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要的或派生的。驱动力主要是地球物质的重力分异作用，物质上升造成隆起，下降则造成凹陷。主要的构造单元有地槽和地台。
地槽——地壳活动强烈的地带，在地表呈长条状分布，升降速度快，幅度大，接受巨厚的沉积并有复杂的岩相变化，褶皱强烈，岩浆活动频繁。
地台——是地槽经过强烈隆升运动后，活动性减弱，长期剥蚀夷平后逐渐转化而来。是地壳较稳定的区域，升降速度和幅度较小，构造变动和岩浆活动也较弱。
地盾——由于地台前期身系由地槽转化而来，故下部为紧密褶皱和变质基底，上部沉积了较薄的盖层，当沉积盖层被剥蚀而露出古老的褶皱基底时则称为地盾。
地台和地槽之间具有过渡性质的地区，常分出另一种构造单元，称为山前凹陷或边缘拗陷带。
火山喷发即岩浆喷出地表，是地球内部物质和能量快速猛烈的释放形式。火山喷出物很复杂，有气体、液体和固体。火山喷发形式有两类：①裂隙式喷发；②中心式（或管状）喷发。火山喷发则形成火山，无一例外分布在大小板块边界上。
地震是构造运动的一种特殊形式，即大地的快速震动。当地球聚集的应力超过岩层或岩体所能承受的限度时，地壳发生断裂、错动，急剧的释放积聚的能量，并以弹性波的形式向四周传播，引起地表的震动。地震只发生于地球表面至 700km深度以内的脆性圈层中。世界地震区呈带状分布并与板块边界非常一致，板块间的相互作用是引起地震的主要因素。
地质年代：在内外力作用下，地壳的组成、构造及外部形态不免经常发生变化，一系列变化构成的连续时间，可以清晰的反映地壳演化的历史，通常以地质年代表示这种演化的时间和顺序，地质年代又有相对年代和绝对年代之分。 相对年代法（古生物地层法）：依据地层下老上新的沉积顺序，地层剖面中的整合与不整合关系，标准古生物化石与生物群体进行对比，确定某个地层或事件的相对年代的方法。此法虽能分清地质时间的先后，却不能确定其具体时间。
绝对年代法：通过矿物或岩石的放射性同位素的测定，依据放射性元素蜕变规律计算其绝对年龄，即距今天的年数。
第三章大气和气候
1. 大气气溶胶：大气中悬浮均匀分布的相当数量的固体微粒和液体微粒，如海盐粉粒、灰尘（特别是硅酸
盐）、烟尘和有机物等多种物质，所构成的稳定混合物，统称为气溶胶粒子。半径 2. 10-2~10-8 cm，主要来源有自然源和人工源两种。
3. 气压与标准大气压：定义从观测高度的大气上界单位面积上（横截面积 1 cm2）铅直空气柱的重量为大
气压强。通常用水银气压表和空盒气压计测量，单位用水银柱高度毫米（mm）表示，国际单位制帕斯卡（Pa），气象学用百帕（hPa）。气象学把温度为 0℃，纬度为 45°的海平面气压作为标准大气压，称为一个大气压。气压有周期性日变化和年变化，还有非周期性变化。
4. 大气分层：按照分子组成，大气可分为均质层和非均质层。在气象学中，通常按照温度和运动情况（气
温在垂直方向上的变化），将大气圈分为五层：
5. 对流层是大气的最底层，空气垂直运动旺盛，空气对流运动显著。平均高度 11km，云、雾、雨、雪等主
要天气现象都出现在此层，天气现象复杂多变。气温随温度升高而降低，平均每升高 100m下降 0.65℃。 6. 平流层：从对流层顶到 55km左右的大气层，气流稳定。显著特点是温度随高度不变或微升，即由等温
分布变成逆温分布。水汽、尘埃等非常少，很少出现云和降水，大气透明度好，利于高空飞行。 7. 中间层（高空对流层）：从平流层顶到 85km高度的气层。最重要的特点是温度随高度升高而迅速降低，
有强烈的空气垂直运动，空气稀薄，水汽很少。 8. 暖层（热层或电离层）：中间层顶至 800km高度的气层。该层空气密度小，强烈吸收太阳紫外辐射，因
而温度随高度上升增加很快。空气受太阳紫外辐射和宇宙线作用处于高度电离状态。常出现极光。
9. 散逸层（外层） ：800km高度以上的大气层。上界为 3000km左右，是地球大气与星际空间的过渡区域，
无明显边界。空气极其稀薄，温度随高度升高。
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10. 太阳辐射：太阳是距离地球最近的一个恒星，其表面温度约为 6000K，内部温度更高，所以太阳不停地
向外辐射巨大的能量。太阳辐射主要是波长在 0.4~0.76μm的可见光，约占总能量的 50%；其次是波长大于 0.76μ m的红外辐射，约占总辐射能的 43%；波长小于 0.4μm的紫外辐射约占 7%。相对地球辐射来说，太阳辐射的波长比较短，故称太阳辐射为短波辐射。
11. 太阳辐射强度：表示太阳辐射能强弱的物理量，即单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能。 12. 太阳常数：在日地平均距离（D=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，称为太阳常数。事实上，由于太阳光谱辐照度随波长的变化曲线而有年际变化，太阳常数并非保持恒定。
13. 潜热输送：海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以传输到大气层中。一方面水汽凝结成雨滴或雪时，放
出潜热给空气；另方面雨滴和雪降到地面不久又被蒸发，这个过程交替进行。地-气系统的能量交换主要通过它完成（大气依靠水汽凝结释放潜热而得到的能量最多）。
14. 感热输送：陆面、水面温度与低层大气温度并不相等，因此地表和大气间便有由感热交换而产生能量输
送。在地球表面能量转换过程中，当地表温度高于低层大气时，将出现指向大气的感热输送。反之，感热输送方向指向地面。就全球平均而言，无论是陆面或者洋面，感热交换的结果总是地表向大气输送能量。
15. 大气辐射与大气逆辐射
16. 大气获得能量后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射。其中一部分外逸到宇宙空间，一部分向下投向
地面。后者是大气逆辐射。大气逆辐射的存在使地面实际损失的热量略少于以长波辐射放出的热量，地面得以保持一定的温暖程度。 17. 温室效应（花房效应）：大气成分，尤其是某些微量和恒量气体，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，这些气体被称为温室气体。既包括自然大气中固有的 CO2、水汽、 O3、CH4、N2O等成分，也包括人类活动释放的污染物质，主要有氟氯烃化合物（CFCs）及 CO2、CH4等。
18. 地-气系统的辐射平衡：大气和地面吸收太阳短波辐射，又依据本身的温度向外发射长波辐射，由此形成
了整个地-气系统与宇宙空间的能量交换。在地 -气系统内部，地面与大气也不断以辐射和热量输送形式交换能量。在某一段时间内物体能量收支的差值，称为辐射平衡或辐射差额。在没有其它方式的热交换时，辐射平衡决定物体的升
19. 温与降温；辐射平衡为零时物体温度不变。把地面直到大气上界当作一个整体，其辐射能净收入就是地
气系统的辐射平衡。地-气系统辐射能净收入包括，地面吸收的太阳辐射能及整层大气吸收的太阳辐射能之和再减去大气上界向空间放射的长波辐射能。辐射平衡有日变化和年变化。
20. 气温是大气热力状况的数量度量。实质上是空气分子平均动能大小表现。气温用温度计测定。气温变化
特点通常用平均温度和极端值——绝对最高温度、绝对最低温度表示。地理位置、海拔高度、气块运动、季节、时间以及地面性质都影响气温的分布和变化。
21. 气温的日较差：一天之内，最高温度与最低温度之差。日较差的大小与纬度、季节、地表性质、天气状
况等密切相关。
22. 气温的年较差气温年变化幅度称为年较差，是一年内最热月与最冷月平均气温之差。太阳辐射年变化与
气温年较差均随纬度的增高而增大。此外，气温年较差还随下垫面的性质、地形、高度而不同。
23. 等温线：气温的水平分布通常用等温线表示。等温线是将气温相同的点连接起来的曲线。在等温线图上
垂直于等温线方向上，单位距离内温度的变化值，称为水平温度梯度，方向从高值指向低值。等温线愈密，温度梯度愈大；反之愈小。封闭等温线表示存在温暖或寒冷中心。 24. 热赤道：近赤道地区有一个高温带，月平均温度冬、夏均高于
25. 24℃，称为热赤道。热赤道平均位于 5°~10°N。冬季在赤道附近或南半球大陆上，夏季北移到 20°N
左右。
26. 气温垂直递减率：对流层大气离地面愈高，吸收的地面长波辐射能愈少。因此气温随海拔升高而降低。
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气温随高度变化的情况，用单位高度（通过取 100m）气温变化值表示，即℃/100m，称为气温垂直递减率，简称气温直减率 r。整个对流层海拔每升高 100m，气温平均降低
0.65℃。由于受纬度、地面性质、大气环流等因素影响，对流层气温直减率随地点、季节、昼夜不同而变化。
逆温层：一般说来，夏季和白天地面吸收大量太阳辐射，长波辐射强度大，近地面空气层受热多，气温直减率大；冬季和夜晚直减率小。但在特殊情况下，某些气层的温度随高度而增强，这些气层称为逆温层。近地面层常因夜间地面辐射降温而形成逆温层，称为辐射逆温。较暖的空气流到较冷地面或水面上时，也会形成逆温，称平流逆温。此外还有锋面逆温和下沉逆温。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，故称阻挡层。
湿度：大气从海洋、湖泊、河流以及潮湿土壤的蒸发或植物的蒸腾作用中获得水分，水分进入大气后，通过分子扩散和气流的传递而散布于大气中，使之具有不同的潮湿程度。大气的湿度状况是决定云、雾、降水等天气现象的重要因素。由于测量方法和实际应用不同，常采用多个湿度参量表示水汽含量：水汽压和饱和水汽压。绝对湿度和相对湿度。露点温度。
水汽压和饱和水汽压：大气中的水汽所产生的那部分压力，就叫水汽压（e），也用百帕表示。在气象观测中，由干、湿球温度差经过换算而求得。地表湿度的分布相当复杂，它不仅决定于某一地区经常停留的气团性质和大气垂直运动情况，也和下垫面性质有很大关系。但一般情况下，地面水汽压由赤道向两极减小。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，成为饱和空气。饱和空气的水汽压，称为饱和水汽压（E），也叫最大水汽压，因为超过这个限度，水汽就开始凝结。饱和水汽压随温度升高而增大。不同温度条件下，饱和水汽压的数值不同。可见，饱和水汽压是温度的函数。 绝对湿度和相对湿度：单位容积空气所含的水汽质量通常以 g/cm3表示，称为绝对湿度（a）或水汽密度。大气的实际水汽压 e与同温度下的饱和水汽压 E之比，称为相对湿度（f）,用百分数表示。相对湿度能够直接反映空气距饱和的程度和大气中水汽的相对含量，在气候资料分析中应用很广。相对湿度日变化通常与气温变化相反。在水汽一日变化不大的情况下，相对湿度最高值出现在日出之前；最低值出现在午后。这是由于温度升高时，蒸发作用加强，水汽压虽有所增大，但饱和水汽压增大更多，相对湿度反而降低。相对湿度的年变化，一般是夏季最小，冬季最大。相对湿度分布随距海远近与纬度高度而不同。 露点温度：一定质量的湿空气，若气压保持不变，而令其冷却，则饱和水汽压
E随温度降低而减少。当 E=e时，空气达到饱和。湿空气等压降温达到饱和的温度就是露点温度 Td简称露点。
蒸发与蒸发量：液态水转化为水汽的过程，称为蒸发，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。实际工作中，一般以水层厚度（mm）表示蒸发速度，称为蒸发量。蒸发量的变化一般与气温变化一致。一日内，午后蒸发量最大；日出前蒸发量最小。一年内，夏季蒸发量大，冬季小。蒸发量的空间变化受气温、海陆分布、降水量等诸因素的影响。
凝结与凝结核：凝结是发生在 f≥100%（e≥E）过饱和情况下的与蒸发量相反的过程。凝结现象在地面和大气中均能产生。大气中的水汽产生凝结，需要一定条件，既要使水汽达到饱和或过饱和，还必须有凝结核。空气中的尘埃、烟粒等吸湿性的质点，就是水汽开始凝结的核心，称为凝结核。凝结核主要起两个作用：一是对水汽的吸附作用，而是使形成的滴粒比单纯由水分子聚集而成的滴粒大的多，使之处于潮湿环境中，有利于水汽继续凝结。
大气降温过程：绝热冷却——空气上升时，因绝热膨胀而冷却，可使空气温度迅速降低，在较短时间内引起凝结现象，形成中雨或大雨。
辐射冷却——空气本身因向外放散热量产生冷却。
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。
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，多余的水汽就会凝结。
降水：从云层中降落到地面的液态水或固态水，称为降水。降水是云中水滴或冰晶增大的结果。从雨滴到形成降水必须具备的两个基本条件：一是雨滴下降速度超过上升气流速度；而是雨滴从云中降落到地
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面前不致完全被蒸发。
冰晶效应：当水滴和冰晶共存时，在温度相同条件下，由于冰面饱和水汽压小于水面饱和水汽压，水滴将不断蒸发变小，二是冰晶则不断凝华增大，这种过程称为冰晶效应。
对流雨：暖季空气湿度较大，近地面气层强烈受热，引起对流而形成的降水。多于暴雨形式出现，并伴有雷电现象，故又称为热雷雨。全球赤道带全年以对流雨为主。我国西南季风区也以热雷雨为主，但通常只见于夏季。
地形雨：暖湿空气前进途中遇到较高山地阻碍而被迫抬升，绝热冷却，在达到凝结高度时，便产生降水。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。
锋面（气旋）雨：两种物理性质不同的气团相遇，暖湿空气循交界面滑升，绝热冷却，达到凝结高度时便产生云雨。由于气团的水平范围很广，上升速度缓慢，所以锋面雨具有雨区广、持续时间长的特点。温带地区锋面雨占有主要地位。
台风雨：台风是产生在热带或副热带海面温度在 26℃以上的广阔洋面上的一种空气旋涡。结构：由四周向中心依次为大风区、旋涡风雨区、台风眼区。中心附近空气上升，眼区空气下沉。形成的动力原因主要受气压题独立和地转偏向力作用，也受惯性离心力作用。台风中有大量暖湿空气上升，可产生强度极大的降水、狂风、巨浪，破坏力极大，有时造成灾害。仅出现在夏、秋季节。
降水变率：用于表示各地降水量在年际、年内各月间的变化情况即各年降水量的距平数与多年降水量的百分比
距平数 ：表征降水量的变化程度。 Cv=平均数100% 式中，平均数为某地多年平均降水量；距平数为当年降水量与平均数之差。降水变率大小，反映降水的稳定性和可靠性。一个地区降水量丰富、变率小，表明水资源利用价值高。降水变率大，表明降水愈不稳定，往往是反映该地区旱涝频率较高。
湿润系数：一地的年降水量反映该地的水分收入状况，蒸发量反映水分支出状况，某地是湿润还是干旱，取决于该地降水量 P与蒸发量 E的对比关系，通常用湿润系数
K表示，即 K=P/E，P≥E，表明水分收入≥支出，属于湿润状况；P 水平气压梯度力：气压分布不均产生气压梯度，使空气具有由高压区流向低压区的趋势。在讨论空气运动时，通常把存在水平气压梯度时单位质量空气所受的力，称为水平气压梯度力 G．水平气压梯度力是使空气运动即形成风和决定风向、风速的主导因素。 地转偏向力：由于地球转动而使在地球上的物体发生方向偏转的力，称为地转偏向力。 A =2vwsin j 地转偏向力的大小同风速和所在纬度的正弦成正比。在风速相同的情况下，则随纬度增高而增大。赤道上地转偏向力等于零；两极地转偏向力最大，等于 2vw。 地转风：指自由大气中空气作等速、直线运动。地转风与水平气压场之间存在着一定的关系，即白贝罗风压定律：在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；在南半球则相反。 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。梯度风仍然遵循白贝罗风压定律。 热成风：水平温度分布不均将导致气压梯度随高度发生变化，风也相应随高度发生变化。由水平温度梯度引起的上下层风向量差。热成风与等温线的关系同地转风与等压线的关系相似，即在北半球背热成风而立，高温在右，低温在左；南半球相反。 埃克曼螺线：把北半球摩擦层中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曲线，称为埃克曼螺线。它表示北半球摩擦层中风随高度呈螺旋式旋转分布；随着高度的升高，风速逐渐增大，风向向右偏转，最终风向与等压线完全一致。 大气环流：指大范围内具有一定稳定性的各种气流运行的综合现象。水平尺度可涉及某个大地区、半球甚至全球；垂直尺度有对流层、平流层、中间层或整个大气圈的大气环流；时间尺度有一至数日、月、年、半年、一年直至多年的平均大气环流。其主要表现形式包括全球行星风系、三圈环流、定常分布的 8