雾的类型：

1.    辐射雾：这是空气因辐射冷却达到过饱和而形成的，主要发生在晴朗、微风、近地面、水汽比较充沛的夜间或早晨。

2.    平流雾：当温暖潮湿的空气流经冷的海面或陆面时，空气的低层因接触冷却达到过饱和而凝结成的雾就是平流雾。

3.    蒸汽雾：如果水面是暖的，而空气是冷的，当它们温差较大的时候，水汽便源源不断地从水面蒸发出来，闯进冷空气，然后又从冷空气里凝结出来成为蒸气雾。

4.    上坡雾：这是潮湿空气沿着山坡上升，绝热冷却使空气达到过饱和而产生的雾。

5.    锋面雾：经常发生在冷、暖空气交界的锋面附近。锋前锋后均有，但以暖锋附近居多。

大气降水的形成（使云滴增大的过程）：

1.为云滴凝结（或凝华）增长

1）直接凝结（凝华）增大阶段

2）水汽转移阶段：对形成大云滴来说，冰水云滴共存的作用更为重要。这是因为在相同的温度下，冰水之间的饱和水汽压差异很大，特别是当温度在-10—-12℃时差别最显著，最有利于大云滴的增大。因此，对于冷云（降水，这种冰水云滴共存作用（称为冰晶效应）是主要的。

2. 为云滴的冲并增长：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，称为冲并增长过程。

降水量的地理分布：

1.    赤道多雨带：赤道及其两侧是全球降水量最多的地带。

2.    南北纬15°-30°少雨带：这一纬度带受副热带高压控制，以下沉气流为主，是全球降水量稀少带。

3.    中纬多雨带：受天气系统影响，多雨。大陆东岸受夏季季风影响，降水多。中纬大陆内部因离海洋较远，降水量很少。

4.    高纬少雨带：本带因纬度高，全年温度低，蒸发微弱，大气中含水量少，故降水量也少。

辐射平衡：1.从整个地-气系统平均状况来看，地面和大气从太阳得到的能量与发射到外层空间的能量相等。2.地-气系统内部有着复杂的能量转换和能量输送过程。3.全球年平均辐射平衡为零，但局部地区却并非如此。

全球范围内的气温水平分布有如下几个特点：（1）由于太阳辐射量随纬度的变化而不同，等温线分布的总趋势大致与纬圈平行。北半球的1月比7月密集，表明冬季南北温差大。（2）同纬度夏季海面气温低于陆面，冬季高于陆地，等温线发生弯曲。

（3）洋流对海面气温的分布有很大影响。墨西哥湾流（4）近赤道地区有一个高温带，月平均气温冬、夏均高于24度，称为热赤道。（5）南半球无论冬夏最低温都在南极；北半球最低夏季在极地，冬季在高纬大陆。

大气降温过程：1）绝热冷却2）辐射冷却3）平流冷却4）混合冷却

雾凇是一种白色固体凝结物，由过冷的雾滴附着于地面物体上迅速冻结而成。

露：温度如在0℃以上，水汽凝结为液态；霜：在0℃以下，固态—冰晶。

雾的分类： 1.辐射雾2.平流雾 3.蒸汽雾 4.上坡雾 5.锋面雾。

云的分类：积状云，层状云，波状云。 湿润系数K：降水量P与蒸发量E关系。

全球云量带：（1）赤道多云带（2）纬度20-30°少云带（3）中高纬多云带。

降水类型：1.对流雨2.地形雨3.锋面（气旋）雨4.台风雨    降水强度：单位时间内降水量。

降水日变化：（1）大陆型：两个最大值午后清晨，最小值夜间和午前（2）海洋型：一个最大值清晨最小值午后

作用于空气的力    1.水平气压梯度力 2.地转偏向力 3.惯性离心力（空气作曲线运动时）4.摩擦力

大气的水平运动       自由大气的空气运动    1.地转风（空气作等速直线水平运动形成地转风）  2.梯度风

风随高度的变化    1.地转风随高度的变化  2.摩擦层中风随高度的变化

水平气压梯度：存在水平气压梯度时单位质量空气所受的力。 地转偏向力：因地球转动使运动物体发生方向偏转力；

惯性离心力：空气作曲线运动时，受与运动方向垂直的惯性离心力。摩擦力：不同气层间，气—地之间的相互作用，产生摩擦力；

白贝罗风压定律：在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；南半球北风而立，则高压在右，低压在左。

梯度风：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。

埃克罗螺线：把北半球不同高度上风的向量投影到同一水平面上，可得到一条风向风速随高度变化的螺旋线。

三层含义：1.北半球摩擦层中风随高度呈螺旋式分布;2.随高度升高，风速增大，风向向右偏转;3.最终风向与等压线完全一致（一）全球环流  1.全球气压带    2.行星风系（信风带、西风带、极地东风带）

3.经向三圈环流（信风、中纬度、极地环流圈）    4.高空西风带的波动和急流

大气环流 （二）季风环流 季风角

（三）局地环流  1.海陆风2.山谷风3.焚风

大气环流：大范围内具有一定稳定性的各种气流运行的综合现象。行星风系：不考虑海陆和地形影响，地面盛行风的全球性型式。

气团：在水平方向上性质比较均匀的大块空气。锋：当两个性质不同的气团相接触时，其间比较狭窄的过渡区。气团的变性

锋的类型： 1）暖锋、冷锋、准静止锋、锢囚锋。 2）冰洋锋、极锋、赤道锋。    

冷锋天气:1.第一型冷锋或缓行冷锋（锋后雨）2.第二型冷锋或急行冷锋（锋前雨）暖锋天气（锋前雨）锢囚锋（锋前锋后雨）

气旋分类：温带气旋（即锋面气旋，产生于极锋上）和热带气旋（产生于赤道锋上）。

反气旋旋转方向：北半球是顺时针，南半球是反时针。反气旋分类：1.冷性反气旋即冷高压；2.暖性反气旋即暖高压

天气和气候：天气是瞬时或短时间的大气状态；气候是时间尺度很长的大气过程。天气是瞬息万变，不稳定性的快过程；气候有相对稳定性的慢过程。天气是气候背景上的振动，天气属于气候范畴。天气指对流层不包括高层大气，气候涉及整个大气圈。

气候系统特性：热力学特性气温水温地温，运动学特性风洋流，静力学特性压力密度盐度，含水性。

气候系统有五部分组成：1大气圈2海洋3冰雪圈4陆面（岩石圈）5生物圈

（一）辐射因子 1. 地球的有效温度  2.地球上的天文现象（日地距离、太阳高度、日照时间）

气候的形成因子  （二）环流因子 1.大气环流与热量输送和水分循环  2. 大气环流与水温异常（厄尔尼诺）

（三）地理因子 1.海陆分布  2.洋流(对大陆东西岸气温将水的影响)  3.地形 （对温度降水影响）          

同一纬度的天文辐射，日总量，季总量，年总量都相同。          厄尔尼诺-南方涛动ENSO

郎伯定律：大气上界太阳辐射强度与太阳高度的正弦成正比，与日地距离的平方成反比。

沃克环流：赤道太平洋垂直剖面上大气低层为偏东风上层为偏西风的东西向热成闭合环流。

南方涛动：指热带太平洋与热带印度洋之间气压变化呈反相关的振荡关系。(沃克)

最大降水高度:同一地区山地降水量总比山下多.

低纬度气候 1.赤道多雨气候2.热带海洋性气候3.热带干湿季气候4.热带季风气候5.热带干旱与半干旱气候

全球气候带   中纬度气候  1.副热带干旱与半干旱气候2.副温带季风气候3.副热带湿润气候4.副热带夏干气候（地中海气候）5.温带海洋性气候6.温带季风气候7.温带大陆性气候8.温带干旱与半干旱气候

高纬度气候  1.副极地大陆性气候2.极地长寒气候（苔原气候）3.极地冰原气候

气候变化史：地质时期气候历史时期气候近代气候

天文学方面的原因：1.太阳辐射强度的变化  2.太阳活动的准周期变化  3.地球轨道要素的变化

气候变化原因：地文学方面的原因：1.地极移动与大陆漂移2.造山运动3.火山活动

人类活动

第四章 海洋与陆地水

水循环的5个环节：水分蒸发、水汽输送、凝结降水、水分下渗、径流。3个阶段：蒸发、降水、径流。

水量平衡：某个地区在某一段时期内，水量收入和支出的差额，等于该地区的储水变化量。    收入-支出=变化量

大陆降水量+海洋降水量=大陆蒸发量+海洋蒸发量          大洋年降水量+入海径流量=大洋年蒸发量

水分循环的地理意义：①将各圈层与圈层连接在一起；            ②使水成为可永续利用的可再生资源；

③使不同纬度之间水分收支平衡得到缓解；  ④海陆之间、有机界与无机界之间联系的纽带作用；

⑤影响全球气候的情况；                  ⑥水分循环导致地貌形状变化。

世界洋流结构特点：

◆反气旋型大洋环流：以南北回归线高压带为中心；在北半球顺时针流动，南半球则逆时针流动；

◆气旋型大洋环流：以北半球中高纬海上低压为中心，在南半球中高纬为西风漂流（由于受南极冰盖影响，具寒流性质）；

◆绕极环流：南极周围，受极地东风作用，洋流自东向西流；

◆季风漂流：北印度洋受季风影响，季节变化明显，冬季逆时针流动，夏季顺时针流动。

河流的分段：较大的河流可分河源、上游、中游、下游、河口等五个部分。

水系形式（5类）：扇状水系、羽状水系、平行状水系、树枝状水系、格状水系。

水系特征主要包括河长、河网密度和河流的弯曲系数。    河长：从河口到河源沿河道的轴线所量得的长度。

河网密度：指流域内干支流的总长度和流域面积之比，即单位面积内河道的长度。

河流的弯曲系数：是指某河段的实际长度与该河段直线距离之比值。

水系：指由干流和各级支流组成的河流系统。          流域：分水线所包围的区域。

比降：单位河长的落差。                            水位：河流中某一标准基面或测站基面上的水面高度，叫做水位。

流速：指河流中水质点在单位时间内移动的距离。      流量：指单位时间内通过某过水断面的水的体积。

.径流的形成和集流过程：

1）停蓄阶段：降水落到流域内一部分被植物截留，另一部分被土壤吸收，然后经过下渗，进入土壤和岩石孔隙中，形成地下水。所以降水初期不能立即产生径流。降水进行到大于上述消耗时，便在一些分散洼地停蓄起来。这种现象称为填洼。停蓄于洼地的水也不能立即变为径流，所以这个阶段叫做停蓄阶段。对于径流形成而言，停蓄阶段是一个耗损过程；但是，从增加雨水对地下水的补给和减少水土流失来说，这个阶段是具有重要意义的。

2）漫流阶段：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。坡面漫流逐渐扩大范围，并分别流向不同的河槽里，叫漫流阶段。