自然地理学讲义

概述自然地理学研究的对象、内容、目的与意义：1．自然地理学的研究对象：自然地理学是以人类赖以生存的地球表层自然环境的区域特征、区域分异及其发生发展过程与变化规律为研究对象的。或者说，自然地理学是以人类赖以生存的地球表层自然系统的区域特征与空间分布、变化规律为研究对象的。2．自然地理学的研究内容：（1）人类赖以生存的地球表层自然环境的组成、结构及其区域分布规律。（2）人类赖以生存的地球表层自然环境的成因与变化规律。（3）人类赖以生存的地球表层自然环境系统的运行机制（物质循环、能量转换、信息传输）。（4）人类与地球表层自然环境的相互作用、相互影响。（5）地球表层自然环境的评估、预测、规划、管理、优化、调控。3．自然地理学研究的目的与意义：通过对地球表层自然环境的评估、预测、规划、管理、优化、调控，达到保护环境、合理利用环境、与环境协调共处，从而保障社会的可持续发展。自然地理学的性质1）、综合性：综合性是指自然地理学多学科交叉、多要素融合的特性。2）、区域性:区域性是地理学的本质特性,区域特征、区域联系与区域分异规律为主要研究对象。3）、环境性：人类生存环境是地理学研究的主要对象与内容。4）、系统性：地球表层环境就是一个系统，可以称之为地球表层系统。系统具有整体性、层次性、动态性与结构功能性。自然地理学的定义：自然地理学就是用系统的、综合的、区域联系的观点与方法，去审视与研究人类赖以生存的地球表层自然环境的组成、结构、区域分异特征、形成与变化规律，从而对其进行评估、预测、规划、管理、优化、调控的学科。自然地理学与地球表层系统的关系：从系统科学的角度，可将地球作为一个巨大的系统—地球系统，将研究地球系统的科学称之为地球系统科学。地球系统又可划分为地球表层系统与地球内部系统.地球表层系统又可划分为地表自然系统与地表人文系统。自然地理学是研究地表自然系统的核心学科。自然地理学与其它学科的关系：地球表层自然系统是由大气圈、水圈、岩石圈、生物圈相互作用而构成的。研究大气圈、水圈、岩石圈、生物圈的核心学科分别是大气科学、水文学、地质学与生物学。自然地理学，包含了这些学科的某些内容。从人类环境科学的角度来看，自然地理学是将这些内容有机地交叉、融合在一起，将人类生存环境作为一个完整的体系以及对各个区域的环境组合进行研究的。也可以说，自然地理学是大气科学、水文学、地质学与生物学的交叉学科或边缘学科.地球的圈层一、地球的内部圈层：根据莫霍面和古登堡面，可将地球内部分为三个I级圈层：地壳、地幔、地核二、地球的外部圈层：在固体地球之外还存在另外三个圈层，它们是大气圈、水圈和生物圈。它们是地球的重要组成部分，它们与固体地球休戚相关，共同演化，塑造着多姿多彩的地球。1）、大气圈：是指因地球的引力而聚集在地表周围的气体圈层。大气圈中的气体主要集中于地表以上18km的范围内，往上气体变得极为稀薄。由地表往上可分为五个次级圈层：对流层、平流层、中间层、暖层、扩散层（散逸层）。2）、水圈：是指地球表层由水体构成的连续圈层。其物态有固、液、气三种状态。水体的形式有河、湖、海、冰川（盖）水蒸气、地下水等，并形成一个包裹着地球的完整圈层。地表上直接被液态水体覆盖的区域占地表面积的3/4。在太阳能、重力的作用下，使得水圈中的水体周而复始的运动，形成水循环。水循环的方式有：海洋与大陆间的循环；地表与地下间的循环；生物体与周围空间的循环；水圈与大气圈间的循环。3）、生物圈是指地球表层由生物及其活动地带所构成的连续圈层。生物从高等到低等，从动物到植物，乃至细菌和微生物等生活于地球表面一定范围的陆地、水体、土壤及空气中，构成了一个基本连续的圈层。目前已知的生物有近两百万个种。生物的演化发展受控于自然环境的演化，通过地质历史时期生物化石的研究就可以知道地质演化的历史。岩石圈系统第一节地壳的物质组成一、地壳的化学成分1、构成地壳物质的基本单元就是化学元素。2、地壳物质中包括了元素周期表中的绝大部分元素，但其含量极不均匀。其中氧、硅、铝、铁、钙、镁、钠、钾八种元素占了地壳物质重量的98%以上。二、矿物、概念1、矿物：是地壳中的化学元素在各种地质作用下形成的。具有一定化学成分和物理性质的自然均质体，是组成岩石和矿石的基本单位。2、矿物多是天然产出的自然元素(单质)和化合物。3、矿物是元素在一定地质过程中的产物、主要造岩矿物：最常见的就是长石、云母、辉石、角闪石、橄榄石等几种。此外还有云母、方解石等称为主要造岩矿物。U-l-7—三、岩石：岩石：自然(由地质作用)形成的，由一种或多种矿物，或有其他岩石碎屑所组成的集合体。例如：石灰岩是由方解石组成的集合体；花岗岩是由石英、长石、云母等多种矿物组成的集合体；砾岩是由岩石碎屑所组成的集合体。岩石中矿物的结晶程度、颗粒大小和形状以及颗粒间相互关系的特征，称为岩石的结构。岩石中矿物的组合形状、大小和空间上相互关系和配合方式，称为岩石的构造。结构和构造是识别岩石的重要特征之一。岩石的分类：按照岩石形成的原因，一般将岩石分为三个大类：岩浆岩、沉积岩、变质岩。第二节岩石的形成与类型岩石从成因上来划分，可以把岩石分为三大类：沉积岩、岩浆岩和变质岩。1、沉积岩：沉积岩是在地表或近地表不太深的地方形成的一种岩石类型。它是由风化产物、火山物质、有机物质等碎屑物质在常温常压下经过搬运、沉积和石化作用，最后形成的岩石。1.1、沉积岩的形成过程▲(1)风化作用：机械风化(以崩解的方式把已经形成的岩石破碎成大小不同的碎屑)、化学风化(由于水、氧气、二氧化碳引起的化学作用使岩石分解形成碎屑)、生物风化(细菌、真菌、藻类等生物分解岩石)。剥蚀作用：风化之后的产物被外力剥离母岩；搬运作用:剥蚀形成的碎屑物质都要经历搬运过程。搬运方式包括风力、水力、冰川等；沉积作用：搬运物质在合适的环境中沉积下来；固结成岩作用：经过漫长的压实作用，石化成坚硬的沉积岩。1.2、沉积岩的特征：层理、化石2、岩浆岩：岩浆岩是岩浆冷凝形成的岩石。岩浆岩又可分为两类：侵入岩和喷出岩(火山岩)。若岩浆在地表以下冷凝形成的岩石叫侵入岩；若岩浆喷出地表冷凝形成的岩石叫喷出岩。2.1、喷出岩：岩浆喷出地表急速冷却形成的岩石。特征：(1)流纹构造和绳状构造：岩浆在流动过程中冷却形成。(2)气孔构造：岩浆中含有的水汽挥发留下气泡。(3)杏仁构造：气孔中填充次生矿物而形成。2.2、侵入岩：按岩石冷却地点距地表的深度可分为两类：深成岩、浅成岩3、变质岩：地壳中原来的岩浆岩、沉积岩和变质岩在受到高温、高压及化学作用下，发生矿物成分、结构构造的重新组合，甚至包括化学成分的改变，这个变化过程称为变质作用。变质岩是原岩在地壳中由于物理化学条件发生变化而形成的岩石。特征：(1)斑点构造(2)片理构造，如板状、片状、片麻状4、岩石的相互转化沉积岩、火成岩和变质岩是可以相互转化的，它们之间的相互转化又叫做岩石的循环或地质循环：沉积岩变质可以形成变质岩，熔融再凝结就会变为火成岩；火成岩变质可以形成变质岩，风化、分解、搬运、沉积、固结就会转化为沉积岩；变质岩熔融再凝结也会变为火成岩，风化、分解、搬运、沉积、固结也会转化为沉积岩。第三节地质构造及其地貌表现一、地质作用概述地质作用：形成和改变地球的物质组成、外部形态和内部构造的各种自然作用。根据地质作用的能量来源，可分为：内力作用和外力作用。▲二、内力地质作用及其表现形式1、内力作用的能量来源：热能、旋转能、重力能。地球内部放射性物质蜕变产生的热量是地热的主要来源。目前认为：地球内部的岩浆活动、火山、地震、板块运动的动力，主要来自地球内部的热能。2、内力作用的主要表现形式（1）构造运动（又称地壳运动）由地球内力作用引起的促使岩石圈发生变位和变形以及大洋底增生和消亡的地质作用。根据运动方向可分为：水平运动：岩石圈物质在水平挤压或引张力作用下，沿地球表面切线方向运动。使地表产生巨大的起伏，并形成大型的褶皱和断裂，又叫造山运动。垂直运动：岩石圈物质沿地球半径方向的运动。隆起和凹陷，产生海侵和海退现象，又成为造陆运动。（2）岩.浆活动：是地球内部的物质运动。岩浆沿地表软弱带上升，喷出地表者叫火山作用；岩浆侵入到上覆岩层中的叫侵入作用。火山作用：岩浆沿构造软弱带上升并喷出地表。侵入作用：岩浆侵入到上覆岩层。（3）地震：是地壳任一部分的快速颤动。地震往往是和断裂、火山联系，故全球主要火山带、地震带和断裂带在分布上常表现出一致性，而构造运动是引起地震的主要原因。按成因地震分为三类：（1）构造地震：又称断裂地震，是地下岩层突然发生错断引起的地震。发生次数占地震总数的90%。（2）火山地震：火山喷发时由于气体的冲击力所引起的地震。这种地震的强度较小，发生次数占地震总数的7%。（3）陷落地震：在石灰岩地区，岩石被地下水长期溶蚀，形成巨大的地下空洞，一旦上覆岩石的重量超过岩石的支撑能力，地表塌陷，引起地震。占地震总数的3%。世界范围内的主要地震带：环太平洋地震带、地中海喜马拉雅地震带或欧亚地震带、大洋海岭地震带（主要呈线状分布于各大洋的接近中部）三、地质构造及其地貌特征（一）水平构造与方山地貌1、水平构造：定义：岩层产状近于水平，岩层未发生明显变形。原因：受内力地质作用扰动较小，或岩层呈整体上升或下降运动。2、方山地貌：在水平岩层地区，如果地壳大面积上升，可形成构造高原和构造台地，经流水长期侵蚀切割后,可形成面积大小不一彼此孤立的高地，称为方山。规模较小的叫桌状山。方山地貌特征：顶部常由坚硬岩层组成，地形面与岩层面一致；坡折线明显。典型方山地貌——丹霞地貌：在红色石英砂岩组成的水平岩层或单斜构造地区，经流水沿垂直节理强烈侵蚀后，造成陡崖和峡谷，峡谷与峡谷之间常形成孤立的石峰、石柱或城堡状的地貌形态。这种地貌以广东仁化的丹霞山最为典型。（二）单斜构造与单斜构造地貌▲1、单斜构造定义：一个地区的一系列岩层向同一方向倾斜，而岩层的倾角较小（小于25度）。成因：（1）位于褶曲的一翼或断层的一盘；（2）地层不等量抬升；（3）沉积基面倾斜，如大陆架沉积。补充：岩层产状三要素（1）、走向：岩层面与水平面交线的方向，它标志着岩层的延伸方向。（2）、倾向：岩层的倾斜方向。与走向垂直。（3）、倾角：岩层面与水平面的夹角。2、单斜构造地貌：单斜岩层形成的山地，在地貌形态上常表现为两坡不对称的单面山。顺岩层倾向的一坡缓而长，其坡度受岩层倾角控制，称为顺向坡（或后坡）；与岩层倾向相反的一坡陡而短，称为逆向坡（或前坡）。因此，单面山两侧的等高线疏密变化呈现明显的不对称。（三）褶皱构造与褶皱山地地貌1、褶皱构造：水平方向的挤压力，波状弯曲.褶皱是岩层的弯曲，岩层的单个弯曲称为褶曲。（1）褶曲的几何要素:翼：褶曲岩层的两坡；核：褶曲岩层的的中心；轴面：褶曲两翼的对称面；枢纽：轴面与层面的交线。（2）褶曲的类型：按褶曲的外型可以分为：背斜和向斜。背斜中部岩层向上弯曲；向斜中部岩层向下弯曲。当外力风化剥蚀后，判断背斜、向斜主要根据地层的新老层序来确定，若核部为相对较老的地层，两翼对称出现相对较新的地层，则为背斜构造，反之，为向斜构造。根据轴面的产状，褶曲可分为：直立褶曲：轴面近于直立，两翼倾向相反。倾斜褶曲：轴面倾斜，两翼岩层倾斜方向相反，倾角大小不等。倒转褶曲：轴面倾斜，两翼岩层向同一方向倾斜。平卧褶曲：轴面近于水平。根据枢纽的产状，褶曲可分为：长轴褶曲：枢纽近于水平延伸，两翼岩层走向平行。短轴褶曲：褶曲枢纽向一端倾伏，两翼岩层走向发生弧形合围。等轴褶曲：又称为穹隆构造，由于岩浆倾入地壳使上部岩层拱起而形成。2、褶皱山地地貌（1）背斜山与向斜谷：在年轻的褶皱构造上，由于侵蚀时间短，原始的褶皱构造未遭到明显侵蚀破坏，地表起伏与褶皱构造一致，即背斜成山，向斜成谷。（2）地形倒置：在岩层的褶皱过程中，背斜顶部受张力作用，形成节理，因而侵蚀破坏较快，从而形成谷地，称为背斜谷。相反，向斜核部因为受到挤压力作用，岩性致密，故侵蚀较慢，形成向斜山。这种内部构造与外部起伏完全相反的现象称为地形倒置。（3）长轴褶曲与平行岭谷：长轴褶曲由多个褶曲相互平行排列组合而成，在地貌上表现为岭谷平行相间排列。四川东部平行岭谷最为典型。（四）断裂构造：岩层受内力作用后，当应力达到或超过岩石强度极限时，引起岩层的连续性和完整性发生破坏。岩层破裂后，两侧岩块发生显著位移的，称为断层，无位移或位移步显著的称为节理。断层地貌：断层崖：由于岩层断裂位移造成的陡崖。地垒：由断层抬升所形成的山地，庐山是一座地垒式断块山。地堑：由断层下降所形成的谷地，滇池,洱海,贝加尔湖为地堑式断层湖，汾河谷地和渭河谷地为地堑谷（断层谷）。（五）火山地貌：火山活动造成的各种地貌。通常由火山喉管、火山口和火山锥组成。主要有锥形火山和盾形火山。关于大地构造的几种学说一、板块构造学说基本观点：在中生代以前，地球上只有一块联合古陆（即泛大陆），海洋也只有一个泛大洋。后来在地球自转的离心力和天体引潮力的作用下，联合古陆开始被分离。由较轻的硅铝层组成的陆块，像冰块浮于水面一样，在较重的硅镁层（洋壳）上漂移，逐渐形成了现有的海陆分布轮廓。（这一假说激起了“漂移”与“反漂移”的热烈争论。由于漂移说当时还缺乏洋底地壳性质的了解，对驱动力的解释也不够有说服力，存在一定的缺陷。）（二）海底扩张说在六十年代初，赫斯（H.Hess）和迪茨在大陆漂移说和地幔对流说的基础上，根据洋底的新资料提出了有名的海底扩张说。该学说认为，大洋中脊和裂谷体系正是地幔物质上升的涌出口，涌出的岩浆冷凝成新的洋底，由于不断涌出和冷凝，结果便导致洋底向两侧不断扩张。海底扩张的原动力主要来自地幔物质的对流。所谓大陆漂移也正是由于海底扩张引起的。这种解释与魏格纳的也有所不同，即软流圈的物质对流是作用于岩石圈的下部，使洋底发生更新；而岩石圈下部的移运带动了上层大陆地壳的漂移。所以大陆不是独立、主动地漂移，而是被洋壳载运着在地幔对流体上移动。（三）板块构造说1、历史背景：六十年代后期，有一批学者在新资料新观点的基础上进行了总结，并提出岩石圈板块构造学说（简称板块构造说）。它把海底扩张、大陆漂移、地震与火山活动、山脉的形成等许多地质现象，纳入一个比较符合逻辑的理论体系之中，用统一的动力学模式来解释全球性的构造运动的过程及其相互关系。它对地球科学的发展起到巨大的推动作用。2、基本观点：板块学说认为，地球的岩石圈不是整体一块的，而是被一些构造活动带如大洋中脊和裂谷、海沟、转换断层等分割成相互独立的构造单元。这些构造单元或岩石圈的块体，称为板块。板块内部是比较稳定的区域，各板块之间的接合处则是相对活动的地带。3、板块划分：全球板块划分：太平洋板块、欧亚板块、非洲板块、美洲板块(北美板块、南美板块)、印度板块(印度洋板块、澳洲板块)、南极洲板块4、板块边界1、离散型边界(也叫生长边界)，伴随洋壳增生和海底扩张。特点：两板块做背离运动，向两侧分离，又称为拉张型板块边界。(1)大洋中脊：发生于大洋岩石圈之间，由于洋脊拉开，地幔物质上涌，形成大洋中脊，同时洋底岩石圈在大洋中脊不断增生。(2)大陆裂谷带:发生在大陆岩石圈之间，使统一的大陆岩石圈板块分离，进而演变成大陆裂谷带。东非大裂谷。2、汇聚型边界(也称消亡边界)，指两个相互汇聚板块之间的边界。俯冲边界：大洋板块向大陆板块俯冲或较大大洋板块向较小大洋板块俯冲。(2)碰撞边界：也称地缝合线，是两大陆板块碰撞的边界，表现为活动造山带。3、守恒型边界：也叫平移剪切型边界，是相互滑动、剪切的两个板块之间的边界。这种板块既没有板块的生长，也没有板块的消亡，但伴随有频繁的浅源地震，可发生构造形变和动力变质作用。第五节地球的形成与演化一、地层与地质年代地层：岩石圈在长期发展过程中，在一定的地质时间内形成的层状和非层状的岩石的总称。包,括各种沉积岩、岩浆岩和变质岩。地质年代：地壳中不同年代的岩石在形成过程中的时间和顺序。包括相对地质年代和绝对地质年代。二、相对地质年代的确定▲1、地层层序律：如果一个地区沉积岩没有受到扰动，先沉积的是较老的岩层，后沉积的是较新的岩层，这种上新下老的地层关系称为地层层序律。2、生物地层学法3、岩石地层学法：岩相：岩石的面貌，是岩石生成环境的反映。岩性：岩石组成成分、颜色、结构、构造等。▲4、构造地层学法(沉积岩地层的接触关系)(1)整合接触：地壳长期处于下降地区，沉积物连续沉积，层理相互平行，沉积时间无间断。假整合接触：地壳运动由下降转为上升，而在上升的过程中没有发生明显的变形，只是沉积中断，并遭受剥蚀，而后再次下降接受新的沉积，从而上下两套地层之间缺失了某一时代的地层，但新老地层仍然平行，称为假整合接触，或平行不整合接触。不整合接触：地壳在由下降转为上升过程中，原先沉积的地层发生强烈的变形，经风化剥蚀后，再次下降接受新的沉积，这时上下两套地层之间不但有明显的缺失，而且上覆新地层与下覆老地层之间成一定角度相交，称为不整合接触。注：新生代：7000万年前。第三纪，第四纪。地质历史上距离现代最近的一个阶段。被子植物，哺乳动物与现代没有根本区别。第三纪末期出现灵掌类。大约到第四纪初，古猿的一支向人类发展一猿人。第四纪出现了人类。地壳运动叫喜马拉雅运动一新阿尔匹斯运动。第四纪的构造运动叫新构造运动。形成中国西高东低的地势第四章大气圈系统第一节大气的能量基础一、大气圈的物质组成与结构大气圈的物质组成：干洁空气、水汽、气溶胶、污染气体专题：酸雨何谓酸雨”通常是指PH小于5.6的降水，包括雨雪霜雹雾露等。(美国、加拿大5.0)②酸雨的形成：酸雨的形成是—个复杂的大气化学、大气物理过程，主要是由废气中的SOx和NOx造成的③酸雨的危害：诸多研究显示，酸雨对水域生态、森林、湖泊、河川、建筑物及人体健康等都具有危害性。④酸雨的现状。⑤对策：限制煤的燃烧和汽车、货车所排放的污染物。专题：臭氧层空洞臭氧层空洞：臭氧含量减少，南纬45-70度地区最明显。1984、1985年开始发现南极臭氧空洞。科学家已经发现，臭氧空洞通常出现在南极的春天，即每年9月开始出现臭氧减少②臭氧层空洞产生的原因：氯③春季南极空洞的解释：在太阳直射点刚刚离开赤道、向南移动以前，南极处在一个一直降温的寒冷环境中。寒冷的气温使南极上空的环流中积累了很多冰碗：CFC的冰晶体。太阳直射点南移开始，南极开始接受到阳光，冰碗溶解，很快发生一系列连锁反应：光解，破坏。争议：目前，关于南极臭氧层空洞形成和变化比较有影响的推测还有：与太阳活动周期有关；与当地天气动力学过程有关；与火山活动产生的大量氯化物进入大气层有关。④对策：控制CFC（二）大气圈的垂直结构1•对流层：三个基本特征①气温随高度增加而降低②空气对流运动显著③天气现象复杂多变。2.平流层：平流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。3•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。暖层（电离层）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。5•散逸层（外层）暖层以上的大气与星际空间的过渡带，又称外层或大气上界。该层内温度极高，空气极稀薄，高速运动着的空气粒子可克服地心引力和空气阻力而散逸到星际空间去。大气密度随高度增高而减小，但无论在哪个高度，其密度也不等于零。二、大气圈的辐射因素（一）太阳辐射（1）大气对太阳辐射的削弱：大气吸收、大气散射（三种散射:瑞利散射,米氏散射,非选择性散射）到达地面的太阳辐射：太阳辐射经大气削弱后,到达地面分为两部分:直接辐射（从太阳直接发射到地面的部分散射辐射和经大气散射后到达地面的部分。二者之和为到达地面的太阳辐射总量，称为太阳总辐射Q。总辐射的日变化、年变化和随纬度的变化：1）一天之内，夜间总辐射为零，日出后逐渐增加，正午达到最大值，午后又逐渐减少，日出前达极小值。2）一年内，月均总辐射值，以夏季各月为最大，冬季各月为最小。3）总辐射量的空间分布因纬度而不同。纬度愈低，总辐射量愈大；反之，总辐射量愈小。（2）地面对太阳辐射的反射：到达地面的太阳总辐射只有一部分被地面吸收，另一部分被地面反射，地面反射的这部分太阳辐射，称地面反射辐射。地面反射率:物体反射的辐射能量占总入射能量的百分比。地面温度分布不均匀的重要原因。遥感应用和影像判读的基础。（二）地面辐射和大气辐射：地面和大气既吸收太阳辐射，又依据本身的温度向外辐射能量。1•地面辐射：（1）地面为长波辐射（2）地面长波辐射绝大部分被大气吸收2•大气辐射：（1）大气中的水汽和二氧化碳及杂质等物质，可以透过太阳短波辐射，又能强烈吸收地面长波辐射，使绝大部分地面辐射的能量保存在大气层中。（2）地面辐射的方向是向上的，而大气辐射的方向既有向上的，也有向下的。向下的部分称大气逆辐射E气。（3）E气几乎全部被地面吸收，这就使得地面因辐射所损耗的能量得到了一定的补偿，因而大气对地面有保温作用。大气的这种对地面的保温作用，称大气的温室效应（GreenhouseEffect又称花房效应）。3•地面有效辐射：地面辐射E地和地面吸收的大气逆辐射E气之差值，称为地面的有效辐射。地面有效辐射的大小主要决定于地面温度、大气温度、大气湿度以及云量状况。当地面温度增高时，地面辐射增强，如果其他条件不变，则有效辐射增大；气温增高时，大气逆辐射增强，如果其他条件不变，则有效辐射减少；水汽及其凝结物发射长波辐射的能力较强，可增强大气逆辐射，降低地面有效辐射。空中云量较大时，不仅增强大气逆辐射，而且吸收地面长波辐射，以致大大减弱地面有效辐射。因此，有云的夜晚比晴天夜晚温暖，冬季人造烟雾可防霜冻，就是减弱地面有效辐射，增强大气温室效应的缘故。而冬季“月夜苦寒”则是增强地面有效辐射的结果。（三）辐射平衡1•概念：地面吸收太阳总辐射能获得能量，同时又通过有效辐射而丧失能量，在某一时段内收支的差值，称为辐射平衡或辐射差额。辐射平衡及时空变化从整个地-气系统平均状况来看，地面和大气从太阳辐射中获得的能量与发射到外层空间的能量相等。全球年平均辐射平衡为零，但局部地区却并非如此。低纬地区辐射平衡为正，能量盈余；高纬地区辐射平衡为负，能量亏损；高纬地区亏损的部分由低纬地区盈余的部分补充，能量由低纬向高纬输送主要是依靠全球性的大气环流和洋流进行。辐射平衡有明显的日变化与年变化。在一日内，白天收入的太阳短波辐射超过地面支出的长波辐射，故辐射平衡为正；夜晚情况相反，辐射平衡为负。辐射平衡由正转为负或由负转为正的时刻，分别出现在日没前与日出后一小时。在一年内，北半球夏季的辐射平衡因收入的太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。■专题：温室效应与全球变暖大气温室效应：所谓溫室效应，就是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短辐射却被大气中的二氧化碳等物质所吸收，从而产生大气变暖的效应。温室气体：二氧化碳、氟氯碳化合物、甲烷、臭氧、氧化亚氮、及水汽等。全球变暖：指的是全球平均地表气溫的升高。局部出现一个暖冬并不是全球变暖'全球气候的变化，需要从广泛分布于世界各地的成百上千个测量站收集资料，考虑测量站的地理位置，收集轮船横渡大洋时所做的测量，或利用文字记载推断每年天气的情况；或通过测量树木年轮的宽度等等。近百年全球地表温度年平均值：上升趋势明显（约0.6度），呈现冷暖交替的波动。请注意：大气的温室效应并不是全球变暖的罪魁祸首：事实上，地球能成为茫茫宇宙中适宜人类的栖息地，都是大气温室效应的作用结果。问题在于，当温室气体在大气的浓度增加时，会加剧‘温室效应'，引起地球表面和大气层下沿温度升高。三、大气圈的热力因素（一）大气的增温与冷却1．大气的非绝热变化：空气与外界互相交换热量，引起的气温变化。其方式主要有：（1）传导：传导作用在空气分子密度大和气温梯度大的近地气层中表现明显。（2）辐射：辐射交换使大气净增热量。（3）对流与湍流：对流和湍流使空气在垂直方向和水平方向经常进行热量交换，使空气的热量分布趋于均匀，是近地层大气热量交换的重要方式。（4）水相变化：大气中的水汽主要集中在5km以下，故此作用主要发生在对流层下半部。水相变化对热带地区热量交换具有重要作用。大气的增热和冷却，是以上几种热量交换形式共同作用的结果。▲2.大气的绝热变化气块与外界无热量交换，由于外界压力变化，使气块胀缩作功，引起内部能量转换所产生的大气温度变化。气块在绝热上升过程中，每上升单位距离的温度变化，称为气温绝热垂直递减率，或绝热减温率。不含水汽的空气的绝热减溫率是干绝热减溫率Yd,经理论计算，近似地等于1C/100米，饱和空气上升则按湿绝热减溫率Ym=0.65C/100米降溫。（二）大气温度的时空变化气温的时间变化：大气温度的时间变化，主要是由地球的自转运动和公转运动引起的气温的周期性变化（日变化、季变化与年变化），和由大气运动引起的气温的非周期性变化。（1）气温的日变化一天之内，气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差。气温最高值不是出现在正午太阳高度角最大时，而是在午后二时前后，气温最低值不在午夜，而在日出前后；高纬气温日较差比低纬小；日变化夏季也高于冬季；地表性质对气温的日较差也有显著的影响，海洋上气温日变化比大陆要小得多；阴天气温日较差比晴天河谷、盆地内的气温日较差比同纬度平地（2）气温的年变化一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差；在北半球，一年的气温最高值在大陆上出现在7月份，在海洋上出现在8月份；气温最低值在大陆上和海洋上分别出现在1月和2月；由于海陆热力性质的差异，大陆上的年较差要比海洋大得多；由于太阳辐射的年变化高纬比低纬大，所以，纬度越高，年较差越大；气温年变化一般可划分为四种类型：赤道型;②热带型;③温带型;④极地型气温日变化、年变化是气温的周期性变化，但这种变化常因大气的不规则运动而遭到破坏。例如3月以后，我国江南正值春暖花开的时节，就常常因为冷空气的活动有突然转冷的现象。寒潮冷空气南下使所经地区气温骤降，导致下午2点左右的最高气温不明显。秋季，正是秋高气爽的时候，往往也会因为暖空气的来临而气温突然回暖。这种变化的时间和辐度视气流的冷暖性质和运动状况而不同，它没有一定的周期，称非周期性变化。实际上，一个地方的气温变化，是周期性变化和非周期性变化共同作用的结果。2．大气温度的空间分布（1）气温的水平分布：气温的水平分布，主要受地理纬度、海陆分布、地形起伏、大气环流、洋流等因素的影响。气温的水平分布通常用等温线图表示。单位距离内气温的变化值称气温水平梯度。■全球气温水平分布有如下特点：①空间变化：赤道地区气溫高，向两极逐渐降低。②等溫线：并不与纬度圈平行，而是发生很大的弯曲。③全球最高溫度带：并不是出现在地理赤道上，而是出现在10°N附近的热赤道上，显示了云量对太阳总辐射的影响。④大陆中纬度西岸气溫比同纬度的东岸：高，主要是受洋流的影响。（2）对流层中气温的垂直分布（1）从整个对流层平均状况来看，海拔每升高100米，气溫降低0.65C。在夏季和白天，地面吸收大量太阳辐射，地溫高，地面辐射强度大，近地面空气层受热多，气温直减率大；反之，在冬季和夜晚气温直减率小。（2）在一定条件下，还可能呈现下层气温反比上层低的现象，气温随高度增大而上升的现象，称为逆温。（3）产生逆温的原因分为：1）辐射逆温;2）平流逆温;3）下沉逆温;4）锋面逆温第二节大气的运动一、大气运动的驱动力：1．水平气压梯度力▲2．地转偏向力（科里奥利力）3．惯性离心力4．摩擦力总结：1、各种力的平衡是暂时的；2、气压梯度力是主要的；3、低纬不考虑地转偏向力；4、直线运动时不考虑惯性离心力；5、自由大气中可不考虑摩擦力；▲二、大气的辐合与辐散三、大气环流和风系★（—）全球大气环流1．行星风系和三圈环流模式2．海平面气压分布地球表面，海陆相间分布，由于海陆热力性质的差异，使纬向气压带发生断裂，形成若干个闭合的高压和低压中心。冬季（1月），北半球大陆是冷源，有利于高压的形成。如亚欧大陆的西伯利亚高压和北美大陆的北美高压；海洋相对是热源，有利于低压的形成。如北太平洋的阿留申低压，北大西洋的冰岛低压。夏季（7月）相反，北半球大陆是热源，形成低压。如亚欧大陆的印度低压，又称亚洲低压，和北美大陆上的北美低压。副热带高压带在海洋上出现两个明显的高压中心，即夏威夷高压和亚速尔高压特点：南半球的气压带基本上呈带状分布，北半球的气压带则断裂成块状（如夏季副高被切断，冬季副极地低压被切断）分布。气压中心随季节移动。大陆冬季是高压，夏季是低压；海洋相反。海洋气压中心，势力强，范围广，位置稳定。永久性——北半球海洋上的太平洋高压（夏威夷高压）和大西洋高压（亚速尔高压）、阿留申低压、冰岛低压，常年存在，只是强度、范围随季节有变化，称为常年活动中心。半永久性——陆地上的印度低压、北美低压、西伯利亚高压、北美高压等，只是季节性存在，称为季节性活动中心。海陆分布对大气环流的影响：南半球的气压带基本上呈带状分布。北半球的气压带则断裂成块状分布。如—月份副极地低压带被大陆上的冷高压所切断，使之只保留在海洋上。南半球的气压带基本上呈带状分布。北半球的气压带则断裂成块状分布。如七月份副热带高压带被大陆上的热低压所切断，使之只保留在海洋上。（二）区域大气环流季风（Monsoon）1．季风的形成：以—年为周期，在大范围地区，盛行风向随季节而发生有规律改变的现象，称为季风.按成因分类：热力季风;行星季风（又称赤道季风或热带季风）。2.季风区的分布：世界季风区分布很广，大致在30°W—170°E，20°S—35°N的范围。东亚和南亚的季风最显著。东亚是世界上最著名的热力季风区，季风范围广，强度大。加上青藏高原大地形的影响，冬季加强偏北季风，夏季加强偏南季风，季风现象最突出，而且形成的夏季风弱于冬季风。南亚季风以印度半岛最为典型，因此，又称印度季风。（三）局地大气环流1．海陆风2．山谷风3．焚风：当流经山地的湿润气流受到山地阻挡时，被迫沿坡绝热爬升，这时按照干绝热递减率降温。当达到水汽凝结高度时，形成云，此后按照湿绝热递减率降温，逐渐形成降水，空气继续沿坡上升，降水也不断发生。当越过山顶以后，空气沿坡下沉增温，水汽含量大为减少，按照干绝热递减率下沉压缩升温。由于干绝热递减率比湿绝热递减率大，过山后的空气温度比山前同高度上空气的温度要高得多，湿度也小得多，形成了沿着背风坡向下吹的既热且干的风，称为焚风。无论隆冬还是酷暑，白昼还是夜间，焚风均可在山区出现。焚风效应对山地自然环境的局部差异有重要意义，对植被、土壤的类型和形成过程都有一定的影响。4．高原季风：高耸挺拔的大高原与周围自由大气的热力差异所形成的冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。以青藏高原季风最为典型。冬季高原面上出现冷高压，气流从高原向四周流动；夏季高原面上出现热低压，气流从四周流向高原。高原形成的强季风经圈环流，破坏了低纬行星风系：冬季哈德莱环流（低纬度环流、正环流）；夏季反哈德莱环流（逆环流）。高原季风使我国冬夏对流层底层的季风厚度增大，我国西南地区正处于青藏高原的东南方，在此方向上，高原季风吹东北风，夏季吹西南风，这与底层季风方向完全一致，两者叠加起来，致使我国西南地区的季风厚度特别大，夏季可以诱使热带西南季风向印度、缅甸侵袭，同时长驱深入到达我国东部，形成江南雨区。■专题：“城市热岛”与“城市雨岛”城市热岛：城市人口集中，工业发达，居民生活、工业生产及交通工具每天释放出大量的人为热,导致城市的温度高于周围的郊区和农村，尤如一个温暖的岛屿，称为“城市热岛”。成因：（1）城市温室气体浓度高（2）人为热量（3）城市下垫面（4）散热城市热岛效应的后果：使城市气候舒适度变差；加重能源消耗；加重空气污染；增加水资源消耗；增加病菌繁殖的条件；对城市生存物种会影响生态平衡。减轻城市热岛效应的主要措施：城市的树林能保持城市凉快，它们的面积和位置，对城市的温度有重要影响。合理规划城市干道，增大通风量“城市雨岛”：由于城市热岛效应，上升气流比郊外强，城市大气中吸湿性污染微粒又是良好的水汽凝结核，因此城市云量一般比郊外多。云多是增加城市降水的有利条件，可增加城区和下风方向一定距离内郊区的降水量，因此又有“城市雨岛”之称。城市雨岛形成的条件：在大气环流较弱，有利于在城区产生降水的大尺度天气形势下，由于城市热岛环流所产生的局地气流的辐合上升，有利于对流雨的发展；城市下垫面粗糙度大，对移动滞缓的降雨系统有阻障效应，使其移速更为缓慢，延长城区降雨时间；城区空气中凝结核多，有促进暖云降水作用。第三节大气降水一、大气湿度及其表示表示大气湿润程度的物理量称大气湿度。其表示方法主要有：水汽压（e）和饱和水汽压（E）水汽是大气的组成部分，具有压力，称为水汽压（e）。当大气中的水汽含量增加时，水汽压也相应增大；反之，水汽压减小。因此，水汽压可以用来表示大气中水汽含量的多少。大气含水汽的能力随温度升高而增大，在一定温度条件下，单位体积空气中能容纳的水汽量是有限的，超过了容纳能力，水汽就会凝结析出。此温度条件下容纳的最大水汽量（饱和空气）所具有的压力，称该温度时的饱和水汽压（E），或称最大水汽压。饱和水汽压的大小与温度有关，温度愈高，饱和水汽压愈大。大气中水汽凝结的主要方式是空气上升冷却，使水汽到达到过饱和。2•绝对湿度（a）和相对湿度f）单位体积湿空气所含有的水汽质量，称为绝对湿度（a），也称水汽密度（单位是g/m3或g/cm3）。空气中实际水汽压与同温度下的饱和水汽压之比的百分数，称为相对湿度（f）,相对湿度通常用百分数表示：当空气饱和时，e=E，此时f=100%;当空气未饱和时，evE，fvlOO%;空气处于过饱和时，f>100%。相对湿度能够直接反映空气距饱和时的程度和大气中水汽的相对含量，在气候资料分析中运用很广。3•饱和差（d）:在某一温度下，饱和水汽压与实际水汽压的差值，称为饱和差（或湿度差）。单位与水汽压相同。饱和差愈大，说明空气中水汽含量愈少，空气愈干燥；反之，则空气愈潮湿。▲4.露点温度（td）：当空气中水汽含量不变、气压一定时，气溫下降到使空气达到饱和时的溫度，称为露点溫度，简称露点。空气经常处于未饱和状态，所以露点经常低于气溫。在饱和空气中，t-td=0在未饱和空气中，t-td0,t-t差值越大，说明相对湿度越小；反之相对湿度越大。气温降到露点，是水汽凝结的必要条件。二、大气降水（一）降水的类型对流雨（convectionalrain大气对流运动引起的降水现象，称为对流雨。近地面层空气受热或高层空气强烈降温，促使低层空气上升，水汽冷却凝结，就会形成对流雨。降水多以暴雨形式出现，并常伴有雷电现象，故又称热雷雨。对流雨以低纬度最多，降水一般在午后。在中高纬度地区，对流雨主要出现在夏季半年，冬半年极为少见。地形雨（orographicalrain）气流沿山坡被迫抬升引起的降水现象，称地形雨。地形雨常发生在山地的迎风坡（windwardslope）山的背风坡因水汽早已凝结降落，且下沉增溫，将发生焚风效应，降水很少，形成雨影区。气旋雨：气旋中心气压低，空气辐合上升绝热冷却凝结成雨，称气旋雨。气旋雨规模大，产生降水的范围广，时间也较长锋面雨：锋面活动时，暖湿空气中上升冷却凝结而引起的降水现象，称锋面雨。锋面雨降水水平范围广，常常形成沿锋而产生大范围的呈带状分布的降水区域，称为降水带。随着锋面平均位置的季节移动，降水带的位置也移动，如我国的梅雨。锋面雨降水持续时间长。温带地区，锋面雨占有重要地位。台风雨：台风是产生于热带海洋上的一种大型空气旋涡。台风活动引起的降水现象，称为台风雨。（二）降水的变化：1.降水强度2.降水的日变化3.降水的季节变化4.降水变率■（三）降水的地理分布全球降水的地理分布受地理纬度、海陆位置、大气环流、地形等多种因素的影响，大致成带状分布。世界年降水量分布总的特点是低纬度地区降水量多，高纬度地区降水量少，但各纬度带降水量很不均匀。全球降水大致分为赤道多雨带、副热带少雨带、温带多雨带和极地少雨带四个基本降水带。赤道多雨带：赤道及其两侧是全球降水量最多的地带，年降水量一般在2000毫米左右。这里全年气温高，海洋面积辽阔，空气中含有大量水汽；蒸发旺盛，空气对流运动强盛，有利于成云致雨。副热带少雨带：副热带在高气压控制下，以下沉气流为主，云雨难以形成。尤其是在大陆西岸和大陆内部，气流从大陆吹来或远离海洋，降水更少。这里气温高，蒸发量远大于降水量，所以多为干旱、半干旱地区景观。世界上的沙漠多分布在这里。副热带的有些地方（主要是大陆东岸）因受夏季风或台风等的影响降水也比较丰富。3•温带多雨带：溫带锋面,气旋活动频繁，多锋面雨和气旋雨。大陆东岸还受夏季风影响，降水较多。年降水量一般在500mm—1000mm。4.极地少雨带：受极地高压控制，气温很低，蒸发微弱，空气中含水汽少；加上全年盛行下沉气流，降水量少，年降水量一般低于300mm。因蒸发量小于降水量，因而仍为湿润、较湿润地区。某地区的年降水量多少与湿润程度是两种概念。该地的湿润系数（K）为年降水量（R）与蒸发量（E）之比，K=R/E。第四节天气系统一、气团与锋二、气旋和天气（一）温带气旋和天气溫带气旋是指生成和活动于中高纬溫带地区的低压系统，也称锋面气旋，主要产生在45°N—55。N和25°N~35°N二个地方。前者以我国黑龙江、吉林与内蒙交界区最多，通常称作东北低压，又叫北方气旋。后者以我国长江中下游、日本九州西南洋面、日本本州岛南海上最多，通常称作江淮气旋，又叫南方气旋。溫带气旋中心强度一般在1000hPa左右，最强的可达960hPa左右，是一种剧烈的天气系统。温带气旋的活动往往带来云雨天气。发展成熟的锋面气旋天气系统结构模式如图5-23，在气旋前方为暖锋，后方为冷锋，中间为暖空气区，冷暖锋外围为冷空气区。气旋是中心气压低、四周气压高的大气水平涡旋（二）热带气旋和天气热带气旋就是在热带或副热带海洋上发生的大型气旋性空气涡旋。这是一种强烈的天气系统。我国自1989年起，采用了国际分类标准，将热带气旋分为热带低压、热带风暴、强热带风暴、和台风typhoon）中心附近最大风力6-7级的叫热带低压”8-9级为热带风暴”10-11级为强热带风暴”12级或12级以上为“台风”（或飓风）但人们习惯把中心附近最大风力8级或以上均叫“台风”。除南大西洋外，全世界各热带的洋面都有发生，尤以太平洋西部地区发生的次数最多，平均每年出现20次左右。强烈的热带气旋伴有狂风、暴雨、巨浪和风暴潮，活动范围很大，具有强大的破坏力，是强烈的灾害性天气系统。对我国有影响的热带气旋（台风）主要发生在夏、秋二季，低纬度地区则全年都有。热带气旋形成的条件：①广阔的高温洋面；②合适的纬度三、反气旋和天气反气旋是指占有三维空间的中心气压值高于四周的大型空气水平涡旋，又称高压。北半球反气旋区域内的空气作顺时针旋转向外围辐散流动，南半球反气旋区域内的空气流动方向相反。强大反气旋四周的地面最大风速可达20m/s—30m/s。反气旋按热力结构分为冷性反气旋（或冷高压）和暖性反气旋（或暖高压或副热带高压）二种。冷性反气旋是引起中、高纬度地区天气变化的重要天气系统；暖性反气旋则与锋面气旋相伴，对我国东部地区天气影响较大。按形成原因和主要活动的区域，可分为副热带反气旋和温带反气旋。（一）冷性反气旋和天气冷性反气旋又称为冷高压。冷性反气旋产生于极寒冷的中、高纬地区，如北半球格陵兰、加拿大、北极、西伯利亚、蒙古等地，以冬季影响最明显，势力大，影响范围广，常给受影响地区造成剧烈降温、霜冻、大风和降水的寒冷天气，是中、高纬度地区冬季最突出的天气系统。冬半年欧亚大陆北部区域地表气温极低，南部近东西向的高大山脉（青藏高原）阻挡了冷空气南下退路，因此欧亚大陆成为反气旋活动最频繁、势力最强大的区域。大气中冷高压的活动相当频繁，就东亚地区来说，大约每3-5天就有一次。冷性反气旋的活动不一定都能达到强寒潮标准，而达到标准的一定是十分强大的冷空气活动造成的第二型冷锋过境。如1995年1月受第二型冷锋活动影响后，我国许多地方（包括海南岛）的气温均出现极端最低值，并伴有严重霜冻、结冰、大风（一般风速达10m/s—25m/s，相当于风力5一10级）等天气现象就属强寒潮。冬春季节由冷性反气旋（第二型冷锋活动）造成的寒潮是纬向环流转变为经向环流时发生的灾害性天气。当强大冷性反气旋影响我国准河以北时，因空气较干燥很少有降水现象发生；但移至淮河以南暖空气活跃，水汽含量较多的湿润地区时，会带来降水量大的雨雪天气；而在干旱的西北内陆和内蒙等地区则会带来沙尘暴天气。1、寒潮概念及划分标准:由于冷性反气旋内部盛行下沉辐散气流，当冷性反气旋从西北向东南方向移动时，会给所经地区造成剧烈降温、霜冻、大风、降水等灾害天气，这种大范围的强冷空气活动，称为寒潮。我国中央气象局规定：由于冷空气人侵使气温在24小时内下降10C以上，最低气温降至5C以下，作为发布寒潮警报的标准。中央气象局后又补充规定：长江中下游及其以北地区48小时内降温14C以上，长江中下游最低气温Tmin<4C，陆上三个大行政区有5级以上大风，三个海区（渤海、黄海、东海）先后有7级以上大风，则作为发布强寒潮标准。2、寒潮冷空气入侵我国的主要路径（1）西北路（中路）起源于新地岛附近，经西伯利亚、蒙古到达我国河套附近南下，直达长江中下游及江南地区。此路寒潮次数最多；（2）东路冷空气经蒙古到我国华北北部，再从黄河下游向南可达两湖盆地。循这条路径下来的冷空气，常使渤海、黄海、黄河下游及长江下游出现东北大风。（3）西路冷高压形成于北欧，经新疆、青海、西藏高原东南侧南下，对我国西北、西南及江南各地区影响较大，但降温幅度不大。（二）暖性反气旋和天气暖性反气旋又称暖高压或副热带高压（简称副高）。常在南、北半球副热带地区沿纬度分布这种高压系统，并受海陆分布影响断裂成若干个具有闭合中心的高压单体。它们主要位于海洋上，常年存在。副高占据广大空间，稳定少动，是副热带地区最重要的大型天气系统。它的存在和活动，不仅对低、中纬度地区间水汽、热量的输送与交换具有重要的作用，而且对中、高纬度地区环流系统的演变也有重大影响。尤其是西太平洋副热带高压的西部脊，常伸入我国大陆，对我国夏季的天气产生重大影响。1．副高的结构与天气副高处于低纬环流和中纬环流的汇合带上，由对流层中上层气流辐合聚积下沉至地表形成。副高的强度和规模在北半球夏季增强增大，冬季则减弱缩小，位置南移东退。由于副高内部盛行下沉辐散气流，天气以晴朗少云、微风炎热为主。在高压北部、西北部边缘因与西风带天气系统（锋面、气旋、低压槽）交界多形成阴雨天气。而高压南侧是东风气流，晴朗少云，低层湿度大而闷热，但有热带气旋天气系统活动时可能会产生大范围暴雨带和中小范围雷阵雨及大风天气。高压东部受北来气流影响形成厚逆温层，出现少云干燥多雾天气。某地区长期受副高控制后，可出现久旱无雨的严重干旱现象，甚至形成沙漠气候★2．西太平洋副高的活动及对我国天气的影响西太平洋副高是向我国大陆输送水汽的重要天气系统，它的位置、强度的变动对中国的雨季、暴雨、旱涝和热带气旋路径等都有很大影响。我国降水的水汽来源，一部分主要依靠西南气流从印度洋输送。另一部分则是由于西太平洋副高随季节转暖北上与中纬度南下冷空气相遇后易形成气旋和锋面，产生大范围的阴雨和暴雨天气。因而我国降水带的南北移动同西太平洋副高的季节活动一致，通常降水带位于西太平洋副高脊线以北5一8个纬度。西太平洋副高的季节性活动具有明显的规律性。冬季位置最南，夏季最北。每年从冬到夏向北偏西移动，强度逐渐增强；从夏到冬向南偏东移动，强度减弱。（1）西太平洋副高的季节性移动（正常年份）：冬季副高脊线位于15°N附近，随季节转暖缓慢向北移动；2-5月，副高脊线稳定在18°-20。N附近，雨带主要位于华南；约6月中旬第一次北跳跃过20°N，并在20°N—25。N间徘徊，雨带位于长江中下游和淮河流域，使江淮一带进入梅雨期（霉雨）；7月中旬第二次北跳并在25°N~30°N之间摆动，雨带移至黄河流域，江淮流域则转受副高中心控制，进入天气酷热少雨的伏旱期；7月底至8月初副高脊线跳过30°N,抵最北位置，雨带移至华北、东北地带；9月后随西太平洋副高减弱，脊线自北向南退去，雨带也相应南移。9月上旬第一次跳回至25°N附近；10月上旬再次回跳至20°N以南地区，结束为期一年的南北移动。（2）梅雨梅雨概念：每年六月中旬到七月上旬前后，我国的江淮流域、朝鲜半岛南部和日本的西部和中部，常常出现连续阴雨天气。由于这段时间正是梅子成熟季节，所以把这一雨期称为“梅雨”。梅雨形成机制：其一，副高脊线稳定在20°N~25°N之间；其二，西风带环流稳定并有弱冷空气源源不断地南下到江淮流域的上空。即每年6月中旬至7月上旬，来自西太平洋副高的东南暖湿气流与中纬度南下的干冷空气，在北纬28°一34°之间（我国长江中下游地区，即湖北省宜昌市以东地带的江淮地区到日本南部）形成锋面后产生的大范围降水。梅雨的天气特点：锋面很少移动、空气湿度大、气温低、日照少、风速小、天气闷热，常出现时晴时雨、时冷时热、连绵不断的持续性阴雨降水天气。一般梅雨期降水量可占全年降水总量的40%一50%左右。副高的“异常”活动与梅雨天气由于副高势力强弱每年不同和向北推进的速度快慢有别，使降水带稳定在江淮一带的时间长短有很大差别。若副高过强，江淮一带无梅雨降水带，便会形成空梅天气，而受单一副高控制的长江中下游等江淮地区会出现严重的干旱天气现象（如1978年，副高脊线第一次北跳，紧接着又第二次北跳，形成了那年的空梅，造成江淮流域干旱）。若副高势力过弱，准静止锋停滞或缓慢移动，长江中下游地区则因降水带控制时间过长而造成大面积洪涝灾害（如1998年）。副高过强或过弱只是个别现象，一般均为正常。当它的活动“异常”时，就将造成中国反常的天气。这便是我国经常出现“北旱南涝”和“北涝南旱”的主要原因（3）西太平洋副高的异常与我国1998年的洪水我国1998年长江流域百年一遇的特大洪水可归纳为自然因素与人为因素共同作用所造成。人为因素：长江上游多年的乱砍滥伐、毁林开荒造成的大量水土流失；中下游大量的围湖开垦造成面积较大湖泊的数量锐减，失去对洪水的调蓄功能等原因所导致。自然因素：1998年，西太平洋副高第一次北跳偏早，6月下旬，副高脊线明显北移到24°—28°N，并向西伸，雨区移向长江上游和三峡区间，长江上游的岷江、嘉陵江、乌江和金沙江先后普降大到暴雨，6月28日，三峡区间出现大暴雨，雨量超过100mm的降水面积就达2.18万km2。7月上旬副高本应继续北跳，但却突然南撤东移，7月16日至25日，一条东西向的强降水带，笼罩整个长江干流及江南地区，使该区相继连降暴雨、大暴雨和特大暴雨，由于雨带在长江南北拉锯，上下游摆动，以致长江流域发生了自1954年以来又一次全流域的大洪水。第五节气候的形成及分异规律一、气候的形成因素太阳辐射大气运动最根本的能源②地面状况大气直接的热源和水源。③大气环流双重性质调整全球热量和水汽的分布，显著地影响气候本身也是一种气候现象④人类活动改变大气成分和水汽含量、向大气释放能量;改变地表的物理特性和生物学特性（一）气候形成的太阳辐射因素（二）气候形成的大气环流因素大气环流与热量输送2.大气环流与水分循环（水分循环过程：蒸发--＞大气中的水分输送--＞降水--＞径流）（三）气候形成的地表环境因素地表环境因素是大气的主要热源和水源，对气候形成的影响十分显著。地表环境因素包括地理纬度、海陆分布、地形、地表组成、洋流、河湖水体和冰雪覆盖等。海陆间的差异是最基本的。海陆间通过热力和动力作用影响大气，改变大气中的水、热状况，形成海陆间的气候差异。1．海陆分布与气候（1）海陆分布与气温：海陆气温分布随季节和纬度而变化。海陆温度时空分布的不均匀,形成了周期性的季风和海陆风，影响天气和气候。（2）海陆分布与大气水分：对蒸发和空气湿度的影响：大气中的水分主要来自下垫面的蒸发，海洋水源充足，蒸发量远比同纬度的大陆多。所以距海愈近，空气含水汽量愈多，反之愈少。盛夏东亚、南亚在湿热的夏季风影响下湿度较大。对云、雾的影响：沿海地区多云，中高纬度地区西风带，向海岸云量增大，向内陆云量减少；海上雾日多，以平流雾为主。沿海地区多平流辐射雾。大陆内部雾少，以辐射雾为主，多见于秋冬季，夜间或清晨出现，日出后逐渐消散。对降水的影响：低纬度大陆多对流雨。高纬度大陆东部夏季降水多，且随纬度增高，降水愈集中于夏季。中纬度大陆西岸，冬季多雨。■2．海-气相互作用（1）厄尔尼诺/南方涛动（ENSO）厄尔尼诺一词源自西班牙文ElNino原意是“圣婴”用来表示在南美西海岸（秘鲁和厄瓜多尔附近）向西延伸，经赤道东太平洋至国际日期变更线附近的海面温度异常增暖的现象。在正常年份，此区域东向信风盛行。赤道表面东风应力把表层暖水向西太平洋输送，在西太平洋堆积，从而使西太平洋的海平面上升，海水温度升高。而东太平洋在离岸风的作用下，表层海水离岸漂流，海平面降低，下层冷水上翻，导致这里海面温度的降低。上翻的冷海水营养盐比较丰富，使得浮游生物大量繁殖，为鱼类提供充足的饵料。鱼类的繁盛又导致以鱼为食鸟类繁多。赤道东太平洋地区由于海水温度低，水温低于气温，空气层结稳定，对流不宜发展，降雨偏少，气候偏干；而赤道西太平洋地区由于海水温度高，空气层结不稳定，对流运动强烈，降水较多，气候湿润。当东向信风异常加强时，赤道东太平洋海水上翻异常强烈，降水异常偏少；而赤道西太平洋海水温度异常偏高，降水异常偏多，即所谓的拉尼娜事件。可是每隔数年，东向信风减弱，西太平洋冷水上翻现象消失，表层暖水向东回流，导致赤道东太平洋海平面上升，海面水温升高，秘鲁、厄瓜多尔沿岸由冷洋流转变为暖洋流。下层海水不再上涌，导致当地的浮游生物和鱼类大量死亡，大批鸟类亦因饥饿而死，形成一种严重的灾害。与此同时，原来的干旱气候转变为多雨气候，甚至造成洪水泛滥，即所谓的厄尔尼诺事件。厄尔尼诺和拉尼娜对我国气候的影响主要表现在：①厄尔尼诺年，东亚季风减弱，中国夏季主要季风雨带偏南，江淮流域多雨的可能性较大，而北方地区特别是华北到河套一带少雨干旱。拉尼娜年正好相反。在厄尔尼诺年的秋冬季，北方大部分地区降水比常年减少，南方大部分地区降水比常年增多，冬季青藏高原多雪。拉尼娜年的秋冬季我国降水的分布为北多南少型。在厄尔尼诺年我国常常出现暖冬凉夏，特别是我国东北地区由于夏季温度偏低，出现低温冷害的可能性较大。拉尼娜年我国则容易出现冷冬热夏。在西太平洋和南海地区生成及登陆我国的台风个数，厄尔尼诺年比常年少，拉尼娜年比常年多。厄尔尼诺和拉尼娜对全球气候的影响，以环赤道太平洋地区最为显著。南方涛动：「厄尔尼诺」现象之特征为东、西太平洋海温温差的逆向改变，其直接伴随之大气变化则是气压场上跷跷板式的东西振荡。当海温变化呈现东高西低时，气压场变化则为西高东低，反之若海温变化为东低西高，气压场则呈西低东高之改变。上述之气压场变化，气象界惯以南太平洋东部之大溪地和西部位于澳洲之达尔文，两者间气压场的差异值为指针来显示，并将此振荡取名为「南方涛动」（SouthernOscillation）ENSO（厄尔尼诺/南方涛动）循环ENSO是指影响全球的连续但不规则的大气和海洋循环变化的一种现象,S0I与厄尔尼诺及拉尼娜具有很好的对应关系，并具有3—7年的准周期，所以称为ENSO循环。（2）瓦克环流由于赤道太平洋地区存在着大尺度东西向热力不均匀，正常年份西暖东冷，海气相互作用，产生大气沿赤道方向的气压差，海平面的气压梯度是向西的，气流向西流动，一直到达温暖的西太平洋，并在那里从温暖海水中得到充沛的水汽供应，被加热变成一支湿热的大尺度上升气流，当它上升到对流层上层之后，由于水平气压梯度是向东的，因而折向东流去，最后在南美洲以西的洋面下沉，形成一个东西向的闭合热力环流圈。热源地区空气上升流到热汇地区下沉，地面吹东风，高空吹西风，称瓦克环流。3．地形与气候（1）地形对辐射状况的影响（2）地形对气温的影响（3）地形对降水的影响1）促进降水的形成2）影响降水的分布：地形对降水分布的影响十分复杂，大致可从两方面加以考虑：一方面是高大地形影响四周大范围的降水分布，如青藏高原对亚洲降水分布的影响范围广阔。另一方面，地形本身各部分降水分布差异悬殊。4•青藏高原对气候的影响（1）青藏高原的热力作用青藏高原地面气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低，夏季偏高。冬季青藏高原是冷源，四周大气向高原地气系统输送热量，以12月、1月份为最大。冬季青藏高原的冷区偏于西部。春、夏季，青藏高原是个强大的热源，向四周大气输送热量，以6月、7月份为最大。夏季暖区范围很广。全年平均，青藏高原地气系统是一个热源。这种热状况加强了高原大气的垂直运动。冬季高原形成中层（600hPa）冷高压，冷空气下沉，加强了东亚冬季风；夏季，高原形成地面（850hPa）热低压，空气上升，高空形成暖高压，称青藏高压。高压的辐散气流在赤道附近下沉，然后随西南季风北上返回高原，形成一个方向与哈得莱环流圈相反的经圈环流，称高原季风经圈环流，对西南季风有加强作用。并吸引南半球越赤道气流，促进南北球的热能、动能和水分交换。（2）青藏高原的动力作用机械阻挡作用①阻碍寒流：冬季从西伯利亚西部入侵我国的寒潮，一般都是通过准噶尔盆地经河西走廊、黄土高原从东部平原南下，导致我国热带、副热带地区的冬季气温，远比受青藏高原屏障的印度半岛北部为低。②阻挡暖湿气流北上：夏半年，青藏高原对南来的暖温气流的北上，也有一定的阻挡作用。使位于高原以北的我国新疆、青海气候干旱，而喜马拉雅山南坡的印度河流域湿润多雨。不过暖湿气流一般具有不稳定性层结，比冷空气容易翻过山地，故高原南部的雅鲁藏布江谷地，气候仍比较湿热。使西风气流产生分支绕流①青藏高原对西风气流还会产生分支作用。冬季、西风气流受到青藏高原阻挡被迫分支，分别沿高原绕行，因此，高原北半部冬季各月西北侧暖于东北侧，高原南半部东南侧暖于西南侧。②南支西风槽的强弱和进退变化，决定于高原的热力和动力的综合作用。它对东亚和南亚夏季风的强弱、迟早、进退有直接的影响，从而影响大范围的天气和气候。二、气候分异规律（一）气温分异气温的分布主要受纬度、海陆、地形、海拔高度等因素的制约，其中纬度因素决定了气温的纬度地带性分异，而海陆、地形及海拔高度等则成为气温非地带性分异的主要因素。由于地球的椭球体形状，以及各地太阳高度角的不同，可以将全球从赤道到极地依次划分为热带、副热带、温带、副寒带和寒带五个基本热量带。海陆分布的不均匀性在很大程度上破坏了温度的纬度地带性规律，而表现为非地带性规律。海陆分布对温度的影响主要表现在两个方面：由于受海陆冷热源的不同导致海陆气温的差异，在冬季以高纬度地区最为突出，夏季则以副热带地区最为显著。由于海陆热力性质的差异及其相互影响，在冬夏不同的季节，无论是大陆还是海洋，其中部与东西两岸（侧）的气温差异都十分明显。（二）湿度和降水的分异大气湿度和降水的分布主要与大气运动和海陆分布等因素有密切的关系。由于海洋是大气中水汽的稳定源区，陆地则是水汽的相对汇区。因此随着由沿海向内陆地区的逐渐过渡，湿度也逐渐减小。大气运动的方向和速度（风向与风速）也直接影响着大气湿度。比如，我国东部季风区，就是由于夏季受携带大量太平洋水汽的暖湿气流（东南季风）影响的缘故。大气运动尤其是大气环流，不仅直接影响着大气湿度，更重要的是能促进水汽的输送（特别是经向输送），从而使降水的形成和分布具有一定的纬度地带性规律；而海陆分异则是形成大气湿度和降水的非地带性（又称经度地带性、干湿地带性）分异的主要因素。此外，局地条件的差异也会导致气温和降水的非地带性分异。（三）气候分异气温和降水两个要素是决定气候分异的基本依据。由于气温和降水具有一定的地带性和非地带性分异规律，决定了全球的气候也呈现出一定的地带性、非地带性分异规律，具体体现在各气候带气候型的分布上。地带性由于太阳辐射造成的热力差异，地球上形成了沿纬圈分布的多个热量带。因此，热力地带性导致了各气候类型普遍具有纬度地带性。根据获得的太阳辐射量的多少，地球表面可分成纬向的五个基本气候带：热带、南北温带、南北寒带。习惯上又将温带划分出亚热带和亚寒带，这完全与全球的热量带一致。气候的地带性是在热力分异的基础上形成的。尽管由于降水的季节分配不同，在每个气候带内还可划分出若干的气候型，但是在纷繁复杂的世界气候分布图上，降水的纬向地带性规律依然清晰可见：赤道多雨带，副热带少雨带，温带多雨带与极地少雨带。2．非地带性海陆分异、大气环流、地形起伏等因素直接或间接地破坏了气候的纬度地带性规律，使气候呈现了一定的干湿度分带性和垂直带性的特征。其中，海陆分异是气候非地带性产生的最重要因素。（1）干湿度分带性：由于海陆分异，使得同一纬度带内产生了海洋性气候和大陆性气候的分异：沿海地区常形成海洋性气候，由沿海向内陆去，气候的海洋性逐渐减弱、大陆性逐渐增强。海洋性气候和大陆性气候在气温和降水两方面具有明显差异。（2）垂直地带性高耸庞大的山系对气候的影响有两方面：一方面，高大的山地阻碍了气流的运动，成为气流运动的屏障，在一定程度上破坏了山地周围地区气候的纬度地带性；另一方面，高大山体本身在不同高度上，气温和降水组合不同，形成不同的水热特征，导致山地气候呈垂直方向的变化，即气候的垂直地带性，形成了特殊的气候类型——高山气候。垂直气候带谱主要取决于山地高度以及所处纬度。地处赤道地区足够高的高山具有最完整、最复杂的垂直带谱，从热带雨林带依次过渡为永久积雪带。高纬度苔原地区的山地，垂直带谱最为简单，仅有苔原带和永久积雪带。处于同一纬度带的山地，若距海远近不同或坡向不同，其垂直带的基带和序列也有很大差异。三、气候分类低纬度气候主要是受赤道气团和热带气团控制。气温全年皆高，最冷月平均气温在15—18C以上。全年水分可能蒸散量在1300mm以上。本带可分为赤道多雨气候、热带海洋性气候、热带干湿季气候、热带季风气候以及热带干旱与半干旱气候等五种类型。中纬度气候是热带气团和极地气团相互角逐的地带。该气候四季分明，最冷月的平均气温在15—18C以下，全年可能蒸散量在1300—525mm之间，天气的非周期性变化和降水的季节变化都很显著。本带共分副热带干旱与半干旱气候、副热带季风气候、副热带湿润气候、副热带夏干气候（地中海式气候）、温带海洋性气候、温带季风气候、温带大陆性湿润气候以及温带干旱半干旱气候等八个气候型。高纬度地带盛行极地气团和冰洋气团。这里地-气系统的辐射差额为负值，所以气温低，无真正的夏季。空气中水汽含量少，降水量小，蒸发弱。本带可分为副极地大陆性气候、极地苔原气候以及极地冰原气候三个气候型。高山地带随着海拔高度的增加，气候诸要素也随之发生变化，导致高山气候具有明显的垂直地带性。六．人类活动与气候1．气候对人类活动的影响农业生产;水利工程;城市建设;海陆空交通;人体健康2．人类活动对气候的影响（1）改变地面状况，影响和改造局部地区的气候（2）排放大量有害物质，污染大气，导致气候变化水圈系统第一节地球上水的分布水平结构特征：连续性、不均匀性。垂直结构特征：近地面集中分布、垂直分层、相态分异。水圈的组成：海洋水、陆地水（河流；湖泊；沼泽；地下水；冰川）。第二节水循环与水量平衡一、水循环（一）概念：地球上各种形态的水，在太阳辐射、地心引力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结、降水、下渗以及径流等环节，不断地发生相态转换和周而复始运动的过程。（二）水循环基本过程蒸发--＞水汽输送--＞降水--＞径流（地表径流和地下径流）（三）水循环机理：服从质量守衡定律；太阳辐射和重力是基本动力；涉及水圈、大气圈、岩石圈和生物圈；全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是开放系统；地球上的水分在交替循环过程中，总是溶解并携带着某些物质一起运动。（四）水循环的基本类型大循环：发生在全球海洋与陆地之间的水分交换过程。又称为外部循环。小循环：发生在海洋与大气之间，或陆地与大气之间的水分交换过程。又称为内部循环。▲二、水量平衡：所谓水量平衡，是指任意选择的区域（或水体），在任意时段时，其收入的水量与支出的水量之差额必等于该时段区域（或水体）内蓄水的变化量，即水在循环过程中，从总体上说收支平衡。第三节水的运动和输送一、海水的运动和输送■世界大洋表层环流系统洋流分布规律（1）中低纬度海区：以副热带海区为中心的大洋环流，北顺南逆（2）北半球中高纬度海区：逆时针方向环流（3）南极大陆外围：西风漂流（4）北印度洋海区：冬季逆时针方向；夏季顺时针方向二．径流的流动与输送（一）径流形成的基本过程（二）河川径流的水文特性1•河川径流的特征值：径流总量、▲径流深度、径流模数、径流系数、径流变率。河川径流的补给：（1）降雨补给、（2）融水补给、（3）地下水补给（4）湖泊与沼泽水补给（一般来说，湖泊沼泽补给的河流水量变化变化缓慢而且稳定）。（5）人工补给3.河川径流的变化：1）年内变化2）年际变化4、洪水与枯水第四节地表水与地下水一、海洋海洋对地理环境的影响：海洋本身构成了地理环境的基本要素之一。海洋借助自己与大气的物质和能量交换过程间接影响气候和受气候影响的各种自然现象。海洋中运动着的水体—洋流通过低纬和高纬面的热量传输和大洋东西岸冷暖洋流水温的差异影响气候。洋流还对降水和雾有很大影响。二、陆地地表水（一）河流：河流的水情要素：水位、流速、流量、水温与冰情（二）湖泊：（1）按成因分：构造湖、火口湖、堰塞湖、河成湖、风成湖、冰成湖、海成湖、溶蚀湖（2）按湖水补排情况分：吞吐湖：既有河水注入，又有流出。例：洞庭湖闭口湖：只有入湖河流，没有出湖水流例：罗布泊（3）按湖水与海洋沟通情况分：外流湖、内陆湖（4）按湖水矿化度分：淡水湖、微咸水湖、咸水湖、盐水湖（5）按湖水营养物质分：贫营养湖、中营养湖、富营养湖2、湖泊水库的调蓄作用水库的调节：运用水库蓄容径流的能力来抬高水位，集中落差，并在时程上、地区上重新分配的过程。水库的防洪、灌溉、发电及航运等效益，均建立在水库调节能力的基础上。湖泊的调蓄作用：分蓄江河洪水，降低于流河段的洪峰流量，滞缓洪峰发生的时间，发挥调蓄作用。如洞庭湖。3、湖泊的演化湖泊有其发生、发展与消亡的过程。湖盆的演化•湖岸的变形湖岸在波浪的冲击作用下发生崩塌变形，由弯曲变为平直。湖底的沉积，湖底的演化主要是由湖底的沉积作用引起的。湖底沉积物来源主要有外界输入的泥沙河湖岸崩塌的产物。演化的结果是湖泊由深变浅、由大变小、湖底由凹凸变为平坦。如洞庭湖。例：洞庭湖的演变是我国第二大淡水湖,现有水域2691平方公里，最大水深10.5米，最大容积200余亿立方米。是调蓄长江中游干、支流洪水的重要的天然水库。随着湖泊在自然因素和人为因素影响下的演化，湖盆逐渐缩小。湖水的演化湖水的演化是指湖水化学性质的改变。•自然因素由于气候的变化，使水的矿化度变化。这种过程是非常缓慢的。•人为因素是指工业废水、农田灌溉用水的排入，也会引起湖水性质的改变、演化。湖中生物的演化湖盆及水质的变化，必然使湖泊生物群落的组成结构、生物的种类、个数也相应发生变化。演化过程：湖盆变浅—草向湖心扩展—植物露出水面—沼泽（三）沼泽1、概述概念：地表土壤层水过饱和的地段。沼泽的基本特征：地表经常过湿或有薄层积水；其上生长湿生植物或沼生植物；有泥炭积累或无泥炭积累，但有潜育层存在。2、沼泽的形成：沼泽形成的自然条件：地势低平、排水不畅、蒸发量小于降水量，地表组成物质粘重不易渗透。所以沼泽主要分布在冷温或温湿地带。深湖沼泽化：水中长根茎漂浮植物的根茎交织在一起形成“浮毯”，由风或水流带入湖中的植物种子在浮毯上生长。植物的残体累积在浮毯上形成泥炭，下部的植物残体沉入湖底，形成泥炭层。随着时间的推移，由于上、下部泥炭层的扩大和加厚，湖泊转化为沼泽。浅湖沼泽化：水生植物不断生长与死亡，沉入湖底的植物残体在缺氧的条件下，未经充分分解便堆积于湖底，变成了泥炭，再加上泥沙的淤积，使湖面逐渐缩小，水深变浅，水生植物不断地从湖岸向湖心发展，最后整个湖泊就变成了沼泽。森林沼泽化：在寒带和寒温带茂密的针叶林区，森林阻挡了阳光和风，枯枝落叶层减小了地面蒸发、拦蓄了部分地面径流，如土壤底层不易透水，就会使土壤过湿，引起森林退化，使适合这种环境的草类、藓类植物生长，从而森林逐渐演变成沼泽。此外，森林采伐和火烧，可使土壤表层变紧，减少水分蒸腾，使土壤表层过湿，为沼泽植物生长创造条件，因而在采伐和火烧迹地上易引起沼泽化。草甸沼泽化：发生在地势低平、排水不畅的地方。疏丛草逐渐被密丛草所代替，植物残体在水不易流通的环境里，因分解不充分而转化为泥炭，草甸植被逐渐为沼泽植被所代替，草甸转化为沼泽。（四）冰川1、概念：地表固态降水的积累与演化，形成能自行流动的天然冰体。2、冰川的形成成冰过程可以分为三个阶段:雪的沉积、粒雪化、成冰作用粒雪变成冰川冰的成冰作用，按其变质性质分为：冷型成冰在低温干燥的环境下，巨厚的粒雪层对下部的雪层施加巨大的压力，促使粒雪进行重结晶，形成冰川冰。这种成冰过程没有融水渗浸，为重结晶成冰过程。暖型成冰当气温接近0C时，冰雪消融下渗产生冻结。我国冰川主要是暖型成冰。▲4、冰川的类型：大陆冰盖也叫大陆冰川，