气象学总结

气象学总结

1、通用气体常数：8.31焦耳/摩尔*开尔文

2、在一定温度与压强的条件下，虚温差的大小表征了大气中含水量的多少3、压力一定时，水汽含量越多，露点越高

4、对流层高度：低纬度17-18公里，中纬度10-12，极地8-9公里。

5、当热量平衡时，物体对某一波长的放射能力与物体对该波长的吸收率之比值，只是温度

与波长的函数，而与物体的其他性质无关。

6、黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比。7、朗伯定律：太阳辐射强度与太阳高度角的正弦成正比。

8、太阳辐射穿过大气会被大气吸收、散射和反射而减弱，其减弱程度是决定于当时的太阳

高度角、大气质量。

9、直接辐射的大小决定于：太阳高度角、大气透明度、云量、海拔高度和地理纬度10、太阳直接辐射的最大值在纬度20度附近11、一年中太阳直接辐射的最大值出现在夏季（初夏）最小值出现在冬季12、散射辐射强度大小主要决定于：太阳高度角、大气透明度，另外还与云状、海拔高

度、纬度有关13、总辐射的影响因子与直接辐射相同：太阳高度角、大气透明度、云量、海拔高度和

地理纬度14、总辐射的年变化：中高纬度最大在夏季最小在冬季，赤道地区：一年中两个最大分

别在春分和秋分15、总辐射的日变化：最大值在赤道，向两极减小。在夏至和冬至日最大出现在北纬和

南纬90度附近。16、高积云的反射率比层积云大，因为高积云中有大量的冰晶。17、大气中对长波辐射吸收和放射起重要作用成分有：水汽、液态水、二氧化碳和臭氧。18、层状的低云对长波辐射的吸收和放射很强。19、地面有效辐射的影响要素有：地温、气温、空气湿度和云的状况。20、气温越低，空气湿度越小和云越少，则大气逆辐射越弱，则有效辐射越强。21、地面辐射差额由负转为正的时间，分别出现在日出后或日落前一个小时。22、影响下垫面温度的因子：下垫面的热量差额、下垫面的热属性、热量传递的方式23、土壤温度的影响因子：土壤的颜色、土壤的结构24、松软的土壤越是粗糙不平，则白天的温度越高，夜间的温度越低。25、年变化的终止层要比日变化终止层的深度大19倍26、热容量大或导热率小的土壤，传递的热量少而慢，则土壤温度的日变化越小27、日最高和日最低的时间，深度每增加10厘米落后2.5-3.5小时，而年最高和最低温

度的时间深度每增加1米落后20-30天。28、土壤温度的日变化：最高出现在13时，最低出现在近日出的时候。29、土壤温度日较差的影响因子：太阳高度角（基本因子）、地形、土壤颜色、热容量、

天气30、土壤温度的铅直分布：日射型、辐射型、过渡型。31、水面温度变化和下垫面的影响因子一样，决定于：下垫面的热量差额、下垫面的热

属性、热量传递的方式32、一日中水面最高温度出现在午后15-16时、最低温度出现在日出后2-3个小时33、气温日变化规律的影响因子：纬度与季节、地形、下垫面性质、天气状况、海拔高

度34、气温年变化规律的影响因子：纬度、地形、下垫面性质、天气和海拔高度35、根据气温年变化的不同特征，分为：赤道型、热带型、温带型、极地型36、逆温层分为：辐射逆温、平流逆温、下沉逆温、乱流逆温、锋面逆温37、浓厚云层的顶部、夜间因贴近云顶的辐射冷却作用，也可形成辐射逆温。但这种逆

温通常不厚，逆温层上下界的温差比较小。38、夜间辐射作用可加强平流逆温、白天辐射作用可减弱平流逆温39、下沉逆温的温度露点差随高度而增大，其厚度可达数百米。40、1月份北半球温度密集。41、压高公式有：均质大气压高公式、等温大气压高公式、多元大气压高公式、完全的

拉普拉斯压高公式。42、气压的日变化：一天中两个最高（9-10、21-22）、两个最低（15-16、）43、气压日变化的振幅随纬度增高而减小，气压的年较差随纬度的增加而增大。44、气压的年变化分三种类型：大陆型（最高出现冬季）、海洋型（最高出现夏季）、高

山型（最高出现在温暖的季节，最低出现在冬季）45、作用于空气的力：水平气压梯度力（空气水平运动的原动力）、水平地转偏向力、

惯性离心力、摩擦力46、北半球，风随高度右旋转则右龙卷比左龙卷多。47、摩擦层的下部风随高度变化不大，摩擦层上部风随高度增大。48、风的阵性在摩擦层中表现最显著，一般大2-3公里高度上就不明显。49、风的日变化影响因子：乱流混合、下垫面性质的差异50、风的年变化决定于各个地区不同季节的气压梯度的大小，春季风速最大。51、空气的垂直运动就其产生的原因分为：热力引起的垂直运动与动力引起的垂直运动52、动力引起的垂直运动分为：辐合幅散引起的垂直运动、地形引起的垂直运动、波动

引起的垂直运动53、干绝热过程中，气块每上升100米，温度下降1度。干绝热递减率：1度/100米54、未饱和的湿空气的露点，在干绝热上升阶段，每上升100米，约降低0.17度55、湿绝热递减率：0.5度/100米，或0.6度/100米56、饱和水汽压的影响因子：温度、蒸发面的性质、蒸发面的形状有关57、温度越高饱和水气压越大，出现蒸发；凸面饱和水气压最大；58、绝对湿度大小首先决定于温度（温度高绝对湿度大）、其次决定于乱流交换的强弱

（乱流交换强则把下垫面水汽带到空中，则下垫面绝对湿度减少）59、绝对湿度的年变化与温度的年变化一致60、相对湿度的日变化与温度相反61、绝对湿度、相对湿度都随高度的增加而减少62、绝对湿度赤道最大，两极变小相对湿度高纬度最大、低纬度也稍大，中纬度最小63、盆地、凹地、疏松土壤、木板、瓦片、黑而粗糙易形成露。64、雾凇分为：粒状雾凇（-2~-7度）、晶状雾凇-15度65、雾凇和霜的主要区别：一：霜出现在晴朗稳健的夜间，雾凇一天任何时间都可形成，

一般在有雾的阴天形成。二：霜形成在物体水平面，雾凇主要在物体与地面相垂直的面上66、雨凇由非过冷却雨滴降到冷却的很厉害的地面或地物上时，这种雨凇很薄且存在时

间不长。雨凇容易在秋末或春季当温度在0-5度时出现。67、雨凇的透明度决定于：水滴大小及气温的高低。（水滴小、气温低时透明度越小）68、雾的能见度大小取决于：雾的微物理特征、光源的波长（波长长的雾的能见度好）69、平流雾的形成条件：一、暖湿空气的湿度较大二、下垫面与暖湿空气的温差较大三、适宜的风向和风速（2-7米/秒）70、平流雾越向高处越浓、冷却最剧烈的地方在乱流层的顶部71、形成云的基本条件：一、充足的水汽二、足够多的凝结核三、使空气中的水汽凝结

（或凝华）成水滴（或冰晶）所需的足够的冷却。72、按照云的上升运动的不同形式将云分为四大类：对流形成的云（CBCUCI）、大范

围的规则上升运动形成的云（CSASNS）、波动形成的云（CCACSC）、乱流形成的云（STSC）73、层状云包括：高层云、层积云、层云、雨层云和卷层云74、积状云包括：CB，CU75、有强风和乱流强时会形成碎积云76、淡积云由水滴组成，云中上升气流不超过5米/秒，乱流较弱77、浓积云由水滴和过冷却水滴组成，云中上升气流15-20米/秒，乱流较强78、积雨云由水滴、过冷却水滴和冰晶组成，云中上升气流20-30米/秒，下沉气流10-15

米/秒，乱流十分强烈79、积云形成阶段：云中心温度高于四周（这种温度分布特点在云的中上部最为明显）；

消散阶段：云的中心处温度最低80、积雨云的能量由太阳辐射能转换的大气不稳定能量所供应的81、对流云的产生和发展主要决定于：不稳定能量、空气中的水汽含量、足够的冲击力82、傍晚时对流减弱，积云不能继续发展，云顶由于蒸发和支出辐射而冷却下榻，云中

产生下沉气流，使云的底部向四周铺开，形成积云性层积云。83、冰针：气温在零下20度以下时，由水汽直接凝华而成透明薄片或针状的微小冰晶84、层状云中的含水量比积状云中的含水量要小85、云中含水量水平分布的特点：不均匀、起伏相当大86、半径小于100UM的水滴叫云滴，大于100UM的为雨滴87、一般来说，积雨云、浓积云和雨层云滴谱较宽，因而大水滴多，容易产生降水。88、云粒的受力：地心引力、空气浮力、空气阻力89、形成降水的宏观条件：水汽、上升运动90、乱流碰并和电力碰并对20UM以上的水滴作用很大91、水滴因重力碰并而增大快慢程度，与云中的含水量及大小水滴下落的相对速度有关92、雪花形状：片状、柱状、星状93、卷层云中除了冬季高纬度地区可降微雪以外，一般是不降水的94、层状云降水连续的原因：厚度比较均匀、云中气流比较稳定95、淡积云一般不降水96、浓积云中高纬度很少降水、低纬度地区可降大的阵雨97、积雨云降水阵性的原因：水平范围小，降水起止突然；水滴的分布大小不均匀，不

同时间升降气流多变化。98、冰雹的物理特征：一、直径大于5毫米的固态降水物二、冰雹有核心，由冰雹胚胎

增长而成三、冰雹有多层结构，透明与不透明交替，一般有4-5层，最多28-30层。99、冰雹透明的冰层反映了云内含水量高，气温高。100、冰雹的不透明层则云内含水量少，气温低。

101、天空黄色表明大气中存在较大的水滴和尘埃，预示可能出现降水。102、天文曙暮光（地平线下18度开始）、航海曙暮光（地平线下12度开始）、民用曙暮

光（地平线下6度开始）103、朝霞晚霞成因：散射104、105、106、107、108、109、110、111、112、113、114、115、116、117、118、119、日月变扁：折射

星光闪烁：折射率改变，反映大气不稳定

海市蜃楼：上现蜃景由于夜间强烈辐射冷却，地面温度降低，上层高海市蜃楼：下现蜃景由于地面强烈增温，地面温度高，上层低

虹：两次折射和一次反射，内紫外红，内半径40度，外半径42度。霓：内红外紫，内半径50度，外半径54度，也叫副虹或二次虹霓比虹宽一倍左右。

晕：日月周围的一些光环、光弧、光柱、光点。分为：小晕22度、大晕46度。晕中的很多白光现象用：反射来解释。晕是天气变化的前兆。

华由于光线穿过云中水滴或冰针时的衍射（绕射）作用形成的。水滴小的云产生华环大，水滴大的云产生的华环小。

华环由小变大，表示云中进行蒸发，云滴变小，天气变好。地光是地震预报的一个极其重要的因素。

连续性降水带正电，无雷的阵性降水带负电，有雷的带正电。雷暴云中：上部正电、中间负电、下部正电

扩展阅读：气象学总结

绪论

一、气象学与水文学的关系：

1、水文气象：是研究水文循环和水分平衡中同降水、蒸发有关气象问题的一门学科。它是气象学与水文学之间的边缘学科，既是应用气象学的一个分支，又是水文学的重要组成部分，其研究成果主要用于河道、水库的防洪兴利，以及水资源的开发利用和水利水电工程的规划设计

2、陆地水文学是研究陆地上水温循环规律的科学，它包括降水的时空分布，水面、陆面和植物表面的水分蒸发，以及地表径流和河川径流的形成过程等，也研究地下水的运动规律。而降水过程和蒸发过程都与气象学有关。

3、大气中的水分循环（蒸发凝结降水）是气象学的主要研究对象之一。而降水蒸发径流又是水文学的主要研究对象。组成水量平衡方程的四要素是降水、蒸发、径流与流域蓄水变量，当流域下垫面变化不大时，径流的变化主要取决于降水与蒸发的变化。

4、在水文分析计算中，为了研究径流变化，首先就要考虑降水量、降水历时、降水面积、降水强度以及暴雨径流等因素。在推求水工建筑物设计洪水标准时，应用气象学的理论与方法，从暴雨成因上进行研究，推求出可能最大降水(PMP),然后推求可能最大洪水（PMF）。在作径流的年内变化、多年变化、探讨丰枯水期交替规律的研究时，显然必须考虑到它们的气候背景。

5、作出中长期水文预报时必须要考虑未来可能影响本地区、本流域的天气系统。至于长期水文预报，更需要分析影响水文情况长期变化的各种因素，而大气环流则是关键因素。一个地区发生的旱涝异常都是由异常大气环流长期维持所形成，因此必须研究大气环流前后期演变承替的规律。

6、在水资源的开发利用中，研究大型水利工程建成后对生态、环境的影响时，都要进行对气候影响的分析。在进行水文区划和流域水文地理分析时，又要以气候区划和流域气候形成条件的研究作为基础。

第一章

一、大气的成分：

1、大气中除了固、液态微粒及水汽以外的空气称为干洁空气，简称干空气。2、干空气主要又氮、氧、氩组成，三者合计占大气总体质量的99.96%，其余气体所占总体积不到0.1%。氮是大气中最多的气体，约占干空气质量的75%，它是地球上生命体的基本成分。氧是大气中次多的气体，占干空气质量的23%左右，是一切生命所需，且决定着有机物的燃烧、腐烂和分解过程。

3、大气中的氩约占干空气质量的1%，是在自然过程中不重要的惰性气体。4、地球大气由三部分组成：干洁大气（即干空气）；水汽；悬浮在大气中的固液态杂质5、臭氧：

时空变化：(1)时间变化：最大值出现在春季，最小值出现在夏季。(2)空间变化：水平：由赤道向两极增加。垂直：55～60km，含量极少。

20～25km，达最大值，形成臭氧层；12～15km以上，含量增加特别显著；从10km向上，逐渐增加；近地面，含量很少；

(3)作用：对紫外线有着极其重要的调控作用；对高层大气有明显的

增温作用。

6、二氧化碳：来源：生物的呼吸、化石燃料的燃烧、有机物质的燃烧和分解、火山喷发作用等。时空变化：(1)时间变化：a)白天、晴天、夏季时的二氧化碳浓度小于黑夜、阴

天、冬季。

b)工业革命前小于工业革命后。(2)空间变化：水平：城市大于农村

垂直：0～20km，含量最高；

20km以上，含量显著减少。(3)作用：绿色植物进行光合作用不可缺少的原料。

强烈吸收长波辐射（地面辐射、大气辐射），使地面保持较高的温度，产生“温室效应”。

二、大气的垂直结构：

1、对流层：

特点：(1)主要天气现象均发生在此层。

(2)温度随高度升高而降低。（平均高度每升高100m，气温下降0.65℃。）(3)空气具有强烈的垂直运动和不规则的乱流运动。(4)气象要素的水平分布不均匀。

天气状况：(1)下层：摩擦作用、对流运动和乱流运动最强烈；

在接近地面约30～50m高度以下的气层称为近地气层，常有雾形成。

(2)中层：空气运动以对流为主；

有中云和直展云出现，由云滴增大成雨滴的过程多在此层进行，因而是形成降水的重要气层。

(3)上层：受地面影响更小，气温常在0℃以下，水汽含量少，各种云

均由冰晶或过冷却水滴组成。飞机飞行在此气层常出现结冰现象。

在中、低纬度地带，常出现风速等于或大于30ms-1的强风带，即所谓高空急流。

(4)对流层顶：气温随高度变化很小，甚至成为等温状态。

由低层上升而至的水汽和尘埃等多聚集在这里，使能见度恶化。

2、平流层：

特点：25km以下，气温保持不变；25km以上，气温随高度增加而显著升高。

空气运动以水平运动为主，无明显的垂直运动。

水汽和尘埃含量极少，晴朗少云，大气透明度好，气流比较平稳，适宜于飞机航行。

天气状况：平流层中水汽含量极少，透明度好，大多数时间天空晴朗，只是在底

部有分散的贝母云。平流层中空气以平流为主，气流稳定。三、基本气象要素：

1、气象要素：(1)定义：表示大气状态和特征的物理量和物理现象。

(2)天气现象：在大气中或地面上产生的降水、水汽凝结物（云除

外）、冻结物、干质悬浮物和光、电学现象，也包括一些风的特征。

2、气温：(1)定义：气温是空气温度的简称，是表示空气冷热程度的物理量。(2)在一定的容积内，一定质量的空气，其温度的高低只与气体分子运

动的平均动能有关。即这一动能与绝对温度T成正比。因此，空气冷热的程度，实质上是空气分子平均动能的表现。当空气获得热量时，其分子运动的平均速度增大，平均动能增加，气温也就升高。反之当空气失去热量时，其分子运动平均速度减小，平均动能随之减少，气温也就降低。

(3)气温决定着空气的干、湿与降水；决定着气压的大小，是影响大气

运动和大气变化的基本因素。

3、气压：定义：单位面积上所承受到的整个空气柱的质量，即大气的压力。

实质：气压的大小决定于整个空气柱质量的多少

4、湿度：(1)定义：表示大气中水汽量多少的物理量称大气湿度。

(2)意义：大气湿度状况直接影响了云、雾、降水等天气现象的形成。(3)水汽压（e）：大气中水汽产生的那部分压力。单位：hap(4)饱和水汽压（E）：温度一定，单位体积空气中的水汽含量是有一定

限度，空气达到此限度时为饱和湿空气，饱和湿空气中的水汽所产生的那部分压力，即最大水汽压。

(5)相对湿度(f)：表示方法：空气中的实有水气压e与同温度下饱和水

气压E的百分比，用f表示。

意义：相对湿度直接反映了空气距离饱和的程度。对湿度越大，越接近饱和，当达到100%时，空

气就达饱和状态，此时水汽就要开始凝结。

(6)饱和差(d)：定义：在一定温度下，饱和水汽压E与实际空气中水汽

压e之差称饱和差（d）。即d=E-e。

意义：d表示实际空气距离饱和的程度。d越大，越不

饱和；d=0，空气达饱和状态；d0，说明不饱和；d0，过饱和。

(7)比湿(q)：定义：在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水

汽质量加上干空气质量）的比值，称比湿（q）。

(8)水汽混合比(γ)：定义：一团湿空气中，水汽质量与干空气质

量的比值称水汽混合比(γ)(单位：g/g)

(9)露点(Td)：定义：在空气中水汽含量不变，气压一定下，使空气冷

却达到饱和时的温度，称露点温度，简称露点（Td）。单位：℃或K

结论：气压一定时，露点的高低只与空气中的水汽含量

有关，水汽含量越多，露点越高，所以露点也是反映空气中水汽含量多少的物理量。(10)总结：上述大气湿度的表示方法中，水汽压（e）、比湿（q）、水汽

混合比（γ）、露点等基本上表示了空气中水汽含量的多少。

而相对湿度、饱和差、温度露点差则表示了空气距离饱和的

程度。

第二章

一、辐射的基础知识：

1、辐射及其特性：

辐射：物体以电磁波或粒子流形式向周围传递或交换能量的方式。辐射能：物体以辐射的方式传递交换的能量。基本特性：波粒二象性

在气象学上，称太阳辐射为短波辐射，地球和大气辐射称为长波辐射。2、辐射的度量和单位：辐射通量、辐射通量密度

辐射通量及单位：定义：单位时间通过任意面积上的辐射能量。单位：Js-1或W

辐射通量密度（E）及单位：定义：单位面积上的辐射通量。单位：Js-1m-2或Wm-2

辐射通量密度又被称为辐射强度、辐射能力或放射

能力。

3、辐射的基本定律：

(1)普朗克定律：依据量子理论导出了绝对黑体对单色波的辐射强度与波长、温

度的关系。

(2)维恩位移定律：定律：绝对黑体的放射能力最大值对应的波长(λm)与其本

身的绝对温度(T)成反比。

意义：物体的温度愈高，放射能量最大值的波长愈短，随着

物体温度不断增高，最大辐射波长由长向短位移。太阳辐射是短波辐射，人、地面和大气辐射是长波辐射。

(3)斯蒂芬波尔兹曼定律：定律：黑体的总放射能力（ET）与它本身绝对温度

（T）的四次方成正比。

意义：物体温度愈高，其放射能力愈强。(4)基尔荷夫定律(选择吸收定律)

定律：在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力(eλ,T)与物体对该

波长的吸收率(aλ,T)的比值，只是温度和波长的函数，而与物体的其它性质无关。

推论：对不同性质的物体，放射能力较强的物体，吸收能力也较强；反之，

放射能力弱者，吸收能力也弱，黑体的吸收能力最强，所以它也是放射能力最强的物体。

对同一物体，如果在温度T时它放射某一波长的辐射，那么，在同一温度下它也吸收这一波长的辐射。

二、太阳辐射：1、太阳辐射光谱

太阳辐射能随波长的分布曲线。

图中：

实线是大气上界的太阳辐射光谱；

虚线是温度在6,000K时的黑体辐射光谱。

2、太阳辐射：单位时间内投射到单位面积上的太阳辐射能量。

太阳常数：当地球位于日地平均距离时(约为1.496×108km)，在地球大气上

界投射到垂直于太阳光线平面上的太阳辐射强度。

1981年世界气象组织推荐的太阳常数是1367Wm-2，常采用的太

阳常数值为1370Wm-2

3、太阳辐射在大气中的减弱：

(1)减弱方式：a)吸收作用：主要的吸收成分：氧、臭氧、水汽和CO2

b)散射作用：当太阳辐射通过大气时，遇到大气中的各种质点，太

阳辐射能的一部分散向四面八方，称为散射。

太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长较短的光

被散射得较多。雨后天晴，天空呈青蓝色就是因为辐射中青蓝色波长较短，容易被大气散射的缘故。而在日出和日落时，当太阳高度角较小时，太阳辐射在到达地面前所经过的光学厚度很大，蓝色光被散射殆尽。所以太阳光呈红色。

c)反射作用：参与反射作用的物质：大气中较大的尘粒和云滴、云

层。

(2)减弱因素：a)大气质量：太阳光通过大气路径的长度与大气铅直厚度之比。大气质量m随太阳高度的增高而减小，当太阳高度低时，m值的增大特别迅速。

b)大气透明系数：定义：透过一个大气质量(m＝1)后的太阳辐射强

度(S1)与透过前的太阳辐射强度(S0)之比

影响因子：海拔、水汽、微尘、云雾

第三章

一、了解绝热过程：

1、绝热：如果一个封闭系统在变化过程中与外界不发生热量交换，称这种过程

为绝热过程，简称绝热。

非绝热过程：在实际大气中，运动中的一团空气(气块)吸收太阳短波辐射、

地球大气的长波辐射，并且和周围空气之间有热量交换，这些热量使得实际空气的热量有所增加，故称之为非绝热过程。

2、干绝热过程：如果升价气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热

量，称这种过程为干绝热过程。

3、湿绝热过程：(1)湿空气中的水汽凝结后，过程的进行可能有两种情况：

a)凝结成水滴和冰晶仍留在气块内，而且随着气块垂直向上；b)凝结物雨滴、雪花等一部分或全部降落。

(2)湿绝热过程：饱和湿空气在上升过程中，与外界没有热量交

换，该过程称为湿绝热过程。

4、假绝热过程：潮湿空气块上升，饱和前温度按干绝热直减率减小，饱和以后

俺湿绝热直减率减小。当气块中水汽凝结，成为雨滴、雪花等部分或全部降落后，气块中水分含量减少，下降过程按干绝热直减率或介于干、湿绝热直减率之间的直减率(它大于上升过程中的湿绝热直减率)增温，气块回到原来高度上时，其温度就变成另一个较高的温度，这种过程是个不可逆过程。严格说是非绝热的，所以称为假绝热过程。

二、大气中的逆温(看书):

1、在一定条件下，对流层中也会出现气温不随高度变化或随高度增加温度升高的现象，前者称为等温层，后者称为逆温层。从热力学的角度，无论是等温层还是逆温层都表示大气层结是稳定的。

2、辐射逆温：由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，未成辐射逆温。3、湍流逆温：由于低层空气的湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温。

4、平流逆温：暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈

近地表的空气降温愈多，而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。

5、下沉逆温：因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。

6、锋面逆温：同一数值的等温线的位置在暖空气中要比在冷空气中高，当它穿

过锋面时，便发生转折，当冷暖空气的温度差别很大时，就可以出现逆温。

第四章

1、海平面气压场的基本型式（气压系统）低压（低气压、气旋）

D逆时针旋转

向中心辐合绝热上升多阴雨天气

高压（高气压、反气旋）

G顺时针旋转

向四周辐散绝热下沉多晴好天气

槽（低压槽）脊（高压脊）D

G

2、高空气压场的基本型式（气压系统）

高压

顺时

G针旋转

低压

逆时

D针旋转

槽脊

脊线脊前G

D槽后

槽前

脊后3、水平方向作用于空气的力水平气压梯度力G水平地转偏向力A惯性离心力C摩擦力R

4、地转偏向力的方向：与运动方向垂直

北半球指向运动方向的右侧南半球指向运动方向的左侧5、弯曲等压线的气压场中的风C≠0

空气所受的力：G、A、C梯度风：A+C+G=0

GD逆时针

AG顺时针旋

V

AC旋转

VGC转

在自由大气层中，风沿着等压线吹。

自由大气层中的白贝罗风压定律：(判断风压关系的定律）北半球，背风而立，低压在左，高压在右，南半球相反。

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