资环《气象原理与气候学》讲稿教案

资环《气象原理与天气学》讲稿授课方案资环《气象原理与天气学》讲稿授课方案/资环《气象原理与天气学》讲稿授课方案第一章绪论第一节气象学与天气学的看法meteorologyandclimatology一、气象学的看法及研究领域1、看法：气象学就是研究大气中所发生的各样物理现象和物理过程的形成原因，时空散布和变化规律的学科。2、研究领域按传统，气象学可分为：物理气象学，天气学，动力气象学。从应用看法出发，气象学可分为农业气象学、水文气象学、污染气象学、航空气象学、航海气象学、军事气象学、医疗气象学等。二、天气学的看法及研究领域1、看法：天气学是研究天气的特点、散布、变化、形成及其与人类活动互有关系的学科。1）天气是某一刹时大气的状态和大气现象的综合。2）天气是在太阳辐射，下垫面和大气环流的影响下形成的天气的多年综合情况。3）二者的关系：天气是天气的基础，天气是天气的综合表现。天气是大气物理过程的短时或刹时状态，而天气则是长时段的气象因素的周期表现。与天气比较，天气拥有坚固性和地区性。2、研究领域：按研究所用的原理和方法可分为天气天气学、物理动力天气学和自然天气学等。按研究的尺度可分为大天气学、中天气学和小或微天气学。按研究时段和所用资料可分为古天气学或地质时期天气学，历史时期天气学和近代天气学等。从应用看法出发，天气学可分为建筑天气学、农业天气学、航空天气学、航海天气学、医疗天气学等。第二节气象学与天气学在公民经济中的意义及发展一、气象天气情报服务二、天气、天气预告服务（一）天气预告服务（二）天气预告服务（三）展望性天气影响讨论三、天气资源的开发利用四、人工影响天气和改良天气环境第三节大气的基本情况一、大气的构成和大气污染（一）大气的构成1、干洁空气：氮气：大气中含量最多的气体，是地球上生命体的基本成分，以蛋白质的形式存在于有机体中。氧气：干空气中次多的气体，是保持人类及动植物生命极为重要的气体，在各样化学变化中起重要作用。臭氧：能激烈汲取紫外线，对地球上的有机体生计其保护作用。二氧化碳：是光合作用制造有机物质不可以缺乏的原料，它能激烈汲取和放射长波辐射，使之不可以够射出大气层以外，若含量增添，将会惹起地层大气变暖。2、水汽它是大气中独一能够发生相变的成分，以水汽，水滴和冰晶三种相态存在，主要集中在低层大气，能够致天气变化，如云，雾，雨，雪的形成，同时，水汽能激烈汲取地面长波辐射，和二氧化碳一同对地面起保温作用。3、固体杂质悬浮在大气中的固态或液态的粒子，它可充任水汽凝固核，还可汲取一部分太阳辐射和阻截地面放热，对地年和空气温度也有必然的影响。（二）大气污染1、看法因为自然过程和人类活动的结果，直接或间接地把大气正常成分以外的一些物质和能量输入大气中，其数目和强度超出大气的净化能力，以致造成损害生物、影响人类健康的现象。2、种类第一类是固体或液体的微粒，通称为气溶胶粒子，如烟尘、粉尘，含酸雾滴等。直径在

10um

以上的粉尘称落尘，直径在10um以下的称为飘尘。第二类是气态化合物，通称为化学污染物。如能惹起氧化危害的臭氧、过氧乙酰硝酸脂类、二氧化氮、氯等；能惹起复原危害的二氧化硫、硫化氢、一氧化碳等；能惹起碱性危害的氨以及能惹起酸性危害的二氧化硫等物质。3、形成环节空气污染物由污染源排出，经过大气的运送扩散，抵达污染对象。二、大气的垂直构造(一)依据不一样样高度气层的特点，可从地面到大气上界将大气层分为五层对流层：地表到高空12km左右特点：温度随高度高升而起落低，均匀每高升100米，气温约下降有激烈的垂直运动和不规则的乱流运动气象因素水平散布不均匀

0.65℃1、平流层：从对流层顶到

55km

高度特点：温度随高度的高升而高升气流较安稳，平流运动较强，水汽尘埃较少天空光亮，透明度高，适合飞机的遨游2、中间层：从平流层向上至

85km高度特点：温度随高度的高升而下降垂直运动较强3、暖层：又称热层或电离层。从中间层至

800km

高度特点：温度随高度的高升而高升是无线电波发射的主要层次4、闲逸层：又称外层。暖层以上的大气层，大气圈与星际的过渡带。(二)依据空气质点所受摩擦力的大小分两层1、摩擦层：在1-2km高度以下的气层2、自由大气：在1-2km高度以上的气层三、主要气象因素：用来表示大气中的物理过程，物理现象及大气状态的各样物理量统称为气象因素。主要有气压，温度，湿度，降水量，蒸发，风，云，能见度，日照，辐射，以及各样天气现象。（分别论述）第二章辐射第一节日地关系及季节形成一、日地关系地球是一椭圆体，其赤道半径是

6378.1km，它在太空中不断地绕太阳公转，

同时又绕地轴自西向东进行自转，公转的轨道为一近圆形的椭圆，太阳位于椭圆的一个焦点上，在一年中地球距太阳近来的时间约在每年的1月3日，即近期点，最远的时间约在7月4日，即远日点。若在北极星方向来看，地球的公转和自转方向均是逆时针的。地球绕太阳公转有两个重要的特点：一是地轴与地球公转轨道向来保持66度33分的交角二是地轴在宇宙空间的倾斜方向向来保持不变因为地球的公转，有时北半球偏向太阳，有时南半球偏向太阳，惹起太阳直射地球的地点不断改变，以致地面获得太阳的能量发生周期性的变化，于是便产生了地球上季节更替的现象，地球各地的太阳辐射情况受太阳在天空中的地点的影响，太阳在天空中的地点可用太阳高度角和太阳方向角来表示二、太阳高度角和方向角(一)太阳高度角1、看法：太阳平行光芒与水平面的交角称为太阳高度角，简称太阳高度2、求算式：正正午刻的简化公式为：

h=90–?+δ大庆的地理纬度是45度

46分到46度

55分，经度为

124度

19分到

125度12

分。(二)太阳方向角1、看法：太阳光芒在水平面上的投影与当地子午线间的夹角。子午线：为丈量地球而假定的南北方向的线，即经过地面某点的经线，也叫子午圈。三、日夜形成和日照长短的变化(一)在地球自转过程中，老是有半个球面朝向太阳，另半个球面背向太阳。朝向太阳的半球称昼半球，背向太阳的半球称夜半球，昼半球和夜半球的分界限，叫晨昏线。晨昏线与纬圈交割把纬圈分红两段圆弧，处于昼半球的弧段儿昼弧，处于夜半球的弧段称夜弧。当地球自西向东自转时，昼半球的东侧逐渐进入黑夜，夜半球的东侧逐渐进入白日，由此形成了地球上的日夜交替的现象。(二)几个看法1、可照时数：在天文学上，某地的昼长是指从日出到日没太阳可能照耀的时间间隔。2、实照时数：将一日中太阳直接照耀地面的实质时数称为实照时数。平常短于可照时数。3、曙暮光：在日出前与日没后的一段时间内，固然太阳直射光不可以够直接投射到地面上，但地面还可以够获得高空大气的散射光，使日夜的更替不是忽然的，天文学上称为晨曦和昏影，总称为晨昏影，一般习惯上则称之为曙光和暮光。4、光照时间：把包含曙暮光在内的日长时间称为光照时间。四、季节的形成及二十四节气1、季节的形成：主假如因为太阳辐射随时间变化的结果，一年内地球每天在公转轨道上的地点不一样样，一地不一样样时期获得太阳辐射能量不一样样，温度不一样样，地球公转一周，恰巧是寒来暑往的一年四时。在气侯资料统计中，把公历的3、4、5月区分为春季；6、7、8月区分为夏季；9、10、11月区分为秋天；12、1、2月区分为冬季。2、二十四节气：春雨惊春清谷天，夏满芒夏暑相连，秋处露秋寒霜降，冬雪雪冬小大寒。每个月两节日期定，前后相差一两天，上半年在六廿一，下半年在八二三。第二节辐射的基本知识一、辐射与辐射能1、看法：自然界中的全部物体，只需其温度在绝对零度以上，都时刻不断地以电磁波或粒子的形式向外放射能量，这种放射能量的方式称为辐射，经过辐射流传的能量称为辐射能。2、性质：颠簸性：辐射的颠簸性可用波长、频次表示，关系式为λ·μ=C粒子性：辐射的粒子学说内容：电磁辐射由拥有必然质量能量和动量的微粒子构成，这些微粒称为量子，每个量子所拥有的能量与其频次成正比，或说与波长成反比。关系式为E=h·μ或E=C/λ二、表征辐射特点的物理量1、辐射通量：单位时间内经过或抵达任一面积的辐射能。2、辐射通量密度：单位时间内经过或抵达单位面积的辐射能。辐出度：放射体表面单位时间单位面积上所放出的辐射能。辐照度：单位时间照耀到单位面积物体表面的辐射能。3、光通量密度：单位面积上经过或抵达的光通量。光照度：单位面积上接收的光通量。三、物体对辐射的汲取、反射和透射1、看法汲取率（a）：物体汲取的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。反射率(r)：物体反射的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。透射率(t)：透过物体的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。三者关系：a+r+t=12、分类依据物体对辐射的汲取率黑体：假如某种物体在任何温度下，对任何波长的入射辐射能的汲取率都等于1，则称之为绝对黑体，简称黑体。灰体：假如某种物体的汲取率为小于1的常数，并且不随波长而改变，称之为灰体。白体：假如某种物体的反射率等于1，即汲取率等于零，则称之为白体。四、辐射的基本定律（一）斯蒂芬——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=σT4（二）维恩位移定律黑体辐射能力最大值所对应的波长与其表面绝对温度成反比，表达式为：λmax=C/T。（三）基尔霍夫定律：当热量均衡（即温度不变）时，物体对于某一波长的辐射能力与物体对该波长汲取率之比为一恒量。该定律指出，辐射能力强的物体，汲取能力也强，反应了辐射能力和汲取率的关系。第三节太阳辐射及其穿过大气层时的减弱一、看法：太阳时刻不断地以辐射的方式向宇宙空间放射出巨大的能量，从太阳放射出来的光，热能量总称为太阳辐射能，简称太阳辐射或太阳能。二、大气上界的太阳辐射（一）太阳辐射光谱和太阳常数1、太阳辐射光谱：太阳辐射经色散分光后按波长大小摆列的图案，称为太阳辐射光谱。太阳辐射光谱主要分为紫外区、可见光区、红外区三部分。分别约占太阳辐射总能量的7%、50%、43%。2、太阳常数：在大气上界，当天地间处于均匀距离时，垂直于太阳光芒平面上，单位面积、单位时间内所接受的太阳辐射能，称为太阳常数。平常用“

I。”表示，其最正确值为

1367±7W/m2，多半文件上采纳

1370W/m2。（二）天文辐射及其影响因素1、看法：太阳辐射在大气上界的时空变化与散布是由太阳与地球间的天文地点决定的，又称天文辐射。2、影响因素1）日地距离：地球上接收到太阳辐射的强度与日地间距离的平方成反比。2）太阳高度：朗伯定律I＇=Isinh此中I＇：投射到单位面积的水平面上的太阳辐射I：投射到垂直于太阳辐射的单位面积上的太阳辐射（3）白日长度：QSTI02(0sinsincoscossin0)T/=458.4,(日地相对距离)=b/a,b为该时刻的日地距离,a为地球公转轨道的均匀半径，0为时角。三、太阳辐射在大气中的减弱抵达地面的太阳辐射光谱与大气上界比较产生的主要变化：1、总辐射能有明显地减弱2、辐射能随波长的散布变得极不规则3、波长短的辐射能减弱得更为明显（一）大气汲取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汲取必然波长辐射能的特点，以致抵达地面的太阳辐射能量被减弱，光谱发生改变。（二）大气的散射1、看法：光经过密度或折射率不均匀散布的介质时，除在光的流传方向外，在其余方向也可见到光，这种现象称为散射，在流传方向以外的光称为散射光。2、分类：依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（瑞利散射）：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：散射能力与波长的四次方成反比。粗粒散射（漫散射）：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。3、为何天空有时呈湛蓝色，有时呈乳白色。光亮的天空，大气中的水汽、尘埃等杂质少，大气散射以分子散射为主，分子散射能力与投射质点上辐射波波长的四次方成反比，即入射辐射波长愈短，愈易被散射，所以光亮的天空呈湛蓝色。当大气中水滴、尘埃等杂质多时，大气的散射以漫射为主，漫射能力与波长没关，即各样波长相同地被散射，故天空表现乳白色。（三）大气的反射太阳辐射进入大气层后，会被云层和较大颗粒的尘埃所反射，使一部分太阳辐射返回宇宙空间去，进而削弱抵达地面的太阳辐射，此中以云的反射作用最明显，云层愈厚，云量越多，反射作用愈强，反射对各样波长无选择性。（四）太阳辐射经过大气后减弱的一般规律1、大气光学质量（m）在地面为标准气压（1013hPa）时，太阳光垂直投射到地面所经行程中单位截面积的空气柱的质量，称为一个大气光学质量，平常用太阳辐射经过大气路径的长度与大气在垂直方向上的厚度的比值表示。公式为m=csch2、大气透明度（p）用大气透明系数来表示，它是指透过一个大气光学质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比，即p

II03、布格（

Bouguer）公式I

I0

pmI为抵达地面的太阳辐射强度；就全世界均匀而言，太阳辐射约有

I0为太阳常数31％被散射，

24％被汲取，

45％抵达地面。四、抵达地面的太阳辐射总辐射：经过大气削弱后，投射到地面上的太阳辐射称为总辐射。由两部分构成：太阳直接辐射和散射辐射（一）太阳直接辐射（Sˊ）1、看法：太阳以平行光芒的形式直接投射到地面的辐射。2、影响因素：太阳高度：随其增大而增大大气透明度：随大气透明系数增大而增大海拔高度：随其增大而增大纬度：随其增大而减小（二）散射辐射（D）（天空辐射）1、看法：被大气质点散射后，自天空各个方向投射到地面的辐射。2、影响因素：太阳高度：在干洁大气中，随其增大而增大大气透明度：随大气透明系数增大而减小云的作用：云能增添散射辐射下垫面：随下垫面反射率增大而增大海拔高度：在碧空情况下，随其增大而减小。但在全天有云时相反三、总辐射（Q）晴日时Q=Sˊ+阴节气Q=D

D四、总辐射的变化特点1、日出从前，地面上只有散射辐射，日出后，跟着太阳高度的增添，直接辐射和散射辐射逐渐增添，总辐射增添。2、大气透明系数大，太阳辐射削微小，直接辐射大，散射辐射小。3、云况对总辐射的影响很大。有云时总辐射减小。4、总辐射随纬度的散布一般是，纬度愈低，总辐射愈大。5、总辐射的年变化特点是，一般在一年中总辐射强度（指月均匀值）在夏季最大，冬季最小。但受当地天气特点的影响，各地很不一致。6、海拔高度高，大气对直接辐射的削弱减小，总辐射增添。五、日照与日照百分率太阳光在一天中实质的照耀时数称日照，以小时为单位。日照百分率=实质照耀时数/可照时数×100%，大小说明一地的光能与降水充分与否。六、地面对太阳辐射的反射（一）影响因素：1、土壤颜色：白色表面较黑色表面拥有更强的反射能力，绿色植物对黄绿光反射率较大2、土壤湿度：反射率随其增大而减小3、粗拙度：反射率随其增大而减小4、太阳高度：反射率随其增大而减小不一样样性质地面的反射率（%）以下表：地面反射率地面反射率地面反射率砂土29~35黑钙土（干）14干草地29黏土20黑钙土（湿）8小麦地10~25淡色土22~32耕地14新雪84~95深色土10~15绿草地26陈雪46~60（二）地球行星反射率1、太阳辐射遇到云层的反射2、空气及此中的尘埃、烟尘、盐粒等散射回宇宙空间的部分3、地面的反射整个地球上这三部分反射率之和构成了地球行星反射率。就全世界均匀情况而言，进入大气的太阳辐射约有30％被反射或散射返回宇宙空间，约20％被大气直接汲取，50％抵达地面。第四节地面和大气的辐射一、地面辐射、大气辐射和地面有效辐射（一）地面辐射1、看法：地面汲取太阳辐射，同时按其自己的温度向外放射称地面辐射。2、影响因素：地面温度：随其增大而增大下垫面性质：新雪的相对辐射率最大（二）大气辐射1、看法：大气主要汲取地面辐射，同时按其自己的温度放出辐射，称大气辐射。2、影响因素：气温：随其增添而增添大气的水汽含量和云的情况：随其增添而增添3、大气逆辐射：大气辐射朝向四周八方，此中一部格外逸到宇宙空间，另一部分投向地面，投向地面的这部分大气辐射称为大气逆辐射。4、大气的温室效应（花房效应）：因为大气对太阳短波辐射汲取极少，易于让大批太阳辐射透过而抵达地面，同时大气又能激烈汲取地面长波辐射，使地面辐射不易逸出大气，大气还以逆辐射返回地面一部分能量，进而减少地面的失热，大气对地面的这种保暖作用，称为大气的保温效应，习惯称温室效应。5、大气之窗：大气对8—12um波段的汲取率最小，透过率最大，这一波段的地面辐射能够直射宇宙空间，故称大气之窗。（三）地面有效辐射（F。）1、看法：地面发射的辐射与地面汲取的大气逆辐射之差。2、影响因素：地面温度：随其增大而增添大气温度和湿度：随其增大而减小土壤表面性质：圆滑的比粗拙的表面小，润湿的比干燥的表面大云和二氧化碳量：随其增添而减少风的作用：在夜间风大时，有效辐射减小海拔高度：随其增添而增添（四）长波射出辐射看法：地面长波辐射被云体和大气层汲取了绝大部分，有一小部分透过大气层射入宇宙空间；云和大气层也向宇宙空间放出长波辐射，这两部分进入宇宙空间的长波辐射之和，是地球—大气系统进入宇宙空间的热辐射，称为长波射出辐射。二、辐射差额物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额。（一）地面净辐射（Rg）：指某段时间内单位面积地表面所汲取的总辐射和其有效辐射之差值，又称地面辐射差额或地面辐射均衡。地面辐射均衡方程：1、白日晴日时：Rg=（Sˊ+D）（1-r）-F。2、白日阴节气：Rg=D（1-r）-F。3、夜间：Rg=-F。（二）大气的辐射差额（主要指整个大气层的辐射差额）大气辐射均衡方程：1、白日晴日时：RaqaF0F（此中，qa表示整个大气层所汲取的太阳辐射，F。，F分别表示地面及大气上界的有效辐射）。2、白日阴天或夜间时：Ra=F。-F（三）地气系统的辐射差额把地面和大气看作一个整体，其辐射能的净收入为：R=（Sˊ+D）（1-r）+qa-F就个别地区来说，地气系统的辐射差额既可为正，也可为负。但就整个地气系统说，这种辐射差额的多年均匀应为零。(四)地气系统辐射差额的地理散布全世界地气系统整年各纬圈汲取的太阳辐射，低纬度明显多于高纬度。这是因为天文辐射量自己有很大的差异，另一方面是高纬度冰雪面积广，反射率特别大，所以由热带到极地间太阳辐射的汲取值随纬度的增高而递减的梯度甚大。在赤道周边稍偏北处因云量多，减少了地面对太阳辐射的汲取率。经过抵达地表的年均匀总辐射分析表示，年均匀总辐射最高值其实不出此刻赤道，而是位于热带荒漠地区。从长远的均匀情况来看，高纬及低纬度地区的温度变化是很小的。这说明必然有其余一些过程将低纬地区盈利的热量送到高纬地区。这种热量的输送主假如由大气及海水的流动来达成的。三、天文天气带由天文辐射所决定的天气称为天文天气。将全世界天气按纬度分为七个纬度天气带，它反应了全世界天气的基本轮廓。1、赤道带（南北纬10°之间）2、热带（10-25°N）3、副热带（25-35°N）4、温带（35-55°N）5、副寒带（55-60°N）6、寒带（60-75°N）7、极地带（75-90°N）第三章大气的热力学过程第一节气垂直运动中的热力学过程热力学第必然律在大气中的表达式（依据能量守恒定律）：dQ=CpdT–RTdp/pdT=dQ/Cp+RTdp/Cpp式中实测

dQ单位质量空气因为辐射、湍流等惹起的热量变化；Cp是空气的定压比热，对于单位质量的干空气，Cp=1.005J/g.k;R为比气体常数，对干空气来说，比气体常数Rd=0.287J/（g.k）。由上式可看出，空气温度的变化不只与空气的热量互换有关，并且和自己的气压变化有关。一、空气的增平和冷却由空气与外界进行热量互换惹起内能变化，称非绝热变化，如气温的日变化和年变化。在气象学上，任一气块与外界之间无热量互换，即dQ=0时的状态变化过程，叫做绝热过程。（一）干绝热过程：1、看法：将升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界互换热量的过程，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、干绝热方程(亦称泊松方程)：T/T0=（P/PO）0.286从方程中能够看出

,在干绝热过程中气块温度的变化独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：气块绝热上涨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γd表示，实质工作中取其值为1.0℃/100m。ddTidZd注意：γd与γ的含义是圆满不一样样的。γd是干空气在绝热上涨过程中气块自己的降温率，它近似于常数，而γ是表示四周大气的气温随高度的散布情况。γ能够有不一样样数值，即可大于、小于也许等于γd。（二）湿绝热过程1、看法：饱和湿空气在上涨过程中，与外界没有热量互换，该过程称为湿绝热过程。2、湿绝热直减率：饱和湿空气绝热上涨的减温率，称为湿绝热直减率，以γm表示。dTimdZmγm不是常数，随温度高升平和压减小而减小，这是因为气温高时，饱和空气的水汽含量大，每降温1℃，水汽的凝固量比气温低时多。但γm总小于γd。原因以下：因在湿绝热过程中，气块上涨冷却惹起凝固，开释潜热，对气块的降温有赔偿作用，而气块在下沉增热时，空气块中携带的云滴蒸发，因为蒸发耗热，下沉时的增温也比干绝热增温少，故γm总小于γd。（三）位平和假相当位温1、位温：空气在干绝热过程中，把各层中的气块都循着干绝热过程校正到一个标准高度，即1000hpa处，这时所拥有的温度称为位温，以?表示。0.2861000pT和p分别干绝热过程初步时刻的温度平和压。2、假相当位温：假定水汽一经凝固，其凝固物即走开原上涨的气块而下降，而把潜热留在气块中来加热气团，这种过程称为假绝热过程。当气块中含有的水汽全部凝固下降时，所开释的潜热，就使原气块的位温提升到了极值，这个数值称为假相当位温，用?se来表示。四、大气的坚固度（一）看法：气块遇到作任何方向扰动后，大气层结（即温、湿度的垂直散布）使它拥有返回或远离本来均衡地点的趋势和程度，叫大气垂直坚固度，又叫大气静力坚固度或层结坚固度。a

Ti

T

gTTi是空气块的温度；T是四周空气的温度。1、当Ti＞T时，气块将遇到向来上的加快度而上涨2、当Ti＜T时，将遇到向下的加快度3、当Ti=T时，垂直运动将不会发展（二）静止大气中，假如空气块遇到外力作用，空气块运动情况1、空气块逐渐减速，大气层结使其拥有返回均衡地点的趋势，称这种大气是坚固的。2、空气加快向上、向下运动，大气层结不可以够使其返回本来均衡地点，称之为不坚固的。3、空气块被推就任何高度，都能与四周空气达到均衡，既不连续运动，也不返回本来的地点，称之为中性大气。（三）判断大气坚固度的基本方法γ愈大，大气愈不坚固；γ愈小，大气愈坚固。假如γ很小，甚至等于0（等温）或小于0（逆温），将会控制对流发展。1、γ>γd时，必然是γ>γd>γm，对饱和或未饱和空气都是不坚固的。故称此气层是绝对不坚固的。2、γ<γm时，必然，所以不论气块能否饱和，大气都是坚固的，故称此气层是绝对坚固的。3、γ=γd的气层，对于作干绝热起落运动的气块而言是中性的，而对于作湿绝热起落运动的气块而言，大气是不坚固的。4、γ=γm；γ<γd的气层，对于作湿绝热起落运动的气块而言，大气是中性的，而对干空气而言大气是坚固的。5、γm<γ<γd的气层，对于干空气与未饱和湿空气而言，大气是坚固的，但对饱和空气而言则是不坚固的，故称这种气层为条件性不坚固。（四）大气垂直坚固度与天气的关系1、在坚固的大气层结下，对流运动遇到控制，常出现雾、层状云、连续性降水等天气现象。2、在不坚固层结下，对流运动发展旺盛，常出现积状云、阵性降水和冰雹等天气现象。（五）不坚固能量在不坚固气层中的空气块一旦走开本来的地点而向上运动时，气块的温度将高于四周环境的气温，浮力大于重力。向下运动时，情况相反，重力大于浮力。两种情况下气块都会发生向上或向下的加快运动，该气块的动能增添。明显。这是由存储在大气中的不坚固能量转变而来的，不坚固能量就是气层中可使单位质量空气块走开初始地点后作加快运动的能量。五、气温的空间散布（一）气温的水平散布气温的散布平常用等温线图表示。所谓等温线就是地面上气温相等的各地点的连线。等温线的不一样样摆列，反应出不一样样的气温散布特点。如等温线罕见．则表示各地气温相差不大。等温线密集，表示各地气温悬殊。等温线平直，表示影响气温散布的因素较少。等温线的曲折，表示影响气温散布的因素好多。等温线沿东西向平行摆列，表示温度随纬度而不一样样，即以纬度为主要因素。等温线与海岸平行．表示气温距海远近而不一样样，即以距海远近为主要因素等等。影响气温散布的主要因素有三，即纬度、海陆和高度。但是，在绘制等温线图时．常把温度值校正到同一高度即海平面上，以便除去高度的因素。进而把纬度、海陆及其余因素更明显地表现出来。第一，在全世界均匀气温散布图上，明显地看出，赤道地区气温高，向两极逐渐降低，这是—个基本特征。在北半球，等温线7月比1月罕见。这说明1月北半球南北温度差大于7月。这是因为1月太阳直射点位于南半球，北半球高纬度地区不只正午太阳高度较低，并且白日较短，而北半球低纬地区，不只正午太阳高度较高，并且白日较长，所以1月北半球南北温差较大。7月太阳直射点位于北半球，高纬地区有较低的正午太阳高度和较长的白日，低纬地区有较高的正午太阳高度和较短的白日，以致7月北半球南北温差较小。其次，冬季北半球的等温线在大陆上大概凸向赤道，在大海上大概凸向极地，而夏季相反。这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比大海温度低，夏季大陆湍度比大海温度高的缘由。南半球因陆地面积较小，大海面积较大，所以等温线较平直，遇有陆地的地方，等温线也发生与北半球周边似的曲折情况。海陆对气温的影响，经过大规模洋流平和团的热量传输才显得更为清楚。再次，最高温度带其实不位于赤道上，而是冬季在50一l00N处，夏季移到200N左右。这一带均匀温度1月和7月均高于24℃，故称为热赤道。热赤道的地点从冬季到夏季有向北移的现象，因为这个时期太阳直射点的地点北移，同时北半球有广大的陆地，负气温激烈受热的缘由。最后，南半球不论冬夏，最低温度都出此刻南极。北半球仅夏季最低温度出此刻极地周边，而冬季最冷地区出此刻东部西伯利亚和格陵兰地区。（二）气温的垂直散布在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这第一是因为对流层空气的增温主要依赖汲取地面的长波辐射，所以离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多，气温乃愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度愈大，水汽和固体杂质愈多，所以汲取地面辐射的效能愈大，气温愈高。愈向上空气密度愈小，能够汲取地面辐射的物质一—水汽、微尘愈少，所以气温乃愈低。整个对流层的气温直减率均匀为0.65℃／100m。实质上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不一样样的。但在必然条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而高升的逆温现象。造成逆温的条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混淆等。但不论那种条件造成的逆温，都对天气有必然的影响。比方，它能够阻截空气垂直运动的发展，使大批烟、尘、水汽凝固物齐集在其下边，使能见度变坏等等。下边分别讨论各样逆温的形成过程。1、看法：在必然条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而高升的逆温现象。2、逆温的作用：逆温的存在，可负气层处于最坚固状态，故农业生产上常利用逆温。如将晾晒的农副产品置于必然高度之上免得受冻，熏烟防霜冻保温见效好，防病虫害时，喷药不致向上乱飞，同时假如逆温存在于近地面，因为阻截烟尘，污染体等有害物向上传达，将会造成大批齐集，使能见度变坏，空气质量恶劣，严重可造成污染事件的发生。（三）形成条件：1、辐射逆温因为地面激烈辐射冷却而形成的逆温。2、湍流逆温因为低层空气的湍流混淆而形成的逆温。3、平流逆温因空气平流产生的逆温。4、下沉逆温因整层空气下沉而造成的逆温。5、锋面逆温当冷暖空气的温度差异很大时，穿过锋面时，发生转折，就能够出现逆温。其余，还有融雪逆温、凹地逆温等。六、空气温度的局地变化（一）空气温度的个别变化和局地变化1、个别变化：单位时间内个别空气质点温度的变化称作空气温度的个别变化，也就是空气块在运动过程中随时间的变化，包含绝热变化和非绝热变化。2、局地变化：某一固定地点的空气温度随时间的变化称作空气温度的局地变化。3、平流变化：因为空气的挪动所造成的某地温度的变化称为温度的平流变化。某地区温度的局地变化是平流变化与个别变化之和。（二）影响空气温度局地变化的因素1、空气平流运动惹起的局地气温变化温度的水平平流变化，能从天气图上加以确立，简称为温度平流。冷空气向暖空气方面流动的情况，称为冷平流。相反，为暖平流。2、空气铅直运动惹起的局地气温变化一般情况下，γ<γd，当出现上涨运动时，温度降低；当出现下沉运动时，温度高升；如γ=γd，则空气的垂直运动不惹起局地气温的变化。3、非绝热热量互换惹起的局地气温变化经过以下互换方式，空气与地面、空气与空气之间互换热量，空气的温度发生变化。1）辐射热互换：是地面与大气间热互换的主要方式，除此以外在空气和空气间也进行着。2）分子传导：是空气与地面、空气与空气之间热互换的主要方式。3）流体流动热互换：空气间的热互换方式，包含对流、乱流、平流三种。4）潜热互换（水分相变）：地面水分蒸发或升华时，要汲取地面的热量，当这部分水汽在空气中凝固或凝华时，又把潜开释出来给大气，大气便间接从地面获得热量，实质上恰似地面蒸发出去的水分远多于在地面凝固的水分，经过水相变化，使潜热转移。七、气温的时间变化（一）日变化：一日中，平常最高温度出此刻14、15时，最低温度出此刻日出前后。为何正正午的气温不是一天中的最大值？因为大气的热量主要根源于地面。正午此后太阳辐射固然减弱，但土壤表面汲取的太阳辐射仍大于其支出的热量，即此时土壤表面的热量进出差额仍为正当，所以温度仍连续上涨，气温也跟着不断高升，直到13时左右，土壤表面的热量进出达到均衡时，其温度才达到最高值，因为地面的热量传达给空气需要必然的时间，所以最高气温出此刻14时左右。此后，土表得热少于失热，温度逐渐下降，到第二天日出前，热量的进出达到均衡，地温表现为一日中的最低值，所以最低气温出此刻清早日出前后，而不是在子夜。1、影响因素：纬度：气温日较差随纬度的增大而减小季节：夏季＞冬季云：晴日＞阴天地形：凹地＞平川＞凸地地面情况：陆地＞大海沙土＞黏土深色土＞淡色土（二）年变化：1、北半球，中高纬度大陆地区，一年中最高温度与最低温度分别出此刻7月和1月，大海上分别出此刻8月和2月2、影响因素：纬度：气温年较差随纬度的增大而增大距海远近：距海越近，年较差越小海拔高度与地形：年较差随海拔高度的增添而减小，凸地小于凹地云量和降水：随其增添而减少（三）非周期变化它是由大规模的冷暖空气水平运动和云量的突变而惹起的。如阴雨天忽然转晴，晴日忽然转阴等。这种变化对农作物的生长发育带来不利的影响第四章大气中的水分第一节蒸发和凝固一、水相变化1、水相变化的物理实质液体中的水分不断的运动着，当液面上的一些速度很大分子能战胜液体的内聚力时，就能走开液面而跑到空气中去，这些分子因为遇到液面分子的吸引力及相互碰撞，有一部分又返回液面中来，当走开液面的分子数多于返回液面的分子数时，即为蒸发过程；相反，若返回液面的分子数多于走开液面的分子数时，为凝固过程；当走开液面和返回液面的分子数相等时，即为饱和状态，此时蒸发量为零。2、蒸发耗热（J/g）看法：一克水蒸发为同温度下的水汽所耗费的热量。表达式：L＝2500－2.4t二、大气湿度：表示大气中水汽量多少的物理量。（一）水汽压和饱和水汽压1、水汽压（e）:大气中水汽所产生的分压强。2、饱和水汽压（E）：空气达饱和时的水汽压。3、饱和水汽压的影响因素：温度：随其增大而增大蒸发面性质：在同一温度下，水面的大于冰面的，溶液面大于水面，且溶液浓度愈高，饱和水汽压愈小。蒸发面形状：凸面大于平面大于凹面-6电荷：对于r＜10cm的小水滴，电荷使水滴的饱和水汽压减小a217egTm3（三）相对湿度（f）：空气中实质水汽与同温度下饱和水汽压百分比。ef100%E（四）饱和差（d）：某一温度下的饱和水汽压与同温度下的实质水汽压之差dEe（五）比湿（q）：在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量的比值。0.622ep(六)水汽混淆比（r）：一团湿空气中，水汽质量与干空气质量的比值。r0.622

epe（七）露点（Td）：当空气中水汽含量不变且气压一准时，降低温度，使未饱和空气达饱和时拥有的温度，称之露点。二、空气湿度的日变化和年变化（一）绝对湿度的日变化种类有两种：1、单波型：绝对湿度最大值出此刻午后14、15时，最小值出此刻日出前后2、双波型：绝对湿度在一天中有两个最大值分别在8、9时和20、21时，两个最小值分别出此刻日出前和午后14、15时（二）绝对湿度的年变化其变化一般与气温的年变化一致（三）相对湿度的日变化内地地区：其日变化与气温日变化成反比；近海地区：其日变化与气温日变化成正比（四）相对温度的年变化一般来说，其年变化与气温年变化相反，但我则不然。三、空气湿度的垂直散布在对流层中，绝对湿度随高度高升而减小，相对湿度随高度高升可能增添也可减小四、水汽凝固条件（一）空气中的水汽达到饱和或过饱和1、增大水汽压（暖水面蒸发）2、减小饱和水汽压（空气的冷却）辐射冷却接触冷却混淆冷却绝热冷却（二）凝固核1、大气中存在的液态、固态、或气态的微粒，能使水汽凝固，是水汽凝固的核心2、分类：吸湿性和非吸湿性两种3、促进凝固的原因：凝固核能促进凝固的主要原因，是凝固核吸附水汽分子的能力比水汽分子之间的相互并协力要强。同时，凝固核的存在使水滴半径增大、曲率减小，进而使饱和水汽压减小，简单发生凝固。第二节水汽凝固物按水汽凝固现象发生的高度不一样样，可分为两类：一、地表面或物体表面的水汽凝固现象1、露和霜当空气因为地面冷却而降温达到露点时，空气达到饱和，连续降温，其节余的水汽就会在地面或地面物体上凝固。若地面温度高于0C，则凝固物为水滴，称为露。若地面温度低于0C，则凝固物为废弛构造的白色冰晶，称为霜。形成露和霜的有益大气条件是光亮细风的夜晚。原因：因为无云或少云的夜晚，地面有效辐射大，地面降温激烈。细风有益于地面充分辐射冷却。圆满安静无风时，只好使最切近地面的一层空气冷却，难于生成大批的露。风过大，低层冷空气和高层较暖空气简单发生激烈混淆，使低层空气不可以够达到足够的冷却程度，所以不利露、霜的形成。2、雾淞和雨淞－树桂和冻雨雾淞是白色松脆晶体构造的凝华物，在严寒有雾的天气里，微小的雾滴悬于空气中，在风的作用下，附着在物体如电线、电杆和树枝等的迎风面上。分类：依据雾淞形成的条件和构造，可将雾淞分为两类：晶状雾淞，当地面物体的温度低于过冷却雾滴和空气温度时，近地面空气中的水汽凝华在物体上形成晶状雾淞。在有雾、细风的严冬，有益于晶状雾淞的形成。粒状雾淞，由过冷却雾滴遇到冷的物体表面后，快速冻结而成。粒状雾淞多出此刻浓雾、风大的严冬日子里。雨淞是过冷却雨滴下降到低于0℃的物体表面冻结而成，是透明的表面圆滑或略有盛行的亲密冰层。雨淞凝固在电线、树枝等物体上，当冰层较厚常常压断电线和树枝，对交通运输、电讯及农林业生产都有很大影响。如1977年10月26～29日，从辽宁到河北北部遇到了严重的雨獭灾祸。二、大气中的凝固现象（一）雾当近地面层的空气温度降到露点以下时，空气中的水汽凝固成水滴，悬浮在大气中，使水平能见度降低到1km以下的天气现象，称为雾。按其形成原因，可将雾分为以下几种：1）辐射雾。因为地面辐射冷却，使近地面层的空气相应地变冷。当近地层空气冷却到露点或露点以下时，水汽就会凝固成雾，称为辐射雾。2）平流雾。当暖湿空气移到冷下垫面上时形成平流雾。3）蒸发雾。当水面温度高于空气温度时，从暖水面向冷空气蒸发而形成。4）锋面雾：发生于冷暖性质不一样样气团的交界处锋面周边的雾。（二）云的形成条件和分类云是降水的基础，是地球上水分循环的中间环节，并且云的发生发展总陪伴着能量的互换。云的形状变化多端，必然的云状常陪伴着必然的天气出现，所以云对于天气变化拥有必然的指表示义。1、云的形成条件大气中，凝固的重要条件是，要有凝固核的存在，及空气达到过饱和。对于云的形成来说，其过饱和主假如由空气垂直上涨所进行的绝热冷却惹起的。上涨运动的形式和规模不一样样，形成的云的状态、高度、厚度也不一样样。大气的上涨运动主要有以下四种方式：1）热力对流指地表受热不均和大气层结不坚固惹起的对流上涨运动。由对流运动所形成的云多属积状云。2）动力抬升指暖湿气流受锋面、辐合气流的作用所惹起的大范围上涨运动。这种运动形成的云主假如层状云。3）大气颠簸指大气流经不平的地面或在逆温层以下所产生的波状运动。由大气颠簸产生的云主要属于波状云。4）地形抬升指大气运行中遇地形阻截，被迫抬升而产生的上涨运动。这种运动形成的云既有积状云．也有波状云和层状云，平常称之为地形云。2、分类：按云底高度把云分红高云（＞

6000m）、中云（

2000～6000m）及低云（＜

2000m族），此后按云的形态区分为11类，以下表所列。云的分类云族

种类

拉丁文学名缩写卷云Ci高云卷层云Cs卷积云Cc中云高积云Ac高层云As层积云Sc层云St低云雨层云Ns碎雨云Fn积云Cu积雨云Cb（1）高云族：包含卷云、卷层云和卷积云三类，其云底高度一般在6000m以上。高云是由微小的冰晶构成，平常不可以够遮住阳光，白日有高云时，地面物体无影卷云（Ci）：卷云拥有纤维状构造，常呈丝状或片状，分别地飘浮在空中。卷云平常为白色，并带有丝一般的光彩。卷云的种类好多，云丝薄而分别，纤维构造清楚的，称为毛卷云；云丝密集，聚合成片的，称为密卷云；云丝平行摆列，并且上端有钩或小云团的，称为钩卷云；伪卷云是由积雨云的顶部走开主体后而成，所以云体大而厚密。常有于积雨云崩析消逝过程中，天气由雨转晴。卷层云（Cs）：呈乳白色的云幕，透过它能清楚地看出日月的轮廓，并且常常有日晕或月晕出现。其中云幕薄而均匀，看不出明显构造的，称为薄幕卷层云；云幕的厚度比较均匀，云的丝缕构造明显的，称为毛卷层云。卷积云（Cc）：白色鳞片状的小云块，这些云块常常成群地出此刻天空，看起来很像细风拂过水面时惹起的小涟漪。卷积云常由卷云和卷层云演变而成。（2）中云族：包含高积云和高层云两类，其云底高度平常在2000～6000m之间。高层云由水滴和冰晶混淆构成。高积云有时和高层云相同，有时只有水滴构成。中云比高云旺盛得多，厚的能遮住阳光，有时还可能降雨雪。高积云（Ac）：白色或灰白色的薄云片或扁平的云块。这些云片或云块有时是孤立分其余，有时又聚合成层，成层的高积云中，云块常沿一个或两个方向有次序地摆列着。高积云可同时出此刻不一样样的高度上，透过高积云看日月时，常有内紫外红的彩色花环。高积云可分透光高积云、蔽光高积云、荚状高积云、积云性高积云、絮状高积云、堡状高积云等。高层云（AS）：呈淡灰色的云幕，看起来比卷层云厚并且旺盛，出现常常充满全天。此中，云层较薄，厚度较均匀，透过它能够鉴别日月地点，但其轮廓模糊不清，忧如隔着一层毛玻璃似的称为透光高层云；云层比较厚，云底惨淡，能圆满掩饰日月，或云层的厚度不均匀，出现明暗相间的条纹，称为蔽光高层云。蔽光高层云有时可降毛毛雨或雪。（3）低云族：包含层积云、层云、雨层云、碎雨云、积云和积雨云6类，其云底高度一般在2000m以下。层积云、层云、碎雨云和积云主假如由水滴构成。雨层云和积雨云常常由水滴和冰晶共同构成。低云都能够有降水，但只有雨层云和积雨云才有大批降水。层积云（Sc）：灰色或灰白色的云片、云块或云条。同高积云比较，这些云块的个体都比较大，构造比较废弛，厚的部分比较惨淡。厚的层积云可降间歇性的的毛毛雨或小雪。层积云中，云块之间有明显的缝隙，透过缝隙可见蓝天或上边云层的，称为透光层积云；云块相互密接，充满全天，仿佛波浪汹涌的海面的，称蔽光层积云；由积云或积雨云衰败伍衍展而成的扁平云块，称为积云性层积云；在平展的天体上有云塔盛行的，称堡状层积云；云形似豆荚，中间厚，边沿薄的，称荚状层积云。层云（St）：低而均匀的灰白云幕，像雾，但不与地面相接，它的厚度不大，由极小的水滴构成，仅能降毛毛雨或粒雪。雨层云(Ns)叫：呈低而均匀的云幕，水平范围很大，常常掩饰全天。因为其厚度很大，能圆满掩饰日月，故云底惨淡。雨层云有连续性降水或有雨幡（从云中落下的雨滴或雪花，在抵达地面从前就被蒸发掉了）。碎雨云（Fn）：低而破裂，随风飘移，形状多变，云体呈灰色或灰白色，常会出此刻降水云层的下边。积云（Cu）：底平顶凸，孤立分别，云体铅直向上发展。依据其发展的程度，可将积云分为三种：淡积云是云体扁平。个体不大，底部平展，顶部呈圆弧形隆起，常常孤立分别在天空；浓积云比淡积云高大，顶部圆弧形重叠，像菜花，底部惨淡；碎积云的云体破裂，中部稍有突出，形状多。积雨云（Cb)：垂直发展极盛，个体弘大，像矗立的巅峰，常伴有雷阵雨和狂风。在积雨云刚形成时，云顶的圆弧形轮廓已模糊不清，但还没有向外张开，这种积雨云称为秃积雨云；当积雨云和云顶向外张开像铁砧时．称为砧状积雨云。第三节降水从云中降到地面的液态或固态水，称为降水。一、降水的种类（一）按降水性质分类法按降水性质分类有连续性降水、阵发性降水和毛毛状降水三种。1）连续性降水：降水时间较长、强度变化较小，降水范围较大，平常降自高层云和雨层云中。2)阵性降水：降水连续时间短、强度大，常忽然开始和停止，降水范围较小，并且散布不均匀。3）毛毛状降水：是极小的滴状液体降水，落到水面上没有涟漪，落在干地上无水湿斑，降水强度很小，平常降自层云或层积云。（二）按降水强度分类法按降水强度分类有毛毛雨、中雨、大雨、暴雨、特大暴雨，小雪、中雪、大雪等。（三）按降水的物态形状分类法1）雨：从云中降到地面的液态水滴。2）雪：由冰晶和过冷却水滴混淆构成的云中，因为冰晶的饱和水汽压比水滴饱和水汽压小，水汽由水滴表面向冰晶表面挪动，并在冰晶的各个角尖上凝固，形成各样形状的雪花。雪花逐渐增大，因为重力的作用，慢慢向地面下降，若此时低空气温低于00C，则下降到地面的即是雪。若低空气温凑近00C，则下降到地面的即是雨夹雪。（3）霰：白色，不透明的球状晶体，是过冷水在冰晶四周冻结而成的，其直径小于5mm，落地反跳，常有于降雪从前，或与阵雨、阵雪同时下降。其径小于1mm称霰，大于1mm称“雪子”或“米雪”。4）雹：是由透明和不透明的冰层相间构成的固体降水物，多呈球形，其大小不一，可从几毫米到几十毫米，常从积雨云中下降，并伴有阵雨，连续时间短，但降水量很大。（四）按降水形成原因分类法按降水形成的原因分类有地形雨、对流雨、气旋雨和台风雨。1）地形雨：暖湿空气内行进途中，遇到地形的阻截在迎风坡被迫上涨，绝热冷却，形成降水。2）对流雨：暖季时，当空气湿度较大，并且地面激烈受热而惹起激烈对流，会形成积雨云，其降水称为对流雨。因为降自积雨云，常伴有雷电现象，故又称为热雷雨。夏季午后常出现热雷雨。3）气旋雨：气旋即低气压。在低压中心因有上涨气流，绝热冷却发生凝固而降水，称为气旋雨。气旋的规模较大，所以，其降水范围较广，降水时间也较长。气旋可分为温带气旋（又称锋面气旋）和热带气旋两种。气旋雨是我国最主要的一种降水，在各地降水量中占的比率都很大。4）台风雨：热带气旋强度大者称为台风或飓风。因为台风活动而造成的降水，称为台风雨。二、降水的成因：降水的形成就是云滴增大的过程。云滴增大的过程主要有：1、云滴的凝固增大2、云滴的冲并增大。重力冲并：在重力场中因为大小云滴速度不一样样而产生的冲并现象。连锁反应：云中的水滴增大破裂再增大再破裂的周而复始过程。观察表示，在云滴增添的早期，凝固增添为主，冲并增添为次。当云滴增添到必然阶段（一般直径达50-70um）后，凝固的过程居次要地位，而以重力冲并为主。三、各样云的降水不一样样的云，因为其水平范围、云高、云厚、云中含水量、云中温度和起落气流等情况不一样样，所以降水的形态、强度、性质也随之而有差异。(一)层状云的降水层状云一般包含高层云、层积云、雨层云和卷层云。卷层云是冰晶构成的，因为冰面饱和水汽压小于同温度下水面饱和水汽压，使冰晶能够在较小的相对湿度（能够小于100％)情况下增大。但是，因卷层云中含水量较小，云底又高，所以除了在冬季高纬度地区的卷云能够降微雪以外，卷层云一般是不降水的。雨层云和高层云常常是混淆云，所以云滴的凝华增大和冲并增大作用都存在，雨层云棚高层云的降水与云厚和云高有亲密关系。云厚时，冰水共存的层次也厚，有益于冰晶的凝华增大，并且云滴在云中冲并增大的行程也长，所以有益于云滴的增大。云底高度低时，云滴走开云体下降到地面的行程短，不简单被蒸发掉，这就有益于形成降水。所以对雨层云和高层云来说，云愈厚、愈低．降水就愈强而层云比高层云的降水入得多，也主假如这个缘由。因为层状云人体比较均匀，云中气流也比较坚固，所以层状云的降水是连续性的，连续时间长。降水强度变化小。(二)积状云的降水积状云一般包含谈积云、浓积云和积雨云。淡积云因为云薄，云中含水量少，并且水滴又小，所以一般不降水。浓积云能否降水则随处域而异。在中高纬度地区，浓积云极少降水。在低纬度地区，因为有丰富的水汽相激烈的对流、浓积云的厚度、云中含水量和水滴都较大，固然云中没有冰晶存在，但水滴之间冲并作用明显．故可降较大的阵雨。积雨云是冰水共存的混淆云，云的厚度相云中含水量都很大，云中起落气流强，所以云滴的凝华增添和冲并作用均很激烈，以致积雨云能降大的阵雨、阵雪，有时还可下冰雹。积状云的降水是阵性的。这是因为，一方面它的云体水平范围与垂直伸展的尺度差不多，也就是说它的水平范围小，经过一个地方用人了多少时间．所以降水的起止很忽然。另一方面是因为积状云中，起落气流多变化，上涨气流强时，降水物被“托住”下降不下来。当上涨气流减弱或出现下沉气流时，降水物忽然落下，也使降水拥有阵性。(三)波状云的降水波状云因为含水量较小，厚度不均匀，所以降水强度较小，常常时降时停，拥有间歇性。层云只好降毛毛雨，层积云可降小的雨、雪和霞。高积云极少降水。但在我国南方地区，因为水汽比较充分，层积云也可产；生连续性降水，高积云有时也可产生降水。降水的形成：依据云的构成成分，可把云分红三类，即水成云，冰成云和混淆云。1）水成云形成的降水：水成云即由水滴构成的云。当云层稳准时，如层云、层积云和高积云等，一般不产生降水；当云层不稳准时，如热带地区的浓积云，因为云中水汽含量丰富，常出现大水滴，热带的暴雨多是此种原因产生。2）冰成云形成的降水：冰成云是由冰晶构成的云。主要为卷云、卷层云和卷积云，有时也能有高层云，其特点是温度低，多在-40℃以下，这时水汽能直接凝华成冰晶。当空气中水汽含量相同时，冰成云比水成云更易产生降水，是因为冰面饱和水汽压小于水面饱和水汽压，有益于凝固过程的进行。但因其高度较高，所以水汽含量极少，故除了在冬季或高原地区可能形成一些降水外，一般不会产生降水。（3）混淆云形成的降水：混淆云即由水滴和冰晶构成的云，如积雨云和雨层云，其上部为冰晶，下部为过冷水滴或水滴。中纬度地区尺度较大的雨滴、雪花以及霰、雹等降水，多由混淆云所产生。四、人工影响云雨人工影响云雨是人类控制自然的重要方面。一百多年前，我国就有炮轰雷雨云的防雹试一试，近几十年来，科学技术的进步，国内外人工影响云、雾、降水的方法获得了很大的进展。人工降雨就是依据自然界降水形成的原理，人为地增补某些形成降水所必然的条件，促进水滴快速凝固或并合增大，形成降水。所采纳的方法，因云的性质不一样样，有以下几种：(一)人工影响冷云降水(二)人工影响暖云随水五、降水表示方法（一）降水量是指从空中降下来的液态水或融化后的固态水，在水平面上未经蒸发、浸透、流失所齐集的水层深度，平常以mm为单位。雾、霜、雾淞等凝固物为水平降水。从云中降到地面的降水量和水平降水量之和，称为雨量或降水量。（二）降水强度是指单位时间内的降水量，单位用mm/h或mm/d。（三）降水变率降水变率表示降水量的改动程度，有绝对变率和相对变率两种。．绝对变率绝对变率是某地实质降水量（X）与同期多年均匀降水量（）之差，即降水距平值（d）。降水绝对变率为正当，表示比正常年份降水量多，负值表示比正常年份降水量少。所以，降水绝对变率表示某地降水量的改动情况。2．相对变率为了便于不一样样地区进行比较，平常采纳相对变率（D），相对变率是降水距平值d与多年均匀降水量的百分比。相对变率=绝对变率/历年均匀降水量×100%＞25%，采纳预防举措，干旱或洪涝；＞50%，特大干旱或洪涝，什么举措都不用采纳，空费无功。这两个指标全省通用，有点差异，不是很大。

X（四）降水保证率某一界限降水量在某一段时间内出现的次数与该段时间内降水总次数的百分比，叫做降水频次。降水量高于（或低于）某一界限的频次的总和，叫降水保证率。降水保证率表示某一界限降水量出现的靠谱程度的大小。在天气统计中求频次与保证率最少要有25～30年以上的资料。第五章气压细风第一节气压平和压场一、气压及其变化（一）气压1、看法：单位面积上所承受的垂直大气柱的重量1mb=1hpa=0.75mmHg2、标准大气压：指纬度为45的海平面上，空气温度为0℃时，大气所产生的压力1标准大气压=1013.25hPa=760mmHg（二）气压的垂直变化当气柱增厚、密度增大时，则空气质量增添，气压就高升。反之，气压则减小。所以，任何地方的气压值老是跟着海拔高度的增添而递减。1、大气静力学方程：dpgdz方程说明：气压随高度递快慢取决于空气密度和重力加快度的变化2、气压垂直梯度和单位气压高度差dpgpGZRd.dzT气压垂直梯度表示每高升1个单位高度所降低的气压值。当气温不变时，垂直气压梯度随气压的增大而增大；当气压不变时，它随气温的高升而减小。这是因为气压高或温度低时，空气密度大，所以相同厚的单位面积空气柱的质量比气压或温度高时的大。h8000(1t)(m/hpa)p273气压不变时，值随气温的高升而增大；气温不变时，h值随气压的减小而增大。这是因为当气压减小或气温高升时，空气柱的密度减小，这一段空气柱也随之拉长，反之缩短。压高公式：气压随高度的增高而急剧减小，用压高公式表示z2tp1z118400(1)log273p2压高方程可用于以下几方面：1）依据不一样样高度上的气压差平和柱的均匀温度，求这两处之间的高度差。飞机上的高度表就是利用此原理制成的。2）依据某高度的气压值平和柱的均匀温度，计算另一高度上的气压值。3）由不一样样高度上的气压，求两高度之间气柱的均匀温度。（三）气压随时间的变化1、气压变化的原因某地气压的变化，实质上是该地上空空气柱重量增添或减少的反应，而空气柱的重量是其质量和重力加快度的乘积。空气柱质量的变化主假如由热力和动力因子惹起。热力因子是指温度的高升或降低惹起的空气体积膨胀或缩短，进而使密度发生变化。动力因子是指大气运动所惹起的气柱质量的变化以及陪伴的气流辐合和辐散所造成的。依据空气运动的情况可归纳为以下三种情况：1）水平气流的辐合与辐散2）不一样样密度气团的挪动3）空气垂直运动2、气压的时间变化（1）日变化：地面气压的日变化有单峰、双峰和三峰等型式，此中以双峰型最为广泛，其特点是一天中有一个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值。一般是清早气压上涨，09-10时出现最高值，以后气压下降，到15-16时出现最低值，此后又逐渐高升，到21-22时出现次高值，此后再度下降，到第二天03-04时出现次低值。2）年变化：在大陆上，一年中气压最高值出此刻冬季，最低值出此刻夏季，气压年变化很大，并由低纬向高纬逐渐增大。大海上一年中气压最高值出此刻夏季，最低值出此刻冬季，年较差小于同纬度的陆地。巅峰区一年中气压最高值出此刻夏季，是空气受热，气柱膨胀、上涨，质量增添所致，而最低值出此刻冬季，是空气受冷，气柱缩短、空气下沉、巅峰上空气质量减少的结果。（3）气压的非周期性变化：一个地方的地面气压变化老是既包含周期变化，又包含非周期变化，但是中高纬度地区气压的非周期变化比周期性变化明显得多，而低纬度地区相反，所以气压变化带有非周期性特点。二、气压场的表示方法气压在空间的散布称气压场。在气压场中所出现的各样气压局势，有的是高压区，有的是低压区等等，这些气压局势称为气压系统。在气压场中，用来表示各样气压局势的方法，在等高面上用等压线，在等压面上用等高线。位势高度相等的空间各点形成等高面，海平面就是被看作零值等高面。等压线就是在等高面上连结气压相等各点的线，它能够清楚地表示出海平面上气压散布的局势。表示气压场的基本形式，即1）低压：拥有闭合等压线，中心气压低，外面气压高的气压区。2）高压：拥有闭合等压线，中心气压高，外面气压低的气压区。3）低压槽：从低压区向外伸出的狭长地区或一组未闭合的等压线向气压较高的一方突出的部分。低压槽中，各等压线曲折最大处的连线，叫做槽线。4）高压脊：从高压区向外伸出的狭长地区或一组未闭合的等压线向气压较低的一方突出的部分。其余，在一张范围较大的海平面等压线图上，常可同时出现上述各样不一样样种类的气压系统。三、气压系统的空间构造（一）温压场对称系统1、冷低压：当温度场的冷中心平和压场的低压中心基本重合时的温压场对称系统。2、暖高压：当温度场的暖中心平和压场的高压中心基本重合时的温压场对称系统。3、冷高压：当温度场的冷中心平和压场的高压中心基本重合时的温压场对称系统。4、暖低压：当温度场的暖中心平和压场的低压中心基本重合时的温压场对称系统。（二）温压场不对称的气压系统：指地面上冷暖中心和高低气压中心不重合的温压系统。第二节大气的运动一、风：空气的水平运动称为风。二、风的大小和方向：1、风速是指单位时间内空气水平挪动的距离。2、风向是指风的来向。三、作用于空气质点上的力1、水平气压梯度力(G)气压梯度力是因为空间气压散布不均而作用在单位体积空气上的力。它在水平方向上的分力称为水平气压梯度力，其方向垂直于等压线，由高压指向低压，大小为这个方向上单位距离内气压的的改变量。公式为G=-△P/ρ△N此中-△P/△N表示水平气压梯度2、水平川转偏向力(A)空气在转动的地球上运动着，当运动的空气质点依其惯性顺着气压梯度力方向进行时，因为地球转动而产生的使空气偏离气压梯度力方向的力，叫做地转偏向力。公式为A=2

υωsin

Φ结论：

A但是在物体相对于地面运动时才产生，静止时，不受A的作用。A方向同物体运动方向垂直，在北半球，它指向运动方向的右方，南半球相反。

A只改变物体的运动方向，不改变其相对于地球的运动速度。A同风速和所在纬度的正弦成正比，在风速相同的情况下，随纬度的增高而增大，赤道上，

A等于零。3、惯性离心力

(C)在曲线轨道上运动的空气质点，时刻遇到一个走开曲率中心向外的力的作用，它是空气为保持惯性方向运动而产生的。公式为：C=υ2/r结论：C的方向与向心力的方向相反，都和运动方向垂直，大小与向心力相等。C只改变运动方向，不改变速度。假如空气直线运动或静止时，4、摩擦力(R)

C都不存在。两个相互接触的物体相对运动时，接触面之间所产生的一种阻截物体运动的力。摩擦力的方向与空气运动方向相反，大小与运动速度和摩擦系数成正比。公式为：R=-kυR随高度高升，作用减小，到自由大气层时，可忽视不计四、自由大气中空气的水平运动1、地转风：在自由大气平直等压线的气压场中，当气压梯度力与地转偏向力相均衡时的风。2、梯度风：在自由大气中，当空度作曲线运动时，作用于空气的力，除了气压梯度力和地转偏向力以外，还有惯性离心力。这三个力达到均衡时的风，叫做梯度风。在北半球，高气压中的梯度风是沿着等压线按顺时针方向吹，低气压中的梯度风则按逆时针方向吹，南半球情况正好相反。白贝罗风压定律：自由大气中的风沿等压线吹，在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；南半球则相反。3、自由大气中风随高度的变化1）热成风：因为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。2）五、摩擦层中的风1、在平直等压线的气压场中。由地转偏向力和摩擦力的协力与气压梯度力均衡时的风，称为实质风。2、曲线等压线的气压场中，摩擦层中的风即气旋与反气旋。综上，在摩擦层中，不论是等压线仍是曲线等压线，遇到摩擦力的作用，风速都要减小，风向都是斜穿等压线，由高压指向低压，仍符合白贝罗风压定律（略改正）即：在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在左前面，南半球则相反。六、风的变化1、风的日变化：一天正午后的风速最大，清早的风速最小。这种变化晴日大于阴天，夏季大于冬季，陆地大于大海2、风的年变化：冬半年风速大于夏半年3、风的空间变化：随海拔高度的高升，风速增大，同理，大海上空的风速大于陆地上空的，沿海的风速大于山区的4、风的阵性：风的阵性山区比平原地区明显，白日比夜间明显，午后最明显七、大气的垂直运动（一）对流运动对流运动是因为某空气团温度与四周空气不一样样惹起的。（二）系统性垂直运动因为水平气流的辐合、辐散、暖气流沿锋面沿用升以及气流受山脉的阻滞等动力作用所惹起的大范围、较规则的上涨或下降运动。这种运动垂直速度很小，但范围很广，并能保持较长时间，对天气的形成和演变有重要影响。第三节大气环流大气中各样气流的综合，称为大气环流。大气环流按其空间尺度可分为三级：一级环流的水平尺度达几千千米，垂直尺度在10千米以上，如行星风带。二级环流是那些生命期较短的天气学环流，此中有一些外形的变化比其地点变化要大，但它们对全世界均匀环流的贡献是巨大的，如季风、气旋、反气旋等。三级环流是因为风速、风向受局地影响而产生的一些小尺度的环流，它们多半与下垫面情况、地形起伏、水陆散布和城市构造有关。如海陆风、山谷风等。一、大气环流形成因素1、太阳辐射因子：大气环流形成与保持的基本能源来自太阳辐射的转变。大气汲取太阳辐射、地面辐射和地球赏赐大气的其余能量，同时大气也向外辐射能量。这些能量的差额的散布与纬度有关。赤道和低纬度地区是辐射源，高纬和极地是辐射汇。太阳辐射散布不均匀是大气产生大规模运动的根根源因，大气在高低纬度间热量进出不均衡的产生是保持大气环流的直接原动力。2、地球自转的作用因为地球不断地自西向东绕着地轴自转，所以，大规模的空气运动必然遇到地转偏向力的作用。地转偏向力迫使空气运动的方向偏离气压梯度力的方向，进而单圈环流不可以够保持，进而形成理论上的三圈环流中的三个风带和三个环流圈，所以可知，地球自转是全世界大气环流形成和保持的重要条件。3、地表性质的作用海陆散布的影响（1）海陆散布与大气活动中心：跟着季节的变换，在大陆和大海上散布形成的高压中心或低压中心，统称为大气活动中心。那些终年保持着的大气活动中心称为永远性活动中心，仅在某个季节常常出现的大气活动中心称为半永远性活动中心。2）海陆散布与西风带高空环流局势：北半球陆地辽阔，海陆东西相间散布。冬季大陆东岸为温度槽，大陆西岸为温度脊，夏季相反；依据热成风原理，与温度场相适应的高空气压场则是，冬季大陆东岸出现低压槽，西岸出现高压脊，夏季相反。地形因子的影响1）动力作用：动力作用负气流抵达大范围的高原或山脉时产生绕行、分支或爬越，同时负气流的速度发生变化，在迎风坡和背风坡形成弱风区。绕行的西民风流在大地形的北部形成地形高压脊；在大地形的南部形成地形低压槽。其余，较高层的气流爬越高原或山脉时，爬越高原或山脉时，爬越的气流在迎风坡一侧利于反气旋的增强，背风坡一侧利于气旋的加深。2）热力作用：大地形对大气环流有明显的热力作用。比方，青藏高原夏季对大气有强的加热作用，是个热源。因为加热作用使近地层形成热低压，产生较强的上涨气流，进而使对流层上部形成暖高压，此高压称为青藏高压。使高空气流自高纬流向赤道，至低纬下沉，不沉气流又流向高原，这样在青藏高原周边就形成了一个闭合的经向环流圈，称为南亚季风环流圈，它在夏季与哈得来环流圈的方向正好相反。其余夏季极冰的冷源作用改变了太阳总辐射所形成的夏季经向辐射梯度，使对流层大气的夏季热源仍保持在低纬，冷源保持在高纬极区，这种夏季极冰的冷源作用是影响大气环流的又一重要因素。4、地面摩擦作用在旋转的地球上相对于地球表面而运动的大气，因为地表的摩擦作用，动能不断减少，大气运动遇到阻截，所以对大气环流中纬向环流与经圈环流的形成和保持拥有重要的影响。二、热力环流空气因受热不均而产生的环流。三、单圈环流假如地表面是均匀的，并且暂不考虑地转偏向力的作用，那么，因为赤道地区受热多、气温高，空气膨胀上涨，赤道上空的气压就会高于上空同一高度上的气压。在气压梯度力的作用下，赤道上空的空气就向极地流动，赤道上空因为空气流出，气柱质量减少，地面气压就会降低而形成低压区，称为赤道低压；极地上空因有空气流入，地面气压就会高升而形成高压区，称为极地高压。于是在低层就产生了自地流向赤道的气流，这支气流在赤道地区受热上涨，便赔偿了赤道上空流走的空气质量。这样，在赤道和极地之间就构成了南北向闭合的环流，称为单圈环流。四、三圈环流当空气由赤道上空向极地流动时，开初因受地转偏向力的作用很小，空气基本上是顺着气压梯度力方向沿经圈运行的，此后跟着纬度增高，地转偏向力逐渐增大，气流就逐渐向纬圈方向偏转，到纬度20°～3O°处，已经增大到气压梯度力相等的程度，空气运行方向就凑近于与纬圈平行了。当气流在纬度20°～30°处上空转成纬向此后，络绎不绝地从赤道上空流到这里来的空气质量就在此处齐集下沉，使近地面层气压高升而形成一个高压带，这个高压带就是副热带高压带。在副热带高压带和极地高压带之间是一个相对的低压带，称为副极地低压带。副热带高压带出现此后，在副热带地区的近地面层，空气向赤道和极地两边流去。此中向赤道的一支气流，在地转偏向力作用下，在北半球成了东寒风，在南半球成为东南风，我们分别称为东北信风和东南信风，这两支信风到了赤道周边辐合，赔偿由赤道上空流出的空气质量，于是热带地区的上基层气流构成一个环流圈，称为热带环流圈（哈得来环流圈），由副热带向极地的一支气流，则在地转偏向力作用下，形成中纬度地区的偏西风。当它抵达副极地低压带时，碰上由极地高压区流来的称为极地东风的冷空气，于是在这两支冷、暖气流之间，形成一个锋面，从副热带地区来的暖空气沿锋面向极地滑升（在地转偏向力作用下，为偏西气流），此后在极地上空冷却下沉，赔偿极地地面流向中纬度地区的空气质量，这样极地的上基层气流也构成了一个环流圈，称为极地环流圈。中纬度上基层都流行西风，但是近地层拥有南风风速，上层拥有寒风风速，所以在南北方向上也构成一个环流圈，称为中纬度环流圈（费雷尔环流圈），它的方向和热带环流圈、极地环流圈相反。由上述讨论可知，在地转偏向力作用下，南北半球近地面层中各出现了四个气压带，即赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带和极地高压带。同时相应地形成了三个风带，即东北信风带、流行西风带和极地东风带（这些风带被称为行星风带）。这些风带与上空气流联合起来，便构成了三个环流圈，即热带环流圈、中纬度环流圈和极地环流圈。这样，就把复杂的大气环流归纳成为一个简单的模式即平常所谓的大气环流三圈模式。五、大气环流的均匀特点和变化情况（一）实质情况：因为地球表面不是均匀的，大气环流情况远不是上述那样简单。在众多的影响因素中，最大的影响因素是大陆和大海的散布，比方，在北纬30°～35°地区，副热带高压带就是不连续的。在夏季，陆地激烈增温，使欧亚大陆成为一个宠大的低压，即印度低压。同理也形成北美低压。而大海较大陆增热慢，气温较大陆低，形成太平洋上的夏威夷高压和大西洋上的亚速尔高压。而到了冬季，陆地冷却快，在北半球的欧亚在陆形成蒙古高压，北美大陆形成北美高压。而大海上形成太平洋的阿留申低压和冰岛低压。这些大气活动中心是因为海陆热力差异，割裂了气压带而形成，对冬、夏季的天气、天气有控制性的影响。（二）均匀特点1、均匀纬向环流大气环流最基本的状态是流行着以极地为中心旋转的纬向环流，也就是东、西风带。纬向环流的散布有以下几个特点：1）高纬度的极地东风带：高纬地区冬夏都是一层很浅陋的，其厚度、强度都是冬季大于夏季。2）中纬度的流行西风带：西风带超越的纬度随高度而增大。西风风速自地面到对流层顶都是增添的。每个半球西风风速极大值都位于纬度30o周边，夏半球西风风速极大值向纬方向偏移至纬度45o-50o之间，并且南北半球的这种偏移趋势几乎是相同的。冬季的西风比夏季要强。北半球流行西风的季节变化比南半球更大些，而南半球的西风风速比北半球要强。这与南北半球陆地面积和地形散布的差异有关。3）低纬度的信风带：它是纬向风带中风向最为坚固、风速较大，活动范围广阔的风带。夏季，东风带向高纬方向偏移，范围有所扩大，强度明显增强；冬季，东风带向赤道方向偏移，强度削弱。2、均匀经圈环流经圈环流是指沿经圈和垂直方向上，由风速的均匀南北重量和垂直重量构成的均匀环流圈。即三圈环流中的三个环流圈。在这三个环流圈中，以低纬环流圈最强，冬半年特别明显，高纬环流圈最弱。经向环流圈都有季节性挪动，夏季向高纬挪动，冬季向低纬挪动。环流强度也有变化，冬季增强，夏季减弱。除低纬度外，风速的南北重量和垂直重量都很小，所以经圈环流比纬圈环流要弱得多，这是因为大气大尺度运动知足静力均衡和准地转均衡的缘由。3、均匀水平环流水平环