气象学与气候学复习.doc

1、 气候气象学 第一章气候系统概念： 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。气候系统的五大子系统：大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈臭氧的形成与分布 臭氧层是指大气层的平流层中臭氧浓度相对较高的部分，其主要作用是吸收短波紫外线。主要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。有机物的氧化和雷雨闪电的作用也能形成臭氧。分布：大气中的臭氧随高度、纬度等不同而变化，近地面含量极少。它是在太阳紫外线辐射或闪电作用下，氧分子分解为氧原子后再和另外的氧分子结合而成的气体。据观测，臭

2、氧含量随高度的分布很不规则，近地面含量很少，从10km高度开始含量逐渐增加，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，含量又逐渐减少，到55km高度就极少了。造成这一现象的原因是由于在大气的上层中，太阳短波强度很大，使氧分子解离增多。因此，氧原子与氧分子相遇机会很少；即使臭氧在此处形成由于它吸收一定波长的紫外线，又引起自身分解，因此，在大气上层臭氧的含量不多。到20-30km处，既有足够的氧分子，又有足够的氧原子，这给臭氧的形成提供了条件，故称这一层为臭氧层。在低于这一层的空气中，太阳短波紫外线大大减少，臭氧分解也减弱，所以氧原子数量减少，以致臭氧形成减少。

3、作用：臭氧能大量地吸收太阳紫外线，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影响起着重要作用。同时，还对地面上的生物起着保护作用，使之免遭紫外线的伤害，少量紫外线可以起到杀菌治病的作用。对流层（地面对流层顶）对流层是大气的最下层，它的下界为地面，集中3/4大气，90%水汽，日常所见的大气现象均发生在此层，也是对人类生活、产生最有影响的层次。对流层有三个特点：气温随着高度而降低：由于本层的直接热源是地面，愈近地面大气获得热能愈多，温度愈加高，其气温直减率主-0.65/100m。对流运动显著：对流的强度主要随纬度和季节的变化而不同由于下垫面起伏较大，海陆分布不同，大气受热不均

4、，暖的地上升，冷的地方下沉，引起对流。对流层的上界因纬度和季节不同而异，就纬度而言，低纬度：对流强，对流层较厚，平均厚度为17-18km，中纬度：夏季对流强，冬季对流较弱，平均厚度10-20km 主要受地表影响大高纬度：全年受到的太阳辐射最小，对流也最弱，对流层的厚度只有8-9km。气象要素水平分布不均匀：温度和湿度不同 由于对流层受地表的影响最大，而地表面性质不同，使对流层中，温度、湿度气压、能见度、风速等的水平分布是不均匀的。例如：陆地上的湿度比海洋上要小得多，白天陆地上的温度要比海洋上高得多。 在对流层内，按气流和天气现象分布特点又可分为三层。下层：又称行星边界层或摩擦层或扰动层。它的范

5、围自地面到2km高度。下层受地面强烈影响摩擦作用、湍流交换十分明显，各气象要素具有明显的日变化（使大气浑浊度增大）。由于本层的水汽、尘粒含量多，因而低云、雾、霾、浮尘等出现频繁。 中层：从摩擦层顶到6km左右高度。这一层受地表影响较小，气流的状况基本上可以表征整个对流层空气运动的趋势。大气中的云和降水现象大都产生在这一层。上层：从6km高度到对流层顶。由于这一层离地面更远，受地表影响更小，水汽含量极少，气温常在0以下，各种云多由冰晶和过冷水滴组成。在中、低纬度地区上层，常有风速30m/s的强风带出现。 此外，在对流层和平流层之间有一个厚度为数百米至1-2km的过渡层，称为对流层顶。此层主要特征

6、是：气温随高度增加变化很小，甚至无变化。这种温度的垂直分布抑制了对流作用的发展，上升的水汽、尘粒多聚集其下，能见度变坏。对流层顶的温度在低纬度地区平均为-83，在高纬度地区约为-53。为什么在对流层顶，低纬的温度低于高纬的？参考：对流层顶，低纬的温度低天于高纬，是因为：（1） 在对流层顶，温度的平均分布取决于辐射、湍流对流交换过程，对流层顶附近的温度与对流层顶的高度有密切的关系；（2） 对流层顶愈高，温度随高递减的层次就愈厚，对流层顶的温度也就愈低；（3） 低纬地区对流旺盛，对流层顶高度为18-19KM，而高纬地区对流层顶只有9-10KM， 故对流顶，低纬温度低于高纬。相对湿度（f）：空气中实

7、际水汽与同温度下饱和水汽压百分比。 意义：相对湿度直接反映了空气距离饱和的程度。相对湿度越大，越接近饱和，当达到100%时，空气就达饱和状态，此时水汽就要开始凝结。露点（Td）：当空气中水汽含量不变且气压一定时，降低温度，使未饱和空气达饱和时具有的温度，称之露点。空气状态方程： 空气状态有气压、密度、体积、绝对温度来表示。（一）理想气体状态方程： PV/T=R(常量) 在通常大气和压强条件下未饱和湿空气和干空气都十分接近理想气体 当空气质量为Mg时， PV=（M/）R*T P=M/VR*/T P=RT 其中R*/=R比气体常数（二）干空气状态方程： 干空气d=28.96代入R*/d=Rd 则P

8、=RdT(三)湿空气状态方程 P=RdT（1+0.378e/p）第二章有关辐射的基本定律 辐射：自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量的方式称为辐射。通过辐射传播的能量称为辐射能，也简称为辐射（一） 斯蒂芬随这温度的升高，黑体对各波长的放射能力都相应地增强。根据研究，黑体总的放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比波耳兹曼定律黑体的辐射能力与其表面的绝对温度的四次方成正比，表达式为：E=T4 （一） 大气对太阳辐射的吸收：大气吸收作用太阳辐射穿过大气层时，大气成分中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等物质有选择吸收一定波长辐射能的特性，致使到达地面的太阳辐射能量被减弱，光谱发生改变

9、。（二）大气对太阳的散射概念：太阳辐射通过大气时，遇到大气的各种质点，太阳辐射能的一部分则以电磁波的形式从这些质点向四面八方传播开，这种现象称为大气的散射。分类：根据散射质点的直径和入射辐射的波长之间的大小关系分子散射：若散射质点的直径小于入射辐射的波长，此时的散射有选择性。粗粒散射：若散射质点的直径比入射辐射的波长大得多，此时的散射无选择性。 大气辐射概念：大气主要吸收地面辐射，同时按其本身的温度放出辐射，称大气辐射。大气逆辐射：大气辐射指向地面的部分称。大气逆辐射使地面因放射辐射而消耗的能量得到一定的补偿，由此可看出大气对地面有一种保温作用。地面有效辐射概念：地面放射的辐射（Eg）与地面吸

10、收的大气逆辐射（Ea）之差，以F0 表示，则F0=Eg-Ea影响地面有效辐射的因子有：地面温度，空气温度，空气温度和云况有效辐射小的情况: 湿热条件下，有云覆盖，空气浑浊度大，夜间有风，有逆温，平滑地面，植物覆盖。有效辐射大的情况: 海拔高度高，近地层气温随高度显著降低。海陆增温和冷却的差异及其原因差异：大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。而海洋上则温度变化缓慢。如大洋中，年最高及最低气温的出现要比大陆延迟一两个月。原因：二者对太阳辐射的吸收和反射不同在同样的太阳辐射强度之下，海洋所吸收的太阳能多于陆地所吸收的太阳能，这是因为陆面对太阳光的反射率大于水面。平均而论，陆面和水面的反射率之差约为

11、10 20。换句话说，同样条件下的水面吸收的太阳能比陆面吸收的太阳能多1020。能量分布的厚度不同陆地所吸收的太阳能分布在很薄的表面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的层次。这是因为陆地表面的岩石和土壤对于各种波长的太阳辐射都是不透明的，而水除了对红色光线和红外线可以说是不透明的外，对于紫外线和波长较短的可见光线来说，却是相当透明的。二者的导热方式不同。陆地所得太阳能主要依靠传导向地下传播，而水还有其他更有效的方式，包括波浪、洋流和对流作用。这些作用使得水的热能发生垂直的和水平的交换。因此，陆面所得太阳辐射集中于表面，一薄层，以致表面急剧增温，也就加强了陆面和大气之间的显热交换；反之，水面所得

12、太阳辐射分布在较厚的一个层次，以致水温不易增高，也就相对地减弱了水面和大气之间的显热交换。砂所得的太阳辐射，传给空气的约占半数，而水所得的太阳辐射，传给空气的不过0.5。水汽含量不同海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，也使得水温不容易升高。而且，空气因水分蒸发而有较多的水汽，以致空气本身有较大的吸收地面辐射的能力，也就使得气温不易降低。陆地上的情况则正好相反。岩石和土壤的比热小于水的比热。气温的绝热变化绝热过程：大气中所进行的各种过程，通常伴有不同形式的能量转换。在能量转换过程中，空气的状态要发生改变。在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫做绝热过程。当某一气团

13、在与外界没有任何热量交换的情况下，做上升运动，如果该气团体积不变上升到某一处，则其内部的压强会比周围大气的要高，气团为了与外界大气相平衡，气块体积要膨胀，在膨胀的过程中克服外界压力而做功，气团做功所消耗的能量取自气团内部，因此使气块温度降低，以上过程称为气温的绝热冷却。反之，气团作下沉运动时，若与外界没有热量交换的情况下，由于外界气压比起团内部气压高，会压缩气块使气团体积缩小，同时气团内气体被压缩做功，内能增加，温度上升，这种现象称为绝热增温。干绝热过程：1、概念：将升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称作干绝热过程。研究中，大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的。2、

14、干绝热方程(亦称泊松方程)：T/T0=（P/PO）0.286从方程中可以看出,在干绝热过程中气块温度的变化唯一决定于气，压的变化,当气压降低时,温度也降低,反之亦然。3、干绝热直减率：气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称绝热直减率。对于干空气和未饱和湿空气来说，则称干绝热直减率。以rd表示，实际工作中取其值为1.0/100m。注意：rd与r的含义是完全不同的。rd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，它近似于常数，而r是表示周围大气的气温随高度的分布情况。r可以有不同数值，即可大于、小于或者等于rd。湿绝热过程1、 概念：饱和湿空气在上升过程中，与外界没有热量交换，该过程称为湿绝热过程。

15、2、湿绝热直减率：饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，以rm表示。其不是常数，但rm总小于rd。原因如下：因在湿绝热过程中，气块上升冷却引起凝结，释放潜热，对气块的降温有补偿作用，而气块在下沉增热时，空气块中携带的云滴蒸发，由于蒸发耗热，下沉时的增温也比干绝热增温少，故rm总小于rd。大气稳定度：指气块受任意方向扰动后，返回或远离平衡位置的趋势和程度判断大气稳定度的基本方法大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（）与上升空气块的干绝热直减率（d）或湿绝热直减率（m）的对比来判断。考虑干绝热的情况：当干空气或未饱和的空气块上升Z高度时，其温度为Ti=Tio-dZ；而周围的空气温度为T

16、=T0-Z。因为起始温度相等，即Ti0=T0，以此代入（259）式，则得（rrd）的符号，决定了加速度a与扰动位移Z的方向是否一致，亦即决定了大气是否稳定。当rrd，若Z0，则a0，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；当rrd，若Z0，则a0，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；当r=rd，a=0，层结是中性的。气温的水平分布 气温的分布通常用等温线图表示。所谓等温线就是通过地面上气温相等各地的连线。等温线的不同排列表示不同的气温分布特点，如等温线稀疏，则各地气温相差不大；等温线密集，表示各地气温悬殊；等温线平直，表示影响气温分布的因素较少；等温线的弯曲，表示影响气温分布的因素较多；等温线的

17、东西方向，表示温度因纬度而不同，即以纬度为主要因素；等温线和海岸平行，表示气温因距海远近而不同，即以距海远近为主要因素等等影响气温分布的主要因素：纬度、海陆和高度对流层中气温的垂直分布 辐射逆温：由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。 图2-33中a为辐射逆温形成前的气温垂直分布情形；在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层也随之降温。由于空气愈靠近地面，受地表的影响愈大，所以，离地面愈近，降温愈多；离地面愈远，降温愈少，因而形成了自地面开始的逆温(图233b)；随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强(图233中c)；日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快

18、增温，逆温便逐渐自下而上地消失(图233中d、e)。 湍流逆温 由于低层空气的湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温。其形成过程可用下图说明。图2-34中AB为气层原来的气温分布，气温直减率(y)比干绝热直减率 (yd)小，经过湍流混合以后，气层的温度分布将逐渐接近于干绝热直减率。这是因为湍流运动中，上升空气的温度是按于绝热直减率变化的，空气升到混合层上部时，它的温度比周围的空气温度低，混合的结果，使上层空气降温；空气下沉时，情况相反，会使下层空气增温。所以，空气经过充分的湍流混合以.后，气层的温度直减率就逐渐趋近干绝热直减率。图中CD是经过湍流混合后的气温分布。这样，在湍流减弱层(湍流混合层与未

19、发生湍流的上层空气之间的过渡层)就出现了逆温层DE平流逆温：暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却的作用，愈近地表面降温愈多；而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。这种因空气的平流而产生的逆温，称平流逆温(图)。但是平流逆温的形成仍和湍流及辐射作用不能分开。因为既是平流，就具有一定风速，这就产生了空气的湍流，较强的湍流作用常使平流逆温的近地面部分遭到破坏，使逆温层不能与地面相联，而且湍流的垂直混合作用使逆温层底部气温降得更低，逆温也愈加明显。下沉逆温：如图2-36所示，当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，以及因气层向水平方向的辐散，使其厚度减小(hh)。如

20、果气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离要比底部下沉的距离为大，所以，其顶部空气的绝热增温要比底部多。于是可能有这样的情况，当下沉到某一高度上，空气层顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。锋面逆温：对流层中，冷暖空气相遇，暖空气密度小，爬到冷空气的上面，两者之间形成一个倾斜的过渡区锋面。在锋面上，如果冷暖空气的温度差比较显著，也可出现逆温，这种逆温称为锋面逆温，如图237所示，右边是锋的剖面，上面绘有等温线；左边是A点上空气温垂直分布的情形。 由于锋是从地面向冷气团上方倾斜的，因此锋面逆温只能在冷气团所控制的地区内观测到。而且，锋面逆温的高度与

21、观测点相对于地面锋线的位置有关，观测点距地面锋线愈近，逆温高度愈低。第三章 动态平衡与水汽压由于水分子不断的跑出和落回，如果继续下去，就有可能在同一时间内，跑出水面的水分子与落回水面的水分子恰好相等，这时水和水汽之间就达到两相平衡，这种平衡叫动态平衡。动态平衡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。溶液面的饱和水汽压自然界中的不少物质可容于水所以天然水通常是含有溶质的溶液。溶液中溶质的存在使

22、溶液内分子间的作用力大于纯水内分子间的作用力，使水分子脱离溶液面比脱离纯水面困难。因此，同一温度下，溶液面的饱和水汽压比纯水面要小（E溶E平E凹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。（1）凝结核大气中能促使水汽凝结的微粒称为凝结核。大气中存在着大量湿性微粒物质，他们比水汽分子大的多，对水分子吸引力也大，从而有利于水汽分子在其表面的凝结，使其成为水汽凝结核心。（2）空气中水汽的饱和或过饱和一是通过蒸发，增加空气中的水汽，使水汽压大于饱和水汽压；二是通

23、过冷去作用，减少饱和水汽压，使其小于当时的实际水汽压。A 暖水面蒸发B 空气的冷却1. 绝热冷却 2.辐射冷却 3平流冷却 4混合冷却，空气中水汽的饱和或过饱和1.暖水面蒸发-增加大气中水的含量2.空气的冷却降温T降-E变大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

24、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。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。由此可见，即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射，仍有很大差异，这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一。影响饱和水汽压的因

25、素：蒸发面的温度，性质，形状A. 蒸发面的温度：饱和水汽压随温度升高而增大，饱和水汽压按数规律增大且随温度的改变量在高温时比低温时大指。因为蒸发面温度升高时，水分子平均动能增大，单位时间内脱出水面的分子增多，落回水面的分子数才和脱出水面的分子相等。B. 蒸发面的性质:对于冰面和过冷却水面，饱和水汽压仍然是按指数规律递减。所不同的是冰是固体，冰分子要脱出冰面的束缚要比水分子脱出水面的束缚要困难。C蒸发面的形状：温度相同时，凸面的饱和水汽压最大，平面次之凹面最小。而且凸面的曲率越大，饱和水汽压越大;凹面的曲率越大，饱和水汽压越小。露和霜：傍晚或夜间，地面或地物由于辐射冷却，使贴近地表面的空气层也随

26、之降温，当空气中水汽含量过饱和时，在地面或地物的表面就有水汽的凝结物，如果此时的露点温度在0度以上，在地面或地物上就出现微小的水滴，称为露。若地面温度低于0C，则凝结物为疏松结构的白色冰晶，称为霜。露和霜的区别：露点温度不同，露的Td0,霜的Td0。凝结方式不同，露为凝结，霜为凝华。形态不同，露为液态，霜为固态。形成露和霜的有利大气条件是晴朗微风的夜晚。原因：因为无云或少云的夜晚，地面有效辐射大，地面降温剧烈。微风有利于地面充分辐射冷却。完全平静无风时，只能使最贴近地面的一层空气冷却，难于生成大量的露。风过大，低层冷空气和高层较暖空气容易发生强烈混合，使低层空气不能达到足够的冷却程度，因而不利

27、露、霜的形成。 近地面空气中的凝结物雾的形成原因：暖的空气与冷的下垫接触。雾的种类： 辐射雾 、平流雾 、平流辐射雾各种云的形成积状云积状云是垂直发展的云块，多形成于夏季午后，具孤立分散、云底平坦和顶部凸起的外貌形态。根据云顶上升高度分为三类：淡积云、浓积云和积雨云。这三种云的形成与云梯组成与对流上升所能达到的高度有直接关系。几个高度：在凝结高度之下无云形成，只有到或超过凝结高度才有积状云的形成。当对流高度超过凝结高度，并且在0等温线高度之下时，形成的就是：（1） 淡积云：基装运发展的最初阶段方块小，云顶高度低云水平延伸距离大于垂直厚度云体由水滴组成云内上升速度不大，云中遄流较弱。如果运抵的高

28、度在0等温线高度之上，而在冻结高度之下则形成空气对流上限达到凝结高度，但云顶在0度等温线下。由水滴组成，上升气流速度不大（小于5米每秒），在强风或强湍流的作用下云体会破碎成为碎积云。（2） 浓积云：云体高大臃肿，垂直高度小于水平延伸距离云体黑暗云顶有过冷水构成，云体下部是水滴。如果云顶高度在冻结高度之上，这是形成的则为空气对流上限超过0度等温线。顶部由过冷却水滴组成，上升气流强（15-20米每秒），外貌似花菜。（3） 积雨云：厚度大云顶由冰晶组成，受高空风的影响，顶部呈钻状，有时有冰雹。在这种云的控制下往往是乌云翻滚电闪雷鸣暴雨倾盆。是一种阵性降水。 对流上升更旺盛，云顶可伸展到冻结线以上。最

29、高可达平流层。顶部冻结为冰晶，出现丝缕状结构，在高空风吹拂下，向水平方向展开成砧状、鬃状。上升气流速度达到20-30米每秒，最快可达60米每秒。湍流十分强烈。总之，积状云是具有孤立、分散底部平坦的特点？（提问）热力对流形成的积状云具有明显的日变化。通常，上午多为淡积云。随着对流的增强，逐渐发展为浓积云。下午对流最旺盛，往往可发展为积雨云。傍晚对流减弱，积雨云逐渐消散，有时可以演变为伪卷云、积云性高积云和积云性层积云。如果暖湿气流运动速度快，与地形阻挡，也形成积状云。层状云的形成：毕竟层状云是在有一定坡度的锋面上形成，所以锋面上不同部位上空所形成的云的云体厚度差别很大。层状云是均匀幕状的云层，常

30、具有较大的水平范围，其中包括卷层云、卷云、高层云及雨层云。卷云和卷层云：（几百米-2000米）云体由冰晶组成 高层云：（1000-3000米）顶部为冰晶，主体部分由冰晶和过冷却水组成 雨层云：（3000-6000米）顶部为冰晶，中部由冰晶和过冷水组成，底部由水滴组成。层状云是由于空气大规模的系统性上升运动而产生的，主要是锋面上的上升运动引起的。这种系统性的上升运动，通常水平范围大，上升速度只有0.11m/s，因持续时间长，能使空气上升好几千米。例如当暖空气向冷空气一侧移动时，由于二者密度不同，稳定的暖湿空气沿冷空气斜坡缓慢滑升，绝热冷却，形成层状云（图39）。云的底部同冷暖空气交绥的倾斜面（又

31、称锋面）大体吻合，云顶近似水平。在倾斜面的不同部位，云厚的差别很大。最前面的是卷云和卷层云，其厚度最薄，一般为几百米至2000m，云体由冰晶组成。位于中部的是高层云，其厚度一般为10003000m，顶部多为冰晶组成，主体部分多为冰晶与过冷却水滴共同组成。最后面是雨层云，其厚度一般为30006000m，其顶部为冰晶组成，中部为过冷却水滴与冰晶共同组成，底部由于温度高于0，故为水滴组成。从上述的系统性层状云形成中可以看到，在降水来临之前，有些云可以作为征兆。如卷层云，通常出现在层状云系的前部，其出现还往往伴随着日、月晕，因此如看到天空有晕，便知道有卷层云移来，则未来将有雨层云移来，天气可能转雨。农

32、谚“日晕三更雨，月晕午时风”就是指此征兆。降水的形成过程就是水滴-增大成雨滴雪花及其他降水物的过程。降水是大气中的水的相变（水汽凝聚成雨雪等）过程。从其机制来分析，某一地区降水的形成，大致有三个过程。 首先是水汽由源地水平输送到降水地区，这就是水汽条件。 其次是水汽在降水地区辐合上升，在上升中绝热膨胀冷却凝结成云，这就是垂直运动的条件。 最后是云滴增长变为雨滴而下降，这就是云滴增长的条件。 这三个降水条件中，前两个是属于降水的宏观过程，主要决定于天气学条件，下面将要详细分析。第三个条件是属于降水的微观过程，主要决定于云物理条件。人工影响降水（一）人工影响冷云降水：散布干冰、碘化汞，形成冰晶（二

33、）人工影响暖云降水：散布盐粒，形成大水滴人工降雨就是根据自然界降水形成的原理，人为地补充某些形成降水所必须的条件，促使云滴迅速凝结或并合增大，形成降水。所采用的方法，因云的性质不同，有以下几种：（一） 人工影响冷云降水基本原理：设法破坏云的物态结构，也就是在云内制造适量的冰晶，使其产生冰晶效应，使云滴蒸发，冰晶增长。当冰晶长大到一定尺度后发生沉降，沿途由于凝华和冲并增长而变成大的降水质点下降，这就是所谓的冷云“静力催化”。产生冰晶的方法有两种：方法有二种，一种是在云中投入冷冻剂，如干冰（即固体二氧化碳），另一种方法是引入人工冰核（凝华核或冻结核）。目前人们认为碘化银是一种非常有效的冷云催化剂。

34、（二）人工影响暧云降水暖云内不可能有冰晶效应，促使降水形成起决定作用的是水滴大小不均匀和冲并过程。一：引入稀释性核如食盐;二：引入30-40m的大水滴，加速冲并增长过程;三：引入表面活性物质改变水滴的表面张力状态，以利于形成大水滴并促使其破碎加速链锁反应，形成降水。第四章 气压随高度的变化气压变化的根本原因： P=g h 气压发生变化的根本原因是空气质量的变化 气压变化的根本原因在于空气的密度和大气柱的厚度。 静力学方程：dp=-g dz h=8000（1+t/273）/P (m/ hpa)压高方程 （P84-86）位势高度：单位质量的物体从海平面抬升到Z高度时，克服重力所做的功，又称重力位势

35、，单位是位势米。气压系统的空间分布温压场对称系统（地面温度中心和气压中心重合） 暖性高压：双高 深厚系统 冷性低压：双低 深厚系统 冷性高压：温度低气压高 浅薄系统 暖性低压：温度高气压低 浅薄系统（图4.13-最后页图一）温压场不对称系统（地面温度中心和气压中心不重合）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。 .地转风：地转风系指自由大气中空气作等速、直线的水平运动。判别： 地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气作等速的、直线的水平运动。 地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直，即平行与等压线。因而若被风而立，北半球高压在其右方，南半球高压在其左方

36、，此称风压律。梯度风：当空气质点作曲线运动时，除了受气压梯度力和地转偏向力的作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，就称为梯度风。判别：当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用下，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风叫梯度风。 在北半球，低压中的梯度风必然平行于等压线，绕低压中心作逆时针旋转。高压中梯度风平行于等压线绕高压中心作顺时针旋转。南半球则相反。热成风的概念：由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在铅直方向上的速度矢量差。 a. 第五章天气系统：概念：一个地区天气的变化是由大气中一个个移动的大大小小的系统引起的，这些系统统称为天气系统。主要系统：气

37、团、锋面、气旋与反气旋、高压脊与低压槽天气系统总是处在不断新生、发展和消亡过程中，在不同发展阶段有其相对应的天气现象分布。因而一个地区的天气和天气变化是同天气系统及其发展阶段相联系的，是大气的动力过程和热力过程的综合结果。气团：是指气象要素（主要是温度、适度和大气静力稳定度）在水平分布方向上大范围的空气团。性质水平范围大，垂直范围也大，水平温度梯度小，天气变化小。形成条件:a.范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面。 b.有一个能使开空气物理属性水平方向均匀化的环流场。（比如缓行的高压系统）在具备了上述两个条件下，通过大气中各种尺度的湍流、大范围系统性垂直运动以及蒸发、凝结和辐射等动力、热力过程而

38、与地表间进行水汽和热量交换，并经过足够长的时间来获得下垫面的属性影响，从而形成气团。气团变性：气团形成后，随着环流条件的变化，由源地移行到另一新的地区时，由于下垫面性质以及物理过程的改变，气团的属性也随之发生相应的变化，这种气团原有物理属性的改变过程称为气团变性。规律： 变性的快慢和变性程度的大小取决于：n 流经地区下垫面性质与气团源地下垫面性质差异n 离开源地时间的长短n 空气运动状态的变化同时，不同气团变性的难易也是不同的。一般来说，冷气团移向暖区时容易变暖，暖气团移向冷区则不易变冷。 干气团容易变湿，湿气团不容易变干。气团的变性是经常的，绝对的。而气团的形成只是不断变性过程中的一个相对稳

39、定阶段。气团分类的方法有两种，即地理分类法和热力分类法。锋: 锋由两种性质不同的气团相接触形成的三度空间天气系统。其水平范围与气团水平尺度相当，长达几百千米到几千千米。 特征：（1）锋面坡度：锋在空间呈倾斜状态是锋的一个重要特征。锋面倾斜的程度，称锋面坡度。锋面坡度的形成和保持是地球偏转力作用的结果。 （2）温度场：锋区的水平温度梯度比锋两侧的单一气团内的温度梯度大得多是第二个特征。 （3）气压场：锋面两侧是密度不同的冷、暖气团，因而锋两侧的气压倾向是不连续的，当等压线横穿锋面时便产生折角，折角尖端指向高压一方，锋落在低压槽中。 （4）风场：锋附近的风场是同气压场相适应的。地面锋既然处于低压槽

40、内，依据梯度风原理，锋线附近的风场应具有气旋性切变，尤其近地面层大气，由于摩擦作用，风向和风速的气旋性切变都很明显。暖锋天气: 层状云，出现在地面锋线前；连续性降水夏季暖空气活跃，可能出现积雨云，相应产生阵性降水。 暖气团入侵气团底部降温变小结构稳定不利于对流运动发展夏季：层状云（连续性降水、毛毛雨）；冬季：雾、多云、少云天气 冷锋天气：云系：与暖锋相反，云系出现在地面锋线后。 天气：因为坡度比暖锋大，故云区和雨区较窄。如果暖空气活跃，也可出现阵性降水。冷气团入侵气团底部增温增大大气层结构不稳定利于对流运动发展夏季：积状云（雷雨天气）；冬季：多云或少云。 准静止锋天气：准静止锋天气一般分为两类

41、：一类是云系发展在锋上并有明显降水（我国华南准静止锋，清明时节雨纷纷）；另一类是主要云系发展在锋下，并无明显降水的准静止锋（昆明准静止锋），这类准静止锋主要出现在我国华南、西南和天山北侧。 锢囚锋天气：它由两条移动着的锋合并而成，所以它的天气仍保留着原来两条锋的天气特征。如果锢囚锋是由两条具层状云系的冷、暖锋合并而成，则锢囚锋的云系也呈现层状，并近似对称地分布在锢囚点的两侧。锢囚锋过境时，出现与原来锋面相联系而更加复杂的天气。 西太平洋副高：一般的规律：冬季： 副高脊线在15度附近6月中旬： 第一次北跳，至北纬20-25度之间徘徊7月中旬： 第二次北跳，至北纬25-30度之间徘徊7月底至8月初

42、：跨过北纬30度达到最北的位置9月上旬： 第一次回跳，回到北纬25度附近10月上旬； 第二次回跳，回到北纬20度以南特点：1. 副高的季节性移动并不是匀速进行的，表现出稳定少动、缓慢移动和跳跃三种形式。而且在北进过程中有暂时的南退，在南退过程中有短暂北进的南北震荡现象。2. 北进过程持续时间较久、移动速度较缓；而南退过程经历时间较短，移动速度较快。3北进南退过程中伴随着西伸东退 。二 西太平洋副热带高压对我国天气的影响： 西太平洋副高是向我国输送水汽的重要天气系统。 1.西太平洋副高的强度和位置关系着东南季风从太平洋向内陆地区输送水汽的路径和数量，而且还影响着西南气流从印度洋向西南地区输送水汽

43、的状况。 2.西太平洋副高北侧是北上暖湿气流与中纬度南下冷气流交绥的地带，气旋和锋面系统活动频繁，常常形成阴雨和暴雨天气，是我国东部地区重要降水带。 副高控制范围内，盛行下沉气流，易出现逆温，气层稳定，天气晴朗，若持续较长时间，将形成“伏旱”。 梅雨与空梅： 降水带位于西太平洋副高脊线以北5-8个纬度，并随副高作季节性移动。青藏高压：青藏高压又称南亚高压或亚洲季风高压。它是夏季出现在青藏高原及其邻近地区上空的行星尺度的大型天气系统，是北半球夏季对流层上部最强大、最稳定的大气活动中心。 第六章 大气环流和洋流造成的影响：厄尔尼诺现象：通常，赤道南北两侧的低纬度地区是属于信风带的范围，在太平洋东部

44、的厄瓜多尔和秘鲁沿岸地区，正是盛行东南信风，表层水在风和地转偏向力的作用下，产生离岸流，大量水流涌向太平洋西岸，从而使海面倾斜，为了保持水体平衡，深层较冷的海水便涌上来补充，因此这一带海面温度低，大气稳定，降水稀少，气候干燥，是有名的赤道干旱带。而在海洋里，由于深层海水富含营养物质，它的上涌为上层鱼类生长提供了极为有利的条件，因而，鱼类资源十分丰富，形成世界著名的秘鲁渔场。异常年份，在圣诞节前后，会有一支较弱的表层暖流沿厄瓜多尔和秘鲁北部沿岸向南伸展到6S，使海水温度升高，沿岸的上升水流势头减弱，甚至消失，从而影响到那里的海洋动物和鱼类，使秘鲁渔场大幅度减产，而沿岸干旱少雨的陆地却连续大雨，形

45、成洪涝灾害，科学界将之称为“厄尔尼诺现象” 与厄尔尼诺事件密切相关的环流有南方涛动（Southern Oscillation，简作SO）、沃克（Walker）环流和哈德莱（Hadley）环流。海陆分布对气候的影响：下垫面是大气的主要热源和水源一、海陆分布与气温（一）海陆与大气热量交换的差异1、热力性质的差异2、显热、潜热交换的差异3、大气冷热源的差异（二）海陆气温的对比 在纬度30N 上，从海平面到对流层上层，1 月亚非大陆上气温都比太平洋上气温低；7 月相反，都是大陆上气温比海洋上高，二者的差值，7月比1 月大。一、海陆分布与气温-海陆气温的差异，在冬季的高纬度为最突出， 1月，最大正距平北大西洋（24），最大负距平北亚（-24）； 在夏季则以副热带纬度最显著， 7月，最大正距平北非沙漠（12），最大负距平太平洋东岸（-8）。 就全球而言，由于北半球海洋面积相对地比南半球小，所以北半球冬季比南半球冬季冷，夏季比南半球夏季热。二、海陆分布对大气水分的影响（一）对蒸发和空气湿度的影响1、水汽来源对比-大气中的水分主要得自下垫面的蒸发，海洋的蒸发量远比大陆为多。 冬季海洋是大气的“水汽源”，大陆相对于海洋来讲，则为“水汽汇”。夏季海洋仍为大气的“水汽源”，但强