自然地理學3~5章名詞解釋

第三章大氣圈P82干潔空氣：除水汽、液體和固體雜質(zhì)外的整個混合氣體。P84氣溶膠粒子：大氣懸浮固體雜質(zhì)和液體微粒，除由水汽變成的水滴和冰晶外，主要是大氣塵埃和其他雜質(zhì)。P85地冕：由電離氣體組成的極稀薄的大氣層。P85大氣上界：氣象學把極光出現(xiàn)的最大高度1200km定為大氣上界；高層大氣物理學常把離心力已超過重力，大氣密度接近星級氣體密度的高度3000km定為大氣上界。P86氣壓：從觀測高度到大氣上界單位面積上（橫截面積1cm2）垂直空氣柱的質(zhì)量。P86水平氣壓場：由于地表的非均一性及動力、熱力因子影響，在同一水平面上實際氣壓的分布并不均勻，根據(jù)各地同一時刻的海平面氣壓值，在地圖上用等壓線繪出高、低氣壓的分布區(qū)域，一般可分為低氣壓、高氣壓、低壓槽、高壓脊及鞍形等區(qū)域。*低氣壓（低壓）：由閉合等壓線構(gòu)成的低氣壓區(qū)，水平氣壓梯度自外圍指向中心，氣流向中心輻合。*高氣壓（高壓）：由閉合等壓線構(gòu)成的高壓區(qū)，水平氣壓梯度自中心指向外圍，氣流自中心向外輻散。*低壓槽和高壓脊：低氣壓延伸出來的狹長區(qū)域，簡稱槽。高氣壓延伸出來的狹長區(qū)域，簡稱脊。槽線過境，通常會引起天氣的迅速變化；高壓脊里的天氣則通常是良好的。*鞍形氣壓區(qū)：兩個高氣壓和兩個低氣壓交錯相對的區(qū)域是鞍形氣壓區(qū)。區(qū)內(nèi)氣流不穩(wěn)定，天氣陰沉。P88均質(zhì)層：從地表至85km高度的大氣層，除水汽有較大變動外，其組成較均一。P88非均質(zhì)層：85km高度以上為非均質(zhì)層。其中又可分為氮層（85~200km）、原子氧層（200~1100km）、氦層（1100~3200km）和氫層（3200~9600km），質(zhì)量只有大氣總質(zhì)量的0.01%，但能過濾太陽輻射的高能部分，避免生物被離子化或燃燒，又是地面擴散污染物的強氧化場所。P88光化層：具有分子、原子和自由基組成的化學物質(zhì)，其中包括約在20km高度處、03濃度最大的臭氧層，其他活躍成分包括原子氧（O）、羥基（OH）、氫過氧基（HO2）等。P88離子層：離子層包含大量離子，有反射無線電波的能力。從下而又可分為D、E、F1、F2和G層。*極光：由太陽噴焰中發(fā)射的高能粒子與高層大氣中的空氣分子相撞，使之電離，并在地球磁場的作用下，偏于兩極上空而形成的一種光現(xiàn)象。P88對流層：大氣最底層，其下界是地面，上界因緯度和季節(jié)而不同。以空氣垂直運動旺盛為典型特點。根據(jù)觀測，對流層的平均厚度在低緯度為17—18公里，中緯度10—12公里，高緯度8—9公里。夏季對流層的厚度大于冬季。對流層集中了整個大氣質(zhì)量的3/4和90%以上的水汽。對流層特征：（1）在一般情況下，對流層中氣溫隨高度增加而降低。因為，對流層空氣主要依靠地面長波輻射增熱，愈近地面，空氣受熱愈多，反之愈少。因此，高度愈大，氣溫愈低。平均每升高100米氣溫降低0.6℃。（2）空氣對流運動顯著。對流層的溫度垂直變化明顯，水平分布不均，愈近地面氣溫愈高，緯度愈高氣溫愈低。這種狀況有利于空氣的垂直對流和水平運動?？諝獾膶α鬟\動，使高低層空氣得到交換，近地面的熱量、水汽和雜質(zhì)通過對流向上空輸送，導致一系列的天氣現(xiàn)象的形成。（3）天氣現(xiàn)象復雜多變。由于空氣有垂直對流與水平運動，水汽和雜質(zhì)含量均多，隨著氣溫變化，可產(chǎn)生一系列物理過程，形成復雜的天氣現(xiàn)象。因此，對流層與地表自然界和人類關(guān)系最為密切。對流層內(nèi)部根據(jù)溫度、濕度和氣流運動，以及天氣狀況諸方面的差異，通常劃分為三層：①下層：底部和地表接觸，上界大致為1—2公里，有季節(jié)和晝夜等的變化，一般夏季高于冬季，白天高于夜間。下層的特點是水汽、雜質(zhì)含量最多，氣溫日變化大，氣流運動受地表摩擦作用強烈，空氣的垂直對流、亂流明顯，故下層通常也叫摩擦層或邊界層。②中層：下界為摩擦層頂，上部界限在6公里左右。中層受地面影響很小，空氣運動代表整個對流層的一般趨勢，大氣中發(fā)生的云和降水現(xiàn)象，多數(shù)出現(xiàn)在這一層。此層的上部，氣壓只及地面的一半。 ③上層：范圍從6公里高度伸展到對流層頂部。這一層的水汽含量極少，氣溫經(jīng)常保持在0℃以下，云都由冰晶或過冷水滴所組成。在對流層和平流層之間，還存在一個厚度數(shù)百米至1—2公里的過渡層，稱為對流層頂。其氣溫隨高度增加變化很小，甚至沒有變化，它抑制著對流層內(nèi)的對流作用進一步發(fā)展。P88平流層：對流層頂以上到50—55公里范圍大氣層氣流穩(wěn)定。平流層氣溫基本上不受地面影響，故隨著高度的增加，起初不變或變化極??；至30公里高度以上時，由于臭氧含量多，吸收了大量的紫外線，因此升溫很快，并大致在50公里高空形成一個暖區(qū)。到平流層頂，氣溫約升到270—290K。平流層水汽含量極少，因而沒有對流層內(nèi)出現(xiàn)的那些天氣現(xiàn)象，只在底部偶然出現(xiàn)一些分散的貝云。本層氣流運動相當平穩(wěn)，并以水平運動為主，平流層即由此而得名?，F(xiàn)代民用航空飛機可在平流層內(nèi)飛行。P89中間層：自平流層頂?shù)?0—85公里是中間層，主要特點是氣溫隨高度增加而迅速下降，到頂部降至160—190K。這可能與這一高度幾乎沒有O3有關(guān)。由于下層氣溫比上層高，故空氣有垂直對流運動，又稱為高空對流層或上對流層。P89暖層：自中間層頂?shù)?00公里高空屬于暖層。這一層大氣密度很小，在700公里厚的氣層中，只含有大氣總質(zhì)量的0.5％。暖層特點是：氣溫隨高度的增加而迅速升高，到頂部高達1000K，這是因為所有波長小于0.175μm的太陽紫外輻射都已被暖層氣體所吸收的緣故。由于大氣密度太小，氧分子和部分氮分子在太陽紫外線和宇宙射線作用下被分解為原子，并處于高度電離狀態(tài)，所以暖層又稱電離層。電離程度較強的有高度在100—120公里的E層和200—400公里的F層，以及介于中間層和暖層之間的，只在白天出現(xiàn)、高度大致為80公里的D層。電離層能夠反射無線電波，故在遠距離無線電通訊中具有重要意義。當太陽活動強烈時，電離層受到騷擾，并能吸收短波無線電，導致地球上無線電通訊受阻甚至短時間中斷。P90散逸層：暖層頂之上，因大氣十分稀薄，離地面遠，受地球引力場約束微弱，一些高速運動的空氣質(zhì)點就能散逸到星際空間，所以本層稱為散逸層。根據(jù)宇宙火箭探測資料，地球大氣層之外，還有一層極其稀薄的電離氣體，可伸展到22000公里高度，稱為地冕。這可能就是地球大氣層向宇宙空間的過渡區(qū)域。P90標準大氣（參考大氣）：人們根據(jù)高空探測數(shù)據(jù)和理論，規(guī)定的一種特性隨高度平均分布的大氣模式。其假定空氣是干燥的，在86km以下是均勻混合物，平均摩爾質(zhì)量28.964kg/mol，且處于靜力學平衡和水平成層分布。P91太陽輻射光譜：太陽輻射中輻射按波長的分布。P91太陽輻射強度：單位時間內(nèi)垂直投射在單位面積上的太陽輻射能。P91地球攔截的太陽輻射量：地球大圓橫截面在這個空間球面上所占面積的比例。P91太陽常數(shù)：在日地平均距離（1.496×108km）上，大氣頂界垂直于太陽光線的單位面積上每分鐘接受的太陽輻射。*太陽高度角（H）：太陽直射光與地表面測點切線間的夾角。P92直接輻射:太陽光以平行光線形式直接投射到地面的輻射。P92散射輻射:經(jīng)大氣散射后到達地面的太陽輻射。*大氣窗：地面輻射可穿過大氣層進入宇宙空間波長為8.4~12um的部分波段。P92太陽輻射總量（太陽總輻射）：經(jīng)大氣削弱后到達地面的直接輻射與經(jīng)大氣散射后到達地面的散射輻射之和。P92反照率：到達地面的總輻射，一部分被地面吸收成熱能，一部分被反射。反射部分占輻射量的百分比。P94潛熱輸送：海面和陸面的水分蒸發(fā)使地面熱量得以輸送到大氣層中。一方面水汽凝結(jié)成雨滴或雪時，放出潛熱給空氣；另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸發(fā)，這個過程交替進行，是地—氣間能量交換的最主要部分，大氣依靠水汽凝結(jié)釋放潛熱而得到的能量最多。P94感熱輸送：陸面、水面溫度與低層大氣溫度并不相等帶來的地表與大氣間由于感熱交換而產(chǎn)生的能量輸送。地表溫度低于低層大氣時，指向大氣的感熱輸送；反之，指向地面。就全球平均而言，地表向大氣輸送能量。P94大氣輻射：大氣獲得熱能后依據(jù)本身溫度向外發(fā)射長波輻射。其輻射能力取決于大氣溫度、濕度和云量狀況。氣溫越高，水汽和液態(tài)水的含量愈多，大氣輻射能力越大。P94大氣逆輻射：大氣獲得熱能后依據(jù)本身溫度向外輻射，向下投向地面部分。P94溫室效應(yīng)：大氣逆輻射的存在使地面實際損失略少于長波輻射放出的能量，地面得以保持一定的溫暖程度的保溫作用。P94輻射平衡（輻射差額）：在地—氣系統(tǒng)內(nèi)部，地面與大氣不斷以輻射和熱量輸送形式交換能量，在某一時段內(nèi)物體能量收支的差值。在沒有其他形式的熱交換時，其決定物體的升溫與降溫；其為零時物體溫度不變。*地面熱量平衡：地面凈輻射與其轉(zhuǎn)換成其他形式的熱量收入與支出的守恒。*地面有效輻射：地面輻射與地面吸收的大氣逆輻射之差?？勺鳛轭A報地面最低溫度及霜凍的重要依據(jù)。P94地—氣系統(tǒng)輻射能凈收入：地面和大氣吸收的太陽輻射減去返回宇宙的地面和大氣的長波輻射。P96氣溫：大氣熱力狀況的數(shù)量度量指標。實質(zhì)上是空氣分子動能大小的表現(xiàn)。P97氣溫日較差：一日內(nèi)最高氣溫與日最低氣溫之差。氣溫日較差隨緯度、季節(jié)、地表性質(zhì)、形態(tài)、高度和天氣狀況而不同。P97氣溫年較差：一年中最熱月的平均氣溫與最冷月的平均氣溫之差。氣溫年較差隨緯度、季節(jié)、地表性質(zhì)、形態(tài)、高度和天氣狀況而不同。P97等溫線：氣溫相同點的連線。P98水平溫度梯度：在等溫線上垂直于等溫線方向的單位距離內(nèi)溫度的變化值。*氣溫的絕熱變化：動力原因也會引起氣溫的變化。當一塊空氣從地面上升時，雖然它并沒有得到或失去熱量，但上升后的氣塊因壓力降低而膨脹，氣塊為了克服膨脹而做功，消耗一部分內(nèi)能，以致氣塊溫度下降。當空氣塊下降時，因外界壓力增大，對它做功，使氣塊受到壓縮，空氣的內(nèi)能增加，氣塊溫度也就升高了。*氣溫絕熱垂直遞減率（絕熱減溫率）：氣塊在絕熱上升過程中，每上升單位距離的溫度變化。不含水汽的空氣的絕熱減溫率是干絕熱減溫率。飽和空氣上升到露點溫度以下時，水汽產(chǎn)生凝結(jié)，因凝結(jié)釋放潛熱，抵消了部分因絕熱上升所引起的降溫，故濕絕熱減溫率比干絕熱減溫率小。P98氣溫垂直遞減率（氣溫直減率）：表示氣溫隨高度變化情況的單位高度（通常取100m）氣溫變化值，攝氏度/100m。對流層海拔每升高100m，氣溫平均降低0.65攝氏度。*逆溫：在一定條件下，還可能呈現(xiàn)下層氣溫反比上層為低、氣溫隨高度增大而上升的現(xiàn)象。逆溫的存在阻礙空氣垂直運動，妨礙煙塵、污染物、水汽凝結(jié)物的擴散，有利于霧的形成并使能見度變壞，使大氣污染更為嚴重。廢氣污染嚴重的工廠不宜建在閉塞的山谷，以免地形逆溫引起大氣污染事故。（P101逆溫層：在特定情況下溫度隨高度升高而增加的氣層。）P101輻射逆溫：經(jīng)常發(fā)生在晴朗無云的夜間，由于地面有效輻射很強，近地面層氣溫迅速下降，而高處氣層降溫較少，從而形成自地面開始的逆溫層。（近地面因夜間地面輻射降溫而形成的逆溫層。）P101平流逆溫：暖空氣水平移動到冷地面或氣層之上，其下層受冷地面或氣層的影響而迅速降溫，上層受影響較少，降溫較慢，從而形成逆溫。（較暖的空氣流到較冷地面或水面上時形成的逆溫。）P101鋒面逆溫：P128羅斯貝波：P148沃克環(huán)流：P149南方濤動：P101下沉逆溫：常發(fā)生在山地。山坡上的冷空氣循山坡下沉到谷底，谷底原來的較暖空氣被冷空氣抬擠上升，從而出現(xiàn)溫度的倒置現(xiàn)象。這樣的逆溫主要是在一定的地形條件下形成的，所以又稱為地形逆溫。P101阻擋層：逆溫層出現(xiàn)時，空氣層結(jié)穩(wěn)定，對空氣垂直對流起到削弱阻礙作用的層面。P101水氣壓力：大氣中各中氣體壓力的總和。P101水汽壓：大氣中水汽所產(chǎn)生的那部分壓力e，用百帕表示。P102飽和水汽壓（E最大水汽壓）：溫度一定時，單位體積空氣中容納的水汽量有一定的限度，達到這個限度，空氣成飽和狀態(tài)時的水汽壓。飽和水汽壓的大小與溫度有關(guān)，溫度愈高，飽和水汽壓愈大。P102絕對濕度（水汽密度）：單位容積空氣中所含的水汽質(zhì)量（通常以g/m3表示）。公式一般情況下，氣溫的數(shù)值和16℃相差不大，以毫米水銀柱高為單位的水汽壓與絕對濕度在數(shù)值上近似，故在實際工作中以水汽壓代替絕對濕度。P103相對濕度（f）：實際水汽壓e與同溫度條件下飽和水汽壓E之比。通常用百分數(shù)表示。*飽和差（濕度差）：在某一溫度下，飽和水汽壓與實際水汽壓的差值。單位為毫米或毫巴。飽和差愈大，說明空氣中水汽含量愈少，空氣愈干燥；飽和差愈小，空氣中水汽含量愈多，空氣愈潮濕。飽和差為0，相對濕度為0。P103露點溫度（露點）：當空氣中水汽含量不變、氣壓一定時，氣溫下降到使空氣達到飽和時的溫度。空氣經(jīng)常處于未飽和狀態(tài)，所以露點溫度經(jīng)常低于氣溫。氣溫與露點差值愈大，說明相對濕度愈小。氣溫降低到露點，是水汽凝結(jié)的必要條件。P104蒸發(fā)：液態(tài)水轉(zhuǎn)化為水汽的過程。其影響因素主要包括蒸發(fā)面的溫度、性質(zhì)、性狀、空氣濕度、風等。蒸發(fā)過程的發(fā)生，取決于實際水汽壓（e）與飽和水汽壓（E）二者對比關(guān)系。當e＜E，蒸發(fā)進行；e＞E，蒸發(fā)停止，并可能產(chǎn)生凝結(jié)；e＝E，處于動態(tài)平衡，即逸出水面的分子數(shù)與進入水中的分子數(shù)相等。P104蒸發(fā)量：蒸發(fā)消耗的水量，以蒸發(fā)失去的水層厚度（mm）表示。P105凝結(jié)：水由汽態(tài)轉(zhuǎn)化為液態(tài)的過程，是發(fā)生在當水面上的水汽壓超過飽和水汽壓（e＞E）時，即f≥100%水汽處于過飽和狀態(tài)，返回水面上的分子比逸出的分子多，部分汽態(tài)水轉(zhuǎn)變?yōu)橐簯B(tài)水的與蒸發(fā)相反的一種物理過程。P105絕熱冷卻：空氣上升時，因絕熱膨脹而冷卻，可使氣溫迅速降低，在較短的時間內(nèi)引起凝結(jié)現(xiàn)象，形成中雨或大雨的過程?？諝馍仙娇炖鋮s越快，凝結(jié)過程越強烈。P105輻射冷卻：空氣本身因向外放散熱量而冷卻，近地面夜間受空氣本身及地面發(fā)生較緩慢的輻射冷卻的作用，使氣溫不斷降低，并在水汽較充沛時，發(fā)生凝結(jié)，水汽凝結(jié)量不多，只能形成露、霜、霧、層狀云或小雨的過程。P106平流冷卻：較暖的空氣經(jīng)過冷地面，由于不斷把熱量傳給冷的地表造成空氣本身冷卻，并在暖空氣與冷地表溫度相差較大的情況下，暖空氣溫度降至露點或露點以下可能產(chǎn)生凝結(jié)的過程。P106混合冷卻：溫度相差較大且接近飽和的兩團空氣混合時，混合后氣團的平均水汽壓可能比混合前氣團的飽和水汽壓大，多余的水汽產(chǎn)生凝結(jié)的過程。P106凝結(jié)核：作為水汽開始凝結(jié)的核心的吸濕性質(zhì)點。P106露：日沒后，地面開始冷卻，近地面層空氣也隨之冷卻，溫度降低。當氣溫降低到露點以下時，水汽即凝附于地面或地面物體上。當時的溫度如在0℃以上，水汽凝結(jié)為液態(tài)。P106霜：日沒后，地面開始冷卻，近地面層空氣也隨之冷卻，溫度降低。當氣溫降低到露點以下時，水汽即凝附于地面或地面物體上。溫度在0℃以下，水汽凝結(jié)為固態(tài)——冰晶。*以上二者成因相同，凝結(jié)狀態(tài)取決于當時的溫度。霜通常見于冬季，露見于其他季節(jié)，尤以夏季為明顯。P106平流霜（洼地霜）：冷平流后或洼地上聚集冷空氣時形成的霜。P106初霜日：入冬后第一次出現(xiàn)的霜日。P107終霜日：最末一次出現(xiàn)的霜日。P107霜期：自初霜日起至終霜日止的持續(xù)期。在這期間多數(shù)植物停止生長。P107無霜期：自終霜日到初霜日的持續(xù)期。P107霧?。河蛇^冷的霧滴附著于地面物體上迅速凍結(jié)而成的一種白色固體凝結(jié)物。它經(jīng)常出現(xiàn)在有霧、風小的嚴寒天氣里。P107雨凇：多半在溫度為0—-6℃時，由過冷卻雨、毛毛雨接觸物體表面形成或是經(jīng)長期嚴寒后，雨滴降落在極冷物體表面凍結(jié)而成在地面或地物迎風面上的、透明或毛玻璃狀的緊密冰層。*以上二者通常都形成于樹枝、電線上，并總是在物體的迎風面上增長，且在受風面大的物體上凝聚最多。常造成林木破壞、電線折斷，對農(nóng)林、交通產(chǎn)生有害影響。尤以雨凇破壞性大。P107霧：飄浮在近地面層乳白色微小的水滴或冰晶。當空氣中水滴顯著增多時，大氣呈現(xiàn)混濁狀態(tài)。對能見度影響很大，常妨礙交通，尤其是對航空運輸影響較大。P107霾：當空氣中有較多的煙、塵等微粒存在時，導致大氣能見度變壞的現(xiàn)象。P107輻射霧：夜間地面輻射冷卻使貼近地面氣層變冷而形成的霧。其形成條件是空氣相對濕度大，天空晴朗少云，風小，水汽自地面向上層分布較均勻，氣層較穩(wěn)定。這類霧多發(fā)生在大陸上的秋冬季節(jié)，晴朗、微風近地面水汽較充沛的夜間或早晨，山谷盆地和高原上尤為常見。P107平流霧：暖空氣移到冷下墊面上形成的霧。平流霧范圍廣而且深厚。只要有適宜的風向、風速，?？梢猿掷m(xù)很久。但只要暖濕空氣來源中斷，霧則立即消失。在海洋上，寒、暖流的交會，也容易產(chǎn)生平流霧。我國沿海春夏季節(jié)的海霧，即是平流霧。P107蒸汽霧：冷空氣移動到暖水面上形成的霧?？稍谝蝗罩腥魏螘r間形成，也可終日不消散。在北冰洋的冬季較為常見，叫極地煙霧或北極煙。深秋或初冬的早晨，河面，湖面上常見到一片輕煙，稱河、湖煙霧。P107上坡霧：潮濕空氣沿山坡上升使水汽凝結(jié)而產(chǎn)生的霧。潮濕空氣必須處于穩(wěn)定狀態(tài)，山坡坡度不能太大，否則就會發(fā)生對流而成層云。在我國青藏高原、云貴高原東部經(jīng)常出現(xiàn)。P108鋒面霧：發(fā)生于鋒面附近的霧。當暖鋒過境時，暖氣團的降水落入冷空氣層時，冷空氣因雨滴蒸發(fā)而達到過飽和，水汽在鋒面底部凝結(jié)而形成。P108云：高空水氣凝結(jié)現(xiàn)象。空氣對流、鋒面抬升、地形抬升等作用使空氣上升到凝結(jié)高度，就會形成云。此時氣溫如在0℃以上，水汽凝結(jié)為水滴；如在0℃以下，一般凝華為冰晶。根據(jù)云的形狀和高度分云為四族：高云、中云、低云、直展云；按形成云的上升氣流特點，可將云分成三類：積狀云、層狀云、波狀云。P108積狀云：垂直發(fā)展的云塊，出現(xiàn)時常常是孤立分散的，由于空氣對流上升，體積膨脹絕熱冷卻，使水汽發(fā)生凝結(jié)而形成的。包括積云（淡積云、濃積云）和積雨云。P109層狀云：均勻幕狀的云層，通常具有較大的水平范圍，覆蓋數(shù)千甚至上萬平方千米的地區(qū)。層狀云是由空氣斜上升運動形成的。包括卷層云、高層云和雨層云。P109波狀云：表面呈現(xiàn)波浪起伏狀或魚鱗狀的云層，因空氣密度不同、運動速度不等的兩個氣層界面上產(chǎn)生波動而形成的。包括卷積云、高積云、層積云和層云。P110云量：天空被云遮蔽的程度。用0—10的成數(shù)表示。例如，天空全被云遮蔽，云量為10；一半為云遮蔽，云量是5；云占1/10天空，云量為1。云量的分布與緯度、海陸、氣流運動等有關(guān)。P110赤道多云帶：全年以上升氣流為主，氣溫高，對流旺盛，水汽來源充沛，平均云量約為6。P110緯度20~30度少云帶：全年以下沉氣流為主，空氣干燥，是全球兩個相對明凈帶。平均云量4左右，荒漠地帶不足2。P110中高緯多云帶：氣團、鋒面活動頻繁，高緯地帶還由于氣溫低，是全球高云量帶。平均6.5—7。P110降水：從云層中降落到地面的液態(tài)水或固態(tài)水。P110冰晶效應(yīng)：在云的發(fā)展階段，云體上升絕熱冷卻，或不斷有水汽輸入，使云滴周圍的實際水汽壓大于其飽和水汽壓云滴就會因水汽凝結(jié)或凝華而逐漸增大。當水滴和冰晶共存時在溫度相同條件下，冰面水汽壓小于水面水汽壓，水滴將不斷蒸發(fā)變小，而冰晶則不斷凝華增大這種過程。（當云中水滴與冰晶共存時，更容易促使云滴增長。在云中并存在著過冷水滴、水汽和冰晶的條件下，對冰而言，空氣已達飽和，對水來說，尚未飽和，于是，水滴將會被蒸發(fā)，而冰晶將因水汽在它們上面凝華而不斷增長。當冰晶從空氣中吸收水汽時，水滴不斷蒸發(fā)以保持水汽的供應(yīng)。這樣，很快就能形成大冰晶。大的冰晶在下降的過程中，與大氣中運動速度慢的、質(zhì)點小的云滴碰撞合并，形成更大的冰粒。）P111對流雨（熱雷雨）：暖季空氣濕度較大，近地面氣層強烈受熱，造成不穩(wěn)定的對流運動，氣塊強烈上升，氣溫急劇下降，水汽迅速達到飽和而產(chǎn)生對流雨。這類降水多以暴雨形式出現(xiàn)，并伴隨雷電現(xiàn)象，所以又稱熱雷雨。赤道全年以對流雨為主。我國西南夏季多對流雨。P112地形雨：暖濕空氣前進途中遇到較高山地阻擋被迫抬升，因高度上升，絕熱冷卻，在達到凝結(jié)高度時便產(chǎn)生降水。因此，山的迎風坡常成為多雨中心；背風坡因水汽早已凝結(jié)降落，且下沉增溫，將發(fā)生焚風效應(yīng)，降水很少，形成雨影區(qū)。P112鋒面（氣旋雨）：兩種物理性質(zhì)不同的氣塊相接觸，暖濕氣流循交界面滑升，絕熱冷卻，達到凝結(jié)高度時便產(chǎn)生云雨。由于空氣塊的水平范圍很廣，上升速度緩慢，所以鋒面雨一般具有雨區(qū)廣、持續(xù)時間長的特點。溫帶地區(qū)，鋒面雨占有重要地位。P112臺風雨：臺風是產(chǎn)生在熱帶海洋上的一種空氣漩渦。臺風中有大量暖空氣上升，可產(chǎn)生強度極大的降水。臺風擾動劇烈且范圍很大，半徑可達數(shù)百千米。臺風雨的產(chǎn)生僅限于夏秋兩季，有時造成災害。P112降水強度：單位時間內(nèi)降水量，即毫米/時，分。單位時間內(nèi)降水量愈多，降水強度愈大；反之，降水強度愈小。我國境內(nèi)出現(xiàn)的特大暴雨通常與強臺風登陸、夏季強冷空氣活動，或是二者的結(jié)合有關(guān)。降水強度過大，地表徑流過程迅速，不利于河川徑流調(diào)節(jié)，同時還容易引起山洪暴發(fā)，洪水為患。*降水時間：降水從開始到結(jié)束持續(xù)的時間。用時、分表示。P113降水量：降落在地面的雨和融化后的雪、雹、霰等，未經(jīng)蒸發(fā)、滲透流失而積聚在水平面上的水層厚度（mm）。氣象臺站、水文觀測站用雨量筒和雨量計來測定降水量。降水季節(jié)變化因緯度，海陸位置、大氣環(huán)流等因素影響而不同。降水量的空間分布，受地理緯度、海陸位置、大氣環(huán)流、天氣系統(tǒng)和地形等多種因素制約。P113赤道型：全年多雨，其中有兩個高值和兩個低值時期。春、秋分之后降水量最多；冬、夏至之后，降水量出現(xiàn)低值。這種類型分布在南北緯100以內(nèi)的地區(qū)。P113熱帶型：位于赤道型南北兩側(cè)。由于太陽在天頂?shù)臅r間不像在赤道上間隔相等，隨緯度的增加，兩段最多降水量時間逐漸接近，至回歸線附近合并為一個。P114副熱帶型：副熱帶全年降水只有一個最高值，一個最低值。大陸東岸降水量集中于夏季（季風型），大陸西岸則冬季多雨（地中海型）。P114溫帶及高緯型：內(nèi)陸及東海岸以夏季對流雨為主，西海岸則以秋冬氣旋雨為主。P114降水變率：各年降水量的距平數(shù)與多年平均降水量之比的百分數(shù)。降水變率大小，表示某一地區(qū)降水的穩(wěn)定性或可靠性。一個地區(qū)降水量豐富、變率小，說明水資源利用價值高。變率愈大，表明降水愈不穩(wěn)定，即年際間降水量正或負距平值很大，這種情況往往反映該地區(qū)旱澇頻率較高；變率愈小，則表示年降水接近平均數(shù)，這就是正常年景。（我國降水變率基本情況是：北方大于南方，內(nèi)陸大于沿海。長江以南在20％左右，黃淮之間20—30％，華北超過30％，西北內(nèi)陸超過40%。西南季風區(qū)變率最小，只有10%左右。內(nèi)陸盆地，多年平均降水量已沒有實際意義，例如塔里木盆地南部邊緣的且末，多年平均降水量為18.3mm，但1968年7月22日一天降水量達42.9mm。）P114赤道多雨帶：赤道及其兩側(cè)是全球降水量最多的地帶。年降水量至少1500mm，一般為2000~3000mm。如果氣流運動方向與地形相配合，可以形成大量的降水。P114南北緯15~30度少雨帶：受副熱帶高壓控制，該帶以下沉氣流為主。是全球降水稀少帶。大陸西岸和內(nèi)部一般不足500mm，不少地方只有100~300mm，是全球荒漠相對集中分布地帶。本帶并不到處少雨，因地理位置、季風環(huán)流、地形等因素影響，某些地方降水很豐富，全球年降水量最高記錄卻出現(xiàn)在本帶內(nèi)。（喜馬拉雅山南坡印度境內(nèi)的乞拉朋齊（25°N）年平均降水量高達12665毫米，絕對最高年降水量竟達26461毫米（1860年8月—1861年7月）。太平洋夏威夷群島中的威阿里阿（22°N）年降水量12090毫米。我國大部分屬于這一緯度帶，因受季風及臺風影響，東南沿海一帶年降水量在1500毫米左右。）P116中緯多雨帶：溫帶年降水量比副熱帶多，一般在500—1000毫米。多雨的原因，主要受天氣系統(tǒng)影響，即鋒面、氣旋活動頻繁，多鋒面、氣旋雨。大陸東岸還受到季風影響，夏季風來自海洋，帶來較多的降水。本帶也有局部地區(qū)降水特別豐富。（智利西海岸（42°—54°S）年降水量3000—5000毫米；亞得里亞海岸的徹爾克威次（42°32′N）年降水量4620毫米。）P116高緯少雨帶：本帶因緯度高，全年氣溫很低，蒸發(fā)微弱，故降水量偏少，年降水量一般不超過300毫米。*降水量大于或等于蒸發(fā)量，表明水分收入大于或等于支出，屬于濕潤狀況；降水量小于蒸發(fā)量，反映水分收入不夠支出，屬于半濕潤、半干旱或干旱。例如，副熱帶高壓區(qū)年降水量500毫米，高緯地帶年降水量300毫米。由于副熱帶氣溫高，蒸發(fā)能力強，降水量遠小于蒸發(fā)能力，即收入不夠支出，故為干旱、半干旱地區(qū)；高緯地帶降水絕對值雖不及副熱帶大，但氣溫卻比副熱帶低，蒸發(fā)能力很弱，蒸發(fā)量小于降水量，因而為濕潤地區(qū)。P117上升氣流、下沉氣流：以垂直運動為主的空氣運動。P117水平氣壓梯度力G：由于地球表面受熱不均勻，導致氣壓的水平分布不均從而產(chǎn)生氣壓梯度，使空氣具有由高壓區(qū)流向低壓區(qū)的趨勢，通常指存在水平氣壓梯度時單位質(zhì)量空氣所受的力。水平氣壓梯度力雖然很小，但沒有受到任何力的抵消，在長時間里會使空氣運動產(chǎn)生加速度。水平氣壓梯度力能使空氣運動產(chǎn)生較大的速度。它是產(chǎn)生風的主導因素，也是決定風向、風速的重要因素。P117地轉(zhuǎn)偏向力：地球自轉(zhuǎn)的角速度分為垂直和水平兩個方向的分量，水平方向分量對地球上任何作水平運動的物體產(chǎn)生一個與其運動方向相垂直并使物體方向發(fā)生偏轉(zhuǎn)的作用力。包括水平和垂直兩個分量。對于垂直分量，因為大氣存在靜力平衡對大氣運動無關(guān)緊要。在赤道為零，隨緯度的增高偏向力加大，在兩極達最大值。對動力很大的運動來說，如汽車、飛機以及人的運動，可以忽略不計。但研究大范圍空氣運動時，地轉(zhuǎn)偏向力的作用很重要。P118慣性離心力：當空氣作曲線運動時，還要受到慣性離心力C的作用。慣性離心力的方向與空氣運動方向相垂直，并自曲線路徑的曲率中心指向外緣，其大小與空氣運動線速度v的平方成正比，與曲率半徑r成反比。在實際大氣中，運動的空氣所受到的慣性離心力通常很小。但是，當空氣運動速度很大、運動路徑的曲率半徑特別小時，慣性離心力也能達到很大數(shù)值，甚至大大超過地轉(zhuǎn)偏向力。P119摩擦力：運動狀態(tài)不同的氣層之間、空氣和地面之間都會產(chǎn)生阻礙氣流運動的力。摩擦力總是和運動的方向相反。摩擦力的存在限制了風速的加大。摩擦力的大小隨高度不同而變化。近地面層（地面至30～50m）最大，高度愈高，作用愈弱，到1～2km以上其影響可以忽略。此高度以上稱為自由大氣，以下的氣層稱為摩擦層或行星邊界層。在高空自由大氣中，摩擦力可以忽略不計。在近地面氣層中，必須考慮摩擦力對空氣運動的作用。摩擦力降低了風速，削弱了地轉(zhuǎn)偏向力的作用，使風向與等壓線出現(xiàn)一定交角。P119內(nèi)摩擦力：氣層之間產(chǎn)生的阻力。P119外摩擦力：地面對氣流運動產(chǎn)生的阻力。P119地轉(zhuǎn)風：在高空自由大氣中，摩擦力可以忽略不計，起作用的主要是氣壓梯度力和地轉(zhuǎn)偏向力，當這兩種力平衡時，就形成地轉(zhuǎn)風。赤道附近地轉(zhuǎn)偏向力為零，地轉(zhuǎn)關(guān)系不成立。地轉(zhuǎn)風是嚴格的平衡運動，空氣質(zhì)點的速率和方向都不變，即等壓線必須是直線。高空風近似于地轉(zhuǎn)風，它的方向與等壓線平行，但二者在等壓線彎曲的地區(qū)誤差很大。地轉(zhuǎn)關(guān)系即可根據(jù)高空風向確定所在高度氣壓分布狀況，又可根據(jù)空中氣壓場分布狀況了解所在高度的氣流情況。P119白貝羅壓定律：地轉(zhuǎn)風方向與氣壓場之間存在的一定的關(guān)系。在北半球背風而立，高壓在右，低壓在左；在南半球背風而立，高壓在左，低壓在右。（北半球：背風而立，右高左低）P120梯度風：自由大氣中，空氣作曲線運動時，地轉(zhuǎn)偏向力、氣壓梯度力、慣性離心力達到平衡時的風。當空氣作直線運動時，慣性離心力為零，梯度風轉(zhuǎn)為地轉(zhuǎn)風。因此，地轉(zhuǎn)風是梯度風的特例。梯度風有氣旋性彎曲（逆時針方向）和反氣旋性彎曲（順時針方向）2類，所以存在氣旋區(qū)內(nèi)梯度風和反氣旋區(qū)內(nèi)梯度風2種。P121熱成風：水平溫度分布不均導致氣壓梯度隨高度發(fā)生變化，風相應(yīng)的隨高度發(fā)生變化。由水平溫度梯度引起的上下層風的向量差。在自由大氣中，隨著高度的增加，風總是越來越趨向于熱成風。P122?？寺菥€：摩擦層中，風隨高度的變化受摩擦力和氣壓梯度隨高度變化的影響。在氣壓梯度力不隨高度變化的情況下，離地面愈遠風速愈大，風向與等壓線的交角愈小。把北半球摩擦層中不同高度上風的向量投影到同一水平面上，可得到一條風向、風速隨高度變化的螺旋曲線。北半球摩擦層中風隨高度呈螺旋式旋轉(zhuǎn)分布；隨著高度的升高，風速逐漸增大，風向向右偏轉(zhuǎn)，最終風向與等壓線完全一致。P125大氣環(huán)流：大范圍內(nèi)具有一定穩(wěn)定性的各種氣流運行的綜合現(xiàn)象。大氣圈內(nèi)空氣作不同規(guī)模運行的總稱。是形成各種天氣和氣候的主要因素。由于緯度高低、海陸分布及地表狀態(tài)所受太陽熱量不均和地球轉(zhuǎn)動的不同影響，形成各種類型的環(huán)流。大型的有行星風系、季風環(huán)流、三圈環(huán)流、定常分布的平均槽脊和高空急流、西風帶中的大型擾動等；小型的有海陸風、山谷風等。大氣環(huán)流的水平尺度可涉及某個地區(qū)、半球甚至全球；垂直尺度有對流層、平流層、中間層或整個大氣圈的大氣環(huán)流；時間尺度有一日至數(shù)日、月、季、半年、一年甚至多年的平均大氣環(huán)流。P125赤道低壓帶：赤道附近終年受熱，溫度高，空氣膨脹上升，到高空向外流散，導致氣柱質(zhì)量減小，低空形成低氣壓。P125極地高壓帶：兩極地區(qū)氣溫低，空氣冷卻收縮下沉，積聚在低空，而高空伴有空氣輻合，導致氣柱質(zhì)量增加，在低空形成高壓區(qū)。P125副熱帶高壓帶：從赤道上空流向兩極地區(qū)的氣流在地轉(zhuǎn)偏向力的作用下，流向逐漸趨于緯線方向，阻滯來自赤道上空的氣流流向高緯，空氣質(zhì)量增加，形成高壓帶。P125副極地低壓帶：副熱帶高壓帶和極地低壓帶之間有一個相對的低壓帶。P126半永久性氣壓系統(tǒng)：由海陸熱力差異形成于陸地上的冷高壓和熱低壓主要限于低空，且具有季節(jié)性。P126永久性氣壓系統(tǒng)：海洋上的高壓和低壓系統(tǒng)，雖然位置、范圍、強度隨季節(jié)變化，但作為緯度氣壓帶終年存在。P126行星風系：不考慮海陸和地形的影響，地面盛行風的全球形式。全球地面行星風系主要包括三個盛行風帶：信風帶、西風帶、極地東風帶。P126信風帶：由于副熱帶高壓與赤道低壓之間存在氣壓梯度，從副熱帶高壓輻散的一部分氣流便流向赤道，氣流在地轉(zhuǎn)偏向力作用下，在北半球形成東北風，在南半球形成東南風，其位置、范圍和強度隨副熱帶高壓帶作比較規(guī)律的季節(jié)性變化的一種可以預期在一定季節(jié)海上盛行的風系。其屬性比較干燥，有些沙漠和半沙漠就分布在信風帶內(nèi)。P126貿(mào)易風：信風帶因與海上貿(mào)易密切相關(guān)，也稱貿(mào)易風。P126熱帶輻合帶：南北信風在赤道附近的一個狹窄地帶內(nèi)匯合形成。P127赤道無風帶：某些時期，信風在赤道低壓槽不能輻合，而形成的風力極小而風向多變的風帶。P127副熱帶無風帶：在南北半球的副熱帶高壓帶附近，可以遇到巨大的停滯的高壓氣體（反氣旋），風以外螺旋型運動。高壓單體中心風力極弱，風向不定，無風時間最高可占1/4。P127信風輻合帶：在西經(jīng)20—180度的信風區(qū)，季節(jié)性南北移動只有幾個緯度的熱帶輻合帶。P127季風輻合帶：在西經(jīng)20度以東至東經(jīng)180度出現(xiàn)的南北移動多達20—30個緯度且季節(jié)變化顯著的熱帶輻合帶。*熱帶環(huán)流（信風環(huán)流）：東北信風與東南信風在赤道附近輻合上升，補償了赤道上空流出的空氣，并在熱帶的上下氣層間構(gòu)成的一個環(huán)流圖式。P127西風帶：南北緯35~60度之間，因副熱帶高壓與副極地低壓之間存在氣壓梯度，從副熱帶高壓輻散的氣流一部分流向高緯度，因受地轉(zhuǎn)偏向力的作用變成偏西方向即西風。在北半球，地面風為西南風，南半球為西北風。從極地方向吹來的風既強烈又頻繁。西風帶內(nèi)有各種方向的風，但以西風占支配地位。西風帶內(nèi)常見速度極快的氣旋性風暴?！芭叵乃氖取?、“狂暴的五十度”、“呼嘯的六十度”：南半球40~60度之間，大洋，西風持續(xù)不斷得到加強。P127極地東風帶：自極地高壓向外輻散的氣流因地轉(zhuǎn)偏向力的作用變成偏東風。因為北半球高緯區(qū)風向受局地天氣擾動而變化不定，故極地東風用于北半球稍顯簡單，而南半球極地東風帶的外向螺旋氣流是一種盛行環(huán)流。極鋒面（緯度60度附近）P127信風環(huán)流圈（Hadley環(huán)流圈）：直接的熱力環(huán)流，約占30個緯度。暖空氣在熱帶輻合帶上升，到高空向高緯輸送，受地轉(zhuǎn)偏向力的作用，氣流向東偏轉(zhuǎn)出現(xiàn)高空西風?？諝庠诟睙釒Ь暥认鲁练譃閮芍?，一只流向赤道，在低緯地區(qū)形成閉合環(huán)流。P128中緯度環(huán)流圈（Ferrel環(huán)流圈）：在約35~65度地帶，從高空到地面都盛行偏西風，但地面附近具有指向低緯的風速分量，分別與副熱帶高壓帶下沉氣流和副極地低壓帶上升氣流相結(jié)合，構(gòu)成一個環(huán)流圈。P128極地環(huán)流圈：由副熱帶高壓帶流向極地的氣流在地轉(zhuǎn)偏向力作用下，在中緯度地區(qū)形成偏西風。當它達到極地低壓帶時，與由極地高壓區(qū)吹來的偏東氣流在緯度60度附近相遇形成極鋒。暖空氣沿極鋒向極地方向上滑，在地轉(zhuǎn)偏向力作用下變?yōu)槠鳉饬?，最后在極地冷卻下沉，補償極地地面流失的空氣質(zhì)量。在緯度60度附近和極地之間構(gòu)成閉合環(huán)流。P129季風：大陸和海洋間的廣大地區(qū)，以一年為周期、隨著季節(jié)變化而方向相反的風系。是海陸間季風環(huán)流的簡稱，它是由大尺度的海洋和陸地間熱力差異形成的大范圍熱力環(huán)流。夏季由海洋吹向大陸的風為夏季風；冬季由大陸吹向海洋的風為冬季風。一般夏季風由暖濕熱帶海洋氣團或赤道海洋氣團構(gòu)成；冬季風則由干冷的極地大陸氣團構(gòu)成。主要季風區(qū)位于35N～25N，30W～170E之間，東亞（中國東南部）和南亞（印度南部）季風特別發(fā)達。此外，非洲中部西海岸、南美洲中部西海岸也有季風區(qū)分布。P131局地環(huán)流：由局部環(huán)境如地形起伏、地表受熱不均等引起的小范圍氣流。局地環(huán)流雖然不能改變大范圍氣流的總趨勢，但對小范圍的氣候卻有很大的影響。包括海陸風，山谷風，焚風等地方性風。P131海陸風：在濱海地區(qū)，白天風從海上吹向陸地，稱為海風；晚間風從陸地吹向海洋，稱為陸風；由海風和陸風所構(gòu)成的空氣環(huán)流稱為海陸風環(huán)流。陸海風的轉(zhuǎn)換時間因地區(qū)和天氣條件而不同。一般說來，陸風在上午轉(zhuǎn)為海風，13—15時海風最盛，日沒以后，海風逐漸減弱并轉(zhuǎn)為陸風。陰天，海風要推遲到中午前后才出現(xiàn)。P132山谷風：當大范圍水平氣壓場較弱時，山區(qū)白天地面風從谷地吹向山坡，稱為谷風；晚間地面風從山坡吹向谷地，稱為山風，由山風和谷風所構(gòu)成的空氣環(huán)流稱為山谷風環(huán)流。在山地區(qū)域，只要大范圍氣壓場氣壓梯度比較小，就能出現(xiàn)山谷風現(xiàn)象。在平原與高原相接地區(qū)。由于高原邊緣地面氣溫與平原上空同高度上的氣溫差異，也會出現(xiàn)類似山谷風現(xiàn)象。P133焚風：氣流受山地阻擋被迫抬升，迎風坡空氣上升冷卻，起初按干絕熱遞減率降溫（1℃/100m），當空氣達到飽和狀態(tài)時，水汽凝結(jié)，氣溫按濕絕熱遞減率降低（0.5～0.6℃/100m），大部分水汽在迎風坡降落。氣流越過山后順坡下沉，基本按干絕熱遞減率增溫，以致背風坡氣溫比同高度迎風坡氣溫高，從而形成相對干熱的風。*龍卷：空氣中產(chǎn)生垂直軸，并伴有極大風速的渦旋，稱為龍卷。龍卷與強烈的雷暴活動有關(guān)，它是從雷雨云中伸向地面呈倒漏斗狀的激烈旋轉(zhuǎn)的空氣渦旋。龍卷的水平面積很小，其直徑在海上為25—100米，在陸上為100—1000米，有時達到2000米。龍卷接近地面時，能拔樹掀屋，破壞力極大，對局部地區(qū)來說，也是一種災害性天氣。P133天氣系統(tǒng)：大氣中引起天氣變化的各種尺度的運動系統(tǒng)。一般多指溫壓場和風場中的大氣長波、氣旋、反氣旋、鋒面、臺風、龍卷風等。P133氣團：在廣大區(qū)域內(nèi)水平方向上溫度、濕度、鉛直穩(wěn)定度等物理屬性較均勻的大塊空氣團。其水平范圍由數(shù)千米到數(shù)千千米，垂直范圍由數(shù)千米到十余千米甚至伸展到對流層頂。不同的氣團有不同的物理屬性。在同一個氣團所占據(jù)的范圍內(nèi)，天氣狀況基本類似。兩個物理屬性不同氣團的交鋒，是形成復雜天氣狀況的主要原因。氣團主要通過輻射、亂流和對流，蒸發(fā)和凝結(jié)、空氣的大范圍垂直運動等物理過程，使其獲得一定的溫度和水分。氣團的分類，表征氣團在物理屬性上的差異。不同屬性氣團的交替及氣團的變性，是導致該地區(qū)天氣變化的重要原因之一。氣團的活動情況，因地區(qū)、季節(jié)而不同。在我國，冬季主要受中緯大陸氣團控制；夏季熱帶海洋氣團影響很大。P134冷氣團：向比它暖的下墊面移動的氣團。P134暖氣團：向比它冷的下墊面移動的氣團。P134氣團變性：環(huán)流條件發(fā)生變化，氣團就要離開源地移動到另一個地區(qū)。隨著大范圍空氣運動，以及新到達地區(qū)的地表性質(zhì)的改變，從而氣團物理屬性也將發(fā)生變化。不同性質(zhì)的氣團變性的速度是不同的。在通常情況下，冷的氣團移到較暖的區(qū)域時，變性較快，這是因為冷氣團到達暖區(qū)是不穩(wěn)定的，亂流和對流容易發(fā)生，能很快地把熱量傳遞到上層；暖的氣團移到較冷的區(qū)域時，下層變冷而趨于穩(wěn)定，亂流與對流不容易發(fā)生。氣團冷卻過程主要通過輻射方式。進行，而這一過程是很緩慢的。新區(qū)的地表性質(zhì)與源地差異愈明顯，氣團變性愈快；反之，則慢。*冰洋氣團A：形成于北極區(qū)域和南極的高壓系統(tǒng)，它的特點是氣溫低，水汽含量極少，氣層穩(wěn)定。由于它和冰雪表面接觸，所以氣團的下層氣溫特別低，往往具有很厚的逆溫層。北極區(qū)域的冰洋氣團，冬季入侵大陸時，常會產(chǎn)生嚴寒的暴風雪天氣。冰洋氣團的下墊面主要是冰雪表面，一般可不再劃分海洋與大陸兩類。*中緯氣團或稱極地氣團P：根據(jù)源地性質(zhì)不同，分中緯大陸氣團Pc與中緯海洋氣團Pm。中緯大陸氣團，主要形成于北半球45°—70°，例如亞洲的西伯利亞和北美的加拿大，阿拉斯加等地。這個氣團全年存在，冬季位置偏南，夏季位置偏北。冬季，這里地表為冰雪覆蓋，大陸迅速冷卻，氣團更為活躍，勢力特別強大，氣溫低而干燥。中緯大陸氣團對我國影響很大，是冬季風的來源，我國北方夏季暴雨往往與這個氣團的南下活動有關(guān)。中緯海洋氣團，多數(shù)由中緯大陸氣團移至海洋變性而成。在冬季，海面濕度比大陸高，水汽供應(yīng)充分，氣團低層和中層的溫度比中緯大陸氣團高，濕度大，氣團不大穩(wěn)定，在這個氣團控制下往往出現(xiàn)陰天或多云，有時還可能形成降水。夏季大陸溫度升高，此時中緯大陸氣團溫度也高，濕度也增大，二者差別不大。*熱帶氣團T：按源地性質(zhì)分熱帶大陸氣團Tc和熱帶海洋氣團Tm兩類。熱帶大陸氣團形成于副熱帶亞歐大陸的大部分地區(qū)、北非、北美西南部，冬季見于北非。它的特點是氣溫高，濕度低，氣溫直減率較大，氣層不穩(wěn)定。由于氣團本身水汽含量少，在該氣團控制下的天氣多晴朗。我國西南地區(qū)的云南、川西，冬季就在這個氣團控制之下。熱帶海洋氣團形成于副熱帶海洋上。北太平洋夏威夷群島附近，北大西洋亞速爾群島附近兩個副熱帶高壓中心是它的主要源地。熱帶海洋氣團的主要特點是低層溫度較高，濕度較大，氣層不大穩(wěn)定。但在它的中層常常有一下沉逆溫層存在，氣層穩(wěn)定，阻礙了對流的發(fā)展。在夏季，該氣團很活躍，是夏季風的來源，對我國夏季降水及其地理分布有特別重要的意義。*赤道氣團E：形成于赤道地帶。那里大陸面積小，而海洋面積廣，劃分大陸與海洋兩類意義不大。赤道帶終年氣溫高，蒸發(fā)量大，水汽來源充沛。因此，赤道氣團溫度高，濕度大，水汽含量豐富，氣層不穩(wěn)定。它控制下的天氣悶熱、多雷陣雨。在盛夏季節(jié)，赤道氣團可侵入到我國南方地區(qū)，并帶來一定的降水。P135鋒：溫度或密度差異很大的兩個氣團相遇形成的狹窄過渡區(qū)域。鋒既然是處于兩個物理屬性不同的氣團之間，兩側(cè)氣象要素一定存在明顯的差異種差異主要表現(xiàn)在溫度方面，因此通常把鋒看成是冷、暖氣團之間的過渡區(qū)。鋒由鋒面（鋒區(qū)）、鋒線、冷氣團、暖氣團及雨區(qū)等組成。鋒顯著與否，決定于氣團間的水平溫度梯度與氣團運動速度。如果水平溫度梯度大，運行速度快，鋒的兩側(cè)差異大，鋒就顯著。P135鋒面：鋒的寬度，在近地面層中約為幾十公里，在高層可達200—400公里。這與一個氣團所占據(jù)的水平范圍相比是較小的，常把鋒視作一個面。P135鋒線：鋒面與地面相交的線。長的鋒線達數(shù)千公里，短的也有數(shù)百公里。有的鋒可伸展到對流層頂，有的只及對流層的低層，離地面1.5公里以下。天氣圖上，鋒附近等溫線特別密集，這是確定鋒線的重要標志。鋒通常出現(xiàn)在低壓槽中，所以在典型的情況下，鋒前吹西南風，鋒后吹西北風，地面鋒線正是氣流輻合線。P135冷鋒：冷氣團主動向暖氣團移動的鋒。P135暖鋒：暖氣團主動向冷氣團移動的鋒。P135準靜止鋒：很少移動或移動速度非常緩慢的鋒。P135錮囚鋒：鋒面相遇、合并后的鋒。P135冰洋鋒：冰洋氣團與中緯氣團的分界面。P135極鋒：極地氣團與副熱帶或熱帶氣團的分界面。P135赤道鋒：熱帶或副熱帶氣團與赤道氣團的分界面。*我國東部地區(qū)，以極鋒活動的平均位置確定冬夏季風的界線。冬季風的南界，按冬季極鋒向南擴展的位置，可達15°（南海中部）；夏季風的北界，按極鋒夏季北撤的位置，可達內(nèi)蒙古與黑龍江最北部。極鋒與赤道鋒經(jīng)常出現(xiàn)的區(qū)域，也就是氣候鋒區(qū)的位置。P135鋒面天氣：主要指鋒附近的云、降水、風等氣象要素的分布情況。鋒附近的天氣，因鋒的坡度大小，鋒附近空氣垂直運動和氣團水汽含量多少、氣團穩(wěn)定度，以及鋒附近具體地形起伏狀況諸因素來決定。上述諸因素又隨時間、地點而變化，因此鋒面天氣是復雜多樣的。包括冷鋒天氣、暖鋒天氣、準靜止鋒天氣、錮囚鋒天氣等。冷鋒在我國活動范圍甚廣，是我國最重要的天氣系統(tǒng)之一。暖鋒在春秋季節(jié)在我國東北、江淮流域和渤海地區(qū)出現(xiàn)。準靜止鋒與我國江南清明節(jié)前后細雨綿綿和江淮流域初夏時的梅雨天氣有關(guān)及昆明、南嶺準靜止鋒。P136第一型冷鋒（緩行冷鋒）：鋒面坡度不大，通常為1/100左右，云雨天氣主要發(fā)生在地面鋒后，緊接鋒后為低云雨區(qū)，雨帶寬約300km。離鋒越遠冷空氣越厚，云層也由雨層云逐漸抬高為高層云、高積云和卷云，最后不再受鋒面影響，轉(zhuǎn)為晴朗少云天氣。P136第二型冷鋒（急行冷鋒）：鋒面坡度陡，一般在1/50—1/70。鋒前冷空氣被激烈抬升，實際天氣往往與暖空氣性質(zhì)有關(guān)。夏季暖空氣較潮濕，易發(fā)生對流性不穩(wěn)定，在冷空氣沖擊下地面鋒附近常發(fā)生旺盛的積雨云和雷雨天氣，但范圍較窄。冬季暖空氣干燥，地面鋒前只出現(xiàn)層狀云，鋒面移近時才有較厚云層，封面過后天氣很快轉(zhuǎn)好。P137暖鋒天氣：鋒面坡度較小，約1/150。暖空氣沿鋒面爬升，云層從地面鋒位置往前伸展很遠，出現(xiàn)的順序為卷云、卷層云、高層云、雨層云。降水帶出現(xiàn)在鋒前冷區(qū)，寬度約300~400km，為連續(xù)性降水，歷時較長，但強度較小。P137準靜止鋒天氣：鋒面坡度小，一般為1/250左右，它的兩側(cè)冷暖氣團往往形成勢均力敵的形勢，暖氣團前進時，為冷氣團所阻，被迫沿鋒面上滑。其上滑的情況與暖鋒類似，故出現(xiàn)的云系亦與暖鋒云系大體相同。沿鋒面上滑的暖空氣延伸到離地面更遠的地方，其影響常造成大片地區(qū)的連陰雨天氣。（江南清明時節(jié)雨紛紛，即往往與準靜止鋒有關(guān)。如果暖空氣的濕度較大，又不穩(wěn)定，鋒上可能形成積狀云和雷陣雨。初夏時我國華南準靜止鋒，常有這類天氣出現(xiàn)。我國的準靜止鋒主要有華南準靜止鋒，江淮準靜止鋒，昆明準靜止鋒，天山準靜止鋒等，對上述地區(qū)的天氣有較大的影響。例如，天山北坡和北疆大部分地區(qū)冬、春降水較多就與天山準靜止鋒活動有關(guān)；貴州高原冬半年多陰雨，“天無三日晴”便同昆明準靜止鋒活動有關(guān)。）P137錮囚鋒天氣：其云系具有兩個封面的特征，鋒面兩側(cè)均有降水區(qū)。由于大范圍暖空氣被迫抬升，鋒面兩側(cè)降水強度往往很大。冬春季我國東北地區(qū)多出現(xiàn)暖式錮囚鋒，華北地區(qū)多出現(xiàn)冷式錮囚鋒。P138氣旋：由鋒面上或不同密度的空氣分界面上發(fā)生波動形成的，占有三度空間，中心氣壓比四周氣壓低的水平空氣渦旋。其中心氣壓一般在1010—970毫巴，最低值可低至887毫巴。北半球氣旋空氣按反時針方向自外圍向中心運動，強大的氣旋地面風速可達30米/秒以上。氣旋直徑自200~300公里至2000~3000公里。根據(jù)氣旋產(chǎn)生的地理位置，可將氣旋分為溫帶氣旋和熱帶氣旋兩種類型。氣旋常帶來大風、降水等天氣。P138溫帶氣旋（鋒面氣旋）：一般活動在中緯度地區(qū)。鋒面氣旋天氣比較復雜，既有氣團天氣，又有鋒面天氣。鋒面氣旋天氣是由其中的流場、氣團屬性和鋒的結(jié)構(gòu)特征決定的。從流場來說，在鋒面氣旋中有強烈的上升氣流，有利于云和降水的形成，氣旋前部的天氣更壞。從氣團屬性來說，若氣團濕度大就更易于發(fā)生降水；若氣團層結(jié)穩(wěn)定，會有系統(tǒng)性上升，從而產(chǎn)生層狀云系和連續(xù)性降水；如氣團層結(jié)不穩(wěn)定，則有利于對流發(fā)展，產(chǎn)生積狀云和陣性降水。從鋒的結(jié)構(gòu)看，氣旋區(qū)域如果有冷暖鋒，則一般表現(xiàn)為冷暖鋒云系相應(yīng)的降水。溫帶氣旋主要發(fā)生在東亞（東亞氣旋）、北美以及地中海等地區(qū)。在東亞，氣旋主要發(fā)生于我國東北地區(qū)，約北緯45°—55°之間（稱東北低壓），偏南部的江淮地區(qū)（稱江淮氣旋）以及日本南部海域三個地區(qū)。P139江淮氣旋&東北低壓：東亞鋒面氣旋生成與活動地區(qū)一在25°—35°N之間，在我國即分布在江淮地區(qū)（江淮氣旋）；一在45°—55°N間，及蒙古中部至我國大興安嶺一帶（東北低壓）。*鋒面氣旋移動方向與速度主要受對流層中層引導氣流控制。由于副熱帶上空為西風環(huán)流，在氣旋性環(huán)流狀態(tài)下，東亞氣旋路徑一般向東北方向移動，其移動速度平均約為35—40公里/小時，最快可達100公里/小時，最慢約15公里/小時。如果氣旋中途不消失，最終將移動到阿留申群島及其以東洋面消亡。P139熱帶氣旋：形成于熱帶海洋上的一種具有暖心結(jié)構(gòu)的氣旋性渦旋。P139熱帶低壓：中心附近平均最大風力小于8級的熱帶氣旋。熱帶風暴：中心附近平均最大風力8~9級的熱帶氣旋。強熱帶風暴：中心附近平均最大風力10~11級的熱帶氣旋。P139臺風：中心附近平均最大風力大于12級的熱帶氣旋。臺風的生命周期一般為3~8天，直徑一般為600~1000km，最大可達2000km，最小只有100km。北半球臺風多集中發(fā)生在7—10月，尤以8—9月最多。臺風中心氣壓很低并有強力上升氣流，水汽十分充沛，常出現(xiàn)狂風暴雨，日最大降水量可超過200~1000mm，強臺風是一種嚴重的災害性天氣。我國南部和東南部臨近熱帶氣旋多發(fā)區(qū)，常受臺風襲擾，平均每年有7.4個臺風登陸，華南沿海占58.1%，華東沿海占37.5%。P139反氣旋：占有三度空間的，和高氣壓系統(tǒng)緊密聯(lián)系、相伴而出現(xiàn)的、中心氣壓比四周高的大型空氣渦旋。氣流運動由中心向四周旋轉(zhuǎn)運動。北半球反氣旋空氣按順時針方向自中心向外圍運動。反氣旋水平尺度比氣旋大，最外一條閉合等壓線的直徑達2000~4000km。地面反氣旋中心氣壓一般為1020—1030毫巴，最高可達1083.8毫巴。規(guī)模小的反氣旋直徑為數(shù)百公里，最大的反氣旋可與最大的大陸相比。根據(jù)溫壓結(jié)構(gòu)分為冷性反氣旋、暖性反氣旋；根據(jù)生成地區(qū)分為極地反氣旋、溫帶反氣旋、副熱帶反氣旋等。反氣旋內(nèi)沒有鋒面，中心多出現(xiàn)下沉氣流，天氣晴好。P140冷性反氣旋：在下墊面溫度很低的條件下，伴隨冷空氣的堆積而發(fā)展起來的。亞洲大陸面積遼闊，冬季北部尤其嚴寒，積累了大量的冷空氣，有利于冷性反氣旋的形成與發(fā)展。冷性反氣旋地面氣壓雖然很高，但因冷空氣中氣壓垂直梯度大，所以只出現(xiàn)于近地面的淺薄氣層中，其垂直厚度通常只有1—1.5公里。冷性反氣旋受西風帶牽制，自西向東移動。反氣旋大都從亞洲北部、西北部或西部經(jīng)西伯利亞、蒙古進入我國?；顒佑谖覈硟?nèi)的冷性反氣旋冬季最強，春季最多。冬半年大約每3~5天就有一次。強烈的冷性反氣旋帶來冷空氣入侵，形成降溫、大風天氣，易使越冬作物受到低溫凍害。P140暖性反氣旋：形成于北半球副熱帶地區(qū)，例如北太平洋、北大西洋、北非大陸，常年處于西風帶下沉氣流帶，是常年存在的穩(wěn)定少變高壓區(qū)。厚度可達對流層上層；冬季位置偏南，夏季偏北。夏季暖性反氣旋控制下的地區(qū)往往出現(xiàn)晴朗炎熱天氣。盛夏北太平洋副熱帶高壓強大西伸時，我國東南部地區(qū)在其控制下盛行偏南氣流。東南氣流盡管來自海洋，空氣濕度大，但因下沉氣流阻礙地面空氣上升，難以形成云雨，天氣更顯悶熱。如長江中下游河谷夏季酷暑天氣。當副高強大，位置少動時，持續(xù)干旱，如伏旱天氣（1978年夏季，我國東部廣大地區(qū)）。北半球的溫帶地區(qū)，例如阿拉斯加、北歐、烏拉爾等地區(qū)的西部常有空中槽發(fā)展，槽前的西南氣流將南方的暖空氣向北輸送，以致暖空氣在那里堆積，形成暖性反氣旋。P140氣候：某一地區(qū)多年間大氣的一般狀態(tài)及其變化特征。它既反映平均情況，也反映極端情況，是各種天氣現(xiàn)象的多年綜合。氣候和天氣是兩個不同的概念。從時間尺度上看，氣候是時間尺度很長的天氣過程。氣候在一定時段里具有相對穩(wěn)定性。氣候過程為慢過程。氣候?qū)W的研究涉及整個大氣圈。視其空間尺度大小分為全球氣候、區(qū)域氣候、小氣候等。研究尺度不同考慮的因子也不同。由于各個地區(qū)所接受的太陽輻射、大氣環(huán)流狀況、下墊面條件各不相同的緣故，地球上不同地區(qū)的氣候是各不相同的，同一個地區(qū)，在氣候上也會存在一定的差異。P141地球氣候：包括大氣、海洋（水圈）、冰凍圈（低溫層）、巖石圈和生物圈在內(nèi)的整個氣候系統(tǒng)物理狀態(tài)的統(tǒng)計特征。包括其平均值、極值、各階矩和各氣候變量的聯(lián)合概率分布，反映了氣候相對穩(wěn)定又不斷變化的雙重性。*當代氣候：對于當前氣候，規(guī)定用剛剛過去的3個十年，共30年的平均值作為準平均，每過十年更新一次。目前應(yīng)用1971－2000年準平均。P142大氣圈：氣候系統(tǒng)組成部分之一。是氣候系統(tǒng)的主體，也是系統(tǒng)最易變化和最敏感的部分。從能量角度看，大氣非常脆弱。大氣的影響多與其動力學有關(guān)。但大氣動能與氣候系統(tǒng)的總能量相比，也幾乎微不足道。在氣候形成與氣候變化中，大氣以外的其他成員如海洋、冰雪、陸面等的物理狀況有著決定性的作用。大氣熱慣性小，對外界熱量變化的特征響應(yīng)時間或熱力適應(yīng)時間估計為一個月左右，即大氣依靠將熱量向垂直和水平方向上輸送，可在一個月左右調(diào)整到一定的溫度。P142海洋：氣候系統(tǒng)組成部分之一。是氣候系統(tǒng)的熱量儲存庫。對維持地球高低緯度能量平衡起著重要作用。海洋熱力和動力慣性使它具有“低通濾波”的作用，其在空間和時間上的“平滑過程”，有利于氣候系統(tǒng)中緩慢運動的維持與發(fā)展。上層海洋與大氣圈、冰凍圈相互作用，其特征時間尺度為數(shù)月到數(shù)年，而深層海洋的熱力調(diào)整時間則為世紀尺度。P143冰凍圈：氣候系統(tǒng)組成部分之一。包括全球的冰層和積雪，計有大陸冰蓋、高山冰川、地面雪被、多年凍土、海冰、湖冰和河冰。雪被和海冰季節(jié)變化顯著，而冰川和冰原的響應(yīng)則緩慢得多。冰原的體積和范圍要在數(shù)百年到數(shù)萬年內(nèi)才有明顯的變化，這種變化與海平面變化有著密切的聯(lián)系。它們既是氣候變化的指示器，又對氣候長期變化產(chǎn)生反饋，在地球熱平衡中起著重要作用。P143陸面（巖石圈）：氣候系統(tǒng)組成部分之一。包括山脈、地表巖石、沉積物、土壤等。陸地位置、高度和地形發(fā)生變化的時間尺度，在氣候系統(tǒng)的所有組成部分中是最長的，在季節(jié)、年際以至10年尺度的氣候變化中可以忽略。但是地表土壤作為大氣微粒物質(zhì)的重要來源之一，在氣候變化中有著重要的作用，而土壤又會隨氣候和植物狀況而變化。P143生物圈：氣候系統(tǒng)組成部分之一。地球生命物質(zhì)構(gòu)成的圈層，包括陸地和海洋中的植物，空氣、海洋和陸地生活的動物，以及人類本身。生物圈的各部分變化特征時間顯著不同，總的來說比較緩慢。它們對氣候變化敏感，也影響氣候。P144輻射平衡溫度：大氣上界吸收太陽輻射與行星地球長波輻射處于平衡是所具有的溫度。P145天文氣候：地球表面因輻射平衡溫度隨緯度和季節(jié)的分布形成的假想的簡單氣候模式。地表太陽輻射的分布和變化僅僅取決于日地相對位置，而具有明顯、嚴格而單調(diào)的周日、周年變化和隨緯度變化的規(guī)律性。天文氣候能夠反映地球氣候的基本輪廓。*朗伯定律：大氣上界太陽輻射強度與太陽高度的正弦成正比，而與日地距離的平方成反比。P191厄爾尼諾：因亞熱帶環(huán)流周期性南移，東南信風微弱，引起赤道逆流南下，熱帶暖水淹沒了較冷的秘魯流，上涌海水與沿岸冷水消失，導致海洋生物與寄食鳥類死亡、腐化，并釋放大量硫化氫進入大氣。赤道東太平洋秘魯洋流的這種變化，水溫增加超過0.5度，持續(xù)時間達6個月以上的現(xiàn)象。P148厄爾尼諾現(xiàn)象：海溫變化存在著明顯的年際振蕩。赤道東太平洋海面水溫異常增暖的現(xiàn)象。厄爾尼諾現(xiàn)象發(fā)生時，由于海溫的異常增高，導致海洋上空大氣層氣溫升高，破壞了大氣環(huán)流原來正常的熱量、水汽等分布的動態(tài)平衡。這一海氣變化往往伴隨著出現(xiàn)全球范圍的災害性天氣：該冷不冷、該熱不熱，該天晴的地方洪澇成災，該下雨的地方卻烈日炎炎焦土遍地。一般來說，當厄爾尼諾現(xiàn)象出現(xiàn)時，赤道太平洋中東部地區(qū)降雨量會大大增加，造成洪澇災害，而澳大利亞和印度尼西亞等太平洋西部地區(qū)則干旱無雨。P151洋流：大洋中任一持續(xù)不斷并主要呈水平流動的海水，它可以從低緯度向高緯度傳輸熱量，又能從高緯地區(qū)向低緯輸送海冰和冷水。據(jù)衛(wèi)星觀測，在北緯20度洋流輸送的熱量占地－氣系統(tǒng)總熱量傳輸?shù)?4％，而在北緯30~35度洋流傳輸?shù)臒崃渴强倐鬏敓崃康?7％，因此，洋流對氣候的形成具有重要作用。首先，洋流的熱量輸送對大陸東西岸的氣溫差異起著很大的作用，自低緯度流向中高緯度的暖洋流使所經(jīng)海面及其鄰近地區(qū)氣溫偏高，而自中高緯度海域流向低緯度的冷洋流使所經(jīng)海面及其鄰近地區(qū)氣溫偏低。一般說來，由于大洋兩岸洋流性質(zhì)不同，溫帶緯度大洋西岸溫度低于東岸，亞熱帶緯度的溫度大洋東岸低于西岸。其次，冷暖洋流對所經(jīng)之地的降水也有較大影響。經(jīng)過洋流上空的氣團，由于?！獨鉁囟炔町悓l(fā)生變性。冷空氣在暖洋流上流過將逐漸變?yōu)榕瘽窈Ｑ笮詺鈭F，當它移向大陸時易于發(fā)生降水?？諝馀c冷洋流接觸則增加其穩(wěn)定性，難于致雨但多霧，海霧成為冷洋流或冷水海岸的氣候特征之一。P154最大降水高度：在同一坡向上，降水有隨高度而增加的趨勢，這種增加只發(fā)生在一定限度之內(nèi)，最終的限定高度。P154低緯度氣候：低緯度的氣候主要受赤道氣團和熱帶氣團所控制。全年地-氣系統(tǒng)的輻射差額是入超的，因此氣溫全年皆高，最冷月平均氣溫在15℃—18℃以上。影響氣候的主要環(huán)流系統(tǒng)有赤道氣流輻合帶、沃克環(huán)流、信風、赤道西風、熱帶氣旋和副熱帶高壓，有的年份會出現(xiàn)厄爾尼諾現(xiàn)象。由于上述環(huán)流系統(tǒng)的季節(jié)移動，導致降水量的季節(jié)變化，在厄爾尼諾現(xiàn)象出現(xiàn)時，引起降水分布的明顯異常，全年可能蒸散量在1300mm以上。氣候類型分以下5種：1、赤道多雨氣候、2、熱帶海洋性氣候、3、熱帶干濕季氣候、4、熱帶季風氣候、5、熱帶干旱與半干旱氣候（熱帶干旱氣候型、熱帶西岸多霧干旱氣候型、熱帶半干旱氣候型）。P157中緯度氣候：中緯度是熱帶氣團和極地氣團相互作用的地帶。最冷月均溫低于15℃—18℃，有4~12個月平均氣溫大于10℃，四季較分明。影響氣候的主要環(huán)流系統(tǒng)有極鋒、盛行西風、溫帶氣旋和反氣旋、亞熱帶高壓和熱帶氣旋等。天氣的非周期性變化和降水的季節(jié)變化都很顯著。中緯度帶范圍廣，氣候形成因子復雜，氣候類型也多種多樣。氣候類型分為以下8種：1、亞熱帶干旱與半干旱氣候（亞熱帶干旱氣候、亞熱帶半干旱氣候）、2、亞熱帶季風氣候、3、亞熱帶濕潤氣候、4、亞熱帶夏干氣候（即地中海氣候）、5、溫帶海洋性氣候、6、溫帶季風氣候、7、溫帶大陸性濕潤氣候、8、溫帶干旱與半干旱氣候（溫帶干旱氣候、溫帶半干旱氣候）。P159高緯度氣候：高緯度氣候帶分布在極圈附近，盛行極地氣團和冰洋氣團，低溫無夏是該氣候帶最顯著特征。降水雖少，但因蒸散弱，加之凍土發(fā)育，排水不暢，自然景觀無干旱型，反而有大片沼澤。氣候類型分為以下3種：1、副極地大陸性氣候、2、極地長寒氣候（即苔原氣候）、3、極地冰原氣候。P160高地氣候：高地氣候主要出現(xiàn)在約55S～70N之間的大陸高山高原地區(qū)。自山麓到山頂各氣候要素發(fā)生規(guī)律性變化，表現(xiàn)出明顯的氣候垂直地帶性。各氣象要素的垂直變化導致不同高度上具有不同的水熱組合，從而形成不同的高地氣候。P162冰期相關(guān)：*第一新冰期：距今約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殘余階段。*第二新冰期：公元前5000~公元前15000年的氣候溫暖時期中出現(xiàn)的一次氣候轉(zhuǎn)寒時期，主要寒冷期在公元前3400年左右，兩半球各山區(qū)均出現(xiàn)冰川推進。*第三新冰期：公元前1000~公元100年之間，主要寒冷期在公元前1300~公元前830年之間。*現(xiàn)代小冰期：公元1550年到1850年之間，主要寒冷期在公元1725年前后，可能是近7000年來最冷的一段時間，溫度比現(xiàn)在低1~2度，世界各地普遍出現(xiàn)冰進，是20世紀增暖現(xiàn)象的背景。*氣候最適宜期（全新世高溫期）：主要暖期在距今7000年左右，氣溫比現(xiàn)在高1~3度。第二溫暖期的主要暖期在距今4000年左右。*全新世大暖期：以上兩次溫暖期之間的寒冷階段降溫幅度很小，合稱為~。*中世紀暖期（小氣候適宜期）：公元900~1300年之間，中緯度氣溫至少比現(xiàn)代高1度，海平面比現(xiàn)代高0.5m。P168造山運動：地球表面在地質(zhì)時代經(jīng)歷了一系列準周期性變化。第四章海洋和陸地水P177水循環(huán)：又稱水文循環(huán)、水分循環(huán)，是指地球上各種形態(tài)的水，在太陽輻射、地球引力等的作用下，通過水的蒸發(fā)、水汽輸送、凝結(jié)降落、下滲和徑流等環(huán)節(jié)，不斷發(fā)生的周而復始的運動過程。水循環(huán)由4個相互銜接的環(huán)節(jié)所組成：水分蒸發(fā)、水汽輸送、大氣降水、水的徑流。P177大循環(huán)：又稱外循環(huán)、全球水分循環(huán)，指發(fā)生于海陸之間的水循環(huán)。海陸之間有水分交換；4個環(huán)節(jié)齊全；水分既有垂向交換，又有水平方向交換。P177小循環(huán)：又稱內(nèi)循環(huán)、局部水分循環(huán)，指發(fā)生于海洋內(nèi)部或陸地內(nèi)部的水循環(huán)。水分交換僅發(fā)生于海洋內(nèi)部或陸地內(nèi)部；4個環(huán)節(jié)不一定齊全；水分的垂向運動和水平運動可同時存在，也可缺少水平運動。根據(jù)發(fā)生空間的地理單元類型，可以劃分為2個次級類型：1、海洋小循環(huán)：發(fā)生于海洋內(nèi)部的水循環(huán)；陸地小循環(huán)：發(fā)生于陸地內(nèi)部的水循環(huán)。可以進一步劃分為外流區(qū)小循環(huán)和內(nèi)流區(qū)小循環(huán)。P177水分交換更新周期：水體在參與水分循環(huán)的過程中，全部水量被交換更新一次所需的時間，在數(shù)值上等于水體的靜儲量與年動態(tài)水量之比。水體的水分交換更新周期越短，說明其水分動態(tài)交換速度越快，水資源的開發(fā)價值就越大。不同的水體水分交換更新周期不同，差異很大。P177水量平衡：任意區(qū)域在任意時段內(nèi)，其收入水量與支出水量的差額，必然等于蓄水量的變化量。簡記為：收入水量與支出水量之差等于蓄水變量。降水、蒸發(fā)和徑流在整個水分循環(huán)中，是三個最重要的環(huán)節(jié)。在全球水量平衡中，它們同樣是最主要的因素。P181洋：地球表面連續(xù)的廣闊水體。洋的主體為遠離大陸、水深較大、面積廣闊，較少受大陸影響，具有獨立的洋流系統(tǒng)和潮汐系統(tǒng)，物理化學性質(zhì)也比較穩(wěn)定的水域。世界洋分為四部分，即太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。太平洋是世界第一大洋，南北最大距離可達17200公里，其面積占世界洋總面積的一半。太平洋不僅最大，也最深，世界上最深的馬里亞納海溝（11034米）即位于太平洋西部。大西洋位于歐、非大陸與南北美洲之間，大致呈S形，面積和平均深度均居世界第二。印度洋是第三大洋，大部分位于熱帶和南溫帶地區(qū)，其東、北、西三面分別為大洋洲、亞洲和非洲，南臨南極大陸。北冰洋位于亞歐大陸和北美洲之間，大致以北極為中心，是四大洋中面積最小的一個，所以有人把它看作由大西洋向北延伸形成的“地中?！?。我國沿海人民早期對洋的理解為某些較小的海域，如伶仃洋等。*太平洋與大西洋的分界線：從南美合恩角沿68W線至南極洲。太平洋與印度洋的分界線：從馬來半島起通過蘇門答臘、爪哇、帝汶等島、澳大利亞的倫敦德里角，沿塔斯馬尼亞島的東南角至南極洲。印度洋與大西洋的分界線：從非洲好望角起沿20E線至南極洲。北冰洋的界線：大致以北極圈為界。P181海：大洋的邊緣因為接近或伸入陸地而或多或少與大洋主體相分離的部分。海的存在總是與陸地，包括大陸和島嶼對大洋的分隔相聯(lián)系的。所以，海從屬于洋，或者說是洋的組成部分。海的面積和深度都遠小于洋；河水的注入使海的許多重要特征，如海水物理化學性質(zhì)、生物發(fā)育狀況等均有別于洋；此外，海基本上沒有自己獨立的洋流系統(tǒng)和潮汐，也不具有洋那樣明顯的垂直分層。各大洋中共有54個海（包括某些海中之海）。P181內(nèi)海：或稱地中海。四周幾乎完全被陸地包圍，只有一個或多個海峽與洋或鄰海相通。它位于一個大陸內(nèi)部或兩個大陸之間。地中海、紅海、黑海、波羅的海、渤海等，都是內(nèi)海。P181邊緣海：位于大陸邊緣，以半島或島嶼與大洋或鄰海相分隔，但直接受由外海傳播來的洋流和潮汐的影響。如白令海、鄂霍次克海、日本海、黃海、東海和南海等，均為邊緣海。P181外海：位于大陸邊緣，但與洋有廣闊聯(lián)系的海。如阿拉伯海、巴倫支海等。P182島間海：大洋中由一系列島嶼所環(huán)繞形成的水域。如爪哇海、蘇拉威西海等。*海灣：指洋或海的一部分伸入大陸，且深度逐漸變淺，寬度逐漸變窄的水域。*海峽：夾于兩塊陸地之間，兩端連接兩個海域的狹窄水道。*海水：含有多種溶解固體和氣體的水溶液，其中水約占96.5％，其他物質(zhì)占3.5％，還有少量有機和無機懸浮固體物質(zhì)。氫和氧是海水中最主要的化學成分。*海水常量元素組成的恒定性（簡稱為海水的定組成定律或恒定性定律）：不論溶解鹽類在海水中的絕對濃度如何