I. 大气层概述

      大气层，或者叫大气圈，或者叫大气，是星球表面上的空气，因为星球引力影响，在星球表面积蓄而成的一圈气体。地球的大气层保护地球生物在地球上生存。

组成

      主要成份为氮、氧、氩、二氧化碳、水等，组成比率因时地不同，而有所差异，其中以二氧化碳变动率最大。大气不是密度均匀，是以海平面的密度最大，往上密度渐小，大气约50％集中在海拔5.6公里内，约80％集中在海拔13公里以内。

      高度

      大气的高度实际上是很难界定的。由地面到大气上界，单位截面大气柱的总质量在标准情况下为1013.3克/平方厘米，在其中50%的大气质量集中在地面以上、5.5千米以下的大气层内。

      大气的密度到越到高空越小。到700~800千米高空，气体分子间的距离可达几百米远，远远超过近代实验室中所能获得的真空。实际上，大气在任何高度都不可能密度为零，即使在星际空间内，也有星际物质存在。所以很难用一个明确的界面把大气层和星际空间分开。用物理分析的方法可以粗略的确定一个大气的垂直范围。根据大气中极光出现的最高高度，可以把大气上界定为1200千米高度；根据接近于星际空间的气体密度的高度，可以把大气上界定为2000~3000千米高度。

      作用

      如果没有大气层，地球的气压会跌到零，几乎地球上所有生物都会死，太空陨石、卫星碎片、尘、冰等就会撞落地面，地球的表面会同月球差不多。 

      大气层有一层臭氧层，隔离太阳得大部份紫外光，如果这一层弱了，就会令人皮肤烧伤，而导致皮肤癌等疾病。

II. 大气层的结构

      大气是指包围在地球表面并随地球旋转的空气层。它不仅是维持生物因中生命所必需的，而且参与地球表面的各种过程，如水循环、化学和物理风化、陆地上和海洋中的光合作用及腐败作用等，各种波动、流动和海洋化学也都与大气活动有关。地表大气平均压力为1个大气压，相当于每平方厘米地球表面包围1034g空气。地球总表面积为510100934平方公里，所以大气总质量约为5.2×1015吨，相当于地球质量的10-6倍。大气随高度的增加而逐渐稀薄，50%的质量集中在30km以下的范围内。高度100km以上，空气的质量仅是整个大气圈质量的百万分之一。按气温垂直分布对大气分层（热分层），可以分为以下几层：

      对流层 

      对流层是大气的最低层，其厚度随纬度和季节而变化。在赤道附近为16-18km；在中纬度地区为l0-12km，两极附近为8-9km。夏季较厚，冬季较薄。 这一层的显著特点：—是气温随高度升高而递减，大约每上升100 m，温度降低0．6℃。贴近地面的空气受地面发射出来的热量的影响而膨胀上升，上面冷空气下降，故在垂直方向上形成强烈的对流，对流层也正是因此而得名；二是密度大，大气总质量的3／4以上集中在此层。在对流层中，因受地表的影响不同，又可分为两层。在l-2km以下，受地表的机械、热力作用强烈，通称摩擦层，或边界层，亦称低层大气，排人大气的污染物绝大部分活动在此层。在1-2公里以上，受地表影响变小，称为自由大气层，主要天气过程如雨、雪、雹的形成均出现在此层。对流层和人类的关系最密切。

      平流层

      穿越大气层从对流层顶到约50km的大气层为平流层。在平流层下层，即30—35knl以下，温度随高度降低变化较小，气温趋于稳定，所以又称同温层。在30—35km以上，温度随高度升高而升高。平流层的特点：一是空气没有对流运动，平流运动占显著优势；二是空气比下层稀薄得多，水汽、尘埃的含量甚微，很少出现天气现象；三是在高约15—35km范围内，有厚约20km的—层臭氧层，因臭氧具有吸收太阳光短波紫外线的能力，故使平流层的温度升高。

      中间层

      从平流层顶到80km高度称为中间层。这一层空气更为稀薄，温度随高度增加而降低。

      热层 

      从80km到约500km称为热层。这一层温度随高度增加而迅速增加，层内温度很高，昼夜变化很大，热层下部尚有少量的水分存在，因此偶尔会出现银白并微带青色的夜光云。

      逃逸层  

      热层以上的大气层称为逃逸层。这层空气在太阳紫外线和宇宙射线的作用下，大部分分子发生电离；使质子的含量大大超过中性氢原子的含量。逃逸层空气极为稀薄，其密度几乎与太空密度相同，故又常称为外大气层。由于空气受地心引力极小，气体及微粒可以从这层飞出地球致力场进入太空。逃逸层是地球大气的最外层，该层的上界在哪里还没有一致的看法。实际上地球大气与星际空间并没有截然的界限。逃逸层的温度随高度增加而略有增加。

III 气压

     1. 气压的基本知识

      什么是气压

      空气是有重量的。任何物件表面（每单位面积计）所承受来自其上面空气的重量，便叫做大气压力。如果我们往高处去，由于空气柱的缩短，气压也会随着减低。

      如何量度气压

      量度气压，水银气压表和空盒气压表是常用的仪器。

      下图显示水银气压表的运作原理。水银柱AB之间的高度会随气压而改变。气压愈大，水银柱的高度亦会愈高。因此量度AB的高度，我们便能计算出水银柱底的气压值。

利用水银柱的高度来量度气压

      空盒气压表有一个用金属薄片造成的扁圆形空盒，盒内部分空气抽空。在气压转变时，空盒会随着变大变小，带动指针移动，不断把气压变化的曲线绘画在滚动圆筒的记录纸上。

空盒气压表

       由于数字气压表方便携带及准确度很高，因此现在已被广泛使用。它利用电容感应器来测量气压的变化。

数字气压表

       为什么低压区的天气通常比较坏而高压区的天气通常比较好

       在低压区内，空气从邻近较高气压的地区涌入，低压区上的空气因此被逼往上升。空气的抬升会使水分凝结而形成云和雨。所以低压区的天气通常比较坏。

相反，在高压区内空气往外扩散，逼使上面的空气下沉。下沉过程会使空气温度上升，有利于水分的蒸发。所以高压区的天气通常比较乾燥和良好的。

空气在高压区下降，在低压区上升

       气压的单位是什么？

       气压的国际单位是“帕斯卡”（Pascal），气象部门一般采用“百帕斯卡”（hecto-Pascal）作为气压单位。一“百帕斯卡”相等于一“毫巴”（millibar）。“巴”是旧的气压单位，现今已不再使用。

       如何比较不同高度气象站的气压？

       要比较不同地方的气压读数，最方便的方法是把它们换算至同一高度，例如海平面。换算时需要考虑几个会影响空气重量的因数，如气温及地球重力。我们会在下期加以讨论。

      2.  低气压与高气压

       在气象报告中，经常可以听到低气压及高气压这两个名词。所谓低气压是指一地之气压低于其四周者称之，反之则称为高气压。换言之气压之高低是相对的，犹如群山间之山峰与山谷。

       气象人员每日将来自世界各地气象站，同一时间所观测得之气压值，填在标有测站位置的地图上，然后把气压数值相同之测站以铅笔线连接起来即成等压线，由等压线所构成的图称为天气图。从天气图上等压线配置形势，即可对地球表面上高低气压的位置及分布情形一目了然。

       一般所指之低气压均发生在中纬度温带地区，它是由两种性质不同之冷暖气团相会后，在气团之交界面（即锋面）上产生波动而形成。低气压之发展过程，可分为初生期、成熟期、衰老期及消灭期等四个阶段（图1），其平均生命史约为一星期左右。

图1 低气压发展过程

       在北半球因地球自转及地表摩擦力关系，环绕低气压之气流呈逆时针方向，而偏向低压中心流动（图2），因为气流不断地从低压区四周向中心区集中，致使低气压中心附近的空气被迫上升，此时其所含的水气会遇冷凝结而成云致雨，故通常在低气压区内之天气都不佳。而高气压环流都呈顺时针方向，空气由中心向外流（图2），造成中心区附近上空之空气下沉。

       图2 就北半球而言，在高气压范围内的风顺时针方向绕出，低气压范围内，风逆时针方向绕入，因此，背风而立时，高气压在右，低气压在左。

     3.  七个气压带的形成

      我们已知地球上不同纬度地区所得到的太阳辐射是不同的。因而气温的高低也随纬度而变化，同时气压也跟着变化。

      辐射越强，气温越高；辐射越弱，气温越低。

      纬度越低，气温越高；纬度越高，气温越低。

      气温越低，气压越高；气温越高，气压越低。

      大气总是由气压高的地方，吹向气压低的地方，从而在地球上形成不同的气压带和风带。

      (1)赤道低气压带：在赤道及其两侧，是太阳高度角最大的地带，这里受太阳光热最多，地面增温也高，接近地面的空气受热膨胀上升，空气减少，气压降低。这样在南北纬5°之间的地区，就形成了一个低气压带一赤道低气压带。

      (2)副热带高气压带：由赤道低气压带上升的气流，由于气温随高度而降低，空气渐重，在距地面4-8公里处大量聚集，转向南北方向扩散运动，同时还受重力影响，故气流边前进，边下沉，各在南北纬30°附近沉到近地面，使低空空气增多，气压升高，形成了南北两个副热带高气压带，它是因为空气聚积，由动力原因形成的，属暖性高压。

      (3)极地高气压带：在地球南北两极及其附近是纬度最高的地区，这里的太阳高度角最小，接受的太阳光热也最少，终年低温，空气冷重下沉，地面空气多，气压较高，形成南北两个极地高气压带，它是由热力原因形成的冷高压。

      为了区别以上两个高压，需要指出在一般条件下，气温高的地方，因近地面大气受热膨胀，到高空堆积起来，使高空空气密度增大，那里的气压比同一水平面上周围的气压都高，形成高气压，于是空气便从高气压向周围气压低的地方扩散，这样气温高的地方，空气质量就减少了，地面上随承受的压力就减低，形成低气压；气温低的地方空气收缩下沉，高空空气密度减小，形成低气压，这是周围的空气就会来补充，使气温低的地方空气柱的大气质量增多，地面气压因而增高，成为高气压。所以近地面空气受热，气压下降，空气冷却，气压升高。高空气压的高低与地面气压经常是相反的。因为气温高的地方，空气上升后在高空堆积，密度增大，形成高压；气温低的地方，空气下降后，在高空密度减小形成低压。这是由于热力原因形成空气中的高压和低压。

      (4)副极地低气压带：这个气压带在南北纬60°附近，由于这个地带处于副热带高气压带和极地高气压带之间，是一个相对的低压带。

      这样，在假设不自转的地球上，就形成了上述的七个气压带。

      地球是在一刻也不停地自转和公转着。因此，在上述七个气压带的形成过程中就伴随着空气的运动。而空气运动的方向总是从高压指向低压。因为大气是紧紧围绕着地球表面，大气在从高压区流向低压区的运动过程中，同时也随着地球一同自西向东转动着。这样大气还要受到一个由于地球自转而产生的力的影响，这个力就是地球自转偏向力，它在北半球总是使运动着的大气向右偏斜，在南半球总是向左偏斜。这样，风的运动方向就不是正直的由高压指向低压，而是在北半球发生了右偏，北风变成了东北风；南半球发生了左偏，南风变成了东南风。

IV 气团

　　人们都有这样的体会:南风劲吹,气温会逐渐升高;一旦北风骤起,气温又会明显降低下来。其实,这就是不同属性的气团控制的结果。气象上定义,在水平方向上气温、湿度等物理属性比较均匀的空气团,称为气团。气团的水平范围一般可达数千公里。 

　　气团属性的形成。是由于它较长时间地停留在大范围性质相对均一的地球表面的结果。当空气团长时间停留在冰天雪地的极地寒冷地区,就会形成干而冷的气团;当气团长期地停留在水汽充沛的热带海洋上,就会形成暖而湿的气团。 

　　气团的属性不是一成不变的。当它离开其源地移到另一性质不同的地区时,在新的下垫面作用下,其属性会随之发生相应的变化。例如,源之西伯利亚的干冷气团在南移的过程中,经过蒙古高原、中国北方和南方这些越来越暖而湿的下垫面,气团也会逐渐变暖变湿,在特定的条件下,甚至会变成暖而湿的气团。 

　　依据气团移动时与所经下垫面之间的温度对比来划分,气团可分为冷气团和暖气团两类。如果气团是向比它暖的地区移动便称为冷气团。反之,如果气团是向比它冷的地区移动,便被称为暖气团。冷气团移来时,气温将下降,常可出现阵雨、雷雨等对流性天气。暖气团侵入时,气温将升高,常可出现雾、毛毛雨等稳定性天气。

　　1. 气团形成的条件

　　气团形成需要具备两个条件： 

　　一是要有大范围性质比较均匀的下垫面，如辽阔的海洋、无垠的大沙漠、冰雪复盖的大陆和极区等等都可成为气团形成的源地。下垫面向空气提供相同的热量和水汽，使其物理性质较均匀，因而下垫面的性质决定着气团属性。在冰雪覆盖的地区往往形成冷而干的气团；在水汽充沛的热带海洋上常常形成暖而湿的气团。 

　　二是还必须有使大范围空气能较长时间停留在均匀的下垫面上的环流条件，以使空气能有充分时间和下垫面交换热量和水汽，取得和下垫面相近的物理特性。例如，亚洲北部西伯利亚和蒙古等地区，冬季经常为移动缓慢的高压所盘据，那里的空气从高压中心向四周流散，使空气性质渐趋一致，形成干、冷的气团，成为我国冷空气的源地；又如我国东南部的广大海洋上，比较稳定的太平洋副热带高压，是形成暖湿热带海洋气团的源地；较长时间静稳无风的地区，如赤道无风带或热低压区域，风力微弱，大块空气也能长期停留，形成高温高湿的赤道气团。 

　　在上述条件下，通过一系列的物理过程(主要有辐射、乱流和对流、蒸发和凝结，以及大范围的垂直运动等)，才能将下垫面的热量和水分输送给空气，使空气获得与下垫面性质相适应的比较均匀的物理性质，形成气团。这些过程有的是发生于大气与下垫面之间的，有的是发生于大气内部。 

　　2. 气团原地

　　由于不同的气团具有不同的温度、湿度和压力等物理特性，在它们控制下的地区，就分别具有不同的天气特点。例如，当冷气团向南移行至另一地区时，不仅会使这个地区变冷，且由于气团底部增暖，使该地区上空气层的稳定度减小，产生不稳定性的天气；当暖气团向北移行至另一地区时，不仅会使这个地区变暖，且由于气团底部变冷，会使该地上空气层的稳定度增大，产生稳定性天气(如平流雾、低云和毛毛雨)。但冷、暖气团的天气特征在不同季节、不同地区有相当大的差别。例如，夏季暖空气，如遇外力抬升，可出现阵雨、雷暴等不稳定天气；冬季的冷气团，如果气层稳定，逆温深厚，也可以产生稳定性天气。 

　　我国大部分处于中纬度地区，冷、暖气流交绥频繁，缺少气团形成的环流条件；同时，地表性质复杂，没有大范围均匀的下垫面可作气团源地，因而，活动在我国境内的气团，大多是从其它地区移来的变性气团，其中最主要的是极地大陆气团和热带海洋气团。 

　　冬半年通常受极地大陆气团影响，它的源地在西伯利亚和蒙古，我们称之为西伯利亚气团。这种气团的地面流场特征为很强的冷性反气旋，中低空有下沉逆温，它所控制的地区，天气干冷。当它与热带海洋气团相遇时，在交界处则能构成阴沉多雨的天气，冬季华南常见到这种天气。热带海洋气团可影响到华南、华东和云南等地，其它地区除高空外，它一般影响不到地面。北极气团也可南下侵袭我国，造成气温急剧下降的强寒潮天气。 

　　夏半年，西伯利亚气团在我国长城以北和西北地区活动频繁，它与南方热带海洋气团交绥，是构成我国盛夏南北方区域性降水的主要原因。热带大陆气团常影响我国西部地区，被它持久控制的地区，就会出现严重干旱和酷暑。来自印度洋的赤道气团，可造成长江流域以南地区大量降水。 

　　春季，西伯利亚气团和热带海洋气团两者势力相当，互有进退，因此是锋系及气旋活动最盛的时期。 

　　秋季，变性的西伯利亚气团占主要地位，热带海洋气团退居东南海上，我国东部地区在单一的气团控制下，出现全年最宜人的秋高气爽的天气。

　　3. 气团变性

　　气团在源地形成后，要离开它的源地移到新的地区，随着下垫面性质以及大范围空气的垂直运动等情况的改变，它的性质也将发生相应的改变。例如，气团向南移动到较暖的地区时，会逐渐变暖；而向北移动到较冷的地区时，会逐渐变冷。气团在移动过程中性质的变化，称为气团的变性。

　　不同气团，其变性的快慢是不同的，即使是同一气团，其变性的快慢还和它所经下垫面性质与气团性质差异的大小有关。一般说来，冷气团移到暖的地区变性较快，在这种情况下，冷气团低层变暖，趋于不稳定，乱流对流容易发展，能很快地将低层的热量传到上层；相反，暖气团移到冷的地区则变冷较慢，因为低层变冷趋于稳定，乱流和对流不易发展，其冷却过程主要靠辐射作用进行。从大陆移入海洋的气团容易取得蒸发的水汽而变湿，而从海洋移到大陆的气团，则要通过凝结及降水过程才能变干，所以气团的变干过程比较缓慢。冬季影响我国的冷空气，都已不是原来的西伯利亚大陆气团，而是变性了的大陆气团。

　　气团在下垫面性质比较均匀的地区形成，又因离开源地而变性。气团总是在或快或慢地运动着，它的性质也总是在或多或少地变化着，气团的变性是绝对的，而气团的形成只是在一定条件下获得了相对稳定的性质而已。由于我国大部分地区处于中纬度，冷暖空气交绥频繁，缺少气团形成的环流条件，同时地表性质复杂，很少有大范围均匀的下垫面作为气团的源地，因而活动在我国境内的气团，严格说来都是从其它地区移来的变性气团。

　　4. 气团类型

　　常见的气团有以下几类。

　　（1）北(南)极气团

　　形成在终年冰雪覆盖的北(南)极地区及其附近的洋面上，其特点是：极其寒冷，水汽少，气层稳定，天气晴明。在北极地区的称为北极气团;在南极地区的称为南极气团。

　　（2）极地大陆气团

　　形成于中纬度大陆上，如西伯利亚、加拿大、阿拉斯加一带。特点为：寒冷、干燥、天气晴朗。它又称中纬度大陆气闭。

　　（3）极地海洋气团

　　形成于中纬度洋面上，但多数是由大陆移到海洋上变性而成。冬季，极地海洋气团比极地大陆气团温度高、湿度大，可能出现云和降水。夏季，两者差别不大。

　　（4）热带大陆气团

　　夏季，形成于欧亚大陆副热带的大部分地区、非洲北部和北美西南部;冬季，仅见于非洲北部。其特点是热而干燥，气层不稳定，天气晴朗少云。

　　（5）热带海洋气固

　　形成于副热带洋面上，特点是低层暖湿、不稳定，中层常有一逆温层，气温稳定，逆温层以上比较干燥。天气较好，有些积云。

　　气团还可分为冷气团和暖气团。当气团向比它暖的地区移动时，称为冷气团，它使所经地面变冷，而气团本身则逐渐变暖;当气团向比它冷的地区移动时，则称为暧气团，它使所经地面变暖， 而气团本身则逐渐变冷。北半球自北向南移的气团，多为冷气团; 自南向北移的气团，多为暖气团。两个气团相遇，温度较高的是暖气团，温度较低的是冷气团。

　　我国大陆地表性质比较复杂，又缺少合适的环流条件，一般难以成为气团的源地。因此，活动于我国境内的气团多为外来的变性气团。冬季，主要是来自西伯利亚和蒙古的极地大陆气闭;夏季，主要是来自热带太平洋的热带海洋气团;春秋季节，极地大陆气团和热带海洋气团，分居南北，互有进退。