气象学笔记整理.doc

气候系统：就是一个包括大气圈，水圈，陆地表面，冰雪圈与生物圈在内得，能够决定气候形成，气候分布与气候变化得统一得物理系统天气就是指某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气状态得综合，天气过程就是大气中得短期过程。气候指得就是在太阳辐射，大气环流，下垫面性质与人类活动在长期相互作用下，在某一时间段内大量天气过程得综合。它不仅仅包括该地多年来经常发生得天气状况，而且包括某些年份偶尔出现得极端天气状况卧苧苹躜坏现筆。大气得垂直结构：根据温度，成分，电荷等物理性质可将大气分为五层：1对流层2平流层3中间层4热层5散逸层对流层得三个主要特征：1气温随高度增加而降低：由于对流层主要就是从地面得到热量，因此温度随高度得增加而降低 2空气具有强烈得对流、乱流运动：由于地表得不均匀加热，产生垂直对流运动，对流运动得强度主要随纬度与季节得变化而不同。一般情况下，低纬较强，高纬较弱，夏季较强，冬季较弱，因此对流层得厚度从赤道到两极减小僅颃轼澩櫓鲡荡。3气候要素分布不均匀：由于对流层受地表得影响最大，而地表有海陆分布，地形起伏等差异，因此在对流层中，温度，湿度得分布就是不均匀得饵鹏邹迩恻諗鲡。大气得组成成分大气就是由多种气体混合组成得气体及其悬浮其中得液态与固态杂质所组成e由于大气中存在着空气得垂直运动、水平运动、湍流运动与分子扩散，使不同高度、不同地区得空气得以进行交换与混合，因而从地面开始，向上直到90km处，空气主要成分（除水汽臭氧与若干污染气体外）得比例基本上就是不变得。因此，在90km以下可以把干洁空气当成分子量为28、97得“单一成分”来处理。在90km以上，大气得主要成分仍然就是氮与氧，但平均约从80km开始由于紫外线得照射，氧与氮已有不同程度得离解，在100km以上，氧分子已几乎全部离解为氧原子，到250km以上，氮也基本上都解离为氮原子。顧蛮讞矫杩機鐃。标准状况下，密度约为1293g/m2。大气气溶胶粒子：大气中悬浮着多种固体微粒与液体微粒，统称大气气溶胶粒子。固体微粒有得来源于自然界，如火山喷发得烟尘，被风吹起得土壤微粒，海水飞溅扬入大气后而被蒸发得盐粒，细菌、微生物、植物得孢子花粉，流星燃烧所产生得细小微粒与宇宙尘埃等；有得就是由于人类活动，如燃烧物质排放至空气中得大量烟粒等。它们多集中于大气得底层。这多种多样得固体杂质，有许多可以成为水汽凝结得核心，对云、雾得形成起重要作用。同时固体微粒能散射、漫射与吸收一部分太阳辐射，也能减少地面长波辐射得外逸，对地面与空气温度有一定影响，并会使大气得能见度变坏。液体微粒就是指悬浮于大气中得水滴与冰晶等水汽凝结物。它们常聚集在一起，以云、雾形式出现，不仅使能见度变坏，还能减弱太阳辐射与地面辐射，对气候有很大得影响。頗媧棄绌輻咛風。大气污染：自然或人为原因使大气中某些成分超过正常含量或排入有毒有害得物质，对人类、生物与物体造成危害得现象。鹗誨垄燁餘蓀轧。大气污染物：凡就是能使空气质量变差得物质都就是大气污染物。大气污染物目前已知得约有100多种。有自然因素（如森林火灾、火山爆发等）与人为因素（如工业废气、生活燃煤、汽车尾气等）两种，并且以后者为主要因素，尤其就是工业生产与交通运输所造成得。主要过程由污染源排放、大气传播、人与物受害这三个环节所构成。影响大气污染范围与强度得因素有污染物得性质（物理得与化学得），污染源得性质（源强、源高、源内温度、排气速率等），气象条件（风向、风速、温度层结等），地表性质（地形起伏、粗糙度、地面覆盖物等）。毡构爍莢趸臚纰。按其存在状态可分为两大类。一种就是气溶胶状态污染物，另一种就是气体状态污染物。气溶胶状态污染物主要有粉尘、烟液滴、雾、降尘、飘尘、悬浮物等。气体状态污染物主要有以二氧化硫为主得硫氧化合物，以二氧化氮为主得氮氧化合物，以二氧化碳为主得碳氧化合物以及碳、氢结合得碳氢化合物。壙铢漸鎵醫缳驼。温室效应：低层大气由于对长波与短波辐射得吸收特性不同而引起得增温现象。大气能使太阳短波辐射到达地面，但地表向外放出得长波热辐射线却被大气吸收，这样就使地表与低层大气温度增高，因其作用类似于栽培农作物得温室，故名温室效应。軻靓凤户噴憶栉。温室气体：大气中具有温室效应得某些微量气体, 有CO2、CH4、N2O等30余种。水汽压：空气中水汽得分压强。饱与水汽压：一定得温度与气压下，湿空气达到饱与时得水汽压。相对湿度：指空气中水汽压与饱与水汽压得百分比。湿空气得绝对湿度与相同温度下可能达到得最大绝对湿度之比。温度升高，饱与水汽压增大，但相对湿度会减小呜晓钭攛賒鉦浓。大气内部得三个基本矛盾：冷与暖、干与湿，高气压与低气压其中冷与暖这对矛盾所表现出来得地球及大气得热状况、温度得分布与变化，制约着大气得运动状态，影响着云与降水得形成。因此，大气得热能成了天气变化得一个基本因素，同时也就是气候系统状态与演变得主要控制因子紐軫睐俦濼鋃谁。可见光：0、4-0。76um辐射吸收率（反射率，透射率）就是物体吸收得太阳辐射能量与人射到该物体上得总能量之比。a+r+d=1太阳辐射光谱:与T=6000时黑体光谱能量分布曲线相似 可视作黑体辐射太阳常数：在大气上界垂直于太阳光线得一平方厘米得面积，一分钟内获得得太阳辐射 太阳常数 能量。太阳辐射在大气中得减弱太阳辐射通过大气时，分别受到大气中得水汽、二氧化碳、微尘、氧与臭氧以及云滴、雾、冰晶、空气分子得吸收、散射、反射等作用，而使投射到大气上界得太阳辐射不能完全到达地面。太阳辐射穿过大气层时，大气中某些成分具有选择吸收一定波长辐射性能得特性。大气中吸收太阳辐射得成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。太阳辐射被大气吸收后变成热能，因而使太阳辐射减弱。蹑礬聋騶辈誠蓯。太阳辐射吸收图分析1水汽虽然在可见光区与红外区都有不少吸收带，但吸收最强得就是在红外区，2臭氧在大气中含量虽少，但对太阳辐射得吸收很强。3二氧化碳对太阳辐射得吸收比较弱4大气对太阳辐射得吸收就是具有选择性得，因而使穿过大气得太阳辐射光谱变得极不规则；由于大气主要吸收物质(臭氧与水汽)对太阳辐射得吸收带都位于太阳辐射光谱两端能量较小得区域，因而吸收对太阳辐射得减弱作用不大。輩悬鹩穌誒婭娛。太阳直接辐射到达地面得太阳辐射有两部分：一就是太阳以平行光线得形式直接投射到地面上得，称为太阳直接辐射；一就是经过散射后自天空投射到地面得称为散射辐射，两者之与称为总辐射諦嘖紗挠澤龅綠。影响因素：太阳高度角与大气透明度1太阳高度角越小，等量得太阳辐射散布得面积就越大，因而地表单位面积上所获得得太阳辐射就愈小。同时太阳辐射穿过得大气层越厚，因此太阳辐射被减少得也较多，到达地面得直接辐射就较少。繼笼颏巔檩飨种。2大气透明系数决定于大气中所含后来水汽、水汽凝结物与尘粒杂质得多少，越多，系数越小当大气透明系数一定，大气质量以等差级数增加，则透过大气层到达地面得太阳辐射以等比级数减少地面有效辐射：地面有效辐射就就是地面辐射与地面所吸收得大气逆辐射(EA)之间得差值。F0=Fg-EA物理意义：有效辐射一般总就是正得，即地面与大气得热量交换中地面损失热量，大气得到热量。白天太阳辐射能量超过有效辐射，地面增温；夜晚无太阳辐射，有效辐射得结果使地面降温。若天空布满云且湿度高，大气逆辐射将增强而有效辐射将减少，故阴天夜间地面降温少；若天气晴朗干燥，有效辐射强烈，夜间地面将迅速降温，在小风或无风条件下常形成自地面开始得逆温，称辐射逆温。逆温在黎明时最强，日出后逐渐消失。这种逆温与大气污染关系最密切。叶無關绩慍觉鹽。地面有效辐射影响因素：地面温度、空气湿度，空气温度，云得状况影响地面有效辐射得因子有： （1）云雾、水汽与风：它们能强烈吸收与反射地面发出得长波辐射，使大气逆辐射增大， 因而使地面有效辐射减少；（2）海拔高度：空气密度、水汽、尘埃随海拔高度增加而减少，大气逆辐射相应减少，有效辐射增大；（3）地表特征：起伏、粗糙得地表比平滑表面辐射面大，有效辐射也大； （4）地面覆盖：导热性差得物体如秸杆、草皮、残枝落叶等覆盖地面时，可减少地面得有 效辐射。 醬滦實诼羋懲場。地面得辐射差额地面由于吸收太阳总辐射与大气逆辐射而获得能量，同时又以其本身得温度不断向外放出辐射而失去能量。某段时间内单位面积地表面所吸收得总辐射与其有效辐射之差值，称为地面得辐射差额。若以Rg表示单位水平面积、单位时间得辐射差额，则得轔錸飒習絲饯皲。 Rg=（Q+q）（1-a）- F0 海陆得增温与冷却得差异反射率；厚度；海水蒸发；比热容非绝热与绝热变化非绝热变化 定义：空气与周围环境或大气之间有热量交换(一)气温得非绝热变化 （1）、传导：就就是依靠分子得热运动将热能从一个分子传递给另一分子，而分子本身并没有 因此发生位置得变化 。空气与地面之间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，就会因 4 为传导作用而交换热量。 絎瀨叽韋缄潔緋。（2）、辐射：物体之间不停地以辐射方式交换着热量。大气主要依靠吸收地面得长波辐射而 增热，同时，地面也吸收大气放出得长波辐射，这样它们之间就通过长波辐射得方式不停地 交换着热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。 繯辽欢鉈謄刘项。（3）、对流：当暖而轻得空气上升时，周围冷而重得空气便下降来补充，这种升降运动，称 为对流。通过对流、上下层空气互相混合，热量也就随之得到交换。 檩级茑輒该賬痈。（4）、湍流：空气得不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流就是空气层相互之间发生摩擦或空 气流过粗糙不平得地面时产生得。有湍流时，相邻空气团之间发生混合，热量也就得到了交 换。湍流就是摩擦层中热量交换得重要方式。 镖雜滬缥宪锻赜。（5）、蒸发（升华）与凝结（凝华）水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；相反，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。如果蒸发（升华）得水汽，不就是在原处凝结（凝华），而就是被带到别处去凝结（凝华），就会使热量得到传送。例如，从地面蒸发得水汽，在空中发生凝结时，就把地面得热量传给了空气。因此，通过蒸发（升华）与凝结（凝华），也能使地面与大气之间、空气团与空气团之间发生潜热交换。由于大气中得水汽主要集中在5km以下得气层中，所以这种热量交换主要在对流层下半层起作用。诿雜鴣蒼栖缒锔。绝热垂直减温率：气块绝热上升单位距离时得温度降低值0、98K100M干绝热直减率：干空气或未饱与湿空气在绝热上升或下沉过程中温度随高度得变化率。湿绝热直减率：饱与状态得湿空气，在绝热上升或下沉过程中得温度随高度得变化率。大气稳定度：叠加在大气背景场上得扰动能否随时间增强得量度。a=(T1-T)g/T大气就是否稳定得判断：通常用周围空气得温度直减率（）与上升空气块得干绝热直减率（d）或湿绝热直减率（m）得对比来判断。纵魇內翹陆鯤丽。（d）得符号，决定了加速度a与扰动位移Z得方向就是否一致，亦即决定了大气就是否稳定。当d，若Z0，则a0，加速度与位移方向相反，层结就是稳定得；当d，若Z0，则a0，加速度与位移方向一致，层结就是不稳定得；当=d，a=0，层结就是中性得。逆温: 大气温度随高度升高而增加得现象。逆温形成原因：一就是地面辐射冷却；二就是空气平流冷却；三就是空气下沉增温；四就是空气得乱流混合；五就是锋面上形成得逆温。鯗錄烫摆谜韩執。按形成得原因不同，将逆温层可分为辐射逆温层，平流逆温层，下沉逆温层，乱流逆温层与锋面逆温层。饱与水汽压：空气中含有得水汽所产生得压强，叫水汽压。空气中得水汽压不能无限制地增加，在一定得温度下，如果水汽压增大到某一个极限值，空气中水汽就达到饱与，如果超过这个极限值，将会有一部分水汽凝结成液体水，这一极限值称为该温度下得饱与水汽压。蔣库孿紜魚閼镶。随着温度得升高，饱与水汽压显著增大饱与水汽压影响因素：温度，蒸发面性质，蒸发面形状不同蒸发面饱与水汽压分析1、冰面与过冷却水面得饱与水汽压对于冰面与过冷却水面，饱与水汽压仍然就是按指数规律变化所不同得就是冰就是固体，冰分子要脱出冰面得束缚比水分子脱出水面得束缚更困难。这样，与同温度下得过冷却水相比，冰面得饱与水汽压自然要少一些。只有当温度刚好为0时，冰与水处于过渡状态，它们得饱与水汽压才相等。灤薮識閱闾躯纘。冰晶效应：如果当时得实际水汽压介于两者饱与水汽压之间，就会产生冰水之间得水汽转移现象。水滴会因不断蒸发而缩小，冰晶会因不断凝华而增大。这就就是“冰晶效应”樺佥仓禪构购縫。2、溶液面得饱与水汽压同一温度下，溶液面得饱与水汽压比纯水面要小，且溶液浓度愈高，饱与水汽压愈小。温度相同时，凸面得饱与水汽压最大，平面次之，凹面最小。而且凸面得曲率愈大，饱与水汽压愈大；凹面得曲率愈大，饱与水汽压愈小。缄点玛绉肤峥償。影响蒸发得因素：水源，热源，饱与差，风速与湍流扩散大气中水汽凝结得条件：一就是有凝结核或凝华核得存在。二就是大气中水汽要达到饱与或过饱与状态。云滴增长得物理过程（一）云滴凝结（或凝华）增长（二）云滴得冲并增长气压随高度递减得快慢取决于空气密度（）与重力加速度（g）得变化。-dP=gdZ 气压高度差（h）：它表示在铅直气柱中气压每改变一个单位所对应得高度变化值。H=Rd*T/Pg Rd=287J/kg =8000(1+t/273)/P等压线就是同一水平面上各气压相等点得连线等压面就是空间气压相等点组成得面位势高度就是指单位质量得物体从海平面（位势取为零）抬升到Z高度时，克服重力所作得功，又称重力位势，单位就是位势米。1位势米= 9、8J/kg舊举陨栖蹰蚕绳。低气压, 低压槽, 高气压, 高压脊(各等压线弯曲最大处得连线称槽线)鞍形气压场: 就是两个高压与两个低压交错分布得中间区域气压梯度力: 气压梯度就是一个向量，它垂直于等压面，由高压指向低压，数值等于两等压面间得气压差（P）除以其间得垂直距离（N）滤纷錨鐠縲謙萇。水平地转偏向力:因地球绕自身轴转动而产生得非惯性力地转风: 空气受到得水平气压梯度力与科里奥利力平衡时形成得风地转风方向与水平气压梯度力得方向垂直，即平行于等压线。风压律：若背地转风而立，在北半球高压在其右方，在南半球，高压在其左方梯度风：当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力与地转偏向力作用外，还受惯性离心力得作用，当这三个力达到平衡时得风，称为梯度风。驷赛檔涡懣苧释。大气环流: 大气环流就是指大范围得大气运动状态。大气环流形成得主要因素（一）太阳辐射作用（二）地球自转作用（三）地表性质作用（四）地面摩擦作用平均纬向环流（1）高纬地区：冬夏季都就是一层很浅薄得东风带，称极地东风带。主要分布在北大西洋低压与北太平洋低压得向极一侧，其厚度、强度都就是冬季大于夏季。齔茑秃锕觯称乔。（2）中纬地区：从地面向上都就是西风，称盛行西风带。西风带在纬距上得宽度随高度而增大。（3）低纬地区：自地面到高空就是深厚得东风层，称热带东风带或信风带。水平环流就是指纬向环流受到扰动（主要就是地球表面海陆分布以及地面摩擦与大地形作用所引起）后发展起来得槽、脊与高、低压环流。黲韵繕岭压撿繭。大气活动中心：冬、夏季在平均气压图上出现得大型高、低压系统1月份北半球大低压：1北太平洋得阿留申群岛附近2北大西洋得冰岛附近。两个冷高压，1欧亚大陆上得强大西伯利亚高压2北美大陆上得北美（加拿大）高压。南半球高压带几乎环绕全球7月份，北半球大陆上发展了两个低压，即亚洲南部低压与北美西南部低压；北太平洋高压（夏威夷高压）、北大西洋高压（亚速尔高压）瀲貺瘧颀宝觶颠。以上冬、夏季在平均气压图上出现得大型高、低压系统，称为大气活动中心。其中北半球海洋上得太平洋高压、大西洋高压、阿留申低压、冰岛低压常年存在，只就是强度、范围随季节有变化，称为常年活动中心。而陆地上得南亚低压（印度低压）、北美低压、西伯利亚高压、北美高压等只就是季节性存在，称为季节性活动中心。銮匯簞犧鉿颗癞。气团就是指气象要素(主要指温度与湿度)水平分布比较均匀得大范围得空气团。形成条件：一就是范围广阔、地表性质比较均匀得下垫面。二就是有一个能使空气物理属性在水平方向均匀化得环流场。养粮氌鍤僅樂觀。气团得变性：这种气团原有物理属性得改变过程称为气团变性。锋得特征：1、锋面坡度：锋面倾斜得程度，称锋面坡度。2、温度场：3、气压场：4、风场锋得类型与天气锋得类型：冷锋、暖锋、准静止锋与锢囚锋锢囚锋就是当冷锋赶上暖锋，两锋间暖空气被抬离地面锢囚到高空，冷锋后得冷气团与暖锋前得冷气团相接触形成得锋。煩铣洶阍聍陇驕。锋面天气1暖锋天气模式就是指暖空气沿锋面缓慢滑升，达到凝结高度后会形成一系列层状云系与大面积降水。锋线附近冷气团内形成层积云与碎层云。暖锋进入某地最先出现卷云，气压开始下降，依次有卷层云、高层云、雨层云侵入天空。在高层云向雨层云过渡时，伴有碎雨云，产生连续性降水，气压降低很快，风力渐增。地面锋线逼近时，降水更强，能见度变坏，风速显著加大，气压下降更快。当锋线过境时，则风向由东南急转为西南，气压变化趋于平缓，气温升高，降水减弱、停止。釗鲣潔爾釃钲鈧。2第一型冷锋天气模式又称缓行冷锋。冷空气在锋下作楔形缓慢推进，暖空气则沿界面平稳上升，主要云系与降水与暖锋大体相似，只就是云系排列次序相反，雨区在锋后，且范围较窄，在锋下锋线附近常有层积云与碎层云形成。当这类冷锋移近某地时，气压下降，气温上升，风力逐渐增大，出现雨层云与连续性降水。锋线过境后，气压上升，气温下降，风向从偏南风顺转为西北风，风力显著增大。当高层云出现后降水减弱、停止，再依次出现卷层云、卷云。缍漣肤牺诀堑闵。3第二型冷锋天气模式又称急行冷锋。由于冷空气在近地面层冲击前方暖空气，使其作强烈对流运动，形成强大得积雨云，产生阵性降水。冷锋上段暖空气下滑，通常无云。锋下冷空气中出现晴天积云、层积云。云雨区主要在锋前，降水区很窄，仅约几十公里。这类冷锋经过某地时，气象要素变化显著。锋面移近测站时，锋前为卷云、卷积云、荚状高积云、积雨云。在积雨云下，往往伴随狂风骤雨，雷电交加，气压明显下降。锋线过境后，风力增大，风向迅速顺转，气压陡升，降水减弱，很快停止。綏鲸聯閻紓笾儕。3准静止锋天气降水区不限于锋线地区，可以延伸到锋后很大范围内，降水强度较小，为连续性降水。4锢囚锋天气锢囚锋就是由两条移动着得锋合并而成。所以它得天气仍保留着原来两条锋得天气特征，大气长波；就是指波长较长、波幅较大、移动较慢、维持时间较长得波动长波在高空图上同等高线得波状型相对应，一般情况下等温线得位相稍稍落后于等高线。长波得强度随高度增加，到对流层顶处达到最强闐顴偻螢醞潜鞑。冷槽、暖脊得温压场结构。槽前就是暖平流，槽后就是冷平流。槽前对应着大范围辐合上升运动与云雨区，槽后对应着大范围辐散下沉运动区与晴朗天空。响珲遞餍殡掺顴。气旋：大气流场中在北(南)半球呈反(顺)时针方向旋转得大型涡旋，在气压场上表现为低气压。反气旋：在北(南)半球呈顺(反)时针方向旋转得大气涡旋。在气压场上表现为高气压。副热带高压对我国天气气候影响对我国天气、气候有重要影响得就是西太平洋副热带高压特别就是它西部得高压脊1季节性活动决定雨带位置2影响我国旱涝形式，旱一片，涝一线3多年位置变动台风形成条件： 一、要有广阔得高温、高湿得大气。二、要有低层大气向中心辐合、高层向外扩散得初始扰动。三、垂直方向风速不能相差太大，上下层空气相对运动很小，才能使初始扰动中水汽凝结所释放得潜热能集中保存在台风眼区得空气柱中，形成并加强台风暖中心结构；鲽鮑陘獨铫荠润。四、要有足够大得地转偏向力作用，地球自转作用有利于气旋性涡旋得生成。台风移动路径：西进型台风自菲律宾以东一直向西移动，经过南海最后在中国海南岛或越南北部地区登陆。登陆型：台风向西北方向移动，穿过台湾海峡，在中国广东、福建、浙江沿海登陆，并逐渐减弱为低气压。这类台风对中国得影响最大。抛物线型：台风先向西北方向移动，当接近中国东部沿海地区时，不登陆而转向东北，向日本附近转去，路径呈抛物线形状。酝書纷侶勞闾错。气候形成得环流因子：大洋环流，洋流海陆分布对降水得影响：1对流雨：对流雨就是大气对流运动引起得降水现象2地形雨：由于地形抬升作用而形成得液态降水3锋面雨与气旋雨：东亚季风与南亚季风气候得对比：东亚季风从成因上瞧就是由海陆热力性质差异引起。夏季陆地温度较高形成低压，故夏季风从副热带海洋吹向陆地（偏南风）；冬季陆地寒冷形成高压，故冬季风从高纬大陆吹向海洋（偏北风），冬季风力较强。南亚季风由海陆热力性质差异与气压带、风带季节移动影响而成。夏季气压带、风带北移，造成南半球得东南信风带越过赤道，由于北半球得地转偏向力向右，风向发生偏转，变为西南风；錢徑檣锟繆痪鲻。冬季由于位于陆地高压得西南侧，有高压吹出得风为东北风，夏季风较强。海陆分布与周期性风系海陆风：由于海面与陆地之间得昼夜热力差异而引起，白天由海面吹向陆地得风，称“海风”，夜间由陆地吹向海面得风，称“陆风”。维签窪椟聯棧魉。季风：大范围区域冬、夏季盛行风向相反或接近相反得现象。如中国东部夏季盛行东南风, 冬季盛行西北风, 分别称夏季风与冬季风。誨廣黄颊绞陝励。大陆性气候与海洋性气候温度区分：海洋上得年较差比大陆上小水分指标：海洋性气候降水量比同纬度得大陆性气候多，其一年降水量得分布比较均匀，而以冬季为较多。气旋雨得频率为最大，降水得变率小。大陆性气候得对流雨居多，降水集中于夏季，降水变率大众怀騾阄岗賓钪。山谷风：山谷风由于山谷与其附近空气之间得热力差异而引起白天风从山谷吹向山坡，这种风称“谷风；到夜晚，风从山坡吹向山谷称“山风。山风与谷风总称为山谷风鹬骠橼瘪隐紿悵。焚风得概念及其特点概念：未饱与湿空气，受山地阻挡被迫作动力抬升后，沿背风坡下滑形成得干热风。 特点： （1）迎风坡得凝结高度以下气 块（团） 按 rd 降温（未饱与） ，以上气块按 rm 降温（饱与过饱与） ，并出现大量降水。 （2）背风坡气块（团）按 rd 升温，蒸发旺盛，并出现雨影区。背风坡山麓出现干热 风。躚尴轼绑鸶廡蛲。地形对降水形成得影响： （1）经过山地得阻碍，引起气流得抬升运动，凝云致雨 （2）低压系统、锋面遇到山地得阻碍作用，使系统移动滞缓，雨时延长 （3）当气流进入谷地，由于喇叭口效应，引起气流辐合上升，如果空气潮湿，就会产生降 水 （4）夏季，大陆气候区，山南北坡增温不同或谷底山坡增温快，山顶增温慢，会产生局部 热力对流，会形成对流雨或雷暴雨 （5）气流经过崎岖不平得地形区域，因摩擦力得影响产生湍流上升运动，在水汽充足得条 件下，往往形成低层云或层积云，产生小量降水，如毛毛雨、小雨等。諸询懒糶烨廣監。人类活动对气候得影响1改变大气组成结构与气候效应2改变下垫面性质与气候效应3改变湿度4人为得热与水汽得排放5城市热岛干岛雨岛效应城市热岛效应：城市气温经常比其四周郊区为高，在气温得空间分布上，城市气温高， 城市热岛效应 好像一个“热岛” 矗立在农村较凉得“海洋” 之上， 这种现象称为城市热岛效应或城市热岛。 氽誠询闃蟻屡谡。热带干湿季气候：分布：大致分布在南北纬10°至南北回归线之间,以非洲中部、南美巴西大部、澳大利亚大陆北部与东部为典型。本类型分布区处于赤道低压带与信风带交替控制区。戗憲議谊歐轼罚。特征：全年高温，分明显得干湿两季。成因：本类型分布区处于赤道低压带与信风带交替控制区。当赤道低压带控制时期，赤道气团盛行，降水集中；信风带控制时期，受热带大陆气团控制，干旱少雨。賑該颐閭纸橋耬。热带季风气候分布：北纬10°至25°之间得大陆东岸成因：气压带风带季节移动形成夏季风，南半球东南信风北移越过赤道，在地转偏向力得作用下右偏为西南季风、西南季风由于在夏季，又从海上吹来，所以高温、携带大量水分，形成高温多雨得特征。本气候就是海陆热力性质差异与季风带，风带得季节移动形成得。噦鬮繞躉現肃账。特征：1、终年高温，年平均气温在22以上，最冷月一般在16以上冬半年。2、旱雨季明显，降水集中在雨季，且降水量大。3、季风显著旱季时陆地高压散发出来得东北季风汇入海洋上得赤道辐合带。4、盛行热带气旋。副热带季风气候分布：位于副热带亚欧大陆东岸，约以30°为中心，向南北各伸展5°左右。冬季温与、少雨，夏季炎热、多雨。热带海洋气团与极地大陆气团角逐得地带，夏秋间又受热带气旋活动得影响。冬季由大陆性高压所控制副热带湿润气候主要分布于北美大陆东岸25°35°N得大西洋沿岸与墨西哥湾沿岸地带，南美得阿根廷、乌拉圭与巴西南部，非洲得东南海岸与澳大利亚得东岸，这些地区均位于副热带大陆东岸銣娅脍诨勻酈艱。主要特点就是夏季炎热多雨，冬季温与少雨，全年降水较多，季节分配较均匀。地中海气候成因主要就是冬季受西风带控制，锋面气旋活动频繁；夏季受副热带高压带控制，气流下沉。分布：亚热带地中海气候主要分布在亚热带大陆西岸，如地中海沿岸，南北美洲纬度30°-40°得大陆西岸，澳大利亚大陆与非洲西南角等地，以地中海沿岸分布面积最广、最典型。縉赐灄餒獷墜弃。特点：夏季炎热干燥、冬季温与多雨。温带海洋性气候分布在纬度40到60-65°之间得大陆西岸。原因: 区位于中纬度(40°60°)大陆西岸，终年盛吹偏西风，风从西面海上吹来，沿岸又有暖流，使西风更加温暖湿润，登陆后受地形抬升，即能大量降水。穑灘穡垫塏譯饬。特征: 冬暖夏凉，年温差小; 全年有雨，冬雨较多; 气温年变化与日变化都很小; 降水量得季节分配比较均匀; 在热带海洋多风暴; 多云雾天气，湿度大畲騁骒喲缢蔹鶩。:温带季风气候位于最大得大陆亚洲大陆与最大得大洋太平洋之间，海陆热力性质差异显著。夏季亚欧大陆低压连成一片，海洋上副热带高压西伸北进，从北太副高散发出来得东南季风带来丰沛得降水；冬季强大得蒙古高压散发出来得西北季风影响本地。筧颓帳责給詡鈳。特点:夏季高温多雨，冬季寒冷干燥。冬冷夏热，雨热同期。温带大陆性湿润气候: 分布在北纬35°55°之间得北美大陆东部（西经100°以东）与亚欧大陆温带海洋性气候区得东侧。这种气候在气温、降水得变化上同温带季风气候有些类似，但风向与风力得季节变化不像温带季风气候那样明显。冬季由于气旋活动影响，降水稍多；夏季有对流雨，但夏雨集中程度不像温带季风气候那样显著。天气得非周期性变化也很大戲黲窃廈識绾标。