空气等压降温达到饱和时的温度就是露点温度的温度就是露点温度Td，简称露点。，简称露点。（二）（二）湿度的变化与分布湿度的变化与分布 相对湿度能够直接反映空气距饱和的程度，在气相对湿度能够直接反映空气距饱和的程度，在气候资料分析中应用广泛。候资料分析中应用广泛。相对湿度日变化通常与气温日变化相反。相对湿度日变化通常与气温日变化相反。相对湿度分布随距海远近与纬度高低而有不同。例如，相对湿度分布随距海远近与纬度高低而有不同。例如，我国东南沿海相对湿度年平均为我国东南沿海相对湿度年平均为80，内蒙古西部只有，内蒙古西部只有40。各纬度上水汽压与相对湿度的平均值各纬

31、度上水汽压与相对湿度的平均值 二二 蒸发与凝结蒸发与凝结 蒸发面上出现蒸发还是凝结取决于实际水汽压于饱蒸发面上出现蒸发还是凝结取决于实际水汽压于饱和水汽压的关系。当和水汽压的关系。当eE，出现蒸发；，出现蒸发；eE，则出现凝，则出现凝结。结。（一）蒸发及其影响因素（一）蒸发及其影响因素 1 影响蒸发的因素影响蒸发的因素 其影响因素主要包括蒸发其影响因素主要包括蒸发面的温度、性质、性状、空气湿度、风等。面的温度、性质、性状、空气湿度、风等。2 蒸发量蒸发量 实际工作中，一般以水层厚度实际工作中，一般以水层厚度（mm）表示蒸发速度，称为蒸发量。蒸发量的变化与）表示蒸发速度，称为蒸发量。蒸发量的变化

32、与气温变化一致，一日内，午后蒸发量最大；日出前蒸发气温变化一致，一日内，午后蒸发量最大；日出前蒸发量最小。一年内，夏季蒸发量大，冬季小。蒸发量的空量最小。一年内，夏季蒸发量大，冬季小。蒸发量的空间变化受气温、海陆分布、降水量等因素的影响。间变化受气温、海陆分布、降水量等因素的影响。北半球大陆各纬度平均蒸发量北半球大陆各纬度平均蒸发量 （二）凝结和凝结条件二）凝结和凝结条件 凝结是发生在凝结是发生在f100（eE）过饱和情况下的）过饱和情况下的与蒸发相反的过程。凝结现象在地面和大气中都能发生与蒸发相反的过程。凝结现象在地面和大气中都能发生 大气中的水汽发生凝结，需具备一定的条件，既要使水大气中的

33、水汽发生凝结，需具备一定的条件，既要使水汽达到饱和或过饱和，还需有凝结核。汽达到饱和或过饱和，还需有凝结核。三三 水汽的凝结现象水汽的凝结现象 （一）（一）地表面的凝结现象地表面的凝结现象 1 霜与露霜与露 日没后，地面及近地面层空气冷却，日没后，地面及近地面层空气冷却，温度降低。当气温降到露点一下时，水汽即凝附于地面温度降低。当气温降到露点一下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。如温度在或地面物体上。如温度在00C以上，水汽凝结为液态，以上，水汽凝结为液态，称为露；温度在称为露；温度在00C以下，水汽凝结为固态，称为霜。以下，水汽凝结为固态，称为霜。霜常见于冬季，露见于其他季节，以夏季为最多。

34、霜常见于冬季，露见于其他季节，以夏季为最多。2 雾淞和雨淞雾淞和雨淞 雾淞是一种白色固体凝结物，由雾淞是一种白色固体凝结物，由过冷雾滴附着于地面物体或树枝迅速冻结而成，俗称过冷雾滴附着于地面物体或树枝迅速冻结而成，俗称“树挂树挂”。多出现于寒冷而湿度高的天气条件下。多出现于寒冷而湿度高的天气条件下。雨淞是形成在地面或地物的迎风面上的，透明的或毛玻雨淞是形成在地面或地物的迎风面上的，透明的或毛玻璃状的紧密冰层，俗称璃状的紧密冰层，俗称“冰棱冰棱”。多半在温度为。多半在温度为 0 60C时，由过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成；时，由过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成；或是经过长期严寒后，雨滴降落在物

35、体表面冻结而成。或是经过长期严寒后，雨滴降落在物体表面冻结而成。（二）（二）大气中的凝结现象大气中的凝结现象 1 雾雾 雾是漂浮在近地面层的乳白色微小水滴或冰晶。雾是漂浮在近地面层的乳白色微小水滴或冰晶。根据不同成因，雾可分为辐射雾、平流雾、蒸汽雾、上根据不同成因，雾可分为辐射雾、平流雾、蒸汽雾、上坡雾和锋面雾。坡雾和锋面雾。2 云云 云是高空水气凝结现象。空气对流、锋面抬升、云是高空水气凝结现象。空气对流、锋面抬升、地形抬升等作用使空气上升到凝结高度，就会形成云。地形抬升等作用使空气上升到凝结高度，就会形成云。云有各式各样的外貌特征。云有各式各样的外貌特征。根据云的形状、云底高度及形成云的上

36、升运动的特点根据云的形状、云底高度及形成云的上升运动的特点可将云分为以下几类。可将云分为以下几类。云的分类云的分类 1 积状云。积状云。包括淡积云、浓积云和积雨云出现时常包括淡积云、浓积云和积雨云出现时常呈孤立分散状态，是由于空气对流上升，体积膨胀绝热呈孤立分散状态，是由于空气对流上升，体积膨胀绝热冷却，使水汽发生凝结而形成的。冷却，使水汽发生凝结而形成的。积状云的形成积状云的形成 2 层状云层状云。层状云是均匀幕状云层，通常具有较大。层状云是均匀幕状云层，通常具有较大水平范围。覆盖数千甚至上万平方千米的地区。层状云水平范围。覆盖数千甚至上万平方千米的地区。层状云是由空气斜上升运动形成的。是由

37、空气斜上升运动形成的。系系统统性性层层状状云云的的形形成成 3 波状云波状云 波状云是表面呈现波状起伏或鱼鳞状的云层，波状云是表面呈现波状起伏或鱼鳞状的云层，包括卷积云、高积云、层积云和层云。通常因空气密度包括卷积云、高积云、层积云和层云。通常因空气密度不同、运动速度不同等的两个气层界面上产生波动而形不同、运动速度不同等的两个气层界面上产生波动而形成的。成的。波状云波状云 四四 大气降水大气降水 （一）（一）降水的形成降水的形成 从云层中降落到地面的液态水或固态水，称为降水。从云层中降落到地面的液态水或固态水，称为降水。降水是云中水滴或冰晶增大的结果。从雨滴到形成降水降水是云中水滴或冰晶增大的

38、结果。从雨滴到形成降水需具备两个基本条件：需具备两个基本条件：一是雨滴下降速度超过气流上升一是雨滴下降速度超过气流上升速度；二是雨滴从云中降落到地面前不被完全蒸发。降速度；二是雨滴从云中降落到地面前不被完全蒸发。降水的形成，必须经历云滴增大为雨滴、雪花及其他降水水的形成，必须经历云滴增大为雨滴、雪花及其他降水物的过程。云滴增长主要有两个过程：物的过程。云滴增长主要有两个过程：1 云滴的凝结（凝华）增长云滴的凝结（凝华）增长 在云的发展阶段，云体上升绝热冷却，或不断有水汽输在云的发展阶段，云体上升绝热冷却，或不断有水汽输入，使云滴周围的实际水汽压大于其饱和水汽压云滴就会入，使云滴周围的实际水汽压

39、大于其饱和水汽压云滴就会因水汽凝结或凝华而逐渐增大。当水滴和冰晶共存时在温因水汽凝结或凝华而逐渐增大。当水滴和冰晶共存时在温度相同条件下，冰面水汽压小于水面水汽压，水滴将不断度相同条件下，冰面水汽压小于水面水汽压，水滴将不断蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大这种过程称为冰晶效蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大这种过程称为冰晶效应。应。2 云滴的冲并增云滴的冲并增长云滴大小不同，长云滴大小不同，相应具有不同的运相应具有不同的运动速度。云滴下降时，动速度。云滴下降时，个体大的云滴落得快，个个体大的云滴落得快，个 体小的慢，于是大云滴体小的慢，于是大云滴“追上追上”小云滴，小云滴，碰撞碰撞 合并成为更大的云

40、滴。合并成为更大的云滴。冰晶效应示意图冰晶效应示意图冲冲并并增增长长示示意意图图 （二）降水的类型二）降水的类型 根据降水形成原因（主要是气流上升特点），可分根据降水形成原因（主要是气流上升特点），可分为四个基本类型：为四个基本类型：1 对流雨对流雨 暖季空气湿度较大，近地面气层强烈暖季空气湿度较大，近地面气层强烈受热，引起对流而形成的降水称为对流雨。赤道全年以受热，引起对流而形成的降水称为对流雨。赤道全年以对流雨为主。我国西南夏季多对流雨。对流雨为主。我国西南夏季多对流雨。2 地形雨地形雨 暖湿空气前进途中遇到较高山地阻挡暖湿空气前进途中遇到较高山地阻挡被迫抬升，绝热冷却，在达到凝结高度时便

41、产生降水。被迫抬升，绝热冷却，在达到凝结高度时便产生降水。因此，山的迎风坡常成为多雨中心；背风坡因水汽早已因此，山的迎风坡常成为多雨中心；背风坡因水汽早已凝结降落，且下沉增温，将发生焚风效应，降水很少，凝结降落，且下沉增温，将发生焚风效应，降水很少，形成雨影区。形成雨影区。3 锋面雨锋面雨 两种物理性质不同的气团相遇，暖湿空气两种物理性质不同的气团相遇，暖湿空气沿交界面上升，绝热冷却，达到凝结高度便产生云雨。沿交界面上升，绝热冷却，达到凝结高度便产生云雨。温带地区锋面雨占主要地位。温带地区锋面雨占主要地位。4 台风雨台风雨 台风是产生在热带海洋上的一种空气漩涡。台风是产生在热带海洋上的一种空气

42、漩涡。台风中有大量暖空气上升，可产生强度极大的降水。台风中有大量暖空气上升，可产生强度极大的降水。（三）（三）降水的时间变化降水的时间变化 1 降水强度降水强度 单位时间内的降水量，称为降水强单位时间内的降水量，称为降水强度。气象部门为确定一定时间内降水的数量特征，并用度。气象部门为确定一定时间内降水的数量特征，并用以预报未来降水数量变化趋势，将降水强度划分为若干以预报未来降水数量变化趋势，将降水强度划分为若干等级：等级：降水强度划分标准降水强度划分标准 2.降水的日变化降水的日变化 一天内的降水变化，在很大程度受地一天内的降水变化，在很大程度受地方条件限制，可大致分为两个类型：方条件限制，可

43、大致分为两个类型：（1）大陆型大陆型 特点是一天有两个最大值，分别出现在特点是一天有两个最大值，分别出现在午后和清晨；两个最小值，分别出现在夜间和午前。午后和清晨；两个最小值，分别出现在夜间和午前。（2）海洋型海洋型 特点是一天只有一个最大值，出现在清特点是一天只有一个最大值，出现在清晨，最小值出现在午后。晨，最小值出现在午后。3.降水的季节变化降水的季节变化 降水季节变化因纬度，海陆位置、降水季节变化因纬度，海陆位置、大气环流等因素影响而不同。全球降水的年类型大致可大气环流等因素影响而不同。全球降水的年类型大致可分为以下几类：分为以下几类：（1）赤道型：全年多雨，其中有两个高值和两个低赤道型

44、：全年多雨，其中有两个高值和两个低值时期。春、秋分之后降水量最多；冬、夏至之后，降值时期。春、秋分之后降水量最多；冬、夏至之后，降水量出现低值。这种类型分布在南北纬水量出现低值。这种类型分布在南北纬100以内的地区。以内的地区。（2）热带型：）热带型：位于赤道型南北两侧。由于太阳在天位于赤道型南北两侧。由于太阳在天顶的时间不像在赤道上间隔相等，随纬度的增加，两段顶的时间不像在赤道上间隔相等，随纬度的增加，两段最多降水量时间逐渐接近，至回归线附近合并为一个。最多降水量时间逐渐接近，至回归线附近合并为一个。（3）副热带型：）副热带型：副热带全年降水只有一个最高值，副热带全年降水只有一个最高值，一个

45、最低值。大陆东岸降水量集中于夏季（季风型），一个最低值。大陆东岸降水量集中于夏季（季风型），大陆西岸则冬季多雨（地中海型）。大陆西岸则冬季多雨（地中海型）。（4）温带及高纬型：）温带及高纬型：内陆及东海岸以夏季对流雨为内陆及东海岸以夏季对流雨为主，西海岸则以秋冬气旋雨为主。主，西海岸则以秋冬气旋雨为主。（四）（四）降水量的地理分布降水量的地理分布 降水量空间分布受纬度、海陆位置、大气环流、降水量空间分布受纬度、海陆位置、大气环流、天气系统、地形等多种因素制约，降水的分布存在纬度天气系统、地形等多种因素制约，降水的分布存在纬度带状分布的特点。全球可划分为四个降水带：带状分布的特点。全球可划分为四

46、个降水带：世界年平均降水量分布世界年平均降水量分布 1 赤道多雨带赤道多雨带 赤道及其两侧是全球降水量最多的地赤道及其两侧是全球降水量最多的地带。年降水量至少带。年降水量至少1500mm，一般为，一般为20003000mm 2 南北纬南北纬150300少雨带少雨带 这一纬度带受副热带高压这一纬度带受副热带高压控制，以下沉气流为主。是全球降水稀少带。大陆西岸控制，以下沉气流为主。是全球降水稀少带。大陆西岸和内部一般不足和内部一般不足500mm，不少地方只有，不少地方只有100300mm。3 中纬多雨带中纬多雨带 年降水量一般为年降水量一般为500100mm。4高纬少雨带高纬少雨带 本带因纬度高，

47、全年气温低，蒸发微本带因纬度高，全年气温低，蒸发微弱，大气中所含水汽量较少，故年降水量一般不超过弱，大气中所含水汽量较少，故年降水量一般不超过300mm。第三节 大气运动和天气系统 一一 大气的水平运动大气的水平运动 空气运动是地球大气最重要的物理过程。由于空空气运动是地球大气最重要的物理过程。由于空气运动，不同地区、不同高度之间的热量、动量、气运动，不同地区、不同高度之间的热量、动量、水分等得以交换，不同性质的空气得以交流，从水分等得以交换，不同性质的空气得以交流，从而产生各种天气现象和天气变化。而产生各种天气现象和天气变化。（一）（一）作用于空气的力作用于空气的力 空气的水平运动是由所受的

48、力决定的。作用于空空气的水平运动是由所受的力决定的。作用于空气的力有：气的力有：1 水平气压梯度力水平气压梯度力 气压分布不均匀产生气气压分布不均匀产生气压梯度，使空气具有由高压区流向低压区的趋势压梯度，使空气具有由高压区流向低压区的趋势 在讨论空气运动时，通常把存在水平气压梯度时单位在讨论空气运动时，通常把存在水平气压梯度时单位质量空气所受的力，称为水平气压梯度力质量空气所受的力，称为水平气压梯度力G，其表达式为，其表达式为 G1/P/n-1/P/P/n n式中，负号表示气压梯度力的方向从高压指向低压；式中，负号表示气压梯度力的方向从高压指向低压；为为空气密度；空气密度；P/P/n n为水平

49、气压梯度。为水平气压梯度。2 2 地转偏向力地转偏向力 由于地球转动使地球上运动方向发生由于地球转动使地球上运动方向发生偏转的力，称为地转偏向力。包括水平和垂直两个分量偏转的力，称为地转偏向力。包括水平和垂直两个分量 对于垂直分量，因为大气存在静力平衡对大气运动无对于垂直分量，因为大气存在静力平衡对大气运动无关紧要关紧要 。因此，只讨论水平分量。单位质量空气的水平。因此，只讨论水平分量。单位质量空气的水平地转偏向力为地转偏向力为 A2sin式中，式中，为地球旋转角速度；为地球旋转角速度；为地理纬度；为地理纬度；为风为风速。速。由方程可知赤道上地转偏向力为零；两极地转偏向力最大，为由方程可知赤道

50、上地转偏向力为零；两极地转偏向力最大，为2 地转偏向力随纬度分布示意图地转偏向力随纬度分布示意图 3 惯性离心力惯性离心力 当空气作曲线运动时，受惯性离心力当空气作曲线运动时，受惯性离心力c作作用。惯性离心力方向与空气运动方向垂直，并由曲线路用。惯性离心力方向与空气运动方向垂直，并由曲线路径的曲率中心指向外缘。其表达式为：径的曲率中心指向外缘。其表达式为：cv2/r v为空气运动的线速度，为空气运动的线速度，r为曲线的曲率半径。为曲线的曲率半径。惯性离心力图示惯性离心力图示 4 摩擦力摩擦力 运动状态不同的气层之间、空气和地面之间都运动状态不同的气层之间、空气和地面之间都会产生相互作用阻碍气流