新疆气象手册 （3）—第1篇第1章自然环境中的气象1-3节

第1篇 引论

第2篇 新疆的气象状况（36万字）

第1章 地球自然环境中的气象

1 太阳系中的地球村

1．1 太阳系

茫茫宇宙中有一个银河系，它的形状像一块铁饼，在这个铁饼靠近边缘处有一个太阳系–太阳和以太阳为中心受它的引力支配而环绕它运行的天体所构成的系统。太阳系包括太阳和八颗行星，按照它们与太阳的距离，由近及远依次为水星、金星、地球、火星、木星、土星、天王星和海王星。另外，还有20世纪以来陆续发现的冥王星、谷神星、齐娜星等三颗“矮行星”，以及成千上万的“太阳系小天体”。

太阳位居太阳系中心，已经燃烧了几十亿年，在它的核心温度高达1500×10⁴℃，无数氢核相互碰撞发生热核反应，形成氦核，并产生巨大的能量，每分钟释放热量2.5×10²⁸J。地球是太阳系中的一颗行星，距离太阳的位置“恰到好处”：既不被太阳光照射得过热又不过冷。这是地球能够有生物存在的一个重要原因。

1．2 太阳辐射

太阳向宇宙空间发射的电磁波和粒子流称为太阳辐射。地球所接受到的太阳辐射能量仅为太阳向宇宙空间放射的总辐射能量的二十亿分之一，但它却是地球大气运动的主要能量源泉。

到达地球大气上界的太阳辐射能量称为天文太阳辐射量。在地球位于日地平均距离时，地球大气上界垂直于太阳光线的单位面积在单位时间内所受到的太阳辐射的全谱（各个波长）能量称为太阳常数。太阳常数值是1368W/m²。地球大气上界的太阳辐射光谱的99%以上在波长0.15～4.0μm之间。其中大约50%的太阳辐射能量在可见光谱区（波长0.4～0.76μm），7%在紫外线光谱区（波长＜0.4μm），43%在红外光谱区（波长＞0.76μm），最大能量在波长0.475μm处。由于太阳辐射波长比地面和大气辐射的波长（约3～120μm）小得多，所以通常又称太阳辐射为短波辐射，称地面和大气辐射为长波辐射。

太阳辐射通过大气，一部分到达地面，称为直接太阳辐射；另一部分为大气的分子、大气中的微尘、水汽等吸收、散射和反射。被散射的太阳辐射一部分返回宇宙空间，另一部分到达地面，到达地面的这一部分成为散射太阳辐射。到达地面的散射太阳辐射和直接太阳辐射之和称为总辐射。到达地面的太阳辐射能量比大气上界小得多，其中的紫外光谱区几乎绝迹，在可见光谱区减少至40% ，而在红外光谱区增至60% 。

1．3 地球的辐射平衡

地球面对太阳的横截面上得到的太阳辐射能约为1368W/m²。然而，球体的横截面与球体的表面积的比例是1∶4（一个是πR²，一个是4πR²，R是地球半径），因此，到达地球大气上界的平均能量仅有1368W/m²的四分之一，即342W/m²。扣除地球（含大气）对太阳光的反射，真正为地球表面得到的太阳能大约是其70%，即239.2W/m²。

如果地球仅吸收太阳能而不向外界辐射，地球必然越来越热。地球温度长期保持在一定水平上说明地球本身又以辐射的形式向外空放射同样多的能量，以实现辐射能的收支平衡。

地球向外辐射的能量与地球表面的温度有关。于是我们可以根据地球与太空的辐射平衡，粗略算出地球表面应当具有的温度。地球如果仅得到了70%的太阳能（反射率是30%），并且以自己向太空的辐射保持辐射能的收支平衡。可以计算出（假设地球表面具有该温度下的最大辐射能力，即所谓黑体辐射）地球表面的温度应当是−18℃。我们把这个温度看作是从太空看地球，地球应当具有的温度。

1．4 空气的温室效应

如果地球上没有空气，并且与吸收的太阳能保持辐射平衡，那么地表面应当是−18℃，它比我们观测到的地表平均温度15℃就低了很多。实际上地球存在空气，而且空气中有吸收和放射辐射很强的所谓温室气体（水汽，二氧化碳等）。这一类气体好像暖房顶上的玻璃，它对地球表面起着保温作用。结果是从太空看地球，代表地球温度（−18℃）的不再是地表面，而是空气温度和地表面温度的综合结果。同时人类生活的地球表面就不再是地球的辐射平衡要求的温度−18℃，而是气体的温室效应保护下的，类似暖房里的比较暖和的温度（15℃）了。

1．5 地球的热量平衡

地球与宇宙之间主要是通过辐射过程交换能量并且保持辐射平衡。对于地球大气，其能量的存在和交换形式就不仅是辐射能了。这里还有水分的相变（降水、蒸发）伴随的热能量交换，冷暖空气流动传递的能量以及空气与下垫面之间的热量交换。考虑到多年来大气的温度基本稳定，所以大气、地面、地气系统的各种能量应当保持在一定水平上的平衡状态，这就是地球的热量平衡。

计算大气、地面、地气系统的各种能量是在什么水平上保持平衡的是气象学的重要课题之一。不同纬度、不同下垫面上热量平衡各分量不同。例如，陆地最大蒸发量出现在赤道附近，而在副热带高压带纬度上，由于干燥，蒸发量急剧减少。与此相反，大洋的最大蒸发量出现在副热带高压纬度带上，而在赤道附近蒸发量显著减少。研究表明，热量从低纬地区输向高纬地区，南半球热量向北半球输送。

1．6 地球四季

地球公转的平面称为黄道面，而地球自转的平面称为赤道面。黄道面与赤道面呈23°27′交角（黄赤交角）。地球公转椭圆上有4个特征点：春分、夏至、秋分和冬至。春分至秋分这半年，太阳直射北半球。另外半年直射南半球，它以一年为周期在地球的南北纬23°27′纬线（即回归线）之间往复运动。这一现象决定了地球表面温度从赤道附近向两极递减，使地表分为赤道带、南北温带、南北寒带等5个热量带，以及每年分为春、夏、秋、冬四季。南北半球季节出现正好相反，北半球为夏季和秋季时，南半球则相应为冬季和春季。

另外“岁差”和“地极的移动”也是太阳和月球的引力对地球运动的影响。

2 地球演化及形成地理壳后的自然环境

2．1 地球演化

按星云假说，原始地球在数十亿年前刚从太阳星云中分化出来时，是一个接近均质的球体，主要由碳、氧、镁、硅、铁、镍等元素组成，物质没有明显的分层现象。经过若干亿年的物理、化学变化，首先形成了地核。最后，地球内部分化为地核、地幔和地壳三个圈层。其中，地壳是指地表至莫霍面之间的岩石圈，其厚度不一致，在海洋下仅为5～8km，大陆上平均厚35km，最厚处可达65km以上；莫霍面以下，深度为35～2900km的圈层是地幔；由2900km至地心，称为地核。

在这个分化过程中，地球内部产生的气体经过脱气，形成了最外层的大气圈；早期大气含有水汽，地球温度降低和尘埃的存在，使水汽凝结、降落，汇集于洼地形成原始水圈，以后由于水量增加和地壳形状的变化，原始水圈才逐渐成为今天的海洋以及江河、湖泊、沼泽、积雪、冰川；原始的地壳、大气圈和水圈中都早已存在着碳氢化合物，在此基础上出现了土壤和原始的生物，它们逐渐扩展至陆地和低层大气中，形成了生物圈。

2．2 地理壳

地球表面约71%是海洋（包括寒冷区域、寒冷季节冻结成的海冰），29%为陆地，其中有山脉、表面岩石、沉积物、土壤、沙漠、戈壁以及江河、湖泊和地表水等。地球各圈层在地球表面附近的相互作用、相互渗透，甚至重合，形成了地理壳。

地理壳具有以下特点：① 太阳辐射能被大量吸收和转化，并在地理壳的发展演化中，起着重要作用；② 物质的三相（气体、液体、固体）同时存在，而地球其他地方基本上只存在固体这一相；③ 存在着自身发展的形成物，包括生物、风化壳、土壤、地貌、沉积岩、粘土矿物等；④ 岩石圈、大气圈、水圈、生物圈在此处相互作用，相互渗透，进行着复杂的物质和能量的交换和循环，其变化速度和强度较地球其他地方都要快和强；⑤ 具有复杂的内部分化，内部各处差别变化大，除水平差别外还有垂直方向的差别；⑥ 是生命活力的场所，也是人类社会生存、发展的环境，从这个意义上说，又可称为地理环境。地球演化过程中分化出现地理壳，是地球历史极为重要的一页。

2．3 自然环境

围绕人类的自然现象总体称为地理环境，它可分为自然环境（或自然地理环境）、经济环境（或经济地理环境）和社会文化环境。自然环境是由岩石、地貌、土壤、水、气象、生物等自然要素构成的自然综合体。

根据其所受人类社会的影响程度的差别，自然环境又分为天然环境和人为环境。天然环境（原生自然环境）指那些只受到人类间接或轻微影响的而原有的自然面貌未发生明显变化的地方，如极地、高山、大荒漠、大沼泽、热带雨林、某些自然保护区以及人类活动较少的海域等。

人为环境（次生自然环境）指那些受到人类直接影响和长期作用而使自然面貌发生重大变化的地方，如农田、工矿、城镇等利用地。就放牧的草场和采育的林地来说，虽然它们仍能保留草原和森林的外貌，但其原有的条件和状态已发生了较大的变化，也属于人为环境。

人为环境的成因及其形式主要决定于人类影响的方式和强度，而人为环境本身的演变和作用过程则仍然受制于自然规律。从这个意义来说，无论人为环境，还是天然环境都是属于自然环境。

2．4 大气概况

大气是指包围地球的气体（通常称为空气）的整体，是地球构造的重要组成部分，也是地球构造中最多变、最活跃的部分，是“气象万千”的主体，是地球充满生机的重要原因。

大气密度随高度的增加迅速减少，愈往上愈稀薄。90%的大气质量集中在最下面的 16 km厚的气层里。大气向上与行星际气体融合，它没有截然分明的外边界。大气对太阳蓝色光的散射，形成了蔚蓝色的天空。

2．5 大气的主要成分

大气的主要成分有两种气体：一是氮气占空气总体积的76%。无色无臭，化学性质不活泼，是动植物蛋白质的主要成分之一。大量用以合成氨，制氮肥，也用作易挥发、易氧化物质的保护气。二是氧气，占空气总体积的23% ，是地壳中含量最多的元素。氧气无色无臭，是动植物和人类呼吸不可缺少的物质。用于医疗、炼钢、焊接和切割金属等。氩气大约占大气质量的1%，它不与其他物质化合是所谓“惰性气体”。

 大气组成

2．6 大气的其他成分

大气中的水汽、二氧化碳、甲烷(CH₄)、氧化亚氮(N₂O)、氯氟烃(CFCs)、臭氧(O₃)，统称为温室气体，它们虽只占很小的比例，但在天气气候中扮演了十分重要的角色。温室气体像一床盖在地球上的棉被，维持着人类生存较为适宜的气温。其中水汽是雨雪的物质来源。水汽形成雨雪时的凝结潜热和水汽从地面蒸发为水汽的蒸发热是影响地球热量平衡的重要分量；臭氧阻挡大部分来自太阳的紫外线，使人类处于一个比较安全的环境之中。

氯氟烃（氟氯碳化物）是人造化合物质，易汽化，无毒，不可燃, 不活泼，一旦释放到大气中，在它们被破坏之前会在大气中滞留100～200a。它的第一个作用是破坏臭氧；第二个作用是有极强的温室效应，其效果是二氧化碳（CO₂）的5000到10000倍。

大气中还有一些气体，具有影响温室气体的作用。例如，机动车排放的一氧化碳（CO）和氧化氮（NO和NO₂）等。

2．7 大气粒子

悬浮在大气中的小粒子经常被称作气溶胶。大气中粒子有三大类来源：一是自然原因，如浮尘天气、森林火灾、火山喷发、海水浪花等；二是人类活动，如物质燃烧和化石燃料燃烧产生的硫酸盐和烟尘等；三是大气本身，如火山爆发释放出的含硫气体形成的硫酸盐粒子等。

大气粒子的重要作用是具有与温室气体相反的效应。据估计，全球平均而言，人类活动产生的大气粒子将大约0.6W/m²的太阳辐射能散射回太空，而其吸收的太阳辐射能大约是0.1w/m²，因此，全球该项的平均辐射差额（损失的能量）估计为−0.5W/m²左右。大气粒子的辐射（反）效应在北半球的某些地区可以与人类活动产生的温室气体（正）效应相比拟。大气中的粒子又是水汽形成云滴雨滴的凝结核。

2．8 大气的总质量

空气只要运动就感到有风，空气还有压力，这都说明它具有质量。气象学说明大气几乎时时处于静力平衡状态。在这种状态下的大气总质量与大气给予下垫面的总压力是成正比例的。知道了大气压力也就容易计算出大气的质量。

海平面上的大气压力约为1个大气压，即1cm²的面积上大约有1kg的空气，把它与地球的总面积相乘我们得到地球表层大气的总质量约为5.27×10¹⁵t。离地面6km内的气层里集中了50%的空气，16km内集中了90%，26km内集中了97%的空气。（张学文）

3 大气温度

3．1 大气温度概述

大气温度简称气温，即大气冷热的程度。其实质反映了空气分子平均动能的大小。当空气获得热量时，其分子运动的平均速率增大，平均动能增加，气温也就升高；反之平均动能减少，气温也就降低。

气压为一个大气压（1013.3hPa）时纯水的结冰温度为0℃，沸点为100℃，其间等分100等份中的1份即为摄氏度1℃。在理论上常用绝对温标T，以K表示，这种温标中1度的间隔和摄氏度相同。两种温标之间的换算关系是：T= t+273.15≈t+273。其中t为摄氏温度。

3．2 大气与外界交换热量的方式

3．2．1 传导

大气是依靠分子的碰撞将能量从一个分子传递给另一分子，从而进行热量交换。大气与地面（地球陆地与海洋表面，下同）之间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，就会以传导方式交换热量。但是地面和大气都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少，其作用仅在空气密度大、单位距离温差较大的贴地气层中较为明显。

3．2．2 辐射

大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时，地面也吸收大气放出的长波辐射，这样它们之间就通过长波辐射的方式不停地交换着热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。

3．2．3 对流

当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下降来补充，这种升降运动，称为对流。通过对流，上下层空气相互混合，热量也就随之得到交换，使低层的热量传递到较高的层次。这是对流层中热量交换的重要方式。

3．2．4 湍流

空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流是在空气层相互之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的。有湍流时，相邻空气团之间发生混合，热量也就得到了交换。湍流是摩擦层中热量交换的重要方式。

3．2．5 蒸发（升华）和凝结（凝华）

水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；相反，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。如果蒸发（升华）的水汽，不是在原处凝结（凝华），而是被带到别处去凝结（凝华），就会使热量得到传送。通过蒸发（升华）和凝结（凝华）能使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生潜热交换，由于大气中的水汽主要集中在5km以下的气层中，所以这种热量交换主要在对流层下半层起作用。

事实上，同一时间对同一团空气而言，温度的变化常常是几种热量交换方式共同作用的结果。在地面与空气之间，最主要是辐射；在空气层（空气团）之间主要依靠对流和湍流，其次通过蒸发、凝结过程的潜热收支，进行热量交换。

3．3 地面热量平衡与气温变化

地球表面接受太阳辐射的大量热量，并以长波辐射、显热和潜热交换形式将部分热量传输给大气，从而支出部分热量。从长时间平均来看，热量收支应该是平衡的，因此地面的平均温度维持不变。

在某一段时间内，地面热量可能收大于支，地面有热量积累而升温，导致支出增加，从而趋于新的平衡。反之，当收小于支时，导致地面降温。由于在这种热量收支平衡过程中，太阳辐射处于主导地位，因此，随着日夜、冬夏的交替，地面的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬度、天气状况及地面性质等影响热量平衡的控制因子有关。

由于地面温度的变化，必将通过地面与大气热量交换方式，导致大气温度出现相应的变化。

3．4 气温的周期性变化（Ⅰ）–日变化

大气边界层的温度主要受地球表面增热与冷却作用的影响而发生变化。例如昼夜地面接收太阳辐射的变化，通过热量交换，因而引起边界层大气温度的日变化。空气垂直运动也会引起局地气温的变化。

近地层气温日变化的特征是：一日内有一个最高值，一般出现在午后14h（地方时，下同）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，其大小反映日变化的程度。

气温日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。日较差最大的地区在副热带沙漠区，日较差数值向两极减小，平均日较差从约为12℃减小到约为3～4℃。日较差夏季大于冬季；陆地大于海洋；盆地、谷地大于山顶等凸出地形；沙漠大于湿地；晴天大于阴天。

由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。另外，气温日变化的极值出现时间随离地面高度增大而后延，变化的幅度随离地高度的增大而减小。一般来说，距离地面1.5km的高度以上，气温日变化已很不明显。

3．5 气温的周期性变化（Ⅱ）–年变化

气温的年变化和日变化在某些方面有着共同的特点，如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。由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低值出现的时间，不是在太阳辐射最强和最弱的一天（北半球夏至和冬至），也不是在太阳辐射最强和最弱的一天所在的月份（北半球6月和12月），而是比这一时段要落后1～2个月，大体而言，海洋上落后较多，陆地上落后较少。沿海落后较多，内陆落后较少。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。气温年较差的大小与纬度、海陆分布等因素有关。赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差很小；愈到高纬度地区，冬夏区分明显，气温的年较差就很大。

如以同一纬度的海陆相比，大陆区域冬夏两季热量收支的差值比海洋大，所以陆上气温年较差比海洋大的多。在一般情况下，温带海洋上年较差为11℃，大陆上年较差可达到20～60℃。

根据气温年较差的大小及最高、最低值出现时间，可将气温的年变化按纬度分为4种类型：赤道型；热带型；温带型；极地型。

3．6 气温的非周期性变化

气温的变化还时刻受着大气运动的影响，所以有些时候，气温的实际变化情形，并不像日、年周期性变化那样“模式化”。“回寒”、“回暖”现象并非罕见，最高、最低气温出现时间并非在当日14时左右和日出前后，以及一年的最暖、最冷月份出现在6或8月、12或2月也是时有发生。

由此可见，某地气温除了由于太阳辐射的变化而引起的周期性变化外，还有因大气运动的非绝热过程引起的气温非周期性变化。实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。如果前者的作用大，则气温显出周期性变化；相反，就显出非周期性变化。不过，从总的态势和大多数情况来看，气温日和年的周期性变化还是基本型式。

3．7 大气温度的空间分布

大气热量平衡中各个分量—辐射能、潜热和显热交换等，都受不同的控制因子影响。这些控制因子分两大类：一类是带有明显的地带性和周期性，如纬度、季节等天文因子；一类是具有明显的非地带性，如下垫面性质、地势高低、云量多少、大气干湿度等。同时，不同地点，这些因子的影响也不相同，因而在热量的收支变化中形成的气温分布也呈现不均匀性。

3．8 气温的水平分布

气温的水平分布通常用等温线图表示。所谓等温线就是地面上气温相等的各点的连线。等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。

影响气温分布的主要因素有三，即纬度、海陆和高度。在一年内的不同季节，气温分布是不同的。通常以1月代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月代表北半球的夏季和南半球的冬季。通过对1月和7月全球海平面等温线图（图略）的分析，可以看出：

⑴ 赤道地区气温高，向两极逐渐降低，这是一个基本特征。另外，在北半球，等温线7月比1月稀疏，即北半球7月南北方的温度差小于1月。

⑵ 冬季北半球的等温线在大陆上大致是凸向赤道（形同“温度槽”），在海洋上大致是凸向极地（形同“温度脊”），而夏季相反。这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋温度低，夏季大陆温度比海洋温度高。南半球因陆地面积较小，海洋面积较大，因此等温线较平直，遇有陆地的地方，等温线也发生与北半球相类似的弯曲情况。海陆对气温的影响，通过大规模洋流和气团的热量传输显得更为清楚。此外，高大山脉阻止冷空气的流动，也能影响气温的分布。

⑶ 北半球最高温度带并不位于赤道上，冬季在5°～10°N处，夏季移到20°N左右。这一带平均温度1月和7月均高于24℃，故称为热赤道。热赤道的位置从冬到夏向北移动，因为这个时期太阳直射点的位置北移，同时北半球有广大陆地，强烈受热，气温升高。

⑷ 南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。

气温极值的出现地区，在平均气温分布图上往往是不能显示的。根据现有记录，世界上极端最低气温出现在东西伯利亚的维尔霍扬斯克和奥伊米亚康，分别为−69.8℃和−73℃，1962年在南极记录到世界极端最低气温值为−90℃。世界极端最高气温出现在索马里境内，为63℃。

我国极端最高气温出现在新疆维吾尔自治区的吐鲁番，1986年7月23日测得47.7℃（国家气象站记录）。极端最低气温出现在黑龙江省的漠河，1968年2月13日测得−52.3℃。非常巧合而又有趣的是，我国极端温差恰好是100℃。

3．9 对流层中气温的垂直分布

在对流层气温总的状况是随高度增高而降低。原因有二：一是因为吸收地面长波辐射随高度增高而减小；二是因为空气密度特别是水汽、固体杂质等随高度增高而减少，相应地，吸收地面热量的效能也随高度增高而减小。

整个对流层的气温垂直递减率平均为0.65℃/100m。实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时、因地而不同。

对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温垂直递减率的变化比下层小得多。在中层平均为0.5～0.6℃/100m；上层平均为0.65～0.75℃/100m。

对流层下层（由地面至2km）的气温垂直递减率平均为0.3～0.4℃/100m。但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，递减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。例如，夏季白昼，在大陆上，当晴空无云时，地面剧烈地增热，底层（自地面至300～500m高度）气温递减率可大于“干绝热”递减率（1℃/100m）而达到1.2～1.5℃/100m。但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的“逆温”现象。气温随高度增高而降低才是对流层中气温正常的垂直分布，若与其相反，那就是气温逆向（反常）的垂直分布的“逆温”。逆温现象存在的空气层，称为逆温层。

形成逆温的条件是：地面辐射冷却（辐射逆温）；空气平流冷却（平流逆温）；空气下沉增温（下沉逆温）；空气湍流混合（湍流逆温）等。