氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)

氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)一氣候系統(tǒng)概念：P7統(tǒng)一的物理系統(tǒng)。氣候系統(tǒng)的五大子系統(tǒng)：大氣圈、水圈、陸地外表、冰雪圈和生物圈P9臭氧層是指大氣層的平流層中臭氧濃度相對較高的局部，其主要作用是吸取短波紫外線。雨閃電的作用也能形成臭氧。分布：大氣中的臭氧隨高度、緯度等不同而變化，近地面含量極少。它是在太陽紫外線輻射或閃電作用下，氧分子分解為氧原子后再和另外的氧分子結(jié)合而成的氣體。據(jù)觀測，臭氧含量隨高度的分布很不規(guī)章，近地面含量很少，從10km高12-15KM以上含量增加得特別顯著，在20-30km高度處達(dá)最大值，再往上，含量又漸漸削減，到高度就極少了。造成這一現(xiàn)象的緣由是由于在大氣的上層中，太陽短波強(qiáng)度很大，使氧分子解離增多。因此，氧層臭氧的含量不多。到20-30km處，既有足夠的氧分子，又有足夠的氧原子，這給臭氧的形成供給了條件，故稱這一形成削減。：臭氧能大量地吸取太陽紫外線，使臭氧層增暖，影響大氣溫度的垂直分布，從而對地球大氣環(huán)流和氣候的影響起著重要作用。同時，還對地面上的生物起著保護(hù)作用，使之免遭紫外線的損害，少量紫外線可以起到殺菌治病的作用。P10〔地面——對流層頂〕3/490%水汽，日常所見的大氣現(xiàn)象均發(fā)生在此層，也是對人類生活、產(chǎn)生最有影響的層次。對流層有三個特點(diǎn)：①氣溫隨著高度而降低-0.65℃/100m。②對流運(yùn)動顯著：對流的強(qiáng)度主要隨緯度和季節(jié)的變化而不同對流層的上界因緯度和季節(jié)不同而異，就緯度而言，17-18km，中緯度：夏季對流強(qiáng)，冬季對流較弱，平均厚度10-20km 地表影響大高緯度：全年受到的太陽輻射最小，對流也最弱，對流層的厚度只有8-9km。③氣象要素水平分布不均勻：溫度和濕度不同的。例如：陸地上的濕度比海洋上要小得多，白天陸地上的溫度要比海洋上高得多。在對流層內(nèi)，按氣流和天氣現(xiàn)象分布特點(diǎn)又可分為三層。2km明顯，各氣象要素具有明顯的日變化〔使大氣渾濁度增大。由于本層的水汽、塵粒含量多，因而低云、霧、霾、浮塵等消滅頻繁。大氣中的云和降水現(xiàn)象大都產(chǎn)生在這一層。0℃以下，各種云多由冰晶和過冷水滴組成。在中、低緯度地區(qū)上層，常有風(fēng)速＞30m/s1-2km加變化很小，甚至無變化。這種溫度的垂直分布抑制了對流作用的進(jìn)展，上升的水汽、塵粒多聚攏其下，能見度變壞。對流1氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)層頂?shù)臏囟仍诘途暥鹊貐^(qū)平均為-83℃，在高緯度地區(qū)約為-53℃。為什么在對流層頂，低緯的溫度低于高緯的？參考：對流層頂，低緯的溫度低天于高緯，是由于：對流層頂愈高，溫度隨高遞減的層次就愈厚，對流層頂?shù)臏囟纫簿陀停?8-19KM9-10KM，故對流頂，低緯溫度低于高緯。相對濕度〔f：空氣中實際水汽與同溫度下飽和水汽壓百分比。意義：相對濕度直接反映了空氣距離飽和的程度。相對濕度越大，越接近飽和，當(dāng)?shù)竭_(dá)100%時，空氣就達(dá)飽和狀態(tài)，此時水汽就要開頭分散。露點(diǎn)Td空氣狀態(tài)方程：空氣狀態(tài)有氣壓、密度、體積、確定溫度來表示?！惨弧潮ж?fù)氣體狀態(tài)方程：PV/T=R(常量) 和壓強(qiáng)條件下未飽和濕空氣和干空氣都格外接近抱負(fù)氣體當(dāng)空氣質(zhì)量為Mg時，PV=〔M/μ〕?R*T P=M/V?R*/μ?T P=ρRT其中R*/μ=R——比氣體常數(shù)〔二〕干空氣狀態(tài)方程：干空氣μd=28.96代入R*/μd=Rd 則P=ρRdT(三)濕空氣狀態(tài)方程P=ρRdT〔1+0.378e/p〕二有關(guān)輻射的根本定律稱為輻射〔一〕斯蒂芬——隨這溫度的上升，黑體對各波長的放射力量都相應(yīng)地增加。依據(jù)爭論，黑體總的放射力量與它本身的絕對溫度的四次方成正比E=σT4〔二〕維恩位移定律：黑體的單色輻射強(qiáng)度極大值所對應(yīng)的波長是隨溫度的上升而漸漸向波長較短的方向移動的。 依據(jù)研究，黑體的單色輻射強(qiáng)度極大值所對應(yīng)的波長與其確定溫度成反比。黑體輻射力量最大值所對應(yīng)的波長與其外表確定溫度成反比，表達(dá)式為：λmax=C/T。C=2896μm*K上式說明，物體的溫度越高，其單色輻射極大值所對應(yīng)的波長越短；反之，物體的溫度越低，其輻射的波長則越長?！踩郴鶢柣舴蚨桑籂幷摵隗w與灰體的關(guān)系〔即溫度不變〕時，物體對于某一波長的輻射力量與物體對該波長吸取率之比為一恒量。該定律指出，輻射力量強(qiáng)的物體，吸取力量也強(qiáng)，反映了輻射力量和吸取率的關(guān)系。說明〔1〕在肯定波長、肯定溫度下，一個物體的吸取率等于該物體同溫度、同波長的放射率。黑體吸取力量最強(qiáng)，因此也2氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)〔2〕T時它放射某一波長的輻射。那么，在同一溫度下也吸取這一波長的輻射。太陽輻射在大氣中的減弱太陽輻射在大氣中的減弱分子散射：條件：太陽輻射遇到直徑比波長小的空氣分子;質(zhì)點(diǎn)散射對于其光學(xué)特性來說是對稱的球形。粗粒散射：條件：太陽輻射遇到直徑比波長大的空氣分子特點(diǎn)：無選擇性；質(zhì)點(diǎn)散射對于其光學(xué)特性來說是不對稱的，且散射質(zhì)點(diǎn)越大偏對稱程度越大：大氣吸取作用太陽輻射穿過大氣層時，大氣成分中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固體雜質(zhì)等物質(zhì)有選擇吸取肯定波長輻射能的特性，致使到達(dá)地面的太陽輻射能量被減弱，光譜發(fā)生轉(zhuǎn)變?！捕炒髿鈱μ柕纳⑸溥@種現(xiàn)象稱為大氣的散射。射有選擇性。粗粒散射：假設(shè)散射質(zhì)點(diǎn)的直徑比入射輻射的波長大得多，此時的散射無選擇性。〔三〕大氣的云層和塵埃對太陽輻射的反射：大氣中云層和較大顆粒的塵埃能將太陽輻射中一局部能量反射到宇宙空間去。其中云的反射作用最為顯著，太陽輻射遇到云時被反射一局部或大局部。30％被散射和漫射回宇宙，稱之為行星反射率，20％被大氣和云層直接吸取，50％到達(dá)地面被吸取。大氣輻射概念：大氣主要吸取地面輻射，同時按其本身的溫度放出輻射，稱大氣輻射。大氣逆輻射：大氣輻射指向地面的局部稱~。大氣逆輻射使地面因放射輻射而消耗的能量得到肯定的補(bǔ)償，由此可看出大氣對地面有一種保溫作用。概念：地面放射的輻射〔Eg〕與地面吸取的大氣逆輻射〔δEa〕F0F0=Eg-δEa影響地面有效輻射的因子有：地面溫度，空氣溫度，空氣溫度和云況有效輻射小的狀況:濕熱條件下，有云掩蓋，空氣渾濁度大，夜間有風(fēng)，有逆溫，平滑地面，植物掩蓋。有效輻射大的狀況:海拔高度高，近地層氣溫隨高度顯著降低。海陸增溫順冷卻的差異及其緣由延遲一兩個月。緣由：①二者對太陽輻射的吸取和反射不同3氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)均而論，陸面和水面的反射率之差約為10—20％。換句話說，同樣條件下的水面吸取的太陽能比陸面吸取的太陽能多10—20％。②能量分布的厚度不同來說，卻是相當(dāng)透亮的。③二者的導(dǎo)熱方式不同。0.5％。④水汽含量不同空氣本身有較大的吸取地面輻射的力量，也就使得氣溫不易降低。陸地上的狀況則正好相反。氣溫的絕熱變化學(xué)上，任一氣塊與外界之間無熱量交換時的狀態(tài)變化過程，叫做絕熱過程。量取自氣團(tuán)內(nèi)部，因此使氣塊溫度降低，以上過程稱為氣溫的絕熱冷卻?？s小，同時氣團(tuán)內(nèi)氣體被壓縮做功，內(nèi)能增加，溫度上升，這種現(xiàn)象稱為絕熱增溫。干絕熱過程：1、概念：將升、降氣塊內(nèi)部既沒有發(fā)生水相變化，又沒有與外界交換熱量的過程，稱作干絕熱過程。爭論中，大氣的垂直運(yùn)動過程可近似看作是絕熱的。(亦稱泊松方程)：T/T0=〔P/PO〕0.286從方程中可以看出,在干絕熱過程中氣塊溫度的變化唯一打算于氣，壓的變化,當(dāng)氣壓降低時,溫度也降低,反之亦然。3、干絕熱直減率：rd表示，1.0℃/100m。rdr是表示四周大氣的氣溫隨高度的分布狀況。rrd。濕絕熱過程1、概念：飽和濕空氣在上升過程中，與外界沒有熱量交換，該過程稱為濕絕熱過程。2、濕絕熱直減率：rmrmrd。緣由如下：rmrd。：指氣塊受任意方向擾動后，返回或遠(yuǎn)離平衡位置的趨勢和程度推斷大氣穩(wěn)定度的根本方法大氣是否穩(wěn)定，通常用四周空氣的溫度直減率〔γ〕與上升空氣塊的干絕熱直減率〔γ 〕或濕絕熱直減率〔γ 〕的比照d m來推斷。4氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)考慮干絕熱的狀況：當(dāng)干空氣或未飽和的空氣塊上升△Z 高度時，其溫度為T=T-γ △Z；而四周的空氣溫度為i io dT=Tγ△Z。由于起始溫度相等，即T=T〔2·59〕式，則得0 i0 0〔r－r〕的符號，打算了加速度aZdr＜r△Z＞0，則a＜0，加速度與位移方向相反，層結(jié)是穩(wěn)定的；dr＞r△Z＞0，則a＞0，加速度與位移方向全都，層結(jié)是不穩(wěn)定的；dr=ra=0，層結(jié)是中性的。d氣溫的水平分布?xì)鉁氐姆植纪ǔＳ玫葴鼐€圖表示。所謂等溫線就是通過地面上氣溫相等各地的連線。等溫線的不同排列表示不同的氣溫等溫線和海岸平行，表示氣溫因距海遠(yuǎn)近而不同，即以距海遠(yuǎn)近為主要因素等等影響氣溫分布的主要因素：緯度、海陸和高度對流層中氣溫的垂直分布輻射逆溫由于地面猛烈輻射冷卻而形成的逆溫，稱為輻射逆溫。圖2-33中a為輻射逆溫形成前的氣溫垂直分布情形；在晴朗無云或少云的夜間，地面很快輻射冷卻，貼近地面的氣層也隨2—33c)；日出后，太陽2—33d、e)。湍流逆溫2-34AB分布，氣溫直減率(y(yd)小，經(jīng)過湍流混合以后，氣層的溫度分布將漸漸接近于干絕熱直減率。這是由于湍流運(yùn)動中，上升空氣的溫度是按于絕熱直減率變化的，空氣升到混合層上部時，它的溫度比四周的空氣溫度低，混合的結(jié)CDDE5氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)暖空氣平流到冷的地面或冷的水面上，會發(fā)生接觸冷卻的作用，愈近地外表降溫愈多；而上層空氣受冷地外表的影響小，降溫較少，于是產(chǎn)生逆溫現(xiàn)象。這種因空氣的平流而產(chǎn)生的逆溫，稱平流逆溫。湍流作用常使平流逆溫的近地面局部遭到破壞，使逆溫層不能與地面相聯(lián)，而且湍流的垂直混合作用使逆溫層底部氣溫降得更低，逆溫也愈加明顯。下沉逆溫：2-36小(h”＜h)。假設(shè)氣層下沉過程是絕熱的，而且氣層內(nèi)各局部空氣的相對位置不發(fā)生轉(zhuǎn)變，這樣空氣層頂部下沉的距離要比部的溫度高于底部的溫度，而形成逆溫。2—37A測點(diǎn)相對于地面鋒線的位置有關(guān)，觀測點(diǎn)距地面鋒線愈近，逆溫高度愈低。三自然界中的某些物質(zhì)可以氣態(tài)、液態(tài)和固態(tài)的形式存在，依據(jù)系統(tǒng)論的觀點(diǎn)，每一個狀態(tài)成為一個相，水的三種狀態(tài)被稱為水的三相。水的三相之間可以相互轉(zhuǎn)化，但這種轉(zhuǎn)化是有條件的?！苍谂R界溫度之上，實行任何方式都不會使氣態(tài)變?yōu)橐簯B(tài)。而且還常低于水的凍結(jié)溫度，因此水汽是大氣中唯一能由一種相轉(zhuǎn)變?yōu)榱硪环N相的成分:N為單位時間內(nèi)跑出水面的水分子數(shù)，n為落回水中的水分子數(shù)。N>n蒸發(fā)(未飽和N<n分散〔過飽和〕N=n動態(tài)平衡〔飽和〕以飽和水汽壓：水和水汽的變化：E>e蒸發(fā)(未飽和)E<e分散〔過飽和〕E=e動態(tài)平衡〔飽和〕冰和水汽的變化：6氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)Es>e升華Es<e凝華Es=e動態(tài)平衡動態(tài)平衡與水汽壓這時水和水汽之間就到達(dá)兩相平衡，這種平衡叫動態(tài)平衡。動態(tài)平衡時的水汽壓稱為飽和水汽壓。在云中，冰晶和過冷卻水共存的狀況是很普遍的，假設(shè)當(dāng)時的實際水汽壓介于兩者飽和水汽壓之間，就會產(chǎn)生冰水之間的水義。溶液面的飽和水汽壓自然界中的不少物質(zhì)可容于水所以自然水通常是含有溶質(zhì)的溶液。溶液中溶質(zhì)的存在使溶液內(nèi)分子間的作用力大于純水內(nèi)分且溶液濃度愈高，飽和水汽壓愈小。飽和水汽壓與蒸發(fā)面外形的關(guān)系E>E>E大氣中水汽分散的條件核或凝華核的存在。二是大氣中水汽要到達(dá)飽和或過飽和狀態(tài)。分散核引力也大，從而有利于水汽分子在其外表的分散，使其成為水汽分散核心。空氣中水汽的飽和或過飽和時的實際水汽壓。暖水面蒸發(fā)空氣的冷卻絕熱冷卻 2.輻射冷卻3平流冷卻4混合冷卻7氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)空氣中水汽的飽和或過飽和空氣的冷卻T--->E減小飽和水汽壓主要靠空氣冷卻。大氣的冷卻方式主要有如下三種：壓減小，空氣至肯定高度就會消滅過飽和狀態(tài)。這一方式對于云的形成具有重要作用。下時，水汽壓就會超過飽和水汽壓產(chǎn)生分散。輻射霧就是水汽以這種方式分散形成的。相差較大，暖空氣降溫較多，也可能產(chǎn)生分散?；旌侠鋮s：當(dāng)溫差較大，且接近飽和的兩團(tuán)空氣水平混合后，也可能產(chǎn)生分散。在上述幾種過程中，冷卻通常是主要肯定高度上，因而絕熱冷卻就成為主要的了。影響飽和水汽壓的因素：蒸發(fā)面的溫度，性質(zhì)，外形水面的分子相等。蒸發(fā)面的性質(zhì):對于冰面和過冷卻水面，飽和水汽壓仍舊是按指數(shù)規(guī)律遞減。所不同的是冰是固體，冰分子要脫出冰面的束縛要比水分子脫出水面的束縛要困難。C．蒸發(fā)面的外形：溫度一樣時，凸面的飽和水汽壓最大，平面次之凹面最小。而且凸面的曲率越大，飽和水汽壓越大;凹面的曲率越大，飽和水汽壓越小。黃昏或夜間，地面或地物由于輻射冷卻，使貼近地外表的空氣層也隨之降溫，當(dāng)空氣中水汽含量過飽和時，在地面00C，則分散物為疏松構(gòu)造的白色冰晶，稱為霜。露和霜的區(qū)分：露點(diǎn)溫度不同，露的Td>0,Td<0。分散方式不同，露為分散，霜為凝華。形態(tài)不同，露為液態(tài)，霜為固態(tài)。形成露和霜的有利大氣條件是晴朗微風(fēng)的夜晚。到達(dá)足夠的冷卻程度，因而不利露、霜的形成。－霧凇是形成于樹枝上、電線上或其它地物迎風(fēng)面上的白色疏松的微小冰晶或冰粒。雨凇是形成在地面或地物迎風(fēng)面上的透亮的或毛玻璃狀的嚴(yán)密冰層。分類：依據(jù)霧淞形成的條件和構(gòu)造，可將霧淞分為兩類：8氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)晶狀霧淞，當(dāng)?shù)孛嫖矬w的溫度低于過冷卻霧滴和空氣溫度時，近地面空氣中的水汽凝華在物體上形成晶狀霧淞?！纬桑和谟徐F、微風(fēng)或靜穩(wěn)以及溫度低于－15℃時消滅。是由過冷卻霧滴不斷蒸發(fā)變成水汽再凝華在物體外表上形成?！卣鳎壕w與霜相像，構(gòu)造松散，稍有震驚就會脫落。粒狀霧淞，由過冷卻霧滴遇到冷的物體外表后，快速凍結(jié)而成。粒狀霧淞多消滅在濃霧、風(fēng)大的嚴(yán)冬日子里?！纬桑和陲L(fēng)速較大，氣溫在－2－－7℃時消滅，由過冷卻的霧滴被風(fēng)吹過，遇到冷的物體外表快速凍結(jié)而成。通訊、輸電線路等有肯定影響。雨淞①概念：形成在地面或地物迎風(fēng)面上的透亮或毛玻璃狀的嚴(yán)密冰層。②形成：主要由過冷卻雨滴降到低于0℃的地面或地物上凍結(jié)而成。是透亮的外表光滑或略有突起的嚴(yán)密冰層。假設(shè)雨滴不是過冷卻雨滴，所形成的雨淞很薄且壽命短。③特征：破壞性很大，能壓斷電線、折損樹木，對交通運(yùn)輸、電訊、輸電以及農(nóng)業(yè)生產(chǎn)都有很大影響。雨淞分散在電線、樹枝等物體上，當(dāng)冰層較厚時常壓斷電線和樹枝，對交通運(yùn)輸、電訊及農(nóng)林業(yè)生產(chǎn)都有很大影響。近地面空氣中的分散物霧的形成緣由：暖的空氣與冷的下墊接觸。霧的種類：輻射霧 、平流霧、平流輻射霧各種云的形成積狀云三類：淡積云、濃積云和積雨云。這三種云的形成與云梯組成與對流上升所能到達(dá)的高度有直接關(guān)系。幾個高度：0℃等溫線高度之下時，形成的就是：升速度不大，云中遄流較弱。0℃等溫線高度之上，而在凍結(jié)高度之下則形成空氣對流上限到達(dá)分散高度，但云頂在0度等溫線下。由水滴組成，上升氣流速度不大〔5米每秒，在強(qiáng)風(fēng)或強(qiáng)湍流的作用下云體會裂開成為碎積云。假設(shè)云頂高度在凍結(jié)高度之上，這是形成的則為0度等溫線。頂部由過冷卻水滴組成，上升氣流強(qiáng)15-20米每秒，外貌似花菜。翻滾電閃雷鳴暴雨傾盆。是一種陣性降水。9氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)對流上升更旺盛，云頂可伸展到凍結(jié)線以上。最高可達(dá)平流層。頂部凍結(jié)為冰晶，消滅絲縷狀構(gòu)造，在高空風(fēng)吹拂下，向水平方向開放成砧狀、鬃狀。上升氣流速度到達(dá)20-30米每秒，最快可達(dá)60米每秒。湍流格外猛烈?？傊?，積狀云是具有孤立、分散底部平坦的特點(diǎn)？〔提問〕旺盛，往往可進(jìn)展為積雨云。黃昏對流減弱，積雨云漸漸消散，有時可以演化為偽卷云、積云性高積云和積云性層積云。假設(shè)暖濕氣流運(yùn)動速度快，與地形阻擋，也形成積狀云。到底層狀云是在有肯定坡度的鋒面上形成，所以鋒面上不同部位上空所形成的云的云體厚度差異很大。層狀云是均勻幕狀的云層，常具有較大的水平范圍，其中包括卷層云、卷云、高層云及雨層云?！矌装倜?2023米〕云體由冰晶組成〔1000-3000米〕頂部為冰晶，主體局部由冰晶和過冷卻水組成〔3000-6000米〕頂部為冰晶，中部由冰晶和過冷水組成，底部由水滴組成。層狀云是由于空氣大規(guī)模的系統(tǒng)性上升運(yùn)動而產(chǎn)生的，主要是鋒面上的上升運(yùn)動引起的。這種系統(tǒng)性的上升運(yùn)動，通常水平范圍大，上升速度只有0.1—1m/s，因持續(xù)時間長，能使空氣上升好幾千米。例如當(dāng)暖空氣向冷空氣一側(cè)移動時，由于二者密度不同，穩(wěn)定的暖濕空氣沿冷空氣斜坡緩慢滑升，絕熱冷卻，形成層狀云〔圖3·9〕。云的底部同冷暖空氣交綏的傾斜面〔又稱鋒面〕大體吻合，云頂近似水平。在傾斜面的不同部位，云厚的差異很大。最前面的是卷云和卷層云，其厚度最薄，一般為幾百米至2023m，云體由冰晶組成。位于中部的是高層云，其厚度一般為1000—3000m，頂部多為冰晶組成，主體局部多為冰晶與過冷卻水滴共同組成。最終面是雨層云，其厚度一般為3000—6000m，其頂部為冰晶組成，中部為過冷卻0℃，故為水滴組成。從上述的系統(tǒng)性層狀云形成中可以看到，在降水降臨之前，有些云可以作為征兆。如卷層云，通常消滅在層狀云系的前農(nóng)諺“日暈三更雨，月暈午時風(fēng)”就是指此征兆。降水的形成過程就是水滴-增大成雨滴雪花及其他降水物的過程。〔水汽分散成雨雪等〕過程。從其機(jī)制來分析，某一地區(qū)降水的形成，大致有三個過程。首先是水汽由源地水平輸送到降水地區(qū)，這就是水汽條件。最終是云滴增長變?yōu)橛甑味陆?，這就是云滴增長的條件。10氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)于降水的微觀過程，主要打算于云物理條件。人工影響降水〔一〕人工影響冷云降水：散布干冰、碘化汞，形成冰晶〔二〕人工影響暖云降水：散布鹽粒，形成大水滴水。所承受的方法，因云的性質(zhì)不同，有以下幾種：〔一〕人工影響冷云降水方法有二種，一種是在云中投入冷凍劑，如干冰〔即固體二氧化碳〕，另一種方法是引入人工冰核〔凝華核或凍結(jié)核〕。目前人們認(rèn)為碘化銀是一種格外有效的冷云催化劑?！捕橙斯び绊憰嵩平邓苾?nèi)不行能有冰晶效應(yīng)，促使降水形成起打算作用的是水滴大小不均勻和沖并過程。一：引入稀釋性核如食鹽;二：引入;三：引入外表活性物質(zhì)轉(zhuǎn)變水滴的外表張力狀態(tài)，以利于形成大水滴并促使其裂開加速鏈鎖反響，形成降水。四氣壓隨高度的變化㈠氣壓變化的根本緣由：P=ρgh 氣壓發(fā)生變化的根本緣由是空氣質(zhì)量的變化氣壓變化的根本緣由在于空氣的密度和大氣柱的厚度。㈡靜力學(xué)方程：dp=-ρgdzh=8000〔1+t/273〕/P (m/hpa)㈢壓高方程〔P84-86〕 位勢高度：單位質(zhì)量的物體從海平面抬升到Z高度時，抑制重力所做的功，又稱重力位勢，單位是位勢米。氣壓系統(tǒng)的空間分布㈠溫壓場對稱系統(tǒng)〔地面溫度中心和氣壓中心重合〕暖性高壓：雙高 深厚系統(tǒng)11氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)冷性低壓：雙低 深厚系統(tǒng)冷性高壓：溫度低氣壓高 統(tǒng)暖性低壓：溫度高氣壓低 統(tǒng)㈡溫壓場不對稱系統(tǒng)〔地面溫度中心和氣壓中心不重合〕地面低壓中心軸線隨高度上升不斷向冷區(qū)傾斜，高壓中心軸線隨高度上升不斷向暖區(qū)傾斜。.地轉(zhuǎn)風(fēng)：地轉(zhuǎn)風(fēng)系指自由大氣中空氣作等速、直線的水平運(yùn)動。判別：地轉(zhuǎn)風(fēng)是氣壓梯度力和地轉(zhuǎn)偏向力相平衡時，空氣作等速的、直線的水平運(yùn)動。高壓在其左方，此稱風(fēng)壓律。當(dāng)空氣質(zhì)點(diǎn)作曲線運(yùn)動時，除了受氣壓梯度力和地轉(zhuǎn)偏向力的作用外，還受慣性離心力的作用，當(dāng)這三個力到達(dá)平衡時的風(fēng)，就稱為梯度風(fēng)。平衡時的風(fēng)叫梯度風(fēng)。心作順時針旋轉(zhuǎn)。南半球則相反。熱成風(fēng)的概念：由于水平溫度梯度的存在而產(chǎn)生的地轉(zhuǎn)風(fēng)在鉛直方向上的速度矢量差。等溫線與等壓線平行時風(fēng)的變化狀況：依據(jù)風(fēng)隨高度變化狀況可分為兩類：一類是高壓區(qū)與高溫區(qū)相對應(yīng)的系統(tǒng)，其低層風(fēng)向與熱成風(fēng)風(fēng)向全都，因而其風(fēng)速隨高度漸漸增大，風(fēng)向不轉(zhuǎn)變。另一類是高壓區(qū)與12氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)180度轉(zhuǎn)變，同熱成風(fēng)風(fēng)向全都。等溫線與等壓線相交風(fēng)向與熱成風(fēng)向愈接近。熱成風(fēng)向愈接近。平均緯向環(huán)流：平均水平環(huán)流：指緯向氣流受到擾動(山脈阻擋和海陸分布不均等)而進(jìn)展起來的槽、脊和高、低壓環(huán)流平均經(jīng)圈環(huán)流：即三圈環(huán)流，是指在南北向沿經(jīng)圈的垂直 ，由風(fēng)速的平均北、南重量和垂直重量構(gòu)成的平均環(huán)流圈。低緯環(huán)流圈，是一個直接熱力環(huán)流圈，也叫哈得萊環(huán)流圈。中緯環(huán)流圈，是一個間接熱力環(huán)流圈，也叫費(fèi)雷爾環(huán)流圈。高緯環(huán)流圈，是一個直接熱力環(huán)流圈，也叫極地環(huán)流圈。五主要系統(tǒng)：氣團(tuán)、鋒面、氣旋與反氣旋、高壓脊與低壓槽天氣系統(tǒng)總是處在不斷生、進(jìn)展和消亡過程中，在不同進(jìn)展階段有其相對應(yīng)的天氣現(xiàn)象分布。因而一個地區(qū)的天氣和天氣變化是同天氣系統(tǒng)及其進(jìn)展階段相聯(lián)系的，是大氣的動力過程和熱力過程的綜合結(jié)果。：是指氣象要素〔主要是溫度、適度和大氣靜力穩(wěn)定度〕在水平分布方向上大范圍的空氣團(tuán)。性質(zhì)——水平范圍大，垂直范圍也大，水平溫度梯度小，天氣變化小。形成條件:a.范圍寬闊、地表性質(zhì)比較均勻的下墊面。13氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)

b.有一個能使開空氣物理屬性水平方向均勻化的環(huán)流場〔比方緩行的高壓系統(tǒng)〕在具備了上述兩個條件下，通過大氣中各種尺度的湍流、大范圍系統(tǒng)性垂直運(yùn)動以及蒸發(fā)、分散和輻從而形成氣團(tuán)。氣團(tuán)形成后，隨著環(huán)流條件的變化，由源地移行到另一的地區(qū)時，由于下墊面性質(zhì)以及物理過程的轉(zhuǎn)變，氣團(tuán)的屬性也隨之發(fā)生相應(yīng)的變化，這種氣團(tuán)原有物理屬性的轉(zhuǎn)變過程稱為氣團(tuán)變性。規(guī)律：變性的快慢和變性程度的大小取決于：流經(jīng)地區(qū)下墊面性質(zhì)與氣團(tuán)源地下墊面性質(zhì)差異離開源地時間的長短空氣運(yùn)動狀態(tài)的變化同時，不同氣團(tuán)變性的難易也是不同的。則不易變冷。干氣團(tuán)簡潔變濕，濕氣團(tuán)不簡潔變干。氣團(tuán)的變性是常常的，確定的。而氣團(tuán)的形成只是不斷變性過程中的一個相對穩(wěn)定階段。氣團(tuán)分類的方法有兩種，即地理分類法和熱力分類法。鋒:鋒由兩種性質(zhì)不同的氣團(tuán)相接觸形成的三度空間天氣系統(tǒng)。其水平范圍與氣團(tuán)水平尺度相當(dāng)，長達(dá)幾百千米到幾千千米。1〕成和保持是地球偏轉(zhuǎn)力作用的結(jié)果?！?〕溫度場：鋒區(qū)的水平溫度梯度比鋒兩側(cè)的單一氣團(tuán)內(nèi)的溫度梯度大得多是其次個特征。時便產(chǎn)生折角，折角尖端指向高壓一方，鋒落在低壓槽中。風(fēng)場：鋒四周的風(fēng)場是同氣壓場相適應(yīng)