02云雾降水的物理基础
云降水总复习.
，在r<r0时，ΔS为负值，因此公式
•
右边第二项－浓度项是主要的，这时可溶性核将以溶液
滴的形式存在，且可与环境空气达到相平衡；而当r>r0时，曲率影响是主
要的，随着r的不断增大，溶液越来越稀，以至于趋近于纯水滴情况。同
时可以看出，公式(6.31)的第一项为正，第二项为负，过饱和度必然存在
一极值，称为临界过饱和度（临界相对湿度）ΔS*，
第三章 云的宏观形成及观测特征
• 雾的定义 • 雾的形成和分类（按照发生学的方法进行分类）
发生学：辐射雾、平流雾、蒸发雾 • 辐射雾、平流雾和蒸发雾的定义
第四章 云降水微观特征
粒子
CCN 典型云滴 大云滴 云雨滴分界线 典型雨滴
半径(μm) 0.1 10 50 100
1000
数浓度(l-1) 106 106 103
1
Adv. in Geophys.5, 244 (1958)
下落末速度(cm/s) 0.0001 1 27 70 650
第四章 云降水微观特征
• 大陆性积云和海洋性积云的差异：大陆性积云稳定，不易降水， 因为大陆上空凝结核多，形成的云滴谱窄，大粒子少。
• 云滴谱分布函数- Khrgian-Mazin分布 • 雨滴尺度谱分布-马歇尔和帕尔默 • 冰晶尺度谱分布
第三章 云的宏观形成及观测特征
• 零度层亮带定义及形成原因
–凡上部温度低于0度，下部高于0度的降水云，在对流不强时，往往 在雷达回波中显示出明显的亮带。
–亮带结构：位于0度层以下80~400m，厚度15~150m，呈水平带状
–亮带的形成：降水质粒的反射率与复折射指数m有关，水的折射率因 子约为冰的5倍。雪在下落到0度层，外层融化成水表，易碰并粘 连—折射率增加5倍—完全变为水滴时，尺度减小、下落末速增大— 反射率减小。由于它是雪花融化所致，故也称融化带。
大气探测与大气物理第三章 云(雾)和降水物理
对流云中的流场
对流云中的含水量
淡积云的含水量较小，很少超过0.5g/m3，但有时也会出现较大 的值，例如上海地区曾观测到2.31 g/m3。
浓积云的含水量比淡积云大，这是因为它体积庞大，环境空气 的稀释作用相对来说比淡积云的小些。据1963~1965三年间在 上海的观测，夏季浓积云的平均含水量为1.31 g/m3，最大值 达11.3 g/m3。
3. 积云宏观特征
对流云中的流场
气流分布随发展阶段而不同。在形成 阶段，云中全部为有组织的上升气 流，平均垂直速度一般为每秒几米。 锋面性积云中最大的上升气流曾观 测到有20-30米／秒的。
最大的上升气流一般发生在云的中部， 发展早期最大上升气流所出现的位 置可稍偏下。随着积云的发展，这 个位置将向积云的中上部移动。
• 二是用现代化快速计算机，以云中微物理过程和动力过 程、云与环境紧密结合，进行数值模拟和试验，从而阐 明云和降水发生发展的条件、物理过程、控制因素及其 变化规律。
–1996年，经中国气象学会批准，云物理和人工影响天气研 究分会在北京成立。
–近年来，人影作业服务的规模不断扩大，投入不断增大。
–1996年—2002年，21个省（区、市）实施飞机人工增雨作 业3216架次，飞行7351小时；高炮火箭防雹作业保护面积 39万平方公里，全国人工影响天气工作总投入累计达到17 亿元。
2、理化实验（隔离因子）
从云雾过程的整体中隔离出一些因子，在实验室分 析较为单纯的一些物理关系。
例如：
• 水滴半径与下落末速度的关系； • 冻结核的有效阈温； • 不同半径水滴的重力碰并或电力碰并等。
3、理化模拟（综合因子）
用实验方法，模拟自然机制及过程。使设计出的现 象与自然过程在直观上有一定的相似性，可用增减 因子或改变参量的有控制的实验方法，研究云雾物 理过程的因子、机制、子过程等。
云降水物理知识点
云降水物理知识点1. 学科性质和含义、学科划分、云降水物理过程中主要矛盾、感性认识、理性认识、人为干扰、研究对象、主要内容。
2. 湿空气达到饱和的主要途径、绝热上升膨胀冷却、干绝热递减率、抬升凝结高度、绝热含水量、水平混合降温、垂直混合降温、辐射降温、相变降温、夹卷降温。
3. 全球云和降水的分布特征、云雾的总体特征、微观特征、云的分类、云内相对湿度、积状云的特征（外形特征和空间尺度、垂直速度、时间尺度、温度等）、热泡的形成（热泡理论）、热气柱的形成、雷暴形成的几个阶段及其特征、层状云特点及与积状云的异同、亮带、卷云的特征、雾的定义、分类及形成过程。
4. 空中水凝物的相态分布、云滴谱、微物理特征量的计算和推导、云雾滴的尺度、CCN的尺度、雨滴的尺度、云的胶性稳定性、不同云雾中滴谱的差异、雨滴的轴比、降水强度、雨滴谱、液滴下落末速度、冰雪晶的形状和尺度谱分布、雪花尺度与温度的关系、冰雪晶的下落末速度、霰、稀凇附、密凇附、雹、冻雨、冰雹的分层结构、雹胚的分类及其影响因子、冰雹的尺度谱分布。
5. 核化、同质核化的含义及分类、异质核化的含义及分类、同质冻结与同质凝华的差异、中值冻结温度、寇拉方程、Kelvin方程、拉乌尔定律、云凝结核、巨凝结核、冰核、自然冰核的过冷却谱、冰核起核化作用的条件。
6. 云雾滴凝结增长的六个方程、质量扩散方程的推导、热扩散与能量平衡方程、通风因子对水滴凝结增长的影响、云滴尺度随高度的变化、云滴群凝结增长中过饱和度和微物理量的变化、起伏增长理论、冰晶的凝华增大、蒸凝现象、冰晶效应、冰雪晶的形状及影响因子。
7. 云雨滴和云凝结核的大小、碰撞效率及云滴半径对碰撞效率的影响、并合效率、碰并效率、碰并增长方程的推导、碰并增长与凝结增长对比、随机碰并增长、凝结与随机碰并结合的作用、雨滴繁生、降水效率。
8. 凇附、冰晶与云滴的碰撞效率、聚并（碰连）、雪花的形成、冰粒的形成、冰晶的繁生。
9. 冰雹的形状、尺度、相态、分层结构、雹胚、干增长、湿增长、临界含水量、冰雹云结构、冰雹增长过程、累积带理论。
云雾降水形成的物理基础
第二章云雾降水形成的物理基础1云雾形成的一般宏微观机制1.1 云雾的组成云雾：三相水与空气的整体云是由水滴、冰晶、水汽和空气共同构成的统一体。
水汽（先决条件）—云雾滴（维持的保证）空气（存在环境）水的密度：1；冰的密度：9/10；空气密度：1/800下落—空气阻曳力-> 飘浮组成云体的单个云滴或冰晶通过凝结等过程产生，通过蒸发或降水等过程而消失，存在时间很短。
云体或云系的持续存在是由新的云粒子的不断生成维持的。
这一过程向着新粒子生成的区域传播，就是说新粒子生成的方向不一定沿着风向。
单个云滴、冰晶或降水粒子运动速度是由环境空气流速和其自身的下落速度相加而得到的速度和决定的。
1.2 未饱和湿空气达到饱和的主要途径—相对湿度变化方程1.2.1复习：Clausius-Clapeyron方程盛裴轩等编著，2003：《大气物理学》，北京大学出版社，p127周文贤、章澄昌译，1983：《云物理简明教程》，气象出版社，P14沈春康编著，1983：《大气热力学》，气象出版社，p111相对湿度f >100%→凝结、凝华→水滴、冰晶。
1.2.2 相对湿度变化方程：/f e E =取对数微分：ln ln ln f e E =-df de dE f e E=- 平水面饱和水汽压与温度的关系，可以用Clausius-Clapeyron 方程表示（王李1.7式；Rogers&Yau2.10式）：2v v L E dE dT R T=或2v v L dT dE E R T = 其中，E 为饱和水汽压，T 为绝对温度，L v 为水汽相变潜热（0℃：2.50×106 J/Kg ），R v 为水汽比气体常数，其值为461.5 J/Kg.K 。
可得：2v v L dT df de f e R T=- 可见，增大相对温度有两个途径：增加水汽（de>0）和降温（dT<0）。
一般说来，大气中形成自然云雾，主要通过空气上升运动绝热膨胀降温，另外夜间辐射冷却也可形成局地云雾，当然局地增加水汽含量的作用也不能忽略，尤其是维持某地区上空的连续降水，必须有水汽汇流不断输入补充。
云降水物理学
云降水物理学第一章、云雾形成的物理基础1、掌握水汽达到饱和的条件增加水汽和降温2、了解大气中主要降温过程一、绝热降温（冷却）：设一湿空气块，在它达到饱和以前绝热上升100米，温度大约降低0.98℃(干绝热递减率) 露点温度大约降低0.15～0.20℃，比气温降低慢得多。
所以只要空气上升得足够高，空气温度最终会降低到等于其露点温度，这时湿空气达到饱和，这个高度称为抬升凝结高度，再上升冷却就会发生水汽凝结，从而形成云。
由于凝结释放潜热，含云湿空气的温度上升冷却率(湿绝热递减率)就要变小，变小的程度视空气温度和湿度、气压等状态而异。
在空气暖湿的情况下，它大约是干绝热递减率的一半多一些(0.6℃/100米左右)。
在气温很低（水汽很少）的场合，例如在对流层上部或高纬度地区，这两种递减率相差不大。
上升绝热膨胀冷却：（1）热力性：对流抬升：积状云（2）动力性：地形抬升：层状云、上坡雾锋面抬升，多形成层状云重力波（开尔文-赫姆霍兹波）：波状云（3）热力+动力：低空辐合：ICTZ热力、动力两者可以互相转化，如热力上升的云可因上空稳定层阻挡而平衍为稳定性云，动力抬升的云可因潜热释放而产生对流。
二、非绝热降温：（1）辐射降温：单纯由辐射冷却形成的云很少在云层形成后，由于云体的长波辐射很强，云顶强烈冷却，可使云层加厚，并在地面长波辐射使云底增暖的联合作用下使云层内形成不稳定层结而使云变形，层状云系中夜间有时会激发对流云活动，一些强对流风暴系统夜间常常加强或猛烈发展与云顶辐射冷却效应有关。
此外，辐射冷却可形成辐射雾、露、霜（2）（等压）水平混合降温：两空气团作水平混合，不会都是降温的其中较暖的一部分空气因混合而降温考虑两个同质量、未饱和的气块，温度分别为-10oC与10oC，混合比分别为 1.6g/kg、7.6g/kg。
混合之后，温度变为0oC，混合比变为4.6g/kg。
0oC时的饱和混合比为3.8g/kg。
因此，两气块混合之后，变为过饱和。
大气科学专业课学习笔记-《云降水物理学》
云降水物理学-学习笔记第一章绪论1.宏观云物理学-大气热力学、动力学微观云物理学-水汽的相变热力学和气溶胶力学，所需的知识为热力学原理、扩散理论等2.Benoit Paul Emile Clapeyron 克拉珀龙(1799-1865)饱和水汽压与温度的关系Irying Langmuir 朗缪尔(1881-1957)积状暖云可因连锁繁生过程使雨滴数量增多+第一次开展飞机人工播云实验Hilding Kohler 科勒(1888—1982)吸湿性核凝结理论Kohler 方程Theodor Robert Walter Findeisen 芬德森(1909-1945)降水粒子形成理论+云降水物理学的鼻祖3.云降水物理学的感性认识观测研究方法探测理性认识理化实验:在隔离因子的情况下分析研究理化模拟:在综合因子的情况下分析研究（用实验方法模拟自然机制及过程）数值模拟第二章云雾降水形成的物理基础1.云：水滴、冰晶、水汽和空气共同构成的统一体2.组成云体的单个云滴或冰晶存在时间很短,云体或者云系的持续存在是由新的云粒子的不断生成维持的。
3.含水量比含水量（质量含水量）：指每单位质量湿空气中所含固态或液态水的质量，常用单位：g/kg，含水量（体积含水量）：指每单位体积湿空气中所含固态或液态水的质量，常用单位：g/m3。
4.Clausius-Clapeyron 克劳修斯-克拉珀龙方程：平水（冰）面饱和水气压和温度的关系温度↑，饱和水汽压↑，饱和水汽压的增大速度↑5.平冰面饱和水汽压＜同温度下的过冷却水面的饱和水汽压6.Kohler 科勒/柯拉方程溶液滴的饱和水汽压温度效应：温度↑，饱和水汽压↑曲率效应：半径↑，饱和水汽压↓浓度效应：浓度↑，饱和水汽压↓7.蒸凝现象：指固态或液态物质因升华、蒸发后转变为气态，或自气态因凝华、凝结而转变为固态或液态的现象。
发生条件：当大气中的实际水汽压介于此时共存的两种表面饱和水汽压不相同的液水或冰的饱和水汽压之间贝吉隆过程（冰晶效应）：对冰、水共存的系统，当实际水汽压介于二者的饱和水汽压之间时，必有水汽从过冷却水滴向冰晶方向扩散。
云微物理学
国内称云雾和降水物理学(简称云物理学)
以大气热力学和动力学为基础，研究云、雾和降水
的形成过程，发展规律以及如何影响、控制它的一 门学科。 云和降水与天气、气候密切相关， 大 部分灾害性 天气，如暴雨、雷暴、冰雹、台风、龙卷风和雾障 等都和云雨过程有关；云和降 水也是地-气系统的动 量、热量、水分传输和平衡的关键因素lescence efficiency E’（合并效率） 碰撞后有合并、反弹、破碎三种可能。其中合并在 碰撞中所占的比率为合并效率。 收集效率（collection efficiency） Ec =EE’
Continuous collection model 连续收集模式
6.1.1 Theory
云雾形成的过程，实质上是水汽转变 成水滴或冰晶的相变过程，即新相形成 和增大的过程。新相形成时，必须先产 生新相的初始胚胎，云雾物理学中称这 种初始胚胎的产生过程为核化过程。可 分为同质核化和异质核化过程。
同质核化凝结在纯净的空气中，靠水汽分子 随机碰撞、相互结合而生成云的胚胎，这种过 程称为同质核化凝结(或自生凝结)过程。
云的国际分类 云 高 中 低 族 出现高度 云 ＞6000m 云 2000～6000m 云 ＜2000m 云 属
卷云（Ci）、卷积云(Cc)、 卷层云(Cs) 高积云(Ac)、高层云(As) 层积云(Sc) 层积云(Sc)、雨层云(Ns)、 层云(St) 积云(Cu)、积雨云(Cb)
直展云
6.1 Nucleation of Water Vapor Condensation 水汽的核化凝结
6.1.2 Cloud Condensation Nuclei 云凝结核（CCN）
云、雾、露、雨、雪的物理形成原因
云、雾、露、雨、雪的物理形成原因1~在夜间，地面上的草、木、石块等物体由于向外辐射热量，它们的温度要降低，当温度降至露点时，地面物体附近空气中的水蒸气便达到饱和。
若露点高于0摄氏度，水蒸气可在地面物体的表面上凝结成小水滴，这就是露。
若露点低于0摄氏度，水蒸气则要在地面物体的表面上直接凝结成小冰粒，这即是霜。
如果在夜间不仅地面上物体的温度降到了露点以下，而且地面以上稍远处的空气温度也降到了露点，那么空气中的水蒸气将以尘埃为核心凝结成细小的水滴，这便是雾。
当高空中空气的温度降到露点以下，若露点高于0度，空气中的水蒸气在尘埃上凝结成细小的水滴便是云，而凝结成较大的水滴即是雨。
若露点低于0度，则空气中的水蒸气将在尘埃上直接凝结成雪。
由此可知，露、霜和雾都不是从天而降的，而是地面附近空气中的水蒸气达到饱和直接凝结而成的。
只有雪和雨才是从天而降的，即是高空中空气里的水蒸气达到饱和时凝结而成。
2~白炽灯用久了发黑的原因是：白炽灯工作时，由于钨丝中的钨在高温状态下升华（由固体直接变成气体），遇到灯泡的玻璃壁后又凝结成固体金属钨的原因。
3~云是由水汽凝结而成；而云的厚度以及高度通常由云中水汽含量的多寡以及凝结核的数量、云内的温度所决定。
一般来说，云中的水汽胶性状态比较稳定，不易产生降水，而人工增雨就是要破坏这种胶性稳定状态。
通常的人工降雨就是通过一定的手段在云雾厚度比较大的中低云系中播散催化剂（碘化银）从而达到降雨目的。
一是增加云中的凝结核数量，有利水汽粒子的碰并增大；二是改变云中的温度，有利扰动并产生对流。
而云中的扰动及对流的产生，将更加有利于水汽的碰并增大，当空气中的上升气流承受不住水汽粒子的飘浮时，便产生了降雨。
降雨的形成在云块中，随着空气中水汽的不断补充，过饱和的水汽继续不断地在云滴上凝结和凝华，使云滴继续增大，当增大到一定程度，由于重力作用，云滴开始下落，在下落过程中，大的云滴下降速度快，小的云滴下降速度慢，因此大的云滴会赶上小的云滴，合并成更大的云滴，如此下去，云滴就象滚雪球一样越聚越大，最终落向地面，成为雨滴。
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湿空气达到饱和的主要途径 -平流降温
18
湿空气达到饱和的主要途径 -辐射降温
单纯由辐射冷却形成的云很少 在云层形成后，由于云体的长波 辐射很强，云顶强烈冷却，可使 云层加厚，并在地面长波辐射使 云底增暖的联合作用下使云层内 形成不稳定层结而使云变形，层 状云系中夜间有时会激发对流云 活动，一些强对流风暴系统夜间 常常加强或猛烈发展与云顶辐射 冷却效应有关。 此外，辐射冷却可形成辐射雾、 露、霜
微 观 过 程
降 低 水 汽 饱 和 标 准
产生雷达 回波
工业雾 产生雷达 回波 飞行尾迹 不重要 27
云雾形成的宏微观条件
尺度 本质 原因 途径 举例 增湿 水汽沿 饱和空气接受外界扩散来的 碎雨云、秋晨水面雾、 夏季雨后雾等 垂直梯 水汽 微 度扩散 观 过 降温 （本身只能使空气饱和） 为形成云雾创造条件 程 增湿 蒸发 增湿造成水汽密度效应，可 促进扩散增湿
36
估计凝结高度
3、由T-lnP图 和地面资料 求
凝结高度点： 干绝热线与 等饱和比湿 线的交点 （P，T） 由（P，T）求 高度
37
估计凝结高度
估计凝结高度只表示：当有一定程度的抬升或 对流作用能使地面空气被抬到此高度时，会 发生凝结现象。 如当时无使空气抬到此高度的作用，仍可计算 出凝结高度，但此时该高度并无凝结发生 实际凝结高度表示：当时该高度正有凝结过程 发生
19
湿空气达到饱和的主要途径 -辐射降温
辐射雾
20
云雾形成的宏微观条件
尺度 本质 途径 举例 平流增 冷空气流经暖水面 蒸汽雾 湿 湿空气流过冷地面 雾、有时地面附有淞附物 增 湿 水汽运 继之以上升膨胀冷 为形成云创造重要条件 载辐合 却 湿空气 乱流层顶降温增湿 St、Sc等 垂直混 而致 合 （ 温 冷湿空气被混合后 锋际云雾 湿 均 湿空气 增温增湿（增湿为 变 水平混 主） ） 暖湿空气被混合后 合 降温降湿（降温为 主） 21 原因
34
估计凝结高度
1、由地面气温和露点求
干绝热上升
露点递减率+干绝热直减率
饱和：气温=露点
zc m 123(T0 -Td0 )
35
估计凝结高度
2、由地面相对湿度和气温求
干绝热上升过程中比湿不变
z c m (3892+16.4t 0 )lgf 0 Blgf 0
实际应用时，可用实测方式反过来确定B的经 验值
第二章
云雾降水形成的 物理基础
1
云雾的组成
云是由水滴、冰晶、水汽和空气共同构成的
统一体。
水汽（先决条件）—云雾滴（维持的保证） 空气（存在环境）
水的密度：1 冰的密度：9/10 空气密度：1/800
下落—空气阻曳力 ↓ 飘浮
2
云雾的组成
组成云体的单个云滴或冰晶通过凝结等过程产生， 通过蒸发或降水等过程而消失，存在时间很短。 云体或云系的持续存在是由新的云粒子的不断生 成维持的。
二者不一定重合
32
凝结高度-分类
实际凝结高度
根据探空资料测得的空中水汽饱和区的下界高 度
估计凝结高度
根据地面气象资料推估出的的高空水汽饱和区 的下界高度
预报凝结高度
预测得到的末来空中水汽饱和区下界高度
33
实际凝结高度
T=Td：饱和凝结
探空仪测量Td
温度低于0℃时：T=Tf（霜点）：饱和 凝结
8
途径 对流 孤立对流
宏 观 过 程
湿空气达到饱和的主要途径 – 对流
9
湿空气达到饱和的主要途径 –对流
10
湿空气达到饱和的主要途径 –锋面斜升
11
湿空气达到饱和的主要途径 –锋面斜升
12
湿空气达到饱和的主要途径 – 地形斜升
13
湿空气达到饱和的主要途径 -地形斜升
14
湿空气达到饱和的主要途径 –波动
38
预报凝结高度
用于天气预报
即下式中的自变量均为预报值：
zc m (3892+16.4t 0 )lgf 0
39
24
湿空气达到饱和的主要途径 -水平混合降温
（等压）水平混合降温来自25湿空气达到饱和的主要途径 -水平混合降温
（等压）水平混合降温
Mixing of air along a front betwen two air masses results in clouds along the front
dE Lv dT 2 E RvT
5
湿空气达到饱和的主要途径
相对湿度f >100% 凝结、凝华 水滴、冰 雪晶。
相对湿度变化方程：
f e/ E ln f ln e ln E df de dE f e E dE Lv dT Clausius-Clapeyron Eq.: E RvT 2 df de Lv dT f e RvT 2
宏 观 过 程 乱 流 混 合
湿空气达到饱和的主要途径 -水汽运载辐合
22
湿空气达到饱和的主要途径 -垂直混合降温
湍流运动所产生的各种物理量通量使大气属性重 新分布。
这种过程在合适的条件下将导致乱流层上部降温 增湿，这种过程有利于云雾在逆温层底（乱流 层顶）形成。
23
湿空气达到饱和的主要途径 -垂直混合降温
30
凝结高度
水汽因饱和而发生凝结处
的距地高度
起始凝结高度：气块上升冷却， 水汽开始凝结的高度
继续凝结高度：起始凝结高度 以上，继续发生凝结的距地 高度 习惯上将起始凝结高度称为 “凝结高度”
凝结高度与云底高度？
31
凝结高度
凝结高度≠与云底高度！！！
凝结高度：水汽饱和区的下界 云底高度：可见云体的下界
26
云雾形成的宏微观条件
尺度 本质 途径 云顶或高云的冰晶自然播撒 冰相出现 冻结核 新冻结核增入 降温达冻结核活化温度 雪花下降融为大滴 吸湿性巨核溶化形成大滴 大滴出现 混合核表面吸湿成大滴 碰并成大滴 溶液出现 盐粒或SO2、CO2、NH3等溶入水滴 高温水滴被气流带入低温区 降温 高温区有低温气流进入 局地膨胀降温 水滴带电 离子附于水滴 原因 举例 雪幡
6
湿空气达到饱和的主要途径
所以：增大相对湿度有两个途径
增加水汽（de>0）
降温（-dT>0）
一般来说，大气中形成自然云雾，主要以降温过程 为主。
7
云雾形成的宏微观条件
尺度 本质 原因 举例 Cu、Cb、Ac等 镶嵌对流， Ac、Cc等 即细胞对流 上升 斜升 锋面斜升 暖锋、缓行冷锋、静止锋上的Ci、 膨胀 Cs、As、Ac、Ns等 冷却 地形斜升 上坡雾、Sc等 降 温 波动 风切变 荚状、波状、涡条状Ci、As、Sc 气流过山 等 平流 暖湿空气流经冷 暖区雾、海上及陆上平流雾及Sc等 冷却 地面 辐射 夜间辐射冷却 地面、逆温层顶、尘埃或云层顶部 冷却 形成的辐射雾及层状云
降温与增湿 宏观与微观
28
湿空气达到饱和的主要途径 - 降温机制
小结
在实际大气过程中，往往有几种降温机制共同起 作用。
在不同的云雾物理过程中，都有某种降温机制起 着主要作用。 一般讲，使空气过到饱和的过程中，降温作用比 增加水汽更重要，降温作用中又以上升膨胀降 温最为重要。
29
凝结高度
Condensation Level
15
湿空气达到饱和的主要途径 -平流降温
暖空气平流过程中经过冷下垫面，暖空气本
身发生的降温现象
16
湿空气达到饱和的主要途径 -平流降温
平流降温
平流雾 Here, warm air from the land is cooled when it passes over colder water (in summer, usually). Sea fogs are produced in this way, when air above warmer water moves across colder water and is cooled. 17
单个云滴、冰晶或降水粒子运动速度是由环境空 气流速和其自身的下落速度相加而得到的速度 和决定的。
3
云雾的组成
4
复习：Clausius-Clapeyron方程
参考：
盛裴轩等编著，2003：《大气物理学》，北京大学 出版社，p127 周文贤、章澄昌译，1983：《云物理简明教程》， 气象出版社，P14 沈春康编著，1983：《大气热力学》，气象出版社， p111