氣象學與氣候學復習重點

1、氣象學與氣候學復習重點第一章 緒論1. 天氣與氣候的區(qū)別（時間、空間尺度）2. 氣象學發(fā)展歷程：氣象儀器、無線電報、無線電探空儀、遙感探測、自動氣象站第二章 大氣的基本情況1. 大氣組成：干潔空氣（N2、O2、CO2、O3）、水分、懸浮雜質2. 大氣的垂直結構（溫度、成分、電荷、大氣垂直運動）a. 對流層：氣溫隨高度增加而降低 垂直對流運動 氣象要素水平分布不均勻 主要大氣現(xiàn)象發(fā)生在此層 分層：貼地層、摩擦層、對流中層、對流上層、對流層頂b. 平流層：25km（臭氧層）以下，氣溫保持不變；25km以上，氣溫隨高度增加而顯著升高。(臭氧層能大量吸收太陽輻射 熱而使空氣溫度大大升高) 空氣運動以水

2、平運動為主，無明顯的垂直運動。 水汽和塵埃含量極少，晴朗少云，大氣透明度好，氣流比較平穩(wěn)，適宜飛機航行。c. 中間層：溫隨高度增加而迅速下降，并有強烈的垂直運動。d. 熱層：氣溫隨溫度的增加而迅速增高；電離現(xiàn)象e. 散逸層3. 氣象要素：氣溫、氣壓、濕度、風向、風速、云量、降水量、能見度a. 比濕：一團濕空氣中，水汽質量與該團空氣總質量（水汽與干空氣的質量）的比值；b. 露點：空氣水汽含量不變，氣壓一定時，使空氣達到飽和時的溫度,稱露點溫度 氣壓一定時，露點的高低只與空氣中水汽含量有關，水汽含量高，露點高； 實際大氣中，空氣經常處于未飽和狀態(tài)，露點溫度比氣溫低第3章 輻射系統(tǒng)1. 輻射通量及輻

3、射通量密度定義 輻射通量：單位時間通過任意面積上的輻射能量 輻射通量密度：單位面積上的輻射通量2. 輻射規(guī)律（選擇）a. 基爾荷夫定律(選擇吸收定律)：放射能力強（弱），吸收能力強（弱）黑體吸收（放射）能力最強 同一物體，溫度T時它放射某一波長的輻射，同一溫度下也吸收這一波長的輻射。 b. 斯蒂芬波爾茲曼定律：物體溫度越高，放射能力越強c. 維恩位移定律：物體的溫度愈高，放射能量最大值的波長愈短，隨著物體溫度不斷增高，最大輻射波長向短位移。 太陽輻射是短波輻射；地面、大氣輻射是長波輻射。3. 太陽輻射u 太陽輻射光譜：可見光（50%）、紅外區(qū)（43%）、紫外區(qū)（7%）u 太陽常數(shù)：指在日地平均

4、距離條件下，在大氣上界，垂直于太陽光線的單位面積，單位時間內獲得的太陽輻射能量。值為1370W/m²1) 大氣上界的太陽輻射（天文輻射）a. 影響因素：日地距離、太陽高度角、白晝長度b. 天文輻射對熱量分布的影響1 全球獲得太陽輻射最多的是赤道，隨緯度增高而減少。形成熱帶、溫帶、寒帶等氣候帶。2 夏半年獲得天文輻射量最大值在20°25°的緯帶上，由此向兩極減少，最小值在極地。 （原因：太陽高度角大，白晝長度大于赤道）3 冬半年北半球獲得天文輻射最大在赤道。隨緯度增高而減少，到極點為零。高低緯度之間冬季氣溫差較大。4 由于日地距離影響，南北半球天文輻射總量是不對稱的

5、，南半球夏季各緯圈日輻射總量大于北半球夏季相應各緯圈的 日輻射總量。相反，南半球冬季各緯圈日輻射總量小于北半球冬季相應各緯圈的日輻射總量。2) 穿過大氣層的太陽輻射（反射、散射、吸收）a. 主要變化：1 總輻射能有明顯地減弱2 輻射能隨波長的分布變得極不規(guī)則3 波長短的輻射能減弱得更為顯著b. 散射作用（*）1 分子散射：直徑比太陽輻射波長短的空氣分子發(fā)生的散射。波長越短，散射越強；如青藍色天2 粗粒散射：波長較長的塵埃、水滴。粗粒散射沒有選擇性，光是可見光灰白天空。為何日出、日落時太陽呈紅色？（1）為太陽高度不同，太陽光通過大氣的厚度也不同；（2）大氣層愈厚則大氣的吸收、散射、反射作用也愈強

6、，到達地面的太陽輻射愈少；（3）太陽高度越小，日光垂直投射時穿過的大氣質量就越大；（4）日出、日落時，日光通過的大氣質量數(shù)最大，短波光的散射增強，紅色光在太陽光中的比例增加。故日出、日落 時太陽呈紅色。3) 到達地面的太陽輻射a. 影響因素：1 太陽高度角越小，等量的太陽輻射散布的面積就愈大，因而地表單位面積上所獲得的太陽輻射就愈?。? 太陽高度角越小，太陽輻射穿過大氣層越厚，被削弱越多，到達地面的直接輻射越少；b. 大氣透明系數(shù)：透過一個大氣質量(m1)后的太陽輻射強度 (S1)與透過前的太陽輻射強度(S0)之比c. 太陽總輻射強度：太陽直接輻射+散射輻射 影響因子： 太陽高度角 太陽總輻射

7、與太陽高度呈正相關關系。 大氣透明度 大氣透明度差，到達地面的太陽直接輻射減少，故太陽總輻射減少。 大氣質量 大氣質量愈大，到達地面的太陽總輻射愈少 緯度、海拔、坡度坡向、云4. 地面、大氣輻射a. 地面輻射：由地面發(fā)射，指向大氣的輻射。b. 大氣輻射1 定義：大氣向外的輻射2 大氣對長波輻射的吸收具有選擇性大氣窗口（8-11m的地面輻射，大氣吸收率很?。? 影響因素：溫度、絕對濕度和云況、海拔c. 大氣、地面輻射區(qū)別與特點1 區(qū)別：前者有選擇性（大氣窗口）；前者方向為四面八方，后者向上2 特點：地面平均溫度約為300K（27），對流層大氣的平均溫度約為250K（17 ），故其熱輻射中95以上

8、的能 量集中在3120m范圍內（紅外輻射）。其輻射能最大段波長在1015m范圍內，所以把地面和大氣的輻 射稱長波輻射。d. 大氣逆輻射1 定義：大氣輻射指向地面的部分2 作用：保溫、減少溫差第4章 大氣的熱力學過程1. 熱量交換方式a. 非絕熱1 傳導：當氣團之間有溫度差異時發(fā)生傳導作用交換熱量。但地面和大氣均為不良導體，所以傳導交換的熱量很少。2 輻射： 物體之間以各自的溫度以輻射方式交換熱量。大氣主要吸收地面長波輻射而增溫，同時也吸收大氣放出的長波輻射，這樣它們之間通過長波輻射的方式不停交換熱量。氣團之間也一樣。3 對流：當暖而輕的空氣上升時，周圍冷空氣下來補充，這種升降運動即對流。通過對

9、流，上下層空氣相互混合，熱量不斷交換。對流層熱量交換的主要方式。4 湍流：空氣不規(guī)則運動稱為湍流，又稱亂流。湍流交換是摩擦層主要熱量交換方式。湍流交換也稱顯熱交換，因為它傳遞的熱量直接導致空氣溫度升高。5 蒸發(fā)和凝結：水蒸發(fā)時要吸收熱量，相反，水汽凝結放出潛熱。通過蒸發(fā)和凝結使地面和大氣、氣團之間發(fā)生潛熱交換。水的蒸發(fā)和凝結進行的熱量交換稱為潛熱交換。u 一般，溫度變化通常是幾種作用共同影響。 地面與空氣之間，主要是輻射，氣團之間主要依靠對流和湍流，其次通過蒸發(fā)、凝結的潛熱交換。b. 絕熱1 干絕熱：指升、降氣塊內部沒有發(fā)生水相變化，又沒有與外界交換熱量的過程2 濕絕熱：飽和濕空氣在上升過程中

10、3 絕熱直減率：氣塊絕熱上升單位距離時的溫度降低值*干絕熱直減率是氣塊本身的降溫率，近似于常數(shù)；氣溫直減率表示周圍大氣的溫度隨高度的分布情況，有不同數(shù)值。*<*P78例52. 判斷大氣的穩(wěn)定性a. 大氣穩(wěn)定度定義：指氣塊受任意方向擾動后，返回或遠離平衡位置的趨勢和程度，是衡量氣塊是否易于發(fā)生垂直運動。b. 判定方法：氣壓相同條件下（同一高度），冷的氣團重而較穩(wěn)定；反之，暖的氣團輕容易上升而不穩(wěn)定。 （為周圍空氣氣溫直減率，為上升氣塊干絕熱直減率，為上升高度） 加速度方向與上升方向一致，氣塊不穩(wěn)定；不一致，氣塊穩(wěn)定 （<絕對穩(wěn)定；>絕對不穩(wěn)定；條件不穩(wěn)定）c. 逆溫1 定義：大

11、氣上層溫度高于下層的現(xiàn)象。2 作用：阻礙空氣垂直運動的發(fā)展，使近地面大量的煙、塵、水汽凝結物聚集到它的下面，能見度變壞3 形成條件：逆溫層按形成條件可分為輻射逆溫、湍流逆溫、平流逆溫、下沉逆溫、鋒面逆溫。3. 空氣局地變化的原因a. 起因：空氣平流運動引起的局地氣溫變化、空氣溫度的個別變化b. 影響因素：平流運動（冷平流、暖平流） 鉛直運動（絕熱）：一般情況下， d>, 上升運動時<0，氣壓減小，溫度降低， 出現(xiàn)下沉時， >0,氣壓增大，溫度升高； d ，空氣垂直運動不引起局地氣溫變化； 非絕熱熱量交換第五章 大氣中的水分1. 飽和水汽壓a. 概念：溫度一定條件下，單位體積空

12、氣中的水汽量有一定限度，如果水汽含量達到此限度，空氣呈飽和狀態(tài)，稱飽和空氣。飽和空氣的水汽壓稱飽和水汽壓。b. 影響因素：溫度 （i） 隨著溫度的升高，飽和水汽壓按指數(shù)規(guī)律迅速增加 （ii) 空氣溫度的變化，對蒸發(fā)和凝結有著重要的影響已飽和的空氣，T升高，E增加不飽和-重新蒸發(fā)不 飽和空氣，T減少，E減少飽和-凝結 （iii）飽和水汽壓隨溫度的改變量，在高溫時比低溫時要大。（高溫飽和空氣中形成的云要濃厚，夏季容易發(fā)生暴雨） 蒸發(fā)面性質 （i） 冰面和過冷卻水面的飽和水汽壓 一般，水低于0度結冰，但實驗和對云霧觀測發(fā)現(xiàn)，水可以存在于0度以下的溫度不結冰過冷卻水。 冰面和過冷卻水飽和水汽壓也遵循按

13、指數(shù)規(guī)律變化。 冰面飽和水汽壓比過冷卻水要小; 冰是固體，冰分子要脫出水面的束縛比水分子脫出水面的束縛更難。*冰晶效應：水滴會因不斷蒸發(fā)而不斷縮小，冰晶會因不斷凝結而增大，這就是冰晶效應，對降水的形成有重要意義。 在云中，冰晶和過冷水滴相處在一起的機會是很多的，如果當時的實有水汽壓處于兩者的飽和水汽壓之間，就會有冰和水之間水汽轉移現(xiàn)象，在這種情況下，實有水汽壓比水 滴的飽和水汽壓小，對水滴來說是未飽和的，水滴就出現(xiàn)蒸發(fā)。但實有水汽壓比冰晶水汽壓大，對于冰晶來說是過飽的，冰晶上要出現(xiàn)凝華。因此，水滴不斷蒸發(fā)而減小，冰晶因不斷凝華而增大，這種冰水之間的水汽轉移現(xiàn)象就稱為冰晶效應。 （ii) 溶液面

14、的飽和水汽壓 同樣溫度下，溶液面飽和水汽壓比純水面要小，溶液濃度越高，飽和水汽壓越小，越容易凝結。 這種作用對在可溶性凝結核上形成云或霧很重要。 蒸發(fā)面形狀 溫度同時，凸面>平面>凹面，且凸面的曲率越大，飽和水汽壓越大，凹面的曲率越大，飽和水汽壓越小。2. 大氣水分發(fā)生三相轉換的條件 達到飽和水汽壓：輻射冷卻、平流冷卻、絕熱冷卻、水平混合冷卻 凝結核3. 地表水汽凝結現(xiàn)象a. 露：定義：露是凝結在地表或地物上的微小水滴，它由潮濕的空氣與較冷的物體表面相接觸形成的，這時較冷的物體表 面應不低于0°c 形成露的有利條件：天空無云或有很薄的高云而有微風的夜間，這時可使輻射冷卻在

15、較厚的氣層中充分進行b. 霜：定義：霜是白色具有晶體結構的水汽凝華物。 形成霜的有利條件：與露相似不同點在于地面溫度，一個0度以上，一個0度以下。 霜與霜凍的區(qū)別：（1）有霜時農作物不一定遭受霜凍之害，霜凍是溫度急劇下降引起植物受凍現(xiàn)象。 （2）有霜凍時也可以有霜出現(xiàn)（白霜），也可以無霜出現(xiàn)（黑霜）c. 霧?。红F凇是水汽在樹枝、電線和地物凸出表面上形成的凝華物，多見于寒冷而濕度高的天氣條件之下。d. 雨?。河贲∈窃诘乇砘虻匚镉L面上形成的透明的或呈毛玻璃狀的緊密水層。（過冷卻雨）4. 大氣水汽凝結現(xiàn)象a. 霧1 定義：是懸浮在空氣中的小水滴或冰晶，當水平能見度降到1KM以下時，稱為霧2 有利條

16、件：近地層空氣水汽充沛，冷卻過程，凝結核；風力微弱，大氣穩(wěn)定3 分類：輻射霧、平流霧、蒸發(fā)霧、上坡霧、鋒面霧b. 云1 定義：懸浮在自由大氣中的水汽凝結物2 形成條件：充足水汽、凝結核、絕熱冷卻5. 降水a. 定義：由云中降到地面上的液態(tài)水或固態(tài)水b. 形成條件：宏觀條件：水汽充足、凝結核、上升運動 微觀條件：云滴凝結增長，云滴沖并增長*云滴凝結增長：冰水云滴共存（冰晶效應）、冷暖云滴共存、大小云滴共存*云滴沖并增長：當云滴在不穩(wěn)定的上升氣流帶動下做各向運動，大小不同的云滴其運動速度的差異，造成相互碰撞而合并，是云滴增大形成降水的主要途徑。c. 形成過程1 水成云形成的降水 水成云：當云層穩(wěn)定

17、時，一般不產生降水，即使形成降水，也多為均勻、持續(xù)的小雨或毛毛雨。 當云層不穩(wěn)定時，易形成降水。2 冰成云形成的降水 冰成云：高度較高，水汽含量較少，下降過程長，易被蒸發(fā)，而形成雨或雪，因此冰成云除了在冬季或高原地區(qū)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：冰晶處于過飽和狀態(tài)，水滴想冰晶轉移輸送水汽，水滴縮小而冰晶增大形成雪花。雪片降落到高于零度的氣層中，便融化成雨。第六章 氣壓變化和大氣的水平運動1. 氣壓隨高度變化a. 決定因素：（1）大氣柱高度； （2）大氣柱空氣密度；b. 變化規(guī)律：（1）氣壓隨海拔高度增高而遞減； （2）密度大，氣壓降低快；2. 氣壓隨時間變化

18、氣壓變化的原因（空氣柱重量增減）1 熱力因子：溫度的升高或降低引起空氣體積膨脹或收縮、密度的變化以及伴隨的氣流輻合和輻散造成的質量增多或減少。2 動力因子：水平氣流的輻合和輻散；不同密度氣團的移動；空氣的垂直運動3. 大氣的水平運動a. 空氣的運動是在力的作用下產生的。1 作用于空氣的力除重力之外，還有由于氣壓分布不均產生的氣壓梯度力 水平氣壓梯度力是空氣產生水平運動的直接原因和動力2 由于地球自轉而產生的地轉偏向力（南左北右）Ø 物體靜止時，不受地轉偏向力作用。Ø 地轉偏向力的方向同物體運動方向相垂直，它只能改變物體運動方向，不能改變運動速度大小。Ø 地轉偏向力

19、大小同風速成正比，同緯度的正弦成正比。在赤道為零。3 由于空氣層之間的運動產生的摩擦力（在摩擦層起作用，在自由層可以忽略）4 空氣做曲線運動產生的慣性離心力（只改變物體運動方向，不改變運動速度）b. 自由大氣中的空氣運動地轉風：氣壓梯度力和地轉偏向力平衡時，空氣的等速直線水平運動。梯度風：氣壓梯度力、地轉偏向力、慣性離心力三力平衡熱成風：水平溫度梯度引起的風隨高度的改變量。風順著等溫線方向，在北半球，背風而立，高溫在右，低溫在左。第七章 大氣環(huán)流1. 三風四帶示意圖（太陽輻射、地球自轉的作用）掌握2. 地表性質對大氣環(huán)流作用a. 海陸分布影響海陸熱力性質差異完整緯向氣壓帶分裂成閉合的高低壓冬夏

20、海陸間熱力差異海陸間大氣流動，形成季風*東亞季風和南亞季風在成因和現(xiàn)象上有何差異？它們的氣候特征如何？東亞季風： 東亞季風由海陸熱力差異而引起，亞洲東部瀕臨廣闊的太平洋，居于世界最大的海洋和大陸之間，溫度梯度和氣壓梯度的季節(jié)變化經其他任何地區(qū)都顯著。 冬季，亞洲大陸為冷高壓盤踞，高壓前緣的偏北風就成為亞洲東部的冬季風；夏季，亞洲大陸為熱低壓所控制，同時太平洋高壓西伸北進，因此高低壓之間的偏南風就成為亞洲東部的夏季風，東亞季風對我國，朝鮮、日本等地區(qū)的天氣，氣候影響大，冬季風盛行時，這些地區(qū)的氣候特征為低溫，干燥和少雨，夏季風盛行時，這些地區(qū)的氣候特征為高溫，濕潤和多雨。南亞季風： 南亞季風主要

21、是由行星風帶季節(jié)移動而引起的，但也有海陸熱力差異的影響。 冬季，亞洲大陸為冷高壓盤踞，高壓南部的東北風就成為亞洲南的冬季風，但由于亞洲南部遠離高壓中心，并且有青藏高原陰擋，加上印度半島面積小，陸海間熱力差異小，氣壓梯度力，故冬季風盡管干燥，但勢力比東亞的冬季風弱；夏季，南亞位于赤道低壓內，從南半球越過赤道的東南信風，受地轉偏向力的影響轉向為西南季風，再加上海陸熱力差異的存在使南亞夏季風來得急，勢力比東亞夏季風強，氣候特征炎潮濕多雨。 b. 高大地形的影響（以青藏高原為例）動力作用（機械阻擋作用）：青藏高原海拔高、面積大，占據(jù)對流層中低部，猶如大氣海洋中的一個巨大島嶼，對于冬季層結穩(wěn)定而厚度又不

22、大的冷空氣是一個較難越過的障礙。從西伯利亞西部侵入我國的寒潮一般都是通過準噶爾盆地，經河西走廊、黃土高原而直下東部平原，這就導致我國東部熱帶、副熱帶地區(qū)的冬季氣溫遠比受西藏高原屏障的印度半島北部為低。冬季西風氣流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分別沿高原繞行。從冬季北半球700hPa 與500hPa 月平均氣溫圖上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北側暖于東北側，高原南半部，則東南側暖于西南側，這顯然是受到上述分支冷暖平流的影響所致。因西風在高原西側發(fā)生分支，于是高原西北側為暖平流，西南側為冷平流，繞過高原之后，氣流輻合，東北側為冷平流，東南側為暖平流。同時，夏季青藏高原對南來暖濕氣流的北上

23、，也有一定的阻擋作用，不過暖濕氣流一般具有不穩(wěn)定層結，比冷空氣易于爬越山地。青藏高原阻滯作用對氣溫的影響，不僅出現(xiàn)在對流層低層，并且波及到對流層中層。熱力作用：從青藏高原的地面氣溫看來，具有如下特點：（1）地球的第三極地：青藏高原由于海拔高，氣溫特別低，它雖位于副熱帶、暖溫帶的緯度上，但冬夏皆比同緯度東部平原平均氣溫低1820。（2）氣溫日、年較差大：青藏高原上地面氣溫日較差比同緯度東部平原地區(qū)和四川盆地都大，比同高度的自由大氣更大，氣溫年較差亦比同高度的自由大氣為大，但因海拔高聳，比同緯度東部平原則稍小。（3）氣溫季節(jié)變化急，春溫高于秋溫：青藏高原上春季升溫強度大，特別是當積雪消融之后，雨季

24、未到之前，高原因受強烈的日射，增溫甚快，秋季降溫速度亦快，春溫高于秋溫。以上這些情況都說明高原氣溫具有大陸性氣候的特征。季風：由于青藏高原與四周自由大氣的熱力差異，所造成冬夏相反的盛行風系，稱為高原季風。冬季高原上出現(xiàn)冷高壓，冬季出現(xiàn)熱低壓，其水平范圍低層大，高層小，其厚度夏季比冬季大。風的季節(jié)變化，一般是高原北側開始最早，高原上次之，高原東側再次，高原南部最遲。高原季風對環(huán)流和氣候影響很大，首先它使我國冬夏對流層低層的季風厚度增大。其次，高原季風的更大影響還在于它破壞了對流層中部的行星氣壓帶和行星環(huán)流。第8章 天氣系統(tǒng)低緯地區(qū)以對流天氣為主；中緯地區(qū)以鋒面和氣旋為主；高緯低空冷高壓等為主。1

25、. 氣團a. 定義：指氣象要素（主要指溫度、濕度和大氣穩(wěn)定度）水平分布比較均勻、垂直分布相似的大范圍的空氣團。b. 形成條件：范圍廣闊、性質均一的下墊面合適的流場c. 分類：冰洋氣團、熱帶氣團、極地氣團、赤道氣團 暖氣團、冷氣團暖氣團一般含有豐富的水汽，容易形成云雨天氣。冷氣團一般形成于干冷天氣。2. 鋒a. 定義：冷暖氣團的交綏地帶b. 根據(jù)鋒在移動過程中冷暖氣團所占的主次地位可將鋒分為：冷鋒、暖鋒、準靜止鋒、錮囚鋒。c. 天氣現(xiàn)象1 第一型（緩行）冷鋒天氣：典型云序：雨層云高層云卷層云卷云；降水主要發(fā)生在地面鋒后（雨層云）內，風速大，高空槽過后，降水逐漸停止。降水寬度比暖鋒窄，約為1502

26、00Km。2 第二型（快行）冷鋒天氣：積狀云系：積雨云高積云；因而云系和降水主要發(fā)生在地面鋒線（積雨云）附近，為對流性降水。降水寬度窄，約為 10100Km 。天氣特征：常帶來狂風暴雨現(xiàn)象。3 暖鋒天氣：產生廣闊而深厚的層狀云系，且越接近地面鋒線，云層越厚。典型的云序為：卷云 卷層云 高層云 雨層云 降水主要發(fā)生在地面鋒前的雨層云內，多為連續(xù)性降水。降水強度小，雨區(qū)范圍廣，約為300400Km。夏季：如暖空氣層結不穩(wěn)定且濕度很大，產生積云或積雨云，伴有雷雨天氣。4 準靜止鋒天氣：云區(qū)和降水區(qū)更為寬廣，降水強度小，持續(xù)時間長，可造成綿綿不斷的陰雨天氣。由于準靜止鋒運動特別緩慢，常常來回擺動，陰雨

27、天氣持續(xù)較長。如長江流域的梅雨季節(jié)。5 錮囚鋒天氣：是兩條運動的鋒合成而成，天氣特征仍然 保留著原來兩條鋒的鋒面天氣特征。錮囚鋒降水不但保留原來鋒面降水的特點，而且由于錮囚作用使上升運動發(fā)展，暖空氣被抬升到錮囚點以上，利于云層變厚，降水增強，雨區(qū)擴大。3. 溫帶氣旋和反氣旋a. 氣旋和反氣旋1）氣旋是指在同一高度上中心氣壓比四周氣壓低的水平渦旋，北逆南順。（低氣壓）2）反氣旋指在同一高度上中心氣壓比四周氣壓高的水平渦旋，北順南逆。（高氣壓）b. 天氣現(xiàn)象1 鋒面氣旋：氣旋前方是寬闊的暖鋒云系和連續(xù)性降水天氣；氣旋后方是比較狹窄的冷鋒云系和降水天氣；在暖鋒天氣的前方和冷鋒天氣的后方是冷氣團天氣；

28、氣旋中部為暖氣團所控制，如果水汽充足，大氣層結不穩(wěn)定，可出現(xiàn)層云和層積云，并有毛毛雨等現(xiàn)象，有時還出現(xiàn)霧。如果氣團干燥，只能形成一些薄云而無降水。2 冷性反氣旋（寒潮）：冷性反氣旋南移時，造成一次冷空氣襲擊，若冷空氣十分強大，如圖寒冷潮流滾滾而來，給流經地區(qū)造成強烈降溫、霜凍、大風等災害性天氣，這種大范圍的強烈冷空氣移動，成為寒潮。寒潮天氣：劇烈降溫和霜凍，大風和風沙，降水4. 副熱帶高壓西太平洋副高活動及其對我國天氣影響1 季節(jié)性活動規(guī)律： a) 位置、強度：從冬季到夏季，向北偏西移動，強度增強；從夏季到冬季，向南偏東移動，強度減弱。 b) 活動型式：穩(wěn)定少動（冬季）、緩慢移動（北上）、迅速

29、跳躍（北上、南下） c) 移動過程：北進時，伴隨短暫的南退；南退時，伴隨短暫的北進南北震蕩現(xiàn)象。且北進時移速慢，歷時長；南退時移速快，歷時短。2 非季節(jié)性活動規(guī)律 ：半個月左右的副高偏強或偏弱趨勢及一周左右的副高西伸東退、北進南縮的周期變化。這種變化主要受副高周圍天氣系統(tǒng)影響引起。如青藏高壓、熱帶氣旋等影響。3 影響：對我國夏季天氣影響最大的天氣系統(tǒng)西太平洋副高位置和強度影響東南季風從太平洋向大陸輸送水汽的路徑和數(shù)量。 北測是北上暖濕氣流與南下冷氣流交綏地帶，氣旋和鋒面活動頻繁。形成陰雨和暴雨天氣。5月：副高脊線位置在15°N 附近，雨帶在華南地區(qū)連陰雨江南雨帶。6月：副高脊線位置在

30、20°N 附近，雨帶在長江流域梅雨（霉雨）7月：副高脊線位置在25°N 附近，雨帶在淮河流域長江流域伏旱8月：副高脊線位置在28°N附近，雨帶在黃河流域華北、東北進入雨季9月：副高脊線位置在25°N附近，雨帶在淮河流域秋雨，長江流域秋高氣爽10月：副高脊線位置在20°N附近，雨季和秋高氣爽天氣結束，環(huán)流轉入冬季形式，南支西風建立，副高影響減弱 副高位置迅速北跳，在長江流域停留時間短，沒有典型的梅雨過程，形成“空梅”，帶來長江流域干旱。副高位置停滯不前，在長江流域停留時間過長，引發(fā)連續(xù)降雨過程，造成長江流域洪澇。 5. 臺風定義：發(fā)展強盛的熱帶氣

31、旋形成條件：1 廣闊的高溫洋面：大氣層中溫度、濕度越大帶來的大氣層結不穩(wěn)定；一般海溫高于2930；2 合適的緯度（地轉參數(shù)值）：產生地轉偏向力的地方使輻合氣流演變?yōu)樗戒鰷u，加強氣旋性環(huán)流。3 氣流垂直切變要小：利于潛熱聚集。如西太平洋夏季。4 合適的流場：西太平洋和南海地區(qū)，臺風起源于赤道輻合帶消亡條件：高溫高濕空氣不能繼續(xù)供給，低空輻合、高空輻散流場不能維持以及風速鉛直切變增大等第九章 下墊面對氣候的影響1. 海陸差異對氣候的影響a. 海陸差異對氣溫、降水、風向的影響1 海洋“熱惰性”：增溫慢、降溫慢；熱量存儲器，溫度調節(jié)器 陸地“熱敏性”：冬冷夏熱，敏感2 海洋蒸發(fā)量大與陸地：冬季，海洋

32、遠大于陸地；夏季差異不大。 空氣濕度：冬季，海洋大于陸地；夏季，差異不明顯3 海上空氣潮濕，只要有適當?shù)钠搅鲗⑴瘽窨諝獯邓偷奖容^冷的海面，下沉空氣變冷，極易達到飽和而凝結成平流霧，所以在海上，尤其是冷洋流表面，霧日極多。4 海上氣旋雨、鋒面雨 陸上氣旋雨、對流雨、地形雨b. 海陸風：沿海地帶晝夜熱力狀況的不同硬氣的以24小時為周期的有規(guī)律的氣流稱為海陸風。晝間陸地溫度高，海洋溫度低，地面上空氣從海洋流向大陸，稱為海風。夜間陸地溫度低，海洋溫度高，低層空氣從陸地流向海洋，形成陸風。2. 海洋性氣候和大陸性氣候的特征 海洋性氣候大陸性氣候氣溫日較差小大氣溫年較差小 大年氣溫相時最熱月 ：8月；最冷

33、月：2月最熱月：7月；最冷月：1月春秋溫度差氣溫變化和緩，春來的遲，夏去得亦遲；春溫低于秋溫氣溫變化急??；春來快，夏去得亦快；春溫高于秋溫降水變率降水均勻，變率小降水集中夏季，變率大3. 厄爾尼諾、ENSO通常，赤道南北兩側的低緯度地區(qū)是屬于信風帶的范圍，在太平洋東部的厄瓜多爾和秘魯沿岸地區(qū)，正是盛行東南信風，表層水在風和地轉偏向力的作用下，產生離岸流，大量水流涌向太平洋西岸，從而使海面傾斜，為了保持水體平衡，深層較冷的海水便涌上來補充，因此這一帶海面溫度低，大氣穩(wěn)定，降水稀少，氣候干燥，是有名的赤道干旱帶。而在海洋里，由于深層海水富含營養(yǎng)物質，它的上涌為上層魚類生長提供了極為有利的條件，因而

34、，魚類資源十分豐富，形成世界著名的秘魯漁場。異常年份，在圣誕節(jié)前后，會有一支較弱的表層暖流沿厄瓜多爾和秘魯北部沿岸向南伸展到6ºS，使海水溫度升高，沿岸的上升水流勢頭減弱，甚至消失，從而影響到那里的海洋動物和魚類，使秘魯漁場大幅度減產，而沿岸干旱少雨的陸地卻連續(xù)大雨，形成洪澇災害，科學界將之稱為“厄爾尼諾現(xiàn)象”。 與厄爾尼諾事件密切相關的環(huán)流還有南方濤動（Southern Oscillation，簡作SO）、沃克（Walker）環(huán)流和哈德萊（Hadley）環(huán)流。南方濤動是指南太平洋副熱帶高壓與印度洋赤道低壓這兩大活動中心之間氣壓變化的負相關關系。即南太平洋副熱帶高壓比常年增高（降低）

35、時，印度洋赤道低壓就比常年降低（增高），兩者氣壓變化有“蹺蹺板”現(xiàn)象，稱之為濤動。 所謂ENSO現(xiàn)象，并不是哪一個半球的行為，而是兩半球大氣環(huán)流作用下，低緯度大氣-海洋相互作用的現(xiàn)象，其形成原因尚有待于進一步的研究。4. 地形起伏對氣候的影響（以青藏高原為例）見第七章5. 山谷風山谷風是由于山地熱力因子形成的，白天因坡地上空氣比同高度上的自由大氣增熱強烈，于是暖空氣沿坡上升，成為谷風，谷地上面較冷的自由大氣，由于補償作用從相反方向流向谷地，稱為反谷風。夜間由于山坡上輻射冷卻，使 鄰近坡面的空氣迅速變冷，密度增大，因而沿坡下滑，流入谷地，成為山風，谷底的空氣因輻合而上升，并在谷地上面向山頂上空分流，稱為反山風開民與白天相反的熱力環(huán)流。第十章 人類活動對氣候的影響1. 人類活動對氣候的影響a. 大氣成分改變對氣候的影響1 溫室氣體排放：CO2濃度增加使全球變暖原因：溫室氣體增多：二氧化碳等溫室氣體增多毀林開荒，特別是熱帶森林的破壞危害：海平面上升，危及沿海低地國家、地區(qū) 引起世界各地區(qū)降水和干濕狀況的變化，導致世界各國經濟結構的變化防治措施：提高能源利用技術、效率，采用新能源； 加強國際間的合作2 臭氧層耗竭原因：太陽活動等自然因子的影響； 氟氯氫等化合物的排放危害：直接危害人體健康，如使皮膚癌等增多 對生態(tài)環(huán)境、農林牧漁業(yè)造成破壞防治措