气象学教材

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
S
=
gh
S
gh 1 6
ρ ·
ρ （ · ）
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。
2.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 = 100 1 8
e
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。
3.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。
4.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 = 1 9
m
m m d
w
w +
（ · ）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
q = 0.622
p
1 10
e
（ · ）
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。
5.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 = （ · ）
m
1 11 w
md
据其定义和气体状态方程可导出
γ = 0.622 （ · ）
e
p - e
1 12
6.露点
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。

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

（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

开卷有益，下下来好好学学！

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
S
=
gh
S
gh 1 6
ρ ·
ρ （ · ）
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。
2.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 = 100 1 8
e
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。
3.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。
4.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 = 1 9
m
m m d
w
w +
（ · ）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
q = 0.622
p
1 10
e
（ · ）
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。
5.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 = （ · ）
m
1 11 w
md
据其定义和气体状态方程可导出
γ = 0.622 （ · ）
e
p - e
1 12
6.露点
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。

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

（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

[ 本帖最后由 银河负熵 于 2008-6-14 02:39 编辑 ]

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。
2.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。
（2）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。
（3）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。
（4）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。

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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 ＆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。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 = - ℃ （ · ）
dZ
= 0.65 / 100m 1 1
dT
（2）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。
（3）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。
2.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。
3.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。
4.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。
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。
5.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。

[ 本帖最后由 银河负熵 于 2008-6-14 02:40 编辑 ]

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。
2.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（j=0°）及在相反的方向（j=180°）上散射
是比垂直于射入光线方向上（j=90°及j=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。
3.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）。

[ 本帖最后由 银河负熵 于 2008-6-14 02:41 编辑 ]

影响云成形的因素


水相变化
在自然界中，常有由一种或数种处于不同物态的物质所组成的系统。在
几个或几组彼此性质不同的均匀部分所组成的系统中，每一个均匀部分叫做
系统的一个相。例如水的三种形态：气态（水汽）、液态（水）和固态（冰），
称为水的三相。由于物质从气态转变为液态的必要条件之一是温度必须低于
它本身的临界温度，而水的临界温度为tk=374℃，大气中的水汽基本集中在
对流层和平流层内，该处大气的温度不但永远低于水汽的临界温度，而且还
常低于水的冻结温度，因此水汽是大气中唯一能由一种相转变为另一种相的
成分。这种水相的相互转化就称为水相变化。
1.水相变化的物理过程
从分子运动论看，水相变化是水的各相之间分子交换的过程。例如，在
水和水汽两相共存的系统中，水分子在不停地运动着。在水的表面层，动能
超过脱离液面所需的功的水分子，有可能克服周围水分子对它的吸引而跑出
水面，成为水汽分子，进入液面上方的空间。同时，接近水面的一部分水汽
分子，又可能受水面水分子的吸引或相互碰撞，运动方向不断改变，其中有
些向水面飞去而重新落回水中。单位时间内跑出水面的水分子数正比于具有
大速度的水分子数，也就是说该数与温度成正比。温度越高，速度大的水分
子就越多，因此，单位时间内跑出水面的水分子也越多。落回水中的水汽分
子数则与系统中水汽的浓度有关。水汽浓度越大，单位时间内落回水中的水
汽分子也越多。
起初，系统中的水汽浓度不大，单位时间内跑出水面的水分子比落回水
中的水汽分子多，系统中的水就有一部分变成了水汽，这就是蒸发过程。
蒸发的结果使系统内的水汽浓度加大，水汽压也就增大了，这时分子碰
撞的机会增多，落回水面的水汽分子也就增多。如果这样继续下去，就有可
能在同一时间内，跑出水面的水分子与落回水中的水汽分子恰好相等，系统
内的水量和水汽分子含量都不再改变，即水和水汽之间达到了两相平衡，这
种平衡叫做动态平衡（因为这时仍有水分子跑出水面和水汽分子落回水中，
只不过进出水面的分子数相等而已）。动态平衡时的水汽称为饱和水汽，当
时的水汽压称为饱和水汽压。

在云中，冰晶和过冷却水共存的情况是很普遍的，如果当时的实际水汽
压介于两者饱和水汽压之间，就会产生冰水之间的水汽转移现象。水滴会因
不断蒸发而缩小，冰晶会因不断凝华而增大。这就是“冰晶效应”，该效应
对降水的形成具有重要意义。

云雾中的水滴有大有小，大水滴曲率小，小水滴曲率大。如果实际水汽
压介于大小水滴的饱和水汽压之间，也会产生水汽的蒸发现象。小水滴因蒸
发而逐渐变小，大水滴因凝结而不断增大。此即所谓的“凝结增长”。不过，
这一过程，在水滴增长到半径大于1μm 时，曲率的影响就很小了。所以“凝
结增长”只在云雾刚形成时起作


三、影响蒸发的因素
自然界中蒸发现象颇为复杂，不仅受制于气象条件，而且还受地理环境
的影响。
在静止大气中，蒸发速度仅依赖于分子扩散，此时的水分蒸发速度W 由
下述方程描述
W A
E e
P
=
-
（3·9）
式（3·9）称道尔顿定律，它表明蒸发速度与饱和差（E-e）及分子扩散系数
（A）成正比，而与气压（P）成反比。但在自然条件下，蒸发是发生于湍流
大气之中的，影响蒸发速度的主要因素是湍流交换，并非分子扩散。考虑到
自然蒸发的实际情况，影响蒸发速度的主要因子有四个：水源、热源、饱和
差、风速与湍流扩散强度。
（一）水源
没有水源就不可能有蒸发，因此开旷水域、雪面、冰面或潮湿土壤、植
被是蒸发产生的基本条件。在沙漠中，几乎没有蒸发。
（二）热源
蒸发必须消耗热量，在蒸发过程中如果没有热量供给，蒸发面就会逐渐
冷却，从而使蒸发面上的水汽压降低，于是蒸发减缓或逐渐停止。因此蒸发
速度在很大程度上决定于热量的供给。实际上常以蒸发耗热多少直接表示某
地的蒸发速度。以上海为例，如图3·4 所示，上海夏季和秋季蒸发耗热比较
多，亦即蒸发速度比较大。这是因为夏季和秋季上海地区土壤和水的温度比
较高，因而有足够的热源供给蒸发。
（三）饱和差（E-e）
蒸发速度与饱和差成正比。严格说，此处的E 应由蒸发面的温度算出，
但通常以一定气温下的饱和水汽压代替。饱和差愈大，蒸发速度也愈快。
四）风速与湍流扩散
大气中的水汽垂直输送和水平扩散能加快蒸发速度。无风时，蒸发面上
的水汽单靠分子扩散，水汽压减小得慢，饱和差小，因而蒸发缓慢。有风时，
湍流加强，蒸发面上的水汽随风和湍流迅速散布到广大的空间，蒸发面上水
汽压减小，饱和差增大，蒸发加快。
除上述基本因子外，大陆上的蒸发还应考虑到土壤的结构、湿度、植被
的特性等。海洋上的蒸发还应考虑水中的盐分。
在影响蒸发的因子中，蒸发面的温度通常是起决定作用的因子。由于蒸
发面（陆面及水面）的温度有年、日变化，所以蒸发速度也有年、日变化
影响蒸发的诸多因子随时间均有强弱变化，因而近地层大气的湿度也表
现出明显的日、年变化的规律，由绝对湿度和相对湿度两种方法表示的大气
湿度随时间具有不同的变化规律。
水汽压是大气中水汽绝对含量的表示方法之一，它的日变化有两种类
型。一种是双峰型：主要在大陆上湍流混合较强的夏季出现。水汽压在一日
内有两个最高值和两个最低值。最低值出现在清晨温度最低时和午后湍流最
强时，最高值出现在9—10 时和21—22 时（图3·5 中实线）。峰值的出现
是因为蒸发增加水汽的作用大于湍流扩散对水汽的减少作用所致。另一种是
单波型，以海洋上、沿海地区和陆地上湍流不强的秋冬季节为多见。水汽压
与温度的日变化一致，最高值出现在午后温度最高、蒸发最强的时刻，最低
值出现在温度最低、蒸发最弱的清晨（图3·5 中虚线所示）。
水汽压的年变化与温度的年变化相似，有一最高值和一最低值。最高值
出现在温度高、蒸发强的7—8 月份，最低值出现在温度低、蒸发弱的1—2
月份。
相对湿度的日变化主要决定于气温。气温增高时，虽然蒸发加快，水汽
压增大，但饱和水汽压增大得更多，反使相对湿度减小。温度降低时则相反，
相对湿度增大。因此，相对湿度的日变化与温度日变化相反，其最高值基本
上出现在清晨温度最低时，最低值出现在午后温度最高时（图3·6）。
相对湿度的年变化一般以冬季最大，夏季最小。某些季风盛行地区，由
于夏季盛行风来自于海洋，冬季盛行风来自于内陆，相对湿度反而夏季大，
冬季小。
湿度这种有规律的年、日变化的特征有时会因天气变化等因素而遭破
坏，其中起主要作用的是湿度平流。由于各地空气中水汽含量不一样，当空
气从湿区流到干区时（称为湿平流），引起所经地区湿度的增加。当空气从干区流到湿区时（称为干平流），引起所经之处的湿度减小。




大气中水汽凝结的条件
水汽由气态变为液态的过程称为凝结。水汽直接转变为固态的过程称凝
华。大气中水汽凝结或凝华的一般条件是：一是有凝结核或凝华核的存在。
二是大气中水汽要达到饱和或过饱和状态。
（一）凝结核
在大气中，水汽压只要达到或超过饱和，水汽就会发生凝结，但在实验
室里却发现，在纯净的空气中，水汽过饱和到相对湿度为300％—400％，也
不会发生凝结。这是因为作不规则运动的水汽分子之间引力很小，通过相互
之间的碰撞不易相互结合为液态或固态水。只有在巨大的过饱和条件下，纯
净的空气才能凝结。然而巨大的过饱和在自然界是不存在的。大气中存在着
大量的吸湿性微粒物质，它们比水汽分子大得多，对水分子吸引力也大，从
而有利于水汽分子在其表面上的集聚，使其成为水汽凝结核心。这种大气中
能促使水汽凝结的微粒，叫凝结核，其半径一般为10-7-10-3cm，而且半径越
大，吸湿性越好的核周围越易产生凝结。凝结核的存在是大气产生凝结的重
要条件之一。
（二）空气中水汽的饱和或过饱和
大气中，凝结核总是存在的。能否产生凝结，取决于空气是否达到过饱
和。使空气达到过饱和的途径有两种：一是通过蒸发，增加空气中的水汽，
使水汽压大于饱和水汽压。二是通过冷却作用，减少饱和水汽压，使其少于
当时的实际水汽压。当然也可是二者的共同作用。因此促使水汽达到过饱和
状态的过程有：
1.暖水面蒸发
通常情况下，水面蒸发作用虽然可以增大空气湿度，但并不能使空气中
的水汽产生凝结。因为靠近水面的空气接近饱和时，蒸发即基本停止。然而，
当冷空气流经暖水面时，由于水面温度比气温高，暖水面上的饱和水汽压比
空气的饱和水汽压大得多，通过蒸发可使空气达到过饱和，并产生凝结。秋
冬季的早晨，水面上腾起的蒸发雾就是这样形成的。
2.空气的冷却
减小饱和水汽压主要靠空气冷却。大气的冷却方式主要有如下三种：
（1）绝热冷却：指空气在上升过程中，因体积膨胀对外做功而导致空气
本身的冷却。随着高度升高，温度降低，饱和水汽压减小，空气至一定高度
就会出现过饱和状态。这一方式对于云的形成具有重要作用。
（2）辐射冷却：指在晴朗无风的夜间，由于地面的辐射冷却，导致近地
面层空气的降温。当空气中温度降低到露点温度以下时，水汽压就会超过饱
和水汽压产生凝结。辐射雾就是水汽以这种方式凝结形成的。
（3）平流冷却：暖湿空气流经冷的下垫面时，将热量传递给冷的地表，
造成空气本身温度降低。如果暖空气与冷地面温度相差较大，暖空气降温较
多，也可能产生凝结。
（4）混合冷却：当温差较大，且接近饱和的两团空气水平混合后，也可
能产生凝结。由于饱和水汽压随温度的改变呈指数曲线形式（如图3·7 中的
曲线），就可能使混合后气团的平均水汽压比混合气团平均温度下的饱和水
汽压大。图中A 和B 分别代表两个未饱和气团的状态，A 气团的温度为t1，
水汽压为e1，饱和水汽压为E1。B 气团的温度为t2，水汽压为e2，饱和水汽
压为E2。混合后，空气的温度即为原来两团空气的平均温度（即横坐标上t1
与t2 之中点），对应的饱和水汽压为E。由于混合是水平方向进行的。混合
后的水汽压e，即为e1 与e2 的平均值（即纵坐标上e1 与e2 之中点）。从图
上可以看出这两团空气混合后，水汽压大于饱和水汽压，即e＞E，可以产生
凝结。例如我国新疆地区就有因不同气团混合而产生的雾。若两气团原来的
湿度比较小，则混合后也难以发生凝结。
在上述几种过程中，冷却通常是主要的。对形成雾来说，由于凝结出现
在贴近地面的气层中，因此辐射冷却、平流冷却是主要的；对形成云来说，
由于凝结是在一定高度上，因而绝热冷却就成为主要的了

[ 本帖最后由 银河负熵 于 2008-6-14 02:41 编辑 ]

降水
从云中降到地面上的液态或固态水，称为降水。
降水虽然主要来自云中，但有云不一定都有降水。这是因为云滴的体积
很小（通常把半径小于100μm 的水滴称为云滴，半径大于100μm 的水滴称
雨滴。标准云滴半径为10μm，标准雨滴半径为1000μm，从体积来说，半径
1mm 的雨滴约相当于100 万个半径为10μm 的云滴），不能克服空气阻力和
上升气流的顶托。只有当云滴增长到能克服空气阻力和上升气流的顶托，并
且在降落至地面的过程中不致被蒸发掉时，降水才形成。
由于云的温度、气流分布等状况的差异，降水具有不同的形态——雨、
雪、霰、雹。
雨：自云体中降落至地面的液体水滴。
雪：从混合云中降落到地面的雪花形态的固体水。
霰：从云中降落至地面的不透明的球状晶体，由过冷却水滴在冰晶周围
冻结而成，直径2—5mm。
雹：是由透明和不透明的冰层相间组成的固体降水，呈球形，常降自积
雨云。
同时，降水的性质也有差异，分为连续性和阵性降水。连续性降水历时
长，强度具有变化性，降水主要来自高层云和雨层云。阵性降水历时短，强
度大，具有突然性，降水来自浓积云和积雨云。
不同的云降水强度不同

[ 本帖最后由 银河负熵 于 2008-6-14 02:42 编辑 ]

云滴增长的物理过程
降水的形成就是云滴增大为雨滴、雪花或其它降水物，并降至地面的过
程。一块云能否降水，则意味着在一定时间内（例如1h）能否使约106 个云
滴转变成一个雨滴。使云滴增大的过程主要有二：一为云滴凝结（或凝华）
增长。一为云滴相互冲并增长。实际上，云滴的增长是这两种过程同时作用
的结果。
（一）云滴凝结（或凝华）增长
凝结（或凝华）增长过程是指云滴依靠水汽分子在其表面上凝聚而增长
的过程。在云的形成和发展阶段，由于云体继续上升，绝热冷却，或云外不
断有水汽输入云中，使云内空气中的水汽压大于云滴的饱和水汽压，因此云
滴能够由水汽凝结（或凝华）而增长。但是，一旦云滴表面产生凝结（或凝
华），水汽从空气中析出，空气湿度减小，云滴周围便不能维持过饱和状态，而使凝结（或凝华）停止。因此，一般情况下，云滴的凝结（或凝华）增长
有一定的限度。而要使这种凝结（或凝华）增长不断地进行，还必须有水汽
的扩散转移过程，即当云层内部存在着冰水云滴共存、冷暖云滴共存或大小
云滴共存的任一种条件时，产生水汽从一种云滴转化至另一种云滴上的扩散
转移过程。例如，在冰晶和过冷却水滴共存的混合云中，在温度相同的条件
下，由于冰面饱和水汽压小于水面饱和水汽压，当空气中的现有水汽压介于
两者之间时，过冷却水滴就会蒸发，水汽就转移凝华到冰晶上去、使冰晶不
断增大，而过冷却水滴则不断减小。当冷暖云滴共存或大小云滴共存时，同
样也可发生这种现象，使冷（或大）的云滴不断增大。
上述几种条件中，对形成大云滴来说，冰水云滴共存的作用更为重要。
这是因为在相同的温度下，冰水之间的饱和水汽压差异很大，特别是当温度
在-10—-12℃时差别最显著，最有利于大云滴的增大。因此，对于冷云（指
云体上部已超越等0℃线，有冰晶和过冷却水滴共同构成的混合云）降水，
这种冰水云滴共存作用（称为冰晶效应）是主要的。观测事实也证明了这一
点。著名的贝吉龙（Bergeron）理论的价值，就在于他强调了冰晶对降水的
作用。但是，不论是凝结增长过程，还是凝华增长过程，都很难使云滴迅速
增长到雨滴的尺度，而且它们的作用都将随云滴的增大而减弱。可见要使云
滴增长成为雨滴，势必还要有另外的过程，这就是冲并增长过程。
（二）云滴的冲并增长
云滴经常处于运动之中，这就可能使它们发生冲并。大小云滴之间发生
冲并而合并增大的过程，称为冲并增长过程。
表 3 · 5 静止空气中单个水滴的下降末速度（ P=1013hPa ， T=293K ）
水滴半径（ mm ） 0.02 0.05 0.1 0.2 0.5 1.0 2.0 2.5 3.0
下降末速度*（ cm/s ） 5 27 72 162 403 649 883 909 918
*末速度系指在云滴下降过程中，如重力和所受的空气阻力达到平衡，使云滴作
等速下降时的下降速度。
云内的云滴大小不一，相应地具有不同的运动速度。大云滴下降速度比
小云滴快（表3·5），因而大云滴在下降过程中很快追上小云滴，大小云滴
相互碰撞而粘附起来，成为较大的云滴。在有上升气流时，当大小云滴被上
升气流向上带时，小云滴也会追上大云滴并与之合并，成为更大的云滴。云
滴增大以后，它的横截面积变大，在下降过程中又可合并更多的水云滴。有
时在有上升气流的云中，当大小水滴被上升气流挟带而上升时，小水滴也可
以赶上大水滴与之合并。这种在重力场中由于大小云滴速度不同而产生的冲
并现象，称为重力冲并。实际上大水滴下降时，与空气相对运动，空气经过
大水滴，会在其周围发生绕流，如图3·13。半径为R 的大水滴以末速度v
下降的过程中，单位时间内扫过的体积是以πR2 为截面的圆柱体，位于圆柱
体中的小水滴只有一部分与大水滴碰撞，另一部分小水滴将随气流绕过大滴
而离开，不发生碰撞。水滴重力冲并增长的快慢程度与云中含水量及大小水
滴的相对速度成正比。即云中含水量越大，大小水滴的相对速度越大，则单
位时间内冲并的小水滴越多，重力冲并增长越快。
计算和观测表明，对半径小于20μm 的云滴，其重力冲并增长作用可忽
略不计，但对半径大于30μm 的大水滴却在很短的时间内，就可通过重力冲
并增长达到半径为几个毫米的雨滴。大水滴越大，冲并增长越迅速。也就是
说，水滴的冲并增长是一种加速过程。
实际的云中云滴大小不一，在空间的分布也不均匀，云中云滴与云滴之
间的冲并过程是一种随机过程。这种观点在认识暖云水滴增长问题上，是个
重要的进展。在该观点的基础上，提出了随机（或统计性）冲并模式。该模
式认为在每一时间间隔内云滴的增长为概率性的。有的云滴冲并增大，有的
则保持不变。这样在下一时间间隔内，有的云滴而能获两次增长机会，有的
只获一次，有的还保持不变。这个概念十分重要，因为它不仅说明了凝结增
长过程的窄滴谱拓宽的机制，而且也解释了云中为何有少数云滴能因随机冲
并而增长得比一般云滴快得多。
此外由于云中分子的不规则运动、云中空气的湍流混合、云滴带有正负
不同的电荷以及流体吸力等原因，也可引起云滴的相互冲并。
由于冲并作用，水滴不断增大，在空气中下降时就不再保持球形。开始
下降时，底部平整，上部因表面张力而保持原来的球形。当水滴继续增大，
在空气中下降时，除受表面张力外，还要受到周围作用在水滴上的压力以及
因重力引起的水滴内部的静压力差，二者均随水滴的增长及下降而不断增
大。在三种力的作用下，水滴变形越来越剧烈，底部向内凹陷，形成一个空
腔。空腔越变越大，越变越深，上部越变越薄，最后破碎成许多大小不同的
水滴。水滴在下降过程中保持不破碎的最大尺度称为临界尺度，常用等体积
球体的半径来表示，称为临界半径或破碎半径。在不同的气流条件下，临界
半径是不同的。如在均匀气流条件下，临界半径为450—500μm。而在有扰
动的瞬时气流条件下，临界半径约为300μm。在自然界中观测到的临界半径
为300—350μm，这是因为大气具有湍流的缘故。当大气中的雨滴增大到300
—350μm 时，就要破碎成几个较大的滴和一些小滴，它们可以被上升气流携
带上升，并在上升过程中作为新一代的胚胎而增长，长大到上升气流支托不
住时再次下降，在下降过程中继续增大，当大到临界半径后，再次破碎分裂
而重复上述过程。云中水滴增大—破碎—再增大—再破碎的循环往复过程，
常用来解释暖云降水的形成，称之为“链锁反应”，有时也称为暖云的繁生
机制。
产生“链锁反应”的条件是：上升气流要大于6m/s（对于不同的滴有不
同的要求），云中含水量要大于2g/m3，同时还要求一定的云厚。当然，“链
锁反应”不会无限地继续下去，因为强烈的上升气流无法持久，云的宏观条
件和微观结构也在迅速改变。同时，当大量雨滴下降时会抑制上升气流，或
带来下沉气流。例如雷雨时的情况，下一阵大雨之后、云体即崩溃消散。
上述两种云滴增大过程在由云滴转化为降水的过程中始终存在。但观测表明，在云滴增长的初期，凝结（或凝华）增长为主，冲并为次。当云滴增
大到一定阶段（一般直径达50—70μm）后，凝结（或凝华）过程退居次要
地位，而以重力冲并为主。在低纬度地区，云中出现冰水共存的机会较少，
形成所谓暖云（指整个云体的温度在0℃以上，云体由水滴构成，又称为水
成云）降水，这时冲并作用更为重要。总之，凝结（或凝华）增长和冲并增
长两种过程是不可分割的。我们必须辩证地看待这两种过程的作用，以深入
了解降水形成的理论，为人工控制降水奠定基础。

[ 本帖最后由 银河负熵 于 2008-6-14 02:38 编辑 ]

各类云的降水

不同的云，由于其水平范围、云高、云厚、云中含水量、云中温度和升
降气流等情况不同，因而降水的形态、强度、性质也随之而有差异（一）层状云的降水
层状云一般包括高层云、层积云、雨层云和卷层云。卷层云是冰晶组成
的，由于冰面饱和水汽压小于同温度下水面饱和水汽压，使冰晶可以在较小
的相对湿度（可以小于100％）情况下增大。但是，因卷层云中含水量较小，
云底又高，所以除了在冬季高纬度地区的卷云可以降微雪以外，卷层云一般
是不降水的。
雨层云和高层云经常是混合云，所以云滴的凝华增大和冲并增大作用都
存在，雨层云和高层云的降水与云厚和云高有密切关系。云厚时，冰水共存
的层次也厚，有利于冰晶的凝华增大，而且云滴在云中冲并增大的路程也长，
因此有利于云滴的增大。云底高度低时，云滴离开云体降落到地面的路程短，
不容易被蒸发掉，这就有利于形成降水。所以对雨层云和高层云来说，云愈
厚、愈低，降水就愈强。雨层云比高层云的降水大得多，也主要是这个缘故。
由于层状云云体比较均匀，云中气流也比较稳定，所以层状云的降水是
连续性的，持续时间长，降水强度变化小。
（二）积状云的降水
积状云一般包括淡积云、浓积云和积雨云。
淡积云由于云薄，云中含水量少，而且水滴又小，所以一般不降水。
浓积云是否降水则随地区而异。在中高纬度地区，浓积云很少降水。在
低纬度地区，因为有丰富的水汽和强烈的对流，浓积云的厚度、云中含水量
和水滴都较大，虽然云中没有冰晶存在，但水滴之间冲并作用显著，故可降
较大的阵雨。
积雨云是冰水共存的混合云，云的厚度和云中含水量都很大，云中升降
气流强，因此云滴的凝华增长和冲并作用均很强烈，致使积雨云能降大的阵
雨、阵雪，有时还可下冰雹。
积状云的降水是阵性的。这是因为，一方面它的云体水平范围与垂直伸
展的尺度差不多，也就是说它的水平范围小，经过一个地方用不了多少时间，
因而降水的起止很突然。另一方面是由于积状云中，升降气流多变化，上升
气流强时，降水物被“托住”降落不下来。当上升气流减弱或出现下沉气流
时，降水物骤然落下，也使降水具有阵性。
（三）波状云的降水
波状云由于含水量较小，厚度不均匀，所以降水强度较小，往往时降时
停，具有间歇性。层云只能降毛毛雨，层积云可降小的雨、雪和霰。高积云
很少降水。但在我国南方地区，由于水汽比较充沛，层积云也可产生连续性
降水，高积云有时也可产生降水。

[ 本帖最后由 银河负熵 于 2008-6-14 02:42 编辑 ]

空气的垂直运动

大气运动经常满足静力学方程，基本上是准水平的，因而空气的垂直运
动速度很小，一般仅为水平速度的百分之一，甚至千分之一或更小。然而垂
直运动却与大气中云雨的形成和发展及天气变化有着密切关系。
（一）对流运动
对流运动是由于某团空气温度与周围空气温度不等而引起的。当某空气
团的温度高于四周空气温度时，气团获得向上浮力产生上升运动，升至上层
向外流散，而低层四周空气便随之辐合以补充上升气流，这样便形成了空气
的对流运动。对流运动的高度、范围和强度同上升气团的气层稳定度有关。
大气中这种热力对流的水平尺度多在0.1—50km，是温暖的低、中纬度地区
和温暖季节经常发生的空气运动现象。它的规模较小、维持时间短暂，但对
大气中热量、水分、固体杂质的垂直输送和云雨形成、天气发展演变具有重
要作用。
（二）系统性垂直运动
是指由于水平气流的辐合、辐散、暖气流沿锋面滑升以及气流受山脉的
机械、阻滞等动力作用所引起的大范围、较规则的上升或下降运动。这种运
动垂直速度很小，但范围很广，并能维持较长时间，对天气的形成和演变产
生着重大影响。
大气是连续性流体，当空气发生水平辐合运动时，位于辐合气流中的空
气必然受到侧向的挤压，便从上侧面或下侧面产生上升或下降气流。同理，
当空气向四周辐散时，在垂直方向上也会产生下沉或上升气流以补偿辐流气
流的流散。
在系统性的垂直运动中，上升区或下降区的范围可达几百至几千千米，
而升降速度却只有1—10cm/s。然而，这样的升降速度在持续较长的时间里
（例如一昼夜），空气在垂直方向上可以移动数百米至数千米，对天气的形
成和变化有很大影响。
系统性垂直运动的发生往往同天气系统相联系。例如与高压、低压、槽、
脊以及锋面等有密切关系。

地形与降水的形成
迎风山地对降水的形成有促进作用，这主要是由于①原来空气层结是对
流性不稳定或条件性不稳定的，风经过山地的机械阻障作用，引起气流的抬
升运动，空气达到凝结高度后，在上述层结条件下，能加速上升运动的继续
发展，凝云致雨；②当低压系统或锋面移到山地时，因地形的阻障作用，使
低压系统或锋面移动滞缓，因而导致气旋雨或锋面雨雨时延长，强度增大；
③当气流进入谷地时，由于喇叭口效应，引起气流辐合上升，如果空气潮湿，
层结条件又适宜时，就会产生降水；④在大陆性气候区，夏季由于山坡南北
增温情况不同，或由于谷底与山坡增温比谷上空气增温快，会产生局部热力
对流，形成对流雨或雷暴雨；⑤气流经过崎岖不平的地形区域，因摩擦力的
影响产生湍流上升运动，在其它条件适宜时，往往形成低层云或层积云，产
生小量降水，如毛毛雨、小雨等。
总之，地形虽对降水的形成有一定的促进作用，但是如果气流很干燥，
即使遇到山地有抬升作用，也不能产生降水。而且气流在运行时遇到山地，
是爬过去或者是绕山而过，这还要视气流的方向与山脉的交角以及空气的层
结稳定度而异，如果气流方向与山脉垂直则抬升的机会大，与山脉平行则以
绕行为主。如果空气层结十分稳定，有抑制垂直运动的作用，也难形成降水。

城市混浊岛效应
城市混浊岛效应主要有四个方面的表现。首先城市大气中的污染物质比
郊区多，仅就凝结核一项而论，在海洋上大气平均凝结核含量为940 粒/cm3，
绝对最大值为39800 粒/cm3；而在大城市的空气中平均为147000 粒/cm3，为
海洋上的156 倍，绝对最大值竟达4000000 粒/cm3，也超出海洋上绝对最大
值100 倍以上。再以上海为例，根据近5 年（1986—1990 年）监测结果，大
气中SO2 和NOx 两种气体污染物城区平均浓度分别比郊县高8.7 倍和2.4 倍。
其次，城市大气中因凝结核多，低空的热力湍流和机械湍流又比较强，
因此其低云量和以低云量为标准的阴天日数（低云量≥8 的日数）远比郊区
多。据上海近十年（1980—1989 年）统计，城区平均低云量为4.0，郊区为
2.9。城区一年中阴天（低云量≥8）日数为60 天而郊区平均只有31 天，晴
天（低云量≤2）则相反，城区为132 天而郊区平均却有178 天。欧美大城市
如慕尼黑、布达佩斯和纽约等亦观测到类似的现象。第三，城市大气中因污染物和低云量多，使日照时数减少，太阳直接辐
射（S）大大削弱，而因散射粒子多，其太阳散射辐射（D）却比干洁空气中
为强。在以D/S 表示的大气混浊度（又称混浊度因子turbidity foctor）的
地区分布上，城区明显大于郊区。根据上海近27 年（1959—1985 年）观测
资料统计计算，上海城区混浊度因子比同时期郊区平均高15.8％。在上海混
浊度因子分布图上，城区呈现出一个明显的混浊岛（图8.19）。在国外许多
城市亦有类似现象。
第四，城市混浊岛效应还表现在城区的能见度小于郊区。这是因为城市
大气中颗粒状污染物多，它们对光线有散射和吸收作用，有减小能见度的效
应。当城区空气中二氧化氮NO2 浓度极大时，会使天空呈棕褐色，在这样的
天色背景下，使分辨目标物的距离发生困难，造成视程障碍。此外城市中由
于汽车排出废气中的一次污染物——氮氧化合物和碳氢化物，在强烈阳光照
射下，经光化学反应，会形成一种浅蓝色烟雾，称为光化学烟雾，能导致城
市能见度恶化。美国洛杉矶、日本东京和我国兰州等城市均有此现象。

气候图片汇总：

你也能预报
天气预报看起来神乎其神，说下雨就下雨，说刮风就刮风，其实你也能
预报。多少年来，世界各国劳动人民总结了丰富的预报经验，像一些谚语就
反映了这点。
这些谚语有的是关于测短时天气的，如“朝霞不出门，晚霞行千里”，
是大家再熟不过的例子。有意思的是，美国还有一个与此类似的谚语，叫“傍
晚天空红，水手乐无穷。”归纳起来，古代谚语可以分四类，一是看云识天
气的，如“天上钩钩云，地上雨淋淋”；一是看风识天气的，如“南风吹到
底，北风来还礼”；一是看光识天气的，如“东虹日头西虹雨”；最后是看
物象识天气的，如“燕子高飞晴无云，燕子低飞雨来到”等。
也有些谚语是预测长期天气的，如“黄梅寒，井底干”、“雨打梅头，
无水饮牛”。这些谚语生动形象，读来朗朗上口，较为准确地把握了未来天
气的变化形势。




特别有意思的是，人们对一些怪现象，如虹、晕、华、宝光也有了新认
识。虹是阳光经过雨滴的折射和散射后产生的彩色光带，主要出现在与太阳
相反的方向上；晕是太阳光线照射到冰晶上发生折射形成的彩色光环；华也
是一种在太阳周围云层上呈现的多色光环，它由太阳光线经过小水滴或冰晶
衍射而形成；还有宝光，也是一种光环，它包括观察者的幻影和以幻影头部
为中心的光圈。可以说，这些奇异的自然景观无非是大气在某一时期、某一
地点的艺术杰作而已。懂得了这个道理，我们就不必把它们看成什么神秘的
“雀桥”、“假太阳”、“佛光”等。我们完全可以相信，这并非是什么妖
魔鬼怪在起作用，它们背后的指使者就是大气

天若无情人有情——减灾
人们常常用“洪水猛兽”来形容恐怖可怕的骇人事件。但是猛兽同洪水
相比，只能算是小巫见大巫。把那些频繁的自然灾害罗列起来，洪水就显得
太不起眼了。我们来看看1995 年的世界气象灾害。
1995 年全球范围内不少地区洪水滔天，暴雨猛降，对不少国家和地区造
成了严重的经济损失。如朝鲜8 月份受洪水袭击，使520 万人受困，68 人死
亡，经济损失达150 亿美元；菲律宾洪水台风造成2500 人死亡和失踪，无家
可归者达一百多万。另一方面，某些地区却是热浪滚滚，连续高温。在南亚、
欧洲的一些国家，如印度、巴基斯坦、美国中西部某些地区温度只上不下，
竟达50℃；南亚约有700 人在酷热中死亡，美国芝加哥死亡的人数也是同一
数字。还有，在北美东海岸地区，热带风暴到处逞强施威，最高风速达83
米/秒，8 月份，美国加勒比海地区死亡137 人，损失77 亿美元；10 月上旬，
美国又损失了30 亿美元，丧生59 人，数万人受灾；而墨西哥则造成了30
万人无家可归，42 人失踪，16 人死亡的悲惨场面⋯⋯极端的天气变化，使人
们防不胜防，无所适从。一年一度的自然灾害令人谈之色变，忌讳甚深。而
那些饱受灾害之苦的幸存者，其感触又是多么复杂啊！自然灾害时间长短不
一，数量众多，但对人类的危害却是大同小异。
3.1 可怕的“天”灾
气象灾害是自然灾害中影响范围最广、出现频率次数最多、造成损失最
大的灾害。气象灾害种类很多，说法不一，有人根据气象灾害形成的原因、
性质以及对人类生命财产的危害程度，把它分成七大类17 种，比较细致。这
里挑几种比较常见的天气灾害略加叙述：
（1）暴雨洪涝：
发生暴雨时，降雨量集中，降水强度大，特别是有时候在短短的几天时
间里，可能会降下达到或超过一年的平均降雨量，于是洪涝灾害就发生了。
我国属于季风气候，雨带由南向北移，季节性比较强，从春季开始，南
北气流遭遇后，开始向北移动，一旦双方势均力敌时，形成的雨带就会徘徊
在某一地区，因而形成大面积降水。如我国河南省泌阳县林庄某年8 月份，
三天内降下1605 毫米的降水总量，是当地年平均降水量的两倍。
我国的洪涝灾害比较多，有人进行过不完全统计，从公元206 年到1949
年的二千多年间，我国就发生了大水灾一千多次。解放后，水灾仍很频繁，
从1951 年到1988 年，我国平均每年发生洪涝5.8 次。巨大的洪涝灾害，给
人民的生命财产造成了无法估量的损失，例如：
1887 年，长江流域发生洪水，死亡150 人；
1915 年，珠江流域发生洪水，死亡10 万人；
1931 年，长江中下游地区发生洪水，使受灾人口扩展到两千八百多万
人，14.5 万人死亡。沿江的湖北、湖南、江西、安徽、江苏等五省有205 个
县共5000 万亩耕地被淹。
1954 年，长江流域发生持续性暴雨，引起洪水，1800 万人受灾，1.3 万
人死亡，近5000 万亩农田被淹没。
1963 年，河北地区降下特大暴雨，造成农田6600 万亩被洪水吞没，直接经济损失达六十多亿元。
有人还进行过统计，从建国到90 年代初，我国每年平均仍有1.2 亿亩农
田被洪水淹没，其中6000 万亩农田减产，200 万间房屋倒塌，数千人死亡。
（2）干旱：
干旱和洪涝相反，它表现为久晴少雨，连续高温。由于干旱时土壤水分
蒸发后得不到及时补充，农作物因缺水、枯萎而减产；严重时，当地的工农
业用水、生活用水也会受到威胁。另外，干旱时气温高、空气湿度小，很容
易引起火灾。
干旱的成因很容易理解，以我国为例，当北方吹来的干冷空气与从南方
吹来的暖湿空气交合时，自然会引起降雨。但是如果这个雨季由南向北或由
北向南跳跃过快，雨季的持续时间短，而受单一气流的影响时间长，这样就
会引起高温少雨的天气，时间一长就酿成了干旱。干旱有春旱、夏旱、秋旱，
夏旱又分初夏旱和伏旱，也有冬春连旱、春夏连旱或夏秋连旱的现象。
干旱带来的损失并不亚于洪涝。有人进行过统计发现，从1950 年到1980
年，我国平均每年旱灾面积就达30，321 万亩，约占全国各种气象灾害总面
积的60％，如比较严重的1959、1960、1961、1978 年，我国受旱面积分别
达50，710、57，187、56，770 和50，860 万亩，每年损失的粮食均在一千
万吨以上，其中1959 年因干旱损失了约两千万吨粮食。干旱还会引起人畜死
亡。如1920 年，陕西、河南、山西、山东、河北等五省大旱，死亡人数达
50 万。
（3）热带气旋：
它是一种强大的对流空气涡旋。一般发生在西北太平洋和南海热带海洋
区。它的风力比较大，中心附近风力最高可达12 级以上，影响范围也比较广，
可达几万平方公里。热带气旋的产生需要很大的能量，有些科学家认为这些
能量是通过水汽凝结后释放出来的。也正因为如此，热带气旋发生时，常常
伴有暴雨。
热带气旋并不是台风，但台风是热带气旋，中心风力要达12 级（约每秒
32.7 米）以上。热带气旋还有另外三类，即热带低压、热带风暴、强热带风
暴，其中心风力分别分为七级（17.2 米/秒）以下、8～9 级（17.2～24.4 米
/秒）、10～11 级（24.5～32.6 米/秒）。我国是世界上热带气旋出现最多的
国家，每年约有30 个，其中台风登陆的约有七个。而平均起来，根据四十多
年的统计，菲律宾每年只有4.6 个，日本有3.4 个，美国有3.2 个。形势对
比并不乐观。
热带气旋产生时夹有狂风、暴雨和巨浪。它严重威胁着海上航运与作业，
以及沿海地区的工农业生产和人民生命财产安全。有人经过比较作出结论，
在一次灾害中造成的损失，热带气旋已经超过了地震和洪水。全球每年因热
带气旋平均死亡两万人，经济损失约70 亿美元。而我国，仅以1992 年为例，
登陆的热带气旋就有八个，其中9216 号台风影响最大，浙江、广东、福建、
江苏、山东等省受到很大的破坏，经济损失达70 亿元以上。
热带气旋产生于三大洋，即太平洋、印度洋、大西洋，太平洋上的最多，
约占63％。在我国登陆的热带气旋主要在西太平洋我国南海海面生成，它们
在全世界热带气旋中占比例最大。如1951 年～1992 年的40 年中，此处就产
生过1178 个热带气旋，每年28 个，居全球八个热带气旋发生区之首。热带
气旋产生的季节性比较强，主要集中于7～10 月。我国从5 月到10 月都有热带气旋登陆，其中7、8、9 三个月最多。热带气旋登陆的个数每年不定。如
1971 年全世界有40 个，而1951 年只有20 个；再如我国1971 年登陆的热带
气旋有12 个，而1951 年却只有三个，两者分别相差一倍、三倍。
热带气旋中台风势力最猛，份量最大。在中低纬地区的海面上，海水温
度高达30℃时，表层水份要大量蒸发，使空气变得暖湿，如果存在一个低压
中心，就会产生辐合上升，形成涡旋。如果涡旋释放的能量能保存得好时，
台风就开始渐趋成形，当风力、降水达到一定程度时，就发展成了台风。一
个成熟的台风在一天内可降下几百亿吨的水，据称由水汽凝结放出的潜热
能，相当于几十万颗1945 年在日本广岛投下的原子弹能量。
（4）雷电风雹：
雷电风雹包括大风、雷雨、冰雹等。雷电风雹灾害影响的范围小，但是
破坏性大，常使人猝不及防。
在雷雨天气中，常常伴有耀眼的闪电和震天动地的雷声滚过，这是一种
放电现象。在大块的积雨云形成后，云的内部因为粒子碰撞等，会形成很大
的电荷。当云体带有大量的负电荷时，地面物体会带上正的感应电荷，同样
近地面空气中也会带上正电荷。云上的负电荷向下延伸，一旦到达地面很强
的正电荷处，就会产生放电现象。放电时空气增温并膨胀，造成雷声。
雷雨天气时，你常常看到树枝分杈状的闪电，但闪电绝非一种。一些人
就见过一种球状闪电，它像一只飞舞的火球，到处乱窜，甚至会发生爆炸。
这种球状闪电常常呈红色或桔黄色，飞行时带有劈里啪啦的声音。科学家们
推测，它可能是一种带有高温和巨大能量的等离子体，即气体分子电离后的
混合态。球状闪电的破坏性不容忽视。1994 年4 月11 日，在河南省省城县
黄柏山小学发生了球状闪电伤害事件，当场造成13 名儿童休克，附近的工人
昏倒，全校125 名师生受到不同程度的伤害。
此外还有一种黑色闪电，它常常在雷雨期间出现在树上、屋顶上、金属
表面上，很容易爆炸。1974 年6 月23 日，前苏联天文学家B·契尔诺夫就亲
眼见过一个飞快滚动的黑色闪电。科学家们说，黑色闪电是由粒子会聚形成
的气溶胶聚物放出来的，它的危险性也不容忽视。
雷电并不是说劈不死人。1993 年南斯拉夫的一个足球场上，雷电当场就
劈死一名叫巴尼奇的运动员；而且动物也常常未能幸免于难。在1992 年，美
国一个农场中曾有12 头牛同时在一棵树下因雷击而倒毙。
冰雹，大多在雷雨天气中出现。它的形成过程很复杂。在对流强烈的云
中，云中的气流上升很快，每秒钟可达15～20 米。由于上升时温度变低，大
量的水汽凝结成云滴，此时云滴还没有冻结。接着，云滴随气流继续上升，
其中一些比较大的水滴上升较慢，并同其他水滴相遇，经过合并后不断长大，
形成雹胚。雹胚不只一种，霰就是这样。当云中的冰晶与水滴相撞后，水滴
会在冰晶上冻结，并形成一种冰球。遇到温度低的水滴时，雹胚会逐渐长大；
有时候它也会因为重量变大而下降，但较强的上升气流又可能会使之上升。
这样上上下下，三番五次后最终造成了透明、半透明的交替结构，并降到地
面。
冰雹一般出现在春季和春夏之交。有时候，冰雹在形成过程中可能会遇
到昆虫，一不小心，这些昆虫会被卷入冰雹之中，充当了冰雹核，于是一层
一层的冰壳就把小虫子包裹起来。1979 年4 月25 日，在湖北江陵县普济、
滩桥的一些地方就发现了包有小虫子的冰雹。千万别以为是神在作怪，它不过是大自然现象而已。
冰雹在雪天里也有可能出现。 1983 年 3 月 3 日，河南省林县南部
沿淇河一带，就发生过雪天里打雷降雹的现象。暖湿空气在上升时产生了积
雨云，所以发生了雷雨现象，后来北部冷空气加入进来，造成气温急剧下降，
雪与冰雹于是就有了同时产生的机会。 1982 年 2 月 6 日，我国贵阳也
出现过这种现象。冰雹小的如豆子，大的如鸡蛋，从高空中打下来，经过加
速，其落地速度与炮弹的威力差不多，它会破坏庄稼水果，给人畜带来伤亡。
龙卷风是大气中最强烈的一种涡旋现象。它的外形看起来像一个猛烈旋
转的圆形空气柱，上大下小，从浓积云或积雨云中伸向地面或水中，其空气
猛烈地旋转着，颜色有乳白、灰色、黑色等。远远看去，它好似一个巨大的
大象鼻子在空中舞动。龙卷风发生在陆地时，人们叫它陆龙卷；当它在江、
湖、海的上空出现时，人们称之为水龙卷。当水龙卷出现时，只见一条水柱
升向天空，还真像是一条青龙在吸水呢！
龙卷风形成条件比较复杂，一般认为需要强烈的对流上升运动，并只有
大气极不稳定时才有可能产生。龙卷风出现以春末、夏季为多，低纬地区的
岛屿每年都可以见到。我国几乎每年都有龙卷风发生。但水龙卷在华南、东
南沿海比较多见；陆龙卷以华中、华北较多。
龙卷风的风速很大，根据计算，龙卷风的风速可达每秒100 米，甚至200
米、300 米。龙卷风中心气压只有400 百帕左右；最低的只有200 百帕，而
一个标准大气压是1013 百帕；所以龙卷风中心气压极低，再者龙卷风从中心
到边界距离只有几百米，所以四周空气向中心流动极其强烈。
龙卷风以螺旋形上升的空气速度每秒达到上百米后，它就可以轻而易举
的吸取各种东西，并卷到空中，到处演一幕幕恶作剧。如果龙卷吸起鱼塘里
的水，水里的鱼呀，虾啊，螃蟹啊，泥鳅啊，就都被卷到空中了，掉下来之
后，就形成了什么“虾雨”、“螃蟹雨”、“泥鳅雨”、“鱼雨”等。1834
年5 月16 日，印度出现了一场怪雨，一个村庄中满地是鱼。1862 年3 月1
日，法国南部地中海沿岸的土伦地区，天空下起了“青蛙”雨。龙卷风甚至
还吸人。据称，上海一位农妇被龙卷风吸到空中后，又把她摔在离原地三百
米以外的地方，竟然幸免于难。
当然，龙卷风在搞那些令人捉摸不定的把戏时，对人们也造成了很大的
危害。1956 年9 月24 日，一个巨大的龙卷风把上海浦东江边的一个11 万公
斤重、比三层楼还高的大储油罐卷到了高空，再把它摔到120 米以外的地方，
造成油罐里面正在作业的工人伤亡。而更大的灾害则是龙卷风对全国地区的
肆虐。如 1972 年4 月 16 日～24 日，全国17 个省、自治区、直辖市的 300
多个县、市发生了冰雹大风，部分地区出现了龙卷风，它们使200 万亩农田
受害，房屋50 万间倒塌，121 人死亡，1800 人受伤。
不过，说龙卷风、台风对人类如何如何危险云云，并不表明一种观点，
即一般的大风就没有危害。当风力过大过猛时，起码它对人们的间接伤害不
可低估。1968 年4 月22 日，渤海海面出现8～10 级的偏北大风，使山东莱
州湾海水上涨，冲破海堤上百华里，海水倒灌十多华里，造成三百多人失踪。
又如 1982 年3 月1 日，红星312 号客轮在广东三水县河口乡遇到了强雷雨
大风而翻沉，死亡二百多人。还有，令人意想不到的是，当气温很低时，刮
不刮风的结果是绝对不一样的。1965 年7 月，在挪威地区刮来的冷风，竟然
割破了人的皮肤。
（5）冷冻：
冷冻灾害发生时，常常伴有寒潮、霜冻、雨淞、大雪、冻雨等天气变化。
但冷冻害的发生具有相对性，并非表明只有绝对的低温才能带来灾害。造成
冷冻灾害的形式有下面几种：
寒潮，是进入秋季后从北方侵袭而来的强冷空气。一般它会使当地气温
骤降10℃以上，最低气温低于5℃。寒潮发生时，所到之处刮起六级以上的
大风，造成沙暴、雪暴，严重威胁着畜牧业和种植业生产。同时，由于气温
低，严寒和霜冻也会发生，于是农作物受冻，江河湖海结冰，交通受阻；我
国长江中下游地区的早稻、春播也受影响较大。
寒潮入侵我国有西、中、东三条路线，它们都从北冰洋出发，有的从新
疆过来，有的路过蒙古人民共和国，有的扫过我国东北地区，最后都经东南
沿海到达南海和太平洋。
霜，是空气中水汽在0℃以下时，在地面物体表面形成的白色晶体。它
要水汽达到饱和并凝华时才能产生。霜冻只指打霜时温度过低，使土壤或作
物表面降温太快，造成损伤的现象。霜有时候不显现，因为空气中水汽未达
到饱和状态，这叫暗霜或黑霜。
形成霜冻的原因有三个。一是发生大寒潮时，冷空气席卷的地区会剧烈
降温，这叫平流霜冻；第二种是辐射霜冻。在晴朗无风的夜晚，由于地表或
作物强烈地向外辐射散热冷却时，霜冻随之而生；第三种叫平流辐射霜冻，
它要在既有冷空气，又有地表散热作用时才发生。这三种霜冻，第一种持续
时间达三、四天，在南方地区危害很大。
雨淞是冻雨的一种形式。它是一种白色透明或半透明的冰壳，牢牢地粘
附在地面的物体上。有时候看起来，树枝上、电线上似包裹上了一层晶莹的
薄冰，把世界装点得美丽缤纷。
雨淞的形成过程很怪，当高空的空气按垂直分布在冷、暖、冷三层时，
高层的冷空若穿过暖层，冰晶马上会融化，但融化后的水滴在下降时又遭遇
到了冷空气，马上变冷，再继续下落，最后粘附到贴地的各种物体上，形成
冰壳。可别以为好看，那电线上的冰壳破坏作用很大，弄不好就会让电线折
断，到时电信中断可就麻烦大了。
对于雪天，人们似乎总是抱有盼望的态度。那纷纷扬扬的鹅毛大雪是多
么令人心旷神怡、爽心悦目啊！
可是事情过了头，就成了祸害。一旦降下的雪太大时，造成的损失就不
小了。这一点好多人不相信，这里举个例子看看。1984 年1 月17 日～19 日，
长江中下游地区出现特大降雪。许多地区积雪深厚，最严重的可达半米深，
结果电线结冰，通信、输电线路中断。仅江苏省就有六百二十多万伏以上的
输电线路被切断；两万多根电线杆倒伏，南京机场关闭了近一个星期，京沪
铁路停运一天多。
冷冻灾害的最大受害者是农作物，它造成大面积农作物减产，甚至冻死。
为此，人们还把低温的冷冻形象地分为“倒春寒”、“寒露风”。1976 年3
月下旬至4 月上旬，江南广大地区出现了明显的“倒春寒”，湖南、广西、
广东、江西、福建五省因为烂种而损失3.5 亿公斤种子，占播种量的1/3。
（6）酸雨、大雾、阴雨等：
酸雨是一种严重的环境问题。由于地面上的二氧化硫（SO2）和氧化氮
（NO）被大量地排放在空中，经过水汽凝结后，形成带有硫酸（H2SO4）和硝酸（HNO3）的雨，再降落到地面上，严重地威胁着人类。
酸雨导致了湖泊中的鱼类成批地死亡，浮游生物、藻类减少。日本石弘
之指出，欧洲从60 年代起，湖面在一公顷以上的85，000 个湖泊中，有21，
500 个受到酸雨的影响。其中11，000 种鱼类及水生昆虫骤减，2000 种完全
灭绝。酸雨还使一些农作物、树木的根茎受到侵蚀，不少森林死亡，农作物
减产。联邦德国的一份调查表明：由于酸雨的影响，该国森林受害面积曾经
在一年中上升了9.7 个百分点。一些建筑物也未能脱离苦海，像印度的大理
石建筑泰姬陵、雅典城亚克罗波利、我国的乐山大佛，都因为酸雨的影响，
已经面目全非了。
大雾，是贴近地面大气层中的水汽凝结或凝华而形成的微小水滴或冰
晶。雾分平流雾和辐射雾两种。辐射雾，由白天蒸发的水汽在晚上降温时产
生，它一般在晴天出现；而平流雾，是由暖湿空气在推移过程中，遇冷而形
成，它在一天的任何时候都可以形成。
大雾的危害不仅仅限于使交通受阻，如我国华北地区曾出现的一次罕见
大雾，破坏了高压输电线路的瓷瓶绝缘，造成大面积断电事故。而酸雾的出
现，更叫人触目惊心，1952 年12 月5 日，伦敦地区发生了硫酸雾，雾中二
氧化硫浓度积聚越来越高，这种状况一直持续了三天，直到12 月8 日才结束。
这次大雾使近4000 人死亡。

气象为我们减灾
频繁的气象灾害，给世界人民带来了巨大的痛楚；面对洪水、暴雨、台
风、冰雹的横行霸道，肆意破坏，人类并没有坐以待毙。科学家们却急急地
行动起来，一直在寻找着对策。现在对于各种不同类型的气象灾害，人类还
没有完全能够驯服它们的能力。但我们已经和正在用高新科技手段，提高着
预报水平，争取把灾害减少到最低程度。在这之中，对天气现象的监测、预
报，以及各种防范措施，立下了卓越的功勋。
如对付突发性的强对流天气，暴雨、冰雹、龙卷风，气象雷达就可大显
身手。一般六小时一次的气象监测和三小时一次的卫星探测，很难捕捉到这
种突发性强对流天气；而雷达通过连续的跟踪观测，根据回波中心的强度、
云顶高度、面积、移向移速的变化，就可以推断出即将出现的天气内容，对
是否冰雹天气、暴雨天气、阵性降水都分辨得清清楚楚。多普勒雷达还能探
测大气中风与温度的分布情况。近些年来，由于电子数字处理系统的应用，
雷达更是如虎添翼，这使短时天气预报水平大为提高。
1990 年5 月28 日，云南省云溪地区对上午8 时和10 时观测的两次雷达
回波资料进行分析，成功地预报了“华宁县的一次强雷暴雨天气”。当地水
利部门积极采取行动，将一些水利施工的现场进行有效防范，而使数百万元
的财产免遭“毒手”。据说，从短时天气预报中获得的收益数字惊人。美国
农业每年可得7400 万美元，英国可得650 万英镑；在能源上，美国每年收益
3930 万美元，英国可获 40 万英镑；在社会公益与安全上，美国每年竟获3.1
亿美元，英国也有380 万英磅。
气象卫星的监测水平就更高了。三十多年来，由于卫星遥感技术的运用，
对热带气旋、暴雨洪水、寒潮、干旱，甚至森林火灾、病虫害的监测都获得
了相当大的成功。
气象卫星的云图可以清楚地显示台风发展过程的全貌，及其移动的趋
势、路径、速度、强度等。1981 年，卫星云图准确地显示出 8107 号台风将
向西北方面移动，纠正了其他资料预报的西行错误结论。据此，预报员作出
了台风将在福建、浙江南部登陆的正确预报。再如 1986 年的8607 号台风，
由于提前72 小时作出登陆广东的准确预报，使损失减少了十多亿元。气象卫
星对台风的准确监测、也避免了一些机毁人亡的空运事故。如 1981 年8 月 31
日，卫星云图显示出中日航线受台风的影响可能性很大，值班人员立即向有
关部门建议取消次日的航班，确保了旅客的飞行安全。
气象卫星也能监测暴雨。在卫星云图上，一个个密集的白亮云区就是暴
雨。1983 年7 月下旬，汉江上游水位猛涨，气象工作者根据云图反映，多次
作出正确预报，有关领导在暴雨滂沱的7 月31 日做出了撤离陕西安康城居民
的果断决定，大大地减少了人员伤亡。
对寒潮等冻害的监测，卫星也表现得得心应手。气象卫星通过红外云图
资料，能获得寒潮移动的方向和进程。美国就据此为南部佛罗里达州柑桔园
的种植提供了大量有实用价值的信息。据估计，该州光柑桔种植一年就可以
节省4500 万美元。
对干旱的监测，卫星也可以做到。目前，全世界沙漠化问题严重。我国
荒漠化面积已经接近国土的1/5。卫星可以提供沙漠动态的数据，为防沙治
沙作重要参考。
卫星的监测还涉及到一些特殊灾害，如森林火灾、地震预报等。我国在
1987 年5 月6 日～6 月2 日的大兴安岭林区的大火扑灭过程中，卫星监测就
发挥了重要作用。在整个灭火战斗中，国家气象局向森林防火总指挥部提供
了七十余幅反映林火发展情况的云图。1992 年5 月，国家卫星气象中心又观
测到大兴安岭有高温区，实况是确实在扑灭火灾。
卫星的监测，仅从减灾方面来说，也可以把对海水的监测，对植物病虫
害的监测、对旱涝面积的估算包括进去。气象卫星利用冰、水的不同反射率
及温度的不同特性，可以测出海冰的分布和移动情况。我国从80 年代初开
始，就对渤海、黄海北部的海冰分布、漂移速度、外浮位置进行了卫星跟踪，
指出了海冰位置，帮助渤海石油公司的两艘钻井船脱离了险情。
卫星遥感技术发展到监测植物病虫害，的确是件了不起的事。农作物的
群体绿叶面积指数、生物量及叶绿素含量，能反映作物的长势，对病虫害和
冻害也有不同程度的反映。据说，瑞典的科学家们曾经根据卫星图片资料，
提前14 天准确地预报了森林病虫害。在其没有蔓延开来时，就施加了控制。
再如加纳，卫星图片还曾被作为灭蝗的依据。说穿了这其实不难理解：蝗虫
一般在地下排卵，而虫卵又对土壤水分有特定的要求，因而只要根据土壤温
度分布的分析，就可以找出蝗虫的滋生之地。
我国从80 年代中期就开始利用卫星对各种作物病情、长势、病虫害作了
研究。如 1987 年春，气象卫星云图揭示出河南省红蜘蛛、吸浆虫、白粉病
等少数病虫害。1991 年2 月，江苏省气象局根据18 号的气象卫星的遥感资
料，指出受灾最严重的区域是灌南县，这为当地及时自救提供了宝贵的信息。
在估计旱涝面积方面，气象卫星根据的是光谱特征的改变、陆地绿色植
物的反射特性差别，通过接收辐射测值来进行工作的。早在 1986 年，吉林
省东辽河流域发生大暴雨时，四平市气象局根据8 月4 日的气象卫星遥感资
料，计算了受涝区的面积。1988 年河南省遭受罕见的大旱，卫星云图也及时提供了其地理分布情况。
但是减灾是一项十分复杂的社会系统工程。它涉及到灾情所致的方方面
面。减灾，从整个过程来看，它包括监测、预报、信息传输、防御和治理、
抗灾、救灾等等环节；按阶段来分有灾前防、灾中抗和灾后救。气象灾害是
自然灾害中重要的一部分，利用气象技术减灾，如前面所述的监测、预报等，
在这之中担负着首当其冲的重要责任。在我国，各种气象监测站网星罗棋布，
监测和预警系统初具规模，但是我国作为世界自然灾害最严重的国家之一，
任重道远，比起一些发达国家来，由于人力、物力、科学水平等原因，我国
仍存在着一定的差距。
比如说美国国家灾害报警系统就很完善。美国政府在五十多个州设立了
350 个电台，每个广播范围为70 公里，这种报警系统已经覆盖了全国人口的
百分之九十五。为了提高灾害预报水平，每个预报台都能接收覆盖美国及邻
近区域的同步气象卫星云图图片，处理各地气象中心电传的天气资料，再用
电子计算机进行数据预报。
不过，我国近几年来，气象事业的发展与成绩不容忽视。国家每年用于
气象事业的投入与取得减灾增收经济效益比为1：20。同时，因为减灾科技
的发展，灾害所造成的人员伤亡大为减少。如 1991 年特大洪涝死亡 730 人，
比历史上同样灾害造成的死亡人数少3～4 倍。
现在，气象部门积极贯彻“以防为主”的指导思想，做好监测、预报、
信息传递和处理工作，为保护人民的生命财产安全服务。全国各地现有2600
个气象台站业务体系，配有二百多部气象雷达，77 个卫星图接收点，900 个
警报发射台，三千多部甚高频电话，大大地提高了对付灾害的能力。

这书早就读过，楼主还可以看看中国云图、航空气象云图等资料。