《地球大气概述》.ppt

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1、,地球大气概述,执教教师：XXX,本章主要内容：,大气组成与结构 大气热能 大气温度 大气湿度与水分,学时：10,第一节 大气组成与结构,一、大气组成,二、大气垂直分层结构,相关概念,大气质量：均匀大气高度H为8000m 则单位面积大气柱的质量： m0=0 H =1.225*10-3*8000*100 =1.013*103 g/cm2,大气上界：大气无上界； 气象学家：极光出现的高度（1200km）。 物理、化学学家：不超过3200km。,极光现象,极光： 在地球南北两极附近地区的高空，夜间常会出现灿烂美丽的光辉。 产生原因是来自大气外的高能粒子（电子和质子）撞击高层大气中的原子的作用。这种相

2、互作用常发生在地球磁极周围区域。,大气压,1、气压单位：帕斯卡（Pa）和水银柱高度（mm）大气压定义：温度为0 ，纬度为45度的海平面气压为标准大气压，值为1.013*105帕斯卡。,2、气压垂直分布,特点：随着高度升高气压减小，见图。,随着高度升高气压变化图,百帕,气压垂直梯度: 上升单位距离气压的降低值，用单位高度气压差表示 或降低一个气压对应的高度，用单位气压高度差表示,此值越大，气压垂直梯度越小，相反越大。气压随高度变化即气压垂直梯度与气压和温度相关,气压相同时，气柱温度高，高度差大，气压垂直梯度小，高空气压比周围大； 温度相同时，气压越高，高度差越小，气压垂直梯度大，高空气压比周围小

3、。,一、大气组成,按照气体的形态分为：干洁空气水汽固体杂质,在距离地表85km的空间, 按照空气变化特性分为两类： 定常成分（如N2、O2、Ar 等） 可变成分（水汽、二氧化碳和臭氧等） 按照含量多少分为 主要成分：浓度大于0.01ml/l，主要有N2、O2、Ar，占99.96%； 微量成分：浓度大于0.001ml/l，主要有CO2 、H2O，CH4，N2O，SO2，CO，H2，He，Ne，Kr。 痕量成分：浓度小于0.001ml/l，主要有H2S，O3，N2O，NO。,大气组成示意图,干洁空气（85km空间）,概念：把除掉水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体称为干洁空气，是混合物。,干洁空气

4、组成一览表,N2与O2,N2：含量高78%；化学性质不活泼；对太阳辐射的远紫外光谱区0.03-0.13um选择性吸收。O2：含量高21%；化学性质活泼；植物呼吸作用；存在形式多样；在波长小于 0.24um的辐射作用下发生分解，参与O3形成。,CO2,含量低0.03%；分布于20km以下；低温易溶于海水；特性：吸收地表长波辐射，对太阳短波吸收较少。 * 其浓度增加带来的影响如何？,大气中的二氧化碳浓度增加，阻止地球热量的散失，使地球发生可感觉到的气温升高，这就是有名的“温室效应”。CO2是数量最多的温室气体，约占大气总容量的0.03%，许多其它痕量气体如CH4、N2O、氢氟碳化物、全氟碳化物、六

5、氟化硫等也会产生温室效应，其中有的温室效应比二氧化碳还强。,温室效应,进入大气层的太阳能,离开大气层的热能,返回地表热能,O3：,含量极少；分布于10-40km空间，集中于20-25km空间，称为臭氧层；强烈吸收太阳紫外辐射（0.22-0.32（紫外吸收带），4.7、9.6、14.1（红外吸收谱线）作用：减少到达地面的太阳紫外线，避免对人类的皮肤伤害。,O3随高度分布变化,O3浓度减少变化的气温影响,臭氧浓度减少对气温的影响因高度而不同，在臭氧分布层22km以上,臭氧减少将减少对太阳紫外线的吸收使地面温度升高;在臭氧分布层22km以下,臭氧减少将降低温室效应的作用，使地面温度降低。,臭氧洞形成

6、原因之一,臭氧洞形成原因之二,臭氧洞形成原因之三,水汽,来源：蒸发和蒸腾含量：含量小，可变，分布不均。特性：发生相变，调节热量。波谱性能：强烈吸收和放出长波辐射能。所以对于热量交换起重要作用。,气溶胶粒子,来源：自然源和人工源分布：集中于地表附近。特性：容易使水汽凝结，形成凝结核波谱性能：吸收和散射太阳辐射。所以对于热量交换起重要作用。,大气中悬浮的固体杂质和液体微粒。半径一般为1-10-6mm,大气污染物,其中影响范围广，对人类环境威胁较大的主要是煤粉尘、二氧化碳、一氧化碳、碳化氢、硫化氢和氨等。 从污染物来源看，主要有燃料燃烧时从烟囱排出的废气与汽车排气和工厂漏掉跑掉的毒气，而烟囱与汽车废

7、气约占总污染物的70%之多。,成份分布：均质层和非均质层85km为界,成份分光化层和离子层,垂直温度变化分的气象分层： 对流层 平流层 中间层 暖层 散逸层,二、大气垂直分层结构,1、对流层（ Troposphere, 8-11km）,特点：1)厚度从赤道向两极减少，低纬：17-18 ；中纬：10-12 ；高纬：8-9 。2)垂直交换强烈3)气温递减变化，气温直减率0.65/100m，即每上升100m，气温下降0.65 。到达对流层顶部,低纬地区为-85 ,高纬地区为-53 ,为什么？4)各种天气现象发生在此层。,对流层亚层划分：,摩擦层：1-2km，摩擦作用强烈，对流、湍流运动明显；自由大气

8、层：摩擦层以上的高空，摩擦力可以忽略，大气中的云和降水主要在本层产生。过渡层：对流层顶部约1-2km的气层，水汽含量减少，气温随高度增加不变，在0以下。,2、平流层（Stratosphere， 55km）,特点：气流稳定，以水平运动为主，气温随着高度的增加不变，而后显著升高，产生逆温现象。大气透明度好，适合于飞机和探测气球飞行。,3、中间层（Mesosphere,85km）也叫高空对流层,特点：强烈的垂直气流交换气温迅速降低，到中间层顶气温下降到-83 ，是大气圈最冷部分。,4、暖层（Thermosphere,800km）也叫电离层,特点：空气密度小，只占大气总质量的0.5%，在120km高度

9、声波难以传播空气分子高度电离，温度升高。在1200km范围内常出现极光现象。,5、散逸层（Exosphere，800km以上，上界3000km）,特点：空气极稀温度升高分子可以达到外围空间,第二节 大气热能与保温效应,一、辐射基本知识,二、太阳辐射,三、大气热能与保温效应,一、辐射基本知识(知识回顾),相关概念,1、辐射：能量传播方式，一切物体具有辐射能2、电磁波谱范围（10-10几公里）兴趣区：0.15-120um,辐射基本定律,1、基尔荷夫定律2、斯蒂芬-波尔兹曼定律3、维恩位移定律（Wein)4、辐射差额与辐射平衡,1、基尔荷夫定律（Kirchhoff),1)一定的波长与温度条件下，物体

10、吸收率等于放射率；2)同一物体在温度相同时放射某一波长的辐射也吸收该波长辐射；3)某温度下某波长物体辐射能与吸收能之比为同波长黑体辐射能。,2、斯蒂芬-波尔兹曼定律（Stefan-Boltzman),1)物体放射能力随温度、波长改变而改变，并随温度的升高,物体对各波长的放射能力增强；2)辐射能量可以用曲线与横坐标包围的面积表示；3)黑体放射能力与物体绝对温度的4次方成正比即：,可以求ETb或T,3、维恩位移定律（Wein),黑体辐射光谱中最强辐射的波长与黑体绝对温度成反比,maxT=C,4、辐射差额与辐射平衡,物体对辐射的吸收（a）、反射(r)和透射(t)性能,若a=1为黑体，r=1则为白体；

11、大小与物体性质、辐射波长有关。,二、太阳辐射,1、太阳辐射（短波辐射）与太阳辐射光谱,辐射总量：1.3*1024 卡 /年,(一)太阳辐射相关概念,2、太阳辐射强度：,单位时间垂直投影到单位面积的太阳辐射能与离开太阳距离成反比，则地球拦截太阳辐射能量占太阳辐射能量比为：,太阳常数：平均日地距离（1.698*108km）大气上界垂直光线单位面积上每分钟接受的太阳辐射，求得的太阳辐射。,这里需要解释几个概念：（1）日地平均距离为149,597,870公里，还是其它？（2）在大气上界；（3）到达地球水平面上的太阳辐射强度的影响因素为：,太阳高度角，它与太阳辐射强度I关系为：,式中，为太阳高度角，I0

12、为太阳常数， b为某时刻的日地距离，I为投射到大气上界水平面上的太阳辐射强度。,日地距离：I与日地距离平方成反比,（二）大气对太阳辐射的削弱作用,1、反射（21%）： 反射成分为云， 无选择性， 反射光为白色.,（二）大气对太阳辐射的削弱作用,2、散射（5%） ：散射成分为空气分子、云和尘埃颗粒特性：只改变方向不转化热能但起到削弱的作用。晴天天空成蓝紫光，阴天呈灰白色，为什么？为什么天空会出现早霞和晚霞？,（二）大气对太阳辐射的削弱作用,3、吸收（18%） ：吸收成分：O3、O2、水汽、二氧化碳以及固体杂质；特性：选择性吸收。 O3两个吸收区：0.2-0.3，0.6附近， 水汽的吸收区：红外区

13、，0.93-2.85 O2和二氧化碳都吸收 水滴、尘埃杂质都吸收。,（三）到达地面的太阳辐射：56%,太阳辐射（太阳总辐射）包括散射辐射和直接辐射特点：日变化:日出前，地面上总辐射的收入不多，其中只有散射辐射；日出后，随太阳高度的升高，直接辐射和散射辐射逐渐增加。但前者增加较快，结果散射辐射在总辐射中所占的比例逐渐减小；当太阳高度为8时，直接辐射与散射辐射相等；当太阳高度为50时，散射辐射值相当总辐射的10-20；当太阳高度为90时，直接辐射与散射辐射强度均达最大值；中午以后，二者又按相反的次序变化。,三、辐射平衡（看辐射平衡图解）,（一）大气辐射平衡（二）地面辐射平衡（三）地-气系统辐射平衡

14、,(一)大气辐射平衡,1、收入：,1）太阳辐射直接吸收（18%）,2）地面辐射吸收（90%）,3）潜热输送（20%）,4）感热输送（9%）,2、支出：,1）空中辐射60%,2）大气逆辐射77%,3、大气辐射差额,此值为负值，需要其它方式从地面获得热量,表达式：,大气辐射差额,大气吸收太阳辐射,大气上界有效辐射,地面有效辐射,地面辐射,大气逆辐射,地面有效辐射：,地面辐射与大气逆辐射的差值，即：,F0 0：地面损失热量而降温；F0 0：地面获得热量而升温。通常情况下，地面温度高于大气温度，此值大于零。,特点：,日变化： 白天为正值，在12-14点达最大值， 夜间为负值，在清晨达最小值。年变化：

15、夏季最大，冬季最小，受地面性质和大气中水汽含量差异， 在秦岭淮河秋季最大，春季最小； 在东北和华北地区春季最大，夏季最小。,(二)地面辐射平衡,1、收入： 1）地面吸收太阳辐射50% 2）大气逆辐射77%2、支出： 1）潜热输送20% 2）感热输送9% 3）地面辐射98%,3、地面辐射差额也叫地面净辐射：,影响因素：1）太阳直接辐射和散射辐射，2）地面有效辐射：受地面特性和大气状况影响3）地面反射特性,地面辐射差额特点：,日变化：白天收入的太阳辐射高于支出的长波辐射，辐射平衡为正值，夜间收入的太阳辐射低于支出的长波辐射，辐射平衡为负值。正转负和负转正的时刻分别在日没前与日出后1小时。,地面辐射

16、差额特点：,年变化：一年内，北半球 夏季，辐射平衡因太阳辐射增多而加大； 冬季则相反，甚至出现负值。 纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份愈少。,不同纬度地面辐射差额变化,地面辐射差额各个分量的日变化情况,直接辐射,辐射差额,地面辐射,散射辐射,有效辐射,反射辐射,(三)地-气系统辐射平衡,1、收入： 地面吸收50% 大气吸收18%2、支出： 空中辐射60% 地面辐射到高空8%,3、地-气系统辐射差额,表达式：,地-气辐射差额,太阳总辐射,大气吸收辐射,大气上界有效辐射,第三节 大气温度,一、空气的增温与冷却,1、传导：导体分子传递2、对流：冷暖空气混合3、辐射：地气热交换主要方式4、蒸发和凝结5

17、、湍流：气体分子的不规则快速运动,（一）非绝热过程,（二）绝热过程：遵循热力学第一定律,对孤立的单位质量气体系统加热，转为2部分，内能和做功，这是平衡过程，有：,其中内能部分就是分子运动动能，表达式为：,（二）绝热过程：遵循热力学第一定律,定压状态气体做功为：,状态方程：,消去Pdv，并用CP=AR+Cv（表示气体的定压比热）代替，整理有：,当系统为绝热变化，气体的做功靠内能负担,即dQ为0，有：,代入常数，CP=0.287j/(g.K)R=1.005j/(g.K),即为干绝热方程，也叫泊松（Poisson）方程.这给出了干绝热过程气块初态和终态之间温度随着气压的变化规律。,（三）绝热直减率,

18、定义：气块绝热上升单位距离温度降低值为绝热直减率. 注意与气温直减率的区别：前者为大气的垂直运动描述量，后者描述大气温度的垂直分布。类型： 1、干绝热直减率（rd） 2、湿绝热直减率（rm）,1、干绝热直减率（rd）,根据定义有：,由于气块的温度与周围大气温度相差常常不超过10，所以常取Ti/T为1，干绝热约为0.985 /100m。物理意义：干气块每上升100m降温约1 。,2、湿绝热直减率（rm）,湿气块上升过程因水汽冷却凝结释放潜热增加气块的温度，所以有rm小于rd。假设1克饱和湿空气含水汽qs克，绝热上升凝结了dqs克水汽，放出潜热为：,l为水汽凝结潜热，负号表示获得热量，因为，,根据

19、热力学定律有：,这说明饱和空气上升温度变化由两方面原因决定，前者为气压变化减小，使温度降低，后者水汽凝结减小，dqsTd，未饱和， 当T=Td，空气饱和。,3、露点温度,（二）相对湿度的变化：,相对湿度的日变化主要决定于气温。气温增高时，虽然蒸发加快，水汽压增大，但饱和水汽压增大得更多，反使相对湿度减小。温度降低时则相反，相对湿度增大。因此，相对湿度的日变化与温度日变化相反，其最高值基本上出现在清晨温度最低时，最低值出现在午后温度最高时。,相对湿度的年变化一般以冬季最大，夏季最小。某些季风盛行地区，由于夏季盛行风来自于海洋，冬季盛行风来自于内陆，相对湿度反而夏季大，冬季小。,相对湿度空间分布随

20、距海远近与纬度高低而有不同。例如，我国东南沿海相对湿度年平均为80，内蒙古西部只有40。,二、蒸发,（一）蒸发影响因素,1、水源条件2、温度3、空气湿度4、风5、蒸发面性质,（二）蒸发量计算,实际工作中，一般以水层厚度（mm）表示蒸发速度，称为蒸发量。蒸发量的变化与气温变化一致， 一日内，午后蒸发量最大；日出前蒸发量最小。 一年内，夏季蒸发量大，冬季小。蒸发量的空间变化受气温、海陆分布、降水量等因素的影响。,（二）蒸发量计算方法,1、试验观测：用蒸发皿E601野外观测并记录，目前直径有20和80cm的。2、经验公式法：,3、辐射平衡法,4、彭曼蒸发公式,三、凝结,（一）凝结条件,1、凝结核2、

21、水汽达到饱和或过饱和，途径有两个： 增加水汽(使水汽蒸发) 降温。, 绝热冷却：空气绝热上升，体积膨胀对外做功而导致空气本身的冷却。如积状云的形成。 辐射冷却：地面的辐射冷却，导致近地面层空气的降温到露点以下时就会产生凝结。辐射雾的形成。 平流冷却:暖湿空气流经冷的下垫面时，将热量传递给冷的地表，造成空气本身温度降低。 都接近饱和且温度相差大的气团混合。,降温途径：,e1,e2,混合冷却过程,e,（二）各种凝结现象,1 霜与露2 雾淞和雨淞3 雾4 云,地面的凝结物,大气中的凝结物,1 霜与露,概念：日没后，地面及近地面层空气冷却，温度降低。当气温降到露点以下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。

22、如温度在00C以上，水汽凝结为液态，称为露； 温度在00C以下，水汽凝结为固态，称为霜。霜常见于冬季，露见于其他季节，以夏季为最多。对于霜，除辐射冷却形成外，在冷平流发生或洼地上聚集冷空气时，都有利于其形成。 发生条件： 晴天、夜晚、微风 意义：露有利于作物生长。 霜冻：指生长季节的低温与冷害，造成作物死亡。 有霜叫白霜，无霜时叫黑霜。,2 雾淞和雨淞,雾淞是附着于地面物体或树枝上,由过冷雾滴迅速冻结而成的疏松白色固体凝结物，俗称“树挂”。多出现于寒冷而湿度高的天气条件下。雨淞是形成在地面或地物的迎风面上的，透明的或毛玻璃状的紧密冰层，俗称“冰棱”。多半在温度为060C时，由过冷却雨、毛毛雨接

23、触物体表面形成；或是经过长期严寒后，雨滴降落在物体表面冻结而成。,吉林雾凇近景,吉林雾凇远景,吉林雾凇成因分析之一:冬季漫长寒冷的基础条件,从11月至翌年2月的120天为冬季。按气候学统计规定：侯(5天)平均气温低于10为冬季；按其温度规定，吉林市一般始于10月中旬，终于次年4月中旬，长达半年(基本与结冰期相吻合)；按严冬日规定为侯平均气温低于0，则吉林市严冬始于10月末，终于次年3月中旬，长达4个多月。由此来看，吉林市冬季可谓冷期漫长,低温日数多.可形成吉林雾凇的零下20以下日期，一冬有6070天；低于零下30以下日期，一冬有1015天。历年极端最低气温为零下40.2，这可以说是几乎到了“哈

24、气成霜”、“滴水成冰”的程度。根据统计，气温高于零下13时，即使是形成雾凇的其它条件都齐备了，但吉林雾凇也不易形成。气温在零下20以下时，雾凇出现的可能性较大；气温在零下26以下时，多数能形成雾凇。由此看出，低温是形成吉林雾凇的前题和基础 。,吉林雾凇成因分析之二:低空水汽量多的充分条件,不冻江、雾多、雪多、空气湿度大、水汽充足、易饱和，这是形成吉林雾凇的充分条件。吉林冬季，不冻的江面向空中源源大量蒸发水汽，雾多、雪多，有利空气湿度增大及雾凇出现频次增多。从吉林市三十年以上的气象资料的统计(表)看出：不论是平均的雾日、雪日及雾凇日，还是最多的雾日、雪日及雾凇日，均是呈同步成正比例的，即雾多、雪

25、多、雾凇也多，并且冬季各月相关性也很密切。吉林市冬季早晨的相对湿度，经常在95%以上，因而也可看出吉林市冬季空气湿度大、水汽充足、易饱和，从而雾淞的凝华过程显著，使形成吉林雾凇更加充分。,吉林雾凇成因分析之三:辐射降温强烈的有利条件,冬季辐射降温强，因而气温日较差大，并常有逆温层，使大气层结稳定，是形成吉林雾凇的有利条件。吉林市冬季夜间长，辐射降温强，气温日较差大,经常在1518以上。气温日较差大，使空气易饱和，水汽凝结成凝华的就越多。辟如，白天气温零下10，可容纳2.86毫米水汽/立方米空气；而到了夜间，气温下降到零下25,最多可容纳水汽0.81毫米/立方米空气，多余的2.05毫米的水汽，就

26、要变成水滴或冰晶了.另外，辐射降温强还使地面气温比上层大气降温快，从而形成“逆温层” 。由于地面冷，近地面空气密度大，而上层的大气不太冷，空气密度较小。因而大气就象头轻脚重的不倒翁一样，使大气层结稳定不易变性，冷空气能持久。所以有利水汽凝结或凝华，因此辐射降温强有利于雾凇的形成。,吉林雾凇成因分析之四:经常碧空微风的必要条件,碧空、少云、静风或微风，是形成吉林雾凇的必要条件。夜间没有云时，气温低；有云时就象地面的上空有个盖子，消弱了辐射降温，使气温降低的少，昼夜的温差不大。因而原来空气中水汽就不易凝结或凝华，这对雾及雾凇形成不利。反之，夜间碧空或少云，气温下降明显，就有利雾凇的形成。根据吉林市

27、历年气象资料统计，11月至翌年2月的各月平均睛天日(按气象规定，低云量占整个天空总云量的2成以下，为一个晴天日的统计)：11月19.3日、12月22.0日、1月22.2日、2月20.1日。由此看出，吉林市晴天多，这是形成吉林雾凇的必要条件。风对吉林雾凇很敏感。在风速大的情况下，不仅破坏了水汽凝结和凝华，而且还把地面已经冷的空气带走，因而破坏了雾凇的形成。吉林市冬季静风和微风(12米秒以下的风)，与其它风力相比占绝对优势。在静风或微风时，既保持了辐射降温，又不能把已经冷却的冷空气带走，这样很有利于凝结或凝华。因此，静风或微风，对吉林雾凇的形成的必要条件多；而夜间气温降低，大气的含水量的能力减少就

28、有多余水汽凝结，从不封冻的宽阔松花江面向空中源源不断地蒸发大量水汽，就大大增加了空气中的饱和水汽量，所以说，这是形成吉林雾凇得天独厚的地理条件。,吉林雾凇成因分析之五: 得天独厚大气候的条件,有利的大气候及独特的小气候，是形成吉林雾凇的关键条件。吉林市地处寒温带大陆性气候。冬季本地高空盛行西北向的大气环流。它经常引导西伯利亚高纬度地区的冷空气一股股不断南下(一冬平均有二十余次冷空气活动)。地面经常受稳定的西亚大型冷高气压天气系统控制，使贝加尔湖到蒙古的冷气团在本地持久停留，另外，季风特点又很明显，使偏北风的频率增多，而且经常有寒潮的降雪及突然降温的天气(一冬平均有68次)，这是形成雾凇的大气候

29、背景。,3 雾,雾: 雾是漂浮在近地面层的乳白色微小水滴或冰晶。根据不同成因，雾可分为辐射雾、平流雾、蒸汽雾、上坡雾、锋面雾。,辐射雾,形成条件： 空气中有充足的水汽； 天气晴朗少云； 风力微弱（13m/s）； 大气层结稳定。具有地方性：城市附近，雾都，雾城,平流雾,暖湿空气流经冷的下垫面形成条件： 下垫面与暖湿空气的温差较大； 暖湿空气的湿度大； 适宜的风向（由暖向冷）和风速（27m/s）； 层结较稳定。 范围大，发生在沿海地区的春夏雾皆为平流雾。,蒸汽雾,冷空气流经暖水面,上坡雾：空气上升绝热冷却形成的雾；锋面雾：,云是高空水汽凝结现象。空气对流、锋面抬升、地形抬升等作用使空气上升到凝结高

30、度，就会形成云。云有各式各样的外貌特征。根据云的形状、云底高度及形成云的上升运动的特点可将云分为以下几类。,4 云,云的分类,积状云是垂直发展的云块，积状云的形成总是与不稳定大气中的对流上升运动相联系。有对流能否形成积云，除了取决于凝结的条件外，还取决于对流上升所能达到的高度。如果对流上升所能达到的最大高度（对流上限）高于凝结高度，则积状云形成，否则就不会形成积状云。对流愈强，对流上限高于凝结高度的差值就愈大，积状云厚度就愈大。对流上升区的水平范围广大，则积状云的水平范围也就愈大。淡积云、浓积云和积雨云是积状云发展的不同阶段。,积状云,层状云是由于空气大规模的系统性上升运动而产生的，主要是锋面

31、上的上升运动引起的。这种系统性的上升运动，通常水平范围大，上升速度只有0.11m/s，因持续时间长，能使空气上升好几千米。“日晕三更雨，月晕午时风”就是指此征兆。,层状云,卷云,卷层云,高层云,雨层云,波状云是波浪起伏的云层，包括卷积云、高积云、层积云。当空气存在波动时，波峰处空气上升，波谷处空气下沉。空气上升处由于绝热冷却而形成云，空气下沉处则无云形成。如果在波动形成之前该处已有厚度均匀的层状云存在，则在波峰处云加厚，波谷处云减薄以至消失。,波状云,波状云的形成,高云族的云底在5000米以上，由冰晶组成。云体呈白色，有蚕丝般的光泽，薄而透明，日月光通过高云时可以出现日、月晕圈。高云气温低，水

32、汽含量很少，因而高云一般不发生降水。根据云的形状，高云还包括卷云、卷层云和卷积云三属,高云族,云体具有纤维状结构，常呈白色，无暗影，有毛丝般的光泽。日出前、日落后常带有黄色或红色，云层较厚时呈灰白色(层状云),卷云（Ci）：,云体均匀成层，透明或乳白色，透过云层日月轮廓清楚，地物有影，常有晕的现象(层状云)。,卷层云（Cs）：,云块很小，呈白色鳞片状，常成行、成群排列整齐，很像微风吹拂水面而成的小波纹(波状云)。,卷积云（Cc）：,云底高度一般在25005000米之间，云的上部一般由冰晶或过冷却水滴(温度在零下而尚未冻结)组成，下部主要是由水滴组成。中云族中按云状分为高层云和高积云两属。阳光和

33、月光通过较薄的高层云和高积云时可以出现月华和日华。,中云族,云体均匀成层，呈灰白色或灰色，布满全天空。厚的高层云可以降雨雪(层状云)。,高层云（As）：,云块较小，轮廓分明，在厚薄、形状上有很大差异。薄云块呈白色，能见日月轮廓；厚云块呈灰暗色，日月轮廓无法辨别。常呈扁圆形、瓦块状、鱼鳞片状或水波纹状的密集云条。常成群、成行、成波状沿一个或两上方向整齐地排列。高积云一般不发生降水(波状云)。,高积云（Ac）：,云底高度通常在2500米以下，包括积云、积雨云、层积云、层云和雨层云五个属，前两属是积状云，后三属是层状云。由于低云厚度很大，因此云的颜色常不再是白色，甚至呈灰黑色。,低云族,积雨云（Cb

34、）：,云浓而厚，云体庞大如耸立高山，顶部开始冻结，轮廓模糊，有的有毛丝般纤维结构。积雨云上部有冰晶结构，常发生雷暴、阵性雨或雪、冰雹等，有时还会出现龙卷风(积状云)。,云体均匀成层，呈灰色，很像雾，云底很低，但不接触地面(波状云)。,层云（St）：,云块一般较大，在厚薄、形状上有很大差异，常呈灰白色或灰色，结构比较松散，薄的云块可辨日月位置，厚的云块比较阴暗。有时零星散布，多数则成群、成行、成波状沿一个或两上方向整齐地排列(波状云)。,层积云（Sc）：,雨层云（Ns）：,雨层云是降水云层，水平范围分布很广，云层厚而均匀，能完全遮蔽阳光，通常降连续性雨或雪(层状云)。,四、大气降水,（一） 降水的形成 降水是云中水滴或冰晶增大的结果。从雨滴到形成降水需具备两个基本条件：一是雨滴下降速度超过气流上升速度；二是雨滴从云中降落到地面前不被完全蒸发。降水的形成，必须经历云滴增大为雨滴、雪花及其他降水物的过程。,1 云滴的凝结（凝华）增长 在云的发展阶段，云体上升绝热冷却，或不断有水汽输入，使云滴周围的实际水汽压大于其饱和水汽压云滴就会因水汽凝结或凝华而逐渐增大。水滴和冰晶共存：在温度相同条件下，冰面饱和水汽压小于水面水汽压，水滴将不断蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大这种过程称为冰晶效应。其它有大小水滴共存和冷暖水滴共存时候呢？,