第四章大气圈这章里面有很多重点，细细看 大气圈与天气气候

考试要求
1 、掌握大气的热能结构和气温分布，里面的专题要看一下，酸雨、臭氧层空洞、城市热岛效应和温室效应。
2 、掌握大气湿度和掌握水汽凝结现象及大气降水，这个环节里面和水圈重合的地方时，海陆水循环大图
3 、掌握自由大气中的空气运动和大气环流，其中大气环流运动是重点，推算各个地区的气候带，进而推算各个区域的植物带，这都是重点
4 、掌握各气候系统特征和气候形成影响因素
5 、掌握全球气候类型的成因、特点
A 、掌握大气的热能结构和气温分布
第一节 大气的能量基础

一、大气圈的物质组成与结构

（一）大气圈的物质组成：干洁空气、水汽、气溶胶、污染气体

专题：酸雨记住酸雨大面积的分布图

①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 : 酸雨的形成是一个复杂的大气化学、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

①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。1、原来高考考试有过一次涉及这方面的，说一架飞机在10千米的高空自南极向飞行俄罗斯飞行，问为了安全这架飞机该怎么飞行，飞机在赤道要升高，因为赤道上空对流层的高度要比两极高，一定要记住这个题型，记住对流层在各个纬度上的高度。2、卫星一般分布在那个层面上 ？

3. 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。这个考点是无线电波

4.高层大气 （ 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

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 。

太阳总辐射的日变化、年变化和随纬度的变化： 1 ）一天之内，夜间太阳总辐射为零，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。（ 3 ）大气逆辐射 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（Greenhouse Effect） ( 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。

Ø 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；

Ø 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；

Ø 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。

Ø 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。

2. 辐射平衡及时空变化

l 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。

l 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。

l 辐射平衡有明显的日变化与年变化。

Ø 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。

Ø 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

①大气温室效应： 所谓温室效应，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。

②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。

③全球变暖： 指的是全球平均地表气温的升高。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）大气温度的时空变化

1. 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

v 一天之内，气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差。

v 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；

v高纬气温日较差比低纬小；日变化夏季也高于冬季；

v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；

v阴天气温日较差比晴天小

v 河谷、盆地内的气温日较差比同纬度平地

（2 ）气温的年变化

v 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；

v 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；

v 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；

v 气温年变化一般可划分为四种类型：

Ø ① 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：赤道地区气温高，向两极逐渐降低。②等温线：并不与纬度圈平行，而是发生很大的弯曲。③全球最高温度带：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 大陆中纬度西岸气温比同纬度的东岸：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，气温降低 0.65 ℃ 。在夏季和白天，地面吸收大量太阳辐射，地温高，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

★（一）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。如一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 ： 以一年为周期，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 ” 。

v 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

v 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。

v 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。

v 城市雨岛形成的条件：

q 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；

q 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；

q 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）降水的类型

1 ．对流雨 (convectional rain) ： 大气对流运动引起的降水现象，称为对流雨。

v 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。

v 降水多以暴雨形式出现，并常伴有雷电现象，故又称热雷雨。

v 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。

2 ．地形雨 (orographical rain) ： 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(windward slope)。山的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。梵风也是一个课外考点，要记住。

3 ．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。

4 ．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。

5 ．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。

■（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。

1. 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。

2. 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： 温带锋面 , 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。

第四节天气系统

一、气团与锋

二、气旋、反气旋和天气

北半球 牢牢记住低压气旋，高压反气旋，气旋，因为是上升气流，大拇指向上，南左北右，也就是说气旋的旋转方式北半球逆时针南半球顺时针向中心低压区合拢，上升气流占主导位置，雨雪降水比较多，例如热带气旋台风。

反气旋中心高压区，中间向四周扩散，下降气流，大拇指向下，南左北右，北半球顺时针向外扩散，南半球逆时针向外扩散，受副高控制 无云雨天气。

锋面也是重要知识点，必须牢记冷暖气团相遇时的交界面就是锋面，在剖面图上锋面一般以倾斜线表示。因冷气团密度大，故无论是何种性质的锋，冷气团总在锋面的下侧，暖气团总在锋面的上侧。冷锋用线条加 ( 黑 ) 三角表示，三角形标在暖气团一侧， 而暖锋用线条加 ( 黑 ) 半圆表示，半圆标在冷气团一侧。 冷锋降水主要出现在锋线后及附近，雨区狭窄；而暖锋降水全在锋线前，雨区范围较宽。冷锋降水时间短，强度大。暖锋降水时间长，强度小。 冷锋过境时，常常出现阴天、刮风、降雨（雪）、降温等天气现象。冷锋过境以后，冷气团占据原来暖气团的的位置，气温下降，湿度下降，气压升高，天气转晴。而暖锋过境时，云层加厚，遮满天空，常常形成连续性降水（即持续较长时间的不间断降水）。暖锋过境后，天气在暖气团控制下，气温升高，湿度加大，气压降低，天气转晴。

v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， 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

n 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。

n 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)

n 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” 。

n 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。

n 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。

n 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。

n 热带气旋形成的条件：①广阔的高温洋面；②合适的纬度菲律宾这个国家前一段时间因为台风造成了山洪死了400口子人，可以多看看这个知识点，这个知识点本来就是重点

1 、寒潮概念及划分标准 : 资料了解就可以，不用详细去记，理解就好

v 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。

v 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 10 ℃以上，最低气温降至 5 ℃以下，作为发布寒潮警报的标准。

v 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 14 ℃以上，长江中下游最低气温 Tmin ≤ 4 ℃，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 资料了解就可以，不用详细去记，理解就好

(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。

补充资料：

1 ．副高的结构与天气

v 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。

v 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。

v 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

v 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。

v 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 ～ 8 个纬度。

v 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）：

v 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；

v 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）；

v 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；

v 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 ；

v 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；

v 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 ①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”。

②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 °～ 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。

③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% ～ 50% 左右。

④副高的“ 异常 ” 活动与梅雨天气

v 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。

v 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）。

v 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）。

v 副高过强或过弱只是个别现象，一般均为正常。

v 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 资料了解就可以，不用详细去记，理解就好

v 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。

v 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。

v 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

①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 

1.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

l 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。

l 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。

l 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：

①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。

②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。

③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 ）资料了解就可以，不用详细去记，理解就好

v 厄尔尼诺一词源自西班牙文 El Nino ，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。

v 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。

v 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。

v 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。

v 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；

v 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。

v 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。

v 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。

v 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。

② 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。

③ 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。

④ 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。

v 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。

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 ,SOI 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。

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 

v 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。

v 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。

v 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。

v 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。

v 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；

v 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

v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。

v 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。

v 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：

①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。

②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

v 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。

v 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

v 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。

1. 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

v 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。

v 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。

v 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 

v 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 ～ 18 ℃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、热带草原气候、热带季风气候以及热带干旱与半干旱气候等五种类型。

v 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 ～ 18 ℃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。

v 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。

v 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

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