自然地理学3~5章名词解释

第三章大气圈P82干洁空气：除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体。P84气溶胶粒子：大气悬浮固体杂质和液体微粒，除由水汽变成的水滴和冰晶外，主要是大气尘埃和其他杂质。P85地冕：由电离气体组成的极稀薄的大气层。P85大气上界：气象学把极光出现的最大高度1200km定为大气上界；高层大气物理学常把离心力已超过重力，大气密度接近星级气体密度的高度3000km定为大气上界。P86气压：从观测高度到大气上界单位面积上（横截面积1cm2）垂直空气柱的质量。P86水平气压场：由于地表的非均一性及动力、热力因子影响，在同一水平面上实际气压的分布并不均匀，根据各地同一时刻的海平面气压值，在地图上用等压线绘出高、低气压的分布区域，一般可分为低气压、高气压、低压槽、高压脊及鞍形等区域。*低气压（低压）：由闭合等压线构成的低气压区，水平气压梯度自外围指向中心，气流向中心辐合。*高气压（高压）：由闭合等压线构成的高压区，水平气压梯度自中心指向外围，气流自中心向外辐散。*低压槽和高压脊：低气压延伸出来的狭长区域，简称槽。高气压延伸出来的狭长区域，简称脊。槽线过境，通常会引起天气的迅速变化；高压脊里的天气则通常是良好的。*鞍形气压区：两个高气压和两个低气压交错相对的区域是鞍形气压区。区内气流不稳定，天气阴沉。P88均质层：从地表至85km高度的大气层，除水汽有较大变动外，其组成较均一。P88非均质层：85km高度以上为非均质层。其中又可分为氮层（85~200km）、原子氧层（200~1100km）、氦层（1100~3200km）和氢层（3200~9600km），质量只有大气总质量的0.01%，但能过滤太阳辐射的高能部分，避免生物被离子化或燃烧，又是地面扩散污染物的强氧化场所。P88光化层：具有分子、原子和自由基组成的化学物质，其中包括约在20km高度处、03浓度最大的臭氧层，其他活跃成分包括原子氧（O）、羟基（OH）、氢过氧基（HO2）等。P88离子层：离子层包含大量离子，有反射无线电波的能力。从下而又可分为D、E、F1、F2和G层。*极光：由太阳喷焰中发射的高能粒子与高层大气中的空气分子相撞，使之电离，并在地球磁场的作用下，偏于两极上空而形成的一种光现象。P88对流层：大气最底层，其下界是地面，上界因纬度和季节而不同。以空气垂直运动旺盛为典型特点。根据观测，对流层的平均厚度在低纬度为17—18公里，中纬度10—12公里，高纬度8—9公里。夏季对流层的厚度大于冬季。对流层集中了整个大气质量的3/4和90%以上的水汽。对流层特征：（1）在一般情况下，对流层中气温随高度增加而降低。因为，对流层空气主要依靠地面长波辐射增热，愈近地面，空气受热愈多，反之愈少。因此，高度愈大，气温愈低。平均每升高100米气温降低0.6℃。（2）空气对流运动显著。对流层的温度垂直变化明显，水平分布不均，愈近地面气温愈高，纬度愈高气温愈低。这种状况有利于空气的垂直对流和水平运动。空气的对流运动，使高低层空气得到交换，近地面的热量、水汽和杂质通过对流向上空输送，导致一系列的天气现象的形成。（3）天气现象复杂多变。由于空气有垂直对流与水平运动，水汽和杂质含量均多，随着气温变化，可产生一系列物理过程，形成复杂的天气现象。因此，对流层与地表自然界和人类关系最为密切。对流层内部根据温度、湿度和气流运动，以及天气状况诸方面的差异，通常划分为三层：①下层：底部和地表接触，上界大致为1—2公里，有季节和昼夜等的变化，一般夏季高于冬季，白天高于夜间。下层的特点是水汽、杂质含量最多，气温日变化大，气流运动受地表摩擦作用强烈，空气的垂直对流、乱流明显，故下层通常也叫摩擦层或边界层。②中层：下界为摩擦层顶，上部界限在6公里左右。中层受地面影响很小，空气运动代表整个对流层的一般趋势，大气中发生的云和降水现象，多数出现在这一层。此层的上部，气压只及地面的一半。 ③上层：范围从6公里高度伸展到对流层顶部。这一层的水汽含量极少，气温经常保持在0℃以下，云都由冰晶或过冷水滴所组成。在对流层和平流层之间，还存在一个厚度数百米至1—2公里的过渡层，称为对流层顶。其气温随高度增加变化很小，甚至没有变化，它抑制着对流层内的对流作用进一步发展。P88平流层：对流层顶以上到50—55公里范围大气层气流稳定。平流层气温基本上不受地面影响，故随着高度的增加，起初不变或变化极小；至30公里高度以上时，由于臭氧含量多，吸收了大量的紫外线，因此升温很快，并大致在50公里高空形成一个暖区。到平流层顶，气温约升到270—290K。平流层水汽含量极少，因而没有对流层内出现的那些天气现象，只在底部偶然出现一些分散的贝云。本层气流运动相当平稳，并以水平运动为主，平流层即由此而得名。现代民用航空飞机可在平流层内飞行。P89中间层：自平流层顶到80—85公里是中间层，主要特点是气温随高度增加而迅速下降，到顶部降至160—190K。这可能与这一高度几乎没有O3有关。由于下层气温比上层高，故空气有垂直对流运动，又称为高空对流层或上对流层。P89暖层：自中间层顶到800公里高空属于暖层。这一层大气密度很小，在700公里厚的气层中，只含有大气总质量的0.5％。暖层特点是：气温随高度的增加而迅速升高，到顶部高达1000K，这是因为所有波长小于0.175μm的太阳紫外辐射都已被暖层气体所吸收的缘故。由于大气密度太小，氧分子和部分氮分子在太阳紫外线和宇宙射线作用下被分解为原子，并处于高度电离状态，所以暖层又称电离层。电离程度较强的有高度在100—120公里的E层和200—400公里的F层，以及介于中间层和暖层之间的，只在白天出现、高度大致为80公里的D层。电离层能够反射无线电波，故在远距离无线电通讯中具有重要意义。当太阳活动强烈时，电离层受到骚扰，并能吸收短波无线电，导致地球上无线电通讯受阻甚至短时间中断。P90散逸层：暖层顶之上，因大气十分稀薄，离地面远，受地球引力场约束微弱，一些高速运动的空气质点就能散逸到星际空间，所以本层称为散逸层。根据宇宙火箭探测资料，地球大气层之外，还有一层极其稀薄的电离气体，可伸展到22000公里高度，称为地冕。这可能就是地球大气层向宇宙空间的过渡区域。P90标准大气（参考大气）：人们根据高空探测数据和理论，规定的一种特性随高度平均分布的大气模式。其假定空气是干燥的，在86km以下是均匀混合物，平均摩尔质量28.964kg/mol，且处于静力学平衡和水平成层分布。P91太阳辐射光谱：太阳辐射中辐射按波长的分布。P91太阳辐射强度：单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能。P91地球拦截的太阳辐射量：地球大圆横截面在这个空间球面上所占面积的比例。P91太阳常数：在日地平均距离（1.496×108km）上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射。*太阳高度角（H）：太阳直射光与地表面测点切线间的夹角。P92直接辐射:太阳光以平行光线形式直接投射到地面的辐射。P92散射辐射:经大气散射后到达地面的太阳辐射。*大气窗：地面辐射可穿过大气层进入宇宙空间波长为8.4~12um的部分波段。P92太阳辐射总量（太阳总辐射）：经大气削弱后到达地面的直接辐射与经大气散射后到达地面的散射辐射之和。P92反照率：到达地面的总辐射，一部分被地面吸收成热能，一部分被反射。反射部分占辐射量的百分比。P94潜热输送：海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气层中。一方面水汽凝结成雨滴或雪时，放出潜热给空气；另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸发，这个过程交替进行，是地—气间能量交换的最主要部分，大气依靠水汽凝结释放潜热而得到的能量最多。P94感热输送：陆面、水面温度与低层大气温度并不相等带来的地表与大气间由于感热交换而产生的能量输送。地表温度低于低层大气时，指向大气的感热输送；反之，指向地面。就全球平均而言，地表向大气输送能量。P94大气辐射：大气获得热能后依据本身温度向外发射长波辐射。其辐射能力取决于大气温度、湿度和云量状况。气温越高，水汽和液态水的含量愈多，大气辐射能力越大。P94大气逆辐射：大气获得热能后依据本身温度向外辐射，向下投向地面部分。P94温室效应：大气逆辐射的存在使地面实际损失略少于长波辐射放出的能量，地面得以保持一定的温暖程度的保温作用。P94辐射平衡（辐射差额）：在地—气系统内部，地面与大气不断以辐射和热量输送形式交换能量，在某一时段内物体能量收支的差值。在没有其他形式的热交换时，其决定物体的升温与降温；其为零时物体温度不变。*地面热量平衡：地面净辐射与其转换成其他形式的热量收入与支出的守恒。*地面有效辐射：地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差。可作为预报地面最低温度及霜冻的重要依据。P94地—气系统辐射能净收入：地面和大气吸收的太阳辐射减去返回宇宙的地面和大气的长波辐射。P96气温：大气热力状况的数量度量指标。实质上是空气分子动能大小的表现。P97气温日较差：一日内最高气温与日最低气温之差。气温日较差随纬度、季节、地表性质、形态、高度和天气状况而不同。P97气温年较差：一年中最热月的平均气温与最冷月的平均气温之差。气温年较差随纬度、季节、地表性质、形态、高度和天气状况而不同。P97等温线：气温相同点的连线。P98水平温度梯度：在等温线上垂直于等温线方向的单位距离内温度的变化值。*气温的绝热变化：动力原因也会引起气温的变化。当一块空气从地面上升时，虽然它并没有得到或失去热量，但上升后的气块因压力降低而膨胀，气块为了克服膨胀而做功，消耗一部分内能，以致气块温度下降。当空气块下降时，因外界压力增大，对它做功，使气块受到压缩，空气的内能增加，气块温度也就升高了。*气温绝热垂直递减率（绝热减温率）：气块在绝热上升过程中，每上升单位距离的温度变化。不含水汽的空气的绝热减温率是干绝热减温率。饱和空气上升到露点温度以下时，水汽产生凝结，因凝结释放潜热，抵消了部分因绝热上升所引起的降温，故湿绝热减温率比干绝热减温率小。P98气温垂直递减率（气温直减率）：表示气温随高度变化情况的单位高度（通常取100m）气温变化值，摄氏度/100m。对流层海拔每升高100m，气温平均降低0.65摄氏度。*逆温：在一定条件下，还可能呈现下层气温反比上层为低、气温随高度增大而上升的现象。逆温的存在阻碍空气垂直运动，妨碍烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散，有利于雾的形成并使能见度变坏，使大气污染更为严重。废气污染严重的工厂不宜建在闭塞的山谷，以免地形逆温引起大气污染事故。（P101逆温层：在特定情况下温度随高度升高而增加的气层。）P101辐射逆温：经常发生在晴朗无云的夜间，由于地面有效辐射很强，近地面层气温迅速下降，而高处气层降温较少，从而形成自地面开始的逆温层。（近地面因夜间地面辐射降温而形成的逆温层。）P101平流逆温：暖空气水平移动到冷地面或气层之上，其下层受冷地面或气层的影响而迅速降温，上层受影响较少，降温较慢，从而形成逆温。（较暖的空气流到较冷地面或水面上时形成的逆温。）P101锋面逆温：P128罗斯贝波：P148沃克环流：P149南方涛动：P101下沉逆温：常发生在山地。山坡上的冷空气循山坡下沉到谷底，谷底原来的较暖空气被冷空气抬挤上升，从而出现温度的倒置现象。这样的逆温主要是在一定的地形条件下形成的，所以又称为地形逆温。P101阻挡层：逆温层出现时，空气层结稳定，对空气垂直对流起到削弱阻碍作用的层面。P101水气压力：大气中各中气体压力的总和。P101水汽压：大气中水汽所产生的那部分压力e，用百帕表示。P102饱和水汽压（E最大水汽压）：温度一定时，单位体积空气中容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度，空气成饱和状态时的水汽压。饱和水汽压的大小与温度有关，温度愈高，饱和水汽压愈大。P102绝对湿度（水汽密度）：单位容积空气中所含的水汽质量（通常以g/m3表示）。公式一般情况下，气温的数值和16℃相差不大，以毫米水银柱高为单位的水汽压与绝对湿度在数值上近似，故在实际工作中以水汽压代替绝对湿度。P103相对湿度（f）：实际水汽压e与同温度条件下饱和水汽压E之比。通常用百分数表示。*饱和差（湿度差）：在某一温度下，饱和水汽压与实际水汽压的差值。单位为毫米或毫巴。饱和差愈大，说明空气中水汽含量愈少，空气愈干燥；饱和差愈小，空气中水汽含量愈多，空气愈潮湿。饱和差为0，相对湿度为0。P103露点温度（露点）：当空气中水汽含量不变、气压一定时，气温下降到使空气达到饱和时的温度。空气经常处于未饱和状态，所以露点温度经常低于气温。气温与露点差值愈大，说明相对湿度愈小。气温降低到露点，是水汽凝结的必要条件。P104蒸发：液态水转化为水汽的过程。其影响因素主要包括蒸发面的温度、性质、性状、空气湿度、风等。蒸发过程的发生，取决于实际水汽压（e）与饱和水汽压（E）二者对比关系。当e＜E，蒸发进行；e＞E，蒸发停止，并可能产生凝结；e＝E，处于动态平衡，即逸出水面的分子数与进入水中的分子数相等。P104蒸发量：蒸发消耗的水量，以蒸发失去的水层厚度（mm）表示。P105凝结：水由汽态转化为液态的过程，是发生在当水面上的水汽压超过饱和水汽压（e＞E）时，即f≥100%水汽处于过饱和状态，返回水面上的分子比逸出的分子多，部分汽态水转变为液态水的与蒸发相反的一种物理过程。P105绝热冷却：空气上升时，因绝热膨胀而冷却，可使气温迅速降低，在较短的时间内引起凝结现象，形成中雨或大雨的过程。空气上升越快冷却越快，凝结过程越强烈。P105辐射冷却：空气本身因向外放散热量而冷却，近地面夜间受空气本身及地面发生较缓慢的辐射冷却的作用，使气温不断降低，并在水汽较充沛时，发生凝结，水汽凝结量不多，只能形成露、霜、雾、层状云或小雨的过程。P106平流冷却：较暖的空气经过冷地面，由于不断把热量传给冷的地表造成空气本身冷却，并在暖空气与冷地表温度相差较大的情况下，暖空气温度降至露点或露点以下可能产生凝结的过程。P106混合冷却：温度相差较大且接近饱和的两团空气混合时，混合后气团的平均水汽压可能比混合前气团的饱和水汽压大，多余的水汽产生凝结的过程。P106凝结核：作为水汽开始凝结的核心的吸湿性质点。P106露：日没后，地面开始冷却，近地面层空气也随之冷却，温度降低。当气温降低到露点以下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。当时的温度如在0℃以上，水汽凝结为液态。P106霜：日没后，地面开始冷却，近地面层空气也随之冷却，温度降低。当气温降低到露点以下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。温度在0℃以下，水汽凝结为固态——冰晶。*以上二者成因相同，凝结状态取决于当时的温度。霜通常见于冬季，露见于其他季节，尤以夏季为明显。P106平流霜（洼地霜）：冷平流后或洼地上聚集冷空气时形成的霜。P106初霜日：入冬后第一次出现的霜日。P107终霜日：最末一次出现的霜日。P107霜期：自初霜日起至终霜日止的持续期。在这期间多数植物停止生长。P107无霜期：自终霜日到初霜日的持续期。P107雾凇：由过冷的雾滴附着于地面物体上迅速冻结而成的一种白色固体凝结物。它经常出现在有雾、风小的严寒天气里。P107雨凇：多半在温度为0—-6℃时，由过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成或是经长期严寒后，雨滴降落在极冷物体表面冻结而成在地面或地物迎风面上的、透明或毛玻璃状的紧密冰层。*以上二者通常都形成于树枝、电线上，并总是在物体的迎风面上增长，且在受风面大的物体上凝聚最多。常造成林木破坏、电线折断，对农林、交通产生有害影响。尤以雨凇破坏性大。P107雾：飘浮在近地面层乳白色微小的水滴或冰晶。当空气中水滴显著增多时，大气呈现混浊状态。对能见度影响很大，常妨碍交通，尤其是对航空运输影响较大。P107霾：当空气中有较多的烟、尘等微粒存在时，导致大气能见度变坏的现象。P107辐射雾：夜间地面辐射冷却使贴近地面气层变冷而形成的雾。其形成条件是空气相对湿度大，天空晴朗少云，风小，水汽自地面向上层分布较均匀，气层较稳定。这类雾多发生在大陆上的秋冬季节，晴朗、微风近地面水汽较充沛的夜间或早晨，山谷盆地和高原上尤为常见。P107平流雾：暖空气移到冷下垫面上形成的雾。平流雾范围广而且深厚。只要有适宜的风向、风速，常可以持续很久。但只要暖湿空气来源中断，雾则立即消失。在海洋上，寒、暖流的交会，也容易产生平流雾。我国沿海春夏季节的海雾，即是平流雾。P107蒸汽雾：冷空气移动到暖水面上形成的雾。可在一日中任何时间形成，也可终日不消散。在北冰洋的冬季较为常见，叫极地烟雾或北极烟。深秋或初冬的早晨，河面，湖面上常见到一片轻烟，称河、湖烟雾。P107上坡雾：潮湿空气沿山坡上升使水汽凝结而产生的雾。潮湿空气必须处于稳定状态，山坡坡度不能太大，否则就会发生对流而成层云。在我国青藏高原、云贵高原东部经常出现。P108锋面雾：发生于锋面附近的雾。当暖锋过境时，暖气团的降水落入冷空气层时，冷空气因雨滴蒸发而达到过饱和，水汽在锋面底部凝结而形成。P108云：高空水气凝结现象。空气对流、锋面抬升、地形抬升等作用使空气上升到凝结高度，就会形成云。此时气温如在0℃以上，水汽凝结为水滴；如在0℃以下，一般凝华为冰晶。根据云的形状和高度分云为四族：高云、中云、低云、直展云；按形成云的上升气流特点，可将云分成三类：积状云、层状云、波状云。P108积状云：垂直发展的云块，出现时常常是孤立分散的，由于空气对流上升，体积膨胀绝热冷却，使水汽发生凝结而形成的。包括积云（淡积云、浓积云）和积雨云。P109层状云：均匀幕状的云层，通常具有较大的水平范围，覆盖数千甚至上万平方千米的地区。层状云是由空气斜上升运动形成的。包括卷层云、高层云和雨层云。P109波状云：表面呈现波浪起伏状或鱼鳞状的云层，因空气密度不同、运动速度不等的两个气层界面上产生波动而形成的。包括卷积云、高积云、层积云和层云。P110云量：天空被云遮蔽的程度。用0—10的成数表示。例如，天空全被云遮蔽，云量为10；一半为云遮蔽，云量是5；云占1/10天空，云量为1。云量的分布与纬度、海陆、气流运动等有关。P110赤道多云带：全年以上升气流为主，气温高，对流旺盛，水汽来源充沛，平均云量约为6。P110纬度20~30度少云带：全年以下沉气流为主，空气干燥，是全球两个相对明净带。平均云量4左右，荒漠地带不足2。P110中高纬多云带：气团、锋面活动频繁，高纬地带还由于气温低，是全球高云量带。平均6.5—7。P110降水：从云层中降落到地面的液态水或固态水。P110冰晶效应：在云的发展阶段，云体上升绝热冷却，或不断有水汽输入，使云滴周围的实际水汽压大于其饱和水汽压云滴就会因水汽凝结或凝华而逐渐增大。当水滴和冰晶共存时在温度相同条件下，冰面水汽压小于水面水汽压，水滴将不断蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大这种过程。（当云中水滴与冰晶共存时，更容易促使云滴增长。在云中并存在着过冷水滴、水汽和冰晶的条件下，对冰而言，空气已达饱和，对水来说，尚未饱和，于是，水滴将会被蒸发，而冰晶将因水汽在它们上面凝华而不断增长。当冰晶从空气中吸收水汽时，水滴不断蒸发以保持水汽的供应。这样，很快就能形成大冰晶。大的冰晶在下降的过程中，与大气中运动速度慢的、质点小的云滴碰撞合并，形成更大的冰粒。）P111对流雨（热雷雨）：暖季空气湿度较大，近地面气层强烈受热，造成不稳定的对流运动，气块强烈上升，气温急剧下降，水汽迅速达到饱和而产生对流雨。这类降水多以暴雨形式出现，并伴随雷电现象，所以又称热雷雨。赤道全年以对流雨为主。我国西南夏季多对流雨。P112地形雨：暖湿空气前进途中遇到较高山地阻挡被迫抬升，因高度上升，绝热冷却，在达到凝结高度时便产生降水。因此，山的迎风坡常成为多雨中心；背风坡因水汽早已凝结降落，且下沉增温，将发生焚风效应，降水很少，形成雨影区。P112锋面（气旋雨）：两种物理性质不同的气块相接触，暖湿气流循交界面滑升，绝热冷却，达到凝结高度时便产生云雨。由于空气块的水平范围很广，上升速度缓慢，所以锋面雨一般具有雨区广、持续时间长的特点。温带地区，锋面雨占有重要地位。P112台风雨：台风是产生在热带海洋上的一种空气漩涡。台风中有大量暖空气上升，可产生强度极大的降水。台风扰动剧烈且范围很大，半径可达数百千米。台风雨的产生仅限于夏秋两季，有时造成灾害。P112降水强度：单位时间内降水量，即毫米/时，分。单位时间内降水量愈多，降水强度愈大；反之，降水强度愈小。我国境内出现的特大暴雨通常与强台风登陆、夏季强冷空气活动，或是二者的结合有关。降水强度过大，地表径流过程迅速，不利于河川径流调节，同时还容易引起山洪暴发，洪水为患。*降水时间：降水从开始到结束持续的时间。用时、分表示。P113降水量：降落在地面的雨和融化后的雪、雹、霰等，未经蒸发、渗透流失而积聚在水平面上的水层厚度（mm）。气象台站、水文观测站用雨量筒和雨量计来测定降水量。降水季节变化因纬度，海陆位置、大气环流等因素影响而不同。降水量的空间分布，受地理纬度、海陆位置、大气环流、天气系统和地形等多种因素制约。P113赤道型：全年多雨，其中有两个高值和两个低值时期。春、秋分之后降水量最多；冬、夏至之后，降水量出现低值。这种类型分布在南北纬100以内的地区。P113热带型：位于赤道型南北两侧。由于太阳在天顶的时间不像在赤道上间隔相等，随纬度的增加，两段最多降水量时间逐渐接近，至回归线附近合并为一个。P114副热带型：副热带全年降水只有一个最高值，一个最低值。大陆东岸降水量集中于夏季（季风型），大陆西岸则冬季多雨（地中海型）。P114温带及高纬型：内陆及东海岸以夏季对流雨为主，西海岸则以秋冬气旋雨为主。P114降水变率：各年降水量的距平数与多年平均降水量之比的百分数。降水变率大小，表示某一地区降水的稳定性或可靠性。一个地区降水量丰富、变率小，说明水资源利用价值高。变率愈大，表明降水愈不稳定，即年际间降水量正或负距平值很大，这种情况往往反映该地区旱涝频率较高；变率愈小，则表示年降水接近平均数，这就是正常年景。（我国降水变率基本情况是：北方大于南方，内陆大于沿海。长江以南在20％左右，黄淮之间20—30％，华北超过30％，西北内陆超过40%。西南季风区变率最小，只有10%左右。内陆盆地，多年平均降水量已没有实际意义，例如塔里木盆地南部边缘的且末，多年平均降水量为18.3mm，但1968年7月22日一天降水量达42.9mm。）P114赤道多雨带：赤道及其两侧是全球降水量最多的地带。年降水量至少1500mm，一般为2000~3000mm。如果气流运动方向与地形相配合，可以形成大量的降水。P114南北纬15~30度少雨带：受副热带高压控制，该带以下沉气流为主。是全球降水稀少带。大陆西岸和内部一般不足500mm，不少地方只有100~300mm，是全球荒漠相对集中分布地带。本带并不到处少雨，因地理位置、季风环流、地形等因素影响，某些地方降水很丰富，全球年降水量最高记录却出现在本带内。（喜马拉雅山南坡印度境内的乞拉朋齐（25°N）年平均降水量高达12665毫米，绝对最高年降水量竟达26461毫米（1860年8月—1861年7月）。太平洋夏威夷群岛中的威阿里阿（22°N）年降水量12090毫米。我国大部分属于这一纬度带，因受季风及台风影响，东南沿海一带年降水量在1500毫米左右。）P116中纬多雨带：温带年降水量比副热带多，一般在500—1000毫米。多雨的原因，主要受天气系统影响，即锋面、气旋活动频繁，多锋面、气旋雨。大陆东岸还受到季风影响，夏季风来自海洋，带来较多的降水。本带也有局部地区降水特别丰富。（智利西海岸（42°—54°S）年降水量3000—5000毫米；亚得里亚海岸的彻尔克威次（42°32′N）年降水量4620毫米。）P116高纬少雨带：本带因纬度高，全年气温很低，蒸发微弱，故降水量偏少，年降水量一般不超过300毫米。*降水量大于或等于蒸发量，表明水分收入大于或等于支出，属于湿润状况；降水量小于蒸发量，反映水分收入不够支出，属于半湿润、半干旱或干旱。例如，副热带高压区年降水量500毫米，高纬地带年降水量300毫米。由于副热带气温高，蒸发能力强，降水量远小于蒸发能力，即收入不够支出，故为干旱、半干旱地区；高纬地带降水绝对值虽不及副热带大，但气温却比副热带低，蒸发能力很弱，蒸发量小于降水量，因而为湿润地区。P117上升气流、下沉气流：以垂直运动为主的空气运动。P117水平气压梯度力G：由于地球表面受热不均匀，导致气压的水平分布不均从而产生气压梯度，使空气具有由高压区流向低压区的趋势，通常指存在水平气压梯度时单位质量空气所受的力。水平气压梯度力虽然很小，但没有受到任何力的抵消，在长时间里会使空气运动产生加速度。水平气压梯度力能使空气运动产生较大的速度。它是产生风的主导因素，也是决定风向、风速的重要因素。P117地转偏向力：地球自转的角速度分为垂直和水平两个方向的分量，水平方向分量对地球上任何作水平运动的物体产生一个与其运动方向相垂直并使物体方向发生偏转的作用力。包括水平和垂直两个分量。对于垂直分量，因为大气存在静力平衡对大气运动无关紧要。在赤道为零，随纬度的增高偏向力加大，在两极达最大值。对动力很大的运动来说，如汽车、飞机以及人的运动，可以忽略不计。但研究大范围空气运动时，地转偏向力的作用很重要。P118惯性离心力：当空气作曲线运动时，还要受到惯性离心力C的作用。惯性离心力的方向与空气运动方向相垂直，并自曲线路径的曲率中心指向外缘，其大小与空气运动线速度v的平方成正比，与曲率半径r成反比。在实际大气中，运动的空气所受到的惯性离心力通常很小。但是，当空气运动速度很大、运动路径的曲率半径特别小时，惯性离心力也能达到很大数值，甚至大大超过地转偏向力。P119摩擦力：运动状态不同的气层之间、空气和地面之间都会产生阻碍气流运动的力。摩擦力总是和运动的方向相反。摩擦力的存在限制了风速的加大。摩擦力的大小随高度不同而变化。近地面层（地面至30～50m）最大，高度愈高，作用愈弱，到1～2km以上其影响可以忽略。此高度以上称为自由大气，以下的气层称为摩擦层或行星边界层。在高空自由大气中，摩擦力可以忽略不计。在近地面气层中，必须考虑摩擦力对空气运动的作用。摩擦力降低了风速，削弱了地转偏向力的作用，使风向与等压线出现一定交角。P119内摩擦力：气层之间产生的阻力。P119外摩擦力：地面对气流运动产生的阻力。P119地转风：在高空自由大气中，摩擦力可以忽略不计，起作用的主要是气压梯度力和地转偏向力，当这两种力平衡时，就形成地转风。赤道附近地转偏向力为零，地转关系不成立。地转风是严格的平衡运动，空气质点的速率和方向都不变，即等压线必须是直线。高空风近似于地转风，它的方向与等压线平行，但二者在等压线弯曲的地区误差很大。地转关系即可根据高空风向确定所在高度气压分布状况，又可根据空中气压场分布状况了解所在高度的气流情况。P119白贝罗压定律：地转风方向与气压场之间存在的一定的关系。在北半球背风而立，高压在右，低压在左；在南半球背风而立，高压在左，低压在右。（北半球：背风而立，右高左低）P120梯度风：自由大气中，空气作曲线运动时，地转偏向力、气压梯度力、惯性离心力达到平衡时的风。当空气作直线运动时，惯性离心力为零，梯度风转为地转风。因此，地转风是梯度风的特例。梯度风有气旋性弯曲（逆时针方向）和反气旋性弯曲（顺时针方向）2类，所以存在气旋区内梯度风和反气旋区内梯度风2种。P121热成风：水平温度分布不均导致气压梯度随高度发生变化，风相应的随高度发生变化。由水平温度梯度引起的上下层风的向量差。在自由大气中，随着高度的增加，风总是越来越趋向于热成风。P122埃克曼螺线：摩擦层中，风随高度的变化受摩擦力和气压梯度随高度变化的影响。在气压梯度力不随高度变化的情况下，离地面愈远风速愈大，风向与等压线的交角愈小。把北半球摩擦层中不同高度上风的向量投影到同一水平面上，可得到一条风向、风速随高度变化的螺旋曲线。北半球摩擦层中风随高度呈螺旋式旋转分布；随着高度的升高，风速逐渐增大，风向向右偏转，最终风向与等压线完全一致。P125大气环流：大范围内具有一定稳定性的各种气流运行的综合现象。大气圈内空气作不同规模运行的总称。是形成各种天气和气候的主要因素。由于纬度高低、海陆分布及地表状态所受太阳热量不均和地球转动的不同影响，形成各种类型的环流。大型的有行星风系、季风环流、三圈环流、定常分布的平均槽脊和高空急流、西风带中的大型扰动等；小型的有海陆风、山谷风等。大气环流的水平尺度可涉及某个地区、半球甚至全球；垂直尺度有对流层、平流层、中间层或整个大气圈的大气环流；时间尺度有一日至数日、月、季、半年、一年甚至多年的平均大气环流。P125赤道低压带：赤道附近终年受热，温度高，空气膨胀上升，到高空向外流散，导致气柱质量减小，低空形成低气压。P125极地高压带：两极地区气温低，空气冷却收缩下沉，积聚在低空，而高空伴有空气辐合，导致气柱质量增加，在低空形成高压区。P125副热带高压带：从赤道上空流向两极地区的气流在地转偏向力的作用下，流向逐渐趋于纬线方向，阻滞来自赤道上空的气流流向高纬，空气质量增加，形成高压带。P125副极地低压带：副热带高压带和极地低压带之间有一个相对的低压带。P126半永久性气压系统：由海陆热力差异形成于陆地上的冷高压和热低压主要限于低空，且具有季节性。P126永久性气压系统：海洋上的高压和低压系统，虽然位置、范围、强度随季节变化，但作为纬度气压带终年存在。P126行星风系：不考虑海陆和地形的影响，地面盛行风的全球形式。全球地面行星风系主要包括三个盛行风带：信风带、西风带、极地东风带。P126信风带：由于副热带高压与赤道低压之间存在气压梯度，从副热带高压辐散的一部分气流便流向赤道，气流在地转偏向力作用下，在北半球形成东北风，在南半球形成东南风，其位置、范围和强度随副热带高压带作比较规律的季节性变化的一种可以预期在一定季节海上盛行的风系。其属性比较干燥，有些沙漠和半沙漠就分布在信风带内。P126贸易风：信风带因与海上贸易密切相关，也称贸易风。P126热带辐合带：南北信风在赤道附近的一个狭窄地带内汇合形成。P127赤道无风带：某些时期，信风在赤道低压槽不能辐合，而形成的风力极小而风向多变的风带。P127副热带无风带：在南北半球的副热带高压带附近，可以遇到巨大的停滞的高压气体（反气旋），风以外螺旋型运动。高压单体中心风力极弱，风向不定，无风时间最高可占1/4。P127信风辐合带：在西经20—180度的信风区，季节性南北移动只有几个纬度的热带辐合带。P127季风辐合带：在西经20度以东至东经180度出现的南北移动多达20—30个纬度且季节变化显著的热带辐合带。*热带环流（信风环流）：东北信风与东南信风在赤道附近辐合上升，补偿了赤道上空流出的空气，并在热带的上下气层间构成的一个环流图式。P127西风带：南北纬35~60度之间，因副热带高压与副极地低压之间存在气压梯度，从副热带高压辐散的气流一部分流向高纬度，因受地转偏向力的作用变成偏西方向即西风。在北半球，地面风为西南风，南半球为西北风。从极地方向吹来的风既强烈又频繁。西风带内有各种方向的风，但以西风占支配地位。西风带内常见速度极快的气旋性风暴。“咆哮的四十度”、“狂暴的五十度”、“呼啸的六十度”：南半球40~60度之间，大洋，西风持续不断得到加强。P127极地东风带：自极地高压向外辐散的气流因地转偏向力的作用变成偏东风。因为北半球高纬区风向受局地天气扰动而变化不定，故极地东风用于北半球稍显简单，而南半球极地东风带的外向螺旋气流是一种盛行环流。极锋面（纬度60度附近）P127信风环流圈（Hadley环流圈）：直接的热力环流，约占30个纬度。暖空气在热带辐合带上升，到高空向高纬输送，受地转偏向力的作用，气流向东偏转出现高空西风。空气在副热带纬度下沉分为两支，一只流向赤道，在低纬地区形成闭合环流。P128中纬度环流圈（Ferrel环流圈）：在约35~65度地带，从高空到地面都盛行偏西风，但地面附近具有指向低纬的风速分量，分别与副热带高压带下沉气流和副极地低压带上升气流相结合，构成一个环流圈。P128极地环流圈：由副热带高压带流向极地的气流在地转偏向力作用下，在中纬度地区形成偏西风。当它达到极地低压带时，与由极地高压区吹来的偏东气流在纬度60度附近相遇形成极锋。暖空气沿极锋向极地方向上滑，在地转偏向力作用下变为偏西气流，最后在极地冷却下沉，补偿极地地面流失的空气质量。在纬度60度附近和极地之间构成闭合环流。P129季风：大陆和海洋间的广大地区，以一年为周期、随着季节变化而方向相反的风系。是海陆间季风环流的简称，它是由大尺度的海洋和陆地间热力差异形成的大范围热力环流。夏季由海洋吹向大陆的风为夏季风；冬季由大陆吹向海洋的风为冬季风。一般夏季风由暖湿热带海洋气团或赤道海洋气团构成；冬季风则由干冷的极地大陆气团构成。主要季风区位于35N～25N，30W～170E之间，东亚（中国东南部）和南亚（印度南部）季风特别发达。此外，非洲中部西海岸、南美洲中部西海岸也有季风区分布。P131局地环流：由局部环境如地形起伏、地表受热不均等引起的小范围气流。局地环流虽然不能改变大范围气流的总趋势，但对小范围的气候却有很大的影响。包括海陆风，山谷风，焚风等地方性风。P131海陆风：在滨海地区，白天风从海上吹向陆地，称为海风；晚间风从陆地吹向海洋，称为陆风；由海风和陆风所构成的空气环流称为海陆风环流。陆海风的转换时间因地区和天气条件而不同。一般说来，陆风在上午转为海风，13—15时海风最盛，日没以后，海风逐渐减弱并转为陆风。阴天，海风要推迟到中午前后才出现。P132山谷风：当大范围水平气压场较弱时，山区白天地面风从谷地吹向山坡，称为谷风；晚间地面风从山坡吹向谷地，称为山风，由山风和谷风所构成的空气环流称为山谷风环流。在山地区域，只要大范围气压场气压梯度比较小，就能出现山谷风现象。在平原与高原相接地区。由于高原边缘地面气温与平原上空同高度上的气温差异，也会出现类似山谷风现象。P133焚风：气流受山地阻挡被迫抬升，迎风坡空气上升冷却，起初按干绝热递减率降温（1℃/100m），当空气达到饱和状态时，水汽凝结，气温按湿绝热递减率降低（0.5～0.6℃/100m），大部分水汽在迎风坡降落。气流越过山后顺坡下沉，基本按干绝热递减率增温，以致背风坡气温比同高度迎风坡气温高，从而形成相对干热的风。*龙卷：空气中产生垂直轴，并伴有极大风速的涡旋，称为龙卷。龙卷与强烈的雷暴活动有关，它是从雷雨云中伸向地面呈倒漏斗状的激烈旋转的空气涡旋。龙卷的水平面积很小，其直径在海上为25—100米，在陆上为100—1000米，有时达到2000米。龙卷接近地面时，能拔树掀屋，破坏力极大，对局部地区来说，也是一种灾害性天气。P133天气系统：大气中引起天气变化的各种尺度的运动系统。一般多指温压场和风场中的大气长波、气旋、反气旋、锋面、台风、龙卷风等。P133气团：在广大区域内水平方向上温度、湿度、铅直稳定度等物理属性较均匀的大块空气团。其水平范围由数千米到数千千米，垂直范围由数千米到十余千米甚至伸展到对流层顶。不同的气团有不同的物理属性。在同一个气团所占据的范围内，天气状况基本类似。两个物理属性不同气团的交锋，是形成复杂天气状况的主要原因。气团主要通过辐射、乱流和对流，蒸发和凝结、空气的大范围垂直运动等物理过程，使其获得一定的温度和水分。气团的分类，表征气团在物理属性上的差异。不同属性气团的交替及气团的变性，是导致该地区天气变化的重要原因之一。气团的活动情况，因地区、季节而不同。在我国，冬季主要受中纬大陆气团控制；夏季热带海洋气团影响很大。P134冷气团：向比它暖的下垫面移动的气团。P134暖气团：向比它冷的下垫面移动的气团。P134气团变性：环流条件发生变化，气团就要离开源地移动到另一个地区。随着大范围空气运动，以及新到达地区的地表性质的改变，从而气团物理属性也将发生变化。不同性质的气团变性的速度是不同的。在通常情况下，冷的气团移到较暖的区域时，变性较快，这是因为冷气团到达暖区是不稳定的，乱流和对流容易发生，能很快地把热量传递到上层；暖的气团移到较冷的区域时，下层变冷而趋于稳定，乱流与对流不容易发生。气团冷却过程主要通过辐射方式。进行，而这一过程是很缓慢的。新区的地表性质与源地差异愈明显，气团变性愈快；反之，则慢。*冰洋气团A：形成于北极区域和南极的高压系统，它的特点是气温低，水汽含量极少，气层稳定。由于它和冰雪表面接触，所以气团的下层气温特别低，往往具有很厚的逆温层。北极区域的冰洋气团，冬季入侵大陆时，常会产生严寒的暴风雪天气。冰洋气团的下垫面主要是冰雪表面，一般可不再划分海洋与大陆两类。*中纬气团或称极地气团P：根据源地性质不同，分中纬大陆气团Pc与中纬海洋气团Pm。中纬大陆气团，主要形成于北半球45°—70°，例如亚洲的西伯利亚和北美的加拿大，阿拉斯加等地。这个气团全年存在，冬季位置偏南，夏季位置偏北。冬季，这里地表为冰雪覆盖，大陆迅速冷却，气团更为活跃，势力特别强大，气温低而干燥。中纬大陆气团对我国影响很大，是冬季风的来源，我国北方夏季暴雨往往与这个气团的南下活动有关。中纬海洋气团，多数由中纬大陆气团移至海洋变性而成。在冬季，海面湿度比大陆高，水汽供应充分，气团低层和中层的温度比中纬大陆气团高，湿度大，气团不大稳定，在这个气团控制下往往出现阴天或多云，有时还可能形成降水。夏季大陆温度升高，此时中纬大陆气团温度也高，湿度也增大，二者差别不大。*热带气团T：按源地性质分热带大陆气团Tc和热带海洋气团Tm两类。热带大陆气团形成于副热带亚欧大陆的大部分地区、北非、北美西南部，冬季见于北非。它的特点是气温高，湿度低，气温直减率较大，气层不稳定。由于气团本身水汽含量少，在该气团控制下的天气多晴朗。我国西南地区的云南、川西，冬季就在这个气团控制之下。热带海洋气团形成于副热带海洋上。北太平洋夏威夷群岛附近，北大西洋亚速尔群岛附近两个副热带高压中心是它的主要源地。热带海洋气团的主要特点是低层温度较高，湿度较大，气层不大稳定。但在它的中层常常有一下沉逆温层存在，气层稳定，阻碍了对流的发展。在夏季，该气团很活跃，是夏季风的来源，对我国夏季降水及其地理分布有特别重要的意义。*赤道气团E：形成于赤道地带。那里大陆面积小，而海洋面积广，划分大陆与海洋两类意义不大。赤道带终年气温高，蒸发量大，水汽来源充沛。因此，赤道气团温度高，湿度大，水汽含量丰富，气层不稳定。它控制下的天气闷热、多雷阵雨。在盛夏季节，赤道气团可侵入到我国南方地区，并带来一定的降水。P135锋：温度或密度差异很大的两个气团相遇形成的狭窄过渡区域。锋既然是处于两个物理属性不同的气团之间，两侧气象要素一定存在明显的差异种差异主要表现在温度方面，因此通常把锋看成是冷、暖气团之间的过渡区。锋由锋面（锋区）、锋线、冷气团、暖气团及雨区等组成。锋显著与否，决定于气团间的水平温度梯度与气团运动速度。如果水平温度梯度大，运行速度快，锋的两侧差异大，锋就显著。P135锋面：锋的宽度，在近地面层中约为几十公里，在高层可达200—400公里。这与一个气团所占据的水平范围相比是较小的，常把锋视作一个面。P135锋线：锋面与地面相交的线。长的锋线达数千公里，短的也有数百公里。有的锋可伸展到对流层顶，有的只及对流层的低层，离地面1.5公里以下。天气图上，锋附近等温线特别密集，这是确定锋线的重要标志。锋通常出现在低压槽中，所以在典型的情况下，锋前吹西南风，锋后吹西北风，地面锋线正是气流辐合线。P135冷锋：冷气团主动向暖气团移动的锋。P135暖锋：暖气团主动向冷气团移动的锋。P135准静止锋：很少移动或移动速度非常缓慢的锋。P135锢囚锋：锋面相遇、合并后的锋。P135冰洋锋：冰洋气团与中纬气团的分界面。P135极锋：极地气团与副热带或热带气团的分界面。P135赤道锋：热带或副热带气团与赤道气团的分界面。*我国东部地区，以极锋活动的平均位置确定冬夏季风的界线。冬季风的南界，按冬季极锋向南扩展的位置，可达15°（南海中部）；夏季风的北界，按极锋夏季北撤的位置，可达内蒙古与黑龙江最北部。极锋与赤道锋经常出现的区域，也就是气候锋区的位置。P135锋面天气：主要指锋附近的云、降水、风等气象要素的分布情况。锋附近的天气，因锋的坡度大小，锋附近空气垂直运动和气团水汽含量多少、气团稳定度，以及锋附近具体地形起伏状况诸因素来决定。上述诸因素又随时间、地点而变化，因此锋面天气是复杂多样的。包括冷锋天气、暖锋天气、准静止锋天气、锢囚锋天气等。冷锋在我国活动范围甚广，是我国最重要的天气系统之一。暖锋在春秋季节在我国东北、江淮流域和渤海地区出现。准静止锋与我国江南清明节前后细雨绵绵和江淮流域初夏时的梅雨天气有关及昆明、南岭准静止锋。P136第一型冷锋（缓行冷锋）：锋面坡度不大，通常为1/100左右，云雨天气主要发生在地面锋后，紧接锋后为低云雨区，雨带宽约300km。离锋越远冷空气越厚，云层也由雨层云逐渐抬高为高层云、高积云和卷云，最后不再受锋面影响，转为晴朗少云天气。P136第二型冷锋（急行冷锋）：锋面坡度陡，一般在1/50—1/70。锋前冷空气被激烈抬升，实际天气往往与暖空气性质有关。夏季暖空气较潮湿，易发生对流性不稳定，在冷空气冲击下地面锋附近常发生旺盛的积雨云和雷雨天气，但范围较窄。冬季暖空气干燥，地面锋前只出现层状云，锋面移近时才有较厚云层，封面过后天气很快转好。P137暖锋天气：锋面坡度较小，约1/150。暖空气沿锋面爬升，云层从地面锋位置往前伸展很远，出现的顺序为卷云、卷层云、高层云、雨层云。降水带出现在锋前冷区，宽度约300~400km，为连续性降水，历时较长，但强度较小。P137准静止锋天气：锋面坡度小，一般为1/250左右，它的两侧冷暖气团往往形成势均力敌的形势，暖气团前进时，为冷气团所阻，被迫沿锋面上滑。其上滑的情况与暖锋类似，故出现的云系亦与暖锋云系大体相同。沿锋面上滑的暖空气延伸到离地面更远的地方，其影响常造成大片地区的连阴雨天气。（江南清明时节雨纷纷，即往往与准静止锋有关。如果暖空气的湿度较大，又不稳定，锋上可能形成积状云和雷阵雨。初夏时我国华南准静止锋，常有这类天气出现。我国的准静止锋主要有华南准静止锋，江淮准静止锋，昆明准静止锋，天山准静止锋等，对上述地区的天气有较大的影响。例如，天山北坡和北疆大部分地区冬、春降水较多就与天山准静止锋活动有关；贵州高原冬半年多阴雨，“天无三日晴”便同昆明准静止锋活动有关。）P137锢囚锋天气：其云系具有两个封面的特征，锋面两侧均有降水区。由于大范围暖空气被迫抬升，锋面两侧降水强度往往很大。冬春季我国东北地区多出现暖式锢囚锋，华北地区多出现冷式锢囚锋。P138气旋：由锋面上或不同密度的空气分界面上发生波动形成的，占有三度空间，中心气压比四周气压低的水平空气涡旋。其中心气压一般在1010—970毫巴，最低值可低至887毫巴。北半球气旋空气按反时针方向自外围向中心运动，强大的气旋地面风速可达30米/秒以上。气旋直径自200~300公里至2000~3000公里。根据气旋产生的地理位置，可将气旋分为温带气旋和热带气旋两种类型。气旋常带来大风、降水等天气。P138温带气旋（锋面气旋）：一般活动在中纬度地区。锋面气旋天气比较复杂，既有气团天气，又有锋面天气。锋面气旋天气是由其中的流场、气团属性和锋的结构特征决定的。从流场来说，在锋面气旋中有强烈的上升气流，有利于云和降水的形成，气旋前部的天气更坏。从气团属性来说，若气团湿度大就更易于发生降水；若气团层结稳定，会有系统性上升，从而产生层状云系和连续性降水；如气团层结不稳定，则有利于对流发展，产生积状云和阵性降水。从锋的结构看，气旋区域如果有冷暖锋，则一般表现为冷暖锋云系相应的降水。温带气旋主要发生在东亚（东亚气旋）、北美以及地中海等地区。在东亚，气旋主要发生于我国东北地区，约北纬45°—55°之间（称东北低压），偏南部的江淮地区（称江淮气旋）以及日本南部海域三个地区。P139江淮气旋&东北低压：东亚锋面气旋生成与活动地区一在25°—35°N之间，在我国即分布在江淮地区（江淮气旋）；一在45°—55°N间，及蒙古中部至我国大兴安岭一带（东北低压）。*锋面气旋移动方向与速度主要受对流层中层引导气流控制。由于副热带上空为西风环流，在气旋性环流状态下，东亚气旋路径一般向东北方向移动，其移动速度平均约为35—40公里/小时，最快可达100公里/小时，最慢约15公里/小时。如果气旋中途不消失，最终将移动到阿留申群岛及其以东洋面消亡。P139热带气旋：形成于热带海洋上的一种具有暖心结构的气旋性涡旋。P139热带低压：中心附近平均最大风力小于8级的热带气旋。热带风暴：中心附近平均最大风力8~9级的热带气旋。强热带风暴：中心附近平均最大风力10~11级的热带气旋。P139台风：中心附近平均最大风力大于12级的热带气旋。台风的生命周期一般为3~8天，直径一般为600~1000km，最大可达2000km，最小只有100km。北半球台风多集中发生在7—10月，尤以8—9月最多。台风中心气压很低并有强力上升气流，水汽十分充沛，常出现狂风暴雨，日最大降水量可超过200~1000mm，强台风是一种严重的灾害性天气。我国南部和东南部临近热带气旋多发区，常受台风袭扰，平均每年有7.4个台风登陆，华南沿海占58.1%，华东沿海占37.5%。P139反气旋：占有三度空间的，和高气压系统紧密联系、相伴而出现的、中心气压比四周高的大型空气涡旋。气流运动由中心向四周旋转运动。北半球反气旋空气按顺时针方向自中心向外围运动。反气旋水平尺度比气旋大，最外一条闭合等压线的直径达2000~4000km。地面反气旋中心气压一般为1020—1030毫巴，最高可达1083.8毫巴。规模小的反气旋直径为数百公里，最大的反气旋可与最大的大陆相比。根据温压结构分为冷性反气旋、暖性反气旋；根据生成地区分为极地反气旋、温带反气旋、副热带反气旋等。反气旋内没有锋面，中心多出现下沉气流，天气晴好。P140冷性反气旋：在下垫面温度很低的条件下，伴随冷空气的堆积而发展起来的。亚洲大陆面积辽阔，冬季北部尤其严寒，积累了大量的冷空气，有利于冷性反气旋的形成与发展。冷性反气旋地面气压虽然很高，但因冷空气中气压垂直梯度大，所以只出现于近地面的浅薄气层中，其垂直厚度通常只有1—1.5公里。冷性反气旋受西风带牵制，自西向东移动。反气旋大都从亚洲北部、西北部或西部经西伯利亚、蒙古进入我国。活动于我国境内的冷性反气旋冬季最强，春季最多。冬半年大约每3~5天就有一次。强烈的冷性反气旋带来冷空气入侵，形成降温、大风天气，易使越冬作物受到低温冻害。P140暖性反气旋：形成于北半球副热带地区，例如北太平洋、北大西洋、北非大陆，常年处于西风带下沉气流带，是常年存在的稳定少变高压区。厚度可达对流层上层；冬季位置偏南，夏季偏北。夏季暖性反气旋控制下的地区往往出现晴朗炎热天气。盛夏北太平洋副热带高压强大西伸时，我国东南部地区在其控制下盛行偏南气流。东南气流尽管来自海洋，空气湿度大，但因下沉气流阻碍地面空气上升，难以形成云雨，天气更显闷热。如长江中下游河谷夏季酷暑天气。当副高强大，位置少动时，持续干旱，如伏旱天气（1978年夏季，我国东部广大地区）。北半球的温带地区，例如阿拉斯加、北欧、乌拉尔等地区的西部常有空中槽发展，槽前的西南气流将南方的暖空气向北输送，以致暖空气在那里堆积，形成暖性反气旋。P140气候：某一地区多年间大气的一般状态及其变化特征。它既反映平均情况，也反映极端情况，是各种天气现象的多年综合。气候和天气是两个不同的概念。从时间尺度上看，气候是时间尺度很长的天气过程。气候在一定时段里具有相对稳定性。气候过程为慢过程。气候学的研究涉及整个大气圈。视其空间尺度大小分为全球气候、区域气候、小气候等。研究尺度不同考虑的因子也不同。由于各个地区所接受的太阳辐射、大气环流状况、下垫面条件各不相同的缘故，地球上不同地区的气候是各不相同的，同一个地区，在气候上也会存在一定的差异。P141地球气候：包括大气、海洋（水圈）、冰冻圈（低温层）、岩石圈和生物圈在内的整个气候系统物理状态的统计特征。包括其平均值、极值、各阶矩和各气候变量的联合概率分布，反映了气候相对稳定又不断变化的双重性。*当代气候：对于当前气候，规定用刚刚过去的3个十年，共30年的平均值作为准平均，每过十年更新一次。目前应用1971－2000年准平均。P142大气圈：气候系统组成部分之一。是气候系统的主体，也是系统最易变化和最敏感的部分。从能量角度看，大气非常脆弱。大气的影响多与其动力学有关。但大气动能与气候系统的总能量相比，也几乎微不足道。在气候形成与气候变化中，大气以外的其他成员如海洋、冰雪、陆面等的物理状况有着决定性的作用。大气热惯性小，对外界热量变化的特征响应时间或热力适应时间估计为一个月左右，即大气依靠将热量向垂直和水平方向上输送，可在一个月左右调整到一定的温度。P142海洋：气候系统组成部分之一。是气候系统的热量储存库。对维持地球高低纬度能量平衡起着重要作用。海洋热力和动力惯性使它具有“低通滤波”的作用，其在空间和时间上的“平滑过程”，有利于气候系统中缓慢运动的维持与发展。上层海洋与大气圈、冰冻圈相互作用，其特征时间尺度为数月到数年，而深层海洋的热力调整时间则为世纪尺度。P143冰冻圈：气候系统组成部分之一。包括全球的冰层和积雪，计有大陆冰盖、高山冰川、地面雪被、多年冻土、海冰、湖冰和河冰。雪被和海冰季节变化显著，而冰川和冰原的响应则缓慢得多。冰原的体积和范围要在数百年到数万年内才有明显的变化，这种变化与海平面变化有着密切的联系。它们既是气候变化的指示器，又对气候长期变化产生反馈，在地球热平衡中起着重要作用。P143陆面（岩石圈）：气候系统组成部分之一。包括山脉、地表岩石、沉积物、土壤等。陆地位置、高度和地形发生变化的时间尺度，在气候系统的所有组成部分中是最长的，在季节、年际以至10年尺度的气候变化中可以忽略。但是地表土壤作为大气微粒物质的重要来源之一，在气候变化中有着重要的作用，而土壤又会随气候和植物状况而变化。P143生物圈：气候系统组成部分之一。地球生命物质构成的圈层，包括陆地和海洋中的植物，空气、海洋和陆地生活的动物，以及人类本身。生物圈的各部分变化特征时间显著不同，总的来说比较缓慢。它们对气候变化敏感，也影响气候。P144辐射平衡温度：大气上界吸收太阳辐射与行星地球长波辐射处于平衡是所具有的温度。P145天文气候：地球表面因辐射平衡温度随纬度和季节的分布形成的假想的简单气候模式。地表太阳辐射的分布和变化仅仅取决于日地相对位置，而具有明显、严格而单调的周日、周年变化和随纬度变化的规律性。天文气候能够反映地球气候的基本轮廓。*朗伯定律：大气上界太阳辐射强度与太阳高度的正弦成正比，而与日地距离的平方成反比。P191厄尔尼诺：因亚热带环流周期性南移，东南信风微弱，引起赤道逆流南下，热带暖水淹没了较冷的秘鲁流，上涌海水与沿岸冷水消失，导致海洋生物与寄食鸟类死亡、腐化，并释放大量硫化氢进入大气。赤道东太平洋秘鲁洋流的这种变化，水温增加超过0.5度，持续时间达6个月以上的现象。P148厄尔尼诺现象：海温变化存在着明显的年际振荡。赤道东太平洋海面水温异常增暖的现象。厄尔尼诺现象发生时，由于海温的异常增高，导致海洋上空大气层气温升高，破坏了大气环流原来正常的热量、水汽等分布的动态平衡。这一海气变化往往伴随着出现全球范围的灾害性天气：该冷不冷、该热不热，该天晴的地方洪涝成灾，该下雨的地方却烈日炎炎焦土遍地。一般来说，当厄尔尼诺现象出现时，赤道太平洋中东部地区降雨量会大大增加，造成洪涝灾害，而澳大利亚和印度尼西亚等太平洋西部地区则干旱无雨。P151洋流：大洋中任一持续不断并主要呈水平流动的海水，它可以从低纬度向高纬度传输热量，又能从高纬地区向低纬输送海冰和冷水。据卫星观测，在北纬20度洋流输送的热量占地－气系统总热量传输的74％，而在北纬30~35度洋流传输的热量是总传输热量的47％，因此，洋流对气候的形成具有重要作用。首先，洋流的热量输送对大陆东西岸的气温差异起着很大的作用，自低纬度流向中高纬度的暖洋流使所经海面及其邻近地区气温偏高，而自中高纬度海域流向低纬度的冷洋流使所经海面及其邻近地区气温偏低。一般说来，由于大洋两岸洋流性质不同，温带纬度大洋西岸温度低于东岸，亚热带纬度的温度大洋东岸低于西岸。其次，冷暖洋流对所经之地的降水也有较大影响。经过洋流上空的气团，由于海—气温度差异将发生变性。冷空气在暖洋流上流过将逐渐变为暖湿海洋性气团，当它移向大陆时易于发生降水。空气与冷洋流接触则增加其稳定性，难于致雨但多雾，海雾成为冷洋流或冷水海岸的气候特征之一。P154最大降水高度：在同一坡向上，降水有随高度而增加的趋势，这种增加只发生在一定限度之内，最终的限定高度。P154低纬度气候：低纬度的气候主要受赤道气团和热带气团所控制。全年地-气系统的辐射差额是入超的，因此气温全年皆高，最冷月平均气温在15℃—18℃以上。影响气候的主要环流系统有赤道气流辐合带、沃克环流、信风、赤道西风、热带气旋和副热带高压，有的年份会出现厄尔尼诺现象。由于上述环流系统的季节移动，导致降水量的季节变化，在厄尔尼诺现象出现时，引起降水分布的明显异常，全年可能蒸散量在1300mm以上。气候类型分以下5种：1、赤道多雨气候、2、热带海洋性气候、3、热带干湿季气候、4、热带季风气候、5、热带干旱与半干旱气候（热带干旱气候型、热带西岸多雾干旱气候型、热带半干旱气候型）。P157中纬度气候：中纬度是热带气团和极地气团相互作用的地带。最冷月均温低于15℃—18℃，有4~12个月平均气温大于10℃，四季较分明。影响气候的主要环流系统有极锋、盛行西风、温带气旋和反气旋、亚热带高压和热带气旋等。天气的非周期性变化和降水的季节变化都很显著。中纬度带范围广，气候形成因子复杂，气候类型也多种多样。气候类型分为以下8种：1、亚热带干旱与半干旱气候（亚热带干旱气候、亚热带半干旱气候）、2、亚热带季风气候、3、亚热带湿润气候、4、亚热带夏干气候（即地中海气候）、5、温带海洋性气候、6、温带季风气候、7、温带大陆性湿润气候、8、温带干旱与半干旱气候（温带干旱气候、温带半干旱气候）。P159高纬度气候：高纬度气候带分布在极圈附近，盛行极地气团和冰洋气团，低温无夏是该气候带最显著特征。降水虽少，但因蒸散弱，加之冻土发育，排水不畅，自然景观无干旱型，反而有大片沼泽。气候类型分为以下3种：1、副极地大陆性气候、2、极地长寒气候（即苔原气候）、3、极地冰原气候。P160高地气候：高地气候主要出现在约55S～70N之间的大陆高山高原地区。自山麓到山顶各气候要素发生规律性变化，表现出明显的气候垂直地带性。各气象要素的垂直变化导致不同高度上具有不同的水热组合，从而形成不同的高地气候。P162冰期相关：*第一新冰期：距今约8000~9000年，主要冷期在公元前6300年前后，是末次冰期最近一次副冰期的残余阶段。*第二新冰期：公元前5000~公元前15000年的气候温暖时期中出现的一次气候转寒时期，主要寒冷期在公元前3400年左右，两半球各山区均出现冰川推进。*第三新冰期：公元前1000~公元100年之间，主要寒冷期在公元前1300~公元前830年之间。*现代小冰期：公元1550年到1850年之间，主要寒冷期在公元1725年前后，可能是近7000年来最冷的一段时间，温度比现在低1~2度，世界各地普遍出现冰进，是20世纪增暖现象的背景。*气候最适宜期（全新世高温期）：主要暖期在距今7000年左右，气温比现在高1~3度。第二温暖期的主要暖期在距今4000年左右。*全新世大暖期：以上两次温暖期之间的寒冷阶段降温幅度很小，合称为~。*中世纪暖期（小气候适宜期）：公元900~1300年之间，中纬度气温至少比现代高1度，海平面比现代高0.5m。P168造山运动：地球表面在地质时代经历了一系列准周期性变化。第四章海洋和陆地水P177水循环：又称水文循环、水分循环，是指地球上各种形态的水，在太阳辐射、地球引力等的作用下，通过水的蒸发、水汽输送、凝结降落、下渗和径流等环节，不断发生的周而复始的运动过程。水循环由4个相互衔接的环节所组成：水分蒸发、水汽输送、大气降水、水的径流。P177大循环：又称外循环、全球水分循环，指发生于海陆之间的水循环。海陆之间有水分交换；4个环节齐全；水分既有垂向交换，又有水平方向交换。P177小循环：又称内循环、局部水分循环，指发生于海洋内部或陆地内部的水循环。水分交换仅发生于海洋内部或陆地内部；4个环节不一定齐全；水分的垂向运动和水平运动可同时存在，也可缺少水平运动。根据发生空间的地理单元类型，可以划分为2个次级类型：1、海洋小循环：发生于海洋内部的水循环；陆地小循环：发生于陆地内部的水循环。可以进一步划分为外流区小循环和内流区小循环。P177水分交换更新周期：水体在参与水分循环的过程中，全部水量被交换更新一次所需的时间，在数值上等于水体的静储量与年动态水量之比。水体的水分交换更新周期越短，说明其水分动态交换速度越快，水资源的开发价值就越大。不同的水体水分交换更新周期不同，差异很大。P177水量平衡：任意区域在任意时段内，其收入水量与支出水量的差额，必然等于蓄水量的变化量。简记为：收入水量与支出水量之差等于蓄水变量。降水、蒸发和径流在整个水分循环中，是三个最重要的环节。在全球水量平衡中，它们同样是最主要的因素。P181洋：地球表面连续的广阔水体。洋的主体为远离大陆、水深较大、面积广阔，较少受大陆影响，具有独立的洋流系统和潮汐系统，物理化学性质也比较稳定的水域。世界洋分为四部分，即太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。太平洋是世界第一大洋，南北最大距离可达17200公里，其面积占世界洋总面积的一半。太平洋不仅最大，也最深，世界上最深的马里亚纳海沟（11034米）即位于太平洋西部。大西洋位于欧、非大陆与南北美洲之间，大致呈S形，面积和平均深度均居世界第二。印度洋是第三大洋，大部分位于热带和南温带地区，其东、北、西三面分别为大洋洲、亚洲和非洲，南临南极大陆。北冰洋位于亚欧大陆和北美洲之间，大致以北极为中心，是四大洋中面积最小的一个，所以有人把它看作由大西洋向北延伸形成的“地中海”。我国沿海人民早期对洋的理解为某些较小的海域，如伶仃洋等。*太平洋与大西洋的分界线：从南美合恩角沿68W线至南极洲。太平洋与印度洋的分界线：从马来半岛起通过苏门答腊、爪哇、帝汶等岛、澳大利亚的伦敦德里角，沿塔斯马尼亚岛的东南角至南极洲。印度洋与大西洋的分界线：从非洲好望角起沿20E线至南极洲。北冰洋的界线：大致以北极圈为界。P181海：大洋的边缘因为接近或伸入陆地而或多或少与大洋主体相分离的部分。海的存在总是与陆地，包括大陆和岛屿对大洋的分隔相联系的。所以，海从属于洋，或者说是洋的组成部分。海的面积和深度都远小于洋；河水的注入使海的许多重要特征，如海水物理化学性质、生物发育状况等均有别于洋；此外，海基本上没有自己独立的洋流系统和潮汐，也不具有洋那样明显的垂直分层。各大洋中共有54个海（包括某些海中之海）。P181内海：或称地中海。四周几乎完全被陆地包围，只有一个或多个海峡与洋或邻海相通。它位于一个大陆内部或两个大陆之间。地中海、红海、黑海、波罗的海、渤海等，都是内海。P181边缘海：位于大陆边缘，以半岛或岛屿与大洋或邻海相分隔，但直接受由外海传播来的洋流和潮汐的影响。如白令海、鄂霍次克海、日本海、黄海、东海和南海等，均为边缘海。P181外海：位于大陆边缘，但与洋有广阔联系的海。如阿拉伯海、巴伦支海等。P182岛间海：大洋中由一系列岛屿所环绕形成的水域。如爪哇海、苏拉威西海等。*海湾：指洋或海的一部分伸入大陆，且深度逐渐变浅，宽度逐渐变窄的水域。*海峡：夹于两块陆地之间，两端连接两个海域的狭窄水道。*海水：含有多种溶解固体和气体的水溶液，其中水约占96.5％，其他物质占3.5％，还有少量有机和无机悬浮固体物质。氢和氧是海水中最主要的化学成分。*海水常量元素组成的恒定性（简称为海水的定组成定律或恒定性定律）：不论溶解盐类在海水中的绝对浓度如何