气候气象复习资料全

. .题型：填空、判断、选择、名词解释、简答、计算、画图、叙述。第一章引论1名词解释：1气象学：研究大气现象和过程,探讨其演变规律和变化,并直接或间接用之于指导生产实践为人类服务的科学。2天气：某一地区,在某一瞬时或某一短时间大气中的大气状态如气温、气压、湿度和大气现象风、云、雾、降水等的综合。是瞬时的、多变的、不稳定的。3气候：在太阳辐射、大气环流自身运动、下垫面性质海陆、平原、高山和人类活动在长时间相互作用下,在某一时段大量天气过程的综合。4气候系统：一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在的,能够决定气候形成、分布、变化的统一的物理系统。 其气圈是主体部分,最活跃、变化最大的组成部分。 5气候学：研究太阳辐射、大气环流自身运动、下垫面性质海陆、平原、高山和人类活动四种关系多年作用下的天气统计状态。或研究气候的形成、分布和变化规律的科学。2天气与气候的联系以及区别：_二者存在着统计上的联系。气候不仅包括多年来经常发生的天气状况,而且也包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。区别：天气：周期短、天气系统单纯气旋、反气旋、不稳定气候：周期长、气候系统庞大一个能源、五个子系统、稳定所以说,不能单纯将气候作为天气资料的多年统计的累积,他更强调它的成因,即大气环流、下垫面性质、人类活动长期作用下的某一时段大量天气过程的总和。3.大气的结构包括：对流层、平流层、中间层、热层、散逸层4.对流层是地球大气中最低的一层,云雾雨雪等主要天气现象都出现在此层。5.对流层的特征以及原因：1气温随海拔高度增加而降低由于对流层主要是从地面得到热量,因此气温随高度的增加而降低2空气对流运动显著,天气现象复杂多变由于地表面的不均匀加热,产生垂直对流运动3温、湿度水平分布不均匀由于对流层收地表的影响最大,而地表面有海陆分异、地形起伏等差异6.平流层的特征：1平流层下层气温受地面影响很小,在25km处形成高空暖区。2水汽含量少,气流十分平稳。7.臭氧层作用怎样？臭氧空洞是怎么形成的？P9作用：1能吸收大量太阳紫外线,使臭氧层增温,影响大气温度的垂直分布,从而对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。2形成一个臭氧保护层使得到达地表的对生物有杀伤力的短波辐射大大降低了强度,从而保护着地表生物和人类。臭氧空洞形成：1宇宙高能粒子簇射破坏了臭氧层2化学反应引起臭氧耗损造成臭氧空洞。臭氧层出现空洞是由于工业化产生的氟氯化物氟利昂引起的化学反应造成的。3大量废气的排放使臭氧层出现空洞。8.温室效应,温室气体温室效应：太阳短波辐射可以透过大气射入地面,而地面增暖后放出的长波辐射却被大气中的二氧化碳等温室气体所吸收,从而产生大气变暖的效应。 温室气体：二氧化碳、甲烷、一氧化二氮等第二章 气候系统的热力学过程1.名词解释：1太阳辐射光谱：太阳辐射中辐射能按波长的分布的函数变化曲线。2太阳常数I0：当地球位于日地平均距离时,在地球大气上界投射到垂直于太线平面上的太阳辐射强度。3大气窗口：整个大气对长波辐射的放射和透射光谱中,在812um处吸收率最小,透明度最大,此处,除了O2 吸收小部分外,H20和CO2吸收率为零,成为大气窗口。4露点Td：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。露点的高低只与空气中的水汽含量有关,水汽含量越高,露点越高,所以露点也是反映空气中水汽含量的物理量。5虚温Tv：湿空气状态方程中引进的一个虚设的物理量。6干绝热直减率：对于干空气和未饱和的湿空气,气块绝热上升单位距离时的温度降低值,成为干绝热直减率rd。通常rd 1/100m。7逆温：在一定条件下,气温随高度的增高而增加,气温直减率为负值的这种现象称为逆温。2.辐射的三个基本定律,1基尔荷夫定律选择吸收定律：在一定温度下,任何物体对于某一波长的放射能力 与物体对该波长的吸收率的比值,只是温度和波长的函数,而与物体的其它性质无关。即推论：一定波长、一定温度下,一个物体的吸收率等于放射率,即对不同性质的物体,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。 2斯蒂芬波尔兹曼定律：黑体的总放射能力ETb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。ETb T 4 ,5.6710-8W.m-2.K-4为斯蒂芬波尔兹曼常数3维恩位移定律：绝对黑体的放射能力最大值对应的波长 与其本身的绝对温度成反比。即：mC/T 或m T=C,如果波长以nm为单位,则常数C2,897103nm K,于是则有：mT2897103nmK 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。4.太阳辐射的减弱途径大气对太阳辐射的吸收： 主要的吸收成分：氧、臭氧、水汽和CO2. 特点：大气对太阳辐射的吸收具有选择性,使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则以及吸收对太阳辐射的减弱作用不大。大气对太阳辐射的散射：定义：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。雷莱分子散射定律：当大气干洁,质点半径小于200nm时,散射强度与入射光波长的四次方成反比。定律的意义：入射光波长愈短,散射能力愈强。由入射辐射波长与散射质点的相对大小r,将散射分为分子散射和米散射。 分子散射蕾利散射：r,有选择性；米散射：r,没有选择性。大气对太阳辐射的反射： 参与反射作用的物质：大气中较大的尘粒和云滴、云层。其中云的反射作用最为显著。反射对各种波长没有选择性的。大气中的各种作用对太阳辐射减弱程度：反射散射吸收4.直接辐射：单位时间以平行光形式投射到地表单位水平面积上的太阳辐射能。影响因素：太阳高度角h、大气透明系数p、大气质量m,此外纬度、海拔、坡度、坡向、云量、有直接或间接的影响5.到达地面的太阳总辐射及影响因素：太阳总辐射太阳直接辐射散射辐射6.干绝热过程：当升降气块部既没有发生水相变化,又没有与外界交换热量的过程。绝热增温：当空气块下降过程中,因外界气压增大,外界对气块作功,在绝热的条件下,所作的功只能用于增加气块的能,因而气块温度升高。这种因气块下沉而使温度上升的现象,称为绝热增温。绝热冷却：当空气块上升过程中,因外界气压减小,气块体积膨胀,对外作功,在绝热的条件下,作功所需的能量,只能由其本身能来负担,因而气块温度下降。这种因气块绝热上升而使温度下降的现象,称为绝热冷却。7.绝热直减率：气块绝热上升单位距离时的温度降低值,称绝热垂直减温率简称绝热直减率。干绝热直减率rd：在大气静力平衡的条件下,干空气和未饱和的湿空气因作干绝热升降运动而引起气块温度随高度的变化率。8.为什么云层存在会使白天气温降低,夜间气温升高? 白天云层存在,云层对太阳辐射有吸收,散射和反射作用,云层越厚,作用越强,那么到达地面的太阳辐射就小,使得白天气温降低；而在夜间,由于云层的存在,而不存在太阳辐射,云层越厚,大气逆辐射超强,地面可以得到热量的补偿,减少热量的损失,地面有效辐射小,所以,夜间的气温升高。9.地面总辐射与大气上界的太阳辐射相比有什么变化？臭氧层吸收紫外线,二氧化碳和水汽吸收红外线,造成穿过大气层的主要是可见光,同时到达地球的紫外线的含量很少,另外大气层的折射和反射的原因,到达地球的太光强会很大程度上减弱。10气温为10 ,相对湿度为 60时,求露点温度10时,饱和水汽压E=12.271,f=e/E,则 e=fE=60%*12.271=7.3626 当饱和水汽压这7.3626时,由表可得Td=311.泊松方程：12.逆温的类型1辐射逆温：夜间由地面、雪面或冰面、云层顶部等辐射冷却形成的逆温。厚度：一般为200300。高纬地区冬季有时可达2,000左右。出现时间：大陆上常年都可出现,以冬季最强,夏季最弱。2湍流逆温：由于空气的湍流混合而形成的逆温。3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,愈近地表面的空气降温愈多,而上层空气受冷地面的影响小,降温较少,产生的逆温现象。日变化：夜间加强,白天减弱。4下沉逆温：因整层空气下沉而造成的逆温,称为下沉逆温。天气状况：下沉逆温常与辐射逆温结合形成一个从地面开始有数百米厚的逆温层,并出现温度升高,干燥晴朗的好天气。5锋面逆温：冷暖空气相遇时,较轻暖空气爬到冷空气上方,在冷暖空气交界面附近即锋面附近出现的逆温,称为锋面逆温。6融雪逆温：在积雪地区,因暖空气流经冰、雪表面产生融冰、融雪现象,而冰雪的融化需要从近地面气层吸收大量的热量,从而使贴近地层的气温较低,形成逆温,这种逆温称为融雪逆温。7地形逆温：在山区夜间,由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低洼地区并聚积于底部,使原来在洼地底部的较暖空气被迫抬升形成的逆温,称为地形逆温。 课堂习题：1、在大气中若湿空气的水汽含量不变,温度升高,则D 。 A、露点温度升高 B、露点温度降低 C、相对湿度增大 D、相对湿度减小2、P=1010hPa,e=10hPa,t=27 ,求 Tv虚温。 =*300=301.1233、逆温层容易阻挡大气污染物 _A_ 。a. 垂直扩散 b. 水平输送 c. 化学变化 d. 对能见度的影响4、以_A_ 对太阳辐射削弱作用最强 .a. 云的反射 b. 臭氧层吸收 c. 分子散射 d . 大颗粒散射5、一温度为 20c 的气块在 r = 0.2c /100m 的气层中向上运动 500m 干绝热过程后的温度为 _15_ ,这时它周围空气的温度为 _19_。气块温度：T1=T+T=T-rd*Z=20c -1c /100m *500m=15c周围的空气温度为：T2=T+T=T-rd*Z=20c -0.2c /100m *500m=19c第三章 大气圈的静力学特征1.气压高度差,压高公式气压高度差h：表示在铅直气柱中气压每改变一个单位所对应的高度变化值。压高公式：等温大气压高方程：zz2z1184001atmlogz-两点之间的高度差 ,Z1较低点的海拔高度,Z2较高点的海拔高度,P1-较低点的气压,P2-较高点的气压,a1273,Tm-两点的平均温度,取tmt1t22,t1-较低点的气温,t2-较高点的气温2.气压场的基本类型低气压、低压槽、高气压、高压脊、鞍形气压场3大气稳定度的判断基本公式： 判断标准：通常用气温直减率与上升气块的干绝热直减率d或湿绝热直减率m的对比来判断。 1对于未饱和空气：d 不稳定；=d 中性；m 不稳定；=m 中性；d 时,大气为绝对不稳定,且愈大,大气愈不稳定； md时,大气为条件性不稳定。 md时,大气为绝对稳定,且愈小,大气愈稳定；4.位势不稳定在实际大气中,有时整层空气会被同时抬升,在上升的过程中,气层的稳定情况也会发生变化,这样造成空气不稳定,称为位势不稳定。课堂习题1、层结充分垂直混合后气温将趋于一致。对 3、某气象站测得本站气压为1000hpa,气温为0.3,本站海拔高度为100m,假定本站与海平面间的气温平均直减率r=0.6/100m,求当时的海平面气压。t海=0.6C+0.6C/100m100m=1.2C由压高公式：Z2-Z1=18400lgt=1.2C -0.3C =0.9C100=18400lgP1 lg1000P1=1013hpa2、上湿下干的气层容易处于位势不稳定状态。错4、画出气压系统的基本型式图。第四章 大气圈的动力学特征1.为什么说水平气压梯度大小能反映等压面坡度的大小,它尽管比垂直气压梯度小得多,为何却是大气运动主要推动力当空间存在着气压梯度时,空气便受到沿气压梯度方向的作用力,作用在单位质量空气上的力称为气压梯度力。因为气压梯度可以分解为水平气压梯度和铅直气压梯度,因而气压梯度力也可分解为水平气压梯度力和铅直气压梯度力。铅直气压梯度力与重力基本相平衡,水平气压梯度力便成为驱动空气水平流动的原动力。2.画出南半球三圈环流的示意图：就是P108 4.34图没画出的的下半部分,包括赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带、极地高压带,以及东南信风、盛行西风、极地东风3. 大气环流大气环流的影响因素大气环流的定义：大围全球围的大尺度大气运动的基本平均状况及其随时间和空间的变化过程。空气沿一封闭轨迹移动,或沿着某一封闭轨迹循环运动的倾向。影响因素：1太阳辐射：形成一个理想的直接热力环流圈。2地球自转：极地东风,中纬度西风。3地球表面性质：海洋、陆地、高山、极地冰源。4地面摩擦：摩擦作用和山脉作用是空气与转动地球之间产生转动力矩角动量,角动量在风带中的产生、损耗以及在风带间的输送、平衡,对大气环流的形成与维持有重要作用。4.根据低纬暖,高纬冷温度分布特点,推断高空水平等压面的基本形态5.地面为均压场,并且西冷东暖,问高空等压面,线的分布情况如何6.实际风,地转风,梯度风,以及热成风各指什么,之间有什么关系实际风是实际观测风。地转风,梯度风都是一种理论上存在的风,而不是实际风。实际风与地转风的差异总是存在的,这种差异的存在往往是各种因素造成的,其中最主要的有,近地层的摩擦作用,这是由于空气运动时与地表面产生摩 擦而出现的,它的方向与空气运动方向相反,又总是使风速减小。上、下两层等压面上地转风的矢量差称为热成风Vt。这是一种与两个气层 间温度分布不均匀有密切关系的。热成风的方向与气层间的平均等温线平行,背热成风 而立,高温区在右侧,低温区在左侧。热成风的大小与气层间的水平温度梯度成正比。 即等温线越密集疏,热成风就越大小,这就是热成风原理。1自由大气层中的白贝罗风压定律：风力微弱4大气层结稳定3和伦敦都是雾都,其成因有何不同？网上来的：1.河谷地形很多,水气不容易散开,尤3-5,8-10月为多。2.以前用工业和生活用煤多,空气中悬浮小颗粒多。伦敦：伦敦的大雾和当地的地理环境和大气污染有关。英国是大西洋中的一个岛国,而伦敦又处于英国东南部的一块盆地上。盆地的南北两侧是东西走向的山岭,泰晤士河自西向东穿过市区注入,市区离河口只有88千米。在西风和北大西洋暖流的影响下,伦敦的气候温暖潮湿,属温带海洋性气候。秋冬季节,当西风把大西洋的水汽吹向陆地时,白天和晚上的温差比较大,盆地空气相对稳定,流动不畅,下层空气受冷以后,往往会形成漫天大雾,并且循环往复,久不消散。加上伦敦的工业和交通迅速发展,工矿企业和汽车排出的大量烟尘飘浮在空气中,变成了雾的凝结核,这也是促成大雾的一个原因。4.云有哪些分类？积状云淡积云：底平、个小、由水滴组成积状云浓积云：云块大,底暗,上升气流强,顶部超过0度等温线高度,由水滴和过冷水滴组成。积状云积雨云：顶部超过冻结高度,由水滴、过冷水滴和冰晶组成,常在夏季午后出现,伴有雷阵雨。层状云卷云：云底很高,由冰晶组成,因高空风大,云丝平行排列,呈羽毛状。层状云卷层云：均匀成层并能透明看到太阳和月亮的轮廓,日晕三更雨,月晕午时风。层状云高层云：浓密灰白,均匀成层,形成连续降水。层状云雨层云：云幕,云量大,能遮天蔽日,形成连续性降水。波状云卷积云：气流波动很高,白色细鳞片状,由冰晶组成。鱼鳞天,不雨也风巅波状云高积云：扁圆,瓦块状,在日月照射下有华或虹彩,由冰晶和过冷水滴组成。天上鲤鱼斑,明天晒谷不用翻瓦块云,晒死人波状云层积云：灰色或灰白的大块云,由冰晶、过冷水滴和组成5.积状云的天气特点是什么？如何判定它的天气变化？特征顶部孤立,底部平坦,云块孤立分散,呈白色菜花状,水平围小,云层部不稳定,垂直发展的云块。一般,积云出现晴好天气,积雨云出现雷阵雨或冰雹天气。6.典型的层状云系从前到后是如何分布的,不同位置的云产生的天气特点有什么不同？前:卷云、卷层云：由冰晶组成,均匀成层；并能透明看到太阳、月亮的轮廓,并有红外紫的日晕或月晕,日晕三更雨,月晕午时风。中：高层云：由冰晶、过冷却水滴组成；浓密灰白,均匀成层,产生连续降水。后：雨层云：由冰晶、水滴、过冷却水滴组成；均匀的云幕,围大,厚度大,能遮月蔽日,产生连续降水,有雨雪幡产生7.雾与云的相同点和不同点。相同点：云和雾都是悬浮在空气中的细微的小水滴或小冰晶。它们都是由空气中的水汽遇冷凝结而成的。云和雾的形是水汽由未饱和达到饱和。不同点：一般来说云主要是靠潮湿空气在上升运动过程中绝热膨胀降温达到饱和而生成的。因此,上升气流和充足的水汽是云生成的必要条件。而雾出现在贴地气层中,是接地的云。雾的形成有两个基本条件,一是近地面空气中的水蒸气含量充沛,二是地面气温低.第六章 天气系统和天气过程1.气团,气团的分类,影响我国的气团冬季、夏季气团：气象要素主要指温度、湿度、大气静力稳定度在水平分布上比较均匀的大围空气团。分类：极地海洋气团：北太平洋、北大西洋的中纬度海洋上极地大陆气团：西伯利亚和蒙古、加拿大和阿拉斯加冰洋气团：大陆气团和海洋气团 65N以北的极地地区气团极地气团热带气团赤道气团赤道海洋气团：赤道地区热带大陆气团：北非、西南亚的副热带沙漠地区热带海洋气团：副热带高压控制的海洋上1地理分类气团源地的地理位置和下垫面性质:北半球2热力分类气团的相对温度冷气团：北极气团、极地气团暖气团：热带气团、赤道气团我国境的气团：冬季：西伯利亚气团绝大部分地区、热带太平洋气团东南沿海、南海气团夏季：热带太平洋气团东部地区、热带大陆气团 西部地区、赤道气团长江以南地区、西伯利亚气团长城以北、大西北、极地太平洋气团东北地区2.锋的概念,锋的特征P123锋是由两种性质不同的气团相接触形成,锋面和锋线统称为锋。特征：锋面坡度、温度场、气压场、风场3.掌握锋的分类、四种类型的锋、不同的锋的天气特征锋的伸展高度：地面锋、对流锋、高空锋。气团源地：冰洋锋、极锋、热带锋锋的移动方向：冷锋： 第一型冷锋:锋后连续性降水,雨区宽150200km,不稳定时,出现积雨云,形成阵性降水四种类型 第二型冷锋：锋前降水,雨区宽几十km干冷锋：无云、无降水、大风风沙暖锋：升温。锋前连续性降水,雨区宽300400km,不稳定时,出现积雨云,形成阵性降 准静止锋：静止锋北侧连续性降水连阴雨天气雨区宽600km,不稳定时,出现积雨云, 形成阵性降水锢囚锋：云层加厚,降水加强,降水区扩大判断1. 冷锋降水多在锋后,而暖锋则在锋前。正确2.干湿球温度计温度差距小,说明湿度大。正确3指大围的盛行风向随着季节变化而有规律改变的现象称为季风. 正确画图题：1.锋的简图。冷暖冷暖冷暖冷冷暖冷锋暖锋准静止锋锢囚锋4.气旋、反气旋、赤道辐合带的概念气旋是指在同一高度上中心气压比周围低、占有三度空间的大尺度涡旋,又称低压。反气旋是指在同一高度上中心气压比周围高、占有三度空间的大尺度涡旋,又称高压。热带辐合带是南北半球信风气流汇合形成的狭窄气流辐合带,又称赤道辐合带。5.能绘图说明锋面气旋结构及各部分天气特征结构：锋面气旋是一个呈逆时针方向旋转的涡旋,自中心向前方伸展出一条暖锋,向后方伸展出一条冷锋,冷、暖锋以南为暖空气,以北为冷空气。天气：气旋前方是宽阔的暖锋云系及相伴随的连续性降水天气,气旋后方是比较狭窄的冷锋云系和降水天气,气旋中部是暖气团天气,如果暖气团中水汽充足而又不稳定,可出现层云、层积云,并下毛毛雨,有时还出现雾,如果气团干燥,只能生成一些薄云而没有降水。 结构：锋面气旋在对流层的中下层主要是辐合上升的气流,产生云和降水天气。 云：近中心宽、远中心窄降水：近中心对流云,阵性降水；远中心降水区较宽。 如果暖空气为热带大陆气团,锋面上无降水或出现一些薄云；如果暖空气为热带海洋气团,当空气层结稳定时,锋面上出现一些层云和雾；当空气层结不稳定时,易有对流性天气发展。 风：暖区一侧偏南大风,冷区一侧西北大风,在干燥季节,伴随大风会出现风沙。 锋面气旋天气模式6.我国黄淮流域处在副热带高压控制下为何不是干旱少雨而是雨量充沛？海陆热力差异形成强大的东亚季风区所处副高的部位不同,形成准静止风 青藏高原高压加大了副高势力7.西太平洋副高的季节性移动对我国天气的影响时间副高脊线中国雨带冬季15N华南沿海春季1520N华南前汛期第一次北跳初夏2025N江淮梅雨第二次北跳盛夏2530N华北、东北雨季秋季南辙南辙文字描述：5月前,副高脊线在15N附近,主要雨带位于华南；6月中旬,副高第一次北跳,脊线越过20N,我国雨带进入江淮流域,江淮梅雨开始；7月中旬,副高第二次北跳,脊线越过25N,江淮梅雨结束,进入伏旱期,黄河流域雨季开始,华南进入第二次雨季；8月初,副高第三次北跳,脊线越过30N,华北雨季开始；910月,副高迅速南退,我国雨带相应由北向南退。出现异常情况,则有旱涝出现。选择题：西太平洋副热带高压副高,冬季在南海形成独立的南海高压 冬夏 位置北移西伸,强度增强夏冬 位置南辙东退,强度减弱8.温带气旋与热带气旋的区别：定义,位置,结构,伴随的天气定义位置结构伴随天气温带气旋具有锋面结构的低压,又称锋面气旋。中高纬地区锋面气旋是一个呈逆时针方向旋转的涡旋,自中心向前方伸展出一条暖锋,向后方伸展出一条冷锋,冷、暖锋以南为暖空气,以北为冷空气。锋面气旋在对流层的中下层主要是辐合上升的气流,产生云和降水天气。 云：近中心宽、远中心窄降水：近中心对流云,阵性降水；远中心降水区较宽。如果暖空气为热带大陆气团,锋面上无降水或出现一些薄云；如果暖空气为热带海洋气团,当空气层结稳定时,锋面上出现一些层云和雾；当空气层结不稳定时,易有对流性天气发展。 风：暖区一侧偏南大风,冷区一侧西北大风,在干燥季节,伴随大风会出现风沙。 热带气旋热带洋面上具有暖湿空气强烈向中心区域辐合抬升的深厚气旋性涡旋。热带海洋具有暖心结构、强烈地气旋性涡旋台风中国及东亚地区飓风美国及大西洋地区热带风暴印度洋地区台风天气：狂风、暴雨、风暴潮台风降水的来源：云墙降水、螺旋云带降水台风与其他天气系统相互作用产生的降水、与台风相联系的热带云团的降水课堂作业：1.平流雾一般多为_d_输送到_的地区。a. 晴朗静风,冷 b. 下沉盛行气流,不稳定层结 c. 冷平流,暖 d. 暖平流,冷2.锢囚锋两侧均为降雨区,其中锢囚点上降雨量最大 3.当等压线通过锋线时,应有明显折角或气旋性曲率增加,折角尖端指向低压一侧。 4.锋面两侧,气团属性一般有一定差异,冷区较为干燥,因此露点较低,暖区潮湿,露点较高。 对 第七章 气候系统的主要过程1.气候形成的环流因子：海气相互作用与环流大气环流因子、洋流因子2. 南方涛动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。3厄尔尼诺现象异常年份,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,形成洪涝灾害,科学界将之称为厄尔尼诺现象4.简述南亚季风与东亚季风的区别东亚季风： 成因：海陆冬夏热力差异主要成因、青藏高原的影响影响的气压中心：影响围：我国东部,朝鲜半岛,日本风向变化：冬季偏北风,夏季偏南风季风势力强弱：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：成因：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。 影响的气压中心：低压中心在印度半岛,影响围：北印度洋和孟加拉湾沿岸地区风向变化：冬季东北风,夏季由东南信风转向为西南季风季风势力强弱：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,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。 5.青藏高原的机械阻挡作用和热力作用1动力影响,又称机械阻挡作用：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高原屏障的印度半岛北部为低。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。2热力作用：从青藏高原的地面气温看来,具有如下特点：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。6.青藏高原的高原季风,高原季风对环流和气候的影响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,称为高原季风。冬季高原上出现冷高压,冬季出现热低压,其水平围低层大,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。第八章 气 候1.气候分类法,各自依据和优缺点1实验分类法：是根据大量观测记录,以某些气候要素的长期统计平均值及其季节变化,来与自然界的植物分布、土壤水分平衡、水文情况及自然景观等相对照来划分气候带和气候型。柯本气候分类法:依据：以气温和降水两个气候要素为基础,并参照自然植被的分布而确定的；把全球气候分为A、B、C、D、E五个气候带,其中A、C、D、E为湿润气候,B带为干旱气候。2成因分类法：是根据气候形成的辐射因子、环流因子和下垫面因子来划分气候带和气候型。一般是先从辐射和环流来划分气候带；然后再就大陆东西岸位置、海陆影响、地形等因子与环流相结合来确定气候型。斯查勒气候分类法：依据：根据气团原地、分布、锋的位置和它们的季节变化对全球气候分为三大带。再按桑斯威特气候分类原则中计算可能蒸散量Ep和水分平衡的方法,用年总可能蒸散量Ep、土壤缺乏量D、土壤储水量S、土壤多余水量R等项来确定气候带和气候型的界限,将全球分为三个气候带低纬度气候带、中纬度气候带、高纬度气候带,13个气候型和若干副型,高地气候则另列一类。2.大陆东西岸气候的差异,为什麽?1大陆东西两岸虽然都面临着海洋,但不同纬度带大陆东西两岸所面临的风向和气团来源,洋流性质是不同的；2如冬季,地处300纬度以北大陆西岸为西风或西南风,风来自海洋,且面临暖流所以雨量丰富,而同纬度的大陆东岸,此时却吹西北风或北风,故气温干冷；3在300纬度以南大陆东西两岸都受信风影响,但在东岸风来自海洋,水汽充足,而在西岸风却来自大陆部,气流异常干旱；4在大气环流和洋流的综合作用下,尽管东西两岸都靠近海洋,气候却存在着极大的差异。3.是否所有大陆东西岸气候都有明显差异?不是,4.热带、副热带和温带干旱气候特征.热带干旱气候：热带干旱气候最热月温度普遍升至30以上,极端最高温度都高出50,利比亚沙漠曾观测到58的全球最高温度。温度年、日较差都较大,日较差一般达15-25,冬季最低温度有时会降到0以下。年降水量少,并且无一定雨期,一般为阵性雷雨降水。副热带干旱气候：又称副热带沙漠气候。它是在副热带高压下沉气流和信风带背岸风的作用下所形成的一种全年干旱少雨气候。它与热带干旱气候的主要区别是存在有凉季,气温年较差较大,这是因为在太阳高度角小的时期,由于副热带纬度稍高,太阳高度角较热带干旱区要小,白昼时间较短,同时又有极地大陆气团侵入,因而最冷月平均气温可降到15以下,个别日子的最低气温可降至0以下,形成凉季。盛夏季节在热带大陆气团控制下,最热月平均气温达到30以上,因而气温的年较差较热带干旱区大。温带干旱气候：冬季较冷,温度一般都降到0以下。夏季的极端最高气温可升至40以上,温度年较差可达40左右,日较差也较显著,形成早穿棉午穿单的生活习惯。年降水量一般不到200mm。5. 热带海洋性和赤道多雨气候的异同.大家看着写吧热带海洋气候：热带海洋性气候出现在南、北纬1025信风带大陆东岸及热带海洋中的若干岛屿上。这些地区常年受来自热带海洋的信风影响,终年盛行热带海洋气团,气候具有海洋性。气温年、日较差都小,但最冷月平均气温比赤道稍低,年较差比赤道多雨气候稍大,年降水量一般在2,000毫米以上,季节分配比较均匀。太平洋岛屿绝大部分位于南北回归线之间,属赤道多雨气候和热带海洋性气候。由于各岛面积都比较小,可以充分得到海洋的调节,虽属热带气候,但气温并不太高。 一般说来,太平洋岛屿的年均温在2628之间。除个别岛屿外,年均温很少有超过29或低于24的表9-8。赤道地带的年较差不超过1,在纬度较高的地方,如新喀里多尼亚,超过5,仅太平洋西北部地带,因受季风影响,有超过10的。太平洋各岛屿的降水差别很大,因纬度、地形和风的向背而有所不同。一般来讲,各岛年降水量在1000mm以上,在迎风山坡可达20004000mm,甚或6000mm。年平均降水量最高记录在夏威夷群岛的考爱岛,高达12040mm,居世界第一位。岛屿的背风坡年降水量少于1000mm。太平洋岛屿的降水类型多为对流雨和锋面雨,较高岛屿还有大量地形雨。 赤道多雨气候：也称赤道雨林气候。位于各洲的赤道两侧,向南、北延伸510左右,如南美洲的亚马平原,非洲的刚果盆地和几亚湾沿岸,亚洲东南部的一些群岛等。这些地区位于赤道低压带,气流以上升运动为主,水汽凝结致雨的机会多,全年多雨,无干季,年降水量在2,000毫米以上,最少雨月降水量也超过60毫米,且多雷阵雨；各月平均气温为2528,全年长夏,无季节变化,年较差一般小于3,而平均日较差可达6 12。在这种终年高温多雨的气候条件下,植物可以常年生长,树种繁多,植被茂密成层。第八章 气候变化和人类活动对气候的影响1.地质史上气候史的特点：冰期和间冰期交替出现。12 / 12