自然地理学考研总结Word文档下载推荐.docx
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在日地平均距离上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上（每平方厘米）每分钟所接受的太阳辐射称为太阳常数。
逆辐射：
大气吸收地面辐射后再产生的大气辐射中，一部分返回地面，一部分达到宇宙空间，与地面辐射相反的那部分称为大气逆辐射。
花房效应：
大气逆辐射使地面放出的长波辐射部分返回，对地表失去的热量起到补偿作用，这种作用称为大气的花房效应或温室效应。
花房效应（温室效应）：
大气成分，尤其是某些微量和痕量气体，对太阳短波辐射几乎是透明的，但对于地面的长波辐射却能强烈吸收并转化为热能，再通过大气逆辐射将热量还给地面，在一定程度上补偿了地面因长波辐射而导致温度降低，对地面起着保温作用，即大气的花房效应或温室效应，使地球表面温度及近地面大气温度维持在一定的范围内，以适合地球生物和人类的生存。
逆温：
对流层气温随海拔升高而降低。
但由于纬度、地面性质、大气环流等因素的影响，使得对流层中某些层的温度出现随高度升高而增加的趋势，这一现象叫逆温，这些气层叫逆温层。
逆温层的类型包括：
辐射逆温：
近地面常因夜间地面辐射降低而降温，形成逆温层，这样的逆温称为辐射逆温。
当晴朗无云无风或微风的夜晚，地表冷却＞有效辐射，冬季强，夏季弱。
平流逆温：
当较暖的空气流到较冷的地面或水面上时，也形成逆温，这种逆温叫平流逆温。
冬季海上暖流空气平流到大陆上时，形成此种逆温。
下沉逆温：
由于表层空气下沉、压缩、增温而形成的逆温称下沉逆温。
在山地区，常因冷空气顺坡下沉至谷底，将原来的暖空气抬挤到上空，从而形成逆温，这咱下沉逆温又称为地形逆温。
锋面逆温：
冷、暖空气之间的交界面（或过渡区）即是锋面。
在对流中，冷暖空气相遇时，密度小的暖空气被密度大冷空气排挤在冷空气之上，因此锋面自地面倾斜于冷空气一侧，当冷暖空气温差较大时，就形成锋面逆温
气温垂直递减率：
对流层大气距离地面愈高，所吸收的长波辐射能便愈少。
因此，在对流
层范围内，气温随海拔升高而降低。
气温随高度变化的情况，用单位高度（通常取100米）气温变化值来表示，即℃∕100米，称为气温垂直递减率，简称气温直减率r。
水汽压（e）：
大气中水汽所产生的压力。
饱和水汽压（E）：
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，空气呈饱和状态，称饱和空气气，饱和空气的水汽压称为饱和水汽压。
比湿：
湿空气中水蒸气的分体积与干空气的分体积之比。
绝对湿度：
单位容积空气中所含的水汽质量（通常以g/m表示），称为绝对湿度。
相对湿度（f）：
大气实际水汽压（e）与同温度下的饱和水汽压之比，为相对湿度。
用百分数表示：
f=e／E×
100%
露点温度：
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，称为露点温度，简称露点。
（或湿空气等压降温达到饱和的温度即露点温度）
雾（fog）：
漂浮在近地面层乳白色微小水滴或冰晶。
雾的分布一般沿海多于内地，高纬区多于低纬区。
雾的种类有：
辐射雾：
地面辐射冷却，贴近地面气层变冷形成的雾；
平流雾：
暖空气移到冷下垫面上形成的雾；
蒸气雾：
冷空气移到暖水面上形成的雾；
上坡雾：
潮湿空气沿山坡上升使水汽凝结而产生的雾；
锋面雾：
发生在锋面附近的雾。
霾（haze）：
空气中悬浮着的烟、尘等微粒。
对流雨：
暖季空气湿度较大，近地面气层强烈受热，引起对流而形成降雨。
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。
地形雨：
暖湿气流在前进中遇到较高的山地阻碍被迫抬升，绝热冷却，在达到凝结高度时，便产生凝结降水。
地形雨多发生在山地迎风坡，背风侧，因水汽含量已大为减少，气流下沉增温，发生焚风效应，降水很少，形成雨影区。
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。
台风雨：
热带海洋的一种空气旋涡，暖湿空气上升，产生强度极大的降水。
地转风：
空气作等速直线水平运动形成地转风。
白贝罗风压定理：
在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；
南半球则相反，背风而立，高压在左，低压在右。
梯度风：
自由大气中空气做曲线运动时，作用于空气的气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力达到平衡时的风为梯度风。
热成风：
水平温度分布不均导致气压梯度随高度发生变化，风也随高度发生变化。
由水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风。
信风（或贸易风）：
气流由副热带高压带向赤道和副极地低压运动时，向赤道吹的气流在地转偏向力作用下，在北半球为东北风，在南半球为东南风，由于风向稳定，通常分别称为东北信风和东南信风，其位置、范围、强度随副热带高压带作比较规律的季节变化。
这种可以预期在一定季节海上盛行的风系，称为信风。
因其与海上贸易密切相关，也称贸易风。
急流：
地球上存在一个最大风速区，在北半球，其最大值冬季位于27°
N附近的200hPa高度上，风速达40m/s；
夏季最大值减弱到15~20m/s，位置也北移到42°
N附近的300~200hPa之间。
季风：
地表海陆热力差异作用造成气压场随季节发生变化，以及行星风带的季节位移作用和高大地形作用所产生的一种区域性、季节性气流运动，即季风环流。
较大范围内盛行风向随季节改变的现象称为季风。
海陆风：
在沿海地区，白天风从海上吹向陆地；
晚间风从陆地吹向海洋，以一日为周期，这就是海陆风环流。
由海陆热力差异引起，但影响范围局限于沿海。
白天，陆地增温比海面快，陆面气温高于海面，因而形成热力环流。
下层风由海面吹向陆地，叫海风，上层则有反向气流。
夜间，陆地降温快，地面冷却，而海面降温缓慢，海面气温高于陆面，海岸和附近海面间形成与白天相反的热力环流，气流由陆地吹向海面，为陆风。
山谷风：
当大范围水平气压场较弱时，山区白天地面风从谷地吹向山坡（谷风）；
晚间地面风从山坡吹向谷地（山风），以一日为周期，这就是山谷风环流。
白天，山坡受热，其上空气增温很快，而山谷中同一高度上的空气，由于距地面较远，增温较慢，因而产生由山谷指向山坡的气压梯度力，风由山谷吹向山坡，这就是谷风（图3-30）。
夜间，山坡辐射冷却，气温降低很快，而谷中同一高度的空气冷却较慢，因而形成与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷，这就是山风。
焚风：
气流受山地阻挡被迫抬升，迎风坡空气上升冷却，起初按干绝热直减率降温（1℃/100m），当空气达到饱和状态时，水汽凝结，气温按湿绝热直减率降低（0.5-0.6℃/100m），大部分水分在迎风坡降落。
气流越山后顺坡下沉，基本上按干绝热直减率增温，以致背风坡气温比迎风坡同高度气温高，从而形成相对干热的风，这就是焚风
厄尔尼诺：
为西班牙文，意为“圣婴”，秘鲁渔民用以称呼圣诞节前后南美沿岸海温上升现象，气象学家和海洋学家则用以专指赤道东太平洋海面水温异常增暖现象，在有的年份，由于大气环流变异，亚热带环流周期性南移，东南信风减弱，引起赤道逆流南下，热带暖水淹没了较冷的秘鲁寒流，海温升高，上涌还水与沿岸冷水消失，导致海洋生物和寄食鸟类死亡、腐烂，并释放大量H2S进入大气，赤道东太平洋秘鲁流的这种变化，如果水温增加超过0.5℃，持续时间达6个月以上，称为厄尔尼诺。
拉尼娜：
反厄尔尼诺现象，总是出现在厄尔尼诺现象之后。
即是指赤道东太平洋海温较常年偏低的现象。
东南信风将表面被太阳晒热的海水吹向太平洋西部，致使西部比东部海平面增高将近60厘米，西部海水温度增高，气压下降，潮湿空气积累形成台风和热带风暴，东部底层海水上翻，致使东太平洋海水变冷。
拉尼娜现象会造成全球气候的异常。
影响包括使美国西南部和南美洲西岸变得异常干燥，并使澳大利亚、印尼、马来西亚和菲律宾等东南亚地区有异常多的降雨量，以及使非洲西岸及东南岸、日本和朝鲜半岛异常寒冷。
气候形成的主要因素：
1.太阳辐射因素（纬度因素）：
地表热能的收支状况是形成气候的基本因素。
而太阳辐射
是受纬度制约的，太阳辐射因素，可以说就是纬度因素。
太阳天文辐射量主要取决于日地距离、太阳高度和日照时间等。
2.大气环流因素：
大气环流促进热量和水分的转移，调整了热能和水分因纬度分布不均而产生的差异，进而影响气候。
3.气候形成的地理因子
（1）海陆分布对气候的影响：
由于海陆热力性质差异，海上与陆地气温有明显差异，这种气温差异不仅破坏了温度的纬度地带性分布，而且影响气压分布、大气运动方向和水分分布，导致出现同一纬度上的海洋性气候与大陆性气候的差异。
（2）洋流对气候的影响：
可以从低纬向高纬传输热量，又从高纬向低纬输送冷海水。
洋流热量输送影响大陆东西两岸的气温差异，冷暖洋流影响其所经之地的降水量。
（3）地形对气候的影响：
海拔高度、地形、方位等影响水热条件再分配，对气候产生影响。
气候变化、异常的原因：
1、天文原因：
太阳辐射强度变化；
太阳活动的周期变化：
黑子、光斑、耀斑、射电等；
地球轨道要素变化：
日地相对位置、偏心率、岁差等。
2、地理原因：
地极移动和大陆漂移；
造山运动：
对海陆分布产生直接影响；
火山活动：
熔岩、烟尘、CO2、H2S等气体。
3、人类活动：
人口增加；
下垫面性质改变；
CO2排放增加；
其它污染物增加（热岛效应）。
海：
大洋边缘因为接近陆地而或多或少地与大洋主体相分离的水域部分。
海总是与陆地（大陆、岛屿）相联系。
从属于洋或者是洋的组成部分。
依地理标志及其与大洋的分离情况可分为以下类型：
①内海或地中海：
几乎四周都被陆地包围。
如地中海、红海、黑海、波罗的海、渤海等。
②边缘海：
位于大陆边缘，以半岛或岛屿与大洋或邻海相隔。
如白令海、日本海、黄海等。
③外海：
虽位于大陆边缘，但与洋有广阔的联系。
如阿拉伯海、巴伦支海等。
④岛间海：
由一系列岛屿所环绕形成的水域，称为岛间海。
如爪哇海、苏拉威西海等。
海水盐度：
海水中全部溶解固体物质的量与海水重量之比。
常用g（固体物）/kg（海水质量）
表示。
潮流：
海水受月球和太阳的引力而发生潮位升降的同时，还发生周期性的流动，这就是潮流。
潮流类型也分为半日潮流、混合潮流和全日潮流三种。
憩流：
往复流最小流速为零时，称为“憩流”。
憩流之后，潮流就开始转变方向。
波浪：
海洋中的波浪是指海水质点以其原有平衡位置为中心，在垂直方向上作周期性圆周运动的现象。
波浪包括波峰、波谷、波长和波高四个要素。
破浪：
由于海底的摩擦，波峰上水分子的前进速度大大超过波谷中水分子的后退速度，波峰前部就倾倒而产生破浪和激岸浪。
漂流（风海流）：
从海面到摩擦深度的海水运动，称为风海流或漂流。
黑潮是世界海洋中第二大暖流。
只因海水看似蓝若靛青，所以被称为黑潮。
黑潮由北赤道发源，经菲律宾，紧贴中国台湾东部进入东海，然后经琉球群岛，沿日本列岛的南部流去，于东经142°
、北纬35°
附近海域结束行程。
其中在琉球群岛附近，黑潮分出一支来到中国的黄海和渤海。
位于渤海的秦皇岛港冬季不封冻，就是受这股暖流的影响。
湾流：
湾流不是一股普通的海流，而是世界上第一大海洋暖流，亦称墨西哥湾（暖）流。
墨西哥湾流虽然有一部分来自墨西哥湾，但它的绝大部分来自加勒比海。
当南、北赤道流在大西洋西部汇合之后，便进入加勒比海，通过尤卡坦海峡，其中的一小部分进入墨西哥湾，再沿墨西哥湾海岸流动，海流的绝大部分是急转向东流去，从美国佛罗里达海峡进入大西洋。
这支进入大西洋的湾流起先向北，然后很快向东北方向流去，横跨大西洋，流向西北欧的外海，一直流进寒冷的北冰洋水域。
它的厚度为200米～500米，流速2.05米／秒，输送的水量比黑潮大1.5倍。
海平面变化的地理意义：
海平面上升已引起各国政府的广泛关注，海平面上升对人类生存的自然环境可产生各种危害，主要体现在：
①沿海地区大片低洼地被淹没，威胁人类陆地活动空间范围，如果海平面上升，世界上很多岛国将可能从地球上消失。
②加剧风暴潮灾害：
海平面上升使水深与潮差加大，海浪与潮流作用加强。
海岸侵蚀作用加强，地面较高损失等，使风暴潮发生频率和危害强度都增加；
③加剧洪涝灾害：
海平面上升使河流侵蚀基准面抬高，加强了河流下游的淤积作用，使沿海地区泄闸排水能力下降，从而加剧洪涝灾害的发生；
④引起咸潮的入侵；
⑤降低工程建筑的防御功能。
河流的水情要素：
为了认识河流的特征及其地理意义，描述水情变化的一些基本概念，如水位、流速、流量、含沙量以及河流的水温和冰情等。
比降：
单位河长的落差，常以小数或千分数表示。
坡面漫流：
降水进行到植物截留和填洼都已达到饱和，降水量超过下渗量时，地表便开始出现沿天然坡向流动的细小水流，即坡面漫流。
河流的补给形式及特点：
1.降水补给雨水是全球大多数河流最重要的补给来源。
降水补给为主
的河流的水量及其变化，与流域的降水量及其变化有着十分密切的关系。
我
国广大地区，尤其是长江以南地区的河流，降水补给占绝对优势。
据估计，
我国河流的年径流量中，降水补给约占70％，河流水量与降水量分布一样，
表现出由东南向西北递减的趋势；
河流多在夏秋两季发生洪水，也与降水集
中于夏秋两季有关。
2.融水补给融水补给为主的河流的水量及其变化，与流域的积雪量和
气温变化有关。
这类河流在春季气温回升时，常因积雪融化而形成春汛。
春
季气温和太阳辐射的变化，不像降水量变化那样大，所以春汛出现的时间较
为稳定，变化也较有规律。
我国东北北部地区有的河流融水补给可占全年水
量的20％，松花江、辽河、黄河的融水补给，可以形成不太突出的春汛。
西
北山区河流中山地带的积雪及河冰融水，是山下绿洲春耕用水的主要来源。
高山冰川的融水补给时间略迟，常和雨水一起形成夏季洪峰。
3.地下水补给河流从地下所获得的水量补给，称地下水补给。
地下水
是河流较经常的水源，一般约占河流径流总量的15—30％。
地下水补给具有
稳定和均匀两大特点。
深层地下水因受外界条件影响较小，其补给通常没有
季节变化，浅层地下水补给状况则视地下水与河流之间有无水力联系而定。
4.湖泊与沼泽水补给湖泊、沼泽水补给量的大小和变化，取决于湖泊
和沼泽对水量的调节作用。
湖泊面积愈大，水量愈多，调节作用就愈显著。
一般说来，湖泊沼泽补给的河流，水量变化缓慢而且稳定。
5.人工补给从水量多的河流、湖泊中，把水引入水量缺乏的河流，向
河流中排放废水等，都属于人工补给范围。
我国河流的分类：
我国常以河流径流的年内动态差异为标志进行河流分类。
1.东北型河流包括我国东北地区的大多数河流。
其主要水文特征是：
（1）由于冰雪消融，水位通常在4月中开始上升，形成春汛，但因积
雪深度不大，春汛流量较小。
（2）春汛延续时间较长，可与雨季相连续，春汛与夏汛之间没有明显
的低水位，春季缺水现象不严重。
春汛期间因流冰阻塞河道形成的高水位，
在干旱年份甚至可以超过夏汛水位。
（3）河水一般在10月末或11月初结冰，冰层可厚达1米。
结冰期间
只依靠少量地下水补给，1—2月份出现最低水位。
（4）纬度较高、气温低、蒸发弱、地表径流比我国北方其他地区丰富，
径流系数一般为30％，全年流量变化较小，如哈尔滨测得的松花江洪枯水量
之比为15∶1。
2.华北型河流包括辽河、海河、黄河以及淮河北侧各支流。
其主要特征是：
（1）每年有两次汛峰，两次枯水，3—4月间因上游积雪消融和河冰解
冻形成春汛，但不及东北型河流的春汛显著。
（2）夏汛出现于6月下旬至9月，和雨期相符合，径流系数5—20％，
夏汛与春汛间有明显的枯水期，有些河流甚至断流，造成春季严重缺水现
象。
（3）雨季多暴雨，洪水猛烈而径流变幅大，如黄河陕县最大流量与枯
水期流量之比为110∶1。
3.华南型河流包括淮河南侧支流、长江中下游干支流、浙、闽、粤沿
海及台湾省各河，以及除西江上游以外的珠江流域的大部分。
其特征是：
（1）地处热带、亚热带季风区，有充沛的雨量作为河水的主要来源，
径流系数超过50％，汛期早，流量大。
（2）雨季长，汛期也长，5—6月有梅汛，7—8月出现台风汛。
（3）最大流量和最高水位出现在台风季节，当台风影响减弱时，雨量
减小，径流亦减小，可发生秋旱现象。
4.西南型河流包括中、下游干支流以外的长江、汉水、西江上游及云
贵地区的河流，一般不受降雪和冰冻的影响。
径流变化与降水变化规律一
致，7—8月洪峰最高，流量最大，2月份流量最小。
河谷深切，洪水危害不
大。
5.西北型河流主要包括新疆和甘肃省西部发源于高山的河流。
其特征
是：
（1）主要依靠高山冰雪补给，流量与高山冰川储水量、积雪量和山区
气温状况有密切关系。
10—4月为枯水期，3—4月有不明显的春汛，—78
月间出现洪峰。
（2）产流区主要在高山区，出山口后河水大量渗漏，愈向下游水量愈
少，大多数河流消失于下游荒漠中，少数汇入内陆湖泊。
6.阿尔泰型河流我国境内属于此型的河流为数很少，以积雪补给为
主，春汛明显，汛期一般出现在5—6月。
7.内蒙古型河流以地下水补给为主，或兼有雨水补给；
夏季径流明显
集中，水位随暴雨来去而急速涨落，雨季的几个月中都可以出现最大流量；
冰冻期可长达半年。
8.青藏型河流青藏高原内部河流以冰雪补给为主，东南边缘的河流主
要为雨水补给，7—8月降雨最多，冰川消融量最大，故流量也最大。
春末洪
水与夏汛相连。
11月至次年4—5月为枯水期。
河流与地理环境的相互影响：
河流的地理分布受着气候的严格控制。
河流的水文特征，包括水源的补给形式及其比例，水位、流量及其季节变化，结冰与否及结冰期长短，等等，无一不受气候条件制约。
除气候条件外，其他自然地理要素也对径流发生影响。
如流域海拔高度、坡度和切割密度直接影响着径流汇聚条件；
地表物质组成决定着径流下渗状况；
植被则通过对降水的截留影响径流；
等等。
另一方面，河流对地理环境也有显著的影响。
河流是地球水分循环的一个重要的、不可缺少的环节，内陆河流把水分从高山输送到内陆盆地底部或湖泊中，实现水分小循环；
外流河把大量水分由陆地带入海洋，弥补海水的蒸发损耗，实现水分大循环。
同时，热量和矿物质也随水分一起输送。
南北向河流把温度较高的水送往高纬地区，或者相反，对流域气温都具有调节作用。
而固体物质的随河水迁移，则使地表的高处不断夷平和低处不断被充填。
所以河流既是山地景观的创造者，又是大小冲积平原的奠基者，还是内陆和海洋盆地中盐类的积累者。
荒漠地区绝大多数绿洲的形成与河流有密切的联系。
流入干旱区的河流，不仅给那里带来水分，而且使荒漠河岸林和灌溉农业得以发展，从而形成了生机勃勃的绿洲景观。
河流对于人类社会的发展也具有重要意义。
它在交通运输、灌溉、发电和水产事业等方面都为人类带来了重要财富。
构造湖:
一部分地壳断陷、下沉可以形成构造湖；
火山湖:
死火山口或熔岩高原的喷口可以形成火山湖；
冰川湖:
冰蚀洼地中，冰碛丘陵间或终碛后方可以形成冰川湖；
堰塞湖:
山崩、熔岩流或冰川阻塞河谷可以形成堰塞湖；
风蚀湖:
风蚀盆地积水可以形成风蚀湖；
岩溶湖:
岩溶作用可以形成岩溶湖；
潟湖:
浅水海湾或海港被沙堤或沙嘴与海水分隔开来，可以形成潟湖；
牛轭湖:
河流曲流裁曲取直后可以形成牛轭湖；
热融湖:
多年冻土区地下冰融化后，地表下陷积水，可以形成热融湖；
人工湖:
人工筑坝，建造水库，形成人工湖。
定振波：
全部湖水围绕着某一个或几个重心而摆动的现象，称为定振波。
沼泽的成因：
沼泽形成过程基本上有两种情况，即水体沼泽化和陆地沼泽化
1.水体沼泽化沿湖岸水生植物或漂浮植毡向湖中央生长，使全湖布满植物，大量有机物质堆积于湖底，形成泥炭，湖渐变浅，最后形成沼泽。
低洼平原的河流沿岸沼泽化过程与此相似。
当河水不深、流速也不大时，水生植物从岸边生长，造成泥炭堆积，最终导致河流沿岸的沼泽化。
这些都属于水体沼泽化。
2.陆地沼泽化陆地沼泽化表现为多种形式，但基本形式是森林沼泽化和草甸沼泽化两种。
在过湿区域的森林砍伐迹地或火烧迹地上，草本植物大量繁殖，一方面阻碍木本植物的生长，另一方面又成为苔藓植物的温床，最后形成苔藓沼泽。
这是森林沼泽化。
地表长期处于过湿状态，特别是河水泛滥及邻近水体沼泽化的影响，使潜水位升高或地下水出露地表，造成草甸的过度湿润，以致低洼处水分积聚，土壤中形成嫌气环境，死亡有机质在嫌气细菌作用下，缓慢分解而形成泥炭层。
这是草甸沼泽化。
此外，海滨高低潮位之间反复被海水淹没的平坦海岸地带，也可形成沼泽，高山或高原多年冻土区的古夷平面、宽广河流阶地、甚至平坦分水岭上，冻土层阻碍地表水下渗，即使降水量并不丰富，地表仍能处于过湿状态，形成沼泽。
低位沼泽是沼泽发展的初级阶段。
沼泽初形成时，土壤中的矿物营养物质还比较丰富，沼泽表面平坦或呈浅凹状，主要生长富营养苔草植被，这就是低位沼泽。
随着泥炭的堆积，土壤中的矿物营养愈来愈少，富营养植物逐渐死亡。
沼泽中心得不到从四周流来的含矿物营养的水，最先出现寡营养植物。
因为残体分解慢，中心区逐渐向上隆起，这样就形成了高位沼泽。
高位沼泽代表沼泽发展的寡营养阶段。
总矿化度：
水的总矿化度是指水中离子、分子和各种化合物的总含量，通常是以水烘干后所得的残渣来确定，单位为g/l。
硬度：
水中钙、镁离子的总量，称为水的总硬度。
上层滞水：
是存在于包气带中局部隔水层之上的重力水。
潜水：
潜水是埋藏在地表下第一个稳定隔水层上具有自由表面的重力水。
这个
自由表面就是潜水面。
从地表到潜水面的距离称为潜水的埋藏深度。
潜水面
到下伏隔水层之间的岩层称为含水层，而隔水层就是含水层的底板。
承压水：
充满于两个隔水层之间
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