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1、-*气象学与气候学复习重点第一章 绪论1. 天气与气候的区别（时间、空间尺度）2. 气象学发展历程：气象仪器、无线电报、无线电探空仪、遥感探测、自动气象站第二章 大气的基本情况1. 大气组成：干洁空气（N2、O2、CO2、O3）、水分、悬浮杂质2. 大气的垂直结构（温度、成分、电荷、大气垂直运动）a. 对流层：气温随高度增加而降低 垂直对流运动 气象要素水平分布不均匀 主要大气现象发生在此层 分层：贴地层、摩擦层、对流中层、对流上层、对流层顶b. 平流层：25km（臭氧层）以下，气温保持不变；25km以上，气温随高度增加而显著升高。(臭氧层能大量吸收太阳辐射 热而使空气温度大大升高) 空气运动
2、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，适宜飞机航行。c. 中间层：温随高度增加而迅速下降，并有强烈的垂直运动。d. 热层：气温随温度的增加而迅速增高；电离现象e. 散逸层3. 气象要素：气温、气压、湿度、风向、风速、云量、降水量、能见度a. 比湿：一团湿空气中，水汽质量与该团空气总质量（水汽与干空气的质量）的比值；b. 露点：空气水汽含量不变，气压一定时，使空气达到饱和时的温度,称露点温度 气压一定时，露点的高低只与空气中水汽含量有关，水汽含量高，露点高； 实际大气中，空气经常处于未饱和状态，露点温度比气温低第3章 辐射系统1. 辐射通量
3、及辐射通量密度定义 辐射通量：单位时间通过任意面积上的辐射能量 辐射通量密度：单位面积上的辐射通量2. 辐射规律（选择）a. 基尔荷夫定律(选择吸收定律)：放射能力强（弱），吸收能力强（弱）黑体吸收（放射）能力最强 同一物体，温度T时它放射某一波长的辐射，同一温度下也吸收这一波长的辐射。 b. 斯蒂芬波尔兹曼定律：物体温度越高，放射能力越强c. 维恩位移定律：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，最大辐射波长向短位移。 太阳辐射是短波辐射；地面、大气辐射是长波辐射。3. 太阳辐射u 太阳辐射光谱：可见光（50%）、红外区（43%）、紫外区（7%）u 太阳常数：指在日地
4、平均距离条件下，在大气上界，垂直于太阳光线的单位面积，单位时间内获得的太阳辐射能量。值为1370W/m1) 大气上界的太阳辐射（天文辐射）a. 影响因素：日地距离、太阳高度角、白昼长度b. 天文辐射对热量分布的影响1 全球获得太阳辐射最多的是赤道，随纬度增高而减少。形成热带、温带、寒带等气候带。2 夏半年获得天文辐射量最大值在2025的纬带上，由此向两极减少，最小值在极地。 （原因：太阳高度角大，白昼长度大于赤道）3 冬半年北半球获得天文辐射最大在赤道。随纬度增高而减少，到极点为零。高低纬度之间冬季气温差较大。4 由于日地距离影响，南北半球天文辐射总量是不对称的，南半球夏季各纬圈日辐射总量大于
5、北半球夏季相应各纬圈的 日辐射总量。相反，南半球冬季各纬圈日辐射总量小于北半球冬季相应各纬圈的日辐射总量。2) 穿过大气层的太阳辐射（反射、散射、吸收）a. 主要变化：1 总辐射能有明显地减弱2 辐射能随波长的分布变得极不规则3 波长短的辐射能减弱得更为显著b. 散射作用（*）1 分子散射：直径比太阳辐射波长短的空气分子发生的散射。波长越短，散射越强；如青蓝色天2 粗粒散射：波长较长的尘埃、水滴。粗粒散射没有选择性，光是可见光灰白天空。为何日出、日落时太阳呈红色？（1）为太阳高度不同，太阳光通过大气的厚度也不同；（2）大气层愈厚则大气的吸收、散射、反射作用也愈强，到达地面的太阳辐射愈少；（3）
6、太阳高度越小，日光垂直投射时穿过的大气质量就越大；（4）日出、日落时，日光通过的大气质量数最大，短波光的散射增强，红色光在太阳光中的比例增加。故日出、日落 时太阳呈红色。3) 到达地面的太阳辐射a. 影响因素：1 太阳高度角越小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小；2 太阳高度角越小，太阳辐射穿过大气层越厚，被削弱越多，到达地面的直接辐射越少；b. 大气透明系数：透过一个大气质量(m1)后的太阳辐射强度 (S1)与透过前的太阳辐射强度(S0)之比c. 太阳总辐射强度：太阳直接辐射+散射辐射 影响因子： 太阳高度角 太阳总辐射与太阳高度呈正相关关系。 大气透
7、明度 大气透明度差，到达地面的太阳直接辐射减少，故太阳总辐射减少。 大气质量 大气质量愈大，到达地面的太阳总辐射愈少 纬度、海拔、坡度坡向、云4. 地面、大气辐射a. 地面辐射：由地面发射，指向大气的辐射。b. 大气辐射1 定义：大气向外的辐射2 大气对长波辐射的吸收具有选择性大气窗口（8-11m的地面辐射，大气吸收率很小）3 影响因素：温度、绝对湿度和云况、海拔c. 大气、地面辐射区别与特点1 区别：前者有选择性（大气窗口）；前者方向为四面八方，后者向上2 特点：地面平均温度约为300K（27），对流层大气的平均温度约为250K（17 ），故其热辐射中95以上的能 量集中在3120m范围内（
8、红外辐射）。其辐射能最大段波长在1015m范围内，所以把地面和大气的辐 射称长波辐射。d. 大气逆辐射1 定义：大气辐射指向地面的部分2 作用：保温、减少温差第4章 大气的热力学过程1. 热量交换方式a. 非绝热1 传导：当气团之间有温度差异时发生传导作用交换热量。但地面和大气均为不良导体，所以传导交换的热量很少。2 辐射： 物体之间以各自的温度以辐射方式交换热量。大气主要吸收地面长波辐射而增温，同时也吸收大气放出的长波辐射，这样它们之间通过长波辐射的方式不停交换热量。气团之间也一样。3 对流：当暖而轻的空气上升时，周围冷空气下来补充，这种升降运动即对流。通过对流，上下层空气相互混合，热量不断
9、交换。对流层热量交换的主要方式。4 湍流：空气不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流交换是摩擦层主要热量交换方式。湍流交换也称显热交换，因为它传递的热量直接导致空气温度升高。5 蒸发和凝结：水蒸发时要吸收热量，相反，水汽凝结放出潜热。通过蒸发和凝结使地面和大气、气团之间发生潜热交换。水的蒸发和凝结进行的热量交换称为潜热交换。u 一般，温度变化通常是几种作用共同影响。 地面与空气之间，主要是辐射，气团之间主要依靠对流和湍流，其次通过蒸发、凝结的潜热交换。b. 绝热1 干绝热：指升、降气块内部没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程2 湿绝热：饱和湿空气在上升过程中3 绝热直减率：气块绝热上升单位
10、距离时的温度降低值*干绝热直减率是气块本身的降温率，近似于常数；气温直减率表示周围大气的温度随高度的分布情况，有不同数值。*P78例52. 判断大气的稳定性a. 大气稳定度定义：指气块受任意方向扰动后，返回或远离平衡位置的趋势和程度，是衡量气块是否易于发生垂直运动。b. 判定方法：气压相同条件下（同一高度），冷的气团重而较稳定；反之，暖的气团轻容易上升而不稳定。 （为周围空气气温直减率，为上升气块干绝热直减率，为上升高度） 加速度方向与上升方向一致，气块不稳定；不一致，气块稳定 （绝对不稳定；条件不稳定）c. 逆温1 定义：大气上层温度高于下层的现象。2 作用：阻碍空气垂直运动的发展，使近地面
11、大量的烟、尘、水汽凝结物聚集到它的下面，能见度变坏3 形成条件：逆温层按形成条件可分为辐射逆温、湍流逆温、平流逆温、下沉逆温、锋面逆温。3. 空气局地变化的原因a. 起因：空气平流运动引起的局地气温变化、空气温度的个别变化b. 影响因素：平流运动（冷平流、暖平流） 铅直运动（绝热）：一般情况下， d, 上升运动时0,气压增大，温度升高； d ，空气垂直运动不引起局地气温变化； 非绝热热量交换第五章 大气中的水分1. 饱和水汽压a. 概念：温度一定条件下，单位体积空气中的水汽量有一定限度，如果水汽含量达到此限度，空气呈饱和状态，称饱和空气。饱和空气的水汽压称饱和水汽压。b. 影响因素：温度 （i
12、） 随着温度的升高，饱和水汽压按指数规律迅速增加 （ii) 空气温度的变化，对蒸发和凝结有着重要的影响已饱和的空气，T升高，E增加不饱和-重新蒸发不 饱和空气，T减少，E减少饱和-凝结 （iii）饱和水汽压随温度的改变量，在高温时比低温时要大。（高温饱和空气中形成的云要浓厚，夏季容易发生暴雨） 蒸发面性质 （i） 冰面和过冷却水面的饱和水汽压 一般，水低于0度结冰，但实验和对云雾观测发现，水可以存在于0度以下的温度不结冰过冷却水。 冰面和过冷却水饱和水汽压也遵循按指数规律变化。 冰面饱和水汽压比过冷却水要小; 冰是固体，冰分子要脱出水面的束缚比水分子脱出水面的束缚更难。*冰晶效应：水滴会因不断
13、蒸发而不断缩小，冰晶会因不断凝结而增大，这就是冰晶效应，对降水的形成有重要意义。 在云中，冰晶和过冷水滴相处在一起的机会是很多的，如果当时的实有水汽压处于两者的饱和水汽压之间，就会有冰和水之间水汽转移现象，在这种情况下，实有水汽压比水 滴的饱和水汽压小，对水滴来说是未饱和的，水滴就出现蒸发。但实有水汽压比冰晶水汽压大，对于冰晶来说是过饱的，冰晶上要出现凝华。因此，水滴不断蒸发而减小，冰晶因不断凝华而增大，这种冰水之间的水汽转移现象就称为冰晶效应。 （ii) 溶液面的饱和水汽压 同样温度下，溶液面饱和水汽压比纯水面要小，溶液浓度越高，饱和水汽压越小，越容易凝结。 这种作用对在可溶性凝结核上形成云
14、或雾很重要。 蒸发面形状 温度同时，凸面平面凹面，且凸面的曲率越大，饱和水汽压越大，凹面的曲率越大，饱和水汽压越小。2. 大气水分发生三相转换的条件 达到饱和水汽压：辐射冷却、平流冷却、绝热冷却、水平混合冷却 凝结核3. 地表水汽凝结现象a. 露：定义：露是凝结在地表或地物上的微小水滴，它由潮湿的空气与较冷的物体表面相接触形成的，这时较冷的物体表 面应不低于0c 形成露的有利条件：天空无云或有很薄的高云而有微风的夜间，这时可使辐射冷却在较厚的气层中充分进行b. 霜：定义：霜是白色具有晶体结构的水汽凝华物。 形成霜的有利条件：与露相似不同点在于地面温度，一个0度以上，一个0度以下。 霜与霜冻的区
15、别：（1）有霜时农作物不一定遭受霜冻之害，霜冻是温度急剧下降引起植物受冻现象。 （2）有霜冻时也可以有霜出现（白霜），也可以无霜出现（黑霜）c. 雾凇：雾凇是水汽在树枝、电线和地物凸出表面上形成的凝华物，多见于寒冷而湿度高的天气条件之下。d. 雨凇：雨凇是在地表或地物迎风面上形成的透明的或呈毛玻璃状的紧密水层。（过冷却雨）4. 大气水汽凝结现象a. 雾1 定义：是悬浮在空气中的小水滴或冰晶，当水平能见度降到1KM以下时，称为雾2 有利条件：近地层空气水汽充沛，冷却过程，凝结核；风力微弱，大气稳定3 分类：辐射雾、平流雾、蒸发雾、上坡雾、锋面雾b. 云1 定义：悬浮在自由大气中的水汽凝结物2 形
16、成条件：充足水汽、凝结核、绝热冷却5. 降水a. 定义：由云中降到地面上的液态水或固态水b. 形成条件：宏观条件：水汽充足、凝结核、上升运动 微观条件：云滴凝结增长，云滴冲并增长*云滴凝结增长：冰水云滴共存（冰晶效应）、冷暖云滴共存、大小云滴共存*云滴冲并增长：当云滴在不稳定的上升气流带动下做各向运动，大小不同的云滴其运动速度的差异，造成相互碰撞而合并，是云滴增大形成降水的主要途径。c. 形成过程1 水成云形成的降水 水成云：当云层稳定时，一般不产生降水，即使形成降水，也多为均匀、持续的小雨或毛毛雨。 当云层不稳定时，易形成降水。2 冰成云形成的降水 冰成云：高度较高，水汽含量较少，下降过程长
17、，易被蒸发，而形成雨或雪，因此冰成云除了在冬季或高原地区可能形成一些降水外，一般不形成降水。3 混合云形成大降水 混合云：冰晶处于过饱和状态，水滴想冰晶转移输送水汽，水滴缩小而冰晶增大形成雪花。雪片降落到高于零度的气层中，便融化成雨。第六章 气压变化和大气的水平运动1. 气压随高度变化a. 决定因素：（1）大气柱高度； （2）大气柱空气密度；b. 变化规律：（1）气压随海拔高度增高而递减； （2）密度大，气压降低快；2. 气压随时间变化气压变化的原因（空气柱重量增减）1 热力因子：温度的升高或降低引起空气体积膨胀或收缩、密度的变化以及伴随的气流辐合和辐散造成的质量增多或减少。2 动力因子：水平
18、气流的辐合和辐散；不同密度气团的移动；空气的垂直运动3. 大气的水平运动a. 空气的运动是在力的作用下产生的。1 作用于空气的力除重力之外，还有由于气压分布不均产生的气压梯度力 水平气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力2 由于地球自转而产生的地转偏向力（南左北右） 物体静止时，不受地转偏向力作用。 地转偏向力的方向同物体运动方向相垂直，它只能改变物体运动方向，不能改变运动速度大小。 地转偏向力大小同风速成正比，同纬度的正弦成正比。在赤道为零。3 由于空气层之间的运动产生的摩擦力（在摩擦层起作用，在自由层可以忽略）4 空气做曲线运动产生的惯性离心力（只改变物体运动方向，不改变运动速度）b
19、. 自由大气中的空气运动地转风：气压梯度力和地转偏向力平衡时，空气的等速直线水平运动。梯度风：气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力三力平衡热成风：水平温度梯度引起的风随高度的改变量。风顺着等温线方向，在北半球，背风而立，高温在右，低温在左。第七章 大气环流1. 三风四带示意图（太阳辐射、地球自转的作用）掌握2. 地表性质对大气环流作用a. 海陆分布影响海陆热力性质差异完整纬向气压带分裂成闭合的高低压冬夏海陆间热力差异海陆间大气流动，形成季风*东亚季风和南亚季风在成因和现象上有何差异？它们的气候特征如何？东亚季风： 东亚季风由海陆热力差异而引起，亚洲东部濒临广阔的太平洋，居于世界最大的海洋和大陆之
20、间，温度梯度和气压梯度的季节变化经其他任何地区都显著。 冬季，亚洲大陆为冷高压盘踞，高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风；夏季，亚洲大陆为热低压所控制，同时太平洋高压西伸北进，因此高低压之间的偏南风就成为亚洲东部的夏季风，东亚季风对我国，朝鲜、日本等地区的天气，气候影响大，冬季风盛行时，这些地区的气候特征为低温，干燥和少雨，夏季风盛行时，这些地区的气候特征为高温，湿润和多雨。南亚季风： 南亚季风主要是由行星风带季节移动而引起的，但也有海陆热力差异的影响。 冬季，亚洲大陆为冷高压盘踞，高压南部的东北风就成为亚洲南的冬季风，但由于亚洲南部远离高压中心，并且有青藏高原阴挡，加上印度半岛面积小，陆海
21、间热力差异小，气压梯度力，故冬季风尽管干燥，但势力比东亚的冬季风弱；夏季，南亚位于赤道低压内，从南半球越过赤道的东南信风，受地转偏向力的影响转向为西南季风，再加上海陆热力差异的存在使南亚夏季风来得急，势力比东亚夏季风强，气候特征炎潮湿多雨。 b. 高大地形的影响（以青藏高原为例）动力作用（机械阻挡作用）：青藏高原海拔高、面积大，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿，对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为
22、低。冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。从冬季北半球700hPa 与500hPa 月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖于西南侧，这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。因西风在高原西侧发生分支，于是高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。同时，夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖湿气流一般具有不稳定层结，比冷空气易于爬越山地。青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。热力作用：从青藏高原的地面气温看来，具有如下特
23、点：（1）地球的第三极地：青藏高原由于海拔高，气温特别低，它虽位于副热带、暖温带的纬度上，但冬夏皆比同纬度东部平原平均气温低1820。（2）气温日、年较差大：青藏高原上地面气温日较差比同纬度东部平原地区和四川盆地都大，比同高度的自由大气更大，气温年较差亦比同高度的自由大气为大，但因海拔高耸，比同纬度东部平原则稍小。（3）气温季节变化急，春温高于秋温：青藏高原上春季升温强度大，特别是当积雪消融之后，雨季未到之前，高原因受强烈的日射，增温甚快，秋季降温速度亦快，春温高于秋温。以上这些情况都说明高原气温具有大陆性气候的特征。季风：由于青藏高原与四周自由大气的热力差异，所造成冬夏相反的盛行风系，称为高
24、原季风。冬季高原上出现冷高压，冬季出现热低压，其水平范围低层大，高层小，其厚度夏季比冬季大。风的季节变化，一般是高原北侧开始最早，高原上次之，高原东侧再次，高原南部最迟。高原季风对环流和气候影响很大，首先它使我国冬夏对流层低层的季风厚度增大。其次，高原季风的更大影响还在于它破坏了对流层中部的行星气压带和行星环流。第8章 天气系统低纬地区以对流天气为主；中纬地区以锋面和气旋为主；高纬低空冷高压等为主。1. 气团a. 定义：指气象要素（主要指温度、湿度和大气稳定度）水平分布比较均匀、垂直分布相似的大范围的空气团。b. 形成条件：范围广阔、性质均一的下垫面合适的流场c. 分类：冰洋气团、热带气团、极
25、地气团、赤道气团 暖气团、冷气团暖气团一般含有丰富的水汽，容易形成云雨天气。冷气团一般形成于干冷天气。2. 锋a. 定义：冷暖气团的交绥地带b. 根据锋在移动过程中冷暖气团所占的主次地位可将锋分为：冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋。c. 天气现象1 第一型（缓行）冷锋天气：典型云序：雨层云高层云卷层云卷云；降水主要发生在地面锋后（雨层云）内，风速大，高空槽过后，降水逐渐停止。降水宽度比暖锋窄，约为150200Km。2 第二型（快行）冷锋天气：积状云系：积雨云高积云；因而云系和降水主要发生在地面锋线（积雨云）附近，为对流性降水。降水宽度窄，约为 10100Km 。天气特征：常带来狂风暴雨现象。3 暖
26、锋天气：产生广阔而深厚的层状云系，且越接近地面锋线，云层越厚。典型的云序为：卷云 卷层云 高层云 雨层云 降水主要发生在地面锋前的雨层云内，多为连续性降水。降水强度小，雨区范围广，约为300400Km。夏季：如暖空气层结不稳定且湿度很大，产生积云或积雨云，伴有雷雨天气。4 准静止锋天气：云区和降水区更为宽广，降水强度小，持续时间长，可造成绵绵不断的阴雨天气。由于准静止锋运动特别缓慢，常常来回摆动，阴雨天气持续较长。如长江流域的梅雨季节。5 锢囚锋天气：是两条运动的锋合成而成，天气特征仍然 保留着原来两条锋的锋面天气特征。锢囚锋降水不但保留原来锋面降水的特点，而且由于锢囚作用使上升运动发展，暖空
27、气被抬升到锢囚点以上，利于云层变厚，降水增强，雨区扩大。3. 温带气旋和反气旋a. 气旋和反气旋1）气旋是指在同一高度上中心气压比四周气压低的水平涡旋，北逆南顺。（低气压）2）反气旋指在同一高度上中心气压比四周气压高的水平涡旋，北顺南逆。（高气压）b. 天气现象1 锋面气旋：气旋前方是宽阔的暖锋云系和连续性降水天气；气旋后方是比较狭窄的冷锋云系和降水天气；在暖锋天气的前方和冷锋天气的后方是冷气团天气；气旋中部为暖气团所控制，如果水汽充足，大气层结不稳定，可出现层云和层积云，并有毛毛雨等现象，有时还出现雾。如果气团干燥，只能形成一些薄云而无降水。2 冷性反气旋（寒潮）：冷性反气旋南移时，造成一次
28、冷空气袭击，若冷空气十分强大，如图寒冷潮流滚滚而来，给流经地区造成强烈降温、霜冻、大风等灾害性天气，这种大范围的强烈冷空气移动，成为寒潮。寒潮天气：剧烈降温和霜冻，大风和风沙，降水4. 副热带高压西太平洋副高活动及其对我国天气影响1 季节性活动规律： a) 位置、强度：从冬季到夏季，向北偏西移动，强度增强；从夏季到冬季，向南偏东移动，强度减弱。 b) 活动型式：稳定少动（冬季）、缓慢移动（北上）、迅速跳跃（北上、南下） c) 移动过程：北进时，伴随短暂的南退；南退时，伴随短暂的北进南北震荡现象。且北进时移速慢，历时长；南退时移速快，历时短。2 非季节性活动规律 ：半个月左右的副高偏强或偏弱趋势
29、及一周左右的副高西伸东退、北进南缩的周期变化。这种变化主要受副高周围天气系统影响引起。如青藏高压、热带气旋等影响。3 影响：对我国夏季天气影响最大的天气系统西太平洋副高位置和强度影响东南季风从太平洋向大陆输送水汽的路径和数量。 北测是北上暖湿气流与南下冷气流交绥地带，气旋和锋面活动频繁。形成阴雨和暴雨天气。5月：副高脊线位置在15N 附近，雨带在华南地区连阴雨江南雨带。6月：副高脊线位置在20N 附近，雨带在长江流域梅雨（霉雨）7月：副高脊线位置在25N 附近，雨带在淮河流域长江流域伏旱8月：副高脊线位置在28N附近，雨带在黄河流域华北、东北进入雨季9月：副高脊线位置在25N附近，雨带在淮河流
30、域秋雨，长江流域秋高气爽10月：副高脊线位置在20N附近，雨季和秋高气爽天气结束，环流转入冬季形式，南支西风建立，副高影响减弱 副高位置迅速北跳，在长江流域停留时间短，没有典型的梅雨过程，形成“空梅”，带来长江流域干旱。副高位置停滞不前，在长江流域停留时间过长，引发连续降雨过程，造成长江流域洪涝。 5. 台风定义：发展强盛的热带气旋形成条件：1 广阔的高温洋面：大气层中温度、湿度越大带来的大气层结不稳定；一般海温高于2930；2 合适的纬度（地转参数值）：产生地转偏向力的地方使辐合气流演变为水平漩涡，加强气旋性环流。3 气流垂直切变要小：利于潜热聚集。如西太平洋夏季。4 合适的流场：西太平洋和
31、南海地区，台风起源于赤道辐合带消亡条件：高温高湿空气不能继续供给，低空辐合、高空辐散流场不能维持以及风速铅直切变增大等第九章 下垫面对气候的影响1. 海陆差异对气候的影响a. 海陆差异对气温、降水、风向的影响1 海洋“热惰性”：增温慢、降温慢；热量存储器，温度调节器 陆地“热敏性”：冬冷夏热，敏感2 海洋蒸发量大与陆地：冬季，海洋远大于陆地；夏季差异不大。 空气湿度：冬季，海洋大于陆地；夏季，差异不明显3 海上空气潮湿，只要有适当的平流将暖湿空气吹送到比较冷的海面，下沉空气变冷，极易达到饱和而凝结成平流雾，所以在海上，尤其是冷洋流表面，雾日极多。4 海上气旋雨、锋面雨 陆上气旋雨、对流雨、地形
32、雨b. 海陆风：沿海地带昼夜热力状况的不同硬气的以24小时为周期的有规律的气流称为海陆风。昼间陆地温度高，海洋温度低，地面上空气从海洋流向大陆，称为海风。夜间陆地温度低，海洋温度高，低层空气从陆地流向海洋，形成陆风。2. 海洋性气候和大陆性气候的特征 海洋性气候大陆性气候气温日较差小大气温年较差小 大年气温相时最热月 ：8月；最冷月：2月最热月：7月；最冷月：1月春秋温度差气温变化和缓，春来的迟，夏去得亦迟；春温低于秋温气温变化急剧；春来快，夏去得亦快；春温高于秋温降水变率降水均匀，变率小降水集中夏季，变率大3. 厄尔尼诺、ENSO通常，赤道南北两侧的低纬度地区是属于信风带的范围，在太平洋东部
33、的厄瓜多尔和秘鲁沿岸地区，正是盛行东南信风，表层水在风和地转偏向力的作用下，产生离岸流，大量水流涌向太平洋西岸，从而使海面倾斜，为了保持水体平衡，深层较冷的海水便涌上来补充，因此这一带海面温度低，大气稳定，降水稀少，气候干燥，是有名的赤道干旱带。而在海洋里，由于深层海水富含营养物质，它的上涌为上层鱼类生长提供了极为有利的条件，因而，鱼类资源十分丰富，形成世界著名的秘鲁渔场。异常年份，在圣诞节前后，会有一支较弱的表层暖流沿厄瓜多尔和秘鲁北部沿岸向南伸展到6S，使海水温度升高，沿岸的上升水流势头减弱，甚至消失，从而影响到那里的海洋动物和鱼类，使秘鲁渔场大幅度减产，而沿岸干旱少雨的陆地却连续大雨，形
34、成洪涝灾害，科学界将之称为“厄尔尼诺现象”。 与厄尔尼诺事件密切相关的环流还有南方涛动（Southern Oscillation，简作SO）、沃克（Walker）环流和哈德莱（Hadley）环流。南方涛动是指南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变化的负相关关系。即南太平洋副热带高压比常年增高（降低）时，印度洋赤道低压就比常年降低（增高），两者气压变化有“跷跷板”现象，称之为涛动。 所谓ENSO现象，并不是哪一个半球的行为，而是两半球大气环流作用下，低纬度大气-海洋相互作用的现象，其形成原因尚有待于进一步的研究。4. 地形起伏对气候的影响（以青藏高原为例）见第七章5. 山谷风
35、山谷风是由于山地热力因子形成的，白天因坡地上空气比同高度上的自由大气增热强烈，于是暖空气沿坡上升，成为谷风，谷地上面较冷的自由大气，由于补偿作用从相反方向流向谷地，称为反谷风。夜间由于山坡上辐射冷却，使 邻近坡面的空气迅速变冷，密度增大，因而沿坡下滑，流入谷地，成为山风，谷底的空气因辐合而上升，并在谷地上面向山顶上空分流，称为反山风开民与白天相反的热力环流。第十章 人类活动对气候的影响1. 人类活动对气候的影响a. 大气成分改变对气候的影响1 温室气体排放：CO2浓度增加使全球变暖原因：温室气体增多：二氧化碳等温室气体增多毁林开荒，特别是热带森林的破坏危害：海平面上升，危及沿海低地国家、地区
36、引起世界各地区降水和干湿状况的变化，导致世界各国经济结构的变化防治措施：提高能源利用技术、效率，采用新能源； 加强国际间的合作2 臭氧层耗竭原因：太阳活动等自然因子的影响； 氟氯氢等化合物的排放危害：直接危害人体健康，如使皮肤癌等增多 对生态环境、农林牧渔业造成破坏防治措施：禁止氟氯氢等消耗臭氧物质的排放； 加强国际间的合作3 人为硫污染和酸雨酸雨的概念：一般把PH值小于5.6的雨水称为酸雨。PH4.5的称为重酸雨。危害：使河湖水酸化，影响鱼类生长繁殖甚至死亡 使土壤酸化，危害森林和农作物生长 危及人类健康 腐蚀建筑物和文化古迹防治措施：最根本的途径是减少人为硫氧化物和硝酸的排放； 有效措施是
37、研究煤炭中硫的综合开发和利用4 人为气溶胶变化及其气候效应对温度的影响：阳伞效应 增加地气系统对太阳辐射的吸收 是地面长波辐射的强吸收体，即温室效应 影响云量，增加云的反射率和吸收率对云雨天气的影响：水汽充足，云雨量增加 水汽量较少，可使云滴数量增加，但云滴减小，而使降水量减少b. 下垫面改变及其影响（1） 植被覆盖率减少使空气变得干燥，温差增大，降水减少，旱涝灾害加剧，沙漠面积扩大，生态环境恶化。（2） 海洋石油污染导致了“海洋沙漠化效应”。（3） 改变下垫面对气候的有益影响表现在灌溉设施的大量修建、防护林的建设，增加了空气的湿润度，减小了温差，减弱了风沙灾害，改善了局地气候。（4） 城市是
38、人类活动的密集地，人类对气候的影响最为深刻：A） 大量的热释放和下垫面辐射性质的变化形成热岛效应。城市规模越大，热岛效应越强（长三角城市发展，热岛、污染连成片）。城市人口、能源与建筑密度影响热岛效应B）气溶胶粒子增加形成浑浊岛效应。第一，城市大气中的污染物比郊区多第二，城市大气中因凝结核多，低空的热力湍流和机械湍流又比较强，因此其低云量和以低云量为标准的阴天日数远比郊区多第三，城市大气中因污染物和低云量多，太阳直接辐射大大削弱，散射粒子多，太阳散射辐射比干洁空气强第四，城市能见度小于郊区C）下垫面粗糙度增加，凝结核增多和热岛环流湿岛和雨岛效应。湿岛：夜晚城市风速小，空气层结稳定，降温快，凝露量
39、大于郊区雨岛：大气环流弱，城市热岛环流所产生的局地气流辐合上升，有利于对流雨发展 城市下垫面粗糙度大，影响降水移动速度，城市降水时间延长 城市空气凝结核多，有利于云雨形成和暴雨产生。D）大面积的水泥下垫面减少了下垫面向大气中水汽输送干岛效应。白天：（1）城市绿地面积小，蒸发蒸腾作用强，底层大气水汽少； （2） 城市下垫面湍流垂直交换作用强，底层水汽输送到高层E）由热岛效应产生热岛环流城市风，它加重了城区污染。第十二章 气候变化气候变化的规律性特征（1）地质时期的温度变化：地质时期，地球气候发生过三次大冰期和大间冰期，三次大冰期分别是：震旦纪大冰期、石炭-二叠大冰期、第四纪大冰期 （2）历史时期的温度变化：人类历史发展的5000年中，可划分为四次温暖时期和四次寒冷时期 （3）近代气候变化特征：20世纪以来，大致以40年代为界，前期是世界性气候的增暖期，后期至70年代气候变冷，进入70年代后，气候又趋变暖，到1980年以后，世界气候增暖的形势更为突出