城市空气污染气象学总复习重点总结

城市空气污染气象学总复习第一章绪论⑴空气污染气象学的基本内容空气污染气象学是近代大气科学的一个重要分支，它以污染物在大气中的输送、清除、转化过程为研究对象，并重点研究空气污染物散布与气象因子的关系，预测空气污染物的浓度分布及其对环境空气质量的影响。基本内容：1）各种气象条件下空气污染物的散布规律2）不同区域范围、不同下垫面条件和不同尺度大气过程支配与影响下的空气污染气象学规律及其预测分析；3）大气环境规划与管理所需的科学依据和局地工程项目大气环境影响评估所需的定性和定量分析；4）各类实验研究方法的应用与发展。⑵气候与天气，两者的区别和联系天气——短时间（几分钟到几天）发生的气象现象，如雷雨、冰雹、台风、寒潮、大风等。短期过程，变化快、周期短。气候——长时期内天气的平均或统计状况，通常由某一时段的平均值及距平值表征，主要反映一个地区的冷、暖、干、湿等基本特征。长期过程，变化周期长。⑶气候系统，各个子系统的主要特征气候系统——指的是大气圈同水圈、冰雪圈、岩石圈、生物圈之间相互作用的整体，它的主要能量源是太阳辐射。（气候形成三大因素：+大气环流/地理环境）子系统：大气圈：大气组成(N278%,O221%)，垂直分层（对流层、平流层、中间层、暖层、散逸层。）水圈：海洋是由世界大洋和邻近海域的含盐海水所组成。无论从力学和热力学效应来看，海洋在气候系统中具有最大的惯性，是一个巨大的能量贮存库。陆面：岩石圈。在近代气候变化的时间尺度内，除火山爆发外，对大气的作用主要还是发生在陆地表面。冰雪圈：冰川和冰原的体积变化与海平面高度的变化有很大关系。由于冰雪具有很大的反射率，在冰雪覆盖下，地表与大气间的热量交换被阻止，因此冰雪对地表热量平衡有很大影响。它是气候系统中的一个重要子系统。生物圈：生物对于大气和海洋的二氧化碳平衡，气溶胶粒子的产生，以及其它与气体成分和盐类有关的化学平衡等都有很重要的作用。⑷气候系统的属性和基本特性。热力属性：包括空气、水、冰和陆地表面的温度分布；动力属性：包括风、洋流及与之相联系的垂直运动和冰体运动；水分属性：包括空气湿度、云量及云中含水量、降水量、土壤湿度、河湖水流、水域、冰雪等；静力属性：包括大气和海水的密度和压强、大气的组成成分、大洋盐度及气候系统的几何边界和物理常数等；生物属性：包括空中、陆地和海洋中的一切生物及人类活动。气候系统是一个非常复杂的非线性系统，各子系统虽能彼此独立地客观存在着，而其相互作用却又决定着各子系统的演化行为。（基本特性）⑸大气的垂直分层状况，各层的主要性质大气压力总是随高度的升高而降低对流层：（～10km左右）集中了大气质量的3/4和全部的水蒸气，主要天气现象都发生在这一层三个主要特性：1）温度随高度的增加而降低，每升高100m平均降温0.65℃2）强烈对流作用3）温度和湿度的水平分布不均平流层（对流层顶～50~55km）同温层－对流层顶35~40km，气温-550C左右同温层以上，气温随高度增加而增加集中了大部分臭氧没有对流运动，污染物停留时间很长中间层（平流层顶～85km）气温随高度升高而迅速降低对流运动强烈暖层（中间层顶～800km）气温随高度升高而增高气体分子高度电离－电离层散逸层（暖层以上）气温很高，空气稀薄空气粒子可以摆脱地球引力而散逸⑹现代气象的概念、大气科学的概念气象：是地球自然环境巨系统中的一个系统，是天气、气候、气候变化的集合。大气科学：包括大气物理、化学，大气气象学、大气污染学等⑺主要气象元素1）气温：表示大气温度高低的物理量。天气预报中：1.5m高、百叶箱内气温。2）气压：任一点的气压值等于该地单位面积上的大气柱重量。3）湿度：反映空气中水汽含量和空气潮湿程度的一个物理量。4）降水：降水是指大气中降落至地面的液态或固态水的通称。如雨、雪等。降水是清除大气污染物的重要机制之一。5）风：水平(horizontal)方向的空气运动称为风。空气的流动就形成风。风主要由于气压的水平分布不均匀而引起的，而气压的水平分布不均是由温度分布不均造成。风的形成除热力原因外，还有动力原因，自然界的风是由于这两种原因综合作用的结果，但只要有温差存在，空气就不会停止运动。6）云量：指云遮蔽天空的成数。在我国，将天空分为10等份，有几分天空被云遮盖，云量就是几。7）能见度：在当时的天气条件下，视力正常的人能够从天空背景中看到或辨认出目标物的最大距离级别（0~9级，相应距离为50～50000米），单位：m，Km。⑻干湿球温度计原理：湿纱布上水分蒸发散热，使湿球上温度比干球的温度低，其相差度数与空气中相对湿度成一定比例。⑼大气压强公式气压总是随高度的增加而降低的。气压随高度递减关系式可用气体静力学方程式描述，即ΔP=-ρgΔZ⑽湿度的描述1）水汽压（e）：大气中水汽所产生的那部分压力称水汽压2）饱和水汽压（E）：T一定，单位体积空气水汽量有极限，达此极限称为饱和空气。饱和空气的水汽压称为饱和水汽压。3）相对湿度（f）空气中实际水汽压与饱和水汽压之比。f=e/E*100%4）饱和差（d）：一定温度下实际水汽压与饱和水汽压之差。d=e-E5）比湿（q）：在一团湿空气中，水汽质量与该团空气总质量的比值。单位g/gq=mw/(md+mw)=0.622e/p(气体状态方程)6）水汽混合比（γ）：在一团湿空气中，水汽质量与该团空气干空气质量的比值。单位g/gγ=mw/md=0.622e/(p-e)(气体状态方程)7)露点（Td）：在空气中，水汽含量保持不变，气压一定时，使空气冷却至饱和时的温度。⑾干空气状态方程：Rd—干空气比气体常数湿空气状态方程：Tv—虚温，Tv=（1+0.378e/p）TΔT=Tv-T=0.378eT/p＞0，可知空气中水汽压e越大，这一差值也越大。虚温（Tv）：虚温的意义在于同一压强下，干空气密度等于湿空气密度时，干空气应有的温度。ΔT=Tv-T=0.378e/p第二章主要气象因子1.大气辐射⑴基本概念：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，这种传播能量的方式称为辐射。是太阳能传输到地球的唯一途径。辐射能：通过辐射传播的能量称为辐射能。辐射能是通过电磁波的方式传输的。单位：焦耳辐射通量密度（E,w/m2）：单位时间内通过单位面积的辐射能。辐射强度（I,w/m2）：单位时间内通过垂直于选定方向上单位面积的辐射能。辐射光谱：按辐射光线的波长顺序而成的波谱叫做辐射光谱太阳常数（I0）：在日地平均距离条件下，在地球大气上界，垂直于太阳光线的1cm2面积上，1min内接受的太阳辐射能量称为太阳常数。1370w/m2大气质量：在地面为标准大气压时，太阳光线垂直投射到地面（h=90)所经过的路程中，规定单位面积的空气柱的质量为1个大气质量。太阳高度角小时，则大气质量数要增大。大气透明度：大气干净的程度。它取决于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少，这些物质越多，大气透明度越差。（布格公式）I：到达地面的辐射强度I0：太阳常数，P：空气透明度，m：大气质量数大气窗口：大气在整个长波段，除8-12μm一段外，其余的透射率为零，即吸收率为1。8-12μm处吸收率最小，透明度最大，称为“大气窗口”⑵辐射三个基本定理1）基尔荷夫定律（Kirchhoff）：表明Ⅰ：在一定波长、一定温度下，一个物体的吸收率等于同温度、同波长的反射率。Ⅱ：同一物体在温度T时它放射某一波长的辐射，那么在同一温度下也吸收这一波长的辐射。（若吸收率不但一致，而且为1，即全部吸收，这种物体为绝对黑体，简称黑体。）基尔荷夫定律适用于处于辐射平衡的任何物体。对流层和平流层大气以及地球表面都可以认为是处于辐射平衡状态，因此可直接应用这一定律。2）Stefan-Boltzman定理：黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比。可以根据此计算黑体在温度T时的辐射强度，也可以由黑体的辐射强度求得其表面温度。3）维恩位移定律（Wein）：黑体单色辐射强度极大值对应的波长与其绝对温度成反比。表明：物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长愈长。⑶太阳辐射在大气中的减弱过程主要是大气中的水汽、CO2、微尘、氧、O3、及云滴、雾、冰晶、空气分子的吸收、散射、反射。大气对太阳辐射的减弱，依次为：反射>散射>吸收1)吸收——有选择性99%以上的氮、氧→微弱，而含量不多的水气、CO2和O3可以吸收某些波段的太阳辐射能。地面大气通过太阳辐射增温每天不足1℃2)散射只改变了辐射的方向，使太阳辐射的以质点为中心向四面八方传播。包括：分子散射（瑞利散射）：这种散射具有选择性。波长愈小散射能力越强，波长较短的可见光为青蓝紫光，这是天空蓝色的原因。米散射（粗粒散射）：质点往往是直径较大的灰尘、冰晶等。太阳辐射遇到粗粒，散射没有选择性，辐射的各种波长都同样地被散射。当空中存在较多的尘埃、或雾等粗粒时，太阳辐射的长短波都被同等的散射，使天空呈现灰白色，也叫漫射。3）反射——无选择性云层、尘埃具有强烈的反射作用对各种波段的光都反射，因而呈白色。随着云层增厚反射能力也增强。平均为50%—55%。⑷到达地面的太阳辐射太阳辐射30%被散射和漫射——称行星反射，20%被大气、云层吸收，50%到达地面被吸收（称总辐射，它包括两个部分：直接辐射和散射辐射。）1）直接辐射：太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的称为直接辐射。影响因素：太阳高度角（main）和大气透明度1、高度角越小，等量太阳辐射散布的面积越大，地表单位面积上获得的太阳辐射越小。2、高度角越小，辐射穿过的大气层越厚，辐射减弱的越多，到达地表的直接辐射越小。2）散射辐射：太阳高度角越大，散射辐射强；大气透明度（p）越大，散射辐射弱总辐射的日变化：日出前主要，为散射辐射；日出后，直接和散射逐渐增加，直接增加较快，散射渐小；⑸地面对太阳辐射的反射→决定于地表面的性质和状态（水＜陆，雪地很强）Caution：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。⑹地面和大气的辐射地面辐射——大气能量的直接来源概念：宇宙中的任何物质，只要它的温度高于绝对零度时都能放射能量，地面吸收太阳辐射后转变为热能后，使地面增温，然后日夜不停的向外放射辐射，这就是地面辐射。性质：长波辐射，波长范围3－120μm特点：地面辐射强度决定于地面温度。白天地面温度高，辐射能力强；夜间地面温度高，辐射能量弱。大气辐射——地面热量散失的屏障大气对地面长波辐射的吸收选择性：水汽、液态水、二氧化碳、臭氧等物质对地面辐射的吸收较强。（大气窗口）⑺大气逆辐射和地面有效辐射大气逆辐射：大气辐射指向地面的部分，又称大气下行辐射。补偿了地面因放射辐射而损耗的能量，称为“大气保温效应”。地面有效辐射：地面放射的辐射（Eg）与地面吸收的大气逆辐射（δEa）之差＞0影响因子：地温、气温、湿度、云况地面温度高时，Eg增强，F0增大大气温度升高，Ea增强，F0减小。湿度大，则Ea增强，F0减小。云量多且云层厚时，Ea增强，F0减小。随海拔高度的增加，水汽含量减少，F0增大。雾使F0减小。地面有效辐射的变化规律：日变化：中午前后达到最大值以后逐渐变小，到早晨达到最小年变化：夏季大，冬季小，但由于水汽和云的影响，最大值出现在春季。⑻地面及地气系统辐射差额地面辐射差额：地面吸收的辐射与放出的辐射之差（获得能量）Q直接辐射；q散射辐射；α反射率；F0地面有效辐射大气辐射差额：大气得到的辐射能与大气失去的能量之差=＜0（失去能量）地-气系统的辐射收支差额（Rs）如果将地面和大气看作是一个系统那么收入的辐射和支出的辐射之差就是地—气系统的辐射差额Rs=Rg+Ra=(Q＋q)(1－a)＋qa－F∞就个别地区来说，地—气系统的辐射差额即可以为正也可以为负。就整个地气系统来讲，这种辐射差额的多年平均值应为零，整个地球所吸收的能量和放出的辐射能量是相等的，从而使全球达到辐射平衡。2.大气的增温和冷却⑴海陆性质差异大陆：受热快，冷却也快，温度升降变化大海洋：温度变化缓慢海陆性质差异：海陆吸收太阳能不同（反射率）；太阳能在海陆分布不同（厚度）海陆水源供应不同，蒸发量不同；各种物质的比热差异⑵气温的非绝热变化——空气与外界有热量交换热量交换方式：传导、辐射、对流（暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下降补充，这种升降运动称对流）、湍流（空气的不规则运动，又称乱流）、蒸发（升华）或凝结（凝华）。⑶气温的绝热变化——空气与外界没有热量交换升、降气块内部没有水相变化——干绝热过程升、降过程中有水相变化——湿绝热过程热力学第一定律方程Cp—定压比热干绝热方程（泊松（Poisson）方程）气块绝热上升单位距离时的温度降低值称为绝热垂直直减率（简称直减率），对于干空气和未饱和的湿空气来说，称干绝热直减率。γd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；γ（气温直减率）表示周围大气的温度随高度的分布情况。大气中随地—气系统之间热量交换的变化，可有不同数值，即可以大于、小于或等于γd。湿绝热直减率γm：饱和湿空气块上升（下沉）单位距离使温度降低（升高）的数值。＜1℃是一个变数当饱和湿空气上升时，当饱和湿空气下降时∴干湿绝热线的比较：lnP图干绝热直减率近似于常数，故是一直线。湿绝热直减率是一个变量，所以是一个曲线。①湿绝热直减率曲线始终在干绝热线的右方。上升同样的高度始终是T(湿）>T（干）②γm不是恒定的，因而不是一个直线，而且是一条下陡上缓的曲线。因为大气层下层温度高，γm小，随高度上升温度下降慢；大气层上部温度低γm大，随着高度上升温度下降快。（3）到了高层，两条线近于平行。温度越降越低，水汽凝结越来越多，空气团中的水汽含量越来越少，当水汽为零时，饱和空气也就变为干空气，则γm=γd，从而使两条线近于平行。⑷位温和假相当位温位温：气块从原有的压强和温度出发，绝热膨胀或压缩到标准压强P0（1000hPa）处，所具有的温度。重要性质：气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变的，具有保守性。假相当位温：水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块而降落，而把潜热留在气块中来加热气团，这种过程称假绝热过程。当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温。它不仅考虑了气压对温度的影响，而且也考虑了水汽对温度的影响，是关于温度、压力、湿度的综合特征量，对于干绝热、假绝热和湿绝热过程都具有保守性。⑸空气温度的个别变化和局地变化个别变化：单位时间内个别空气质点温度的变化dT/dt称作空气温度的个别变化，因为个别空气质点在大气中不断地改变位置，所以不容易观测。局地变化等于温度的平流变化和个别变化之和。温度的局地变化决定于三方面因子：右端第一项为空气平流运动传热过程引起的局地气温变化；右端第二项为空气垂直运动传热过程引起的局地气温变化；右端第三项为热流入量的影响，大气中造成热流入量的过程有辐射、湍流交换、水汽相变等，该项的作用为：热量收入使温度升高，热量支出使温度降低。⑹大气稳定度：气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。三种情况：稳定、不稳定、中性（未饱和/干空气）1）γ＜γd，稳定2）γ＞γd，不稳定3）γ=γd，中性（湿空气）1）γ＜γm，稳定2）γ＞γm，不稳定3）γ=γm，中性大气稳定度的综合判断方法:γ＜γm绝对稳定γm＜γ＜γd对干空气稳定，湿空气不稳定，此为条件性不稳定；γ＞γd绝对不稳定。不稳定能量:气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的能量⑺大气稳定度对大气污染的影响大气稳定度对烟流扩散有很大的影响，不同稳定度导致从烟囱排出的烟羽形状不同。波浪型（不稳）锥型（中性or弱稳）扇型（平展型）（逆温）爬升型（屋脊型）（下稳，上不稳）漫烟型（熏烟型）（上逆、下不稳）⑻气温的垂直分布、逆温气温垂直梯度：气温随高度的分布，称为温度层结(temperaturestratification)。大气温度的铅直分布一般用气温垂直梯度（气温直减率，verticaltemperaturegradient）来表示。逆温:温度随高度的增加而增加，此时2、逆温与研究污染有关的因素：①逆温层的消失时间；②逆温层底的高度；③逆温层的厚度；④逆温的强度（温度随高度的变化情况）。不同季节都应掌握上述数据。逆温的最危险状况是逆温层正好处于烟囱排放口。3、逆温形成的过程①辐射逆温：晴朗微风的夜晚，地面因强烈的有效辐射而降温，形成温度上高下低的现象。（地面白天加热，大气自下而上变暖；地面夜间变冷，大气自下而上冷却）；②平流逆温：暖空气流到冷的下垫面上而形成的逆温。③锋面逆温:：在冷暖空气的过渡带形成的逆温。④湍流逆温:由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。⑤下沉逆温：由于空气下沉，绝热增温而形成的逆温。（多在高空大气中，高压控制区内）。3.蒸发和凝结⑴水相变化的判据1）假设N为单位时间内跑出水面的水分子数，n为单位时间内落回水中的水汽分子数，则水和水汽两相变化和平衡的分子物理学判据：N>n蒸发(未饱和)；N=n动态平衡（饱和）；N<n凝结（过饱和）但在气象工作中不测量N和n，所以不能直接应用以上判据。2）由水汽的气体状态方程可知，在温度一定时，水汽e与水汽度成正比，而与n成正比，所以e和n之间也成正比。对照分子物理学判据可得两相变化和平衡的饱和水汽压判据：E>e蒸发(未饱和)；E=e动态平衡（饱和）；E<e凝结（过饱和）E——饱和水汽压e——实测水汽压;当在某一温度下，水和水汽达到动态平衡时的水汽压（E）3）若Es为某一温度下对应的冰面上的饱和水汽压，类似可得到冰和水汽两相变化和平衡的判据：Es>e升华；Es=e动态平衡；Es<e凝华以上说明了水相变化是可以由实测的水汽压值e与同温度下的饱和水汽压值E（或Es）之间的比较来判定的。⑵饱和水汽压和过饱和水汽压在水和水汽两相共存的系统中，同一时间内，跑出水面的水分子与落回水中的水分子恰好相等，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。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。当空气中由于水汽不断蒸发超过了这个动态平衡，则称为过饱和水汽，此时的水汽压称为饱和水汽压。⑶纯水的位相平衡图点2位于OA线之上，e2>E，此时多余的水汽产生凝结点3恰位于OA线上，e3=E,这时水与水汽处于平衡状态点1位于OA线之下，e1<E，这时水要蒸发OA曲线——水与水汽共存时的状态曲线，又称蒸发线，线上K点对应于水汽的临界温度和压力，高于临界温度时就只有气态存在OB曲线——冰与水汽两相共存时的状态曲线，又称升华线OB′曲线——过冷水与水汽共存时的状态曲线OC——融解线，表示冰与水达到平衡时压力与温度的关系⑷水相变化中的潜热水相转变过程伴随着能量的转换，蒸发过程中，由于具有较大动能的水分子脱出液面，使液面温度降低。如果保持其温度不变，必须自外界供给热量，这部分热量等于蒸发潜热L，L与温度关系如下：L=（2500-2.4T)×103(J/kg)温度变化不大时，L的变化很小，一般L为2.5×106J/kg同样，在冰升华为水汽的过程中也要消耗热量，即由冰融化为水所需消耗的融解潜热（3.34×105J/kg）和由水变成水汽所需要消耗的蒸发潜热。以Ls表示升华潜热，则Ls=(2.5×106+3.34×105)J/kg=2.8×106J/kg⑸影响饱和水汽压的有关要素1）饱和水汽压与温度的关系E0——0℃时，纯水面上的饱和水汽压饱和水汽压随温度的升高而增大，这是由于蒸发面温度升高时，水分子平均动能增大，单位时间内脱出水面的分子增多的缘故。结论：1.空气温度的变化，对蒸发和凝结有重要影响。2.饱和水汽压随温度改变量，在高温时要比低温时大。2）饱和水汽压与蒸发面性质的关系冰面与过冷却水面的饱和水汽压：通常，水温在0℃时开始结冰，但是试验和对云雾的直接观测发现，有时水在0℃以下，甚至在-20℃—-30℃以下仍不结冰，处于这种状态的水称过冷却水。而过冷却水与同温度下的冰面比较，饱和水汽压并不一样。（过冷却水产生的原因是没有凝结核）在实际应用中，经常采用经验公式确定饱和水汽压和温度的关系。最常用的比较准确的是马格努斯（Magnus）经验公式Ei——冰面饱和水汽压对于冰面和过冷却水面，饱和水汽压仍然是按指数规律变化，所不同的是冰是固体，冰分子要脱出水面的束缚比水分子脱出水面的束缚更困难。只有当温度刚好等于0℃时，冰和水处于过渡状态，它们的饱和水汽压才相等。过冷水例子：“冰晶效应”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的饱和水汽压之间，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。3）饱和水汽压与蒸发面形状的关系A分子受到的引力最小C分子受到的引力最大B分子的情况介于二者之间因此，温度相同时，凸面的饱和水汽压最大，平面次之，凹面最小。⑹影响蒸发的因素——水源（开阔水域雪面冰面潮湿土壤植被——基本条件）——热源——饱和差（E-e越大，蒸发速度也越快）——风速、湍流扩散（有风和湍流时水汽分子扩散加快，饱和压差大，蒸发速度快）——液体表面积⑺大气中水汽凝结条件1）存在凝结核2）水汽达到饱和或过饱和状态（通过蒸发—增加实际水汽压；通过冷却—降低饱和水汽压）⑻大气的冷却方式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。（云的形成）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。（辐射雾形成）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:t混合＝（t1＋t2）/2；饱和水汽压为E；水汽压e=(e1+e2)/2；e＞E可以产生凝结。⑻露点：指空气在水汽含量和气压都不改变的条件下，冷却到饱和时的温度。形象地说，就是空气中的水蒸气变为露珠时候的温度叫露点温度。露点温度是个温度值，同时也可以用来表示湿度，因为当空气中水汽已达到饱和时，气温与露点温度相同；当水汽未达到饱和时，气温一定高于露点温度。所以露点与气温的差值可以表示空气中的水汽距离饱和的程度。

⑼雾的形成和分类雾：悬浮于近地面空气中的大量水滴或冰晶按雾形成的天气条件可以分为：气团雾，锋面雾按气团雾形成的条件可以分为冷却雾，蒸发雾，混合雾按冷却过程不同，冷却雾可以分为辐射雾，平流雾，上坡雾其中最常见的是辐射雾和平流雾辐射雾：由地面辐射冷却使贴地气层变冷而形成的。有低雾和高雾之分，辐射雾具有明显的地方性。有利于形成辐射雾的条件是：①空气中有充足的水汽；②天气晴朗少云；③风力微弱（1-3m/s）；④大气层结稳定。平流雾：暖湿空气流经冷的下垫面而逐渐冷却形成的。形成平流雾的有利天气条件是：①下垫面与暖湿空气的温差较大；②暖湿空气的湿度大；③适宜的风向(由暖向冷)；风速(2-7m/s)；④层结较稳定。⑼云的形成条件云是气块上升过程绝热冷却降温，使水汽达到饱和或过饱和发生凝结而形成的。大气上升运动主要有如下四种方式：A）热力对流－－积状云B）动力抬升－－层状云C）大气波动－－波状云D）地形抬升－－地形云⑽云的形成和分类按天气学分类：锋面云系、气旋云系、台风云系按发生学分类：积状云、层状云、波状云按云的高度分：高云族——卷云、卷积云、卷层云中云族——高积云、高层云低云族——积云、积雨云、层积云、层云、雨层云1）积状云的形成（1）积状云是垂直发展的云块，主要包括淡积云、浓积云和积雨云。（2）积状云多形成于夏季午后，具孤立分散、云底平坦和顶部凸起的外貌形态。（3）积状云的形成与不稳定大气中的对流上升运动相联系。①凝结的条件②对流上升所能达到的高度。气团内部热力对流所产生的积状云最为典型特点：孤立、分散、底部平坦、顶部凸起1）对流上限稍高于凝结高度，则一般只形成淡积云。2）在此高度上，如果有强风和较强的湍流时，淡积云的云体会变得破碎，这种云叫碎积云。3）当对流上限超过凝结高度许多时，云体高大，顶部呈花椰菜状，形成浓积云。4）如果上升气流更强，浓积云云顶即可更向上伸展，云顶可伸展至-15℃以下的高空。于是云顶冻结为冰晶，出现丝缕结构，形成积雨云。5）积雨云顶部，在高空风的吹拂下，向水平方向展开成砧状，称为砧状云。淡积云、浓积云和积雨云是积状云发展的不同阶段2）层状云的形成层状云是均匀幕状的云层，常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。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。当暖空气向冷空气一侧移动时，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。在倾斜面上,最前面的是卷云和卷层云，中部是高层云，最后面是雨层云。3）波状云的形成波状云是波浪起伏的云层，包括卷积云、高积云、层积云。当空气存在波动时，波峰处空气上升，波谷处空气下沉。空气上升处由于绝热冷却而形成云，空气下沉处则无云形成。如果在波动形成之前该处已有厚度均匀的层状云存在，则在波峰处云加厚，波谷处云减薄以至消失，从而形成厚度不大、保持一定间距的平行云条，呈一列列或一行行的波状云。一般认为形成波动的原因主要有二：1.由于大气中存在着空气密度和气流速度不同的界面，在此界面上引起波动。2.由于气流越山而形成的波动（地形波或背风波）。在上层风速大、密度小，下层风速小、密度大的界面上产生波动时，由于各高度上的风向、风速常随时间变化，波动的方向也随之改变，新产生的波动叠加在原来的波动之上，从而形成棋盘格子般的云块。波动气层甚高时形成卷积云，较高时形成高积云，低时形成层积云。4）特殊云状的形成①悬球状云：是指从云底下垂的云团，多出现在积雨云的底部。有时在高积云、高层云和雨层云的底部也可以见到。当云中有大量的水滴时，如果云底附近有强烈的上升气流，将下降的水滴托住，便会形成好像悬挂在云底的云团，这就是悬球状云。②堡状云底部水平，顶部则是并列着突起的小云塔，形状像远方的城堡。当波状云在逆温层下形成以后，如果逆温层不太厚，则逆温层下湍流发展时，较强的上升气流就穿过逆温层，使水汽凝结，形成具有圆弧顶部的云朵，这就是堡状云。③絮状云的个体破碎，形状像棉絮团，它常是潮湿气层中的强烈湍流混合作用而形成的，主要为絮状高积云。④荚状云：荚状云中间厚、边缘薄，云块呈豆荚状。常见的荚状云主要是荚状高积云和荚状层积云。荚状云是由局部上升气流和下降气流相汇合而形成的。当上升气流使空气绝热冷却而形成云时，如果遇到下降气流的阻挡，其边缘部分因下降气流而逐渐变薄，这样便形成荚状云。在山区，气流受到地形的影响也能形成荚状云。⑾降水形成的宏观和微观条件降水条件：当云滴增长到能克服空气阻力和上升气流的顶托，且在降落地面过程中不被蒸发掉时才能形成。降水形成宏观条件：1）水汽；2）上升运动：可源源不断地给云中输送水汽；绝热上升，水汽易凝结成云；可托住小水滴，使之不易过早掉下来。降水形成的微观物理过程：1）云滴凝结（或凝华）增长2）冲并增长⑿降水的成因及基本类型降水类型大气中气流上升有不同的方式，导致降水的成因也有所不同，根据气流上升特点，降水可分以下三个基本类型：1）对流雨近地面气层强烈受热，造成不稳定的对流运动，气块强烈上升，气温急剧下降，水汽迅速达到饱和而产生对流雨。这类降水多以暴雨形式出现，并伴随雷电现象，所以又称热雷雨。其形成的条件是：空气湿度很高，热力对流运动强烈。从全球范围来说，赤道带全年以对流雨为主。我国西南季风控制的地区，也以热雷雨为主，通常只见于夏季。2）地形雨暖湿气流在前进中，遇到较高的山地阻碍被迫抬升，因高度上升，绝热冷却，在达到凝结高度时，便产生凝结降水。地形雨多发生在山地迎风坡，世界年降水量最多的地方基本上都和地形雨有关。背风侧，因水汽含量已大为减少，更重要的是气流越山下沉，绝热增温，气温升高，发生焚风效应。所以背风侧降水很少，形成雨影区。3）锋面（气旋）雨两种物理性质不同的气块相接触，暖湿气流循交界面滑升，绝热冷却，达到凝结高度时便产生云雨。由于空气块的水平范围很广，上升速度缓慢，所以锋面雨一般具有雨区广、持续时间长的特点。温带地区，锋面雨占有重要地位。4.大气的运动⑴气压：大气压力（压强）的简称。是在任何表面上，由于地球周围大气重量所产生的压强。其数值等于从单位底面积向上直至大气层顶的垂直气柱的重量。（hPa）⑵标准大气压：温度为0℃时、纬度为45度的海平面的气压作为标准大气压，称1个大气压，其值为760毫米水银柱，相当于1013.25hPa。⑶静力学方程：气块所受气压梯度力的垂直分量与其重力相平衡。大气在垂直方向上受到的力：重力、气压梯度力的垂直分量垂直速度比水平运动小好几个量级，垂直方向上大多情况下可看成是静止的，垂直方向的力是平衡的，称静力学平衡。静力平衡适用前提：它是针对大尺度运动系统而言的，中、小尺度对流运动不能看成是静力学平衡的。物理意义：表示P随Z递减的速度与密度和重力加速度有关。主要取决于密度，密度越大，P随Z递减得越快，密度越小，P随Z递减得越慢。⑷压高公式将静力学方程对高度积分，并引入状态方程。它可以描述气压和海拔高度之间的关系。为了解气压垂直分布的一些特征，引入均质大气、等温大气和多元大气的概念。均质大气：假设密度不随高度变化，均质大气层顶的高度为8KM左右。等温大气：T=const，等温大气中气压随高度按指数递减。多元大气：温度递减率为常数的理想大气压高公式，表示气压P随高度增加而指数递减。实际大气与多元大气更为接近。⑸位势高度和几何高度的区别位势高度：单位：位势米，因为g的值接近9.8，所以位势高度和几何高度在数值上很接近，但二者的意义截然不同。等压面上等高线的高度不是以米为单位的几何高度，而是位势高度。所谓位势高度是指单位质量的物体从海平面（位势取为零）抬升到Z高度时，克服重力所作的功，又称重力位势，单位是位势米。在SI制(国际单位制)中，1位势米定义为1kg空气上升lm时，克服重力作了9.8J的功，也就是获得9.8J/kg的位势能。（1位势米=9.8焦耳/千克）所以说：位势米是表示能量的单位，米是表示几何高度的单位。10位势米也称位势什米。由于大气是在地球重力场中运动着，时刻受到重力的作用，因此用位势米表示不同高度气块所具有的位能，显然比用几何高度要好。⑹气压场的表示方法等压线：同一水平面上各气压相等点的连线。等压线按一定气压间隔绘出，构成一张气压水平分布图。等压面：等压面是空间气压相等点组成的面。等压面图：等压面下凹部位对应着水平面上的低压区域，等压面上凸部位对应着水平面上的高压区域，据此求出同一时间等压面上各点的位势高度值，并用类似绘制地形等高线的方法，将某一等压面上相对于海平面的各位势高度点投影到海平面上，就得到一张等位势高度线（等高线）图，此图能表示该等压面的形势，故这种图称为等压面图。等压面上画的是等高线，等高面上画的是等压线⑺气压场的基本型式1)低气压(简称低压)，其等压线闭合，中心气压低，向外逐渐增高。空间等压面向下凹，形如盆地。2)高气压(简称高压)，其等压线闭合，中心气压高，向外逐渐减低。空间等压面向上凸形状，形似山丘。3)低压槽(简称槽)：是低压向外伸出的狭长部分，或一组未闭合的等压线向气压较高方突出的部分。在槽中，各等压线弯曲最大处的连线叫槽线。气压沿槽线最低，向两边递增。4)高压脊(简称脊)：高压向外伸出的狭长部分，或一组未闭合的等压线向气压较低方突出的部分。在脊中，各等压线弯曲最大处的连线叫脊线。气压沿脊线最高，向两边递减。脊附近的空间等压面，类似山脊。5)鞍形气压场：两个高压和两个低压交错分布的中间区域。⑻温压场对称系统1.暖性高压：高压中心区为暖区，四周为冷区，等压线和等温线基本平行，暖中心与高压中心基本重合的气压系统。由于暖区单位气压高度差大于周围冷区，因而高压的等压面凸起程度随高度增加不断增大，即高压的强度愈向高空愈增强，形成一个深厚系统。2.冷性高压：高压中心为冷区，冷中心与高压中心基本重合的气压系统。因为冷区单位气压高度差小于周围暖区，因而高压等压面的凸起程度随高度升高而不断减小，最后趋于消失。若温压场结构不变，随高度继续增加，冷高压会变成冷低压系统，所以在对流层中发展成为浅薄系统。3.暖性低压：低压中心为暖区，暖中心与低压中心基本重合的气压系统。由于暖区的单位气压高度差大于周围冷区，所以低压等压面凹陷程度随高度升高而逐渐减小，最后趋于消失。如果温压场结构不变，随高度继续增加暖低压就会变成暖高压系统，在对流层中发展成为浅薄系统。4.冷性低压：低压中心区为冷区，四周为暖区，等温线与等压线基本平行，冷中心与低压中心基本重合的气压系统。因为冷区单位气压高度差小于周围暖区，因而冷低压的等压面凹陷程度随高度增加而增大，即冷低压的强度愈向高空愈增强，最后形成一个深厚系统。⑼温压场不对称系统这种气压系统，中心轴线发生偏斜。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。⑽作用于空气的力1）气压梯度力：由于气压分布不均而产生的气压梯度力在气象上讨论空气水平运动时，通常取单位质量的空气作为讨论对象，并把在气压梯度存在时，单位质量空气所受的力称为气压梯度力，通常表示为：G—水平气压梯度力；ρ—空气密度；Δp—两条等压线之间的气压差；Δn—两条等压线之间的垂直距离；Δp／Δn—为水平气压梯度；“－”负号表示方向由高压指向低压。气压梯度力可以分解为水平气压梯度和垂直气压梯度力在大气中气压梯度力垂直分量比水平分量大得多，垂直气压梯度力约为水平气压梯度力的10000倍，但它几乎被重力所平衡，因而在垂直方向上一般不会造成强大的垂直加速度。而水平气压梯度力虽小，由于没有其它实质力与它相平衡，在一定条件下却能造成较大的空气水平运动。2）地转偏向力：由于地球自转而产生的力根据牛顿定律，对单位质量物体偏向力A=2Vω方向垂直于转动轴，也垂直于相对速度V，指向速度的右侧。地转偏向力的4个特点：1.地转偏向力只是在空气相对于地面有运动时才产生。2.地转偏向力只改变气块运动方向而不能改变其运动速度。3.北半球地转偏向力指向运动方向的右侧。4.在风速相同情况下它随纬度减小而减小。3）惯性离心力：是物体在作曲线运动时所产生的，由运动轨迹的曲率中心沿曲率半径向外作用在物体上的力。其同运动方向相垂直，自曲率中心指向外缘。惯性离心力和地转偏向力一样是假想力，只改变物体运动的方向，不改变运动的速度。4）摩擦力：空气与地面之间存在相对运动而产生的力大气运动中所受到的摩擦力一般分为内摩擦力和外摩擦力。1.内摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接触的两个空气层之间产生的一种相互牵制的力。它主要通过分子不规则运动，层与层动量交换，使快的气层减慢、慢的气层加快，最终趋于一致，相当于摩擦阻力。2.外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，其公式为R=-kV。⑾大气运动基本方程组u、v、w分别为V在X、Y、Z三个方向上的分量G-气压梯度力A-地转偏向力R-摩擦力g-重力⑿自由大气中的空气水平运动风压律：地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直，即平行于等压线。因而，若背风而立，在北半球高压在右，低压在左。南半球则相反。此称白贝罗风压律。地转风：指气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气作等速、直线的水平运动等高面上的地转风公式随高度有很大变化，因而在比较某地不同高度上的地转风时，不仅要比较上、下层气压梯度的大小，同时还要知道ρ值随高度的变化，这给实际工作带来极大不便。如果应用等压面图来代替等高面图，问题就容易解决。等压面图上地转风公式上式中：地转风直接与等压面上的位势梯度成正比，与纬度的正弦成反比。对于一地来说，纬度相同，只要比较各层等压面图上的等高线疏密程度，就可确定各层风速的大小。梯度风：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外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，称为梯度风。1）在低压内气压梯度力G指向中心，地转偏向力A和惯性离心力C指向外，达于平衡状态时出现的梯度风由于当气压梯度等于0时，梯度风亦为0，所以上式正负号只能取正号。在北半球：低压系统中的梯度风总是沿着等压线逆时针方向吹，南半球相反。2）在高压内气压梯度力G和惯性离心力C指向外，而地转偏向力A指向内，三个力达于平衡时出现的梯度风由于当气压梯度等于0时，梯度风亦为0，所以上式正负号只能取负号。在北半球：高压系统中的梯度风总是沿着等压线顺时针方向吹，南半球相反。⒀自由大气中风随高度的变化热成风：暖气柱中单位气压高度差大；冷气柱中单位气压高度差小。因此，假若等压面在低层是水平的，而由于气柱中平均温度在水平方向上有差别，到高层以后，等压面就会出现倾斜，暖区一侧等压面抬起，冷区一侧等压面降低。等压面倾斜的结果使高层水平面上的气压值不相等，出现了由暖区指向冷区的气压梯度力，从而产生了平行于等温线的风。气层中平均温度梯度愈大，高层出现的风也愈大，这种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，称为热成风。和分别是高层与低层的地转风。如果低层等压面是水平的，则：热成风风速的表达式为：Tm为气层平均温度，f为地转参数，g为重力加速度，Z1、Z2为下、上层的高度。热成风的大小与气层内平均温度梯度以及气层的厚度成正比，与科氏参数（f）成反比。热成风的方向与平均等温线相平行，在北半球背热成风而立，高温在右，低温在左，南半球则反。因为所以：1）上层地转风为下层地转风和气层之间热成风之和。2）下层地转风由下层水平气压梯度决定；3）气层间热成风由气层平均水平温度梯度决定；即，可以由温压配置来讨论垂直变化。⒁摩擦层中空气的水平运动在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力作用，不仅风速减弱、风向受到干扰，而且破坏了气压梯度力与地转偏向力间的平衡关系，表现出气流斜穿等压线，从高压吹向低压的特征。

1）地面摩擦力对风的影响由于摩擦力（主要是外摩擦力）对风的阻滞作用，使平衡风的风速比原气压场中相应的地转风的风速要减小，进而使地转偏向力也相应减小。结果减小后的地转偏向力和摩擦力的合力与气压梯度力相平衡时的风，斜穿等压线，由高压吹向低压。其风速大小与气压梯度力成正比，而与地面摩擦系数成反比。摩擦层中风场与气压场的关系为：在北半球背风而立，高压在右后方，低压在左前方，此即白贝罗风压定律。至于风向偏离等压线的角度（α）和风速减小的程度，则取决于摩擦力的大小。摩擦力愈大，交角愈大，风速减小得愈多。在等压线弯曲的气压场中，例如闭合的高压和低压中，由于地面摩擦力的作用，风速比气压场中所应有的梯度风风速要小，风斜穿等压线吹向低压区。所以，低压中的空气是一面旋转、一面向低压中心辐合。高压中空气则是一面旋转、一面从高压中心向外辐散。2）摩擦层中风随高度的变化北半球摩擦层中在不考虑气压梯度力随高度改变时，风向随高度增高不断向右偏转，到摩擦层顶部风速接近于地转风，风向与等压线相平行。Ekman（爱克曼）螺旋线：（北半球下视，地偏力指向运动右方，故顺时针；南半球则相反）高度增高，风速增大，方向逐渐接近地转风。⒂近地层风速廓线模式1、对数律风速廓线模式——平均风速随高度变化在近地层中性层结（气温直减率r=rd=1K/100m，大气是中性的）条件下应用对数律模式的精度较高。ū—高度Z处的平均风速，m/s；u*--摩擦速度，m/s；k—卡门（karman）常数，常取0.4；Z0—地面粗糙度，m2、指数律风速廓线模式——平均风速随高度变化ū1—已知高度Z1处的平均风速，m/s；m—稳定度参数。M的变化取决于温度层结和地面粗糙度，为0<m<1的分数，层结越不稳定，m值越小。一般认为在中性条件下，指数律模式不如对数律模式准确，特别是在近地层时。但指数律在中性条件下，能较满意地应用于300-500m的气层，而且在非中性条件下应用也较为准确和方便，所以在大气污染浓度估算中应用指数律较多。⒃大气系统与空气污染物输送当污染物排放到大气中，会受到各种物理过程影响，使污染物在不同地区散布，且使污染物浓度随时间发生变化。具体讲，会受到风、湍流等影响。另一方面，天气现象也会对污染物的输送、扩散、清除过程产生影响（eg：雨雪、雷电）。而大气与地面发生的物质和能量交换过程也会影响污染物输送、扩散、清除过程（eg：强烈午后日照）。综上所述，在考虑污染物在大气中的输送、扩散、清除过程时，必须与大气自身的运动状态、其中所发生的物理和化学过程密切联系，通过研究分析这些过程对污染物的影响，才有可能比较准确地预测污染物进入大气后的变化情况和空间不同位置的污染物浓度分布。第三章天气系统1、气团和锋天气：一定区域短时段内的大气状态及其变化的总称。天气系统：通常是指引起天气变化和分布的高压、低压和高压脊、低压槽等具有典型特征的大气运动系统。各种天气系统都具有一定的空间尺度和时间尺度。天气过程：天气系统的发生、发展、消亡及其相应的天气演变的全过程。天气形势：许多天气系统的组合、分布状况，构成大范围的天气形势，构成半球甚至全球的大气环流。天气形势分析是天气预报的重要依据。常见的各种尺度的天气系统⑴气团气象要素（主要指温度、湿度和大气静力稳定度）在水平分布上比较均匀的大范围空气团。其水平范围从几百千米到几千千米，垂直范围可达几千米到十几千米。同一气团内的温度水平梯度一般小于1—2℃/100km，垂直稳定度及天气现象也都变化不大。气团形成的源地需要两个条件：一是范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面。二是有一个能使空气物理属性在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。气团的变性：气团原有物理属性的改变过程称为气团变性气团的变性过程同气团的形成过程一样，也是通过湍流、大范围垂直运动和蒸发、凝结、辐射等物理过程来实现的。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。变性的快慢和变性程度的大小取决于：1）流经地区下垫面性质与气团源地下垫面性质差异2）离开源地时间的长短3）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，暖气团移向冷区时则不易变冷。原因：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定阶段。气团的分类：1）地理分类法根据气团源地的地理位置和下垫面性质进行分类。每个半球划分出7种气团优点是能够直接从气团源地了解气团的主要特征，但它不易区分相邻两个气团的属性，也无法表示气团离开源地后的属性变化。2）热力分类法依据气团与流经地区下垫面间热力对比进行的分类。气团温度高于流经地区下垫面温度的，称暖气团。相反，气团温度低于流经地区下垫面温度的，称冷气团。暖气团一般含有丰富的水汽，容易形成云雨天气。但是，当其移向冷区（高纬度）时，不仅会引起流经地区地面增温，而且气团低层不断失热而逐渐变冷，气团温度直减率减小，气团趋于稳定，甚至有时可能发展成逆温层，以至暖气团中热力对流不易发展，往往呈现出稳定性天气。冷气团一般形成干冷天气。如果从源地移向暖区（低纬度）时，气团低层因不断吸热而增温，气团温度直减率趋向增大，层结稳定度减小，对流运动容易发展，可能发展成不稳定天气。如果冷气团来自海洋，水汽较多，可能出现积状云，产生阵性降水天气。⑵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。锋的宽度同气团宽度相比显得很狭窄，常称为锋面。锋面与地面的交线称为锋线，锋面和锋线统称锋。锋向空间伸展的高度视气团的高度而有不同，凡伸展到对流层中上层者，称对流层锋，仅限于对流层低层（1.5km以下）者，称近地面锋。锋的特征：锋是冷、暖气团间的过渡带，锋两侧温度、湿度、稳定度及风、云、气压等气象要素都有明显差异，是大气中气象要素的不连续面。1）锋在空间呈倾斜状态。锋面倾斜的程度，称锋面坡度。它的形成和维持是地球偏转力作用的结果。2）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。3）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）锋附近的风场是同气压场相适应的。当冷锋呈东北-西南走向时，锋前多为西南风，锋后多为西北风，表现出风向的气旋式切变。5）锋附近风随高度变化状况需视锋的性质而有不同。①在地面暖锋前面，锋上盛行暖平流，通过锋时，风随高度向右偏转。②在地面冷锋后面，风随高向左偏转。③在静止锋情况下，风向少变或反转，风速显著加大。锋区常见的几种基本气压场和风场型式：1）上面三幅图是等压线与锋平行时的情况，锋处在低压槽中或相对低压槽（称隐槽，槽两侧水平气压梯度值不同，而方向相同，如右方两图情况）中，这时的锋呈准静止状态。2）下面三幅是锋处的等压线呈V型槽时的情况，这种锋是移动型锋。⑶锋的类型和天气①暖锋：锋在移动过程中，锋后暖气团起主导作用，推动着锋面向冷气团一侧移动的锋。暖锋天气：1）锋上常常出现广阔的、系统的层状云系。2）典型云序为：卷云（Ci）、卷层云（Cs）、高层云（As）、雨层云（Ns）。3）暖锋降水主要发生在雨层云内，多是连续性降水。4）在我国明显的暖锋出现得较少，大多伴随着气旋出现。春、秋季一般出现在江淮流域和东北地区，夏季多出现在黄河流域。②冷锋锋在移动过程，锋后冷气团占主导地位，推动着锋面向暖气团一侧移动的锋。冷锋又因移动速度快慢不同，分为一型（慢速）冷锋和二型（快速）冷锋。一型冷锋：产生与暖锋相似的层状云系，云系和雨区主要位于地面锋后，多稳定性降水，出现积雨云和雷阵雨天气。二型冷锋(/