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.3.空气垂直运动的基本形式与特征P104
垂直运动却与大气中云雨的形成和发展及天气变化有着密切关系。基本形式：对流运动和系统性垂直运动。
对流运动是由于某团空气温度与周围空气温度不等而引起。当某空气团的温度高于四周空气温度时，气团获得向上浮力产生上升运动，升至上层向外流散，而低层四周空气便随之辐合以补充上升气流，从而形成空气的对流运动。对流运动的高度、范围和强度同上升气团的气层稳定度有关。热力对流的水平尺度多在0.1~50km，是温暖的低、中纬度地区和温暖季节经常发生的空气运动现象。一般其规模较小、维持时间短暂，但对大气中热量、水分、固体杂质的垂直输送和云雨形成、天气发展演变具有重要作用。
系统性垂直运动是指由于水平气流的辐合、辐散、暖气流沿锋面滑升以及气流受山脉的机械、阻滞等动力作用所引起的大范围、较规则的上升或下降运动。系统性的垂直运动中，上升区或下降区的范围可达几百至几千千米，而升降速度却只有1~10cm/s。然而，这样的升降速度在持续较长的时间里（例如一昼夜），空气在垂直方向上可以移动数百米至数千米，故对天气的形成和变化也有很大的影响。系统性垂直运动的发生往往同天气系统相联系，例如与高压、低压、槽、脊以及锋面等有密切关系。
4.空气冷却的四种形式P66
绝热冷却——热空气作绝热上升运动，是大气中云形成的主要方式。如：山地降温等
辐射冷却——晴朗无风夜晚，地面辐射冷却至td以下。如：辐射雾
平流冷却——暖空气平流到冷却地表上
混合冷却——接近饱和的两个温差较大气块
5.云滴冲并增长p75
云滴经常处于运动之中，这就可能使它们发生冲并。大小云滴之间发生冲并而合并增大的过程，称为碰并增长过程。
云内的云滴大小不一，相应地具有不同的运动速度。大云滴下降速度比小云滴快(表3·5)，因而大云滴在下降过程中很快追上小云滴，大小云滴相互碰撞而粘附起来，成为较大的云滴。在有上升气流时，当大小云滴被上升气流向上带时，小云滴也会追上大云滴并与之合并，成为更大的云滴。云滴增大以后，它的横截面积变大，在下降过程中又可合并更多的水云滴。有时在有上升气流的云中，当大小水滴被上升气流挟带而上升时，小水滴也可以赶上大水滴与之合并。这种在重力场中由于大小云滴速度不同而产生的冲并现象，称为重力冲并。
6.气压周期变化的主要特征及影响因素p87
明显的是以日为周期和以年为周期的波动。
日变化有单峰、双峰和三峰等型式，其中以双峰型最为普遍，其特点是一天中有一个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值。一般是清晨气压上升，9~10 时出现最高值，以后气压下降，到15~16 时出现最低值，此后又逐渐升高，到21~22 时出现次高值，以后再度下降，到次日3~4 时出现次低值。随纬度增加，气压日较差逐渐减小
气压年变化是以一年为周期的波动，受气温的年变化影响很大，因而也同纬度、海陆性质、海拔高度等地理因素有关。大陆上一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年变化值很大，并由低纬向高纬逐渐增大。海洋上一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年较差小于同纬度的陆地。高山区一年中气压最高值出现在夏季，是空气受热，气柱膨胀、上升，质量增加所致，而最低值出现在冬季，是空气受冷，气柱收缩、空气下沉、高山质量减少的结果。
7.全球气温年变化的四种类型p52
赤道型：其特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道地区春秋分时中午太阳位于天顶。两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午太阳高度角是一年中的最小值。这里的年较差很小，是因为该地区一年内太阳辐射能的收入量变化很小之故。
热带型：其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）和一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤道型），海洋上一般为5℃，在陆地上约为20℃左右。
温带型：一年中也有一个最高值，出现在夏至后的7月。一个最低值出现在冬至以后的1月。其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在8月，最低值出现在2月。
极地型：一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大是其特征。
8.热带辐合带的类型及其主要特征p143
热带辐合带按其气流辐合的特性分为两种类型：一种是在北半球夏季，由东北信风与赤道西风相遇形成的气流辐合带，活动于季风区，称季风辐合带；另一种是南、北半球信风直接交汇形成的辐合带，称信风辐合带。
热带辐合带的位置随季节而南北移动，但各地区移动的幅度并不相等。主要活动于东太平洋、大西洋和西非的信风辐合带，移动幅度较小，且一年中大部分时间位于北半球；而活动在东非、亚洲、澳大利亚的季风辐合带，季节位移较大，冬季位于南半球，夏季又移至北半球。
热带辐合带一般只存在于对流层的中、下层。季风辐合带，由于赤道西风带多数情况下出现在 500hPa 层以下，其轴线随高度向南或西南倾斜；而位于海洋的信风辐合带，因交汇的两支气流之间几乎没有温度和湿度差异，以及临近赤道带地转作用的消失，结果辐合带在不同高度上几乎重合。
热带辐合带，特别是季风辐合带是低纬度地区水汽、热量最集中的区域，其月平均降水量达 300~400mm。水汽凝结释放的大量潜热成为最重要热源。而热带辐合带被加热之后又激发对流云、热带气旋等热带天气系统的产生。卫星云图上，季风辐合带常表现为一条绵延数千千米的东西向的、由离散云团组成的巨大云带。
9.山地气候的“暖带”与“冷湖”p222
山地气候与地形起伏凹凸的显隐关系至为密切。在周围山坡围绕的山谷或盆地中，由于风速小和湍流交换弱，当地表辐射强烈时，周围山坡上的冷空气因密度大都沿坡面向谷底注泻（这种下沉动力增温作用远比地表辐射冷却作用为小）；并在谷底沉积继续辐射冷却，因此谷底气温最低，形成所谓“冷湖”。而在冷空气沉积的顶部坡地上，因为风速较大，湍流交换较强，换来自由空气中较暖的空气，因此气温相对较高，形成所谓“暖带”。在暖带向上向下气温皆是垂直递减的。暖带的高度因不同山地、不同坡度、不同季节和天气条件而异。
10.台风的结构及流场
结构：台风是暖性低压，因而台风范围内的地面流场是气旋式辐合流场。按辐合气流速度的大小，一个发展成熟的台风，其低层沿经向方向可分为三个区域：(1)外圈：自台风边缘到最大风速区外缘，风速向中心急增，风力在6级以上，半径约200-300公里，(2)中圈：从最大风速区外缘到台风眼壁，是台风中对流和风雨最强烈的区域，半径为100公里.(3)内圈：即台风眼区，风速迅速减小，半径约5-30公里。
流场：台风流畅的垂直分布大致分为三层。（1）地层流入层，从地面到3km，气旋强烈向中心辐合，最强的流入层出现在1km以下的行星边界层内。
（2）上升气流层，从3km到10km左右，气流主要沿切线方向环绕台风眼壁上升，上升速度在700-300hPa之间达到最大。
（3）高空流出层，大约从10km到对流层顶（2-16km），气流在上升过程中释放大量潜热，致台风中部气温高于周围，台风中的水平气压梯度力便随着高度而逐渐较小。当达到某一高度（约10-12km）时，水平梯度力小于惯性离心力和水平地转偏向力的合力时，便出现向四周外流的气流。空气的外流量同低层的流入量大体相当，否则台风会加强或减弱。
11.云滴凝结（或凝华）增长p74
凝结(或凝华)增长过程是指云滴依靠水汽分子在其表面上凝聚而增长的过程。在云的形成和发展阶段，由于云体继续上升，绝热冷却，或云外不断有水汽输入云中，使云内空气中的水汽压大于云滴的饱和水汽压，因此云滴能够由水汽凝结(或凝华)而增长。但是，一旦云滴表面产生凝结(或凝华)，水汽从空气中析出，空气湿度减小，云滴周围便不能维持过饱和状态，而使凝结(或凝华)停止。因此，一般情况下，云滴的凝结(或凝华)增长有一定的限度。而要使这种凝结(或凝华)增长不断地进行，还必须有水汽的扩散转移过程，即当云层内部存在着冰水云滴共存、冷暖云滴共存或大小云滴共存的任一种条件时，产生水汽从一种云滴转化至另一种云滴上的扩散转移过程。例如，在冰晶和过冷却水滴共存的混合云中，在温度相同的条件下，由于冰面饱和水汽压小于水面饱和水汽压，当空气中的现有水汽压介于两者之间时，过冷却水滴就会蒸发，水汽就转移凝华到冰晶上去、使冰晶不断增大，而过冷却水滴则不断减小。当冷暖云滴共存或大小云滴共存时，同样也可发生这种现象，使冷(或大)的云滴不断增大。
12.阻塞高压的形成及特征p131
简称阻高，是温压场比较对称的深厚的暖性高压。
阻高是西风带长波槽和脊在经向度不断增大，直至暖脊被冷空气包围，并与南面暖空气主体分离，所形成的闭合高压区。
特征：
（1）有闭合的高压中心，并位于50°N以北（2）维持的平均时间为5-7天，有时可达20天以上（3）沿纬向移动每天不超过7-8个经度，常呈准静止状态，有时甚至向西倒退
作图题：
1.作图说明北半球的三风四带
2.北太平洋西部台风的三条移动路径p149
由于副高的形状、位置、强度变化以及其它因素的影响，致台风移动路径并非规律一致而变得多种多样。
1.西移路径：当北太平洋高压脊线呈东西走向，而且强大、稳定时，或北太平洋副高不断增强西伸时，台风从菲律宾以东洋面一直向西移动，经过南海在我国海南岛或越南一带登陆，对我国华南沿海地区影响较大。
2.西北路径：当北太平洋高压脊线呈西北、东南走向时，台风从菲律宾以东洋面向西北方向移动，穿过琉球群岛，在我国江、浙或横穿台湾海峡，在浙闽一带登陆。这条路径对
我国影响范围较大，尤其对华东地区影响更大。
1.转向路径：北太平洋副高东退海上，台风从菲律宾以东向西北方向移动，然后转向东北方向移去，路径呈抛物线状，对我国东部沿海地区及日本影响较大。
3.地形雨与焚风效应p187
沿着背风山坡向下吹的热干风叫焚风。当气流越过山脉时，在迎风坡上升冷却，起初是按按绝热直减率降温，当空气湿度达到饱和状态时，水汽凝结，气温就按湿绝热直减率降低，带份水分在山前降落，过山顶后空气沿坡下降，并基本上按干绝热率增温，这样过山后的空气温度比山前同高度的气温要高的多，湿度也小得多。
4.地中海类型及特征
（1）全年降水量适中，雨量集中于冬季，夏季干燥，年降水量为300-1000mm。
（2）最冷月平均温度为4-10度（3）以硬叶常绿灌木林为主
5.副热带季风气候p212 位于副热带亚欧大陆东岸，约以30°为中心，向南北各伸展5°左右。热带海洋气团与极地
大陆气团角逐的地带，夏秋间又受热带气旋活动的影响。冬季由大陆性高压所控制，最冷月平均气温高于0°，降水较少。夏季由热带海洋性气团所控制，最热月份平均气温在22℃以上，年雨量为750~1650mm ,以夏雨为主。
6.海陆风及其特征p179
7.山、谷风及其特征p187
山谷风在山区，由热力原因引起的白天由谷地吹向山坡、夜间由山坡吹向谷地的风。前者称为谷风，后者称为山风。日出后，山坡增热较快，温度高于山谷上方同高度的空气温度，水平温度梯度由山坡指向谷中，坡地上的暖空气不断上升，并从山坡流向谷地上方，谷底的空气则沿山坡向上补充流失的空气，故在山坡和山谷间产生热力环流，这时由山谷吹向山坡的风，称为谷风。夜间，山坡因辐射冷却，其降温速度比同高度的空气要快，冷空气沿坡地下流入山谷，形成一个与白天相反的热力环流，这时由山坡吹向山谷的风，称为山风。山风强度一般比谷风弱。从当日20时到次日8时为山风，14-17时为谷风。山谷风是山区经常出现的一种局地环流，只要大范围气压场比较弱，就有山谷风出现，有些高原和平原的交界处，也可以观测到与山谷风相似的局地环流。
8.一天中气温与相对湿度的日变化过程p65
论述题：
1.城市气候主要特征及多岛效应p250
特征：大气污染物多，日照辐射减少，多云、雾，降水偏多，气温较高，相对湿度减小，风速减小，SO2、NO2多易产生酸雨，有热岛环流现象。
城市浑浊岛效应:是指由于城市大气中的污染物质比郊区多,凝结核也多,低空的热力湍流和机械湍流又比较强,因此造成城市的日照时数减少,太阳直接辐射大大削弱,其能见度也小于郊区的现象。
热岛效应：是指城市中的气温明显高于外围郊区的现象。在近地面温度图上，郊区气温变化很小，而城区则是一个高温区，就象突出海面的岛屿，由于这种岛屿代表高温的城市区域，所以就被形象地称为城市热岛。城市热岛效应使城市年平均气温比郊区高出1°C，甚至更多。夏季，城市局部地区的气温有时甚至比郊区高出6°C以上。此外，城市密集高大的建筑物阻碍气流通行，使城市风速减小。由于城市热岛效应，城市与郊区形成了一个昼夜相同的热力环流。
干岛效应：与热岛效应通常是相伴存在的。由于城市的主体为连片的钢筋水泥筑就的不透水下垫面，因此，降落地面的水份大部分都经人工铺设的管道排至他处，形成径流迅速，缺乏天然地面所具有的土壤和植被的吸收和保蓄能力。因而平时城市近地面的空气就难以像
其他自然区域一样，从土壤和植被的蒸发中获得持续的水份补给。这样，城市空气中的水分
偏少，湿度较低，形成孤立于周围地区的“干岛”。
湿岛效应：湿岛的种类有凝露湿岛、雨天湿岛、雾天湿岛、结霜湿岛和雪天湿岛等。市区夜间经常出现凝露湿岛，天气稳定又无低云、风速较小的夜间，郊区降温快，结露多，空气中水汽大量析出，水汽压即迅速降低；市区因热岛效应，气温较高，结露量较少，空气中水汽压高于郊区，形成城市湿岛。上午温度上升后，露水蒸发，郊区空气中湿度迅速增加，市区转为干岛。凝露湿岛以8月最多，7月和10月其次，4月和1月较少。
雨岛效应：大城市高楼林立，空气循环不畅，加之盛夏时节，建筑物空调、汽车尾气更加重了热量的超常排放，使城市上空形成热气流，热气流越积越厚，最终导致降水形成.城市上空悬浮颗粒物多，遇到暖湿气流，凝结核多，易形成局地暴雨。
2.西太平洋副热带高压的活动规律p140、142
副高的强度、范围、位置和形状有着明显的季节和短期变化，虽然各个地区副高变化的程度有所不同。这里主要介绍西太平洋副高的活动特征。
西太平洋副高的位置有多年变化的表现。据分析，1880-1890年，副高中心偏向平均位置的东南；1900-1920年却偏向西北；1920-1930年又偏向东南，这种副高中心位置的变动，必然会引起东亚，甚至全球性的气候振动。
西太平洋副高的季节性活动，具有明显的规律性（图5-23）。冬季时，西太平洋副高脊线一般位于15°N附近，随着季节的转暖，脊线缓慢北移，到6月中、下旬，脊线迅速北跳，稳定于20°-25°N间。至7月上、中旬，脊线再次北跳，跃到25°N以北地区，以后就摆动在25°-30°N之间，七月底到8月初，脊线跨越30°N，到达最北的位置。从9月起，脊线开始自北、向南退缩，9月上旬脊线第一次回跳到25°N附近，10月上旬再次跳到20°N以南地区，从此结束了以年为周期的季节性南、北移动。副高的这种季节性移动并不是匀速进行的，而表现出有时稳定少动，有时缓慢移动，有时突发跳跃的方式，而且北进持续的时间比较久，速度比较缓慢，而南退却经历的时间短、速度比较快，这是副高季节变动的一般规律，在个别年份，副高的活动可能有明显出入。西太平洋副高的北进、南退，同其他地区副高的南北移动大体是一致的，只是移动的幅度更大一些。
3.综述青藏高原对我国气候的主要影响（百度）
1.青藏高原对冷暖气流的屏蔽作用 ：
冬季，由于来自较高纬度地区的空气很难越过青藏高原，青藏高原以南的地区受冬季风影响就较小，气温下降幅度就不大；夏季，由于来自印度洋的西南季风极少能越过青藏高原进入我国西北地区，甘肃、新疆一带气候就会干旱。
2.青藏高原对我国冬、夏季风的促进作用 ：
青藏高原的隆起，使我国东部地区形成了一个相对独立的气候单元，使我国的海陆热力性质差异表现得极为明显。由于地势高，夏季，青藏高原上空大气受热快，气流上升，气压降低，这加速了陆上低压的形成，使由海洋吹向陆地的夏季风势力增强甚至影响到青藏高原的东部和南部。冬季，青藏高原上空大气降温快，气流下沉，使陆上高压势力增强，促使气流由陆地吹向海洋。
由于青藏高原的隆起，我国东亚季风环流势力更强大，冬夏季风更替更明显，大陆性气候特点更突出，冬季风影响的时间更长、范围更广。
3.青藏高原对我国华南地区降水的影响 ：
由于青藏高原的隆起，我国东部形成了相对独立的季风气候区，加上台风的影响，我国华南地区的降水极为丰富，摆脱了在副热带高压控制下变成沙漠的厄运，成了北回归线上的一片绿洲。
总之，青藏高原的隆起不仅使青藏高原形成了独特的高原气候，也对我国气候也产生了深刻的影响，使我国气候复杂多样。
4.综述全球海陆分布特征以及海陆特性对气候影响p174
1.陆地主要集中在北半球
2.多数大陆南北呈对分布
3.多数大陆通过狭窄的海峡或地峡断续相连
4.某些海陆分布具有鲜明的特点：最具代表性的当属大西洋大陆海岸线的走向具有明显的一致性，两岸大陆能够拼合起来，好像原来是由一块大陆分离开来似的。其次。亚洲大陆东缘湖沟系发育，即岛湖和海沟伴生。此外，南北半球极地的海陆分布正好相反，北为北冰洋，南为南极大陆。
海陆之间的差别是最基本的海陆分布对气候的影响是多方面的，这里先着重分析：海陆分布与气温、大气水分和环流的影响，然后再综合阐述海洋性气候与大陆性气候。
海洋和大陆由于物理性质不同，在同样的天文辐射之下，它们的增温和冷却出现很大的 差异。海洋的热容量又比陆地大，它的增温冷却比大陆慢。所以海洋既是一个巨大的热量存储器，又是一个温度调节器。大陆与之相反，它吸收的太阳辐射仅限于表面，热容量又小，具有热敏性。
海陆气温的对比：海陆冷热源的作用反映在海陆气温的对比上是十分明显的(表6-6)。从海平面到对流层上层，1月亚非大陆上气温都比太平洋上气温低：7月相反，都是大陆上气温比海洋上高。二者的差值，7月比1月大。从全年来讲，在500毫巴等压面上，每年10月到次年4月都是海上气温比陆上高；6-9月相反，海上气温比陆上要低；
5、10月为转变月海陆气温差别的大小，又因纬度和季节而异，根据i956年亚欧非大陆和同纬度的海洋气温对比，大约以45°N为转变点。冬季45°N以北海陆气温差值比以南大，最大差值出现在50°N上。夏季45°N以南海陆温差比以北大。
海陆分布对大气水分的影响
(一)对蒸发和空气湿度的影响
(二)对雾的影响
（三）对降水的影响：海陆分布对降水量的影响比较复杂，海洋表面空气中水汽含量虽多，但要造成降水还必须有足够的抬升作用，使湿空气上升凝云致雨。从降水的成因来讲，可分为对流雨、地形雨、锋面雨和气旋雨(包括温带气旋和热带气旋)三种。由于海陆物理性质不同，这三种降水出现的时间和降水量有显著的差异。
