1、第 1 页 共 10 页版权所有翻版必究第五章 大气概述一、湿空气状态方程：P= ；推倒过程如下：dRVTi. 涉及的公式：水 汽 密 度干 空 气 密 度湿 空 气 密 度 水 汽 压 强干 空 气 压 强湿 空 气 压 强 干 空 气 比 气 体 常 数水 汽 比 气 体 常 数水 汽 状 态 方 程干 空 气 状 态 方 程； ； ；wdwddePRT 608.1*608.1将最后一个基本公式展开，把其他公式带入相应变量：即： ）分 子 分 母 同 乘 （； 对 上 式 移 项 PePeTdRPeTdRP 378.01;2)378.0(1.378.01二、大气的垂直分布依据及其特点：(一
2、) 依据：温度、组分、电磁特性、大气密度、压力等(二) 各层特点：1. 对流层：1) 温度：随高度增加而递减，对流强烈2) 组分：厚度薄，但集中大气质量的 和几乎43所有水气2. 平流层：1) 温度：起初恒温或微升，30km 处温度随高度升高而轻微上升。气流以水平运动为主2) 组分：水汽、尘埃较少，透明度好，30 55km 处存在臭氧层3. 中间层（高空对流层）：1) 温度：随高度增加而迅速下降，再次出现空气垂直运动2) 电磁特性：顶部出现弱电离现象4. 暖层：1) 温度：随高度增加而迅速上升2) 组分：密度较小；呈高度电离状态，能反射无线电波5. 散逸层：1) 温度：随高度增加而升高2) 组
3、分：空气极其稀薄，出现极光三、静力学方程及含义：gZP条件：空气无水平运动，垂直方向静力平衡（即合外力为 0）适用范围：大尺度运动系统且无强烈对流意义：变化单位高度，气压变化 g四、大气中 、 的来源、变化及其对气温的影响：2CO3(一) ：21. 来源及变化：受植物光合作用、动物呼吸作用、有机质的燃烧及分解、海水对 的吸收，人2CO类活动等2. 对气候的影响：强烈吸收地表长波辐射，使地表及低层气温上升(二) ：3O1. 来源：由紫外线照射产生2. 影响：强烈吸收紫外辐射；使平流层大气增温五、大气主要成分在大气层中的作用：(一) 干洁空气：1. ：分解产生 ，形成臭氧层2O3vTdRPTPeV
4、Pe得 ：）（令 ）（ ”表 示 远 小 于； 符 号 “,378.01.12)378.0(； 对 上 式 通 分 和 压 强 关 系； 根 据 比 气 体 常 数 关 系 达 式态 方 程 可 得 各 自 密 度 表； 根 据 干 空 气 和 水 汽 状 水 汽 密 度干 空 气 密 度； 湿 空 气 密 度)378.01(6.PepTdRdePwd第 2 页 共 10 页版权所有翻版必究h12 14312542. ：对远紫外区进行选择性吸收，削弱太阳2N辐射3. ：强烈吸收长波辐射，使大气增温保温2CO(二) 水汽：吸收长波辐射，也是天气变化的重要角色(三) 悬浮颗粒尘埃及杂质：散射太阳光
5、，使大气能见度降低；形成凝结核，有利于降水；使有害物质富集六、大气垂直分布的原因及机制：1. 对流层上冷夏热：热源是地面辐射2. 平流层上冷夏热：热源是 对紫外线的吸收3O3. 中间层上冷下热：无 ，温度骤减4. 暖层上热下冷：在太阳辐射和宇宙高能粒子作用下，氧以游离态存在，并吸收 0.175 微米紫外线七、对流层的特征及成因1. 温度随高度增加而降低：热源是地面，海拔愈高，所得热量愈少2. 强对流：地面加热不均产生纬度差异和高度差异，从而造成温差与密度差，互相流动3. 气象要素水平分布不均：对流层受地面影响较大，温度、湿度水平分布有差异第六章 大气的热力状况一、辐射及太阳辐射1. 辐射：温度
6、在 0K 以上的物体以电磁波的形式不断向外传播能量2. 太阳辐射：即太阳以电磁波的形式不断向外传播能量二、辐射基本规律：1. 所有物体都向外放射辐射能2. 单位面积内，温度越高，向外放射的辐射能越多3. 物体温度越高，其最大辐射波长越短4. 辐射能力强的物体吸收辐射能也多三、太阳辐射在大气中的削弱(一) 吸收（紫外与红外部分）：1. 水汽：红外区，削弱 4%15%2. ：微弱吸收，0.2 微米附近有一宽吸收带；2O0.69 和 0.76 微米处各有一窄吸收带3. ：吸收紫外辐射，使 0.29 微米以下的太阳3O辐射不能到达地面4. ：吸收较弱，集中在红外区2C5. 杂质：只有当杂质很多时，吸收
7、较显著。(二) 散射（各种波长）：1. 分子散射：有选择性，集中在波长较短的可见光，包括空气分子和微小尘埃2. 粗粒散射：无选择性，散射各种波长，如大颗粒尘埃、雨滴等。(三) 反射（各种波长）：云层和较大颗粒尘埃。其中，云层的反射效果显著。四、地面有效辐射：即大气对地面的保温作用，数值上等于地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差五、地气系统辐射平衡：(一) 形成：地面与大气一面吸收太阳短波辐射，一面又向外发射长波辐射。在某段时间内，物体辐射差值称辐射平衡。地气辐射平衡即地面到大气上界的辐射能净收入，其值等于地面与大气的总吸收量减去大气上界向外发射的辐射能(二) 表现：低纬多余能量以大气环流及洋流形
8、式输送给高纬1. 日变化：昼正，夜负2. 年变化：夏增多，冬减少或为负3. 纬度变化：纬度越高，正值月份越少六、气温及其时间变化与地理分布：(一) 气温：空气分子平均动能大小的度量。生活中的气温是指气象观测站中百叶箱内离地面 1.5m高处的温度(二) 气温的日变化和年变化：1. 昼夜变化：1230N30S负负正第 3 页 共 10 页版权所有翻版必究阴天 气 状 况 ： 晴 海 洋地 面 性 质 ： 陆 地 冬 季季 节 ： 夏 季 差 越 小纬 度 ： 纬 度 越 高 ， 日 较日 较 差2. 季节变化：气温最高值出现在夏季，最低值出现在冬季 差 越 小海 拔 ： 海 拔 越 高 ， 年 较
9、凸 地地 形 ： 凹 地 海 洋地 面 性 质 ： 陆 地 差 越 大纬 度 ： 纬 度 越 高 ， 年 较年 较 差(三) 气温的空间分布：1. 水平分布：1) 半球差异：冬季等温线较平直，南北半球温差小；夏季等温线曲折，南北温差大。2) 海陆差异：冬季海绵气温高，夏季陆地气温高3) 洋流影响：1 月份太平洋和大西洋北部等温线向北极方向突出（黑潮、墨西哥湾暖流） ，南半球向赤道突出（秘鲁寒流和本格拉寒流） 。7 月最显著，北半球等温线沿非洲和北美西岸向南突出，南半球在非洲和南美洲西岸向北突出。4) 局部：形成热赤道月平均气温高于 24，冬季在赤道或南半球附近，夏季北移至20N；最低温出现在极
10、地地区，最高温出现在低纬大陆上2. 垂直分布：1) 气温垂直递减率（0.65/100m）：地面吸收的太阳辐射不同夏天或白昼：递减率大冬天或夜晚：递减率小2) 逆温层：温度随高度增加而增大辐射逆温：地面因夜间地面辐射而降温平流逆温：缴暖空气流到较冷地面或水面上影响：空气稳定，削弱对流；抑制污染物向上扩散七、气温绝热变化和非绝热变化(一) 绝热变化：因外界压力对空气做功引起空气内能的增加(二) 绝热过程：空气与外界无热量交换时的状态(三) 干绝热过程：空气状态变化时既无水相变化又无热量交换(四) 非绝热变化：因与外界进行热量交换而造成空气内能的变化八、热力学第一定律、干绝热直减率及湿绝热直减率(一
11、) 热力学第一定律的常用形式推导：（): :(1微 小 面 积 微 小 长 度 ； 度 吸 收 的 热 量积 不 变 时 温 度 上 升 量 的 气 体 在 体： 定 容 比 热 ， 即 单 位 质； 空 气 状 态 方 程 式 表 示； 热 力 学 第 一 定 律 的 公dS dLPVdSFLdWPVvCTdURQ热力学第一定律：物体吸收的热量【dQ 】等于物体内能的增加【dU】加上外界对物体所做的功 【dW】 ）由第一个方程对 T 微分，得：VdP+PdV=RdT即 PVdpRdVdRTdvCWUQ将 PV=RT 带入上式，得：dPRTpCvdPvdQ不 变 时 的 吸 热 量即 定 压
12、比 热 ， 指 在 压 强令 ；,)(以上方程就是热力学第一定律的常用形式(二) 干绝热方程（Possion 方程）推导：干绝热变化时，dQ=0，即物体与外界无热量交换，得： dPRTC对以上微分方程分离变量，得： dTp1两边同时积分，得： dTPpCR1第 4 页 共 10 页版权所有翻版必究即 CTPRplnln即 ceC令 ,得：c；也就是说， 与 T 成正比，即TCPRPCR286.0)()0(P(三) 干绝热直减率：即空气块在干绝热过程中每上升单位高度的温度降低值， dZTr由 （热力学第一定律）得：dPRTCZp即 dPCRTdr在准静力条件下（即空气块压强等于外界大气压强， ）
13、 ， （ 为外界iPgidZi大气密度） pCgiTiRTdrmKpCgdr Ci10/98. ,101为 单 位 ， 则 更 小若 以 界 大 气 温 差 不 超 过一 般 情 况 ， 空 气 块 与 外(四) 湿绝热直减率推导：q:水汽质量L：水汽凝结潜热，J/kg饱和湿空气冷却，水汽凝结吸热量为：LdqQ水汽凝结时， ，空气0,dQq前后块得到热量水汽蒸发时， ，空气块失去热量。0,d由热力学第一定律，得： dZqpCLrdZqpCLPpRTdZmrPCLq 即以上方程即湿绝热直减率的表达式，它不同于干绝热直减率（是个常数） ，它是个变量。当饱和时空气上升时，水汽凝结，；drmdq,0当
14、饱和湿空气下降时，空气不饱和，按干绝热情况分析。温度越高，压力越小， 越小。mr九、大气稳定度及判定：(一) 大气稳定度：气块受任意方向的扰动后，返回或远离平衡位置的的趋势和程度。1. 静力稳定：当空气块受力移动后，逐渐减速，并有自动返回原来位置的趋势2. 不稳定：空气块一旦离开原位置后逐渐加速，并有远离原位置的趋势3. 中性气层：如果空气块被推倒某一高度后，既不加速也不减速，这是的气层对于该空气块而言是中性气层。(二) 判定依据：1. 气温：周围大气状态：P、T、 气块绝热变化上升 后的状态为、 iTP对于单位体积气块，； 准 静 力 条 件是 气 块 加 速 度；piPRTagia，即气块
15、温度比周围大气低，大gTIa第 5 页 共 10 页版权所有翻版必究 422323 SOHSONYXHOO太 阳 光 照 射对 流 层下 降平 流 层气稳定。2. 直减率：1) 干绝热过程：外界大气温度直减率：r气块干绝热直减率： dr气块上升， Ti0 gIa外界大气： rT0将联立，得： ，即当gda气块干绝热直减率大鱼外界大气时，大气稳定2) 湿绝热变化：推导同上3. 位温：气块干绝热变化到 1000hPa（近地面）高度处时的温度由干绝热方程，得： 286.0)1(PT两边同取对数，再取对高度的偏导，得： )(dr当 时，大气稳定。0第七章 大气中的水分一、从降水量的形成条件分析大气降水
16、分布不均的原因：形成降水要具备两个条件，一是云层厚，含水多，二是水云内有强烈的垂直对流。由于地球上云量分布不均，从而导致降水分布不均。全球可分为赤道多云带、纬度 2030少云带和中高纬多云带，相应的也有赤道多雨带和中纬多雨带。二、名词解释：1. 相对湿度：空气接近饱和的程度，,e：实际水汽压；E：饱和水汽压%10RHe2. 对流雨：大气对流运动引起的降水现象3. 台风雨：台风是产生在热带海洋上的一种低压气旋。由台风产生的强度极大地降水现象 X4. 地形雨：暖湿气流前进途中遇到极高山体的阻挡被迫抬升，绝热冷却，在达到凝结高度时引起的降水现象三、酸雨形成及影响：1. 形成机制：2. 对环境的影响：
17、1) 破坏食物生理机能2) 与重碳酸盐中和，使水体失去盐分，生成铝、汞等有毒金属，破坏食物链，进而影响生态系统3) 对人的眼睛及呼吸道也有危害四、降雨形成的物理机制：1. 凝结过程：云层中的水汽达到饱和，与周围凝结核相互凝结，形成水滴；2. 冲并过程：水滴在凝结核的依附下继续吸附周围水滴，当达到一定大小便在重力作用下下降。在下降过程中，与其他下降水滴发生并和，形成更大水滴，足以克服大气顶托力和蒸发的影响，降水形成。五、降水的类型、形成条件及各自特点：1. 电 和 雷 声 ， 时 有 冰 雹特 点 ： 常 伴 有 大 风 、 闪 汽 含 量 大 ， 有 强 对 流形 成 条 件 ： 云 层 厚
18、， 水对 流 雨2. 天 气间 长 ， 形 成 阴 雨 连 绵 的特 点 ： 范 围 广 ， 持 续 时 高 大 山 地 ， 地 处 迎 风 坡形 成 条 件 ： 暖 湿 空 气 ，地 形 雨3. 持 续 时 间 长 ， 强 度 小 锋 呈 带 状 分 布 ，特 点 ： 水 平 范 围 大 ， 沿 遇质 不 同 的 气 团 或 气 旋 相形 成 条 件 ： 两 种 物 理 性锋 面 雨4. 阵 性 ， 产 生 暴 雨特 点 ： 强 度 很 大 ， 多 属形 成 条 件 ： 台 风 影 响 区台 风 雨六、雾的种类、形成条件及各自特征：第 6 页 共 10 页版权所有翻版必究1. ， 太 阳 一
19、 出 即 散特 征 ： 贴 近 地 面 ， 薄 雾 间 或 早 晨近 地 面 水 汽 较 充 沛 的 夜 、形 成 条 件 ： 晴 朗 、 微 风辐 射 雾2. 、 范 围 广特 征 ： 贴 近 地 面 、 深 厚 过 ， 适 当 风 向 、 风 速形 成 条 件 ： 暖 湿 空 气 经平 流 雾3. 如 北 极 烟 雾 ， 可 终 日 不 散 ，特 征 ： 发 生 于 暖 水 面 上 暖 水 面形 成 条 件 ： 冷 空 气 移 到蒸 气 雾4. 高 原 的 东 部分 布 ： 青 藏 高 原 、 云 贵 空 气 、 坡 度 小形 成 条 件 ： 稳 定 的 潮 湿上 坡 雾5. 分 布 ：
20、江 淮 梅 雨 季 节以 暖 锋 附 近 居 多 交 界 附 近 ，形 成 条 件 ： 冷 、 暖 空 气锋 面 雾七、霜和露的区别和联系：1. 区别：露是在 0以上形成的，液态，常见于夏季；霜是在 0以下形成的，常见于秋季2. 联系：都是温度降低到露点以下水汽凝结的产物，都受到局部地形和天气状况的影响，对植物生长都具有重要意义。第八章 大气运动与气候一、 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。二、 行星风带和气压带：(一) 行星风带：1. 直接热力环流圈：1) 赤道：受较强太阳辐射影响，气流上升，在高空形成高压区，迫使气流向高纬流动，但在流动中因受地转偏向力影响在北半球向
21、东偏2) 极地：因气温低盛行下沉气流，在近地面形成高压区，迫使空气向低纬流动，并在地转偏向力影响下形成东风带2. 间接热力环流圈：高空从赤道来的气流受地转偏向力影响在 30附近与纬线平行，气流下沉，在近地面形成高压区，并向南北分流；向南部分在地转偏向力影响下形成信风带，向北部分在底妆偏向力影响下形成西风带。(二) 气压带：1. 赤道低气压带：手强太阳辐射影响，气流上升，在近地面形成低压带2. 副热带高气压带：在高空，来自赤道和高纬地区的气流在此交汇并下沉，在近地面形成高压带。3. 极地高气压带：常年低温，盛行下沉气流，在近地面形成高压带，并向南流动4. 副极地低气压带：近地面来自极地的冷气流与
22、来自副热带高气压带的暖气流交汇，形成一个相对低压带。三、大气环流对气候的影响：大气环流促进高低纬度之间和海陆之间发生热量交换和水分交换，使得不同环流形势下形成不同的气候类型；大气环流中的行星凤系及气压带大致沿纬圈分布，又使得同纬度带内的各地气候具有一般共同的特征。1. 对热量输送影响：使热量由低纬到高纬输送，缓和极地与赤道间的温差；调节海陆间的热量，造成同纬度大陆东西岸及大陆内部气温差异；2. 对水汽循环的影响：把水汽从盈余地区送往亏损地区，在赤道气流上升趋形成第一个多雨带，在副热带气流下沉区，形成少于带，在副极地气流交汇带形成第二个多雨带。3. 环流变异与气候异常：如拉尼娜和厄尔尼诺现象（信
23、风异常）四、气团及其形成条件1. 气团：温度、湿度等物理性质基本相同的大范围空气团2. 的 环 流 条 件 （ 风 要 小 ）有 利 于 空 气 停 滞 和 缓 行 面大 范 围 性 质 均 一 的 下 垫形 成 条 件五、锋及其类型：1. 锋大气中不同属性的气团相遇时形成的狭窄过度带2. 分类：1) 根据锋两侧冷、暖气团在移动过程中所占的主次地位不同，分为暖锋、冷锋、静止锋、锢囚锋。静止锋：冷、暖气团势力相当，锋区位置很少移动或来回摆动锢囚锋：两个锋面相遇、合并形成的锋第 7 页 共 10 页版权所有翻版必究2) 锋 两 侧 都 有 降 水 增 强 ， 雨 区 扩 大 ，影 响 ： 云 层
24、增 厚 ， 降 水 团东 北 、 西 伯 利 亚 来 的 气 暖 锋 ，冷 式 锢 囚 锋 ： 冷 锋 追 上如 华 北 地 区 迎 面 相 遇 ，暖 式 锢 囚 锋 ： 两 种 冷 锋锢 囚 锋 ）（ 冷 锋 受 地 形 阻 挡 停 滞 昆 明 、 南 岭地 区 ： 江 淮 梅 雨 天 气 ，影 响 ： 长 时 间 阴 雨 天 气静 止 锋暖 锋 ： 降 水 在 锋 前急 行 冷 锋 ： 降 水 在 锋 前缓 行 冷 锋 ： 降 水 在 锋 后冷 锋锋六、海洋和大陆对气候的影响：大陆性气候与海洋性气候的比较气温 降水日较差年较差最热月最冷月春温-秋温湿度云量 量 变率 时期大陆性大 大 7
25、1 正值 小 少 小 大集中夏季海洋性小 小 8 2 负值 大 多 大 小 均匀七、分析气候形成的因素：气候是指在太阳辐射、下垫面性质、大气环流和人类活动长时间相互作用下，在某一时期内大量天气过程的综合1. 太阳辐射使得气候分布大致与纬线平行呈带状分布，并将全球划分为七个纬度气候带。2. 大气环流见前面。3. 下垫面的影响主要表现在海陆分布、洋流、地形、冰雪覆盖等方面。1) 海陆分布见前面。2) 洋流：促进高低纬间热量传送。暖流经过，低层气温升高，有利于降水；寒流经过，低层气温降低，干燥少雨。3) 迎 风 坡 降 水 多因 此 辽 阔 高 原 内 部 少 雨 少 ，海 拔 越 高 ， 水 汽
26、含 量 越降 水 高 大 地 形 阻 碍 空 气 运 动 减 率 递 减海 拔 高 ， 气 温 按 垂 直 递气 温 阳 坡 辐 射 强海 拔 高 ， 辐 射 强辐 射地 形4) 可 影 响 到 远 方 地 区在 春 夏 季 继 续 维 持 ， 也 间 ， 可 使 寒 冷 气 候降 水 ： 冰 雪 融 化 需 要 时 远 方 的 气 温 下 降还 可 以 通 过 大 气 环 流 使温 下 降 ，气 温 ： 不 仅 使 覆 盖 区 气冰 雪 覆 盖八、三圈环流的影响因素及形成过程：1. 影响因素：太阳辐射、地转偏向力2. 形成过程：略九、气压场及其主要形式：1. 气压场：根据各地气象观测的海平面
27、气压值，在图上用等压线勾画出高低气压的分布区，即水平气压场。2. 气压场的主要形式：低气压、高气压、低压槽、高压脊、鞍形区十、气压场与风场的关系：1. 地转偏向力与水平气压梯度力达平衡时形成地转风，即 nPvw1sin22. 当水平气压梯度力与地转偏向力、惯性离心力三者达平衡时形成梯度风。气旋： ；反气旋：rvwnP2si21（有极限）sivr风速比较（同纬度）：气旋内梯度风地转风反气旋内梯度风十一、 气压系统类型及其气流特征：气压系统分为高压系统和低压系统。在高压系统中，气流由中心向四周辐散，在中心形成气流下沉区；在低压系统中，气流由四周向中心辐合，在中心形成气流上升区。十二、 厄尔尼诺现象
28、对气候变化的影响：第 8 页 共 10 页版权所有翻版必究1. 厄尔尼诺：赤道东太平洋海面水温异常增温的现象。2. 形成过程：正常年份，由于信风的作用，太平洋海水从东岸不断向西岸输送，造成西岸海平面抬升，海水升温，气候湿热多雨。当赤道南端的东南信风突然减弱，西岸海水回流，使东岸海水温度升高，西岸温度降低。3. 对气候的影响：造成西岸印尼、澳大利亚严重干旱，东岸南美洪涝频繁。十三、 气压梯度力与气压梯度的区别：气压梯度是两等压面间的气压差，表示气压分布不均程度的空间矢量，其大小等于气压随距离的变化率，方向与等压面垂直。气压梯度力是指存在气压梯度时，单位质量空气所受的力，一般指水平方向的水平气压梯
29、度力。 （后面有气压梯度及气压梯度力的公式推导）十四、 作用于空气质点上的力的特点：1. 水平气压梯度力：与等压线垂直，由高压指向低压。2. 地转偏向力：北半球向右偏，南半球向左偏；纬度越高，地转偏向力越大。3. 惯性离心力：物体不运动，此力为零。4. 地面摩擦力：与运动方向相反。海拔越高，摩擦力越小。十五、 名词解释：1. 高原季风：青藏高原上冬夏盛行风向相反的现象，是青藏高原热力作用形成的一种独立风系。高原相对于四周相同高度处的自由大气而言，夏季为一热源，在高原近地面形成热低压；冬季为一冷源，在高原近地面形成冷高压。于是便形成一个冬夏盛行风向相反的季风层。该季风层的厚度在高原中部最高，向四
30、周逐渐降低。2. 山谷风：在山区，白天风从山谷吹向山坡，叫谷风；夜晚，风从山坡吹向山谷，叫山风。3. 焚风：当气流跨越山脊时，在背风面上形成的一种热而干燥的风。十六、 其他：1. 露点：湿空气等压降温达到饱和的温度。2. 凝结条件：水汽达饱和或过饱和；有凝结核3. 大气降温的四种情况：1) 绝热冷却：空气绝热上升，使温度降低。2) 辐射冷却：空气本身向外放射热量产生降温。3) 平流冷却：较暖空气经过较冷地面，由于不断把热量传给冷地表，引起空气冷却。4) 混合冷却：温差大且近饱和冷暖空气混合，使混合后的平均水汽压小于混合前各自的水汽压。4. 降水空间分布：1) 影响因素：大气中水汽多少；大气上升
31、运动有无和强度；海陆分布与海拔高度。2) 赤道多雨带3) 南北纬 1530少雨带4) 中纬多雨带5) 高纬少雨带5. 温压场对称系统（气压系统空间结构）：当温度场与气压场配置重合时暖性高压：高温高压（深厚系统） ； 暖性低压：高温低压冷性高压：低温高压 冷性低压：低温低压（深厚系统）6. 温压场不对称系统：低压随高度升高向冷区倾斜，高压高度升高向暖区倾斜。规律：有向着深厚对称系统方向发展的趋势。7. 埃克曼螺线：在各高度上的水平气压梯度力都相同的条件下，把北半球摩擦层不同高度上的风的向量投影到同一平面上得到的一条风向、风速随高度变化的螺旋曲线。8. 热成风：由水平温度梯度引起的上下层风的向量差
32、而形成的风9. 白贝罗风压定律：在北半球，背风而立，高压在右，低压在左，南半球相反。10. 信风：由副热带高压和赤道低压间的水平梯度与地转偏向力的共同作用下形成的其位置、范围、强度随副热带高压规律性季节变化的的风。北半球东北风，南半球东南风。11. 水平气压梯度力的推导：按干绝热直减率升温，0.98/100m按气温直减率降温，0.65/100m风向风向焚风！第 9 页 共 10 页版权所有翻版必究如图所示，空气块受到外界大气水平方向的大气压力，即 ，所以，空气块受到的水平压力差为（以21F和下式子中，除 以外，其他量都是他们的绝对值，即全部标量化）：dlPVdlPhdbPSdSF ）（）（ 1
33、212，令该空气块为单位质量的气块， VM，带入上式，得：1lF1对于公式，如果取单位体积的压力差，则得到以下公式： ，这就是水平梯度。等于间隔单位dlPF长度距离的两等压面间的气压差。但由于气压梯度无法反应空气块的加速度，也就无法反应空气块的运动情况，所以我们选择了单位质量气块所受的压力差。因此，气压梯度力与气块的加速度是成正比的：在初速度相等的条件下，气块受力越大，运动速度越快。另外，教科书中的水平气压梯度力的方程为： 。这里的 dndnPF是指每赤道经度的长度，大概等于 111km（） 。360d赤 道 长 度n附：气候带与气候型：1. 气候带：大致与纬圈平行、环绕地球呈带状分布的气候分
34、类单位。2. 气候型：在其后代的基础上，再根据气候特征的异同而划分的气候区域。一、 低纬度气候带：气团：热带大陆气团、热带海洋气团、赤道气团环流：赤道辐合带、信风带、赤道西风带、热带气旋、副热带高压1. 赤道多雨气候：1)分布：刚果、几内亚湾、亚马逊、马来群岛2)特点： 全年长夏，无季节变化； 年较差小于日较差； 全年多雨无干季， 天气单调3)成因：处于赤道低压槽中，凤小，多对流雨，一年两次太阳直射2. 热带海洋性气候：1) 分布：加勒比、巴西东岸、马达加斯加东岸、夏威夷2) 特点： 年较差比赤道多雨气候稍大； 降水均匀，夏秋两季稍多，多地形雨、气旋雨3) 成因：处于信风迎风海岸，终年受热带海
35、洋气团控制，具有海洋性3. 热带干湿季气候：1) 分布：中美洲、南美洲、非洲2) 特点： 干湿季分明，每年有 12 个月是干季 热季出现在干季之后，雨季之前3) 成因：赤道气团与热带大陆气团交替控制4. 热带季风气候：1) 分布：台湾南部、雷州半岛、中南半岛、菲律宾群岛北部、澳大利亚北部沿海2) 特点： 长夏无冬，春秋极短 夏雨集中，变率大3) 成因：夏季赤道低气压带北移，西太平洋副热带高气压带两侧的偏东南风及东南信风转成西南风，即夏季风；冬季，赤道低气压带南移，蒙古高压南侧的偏东北风及东北信风成为冬季风5. 热带干旱半干旱气候：1) 热带干旱气候：非洲撒哈拉、亚洲阿拉伯、安大利亚中西部沙漠、
36、南美阿塔卡马沙漠； 特点：气温高，日较差、年较差都很大；云量少，日照长，蒸发强；降水稀少，变率大 成因：副热带高压常年控制，热带大陆气团源地；信风带背风海岸；沿岸有寒流；2) 热带西岸多雾气候：北美加州、南美秘鲁、北非加那利、南非本格拉特点：日照不强，夏季气温不高；多雾，降水少成因：副热带高压控制；受寒流影响；逆温层dl2F1F水平方向，取向右为正方向高压区低压区 hb第 10 页 共 10 页版权所有翻版必究3) 热带半干旱气候： 特点：年较差小于日较差；干季长，雨季短，变率大二、 中纬度气候带:：气团：热带气团、极地气团环流：极锋、西风带、温带气旋、温带反气旋、副热带高压、热带气旋1. 副
37、热带干旱半干旱气候：1) 副热带干旱气候：特点：凉季气温较低，年较差大于热带干旱气候；凉季有气旋雨、对流雨，但量极少成因：热带大陆气团控制；温带气旋偏南移动可产生气旋雨；热带海洋气团侵入，可产生对流雨2) 副热带半干旱气候：特点：夏季气温比副热带干旱气候低；冬季降水比副热带干旱气候多，变率也大2. 副热带季风气候：1) 分布：中国秦岭淮河以南、日本南部、朝鲜半岛南部2) 成因：受热带海洋气团、极地大陆气团交替控制3. 副热带湿润气候：1) 分布：墨西哥湾沿岸、南美阿根廷、乌拉圭、巴西南部、非洲东南沿海、澳大利亚东岸2) 成因：迎风海岸，有暖流；大陆面积小，海陆差异小；不形成副热带季风4. 地中
38、海式气候：1) 分布：地中海沿岸，北美加州沿岸，南美智利中部沿岸，南非南部沿岸，澳大利亚南端沿岸2) 特点：夏干冬雨；沿岸与内陆夏季温度有差异；夏凉型（加州）夏季凉爽（寒流） ，多雾，干燥少雨，冬季受海风影响，多雾；暖夏型温度稍高3) 成因：副热带高压与西风带交替控制5. 温带海洋气候：1) 分布：北美、欧洲2) 特点：冬暖夏凉，气温年较差小；全年湿润多于，冬季较多，降水均匀3) 成因：终年盛行西风，受温带海洋气团控制；沿岸有暖流，冬温较高6. 温带季风气候：1) 分布：亚欧东岸、中国东部、朝鲜大部、日本北部、俄罗斯远东地区2) 特点：冬冷干燥，夏热多雨；夏雨集中，有明显季节变化3) 成因：冬
39、季受蒙古高压影响，盛行偏北风；夏季手西太平洋副热带高压和印度低压的偏南气流影响7. 温带大陆性湿润气候：1) 分布：海洋性气候东侧2) 特点：冬冷少雨，夏热多雨。与海洋性气候相比（远离海洋） ，冬温低，冬雨少；夏温高，夏雨集中。与季风气候比较，冬温高，冬雨多；夏温低，降水少。3) 成因：冬季受变性的温带海洋气团影响，夏季受温带海洋气团影响8. 温带干旱半干旱气候：1) 分布：南美南端、亚欧大陆中心2) 特点：冬季寒冷干燥，夏季温热多雨，降水集中于夏季，季节变化明显。3) 成因：在北半球，东西延伸长，南部青藏高原阻挡，受不到海风影响，终年受大陆气团控制；南半球，西风带背风坡，有焚风效应，沿岸有寒流三、 高纬度气候带：气团：极地气团、冰洋气团环流：副极地低气压带、极地东风带、极地高压带、极锋1. 副极地大陆性气候：1) 分布：5060N2) 特点：冬季漫长寒冷、夏季短暂。年较差很大；降水少，集中于夏季3) 成因：受极地海洋气团、极地大陆气团的交替控制2. 极地长寒气候：1) 分布：北美和亚欧大陆北部边缘，格陵兰沿海2) 特点：全年皆冬无夏，降水少，多云雾3) 成因：纬度高，太阳辐射能少3. 极地冰原气候：1) 分布：格陵兰、南极内部2) 特点：冰洋气团和南极气团控制
