岩层在侧方压应力作用下发生的弯曲叫褶曲。褶曲仅指岩层的单个弯曲，而岩层的连续弯曲则称为褶皱。褶曲的基本类型有两种：背斜和向斜。背斜是核部的岩层相对较老，两翼的则较新的褶曲。向斜是核部的岩层相对较新，两翼的则较老的褶曲。 4：断裂构造
岩石受应力作用而发生变形，当应力超过一定强度时，岩石便发生破裂，甚至沿破裂面发生错动，使岩层的连续性完整性遭到破坏的现象，称为断裂构造。
断裂构造包括两类：按断裂两侧的岩是否发生明显的滑动，可分为节理、断层。
节理是指岩石破裂后无显著位移的断裂构造；断层是指岩层或岩体沿断裂面发生较大位移的断裂构造。断层的要素有：断层面、断层线、断盘和断距等。按断层两盘相对移动的关系，断层类型可分为：正断层、逆断层、平推断层、枢纽断层等。
第三章 大气和气候
考试要求
1、掌握大气的热能结构和气温分布
2、掌握大气湿度和掌握水汽凝结现象及大气降水 3、掌握自由大气中的空气运动和大气环流 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 一：大气热能
太阳辐射：太阳通过辐射源源不断地将能量输送到地球表面。日地关系是研究大气 的热力状况、大气运动、天气和气候形成的基础。
太阳常数：就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的1平方厘米内，1分钟内获得的太阳辐射能量，称太阳常数。实际上，大气上界的太阳辐射并不都等于太阳常数。其时空分布受日地距离、太阳高度、日照时间三个因素的制约。 1：对太阳辐射的直接吸收
吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水气和液态水。而吸收的辐射主要是能量比较小的低能区。因此，直接辐射所吸收的热量很少。 2：对地面辐射的吸收
据估计，约有75—95％的地面长波辐射被大气吸收，用于大气增温，只有极少部分穿透大气散失到宇宙空间。由此可见，地面是大气第二热源。地面长波辐射几乎全被近地面 40—50米厚的大气层所吸收。低层空气吸收的热量又以辐射、对流等方式传递到较高一层。这是对流层气温随高度增加而降低的重要原因。
3：潜热输送 主要是大气中水汽凝结所释放出的热量。
4：感热输送 陆面、水面与低层大气温度并不相等，因此地面与大气可以存在感热交换。当地面温度高于大气温度时，便出现热量输送给大气的过程。 二：气温的垂直分布
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γ。从整个对流层平均状况来看，海拔每升高100米，气温降低0.6℃。
由于气温受纬度、地面性质、气流运动等因素影响，所以对流层内的气温直减率不可能到处都是 0.65℃/100 米，而是随地点、季节、昼夜的不同而变化。一般说来，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。在一定条件下，还可能呈现下层气温反比上层为低的现象。气温随高度增大而上升的现象，称为逆温。产生逆温的原因主要有三：
（1）辐射：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。
（2）平流：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。
（3）空气下沉：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。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。 三：气温的水平分布。
气温的水平分布通常用等温线来表示。等温线就是将气温相同的地点连结起来的曲线。等温线愈密，表示气温水平变化愈大；否则，反之。封闭的等温线表示存在温暖或寒冷的中心。有时为了便于比较，可将地面气温实际观测值（或统计值）订正为海平面温度，然后再绘制等温线。气温的水平分布状况与地理纬度、海陆分布、大气环流、地形起伏、洋流等因素有密切关系。图 3-14和图3-15分别是1月份和7月份世界多年平均气温分布图，从中可见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，所以等温线分布的总趋势大致与纬度平行。北半球的夏季，随着太阳直射点北移，整个等温线系统也北移；冬季则相反，整个等温线系统南移。这个特点在南半球辽阔的海面上表现得相当典型。北半球海陆分布复杂，等温线不像南半球海面上那样简单、平直，而是走向曲折，甚至变为封闭曲线，形成温暖或寒冷中心。（2）冬季太阳辐射量的纬度差异比夏季大。北半球一月份等温线密集，南北温差大；七月
份等温线稀疏，南北温差小。在南半球，因海洋的巨大调节作用，一月与七月的等温线分布对比不像北半球那样鲜明。
（3）水体增温慢，降温也慢。夏季海面气温低于陆面，冬季海面气温高于陆地。所以，冬季大陆上等温线向南弯曲，海洋上等温线向北弯曲；夏季情况则相反，大陆上等温线向北弯曲，海洋上等温线向南弯曲。等温线这种弯曲在亚欧大陆和北太平洋上表现得最清楚。 （4）洋流对海面气温的分布有很大影响。强大的墨西哥湾流使大西洋上的等温线呈NE—SW向，一月份0℃等温线在大西洋伸展到70°N附近。其他洋流系统对等温线走向也有类似的影响，但影响范围较小。
（5）7月份最热的地方不在赤道，而在20°—30°N的撒哈拉、阿拉伯、加利福尼亚形成炎热中心。世界绝对最高温出现在利比亚的阿济济亚，那里受来自南部撒哈拉大沙漠的干热风影响，气温曾达到58℃。1月份，西伯利亚则形成寒冷中心，在奥伊米亚康曾观测到-71℃的极端最低温。南极洲也出现过-88.3℃的地面最低温度纪录。 B、掌握大气湿度和掌握水汽凝结现象及大气降水 一：大气湿度的表示方法
表示大气湿润程度的物理量，称大气湿度，它有如下几种表示方法： 1：水汽压和饱和水汽压
水汽是大气的组成部分，具有压力，称为水汽压。当大气中的水汽含量增加时，水汽压也相应增大；反之，水汽压减小。因此，水汽压可以用来表示大气中水汽含量的多少。 空气中水汽含量与温度高低有密切关系。温度愈高，空气中容纳水汽的能力愈强。在一定的温度条件下，一定体积的空气中所容纳的水汽数量是有一定限度的，因而水汽压也有一个限度。当水汽含量恰好达到这个限度，叫饱和空气。饱和空气的水汽压称为饱和水汽压 E，或称最大水汽压。饱和水汽压的大小与温度有关，温度愈高，饱和水汽压愈大。 2：绝对湿度和相对湿度
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。 大气中实际水汽含量与饱和时水汽含量的比数，即实际水汽压e与同温度条件下饱和水汽压E之比称为相对湿度。相对湿度通常用百分数表示：f＝ ×100％当空气饱和时，e＝E，此时f＝100％；当空气未饱和时，e＜E，f＜100％；空气处于过饱和时，f＞100％。相对湿度能够直接反映空气距饱和时的程度和大气中水汽的相对含量，在气候资料分析中运用很广。 3：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。空气经常处于未饱和状态，所以露点温度经常低于气温。气温降低到露点，是水汽凝结的必要条件。 二：大气降水的形成
形成降水必须具备两个条件：一是雨滴下降速度超过上升气流速度。二是雨滴降落到地面前不至于完全被蒸发。这表明雨滴必须具有相当大的尺度才能形成降水。因此，降水的形成，必须经历云滴增大为雨滴、雪花及其其他降水物的过程。云滴增长主要有两个过程： 1：云滴凝结（凝华）增长过程
在云的形成和发展阶段中，因云体继续上升，绝热冷却，或不断有水汽输入云中，使云滴周围的实际水汽压大于它的饱和水汽压，云滴就因为水汽凝结或凝华而逐渐增大。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，从而使凝结停止。因此，在一般情况下，凝结增长有一定的限度。如果要想不断进行。还必须有水汽的扩散转移过程。也就是说云内存在着冰水云滴共存、冷暖云滴共存或大小云滴共存的任意一种条件。
当云中水滴与冰晶共存时，更容易促使云滴增长。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。这个过程为冰晶效应。 2：云滴的冲并增长
云内的云滴大小不一。相应地具有不同的运动速度。下降时，大云滴很快追上小云滴；或者有上升气流时，小云滴追上大云滴。当云滴增大后，横截面增大，可以合并更多小云滴。因此这个过程是一个加速的过程。 三：降水的类型
大气中气流上升有不同的方式，导致降水的成因也有所不同，根据气流上升特点，降水可分以下三个基本类型：
1.对流雨 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。其形成的条件是：空气湿度很高，热力对流运动强烈。从全球范围来说，赤道带全年以对流雨为主。
2.地形雨 暖湿气流在前进中，遇到较高的山地阻碍被迫抬升，因高度上升，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，世界年降水量最多的地方基本上都和地形雨有关。背风侧，因水汽含量已大为减少，更重要的是气流越山下沉，绝热增温，气温升高，发生焚风效应。所以背风侧降水很少，形成雨影区。
3.锋面雨 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。
4.台风雨 台风中有大量上升气流，可以产生强度很大的降水。和对流雨的性质比较接近。但是强度和范围有所不同。
C: 掌握自由大气中的空气运动和大气环流 一：自有大气中的空气运动
1：作用于空气的力有：水平气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力。在自由大气中，空气的运动比较简单。这样就不考虑摩擦力。
2：地转风 自由大气中，空气作等速、直线水平运动。在高空自由大气中，摩擦力可以忽略不计，起作用的主要是气压梯度力和地转偏向力，当这两种力平衡时，就形成地转风。高空风近似于地转风，它的方向与等压线平行，背风而立，在北半球是高压在右，低压在左；在南半球是高压在左，低压在右。（白贝罗风压率） 地转风是严格的平衡运动。
3：梯度风 自由大气中的空气作曲线运动时，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，称为梯度风。
在高压区内岑在气压梯度极限值。因为如果曲率半径小或者气压梯度很大时。地转偏向力就不能与气压梯度力和离心力的合力平衡。因此不能维持梯度风的存在。在低压区就不存在这种情况，因此风速可以很大。比如台风。
另外，在低纬度或者小尺度低压中，如果气压梯度力和离心力都很大，而地转偏向力很小时，则出现G=C的空气运动。这种风已经不考虑地转偏向力的影响。它可以使顺时针，也可以是逆时针。比如龙卷风。但中心气压必须是低压，才可以使G=C 二：大气环流 （一）：全球环流
1：全球气压带 当空气由赤道上空流向极地时，开始受地转偏向力影响很小，基本上按气压梯度力方向沿经圈运动。往后，随纬度增高偏转力加大，气流逐渐具有西风的成分，至纬度20°—30°，地转偏向力与气压梯度力大致平衡，气流运动方向大致与纬圈平行，不可能向极地运动。但是，上空不断有空气来补充，在此堆积的空气必然作下沉运动，以致近地面层空气密度增大，形成动力高压带，这就是副热带高压带。副热带高压带与极地高压区之间是一相对的低压带，称为副极地低压带。这样，全球近地面气层就形成了赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带、极地高压区。
2：行星风系 不考虑海陆和地形的影响，地面盛行风的全球型式称为行星风系。 3：经向环流 假设地球不自转，地表均匀。这样形成一个直接热力环流圈。P93. （二）季风环流 大陆和海洋之间的广大地区，以一年为周期、随着季节变化而方向相反的风系，称为季风。季风是海陆之间季风环流的简称。是由大尺度的海洋和大陆之间的热力差异形成的大范围热力环流。
（三）局地环流 由于局部环境比如地形起伏、地表受热不均等引起的小范围气流，称为局地环流。
1：海陆风 海陆风也是由于海陆热力差异引起的，但影响范围局限于沿海，风向转换以一