复大气降水概要.ppt

判断降水的地区分布差异大小: 密集——降水的地区分布差异大 稀疏——降水的地区分布差别小 如下图，B地区等降水量线比A地密集，B地区降水分布差别比A地大。(图中单位mm，下同) 判断海陆影响 等降水量线与海岸线大致平行——降水自沿海向内陆减少 如下图是我国辽宁省年降水量等值线分布状况，降水由东南沿海向西北内陆减少。 判断迎风坡和背风坡: 等降水量线与山脉走向平行 多雨——迎风坡 少雨——背风坡 右图是某地年等降雨量线示意图，按要求回答下列各题： （1）丁地附近海域的洋流可能是（ ） A.加利福尼亚寒流 B.日本暖流 C.东澳大利亚暖流 D.本格拉寒流 (2)乙和丙两地海拔相比（ ） A.一样高 B.乙比丙高 C.丙比乙高 D.无法确定 (3).限制甲处农业发展的最主要因素是（ ） A.热量 B.光照 C.水源 D.政策 (4).为使甲地农业生产保持高产稳产，须采取的途径是（ ） A.改良土壤 B.大量使用农药 C.跨流域调水 D.机械化 C B C C 实战演练 等降水量线闭合：山地迎风坡降水多,盆地降水少 * 大气降水 形成条件 影响因素 主要类型 表达方式 时空规律 主要影响 1.降水的概念 从云中降到地面上的液态或固态水。 常见形式：雨、雪、冰雹 降水的形成 2.降水形成条件(温度条件，物质条件） ①有充足的水汽 ②有凝结核 ③空气达到饱和时，气温继续降低（空气作上升运动），或者水汽继续增加。 ④云滴增大到能降落到地面 a.吸附水汽 b.碰撞合并 10 9 20 17 30 0 30 (克 / 米 ） 单 位 体 积 水 汽 含 量 温 度 3 过 饱 和 未 饱 和 C ( ) 饱和状态与气温的关系图示 饱和空气：在一定温度下，当空气不能再容纳更多水汽时，就成为饱和空气。如果水汽再增加，或者空气上升，气温降低，就会使空气达到过饱和，空气中容纳不下的水汽便会凝结出来，由气态水转变为液态水。自然界中，空气上升冷却是大气中水汽凝结的主要方式。 地形雨 对流雨 旋涡风雨区 旋涡风雨区 台风雨 降水类型 (一)对流雨 近地面空气强烈受热时，引起热力对流运动，湿热空气在上升过程中，随着气温不断降低，其中的水汽冷却凝结形成降水，这叫对流雨。对流雨的强度大、历时短、范围小，还常伴有暴风、雷电，故又称热雷雨。赤道地区常年以对流雨为主，我国在夏季午后也常出现对流雨。 (三) 锋面雨 冷暖性质不同的气流相遇，它们中间的交界面叫做锋面。锋面与地面相交的线，叫做锋线。习惯上把锋面和锋线统称为锋。锋面一般为一个狭窄而又倾斜的过渡地带。由于冷空气密度大，暖空气密度小，暖湿空气在锋面上常有大规模的上升运动。暖湿空气在抬升过程中，其中的水汽冷却凝结形成降水，这叫锋面雨。锋面雨持续的时间长，范围广，强度小。我国东部地区夏秋季节的降水多是锋面雨。 锋面及锋面雨云 锋面雨云 锋面系统有哪些类型？各自具有怎样的特征？在过境前、时、后的天气状况怎样？ 地形雨及焚风 (二) 地形雨 暖湿空气在前进途中，遇到地形阻挡，被迫沿迎风坡爬升，空气中的水汽因冷却凝结而形成降水，这叫地形雨。地形雨发生在山的迎风坡上。在山的背风坡，因气流下沉，温度不断增高，空气难以达到过饱和，所以降水很少，形成雨影区。 气流越过山顶 之后，气流沿背风坡下降，并按干绝热直减率增温。当气流到达山脚时，气温明显升高，湿度显著减小，形成干而热的焚风。焚风是山区常见的天气现象。焚风吹来时，气温迅速升高，湿度急剧减小。因此，初春的焚风，可以促进积雪融化；夏末的焚风可以促进农作物早熟。但强大的焚风，能使旱情加重或增加森林火灾的危险. 高度 降水量 中国雨极？世界雨极？ 右图是某地年等降雨量线示意图，按要求回答下列各题： （1）丁地附近海域的洋流可能是（ ） A.加利福尼亚寒流 B.日本暖流 C.东澳大利亚暖流 D.本格拉寒流 (2)乙和丙两地海拔相比（ ） A.一样高 B.乙比丙高 C.丙比乙高 D.无法确定 (3).限制甲处农业发展的最主要因素是（ ） A.热量 B.光照 C.水源 D.政策 (4).为使甲地农业生产保持高产稳产，须采取的途径是（ ） A.改良土壤 B.大量使用农药 C.跨流域调水 D.机械化 C B C C 实战演练 台风雨剖面示意图 (四) 台风雨 台风是形成于热带洋面上的热带气旋。周围大量暖湿空气围绕台风中心旋转上升，其中的水汽冷却凝结形成降水，这叫台风雨。台风雨的强度很大，多为暴雨，且伴有狂风、雷电。 旧课本113页“台风结构图”，台风眼的气流运动方向？天气状