自然地理学35章名词解释Word下载.docx

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以空气垂直运动旺盛为典型特点。

根据观测，对流层的平均厚度在低纬度为17—18公里，中纬度10—12公里，高纬度8—9公里。

夏季对流层的厚度大于冬季。

对流层集中了整个大气质量的3/4和90%以上的水汽。

对流层特征：

（1）在一般情况下，对流层中气温随高度增加而降低。

因为，对流层空气主要依靠地面长波辐射增热，愈近地面，空气受热愈多，反之愈少。

因此，高度愈大，气温愈低。

平均每升高100米气温降低0.6℃。

（2）空气对流运动显著。

对流层的温度垂直变化明显，水平分布不均，愈近地面气温愈高，纬度愈高气温愈低。

这种状况有利于空气的垂直对流和水平运动。

空气的对流运动，使高低层空气得到交换，近地面的热量、水汽和杂质通过对流向上空输送，导致一系列的天气现象的形成。

（3）天气现象复杂多变。

由于空气有垂直对流与水平运动，水汽和杂质含量均多，随着气温变化，可产生一系列物理过程，形成复杂的天气现象。

因此，对流层与地表自然界和人类关系最为密切。

对流层内部根据温度、湿度和气流运动，以及天气状况诸方面的差异，通常划分为三层：

①下层：

底部和地表接触，上界大致为1—2公里，有季节和昼夜等的变化，一般夏季高于冬季，白天高于夜间。

下层的特点是水汽、杂质含量最多，气温日变化大，气流运动受地表摩擦作用强烈，空气的垂直对流、乱流明显，故下层通常也叫摩擦层或边界层。

②中层：

下界为摩擦层顶，上部界限在6公里左右。

中层受地面影响很小，空气运动代表整个对流层的一般趋势，大气中发生的云和降水现象，多数出现在这一层。

此层的上部，气压只及地面的一半。

③上层：

范围从6公里高度伸展到对流层顶部。

这一层的水汽含量极少，气温经常保持在0℃以下，云都由冰晶或过冷水滴所组成。

在对流层和平流层之间，还存在一个厚度数百米至1—2公里的过渡层，称为对流层顶。

其气温随高度增加变化很小，甚至没有变化，它抑制着对流层内的对流作用进一步发展。

P88平流层：

对流层顶以上到50—55公里范围大气层气流稳定。

平流层气温基本上不受地面影响，故随着高度的增加，起初不变或变化极小；

至30公里高度以上时，由于臭氧含量多，吸收了大量的紫外线，因此升温很快，并大致在50公里高空形成一个暖区。

到平流层顶，气温约升到270—290K。

平流层水汽含量极少，因而没有对流层内出现的那些天气现象，只在底部偶然出现一些分散的贝云。

本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。

P89中间层：

自平流层顶到80—85公里是中间层，主要特点是气温随高度增加而迅速下降，到顶部降至160—190K。

这可能与这一高度几乎没有O3有关。

由于下层气温比上层高，故空气有垂直对流运动，又称为高空对流层或上对流层。

P89暖层：

自中间层顶到800公里高空属于暖层。

这一层大气密度很小，在700公里厚的气层中，只含有大气总质量的0.5％。

暖层特点是：

气温随高度的增加而迅速升高，到顶部高达1000K，这是因为所有波长小于0.175μm的太阳紫外辐射都已被暖层气体所吸收的缘故。

由于大气密度太小，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。

电离程度较强的有高度在100—120公里的E层和200—400公里的F层，以及介于中间层和暖层之间的，只在白天出现、高度大致为80公里的D层。

电离层能够反射无线电波，故在远距离无线电通讯中具有重要意义。

当太阳活动强烈时，电离层受到骚扰，并能吸收短波无线电，导致地球上无线电通讯受阻甚至短时间中断。

P90散逸层：

暖层顶之上，因大气十分稀薄，离地面远，受地球引力场约束微弱，一些高速运动的空气质点就能散逸到星际空间，所以本层称为散逸层。

根据宇宙火箭探测资料，地球大气层之外，还有一层极其稀薄的电离气体，可伸展到22000公里高度，称为地冕。

这可能就是地球大气层向宇宙空间的过渡区域。

P90标准大气（参考大气）：

人们根据高空探测数据和理论，规定的一种特性随高度平均分布的大气模式。

其假定空气是干燥的，在86km以下是均匀混合物，平均摩尔质量28.964kg/mol，且处于静力学平衡和水平成层分布。

P91太阳辐射光谱：

太阳辐射中辐射按波长的分布。

P91太阳辐射强度：

单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能。

P91地球拦截的太阳辐射量：

地球大圆横截面在这个空间球面上所占面积的比例。

P91太阳常数：

在日地平均距离（1.496×

108km）上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射。

*太阳高度角（H）：

太阳直射光与地表面测点切线间的夹角。

P92直接辐射:

太阳光以平行光线形式直接投射到地面的辐射。

P92散射辐射:

经大气散射后到达地面的太阳辐射。

*大气窗：

地面辐射可穿过大气层进入宇宙空间波长为8.4~12um的部分波段。

P92太阳辐射总量（太阳总辐射）：

经大气削弱后到达地面的直接辐射与经大气散射后到达地面的散射辐射之和。

P92反照率：

到达地面的总辐射，一部分被地面吸收成热能，一部分被反射。

反射部分占辐射量的百分比。

P94潜热输送：

海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气层中。

一方面水汽凝结成雨滴或雪时，放出潜热给空气；

另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸发，这个过程交替进行，是地—气间能量交换的最主要部分，大气依靠水汽凝结释放潜热而得到的能量最多。

P94感热输送：

陆面、水面温度与低层大气温度并不相等带来的地表与大气间由于感热交换而产生的能量输送。

地表温度低于低层大气时，指向大气的感热输送；

反之，指向地面。

就全球平均而言，地表向大气输送能量。

P94大气辐射：

大气获得热能后依据本身温度向外发射长波辐射。

其辐射能力取决于大气温度、湿度和云量状况。

气温越高，水汽和液态水的含量愈多，大气辐射能力越大。

P94大气逆辐射：

大气获得热能后依据本身温度向外辐射，向下投向地面部分。

P94温室效应：

大气逆辐射的存在使地面实际损失略少于长波辐射放出的能量，地面得以保持一定的温暖程度的保温作用。

P94辐射平衡（辐射差额）：

在地—气系统内部，地面与大气不断以辐射和热量输送形式交换能量，在某一时段内物体能量收支的差值。

在没有其他形式的热交换时，其决定物体的升温与降温；

其为零时物体温度不变。

*地面热量平衡：

地面净辐射与其转换成其他形式的热量收入与支出的守恒。

*地面有效辐射：

地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差。

可作为预报地面最低温度及霜冻的重要依据。

P94地—气系统辐射能净收入：

地面和大气吸收的太阳辐射减去返回宇宙的地面和大气的长波辐射。

P96气温：

大气热力状况的数量度量指标。

实质上是空气分子动能大小的表现。

P97气温日较差：

一日内最高气温与日最低气温之差。

气温日较差随纬度、季节、地表性质、形态、高度和天气状况而不同。

P97气温年较差：

一年中最热月的平均气温与最冷月的平均气温之差。

气温年较差随纬度、季节、地表性质、形态、高度和天气状况而不同。

P97等温线：

气温相同点的连线。

P98水平温度梯度：

在等温线上垂直于等温线方向的单位距离内温度的变化值。

*气温的绝热变化：

动力原因也会引起气温的变化。

当一块空气从地面上升时，虽然它并没有得到或失去热量，但上升后的气块因压力降低而膨胀，气块为了克服膨胀而做功，消耗一部分内能，以致气块温度下降。

当空气块下降时，因外界压力增大，对它做功，使气块受到压缩，空气的内能增加，气块温度也就升高了。

*气温绝热垂直递减率（绝热减温率）：

气块在绝热上升过程中，每上升单位距离的温度变化。

不含水汽的空气的绝热减温率是干绝热减温率。

饱和空气上升到露点温度以下时，水汽产生凝结，因凝结释放潜热，抵消了部分因绝热上升所引起的降温，故湿绝热减温率比干绝热减温率小。

P98气温垂直递减率（气温直减率）：

表示气温随高度变化情况的单位高度（通常取100m）气温变化值，摄氏度/100m。

对流层海拔每升高100m，气温平均降低0.65摄氏度。

*逆温：

在一定条件下，还可能呈现下层气温反比上层为低、气温随高度增大而上升的现象。

逆温的存在阻碍空气垂直运动，妨碍烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散，有利于雾的形成并使能见度变坏，使大气污染更为严重。

废气污染严重的工厂不宜建在闭塞的山谷，以免地形逆温引起大气污染事故。

（P101逆温层：

在特定情况下温度随高度升高而增加的气层。

）

P101辐射逆温：

经常发生在晴朗无云的夜间，由于地面有效辐射很强，近地面层气温迅速下降，而高处气层降温较少，从而形成自地面开始的逆温层。

（近地面因夜间地面辐射降温而形成的逆温层。

）

P101平流逆温：

暖空气水平移动到冷地面或气层之上，其下层受冷地面或气层的影响而迅速降温，上层受影响较少，降温较慢，从而形成逆温。

（较暖的空气流到较冷地面或水面上时形成的逆温。

P101锋面逆温：

P128罗斯贝波：

P148沃克环流：

P149南方涛动：

P101下沉逆温：

常发生在山地。

山坡上的冷空气循山坡下沉到谷底，谷底原来的较暖空气被冷空气抬挤上升，从而出现温度的倒置现象。

这样的逆温主要是在一定的地形条件下形成的，所以又称为地形逆温。

P101阻挡层：

逆温层出现时，空气层结稳定，对空气垂直对流起到削弱阻碍作用的层面。

P101水气压力：

大气中各中气体压力的总和。

P101水汽压：

大气中水汽所产生的那部分压力e，用百帕表示。

P102饱和水汽压（E最大水汽压）：

温度一定时，单位体积空气中容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度，空气成饱和状态时的水汽压。

饱和水汽压的大小与温度有关，温度愈高，饱和水汽压愈大。

P102绝对湿度（水汽密度）：

单位容积空气中所含的水汽质量（通常以g/m3表示）。

公式一般情况下，气温的数值和16℃相差不大，以毫米水银柱高为单位的水汽压与绝对湿度在数值上近似，故在实际工作中以水汽压代替绝对湿度。

P103相对湿度（f）：

实际水汽压e与同温度条件下饱和水汽压E之比。

通常用百分数表示。

*饱和差（湿度差）：

在某一温度下，饱和水汽压与实际水汽压的差值。

单位为毫米或毫巴。

饱和差愈大，说明空气中水汽含量愈少，空气愈干燥；

饱和差愈小，空气中水汽含量愈多，空气愈潮湿。

饱和差为0，相对湿度为0。

P103露点温度（露点）：

当空气中水汽含量不变、气压一定时，气温下降到使空气达到饱和时的温度。

空气经常处于未饱和状态，所以露点温度经常低于气温。

气温与露点差值愈大，说明相对湿度愈小。

气温降低到露点，是水汽凝结的必要条件。

P104蒸发：

液态水转化为水汽的过程。

其影响因素主要包括蒸发面的温度、性质、性状、空气湿度、风等。

蒸发过程的发生，取决于实际水汽压（e）与饱和水汽压（E）二者对比关系。

当e＜E，蒸发进行；

e＞E，蒸发停止，并可能产生凝结；

e＝E，处于动态平衡，即逸出水面的分子数与进入水中的分子数相等。

P104蒸发量：

蒸发消耗的水量，以蒸发失去的水层厚度（mm）表示。

P105凝结：

水由汽态转化为液态的过程，是发生在当水面上的水汽压超过饱和水汽压（e＞E）时，即f≥100%水汽处于过饱和状态，返回水面上的分子比逸出的分子多，部分汽态水转变为液态水的与蒸发相反的一种物理过程。

P105绝热冷却：

空气上升时，因绝热膨胀而冷却，可使气温迅速降低，在较短的时间内引起凝结现象，形成中雨或大雨的过程。

空气上升越快冷却越快，凝结过程越强烈。

P105辐射冷却：

空气本身因向外放散热量而冷却，近地面夜间受空气本身及地面发生较缓慢的辐射冷却的作用，使气温不断降低，并在水汽较充沛时，发生凝结，水汽凝结量不多，只能形成露、霜、雾、层状云或小雨的过程。

P106平流冷却：

较暖的空气经过冷地面，由于不断把热量传给冷的地表造成空气本身冷却，并在暖空气与冷地表温度相差较大的情况下，暖空气温度降至露点或露点以下可能产生凝结的过程。

P106混合冷却：

温度相差较大且接近饱和的两团空气混合时，混合后气团的平均水汽压可能比混合前气团的饱和水汽压大，多余的水汽产生凝结的过程。

P106凝结核：

作为水汽开始凝结的核心的吸湿性质点。

P106露：

日没后，地面开始冷却，近地面层空气也随之冷却，温度降低。

当气温降低到露点以下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。

当时的温度如在0℃以上，水汽凝结为液态。

P106霜：

温度在0℃以下，水汽凝结为固态——冰晶。

*以上二者成因相同，凝结状态取决于当时的温度。

霜通常见于冬季，露见于其他季节，尤以夏季为明显。

P106平流霜（洼地霜）：

冷平流后或洼地上聚集冷空气时形成的霜。

P106初霜日：

入冬后第一次出现的霜日。

P107终霜日：

最末一次出现的霜日。

P107霜期：

自初霜日起至终霜日止的持续期。

在这期间多数植物停止生长。

P107无霜期：

自终霜日到初霜日的持续期。

P107雾凇：

由过冷的雾滴附着于地面物体上迅速冻结而成的一种白色固体凝结物。

它经常出现在有雾、风小的严寒天气里。

P107雨凇：

多半在温度为0—-6℃时，由过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成或是经长期严寒后，雨滴降落在极冷物体表面冻结而成在地面或地物迎风面上的、透明或毛玻璃状的紧密冰层。

*以上二者通常都形成于树枝、电线上，并总是在物体的迎风面上增长，且在受风面大的物体上凝聚最多。

常造成林木破坏、电线折断，对农林、交通产生有害影响。

尤以雨凇破坏性大。

P107雾：

飘浮在近地面层乳白色微小的水滴或冰晶。

当空气中水滴显著增多时，大气呈现混浊状态。

对能见度影响很大，常妨碍交通，尤其是对航空运输影响较大。

P107霾：

当空气中有较多的烟、尘等微粒存在时，导致大气能见度变坏的现象。

P107辐射雾：

夜间地面辐射冷却使贴近地面气层变冷而形成的雾。

其形成条件是空气相对湿度大，天空晴朗少云，风小，水汽自地面向上层分布较均匀，气层较稳定。

这类雾多发生在大陆上的秋冬季节，晴朗、微风近地面水汽较充沛的夜间或早晨，山谷盆地和高原上尤为常见。

P107平流雾：

暖空气移到冷下垫面上形成的雾。

平流雾范围广而且深厚。

只要有适宜的风向、风速，常可以持续很久。

但只要暖湿空气来源中断，雾则立即消失。

在海洋上，寒、暖流的交会，也容易产生平流雾。

我国沿海春夏季节的海雾，即是平流雾。

P107蒸汽雾：

冷空气移动到暖水面上形成的雾。

可在一日中任何时间形成，也可终日不消散。

在北冰洋的冬季较为常见，叫极地烟雾或北极烟。

深秋或初冬的早晨，河面，湖面上常见到一片轻烟，称河、湖烟雾。

P107上坡雾：

潮湿空气沿山坡上升使水汽凝结而产生的雾。

潮湿空气必须处于稳定状态，山坡坡度不能太大，否则就会发生对流而成层云。

在我国青藏高原、云贵高原东部经常出现。

P108锋面雾：

发生于锋面附近的雾。

当暖锋过境时，暖气团的降水落入冷空气层时，冷空气因雨滴蒸发而达到过饱和，水汽在锋面底部凝结而形成。

P108云：

高空水气凝结现象。

空气对流、锋面抬升、地形抬升等作用使空气上升到凝结高度，就会形成云。

此时气温如在0℃以上，水汽凝结为水滴；

如在0℃以下，一般凝华为冰晶。

根据云的形状和高度分云为四族：

高云、中云、低云、直展云；

按形成云的上升气流特点，可将云分成三类：

积状云、层状云、波状云。

P108积状云：

垂直发展的云块，出现时常常是孤立分散的，由于空气对流上升，体积膨胀绝热冷却，使水汽发生凝结而形成的。

包括积云（淡积云、浓积云）和积雨云。

P109层状云：

均匀幕状的云层，通常具有较大的水平范围，覆盖数千甚至上万平方千米的地区。

层状云是由空气斜上升运动形成的。

包括卷层云、高层云和雨层云。

P109波状云：

表面呈现波浪起伏状或鱼鳞状的云层，因空气密度不同、运动速度不等的两个气层界面上产生波动而形成的。

包括卷积云、高积云、层积云和层云。

P110云量：

天空被云遮蔽的程度。

用0—10的成数表示。

例如，天空全被云遮蔽，云量为10；

一半为云遮蔽，云量是5；

云占1/10天空，云量为1。

云量的分布与纬度、海陆、气流运动等有关。

P110赤道多云带：

全年以上升气流为主，气温高，对流旺盛，水汽来源充沛，平均云量约为6。

P110纬度20~30度少云带：

全年以下沉气流为主，空气干燥，是全球两个相对明净带。

平均云量4左右，荒漠地带不足2。

P110中高纬多云带：

气团、锋面活动频繁，高纬地带还由于气温低，是全球高云量带。

平均6.5—7。

P110降水：

从云层中降落到地面的液态水或固态水。

P110冰晶效应：

在云的发展阶段，云体上升绝热冷却，或不断有水汽输入，使云滴周围的实际水汽压大于其饱和水汽压云滴就会因水汽凝结或凝华而逐渐增大。

当水滴和冰晶共存时在温度相同条件下，冰面水汽压小于水面水汽压，水滴将不断蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大这种过程。

（当云中水滴与冰晶共存时，更容易促使云滴增长。

在云中并存在着过冷水滴、水汽和冰晶的条件下，对冰而言，空气已达饱和，对水来说，尚未饱和，于是，水滴将会被蒸发，而冰晶将因水汽在它们上面凝华而不断增长。

当冰晶从空气中吸收水汽时，水滴不断蒸发以保持水汽的供应。

这样，很快就能形成大冰晶。

大的冰晶在下降的过程中，与大气中运动速度慢的、质点小的云滴碰撞合并，形成更大的冰粒。

P111对流雨（热雷雨）：

暖季空气湿度较大，近地面气层强烈受热，造成不稳定的对流运动，气块强烈上升，气温急剧下降，水汽迅速达到饱和而产生对流雨。

这类降水多以暴雨形式出现，并伴随雷电现象，所以又称热雷雨。

赤道全年以对流雨为主。

我国西南夏季多对流雨。

P112地形雨：

暖湿空气前进途中遇到较高山地阻挡被迫抬升，因高度上升，绝热冷却，在达到凝结高度时便产生降水。

因此，山的迎风坡常成为多雨中心；

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。

P112锋面（气旋雨）：

两种物理性质不同的气块相接触，暖湿气流循交界面滑升，绝热冷却，达到凝结高度时便产生云雨。

由于空气块的水平范围很广，上升速度缓慢，所以锋面雨一般具有雨区广、持续时间长的特点。

温带地区，锋面雨占有重要地位。

P112台风雨：

台风是产生在热带海洋上的一种空气漩涡。

台风中有大量暖空气上升，可产生强度极大的降水。

台风扰动剧烈且范围很大，半径可达数百千米。

台风雨的产生仅限于夏秋两季，有时造成灾害。

P112降水强度：

单位时间内降水量，即毫米/时，分。

单位时间内降水量愈多，降水强度愈大；

反之，降水强度愈小。

我国境内出现的特大暴雨通常与强台风登陆、夏季强冷空气活动，或是二者的结合有关。

降水强度过大，地表径流过程迅速，不利于河川径流调节，同时还容易引起山洪暴发，洪水为患。

*降水时间：

降水从开始到结束持续的时间。

用时、分表示。

P113降水量：

降落在地面的雨和融化后的雪、雹、霰等，未经蒸发、渗透流失而积聚在水平面上的水层厚度（mm）。

气象台站、水文观测站用雨量筒和雨量计来测定降水量。

降水季节变化因纬度，海陆位置、大气环流等因素影响而不同。

降水量的空间分布，受地理纬度、海陆位置、大气环流、天气系统和地形等多种因素制约。

P113赤道型：

全年多雨，其中有两个高值和两个低值时期。

春、秋分之后降水量最多；

冬、夏至之后，降水量出现低值。

这种类型分布在南北纬100以内的地区。

P113热带型：

位于赤道型南北两侧。

由于太阳在天顶的时间不像在赤道上间隔相等，随纬度的增加，两段最多降水量时间逐渐接近，至回归线附近合并为一个。

P114副热带型：

副热带全年降水只有一个最高值，一个最低值。

大陆东岸降水量集中于夏季（季风型），大陆西岸则冬季多雨（地中海型）。

P114温带及高纬型：

内陆及东海岸以夏季对流雨为主，西海岸则以秋冬气旋雨为主。

P114降水变率：

各年降水量的距平数与多年平均降水量之比的百分数。

降水变率大小，表示某一地区降水的稳定性或可靠性。

一个地区降水量丰富、变率小，说明水资源利用价值高。

变率愈大，表明降水愈不稳定，即年际间降水量正或负距平值很大，这种情况往往反映该地区旱涝频率较高；

变率愈小，则表示年降水接近平均数，这就是正常年景。

（我国降水变率基本情况是：

北方大于南方，内陆大于沿海。

长江以南在20％左右，黄淮之间20—30％，华北超过30％，西北内陆超过40%。

西南季风区变率最小，只有10%左右。

内陆盆地，多年平均降水量已没有实际意义，例如塔里木盆地南部边缘的且末，多年平均降水量为18.3mm，但1968年7月22日一天降水量达42.9mm。

P114赤道多雨带：

赤道及其两侧是全球降水量最多的地带。

年降水量至少1500mm，一般为2000~3000mm。

如果气流运动方向与地形相配合，可以形成大量的降水。

P114南北纬15~30度少雨带：

受副热带高压控制，该带以下沉气流为主。

是全球降水稀少带。

大陆西岸和内部一般不足500mm，不少地方只有100~300mm，是全球荒漠相对集中分布地带。

本带并不到处少雨，因地理位置、季风环流、地形等因素影响，某些地方降水很丰富，全球年降水量最高记录却出现在本带内。

（喜马拉雅山南坡印度境内的乞拉朋齐（25°

N）年平均降水量高达12665毫米，绝对最高年降水量