降温。 （二）大气温度的时空变化 1、气温的时间变化：大气温度的时间变化，主要是由地球的自转运动和公转运动引起的气温的周期性变化（日变化、季变化与年变化） ， 和由大气运动引起的气温的非周期性变化。 （1）气温的日变化 ※一天之内，气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差。 ※气温最高值不是出现在正午太阳高度角最大时，而是在午后二时前后，气温最低值不在午夜，而在日出前后； ※高纬气温日较差比低纬小；日变化夏季也高于冬季； ※地表性质对气温的日较差出有显著的影响，海洋上气温日变化比大陆要小得多； ※阴天气温日较差比晴天小。 ※河谷、盆地内的气温日较差比同纬度平地 （2）气温的年变化 ※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 ※在北半球，一年的气温最高值在大陆上出现在 7 月份，在海洋上出现在 8 月份；气温最低值在大陆上和海洋上分别出现在 1 月和 2 月； ※由于海陆热力性质的差异，大陆上的年较差要比海洋大得多；由于太阳辐射的变化高纬比低纬大，所以，纬度越高，年较差越大； ※气温年变化一般可划分为四种类型： ①赤道型；②热带型；③温带型；④极地型 气温日变化、年变化是气温的周期性变化，但这种变化常因大气的不规则运动而遭到破坏。例如 3 月以后，我国江南正值春暖花开的时 节，就常常因为冷空气的活动有突然转冷的现象。寒潮冷空气南下使所经地区气温骤降，导致下午 2 点左右的最高气温不明显。秋季，正 是秋高气爽的时候，往往也会因为暧空气的来临而气温突然回暖。这种变化的时间和辐度视气流的冷暖性质和运动状况而不同，它没有一 定的周期，称非周期性变化。 实际上，一个地方的气温变化，是周期性变化和非周期性变化共同作用的结果。 2、大气温度的空间分布 （1）气温的水平分布：气温的水平分布，主要受地理纬度、海陆分布、地形起伏、大气环流、洋流等因素的影响。气温的水平分布通常 用等温线图表示。单位距离内气温的变化值称气温水平梯度。 全球气温水平分布有如下特点：①空间变化：赤道地区气温高，向两极逐渐降低。②等温线：并不与纬度圈平行，而是发生很大的弯曲。 ③全球最高温度带：并不是出现在地理赤道 （2）对流层中气温的垂直分布 （1）从整个对流层平均状况来看，海拔每升高 100 米，气温降低 0.65℃。在夏季和白天，地面吸收大量太阳辐射，地温高，地面辐射强 度大，近地面空气层受热多，气温直减率大；反之，在冬季和夜晚气温直减率小。 （2）在一定条件下，还可能呈现下层气温反比上层低的 现象，气温随高度增大而上升的现象，称为逆温。 （3）产生逆温的原因分为：1）辐射逆温；2）平流逆温；3）下沉逆温；4）锋面逆温 第二节 大气的运动 一、大气运动的驱动力：1、水平气压梯度力▲2、地转偏向力（科里奥利力）3、惯性离心力 4、摩擦力 总结：1、各种力的平衡是暂时的；2、气压梯度力是主要的；3、纸纬不考虑地转偏向力；4、直线运动时不考虑惯性离心力；5、自由大 气中可不考虑摩擦力； ▲二、大气的辐合与辐散 三、大气环流和风系 ★（一）全球大气环流 1、行星风系和三圈环流模式 2、海平面气压分布 地球表面，海陆相间分布，由于海陆热力性质的差异，使纬向气压带发生断裂，形成若干个闭合的高压和低压中心。冬季（1 月） ，北半 球大陆是冷源，有利于高压的形成。如亚欧大陆的西伯利亚高压和北美大陆的北美高压；海洋相对是热源，有利于低压的形成。如北太平 洋的阿留申低压，北大西洋的冰岛低压。夏季（7 月）相反，北半球大陆是热源，形成低压。如亚欧大陆的印度低压，又称亚洲低压，和 北美大陆上的北美低压。副热带高压带在海洋上出现两个明显的高压中心，即夏威夷高压和亚速尔高压 特点：南半球的气压带基本上呈带状分布，北半球的气压带则断裂成块状（如夏季副高被切断，冬季副极地低压被切断）分布。气压中 心随季节移动。大陆冬季是高压，夏季是低压；海洋相反。海洋气压中心，势力强，范围广，位置稳定。永久性----北半球海洋上的太平 洋高压（夏威夷高压）和大西洋高压（亚速尔高压） 、阿留申低压、冰岛低压，常年存在，只是强度、范围随季节有变化，称为常年活动 中心。半永久性----陆地上的印度低压、北美低压、西伯利亚高压、北美高压等，只是季节性存在，称为季节性活动中心。 海陆分布对大气环流的影响：南半球的气压带基本上呈带状分布。北半球的气压带则断裂成块
状分布。如一月份副极地低压带被大陆上 的冷高压所切断，使之只保留在海洋上。南半球的气压带基本上呈带状分布，北半球的气压带则断裂成块状分布。如七月份副热带高压带 被大陆上的热低压所切断，使只保留在海洋上。 （二）区域大气环流----季风（Monsoon） 1、季风的形成：以一年为周期，在大范围地区，盛行风向随季节而发生有规律改变的现象，称为季风，按成因分类：热力季风；行星季 风（又称赤道季风或热带季风） 2、季风区的分布：世界季风分布很广，大致在 30?W-170?E，20?S-35?N 的范围。东亚和南亚的季最显著。东亚是世界上最著名的热力季 风区，季风范围广，强度大。加上青藏高原大地形的影响，冬季加强偏北季风，夏季加强偏南季风，季风现象最突出，而且形成的夏季风 弱于冬季风。南亚季风以印度半岛最为典型，因此，又称印度季风。 （三）局地大气环流 1、海陆风 2、山谷风 3、焚风：当流经山地的湿润气流受到山地阻挡时，被迫沿坡绝热爬升，这时按照干绝热递减率降温。当达到水气凝结高度时，形成云， 此后按照湿度热递减率降温，逐渐形成降水，空气继续沿坡上升，降水也不断发生。当越过山顶以后，空气沿坡下沉增温，水汽含量大为 减少，按照干绝热递减率下沉压缩升温。由于干约热递减率比湿绝热递减率大，过山后的空气温度比山前同高度上空气的温度要高得多， 湿度也小得多，形成了沿着背风坡向下吹的既热且干的风，称为焚风。无论隆冬还是酷暑，白昼还是夜间，焚风均可在山区出现。焚风效 应对山地自然环境的局部差异有重要意义，对植被、土壤的类型和形成过程都有一定的影响。 4、高原季风：高耸挺拔的大高原与周围自由大气的热力差异所形成的冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。以青藏高原季风最为典型。 冬季高原面上出现冷高压，气流从高原向四周流动；夏季高原面上出现热低压，气流从四周流向高原。 高原形成的强季风经圈环流，破坏了纸纬行星风系：冬季哈德莱环流（低纬度环流、正环流） ；夏季 反哈德莱环流（逆环流） 。 高原季风使我国冬夏对流层底层的季风厚度增大，我国西南地区正处于青藏高原的东南方，在此方向上，高原季风吹东北风，夏季吹西 上，而是出现在 10?N 附近的热赤道上，显示了云量对太阳总辐射的影响。④大陆中纬度西 岸气温比同纬度的东岸高，主要是受洋流的影响。 南风，这与底季风方向完全一致，两者叠加起来，致使我国西南地区的季风厚度特别大，夏季可以诱使热带西南季风向印度、缅甸侵袭， 同时长驱深入到达我国东部，形成江南雨区。 专题： “城市热岛”与“城市雨岛” 城市热岛：城市人口集中，工业发达，居民生活、工业生产及交通工具每天释放出大量的人为热，导致城市的温度高于周围的郊区和农 村，尤如一个温暖的岛屿，称为“城市热岛” 。 ※成因： （1）城市温室气体浓度高（2）人为热量（3）城市下垫面（4）散热〔 ※城市热岛效应的后果：使城市气候舒适度变差；加重能源消耗；加重空气污染；增加水资源消耗；增加病菌繁殖的条件；对城市生存 物种会影响生态平衡 ※减轻城市热岛效应的主要措施：城市的树林能保持城市凉快，它们的面积和位置，对城市的温度有重要影响。 合理规划城市干道，增大通风量 “城市雨岛” ：由于城市热岛效应，上升气流比郊外强，城市大气中吸湿性污染微粒又是良好的水汽凝结核，因此城市云量一般比郊外多。 云多是增加城市降水的有利条件，可增加城区和下风方向一定距离内郊区的降水量，因此又有“城市雨岛”之称。 ※城市雨岛形成的条件： □在大气环流较弱，有利于在城区产生降水的大尺度天气形势下，由于城市热岛环流所产生的局部气流的辐合上升，有利于对流雨的发 展； □城市下垫面粗糙度大，对移动滞缓的降雨系统有阻障效应，使其移速更为缓慢，延长城区降雨时间； □城区空气中凝结核多，有促进暖云降水作用 第三节 大气降水 一、大气湿度及其表示 表示大气湿润程度的物理量称大气湿度。其表示方法主要有： 1、水汽压（e）和饱和水汽压（E） ●水汽是大气的组成部分，具有压力，称为水汽压（e） 。当大气中的水汽含量增加时，水汽压也相应增大；反之，水汽压减小。因此， 水汽压可以用来表示大气中水汽含量的多少。 ●大气含水汽的能力随温度升高而增大，在一定温度条件下，单位体积空气中能容纳的水汽量是有限的，超过了容纳能力，水汽就会凝 结析出。此温度条件下容纳的最大水汽量（饱和空气）
所具有的压力，称该温度时的饱和水汽压（E） ，或称最大水汽压。饱和水汽压的大 小与温度有关，温度愈高，饱和水汽压愈大。 ●大气中水汽凝结的主要方式是空气上升冷却，使水汽到达到饱和。 2、绝对湿度（a）和相对湿度（f） ※单位体积湿空气所含有的水汽质量，称为绝对湿度（a） ，也称水汽密度（单位是 g/m3 或 g/cm3） ※空气中实际水汽压与同温度下的饱和水汽压之比的百分数，称为相对湿度（f） ，相对湿度通常用百分数表示 ※当空气饱和时，e=E，此时 f=100%；当空气未饱和时，e
后者以我国长江中下游、日本九洲西南洋面、日本本州岛南海上 最多，通常称作江淮气旋，又叫南方气旋。 ※温带气旋中心强度一般在 1000hpa 左右，最强的可达 960hpa 左右，是一种剧烈的天气系统。 ※温带气旋的活动往往带来云雨天气。发展成熟的锋面气旋天气系统结构模式如图 5-23，在气旋前方为暖锋，后方为冷锋，中间为暖空 气区，冷暖锋外围为冷空气区。 气旋是中心气压低、四周气压高的大气水平涡旋 （二）热带气旋和天气 ■热带气旋就是在热带或副热带海洋上发生的大型气旋性空气涡旋。这是一种强烈的天气系统。 ■我国自 1989 年起，采用了国际分类标准，将热带气旋分为热带低压、热带风暴、强热带风暴、台风（typhoon） ■中心附近最大风力 6-7 级的叫“热带低压” ，8-9 级为“热带风暴” ，10-11 级为“强热带风暴” ，12 级或 12 级以上为“台风” （或飓风） 但人们习惯把中心附近最大风力 8 级或以上均叫“台风” ■除南大西洋外，全世界各热带的洋面都有发生，尤以太平洋西部地区发生的次数最多，平均每年出现 20 次左右。 ■强烈的热带气旋伴有狂风、暴雨、巨浪和风暴潮，活动范围很大，具有强大的破坏力，是强烈的灾害性天气系统。 ■对我国有影响的热带气旋（台风）主要发生在夏、秋二季，低纬度地区则全年都有。 ■热带气旋形成的条件：①广阔的高温洋面；②合适的纬度 三、反气旋和天气 ※反气旋是指占有三维空间的中心气压值高于四周的大型空气水平涡旋，又称高压。 ※北半球反气旋区域内的空气作顺时针旋转向外围辐散流动，南半球反气旋区域内的空气流动方向相反，强大反气旋四周的地面最大风 速可达 20m/s-30m/s。 ※反气旋按热力结构分为冷性反气旋（或冷高压）和暖性反气旋（或暖高压或副热带高压）二种。冷性反气旋是引起中、高纬度地区天 气变化的重要天气系统；暖性反气旋则与锋面气旋相伴，对我国东部地区天气影响较大。 ※按形成原因和主要活动的区域，可分为副热带反气旋和温带反气旋。 （一）冷性反气旋和天气 ※冷性反气旋又称为冷高压。冷性反气旋产生于极寒冷的中、高纬地区，如北半球格陵兰、加拿大、北极、西伯利亚、蒙古等地，以冬 季影响最明显，势力大，影响范围广，常给受影响地区造成剧烈降温、霜冻、大风和降水的寒冷天气，是中、高纬度地区冬季最突出的天 气系统。 ※冬半年欧亚大陆北部区域地表气温极低，南部近东西向的高大山脉（青藏高原）阻挡了冷空气南下退路，因此欧亚大陆成为反气旋活 动最频繁、势力最强大的区域。 ※大气中冷高压的活动相当频繁，就东亚地区来说，大约每 3-5 天就有一次。 ※冷性反气旋的活动不一定都能达到强寒潮标准，而达到标准的一定是十分强大的冷空气活动造成的第二型冷锋过境。如 1995 年 1 月受 第二型冷锋活动影响后，我国许多地方（包括海南岛）的气温均出现极端最低值，并伴有严重霜冻、结冰、大风（一般风速达 10m/s-25m/s， 相当于风力 5-10 级）等天气现象就属强寒潮。 ※冬春季节由冷性反气旋（第二型冷锋活动）造成的寒潮是纬向环流转变为经向环流时发生的灾害性天气。当强大冷性反气旋影响我国 淮河以北时，因空气较干燥很少有降水现象发生；但移至淮河以南暖空气活跃，水汽含量较多的湿润地区时，会带来降水量大的雨雪天气； 而在干旱的西北内陆和内蒙等地区则会带来沙尘暴天气。 1、寒潮概念及划分标准： ※由于冷性反气旋内部盛行下沉辐散气流，当冷性反气旋从西北向东南方向移动时，会给所经地区造成剧烈降温、霜冻、大风、降水等 灾害天气，这种大范围的强冷空气活动，称为寒潮。 ※我国中央气象局规定：由于冷空气入侵使气温在 24 小时内下降 10℃以上，最低气温降至 5℃以下，作为发布寒潮警报的标准。 ※中央气象局后又补充规定：长江中下游及其以北地区 48 小时内降温 14℃以上，长江中下游最低气温 Tmin≤4℃，陆上三个大行政区有 5 级以上大风，三个海区（渤海、黄海、东海）先后有 7 级以上大风，则作为发布强寒潮标准。 2、寒潮冷空气入侵我国的主要路径 （1）西北路（中路）起源于新地岛附近，经西伯利亚、蒙古到达我国河套附近南下，直达长江中下游及江南地区。此路寒潮次数最多； （2）东路 （3）西路 冷空气经蒙古到我国华北北部，再从黄河下游向南可达两湖盆地。循这条路径下来的冷空气，常使渤海、黄海、黄河下游 冷高压形成于北欧，经新疆、青海、西藏高原东南侧南下，对我国西北、西
南及江南各地区影响较大，但降温幅度不大。 及长江下游出现东北大风。 （二）暖性气旋和天气 ※暖性反气旋又称暖高压或副热带高压（简称副高） 。常在南、北半球副热带地区沿纬度分布这种高压系统，并受海陆分布影响断裂成若 干个具有闭合中心的高压单体。它们主要位于海洋上，常年存在。 ※副高占据广大空间，稳定少动，是副热带地区最重要的大型天气系统。它的存在和活动，不仅对低、中纬度地区间水汽、热量的输送 与交换具有重要的作用，而且对中、高纬度地区环流系统的演变也有重大影响，尤其是西太平洋副热带高压的西部脊，常伸入我国大陆， 对我国夏季的天气产生重大影响。 1．副高的结构与天气 ※副高处于低纬环流和中纬环流的汇合带上，由对流层中上层气流辐合聚积下沉至地表形成。副高的强度和规模在北半球夏季增强增大， 冬季则减弱缩小，位置南移东退。 ※由于副高内部盛行下沉辐散气流，天气以晴朗少云、微风炎热为主。在高压北部、西北部边缘因与西风带天气系统（锋面、气旋、低 压槽）交界多形成阴雨天气。而高压南侧是东风气流，晴朗少云，低层温度大而闷热，但有热带气旋天气系统活动时可能会产生大范围暴 雨带和中小范围雷阵雨及大风天气。高压东部受北来气流影响形成厚逆温层，出现少云干燥多雾天气。 ※某地区长期受副高控制后，可出现久旱无雨的严重干旱现象，甚至形成沙漠气候 ★2．西太平洋副高的活动及对我国天气的影响 ※西太平洋副高是向我国大陆输送水汽的重要天气系统，它的位置、强度的变动对中国的雨季、暴雨、旱涝和热带气旋路径等都有很大 影响。 ※我国降水的水汽来源，一部分主要依靠西南气流从印度洋输送。另一部分则是由于西太平洋副高随季节转暖北上与中纬度南下冷空气 相遇后易形成气旋和锋面，产生大范围的阴雨和暴雨天气。因而我国降水带的南北移动同西太平洋副高的季节活动一致，通常降水带位于 西太平洋副高脊线以北 5-8 个纬度。 ※西太平洋副高的季节性活动具有明显的规律性。冬季位置最南，夏季最北。每年从冬到夏向北偏西移动，强度逐渐增强；从夏到冬向 南偏东移动，强度减弱。 （1）西太平洋副高的季节性移动（正常年份） ： ※冬季副高脊线位地 15?N 附近，随季节转暖缓慢向北移动；2-5 月，副高脊线稳定在 18 ?-20 ?N 附近，雨带主要位于华南； ※约 6 月中旬第一次北跳跃过 20?N，并在 20?N-25 ?N 间徘徊，雨带位于长江中下游和淮河流域，使江淮一带进入梅雨期（霉雨） ； ※7 月中旬第二次北跳并在 25 ?N-30 ?N 之间摆动，雨带移至黄河流域，江淮流域则转受副高中心控制，进入天气酷热少雨的伏旱期； ※7 月底至 8 月初副高脊线跳过 30 ?N，抵最北位置，雨带移至华北、东北地带； ※9 月后随西太平洋副高减弱，脊线自北向南退去，雨带也相应南移。9 月上旬第一次跳回 25 ?N 附近； ※10 月上旬再次回跳至 20?N 以南地区，结束为期一年的南北移动。 （2）梅雨 ①梅雨概念：每年六月中旬到七月上旬前后，我国的江淮流域、朝鲜半岛南部和日本的西部和中部，常常出现连续阴雨天气。由于这段 时间正是梅子成熟季节，所以把这一雨期称为“梅雨” 。 ②梅雨形成机制：其一，副高脊线稳定在 20?N-25 ?N 之间；其二，西风带环流稳定并有弱空气源源不断地南下到江淮流域的上空。即每 年 6 月中旬至 7 月上旬，来自西太平洋副高的东南暖湿气流与中纬度南下的干冷空气，在北纬 28?-34?之间（我国长江中下游地区，即湖 北省宜昌市以东地带的江淮地区到日本南部）形成锋面后产生的大范围降水。 ③梅雨的天气特点：锋面很少移动、空气湿度大、气温低、日照少、风速小、天气闷热，常出现晴时雨、时冷时热、连绵不断的持续性 阴雨降水天气。一般梅雨期降水量可占全国降水总量的 40%-50%左右。 ④副高的“异常”活动与梅雨天气 ※由于副高势力强弱每年不同和向北推进的速度快慢有别，使降水带稳定在江淮一带的时间长短有很大差别是。 ※若副高过强，江淮一带无梅雨降水带，便会形成空梅天气，而受单一副高控制的长江中下游等江淮地区会出现严重的干旱天气现象（如 1978 年，副高脊线第一次北跳，紧接着又第二次北跳，形成了那年的空梅，造成江淮流域干旱） 。 ※若副高势力过弱，准静止锋停滞或缓慢移动，长江中下游地区则因降水带控制时间过长而造成大面积洪涝灾害（如 1998 年） 。 ※副高过强或过弱只是个别现象，一般均为正常。 ※