chp03 自然地理学大气圏与气候

第三章大气圈与气候系统河海大学王文2015第一节大气的组成和热能大气由三态物质组成气态：水汽、氮气、氧气等液态：水滴固态：冰晶、悬浮的杂质一、大气的成分气溶胶一、大气的成分干空气大气中除了固、液态微粒及水汽以外的空气主要成分：氮、氧、氩（三者占干空气总体积的99.96%）次要成分：CO2、O3、Ne、He、CH4等水汽占整个地球总水量的0.001%.大气中的水汽含量极不稳定，随地区、高度、时间和气象条件而异一、大气的成分氮气（N）冲淡氧的浓度，缓解氧化作用。植物体内不可缺少的养料，在自然条件下可通过地表豆科植物根瘤菌作用，被直接改造为植物易吸收的化合物。氧(O2)生物呼吸作用必须的物质参与有机物的燃烧、腐败、分解一、大气的成分二氧化碳(CO2)主要来源火山活动、燃料燃烧、有机物腐败及动植物呼吸等分布集中在20km高度以下，平均含量0.03%。底层大气的CO2夏季较冬季多，城市较农村多，在大工业城市区其含量可达0.05—0.07%。作用参与光合作用强烈吸收长波辐射，是重要的温室气体。

EarthSystemResearchLaboratory(ESRL)USA

ThisMarch,globallevelsofCO2passed400partspermillion.一、大气的成分甲烷来源湿地有机质的分解反刍动物的消化作用填埋垃圾的分解煤炭开采中的瓦斯排放、石油与天然气开采中的天然气排放作用温室气体RecentCH4

concentrationsandtrends.(a)TimeseriesofglobalCH4

abundancemolefraction(inppb)derivedfromsurfacesitesoperatedbyNOAA/GMD(bluelines)andAGAGE(redlines(b)Annualgrowthrate(ppbyr–1)inglobalatmosphericCH4abundancefrom1984throughtheendof2005(NOAA/GMD,blue),andfrom1988totheendof2005(AGAGE,red).

一、大气的成分臭氧主要来源于低层大气有机物的氧化和雷电作用以及高层大气太阳紫外线作用，将氧分子分解为氧原子后和其它氧分子结合产生分布在低层大气含量极低，随高度增加、太阳紫外线逐渐加强使高层大气臭氧含量明显增多，并在20—25km达极大值后又逐渐减少，在55-60km附近臭氧含量已趋于零作用能大量吸收太阳紫外线增高臭氧层温度，直接影响大气温度的垂直分布规律。大量吸收有害短波辐射（以紫外线为主），使地面生物免遭伤害通常将集中了地球上约90%臭氧的10-50km大气层称为臭氧层南极上空的臭氧洞一、大气的成分水汽主要来源海洋、地表各种水体(江、河、湖泊等)、土壤和潮湿物体表面的蒸发及植物蒸腾。分布一般随高度增加而减少。1.5—2km高度上水汽含量仅为地表一半，5km高度的水汽为地表的1/10，再往上更少。但特殊（地形）状态下水汽会随高度而增加。作用水汽是天气变化中成云致雨的重要角色。吸收并释放长波辐射，是大气中数量最大的温室气体。在气候变化过程中使CO2的温室效应加倍Basedonclimatevariationsbetween2003and2008,theenergytrappedbywatervaporisshownfromsoutherntonorthernlatitudes,peakingneartheequator.AndrewDesslerandcolleaguesfromTexasA&MUniversityinCollegeStationconfirmedthattheheat-amplifyingeffectofwatervaporispotentenoughtodoubletheclimatewarmingcausedbyincreasedlevelsofcarbondioxideintheatmosphere.

一、大气的成分大气中固态和液态微粒（气溶胶粒子）散射、反射和吸收部分太阳辐射

充当水汽的凝结（华）核，对云雨的形成起重要作用二、大气的结构大气上界物理上界：有极光出现的最大高度——1200km密度上界：星际空气质点1个/cm3；——2000-3000km二、大气的结构大气的基本物理量气温气象上讲的气温是指离地面1.5m的百叶箱中观测到的空气温度。气压

某地点的气压值相当于观测高度以上单位面积上整个大气柱的重量表示气压的单位是百帕（hpa）和毫米水银柱高（mmHg）根据大气的温度、水汽、成分、垂直运动分为五个层次对流层平均厚度11km温度随高度增加而降低对流运动明显主要天气现象集中在这一层平流层空气以平流为主在平流层内，随着高度的升高，气温最初保持不变或微有上升。大约到30km以上，气温随高度增加而显著升高中间层气温随高度增加而迅速降低暖层温度随高度增加而迅速增高，顶部温度可达1700℃空气处在高度电离状态散逸层二、大气的结构三、太阳辐射太阳辐射集中在三个区紫外辐射区０.１５－0.４m—7%可见光区０.４－０.７６m—50%红外辐射区>０.７６m—43%三、太阳辐射太阳辐射在大气中的减弱大气对太阳辐射的吸收选择性吸收臭氧能吸收0.22—0.32m的紫外辐射氧的吸收带主要位于小于0.26m的紫外线光区，在0.7m的可见光区中还有一个较弱的吸收带水汽在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在红外区二氧化碳的主要吸收区也在红外光区，最强在12—16m范围内三、太阳辐射大气对太阳辐射的散射

空气分子、尘粒、云滴等质点，对太阳辐射都有散射作用二种形式的散射分子散射:散射介质尺度远小于入射波的波长，则散射的强度与入射波波长的四次方成反比，即入射波的波长较短，被散射的辐射越多粗粒散射:悬浮在空间的烟粒、尘埃、水滴等粗粒，其尺度超过光的波长，粗粒对不同波长辐射的散射效应大致相同三、太阳辐射云层和尘埃对太阳辐射的反射作用

大气中云层和较大的尘埃能将太阳辐射的一部分能量反射到宇宙空间去。火山爆发是影响大气反射率的重要因素太阳辐射有31%因反射和散射作用回到宇宙空间，24%被大气吸收，其余45%到达地面云高云中云高云厚云反射率25%50%65%90%三、太阳辐射到达地面的太阳辐射由两部分组成:太阳直接辐射:通过大气圈直接到达地面的辐射散射辐射:经过散射后由天空投射到地面D直接辐射的强弱与太阳高度角及大气透明度有关太阳高度角的影响太阳高度角越大，等量的太阳辐射散布的面积就愈小，地表单位面积上所获得的太阳辐射能就会愈大。太阳高度角愈小,太阳光透过的大气层愈厚,削弱就越强,到达地面的太阳辐射就愈小。直接辐射量的日变化、年变化和随纬度的变化主要是由太阳高度角决定。大气透明度取决于大气中所含的水汽、水汽凝结物及尘粒杂物的多少。

三、太阳辐射散射辐射的强弱与太阳高度角、大气透明度、云量有关。当太阳高度角增大时，到达地表的直接辐射增强，散射辐射也相应的增强。大气透明度差时，参与散射的质点增多，散射辐射增强。云也能增强散射辐射。三、太阳辐射三、太阳辐射地面的反射辐射到达地面的辐射并不能全部被地面吸收，有一部分要反射的宇宙空间去。被地面反射的的部分称为地面反射辐射。反射率：反射部分的辐射量占吸收辐射能量的百分比。

地面反射率地面反射率地面反射率砂土粘土浅色土深色土29-352022-3210-15黑钙土(干)黑钙土(湿)耕地绿草1481426干草地小麦地新雪陈雪2910-2584-9546-60四、地面和大气辐射地面和大气辐射的主要能量集中在波长4—120m的范围内，故称地面和大气辐射为长波辐射地面辐射如地球平均温度取255K,最强辐射波长为11.45µm

绝大部分地面的长波辐射能够被大气吸收，据统计约占地面长波辐射75%—95%，只有小部分可直达宇宙空间。

四、地面和大气辐射大气辐射和大气逆辐射如对流层平均温度取280K，大气最强辐射波长为15µm。

大气辐射的方向可向上，也可向下。因本身吸收地面辐射又反过来向地面发出辐射，故大气辐射向下的部分称为“逆”辐射地面有效辐射地面辐射与地面所吸收的大气逆辐射之差,称为地面有效辐射

四、地面和大气辐射辐射差额（或辐射平衡）在一定时间内，系统辐射能的收支之差，称为辐射差额，或称辐射平衡和净辐射。地面辐射差额在某段时间内，单位面积上地表面的辐射的收支，称为地面辐射差额

收——太阳辐射（包括直接辐射和散射辐射）支——地面有效辐射能量平衡：对于外层空间为:342＝235＋107（W•m－2）对于大气层为：67＋24＋78＋390＝165＋30＋324（W•m－2）对于地面为：168＋324＝390＋78＋24(W•m－2)四、地面和大气辐射地面热量平衡其中：Rn太阳净辐射H与其上层大气之间进行湍流感热交换LE地面水分蒸发或凝结所产生的潜热交换地面与下层土壤之间的热量传导交换G五、气温的变化和分布（一）大气温度随时间的变化日变化

最高出现在14时，最低出现在日出前后。一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温的日较差纬度太阳高度角在一天内的变化范围随纬度的增高而减小，所以气温的日变化随着纬度的增高而变小。热带气温日较差平均为12℃，温带8-9℃，极地只有3-4℃。季节夏季气温的日较差大于冬季。但是温度日较差最大值并不出现在夏季，而在春末。地表性质海洋气温日较差小，陆地大。气温日较差由海洋向内陆逐渐增大天空状况阴天气温日较差比晴天小得多五、气温的变化和分布年变化

陆地上空的气温最低值多出现在1月，最高值多出现在7月海洋上空气温最低值多出现在2月，最高值多出现在8月五、气温的变化和分布年较差——是一年最热月份与最冷月的平均气温之差纬度气温的年较差随纬度的增加而增大地表性质一般海洋气温年较差较小，陆地较大，越向内陆年较差越大气温的年较差与地理纬度的关系五、气温的变化和分布（二）气温的水平和垂直分布

水平分布

等温线——气温相同点的连线。等温线的不同的分布形式表示不同的气温分布特点。等温线稀疏，表示气温分布较均匀等温线密集，表示各地气温相差较大封闭的等温线则表示存在冷或暖中心海平面大气温度的全球分布——1月海平面大气温度的全球分布——7月五、气温的变化和分布全球气温的水平分布具有以下特征气温由赤道向两极逐渐降低。冬季（夏季）等温线密集（稀疏），表明冬季（夏季）温度梯度大（小）。北半球等温线与纬圈不平行，有较大的弯曲。南半球海洋上等温线基本平行。反映了地表性质、大气和洋流的运动对气温的影响。全球气温最高的热赤道与地理赤道不吻合，其位置随太阳直射点的南北位移而变化，夏季在20°N左右，冬季在5°N-10°N，显示了云量对太阳总辐射的影响南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。北半球夏季最低温度出现在极地，冬季最低气温出现在西伯利亚东部，这与地形及冷空气的路径有关。五、气温的变化和分布垂直分布

对流层中，总趋势是气温随高度升高而降低有时会出现上层温度比下层高的逆温现象。具有逆温的大气层称为逆温层辐射逆温由于地面强烈的辐射冷却形成的逆温称为辐射逆温。平流逆温由于暖空气平流到冷的地表上形成的逆温称为平流逆温。下沉逆温由于整层空气下沉、压缩,顶部空气的增温比底部多而形成的逆温称为下沉逆温。锋面逆温由于冷空气密度大于暖空气，暖空气位于冷空气之上，这样形成的逆温为锋面逆温。第二节大气水分和降水湿度

决定云、雾、降水等天气现象常用湿度参量水汽压和饱和水汽压

大气中水汽产生的那部分压力称水汽压(e)。其大小直接反映大气中水汽含量的多少。水汽含量与温度的关系温度一定时，单位体积空气中容纳的水汽量有一定限度，达到这个限度则空气呈饱和状态。饱和空气的水汽压（E）称饱和水汽压，也称为最大水汽压。饱和水汽压随温度升高而增大。在一定的温度下，饱和水汽压与实际水汽压之差称为饱和差，直接反映实际空气距饱和的程度，越小越接近饱和，越大距饱和越远，蒸发越强一、大气湿度绝对湿度

指单位体积空气中所含的水汽质量，即为空气中的水汽密度。单位为g/m3.相对湿度同温度下实际水汽压与饱和水汽压的比值（用百分比表示）露点温度

在空气中水汽含量和气压不变的条件下，空气冷却达到饱和时的温度，称为露点温度（td），简称露点。露点只反映大气中水汽含量的多少，不反映温度的高低一、大气湿度二、蒸发和凝结蒸发和凝结取决于实际水汽压（e）与饱和水汽压(E)的关系e<E,蒸发e>E,凝结（二）云漂浮在大气中的小水滴、冰晶微粒或二者混合组成的可见聚合体是由于大气中的水汽达到过饱和状态，通过凝结或凝华形成的云的分类：国际通用的方法是按照云的外貌特征、云高分为四族十属云族云属符号高度(m)特征高云卷云Ci7000～10000由微小冰晶组成，一般不产生降水卷层云Cs6000～9000卷积云Cc6000～8000中云高层云As3000～5000由水滴与冰晶组成，As加厚可发生降水，并转变为雨层云Ns高积云Ac2000～5000低云层积云Sc500～2000由水滴组成层云St50～500雨层云Ns500～1200由水滴、冰晶组成，常产生大量降水积云Cu云底500～1200云底平坦，垂直向上发展，产生阵性降水积雨云Cb云底300～1500层云（三）降水降水的形成降水形成的条件两个云滴形成的条件，一个云滴增长成雨滴的条件：水汽条件垂直运动条件云滴增长条件云滴增长主要有两个过程凝结增长碰并增长。降水类型按降水强度降水强度指单位时间的降水量。划分标准雨雪mm/dmm/hmm/d降水强度等级小雨R＜10＜2.5小雪R＜2.5中雨10≤R＜252.5≤R＜8.0中雪2.5≤R＜5.0大雨25≤R＜508.0≤R＜16.0大雪R≥5.0暴雨50≤R＜100R≥16.0大暴雨100≤R＜200特大暴雨R≥200按降水性质连续性降水：从高层云和雨层云中降下的雨雪，降水强度变化小，持续时间长。阵性降水：通常从积雨云和浓积云中下降，其特点是强度变化大，持续时间短，有明显的阵性。毛毛雨状降水：从层云和层积云中下降，雨滴颗粒极小，漂浮在空中缓慢下降，降水强度极小。按降水成因对流雨：近地面气层受热不均匀，形成不稳定对流运动，暖空气上升，气温下降，水汽达到饱和并凝结成降水。这种降水称之为对流雨，又称热雷雨。地形雨：暖湿气流由于地形的强迫抬升作用，绝热冷却，凝结产生降水。在山的迎风坡这种抬升作用最为明显，最大暴雨中心往往出现在高大山脉的迎风坡。锋面雨：两种不同性质气团之间的交界面称之为锋面。暖湿气团沿锋面滑升，绝热冷却形成云雨。由于气团的水平范围很广，锋面雨的雨区相应较大。在温带地区，锋面雨是常见的。降水的分布

受地理纬度、海陆分布、地形、天气系统、大气环流和季节等因素的影响赤道附近是全球降水最多地区由赤道向南或向北降水量减少，在副热带区达到极小值在中纬度地区降水量又复增加，年降水量在500—1000mm。向极地地区推进降水量又重新减少我国多年平均降水量分布极不均匀 空间上：自东南向西北减少；南方多，北方少；沿海多，内陆少；山地多，平原少。时间上：绝大多数雨量集中在夏季，有明显的干湿季之分。第三节大气运动与天气系统一、大气的水平运动作用在大气上的力气压梯度力气压场——气压的空间分布称为气压的水平分布称水平气压场气压的垂直分布称垂直气压场等压面和等高线等压面是空间气压相等的点组成的面

等高线是位势高度相等的点连成的线等高面和等压线等高面是高度相等的点组成的面等压线是气压相等的点连成的线等压面与等高线的关系气压场的五种基本类型高压：由闭合的等压（高）线构成的高值区，中心值最高低压：由闭合的等压（高）线构成的低值区，中心值最低低压槽：是从低压区向外延伸的狭窄部分，空间等压面形如山谷。高压脊：是从高压区向外延伸的狭窄部分，空间等压面形如山脊。等压（高）线曲率最大点的连线称为脊线。鞍型场：空间等压面形如马鞍。为两高两低相对组成的中间区域气压场的几种基本型式气压梯度力——当空间气压场分布不均匀，空间存在气压梯度，空气便受到沿气压梯度方向的作用力 为大气的密度，为水平气压梯度，为两条等压线之间的气压差，为两条等压线之间的垂直距离。地转偏向力由于地球自转，使作水平运动的大气受到一个与其方向垂直的作用力，这就是水平地转偏向力。法国科学家科里奥利首先发现,也称为科里奥利力地转偏向力产生的条件：（1）地球的自转；（2）地面上的物体在水平方向有运动速度方向:垂直于物体速度的水平分量方向，北半球向右，南半球向左大小：赤道上为零，两极最大惯性离心力大气在作曲线运动时产生的，与其运动方向相垂直，自曲率中心指向外的力惯性离心力摩擦力空气和地面之间，以及运动状态不同的空气层之间都会相互发生作用，对气流运动发生阻力地面对气流产生的阻力，称为外摩擦力气层之间产生的阻力，称为内摩擦力方向总是与气流运动方向相反二、大气的垂直运动对流运动指由热力作用引起的垂直运动特点范围小发生、发展时间短垂直速度较大常能引起阵性降水、雷暴、冰雹和龙卷等强对流性天气系统性垂直运动

指由于水平气流的辐合、辐散，锋面和地形的强迫抬升作用引起的大范围的上升和下沉运动特点范围广垂直速度小、持续时间长能造成大面积的层云和连续性降水，对天气的形成和演变有重要作用二、基本天气现象（一）风空气的水平运动称为风风速为单位时间空气在水平方向运动的距离。常用单位：m/s(米/秒)、km/h（公里/小时）、kn/h（海里/小时或节）。风速还可以用风力的等级表示，以地面物象的特征可以判断风的等级一、全球大气环流假想模式（地球没有自转）大气经向环流由于地转偏向力与气压梯度力综合作用三圈环流信风带信风带西风带西风带极地东风带极地东风带信风环流哈德莱(Hadly)环流信风环流西风环流西风环流费雷尔(Ferrel)环流极地环流极地环流赤道无风带副热带高压带副热带高压带赤道低压带副极地低压副极地低压极地高压极地高压海陆分布对气压带和风带的影响

海陆间的热力差异使带状气压带和风带被分割成多个高、低压中心

全球气压——夏亚速尔高压

印度低压

夏威夷高压

全球气压——冬内蒙古高压

冰岛低压

阿留申低压

二、季风环流季风指在一个大范围地区内它的盛行风向或气压系统有明显的季节变化，而且随着风向和气压系统的季节变换，天气气候也发生明显的变化全球季风的分布亚洲的东部和南部东非的索马里西非的几内亚附近海岸澳洲的北部和东南部沿海东亚季风分布我国东部、朝鲜和日本等地成因海陆热力差异冬季，亚洲大陆为冷高压所盘踞，太平洋上为阿留申低压，高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风。夏季，亚洲大陆为热低压所控制，同时太平洋高压西伸北进，高、低压之间的偏南风成为亚洲东部的夏季风。特点由于冬季大陆冷高压前部的气压梯度较大，而夏季热低压前部的气压梯度较小，所以，夏季风比冬季风弱在冬、夏季风的影响下，使亚洲东部地区冬季干冷，夏季湿热，季节变化明显南亚季风分布以印度半岛最为显著，又称印度季风成因主要是由于行星风系的季节位移而引发的，同时也受到海陆热力差异的影响。冬季，亚洲南部处于大陆冷高压前线控制之下，而赤道洋面为低压区。在赤道以北，近地面盛行由大陆吹向海洋的东北季风，由于喜马拉雅山脉的屏障作用，所以，南亚的东北季风是温和的，形成干燥少雨的气候持征。夏季，亚洲南部位于赤道低压槽内，从南半球副热带高压流出的东南信风越过赤道转为西南气流，经阿拉伯海上空获得水汽之后到达印度，成为亚洲南部的夏季风，它给印度半岛带来丰沛的降水。特点由于冬季大陆冷高压中心远离亚洲南部，并受到青藏高原和喜马拉雅山脉的阻挡，海陆之间的气压梯度较小，所以南亚的冬季风并不强烈。相反，夏季的南亚加热剧烈，大陆热低压发展旺盛，且南半球澳洲大陆为冷高压所控制，因此，夏季风比冬季风强，这是南亚季风的一个重要特点。印度洋夏季风三、局地环流海陆风山谷风焚风峡谷风海陆风白天海风夜晚陆风山谷风——白天上坡，夜晚下坡地形雨与焚风太平洋东海岸俄勒冈州峡谷风第二节天气系统一、气团和锋（一）气团指气象要素（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。范围水平范围从几百km到几千km垂直范围可达几km到十几km。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的形成两个条件：范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面。有一个能使空气物理属性在水平方向均匀化的环流场。气团的形成是在具备了上述两个条件下，主要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。气团的变性气团形成后，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变性过程也是通过湍流、大范围垂直运动和蒸发、凝结、辐射等物理过程来实现的。气团的分类地理分类法按源地的纬度位置冰洋（北极和南极）气团极地（中纬度）气团热带气团赤道气团根据源地的海陆位置海洋型大陆型名称符号主要天气特征主要分布地区冰洋（北极、南极）大陆气团Ac气温低、水汽少、气层非常稳定，冬季入侵大陆时会带来暴风雪天气南极大陆、65°N以北冰雪覆盖的极地地区冰洋（北极、南极）海洋气团Am性质与Ac相近，夏季从海洋获得热量和水汽北极圈内海洋上、南极大陆周围海洋极地（中纬度或温带）大陆气团Pc低温、干燥，天气晴朗，气团低层有逆温层，气层稳定，冬季多霜、雾北半球中纬度大陆上的西伯利亚、蒙古、加拿大、阿拉斯加一带极地（中纬度或温带）海洋气团Pm夏季同Pc相近，冬季比Pc气温高，湿度大，可能出现云和降水主要在南半球中纬度海洋上，以及北太平洋、北大西洋中纬度洋面上热带大陆气团Tc高温、干燥、晴朗少云，低层不稳定北非、西南亚、澳大利亚和南美一部分的副热带沙漠区热带海洋气团赤道气团TmE低层温暖、潮湿，且不稳定，中层常有逆温层湿热不稳定，天气闷热，多雷暴副热带高压控制的海洋上在南北纬10°之间的范围内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。气团温度低于流经地区下垫面温度的，称冷气团。日常天气分析中还常依据气团与相邻气团间的温度对比划分冷、暖气团，温度相对高的称暖气团，温度相对低的称冷气团。（二）锋大气中冷暖气团相遇后，不同性质气团之间形成一个狭窄过渡层，这个过渡层就称之为锋。锋与空间某一平面或某一垂直面相交的区域称为锋区。锋区的水平宽度在近地面层约几十km，在高空可达200—400km，甚至更宽一此。锋的长度可延伸数百km至数千km。锋的分类 根据锋两侧冷、暖气团移动方向和结构状况，一般把锋分为四种类型。冷锋——锋在移动过程中，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准静止锋——冷、暖气团势力相当或有时冷气团占主导地位，有时暖气团又占主导地位，锋面很少移动或处于来回摆动状态的锋锢囚锋——当冷锋赶上暖锋，两锋间暖空气被抬离地面锢囚到高空，两锋间的冷气团合并形成的锋。锋面天气暖锋天气暖锋的坡度较小，约在1/150左右。暖锋中暖气团在推挤冷气团过程中缓慢沿锋面向上滑行，滑行过程中绝热冷却，当升到凝结高度后在锋面上产生云系，如果暖空气滑行的高度足够高，水汽又比较充足时，锋上常常出现广阔的、系统的层状云系。典型云序为：卷云（Ci）、卷层云（Cs）、高层云（As）、雨层云（Ns）。暖锋降水主要发生在雨层云内，多是连续性降水。暖锋冷锋锋雨层云

积雨云卷云卷层云高层云卷积云高层云积云冷锋天气冷锋根据移动速度的快慢分为两种类型，一型冷锋和二型冷锋。一型冷锋（缓行冷锋）移动缓慢、锋面坡度较小（在1/100左右）。由于锋面坡度大于暖锋，因而云区和雨区都比暖锋窄些，且多稳定性降水。但当锋前暖气团不稳定时，在地面锋线附近也常出现积雨云和雷阵雨天气二型冷锋（急行冷锋）移动快、坡度大（1/40—1/80）冷锋后的冷气团势力强，移速快，猛烈地冲击着暖空气，使暖空气急速上升，形成范围较窄、沿锋线排列很长的积状云带，产生对流性降水天气。准静止锋天气形成中国的淮静止锋—般是由冷锋演变而成的．它的坡度很小(约为1／250)。准静止锋的天气，类似于第一型冷锋，但由于准静止锋的坡度较第一型冷锋为小,因此云雨区比冷锋宽广。多有显著的降水现象，有时甚至可产生暴雨。梅雨时期江淮流域的准静止锋常出现这种天气。梅雨是指每年6月中旬到7月上、中旬初夏，我国长江中下游指宜昌以东的28-34°N范围内出现的一段连阴雨天气。锢囚锋天气锢囚锋是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。形成我国常见的是锋面受山脉阻挡所形成的地形锢囚；或冷锋追上暖锋，或两条冷锋迎面相遇形成的锢囚。它们迫使冷锋前的暖空气抬离地面，锢囚到高空。分布我国锢囚锋主要出现在锋面频繁活动的东北、华北地区，以春季最多。东北地区的锢囚锋大多由蒙古、苏联移来，多属冷式锢囚锋。华北锢囚锋多在本地生成，属暖性锢囚锋。二、气旋和反气旋气旋是中心气压比四周低的大型水平空气涡旋。反气旋是中心气压比四周高的大型水平空气涡旋在北半球，气旋作反时针方向；反气旋作顺时针方向旋转尺度气旋的水平尺度一般为1000km，大者可达2000—3000km，小者只有200—300km反气旋的水平尺度一般比气旋大得多，发展强盛时可达数千km。分类气旋分温带气旋和热带气旋反气旋分极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋。温带气旋指活动在中高纬度、多见于温带地区的，具有锋面结构的低压，又称锋面气旋，是温带地区产生大范围云雨天气的主要天气系统。锋面气旋前方是宽阔的暖锋云系及相伴随的连续性降水天气；气旋后方是比较狭窄的冷锋云系和降水天气，气旋中部是暖气团天气，如果暖气团中水汽充足而又不稳定，可出现层云、层积云，并下毛毛雨，有时还出现雾，如果气团干燥，只能生成一些薄云而没有降水。热带气旋热带气旋是形成于热带海洋上、具有暖心结构、强烈的气旋性涡旋。热带气旋名称和等级标准为：①台风（飓风）：地面中心附近最大风速≥32.6m/s（即风力12级以上）②热带风暴：地面中心附近最大风速17.2—32.6m/s（即风力8—11级）。其中地面中心附近最大风速24.5—32.6m/s（风力10—11级）者，强热带风暴。③热带低压：地面中心附近最大风速10.8—17.1m/s（风力6—7级）。台风台风是一个强大的海洋热带气旋台风源地与集中区域：台风出现最多的地区在西太平洋，有三个集中区域菲律宾东侧的洋面日本的关岛附近我国南海中部台风路径： 移向我国的台风路径可分两类，即西太平洋台风和南海台风。西太平洋台风主要有三条路径①西移路径：当北太平洋高压脊呈东西走向，而且强大、稳定时，或北太平洋副高不断增强西伸时，台风从菲律宾以东洋面向西移动，经过南海在我国海南岛或越南一带登陆。②西北路径：当北太平洋高压脊线呈西北-东南走向时，台风从菲律宾以东洋面向西北方向移动，穿过硫球群岛，在我国江浙或横穿台湾海峡在浙、闽一带登陆。这条路径对我国影响范围较大，尤其华东地区。③转向路径：北太平洋副高东退海上时，台风从菲律宾以东海区向西北方向移动，然后转向东北方向移去，路径呈抛物线型。对我国东部沿海地区及日本影响较大。北太平洋西部台风移动路径台风的结构与天气： 其低层按辐合气流速度大小分为三个区域①外圈，又称大风区，自台风边缘到涡旋区外缘，半径约200—300km，其主要特点是风速向中心急增，风力可达6级以上。②中圈，又称涡旋区，从大风区边缘到台风眼壁，半径约100km，是台风中对流和风、雨最强烈区域，破坏力最大。③内圈，又称台风眼区，半径约5—30km。多呈圆形，风速迅速减小或静风。反气旋按热力结构分为冷性反气旋(或冷高压)——中周纬度引起天气变化的重要天气系统和暖性反气旋(或暖高压)——则与锋面气旋相伴对我国东部地区天气影响较大。冷性反气旋发生地极寒冷的中纬度和高纬度地区，如北半球的格陵兰、加拿大、北极、西伯利亚和蒙古等地，以冬季最多见。其势力强大、影响范围广泛，往往给活动地区造成降温、大风和降水，是中、高纬地区冬季最突出的天气过程。特点：由冷空气组成，中心气压值达1030—1040hPa，强时达1080hPa。是一种浅薄天气系统，平均厚度不到3—4km，水平范围很大，直径达数千千米亚洲大陆是北半球冷性反气旋活动最为频繁、发展最为强大的地区。冷性反气旋南移时，如果冷空气十分强大，会给流经地区造成剧烈降温（达10℃以上）、霜冻、大风等等灾害性天气，这种大范围的强烈冷空气活动，称为寒潮。暖性反气旋分布：在纬度25一35范围形成：由于海陆分布及地势差异，副热带高压（简称副高）并不是在副热带纬圈成连续带状分布，而是形成若干高压闭合中心，即暖性反气旋系统。特点：副高的强度和规模随季节而有变化。夏季时北半球副高的强度、范围迅速增大，盛夏时增至最强，范围几乎占北半球的1/5—1/4。冬季时，北半球副高强度减弱，范围缩小，位置南移、东退。南半球副高的季节变化状况与北半球相反。副高内的天气，由于盛行下沉气流，以晴朗、少云、微风、炎热为主。第四节气候的形成一、气候系统概述气候：地区多年间大气的一般状态。它既反映平均情况，也反映极端情况，是多年间各种天气过程的综合表现。具有相对稳定的天气循环模式。在气候系统中存在多种过程气候过