云降水物理学
云降水物理学英语
云降水物理学英语English:Cloud precipitation physics is the study of the physical processes that result in the formation and release of precipitation from clouds. It involves understanding the various mechanisms by which clouds produce precipitation, such as collision and coalescence of cloud droplets, ice nucleation, and the Bergeron-Findeisen process. The study also explores the factors that influence the type and intensity of precipitation, including temperature, humidity, and air pressure. Cloud precipitation physics is essential for forecasting and understanding weather patterns, as it helps meteorologists predict when and where precipitation will occur, and what type of precipitation can be expected.中文翻译:云降水物理学是研究导致云产生和释放降水的物理过程的学科。
它涉及了解云朵产生降水的各种机制，如云滴碰撞和合并、冰晶成核和贝杰隆-芬代森过程。
这门研究还探讨了影响降水类型和强度的因素，包括温度、湿度和气压。
云降水物理学
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。
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。
近年来云降水物理和人工影响天气研究进展
近年来云降水物理和人工影响天气研究进展近年来，随着气候变化的加剧，人们对天气的研究和理解越来越重要。
云降水物理和人工影响天气的研究成为当前气象学领域的热门话题之一。
本文将对近年来云降水物理和人工影响天气的研究进展进行综述。
云降水物理是研究云中水分传输、凝结、降水等过程的学科。
近年来，随着传感器技术的进步和大量的观测数据积累，人们对云降水物理过程的认识有了新的突破。
一方面，研究人员通过探测云中微物理参数（如云粒子的形状、大小、浓度等）来揭示降水的形成机制。
研究表明，云中的冰核对降水过程起着重要作用，通过分析冰晶的形态和核的浓度可以预测降水的类型和强度。
另一方面，通过探测降水带和急流等动力学参数，研究人员能够模拟和预测降水的空间分布和时序演变，从而提高对降水现象的预测能力。
人工影响天气是指通过人为手段改变大气中的物理、化学或生物过程，以实现人们特定目的的一种行为。
近年来，人工影响天气的研究也取得了一系列成果。
一方面，研究人员通过云种植技术来增加云中的冰核浓度，从而催化降水发生，减缓旱灾、缓解酷暑等极端天气事件。
研究发现，合理利用人工影响天气技术可以在特定地区改善生态环境，促进农业生产和水资源利用。
另一方面，人工影响天气还可以通过改变大气的辐射平衡来调节气候系统。
通过发射大气污染物、减少温室气体排放等措施，可以减缓气候变暖、改善空气质量等环境问题。
不过，云降水物理和人工影响天气的研究仍存在一些挑战和争议。
首先，云降水物理过程的观测和参数估计仍然存在不确定性。
由于云在不同空间尺度上的变化较大，观测手段面临一定的局限。
其次，人工影响天气的技术和方法研究还处于起步阶段，其可行性、经济性和环境影响等问题亟待解决。
此外，人工影响天气行为的道德和法律问题亦备受关注，人们对其合理性和可持续性提出了质疑。
综上所述，近年来云降水物理和人工影响天气的研究取得了一系列进展，对于提高对天气的理解和预测能力、应对气候变化等问题具有重要意义。
南京信息工程大学硕士云降水物理学003-F05
南京信息工程大学硕士研究生招生入学考试考试大纲科目代码：F05科目名称：云降水物理学第一部分课程目标与基本要求云、雾、降水物理过程是大气水循环的核心组成部分，是地球大气的热量、水份和动量平衡的关键因素，它不仅影响到局地的和短期的天气过程，也影响到大气环流和全球气候的变化。
此外，云和降水还会影响大气污染、大气雷电和电磁辐射的传播。
本课程以大气热力学和大气动力学为基础，研究大气中水分在各阶段所经历的物理过程，即研究云、雾和降水和形成、发展和消散的物理规律，是大气科学中最为重要的分支学科之一，是雷达气象学、天气导变、强风暴等物理气象学的核心，与《云动力学》、《云降水物理实验》等课程相配合，共同构筑专业知识结构的核心框架。
课程教学目标是使学生掌握云降水形成的基本原理，培养学生从微物理角度分析和解决大气科学问题的能力。
第二部分课程内容与考核目标1．绪论（1）掌握云降水物理学的学科性质和研究意义；（2）熟悉研究方法体系；（3）理解学科发展与社会经济进步的关系；（4）了解主要研究对象；（5）了解学科发展历史；2．云降水宏观特征（1）掌握湿空气达到饱和的主要途径（2）掌握云内湿度和含水量的一般特征、积状云和层状云的宏观特征、热泡理论、气团雷暴的结构与生命史；（3）熟悉锋面气旋中的雨带结构；（4）了解大气水循环过程、雾的形成过程与结构特征、卷云的宏观特征、热带气旋的云系结构特征；（5）初步了解全球云、雾、降水分布和云的日、季变化；3．云降水微观特征（1）掌握云降水粒子相态和尺度谱分布、云的胶体稳定性；（2）熟悉云降水粒子谱分布数据处理方法及微物理特征量的计算；（3）理解不同云降水粒子的尺度谱分布差异；4．云的形成—核化理论（1）了解水汽、液水、冰的结构及其与空气之间的界面特性（2）掌握核化的概念、可溶性核上的凝结核化过程、柯拉方程及其意义；（2）熟悉云凝结核和大气冰核的性质和特点、冰核起核化作用的条件；（3）理解同质核化的基本性质、同质冻结核化和异质冻结核化的差异；（4）了解离子和不可溶粒子表面凝结核化的基本特点；（5）初步了解由化学势概念导出开尔文公式；5．云雾粒子的扩散增长（1）掌握Maxwell方程的推导、扩散系数、导热系数、扩散增长基本规律、贝吉龙理论及基本规律；（2）熟悉云滴群凝结增长过程基本规律；（3）理解冰晶凝华增长处理方法；（4）了解单滴凝结增长方程的推导过思路、冰晶的形状与温度和湿度的关系；（5）初步了解云滴的起伏凝结增长理论；额6．暖云降水理论（1）掌握微滴下落末速度规律、碰撞效率概念及规律、雨滴繁生机制；（2）熟悉Stokes末速定律推导、连续碰并增长方程的推导及应用；（3）理解凝结增长与碰并增长的共同作用过程；（4）了解随机碰并增长模型、凝结增长过渡到碰并增长的可能机制；7．冷云降水理论（1）掌握冷云降水的主要机制、冰质粒繁生机制、“播种云—供应云”降水机制；（2）熟悉连续碰并增长方程对冰相粒子碰并增长过程的应用；（3）理解成云致雨的物理总过程；（4）初步了解大气冰相粒子的运动特性；8．冰雹物理基础（1）掌握冷雹分层结构的形成机制、干增长和湿增长概念；（2）熟悉冰雹云结构与冰雹形成过程的关系；（3）理解干增长和湿增长判据；（4）了解雹胚与云体温度的关系；9．人工影响天气原理（1）掌握暖云和冷云增雨、人工抑雹、人工消雾的基本原理；（2）熟悉人工影响天气主要催化剂的性质；第三部分有关说明与实施要求1、命题说明（可包含题型设计）：本课程对各考核点的能力要求一般分为三个层次用相关词语描述：较低要求—了解：基础知识和基本概念；一般要求—理解：基本原理和物理规律；较高要求—掌握：理论分析与定量计算。
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。
近年来云降水物理和人工影响天气研究进展
近年来云降水物理和人工影响天气研究进展近年来，云降水物理和人工影响天气研究取得了重要进展。
云降水物理研究主要关注云的形成、发展和降水产生的机理，以及云中微物理量如水汽、云滴和冰晶的变化规律。
而人工影响天气研究则是在云降水物理基础上，通过人工手段改变云的物理性质，调节降水量和降水时空分布。
以下将分别介绍这两个方向的研究进展。
云降水物理研究方向主要集中在以下几个方面：云微物理参数化方案、云物理机制和降水形成机理。
云微物理参数化方案是模拟大气模型中重要的一部分，它描述了云滴和冰晶对大气中水汽和气溶胶的吸湿和成长过程。
近年来，研究人员通过大量的实验观测和数值模拟，不断改进云微物理参数化方案，提高对云降水过程的模拟精度。
同时，通过观测微观云物理过程，研究人员逐渐揭示了云物理的基本规律，深化了对云降水形成机制的认识。
人工影响天气研究则是在云降水物理研究的基础上，通过人为方式改变云的物理特性以达到调节降水的目的。
人工影响天气的方法主要采用云种植、云增湿和云减湿等手段。
通过云种植，研究人员在云中撒播云凝结核，促使云中水汽凝结成云滴或冰晶，进而诱发降水。
云增湿则是在云中增加水汽含量，增加云滴或冰晶的数量，从而促进降水的形成。
而云减湿则是通过减少云中的水汽含量，使云滴或冰晶减少从而减弱降水。
在人工影响天气研究方面，研究人员通过大量的试验和实验观测，不断探索人工影响降水的效果和潜在危害。
同时，结合数值模式模拟，分析人工影响天气对降水系统能量和水汽输送的影响机制。
研究发现，人工影响天气在一定条件下能够显著改变降水量和时空分布，但同时也存在一些潜在风险和环境问题，如局部人工造成的干旱、环境污染等。
因此，在人工影响天气研究中，科学合理的方案和严格的评估是十分必要的。
总结起来，近年来，云降水物理和人工影响天气研究取得了不可忽视的进展。
云降水物理研究深化了我们对云物理机制和降水形成机理的认识，提高了对云降水过程的模拟能力。
而人工影响天气研究通过人为方式改变云的物理特性，调节降水量和降水时空分布，对降水预报和防灾减灾具有重要意义。
初三物理降水形成原理分析
初三物理降水形成原理分析对于初三学生来说，物理学科中的降水形成原理是一个重要的知识点。
了解降水形成原理，不仅可以帮助我们更好地理解天气变化，还可以为今后的学习打下坚实的基础。
本文将通过对降水形成原理的分析，来帮助初三学生更好地掌握这一知识点。
一、蒸发和凝结：降水形成的第一步是蒸发和凝结。
蒸发是指水分由液态转变为气态的过程，而凝结则是指水分由气态转变为液态的过程。
当水面上的水分受热后，其中的一部分会蒸发为水蒸气，上升到大气中。
而当水蒸气遇到冷空气时，由于温度较低，水蒸气会凝结成小水滴，形成云的基础。
二、云的形成：凝结后的水滴会聚集在一起，形成云。
云分为低云、中云和高云三种类型。
低云的云底高度一般在2公里以下，由较大的水滴和较低的温度所组成；中云的云底高度在2至6公里之间，由较小的水滴和较低的温度所组成；高云的云底高度在6公里以上，由极细小的水滴和非常低的温度所组成。
云的形成离不开水蒸气的凝结和空气的上升。
三、降水形成：当云中的水滴足够大时，就会形成降水。
降水包括雨、雪、冰雹等形式。
当云中的水滴之间的相互碰撞增大时，水滴会逐渐增大并下落至地面，形成雨滴。
如果在降水过程中的气温较低，水滴会在下落的过程中凝结成冰晶，形成雪花；如果气温非常低，还会形成冰雹。
四、影响降水的因素：除了上述的形成原理外，还有一些因素会影响降水的形成。
其中，气温是最关键的因素之一。
温度越高，水蒸气的含量越多，降水的可能性也就越大。
此外，湿度和气压也会对降水产生影响。
当湿度较高时，水蒸气的凝结速度更快，降水的形成也就更容易。
而当气压较低时，空气会上升，从而促进云的形成和降水的生成。
通过对初三物理降水形成原理的分析，我们可以得出以下结论：降水的形成包括蒸发和凝结、云的形成以及降水的形成。
而气温、湿度和气压是影响降水的主要因素。
通过深入理解降水形成原理，我们可以更好地理解天气变化的原因和规律，为今后的学习打下坚实的基础。
在学习物理的过程中，我们还应该进行实践操作，通过模拟实验和观测天气现象来加深对降水形成原理的理解。
第一章 云、降水动力学和微物理学基础
宏 观 过 程
湿空气达到饱和的主要途径 - 降温机制
湿空气达到饱和的主要途径 - 降温机制
湿空气达到饱和的主要途径 - 降温机制
湿空气达到饱和的主要途径 - 降温机制
湿空气达到饱和的主要途径 - 降温机制
云雾形成的宏观条件
云雾形成的宏微观条件
尺 度 本质 原因 途径 举例 平流增 冷空气流经暖水面 蒸汽雾 湿 湿空气流入冷地面 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）
征是强条件性，对流不稳定层结和强垂直风切变。水平尺 度大，生命期长，伴随强降水、大风、冰雹、龙卷等猛烈
天气。常见的有：超级单体风暴、多单体风暴
2、强风暴的基本组成单元：称为单体。
单体：具有相当强度的，垂直运动的，密实区域的动力学
整体。体积可由雷达按其中降水粒子群所产生的回波范围 来区分。
单体的分类
“穹隆”：是弱回波区，上升速度很大的区域，其中的云和 降水粒子来不及长大而被吹出该区。 上升气流特征：在云底附近为2～6m/s，向上逐渐增大， 在云的中、上部达20～30m/s，（最大层观测到 63m/s），在云顶逐渐减至零。
4、多单体风暴
由许多处于不同发展阶段的雷暴单体组成，但
有一个统一的垂直环流的风暴。多单体风暴中，对
二、典型锋面气旋的云和天气动力分布模式
典型锋面气旋的云和天气动力分布模式
气旋前部：具有暖锋云系和天气特征：
云体向前伸展很远，云区宽。
气旋后部：属于冷锋云系特征：
云微物理学
云和降水微物理学气象图大气中的水汽凝结而成的云滴很小，半径大约10微米，浓度为每升一万至一百万个，下降的速度约 1厘米／秒，通常比云中上升的气流速度小得多，因而云滴不能落出云底。
即使离开云底而下降，也会在不饱和的空气中迅速蒸发而消失。
只有当云滴通过各种微物理过程，集聚和转化成为降水粒子后，才能降落到地面。
成云致雨要经过一系列复杂的微物理过程：湿空气上升膨胀冷却，其中的水汽达到饱和，并在一些吸湿性强的云凝结核上，凝结而成初始云滴的凝结核化过程；云中的过冷水滴或水汽，在冰核上冻结或凝华以及在-40℃以下，自然冻结成初始冰晶胚胎的冰相生成过程；水汽在略高于饱和的条件下时，在云滴(冰晶)上进一步凝结(凝华)，使云滴(冰晶)长大的凝结增长过程(凝华增长过程)；云内尺度较大的云滴，在下落过程中与较小的云滴碰并而长大的重力碰并过程；冰晶和过冷水滴同时存在时，因为过冷水滴的饱和水汽压比冰面的大，造成过冷水滴逐渐蒸发，而冰晶则由于水汽的凝华而逐渐长大的冰晶过程。
降水粒子的尺度大约是云滴的一百倍，但其浓度却仅为云滴的百万分之一。
人工降雨云滴由于受表面张力作用，通常呈球形。
球形纯水滴表面的饱和水汽压，高于平水面的饱和水汽压。
以半径为0.01微米的水滴为例，其饱和水汽压超过平水面的12.5%。
在没有任何杂质的纯净空气中，初始的云滴只能靠水汽分子随机碰撞而生成。
靠分子随机碰撞而产生云滴的可能性随着尺度增大而变小。
微小的初始云滴，只有在相对湿度达百分之几百的环境中才不致蒸发。
但实际大气的水汽含量很少能够超过饱和值的1%。
因此，在没有杂质的纯净空气中是难以直接形成云滴的。
事实上，大气中存在着各种凝结核，这为凝结成云滴提供了条件。
云凝结核可分成两类：亲水性物质的大粒子，它不溶于水，但能吸附水汽，在其表面形成一层水膜，相当于一个较大的纯水滴；含有可溶性盐的气溶胶微粒。
它能吸收水汽而成为盐溶液滴，属吸湿性核。
例如海盐的饱和水溶液，只要环境相对湿度高于78%，就可以凝结长大。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
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。
就可能发生凝结，形成云。
此种云的水滴不大，不太可能产生降水。
（3）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。
例如比湿的高度分布将变得均匀化，温度层结趋向于干绝热递减率（中性）。
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。
与此相反，气层的下部将变得暖而干。
（4）相变降温：末饱和空气等压地移经云雾滴或雪花的空间，或流经水面或积有冰雪的地面时à一方面吸收蒸发的水汽，增大湿度，另一方面一部分热量被转化为潜热而消耗，使温度下降。
因相变而消耗热量从而降温的现象，称为“相变降温”降温量：T-Tw（5）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用平流产生的空气个别变化表示三、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。
3、理解克劳修斯—克拉珀龙方程的物理意义克拉珀龙方程的物理意义在于：揭示任意质量的某种理想气体处于任一平衡态时，它的3个状态参数量p、V、T跟气体质量m之间的定量关系规律。
可见，1mol的理想气体状态方程pV=RT和定质量的理想状态方程都可以看作是克拉珀龙方程的特例。
4、掌握凝结高度的概念凝结高度：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≠与云底高度凝结高度：水汽饱和区的下界云底高度：可见云体的下界二者不一定重合分类实际凝结高度：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第二章云的宏观特征1、掌握积状云的宏观特征（1）一般特征因不稳定空气的对流形成，其垂直尺度决定于不稳定层的厚度和不稳定度的大小，可与其水平尺度相当。
多由较小的热泡中水汽凝结后不断发展而成，典型水平尺度为3km，发展旺盛的积云在垂直方向可伸展到对流层顶，甚至达到平流层底数公里范围。
伴随雷电并不断产生降水的较大积云被称作积雨云（Cb），积雨云持续时间在1小时以上，或者继续发展，在水平方向伸展到100km甚至更大的范围。
其重要性在于强烈的天气过程多与积雨云相伴随，如冰雹、暴雨、大风等。
不伴随雷电而由积云产生的降水称为阵雨。
（2）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。
（3）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。
积雨云中的含水量很大，个别部位可达20 g/m3左右。
积云中含水量的空间分布是不均匀的。
在云顶和云底都比较小，中部有个极大值。
在同一高度上，中心部位比边缘部位要大一些。
含水量高值中心与上升气流速度的极大值所处的位置是相配合的，因为只有强的上升气流才能支托大水滴和相应的大含水量。
2、掌握气团雷暴的发展阶段及其结构（1）发展阶段：从淡积云发展到浓积云的过程如前所述，一般历时10-15分钟。
（2）成熟阶段：从浓积云发展到积雨云，云顶一般直抵对流层顶，并产生冻结，形成冰晶化丝缕结构，在对流层顶的阻挡下和高空风切变作用下，云顶呈砧状，通过冷云降水机制形成降水，降水物下落拖曳和蒸发冷却作用使云内产生下沉气流，但冻结层以上仍为上升气流，故云内同时存在上升和下沉气流，此时积云发展最旺盛，可出现雷雨、大风现象，持续15-30分钟。
（3）消散阶段：降水持续，下沉气流范围不断扩大，直至切断维持上升气流的暖湿空气源，造成云体整个下沉。
云滴不再增大，降水逐渐停止，残留云体蜕变，蒸发消散。
气团雷暴生命期短、尺度小（几公里至十几公里），降水效率低于20%，雷暴内部存在下沉气流对冲上升暖湿气流的自毁机制，不出现持续强风和冰雹。
3、掌握超级单体的动力结构由一对上升、下沉气流组成。
上升气流由右前侧进入倾斜上升，速度随高度的增加而加大，在中上部达极大值，尔后随高度下降。
在高层随高空风拉出云砧。
由云后部来的冷空气与降水拖带形成下沉气流。
下层气流在近地气层扩展，一部分进入上层气流区下方，在地面附近向右侧扩展开来而形成一条小型冷锋（或飑风锋）。
在此冷锋上面，风暴前面的较暖的空气被抬升而形成上升气流。
超级单体内持久的上升气流中的空气，似乎比断续的浮生热力泡组成的上升气流更少受到混合和冲淡，因此可以被强烈加速，致使在特别不稳定的层结条件下，云顶可以突破对流层顶而深深插入平流层。
4、掌握层状云的宏观特征层状云（主要指雨层云Ns、高层云As、卷层云Cs和雨层云下的碎雨云Fn）在水平方向可伸展数百公里，较薄时可能不产生降水，很厚时（如气旋层状云系）可能产生大范围的降雨或降雪。
层状云是稳定气层受大、中尺度的辐合、锋面抬升、地形抬升等造成的垂直上升运动引起的。
如果斜升空气层不稳定，便可能形成积状的对流云。
在地面的层云被称为雾。
层状云的形成：锋面抬升、地形抬升、乱流降温、积云平衍层状云的特征：第三章云的微物理特征1、掌握云滴谱表示法及其特征量的计算云滴谱的分布密度函数曲线的一般特点：小滴较少，中等尺度滴较多，大滴较少，且在大滴方向有长尾巴。
为了便于理论分析和比较，常用数学函数的形式对分布曲线进行拟合。
较为常用的是Khrgian-Mazin分布：就此函数与气溶胶粒子的Junge幂函数形式比较。
对于从谱分布曲线上峰值数密度分布函数的峰值（n p）及其所对应的半径（r p）可以得到如下关系：虽然可以由此确定A和B值，但仅仅由一个点所确定的函数关系显然不能代表整体分布形式。
因此从物理意义的角度确定式中的系数还需要考虑其它特征参量。
滴谱特征量由积分表可知：，故可以得到式所代表的各种特征参量：数密度：平均半径：含水量：能见距离（假定水的无量纲散射效率因子为2）：雷达反射率因子：通过多种特征参量的组合（基于不同探测手段）可以确定中的系数，但不同组合确定的结果往往不能完全相符。
对实际观测到的谱分布多采用纯数学拟合，可将该种形式的曲线可转化为线性关系进行。
2、积状云与层状云的微物理特征差异1 云内相态积云：中低纬地区暖季的淡积云和浓积云，温度都比较高。
云由水滴组成，0度线以上为过冷云滴。
当云发展为积雨云时，顶部冰晶化。
冰晶长大后降落到下面过冷水层中，使云的中部由冰、水二相组成。
当然0度线以下，仍是液水区。
高纬地区因为温度低，冰相出现的机率增大，即使淡积云也可以由冰晶组成。
层云：层云和层积云因为高度较低，因此温度较高，一般多为暖云，云体由水滴组成，也有上部存在过冷水滴的情形，但高纬冬季也可以出现冰晶。
As、Ns往往上部由冰晶、中部由过冷水和冰晶、下部由非过冷水组成；卷层云（Cs）都由冰晶组成。
粒子半径（um）数浓度（l-1）下落末速度（cm/s）CCN 0.1 1060.0001典型云滴10 106 1Adv. in Geophys.5, 244 (1958)3 云的胶性稳定性胶性稳定和胶性不稳定随高度增加，云滴谱展宽，多峰出现，云体胶性不稳定度增强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。
大陆地区淡积云中云滴浓度多为200-600个/立方厘米，海洋地区的云滴浓度比大陆地区低一个数量级，约为数十个。
浓积云和积雨云中云粒子浓度比淡积云中的要小。
层状云云滴浓度约为101~102cm-3。
4 云滴谱差异积云淡积云中云滴比较小，算术平均半径约5微米，最大滴半径约25微米，滴谱曲线为非对称单峰型，峰位于半径为7~8微米处。
浓积云中云滴要大些，但云底处的谱仍较窄，与淡积云的差不多，例如庐山测得算术平均半径为6.1微米，最大滴半径为20.8微米，峰在7.9微米处。
再如衡山测得的最大滴半径为27微米。
在浓积云的中部和上部，云滴要大一些，例如衡山在该部位测得的最大滴半径为37微米。
这表明云内空气上升时，云滴谱经历一个拓宽的过程。
至于谱型，在云底为单峰型，中部出现双峰和多峰型。