地球被厚厚的大氣層所包圍，它為人類提供了免受紫外線和隕石侵襲的保護(hù)、適宜生存的氣候環(huán)境和豐富的氣候資源。大氣是多種氣體的混合物，并含有一些懸浮的固體和液體雜質(zhì)。大氣及其過(guò)程的存在，使地球上的天氣和氣候變得豐富多彩。

1.大氣的熱力過(guò)程

地球表面大氣之間進(jìn)行著多種形式的運(yùn)動(dòng)過(guò)程，推動(dòng)與維持這些過(guò)程的能源主要是太陽(yáng)能。太陽(yáng)不斷地以電磁波的形式向周圍空間放射的能量稱為太陽(yáng)輻射。太陽(yáng)輻射的總量非常巨大，每秒鐘輻射出的能量約為4×10²⁶J，其中僅有22億分之一到達(dá)地球?？雌饋?lái)這個(gè)數(shù)值好像很小，但實(shí)際上它是自然地理環(huán)境各種能量的最主要來(lái)源。

由于到達(dá)大氣上界的太陽(yáng)輻射主要是由地球的天文因素所決定的，故稱之為天文輻射。天文輻射量隨緯度和季節(jié)而變化，分布的規(guī)律是：年總量以赤道為最多，隨緯度增高而減少，最小值出現(xiàn)在極點(diǎn)，僅為赤道的41％；夏半年天文輻射量最大值出現(xiàn)在20°N～30°N，由此向極地減少，且水平梯度較大。根據(jù)天文輻射的分布，可把地球上的氣候分為7個(gè)氣候帶，即赤道帶、熱帶、副熱帶、溫帶、副寒帶、寒帶和極地。

太陽(yáng)輻射在通過(guò)大氣到達(dá)地面的過(guò)程中，受到大氣的反射、散射和吸收而減弱，使投射到大氣上界的太陽(yáng)輻射不能完全到達(dá)地面。太陽(yáng)輻射經(jīng)大氣減弱后，到達(dá)地面的輻射稱為太陽(yáng)總輻射。地面和大氣輻射的波長(zhǎng)比太陽(yáng)輻射的波長(zhǎng)要長(zhǎng)得多，因此常把太陽(yáng)輻射稱為短波輻射，而把地面和大氣的輻射稱為長(zhǎng)波輻射。大氣對(duì)短波輻射的吸收較少，使短波輻射易于到達(dá)地面；而對(duì)長(zhǎng)波輻射吸收很多，使地面長(zhǎng)波輻射不易散失到宇宙空間，從而對(duì)地面起著保溫作用。這種因大氣存在而影響地面熱量散失的作用稱為大氣保溫效應(yīng)，又稱溫室效應(yīng)。

物體之間時(shí)刻不停地以輻射的方式交換著熱量。在某一時(shí)段內(nèi)物體的輻射收支差值稱為輻射平衡，又稱輻射差額或凈輻射。如果把地面和大氣視為一個(gè)系統(tǒng)，此系統(tǒng)的輻射收支差值稱為地-氣系統(tǒng)輻射平衡。地－氣系統(tǒng)輻射平衡是隨緯度的增高而由正值逐漸轉(zhuǎn)為負(fù)值的。在緯度35°處，輻射的收入與支出相等，輻射平衡為零；從35°到赤道，輻射收入大于支出，輻射平衡為正；從35°到極地，輻射支出大于收入，輻射平衡為負(fù)。這表明低緯度地區(qū)熱量盈余，高緯度地區(qū)熱量虧損。如果高低緯之間沒(méi)有熱量交換，則低緯度地區(qū)的溫度將因有熱量盈余而不斷升高；相反，高緯度地區(qū)的溫度將因有熱量虧缺而不斷降低。但事實(shí)上高、低緯地區(qū)多年平均溫度是穩(wěn)定的，因而必定有熱量自低緯地區(qū)向高緯地區(qū)輸送。這種熱量輸送主要依靠大氣環(huán)流和海洋環(huán)流來(lái)完成。

2.大氣的動(dòng)力過(guò)程

大氣存在著運(yùn)動(dòng)，從方向上看，包括水平運(yùn)動(dòng)和垂直運(yùn)動(dòng)兩種形式。引起大氣運(yùn)動(dòng)的力產(chǎn)生于不同地區(qū)氣壓的差異。大氣是有重量的，它施壓于地面就是氣壓。隨著海拔高度的上升，大氣柱的重量減少，所以氣壓隨高度升高而降低。在地面受熱較強(qiáng)的暖區(qū)，地面氣壓常比周圍低，而高空氣壓往往比同一海拔高度的鄰區(qū)高；在地面熱量損失較多的冷區(qū)，地面氣壓常比周圍高，而高空氣壓往往比周圍低。氣壓的空間分布稱為氣壓場(chǎng)。氣壓場(chǎng)主要有以下五種基本形式：低氣壓（簡(jiǎn)稱低壓）、高氣壓（簡(jiǎn)稱高壓）、低壓槽（簡(jiǎn)稱槽）、高壓脊（簡(jiǎn)稱脊）和鞍形氣壓區(qū)（簡(jiǎn)稱鞍）。

空氣的水平運(yùn)動(dòng)（氣流）就是風(fēng)?？諝庠诙喾N力的作用下，大規(guī)模地沿較為穩(wěn)定的路徑運(yùn)動(dòng)，就形成了大氣環(huán)流。大氣環(huán)流是大氣中熱量和水分輸送、交換的重要方式，對(duì)天氣和氣候具有重大影響。大氣運(yùn)動(dòng)的能量主要來(lái)自太陽(yáng)輻射，地－氣系統(tǒng)輻射差額的分布是不均勻的，南北緯35°之間為正輻射差額區(qū)，其他地區(qū)為負(fù)輻射差額區(qū)，這就使自赤道向兩極形成輻射梯度及相應(yīng)的溫度梯度。赤道地區(qū)的大氣因凈得輻射而增溫，空氣膨脹上升，地面形成低壓（赤道低壓），高空形成高壓。極地地區(qū)因凈失輻射而降溫，空氣收縮下沉，地面形成高壓（極地高壓），高空形成低壓。如果地球不自轉(zhuǎn)，地表性質(zhì)均勻，那么在氣壓梯度力的作用下，高層空氣由赤道和極地之間形成一個(gè)南北向的閉合環(huán)流。這個(gè)環(huán)流受到地球自轉(zhuǎn)的作用，在地表均勻的情況下，在地球大氣圈的經(jīng)向剖面上，南北半球各形成三個(gè)環(huán)流圈，即熱帶環(huán)流、中緯度環(huán)流和極地環(huán)流，并在大氣圈下層形成四個(gè)氣壓帶（赤道低壓帶、副熱帶高壓帶、副極地低壓帶和極地高壓帶）和三個(gè)風(fēng)帶（低緯信風(fēng)帶、中緯西風(fēng)帶和高緯東風(fēng)帶）（見(jiàn)圖6）。“三風(fēng)四帶”是自轉(zhuǎn)行星（有空氣的行星）上的普遍現(xiàn)象，因此被稱為行星風(fēng)系（帶）。

圖6 北半球大氣環(huán)流圖式

地球表面并非均勻，而是有著海陸分布和地形的差異，它們對(duì)大氣環(huán)流有著巨大的影響，從而改變了大氣環(huán)流，形成了實(shí)際的全球近地面層氣流的分布形勢(shì)。在北半球，由于中高緯陸地面積較大，大陸與海洋相間分布，因而除赤道低壓帶依稀可辨外，其他氣壓帶都分裂成一個(gè)個(gè)范圍很大的高低壓。北半球主要高低壓中心有北太平洋高壓（又稱夏威夷高壓）、北大西洋高壓（又稱亞速爾高壓）、格陵蘭高壓、冰島低壓、阿留申低壓、亞洲高壓（又稱西伯利亞高壓，1月）、北美高壓（1月）、亞洲低壓（又稱印度低壓，7月）、北美低壓（7月）。這些高低壓中心稱為大氣活動(dòng)中心。前5個(gè)常年存在（阿留申低壓在七八月份表現(xiàn)不明顯）的、范圍和強(qiáng)度有變化的大氣活動(dòng)中心稱為常年活動(dòng)中心，后4個(gè)只在某些季節(jié)存在的大氣活動(dòng)中心稱為季節(jié)性活動(dòng)中心；它們的存在和消失，能促使南北方向和海陸之間的大氣熱量、水分交換，對(duì)廣大地區(qū)的天氣和氣候發(fā)生重大影響。

在廣大地區(qū)內(nèi)，其盛行風(fēng)向有規(guī)律地隨季節(jié)而變化、帶來(lái)不同的天氣氣候現(xiàn)象并以一年為周期的氣流稱為季風(fēng)。地面季風(fēng)與高空反季風(fēng)的有機(jī)結(jié)合形成季風(fēng)環(huán)流，它是大氣環(huán)流的重要組成部分。季風(fēng)是在多種因素綜合作用下形成的，但主要是由海陸的熱力差異和行星風(fēng)帶的位移所引起。由海陸熱力差異引起的季風(fēng)稱為熱力季風(fēng)，在北半球氣流冬季呈順時(shí)針?lè)较蛄飨蚝Ｑ螅募鞠喾?。在兩個(gè)行星風(fēng)帶相接的地區(qū)，由于行星風(fēng)帶的位移引起不同性質(zhì)氣流的季節(jié)性改變現(xiàn)象稱為行星季風(fēng)。在北半球的夏季，南半球的東南信風(fēng)超過(guò)赤道到達(dá)北半球，受地球自轉(zhuǎn)的影響成了西南風(fēng)；冬季北半球低緯地區(qū)盛行東北風(fēng)。這兩種風(fēng)不僅風(fēng)向不同，而且性質(zhì)迥異，具有季風(fēng)特征。季風(fēng)分布很廣，亞洲的東部和南部、東非的索馬里、西非的幾內(nèi)亞附近、澳大利亞北部等地都是著名的季風(fēng)區(qū)，其中以東亞季風(fēng)和南亞季風(fēng)最為強(qiáng)盛。

3.大氣的水分過(guò)程

在一定條件下，大氣的動(dòng)力過(guò)程可使大氣中的水分發(fā)生相變，大氣水汽的凝結(jié)過(guò)程可產(chǎn)生各種形式的降水，大氣水汽含量或相對(duì)濕度的下降可引起地面水分蒸發(fā)?？梢?jiàn)，大氣和地面的水分蒸發(fā)與凝結(jié)過(guò)程是天氣變化的重要內(nèi)容，同時(shí)也給自然地理環(huán)境帶來(lái)重大影響。

液態(tài)水轉(zhuǎn)化為水汽的過(guò)程稱為蒸發(fā)。蒸發(fā)的水量常用蒸發(fā)的水層厚度表示。發(fā)生蒸發(fā)時(shí)，液面溫度將降低，這部分熱量稱為蒸發(fā)潛熱。影響蒸發(fā)的主要因素是水源、蒸發(fā)面溫度、空氣濕度和風(fēng)速等，其中以溫度最為重要。由于溫度有年、日變化，因而蒸發(fā)速度也有年、日變化。一天內(nèi)午后蒸發(fā)量最大，日出前蒸發(fā)量最小。一年中夏季蒸發(fā)量大，冬季小。蒸發(fā)量的地區(qū)分布規(guī)律是：海洋多于大陸；沿海多于內(nèi)陸；低緯地區(qū)，在無(wú)水源的副熱帶與內(nèi)陸沙漠區(qū)，蒸發(fā)量幾乎為零。水分由氣態(tài)變?yōu)橐簯B(tài)的過(guò)程稱為凝結(jié)。凝結(jié)時(shí)釋放出來(lái)的熱量稱為凝結(jié)潛熱，在數(shù)值上等于同溫度下的蒸發(fā)潛熱。大氣中水汽凝結(jié)的條件有兩個(gè)：一是大氣中要有凝結(jié)存在；二是大氣中的水汽要達(dá)到或超過(guò)飽和狀態(tài)。地面或地表面物體上的凝結(jié)物有露、霜、霧淞和雨淞等，大氣中的凝結(jié)物有霧和云。

降水是指從云中降落到地面的液態(tài)水或固態(tài)水。云滴很小，無(wú)法克服上升氣流的阻力或蒸發(fā)到達(dá)地面，只有云滴增大到一定程度時(shí)才能形成降水。地球上的降水有著時(shí)間和地區(qū)上的差異。降水的時(shí)間變化主要表現(xiàn)為降水的年內(nèi)變化。降水的年內(nèi)變化因緯度、海陸位置、大氣環(huán)流等因素而不同，大致可分為以下幾種類型：

①赤道型：一年中降水有兩個(gè)高值和兩個(gè)低值，前者出現(xiàn)于春分、秋分后（4月、11月），后者出現(xiàn)于冬至、夏至后（1月、7月）。這種降水年變型分布在南北緯10°以內(nèi)的地區(qū)。

②海洋型：一年中降水分配比較均勻。此種降水年變型主要分布在中緯度受海洋影響強(qiáng)烈的地區(qū)。

③夏雨型：夏季降水豐沛，冬季降水稀少。此種降水年變型主要分布在季風(fēng)氣候區(qū)和中緯度大陸上。

④冬雨型：冬季有大量降水，夏季降水較少。此種降水年變型主要分布于副熱帶大陸西岸地區(qū)。降水量的地區(qū)分布受大氣環(huán)流、海陸分布、地形等多種因素的制約。世界年降水量分布有兩個(gè)高值帶：一個(gè)在赤道附近，另一個(gè)在南北緯40°～60°間的中緯度地帶。在這兩個(gè)高值帶之間的副熱帶高壓帶，盛行下沉氣流，即使海洋上降水也很稀少。另一個(gè)少雨帶在高緯地區(qū)，這里溫度低，水汽少，降水不多。由于海陸分布和地形的影響，迎風(fēng)海岸的降水量明顯多于內(nèi)陸。在盛行海洋氣流的山地迎風(fēng)坡上，因受地形的影響，降水量顯著增大。例如，印度的乞拉朋齊位于喜馬拉雅山的南坡，其年平均降水量高達(dá)12665mm，是世界上少有的多雨區(qū)。