内容提要

本书是在《气象学与气候学》第二版基础上修订而成的，是本科地理学专业的专业基础课教材。全书共 8 章，内容包括大气热学、大气水分、大气运动、天气系统、气候形成、气候带和气候类型、气候变化及人类影响等内容。

三版中在气候系统，大气环流，海-气作用及青藏高原对气候的影响，人类活动对气候的影响，城市气候等方面作了不少新的补充。

可作高校地理、气象专业教材，亦可供水文、农林、环境等专业师生、有关科技人员和中学地理教师参考。

三版前言

本书第一版于 1979 年问世，1985 年出第二版，曾经 10 余次印刷，在全

国数十余所高校已使用了 18 年。在此期间曾分别在上海、广州、长春、兰州、昆明和重庆等地进行过多次教材评介和分析会议，并结合教材内容进行了不同地区的气候调查。广大师生在教学实践过程中，对本书作了肯定。该教材先后获得国家教委的奖励，近又由台湾明文书局将第二版改印繁体字本发行，供台湾有关大学和科研单位应用。

近年来我国教学改革和国内外对气象学与气候学的研究均取得显著的进展，为了适应当前教改形势的需要，反映本门学科的最新成就，有必要在总结过去教学经验的基础上，对原书内容进行精筒、修改和更新。

根据 1994 年 11 月 5 日至 7 日在上海召开的教材会议上的决定：第三版教材的第一章和第六、七、八等章由周淑贞教授编写，第二、三两章由张超教授编写，第四、五两章由张如一教授编写，全书仍由周淑贞教授主编。

在修订过程中，我们力求保持原教材的优点，并针对课程设置的目的要求和在教学计划中本门课程教学时数减少的现实，进一步精选和更新内容， 缩短篇幅，加强基础，突出重点。整个教材仍安排了气象、天气、气候及实习四个方面的内容，重点放在气候上。前五章有关气象和天气部分，分别是气候学的物理基础和天气基础，第六至第八章则在前面的基础上，系统地阐明气候的形成、气候带和气候型的划分和分布规律，以及气候变化和人类活动对气候的影响，并以大气环流作为承上启下的纽带，从它的形成原理、主要系统、运动规律和它对热量、水分的输送等，把整个课程内容贯串起来。为配合上述内容的教学，有顺序地安排实习内容，本书还另配有实习教材， 以利于培养学员实际动手和分析问题、解决问题的能力。

为了加强基础理论，联系当前气候方面的实际问题，反映最新科学成就和便于教学，各章均作了不同程度的修改、精简和更新。例如本书第一章引论，就是将原书绪论和“大气概述”一章修改合并而成。在内容上删去原书绪论中次要部分，只保留“气象学与气候学的对象、任务和简史”

一节。将“大气概述”一章更新为“气候系统概述”和“有关大气的物理性状”两节，先简明扼要地论述气候系统的组成、结构和能源，后阐明主要气象要素和空气状态方程。这样使学生在课程开始就有气候系统的基本知识和有关大气物理性状的概念，既便于以后各章的教学，也便于及早进行气象、气候的观测实习，同时又缩短了不少教材篇幅。

第二至第五章气象和天气部分在内容上作了适当地精简，删除了若干次要内容，压缩篇幅，节约课时。同时为了使体系更为完整，也更新和增补了少量内容，并更换了一些插图。例如在第二章太阳辐射部分删除了一些较繁琐的描述性内容，在大气稳定度方面增加大气中经常发生的“位势不稳定” 一个项目。又例如第五章原书标题为“天气系统和天气过程”，现改为“天气系统”。因教学时数减少，这一章内容作了必要的精简，原书本章分六节， 现压缩为四节，许多内容如“季风低压”、“中层气旋”、“中小尺度天气系统的主要天气特征”等非重点部分，以及寒潮过程和台风过程中某些较陈旧或过于琐细的内容均予以删除。而对东风波、赤道辐合带、台风形成、经圈环流等方面都分别引进一些新理论。

在第六至第八章气候部分，作了较多的精简、修改和更新。首先为了紧

缩教材篇幅，在第六章中将原书的七节，精简归并为五节，将原书的第二节和第四节合并为“气候形成的环流因子”一节。环流因子包括大气环流和洋流二者，这二者间有密切的相互关系。本节首先阐明海-气相互作用与环流， 再依次论述环流与热量交换和水分循环中的作用，最后用厄尔尼诺／南方涛动事例说明环流的异常导致气候的异常。这样安排不仅删除了原教材中大量的较次要内容，既能够突出重点，又反映了当前在世界气候中频繁出现的异常现象和新的科研成果。另外又将原教材中的第五节和第七节合并为“地形和地面特征与气候”一节，同样在突出重点的基础上，削去了原教材中大量次要内容，其中更新了不少内容，举出西藏高原对东亚环流和降水分布的影响即其一例。

在第七章中对柯本和斯查勒气候分类法作了适当的补充，并根据编者对世界气候分类原则，将世界各气候带和气候型都用简明表解和各类型的典型站气候图来予以说明。通过这些图表，使各气候类型的形成、位置和特征更为清晰，一目了然，同时又节约了大量教材篇幅。

在第八章中，考虑到教学时数减少，删去原书中的第一节“研究气候变化的方法”。因为这一节内容甚多，教学时数少，很难讲清，只能割爱删除， 只留下原书中的后三节。这三节均作了一定程度的修改，尤其是对第二、第三节更新较多，如大气化学组成的变化对气候变化的影响，极地 O3 空洞、CO2、CH4、N2O 及 CFC11 和 CFC12 等温室气体的增加所产生的气候效应以及城市气候等都引进了最新气候资料和最新科研成果。

为了密切联系中国实际，培养学员爱国主义精神，我们有意识地在举例中突出我国学者在气象气候方面所做出的贡献和成就。例如青藏高原对气候的影响，我国历史时期气候变化和城市气候研究的成果等都在有关章节中加以引用。书末附有主要参考文献，便于读者查阅有关内容的来源和进一步研究这些方面的问题。

这一版教材是在征集十几年来我国高师院校广大师生在教学实践中所提出的宝贵意见的基础上，加以修改的。在修改过程中又得到上海气象局束家鑫教授，蒋德隆高级工程师的指教。华东师大地理系李朝颐副教授对气象和天气部分，郑景春副教授对气候带和气候型的图表设计和说明等均作了具体的帮助，在此表示衷心地感谢。如果说这一版比第二版有所改进的话，那确是倾注了集体的智慧，但由于编者水平有限，鲁鱼亥豕仍在所难免，希望读者继续加以指正。

周淑贞1996 年 9 月于华东师大

气象学与气候学

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

由于地球的引力作用，地球周围聚集着一个气体圈层，构成了所谓大气圈。

大气的分布是如此之广，以致地球表面没有任何地点不在大气的笼罩之下；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，而且就以地球最高峰珠穆朗玛峰的高度来和大气层的厚度相比，也只能算是“沧海之一粟”。我们人类就生活在大气圈底部的“下垫面”上。大气圈是人类地理环境的重要组成部分。

地球是太阳系的一个行星，强大的太阳辐射是地球上最重要的能源。这个能源首先经过大气圈而后到达下垫面，大气中所发生的一切物理（化学） 现象和过程，除决定于大气本身的性质外，都直接或间接与太阳辐射和下垫面有关。这些现象和过程对人类的生活和生产活动关系至为密切。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。

气象学的领域很广，其基本内容是：（1）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；（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。

由于生产实践对气象学所提出的要求范围很广，气象学所涉及的问题很多，在气象学上用以解决这些问题的方法差异很大，再加上随着科学技术发展的日新月异，气象学乃分成许多部门。例如有专门研究大气物理性质及其变化原理的大气物理学；有着重讨论天气现象及其演变规律，并据以预报未来天气变化的天气学等，而其中与地理和环境科学关系最密切的是气候学。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。例如从上海近百年的长期观测中总结出，上海在 6 月中旬到 7 月中旬，经常会出现阴雨连绵、闷热、风小、潮湿的梅雨天气，

但是有的年份（如 1958 年）会出现少雨的“空梅”，也有的年份（如 1954 年）6—7 月连续阴雨 50—60 天，出现“丰梅”。“开梅”和“断梅”的迟早也历年不同，这是上海初夏时的气候特征。

由此可见，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，决不能单凭 1958 年一年的观测资料，来说上海初夏的

气候是干旱无雨，也不能凭 1954 年一年的情况，就说上海的初夏气候有持续

50—60 天的阴雨，那都是个别年份出现的具体天气现象，而气候是在多年观测到的天气基础上所得出的总结和概括。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。气候系统是庞大的，而天气系统则可看作单纯的大气系统（如气旋、反气旋等等）。气候所包含的内容要比天气复杂得多。例如，对农作物来说，气候的干旱与否不仅决定于大气状况（降水量、空气湿度等），还取决于土壤状况和作物本身的耐旱性等等，这就不能用天气的总和来概括。由此可见，天气和气候这两个概念是有区别的。

盖斯特（Gates）把某一地区的气候状态定义为：该地气候系统的全部成分在任一特定时段内的平均统计特征①。这个定义的可取之处在于：（1）它指出气候的物质基础是气候系统，而不仅仅是大气，这和天气系统是有区别的；（2）气候是一个历史的概念，它和特定的时间阶段相联系，而不存在绝对气候的概念；（3）某一时段的气候状态是指这一时段气候系统各属性的平均统计特征，不像天气是指某一瞬时或某一短时间内大气状况和大气现象的综合。另外气候是发生在一定下垫面之上的，带有地方特点。

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。

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，也是基本技术训练课程，它的基本

① W L Gates.Open Lecture：The influences of the ocean on climate.Scientific lecture at the 28th section of the ECWMO.WMO Bulletin. July；1977：168—169.

任务是：

（一）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。

（二）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。

（三）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。

（四）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：

（一）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。

我国在这一时期，在此领域中有不少成就，而且是居于世界领先行列的。远在三千年前，殷代甲骨文中已有关于风、云、雨、雪、虹、霞、龙卷、雷暴等文字记载，还常卜问未来十天的天气（称为“卜旬”），并将实况记录下来以资验证。春秋战国时代已能根据风、云、物候的观测记录，确定廿四节气，对指导黄河流域的农业生产季节意义很大，并沿用到现代。秦汉时代还出现了《吕氏春秋》、《淮南子》和《礼记》等内容涉及物候的书籍，这些都是世界上最早关于物候的文献。

气象观测仪器也是我国的最早发明。在西汉时（公元前 104 年），已盛行伣，铜凤凰和相风铜鸟等三种风向器，到唐代又发展到在固定地方用相风鸟，在军队中用鸡毛编成的风向器测风。欧洲到 20 世纪才有用候风鸟测风的记载。在西汉时还利用羽毛、木炭等物的吸湿特性来测量空气湿度。宋代曾有僧赞宁（公元 10 世纪）利用土炭湿度计来预报晴雨。关于降水的记录亦以我国最早，据《后汉书》记载，在当时曾要求所辖各郡国，每年从立春到立秋这段时间内，向朝廷汇报雨泽情况，此后历代对各地雨情都很重视。所以我国的雨量和水旱灾记录丰富，历史亦最悠久。

由于生产和生活的需要，人类迫切要求预知未来天气的变化，并在长期观测实践中，积累了不少经验。这些经验被用简短的韵语来表达，以便于记忆和运用，这就是天气谚语。我国天气谚语是极丰富的，除一部分封建迷信的内容外，大多是历代劳动人民看天经验的结晶。唐代黄子发的“相雨书”， 元末明初出现的娄元礼编的《田家五行》和明末徐光启编写的《农政全书·占候》都是总结群众预报天气经验的著作。

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

（Aristotle）所著《气象学》（Meteorolosis）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。现在气象学的外文名字就是从亚里斯多德的原书名演变而来的。“气候”一词也原出于希腊文 Kλιμα，表示倾斜的意思。古希腊人认为，地球上由于受到太阳光线倾斜角度的不同，才产生气候的差异，并已建立了关于热带、温带和寒带的概念。这种气候形成的概念流传很久，直到 15 世纪中期地理大探险时期，人们才认识到气候的形成不仅受太阳光线倾斜角度的影响，还与大气环流、海陆分布形势等有关。

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。

（二）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。

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。这两种重要仪器的出现，使气象观测大大向前跃进一步。特别是气压与天气变化的关系最直接，气压表当时曾被誉为天气的“眼睛”。1783 年索修尔（Saussure）发明毛发湿度表，有了这些仪器就为建立气象台站提供了必要的条件。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。但这时只有一些分散性的研究，缺少国际合作与交流。

1854 年，美法与帝俄在克里木半岛发生战争。英法联军舰队在黑海途中因风暴失事，近于全军覆没。这件事引起有关国家的重视。事后根据有关台站气象观测记录，发现此次风暴是由西欧移向东欧的。因此当时人们认为， 如能广泛建立气象台站网，并通过电讯联系，则可预测未来的天气变化，并可采取相应的预防措施，以减少灾害性天气对各方面所造成的损失。这种认识为气象界的国际合作打开了局面，并促进了天气分析工作的开展。

随着无线电报的发明和应用，使气象观测的结果能很快地传达到各地， 为绘制天气图创造了条件。在 1860—1865 年间各国纷纷绘出了天气图。有了天气图这个工具，使气象学的发展大大向前跨进了一步。

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。从 19 世纪开始，陆续出版了一些比较有质量的气候图，如世界年平均气温分布图、世界月平均气压分布图、世界年降水量分布图等。此外，德国学者汉恩（Hann）于 1883 年开始陆续出版了《气候学手册》三大卷，这是气候学上最早的巨著。

我国气象学虽有悠久的历史，在萌芽时期曾处于世界先进行列，但由于封建统治的压抑，生产水平低下，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。最早来我国境内，用近代气象仪器进行气象观测的是法国传教士，他于 1743 年在北京设立测候所。其后从 1830 年起俄国又断断续续地派人来北京做气象观测。1873 年法国天主教会在上海徐家汇创建观象台，1893 年德国人在山东青岛建立青岛观象台，此外还有在英国人掌握之下的海关测候所等共 43 处（都位于沿海、沿江的港口），他们都为各自的军事、航行、商船服务，我国政府无权过问，这时我国的气象事业完全是半殖民地性质的。

（三）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。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。

1. 锋面学说：在第一次世界大战期间，由于相邻国家气象资料无法获得，挪威建立了比较稠密的气象网。挪威学者贝坚克尼父子（V.Bjerknes 和J.Bjerknes）等应用物理学和流体力学的理论，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。

2. 长波理论：本世纪 30—40 年代，由于要求能早期预报出灾害性天气，再加上有了无线电探空和高空测风的普遍发展，能够分析出较好的高空天气图。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。

3. ） 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。进一步研究还发现在热带暖云中由于大、小水滴碰并也可导致降雨，这又为人工影响暖云降水奠定了理论基础。由此人类开始从认识自然进入人工影响局部天气时代。

4. 在气候学方面也有长足的进展，突出表现在：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（В.П.Алисов）等各具特色的气候分类法。1930—1940 年间柯本和盖格尔（R.Qeiger）出版了五卷《气候学手册》，着重从动力学方面研究气候的形成和变化，发展了动力气候学。此外对贴近地面层的小气候研究也逐步精确化和定量化。

1. 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，大大地促进了气象学与气候学的发展。其主要表现

如下：

1. 开展大规模的观测试验

在 50 年代以前，国际上曾在 1882 年和 1932 年组织过两次对南北极区进行气象考察，称为国际极年，并取得了一些高空气象和太阳与地球关系的资料。在 50 年代以后又进行过多次至少有几十个国家参加的大规模大气观测试

验，而且规模一次比一次大。例如 1977 年 12 月—1979 年 11 月进行的一次大规模大气观测试验，有一百多个国家参加，其中也有我国参加。这次全球大气试验是以 5 个同步卫星和 2 个近极地轨道卫星为骨干，配合气象火箭， 并与世界各地常规的地面气象观测站、自动气象站、飞机、船舶、浮标站和定高气球等相结合，组成几个全球性的较完整的立体观测系统。这一全球性观测计划是试图解决 10—14 天之间的天气预报，进一步了解天气现象形成的物理过程和物理原因。

1. 对大气物理现象进行数值模拟试验

气象学、气候学不像物理、化学那样可以在室内进行实验，而是以地球的大气层作为实验室。有了电子计算机才可能广泛地对各种大气物理现象进行精确的、定量的数值模拟试验，如从全球性环流到云内雨滴的生成过程都进行试验，并把云雾中的微观过程和动力的宏观过程结合起来，使气象学进入试验科学阶段。

1. 把大气作为一个整体进行研究

把对流层与平流层中、高纬地区与低纬地区，南半球与北半球结合起来研究，这在气象学与气候学的发展上又是一大跃进。

人类对大气中的化学现象与化学过程也进行了多年的观测、分析和研究，并已形成了气象学中一个新支派——大气化学。特别是近年来对大气污染的监测，探讨环境保护的措施，更促进了大气化学的进展。

1. 气候学领域中的科学革命

自本世纪 70 年代以来，气候异常现象频繁出现，已引起各国广泛的重视。再加上现代科学技术的迅速发展，气候学发生了重大变革，或者说是一场科学革命。如国际上召开的一系列气候学术会议所示，1972 年在瑞典斯德哥尔摩召开联合国环境大会，在会上强调了地球气候对于人类及其福利有极重要的影响。1974 年召开联合国粮食大会，探讨了气候对世界粮食生产的重要作用，呼吁世界气象组织和联合国粮农组织建立气候警报系统。1974 年世界气象组织与世界科学联盟在瑞典斯德哥尔摩召开气候的物理基础及其模拟的国际讨论会，着重研究了气候形成的物理机制和气候与人类的关系，并提出了气候系统（Climate system）的概念和世界气候计划（WCP）。1979 年在日内瓦召开了第一次世界气候大会（FWCC），批准了这一计划（这一计划包含四个子计划）①，并确认气候系统的研究是实施气候研究计划（WCRP）的重要理论基础。建立了 WCP 以后，又在各大洲相继召开了地区性的气候大会， 进一步推动这个计划的实施。亚洲及西太平洋气候会议于 1980 年在我国广州召开。现在世界上已有数十个国家制订了国家气候计划（NCP），开展气候研究。国际上成立了政府间气候变化专业委员会（IPCC）。在 1990 年秋于日内瓦召开了第二次世界气候大会。1992 年 4 月在巴西里约热内卢召开了“世界

① WCP 下设四个子计划：即（1）世界气候研究计划（WCRP），（2）世界气候应用计划（WCAP），

1. 世界气候影响研究计划（WCIP），（4）世界气候资料计划（WCDP）。

环境与发展大会”，提出了《世界气候框架公约》。由于气候变化问题与国家建设密切相关，气候变化与政策的关联愈益紧密，政府组织逐渐代替纯科学家的组织，在领导与推动气候研究中发挥更大的作用。

气候工作者广泛地应用近代大气物理的理论和实验方法，把气候看作是一个复杂的气候系统，建立了气候理论模式，成功地发展了气候对各种自然过程发生影响的数值模拟。通过气候模式来研究不同时间尺度（一个季节、一年、十年或更长时间）和空间尺度（地区、区域和全球）气候的可预报性问题，现已取得一些可喜成果。

另外，还加强了气候学各分支之间的联系，组织进行大规模的综合研究。最突出的实例是人类活动与气候相互影响的研究。人类大量砍伐森林，燃烧矿物燃料（煤、石油、天然气等），兴建城市等等，改变了下垫面的性质和大气成分，将会使气候发生深刻的变化，并影响许多自然过程和国民经济部门，如农业、渔业、水利工程、建筑工程和海洋运输等等。其研究范围愈来愈扩大，不仅涉及气候学的各个部门，并且和有关经济学科有密切联系。例如人类活动对气候的影响在城市中的表现最为突出，城市气候的形成、变化和改善等问题的研究都与城市规划、城市经济建设等问题密切相关。

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。这是继

1913 年北京成立观象台之后，我国自己设置的第二个设备较好的气象观测机

构。此后 20 余年中，国内陆续建立了 40 多个气象站和 100 多个雨量站，开展了少数城市的高空探测、天气预报和无线电广播等业务。1941 年在重庆成立中央气象局。但在半殖民地半封建的旧社会，气象事业很难发展。那时气象、气候方面的论著多偏重于我国气候区划和季节的划分，以及对我国的季风、寒潮、台风和旱涝问题的研究。

解放后，我国气象事业得到迅速发展。在第一个五年计划期间，全国共建立了各级气象台站 1378 个，到 1957 年底全国各级气象台站已达 1635 个， 比解放初期增加近 22 倍。40 余年来兴建的天气和气候站网已遍布全国。我国的气象学与气候学研究进入了高度发展的时期。在基础理论方面，如大气环流和动力气象的研究，在天气学方面如中国天气、高原气象等研究，在卫星气象方面，如甚高分辨云图接受器的研制、卫星气象学和探测原理等研究都取得了显著的进展。在人工影响天气方面已开展了云雾物理、人工降水和人工消雹等工作，并已取得较好的效果。在气候学方面以竺可桢的物候学和关于中国近五千年来气候变迁的研究最负盛誉。其它如在区域气候、农业气候、物理气候、动力气候、应用气候、城市气候、气候的数值模拟和气候预测等方面都取得了可喜的成绩。

我国是世界气象组织的重要成员国，1987 年 2 月成立了国家气候委员会，组织编写了国家气候蓝皮书（1990 年 11 月出版），制定了国家气候研究计划，其指导思想是以气候灾害监测和预报问题以及全球性气候变化可能对我国气候的影响问题为重点，同时考虑世界气候研究计划中所提出的问题和要求，以使气候研究工作既解决我国的需要，同时又对世界气候作出贡献

①。

① 详见叶笃正等主编.当代气候研究.北京：气象出版社，1991。

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（见图 1·1）。

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

（一）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。表 1·1 列举了其气体成分，其中氮（N2）氧（O2）和氩（Ar）三者合占大气总体积的 99.96％，其它气体含量甚微。除

表 1·1 大气的气体组成成分①

① 引自 A Henderson-Sellers，P J Robinson. Contemporary Climatology. Longman Scientific ＆ Technical， 1987；

气体成分 分子式 所占体积②

2

2

4

2

2

3

3

2

2

2

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/m2。

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 28.97①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。

大气中的氧是一切生命所必须的，这是因为动物和植物都要进行呼吸， 都要在氧化作用中得到热能以维持生命。氧还决定着有机物质的燃烧、腐败及分解过程。植物的光合作用又向大气放出氧并吸收二氧化碳。

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。大量的氮可以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。

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，一般情况是夏季多于冬季。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。

大气中水汽含量虽不多，但它是天气变化中的一个重要角色。在大气温

度变化的范围内，它可以凝结或凝华为水滴或冰晶，成云致雨，落雪降雹， 成为淡水的主要来源。水的相变和水分循环不仅把大气圈、海洋、陆地和生物圈紧密地联系在一起，而且对大气运动的能量转换和变化，以及对地面和大气温度都有重要的影响。

表 1·1 中所列的臭氧、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。另外有机物的氧化和雷雨闪电的作用也能形成臭氧。大气中的臭氧分布是随高度、纬度等的不同而变化的。在近地面层臭氧含量很少，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。造成这一现象的原因是由于在大气的上层中， 太阳短波的强度很大，使得氧分子解离增多，因此氧原子和氧分子相遇的机会很少，即使臭氧在此处形成，由于它吸收一定波长的紫外线，又引起自身的分解，因此在大气上层臭氧的含量不多。在 20—30km 高度这一层中，既有足够的氧分子，又有足够的氧原子，这就造成了臭氧形成的最适宜条件，故这一层又称臭氧层。在低于这一层的空气中，太阳短波紫外线大大减少，氧分子的分解也就大为减弱，所以氧原子数量减少，以致臭氧形成减少。

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。观测表明，近年来大气平流层中的臭氧有减少的现象，尤以南极为最。据研究这与在制冷工业中人为排放氟氯烃的破坏作用有关（详见第八章第二节）。

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。因此它们都有使空气和地面增温的效应。观测证明，近数十年来这些温室气体的含量都有与年俱增的趋势，这与人类活动关系十分密切（详见第八章）。

由于工业、交通运输业的发展，在废气不加以回收利用的情况下，空气中增加了许多污染气体。表 1·1 中所列举的一氧化碳、氨、二氧化硫、硫化氢等都是污染气体①。它们的含量虽微，但对人类，对气候环境都带来一定的危害。

此外，大气中还悬浮着多种固体微粒和液体微粒，统称大气气溶胶粒子。固体微粒有的来源于自然界，如火山喷发的烟尘，被风吹起的土壤微粒，海水飞溅扬入大气后而被蒸发的盐粒，细菌、微生物、植物的孢子花粉，流星燃烧所产生的细小微粒和宇宙尘埃等；有的是由于人类活动，如燃烧物质排放至空气中的大量烟粒等。它们多集中于大气的底层。这多种多样的固体杂质，有许多可以成为水汽凝结的核心，对云、雾的形成起重要作用。同时固体微粒能散射、漫射和吸收一部分太阳辐射，也能减少地面长波辐射的外逸， 对地面和空气温度有一定影响，并会使大气的能见度变坏。

① 大气中的污染气体种类甚多，这里未能一一列举。

液体微粒是指悬浮于大气中的水滴和冰晶等水汽凝结物。它们常聚集在一起，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。

（二）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％。大气压力和密度随高度的分布如图 1·2 所示。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。目前我们只能通过物理分析，确定一个最大高度来说明大气圈的垂直范围。这一最大高度的划定，由于着眼点不同，所得的结论也不同。通常有两种划法：一是着眼于大气中出现的某些物理现象。根据观测资料，在大气中极光是出现高度最高的现象，它可以出现在 1200km 的高度上，因此可以把大气的上界定为 1200km。这种根据在大气中才有，而在星际空间没有的物理现象确定的大气上界，称为大气的物理上界。另一种是着眼于大气密度， 用接近于星际的气体密度的高度来估计大气的上界。按照人造卫星探测资料推算，这个上界大约在 2000—3000km 高度上。

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、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（图 1·2）。

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。高山常年积雪，高空的云多为冰晶组成，就是这一特征的明显表现。对流层中，气温随高度增加而降低的量值，因所在地区、所在高度和季节等因素而异①。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γ表示：

γ = - dT = 0.65℃ / 100m dZ

（1·1）

1. 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：低纬较强，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小。在低纬度地区平均为 17—18km，在中纬度地区为 10—12km，在高纬度地区为 8— 9km。在同一纬度，尤其是中纬度，对流层厚度夏季较大，冬季较小。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。

2. 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。在这层里大气受地面摩擦和热力的影响最大，湍流交换作用强，水汽和微尘含量较多，各种气象要素都有明显的日变化。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。对流层顶的气温在低纬地区平均为-83℃，在高纬地区约为-53℃。该层可阻挡对流层中的对流运动，从而使下边输送上来的水汽微尘聚集在其下方，使该处大气的混浊度增大。

1. 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很小，特别是存在着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）①。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。

1. 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。

中间层内水汽含量更极少，几乎没有云层出现，仅在高纬地区的 75— 90km 高度，有时能看到一种薄而带银白色的夜光云，但其出现机会很少。这种夜光云，有人认为是由极细微的尘埃所组成。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。

1. 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。

① 此种云的成因目前尚不清楚。

热层没有明显的顶部②。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①，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。

1. 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

（一）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。海洋是由世界大洋和邻近海域的含盐海水所组成。其总面积为 3.6 亿 km2，约占地球表面的 71％，相当于陆地面积的 2.5 倍。由图 1·3 可见，海洋的分布在南北半球是不对称的。在北极，是由大陆包围着的北冰洋，而南极则是广大海洋包围着的南极大陆。南半球海洋的面积远大于北半球。海洋被插入其中的大陆分隔成不同的区域，按其大小而言， 依次有太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。

② 热层的顶部高度有人观测约在 250—500km。亦有人认为可达 800km。

① 根据火箭和人造卫星的观测，电离层是从距地面 60km 左右高度开始（包括中间层的 D 区）大气中自由电子的数密度是随着高度的增加而波动地增大，一直到 300km 左右高度达最大值。上述 E、F1、F2 层是其相对峰值区。电离层中电子数密度在日落后就下降，它反映太阳辐射电离作用的中断。下降幅度随高度而有变化，夜间 D 层和 E 层的大多数电子与正离子复合。电离层各区的高度、厚度和电子密度有明显的日变化和季节变化，并且受太阳活动所产生的增强了的紫外射线，X 射线和高能粒子流的影响。

海水是由液态水和溶于水中的盐分及气体所组成的。在每 1000g 海水中溶有 NaCl23g，MgCl2 和 Na2S 分别为 5g 和 4g，此外还有少量 CaCl2 和 KCl 及其它微量盐分。海水中还溶有少量的大气中的各种气体，其中以 O2 和 CO2 对海洋生物过程和气候过程十分重要。

由于海洋对太阳辐射的反射率比陆面小，海洋单位面积所吸收的太阳辐射能比陆地多 25％—50％。全球海洋表层的年平均温度要比全球陆面温度约高 10℃左右。海面受热后由于波浪的作用，将热量向下传输混合，产生一个暖层。暖层平均水温在 20—25℃左右。在暖层之下水温迅速下降，成为斜温层。斜温层之下是水温很低的第三层。在第三层底部水温约在 0—5℃左右。在极地海洋地区从表面至洋底皆为冷水层。

据估算，到达地表的太阳辐射能约有 80％为海洋表面所吸收。通过海水内部的运动，海洋上层平均厚度①约为 240m 的水温有季节变化，其质量为 8.7

×1010t，热容量为 36.45×1016MJ/℃；而陆面温度有季变的平均厚度只有10m，质量为 3×1015t，其热容量只有 2.38×1015MJ/℃。大气、海洋活动层和陆地活动层的质量比是 1∶10.4∶0.55，热容量比是 1∶68.5∶0.45。可见，无论从力学和热力学效应来看，海洋在气候系统中具有最大的惯性，是一个巨大的能量贮存库。如果仅考虑 100m 深的表层海水，即占整个气候系统总热量的 95.6％。仅此一端就可见其在气候系统中的重要性。上层海洋与大气或冰的相互作用时间尺度为几个月到几年，而深层海洋的热力调整时间则为世纪尺度。

（二）陆面

陆面有时亦称岩石圈。岩石圈的变化时间尺度甚长，其中如山脉形成的时间尺度约为 105—108a，大陆飘移的时间尺度约为 106—109a，而陆块位置和高度变化的时间尺度则更在 109a 以上。它们的这些特征对地质时期的气候变化是有巨大影响的，但对近代在季节、年际、十年际乃致百年际的气候变化中是可以忽略的。在上述近代气候变化的时间尺度内，除火山爆发外，对大气的作用主要还是发生在陆地表面。因此在气候系统中通常不用岩石圈这个更广泛的名词，而采用陆面一词。

陆地表面具有不同的海拔高度和起伏形势，可分为山地、高原、平原、丘陵和盆地等类型。它们以不同的规模错综分布在各大洲之上，构成崎岖复杂的下垫面。在此下垫面上又因岩石、沉积物和土壤等性质的不同，其对气候的影响更是复杂多样。例如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。地表土壤作为大气中微粒物质的一个主要来源，在气候变化中产生巨大的影响。同时土壤还参与了气候和植被的相

① 此厚度又称活动层。

互作用。

（三）冰雪圈

冰雪圈包括大陆冰原、高山冰川、海冰和地面雪盖等。目前全球陆地约有 10.6％被冰雪所覆盖，海冰的面积比陆冰的面积要大，但由于世界海洋面积广阔，海冰仅占海洋面积的 6.7％。陆地雪盖有季节性的变化，海冰有季节性到几十年际的变化，而大陆冰原和冰川的变化要缓慢得多，只有在几百年甚至到几百万年的周期上其体积和范围才显示出重大的变化。冰川和冰原的体积变化与海平面高度的变化有很大关系。

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。

（四）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。生物对于大气和海洋的二氧化碳平衡，气溶胶粒子的产生，以及其它与气体成分和盐类有关的化学平衡等都有很重要的作用。植物可以随着温度、辐射和降水的变化而发生自然变化。其变化的时间尺度为一个季节到数千年不等。而植物又反过来影响地面的粗糙度及反射率以及蒸发、蒸腾和地下水循环。由于动物需要得到适当的食物和栖息地，所以动物群体的变化也反映了气候的变化。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。

（一）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

℃。因此水的冰点为 273.15K，沸点为 373.15K。两种温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。

（二）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所承受的力。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。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。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=ρgh·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 = ρgh·S = ρgh

（1·6）

S S

所以气压单位曾经用毫米水银柱高度（mmHg）表示，现在通用百帕（hPa）来表示。1hPa 等于 1cm2 面积上受到 10-2 牛顿（N）的压力时的压强值①，即

1hPa=10-2N/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。

（三）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。

1. 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 ×100％ （1·8）

E

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。

1. 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。

1. 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 = mω md + mω

（1·9）

① 气象上以前曾用毫巴（mb）作为气压的单位，1mb=1000dyn/cm2。因 1Pa=10dyn/cm2，所以1mb=100Pa，写作 1mb=1hPa。水银的密度ρHg 为 13.5951g/cm3，g=980.665cm/S2 1mmHg=13.595

1g/cm3× 980.665cm/S2× 0.1cm=1.333× 103dyn/cm2=1.333hPa 由此，可得到 mmHg 与 hPa 之间换算关系：

1mmHg=1.33hPa=4/3hPa （1·8 ）1hPa=0.75mmHg=3/4mm （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

e

q = 0.622 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。

1. 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）

γ = mω

md

据其定义和气体状态方程可导出

e

γ = 0.622 p - e

1. 露点

（1·11）

（1·12）

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①。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、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。

① 表示空气中水汽含量多寡的物理量尚有绝对湿度（a），即单位体积空气中所含的水汽量，也就是空气中的水汽密度。单位：为 g/m3 或 g/cm3。它不能直接测量，需根据气温（t）和水汽压（e）来推算， 在应用上没有水汽压方便。

（五）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°。

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

1m/s=3.6km/h 1knot=1.852km/h 1km/h=0.28m/s 1knot=1/2m/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，1m2 面积上所受风的压力 kg/m2，其关系式

P=0.125V2 （1·13）

（六）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①。例如，碧空无云，云量为 0，天空一半为云所覆盖，则云量为 5。

（七）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。

（一）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

= P2 V2

T2

= P3 V3

T3

=Λ = Pn Vn

Tn

① 在欧美有将天空划为 8 份，以云遮蔽天空视野所占的八分之几的面积计作云量的，例如半天为云所覆盖，则云量计为 4。

PV = 常量 （1·14）

T

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

PV = P₀V₀

= R * 即PV = R·T

（1·15）

T

R* =

T0

1.01325 × 10⁵ Pa × 2.24 × 10⁻⁴ m ³ / mol

273K

= 8.314 41Pam³ / （mol·K）≈8 .31J / (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，

M

其体称V等于1摩尔气体体积的 μ 倍，即

V = M R·T 或PV = M R·T

（1·16）

μ P μ

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

M

PV = μ R·T

M R

P = V μ T

式中 M 就是密度ρ，用R表示 R ，则得

V

P = ρRT

μ

（1·17）

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

R_d =

R * = 8.31 = 0.287J / g·K

μd 28.97

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

ρ = P−e

RdT

ρ_ϖ =

e RϖT

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）。

R = R * = μd

R *

• = 1.608R

ω μω

μω μd

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

P - e e 1.608(P - e) P e

ρ = ρ_d + ρ_ω = R T + R T = 1.608R T = R T (1 - 0.378 P )

d ω d d

e

将上式右边分子分母同乘以（1 + 0.378 P ），并考虑到e比P小得多，

因而（0.378 e ）² 很小，可以略去不计， 上式可写成

P

ρ = P

R T(1 + e

_d 0.378 P )

e

P = ρRd T（1 + 0.378 P ） （1·20）

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

T = （1 + 0.378 e ）T

（1·21）

v P

由于（1 + 0.378 e ）T恒大于1，因此虚温总要比湿空气的实际温度

P

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

△T = T - T = 0.378 e ＞0

v P

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。

第二章 大气的热能和温度

大气内部始终存在着冷与暖、干与湿、高气压与低气压三对基本矛盾。其中冷与暖这对矛盾所表现出来的地球及大气的热状况、温度的分布和变化，制约着大气运动状态，影响着云和降水的形成。因此，大气的热能和温度成了天气变化的一个基本因素，同时也是气候系统状态及演变的主要控制因子。

长期观测实践表明，大气的冷暖变化，不仅在空间分布上是很不均衡的， 在时间上也有周期性变化和非周期性变化。那么，这种变化是怎样形成的？ 能量来自何处？本章将介绍地球上热量的基本来源是太阳辐射，并着重分析太阳辐射通过下垫面引起大气增温、冷却的物理过程。在此基础上，再讨论大气温度随时间变化和空间分布的一般规律。

第一节 太阳辐射

地球大气中的一切物理过程都伴随着能量的转换，而辐射能，尤其是太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源。一年中整个地球可以由太阳获得5.44×1024J 的辐射能量。地球和大气的其它能量来源同来自太阳的辐射能相比是极其微小的。比如来自宇宙中其它星体的辐射能仅是来自太阳辐射能的亿分之一。从地球内部传递到地面上的能量也仅是来自太阳辐射能的万分之一。

一、辐射的基本知识

（一）辐射与辐射能

自然界中的一切物体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。辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传输到地球的唯一途径。

辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广，从波长10-10μm 的宇宙射线，到波长达几千米的无线电波。肉眼看得见的是从 0.4

—0.76μm 的波长，这部分称为可见光。可见光经三棱镜分光后，成为一条由红、橙、黄、绿、青、蓝、紫等各种颜色组成的光带，其中红光波长最长， 紫光波长最短。其它各色光的波长则依次介于其间。波长长于红色光波的， 有红外线和无线电波；波长短于紫色光波的，有紫外线、X 射线、γ射线等， 这些射线虽然不能为肉眼看见，但是用仪器可以测量出来（图 2·1）。气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射。它们的波长范围大约在 0.15— 120μm 之间。在气象学中，通常以焦耳（J）作为辐射能的单位。单位时间内通过单位面积的辐射能量称辐射通量密度（E），单位是 W/m2。

辐射通量密度没有限定辐射方向，辐射接受面可以垂直于射线或与之成某一角度。如果指的是投射来的辐射，则称入射辐射通量密度；如果指的是自物体表面射出的辐射，则称放射辐射通量密度。其数值的大小反映物体放射能力的强弱，故称之为辐射能力或放射能力。

单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面积（对球面坐标系，即单位立体角）的辐射能，称为辐射强度（I）。其单位是 W/m2 或 W/sr①。

辐射强度与辐射通量密度有密切关系，在平行光辐射的特殊情况下，辐射强度与辐射通量密度的关系为

I=E/cosθ （2·1）

式中θ为辐射体表面的法线方向与选定方向间的夹角。

① W/sr 读瓦[特]每球面度，即 Watt per steradian 之意。

（二）辐射光谱

为准确描述辐射能的性质，需要引入一个能确定辐射能按波长分布的函数，以便进一步确定物体的辐射特性。

设一物体的辐射出射度为 F（W/m2 ），在波长λ至λ+dλ间的辐射能为dF，则

dF

dF = Fλ dλ或Fλ = dλ （2·2）

式中 Fλ是单位波长间隔内的辐射出射度，Fλ是波长的函数，称为分光辐射出射度，或单色辐射通量密度。因 Fλ是随波长而变的函数，所以又称为辐射能随波长的分布函数。它不仅取决于物体的性质，而且还取决于物体所处的状态。Fλ随波长λ的变化可以用图形来表示，如图 2·2 所示。图中 Fλ 随λ的变化曲线称为辐射光谱曲线。

因此波长λ1—λ 2 间的辐射Fλ λ

，可由积分得到

λ ₂

F =

1 2 1

Fλd λ

（2·3）

F 在图上相当于λ 到λ 间光谱曲线下的面积。若对所有波长积分，

1 2

就得到总辐射能

∞

F = F dλ

0

（2·4）

全波长总的辐射能力在图中为光谱曲线与横坐标所包围的面积。

（三）物体对辐射的吸收、反射和透射

不论何种物体，在它向外放出辐射的同时，必然会接受到周围物体向它投射过来的辐射，但投射到物体上的辐射并不能全部被吸收，其中一部分被反射，一部分可能透过物体（图 2·3）。

设投射到物体上的总辐射能为 Qo，被吸收的为 Qa，被反射的为 Qr，透过的为 Qd。根据能量守恒原理

Qa+Qr+Qd=Qo

将上式等号两边除以 Qo，得

Qa + Qr

Qo Qo

• Qd = 1 Qo

式中左边第一项为物体吸收的辐射与投射于其上的辐射之比，称为吸收率（a）；第二项为物体反射的辐射与投射于其上的辐射之比，称为反射率（r）；第三项为透过物体的辐射与投射于其上的辐射之比，称为透射率（d），则

a+r+d=1

a、r、d 都是 0—1 之间变化的无量纲量，分别表示物体对辐射吸收、反射和透射的能力。

物体的吸收率、反射率和透射率大小随着辐射的波长和物体的性质而改变。例如，干洁空气对红外线是近似透明的，而水汽对红外线却能强烈地吸收；雪面对太阳辐射的反射率很大，但对地面和大气的辐射则几乎能全部吸收。

（四）有关辐射的基本定律

1. 基尔荷夫（Kirchhoff）定律

设有一真空恒温器（T），放出黑体辐射 IλTb。在其中用绝热线悬挂一个非黑体物体，它的温度与容器温度一样亦为 T，它的辐射强度为 IλT，吸收率为 KλT。这样非黑体和器壁之间将要达到辐射平衡。器壁放射的辐射能、非黑体放射的辐射能和未被吸收的非黑体反射辐射能，三者达到平衡，则

IλTB-（1-KλT）IλTb-IλT=0 （2·5）

除以 IλTv，得

IλT

IλTb

= KλT

（2·6）

从放射率的定义得

e = IλT

（2·7）

λT

Rb

所以

KλT=eλT （2·8）

（2·8）式是基耳荷夫定律的基本形式，它表明：①在一定波长、一定温度下，一个物体的吸收率等于该物体同温度、同波长的放射率。即对不同物体，辐射能力强的物质，其吸收能力也强。辐射能力弱的物质，其吸收能力也弱。黑体吸收能力最强，所以它也是最好的放射体。②下标λ表示在一定温度（T）下，不同波长的 Kλ、eλ及 Iλ的数值不同。即同一物体在温度 T 时它放射某一波长的辐射。那末，在同一温度下也吸收这一波长的辐射。

（2·6）式还可写成

IλT = I

（2·9）

Kλ λTb

这表明某温度、某波长的一个物体的辐射强度与其吸收率之比值等于同温度、同波长时的黑体辐射强度。在同温度条件下，这条规律适用各种波长的辐射体，因此基尔荷夫定律又可写成

IT = I KT

（2·10）

上面讨论表明，在辐射平衡条件下，一物体在某波长λ的辐射强度和对该波长的吸收率之比值与物体的性质无关，对所有物体来讲，这一比值只是某波长λ和温度 T 的函数。从（2·6）式得

IλT=KλT·IλTb （2·11）

上式表明，基尔荷夫定律把一般物体的辐射、吸收与黑体辐射联系起来， 从而有可能通过对黑体辐射的研究来了解一般物体的辐射，这就极大简化了一般辐射的问题。

基尔荷夫定律适用于处于辐射平衡的任何物体。对流层和平流层大气以及地球表面都可认为是处于辐射平衡状态，因而可直接应用这一定律。

1. 斯蒂芬（Stefan）-玻耳兹曼（Boltzman）定律由实验得知，物体的放射能力是随温度、波长而改变的。图

   2·4 是根据实测数据绘出的温度为 300K、 250K 和 200K 时黑体的放射能力随波长的变化。

由图 2·4 可见，随着温度的升高，黑体对各波长的放射能力都相应地增强。因而物体放射的总能量（即曲线与横坐标之间包围的面积）也会显著增大。根据研究，黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比，即

ETb=σT4 （2·12）

上式称斯蒂芬-波耳兹曼定律。式中σ=5.67×10-8W/（m2·K4）为斯蒂芬-波耳兹曼常数。

根据（2·12）式可以计算黑体在温度 T 时的辐射强度，也可以由黑体的辐射强度求得其表面温度。

1. 维恩（Wein）位移定律

由图 2·4 还可看出，黑体单色辐射极大值所对应的波长（λm）是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。根据研究，黑体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 （2·13）

上式称维恩位移定律。如果波长以微米为单位，则常数 C=2 896μm· K。于是（2·13）式为

λmT=2 896μm·K （2·14）

上式表明，物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。

有此三个辐射定律，绝对黑体的辐射规律就容易确定，因为它们把黑体的温度与其辐射光谱联系起来了。即使对非黑体，只要知道它们的温度和吸收率，利用基尔荷夫定律，它们的辐射能力也可以确定。

二、太阳辐射

（一）太阳辐射光谱和太阳常数

太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。大气上界太阳光谱中能量的分布曲线（图 2· 5 中实线）与 T=6 000K 时，根据黑体辐射公式计算的黑体光谱能量分布曲线（图 2·5 中虚线）相比较，非常相似。因此， 可以把太阳辐射看作黑体辐射，有关黑体辐射的定律都可应用于太阳辐射。例如利用斯蒂芬-波耳兹曼定律和维恩定律，可以根据太阳辐射强度计算出太阳表面的温度；反过来利用天文仪器测得的太阳表面温度，也可以计算出太阳的辐射强度以及辐射最强的波长。

太阳是一个炽热的气体球，其表面温度约为 6 000K，内部温度更高。根据维恩定律可以计算出太阳辐射最强的波长λm 为 0.475μm。这个波长在可见光范围内相当于青光部分。因此，太阳辐射主要是可见光线（0.4—0.76 μm），此外也有不可见的红外线（＞0.76μm）和紫外线（＜O.4μm），但在数量上不如可见光多。在全部辐射能之中，波长在 0.15—4μm 之间占 99

％以上，且主要分布在可见光区和红外区，前者占太阳辐射总能量的 50％， 后者占 43％，紫外区的太阳辐射能很少，只占总能量的 7％。

太阳辐射通过星际空间到达地球。就日地平均距离来说，在大气上界， 垂直于太阳光线的 1cm2 面积内，1min 内获得的太阳辐射能量，称太阳常数， 用 I0 表示。太阳常数虽经多年观测研究，由于观测设备、技术以及理论校正方法的不同，其数值常不一致，变动于 1359—1418W/m2 之间。1957 年国际地球物理年决定采用 1380W/m2。近年来，根据标准仪器，在高空气球、火箭和人造卫星上约 25 000 次以上的探测，得出太阳常数值约为 1367（±7）W/m2，

这也是 1981 年世界气象组织推荐的太阳常数的最佳值① 。多数文献上采用1370W/m2。据研究，太阳常数也有周期性的变化，变化范围在 1％—2％，这可能与太阳黑子的活动周期有关。在太阳黑子最多的年份，紫外线部分某些波长的辐射强度可为太阳黑子最少年份的 20 倍。

（二）太阳辐射在大气中的减弱

太阳辐射光通过大气圈，然后到达地表。由于大气对太阳辐射有一定的吸收、散射和反射作用，使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面， 所以在地球表面所获得的太阳辐射强度比 1370W/m2 要小。

① 1981 年 10 月在墨西哥召开的世界气象组织“仪器和观测方法”会议上，通过了太阳常数取值为

1367W/m2。根据 AHenderson－sellerselal·Conlemporary Climatology ，1987。采用 1370W/m2

图 2·6 表明太阳辐射光谱穿过大气时受到减弱的情况：曲线 1 是大气上界太阳辐射光谱；曲线 2 是臭氧层下的太阳辐射光谱；曲线 3 是同时考虑到

分子散射作用的光谱；曲线 4 是进一步考虑到粗粒散射作用后的光谱；曲线

5 是将水汽吸收作用也考虑在内的光谱，它也可近似地看成是地面所观测到

的太阳辐射光谱。对比曲线 1 和 5 可以看出太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：①总辐射能有明显地减弱；②辐射能随波长的分布变得极不规则；

③波长短的辐射能减弱得更为显著。产生这些变化的原因有以下几方面： 1.大气对太阳辐射的吸收

太阳辐射穿过大气层时，大气中某些成分具有选择吸收一定波长辐射能的特性。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。太阳辐射被大气吸收后变成了热能，因而使太阳辐射减弱。

水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在红外区，从 0.93—2.85μm 之间的几个吸收带。最强的太阳辐射能是短波部分， 因此水汽从进入大气中的总辐射能量内吸收的能量并不多。据估计，太阳辐射因水汽的吸收可以减弱 4％—15％。所以大气因直接吸收太阳辐射而引起的增温并不显著。

大气中的主要气体是氮和氧，只有氧能微弱地吸收太阳辐射，在波长小于 0.2μm 处为一宽吸收带，吸收能力较强，在 0.69 和 0.76μm 附近，各有一个窄吸收带，吸收能力较弱。

臭氧在大气中含量虽少，但对太阳辐射能量的吸收很强。在 0.2—0.3μ m 为一强吸收带，使得小于 0.29μm 的辐射由于臭氧的吸收而不能到达地面。在 0.6μm 附近又有一宽吸收带，吸收能力虽然不强，但因位于太阳辐射最强烈的辐射带里，所以吸收的太阳辐射量相当多。

二氧化碳对太阳辐射的吸收总的说来是比较弱的，仅对红外区 4.3μm 附近的辐射吸收较强，但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后对整个太阳辐射的影响不大。

此外，悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质，也能吸收一部分太阳辐射， 但其量甚微。只有当大气中尘埃等杂质很多（如有沙暴、烟幕或浮尘）时， 吸收才比较显著。

由以上分析可知，大气对太阳辐射的吸收具有选择性，因而使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则。由于大气中主要吸收物质（臭氧和水汽） 对太阳辐射的吸收带都位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而对太阳辐射的减弱作用不大。也就是说，大气直接吸收的太阳辐射并不多，特别是对于对流层大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。

1. 大气对太阳辐射的散射：

太阳辐射通过大气，遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时，都要发生散

射。但散射并不像吸收那样把辐射转变为热能，而只是改变辐射的方向，使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播（图 2·7）。因而经过散射，一部分太阳辐射就到不了地面。如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子，则辐射的波长愈短，散射得愈强。其散射能力与波长的对比关系是：对于一定大小的分子来说，散射能力与波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的， 称为分子散射，也叫蕾利散射（图 2·7a）。例如，波长为 0.7μm 时的散射能力为 1，那末波长为 0.3μm 时的散射能力就为 30。因此，在太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长较短的光被散射得较多。雨后天晴， 天空呈青蓝色，就是因为太阳辐射中青蓝色波长较短，容易被大气散射的缘故。分子散射还有一个特点是质点散射对于其光学特性来说是对称的球形（图2·7a），在光线射入的方向（ϕ=0°）及在相反的方向（ϕ=180°）上散射是比垂直于射入光线方向上（ϕ=90°及ϕ=270°）的散射量大 1 倍。图 2·7a 中由极点到外围曲线的向径长度以假定的比例，表示此方向上所散射的总能量。

如果太阳辐射遇到粗粒，粗粒散射就失去对称的形式，而于射入光方向伸长。图 2·7b 是粗粒（水滴）散射的一种常见形式。在此种粗粒散射下， 在射入光方向上的散射能量，是分别超过了在射入光线的相反方向上及其垂直方向上能量之 2.37 及 2.85 倍。散射质点愈大，这种偏对称的程度更加增大。如果太阳辐射遇到的直径比波长大一些的质点，辐射虽然也要被散射， 但这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样地被散射。这种散射称粗粒散射，也称米散射（图 2·7b）。例如当空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样的散射，使天空呈灰白色。这一结论，在图2·6 的曲线 3 和曲线 4 中表现得很清楚。

1. 大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射

大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射到宇宙空间去。其中云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云时被反射一部分或大部分。反射对各种波长没有选择性，所以反射光呈白色。云的反射能力随云状和云的厚度而不同，高云反射率约 25％，中云为 50％，低云为 65％，稀薄的云层也可反射 10％—20％。随着云层增厚反射增强，厚云层反射可达 90

％，一般情况下云的平均反射率为 50％—55％。

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，另外还包括大气散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分；散射作用次之，形成了到达地面的散射辐射；吸收作用相对最小。以全球平均而言，太阳辐射约有 30％被散射和漫射回宇宙，称之为行星反射率，20％被大气和云层直接吸收，50％到达地面被吸收（见图 6·10）。

（三）到达地面的太阳辐射

到达地面的太阳辐射有两部分：一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射；一是经过散射后自天空投射到地面的，称为散射辐射，两者之和称为总辐射。

1. 直接辐射

太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的有两个，即太阳高度角和大气透明度。太阳高度角不同时，地表面单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。这有两方面的原因：

1. 太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大（图 2·8a）， 因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。（图 2·8b）设有一水平地段 AB，其面积为 S′，太阳光线以 h 高度角倾斜地照射到它上面，在单位面积上每分钟所受到的太阳辐射能为 I′。引一垂直于太阳光的平面 AC，其面积为 S，在此垂直受射面上的太阳辐射强度为 I，则到达水平面 AB 与垂直受射面 AC 上的辐射量，将分别等于 I′· S′和 I·S，显然这两个辐射量是相等的，即

I′·S′=I·S

由图2·8b可以看出： S = AC = sinh

S' AB

则：I′=Isinh （2·15）

图 2·8 太阳高度与受热面大小的关系

1. 太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，如图 2·9 所示。当太阳高度角最大时，通过大气层的射程为 AO；当太阳高度角变小，光线沿CO 方向斜射，通过大气的射程为 CO。显然，大气厚度 CO＞AO，因此太阳辐射被减弱也较多，到达地面的直接辐射就较少。

在地面为标准气压（1013hPa）时，太阳光垂直投射到地面所经路程中， 单位截面积的空气柱的质量，称为一个大气质量。在不同的太阳高度下，阳光穿过的大气质量数也不同。不同太阳高度时的大气质量数如表 2·1 所示。

从表中可以看出，大气质量数随高度减小而增大，尤其是当太阳高度较小时，大气质量数的变化加大。

表 2 · 1 不同太阳高度时的大气质量数

在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全一样，因为还受大气透明度的影响。大气透明度的特征用透明系数（p）表示，它是指透过一个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比。即当太阳位于天顶处， 在大气上界太阳辐射通量为 I0，而到达地面后为 I，则

I

= P (2·16)

0

p 值表明辐射通过大气后的削弱程度。实际上，不同波长的削弱也不相同，p 仅表征对各种波长的平均削弱情况，例如 p= 0.80，表示平均削弱了20％。

大气透明系数决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少， 这些物质愈多，大气透明程度愈差，透明系数愈小。因而太阳辐射受到的减弱愈强，到达地面的太阳辐射也就相应地减少。

太阳辐射透过大气层后的减弱与大气透明系数和通过大气质量之间的关系，可用布格（Bouguer）公式表示

I=I0pm （2·17）

式中，I 为到达地面的太阳辐射强度；I0 为太阳常数；p 为空气透明系数；m 为大气质量数。

从上式可以看出，如果大气透明系数一定，大气质量数以等差级数增加，

则透过大气层到达地面的太阳辐射，以等比级数减小。

直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化。这种变化主要由太阳高度角决定。在一天当中，日出、日没时太阳高度最小，直接辐射最弱； 中午太阳高度角最大，直接辐射最强。同样道理，在一年当中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱（图 2·10）。以纬度而言，低纬度地区一年各季太阳高度角都很大，地表面得到的直接辐射较中、高纬度地区大得多。

1. 散射辐射

散射辐射的强弱也与太阳高度角及大气透明度有关。太阳高度角增大时，到达近地面层的直接辐射增强，散射辐射也就相应地增强；相反，太阳高度角减小时，散射辐射也弱。大气透明度不好时，参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；反之，减弱。云也能强烈地增大散射辐射。图 2·11 是在我国重庆观测到的晴天和阴天的散射辐射值。由图可见，阴天的散射辐射比晴天的大得多。

同直接辐射类似，散射辐射的变化也主要决定于太阳高度角的变化。一日内正午前后最强，一年内夏季最强。

1. 总辐射

在分析了直接辐射和散射辐射后，就较容易理解总辐射的变化情况。日出以前，地面上总辐射的收入不多，其中只有散射辐射；日出以后，随着太阳高度的升高，太阳直接辐射和散射辐射逐渐增加。但前者增加得较快，即散射辐射在总辐射中所占的成分逐渐减小；当太阳高度升到约等于 8°时， 直接辐射与散射辐射相等；当太阳高度为 50°时，散射辐射值仅相当总辐射的 10％—20％；到中午时太阳直接辐射与散射辐射强度均达到最大值；中午以后二者又按相反的次序变化。云的影响可以使这种变化规律受到破坏。例如，中午云量突然增多时，总辐射的最大值可能提前或推后，这是因为直接辐射是组成总辐射的主要部分，有云时直接辐射的减弱比散射辐射的增强要多的缘故。在一年中总辐射强度（指月平均值）在夏季最大，冬季最小。

总辐射随纬度的分布一般是，纬度愈低，总辐射愈大。反之就愈小。表2·2 是根据计算得到的北半球年总辐射纬度分布的情况，其中可能总辐射是考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐射；有效总辐射是考虑了大气和云的减弱之后到达地面的太阳辐射。由于赤道附近云多，太阳辐射减弱得也多， 因此有效辐射的最大值并不在赤道，而在 20°N。

表 2 · 2 北半球年总辐射随纬度的分布

据研究，我国年辐射总量最高地区在西藏，为 212.3—252.1W/m2。青海、新疆和黄河流域次之，为 159.2—212.3W/m2。而长江流域与大部分华南地区则反而减少，为 119.4—159.2W/m2。这是因为西北、华北地区晴朗干燥的天气较多，总辐射也较大。长江中、下游云量多，总辐射较小，西藏海拔高度大，总辐射量也大。

（四）地面对太阳辐射的反射

投射到地面的太阳辐射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。地表对太阳辐射的反射率，决定于地表面的性质和状态。陆地表面对太阳辐射的反射率约为 10％—30％。其中深色土比浅色土反射能力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮湿土比干燥土反射能力小。雪面的反射率很大， 约为 60％，洁白的雪面甚至可达 90％（表 2·3）。水面的反射率随水的平静程度和太阳高度角的大小而变。当太阳高度角超过 60°时，平静水面的反射率为 2％，高度角 30°时为 6％，10°时为 35％，5°时为 58％，2°时为79.8％，1°时为 89.2％。对于波浪起伏的水面来说，其平均反射率为 10％。因此，总的说来水面比陆面反射率稍小一些。

表 2 · 3 不同性质地面的反射率

由此可见，即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射，仍有很大差异，这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一。

第二节 地面和大气的辐射

太阳辐射虽然是地球上的主要能源，但因为大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆、植被等地球表面（又称下垫面）却能大量吸收太阳辐射， 并经转化供给大气，从这个意义来说，下垫面是大气的直接热源。为此，在研究大气热状况时，必须了解地面和大气之间交换热量的方式及地-气系统的辐射差额。

一、地面、大气的辐射和地面有效辐射

地面能吸收太阳短波辐射，同时按其本身的温度不断地向外放射长波辐射。大气对太阳短波辐射几乎是透明的，吸收很少，但对地面的长波辐射却能强烈吸收。大气也按其本身的温度，向外放射长波辐射。通过长波辐射， 地面和大气之间，以及大气中气层和气层之间，相互交换热量，并也将热量向宇宙空间散发。

（一）地面和大气辐射的表示

地面和大气都按其本身的温度向外放出辐射能。由于它们不是绝对黑体，运用斯蒂芬-波耳兹曼定律，可写成如下形式

Eg=δσT4 （2·18）

Ea=δ′σT4 （2·19）

式中 Eg 和 Ea 分别表示地面和大气的辐射能力，T 表示地面和大气的温度，δ 和δ′分别称地面和大气的相对辐射率，又称比辐射率。其大小为地面或大气的辐射能力与同一温度下黑体辐射能力的比值，在数值上等于吸收率。如地面温度为 15℃，以δ=0.9，则可算得

Eg=0.9×5.67×10-8×（288）4=346.7W/m2

同样，当地面温度为 15℃，根据维恩定律可算得

λm =