第二章 大气的热能和温度
第一节 太阳辐射
第二节 地面辐射和大气辐射
第三节 地球热量平衡
第四节 大气的增温和冷却
第五节 大气温度随时间的变化
第六节 大气温度的空间分布
一、辐射的基本知识
（一）辐射
（二）辐射光谱
（三）辐射差额 ﹙R﹚
二、太阳辐射
（一）辐射
以电磁波的形式向外不停地放出能量，这种传递能量的方式叫辐射，而传递出来的能量称为辐射能。
太阳、地面和大气间能量交换的波长范围0.15－120 μm 。
太阳辐射波长范围很广，但其能量的绝大部份集中在
0.15－4 μm之间，习惯称短波辐射。
地面、大气间（简称地－气系统）波长3－120 μm ，
习惯称长波辐射。
（气象上通常以4 μm 作为长短波的界限）
（二）辐射光谱
表示辐射能随波长的分布。
（三）辐射差额 ﹙R﹚
在某一段时间内物体的辐射收支差值，称为辐射差额。
当物体的：
收入大于支出，辐射差额为正 ，物体温度升高 ；
收入小于支出，辐射差额为负，温度降低。
收入等于支出，差额为零，温度无变化。 此时为辐射平衡状态。
（四） 辐射的基本定律
基尔霍夫定律（选择吸收定律） 公式说明：
a.在一定波长、一定温度下，一个物体的吸收率与放射率相等。即：不同物体，辐射能力强，其吸收能力也强。反之，也就弱。
b.同一物体在温度（T）时，它放射某一波长的辐射，那么在同一温度下，也吸收这一波长的辐射。
史蒂芬—玻尔兹曼定律 公式表明：当 T 愈高，辐射能力愈大。
维恩定律（位移定律） 物理意义： 物体的温度愈高，最大放射能力的波长愈短。
黑体最大放射能力所对应的波长（λm）是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动。
二、太阳辐射
太阳辐射光谱和太阳常数
太阳辐射在大气中的减弱
到达地面的太阳辐射
地面对太阳辐射的反射
（一）太阳辐射光谱
太阳辐射中的辐射能随波长的分布称为太阳辐射光谱。
（二）太阳常数
在日地平均距离（1.5亿km）处的大气上界、垂直于太阳光线的平面、每分钟每平方厘米面积上得到的太阳辐射能量值，该数值称为太阳常数，用 I。表示。
据测算：I0=1367W/㎡
（三）太阳辐射在大气中的减弱
大气的吸收作用
大气的散射作用
云层对太阳辐射的反射
（四）到达地表的太阳辐射
经大气削减后到达地表的太阳短波辐射由直接辐射和散射辐射两部分组成。
二者之和为到达地表的太阳辐射总量，常称为太阳总辐射。
直接辐射
由平行光形式直接投射到地面上的太阳辐射。
影响直接辐射值大小
、强弱的两个最主要因素：
大气透明度和太阳高度角（h⊙）。
大气透明度好，到达地表的直接辐射量多，反之则少。
太阳高度角（h⊙）愈小，太阳辐射强度愈弱，单位时间、单位面积地表上获得太阳辐射热能（直接辐射）愈少；相反愈多。
全球赤道地区地表获得的辐射热能最多，极地最少，其它纬度介于两者之间。
全年夏季直接辐射最强，冬季最弱。
散射辐射
概念——经大气散射后从天空投射到地表的太阳辐射。
影响散射辐射值大小、强弱的两个主要因素： 太阳高度角和大气透明度。
1、太阳高度角愈大，散射辐射值愈大，相反愈小。
2、大气透明度小时，散射作用强，反之则弱。
一天内，中午前后散射辐射最强。
一年内，夏季最强。
总辐射
一般情况下，总辐射随纬度减小而增大。
一年中总辐射冬季最小，夏季最大。
（在影响总辐射的大小变化时，直接辐射所占的比重大于散射辐射）
有效总辐射最大值在20 oN附近。 气候上称该纬度为热赤道。
（五）地面对太阳辐射的反射
反射率愈大，地表吸收的辐射热能愈少，地表温度愈低；反之则愈高。
地表状况不同决定着反照（射）率值的大小，它是决定地表温度分布不均一的重要原因。
第二节 地面辐射和大气辐射
一、地面辐射、大气辐射和 地面有效辐射
（一）地面辐射
是指地面向大气放出的长波辐射。
（二）大气辐射
指大气向外放出的长波辐射。
大气的辐射特点：
﹙1﹚大气对短波辐射吸收很少，能让大量的太阳短波透射到达地面，而对地面辐射是极少能透射的。
大气在整个长波辐射段，除8～12μm段外，其余的吸收率基本都接近1。8～12μm处透射率最大，所以这一波段被称为“大气窗口”。这个波段的辐射，正好位于地面辐射能力最强处，所以地面辐射有20%的能量透过这一窗口射向宇宙空间。
﹙2﹚大气辐射一部分逸到宇宙中，大约有62～64%投向地面，投向地面的这部分大气辐射称为大气逆辐射。
（三）有效辐射（地面有效辐射）
地面有效辐射（F0)等于地面辐射（Eg）和地面所吸收的大气逆辐射（δEa）之差。
F0＝ Eg－ δEa
当 F0 > 0 时，地面通过长波辐射损失热量。
当 F0 < 0 时，地面通过长波辐射获得热量。
通常， T地面>T大气 ，F0 > 0 。
即：地面经常由长波辐射失去热量。 可以说，F0是表示地面真正失去热量多少的物理量。
二、地面、大气及地-气系统的辐射差额
（一）地面的辐射差额 ( Rg )
Rg =(Q+q)(1-α) －F0
地面得到的净辐射由总辐射和地面有效辐射决定。
Rg的日变化
：
白天Rg＞0，夜晚Rg＜0。意即：白天热量盈余，夜间热量亏损。
Rg的符号改变：一般在日出后一小时和日没前一小时
Rg的年变化：
夏季Rg大，冬季Rg小。纬度越高，保持正值的月份越少。年振幅随着地理纬度的增加而增大。
Rg>0（全球平均） 说明地球表面通过辐射方式获得能量。
（二）大气辐射差额 ﹙Ra﹚
Ra=qa＋F0－F∞
通常情况，F∞＞ F0，表示大气以长波损失热量。此外，qa＜F∞-F0，表示长波损失大于短波吸收。所以， Ra＜0，大气损失热量，温度降低。大气通过辐射方式失去热量。
大气的热平衡不仅靠辐射，还有对流、潜热等方式交换热量。
（三）地-气系统辐射差额( Rs )
Rs=(Q+q)(1-α)＋q a－F∞
35°N、35°S附近 辐射差额=0；
35°之间低纬， 辐射差额>0，热量盈余，温度上升；
35o N 以北、35°S以南中高纬度地区 辐射差额< 0，热量亏损，温度下降。
Rs = 0 （就全球平均而言）表明地球大气多年平均温度没有变化。
辐射差额的分布现状是产生大气环流（空气运动）和洋流（水流运动）的根本原因，并使全球辐射的热能和温度常年保持近于平衡状态。
第三节 地球热量平衡
一、地面热量平衡
热量平衡(能量平衡）—就是辐射差额与其转变为其它能量消耗或补偿之间的平衡。
Rg + LE + Qp + A = 0
Rg —地面辐射差额
LE —潜热交换项
Qp —感热交换项（乱流交换项）
A —与下层面交换项
二、全球能量平衡模式
第四节 大气的增温和冷却
一、海陆增温和冷却的差异
差异表现在：
同样的太阳辐射强度之下，海洋所吸收的太阳能多于陆地。反射率
陆地吸收的太阳能主要集中于陆地表面，而海洋可把它藏于深处。 透明度、传热方式
海面的气温不易降低，水温不易升高。而陆地情况正相反。蒸发及凝结
在一定的热量条件下，陆地较海洋温度升高得多。 比热
结果导致：
大陆受热快，冷却也快，升降温度变化大。海洋较陆地和缓，位相滞后1～2个月。
冬季大陆为冷源、海洋为热源；夏季大陆则为热源、海洋为冷源。
二、空气的增温和冷却
引起空气的内能变化有两种作用： —非绝热交换，这种交换过程称为非绝热变化过程。
—绝热交换，而这种过程称为绝热变化过程。
（一）气温的非绝热变化
传导：在近地层由于温度直减率大，空气密度也较大，热传导作用较为明显。
辐射：空气和地面交换热量主要依靠这种方式。
蒸发和凝结：地面与大气之间进行的潜热交换。
对流：是对流层中气层之间热量交换的重要方式
乱流（湍流）：是摩擦层中气层、气团之间热量交换的重要方式。
（二）气
温的绝热变化
绝热系统：当系统与外界没有热量的交换，那么这个系统是绝热的。
绝热过程：在绝热的条件下，系统的状态发生变化的过程称为绝热过程。
通常大气的垂直升降运动，其状态变化接近于绝热过程。
1、泊松方程与干绝热直减率
干绝热过程—当升降的空气块内部不发生水相的变化，又不与外界交换热量的过程。
方程表示了在干绝热变化时，温度随气压变化的具体规律。
干绝热直减率（γd ）：干空气和未饱和的湿空气绝热上升单位距离时温度的降低值 。
γd ≈0.985℃/100m，实际工作中常取 γd =1℃/100m
即在绝热过程中，气块每上升100米，温度降低1℃。反之，下降100米，温度升高1℃。
2、湿绝热过程和湿绝热直减率
湿绝热过程—饱和湿空气绝热升降时，与外界没有热量交换，但在系统内部却因水相变化而有潜热的释放或吸收。这个过程称为湿绝热过程。
湿绝热直减率
因γm＜γd，故湿绝热线在干绝热线的右方；干绝热直减率近于常数，故呈一直线； 低层水汽多，降温少，γm小，下陡； 高层水汽少，γm大，上缓。 到高层空气中水汽含量愈来愈少，γm愈来愈和γd值接近，形成与干绝热线近于平行的直线。
三、大气稳定度
（一）大气稳定度的概念
大气（层结）稳定度—就是指气块受到垂直方向的扰动后，气块周围的大气（层结）使它具有返回或远离其平衡位置的趋势和程度。
（二）判断大气稳定度的基本方法
干空气及未饱和湿空气：
当γ＜γd ，层结稳定。
当γ＞γd ，层结不稳定。
当γ =γd ，层结中性。
饱和湿空气：
当γ＜γm时，大气处于稳定状态。
当γ＞γm时，大气处于不稳定状态。
当γ=γm时，大气处于中性平衡状态。
若γ＜γm大气无论是否达到饱和，层结稳定，称为绝对稳定状态。
若γ＞γd大气无论是否达到饱和，层结均不稳定，称为绝对不稳定状态。
若γm＜γ＜γd对于未饱和的是稳定的。对于饱和的是不稳定的。 称为条件不稳定。
（三）不稳定能量
不稳定能量—气层中可能供给单位质量气块作加速上升运动的能量。
不稳定能量是用功来度量的，即用单位质量上升气块受到重力和浮力的合力所做的功来度量。
不稳定能量也就是在T-㏑P图上 P0、P等压线之间及状态曲线和层结曲线所围成的面积。
1、绝对不稳定型
当状态曲线位于层结曲线右方，即Ti＞T，上升气块具有向上加速度，气层具有正不稳定能量。（W＞0）在T-㏑P图上相应的面积为正不稳定能量面积。
2、绝对稳定型
当状态曲线位于层结曲线之左，即Ti＜T，上升气块具有负加速度，气层
具有负不稳定能量。
在T-㏑P图上相应地表现为负不稳定能量面积。
3、潜在不稳定型（条件不稳定型）
B点为自由对流高度Hc—指状态曲线与层结曲线的初次相交的高度。
B点以下为负面积， B点以上为正面积。
如果有足够的抬升力使气块上升到B点以上，气块就可自动上浮，对流得以发展。
第五节 大气温度随时间的变化
一、气温的周期性变化
（一）气温的日变化
1、日变化特点
观测表明：大陆上一天中气温有一个最高值和一个最低值。日出后气温逐渐上升，到午后两时左右达最高值，之后气温逐渐降低，日出前后至最低值。
日较差：最高温度－最低温度 它的大小反映了气温日变化的程度。
2、影响日变化的因子
（1）纬度：气温日较差随纬度的升高而减小。
（2）季节：夏季＞冬季（中纬度最显著）
（3）地形、下垫面：
凸地（高山、小丘）
凹地（盆地、谷地）
海上小 ， 陆上大 。
（4）天气状况：晴朗干燥的天气，日较差大。阴沉而潮湿的天气，日较差小。
（二）气温的年变化
1、年变化特点
在北半球，中高纬度大陆地区一年中最高温度与最低温度分别出现在7月和1月。海洋上较陆地迟一个月左右，分别在8月和2月。
气温年较差： 月平均最高气温－月平均最低气温
2、影响因子
（1）纬度因子：年较差随纬度的升高而增大。
（2）海陆分布：海洋年较差小于陆地年较差。
据气温的年变化大小及最高最低值出现的时间，可将气温的年变化分为四种类型：
（1）赤道型：
两个最高值（春分、秋分）和两个最低值（夏至、冬至）。年较差小。海上1℃，陆上5～10℃。
（2）热带型：
一个最高一个最低，最高在夏至之后（7-8月），最低在冬至之后（1-2月），年较差不大，但大于赤道。海上约为5℃，陆上约20℃。我国华南地区属此类型。
（3）温带型：
与热带形式一样，年较差比热带型大，出现的时间与热带型相同。海上10～15℃，内陆地区40～50℃，个别地区60℃。我国大部分地区属此种类型。
（4）极地型：
一个最高值一个最低值，高值出现在夏末8月，低值出现在冬末3月，年较差大。冬季寒冷而漫长，夏季凉爽而短促。
二、气温的非周期性变化
天气系统的影响往往是引起气温非周期性变化的主要原因。
某地气温除了由于太阳辐射的变化而引起的周期性变化外，还有因大气的运动而引起的非周期性变化。实际气温的变化，是这两个方面共同作用的结果。
第六节 大气温度的空间分布
一、气温的水平分布
气温的分布通常是用等温线图来表示。
1月份
海平面气温分布特征
a、北半球 ：等温线比较密集，水平温度梯度较大。
南半球：等温线稀疏， 水平温度梯度较小。
由赤道向两极温度逐渐降低。
b、等温线并不与纬圈平行。
北半球：等温线在大陆上凸向赤道，海洋上凸向极地。因为同一纬度上，冬季大陆温度低于海洋温度。
南半球 ：等温线较平直，通过陆地的地方出现弯曲。 因为海洋面积大，陆地面积小。
c、热赤道不在赤道上，而在赤道以北，位于5～10°N。
（热赤道：各经线上最高气温的连线）
d、地球上极端最低温度出现的地区称为冷极。
南半球：冷极在南极高纬度大陆的东南部。
北半球：两个低温区，一是格陵兰， 二是西伯利亚东部。
7月份海平面气温分布特征
a、北半球： 等温线较冬季稀疏，水平温度梯度小。
南半球： 等温线较1月份密集，水平温度梯度大。
b、等温线并不与纬圈平行。
北半球：在大陆上等温线凸向极地， 海洋凸向赤道。（但不如冬季明显）。
南半球：等温线较平直，在陆地上凸向极地。
c、热赤道北移至20°N附近。
因为夏季太阳直射点向北移动，北半球大陆广大。 地面最高气温出现在沙漠地区。
d、南半球最低气温仍在南极，北半球出现在极地附近。
二、对流层中气温的铅直分布
大气中某一高度上出现气温随高度的升高而升高的现象，称为逆温，出现逆温的层次称为逆温层。
根据逆温层的形成原因，可将逆温层分为：
1、 辐射逆温
概念—地面强烈辐射冷却形成的逆温。
形成条件—晴朗、无云、无风（或微风2m/s—3m/s）、夜间。
出现季节—大陆全年可见，冬季强、夏季弱 。
天气—常为晴天预兆，有时也出现浓雾不散现象。
2、 平流逆温
概念——暖空气平流到冷地表上形成的逆温。
出现季节——冬季最常见。
出现地区——在中纬度沿海地区，海上暖空气流到陆上而形成。在冷暖洋流交汇处常常形成平流逆温。
3、 下沉逆温
概 念—整层空气下沉、压缩、增温形成的逆温。
形成条件—山地区域或高气压区内空气块（团）作下沉运动。
4、 乱流逆温
概念—由于低层空气的乱流作用而形成的逆温。
形成条件—乱流混合强的地区和季节。
5、 锋面逆温
概 念——冷暖两种性质不同的气团相遇，由于锋面上冷下暖的温差而形成的逆温。
实际大气中，逆温现象常由以上几种过程同时组合形成。
第四章 大气的运动
第一节 气压随高度和时间的变化
一、气压随高度的变化
气压——任一高度上单位面积上承受的空气
柱的重量。hpa（百帕）
（一）静力学方程
dP =－ρgdz 方程说明：气压随高度递减的快慢取决于空气密度和重力加速度的变化。
（二）单位高度气压差（Gz）
定义：在铅直气柱中，每改变单位高度（通常取100m）时所对应的气压差，以Gz示之。
单位：hpa/100m
方向：由高压指向低压
意义：ρ大Gz大，气压降低得快。ρ小Gz小，气压降低得慢。
（三）单位气压高度差（气压阶h）
定义：在铅直气柱中，每改变单位气压（通常取1百帕）时所对应的高度差。
单位：m/hpa
表明：
1、在密度较大的气层中，只要上升较小的高度，气压就能降低1百帕。
2、在密度较小的气层中，则需要上升较大的高度，才能使气压降低1百帕。
因此，h的大小可表示气压随高度变化得快慢。
二、气压随时间的变化
（一）周期性变化
1、气压的日变化
2、气压的年变化
（二）气压的非周期性变化
（三）局地气压随时间变化的原因
影响局地气压变化的主要原因有：
1.空气的水平辐合、辐散
2.空气的铅直运动
3.热力作用
（1）非绝热增温及冷却作用
（2）冷暖平流的作用
暖平流与非绝热增温总是引起上层加压，低层减压。
冷平流与非绝热冷却总是引起上层减压，低层加压。
第二节 气压场
一、气压场的表示方法
气压场——气压的空间分布称为气压场。
表示方法：海平面天气图和高空天气图（图示法）可以表示气压水平分布形势。
等高面图、等压面图：
等高面图是高度为零的等高面与一组等压面相交割而得到的曲线所组成的图。直接反映了某一等高面上的气压高低。
等压面图直接反映了等压面的起伏高低，间接反映了某一等高面上的气压高低。
二、气压场的基本型式
低气压（简称低压）
高气压（简称高压）
低压槽、高压脊
鞍形气压区
三、气压系统的空间结构
常见的气压系统的垂直结构可归纳为以下几类：
（1）深厚的对称的高压和低压（对称的冷低压和暖高压）
（2）浅薄的对称高压和低压（对称的冷高压和暖低压）
（3）温压场不对称系统
第三节 大气的水平运动和垂直运动
一、作用于空气上的力
主要作用力：定义、表达式、方向、对运动的贡献。
气压梯度力（G）气压梯度存在时，单位质量空气受到的作用力。
地转偏向力（A）由于地平面转动而产生的使空气偏离气压梯度力方向的力。
惯性离心力（C）空气作圆周运动时，为保持沿惯性方向运动产生的力。
摩擦力（R）两个作相对运动的物体，在相互接触的界面间产生的一种阻碍物体运动的力。
重力（g）
这些力之间的不同组合构成了不同形式的大气运动
。
二、自由大气中的空气水平运动
（一）直线运动－地转风
概念：自由大气中，无摩擦力作用时空气的水平等速直线运动，叫地转风。
方向：地转风沿等压线吹，在北半球，人背地转风而立，右侧为高压区，左侧为低压区。南半球相反。
大小：
（二）曲线运动
概念：自由大气中，无摩擦力作用时空气的水平等速曲线运动。
方向：北半球梯度风沿等压线吹，人背梯度风而立，高压在右，低压在左。反气旋按顺时针方向沿等压线吹。 气旋按逆时针方向沿等压线吹。
大小：无论是高压和低压，梯度风速与梯度成正比；与纬度成反比。
（三）自由大气中风随高度的变化—热成风
概念：由于水平温度分布不均所引起的上下层风的向量差。
方向：在北半球，热成风与等温线平行，背热成风而立，高温在右，低温在左。
大小：热成风的大小与平均温度的水平梯度和气层的厚度成正比，而与纬度的正弦及平均温度呈反比。
形成、方向、大小。
三、摩擦层中空气的水平运动
（一）地面摩擦力对风的影响
风速减小，风向从高压向低压斜穿等压线。
摩擦层中风压关系为：在北半球背风而立，高压在右后方，低压在左前方。
（二）摩擦层中风随高度的变化
由于摩擦力随高度不断减小，其风速将随高度增高逐渐增大，风向随高度增高不断向右偏转（北半球），到摩擦层顶部风将趋近于地转风，风向与等压线相平行。
（三）风的日变化和风的阵性
四、空气的垂直运动
（一）对流运动
由热力作用引起的垂直运动。因为气层不稳定，垂直运动较强。
（二）系统性垂直运动（动力作用）
a、空气的水平辐合、辐散运动
b、冷气团强迫抬升暖气团
c、地形抬升作用
由于气层稳定，所以垂直运动速度小。
第四节 大气环流
大气环流—大范围的大气运行现象。
一、大气环流的主要特征
（一）平均纬向环流
大气环流最基本的状态是盛行以极地为中心而旋转着的纬向气流。也就是东西风带。
图示主要特点。
（二）平均水平环流
平均水平环流—指纬向气流受到扰动而发展起来的槽、脊和高低压系统。
由于高度不同，气流受到地面的影响也就不同。近地面易形成闭合的高低压系统，海平面图示主要特点。而高空则形成槽、脊。500hpa图示主要特点。
（三）平均经圈环流
平均经圈环流—指在南北方向上的垂直剖面图上，由风速的南北方向分量和垂直方向分量共同组成的环流。哈得莱环流、费利尔环流、极地环流圈 。
（四）急流
二、大气环流的形成和维持
（一）太阳辐射作用－“单圈环流” 模型
（二）地球自转作用－“
三圈环流”模型
与三圈环流对应的地面气压带和风带、高层气流。
（三）地表性质作用
1、海陆分布对大气环流的影响
a、海洋和陆地由于它们的热力状况不同，产生了随季节而转换的环流。这个环流就是“季风环流”。
b、使全球呈带状分布的各气压带被分割成多个独立的高、低压单体（中心）。
c、海陆分布对于对流层中部西风带平均槽脊的形成起着重要作用。
2、地形影响（青藏高原为例）
（1）爬越作用 在背风坡有利于气旋性涡度加强。
（2）绕行分支作用 致使500百帕以下西风环流北支表现为地形脊，而南支表现为地形槽。
（3）热力作用 夏季在青藏高原和印度洋之间形成一个经圈环流。它与哈得莱环流相反。
冬季则不同，与哈得莱环流相同，加强了哈得莱环流。
（四）地面摩擦作用 东西风带得以长期维持。
三、大气环流的变化
（一）年内变化
1、冬季，中高纬度西风带上有三个槽、三个脊，而且槽脊的位置和强度基本稳定。
夏季，西风带上原有的三个槽已变为四个比较浅的槽，春秋季是短促的过渡阶段。
2、对流层上层（200hPa）的纬向环流形势也有季节性转换，主要表现在高空急流的变换上。
3、季节性移动 随太阳直射点南北移动。
（二）中短期变化
这种变化主要表现在西风带纬向环流和经向环流的相互转换上。其交替周期大约2～6周。
第五章 天气系统
第一节 气团和锋
一、气团
（一）气团的定义
（二）气团的形成
（三）气团的变性
（四）气团的分类和特性 地理分类法 热力分类法
（五）我国境内气团的活动和影响
极地大陆气团、热带海洋气团、热带大陆气团、赤道气团、北极气团
二、锋
（一）锋的概念 锋是两种性质不同的气团之间的狭窄而又倾斜的过渡带。
（二）锋的特征
1、坡度
锋面在空间向冷空气一侧倾斜，有一定的坡度，这是锋面的重要特性。
2、锋附近的要素场
（1）锋附近的温度场
a、在某一水平面上，锋区内水平温度梯度比两侧气团内大得多。
b、垂直方向上，锋区内温度梯度（直减率）与两侧气团相比特别小。（锋面逆温）
（2）锋附近的气压场：在大气低层，锋位于低压槽中。
（3）锋附近的风场
a、锋附近风的水平切变 —气旋式辐合区。
b、风的垂直切变
（4）锋面附近的湿度场特征：锋面两侧露点温度有差异。
（三）锋的类型和天气
1、锋的分类
（1）高度分类 对流层锋 高空锋 地面锋
（2）地理分类
（3）运动学分类法
暖锋。 冷锋：一型（慢型）冷锋，二型（快型）冷锋（急行冷锋）。 准静止锋。 锢囚锋
。
2、锋面天气
（1）影响因素 垂直运动 空气中水汽含量 层结稳定度 摩擦作用
（2）暖锋天气1/150，长几百km。
云系： 雨层云、高层云、卷层云、卷云。
降水： 降水区位于地面锋线之前，宽度—300～400km， 性质—连续稳定性降水
持续时间较长，降水总量不大。
风： 东南—西南。
气温上升，气压有所降低。
（3）冷锋天气
A、第I型（缓行）冷锋
冷气块（团）势力>暖气块，地面锋线位于高空槽前。
a 、锋面坡度（1/100）＞暖锋（1/150）
b、云系分布方向与暖锋相反。
降水区在锋后（与暖锋相反），降水宽度（150～200km），降水时间小于暖锋，
降水总量稍多于暖锋。
c、风向：由偏南风转为偏北风。
d、气温下降，气压则上升。
B、第Ⅱ型（急行）冷锋
冷气团势力强大移动速度快。地面锋线位于高空槽后。
坡度— 1/70。
云系—积状云（浓积云、积雨云），水平云宽十几km，垂直云厚10km以上。高层锋段，出现无云天气。
降水—出现强对流性降水（乌云密布、电闪雷鸣、狂风骤雨），降水位于锋线附近。降水时间短暂，气象要素急剧变化。
总特点：强降温、大风及降水，很快云消雾散、天气转晴、气压迅速上升，随之风很快减小 。
（4）准静止锋天气
往往由冷锋演变而成的。当冷锋南下过程中势力逐渐减弱，与南方的暖空气团交绥而势均力敌时，或遇地形阻挡，形成准静止锋。
? 锋面坡度（1/200）更小。
? 天气特征：
通常与I型冷锋天气相似。降水区宽，降水历时长（可达10天至半个月）、强度小（毛毛雨、小雨）的连续性降水。
（5）锢囚锋天气
保留原两条锋面的天气特征。较原锋面更复杂。
? 锢囚两侧均为降水区。
锢囚点附近降水量较大，近似对称分布；锢囚点之下锋段依原暖锋或冷锋出现相应云系。
第二节 中高纬主要天气系统
一、高空主要天气系统
大气长波
阻塞高压：当长波槽脊发展加强时，往往表现为向北伸展，并在脊中出现闭合等高线，从而形成一个暖性的高压，这就是阻塞高压。
阻高对天气的影响：阻高区及其东面低压西部多是晴好天气。高压西部及低压的大部分地区，特别是低压东部南部地区为降水区。由于阻塞高压可维持相当长的时间，故在阻高控制下的地区往往出现长时期的单调天气。对其下游地区产生影响。
极地涡旋：简称极涡，是极地上空形成的冷性低压。
极涡闭合中心偏离极地向南移动时，常导致锋区位置比平均情况偏南，寒潮活动增多、增强。
西风带中型扰动：
1、高空低压槽（高空槽）
高空槽—指活
动在对流层中层西风带上的短波槽。
天气：槽前盛行上升气流，出现阴雨天气；槽后出现晴好天气。
2、低涡（高空冷性涡旋，又称冷涡）
3、高空切变线
切变线—在700hPa或850hPa上空风场呈气旋性切变的不连续线。
冷锋式切变线 暖锋式切变线 准静止锋式切变线
切变线附近常因空气的辐合产生上升气流，并且南侧的西南气流带来充沛水汽，形成阴雨天气，甚至还可以出现阵性大风和强烈的雷阵雨天气。
二、温带气旋和反气旋
（一）概述
1、气旋与反气旋的概念
2、气旋与反气旋的分类
（1）按生成的地理位置划分
（2）按温压场结构的特点划分
（二）锋面气旋
1、锋面气旋的结构
① 平面模式
呈逆时针旋转的空气涡旋（低压）。
气旋前—自低压中心伸展一条暖锋。
气旋后—自低压中心伸展一条冷锋。
② 垂直模式
高层—气流辐散区。
低层—气流辐合区。
2、天气
锋面气旋自西向东移动影响某地区时的天气模式：
首先是暖锋降水天气，风向由东、东南风转为西南风，之后是由单一暖气团控制的升温及晴好天气，再转为一型冷锋降水天气，风向最后转为西北风。
（三）温带反气旋
1、冷性反气旋：活动在中高纬度大陆近地面的冷高压。
（1）特点
冬季活动频繁，势力强，范围广， 所经之地产生降温、大风、降水、 甚至寒潮天气。
（2）天气
前部（东、东南）：偏北气流南下，因接近冷锋，温度降低，风速加大，云厚，可产生降水。
中心：①下沉气流强，风速小,易形成逆温②晴好。夜间常出现辐射雾,可引起霜冻。
2、寒潮
中央气象局规定：24小时内温度下降10℃以上，最低温度降至5 ℃ 以下，作为发布寒潮警报标准。
寒潮天气主要表现为降温和大风。
第三节 低纬度天气系统
一、副热带高压
（一）副热带高压概况和天气
冬 夏季副热带地区为副热带高压控制，且会断裂出几个闭合中心，分别位于北太平洋东、西部，北大西洋中、西部，北非大陆上。
单体为椭圆型，其长轴呈东北—西南走向。
冷季范围小，强度弱，位置偏南。
暖季范围大，强度强，位置偏北。
副高的天气：不同部位天气不同。
（二）西太平洋副高
1、西太平洋副高的活动
2、西太平洋副高对我国天气的影响
二、热带天气系统
热带天气系统主要包括：赤道辐合带、东风波、云团、热带气旋。
（一）热带辐合带
1、定义
它是介于南北副高之间的低压带内的狭窄气流辐合带。
2、天气
明显辐合区内天气恶劣，多低云、雷暴阵雨。
（二）东风波
1、定义
是副高南侧（北半球）深厚东风气流受到扰动而产生的波动。
北半球：东风波前为东北风，波后为东南风。
2、天气
不同的地区则有不同。
（三）热带气旋
1、 台风概述
（1）名称
台风是指发展到一定强度时的热带气旋。
（2）台风的源地
全球主要发生在8个海区，其中发生最多的地区为北太平洋西部，强度也最大。
5～20°N之间占87％，20°N以北13％。
（3）台风发生的季节
北半球台风发生最多的季节是海温较高的7～8月，尤其8、9月份最多。南半球则是1～3月。
对我国有影响的热带气旋主要发生在7—10月的夏、秋二季，低纬度的菲律宾一带全年存在 。
（4）台风的范围与强度
2、台风的结构
a、气压场
台风是一个深厚的低气压系统，中心气压低，等压线密集，水平气压梯度很大。
b、流场
地面流场：外圈、中圈（最大风速区）、内圈（台风眼区）。
垂直流场：流入层（地面～3km）、中层（3～7、8km）、 流出层（8km左右到对流层顶）。
c、温度场： 台风暖心结构是台风结构最突出的一点。
3、天气 云系 大风 飓浪 降水
4、台风形成和消亡条件
（1）台风发生发展的必要条件： a、热力条件b、低层的辐合流场c、一定的地转偏向力作用d、风的垂直切变小。
（2）台风消亡条件
a、台风登陆。b、台风移到温带后，变为锋面气旋。
5、台风的移动
（1）内力
台风是一个气旋流场和辐合流型共同组成的，由于所受的地转偏向力大小不同，两种流型共同的合力促使台风向西北方向运行。
（2）外力： 它受周围大范围气流的牵引而移行。