在地气系统热量收支平衡过程中

在地气系统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、天气及地表性质等因子有关。 1．气温的日变化 气温主要受地表面增热与冷却作用而发生变化。一日内气温昼高夜低，最低气温出现在日出前，日出后气温逐渐上升，陆地上夏季14～15时、冬季13～14时达到最高值，以后逐渐下降直到日出前为止。 一天中气温的最高值与最低值之差称为气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。气温日较差的大小一般与纬度、季节、海拔高度、下垫面性质和天气状况等有关。在其他条件相同的情况下，气温日较差随纬度的增加而减小。日较差夏季大于冬季。低海拔日较差大，高海拔日较差小。陆地地区日较差大于海洋地区，沙漠地区日较差比潮湿地区的大。晴天的气温日较差比阴天大。

2．气温的年变化 气温的年变化表现在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。通常，北半球中、高纬度陆地的气温以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、下垫面性质和海拔高度等因素有关。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，气温年较差小；高纬度地区气温年较差远大于赤道低纬。气温年较差低海拔处大于高海拔处。陆上气温年较差比海洋大得多。

1．海陆热力差异对气温变化的影响 海陆热力性质差异表现在三方面： （1）辐射性质差异：太阳辐射在陆地只限于一个薄层内，而在海洋里可以达到几十米深。因此，大陆上的温度远比海洋上温度对太阳辐射敏感得多。 （2）热容量差异：海水的热容量是陆地热容量的两倍，海洋升温和降温速度远小于陆地。 （3）海水具有流动性：海水的流动使热量在较大范围和较深的层次内均匀分布。 海陆热力差异对气温变化的影响很大是两种热属性很不相同的下垫面，如果海面和陆面吸收同样的热量，海面温度与陆面温度的变化有很大不同，海面变化缓和，陆面变化剧烈。因此，冬季大陆是冷源，使其上面的空气变冷，而海洋是热源，使其上面的空气变暖；夏季的情况与冬季相反，大陆是热源, 海洋是冷源。

2．气温的水平分布 影响气温水平分布的主要因素有纬度、海陆分布和高度。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。 （1）气温的水平分布是随着纬度增加而逐渐降低。 （2）冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，而夏季相反。 （3）北半球冬季大洋西部从低纬向西北方向伸出一个暖舌直达大洋东部中高纬海域。 （4）在5°～10°N处，夏季移到20°N左右，平均在10°N左右。 （5）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西伯利亚东部和格陵兰地区。

1．温压场对称的系统 温压场对称是指温度中心与气压中心基本重合，即系统中水平面上等温线与等压线是基本平行的。浅薄系统是指气压系统的强度随高度增加而减弱，这种系统有冷高压和暖低压。深厚系统是指气压系统的强度随高度增加不变或增强，这种系统有暖高压和冷低压。

2．温压场不对称的系统 温压场不对称是指气压场中的高、低压中心与温度场中的冷、暖中心不相重合的系统。这种气压系统，中心轴线不是垂直的，而发生偏斜。地面低压中心轴线随高度升高不断向冷区倾斜，高压中心轴线随高度升高不断向暖区倾斜。北半球中高纬度的冷空气多从西北方向移来，使得低压中心轴线常常向西北方向倾斜，而高压的西南侧比较温暖，高压中心轴线多向西南方向倾斜。因此，在中高纬度地区，不对称的低压总是东暖西冷，不对称的高压总是东冷西暖。

在空间的每一点都有一个气压值，如果把所有气压相同的点连接起来，就形成一个等压面。将同一时间各个台站的某一高空等压面的高度填在一张地图上，画出等高线，则称为等压面图。 等压面上凸部分对应一组闭合等高线的高值区，等压面下凹部分对应一组闭合等高线的低值区。换句话说，在同一高度上，气压比四周高的地方，等压面上凸，而且气压愈高的地方等压面上凸的愈厉害；气压比周围低的地方，等压面下凹，而且气压愈低，等压面下凹的愈厉害。因此，等压面的起伏形势和该面附近等高面上气压的分布形势相对应，即等压面上等高线的低（高）值中心在邻近等高面上等压线对应着低（高）压中心，且两线走向一致。 值得注意，等高线的数值不是几何高度，而是位势高度。所谓位势高度，就是把单位质量的物体从海平面上升到某高度时克服重力所作的功来表示的高度，其单位是位势米。以位势米为单位的位势高度和以米为单位的几何高度意义完全不同，前者是能量的一种单位，后者仅为高度单位。但在数值上虽有差别，但差别很小，可忽略不计。

水汽分部，低空大于高空， 底纬大于高纬， 热大于冷 1．垂直分布 绝对湿度随高度的增加而迅速减小。在2 km处不足地面1/2，5 km处减到地面1/10，90%的水汽集中在3 km以下的低层大气。 2．水平分布 绝对湿度的水平分布与气温的水平分布基本一致。它与下垫面性质（如海面、陆地、沙漠、冰面等）关系密切。赤道地区大，随纬度的增高而递减。 3．时间分布 绝对湿度的时间分布与气温的时间分布基本一致。气温高时，绝对湿度大，水汽含量多；气温低时，绝对湿度小，水汽含量少。通常大气中水汽含量夏季最多，春、秋季次之，冬季最少。

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：①增加水汽；②降低温度；③有凝结核或凝华核的存在。 空气的冷却方式主要有三种： （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，空气到达一定高度就会出现饱和状态。 （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时，水汽达到饱产生凝结。 （3）平流冷却：暖湿空气流经冷的下垫面时，冷的下垫面造成空气温度降低，达到饱产生凝结。另外，冷暖空气平流相遇，水平混合后也可以产生凝结。 在上述几种冷却过程中，对出现在近地层的雾而言，辐射冷却、平流冷却起主要作用；对悬挂在空中的云而言，凝结发生在一定高度上，因而绝热冷却起主要作用。

空气水平运动 风 1．重力 单位质量空气受到的重力为g，方向向下，指向地心。显然，重力对大气水平方向的运动不起作用。 2．气压梯度力 由于作用在单位质量空气上的压力在水平方向上分布不均匀，所产生的力称为

水平气压梯度力。大小为：npGn1；方向：垂直等压线从高压指向低压。 （1）水平气压梯度力与空气密度成反比，与气压梯度成正比。 （2）空气密度一定时，气压梯度大，等压线密集，水平气压梯度力大。 （3）气压梯度一定时，空气密度大，水平气压梯度力小。 （4）若气压梯度等于零，两地没有气压差，水平气压梯度力等于零，无风。可见，水平气压梯度力是使空气产生水平运动的直接原因或原动力。 3．地转偏向力 由于地球自转,作用在运动物体上产生使运动物体发生偏转的力，称地转偏向力。在任意纬度上作用于单位质量运动空气上的水平地转偏向力为：An＝2Vωsinφ，式中V为空气运动速度，ω为地转角速度，φ为纬度。 地转偏向力有以下特点： （1）地转偏向力只是在物体相对于地面有运动时才产生，物体静止时，不受地转偏向力的作用。 （2）地转偏向力的方向同物体运动的方向相垂直，在北半球，地转偏向力指向物体运动的右方，使物体向原来运动方向的右方偏转；在南半球，地转偏向力指向物体运动的左方，使物体向原来运动方向的左方偏转。 （3）它只能改变物体运动的方向，不能改变物体运动速率的大小。 （4）地转偏向力的大小与风速和纬度的正弦成正比。在同纬度，风速越大，地转偏向力越大。在风速相同的条件下，地转偏向力随纬度的增高而增大，在赤道上地转偏向力为零。 4．惯性离心力 当空气做曲线运动时，将作用于空气上与向心力大小相等而方向相反的力称为惯性离心力。惯性离心力同运动的方向相垂直，自曲率中心指向外缘。对单位质量

空气而言，惯性离心力表达式为：rVC2，式中表明惯性离心力C的大小与运动物体的线速度V的平方成正比，与曲率半径r成反比。惯性离心力和地转偏向力一样只改变物体运动的方向，不改变运动速度的大小。 5．摩擦力 摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面对空气运动的阻力。它的方向与空气运动方向相反，大小与空气运动的速度和摩擦系数成正比，其表达式为：R＝-μV，式中R为摩擦力，μ是为摩擦系数，V为空气运动速度。在大气中不同高度上摩擦力的大小是不同的，以近地面层（地面至30～50m）最为显著，高度愈高，作用愈弱，到1～1.5 km以上，摩擦力的影响可以忽略不计。 上述四个力都是在水平方向上作用于空气的力，但它们对空气运动的影响不同。一般来说，水平气压梯度力是空气产生运动的原动力，其他力是在空气运动开始后才起作用的，而且所起的作用视具体情况而不同。水平地转偏向力对中高纬度或大尺度的空气运动影响较大，而对低纬地区特别是赤道附近的空气运动影响甚小。惯性离心力只在空气作曲线运动时起作用。摩擦力只在摩擦层中起作用，对自由大气中的空气运动可以忽略不计。地转偏向力、惯性离心力和摩擦力虽然不能驱动大气运动，但却能影响大气运动的方向和速度。

1．地转风的定义及形成 地转风是水平气压梯度力与水平地转偏向力达到平衡时，空气的等速直线水平运动。在平直等压线的气压场中，由于气压梯度力的作用，空气开始沿气压梯度力的方向从高压向低压运动。一旦有运动，必定受地转偏向力的作用，使运动方向向右偏转（北半球）。在气压梯度力的作用下，空气的速率越来越大，地转偏向力也随着空气速率的增大而增大，并且迫使空气向右偏离的程度越来越大，最后水平地转