氣象學(xué)與氣候?qū)W復(fù)習(xí)資料.doc

1、.氣象學(xué)與氣候?qū)W復(fù)習(xí)資料1氣候系統(tǒng)的概念：氣候系統(tǒng)是一個包括大氣圈、水圈、陸地表面、冰雪圈和生物圈在內(nèi)的，能夠決定氣候形成、氣候分布和氣候變化的統(tǒng)一的物理系統(tǒng)。氣候系統(tǒng)的五大子系統(tǒng) ：大氣圈、水圈、陸地表面、冰雪圈和生物圈2大氣的結(jié)構(gòu)： 大氣結(jié)構(gòu)是指大氣在垂直方向上的分層和水平方向上氣象要素分布的不均勻性。3對流層： 對流層是大氣的最下層，它的下界為地面，集中3/4大氣， 90%水汽，日常所見的大氣現(xiàn)象均發(fā)生在此層，也是對人類生活、 產(chǎn)生最有影響的層次。（2）對流層特點氣溫隨著高度而降低空氣具有強烈的對流、亂流運動氣象要素水平分布不均勻：在對流層內(nèi)，按氣流和天氣現(xiàn)象分布特點又可分為三層。下層：

2、又稱摩擦層或擾動層。它的范圍自地面到2km 高度。下層受地面強烈影響摩擦作用、 湍流交換十分明顯， 各氣象要素具有明顯的日變化。由于本層的水汽、塵粒含量多，因而低云、霧、霾、浮塵等出現(xiàn)頻繁。中層：從摩擦層頂?shù)?km 左右高度。這一層受地表影響較小，氣流的狀況基本上可以表征整個對流層空氣運動的趨勢。大氣中的云和降水現(xiàn)象大都產(chǎn)生在這一層。.上層：從 6km 高度到對流層頂。由于這一層離地面更遠，受地表影響更小，水汽含量極少，氣溫常在0以下，各種云多由冰晶和過冷水滴組成。在中、低緯度地區(qū)上層，常有風(fēng)速30m/s 的強風(fēng)帶出現(xiàn)。此外，在對流層和平流層之間有一個厚度為數(shù)百米至1-2km的過渡層，稱為對流

3、層頂。此層主要特征是：氣溫隨高度增加變化很小，甚至無變化。這種溫度的垂直分布抑制了對流作用的發(fā)展，上升的水汽、 塵粒多聚集其下， 能見度變壞。對流層頂?shù)臏囟仍诘途暥鹊貐^(qū)平均為-83 ，在高緯度地區(qū)約為 -53 。思考題（供參考）一、基本概念 ：氣象學(xué)氣候?qū)W氣候系統(tǒng)氣象要素飽和水氣壓相對濕度露點一個大氣壓能見度二、基本問題 ：1、舉例說明氣象學(xué)與氣候?qū)W和自然地理其它分支科學(xué)之間的關(guān)系2、大氣上界的劃分方法3、對流層的主要特征4、各種濕度表示法的意義5、地面、高空和地面天氣圖上風(fēng)的表示方法第二章一、地面、大氣的輻射和地面有效輻射(一 )地面和大氣輻射1. 輻射能量：Eg= T4（Ea= T4 )式

4、中： Eg 為地表面的輻射能量 ;為地表面的相對輻射率。如地面.溫度為 15，以=0.9 ，則可算得：Eg0.95.67 10-8 （288 ）4 346.7W/ 地面輻射 ：宇宙中的任何物質(zhì)，只要它的溫度高于絕對零度時都能放射能量，地面吸收太陽輻射后（45%-反射掉）轉(zhuǎn)變?yōu)闊崮芎?，使地面增溫，然后日夜不停的向外放射輻射，這就是地面輻射。大氣輻射 ：大氣對太陽輻射的吸收很少 （24%）但能強烈的吸收地面的輻射，大氣主要靠吸收地面輻射后升溫，它也日夜不停的向外放出輻射，叫大氣輻射2、地面輻射與大氣輻射的共同特點：根據(jù)斯蒂芬 波爾茲曼定律物體溫度越高放射輻射的能力越強所以太陽輻射的能力遠遠高于地面

5、和大氣， 白天高于夜晚，也可以通過公式具體計算出大氣、地面在一定溫度下的輻射能量。根據(jù)維恩定律可以計算出大氣、 地面在自然溫度幅度內(nèi)的波長范圍根據(jù)計算地面和大氣的輻射波長范圍大概在3 120 微米屬于紅外輻射其輻射能最大的波段集中在 10 15 微米。所以將地面大氣的輻射稱為長波輻射。而將太陽輻射稱為短波輻射。地面有效輻射的變化規(guī)律：日變化：中午前后達到最大值以后逐漸變小，到早晨達到最小年變化：夏季大，冬季小，但由于水汽和云的影響，最大值出現(xiàn)在春季。3空氣的增熱和冷卻 :空氣的冷熱程度只是一種現(xiàn)象，它實質(zhì)上是空氣內(nèi)能大小的表現(xiàn)?？諝鈨?nèi)能變化有兩種情況：一是由于空氣與外界有熱量.交換而引起的，稱

6、為非絕熱變化；二是由于外界壓力的變化使空氣膨脹或壓縮而引起的，空氣與外界沒有熱量交換，稱為絕熱變化。氣溫的非絕熱變化（幾種與外界傳遞熱量的方式）（ 1.）傳導(dǎo)：就是依靠分子的熱運動將熱能從一個分子傳遞給另一分子，而分子本身并沒有因此發(fā)生位置的變化 ?？諝馀c地面之間，空氣團與空氣團之間，當(dāng)有溫度差異時，就會因為傳導(dǎo)作用而交換熱量。（ 2）.輻射：物體之間不停地以輻射方式交換著熱量。大氣主要依靠吸收地面的長波輻射而增熱， 同時，地面也吸收大氣放出的長波輻射， 這樣它們之間就通過長波輻射的方式不停地交換著熱量。 空氣團之間，也可以通過長波輻射而交換熱量。（3）.對流：當(dāng)暖而輕的空氣上升時，周圍冷而重

7、的空氣便下降來補充，這種升降運動，稱為對流。通過對流、上下層空氣互相混合， 熱量也就隨之得到交換。使低層的熱量傳遞到較高的層次，這是對流層中的熱量交換的重要方式。（ 4）.湍流：空氣的不規(guī)則運動稱為湍流，又稱亂流。湍流是空氣層相互之間發(fā)生摩擦或空氣流過粗糙不平的地面時產(chǎn)生的。 有湍流時，相鄰空氣團之間發(fā)生混合，熱量也就得到了交換。湍流是摩擦層中熱量交換的重要方式。（ 5）.蒸發(fā) (升華 )和凝結(jié) (凝華 )：水在蒸發(fā) (或冰在升華 )時要吸收熱量；相反，水汽在凝結(jié)(或凝華 )時，又會放出潛熱。如果蒸發(fā)(升華 )的水汽，不是在原處凝結(jié)(凝華 )，而是被帶到別處去凝結(jié) (凝華 )，就會使熱量得到傳

8、送。例如，從地面蒸發(fā)的水汽，在空中發(fā)生凝結(jié)時，就把地面的熱量傳給了空氣。因此，通過蒸發(fā)(升華 )和凝結(jié) (凝華)，也能.使地面和大氣之間， 空氣團與空氣團之間發(fā)生潛熱交換。由于大氣中的水汽主要集中在 5 公里以下的氣層中，所以這種熱量交換主要在對流層下半層起作用。4 干絕熱和濕絕熱直減率 。當(dāng)一團干空氣或未飽和的濕空氣與外界沒有任何熱量交換做升降運動，且氣塊內(nèi)沒有任何水相變化時的溫度變化過程叫干絕熱變化。干絕熱直減率（ d ）-干空氣或未飽和的濕空氣，氣塊絕熱上升（或下沉）單位距離時溫度降低（或升高）的數(shù)值。公式：d =1 oC/100m干絕熱直減率1 /100md異同0.650C /100m

9、氣溫直減率原因：（1）氣溫直減率是大氣溫度隨著距離地面越來越遠得到的熱量越來越少。（ 2）熱直減率是干空氣在絕熱上升或絕熱下降運動過程中由于做功氣塊本身的溫度變化 2、濕絕熱變化及濕絕熱直減率濕絕熱變化過程：當(dāng)飽和濕空氣在做絕熱上升（或下沉?xí)r）溫度受到兩方面的影響(1)氣團中的干空氣上升體積膨脹降溫，也是每上升100 米溫度降低 1oC。（ 2）水汽既已是飽和，它會因為上升冷卻而發(fā)生凝結(jié)，凝結(jié)就要放熱，所以放出的熱量又使溫度有所回升。 所以可以推論， 因為有凝結(jié)放出熱量的補給， 降溫.要小于d。這整個過程就是大氣溫度的濕絕熱變化。濕絕熱直減率（ m ）：飽和濕空氣塊上升單位距離使溫度降低的數(shù)值

10、。（下沉升高）m1 oC 是一個變數(shù)（ 3）濕絕熱直減率是一個變數(shù)，它的大小是氣壓和溫度的函數(shù)在體積、氣壓相等的情況下，溫度高的飽和空氣含水量大，降低同樣的溫度，要比溫度低的飽和空氣凝結(jié)出更多的水分，意味著放出更多的熱量來。例如 :20oC19oC飽和空氣凝結(jié)出1 克水 / 立方米0oC -1 oC飽和空氣凝結(jié)出0.33 克水 / 立方米高溫凝結(jié)水多放熱多（T 大）m=1 oC-Tm 小低溫凝結(jié)水少放熱少（T ?。﹎=1 oC-Tm 大結(jié)論：當(dāng)兩塊飽和空氣氣壓相同，容積相等而氣溫不同時，氣溫高的m 小，溫度變化不大。氣溫低的 m 大，溫度變化較大。100m0T(干） T( 濕）3 、干濕絕熱線

11、的比較：1）干絕熱直減率d 近似于常數(shù)，故是一直線。（ 2） m 是一個變量，所以是一個曲線。濕絕熱直減率曲線始終在干絕熱線的右方。mT （干） m 不是恒定的，因而不是一個直線，而且是一條下陡上緩的曲線。因.為大氣層下層溫度高， m 小，隨高度上升溫度下降慢；大氣層上部溫度低，m 大，隨著高度上升溫度下降快。（ 3）到了高層，兩條線近于平行。溫度越降越低，水汽凝結(jié)越來越多，空氣團中的水汽含量越來越少，當(dāng)水汽為零時，飽和空氣也就變?yōu)楦煽諝猓瑒t m= d ，從而使兩條線近于平行。三、大氣的穩(wěn)定度許多天氣現(xiàn)象的發(fā)生都和大氣穩(wěn)定度有密切關(guān)系， 大氣穩(wěn)定度是指氣塊受到任意方向的擾動后返回或遠離平衡位置

12、的趨勢和程度。 也即表示空氣是否安于原來的層次，是否易于發(fā)生垂直運動（對流） 。如果容易就不穩(wěn)定，不容易就穩(wěn)定。判定大氣穩(wěn)定度的基本方法：（ 1）越小越穩(wěn)定，越大越不穩(wěn)定。 =0 隨高度升高溫度不變是同溫層。 0時隨高度的升高溫度反而增加叫逆溫層，穩(wěn)定到了對流不能進行的程度，也叫阻擋層。（ 2）當(dāng) m 時，就肯定 d 時就肯定 d m ，無論干空氣還是飽和空氣， 大氣總是處于不穩(wěn)定狀態(tài)，叫絕對不穩(wěn)定。（ 3） m d ，對于作垂直運動的飽和空氣來講，層結(jié)是不穩(wěn)定的，對于作垂直運動的不飽和空氣來講，層結(jié)是穩(wěn)定的，例題：一溫度為12 c 的未飽和氣塊在= 0.9c /100m的氣層中作向上運動，其

13、溫度按干絕熱直減率變化，問氣塊上升300m后的溫度是多少，這時它.周圍空氣的溫度呢，并說明此氣塊的運動趨勢，這時的氣層的穩(wěn)定情況如何？ 2最高溫為什么在 14 點左右？答 :這是因為大氣的熱量主要來源于地面。一方面又向大氣輸送熱量而失熱。若凈熱量，則溫度升高。若凈失熱量，則溫度降低。這就是說地溫的高低并不直接決定于地面當(dāng)時吸收太陽輻射的多少，而決定于地面儲存熱量熱量的多少.書后的思考題（供參考）光見一、基本概念可譜長波輻射短波輻射黑體太陽常數(shù)蕾利（分子）散射米散射（漫射）1 個大氣質(zhì)量大氣之窗大氣逆輻射地面以及地氣系統(tǒng)輻射差額干（濕）絕熱直減率大氣穩(wěn)定度氣溫年較差逆溫（各種逆溫類型）二、基本問

14、題1、什么是地面總輻射，與大氣上界的太陽輻射相比有什么變化？2、太陽輻射在大氣中的減弱方式與具體過程，由此可得出什么結(jié)論？3、地面輻射差額的含義及其對氣溫日變化的影響。4、海陸之間的熱力差異。5、大氣穩(wěn)定度的含義及判斷方法。第四章大氣中的水分1 飽和水汽壓（ E）：定義：飽和濕空氣中水汽的分壓強。反映空氣的最大水汽容納能力飽和水汽壓取決于溫度（馬格奴斯半經(jīng)驗公式.2.影響飽和水汽壓的因子；因子的變化怎樣影響它.影響因子：溫度TE蒸發(fā)面性質(zhì)E 過冷卻水 E 冰蒸發(fā)面形狀E凸面 E 平面 E 凹面液體含鹽度含鹽度E注： E 為飽和水汽壓， T 為絕對溫度3.影響水面蒸發(fā)的因子，重點道爾頓公式。溫度

15、：T溫度TE蒸發(fā)面性質(zhì)E 過冷卻水 E 冰蒸發(fā)面形狀E凸面 E 平面 E 凹面液體含鹽度含鹽度EEdW氣壓：PW風(fēng)：風(fēng)速W濕度： e d W 道爾頓蒸發(fā)公式 ：d0時， W 0，蒸發(fā)過程WA ? E ed0時， W 0，動態(tài)平衡Pd0時， W 0，凝結(jié)過程道爾頓定律： W （蒸發(fā)速度）、飽和差（ E-e ）及分子擴散系數(shù)（ A）成正比，氣壓（ P）成反比。.4大氣中常見的降溫過程 輻射冷卻，接觸冷卻，混合冷卻，絕熱冷卻5霜，霧。霜和霜凍的差異。霜：貼地層空氣中的水汽在地面發(fā)生凝華而形成的小冰晶。霧：飄浮在近地層空氣中的小水滴和小冰晶。霜與霜凍的差異 ：指在農(nóng)作物生長季節(jié)里，地面和植物表面溫度下

16、降到足以引起農(nóng)作物遭受傷害或者死亡的低溫；而霜是指白色固體凝結(jié)物。二者是有區(qū)別的。1、為什么云層存在會使白天氣溫降低，夜間氣溫升高? （重點題）答：白天云層存在，云層對太陽輻射有吸收，散射和反射作用，云層越厚，作用越強，那么到達地面的太陽輻射就小，使得白天氣溫降低；而在夜間，由于云層的存在，而不存在太陽輻射，云層越厚，大氣逆輻射超強，地面可以得到熱量的補償，減少熱量的損失，地面有效輻射小，所以，夜間的氣溫升高。2、形成云雨的主要條件是什么，為什么會形成不同類型云雨？形成云雨的主要條件是凝結(jié)核的存在，空氣垂直上升所進行的絕熱冷卻使空氣達到過飽和。在雨的形成過程中大水滴起著很重要的作用。由于空氣垂

17、直上升運動的形式和規(guī)模不同，形成云的狀態(tài)、高度、厚度也不同。大氣上升運動方式主要有：熱力對流，動力抬升，大氣波動，地形抬升。不同的云，由于其水平范圍，云高，云厚，云中含水量，云中溫度和升降氣流等情況不同，因而.降水的形態(tài)，強度，性質(zhì)也隨之而有差異。3、比較云和霧 。答：云和霧的形成都是水汽由未飽和達到飽和。一是增加空氣中的水汽， 二是降溫。一般來說云主要是靠潮濕空氣在上升運動過程中絕熱膨脹降溫達到飽和而生成的。因此，上升氣流和充足的水汽是云生成的必要條件。而霧出現(xiàn)在貼地氣層中，是接地的云。 霧的形成有兩個基本條件，一是近地面空氣中的水蒸氣含量充沛，二是地面氣溫低。6 云滴的增長過程 。物理過程

18、 :云滴凝結(jié)增長 ；是指云滴依靠水汽分子在其表面上凝聚而增長的的過程。云滴的沖并增長 ;云滴經(jīng)常處于運動之中，這就可能使它們發(fā)生蟲并。大小云滴之間發(fā)生沖并而合并增大的過程。第五章大氣的運動1.氣壓隨高度的變化 ;舉例：某測站海拔高度為40 米，本站氣壓為 1000 百帕，氣溫為 0，求 h 值，并將本站氣壓訂正為海平面氣壓。計算結(jié)果：h=8 ；海平面氣壓為1005 百帕。2.84表下注釋的理解.? 從表 4l中可以看出：在同一氣壓下，氣柱的溫度愈高，密度愈小，氣壓隨高度遞減得愈緩慢，單位氣壓高度差愈大。反之，氣柱溫度愈低，單位氣壓高度差愈小。 在同一氣溫下， 氣壓值愈大的地方， 空氣密度愈大，

19、氣壓隨高度遞減得愈快， 單位高度差愈小。 反之，氣壓愈低的地方單位氣壓高度差愈大。 比如愈到高空， 空氣愈稀薄， 雖然同樣取上下氣壓差一個百帕，而氣柱厚度卻隨高度而迅速增大。2造成大氣運動的力 。1）氣壓梯度與氣壓梯度力 氣壓梯度概念 氣壓梯度為既有方向又有大小的空間向（矢）量。其方向由高壓指向低壓，大小等于單位距離內(nèi)的氣壓差。單位： hpa m （ km ）可據(jù)某地點氣壓梯度方向， 了解氣壓朝哪個方向降低， 還可據(jù)氣壓梯度值大小，了解周圍大氣空間內(nèi)氣壓差異的程度。.（ 2）地轉(zhuǎn)偏向力（ Fc ）概念 由于地平面轉(zhuǎn)動而產(chǎn)生的使空氣偏離氣壓梯度力方向的力。起到限制風(fēng)無限增大的作用。Fc =A=2

20、V sin（ 3）慣性離心力（ C）概念 空氣作圓周運動時，為保持沿慣性方向運動產(chǎn)生的力。（ 4）摩擦力（ R）概念 兩個作相對運動的物體， 在相互接觸的界面間產(chǎn)生的一種阻礙物體運動的力（有外摩擦力、內(nèi)摩擦力之分）。? 上述四個力對空氣運動影響不同。氣壓梯度力是空氣產(chǎn)生運動的直接動力，為最基本的力；地轉(zhuǎn)偏向力對高緯度或大范圍的空氣運動影響大；慣性離心力對空氣作曲線運動時產(chǎn)生其作用；摩擦力在摩擦層中產(chǎn)生其作用。3水平地轉(zhuǎn)偏轉(zhuǎn)力的大小為什么與緯度有關(guān)(重點題 )? 地轉(zhuǎn)偏向力的大小與風(fēng)速和所在緯度的正弦成正比。 即在同一緯度上。 風(fēng)速愈大，偏轉(zhuǎn)力愈大；風(fēng)速愈小，偏轉(zhuǎn)力愈??；風(fēng)速為零時，偏轉(zhuǎn)力也為零

21、。在風(fēng)速相同情況下，偏轉(zhuǎn)力隨緯度減小而減小，到赤道時為零，在兩極達到最大。.第五章1 什么是氣團 ：定義。大范圍的空氣團，在其內(nèi)部氣象要素的水平分布比較均勻，垂直分布基本一致，在其控制的區(qū)域內(nèi)，天氣氣候特征也大致相同。2氣團的分類 (地理分類法 )p120 頁是根據(jù)氣團源地的地理位置和下墊面性質(zhì)進行分類。（自己補充）3.冬季影響我國的主要氣團。南海氣團，熱帶太平洋氣團，蒙古西佰利亞氣團4鋒的分類 。鋒的伸展高度劃分 :地面鋒，對流鋒，高空鋒。氣團源地劃分：冰洋鋒（北極鋒） ，極鋒，熱帶鋒（副熱帶鋒）5.冷鋒分類 。根據(jù)移動速度和天氣特征劃分：第一型冷鋒（緩行冷鋒）鋒后連續(xù)性降水，雨區(qū)寬 150

22、 200km不穩(wěn)定時，出現(xiàn)積雨云，形成陣性降水第二型冷鋒（急行冷鋒）鋒前降水，雨區(qū)寬幾十km干冷鋒：無云、無降水大風(fēng)（風(fēng)沙）6副高的活動與我國的雨帶，旱澇有何關(guān)系？（重點題）5 月前，副高脊線在 15 度 N 附近，主要雨帶位于華南； 6 月中旬，副高第一次北跳，脊線越過20 度 N，我國雨帶進入江淮流域，江淮梅雨開始；7 月中旬，副高第二次北跳，脊線越過25 度 N ，江淮梅雨結(jié)束，進入伏旱期，黃河流域雨.季開始，華南進入第二次雨季；8 月初，副高第三次北跳，脊線越過30 度 N ，華北雨季開始； 910 月，副高迅速南退，我國雨帶相應(yīng)由北向南退。出現(xiàn)異常情況，則有旱澇出現(xiàn)。7臺風(fēng)的概念以及

23、形成的條件。概念 :形成在熱帶海洋上，具有暖中心結(jié)構(gòu)的強烈發(fā)展的熱帶氣旋。臺風(fēng)形成的條件：暖性洋面：海水溫度26.5：地轉(zhuǎn)偏向力作用：距赤道 5 個緯距以上：對流層風(fēng)垂直切變小第六章1天文輻射的概念，以及影響其分布的因子。概念：太陽輻射在大氣上界的時空分布是由太陽與地球間的天文位置決定的，又稱天文輻射。由天文輻射所決定的地球氣候稱為天文氣候，它反映了世界氣候的基本輪廓。影響因子：除太陽本身的變化外，天文輻射能量主要決定于日地距離、太陽高度和白晝長度 。2 季風(fēng)：大范圍地區(qū)的盛行風(fēng)隨季節(jié)而有顯著改變的現(xiàn)象，稱為季風(fēng)3季風(fēng)的分類 ：一類主要由海陸熱力差異而產(chǎn)生的；另一類則主要是由行星風(fēng)系的季節(jié)移動

24、而引起的。就第一類而言，多發(fā)生在海陸相接的地方，如亞洲東部的溫帶和亞熱帶地區(qū)，這種季風(fēng)最典型，稱之為溫帶季風(fēng)和亞熱帶季風(fēng)。第二種季風(fēng)而言， 是由于行星風(fēng)系的季節(jié)移動而引起的，行星風(fēng)帶的分布很有規(guī)律，其位置隨季節(jié)而有規(guī)律的變化，因此，在兩個行星.風(fēng)帶相接的地方，變會發(fā)生顯著的風(fēng)的季節(jié)變化。從分布上多見于赤道和熱帶，所以稱之為赤道季風(fēng)或熱帶季風(fēng)。4 焚風(fēng)的概念和特點 。概念：沿著背風(fēng)坡向下吹的干熱風(fēng)叫焚風(fēng)益：特點：益。促進春季冰雪消融，夏季谷物提早成熟，農(nóng)作物向北推進。害：干旱、火災(zāi)、雪崩。5 影響氣候形成的因子 。1 輻射因子 ：太陽輻射是大氣、陸地、海洋增溫的主要能源，又是大氣中一切物理過程和

25、物理現(xiàn)象形成的基本動力。所以，太陽輻射也是氣候形成的基本因素。在地球表面，之所以存在不同的氣候類型，首先是由于太陽輻射在地表分布不均造成的，同樣，對于同一氣候區(qū)，氣候有季節(jié)的交替，也是太陽輻射隨時間有變化的緣故。2環(huán)流因子 ：一個地方氣候的形成不僅決定于當(dāng)?shù)氐奶栞椛浜拖聣|面的性質(zhì)，還通過大氣環(huán)流和洋流的作用而接受外界地區(qū)特性的影響。這是因為環(huán)流可促進高低緯度之間、海陸之間的熱量和水分交換，促進不同性質(zhì)氣團發(fā)生移動，并通過氣團的活動影響氣候的形成。從而在不同緯度的不同環(huán)流系統(tǒng)影響下形成不同的氣候類型。3 環(huán)流因子對大陸東西兩岸氣候的影響：由于環(huán)流因子的作用， 同緯度大陸東西兩岸的氣候是不同的。

26、一般說來，凡是迎風(fēng)岸，降水多，溫度變化和緩；背風(fēng)岸，降水少。4 洋流對氣候的影響： 1、對氣溫的影響 調(diào)節(jié)了高低緯度間的溫差；. 破壞了氣溫的溫度地帶性分布。2、對降水和霧的影響 暖洋流沿岸多降水；冷洋流沿岸多霧5環(huán)流變異與氣候 ：環(huán)流因子在氣候形成中起著重要作用。當(dāng)環(huán)流形勢在某些年份出現(xiàn)異常變化時，就會直接影響某些時期內(nèi)的天氣和氣候，出現(xiàn)異常。近年來頻繁出現(xiàn)的厄爾尼諾/ 南方濤動（ ENSO）就是一個顯著的實例。6海陸分布對氣候的影響：下墊面是大氣的主要熱源和水源，又是低層空氣運動的邊界面，它對氣候的影響十分顯著就下墊面差異的規(guī)模及其對氣候形成的作用來說，海陸間的差別是最基本的，并主要影響氣

27、溫大氣水分和環(huán)流。7冰雪覆蓋與氣候 ：冰雪覆蓋（冰雪圈）是氣候系統(tǒng)組成部分之一，它包括大陸冰蓋、高山冰川、季節(jié)性雪被、永凍土和海冰。是一種性質(zhì)特殊的下墊面。?練習(xí)題： O3 層對太陽紫外線的吸收很強， 由此保護了紫外線對生命的傷害。 （更正，動能）?氣溫實質(zhì)上是空氣分子平均勢能大小的表現(xiàn)。 （正確）?氣團的地理分類是按氣團的性質(zhì)和下墊面的性質(zhì)來進行分類的。（正確）?地轉(zhuǎn)偏向力只是相.對于地面有運動時才產(chǎn)生，物體處于靜止時不受地轉(zhuǎn)偏向力的作用。（正確）海陸風(fēng)的風(fēng)向特點是白天風(fēng)從海洋吹向陸地，夜晚風(fēng)從陸地吹向海洋。（正確）?暖氣團溫度高于所經(jīng)過地區(qū)溫度，暖氣團使所經(jīng)過地區(qū)變暖。（正確）?水量平衡是

28、水分循環(huán)過程的結(jié)果，而水分循環(huán)又是通過大氣環(huán)流來實現(xiàn)的。（正確）?大氣中各種云狀的產(chǎn)生，主要是空氣下降運動的形式不同而造成的。（更正，主要是空氣上升運動的形式不同而造成的。第七章1氣候帶與氣候型的劃分柯本氣候分類法 實驗分類法斯查勒氣候分類法 成因分類法1柯本氣候分類法 ：依據(jù)：以溫度和降水為基礎(chǔ)，對照自然植被的分布（景觀）熱帶A干帶B溫暖帶C冷溫帶D極地帶E優(yōu)點： 1、首次提出了氣候型的概念2、方法簡便，劃分界限明確，與自然景觀比較符合。缺點： 1、B 帶與 A、C、D、E帶并列欠妥.2、忽視了對氣候成因的分析，容易將低緯度高地氣候與高緯度氣候歸為一類。2斯查勒氣候分類法 ：依據(jù)：不同氣團源地、鋒面位置及其季節(jié)變化兼顧高度低緯度中緯度高緯度高地優(yōu)點：1、把高地氣候單獨列出來， 避免與高緯度的氣候相混淆，照顧到了氣候的緯度地帶性。2、在劃分上采用定量的指標(biāo)，實用價值大。缺點： 1、缺乏對季風(fēng)氣候的足夠重視。第八章1城市熱島效應(yīng)的概念以及影響因素。? 城市熱島效應(yīng)概念： 城市氣溫經(jīng)常比其四周郊區(qū)為高， 在氣溫的空間分布上，城市氣溫高，好像一個“熱島”矗立在農(nóng)村較涼的“海洋”之上，這種現(xiàn)象稱為城市熱島效應(yīng)或城市熱島。2影響因素：? 1.首先，是城市下墊面（大氣底部與地表的接觸面）特性的影響。城市內(nèi)大量人工構(gòu)筑物如鋪裝地面、 各種建筑墻面等，改