1、第三章 大氣和氣候第三章 大氣和氣候第一節大氣的組成和熱能第二節大氣水分和降水第三節大氣運動和天氣系統第四節氣候的形成第五節氣候變化教學重點:認識大氣的的組成、特性及其運動，掌握氣候的形成和變化規律。教學難點:氣候的形成和變化規律第一節 大氣的組成和熱能1 大氣的成分大氣的組成成分2 大氣的結構大氣的分層3 大氣的熱能4 氣溫1 大氣的成分大氣成因干潔空氣水汽固、液體雜質（懸浮顆粒）大氣成因目前的大氣與火山噴出的氣體有密切關系。但是火山噴出的氣體與目前的大氣成分存在著較大差異，其原因可能是：水分噴出后凝結變成水江河、海洋；二氧化碳和二氧化硫與地表礦物發生作用，轉變為碳化物或硫化物；氫氣質量輕、

2、動能大逃離了地球。干潔空氣通常把除水汽、液體和固體雜質外的整個混合氣體，稱為干潔空氣，簡稱干空氣。在干潔空氣中，大約含有 78%的氮氣, 21%的氧氣, 0.93% 的臭氧, 0.0387%的二氧化碳, 以及少量的其他氣體. 空氣中還包含著一定量的水汽，平均含量約為 1%.干潔空氣干潔空氣氧：占大氣質量的21，它是動植物生存、繁殖的必要條件。氧的主要來源是植物的光合作用。氧是化學性質高度活躍的元素，有機物的呼吸和腐爛，礦物燃料的燃燒都需要消耗氧而放出二氧化碳；干潔空氣氮：占大氣的78，性質很穩定，只有極少量的氮能被微生物固定在土壤和海洋里變成有機化合物。閃電能把大氣中的氮氧化(變成二氧化氮)為

3、氮肥；干潔空氣二氧化碳：其含量隨地點、時間而異。人煙稠密的工業區占大氣質量的萬分之五，農村大為減少。同一地區冬季多夏季少，夜間多白天少，陰天多晴天少(植物的光合作用)。能強烈吸收和放射長波輻射，帶來“溫室效應”；干潔空氣臭氧：臭氧對太陽紫外輻射有強烈的吸收作用，加熱了所在高度（平流層）的大氣，對平流層溫度場和流場起著決定作用，保護了地球上的生命，臭氧密度在2235公里處為最大。干潔空氣臭氧層空洞臭氧層的臭氧從1970年代開始，以每十年4%的速度遞減的一種現象。在兩極地區的部份季節，遞減速度還超過每十年4%，而在春季時連對流層的臭氧也在減少，形成所謂臭氧層空洞。 北極：溫暖的1984年和極端寒冷

4、的1997年2006年9月測定的南極上空已知最大的臭氧層空洞 水汽水汽的分布水汽在大氣中含量很少但變化很大，變化范圍在0-4之間，水汽絕大部分集中在低層，有一半的水汽集中在2公里以下，四分之三的水汽集中在4公里以下，10-12公里高度以下的水汽約占全部水汽總量的99。水汽的來源大氣中的水汽來源于下墊面，包括水面、潮濕物體表面、植物葉面的蒸發。水汽水汽的特點：由于大氣溫度遠低于水面的沸點，因而水在大氣中有相變效應。水汽含量在大氣中變化很大，是天氣變化的主要角色，云、霧、雨、雪、霜、露等都是水汽的各種形態。水汽能強烈地吸收地表發出的長波輻射，也能放出長波輻射，水汽的蒸發和凝結又能 吸收和放出潛熱，

5、這都直接影響到地面和空氣的溫度，影響到大氣的運動和變化。懸浮顆粒懸浮顆粒：是指大氣中懸浮的固體雜質和液體微粒，也可稱為氣溶膠粒子。這些雜質包括來源于火山爆發、塵沙飛揚、物質燃燒的顆粒、流星燃燒所產生的細小微粒和海水飛濺揚入大氣后而被蒸發的鹽粒，還有細菌、微生物、植物的孢子花粉等。它們多集中于大氣的底層。懸浮顆粒造成的威脅：氣溶膠粒子可以吸附或溶解大氣中某些微量氣體，產生化學反應，污染大氣；氣溶膠粒子還能吸附和散射太陽輻射，改變大氣輻射平衡狀態，或影響大氣能見度；容易使水汽凝結，導致云雨的形成。懸浮顆粒大氣中的主要污染物機動車尾氣污染電廠排污農民燃燒秸稈由中信廣場鳥瞰廣州北京德國 法蘭克福南非開

6、普敦美國Mont.州Butte市南極臭氧洞大氣污染酸雨對石像的腐蝕腐蝕獅身人面像酸雨使森林枯萎2 大氣的結構大氣質量大氣壓力大氣分層大氣質量大氣的平均質量約為5*105噸，是地球質量的1/1,200,000. 美國大氣研究中心：大氣的總質量為5.148*1018kg，其中包含年平均質量大約為1.2至1.5*1015kg的水汽，具體要依賴于表面壓強或所使用的水汽數據，這大大小于預先的估計值。大氣壓力海平面上的平均大氣壓強約為1個大氣壓 = 1013 hPa (百帕) = 14.7 psi (英鎊每平方英寸) = 29.9英寸水銀氣壓柱高氣壓的大小取決于所在水平面上的大氣質量，會隨著高度的升高而降

7、低。氣壓隨高度的實際變化與氣溫和氣壓條件有關。氣壓相同時，氣柱溫度越高，單位氣壓差越大，氣壓垂直梯度越小；氣溫相同時，氣壓越高，單位氣壓高度差越小，氣壓垂直梯度越大。大氣壓力 高壓與低壓大氣壓力氣壓垂直梯度氣壓垂直梯度大氣分層大氣在垂直方向上的物理性質有顯著的差異，根據溫度在垂直方向上的變化情況，可將大氣分為五層：對流層(Troposphere)平流層(Stratosphere)中間層(Mesosphere)暖層(Thermosphere)散逸層(Exosphere)對流層對流層是緊貼地面的一層地面附近的空氣受熱上升，而位于上面的冷空氣下沉，這樣就發生了對流運動，所以把這層叫做對流層。它的下界

8、是地面，上界因緯度和季節而不同。據觀測，在低緯度地區其上界為17-18公里;在中緯度地區為10-12公里;在高緯度地區僅為8-9公里。夏季的對流層厚度大于冬季。 垂直對流垂直對流對流層對流層通信精密雷達都采用對流層傳播方式，特別是視距傳播方式。尤其在微波和更高頻段，雷達與目標之間的對流層效應是突出的傳播問題。微波和毫米波遙感也直接或間接地利用大氣吸收和云霧衰減效應。 現代對流層傳播的研究，主要集中于10吉赫以上頻段的電波傳播問題、廣播和移動通信中的傳播問題以及多徑效應等。毫米波在實用上具有突出的優點(見10 GHz 以上電波傳播),因此對流層傳播研究正向毫米波方向擴展。 對流層特性：集中了約7

9、5%的大氣質量和90%以上的水汽，是主要天氣現象如云、霧、雨、雪等所發生的大氣層。吸收陽光的效率不高，50%的陽光穿透該層被地表吸收；氣溫隨高度增加而降低，等溫分布；平流層對流層頂以上到5055公里范圍是平流層，該層的氣流穩定，溫度呈逆溫分布。特性：水汽、塵埃的含量少，大氣透明度高；該層不斷發生臭氧的產生和分解作用，吸收了大量的能量；受地面溫度的影響很小。平流層航空應用目前大型客機大多飛行于此層，以增加飛行的穩定度。能見度高：水汽、懸浮固體顆粒、雜質等極少，天氣比較晴朗，光線比較好，能見度很高，便于高空飛行。受力穩定：大氣不對流，以平流運動為主，飛機在其中受力比較穩定。噪聲污染小：平流層距地面

10、較高，對地面的噪音污染相對較小。安全系數高：飛鳥飛行的高度一般達不到平流層，飛機在平流層中飛行就比較安全中間層平流層之上，到高于海平面85公里高空的一層為中間層。特性：這層大氣中幾乎沒有臭氧，來自太陽輻射的大量紫外線都直接穿過該層；氣溫隨高度的增加而下降的很快，到頂部氣溫已下降到-83以下.由于下層氣溫比上層高,有利于空氣的垂直對流運動,故又稱之為高空對流層或上對流層；中間層頂部尚有水汽存在,可出現很薄且發光的“夜光云”，在夏季的夜晚，高緯度地區偶爾能見到這種銀白色的夜光云。 夜光云暖層從中間層頂部到高出海面800公里的高空，又叫電離層。特性：這一層空氣密度很小，在700公里厚的氣層中，只含有

11、大氣總重量的0.5。暖層里的氣溫很高，據人造衛星觀測，在300公里高度上，氣溫高達1000以上。所以這一層叫做暖層或者熱層。 該層空氣因受太陽紫外輻射和宇宙線作用處于高度電離狀態；溫度隨高度上升很快。暖層通信應用電離層對電波傳播的影響與人類活動密切相關，如無線電通訊、廣播、無線電導航、雷達定位等。受電離層影響的波段從極低頻（ELF）直至甚高頻（VHF），但影響最大的是中波和短波段。電離層中的這些自由電子對射電信號的傳播有巨大的影響。電波信號被電離層的自由電子“反彈”或者說反射回地面，從而我們就能方便地越過地平線，沿著地球的曲面進行無線電通訊。 暖層電離層擾動（ionospheric distu

12、rbance）電離層結構偏離其常規形態的急劇變化，又稱電離層騷擾。像太陽耀斑、地磁暴等電離源的突變、非平衡態動力學過程、不穩定的磁流動力過程和某些人為因素包括臺風、地震和核爆炸等等，都可引起電離層擾動。它常嚴重影響電離層中無線電波傳播。 暖層高頻活動電離層研究計劃（High Frequency Active Auroral Research Program，HAARP） HAARP擁有目前世界上功率最強大的、既非商業也非民用的短波無線電發射器，稱為電離層加熱器（Ionosphere Heater, IH）。 散逸層暖層頂（大約800km）以上的大氣統稱為散逸層，又叫外層。特性：它是大氣的最高層

13、，高度最高可達到3000公里。溫度很高，空氣稀薄，受地球引力的約束很弱，一些高速運動著的空氣分子可以掙脫地球的引力和其它分子的阻力散逸到宇宙空間中去。散逸層根據宇宙火箭探測資料表明，地球大氣圈之外，還有一層極其稀薄的電離氣體，其高度可伸延到22000公里的高空，稱之為地冕。地冕也就是地球大氣向宇宙空間的過渡區域。人們形象地把它比作是地球的“帽子”。3 大氣的熱能太陽輻射 大氣能量及其保溫效益地氣系統的輻射平衡太陽輻射太陽輻射在大氣中的減弱過程大氣的吸收：能吸收太陽輻射的物質包括臭氧、氧、水汽、二氧化碳、云、雨滴、氣溶膠粒子等，它們選擇性吸收太陽輻射（太陽光譜的兩端）。大氣的散射和反射：空氣質點

14、小，選擇散射短波輻射；而水滴、塵埃等質點大，散射無選擇性，稱為漫射。散射波長集中于可見光波段。云層、氣溶膠粒子等有較強的反射作用，如云層平均反射率達5055。上述三種方式中，反射作用最主要，其次是散射，而吸收作用最小，它們共使到達地面的太陽輻射減弱了約一半。太湖日出黃山日落太陽輻射地面對太陽輻射的反射到達地面的總輻射一部分被地面吸收，另一部分被反射。反射部分占總輻射量的百分比稱為反射率（r）。 反射率的大小取決于：地面性質（水面、陸面）；地面狀態（顏色深淺、粗滑、干濕）。太陽輻射太陽輻射相關概念相對于地球輻射，太陽輻射波長較短，故稱太陽輻射為短波輻射；太陽頂界垂直于太陽光線的單位面積上每分鐘接

15、受的太陽輻射稱為太陽常數；經大氣削弱后到達地面的太陽輻射包括兩部分：一是直接輻射，其強弱受太陽高度和大氣透明度影響；二是經大氣散射后到達地面的部分，稱為散射輻射，其強弱受太陽高度、大氣透明度、云的特性（云量、云狀）和海拔高度等影響；大氣能量及其保溫效應大氣獲得能量的主要方式對太陽輻射的直接吸收大氣中吸收太陽輻射的物質主要是臭氧、水汽和液態水，占大氣體積99以上的氮和氧對太陽輻射的吸收微弱。 對地面輻射的吸收地表吸收了到達大氣上界太陽輻射能的50，變成熱能，溫度升高，而后再以大于3 m 的長波(紅外)向外輻射。這種再輻射能量的7595被大氣吸收，只有極少部分波長為8.5-12 m的輻射通過“大氣

16、窗”逸回宇宙空間。 大氣窗：地面輻射絕大部分（ 75 95）被大氣吸收，只有波長8.412 的部分，可穿過大氣層逃逸到宇宙空間，所以稱此波段為“大氣窗”。大氣能量及其保溫效應大氣窗口太陽輻射經過大氣傳輸后，主要是反射、吸收和散射的共同影響衰減了輻射強度，剩余部分即為透過的部分。對遙感傳感器而言，只能選擇透過率高的波段，才對觀測有意義。只有位于大氣窗口的波段才能被用于生成遙感圖像。在VISIR區段，常用的大氣窗口有：0.31.3m、1.51.8 m、2.02.6 m、3.0-4.2 m、4.35.0 m、814 m。在微波區段，主要采用的大氣窗口為8mm附近和頻率低于20GHz的波段。大氣窗口0

17、.31.3 m，即紫外、可見光、近紅外波段。這一波段是攝影成像的最佳波段，也是許多衛星傳感器掃描成傷的常用波段，如Landsat衛星的TM14波段SPOT衛星的HRV波段。1.5l.8m和2.03.5m，即近、中紅外波段；是白天日照條件好時掃描成像的常用波段，如TM的5，7波段等，用以探測植物含水量以及、云、雪，或用于地質制圖等。3.55.5m，即中紅外波段。該波段除通透反射光外，也通透地面物體自身發射的熱輻射能量。如NOAA衛星的AVHRR傳感器用3.553.93mm探測海溫度，獲得晝夜云圖。814m，即遠紅外波段。主要通透來自地物熱輻射的能量，僅適于夜間成像。0.82.5cm，即微波波段。

18、由于微波穿透云霧能力強，這一區間可以全天候觀測，而且是主動遙感方式，如側視雷達。Radarsat的衛星雷達影像也在這一區間，常用的波段為0.8cm、3cm、5cm、10cm，甚至可將該窗口擴展至0.05300cm。大氣能量及其保溫效應潛熱輸送海面和陸面的水分蒸發使地面熱量得以輸送到大氣層中。一方面水汽凝結成雨滴或雪時，放出潛熱給空氣；另方面雨滴和雪降到地面不久又被蒸發，這個過程交替進行。全球表面年平均潛熱輸送量占輻射平衡的84可見，地氣間的能量交換主要是通過潛熱輸送完成的。換言之，大氣依靠水汽凝結釋放潛熱而得到的能量最多。感熱輸送陸面、水面溫度與低層大氣溫度并不相等，因此地表和大氣間便由感熱交

19、換而產生能量輸送(溫差）。在地球表面能量轉換過程中，當地表溫度高于低層大氣時，將出現指向大氣的感熱輸送。反之，感熱輸送方向將指向地面。大氣能量及其保溫效應大氣的保溫效應大氣輻射向下指向地面的部分，方向與地面輻射相反，稱為大氣逆輻射。大氣逆輻射幾乎全部為地面所吸收，這對地面因輻射而損耗的能量得到一定的補償，所以大氣對地面有保溫作用。這種作用稱為大氣保溫效應或溫室效應或花房效應。南太平洋島國圖瓦盧，從 2002 年起正式舉國遷往新西蘭。 下一個會是誰？冰川加速消融原來空的海灣衛星照片揭示南極冰架50億立方冰體崩塌全過程2002年3月冰架崩落冰體充滿海灣冰山向外漂移3 地氣系統的輻射平衡相關概念輻射

20、平衡：某一時段內物體能量收支的差值，稱為輻射平衡或輻射差額。把地面直到大氣上界當作一個整體，其輻射能凈收入就是地氣系統的輻射平衡。即：Rs（SD）（1r）qaF式中， Rs地氣系統凈輻射； qa 大氣吸收的太陽輻射； F地氣系統長波射出輻射。地氣系統凈輻射隨緯度而變，低緯為正值，有熱量剩余；高緯為負值，熱量虧損，以南、北緯30附近為轉折點。高低緯地區之間的氣溫差異，推動大氣環流和洋流的運動。3 地氣系統的輻射平衡地氣系統的輻射平衡3 地氣系統的輻射平衡地氣系統的溫度多年基本不變，全球是到達輻射平衡的；大氣上界一年中獲得的太陽輻射能為342.8 Wm2，同時又有相同數量的能量，以短波輻射或長波輻

21、射的形式通過大氣上界返回宇宙空間，所以地氣系統的熱能收支是平衡的。4 氣溫氣溫的周期性變化氣溫的水平分布氣溫的垂直分布氣溫氣溫氣溫是大氣熱力狀況的熱力度量；氣溫實質上是空氣分子平均動能大小的表現。通常以攝氏（）和華氏（）兩種溫度單位表示，我國采用攝氏度數為單位。在理論研究方面，多數采用絕對溫度（或稱開氏溫度），以（A）或（K）表示。溫度單位換算如下：AC273.16 KC273.16 氣溫的周期性變化氣溫的周期性變化大氣溫度的時間變化，包括由地球的自轉和公轉引起的氣溫周期性變化，以及由大氣運動引起的非周期性變化。氣溫的日變化太陽輻射有日變化，氣溫也相應出現日變化特征，氣溫日變化過程是一條正弦曲

22、線；一天之內，最高溫度與最低溫度之差，稱為氣溫日較差或日振幅；日較差隨緯度增高而減少，隨海拔高度增加而減少；晴天大陰天小；夏季大冬季小；大陸大海洋小。氣溫的周期性變化氣溫的周期性變化氣溫的年變化氣溫年變化幅度稱為年較差，是一年內最熱月與最冷月平均氣溫之差；海洋上年較差小于陸地；沿海小于內陸；植被覆蓋地小于內陸；凸地小于凹地；云雨多的地方年較差小，云雨少的地方年較差大；海拔越高年較差越小。氣溫的水平分布氣溫的水平分布通常用等溫線表示。主要受緯度、海陸分布、地形起伏、大氣環流、洋流等因素影響。等溫線將氣溫相同的地點連結起來的曲線。氣溫的水平分布水平分布特點氣溫隨緯度增高而遞減，北半球南北溫差冬大夏

23、小，南半球則季節相反；冬季北半球的等溫線在大陸上大致凸向極地，夏季相反；洋流對海上等溫線的分布也有很大的影響。冬季太平洋和大西洋北部等溫線急劇向北凸出，反映黑潮暖流、阿留申暖流、墨西哥灣暖流的強大增溫作用；夏季北半球等溫線沿非洲和北美西岸向南凸出，反映了加那利寒流和加利福尼亞寒流的影響。 高溫帶（冬、夏月平均溫均24）不是出現在赤道，冬季在 5 10 N，夏季在 20 N左右，該帶稱為熱赤道；南北球不論冬夏，最低溫度都出現在南極。北半球僅夏季最低溫度出現在極地附近。冬季最冷地區在南極，曾低于90；世界絕對最高氣溫出現在索馬里，為63。我國實測最低氣溫 53，黑龍江漠河漠河我國實測最高氣溫48.

24、9，新疆吐魯番火焰山90，南極北極氣溫的垂直分布相關概念氣溫直減率：每上升單位距離氣溫的降低值，稱為氣溫直減率，以 r 表示，單位為100m 。對流層大氣平均r 0.65 100m 。氣溫直減率一般夏季和白天大，冬季和夜晚小。逆溫：在一定條件下，可能呈現下層氣溫反比上層為低的現象，氣溫隨高度增大而上升的現象。成因：輻射逆溫、平流逆溫、下沉逆溫、鋒面逆溫、融雪逆溫。影響：對天氣和污染物擴散有一定的影響。如阻礙空氣垂直運動的發展，使大量煙、塵、水汽凝結物聚集在其下面，使能見度變壞等。氣溫的垂直分布對流層氣溫的垂直分布特征：總規律是氣溫隨高度升高而降低。氣溫隨高度變化用氣溫垂直遞減率來表示。氣溫垂直

25、遞減率（氣溫直減率）：單位高度（通常取100米）氣溫變化值，單位為/100m。整個對流層的氣溫直減率平均0.65 /100m。第二節 大氣水分和降水1 大氣濕度2 蒸發和凝結3 水汽的凝結現象4 大氣降水1 大氣濕度濕度的概念及其表示方法水汽壓：大氣中水汽所產生的那部分壓力叫水汽壓(e)，單位是 hPa(百帕)；飽和空氣：當水汽含量恰好達到一定體積的空氣中所容納的水汽數量的極限時的空氣；飽和水汽壓E（最大水汽壓）：飽和空氣的水汽壓。飽和水汽壓隨溫度升高而增大，隨溫度降低而減小；濕度的概念及其表示方法絕對濕度指單位體積濕空氣所含有的水汽質量，又稱為水汽密度，用a表示。其單位為gm3或gcm3；空

26、氣中水汽含量越多，絕對濕度就越大；由于水汽含量難以直接測量，通常以e代替a。相對濕度指空氣中實際水汽壓與同溫度下的飽和水汽壓之比的百分數，用 f 表示，即：f e E 100相對濕度大小直接反映空氣距離飽和的程度，當 e 不變時，氣溫升高飽和水汽壓增大，相對濕度減小。濕度的概念及其表示方法相對濕度的確定濕度的概念及其表示方法露點溫度指空氣中水汽含量不變，氣壓保持一定時，氣溫下降到使空氣達到飽和時的溫度。用Td表示。 氣溫降到露點，是水汽凝結的必要條件。露點完全由空氣的水汽壓決定，氣壓一定時，它是等壓冷卻過程的保守量。空氣一般未飽和，故露點常比氣溫低。空氣飽和時，露點和氣溫相等。根據露點差，即氣

27、溫和露點的差，可以判斷空氣的飽和程度。差值越大，說明相對濕度越低。濕度的變化與分布濕度的變化日變化相對濕度的日變化主要取決于氣溫。氣溫高相對濕度小，氣溫低相對濕度大。年變化相對濕度的年變化，一般是冬季最大，夏季最小。但季風氣候區相反，夏季大冬季小，因為夏季風來自海洋，而冬季風來自大陸。濕度的變化與分布濕度的空間分布相對濕度的空間分布特征取決于緯度和海陸分布狀況。通常，相對濕度大陸小海洋大。在大陸，距離海洋越近，相對濕度越大；距離海洋越遠，相對濕度越小。赤道地帶終年高溫多雨，而高緯度地帶則全年低溫，所以相對濕度都較高80。副熱帶區域，相對濕度較低，約50。2 蒸發和凝結水相變化與潛熱交換水相變化

28、蒸發由水變成水汽；凝結由水汽變成水；凍結由水變成冰；融解由冰變成水；凝華由水汽直接變成冰；升華由冰直接變成水汽。潛熱：水的相變過程伴隨著能量轉化和交換，這種能量稱為潛熱（能）。由水的相變導致的熱量吸收和釋放過程，稱為潛熱交換（過程）。蒸發、融解、升華吸收潛熱；凝結、凍結、凝華釋放潛熱。2 蒸發和凝結蒸發及其影響因素影響蒸發的因素：其影響因素主要包括蒸發面的溫度、性質、性狀、空氣濕度、風等；蒸發量：因蒸發而消耗的水量，以水層厚度mm表示。蒸發1mm厚的水，相當于1m2面積上蒸發1000g的水量。蒸發速率：單位時間從單位面積上蒸發出來的水分質量，單位為gcm2s。當e=100%(e=E)過飽和情況

29、下的與蒸發想法的過程。大氣中水汽凝結的兩個必備條件：空氣中的水汽要達到飽和與過飽和；要有凝結核。凝結核：指具有吸濕性、可作為水汽凝結核心的微粒。含量隨高度遞減；陸地多海洋少；城市多鄉村少，工業區最多。一是對水汽有吸附作用；二是形成的滴粒較大，有助于水汽繼續凝結。2 蒸發和凝結如何使空氣中的水汽達到飽和或過飽和增加空氣的水汽含量；使含有一定量水汽的空氣冷卻。絕熱冷卻；大氣中許多凝結現象是絕熱冷卻的產物輻射冷卻；一般比較緩慢，水汽凝結量不多平流冷卻；混合冷卻。3 水汽的凝結現象地表面的凝結現象當近地面層空氣冷卻至露點溫度以下時，水汽會凝結在地面或地面物體上。露：如果露點溫度高于 0 ，水汽凝結為液

30、態，稱為露，以夏季為最多；霜：如果露點溫度低于 0 ，水汽凝結為固態，稱為霜，霜常見于冬季；露和霜的形成條件近地面層空氣濕度要大；有利于輻射冷卻的天氣條件；地面或地物熱傳導不良。春露秋霜3 水汽的凝結現象霧凇霧淞是一種白色固體凝結物，由過冷霧滴附著于地面物體或樹枝迅速凍結而成，俗稱“樹掛”。多出現于寒冷而濕度高的天氣條件下。雨凇雨凇是形成在地面或地物迎風面上的、透明或毛玻璃狀的緊密冰層，俗稱“冰凌”。松花江畔霧淞霧淞江西三清山（2010年12月）雨淞3 水汽的凝結現象大氣中的凝結現象霧：漂浮在近地面層的乳白色微小水滴或冰晶。根據成因的不同，霧可分為以下五種：（輻射霧和平流霧較為常見）輻射霧：因

31、地面輻射冷卻,使近地面層空氣變冷,水汽凝結而成;多出現于秋冬季無云的夜晚,諺語有“十霧九晴”。平流霧：暖濕氣流移到冷的下墊面上，冷卻降溫，水汽凝結而形成；出現范圍廣。蒸汽霧：冷空氣移動到暖水面上形成的霧。在北冰洋的冬季較為常見，叫極地煙霧或北極煙。上坡霧：潮濕空氣沿山坡上升使水汽凝結而產生的霧。鋒面霧：發生于鋒面附近的霧。輻射霧：江城武漢平流霧：山東蓬萊平流霧：山東煙臺蒸氣霧：江蘇淮安里運河城市之霧2城市之霧山地之霧峨眉云海倫敦之霧3 水汽的凝結現象云云是高空水氣凝結現象。空氣對流、鋒面抬升、地形抬升等作用使空氣上升到凝結高度，就會形成云。云有各式各樣的外貌特征。云的成因：對流運動：主要形成積

32、狀云；系統性上升運動：主要形成層狀云；波狀運動：主要形成波狀云；地形作用：比較復雜，可以形成各種云。3 水汽的凝結現象云 屬符 號特 征低云100 2000m積 云Cu由水滴組成，云底平坦，垂直向上發展，常常產生大量降水及陣性降水。積雨云Cb層積云Sc層 云St雨層云Ns中 云6000m高層云As由水滴和冰晶組成，可降水或變雨層云。高積云Ac高 云6000m卷 云Ci云 族卷層云Cs卷積云Cc云的分類3 水汽的凝結現象云量天空被云遮蔽的程度叫云量，以0 10 的成數表示。云量的多少與緯度、海陸分布、大氣環流等因素有關。晴天：04； 多云：5 8； 陰天：9 10 。云量帶赤道多云帶：上升氣流，

33、熱對流，云量 6；緯度2030少云帶：下沉氣流，云量 4 ；中高緯多云帶：氣團、鋒面頻繁活動，云量 6 7 。云的結構積云，平底，向上發展積雨云在13分鐘內的發展積雨云在13分鐘內的發展強烈發展的積雨云1強烈發展的積雨云強烈發展的積雨云2強烈發展的積雨云強烈發展的積雨云3強烈發展的積雨云層積云層云雨層云高層云高積云卷云1卷云卷云2卷云卷云3卷云卷層云1卷層云卷層云2諺語 “ 日暈風，月暈雨 ” : 表示已經有鋒面或低氣壓自遠方接近，是為天氣轉壞的前兆。卷層云卷層云3卷層云卷積云波狀云1波狀云波狀云2波狀云旗云（地形云）火山云美國圣勞倫斯火山UFO云（地形云）法國莢狀云（地形云）鏡狀云（地形云）

34、4 大氣降水相關概念大氣降水：指從云層中降落到地面的液態或固態水降水量：指降落到地面上的雨和融化后的雪、霰、雹等集聚在水平面上的水層厚度，單位為 mm； 降水強度：指單位時間內的降水量，單位為mmh或mmd；降水變率：指各年降水量的距平數與多年平均降水量的百分比，表示降水量的變化程度。Cv = 距平數平均數100平均數為某地多年平均降水量；距平數為當年降水量與平均數之差。4 大氣降水降水的形成降水形成的兩個基本條件：雨滴下降速度超過上升氣那個流速度；雨滴從云中降落到地面前不至于完全被蒸發。云滴凝結（凝華）增長指水汽分子凝結（凝華）在云滴（冰晶）表面上，使云滴（冰晶）增長的過程。過冷水滴蒸發冰晶

35、凝華增長小水滴蒸發大水滴凝結增長暖水滴蒸發冷水滴凝結增長4 大氣降水冰晶效應在溫度相同條件下，冰面飽和水汽壓小于水面飽和水汽壓， 水滴不斷蒸發變小，而冰晶則不斷凝華增大，這種過程稱為冰晶效應。冷云由冰晶和過冷卻水滴混合組成的云稱為冷云或冰水混合云；暖云由不同大小、冷暖水滴組成的云則稱為暖云。冰晶效應是冷云云滴增長的主要過程；而小（暖）水滴蒸發變小、大（冷）水滴凝結增大卻是暖云云滴增長的主要方式。4 大氣降水云滴的沖并增長是指兩個或兩個以上的水滴相碰合并而增大的過程。下降時，大水滴追上小水滴；上升時，小水滴追上大水滴，都會發生碰并，使云滴迅速增大。在云滴增長過程中，初期以凝結（凝華）增長為主，后

36、期則以沖并增長為主，尤其在低緯度地區的暖云降水，碰并增長更為重要。4 大氣降水人工降水：借助催化劑，改變云滴的性質、大小和分布狀況。基本方法：冷云催化：人工增加冰晶，產生冰晶效應。 干冰（降溫自生冰晶）； 人工冰核（碘化銀、氯化汞等）；暖云催化：提供大水滴，促進凝結、碰并增長。方法：氯化鈉、氯化鉀等吸濕性物質.人工增雨火箭高炮碘化銀增雨寧夏200304064 大氣降水降水的類型一（按成因劃分）對流雨：近地面氣層強烈受熱上升，冷卻凝結形成積雨云降雨，常伴隨雷電現象，又稱熱雷雨；赤道常年可見，我國夏季常見；地形雨：暖濕氣流沿山地迎風坡抬升冷卻凝結降水。山地迎風坡常形成多雨中心，背風坡由于焚風效應，

37、降水少，成為雨影區；鋒面雨（氣旋雨）：冷暖氣團相遇，暖濕氣流沿鋒面抬升凝結成雨。降水范圍廣、時間長。在溫帶很常見；臺風雨：可產生強度極大的降水。夏秋季常見。4 大氣降水降水的類型二（按性質劃分）連續性降水：雨或雪連續不斷地下，而且比較均勻，強度變化不大，一般降水歷時長、范圍廣，降水量往往也比較大。間斷性降水：雨或雪時下時停，或強度有明顯的大小變化，但其變化較緩慢，降水歷時長短不等。陣性降水：雨或冰雹呈陣性下降，偶爾有陣雪。驟降驟停，或強度變化很突然，下降速度快，強度大，但往往降水歷時短，范圍小。如果在陣雨的同時還伴有閃電和雷鳴，便是雷陣雨。 思考：雷陣雨屬于哪一種降水呢？雷陣雨是蒸發到午后再而

38、降雨，為對流雨4 大氣降水降水的時間變化降水強度劃分標準種類 24小時降水量12小時降水量 目視特征小雨10.0 mm5.0 mm雨滴清晰可辨，地全濕，無積水或積水形成很慢 中雨10.024.95.0 14.9 雨滴連續成線，可聞雨聲，地面積水形成較快 大雨25.0 49.915.0 29.9雨滴模糊成片，雨聲激烈，地面積水形成很快 暴雨50.0 99.930.0 69.9 雨如傾盆，講話受雨聲干擾而聽不清楚，地面積水水流大暴雨100.0249.070.0 139.9特大暴雨 250.0 140.04 大氣降水降水的日變化大陸型：特點是一天有兩個最大值，分別出現在午后和清晨；兩個最小值，分別出

39、現在夜間和午前。海洋型：特點是一天只有一個最大值，出現在清晨，最小值出現在午后。4 大氣降水降水的季節變化赤道型：南北緯10以內地區，終年多雨。 春分、秋分前后降水最多， 而夏至、冬至期間降水較少。熱帶型：位于赤道型南北兩側。由于太陽在天頂的時間不像在赤道上間隔相等，隨緯度的增加，兩段最多降水量時間逐漸接近，至回歸線附近合并為一個。副熱帶型： 大陸東岸降水集中在夏季（季風型或稱夏雨型），大陸西岸則冬季多雨（地中海型或稱冬雨型）；溫帶及高緯型：內陸及東海岸夏季對流雨；西海岸秋冬氣旋雨（海洋型）。4 大氣降水降水的地理分布赤道多雨帶：赤道及其兩側，是全球降水最多的地帶，年降水量約 2000 300

40、0 mm ；副熱帶少雨帶：南北緯15 35地帶，受副熱帶高壓的下沉氣流和信風影響，干旱少雨，年平均降水量 500 mm以下，此帶的大陸西岸和內部更不到 200 mm，但大陸東南部受季風、地形影響，可形成多雨中心；中緯度多雨帶：大陸西岸受西風控制，大陸東岸受季風影響，降水較多，500 1000mm ；高緯度少雨帶：氣溫低，蒸發弱，大氣含水汽少，一般年降水量不到300 mm 。4 大氣降水降水的空間分布第三節 大氣運動和天氣系統1 大氣的水平運動2 大氣環流3 主要天氣系統1 大氣的水平運動基本概念空氣的水平運動稱為風，地球上大氣的運動形式以水平運動最為廣泛和持久。空氣的垂直運動稱為上升氣流或下沉

41、氣流。1 大氣的水平運動作用于空氣的力水平氣壓梯度力原動力，使空氣運動即形成風和決定風向、風速的主導因素；地轉偏向力改變方向；慣性離心力改變方向；摩擦力減速、改變方向。1 大氣的水平運動水平氣壓梯度力水平氣壓梯度力使空氣從高壓區流向低壓區，是大氣水平運動的原動力，其表達式為：G 水平氣壓梯度力； 空氣密度；p 兩條等壓線之間的氣壓差；n 兩條等壓線之間的垂直距離；p/n 為水平氣壓梯度；“” 負號表示方向由高壓指向低壓。1 大氣的水平運動1007100510031001氣壓梯度大氣壓梯度小等壓線疏密與氣壓梯度大小氣壓梯度1 大氣的水平運動地轉偏向力由于地球轉動而使在地球上運動的物體發生方向偏轉

42、的力，稱為地轉偏向力。水平地轉偏向力的計算公式： m:空氣質量；v:風速；:地球自轉角速度；j:地理緯度。地轉偏向力是使運動空氣發生偏轉的力，它總是與空氣運動方向垂直。在北半球，它使風向右偏；它的大小與風速和緯度成正比，在赤道為零，隨緯度而增大，在兩極達最大。對動力很大的汽車、飛機以及人的運動而言，地轉偏向力可忽略不計。但在討論大范圍空氣運動時，地轉偏向力因與水平氣壓梯度力相近，必須考慮。1 大氣的水平運動慣性離心力離心力是指空氣作曲線運動時，受到一個離開曲率中心而沿曲率半徑向外的作用力。這是空氣為了保持慣性方向運動而產生的，所以稱為慣性離心力。計算公式：C 離心力；V 空氣運動速度；r 曲率

43、半徑。在一般情況下，空氣運動路徑的曲率半徑很大，慣性離心力遠小于地轉偏向力；但在空氣運動速度很大而曲率半徑很小時，如龍卷風、臺風，離心力很大，甚至超過地轉偏向力。1 大氣的水平運動摩擦力摩擦力指地面與空氣之間，不同運動狀況的空氣層之間相互作用而產生的阻力。氣層之間的阻力，稱為內摩擦力；地面對空氣的阻力，稱為外摩擦力。摩擦力以近地面層最顯著，隨高度增加而迅速減弱，一般到 1 2km 以上就可以忽略不計了，此高度以上氣層稱為自由大氣。摩擦力總是和運動方向相反，使空氣運動速度減小，地轉偏向力也相應減小。1 大氣的水平運動自由大氣中的空氣運動地轉風地轉風指自由大氣中空氣作等速、直線水平運動。地轉風方向

44、與水平氣壓梯度力的方向垂直，即平行于等壓線。在北半球，背風而立，高壓在右，低壓在左，南半球相反，此稱為白貝羅風壓定律。1 大氣的水平運動梯度風自由大氣中，當空氣作曲線運動時，水平氣壓梯度力G、地轉偏向力A和慣性離心力C三個力達到平衡時的空氣水平運動，稱為梯度風。LHGA、CG、CAVVGAVg北半球逆時針順時針LH地轉風以北半球圓形等壓線為例，在低壓中，氣壓梯度力 G指向低壓中心，而地轉偏向力 A和慣性離心力 C都指向外，而且 A C G ，由于地轉偏向力和慣性離心力都與風向垂直，所以梯度風的方向是沿著等壓線按逆時針方向吹；在高壓中則相反， G C A ， 梯度風繞高壓中心按順時針吹。南半球的

45、情況剛好相反。1 大氣的水平運動風隨高度的變化地轉風隨高度的變化-熱成風氣溫水平梯度的存在，引起氣壓梯度力隨高度發生變化，影響風隨高度發生相應變化。由于水平溫度梯度引起的上下層風的向量差，稱為熱成風（VT）。熱成風風向與等溫線平行，在北半球，背熱成風而立，高溫在右，低溫在左，南半球則相反。熱成風的大小與氣層平均水平溫度梯度及氣層的厚度成正比。在自由大氣中，隨著高度的增加，風越來越趨于熱成風，如北半球中緯度對流層頂部的西風急流。1 大氣的水平運動摩擦層中風隨高度的變化在摩擦層中，空氣的水平運動因受摩擦力的作用，風速減小，風向改變。如地轉風斜穿等壓線從高壓吹向低壓，梯度風斜穿等壓線，低壓向中心輻合

46、，高壓自中心向外輻散。地面摩擦作用隨高度減小，風速隨高度增大，不斷右偏，達到摩擦層頂部，最終風向與等壓線平行。2 大氣環流大氣環流是指大范圍內具有一定穩定性的各種氣流運行的綜合現象。其主要表現形式包括全球行星風系、三圈環流、定常分布的平均槽脊和高空急流、西風帶中的大型擾動、季風環流。全球環流季風環流局地環流全球環流全球氣壓帶全球七個緯向氣壓帶赤道低壓帶；極地高壓帶；副熱帶高壓帶；副極地低壓帶。全球環流氣壓帶口訣高氣壓帶四，低氣壓帶三：南北五度間，高溫氣上翻，赤道低氣壓，降水造方便；南北三十度，氣流下偏轉，副熱高氣壓，少雨常干旱；極地氣壓低，靠近兩極點；南北六十度，副極低壓然。 全球環流行星風系

47、不考慮海陸和地形的影響，地面盛行風的全球性形式稱為行星風系。主要包括三個盛行風帶：信風帶西風帶極地東風帶全球環流信風帶由副熱帶高壓帶吹向赤道。北半球為東北信風，南半球為東南信風東南及東北信風圖全球環流盛行西風帶由副熱帶高壓帶吹向高緯地區。北半球為西南風，南半球為西北風西風帶的形成40S 60S 盛行西風帶開普敦好望角40S60S 盛行西風帶全球環流極地東風帶由極地高壓向外輻散形成，在地轉偏力的作用下，形成偏東風。北半球為東北風，南半球為東南風，所以又叫做極地東風帶 全球環流經向三圈環流65NNS30N30S65SHHHHLLLEENESEWWWWWW極地高壓副極地低壓副熱帶高壓赤道低壓副熱帶高

48、壓副極地低壓極地高壓0全球環流信風環流圈（Hadley環流）分布于赤道與南北緯 30 之間。高空由赤道吹向副熱帶高壓帶（西風），地面由副熱帶吹向赤道（信風）；中緯度環流圈（Ferrel環流）分布于中緯度約 30- 65地帶。地面由副熱帶高壓帶吹向副極地低壓帶（西風），高空由副極地低壓帶返回。極地環流圈分布于高緯度約60 與極地之間地帶。地面由極地高壓帶吹向副極地低壓帶（東風），高空由副極地低壓帶返回（西風）。全球環流全球環流高空西風帶的波動和急流高空風不受地面或水面摩擦力影響，地轉偏向力使氣流與等壓線平行。對流層上層，高空西風帶環繞極地并形成巨大渦旋。西風帶中的波動形成大氣長波，其波長一般達3

49、000-8000km，瑞典氣象學家羅斯貝最早研究這種波動，因而命名為羅斯貝波。急流是全球大氣環流的重要環節，與天氣系統的發生、發展有著密切關系。季風環流季風大陸和海洋間的廣大地區，以一年為周期、隨著季節變化而方向相反的風系，稱為季風。季風是海陸間季風環流的簡稱，它是由大尺度的海洋和大陸間的熱力差異形成的大范圍熱力環流。季風環流季風的成因海陸風白天：陸地溫度上升快，海洋溫度上升慢風從海洋吹向陸地；晚上：陸地溫度下降快，海洋溫度下降慢，風從陸地吹向海洋季風是因為大范圍海洋和陸地對于太陽輻射年變化的反應差異不同造成北半球冬季氣壓中心亞洲高壓阿留申低壓冰島低壓 副 極 地 低 氣 壓 帶冬季，大陸降溫

50、比海洋快，大陸形成冷高壓北半球夏季氣壓中心印度低壓夏威夷高壓亞速爾高壓 副 熱 帶 高 氣 壓 帶夏季，大陸增溫比海洋快，大陸形成熱低壓季風環流季風區分布亞洲季風區 非洲季風區 澳洲季風區 約在 30W 170E，20S 35N的范圍，其中以東亞和南亞的季風最顯著。東亞季風范圍廣、強度大，冬季風強于夏季風。南亞季風（印度季風），夏季風強于冬季風。季風環流夏季，在大陸地表形成并保持的低壓槽稱為季風槽，導致低層大氣往這個地帶輻合，進而形成雨帶。季風槽季風環流季風的特點涵蓋的范圍廣帶來大量的降雨季風環流東亞季風南亞季風分布區東亞青藏高原以南（南亞、我國西南部分地區）成因巨大的海陸熱力差異行星風系季節

51、移動盛行風夏季東南風（海洋陸地）西南風（海洋陸地）氣壓變化亞洲低壓切斷副高，使其只保留在海上東南信風越過赤道轉為西南風冬季西北風（陸地海洋）東北風（陸地海洋）氣壓變化亞洲高壓切斷副極地低壓，使其只保留在海上東北信風東亞季風與南亞季風季風環流思考：我國的季風區分布不毛之地魚米之鄉撒哈拉沙漠長江中下游平原干旱濕潤？ 從太平洋帶來的暖濕氣流使我國東部地區降水豐沛，形成了森林、草原景觀，農業生產也生機勃勃。 例如，長江中下游地區，由于降水豐富（水熱同期），為亞熱帶常綠闊葉林景觀，一年四季，大地呈現出一派綠色，水網密布； 而緯度位置大致相同的非洲撒哈拉地區，常年受副熱帶高壓的影響，降水稀少，形成沙漠景觀

52、。 季風環流季風環流青藏高原的隆起加強東亞季風，形成東部濕潤氣候。造成西北干旱。形成沙漠。形成高原季風，加強高原季風環流。造成四川盆地易出現梅雨季節。季風環流受熱帶海陸熱力差異的調控，水汽被輸送到南亞南部，形成南支季風環流；受伊朗青藏高原感熱氣泵影響，水汽被輸送到南亞北部，產生強降水，形成南亞北支季風；其他水汽則在海陸對比和青藏高原熱力強迫作用下到達東亞地區，維持東亞季風。季風觀測實驗1998年5月1日8月31日進行的南海季風試驗(SCSMEX)是一個多國、多地區的氣象、海洋等研究機構共同完成的項目，該試驗包括無線電探空、地面觀測、雷達、科學考察、無人飛機、衛星觀測、海洋邊界層和通量觀測、綜合

53、探空系統、輻射、浮標、ADCP、CTD和AXBT等主要觀測平臺其科學目的是為了更好的了解東南亞和中國南海地區的季風爆發、維持和變化的主要物理過程，從而改進對季風的預報。小結季風環流概念成因：海陸熱力性質差異氣壓帶和風帶的季節移動風向東亞地區：冬季西北季風 夏季東南季風南亞地區：冬季東北季風 夏季西南季風局地環流概念局地環流由局部環境如地形起伏、地標受熱不均等引起的小范圍氣流，稱為局地環流，包括海陸風、山谷風和梵風等地方性風。海陸風在濱海地區，白天，地面風由海向陸，上層風則由陸向海；夜晚風向相反.海陸風局地環流山谷風谷風山地區域日出后山坡受熱，上空快速增溫。而山谷中同一高度上的空氣，由于距地面較

54、遠，增溫較慢，因而產生由山谷指向山坡的氣壓梯度力，風由山谷吹向山坡，形成谷風。山風夜間山坡輻射冷卻，氣溫降低很快，谷中同一高度空氣冷卻較慢，與白天相反的熱力環流由山坡吹向山谷，形成山風。山谷風局地環流梵風成因：氣流受山地阻擋被迫抬升迎風坡空氣上升冷卻，起初按干絕熱直減率降溫，直到水汽飽和凝結，產生降水。氣流越山后順坡下沉，空氣中的水汽含量大大減少，下沉氣流按干絕熱直減率增溫，以致背風坡氣溫比迎風坡同高度氣溫高，濕度小的多，從而形成相對干熱的風，這就是焚風。意義：無論冬夏與晝夜，山區都可出現焚風。焚風效應對植被類型與生態特征、成土過程和土壤類都有一定影響。焚風效應在我國西南山地區表現特別顯著。梵

55、風形成示意圖局地環流迎風坡背風坡3 主要天氣系統大氣中引起天氣變化的各種尺度的運動系統稱為天氣系統。根據水平尺度和生命史，可對天氣進行分類。大尺度（2000km)中間尺度(2000200km)中尺度(2002km）小尺度(2km)溫帶超長波、長波氣旋、鋒背風波雷暴副熱帶副熱帶高壓副熱帶低壓切變線線、暴雨龍卷風熱帶赤道輻和帶季風臺風、云團熱帶風暴對流群對流單體3 主要天氣系統天氣是一定區域短時段內的大氣狀態（如冷暖、風雨、干濕、陰晴等）及其變化的總稱。天氣過程天氣系統的發生、發展、消亡及其相應的天氣演變的全過程。如一次雷雨天氣過程可分為：生長階段（積云積雨云）；成熟階段（積雨云降雨）；消散階段（

56、云消雨散）。天氣形勢天氣系統的分布狀況。天氣形勢分析是天氣預報的重要依據。氣團和鋒氣團及其分類氣團：在廣大區域內水平方向上溫度、濕度、垂直穩定度等物理屬性較均勻的大塊空氣團。氣團具有明顯的天氣意義。范圍：水平范圍由數百千米到數千千米；垂直范圍由數千米到十余千米甚至伸展到對流層頂。形成條件：地表溫度和濕度狀況穩定的環流條件與下墊面相適應的均勻屬性氣團和鋒氣團變性在氣團移動的過程中，由于下墊面性質的改變和大范圍空氣垂直運動狀況的變化，氣團的物理屬性及其天氣特點也隨之改變，這種過程就稱為氣團變性。日常所見的氣團，大多屬于變性氣團。氣團和鋒氣團的分類地理分類法（地理位置和下墊面性質）按氣團源地分成四個

57、基本類型：冰洋氣團、極地氣團、熱帶氣團、赤道氣團；按氣團源地的海陸位置，又把每一基本類型分為海洋氣團和大陸氣團。赤道氣團源地是海洋，不再分海、陸型。熱力分類法暖氣團：氣團溫度高于流經地區下墊面溫度。一般含有大量的水汽，容易形成云雨天氣。冷氣團：氣團溫度低于流經地區下墊面溫度。一般形成干冷天氣。氣團和鋒鋒及其分類指兩種性質不同的氣團相遇時，在它們之間形成一個狹窄的過渡帶。通常把鋒看成是一個幾何面，稱為鋒面，鋒面與地面的交線稱為鋒線。鋒面和鋒線統稱為鋒。冷氣團暖氣團地面對流層頂下界上界寬度高度氣團和鋒鋒的特點鋒是占據三維空間的天氣系統，其水平寬度約數十到數百千米，垂直范圍可達數千米到十余千米，遠比

58、氣團小，可以將其看作兩個氣團的界面。鋒面兩側的空氣溫度、濕度、氣壓、風、云等氣象要素有明顯的差異，常常形成廣闊的云系和降水天氣，甚至出現大風、降溫、雷暴等劇烈天氣現象。鋒附近等溫線特別密集，這是確定鋒線的重要標志。氣團和鋒鋒的分類根據鋒面兩側冷暖氣團移動方向和結構可分為：冷鋒：冷氣團主動向暖氣團方向移動的鋒；暖鋒：暖氣團主動向冷氣團方向移動的鋒；準靜止鋒：很少移動或移動速度很慢的鋒；錮囚鋒：兩條移動的鋒相遇合并所形成的鋒。根據形成鋒的氣團源地可分為：冰洋鋒：冰洋氣團極地氣團；極鋒：極地氣團熱帶氣團；赤道鋒：熱帶氣團赤道氣團；鋒面云氣團和鋒鋒面天氣:指鋒附近的云、降水、風等氣象要素的分布狀況。鋒

59、面性質不同，鋒面天氣也不同。冷鋒天氣一型冷鋒：移動慢，鋒面坡度較小（1100）。鋒后為穩定性降水區。由于移動慢，暖空氣上升較慢較平穩而出現層狀云，降雨緩和。過境時氣溫下降，氣壓升高。冷鋒二型冷鋒：移動快，鋒面坡度較大（140180），云雨區較窄。由于移動快，暖空氣受冷空氣猛烈沖擊快速上升而成濃厚的積雨云，常有雷雨狂風。過境時氣溫急降，但時間短暫，鋒線一過天氣轉晴。氣團和鋒暖鋒天氣：鋒面坡度小 （ 1150 ）。 鋒前為較寬的連續性降水區，廣闊的云雨區連綿數百公里，造成持續不斷的降雨。暖鋒會使所經過地區的氣溫增高。暖鋒氣團和鋒冷鋒與暖鋒天氣冷鋒暖鋒鋒后鋒前鋒后鋒前鋒后降水區鋒前降水區氣團和鋒準靜

60、止鋒天氣鋒面坡度比暖鋒更小（1250），鋒前連續性降水區更寬廣，但降水強度小，持續時間更長。鋒面帶上常有低氣壓擾動發生并伴隨中到大雷陣雨。“梅雨鋒”屬于準靜止鋒。“ 梅雨 ” 之名起源于每年6、7月間我國江南一帶梅子成熟季節的連綿降雨由于久雨不晴，器物容易發霉，所以又稱“霉雨”。準靜止鋒氣團和鋒錮囚鋒天氣：是兩個移動鋒面相遇形成的，其云系具有兩種鋒面的特征，鋒面兩側都有降水區錮囚鋒錮囚鋒天氣冷空氣涼空氣冷空氣涼空氣暖空氣冷鋒暖鋒暖空氣暖空氣大雨小雨錮囚鋒錮囚鋒氣旋和反氣旋氣旋氣旋是由鋒面上或不同密度空氣分界面上發生波動形成的，占有三度空間、中心氣壓比四周低的水平空氣渦旋。分類溫帶氣旋（鋒面氣旋