chp03 自然地理學大氣圏與氣候

第三章大氣圈與氣候系統(tǒng)河海大學王文2015第一節(jié)大氣的組成和熱能大氣由三態(tài)物質組成氣態(tài)：水汽、氮氣、氧氣等液態(tài)：水滴固態(tài)：冰晶、懸浮的雜質一、大氣的成分氣溶膠一、大氣的成分干空氣大氣中除了固、液態(tài)微粒及水汽以外的空氣主要成分：氮、氧、氬（三者占干空氣總體積的99.96%）次要成分：CO2、O3、Ne、He、CH4等水汽占整個地球總水量的0.001%.大氣中的水汽含量極不穩(wěn)定，隨地區(qū)、高度、時間和氣象條件而異一、大氣的成分氮氣（N）沖淡氧的濃度，緩解氧化作用。植物體內不可缺少的養(yǎng)料，在自然條件下可通過地表豆科植物根瘤菌作用，被直接改造為植物易吸收的化合物。氧(O2)生物呼吸作用必須的物質參與有機物的燃燒、腐敗、分解一、大氣的成分二氧化碳(CO2)主要來源火山活動、燃料燃燒、有機物腐敗及動植物呼吸等分布集中在20km高度以下，平均含量0.03%。底層大氣的CO2夏季較冬季多，城市較農(nóng)村多，在大工業(yè)城市區(qū)其含量可達0.05—0.07%。作用參與光合作用強烈吸收長波輻射，是重要的溫室氣體。

EarthSystemResearchLaboratory(ESRL)USA

ThisMarch,globallevelsofCO2passed400partspermillion.一、大氣的成分甲烷來源濕地有機質的分解反芻動物的消化作用填埋垃圾的分解煤炭開采中的瓦斯排放、石油與天然氣開采中的天然氣排放作用溫室氣體RecentCH?4?

concentrationsandtrends.(a)TimeseriesofglobalCH?4?

abundancemolefraction(inppb)derivedfromsurfacesitesoperatedbyNOAA/GMD(bluelines)andAGAGE(redlines(b)Annualgrowthrate(ppbyr?–1?)inglobalatmosphericCH?4?abundancefrom1984throughtheendof2005(NOAA/GMD,blue),andfrom1988totheendof2005(AGAGE,red).

一、大氣的成分臭氧主要來源于低層大氣有機物的氧化和雷電作用以及高層大氣太陽紫外線作用，將氧分子分解為氧原子后和其它氧分子結合產(chǎn)生分布在低層大氣含量極低，隨高度增加、太陽紫外線逐漸加強使高層大氣臭氧含量明顯增多，并在20—25km達極大值后又逐漸減少，在55-60km附近臭氧含量已趨于零作用能大量吸收太陽紫外線增高臭氧層溫度，直接影響大氣溫度的垂直分布規(guī)律。大量吸收有害短波輻射（以紫外線為主），使地面生物免遭傷害通常將集中了地球上約90%臭氧的10-50km大氣層稱為臭氧層南極上空的臭氧洞一、大氣的成分水汽主要來源海洋、地表各種水體(江、河、湖泊等)、土壤和潮濕物體表面的蒸發(fā)及植物蒸騰。分布一般隨高度增加而減少。1.5—2km高度上水汽含量僅為地表一半，5km高度的水汽為地表的1/10，再往上更少。但特殊（地形）狀態(tài)下水汽會隨高度而增加。作用水汽是天氣變化中成云致雨的重要角色。吸收并釋放長波輻射，是大氣中數(shù)量最大的溫室氣體。在氣候變化過程中使CO2的溫室效應加倍Basedonclimatevariationsbetween2003and2008,theenergytrappedbywatervaporisshownfromsoutherntonorthernlatitudes,peakingneartheequator.AndrewDesslerandcolleaguesfromTexasA&MUniversityinCollegeStationconfirmedthattheheat-amplifyingeffectofwatervaporispotentenoughtodoubletheclimatewarmingcausedbyincreasedlevelsofcarbondioxideintheatmosphere.

一、大氣的成分大氣中固態(tài)和液態(tài)微粒（氣溶膠粒子）散射、反射和吸收部分太陽輻射

充當水汽的凝結（華）核，對云雨的形成起重要作用二、大氣的結構大氣上界物理上界：有極光出現(xiàn)的最大高度——1200km密度上界：星際空氣質點1個/cm3；——2000-3000km二、大氣的結構大氣的基本物理量氣溫氣象上講的氣溫是指離地面1.5m的百葉箱中觀測到的空氣溫度。氣壓

某地點的氣壓值相當于觀測高度以上單位面積上整個大氣柱的重量表示氣壓的單位是百帕（hpa）和毫米水銀柱高（mmHg）根據(jù)大氣的溫度、水汽、成分、垂直運動分為五個層次對流層平均厚度11km溫度隨高度增加而降低對流運動明顯主要天氣現(xiàn)象集中在這一層平流層空氣以平流為主在平流層內，隨著高度的升高，氣溫最初保持不變或微有上升。大約到30km以上，氣溫隨高度增加而顯著升高中間層氣溫隨高度增加而迅速降低暖層溫度隨高度增加而迅速增高，頂部溫度可達1700℃空氣處在高度電離狀態(tài)散逸層二、大氣的結構三、太陽輻射太陽輻射集中在三個區(qū)紫外輻射區(qū)０.１５－0.４m—7%可見光區(qū)０.４－０.７６m—50%紅外輻射區(qū)>０.７６m—43%三、太陽輻射太陽輻射在大氣中的減弱大氣對太陽輻射的吸收選擇性吸收臭氧能吸收0.22—0.32m的紫外輻射氧的吸收帶主要位于小于0.26m的紫外線光區(qū)，在0.7m的可見光區(qū)中還有一個較弱的吸收帶水汽在可見光區(qū)和紅外區(qū)都有不少吸收帶，但吸收最強的是在紅外區(qū)二氧化碳的主要吸收區(qū)也在紅外光區(qū)，最強在12—16m范圍內三、太陽輻射大氣對太陽輻射的散射

空氣分子、塵粒、云滴等質點，對太陽輻射都有散射作用二種形式的散射分子散射:散射介質尺度遠小于入射波的波長，則散射的強度與入射波波長的四次方成反比，即入射波的波長較短，被散射的輻射越多粗粒散射:懸浮在空間的煙粒、塵埃、水滴等粗粒，其尺度超過光的波長，粗粒對不同波長輻射的散射效應大致相同三、太陽輻射云層和塵埃對太陽輻射的反射作用

大氣中云層和較大的塵埃能將太陽輻射的一部分能量反射到宇宙空間去。火山爆發(fā)是影響大氣反射率的重要因素太陽輻射有31%因反射和散射作用回到宇宙空間，24%被大氣吸收，其余45%到達地面云高云中云高云厚云反射率25%50%65%90%三、太陽輻射到達地面的太陽輻射由兩部分組成:太陽直接輻射:通過大氣圈直接到達地面的輻射散射輻射:經(jīng)過散射后由天空投射到地面D直接輻射的強弱與太陽高度角及大氣透明度有關太陽高度角的影響太陽高度角越大，等量的太陽輻射散布的面積就愈小，地表單位面積上所獲得的太陽輻射能就會愈大。太陽高度角愈小,太陽光透過的大氣層愈厚,削弱就越強,到達地面的太陽輻射就愈小。直接輻射量的日變化、年變化和隨緯度的變化主要是由太陽高度角決定。大氣透明度取決于大氣中所含的水汽、水汽凝結物及塵粒雜物的多少。

三、太陽輻射散射輻射的強弱與太陽高度角、大氣透明度、云量有關。當太陽高度角增大時，到達地表的直接輻射增強，散射輻射也相應的增強。大氣透明度差時，參與散射的質點增多，散射輻射增強。云也能增強散射輻射。三、太陽輻射三、太陽輻射地面的反射輻射到達地面的輻射并不能全部被地面吸收，有一部分要反射的宇宙空間去。被地面反射的的部分稱為地面反射輻射。反射率：反射部分的輻射量占吸收輻射能量的百分比。

地面反射率地面反射率地面反射率砂土粘土淺色土深色土29-352022-3210-15黑鈣土(干)黑鈣土(濕)耕地綠草1481426干草地小麥地新雪陳雪2910-2584-9546-60四、地面和大氣輻射地面和大氣輻射的主要能量集中在波長4—120m的范圍內，故稱地面和大氣輻射為長波輻射地面輻射如地球平均溫度取255K,最強輻射波長為11.45μm

絕大部分地面的長波輻射能夠被大氣吸收，據(jù)統(tǒng)計約占地面長波輻射75%—95%，只有小部分可直達宇宙空間。

四、地面和大氣輻射大氣輻射和大氣逆輻射如對流層平均溫度取280K，大氣最強輻射波長為15μm。

大氣輻射的方向可向上，也可向下。因本身吸收地面輻射又反過來向地面發(fā)出輻射，故大氣輻射向下的部分稱為“逆”輻射地面有效輻射地面輻射與地面所吸收的大氣逆輻射之差,稱為地面有效輻射

四、地面和大氣輻射輻射差額（或輻射平衡）在一定時間內，系統(tǒng)輻射能的收支之差，稱為輻射差額，或稱輻射平衡和凈輻射。地面輻射差額在某段時間內，單位面積上地表面的輻射的收支，稱為地面輻射差額

收——太陽輻射（包括直接輻射和散射輻射）支——地面有效輻射能量平衡：對于外層空間為:342＝235＋107（W?m－2）對于大氣層為：67＋24＋78＋390＝165＋30＋324（W?m－2）對于地面為：168＋324＝390＋78＋24(W?m－2)四、地面和大氣輻射地面熱量平衡其中：Rn太陽凈輻射H與其上層大氣之間進行湍流感熱交換LE地面水分蒸發(fā)或凝結所產(chǎn)生的潛熱交換地面與下層土壤之間的熱量傳導交換G五、氣溫的變化和分布（一）大氣溫度隨時間的變化日變化

最高出現(xiàn)在14時，最低出現(xiàn)在日出前后。一天中氣溫的最高值與最低值之差，稱為氣溫的日較差緯度太陽高度角在一天內的變化范圍隨緯度的增高而減小，所以氣溫的日變化隨著緯度的增高而變小。熱帶氣溫日較差平均為12℃，溫帶8-9℃，極地只有3-4℃。季節(jié)夏季氣溫的日較差大于冬季。但是溫度日較差最大值并不出現(xiàn)在夏季，而在春末。地表性質海洋氣溫日較差小，陸地大。氣溫日較差由海洋向內陸逐漸增大天空狀況陰天氣溫日較差比晴天小得多五、氣溫的變化和分布年變化

陸地上空的氣溫最低值多出現(xiàn)在1月，最高值多出現(xiàn)在7月海洋上空氣溫最低值多出現(xiàn)在2月，最高值多出現(xiàn)在8月五、氣溫的變化和分布年較差——是一年最熱月份與最冷月的平均氣溫之差緯度氣溫的年較差隨緯度的增加而增大地表性質一般海洋氣溫年較差較小，陸地較大，越向內陸年較差越大氣溫的年較差與地理緯度的關系五、氣溫的變化和分布（二）氣溫的水平和垂直分布

水平分布

等溫線——氣溫相同點的連線。等溫線的不同的分布形式表示不同的氣溫分布特點。等溫線稀疏，表示氣溫分布較均勻等溫線密集，表示各地氣溫相差較大封閉的等溫線則表示存在冷或暖中心海平面大氣溫度的全球分布——1月海平面大氣溫度的全球分布——7月五、氣溫的變化和分布全球氣溫的水平分布具有以下特征氣溫由赤道向兩極逐漸降低。冬季（夏季）等溫線密集（稀疏），表明冬季（夏季）溫度梯度大（?。１卑肭虻葴鼐€與緯圈不平行，有較大的彎曲。南半球海洋上等溫線基本平行。反映了地表性質、大氣和洋流的運動對氣溫的影響。全球氣溫最高的熱赤道與地理赤道不吻合，其位置隨太陽直射點的南北位移而變化，夏季在20°N左右，冬季在5°N-10°N，顯示了云量對太陽總輻射的影響南半球不論冬夏，最低溫度都出現(xiàn)在南極。北半球夏季最低溫度出現(xiàn)在極地，冬季最低氣溫出現(xiàn)在西伯利亞東部，這與地形及冷空氣的路徑有關。五、氣溫的變化和分布垂直分布

對流層中，總趨勢是氣溫隨高度升高而降低有時會出現(xiàn)上層溫度比下層高的逆溫現(xiàn)象。具有逆溫的大氣層稱為逆溫層輻射逆溫由于地面強烈的輻射冷卻形成的逆溫稱為輻射逆溫。平流逆溫由于暖空氣平流到冷的地表上形成的逆溫稱為平流逆溫。下沉逆溫由于整層空氣下沉、壓縮,頂部空氣的增溫比底部多而形成的逆溫稱為下沉逆溫。鋒面逆溫由于冷空氣密度大于暖空氣，暖空氣位于冷空氣之上，這樣形成的逆溫為鋒面逆溫。第二節(jié)大氣水分和降水濕度

決定云、霧、降水等天氣現(xiàn)象常用濕度參量水汽壓和飽和水汽壓

大氣中水汽產(chǎn)生的那部分壓力稱水汽壓(e)。其大小直接反映大氣中水汽含量的多少。水汽含量與溫度的關系溫度一定時，單位體積空氣中容納的水汽量有一定限度，達到這個限度則空氣呈飽和狀態(tài)。飽和空氣的水汽壓（E）稱飽和水汽壓，也稱為最大水汽壓。飽和水汽壓隨溫度升高而增大。在一定的溫度下，飽和水汽壓與實際水汽壓之差稱為飽和差，直接反映實際空氣距飽和的程度，越小越接近飽和，越大距飽和越遠，蒸發(fā)越強一、大氣濕度絕對濕度

指單位體積空氣中所含的水汽質量，即為空氣中的水汽密度。單位為g/m3.相對濕度同溫度下實際水汽壓與飽和水汽壓的比值（用百分比表示）露點溫度

在空氣中水汽含量和氣壓不變的條件下，空氣冷卻達到飽和時的溫度，稱為露點溫度（td），簡稱露點。露點只反映大氣中水汽含量的多少，不反映溫度的高低一、大氣濕度二、蒸發(fā)和凝結蒸發(fā)和凝結取決于實際水汽壓（e）與飽和水汽壓(E)的關系e<E,蒸發(fā)e>E,凝結（二）云漂浮在大氣中的小水滴、冰晶微?；蚨呋旌辖M成的可見聚合體是由于大氣中的水汽達到過飽和狀態(tài)，通過凝結或凝華形成的云的分類：國際通用的方法是按照云的外貌特征、云高分為四族十屬云族云屬符號高度(m)特征高云卷云Ci7000～10000由微小冰晶組成，一般不產(chǎn)生降水卷層云Cs6000～9000卷積云Cc6000～8000中云高層云As3000～5000由水滴與冰晶組成，As加厚可發(fā)生降水，并轉變?yōu)橛陮釉芅s高積云Ac2000～5000低云層積云Sc500～2000由水滴組成層云St50～500雨層云Ns500～1200由水滴、冰晶組成，常產(chǎn)生大量降水積云Cu云底500～1200云底平坦，垂直向上發(fā)展，產(chǎn)生陣性降水積雨云Cb云底300～1500層云（三）降水降水的形成降水形成的條件兩個云滴形成的條件，一個云滴增長成雨滴的條件：水汽條件垂直運動條件云滴增長條件云滴增長主要有兩個過程凝結增長碰并增長。降水類型按降水強度降水強度指單位時間的降水量。劃分標準雨雪mm/dmm/hmm/d降水強度等級小雨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按降水性質連續(xù)性降水：從高層云和雨層云中降下的雨雪，降水強度變化小，持續(xù)時間長。陣性降水：通常從積雨云和濃積云中下降，其特點是強度變化大，持續(xù)時間短，有明顯的陣性。毛毛雨狀降水：從層云和層積云中下降，雨滴顆粒極小，漂浮在空中緩慢下降，降水強度極小。按降水成因對流雨：近地面氣層受熱不均勻，形成不穩(wěn)定對流運動，暖空氣上升，氣溫下降，水汽達到飽和并凝結成降水。這種降水稱之為對流雨，又稱熱雷雨。地形雨：暖濕氣流由于地形的強迫抬升作用，絕熱冷卻，凝結產(chǎn)生降水。在山的迎風坡這種抬升作用最為明顯，最大暴雨中心往往出現(xiàn)在高大山脈的迎風坡。鋒面雨：兩種不同性質氣團之間的交界面稱之為鋒面。暖濕氣團沿鋒面滑升，絕熱冷卻形成云雨。由于氣團的水平范圍很廣，鋒面雨的雨區(qū)相應較大。在溫帶地區(qū)，鋒面雨是常見的。降水的分布

受地理緯度、海陸分布、地形、天氣系統(tǒng)、大氣環(huán)流和季節(jié)等因素的影響赤道附近是全球降水最多地區(qū)由赤道向南或向北降水量減少，在副熱帶區(qū)達到極小值在中緯度地區(qū)降水量又復增加，年降水量在500—1000mm。向極地地區(qū)推進降水量又重新減少我國多年平均降水量分布極不均勻 空間上：自東南向西北減少；南方多，北方少；沿海多，內陸少；山地多，平原少。時間上：絕大多數(shù)雨量集中在夏季，有明顯的干濕季之分。第三節(jié)大氣運動與天氣系統(tǒng)一、大氣的水平運動作用在大氣上的力氣壓梯度力氣壓場——氣壓的空間分布稱為氣壓的水平分布稱水平氣壓場氣壓的垂直分布稱垂直氣壓場等壓面和等高線等壓面是空間氣壓相等的點組成的面

等高線是位勢高度相等的點連成的線等高面和等壓線等高面是高度相等的點組成的面等壓線是氣壓相等的點連成的線等壓面與等高線的關系氣壓場的五種基本類型高壓：由閉合的等壓（高）線構成的高值區(qū)，中心值最高低壓：由閉合的等壓（高）線構成的低值區(qū)，中心值最低低壓槽：是從低壓區(qū)向外延伸的狹窄部分，空間等壓面形如山谷。高壓脊：是從高壓區(qū)向外延伸的狹窄部分，空間等壓面形如山脊。等壓（高）線曲率最大點的連線稱為脊線。鞍型場：空間等壓面形如馬鞍。為兩高兩低相對組成的中間區(qū)域氣壓場的幾種基本型式氣壓梯度力——當空間氣壓場分布不均勻，空間存在氣壓梯度，空氣便受到沿氣壓梯度方向的作用力 為大氣的密度，為水平氣壓梯度，為兩條等壓線之間的氣壓差，為兩條等壓線之間的垂直距離。地轉偏向力由于地球自轉，使作水平運動的大氣受到一個與其方向垂直的作用力，這就是水平地轉偏向力。法國科學家科里奧利首先發(fā)現(xiàn),也稱為科里奧利力地轉偏向力產(chǎn)生的條件：（1）地球的自轉；（2）地面上的物體在水平方向有運動速度方向:垂直于物體速度的水平分量方向，北半球向右，南半球向左大?。撼嗟郎蠟榱?，兩極最大慣性離心力大氣在作曲線運動時產(chǎn)生的，與其運動方向相垂直，自曲率中心指向外的力慣性離心力摩擦力空氣和地面之間，以及運動狀態(tài)不同的空氣層之間都會相互發(fā)生作用，對氣流運動發(fā)生阻力地面對氣流產(chǎn)生的阻力，稱為外摩擦力氣層之間產(chǎn)生的阻力，稱為內摩擦力方向總是與氣流運動方向相反二、大氣的垂直運動對流運動指由熱力作用引起的垂直運動特點范圍小發(fā)生、發(fā)展時間短垂直速度較大常能引起陣性降水、雷暴、冰雹和龍卷等強對流性天氣系統(tǒng)性垂直運動

指由于水平氣流的輻合、輻散，鋒面和地形的強迫抬升作用引起的大范圍的上升和下沉運動特點范圍廣垂直速度小、持續(xù)時間長能造成大面積的層云和連續(xù)性降水，對天氣的形成和演變有重要作用二、基本天氣現(xiàn)象（一）風空氣的水平運動稱為風風速為單位時間空氣在水平方向運動的距離。常用單位：m/s(米/秒)、km/h（公里/小時）、kn/h（海里/小時或節(jié)）。風速還可以用風力的等級表示，以地面物象的特征可以判斷風的等級一、全球大氣環(huán)流假想模式（地球沒有自轉）大氣經(jīng)向環(huán)流由于地轉偏向力與氣壓梯度力綜合作用三圈環(huán)流信風帶信風帶西風帶西風帶極地東風帶極地東風帶信風環(huán)流哈德萊(Hadly)環(huán)流信風環(huán)流西風環(huán)流西風環(huán)流費雷爾(Ferrel)環(huán)流極地環(huán)流極地環(huán)流赤道無風帶副熱帶高壓帶副熱帶高壓帶赤道低壓帶副極地低壓副極地低壓極地高壓極地高壓海陸分布對氣壓帶和風帶的影響

海陸間的熱力差異使帶狀氣壓帶和風帶被分割成多個高、低壓中心

全球氣壓——夏亞速爾高壓

印度低壓

夏威夷高壓

全球氣壓——冬內蒙古高壓

冰島低壓

阿留申低壓

二、季風環(huán)流季風指在一個大范圍地區(qū)內它的盛行風向或氣壓系統(tǒng)有明顯的季節(jié)變化，而且隨著風向和氣壓系統(tǒng)的季節(jié)變換，天氣氣候也發(fā)生明顯的變化全球季風的分布亞洲的東部和南部東非的索馬里西非的幾內亞附近海岸澳洲的北部和東南部沿海東亞季風分布我國東部、朝鮮和日本等地成因海陸熱力差異冬季，亞洲大陸為冷高壓所盤踞，太平洋上為阿留申低壓，高壓前緣的偏北風就成為亞洲東部的冬季風。夏季，亞洲大陸為熱低壓所控制，同時太平洋高壓西伸北進，高、低壓之間的偏南風成為亞洲東部的夏季風。特點由于冬季大陸冷高壓前部的氣壓梯度較大，而夏季熱低壓前部的氣壓梯度較小，所以，夏季風比冬季風弱在冬、夏季風的影響下，使亞洲東部地區(qū)冬季干冷，夏季濕熱，季節(jié)變化明顯南亞季風分布以印度半島最為顯著，又稱印度季風成因主要是由于行星風系的季節(jié)位移而引發(fā)的，同時也受到海陸熱力差異的影響。冬季，亞洲南部處于大陸冷高壓前線控制之下，而赤道洋面為低壓區(qū)。在赤道以北，近地面盛行由大陸吹向海洋的東北季風，由于喜馬拉雅山脈的屏障作用，所以，南亞的東北季風是溫和的，形成干燥少雨的氣候持征。夏季，亞洲南部位于赤道低壓槽內，從南半球副熱帶高壓流出的東南信風越過赤道轉為西南氣流，經(jīng)阿拉伯海上空獲得水汽之后到達印度，成為亞洲南部的夏季風，它給印度半島帶來豐沛的降水。特點由于冬季大陸冷高壓中心遠離亞洲南部，并受到青藏高原和喜馬拉雅山脈的阻擋，海陸之間的氣壓梯度較小，所以南亞的冬季風并不強烈。相反，夏季的南亞加熱劇烈，大陸熱低壓發(fā)展旺盛，且南半球澳洲大陸為冷高壓所控制，因此，夏季風比冬季風強，這是南亞季風的一個重要特點。印度洋夏季風三、局地環(huán)流海陸風山谷風焚風峽谷風海陸風白天海風夜晚陸風山谷風——白天上坡，夜晚下坡地形雨與焚風太平洋東海岸俄勒岡州峽谷風第二節(jié)天氣系統(tǒng)一、氣團和鋒（一）氣團指氣象要素（主要指溫度、濕度和大氣靜力穩(wěn)定度）在水平分布上比較均勻的大范圍空氣團。范圍水平范圍從幾百km到幾千km垂直范圍可達幾km到十幾km。同一氣團內的溫度水平梯度一般小于1—2℃/100km，垂直穩(wěn)定度及天氣現(xiàn)象也都變化不大氣團的形成兩個條件：范圍廣闊、地表性質比較均勻的下墊面。有一個能使空氣物理屬性在水平方向均勻化的環(huán)流場。氣團的形成是在具備了上述兩個條件下，主要通過大氣中各種尺度的湍流、大范圍系統(tǒng)性垂直運動以及蒸發(fā)、凝結和輻射等動力、熱力過程而與地表間進行水汽和熱量交換，并經(jīng)過足夠長的時間來獲得下墊面的屬性影響。氣團的變性氣團形成后，隨著環(huán)流條件的變化，由源地移行到另一新的地區(qū)時，由于下墊面性質以及物理過程的改變，氣團的屬性也隨之發(fā)生相應的變化變性過程也是通過湍流、大范圍垂直運動和蒸發(fā)、凝結、輻射等物理過程來實現(xiàn)的。氣團的分類地理分類法按源地的緯度位置冰洋（北極和南極）氣團極地（中緯度）氣團熱帶氣團赤道氣團根據(jù)源地的海陸位置海洋型大陸型名稱符號主要天氣特征主要分布地區(qū)冰洋（北極、南極）大陸氣團Ac氣溫低、水汽少、氣層非常穩(wěn)定，冬季入侵大陸時會帶來暴風雪天氣南極大陸、65°N以北冰雪覆蓋的極地地區(qū)冰洋（北極、南極）海洋氣團Am性質與Ac相近，夏季從海洋獲得熱量和水汽北極圈內海洋上、南極大陸周圍海洋極地（中緯度或溫帶）大陸氣團Pc低溫、干燥，天氣晴朗，氣團低層有逆溫層，氣層穩(wěn)定，冬季多霜、霧北半球中緯度大陸上的西伯利亞、蒙古、加拿大、阿拉斯加一帶極地（中緯度或溫帶）海洋氣團Pm夏季同Pc相近，冬季比Pc氣溫高，濕度大，可能出現(xiàn)云和降水主要在南半球中緯度海洋上，以及北太平洋、北大西洋中緯度洋面上熱帶大陸氣團Tc高溫、干燥、晴朗少云，低層不穩(wěn)定北非、西南亞、澳大利亞和南美一部分的副熱帶沙漠區(qū)熱帶海洋氣團赤道氣團TmE低層溫暖、潮濕，且不穩(wěn)定，中層常有逆溫層濕熱不穩(wěn)定，天氣悶熱，多雷暴副熱帶高壓控制的海洋上在南北緯10°之間的范圍內熱力分類法依據(jù)氣團與流經(jīng)地區(qū)下墊面間熱力對比進行的分類氣團溫度高于流經(jīng)地區(qū)下墊面溫度的，稱暖氣團。氣團溫度低于流經(jīng)地區(qū)下墊面溫度的，稱冷氣團。日常天氣分析中還常依據(jù)氣團與相鄰氣團間的溫度對比劃分冷、暖氣團，溫度相對高的稱暖氣團，溫度相對低的稱冷氣團。（二）鋒大氣中冷暖氣團相遇后，不同性質氣團之間形成一個狹窄過渡層，這個過渡層就稱之為鋒。鋒與空間某一平面或某一垂直面相交的區(qū)域稱為鋒區(qū)。鋒區(qū)的水平寬度在近地面層約幾十km，在高空可達200—400km，甚至更寬一此。鋒的長度可延伸數(shù)百km至數(shù)千km。鋒的分類 根據(jù)鋒兩側冷、暖氣團移動方向和結構狀況，一般把鋒分為四種類型。冷鋒——鋒在移動過程中，鋒后冷氣團占主導地位，推動著鋒面向暖氣團一側移動的鋒。冷鋒又因移動速度快慢不同，分為一型（慢速）冷鋒和二型（快速）冷鋒暖鋒——鋒在移動過程中，鋒后暖氣團起主導作用，推動著鋒面向冷氣團一側移動的鋒準靜止鋒——冷、暖氣團勢力相當或有時冷氣團占主導地位，有時暖氣團又占主導地位，鋒面很少移動或處于來回擺動狀態(tài)的鋒錮囚鋒——當冷鋒趕上暖鋒，兩鋒間暖空氣被抬離地面錮囚到高空，兩鋒間的冷氣團合并形成的鋒。鋒面天氣暖鋒天氣暖鋒的坡度較小，約在1/150左右。暖鋒中暖氣團在推擠冷氣團過程中緩慢沿鋒面向上滑行，滑行過程中絕熱冷卻，當升到凝結高度后在鋒面上產(chǎn)生云系，如果暖空氣滑行的高度足夠高，水汽又比較充足時，鋒上常常出現(xiàn)廣闊的、系統(tǒng)的層狀云系。典型云序為：卷云（Ci）、卷層云（Cs）、高層云（As）、雨層云（Ns）。暖鋒降水主要發(fā)生在雨層云內，多是連續(xù)性降水。暖鋒冷鋒鋒雨層云

積雨云卷云卷層云高層云卷積云高層云積云冷鋒天氣冷鋒根據(jù)移動速度的快慢分為兩種類型，一型冷鋒和二型冷鋒。一型冷鋒（緩行冷鋒）移動緩慢、鋒面坡度較小（在1/100左右）。由于鋒面坡度大于暖鋒，因而云區(qū)和雨區(qū)都比暖鋒窄些，且多穩(wěn)定性降水。但當鋒前暖氣團不穩(wěn)定時，在地面鋒線附近也常出現(xiàn)積雨云和雷陣雨天氣二型冷鋒（急行冷鋒）移動快、坡度大（1/40—1/80）冷鋒后的冷氣團勢力強，移速快，猛烈地沖擊著暖空氣，使暖空氣急速上升，形成范圍較窄、沿鋒線排列很長的積狀云帶，產(chǎn)生對流性降水天氣。準靜止鋒天氣形成中國的淮靜止鋒—般是由冷鋒演變而成的．它的坡度很小(約為1／250)。準靜止鋒的天氣，類似于第一型冷鋒，但由于準靜止鋒的坡度較第一型冷鋒為小,因此云雨區(qū)比冷鋒寬廣。多有顯著的降水現(xiàn)象，有時甚至可產(chǎn)生暴雨。梅雨時期江淮流域的準靜止鋒常出現(xiàn)這種天氣。梅雨是指每年6月中旬到7月上、中旬初夏，我國長江中下游指宜昌以東的28-34°N范圍內出現(xiàn)的一段連陰雨天氣。錮囚鋒天氣錮囚鋒是由兩條移動著的鋒合并而成。所以它的天氣仍保留著原來兩條鋒的天氣特征。形成我國常見的是鋒面受山脈阻擋所形成的地形錮囚；或冷鋒追上暖鋒，或兩條冷鋒迎面相遇形成的錮囚。它們迫使冷鋒前的暖空氣抬離地面，錮囚到高空。分布我國錮囚鋒主要出現(xiàn)在鋒面頻繁活動的東北、華北地區(qū)，以春季最多。東北地區(qū)的錮囚鋒大多由蒙古、蘇聯(lián)移來，多屬冷式錮囚鋒。華北錮囚鋒多在本地生成，屬暖性錮囚鋒。二、氣旋和反氣旋氣旋是中心氣壓比四周低的大型水平空氣渦旋。反氣旋是中心氣壓比四周高的大型水平空氣渦旋在北半球，氣旋作反時針方向；反氣旋作順時針方向旋轉尺度氣旋的水平尺度一般為1000km，大者可達2000—3000km，小者只有200—300km反氣旋的水平尺度一般比氣旋大得多，發(fā)展強盛時可達數(shù)千km。分類氣旋分溫帶氣旋和熱帶氣旋反氣旋分極地反氣旋、溫帶反氣旋和副熱帶反氣旋。溫帶氣旋指活動在中高緯度、多見于溫帶地區(qū)的，具有鋒面結構的低壓，又稱鋒面氣旋，是溫帶地區(qū)產(chǎn)生大范圍云雨天氣的主要天氣系統(tǒng)。鋒面氣旋前方是寬闊的暖鋒云系及相伴隨的連續(xù)性降水天氣；氣旋后方是比較狹窄的冷鋒云系和降水天氣，氣旋中部是暖氣團天氣，如果暖氣團中水汽充足而又不穩(wěn)定，可出現(xiàn)層云、層積云，并下毛毛雨，有時還出現(xiàn)霧，如果氣團干燥，只能生成一些薄云而沒有降水。熱帶氣旋熱帶氣旋是形成于熱帶海洋上、具有暖心結構、強烈的氣旋性渦旋。熱帶氣旋名稱和等級標準為：①臺風（颶風）：地面中心附近最大風速≥32.6m/s（即風力12級以上）②熱帶風暴：地面中心附近最大風速17.2—32.6m/s（即風力8—11級）。其中地面中心附近最大風速24.5—32.6m/s（風力10—11級）者，強熱帶風暴。③熱帶低壓：地面中心附近最大風速10.8—17.1m/s（風力6—7級）。臺風臺風是一個強大的海洋熱帶氣旋臺風源地與集中區(qū)域：臺風出現(xiàn)最多的地區(qū)在西太平洋，有三個集中區(qū)域菲律賓東側的洋面日本的關島附近我國南海中部臺風路徑： 移向我國的臺風路徑可分兩類，即西太平洋臺風和南海臺風。西太平洋臺風主要有三條路徑①西移路徑：當北太平洋高壓脊呈東西走向，而且強大、穩(wěn)定時，或北太平洋副高不斷增強西伸時，臺風從菲律賓以東洋面向西移動，經(jīng)過南海在我國海南島或越南一帶登陸。②西北路徑：當北太平洋高壓脊線呈西北-東南走向時，臺風從菲律賓以東洋面向西北方向移動，穿過硫球群島，在我國江浙或橫穿臺灣海峽在浙、閩一帶登陸。這條路徑對我國影響范圍較大，尤其華東地區(qū)。③轉向路徑：北太平洋副高東退海上時，臺風從菲律賓以東海區(qū)向西北方向移動，然后轉向東北方向移去，路徑呈拋物線型。對我國東部沿海地區(qū)及日本影響較大。北太平洋西部臺風移動路徑臺風的結構與天氣： 其低層按輻合氣流速度大小分為三個區(qū)域①外圈，又稱大風區(qū)，自臺風邊緣到渦旋區(qū)外緣，半徑約200—300km，其主要特點是風速向中心急增，風力可達6級以上。②中圈，又稱渦旋區(qū)，從大風區(qū)邊緣到臺風眼壁，半徑約100km，是臺風中對流和風、雨最強烈區(qū)域，破壞力最大。③內圈，又稱臺風眼區(qū)，半徑約5—30km。多呈圓形，風速迅速減小或靜風。反氣旋按熱力結構分為冷性反氣旋(或冷高壓)——中周緯度引起天氣變化的重要天氣系統(tǒng)和暖性反氣旋(或暖高壓)——則與鋒面氣旋相伴對我國東部地區(qū)天氣影響較大。冷性反氣旋發(fā)生地極寒冷的中緯度和高緯度地區(qū)，如北半球的格陵蘭、加拿大、北極、西伯利亞和蒙古等地，以冬季最多見。其勢力強大、影響范圍廣泛，往往給活動地區(qū)造成降溫、大風和降水，是中、高緯地區(qū)冬季最突出的天氣過程。特點：由冷空氣組成，中心氣壓值達1030—1040hPa，強時達1080hPa。是一種淺薄天氣系統(tǒng)，平均厚度不到3—4km，水平范圍很大，直徑達數(shù)千千米亞洲大陸是北半球冷性反氣旋活動最為頻繁、發(fā)展最為強大的地區(qū)。冷性反氣旋南移時，如果冷空氣十分強大，會給流經(jīng)地區(qū)造成劇烈降溫（達10℃以上）、霜凍、大風等等災害性天氣，這種大范圍的強烈冷空氣活動，稱為寒潮。暖性反氣旋分布：在緯度25一35范圍形成：由于海陸分布及地勢差異，副熱帶高壓（簡稱副高）并不是在副熱帶緯圈成連續(xù)帶狀分布，而是形成若干高壓閉合中心，即暖性反氣旋系統(tǒng)。特點：副高的強度和規(guī)模隨季節(jié)而有變化。夏季時北半球副高的強度、范圍迅速增大，盛夏時增至最強，范圍幾乎占北半球的1/5—1/4。冬季時，北半球副高強度減弱，范圍縮小，位置南移、東退。南半球副高的季節(jié)變化狀況與北半球相反。副高內的天氣，由于盛行下沉氣流，以晴朗、少云、微風、炎熱為主。第四節(jié)氣候的形成一、氣候系統(tǒng)概述氣候：地區(qū)多年間大氣的一般狀態(tài)。它既反映平均情況，也反映極端情況，是多年間各種天氣過程的綜合表現(xiàn)。具有相對穩(wěn)定的天氣循環(huán)模式。在氣候系統(tǒng)中存在多種過程氣候過