氣候系統(tǒng)概念：P7氣候系統(tǒng)是一個(gè)包括大氣圈、水圈、陸地表面、冰雪圈和生物圈在內(nèi)的，能夠決定氣候形成、氣候分布和氣候變化的統(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、陸地表面、冰雪圈和生物圈臭氧的形成與分布P9臭氧層是指大氣層的平流層中臭氧濃度相對(duì)較高的部分，其主要作用是吸收短波紫外線。主要由于在太陽短波輻射下，通過光化學(xué)作用，氧分子分解為氧原子后再和另外的氧分子結(jié)合而形成的。有機(jī)物的氧化和雷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(cè)，臭氧含量隨高度的分布很不規(guī)則，近地面含量很少，從10km高度開始含量逐漸增加，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，含量又逐漸減少，到55km高度就極少了。造成這一現(xiàn)象的原因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，氧原子與氧分子相遇機(jī)會(huì)很少；即使臭氧在此處形成由于它吸收一定波長(zhǎng)的紫外線，又引起自身分解，因此，在大氣上層臭氧的含量不多。U20-30km處，既有足夠的氧分子，又有足夠的氧原子，這給臭氧的形成提供了條件，故稱這一層為臭氧層。在低于這一層的空氣中，太陽短波紫外線大大減少，臭氧分解也減弱，所以氧原子數(shù)量減少，以致臭氧形成減少。作用：臭氧能大量地吸收太陽紫外線，使臭氧層增暖，影響大氣溫度的垂直分布，從而對(duì)地球大氣環(huán)流和氣候的影響起著重要作用。同時(shí)，還對(duì)地面上的生物起著保護(hù)作用，使之免遭紫外線的傷害，少量紫外線可以起到殺菌治病的作用。P10對(duì)流層（地面一一對(duì)流層頂）對(duì)流層是大氣的最下層，它的下界為地面，集中3/4大氣，90%水汽，日常所見的大氣現(xiàn)象均發(fā)生在此層，也是對(duì)人類生活、產(chǎn)生最有影響的層次。對(duì)流層有三個(gè)特點(diǎn)：氣溫隨著高度而降低：由于本層的直接熱源是地面，愈近地面大氣獲得熱能愈多，溫度愈加高，其氣溫直減率主-0.65°C/100m。對(duì)流運(yùn)動(dòng)顯著：對(duì)流的強(qiáng)度主要隨緯度和季節(jié)的變化而不同由于下墊面起伏較大，海陸分布不同，大氣受熱不均，暖的地上升，冷的地方下沉，引起對(duì)流。對(duì)流層的上界因緯度和季節(jié)不同而異，就緯度而言，低緯度：對(duì)流強(qiáng)，對(duì)流層較厚，平均厚度為17-18km，'中緯度：夏季對(duì)流強(qiáng)，冬季對(duì)流較弱，平均厚度10-20km主要受地表影響大高緯度：全年受到的太陽輻射最小，對(duì)流也最弱，對(duì)流層的厚度只有8-9km。"氣象要素水平分布不均勻：溫度和濕度不同由于對(duì)流層受地表的影響最大，而地表面性質(zhì)不同，使對(duì)流層中，溫度、濕度氣壓、能見度、風(fēng)速等的水平分布是不均勻的。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(duì)流層內(nèi)，按氣流和天氣現(xiàn)象分布特點(diǎn)又可分為三層。下層：又稱行星邊界層或摩擦層或擾動(dòng)層。它的范圍自地面到2km高度。下層受地面強(qiáng)烈影響摩擦作用、湍流交換十分明顯，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、浮塵等出現(xiàn)頻繁。中層：從摩擦層頂?shù)?km左右高度。這一層受地表影響較小，氣流的狀況基本上可以表征整個(gè)對(duì)流層空氣運(yùn)動(dòng)的趨勢(shì)。大氣中的云和降水現(xiàn)象大都產(chǎn)生在這一層。上層：從6km高度到對(duì)流層頂。由于這一層離地面更遠(yuǎn)，受地表影響更小，水汽含量極少，氣溫常在0C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/s的強(qiáng)風(fēng)帶出現(xiàn)。此外，在對(duì)流層和平流層之間有一個(gè)厚度為數(shù)百米至1-2km的過渡層，稱為對(duì)流層頂。此層主要特征是：氣溫隨高度增加變化很小，甚至無變化。這種溫度的垂直分布抑制了對(duì)流作用的發(fā)展，上升的水汽、塵粒多聚集其下，能見度變壞。對(duì)流氣象學(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°C，在高緯度地區(qū)約為-53°C。為什么在對(duì)流層頂，低緯的溫度低于高緯的？參考：對(duì)流層頂，低緯的溫度低天于高緯，是因?yàn)椋海?）在對(duì)流層頂，溫度的平均分布取決于輻射、湍流對(duì)流交換過程，對(duì)流層頂附近的溫度與對(duì)流層頂?shù)母叨扔忻芮械年P(guān)系；（2）對(duì)流層頂愈高，溫度隨高遞減的層次就愈厚，對(duì)流層頂?shù)臏囟纫簿陀?；?）低緯地區(qū)對(duì)流旺盛，對(duì)流層頂高度為18-19KM，而高緯地區(qū)對(duì)流層頂只有9-10KM，故對(duì)流頂，低緯溫度低于高緯。相對(duì)濕度（f）：空氣中實(shí)際水汽與同溫度下飽和水汽壓百分比。意義：相對(duì)濕度直接反映了空氣距離飽和的程度。相對(duì)濕度越大，越接近飽和，當(dāng)達(dá)到100%時(shí)，空氣就達(dá)飽和狀態(tài)，此時(shí)水汽就要開始凝結(jié)。露點(diǎn)（Td）:當(dāng)空氣中水汽含量不變且氣壓一定時(shí)，降低溫度，使未飽和空氣達(dá)飽和時(shí)具有的溫度，稱之露點(diǎn)。空氣狀態(tài)方程：空氣狀態(tài)有氣壓、密度、體積、絕對(duì)溫度來表示。（一）理想氣體狀態(tài)方程：PV/T=R（常量）在通常大氣和壓強(qiáng)條件下未飽和濕空氣和干空氣都十分接近理想氣體當(dāng)空氣質(zhì)量為Mg時(shí)，PV=（M/p）?R*TkP=M/V?R*/p?TkP=pRT其中R*/p=R——比氣體常數(shù)（二）干空氣狀態(tài)方程：干空氣yd=28.96代入R*/yd=Rd則P=pRdT（三）濕空氣狀態(tài)方程P=pRdT（1+0.378e/p）有關(guān)輻射的基本定律輻射：自然界中的一切物體都以電磁波的方式向四周放射能量的方式稱為輻射。通過輻射傳播的能量稱為輻射能，也簡(jiǎn)稱為輻射（一）斯蒂芬一一隨這溫度的升高，黑體對(duì)各波長(zhǎng)的放射能力都相應(yīng)地增強(qiáng)。根據(jù)研究，黑體總的放射能力與它本身的絕對(duì)溫度的四次方成正比波耳茲曼定律黑體的輻射能力與其表面的絕對(duì)溫度的四次方成正比，表達(dá)式為：E=cT4（二）維恩位移定律：黑體的單色輻射強(qiáng)度極大值所對(duì)應(yīng)的波長(zhǎng)是隨溫度的升高而逐漸向波長(zhǎng)較短的方向移動(dòng)的。根據(jù)研究，黑體的單色輻射強(qiáng)度極大值所對(duì)應(yīng)的波長(zhǎng)與其絕對(duì)溫度成反比。黑體輻射能力最大值所對(duì)應(yīng)的波長(zhǎng)與其表面絕對(duì)溫度成反比，表達(dá)式為：入max=C/T。上式稱維恩位移定律，如果波長(zhǎng)以微米為單位，C=2896gm*K上式表明，物體的溫度越高，其單色輻射極大值所對(duì)應(yīng)的波長(zhǎng)越短；反之，物體的溫度越低，其輻射的波長(zhǎng)則越長(zhǎng)。（三）基爾霍夫定律：研究黑體與灰體的關(guān)系當(dāng)熱量平衡（即溫度不變）時(shí)，物體對(duì)于某一波長(zhǎng)的輻射能力與物體對(duì)該波長(zhǎng)吸收率之比為一恒量。該定律指出，輻射能力強(qiáng)的物體，吸收能力也強(qiáng)，反映了輻射能力和吸收率的關(guān)系。表明（1）在一定波長(zhǎng)、一定溫度下，一個(gè)物體的吸收率等于該物體同溫度、同波長(zhǎng)的放射率。黑體吸收能力最強(qiáng)，因此也是最好的放射體。（2）同一物體在溫度T時(shí)它放射某一波長(zhǎng)的輻射。那么，在同一溫度下也吸收這一波長(zhǎng)的輻射。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(zhǎng)小的空氣分子特點(diǎn)：有選擇性;質(zhì)點(diǎn)散射對(duì)于其光學(xué)特性來說是對(duì)稱的球形。粗粒散射：條件：太陽輻射遇到直徑比波長(zhǎng)大的空氣分子特點(diǎn)：無選擇性；質(zhì)點(diǎn)散射對(duì)于其光學(xué)特性來說是不對(duì)稱的，且散射質(zhì)點(diǎn)越大偏對(duì)稱程度越大（一）大氣對(duì)太陽輻射的吸收：大氣吸收作用太陽輻射穿過大氣層時(shí)，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)有選擇吸收一定波長(zhǎng)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)生改變。（二）大氣對(duì)太陽的散射概念：太陽輻射通過大氣時(shí)，遇到大氣的各種質(zhì)點(diǎn)，太陽輻射能的一部分則以電磁波的形式從這些質(zhì)點(diǎn)向四面八方傳播開，這種現(xiàn)象稱為大氣的散射。分類：根據(jù)散射質(zhì)點(diǎn)的直徑和入射輻射的波長(zhǎng)之間的大小關(guān)系分子散射：若散射質(zhì)點(diǎn)的直徑小于入射輻射的波長(zhǎng)，此時(shí)的散射有選擇性。粗粒散射：若散射質(zhì)點(diǎn)的直徑比入射輻射的波長(zhǎng)大得多，此時(shí)的散射無選擇性。（三）大氣的云層和塵埃對(duì)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部分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(shí)被反射一部分或大部分。上述三種方式中，反射作用最重要，尤其是云層對(duì)太陽輻射的反射最為明顯，另外還包括大氣散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分；散射作用次之，形成了到達(dá)地面的散射輻射；吸收作用相對(duì)最小。以全球平均而言，太陽輻射約有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收，50%到達(dá)地面被吸收。大氣輻射概念：大氣主要吸收地面輻射，同時(shí)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部分稱?。大氣逆輻射使地面因放射輻射而消耗的能量得到一定的補(bǔ)償，由此可看出大氣對(duì)地面有一種保溫作用。地面有效輻射概念：地面放射的輻射（Eg）與地面吸收的大氣逆輻射（＜5Ea）之差，以F0表示，則F0=Eg展Ea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情況：濕熱條件下，有云覆蓋，空氣渾濁度大，夜間有風(fēng)，有逆溫，平滑地面，植物覆蓋。有效輻射大的情況：海拔高度高，近地層氣溫隨高度顯著降低。海陸增溫和冷卻的差異及其原因差異：大陸受熱快，冷卻也快，溫度升降變化大。而海洋上則溫度變化緩慢。如大洋中，年最高及最低氣溫的出現(xiàn)要比大陸延遲一兩個(gè)月。原因：①二者對(duì)太陽輻射的吸收和反射不同氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)在同樣的太陽輻射強(qiáng)度之下，海洋所吸收的太陽能多于陸地所吸收的太陽能，這是因?yàn)殛懨鎸?duì)太陽光的反射率大于水面。平均而論，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收的太陽能比陸面吸收的太陽能多10—20%。能量分布的厚度不同陸地所吸收的太陽能分布在很薄的表面上，而海水所吸收的太陽能分布在較厚的層次。這是因?yàn)殛懙乇砻娴膸r石和土壤對(duì)于各種波長(zhǎng)的太陽輻射都是不透明的，而水除了對(duì)紅色光線和紅外線可以說是不透明的外，對(duì)于紫外線和波長(zhǎng)較短的可見光線來說，卻是相當(dāng)透明的。二者的導(dǎo)熱方式不同。陸地所得太陽能主要依靠傳導(dǎo)向地下傳播，而水還有其他更有效的方式，包括波浪、洋流和對(duì)流作用。這些作用使得水的熱能發(fā)生垂直的和水平的交換。因此，陸面所得太陽輻射集中于表面，一薄層，以致表面急劇增溫，也就加強(qiáng)了陸面和大氣之間的顯熱交換；反之，水面所得太陽輻射分布在較厚的一個(gè)層次，以致水溫不易增高，也就相對(duì)地減弱了水面和大氣之間的顯熱交換。砂所得的太陽輻射，傳給空氣的約占半數(shù)，而水所得的太陽輻射，傳給空氣的不過0.5%。水汽含量不同海面有充分水源供應(yīng)，以致蒸發(fā)量較大，失熱較多，也使得水溫不容易升高。而且，空氣因水分蒸發(fā)而有較多的水汽，以致空氣本身有較大的吸收地面輻射的能力，也就使得氣溫不易降低。陸地上的情況則正好相反。巖石和土壤的比熱小于水的比熱。氣溫的絕熱變化絕熱過程：大氣中所進(jìn)行的各種過程，通常伴有不同形式的能量轉(zhuǎn)換。在能量轉(zhuǎn)換過程中，空氣的狀態(tài)要發(fā)生改變。在氣象學(xué)上，任一氣塊與外界之間無熱量交換時(shí)的狀態(tài)變化過程，叫做絕熱過程。當(dāng)某一氣團(tuán)在與外界沒有任何熱量交換的情況下，做上升運(yùn)動(dòng)，如果該氣團(tuán)體積不變上升到某一處，則其內(nèi)部的壓強(qiáng)會(huì)比周圍大氣的要高，氣團(tuán)為了與外界大氣相平衡，氣塊體積要膨脹，在膨脹的過程中克服外界壓力而做功，氣團(tuán)做功所消耗的能量取自氣團(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。反之，氣團(tuán)作下沉運(yùn)動(dòng)時(shí)，若與外界沒有熱量交換的情況下，由于外界氣壓比起團(tuán)內(nèi)部氣壓高，會(huì)壓縮氣塊使氣團(tuán)體積縮小，同時(shí)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。研究中，大氣的垂直運(yùn)動(dòng)過程可近似看作是絕熱的。2、干絕熱方程（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決定于氣，壓的變化,當(dāng)氣壓降低時(shí)，溫度也降低，反之亦然。3、干絕熱直減率：氣塊絕熱上升單位距離時(shí)的溫度降低值，稱絕熱直減率。對(duì)于干空氣和未飽和濕空氣來說，則稱干絕熱直減率。以rd表示，實(shí)際工作中取其值為1.00C/100m。注意：rd與r的含義是完全不同的。rd是干空氣在絕熱上升過程中氣塊本身的降溫率，它近似于常數(shù)，而r是表示周圍大氣的氣溫隨高度的分布情況。r可以有不同數(shù)值，即可大于、小于或者等于rd。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：飽和濕空氣絕熱上升的減溫率，稱為濕絕熱直減率，以rm表示。其不是常數(shù)，但rm總小于rd。原因如下：因在濕絕熱過程中，氣塊上升冷卻引起凝結(jié)，釋放潛熱，對(duì)氣塊的降溫有補(bǔ)償作用，而氣塊在下沉增熱時(shí)，空氣塊中攜帶的云滴蒸發(fā)，由于蒸發(fā)耗熱，下沉?xí)r的增溫也比干絕熱增溫少，故rm總小于rd。大氣穩(wěn)定度：指氣塊受任意方向擾動(dòng)后，返回或遠(yuǎn)離平衡位置的趨勢(shì)和程度判斷大氣穩(wěn)定度的基本方法大氣是否穩(wěn)定，通常用周圍空氣的溫度直減率（Y）與上升空氣塊的干絕熱直減率（Yd）或濕絕熱直減率（Ym）的對(duì)比來判斷。

氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)考慮干絕熱的情況：當(dāng)干空氣或未飽和的空氣塊上升AZ高度時(shí)，其溫度為Ti=Tio-YdAZ；而周圍的空氣溫度為T=T0-yAZo因?yàn)槠鹗紲囟认嗟龋碩i0=T0，以此代入（2?59）式，則得a=gZ'；_/AAZ（切印少（r-rd）的符號(hào)，決定了加速度a與擾動(dòng)位移AZ的方向是否一致，亦即決定了大氣是否穩(wěn)定。當(dāng)r<rd，若AZ〉0，則a<0，加速度與位移方向相反，層結(jié)是穩(wěn)定的；當(dāng)r〉rd，若AZ〉0，則a〉0，加速度與位移方向一致，層結(jié)是不穩(wěn)定的；當(dāng)r=rd，a=0，層結(jié)是中性的。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分布特點(diǎn)，如等溫線稀疏，則各地氣溫相差不大；等溫線密集，表示各地氣溫懸殊；等溫線平直，表示影響氣溫分布的因素較少；等溫線的彎曲，表示影響氣溫分布的因素較多；等溫線的東西方向，表示溫度因緯度而不同，即以緯度為主要因素；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(duì)流層中氣溫的垂直分布輻射逆溫由于地面強(qiáng)烈輻射冷卻而形成的逆溫，稱為輻射逆溫。圖2-33輻射逆溫的生消過程圖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之降溫。由于空氣愈靠近地面，受地表的影響愈大，所以，離地面愈近，降溫愈多；離地面愈遠(yuǎn)，降溫愈少，因而形成了自地面開始的逆溫（圖2—33b）；隨著地面輻射冷卻的加劇，逆溫逐漸向上擴(kuò)展，黎明時(shí)達(dá)最強(qiáng)（圖2-33中c）；日出后，太陽輻射逐漸增強(qiáng)，地面很快增溫，逆溫便逐漸自下而上地消失（圖2—33中d、~-'e）o湍流逆溫圖2-33輻射逆溫的生消過程由于低層空氣的湍流混合而形成的逆溫，稱為湍流逆溫。其形成過程可用下圖說明。圖2-34中AB為氣層原來的氣溫分布，氣溫直減率（y）比干絕熱直減率（yd）小，經(jīng)過湍流混合以后，氣層的溫度分布將逐漸接近于干絕熱直減率。這是因?yàn)橥牧鬟\(yùn)動(dòng)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(shí)，它的溫度比周圍的空氣溫度低，混合的結(jié)果，使上層空氣降溫；空氣下沉?xí)r，情況相反，會(huì)使下層空氣增溫。所以，空氣經(jīng)過充分的湍流混合以.后，氣層的溫度直減率就逐漸趨近干絕熱直減率。圖中CD是經(jīng)過湍流混合后的氣溫分布。這樣，在湍流減弱層（湍流混合層與未發(fā)生湍流的上層空氣之間的過渡層）就出現(xiàn)了逆溫層DE高度圖2-34湍流逆溫的形成無暖平流時(shí)｝'產(chǎn)生暖平流后V假想無湍流時(shí)的平流逆溫圖2-36高度圖2-34湍流逆溫的形成無暖平流時(shí)｝'產(chǎn)生暖平流后V假想無湍流時(shí)的平流逆溫圖2-36下沉逆溫的形成圖2-35平流逆溫的形成但是平流逆溫的形成仍和湍流及輻射作用不能分開。因?yàn)榧仁瞧搅鳎途哂幸欢L(fēng)速，這就產(chǎn)生了空氣的湍流，較強(qiáng)的湍流作用常使平流逆溫的近地面部分遭到破壞，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：如圖2-36所示，當(dāng)某一層空氣發(fā)生下沉運(yùn)動(dòng)時(shí)，因氣壓逐漸增大，以及因氣層向水平方向的輻散，使其厚度減小（h'<h）。如果氣層下沉過程是絕熱的，而且氣層內(nèi)各部分空氣的相對(duì)位置不發(fā)生改變，這樣空氣層頂部下沉的距離要比底部下沉的距離為大，所以，其頂部空氣的絕熱增溫要比底部多。于是可能有這樣的情況，當(dāng)下沉到某一高度上，空氣層頂部的溫度高于底部的溫度，而形成逆溫。鋒面逆溫：對(duì)流層中，冷暖空氣相遇，暖空氣密度小，爬到冷空氣的上面，兩者之間形成一個(gè)傾斜的過渡區(qū)鋒面。在鋒面上，如果冷暖空氣的溫度差比較顯著，也可出現(xiàn)逆溫，這種逆溫稱為鋒面逆溫，如圖2-37所示，右邊是鋒的剖面，上面繪有等溫線；左邊是A點(diǎn)上空氣溫垂直分布的情形。由于鋒是從地面向冷氣團(tuán)上方傾斜的，因此鋒面逆溫只能在冷氣團(tuán)所控制的地區(qū)內(nèi)觀測(cè)到。而且，鋒面逆溫的高度與觀測(cè)點(diǎn)相對(duì)于地面鋒線的位置有關(guān)，觀測(cè)點(diǎn)距地面鋒線愈近，逆溫高度愈低。水相變化：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，按照系統(tǒng)論的觀點(diǎn)，每一個(gè)狀態(tài)成為一個(gè)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。物質(zhì)從氣態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)橐簯B(tài)的必要條件之一就是溫度必須低于它本身的臨界溫度（在臨界溫度之上，采取任何方式都不會(huì)使氣態(tài)變?yōu)橐簯B(tài)）。水的臨界溫度tk=374°C。大氣中的水汽基本集中在對(duì)流層和平流層內(nèi)，該處大氣的溫度不但永遠(yuǎn)低于水汽的臨界溫度，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相的成分水相變化的判據(jù):以水分子數(shù)：設(shè)N為單位時(shí)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凝結(jié)（過飽和）N=n動(dòng)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凝結(jié)（過飽和）E=e動(dòng)態(tài)平衡（飽和）冰和水汽的變化：

Es>e升華Es<e凝華Es=e動(dòng)態(tài)平衡動(dòng)態(tài)平衡與水汽壓由于水分子不斷的跑出和落回，如果繼續(xù)下去，就有可能在同一時(shí)間內(nèi)，跑出水面的水分子與落回水面的水分子恰好相等，這時(shí)水和水汽之間就達(dá)到兩相平衡，這種平衡叫動(dòng)態(tài)平衡。動(dòng)態(tài)平衡時(shí)的水汽壓稱為飽和水汽壓。在云中，冰晶和過冷卻水共存的情況是很普遍的，如果當(dāng)時(shí)的實(shí)際水汽壓介于兩者飽和水汽壓之間，就會(huì)產(chǎn)生冰水之間的水汽轉(zhuǎn)移現(xiàn)象。水滴會(huì)因不斷蒸發(fā)而縮小，冰晶會(huì)因不斷凝華而增大。這就是“晶效應(yīng)”，該效應(yīng)對(duì)降水的形成具有重要意義。溶液面的飽和水汽壓自然界中的不少物質(zhì)可容于水所以天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)分子間的作用力，使水分子脫離溶液面比脫離純水面困難。因此，同一溫度下，溶液面的飽和水汽壓比純水面要?。‥溶<E水），且溶液濃度愈高，飽和水汽壓愈小。飽和水汽壓與蒸發(fā)面形狀的關(guān)系圈3?3不同形狀蒸發(fā)面上分子受到的吸引力E凸切平切凹大氣中水汽凝結(jié)的條件水汽由氣態(tài)變?yōu)橐簯B(tài)的過程稱為凝結(jié)。水汽直接轉(zhuǎn)變?yōu)楣虘B(tài)的過程稱凝華。大氣中水汽凝結(jié)或凝華的一般條件是：一是有凝結(jié)核或凝華核的存在。二是大氣中水汽要達(dá)到飽和或過飽和狀態(tài)。（1）凝結(jié)核大氣中能促使水汽凝結(jié)的微粒稱為凝結(jié)核。大氣中存在著大量濕性微粒物質(zhì)，他們比水汽分子大的多，對(duì)水分子吸引力也大，從而有利于水汽分子在其表面的凝結(jié)，使其成為水汽凝結(jié)核心。（2）空氣中水汽的飽和或過飽和一是通過蒸發(fā)，增加空氣中的水汽，使水汽壓大于飽和水汽壓；二是通過冷去作用，減少飽和水汽壓，使其小于當(dāng)時(shí)的實(shí)際水汽壓。A.暖水面蒸發(fā)B.空氣的冷卻絕熱冷卻2.輻射冷卻3平流冷卻4混合冷卻氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)空氣中水汽的飽和或過飽和暖水面蒸發(fā)一增加大氣中水的含量空氣的冷卻降溫T降--->E變大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：（1）絕熱冷卻：指空氣在上升過程中，因體積膨脹對(duì)外做功而導(dǎo)致空氣本身的冷卻。隨著高度升高，溫度降低，飽和水汽壓減小，空氣至一定高度就會(huì)出現(xiàn)過飽和狀態(tài)。這一方式對(duì)于云的形成具有重要作用。（2）輻射冷卻：指在晴朗無風(fēng)的夜間，由于地面的輻射冷卻，導(dǎo)致近地面層空氣的降溫。當(dāng)空氣中溫度降低到露點(diǎn)溫度以下時(shí)，水汽壓就會(huì)超過飽和水汽壓產(chǎn)生凝結(jié)。輻射霧就是水汽以這種方式凝結(jié)形成的。（3）平流冷卻：暖濕空氣流經(jīng)冷的下墊面時(shí)，將熱量傳遞給冷的地表，造成空氣本身溫度降低。如果暖空氣與冷地面溫度相差較大，暖空氣降溫較多，也可能產(chǎn)生凝結(jié)。（4）混合冷卻：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)生凝結(jié)。在上述幾種過程中，冷卻通常是主要的。對(duì)形成霧來說，由于凝結(jié)出現(xiàn)在貼近地面的氣層中，因此輻射冷卻、平流冷卻是主要的；對(duì)形成云來說，由于凝結(jié)是在一定高度上，因而絕熱冷卻就成為主要的了。由此可見，即使總輻射的強(qiáng)度一樣，不同性質(zhì)的地表真正得到的太陽輻射，仍有很大差異，這也是導(dǎo)致地表溫度分布不均勻的重要原因之一。影響飽和水汽壓的因素：蒸發(fā)面的溫度，性質(zhì)，形狀蒸發(fā)面的溫度：飽和水汽壓隨溫度升高而增大，飽和水汽壓按數(shù)規(guī)律增大且隨溫度的改變量在高溫時(shí)比低溫時(shí)大指。因?yàn)檎舭l(fā)面溫度升高時(shí)，水分子平均動(dòng)能增大，單位時(shí)間內(nèi)脫出水面的分子增多，落回水面的分子數(shù)才和脫出水面的分子相等。蒸發(fā)面的性質(zhì):對(duì)于冰面和過冷卻水面，飽和水汽壓仍然是按指數(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)面的形狀：溫度相同時(shí)，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。露和霜：傍晚或夜間，地面或地物由于輻射冷卻，使貼近地表面的空氣層也隨之降溫，當(dāng)空氣中水汽含量過飽和時(shí)，在地面或地物的表面就有水汽的凝結(jié)物，如果此時(shí)的露點(diǎn)溫度在0度以上，在地面或地物上就出現(xiàn)微小的水滴，稱為露。若地面溫度低于0C，則凝結(jié)物為疏松結(jié)構(gòu)的白色冰晶，稱為霜。露和霜的區(qū)別：露點(diǎn)溫度不同，露的Td>0,霜的Td<0。凝結(jié)方式不同，露為凝結(jié)，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。原因：因?yàn)闊o云或少云的夜晚，地面有效輻射大，地面降溫劇烈。微風(fēng)有利于地面充分輻射冷卻。完全平靜無風(fēng)時(shí)，只能使最貼近地面的一層空氣冷卻，難于生成大量的露。風(fēng)過大，低層冷空氣和高層較暖空氣容易發(fā)生強(qiáng)烈混合，使低層空氣不能達(dá)到足夠的冷卻程度，因而不利露、霜的形成。霧淞和雨淞一霧淞是形成于樹枝上、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。雨淞是形成在地面或地物迎風(fēng)面上的透明的或毛玻璃狀的緊密冰層。分類：根據(jù)霧淞形成的條件和結(jié)構(gòu)，可將霧淞分為兩類: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(shí)，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°C時(shí)出現(xiàn)。是由過冷卻霧滴不斷蒸發(fā)變成水汽再凝華在物體表面上形成?！卣鳎壕w與霜相似，結(jié)構(gòu)松散，稍有震動(dòng)就會(huì)脫落。粒狀霧淞，由過冷卻霧滴碰到冷的物體表面后，迅速凍結(jié)而成。粒狀霧淞多出現(xiàn)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--7C時(shí)出現(xiàn)，由過冷卻的霧滴被風(fēng)吹過，碰到冷的物體表面迅速凍結(jié)而成?！卣鳎河捎趦鼋Y(jié)速度很快，霧滴保持原來的形狀，所以成粒狀。結(jié)構(gòu)緊密，能使電線、樹枝折斷，對(duì)交通運(yùn)輸、通訊、輸電線路等有一定影響。雨淞①概念：形成在地面或地物迎風(fēng)面上的透明或毛玻璃狀的緊密冰層。形成：主要由過冷卻雨滴降到低于0C的地面或地物上凍結(jié)而成。是透明的外表光滑或略有突起的緊密冰層。如果雨滴不是過冷卻雨滴，所形成的雨淞很薄且壽命短。特征：破壞性很大，能壓斷電線、折損樹木，對(duì)交通運(yùn)輸、電訊、輸電以及農(nóng)業(yè)生產(chǎn)都有很大影響。雨淞凝結(jié)在電線、樹枝等物體上，當(dāng)冰層較厚時(shí)常壓斷電線和樹枝，對(duì)交通運(yùn)輸、電訊及農(nóng)林業(yè)生產(chǎn)都有很大影響。近地面空氣中的凝結(jié)物霧的形成原因：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積狀云是垂直發(fā)展的云塊，多形成于夏季午后，具孤立分散、云底平坦和頂部凸起的外貌形態(tài)。根據(jù)云頂上升高度分為三類：淡積云、濃積云和積雨云。這三種云的形成與云梯組成與對(duì)流上升所能達(dá)到的高度有直接關(guān)系。幾個(gè)高度：在凝結(jié)高度之下無云形成，只有到或超過凝結(jié)高度才有積狀云的形成。當(dāng)對(duì)流高度超過凝結(jié)高度，并且在0°C等溫線高度之下時(shí)，形成的就是：淡積云：①基裝運(yùn)發(fā)展的最初階段②方塊小，云頂高度低云水平延伸距離大于垂直厚度③云體由水滴組成④云內(nèi)上升速度不大，云中遄流較弱。如果運(yùn)抵的高度在0C等溫線高度之上，而在凍結(jié)高度之下則形成空氣對(duì)流上限達(dá)到凝結(jié)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(小于5米每秒)，在強(qiáng)風(fēng)或強(qiáng)湍流的作用下云體會(huì)破碎成為碎積云。濃積云：①云體高大臃腫，垂直高度小于水平延伸距離②云體黑暗③云頂有過冷水構(gòu)成，云體下部是水滴。如果云頂高度在凍結(jié)高度之上，這是形成的則為空氣對(duì)流上限超過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。積雨云：①厚度大②云頂由冰晶組成，受高空風(fēng)的影響，頂部呈鉆狀，有時(shí)有冰雹。在這種云的控制下往往是烏云翻滾電閃雷鳴暴雨傾盆。是一種陣性降水。

氣象學(xué)與氣候?qū)W重點(diǎn)對(duì)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?jī)鼋Y(jié)為冰晶，出現(xiàn)絲縷狀結(jié)構(gòu)，在高空風(fēng)吹拂下，向水平方向展開成砧狀、鬃狀。上升氣流速度達(dá)到20-30米每秒，最快可達(dá)60米每秒。湍流十分強(qiáng)烈?？傊e狀云是具有孤立、分散底部平坦的特點(diǎn)？（提問）熱力對(duì)流形成的積狀云具有明顯的日變化。通常，上午多為淡積云。隨著對(duì)流的增強(qiáng)，逐漸發(fā)展為濃積云。下午對(duì)流最旺盛，往往可發(fā)展為積雨云。傍晚對(duì)流減弱，積雨云逐漸消散，有時(shí)可以演變?yōu)閭尉碓?、積云性高積云和積云性層積云。如果暖濕氣流運(yùn)動(dòng)速度快，與地形阻擋，也形成積狀云撤積云b濃積云e積雨云?囹3?8積狀云和形成圖撤積云b濃積云e積雨云?囹3?8積狀云和形成圖3-9系統(tǒng)性層狀云的形成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。卷云和卷層云：（幾百米-2000米）云體由冰晶組成高層云:（1000-3000米）頂部為冰晶，主體部分由冰晶和過冷卻水組成雨層云:（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(dòng)而產(chǎn)生的，主要是鋒面上的上升運(yùn)動(dòng)引起的。這種系統(tǒng)性的上升運(yùn)動(dòng)，通常水平范圍大，上升速度只有0.1—1m/s，因持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)，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(dòng)時(shí)，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，云厚的差別很大。最前面的是卷云和卷層云，其厚度最薄，一般為幾百米至2000m，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，主體部分多為冰晶與過冷卻水滴共同組成。最后面是雨層云，其厚度一般為3000—6000m，其頂部為冰晶組成，中部為過冷卻水滴與冰晶共同組成，底部由于溫度高于0°C，故為水滴組成。從上述的系統(tǒng)性層狀云形成中可以看到，在降水來臨之前，有些云可以作為征兆。如卷層云，通常出現(xiàn)在層狀云系的前部，其出現(xiàn)還往往伴隨著日、月暈，因此如看到天空有暈，便知道有卷層云移來，則未來將有雨層云移來，天氣可能轉(zhuǎn)雨。農(nóng)諺“日暈三更雨，月暈午時(shí)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。降水是大氣中的水的相變（水汽凝聚成雨雪等）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(gè)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。其次是水汽在降水地區(qū)輻合上升，在上升中絕熱膨脹冷卻凝結(jié)成云，這就是垂直運(yùn)動(dòng)的條件。最后是云滴增長(zhǎng)變?yōu)橛甑味陆?，這就是云滴增長(zhǎng)的條件。這三個(gè)降水條件中，前兩個(gè)是屬于降水的宏觀過程，主要決定于天氣學(xué)條件，下面將要詳細(xì)分析。第三個(gè)條件是屬

于降水的微觀過程，主要決定于云物理?xiàng)l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，形成大水滴人工降雨就是根據(jù)自然界降水形成的原理，人為地補(bǔ)充某些形成降水所必須的條件，促使云滴迅速凝結(jié)或并合增大，形成降水。所采用的方法，因云的性質(zhì)不同，有以下幾種：（一）人工影響冷云降水基本原理：設(shè)法破壞云的物態(tài)結(jié)構(gòu)，也就是在云內(nèi)制造適量的冰晶，使其產(chǎn)生冰晶效應(yīng)，使云滴蒸發(fā)，冰晶增長(zhǎng)。當(dāng)冰晶長(zhǎng)大到一定尺度后發(fā)生沉降，沿途由于凝華和沖并增長(zhǎng)而變成大的降水質(zhì)點(diǎn)下降，這就是所謂的冷云“靜力催化。產(chǎn)生冰晶的方法有兩種：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)為碘化銀是一種非常有效的冷云催化劑。（二）人工影響曖云降水暖云內(nèi)不可能有冰晶效應(yīng)，促使降水形成起決定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30-40.m的大水滴，加速?zèng)_并增長(zhǎng)過程；三：引入表面活性物質(zhì)改變水滴的表面張力狀態(tài)，以利于形成大水滴并促使其破碎加速鏈鎖反應(yīng)，形成降水。四氣壓隨高度的變化㈠氣壓變化的根本原因：P=pgh氣壓發(fā)生變化的根本原因是空氣質(zhì)量的變化氣壓變化的根本原因在于空氣的密度和大氣柱的厚度。㈡靜力學(xué)方程：dp=-pgdzh=8000（1+t/273）/P（m/hpa）㈢壓高方程（P84-86）&%=】如（1+t/gi箜日-（4,6）位勢(shì)高度：?jiǎn)挝毁|(zhì)量的物體從海平面抬升到Z高度時(shí)，克服重力所做的功，又稱重力位勢(shì)，單位是位勢(shì)米。b.冷高壓氣壓系統(tǒng)的空間分布b.冷高壓㈠溫壓場(chǎng)對(duì)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)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：溫度低氣壓高淺薄系統(tǒng)暖性低壓：溫度高氣壓低淺薄系統(tǒng)㈡溫壓場(chǎng)不對(duì)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升高不斷向冷區(qū)傾斜，高壓中心軸線隨高度升高不斷向暖區(qū)傾斜。湍壓b低壓圖4?14溫壓場(chǎng)不對(duì)曲的高壓心）與低壓Cb）.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(dòng)。判別：地轉(zhuǎn)風(fēng)是氣壓梯度力和地轉(zhuǎn)偏向力相平衡時(shí)，空氣作等速的、直線的水平運(yùn)動(dòng)。地轉(zhuǎn)風(fēng)方向與水平氣壓梯度力的方向垂直，即平行與等壓線。因而若被風(fēng)而立，北半球高壓在其右方，南半球高壓在其左方，此稱風(fēng)壓律。梯度風(fēng)：當(dāng)空氣質(zhì)點(diǎn)作曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)，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(gè)力達(dá)到平衡時(shí)的風(fēng)，就稱為梯度風(fēng)。判別：當(dāng)空氣質(zhì)點(diǎn)作曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)，除受氣壓梯度力和地轉(zhuǎn)偏向力作用下，還受慣性離心力的作用，當(dāng)這三個(gè)力達(dá)到平衡時(shí)的風(fēng)叫梯度風(fēng)。在北半球，低壓中的梯度風(fēng)必然平行于等壓線，繞低壓中心作逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)。高壓中梯度風(fēng)平行于等壓線繞高壓中心作順時(shí)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(shí)風(fēng)的變化情況：根據(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(duì)應(yīng)的系統(tǒng)，其低層風(fēng)向與熱成風(fēng)風(fēng)向一致，因而其風(fēng)速隨高度逐漸增大，風(fēng)向不改變。另一類是高壓區(qū)與低壓區(qū)相重合的系統(tǒng)。由于高壓區(qū)對(duì)應(yīng)著冷區(qū)，低成風(fēng)向與熱成風(fēng)方向相反。因而低成風(fēng)速隨高度逐漸減小，風(fēng)向不變，到某一高度風(fēng)速減小到零。在向高空，風(fēng)速隨高度增大，而風(fēng)向則與低層相反，即發(fā)生180度轉(zhuǎn)變，同熱成風(fēng)風(fēng)向一致。等溫線與等壓線相交（1）等壓線與等溫線相交而由冷平流，低層風(fēng)從冷區(qū)吹向暖區(qū)，在北半球風(fēng)向隨高度逐漸向左轉(zhuǎn)，而且愈到高層，風(fēng)向與熱成風(fēng)向愈接近。（2）等壓線與等溫線相交而由暖平流，低層風(fēng)從暖區(qū)吹向冷區(qū)，風(fēng)向隨高度逐漸向右轉(zhuǎn)，而且愈到高層，風(fēng)向與熱成風(fēng)向愈接近。大氣環(huán)流的平均狀況平均緯向環(huán)流：平均水平環(huán)流：指緯向氣流受到擾動(dòng)（山脈阻擋和海陸分布不均等）而發(fā)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)圈的垂直剖面上，由風(fēng)速的平均北、南分量和垂直分量構(gòu)成的平均環(huán)流圈。低緯環(huán)流圈，是一個(gè)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(gè)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(gè)直接熱力環(huán)流圈，也叫極地環(huán)流圈。五天氣系統(tǒng)：概念：一個(gè)地區(qū)天氣的變化是由大氣中一個(gè)個(gè)移動(dòng)的大大小小的系統(tǒng)引起的，這些系統(tǒng)統(tǒng)稱為天氣系統(tǒng)。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)總是處在不斷新生、發(fā)展和消亡過程中，在不同發(fā)展階段有其相對(duì)應(yīng)的天氣現(xiàn)象分布。因而一個(gè)地區(qū)的天氣和天氣變化是同天氣系統(tǒng)及其發(fā)展階段相聯(lián)系的，是大氣的動(dòng)力過程和熱力過程的綜合結(jié)果。氣團(tuán)：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)一一水平范圍大，垂直范圍也大，水平溫度梯度小，天氣變化小。形成條件:a.范圍廣闊、地表性質(zhì)比較均勻的下墊面。b,有一個(gè)能使開空氣物理屬性水平方向均勻化的環(huán)流場(chǎng)。（比如緩行的高壓系統(tǒng)）在具備了上述兩個(gè)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(dòng)以及蒸發(fā)、凝結(jié)和輻射等動(dòng)力、熱力過程而與地表間進(jìn)行水汽和熱量交換，并經(jīng)過足夠長(zhǎng)的時(shí)間來獲得下墊面的屬性影響，從而形成氣團(tuán)。氣團(tuán)變性：氣團(tuán)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(shí)，由于下墊面性質(zhì)以及物理過程的改變，氣團(tuán)的屬性也隨之發(fā)生相應(yīng)的變化，這種氣團(tuán)原有物理屬性的改變過程稱為氣團(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(shí)間的長(zhǎng)短■空氣運(yùn)動(dòng)狀態(tài)的變化同時(shí)，不同氣團(tuán)變性的難易也是不同的。一般來說，冷氣團(tuán)移向暖區(qū)時(shí)容易變暖，暖氣團(tuán)移向冷區(qū)則不易變冷。干氣團(tuán)容易變濕，濕氣團(tuán)不容易變干。氣團(tuán)的變性是經(jīng)常的，絕對(duì)的。而氣團(tuán)的形成只是不斷變性過程中的一個(gè)相對(duì)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(zhǎng)達(dá)幾百千米到幾千千米。特征：（1）鋒面坡度：鋒在空間呈傾斜狀態(tài)是鋒的一個(gè)重要特征。鋒面傾斜的程度，稱鋒面坡度。鋒面坡度的形成和保