气象学与气候学.docx
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气象学与气候学
第一章引论
第一节气象学、气候学研究的对象、任务和发展简史
一.气象学与气候学研究的对象和任务：
由于地球的引力作用，地球周围聚集着一个气体圈层，构成了所谓的大气圈。
地球表面没有任何地点不在大气圈的笼罩之下；它又是如此之厚，以致地球表面没有任何山峰能穿过大气层。
大气圈是人类地理环境的重要组成部分。
1.气象学研究的对象和内容：
气象学：
研究大气现象和过程，探讨其演变规律和变化，并直接或简介用之于指导生产实践为人类服务的科学。
气象学研究的基本内容：
（1）把大气当作研究的物质客体来探讨其特性和状态；
（2）研究导致大气现象发生发展的能量来源、性质及其转换；（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，为预测和改善大气环境服务。
2.气候学及其研究的内容：
天气和气候：
天气是指某一地区在某一瞬时或某一短时间内大气状态和大气现象的综合。
气候是指在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动长时间相互作用下，在某一时段内大量天气过程的综合。
气候学：
研究气候形成、分布和变化的科学。
二.气象学与气候学研究的发展简史：
1.萌芽时期：
时间：
十六世纪中叶以前。
特点：
由于人类活动和生产的需要，进行了一些零星的、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了一定的解释。
这时期从学科性质上来讲，气象学与天文学是混在一起的，具有天象学的性质。
主要成就：
2.发展初期：
时间：
十六世纪中叶到十九世纪末。
特点：
气象学、气候学与天文学逐渐分离，成为独立的学科。
主要成就：
3.发展时期：
时间：
20世纪以来。
特点：
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、控制和盖在自然的方向发展。
这一时期又可分为早期和近期两个阶段。
1）早期：
20世纪的前50年
气象学的重要进展：
锋面学说；长波理论；降雨学说。
气候学的重要进展：
气候分类；动力气候学；小气候研究。
2）近期：
20世纪50年代以后
特点：
开展大规模的观测试验；对大气物理现象进行数值模拟试验；把大气作为一个整体进行研究；气候系统概念的提出；人类活动与气候相互影响研究等等。
三.气象学与气候学和自然地理学的关系：
1.自然地理学研究的对象和内容：
一般认为，自然地理学是研究地球表层自然环境的学科。
自然地理学是以人类赖以生存的地球表层自然环境的区域特征、区域分异及其发展过程与变化规律为研究对象的。
从自然地理学的研究对象出发，自然地理学的研究内容主要包括：
（1）人类赖以生存的地球表层自然环境的组成、结构及其区域分异规律；
（2）人类赖以生存的地球表层自然环境系统的成因与规律；
（3）人类赖以生存的地球表层自然环境系统的运行机制；
（4）人类与地球表层自然环境的相互作用、相互影响；
（5）地球表层自然环境的评估、预测、规划、管理、优化、调控。
2.自然地理学与地球表层系统：
地球系统：
地球表层系统、地球内部系统。
地球表层系统：
地球表层自然系统——自然地理学；地球表层人文系统——人文地理学。
地球表层自然系统包括：
大气圈——大气科学；水圈——水文学；岩石圈——地质学；生物圈——生物学。
自然地理学是大气科学、水文学、地质学与生物学的交叉学科或边缘学科。
第二节气候系统概述
一.气候系统的基本概念：
1.气候与气候系统：
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。
2.大气圈：
大气圈是气候系统中最活跃、变化最大的组成部分。
1）大气圈的组成：
大气是由多种气体混合组成的，此外，还悬浮由一些固体杂质和液体微粒；
大气的气体组成成分：
主要成分——氮、氧、氩，99.96％；微量气体成分——二氧化碳、臭氧、甲烷等；
干洁空气：
90km以下可以看成是分子量为28.97的“单一成分”的气体；
大气中臭氧的形成、分布与作用；
大气中的二氧化碳；
大气中的水汽；
大气气溶胶粒子。
2）大气的结构：
大气的上界：
物理上界——1200km；着眼于大气密度，约2000－3000km。
大气的垂直分层：
观测证明，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：
范围：
～对流层顶（对流层顶高度的纬度、季节变化）
主要特征：
气温随高度增加而降低；垂直对流运动显著；气象要素水平分布不均匀。
对流层的分层：
行星边界层（或摩擦层）、自由大气、对流层顶。
（2）平流层：
范围：
对流层顶～55km左右。
主要特征：
随高度的增高，气温最初保持不变或微有上升，约30km以上，气温随高度增加而显著升高；气流比较平稳，垂直混合运动显著减弱；水汽含量极少。
（3）中间层：
范围：
平流层顶～85km左右。
主要特征：
气温随高度增加迅速下降；垂直运动强烈；水汽含量更少；电离层D层。
（4）热层：
此层没有明显的顶部。
有人观测在250～500km；有人认为可达800km。
主要特征：
气温随高度增加迅速升高；空气处于高度电离状态；在高纬度晴夜，可出现极光。
（5）散逸层：
是大气的最高层，又称外层。
主要特征：
该层的主要特点是大气粒子经常散逸至星际空间，是大气圈与星际空间的过渡地带。
3、水圈、陆面、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态水，其中海洋在气候形成和变化中最重要。
海温的垂直变化：
表层暖层、斜温层、冷水层。
海洋在气候系统中具有最大的热惯性，是一个巨大的能量贮存库。
2）陆面：
岩石圈、陆地表面；岩石圈变化时间尺度长；陆面的动力作用和热力作用。
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。
冰雪圈的变化尺度：
陆地雪盖——季节变化；海冰——季节到几十年际的；大陆冰原和冰川——几百甚至到几百万年。
冰雪圈对地表热量平衡的影响：
很大的反射率；阻止地表和大气间的热量交换。
4）生物圈：
对气候变化很敏感，反过来影响气候。
对大气和海洋的二氧化碳平衡、气溶胶粒子的产生以及其他与气体成分和盐类有关的化学平衡等的作用。
二.气候系统的基本性质：
1.气候系统是一个复杂的、高度非线性的、开放的巨系统：
1）气候系统是一个开放系统：
气候系统与其外空间的物质交换是微乎其微的。
从这个意义上，气候系统可以被看作是一个封闭系统。
气候系统与外空间有能量交换。
从这个意义上，气候系统是一个开放系统。
2）气候系统是一个复杂的系统：
无论从描述气候系统的物理量的空间分布和时间变化上讲，还是从气候系统中发生的过程类型上讲，气候系统都是非常复杂的。
3）气候系统是一个高度非线性的系统：
气候系统中的重要过程：
物理过程、化学过程和生物过程。
气候系统中发生的重要过程是气候系统各组成部分之间相互作用和相互影响的具体表现，是气候系统表现出高度非线性的根本原因。
2.气候系统的热力学和动力学属性：
气候系统各部分之间热力学和动力学属性的显著差异。
3.气候系统的稳定性：
气候系统的稳定性（广义）是气候系统演变的重要性质。
气候系统稳定性的两个制约因素：
能量收支方面的外部因素、气候系统内部的性质。
气候系统的稳定性是相对的。
4.气候系统的反馈过程：
反馈机制对系统起内部控制作用，它来自于两个或更多子系统之间一种特殊的耦合或调整。
在反馈过程中一部分输出又返回来充作输入，其结果是系统的净响应有了变化。
反馈机制既可增强最终的输出结果（正反馈），也可以减弱输出结果（负反馈）。
反馈过程举例：
正反馈过程——冰雪反照率反馈、水汽反馈、二氧化碳反馈；负反馈过程——云反馈。
气候系统的敏感性和稳定性与反馈机制。
5、气候系统的可预报性：
Lorenz把气候预报分为两类，第一类是与时间有关的，即习惯上的气候预报问题；第二类是与时间无关的，对应于敏感性问题。
气候系统的可预报性与外部强迫及内部过程的特性有关。
三.气候系统演变的时空尺度：
1.气候系统变化的多空间尺度性：
气候系统的热力学状态和动力学状态具有空间分布上的不均匀性。
这种空间不均匀性的尺度在量级上有一个非常宽的范围。
2.气候系统的变化的多时间尺度性：
气候系统的变化具有多时间尺度性。
观测事实和古气候证据表明地球上的气候在过去发生了很大的变化，其变化有一个非常宽的时间谱，从月际到几亿年都有。
第二章气候系统的热力过程
第一节辐射的基本知识
一.辐射的基本概念：
1.辐射：
自然界中的一切物体过程都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射。
通过辐射传播的能量称为辐射能，也简称为辐射。
2.辐射能基本特征量：
辐射通量密度：
单位时间内通过单位面积的辐射能量称辐射通量密度，单位W/m2。
物体的放射能力：
物体表面，在单位时间内、单位面积上射出的辐射能，单位W/m2。
辐射强度:
单位时间内，通过垂直与选定方向上的单位面积（对球面坐标，即单位立体角）的辐射能，单位W/m2或W/sr。
辐射强度和辐射通量密度的关系。
3.物体对辐射的反射、吸收与透射：
物体所吸收的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的吸收率。
物体所反射的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的反射率。
透过物体的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的透射率。
物体的吸收率、反射率和透射率的关系：
α＋γ＋d＝1
物体的吸收率、反射率和透射率大小随辐射的波长和物体的性质而改变。
二.热辐射基本定律：
1.普朗克定律：
普朗克定律表明，黑体所放射的能量的大小和性质完全由它的温度决定。
黑体所放射的单色辐射强度Bλ（T）的表达式如下：
上式中，Bλ（T）是单位时间内单位面积在单位立体角内单位波长范围内的辐射能量；h＝6.63×10-23Js是普朗克常数；k＝1.38×10-23JK-1 是玻耳兹曼常数。
2.斯蒂芬－波尔兹曼定律：
物体放射放射能力与温度和波长的关系。
斯蒂芬－波尔兹曼定律：
根据研究，黑体总的放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比，即
上式中，σ＝5.67×10-8W/（m2*K4）为斯蒂芬－波尔兹曼常数。
3.维恩位移定律：
维恩位移定律：
黑体的单色辐射强度极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，即
λmT＝C
上式中，如果波长以微米为单位，C=2896μm*K。
4.基尔霍夫定律：
基尔霍夫定律：
在热力平衡条件下，任何物体的波长为λ的放射辐射强度Iλ与吸收率的比值和物体的性质无关，这一比值只是波长和温度的函数，即
Iλ /aλ =f（λ,T）
第二节太阳辐射的传输过程
太阳辐射光谱：
太阳辐射中辐射能按波长的分布。
太阳辐射的波长范围：
大约在0.15~4微米之间。
在这段波长范围内，又可分为紫外光区、红外光区和可见光区。
太阳辐射的能量主要分布在可见光区和红外区，前者占太阳辐射总量的50％，后者占43％。
紫外区只占能量的7％。
太阳常数：
就日的平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的平面上，单位面积、单位时间内获得的太阳辐射能量。
1981年世界气象组织推荐的太阳常数最佳值为1367（±7）W/m2。
一.到达大气上界的太阳辐射：
1.影响到达大气上界的太阳辐射的因素：
天文辐射：
太阳辐射在大气上界的时空分布是由太阳与地球间的天文位置决定的，又称天文辐射。
日地距离与天文辐射；太阳高度与天文辐射；白昼长度与天文辐射。
2.大气上界太阳辐射的时空分布特征：
1）天文辐射随纬度的分布；
2）天文辐射的季节变化。
二.太阳辐射在大气中的减弱：
太阳辐射光谱穿越大气厚的主要变化：
总辐射能有明显地减弱；辐射能随波长的分布变得极不平衡；波长短的辐射能减弱更为显著。
产生这些变化的原因是大气对太阳辐射的吸收、散射和反射。
1.大气对太阳辐射的吸收：
太阳辐射被大气吸收后转变为热能，从而使得到达地面的太阳辐射减弱。
大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。
大气中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质对太阳辐射的吸收特性。
大气对太阳辐射吸收的总的特点：
大气对太阳辐射的吸收是有选择性的；大气对太阳辐射的吸收带主要位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而大气直接吸收的太阳辐射并不多。
2.大气对太阳辐射的散射：
散射不像吸收那样把辐射能转变为热能，而只是改变辐射的方向。
分子散射（蕾利散射）：
概念和特点。
粗粒散射：
概念和特点。
3.大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射：
上述三种方式中，反射作用最重要，尤其是云层对太阳辐射的反射最为明显；散射作用次之；吸收作用相对最小。
4.太阳辐射在大气中的减弱规律：
三.到达地面的太阳辐射：
1.到达地面的太阳直接辐射：
以平行光的形式直接投射到地面上的太阳辐射称为太阳直接辐射。
影响到达地面的太阳直接辐射的因子：
太阳高度角、大气透明系数。
直接辐射的时空变化特征。
2.到达地面的太阳散射辐射：
经过散射后投射到地面上的太阳辐射称为散射辐射。
影响到达地面的太阳散射辐射的因子：
太阳高度角、大气透明系数。
3.到达地面的太阳总辐射：
到达地面的太阳总辐射是指到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和。
可能总辐射和有效总辐射的概念。
总辐射的时空变化。
四.地面对太阳辐射的反射：
地表对太阳辐射的反射率决定于地表面的性质和状态。
第三节地－气系统的长波辐射传输过程
一.地面辐射和大气长波辐射：
地面辐射和大气辐射的95％以上的能量都集中在3－120微米的波长范围内，其辐射能最大波长在10－15微米范围内，故地面和大气辐射称为长波辐射，太阳辐射称为短波辐射。
二.地—气间的长波辐射交换：
1.大气对地面辐射的吸收：
大气对地面长波辐射的吸收非常强烈。
大气中对地面长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等。
大气对地面长波辐射的吸收是有选择性的。
2.地面有效辐射：
大气逆辐射及大气的保温效应。
地面有效辐射：
地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差。
第四节全球能量平衡
一.气候系统的辐射收支：
辐射差额：
物体收入的辐射能与支出辐射能的差值。
辐射差额与物体温度的变化。
1.地面辐射差额：
某段时间内单位面积地表面收入和支出辐射能的差值称为地面辐射差额。
地面辐射差额的表达式；影响地面辐射差额的因子；地面辐射差额的时空变化。
2.大气辐射差额：
大气辐射差额的定义、表达式。
3.地—气系统辐射差额：
地气系统辐射差额的定义、表达式。
地气系统辐射差额的纬度变化。
二.全球能量平衡模式：
第二章气候系统的热力过程
第五节大气热力学基础
一.热力学的基本概念与方程：
1.热力学基本概念：
系统的平衡态和非平衡态、系统的态函数（主要介绍系统的内能和熵的概念）、过程（过程、准静态过程与非静态过程、可逆过程与不可逆过程）、系统与外界交换能量的方式。
2.大气状态方程：
1）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：
气温的单位与测量；
（2）气压：
气压的定义、单位；
（3）湿度：
水汽压和饱和水汽压、饱和差、相对湿度、比湿、水汽混合比、露点。
（4）风：
空气的水平运动称为风。
风向和风速的表示。
（5）云量；
（6）能见度。
2）大气状态方程：
（1）理想气体的状态方程：
理想气体状态方程的一般形式：
对于标准状态下，1摩尔气体来讲，理想气体状态方程：
PV=R*T，式中R*对1摩尔任何气体都适用，称普适气体常数。
对于标准状态下，M克气体来讲，理想气体状态方程：
P=ρRT，式中R=R*/μ（μ为气体的克分子量），称为比气体常数。
（2）干空气状态方程：
干空气状态方程：
P=ρRdT，式中R=Rd*/μd
（3）湿空气状态方程：
湿空气的状态方程：
P=ρRTv，式中Tv称为虚温。
虚温的物理意义。
二.应用于大气的热力学基本定律：
1.热力学第一定律：
1）功、内能和热量：
（1）功：
通过作功可以改变系统的状态；功的种类
（2）内能：
内能包括系统内的分子热运动能量、分子间势能和分子内的势能、分子内部和原子内部运动的能量、电场能、磁场能等；
温度变化不大时，系统状态的变化主要由热运动的能量、分子间势能的变化引起的，其他形式的运动能量不改变；
内能时状态函数：
对于一定质量的某种气体，内能一般是温度、体积和气压的函数；对于理想气体，内能只是温度的函数。
（3）热量：
传热可改变系统的状态，其条件是系统和外界的温度不同；
传热的微观本质是分子的无规则运动能量从高温物体向低温物体传递；
传热过程中所传热运动能量的多少。
2）热力学第一定律：
热力学第一定律的表示：
对于一无限小过程，dQ=dE+dW；
叙述：
系统从外界吸收的热量等于系统内能的增量和系统对外界做功之和；
热力学第一定律是热现象中能量转化与守恒定律，适合于任何系统的任何过程。
热力学第一定律在气象上的常用形式：
2.热力学第二定律：
热力学第一定律是热现象中能量转化与守恒定律，一切热力学过程都应该满足能量守恒；热力学第二定律告诉我们，过程的进行还有方向性的问题（满足能量守恒的过程不一定都能进行）。
1）自然过程的方向性：
功热转换的方向性：
功可以转换为热，可自动进行；但热转换为功不能自动进行；
热传导的方向性：
热量可以自动地从高温物体传向低温物体，但相反的过程却不能发生，即热量不可能自动地从低温物体传向高温物体；
气体绝热自由膨胀的方向性：
气体向真空中绝热自由膨胀的过程是不可逆的；
一切与热现象有关的实际宏观过程都是不可逆的；
2）热力学第二定律
（1）克劳修斯（Clausius）叙述：
热量不能自动地从低温物体传向高温物体。
（2）开尔文（Kelvin）叙述：
其唯一效果是热全部转变为功的过程是不可能的。
三.空气的增温和冷却过程：
绝热变化和非绝热变化
1.气温的非绝热变化过程：
空气与外界交换热量的方式：
传导、辐射、对流、湍流、蒸发和凝结。
2.大气中的干绝热过程：
1）干绝热过程与泊松方程：
绝热过程：
在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程。
在大气中，作垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。
干绝热过程：
当升、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。
泊松方程：
干绝热直减率：
定义，表达式的推导；干绝热直减率与气温直减率。
位温：
概念，性质。
3.大气中的湿绝热过程：
湿绝热直减率、假相当位温
第六节大气温度的时空分布
一.气温的时间变化：
1.气温的周期性变化：
1）气温的日变化：
（1）在一日之内有一个最高值，一般出现在午后14时左右，一个最低值，一般出现在日出前后。
一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差，其大小反映气温日变化程度。
（2）气温日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。
2）气温的年变化：
（1）地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。
就北半球来说，中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1月为最低，海洋上的气温以8月为最高，2月为最低。
一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差。
（2）气温日较差的大小与纬度、海陆分布等有关。
2.气温的非周期性变化
二.气温的空间分布：
1.气温的水平分布：
1）影响气温水平分布的主要因素：
纬度、海陆、高度；
2）气温水平分布的表示：
等温线图；
3）气温水平分布的基本特征：
（1）全球平均气温的分布图上，赤道地区气温高，向两级逐渐降低；
（2）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，夏季相反；
（3）最高温度带冬季在北纬5－10度处，夏季在北纬20度左右；
（4）南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。
北半球仅夏季最低气温出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。
2.气温的垂直变化：
1）在对流层中，总的情况是气温随高度增加而降低，气温直减率平均为0.65℃/100m；
2）在一定条件下，对流层也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。
逆温现象形成的主要过程：
辐射逆温、湍流逆温、下沉逆温、平流逆温等。
第三章大气圈的静力学特征
第一节静力学方程与压高公式
一.大气静力学方程：
假设大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受铅直气柱的重量。
见下图，在大气柱中截取面积为1cm2，厚度为△Z的薄气柱。
设高度Z1 处的气压为P1，高度Z2 处的气压为P2，空气密度为ρ，重力加速度为g。
在静力平衡条件下，Z1 面上的气压P1和Z2 面上的气压P2 间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量，即：
P2-P1=-△P=-ρg（Z2-Z1）=-ρg△Z
式中负号表示随高度增高，气压降低。
若△Z趋于无限小，则上式可写成：
-dP=ρgdZ
这就是气象上应用的大气静力学方程。
方程说明，气压随高度递减的快慢取决于空气密度（ρ）和重力加速度（g）的变化。
重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。
在密度大的气层里，气压随高递减得快，反之则递减得慢。
实践证明，静力学方程虽是静止大气的理论方程，但除在有强烈对流运动的局部地区外，其误差仅有1％，因而得到广泛应用。
二.压高公式：
为了精确地获得气压与高度的对应关系，通常将静力学方程从气层底部到顶部进行积分，即得出压高方程：
式中，P1、P
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