氣象學與氣候學題庫

《氣象學與氣候考》兼席

1、簡述干潔空氣的概念及其主要成分。（答案）

2、虛溫含義，它可直接測量嗎？（答案）

3、從大氣組成推導大氣摩爾質量u=?（答案）

4、體積相同、P和T相同的干濕空氣重量是否一樣？（答案）

5、P=1010hPa,e=10hPa,t=27℃,求Tv（虛溫）。（答案）

6、當氣溫為25℃,氣壓為1080hPa,相對濕度f=65%時，求e（水汽壓）、

E（飽和水汽壓）、d（飽和差）、a（絕對濕度）、q（比濕）。（答案）

7、若相對濕度f,氣壓p不變，增溫時，絕對濕度a和比濕q前后是否相同？（答

案）

8、對流層的特征如何，為什么？（答案）

9、臭氧層形成過程及其作用怎樣？（答案）

10、某地兩時刻f,P相同，當TDT2時，a,q是否相同？（答案）

11、簡述靜力學方程成立的條件、表達式及其物理意義。（答案）

12、什么是地面總輻射，與大氣上界的太陽輻射相比有什么變化？（答案）

13、分別涂為黑白色但性質相同的兩個物體，在露天下其夜間與白天的表面溫度

是否相同？（答案）

14、溫度為20℃的氣塊在r=-0.1℃/100m的大氣中絕熱上升或下沉500m

后的溫度是多少？這時氣塊周圍的氣層溫度是多少，氣層是否穩(wěn)定？（答案）

15、求地氣系統(tǒng)的短波反射率為0.7時，地氣系統(tǒng)的平均平衡溫度（設此系統(tǒng)對

長波而言是黑體）。（答案）

16、為什么云層存在會使白天氣溫降低，夜間氣溫升高？（答案）

17、同為睛夜靜風，清晨但較干燥地區(qū)夜間的降溫幅度一般總比濕潤地區(qū)大，這

是為什么？（答案）

18、假定地球的行星反射率=0.3,地球處于輻射平衡狀態(tài)時的等效黑體溫度應為

多少？（答案）

19、大氣中除貼地層Y,Yd夕卜，很少出現(xiàn)情況，為什么？（答案）

20、大氣的特殊量T、Td、（T-Td）各有什么含義？（答案）

21、大氣保溫作用與溫室效應是一回事嗎？（答案）

22、靜力不穩(wěn)定與潛在不穩(wěn)定有什么不同。（答案）

23、形成云雨的主要條件是什么，為什么會形成不同類型云雨。（答案）

24、地面蒸發(fā)快慢與哪些因子有關。（答案）

25、氣壓為960hPa,氣溫為25c,相對濕度為35%,求絕對濕度、比濕和虛

溫。（答案）

26、氣溫為10℃,相對濕度為60%時，求露點溫度。（答案）

27、比較云和霧。（答案）

28、為什么水平氣壓梯度力是大氣運動的主要推動力。（答案）

29、等壓面上氣壓處處相等，為什么還能描繪水平氣壓分布。（答案）

30、重力位勢高度與幾何高度有什么區(qū)別，為什么要用重力位勢高度？（答案）

31、比較對流云與層狀云的生長條件，形態(tài)。（答案）

32、水平地轉偏轉力的大小為什么與緯度有關。（答案）

33、比較同緯度海陸上空氣溫不同及其原因。（答案）

34、地面大氣活動中心的含義是什么，與一般氣壓中心有什么不同，北半球主要

有哪些大氣活動中心？（答案）

35、實際風，地轉風，梯度風，以及熱成風各指什么，它們之間有什么關系？（答

案）

36、北半球某地風向隨高度增加而逆轉時，地面氣壓變化趨勢…般是增高還是降

低.（不考慮其他因子）。（答案）

37、你能舉出幾個屬于大尺度、天氣尺度及中小尺度的天氣系統(tǒng)嗎？（答案）

38、天文氣候和實際氣候的差異？（答案）

39、為什么低、中緯地區(qū)Rg小，而白天溫度T反而高？（答案）

40、簡述海陸熱力性質的差異及其對增溫和冷卻的影響？（答案）

41、天氣與氣候的含義有什么不同，現(xiàn)代氣候學的核心是什么？（答案）

42、怎樣理解氣候系統(tǒng)。（答案）

43、為什么天文氣候具有地帶性與周期性的特點，它的具體含義是什么？（答案）

44、為什么地面輻射差額中、低緯為正值，而高緯為負值。（答案）

45、為什么地面發(fā)射的長波輻射量可以大大的超出所吸收的短波輻射量。（答案）

46、中、低緯大陸東西岸各受哪些活動中心的影響?會導致什么氣候差異？（答案）

47、簡述氣壓隨時間變化的原因。（答案）

48、鋒面氣旋發(fā)展過程中，鋒系結構、天氣的變化如何？（答案）

49、副高的活動與我國的雨帶、旱澇有何關系？（答案）

50、一般說冷氣團變性快，暖氣團變性慢，為什么？（答案）

51、我國不是氣團的源地而多鋒面活動，為什么？（答案）

52、為什么鋒面氣旋主要活動在中緯度地區(qū)？（答案）

53、比較臺風與熱帶氣旋。（答案）

54、ITCZ的分布與季節(jié)變化如何？（答案）

55、怎樣理解氣團的形成與變性。（答案）

56、土壤活動層厚度與哪些因子有關？（答案）

57、何謂最大降水高度，它與哪些因素有關？舉例說明。（答案）

58、與自由大氣比較，山地氣溫隨高度遞減的速度是快還是慢？冬夏季是否相

同？（答案）

59、為什么冰雪覆蓋也是氣候系統(tǒng)中重要因子之一，主要有哪些影響？（答案）

60、地形對氣候的影響與其他因子的影響有何獨特的地方？（答案）

61、季風、季風氣候的定義，東亞季風和南亞季風的異同？（答案）

62、低緯沙漠總輻射最多，為什么輻射差額反而比同緯度少，是否意味著提供給

大氣的熱量也少？（答案）

63、熱量南北輸送最大處在何緯度，為什么？主要靠什么環(huán)流輸送這些熱量？（答

案）

64、簡述低緯信風帶及熱帶輻合帶控制大陸東西岸的主要氣候特征？（答案）

65、何謂行星季風現(xiàn)象?它可能出現(xiàn)在哪些地區(qū)？（答案）

66、典型的大陸性、海洋性氣候應分布在哪些地區(qū)？為什么？（答案）

67、柯本氣候分類法中用什么指標來反映氣候的干濕，為什么。（答案）

68、斯查勒氣候分類法中的可能蒸散量、土壤儲水量、多余水量等各有什么氣候

學意義。（答案）

69、試述季風的成因（不同的類型）、分布。（答案）

70、東亞季風和南亞季風在成因和現(xiàn)象上有何差異？它們的氣候特征如何？（答

案）

71、什么是“ElNino”現(xiàn)象及“ENS0”現(xiàn)象。（答案）

72、試用熱量平衡方程各分量從秋到冬的變化，說明冬季海洋是大氣的“熱源”、

大陸是“冷源”，并且這種差異在高緯更加明顯。（答案）

73、北半球海陸分布對平均氣溫的分布有何影響（冬、夏），以及形成季風。（答

案）

74、什么是海洋性氣候，它在溫、濕上的主要特征，哪些地方存在著海洋性氣

候區(qū)，高低緯的海洋性氣候有什么不同。（位置、成因、特征等）。（答案）

75、洋流是如何對氣候產生影響的。（答案）

76、構造一個氣候大陸度主要應包括哪些因子。（答案）

77、為什么海洋有時是大氣的熱源，有時又成為冷源？在各緯度是否一致？（答

案）

78、談談青藏高原對氣候的影響（動力、熱力、季風等）。（答案）

79、什么是小氣候，為什么會形成小氣候差異。（答案）

80、什么是湍流系數(shù)，它的大小和哪些因子有關，有什么實際用途。（答案）

81、雪線高度和什么因子有關。（答案）

82、為什么說冰雪覆蓋面是一種比較特殊的下墊面，它的天氣和氣候意義。（答

案）

83、冰雪覆蓋面對大氣的致冷作用與夏季海洋冷源有何不同？（答案）

84、青藏高原對東亞與南亞季風的形成起了哪些作用？（答案）

答案：

1、干潔空氣是指大氣中除去水汽、液體和固體微粒以外的整個混合氣體，簡稱

干空氣。它的主要成分是氮、氧、氨、二氧化碳等，其容積含量占全部干潔空氣

的99.99%以上。其余還有少量的氫、敏、氟、債、臭氧等。

2、在等壓條件下，當干空氣具濕空氣密度時之溫度即稱為虛溫，由此可知其代

表干空氣的溫度，一般由Tv表示。定義虛溫的用意在于，濕空氣的分子量會隨

環(huán)境水氣量改變而改變，使氣體常數(shù)（R）成為變數(shù)，而較難正確計算出來。為使

計算方便，所以利用干空氣的氣體常數(shù)來計算，因此定義虛溫來代替濕空氣的溫

度，如此就不用考慮變動的氣體常數(shù)了，亦即可以處理掉復雜的水氣效應，由此

可知，虛溫為水氣的函數(shù)。因為實際觀測環(huán)境大氣所得的溫度為濕空氣溫度，而

所使用的氣體常數(shù)為干空氣氣體常數(shù)（R）,所以實際上狀態(tài)方程（P=PRT）（其

中1^口*/0!（1）并不成立（因為其使用干空氣氣體常數(shù)（R）,而溫度卻用濕空氣的），

所以為使其成立需使用虛溫（即干空氣之溫度），如此才可使R與T均為干空氣之

值。由于虛溫與實際觀測之溫度誤差不算大（仍在允許的誤差范圍內），因此目前

大多數(shù)的人仍直接利用實際觀測之溫度來代替虛溫。Tv=T+W/6。其中T為實際大

氣溫度，W為飽和混合比值。表示虛溫與實際溫度之差距，等于露點溫度所在的

飽和混合比數(shù)值的六分之一。

3、大氣是混合氣體，大氣摩爾質量也就是混合氣體的平均摩爾質量。

Mg=-^=妁*6%+%*%%+...%*<%

斗9

=咽*細％+河4*%%+"%%+”-%

=28.0134*78.084%+31.9988*20948%+39.948*0.934%+44.0099*0.033%

=28.97

4、干空氣狀態(tài)方程為:P=P&R江濕空氣狀態(tài)方程為

尸=%&T(1+0.3785

戶=0為丁=/&7(1+0.378

在T,V,P相同的情況下:得出

Q=%(1+0.37號

叫=Py%=Py

md-(1+0.378/

：.

V相同，所以md^mvt

5、Tv=(l+0.378e/p)T=301.1228

6、25c時,飽和水汽壓E=3L668,f=e/E,則

e=fE=65%*31.668=20.5842d=E-e=31.668-20.5834=11.0838,

a=289*e/T=289*20.5834/(25+273)=19.9625q=0.622*e/P=0.0119

7、當溫度升高時，飽和水汽壓E要增大，而f不變，所以水汽壓e也要增大，q

是比濕，q=0.622e\P,P不變，e增大，所以q要增大。a是絕對濕度。即單位

體積空氣中所含的水汽量，也是增大的。

8、對流層有三個基本特征：

(1)氣溫隨高度增加而降低：由于對流層主要是從地面得到熱量，因此氣溫隨高

度增加而降低。高山常年積雪，高空的云多為冰晶組成，就是這一特征的明顯表

現(xiàn)。

(2)垂直對流運動：由于地表面的不均勻加熱，產生垂直對流運動。對流運動的

強度主要隨緯度和季節(jié)的變化而不同。一般情況是：低緯較強，高緯較弱：夏季

較強，冬季較弱。因此對流層的厚度從赤道向兩極減小。

(3)氣象要素水平分布不均勻：由于對流層受在表的影響很大，而地表面有海陸

分異，地形起伏等差異，因此在對流層中，溫度、濕度等的水平分布是不均勻的。

9＞臭氧層的形成：臭氧層(ozonelayer)是指大氣中臭氧濃度較高的層次。

一般指高度在10-50km之間的大氣層，也有指20-30km之間臭氧濃度最大的大

氣層。即使在濃度最大處，臭氧對空氣的體積比也只有百萬分之幾，因此它在大

氣中是痕量成分。將它折算到標準狀態(tài)(氣壓為1013.25hPa,溫度為273K),

在整個大氣層中，總累積厚度只有0.15-0.45cm。其含量雖少，卻能吸收掉大部

分的太陽紫外輻射，對人類和其他生物起著重要保護作用。臭氧吸收太陽紫外輻

射而引起的加熱作用，還影響著大氣溫度層結和環(huán)流。大氣臭氧的形成過程，大

致如下：氧分子吸收太陽輻射中波長小于2420A。的光量子而離解為氧原子，由

此可形成一系列反應，其中最主要的反應過程是氧分子和氧原子在第三氣體(M)

的參與下形成臭氧。

臭氧層的作用：(1)臭氧層阻擋了強紫外線輻射到地面，保護了地球上的生命。

強紫外輻射有足夠的能量使包括DNA在內的重要生物分子分解，增高患皮膚癌、

白內障和免疫缺損癥的發(fā)生率，并能危害農作物和水生生態(tài)系統(tǒng)，可以說，如果

沒有大氣臭氧層的保護，這個世界就不能存在。

(2)臭氧層吸收的太陽紫外輻射能量使平流層大氣增溫，對平流層的溫度場和

大氣環(huán)流起著決定性作用，如果平流層臭氧濃度下降，將引起平流層上部溫度下

降，平流層下部和對流層溫度上升。因此，臭氧層對建立大氣的垂直溫度結構和

大氣的輻射平衡起重要作用。臭氧層吸收了部分太陽輻射.，估計能使地面的平均

溫度降低「2度。

10、f,P不變，當增溫時，飽和水汽壓要增大，而f,P不變，則水汽壓也要增大,

那么q=0.622*e/P,q將增大。所以，TDT2,q增大，a不變。

11.大氣靜力學方程，表示了大氣在鉛直方向上所受的作用力達到平衡時，氣壓

隨高度變化的規(guī)律。若在靜止大氣中取一個單位截面積，鉛直厚度為dz的空氣

柱。由于是靜止大氣，所以空氣無水平運動，只在垂直方向受到重力和氣體壓力

的作用。大氣靜力學基本方程的物理意義就是在相對于地面呈靜止狀態(tài)的大氣

中，單位質量空氣所受到的重力與垂直氣壓梯度力處于平衡。所以大氣靜力學基

本方程又稱大氣靜力平衡方程，簡稱靜壓方程。其方程式是：dp/dz=-kg(k表

示空氣密度)分析靜力學方程可得到以下幾點結論：

(1).當dz>0時、dp<0,說明隨高度的增加氣壓是下降的。

(2).任意高度處的氣壓等于從該高度向上到大氣上界的單位截面積垂直氣柱的

重量。

(3).因g隨高度的變化很小，所以氣壓隨高度的增加而降低的快慢主要取決于

空氣的密度。密度大的氣層，氣壓隨高度的增加降低得快，密度小的氣層，氣壓

隨高度的增加而降低得慢。

靜力學方程是在假設大氣處于相對靜止的條件下求得的，但實踐證明，除了有強

烈對流運動的ill區(qū)或強對流天氣系統(tǒng)以外，它可以相當準確地應用于運動大氣。

因此它在氣象學中得到廣泛應用。

12、地球上某一點接受太陽的能量，一部分來自直接輻射，另一部分則是散射輻

射,二者之和稱為地面總輻射.大氣上界的太陽輻射通過大氣圈，然后到達地表。

由于大氣對太陽輻射有一定的吸收，散射和反射作用，使投射到大氣上界的太陽

輻射不能完全到達地面，所以在地球表面所獲得的太陽輻射強度要小。

13、白天，白色物體的反照率高，黑色物體的反照率低，黑色物體比白色物體更

能吸熱，所以，白天，黑色物體比白天物體的溫度高。晚上，沒有了太陽輻射，

白色物體和黑色物體的溫度相同。

14、考慮干絕熱情況：上升500m,其溫度

為：℃

而周圍的空氣溫度為℃

下降500m,其溫度為：℃

可得加速度a為

因為，所以大氣處于穩(wěn)定狀態(tài)。

15、設地-氣系統(tǒng)是一個半徑為r（約等于地球半徑）的球，對短波輻射的反射

率為R=0.7。設地氣系統(tǒng)可看作黑體，在地氣系統(tǒng)達到平衡時一，有

得到

=1367,R=0.7,o=5067*10'-8W/m_2k*4可得T=38k0

16、白天云層存在，云層對太陽輻射有吸收，散射和反射作用，云層越厚，作用

越強，那么到達地面的太陽輻射就小，使得白天氣溫降低；而在夜間，由于云層

的存在，而不存在太陽輻射，云層越厚，大氣逆輻射超強，地面可以得到熱量的

補償，減少熱量的損失，地面有效輻射小，所以，夜間的氣溫升高。

17、溫室效應氣體中有水，水汽對地面長波輻射也有較強的吸收能力，在晴夜靜

風情況下，干燥地區(qū)夜間保溫作用就小，而濕潤地區(qū)的水汽有保溫作用，使得夜

間的降溫幅度不是很大。

18、設地-氣系統(tǒng)是一個半徑為r（約等于地球半徑）的球，對短波輻射的反射

率為R=0.3。設地氣系統(tǒng)可看作黑體，在地氣系統(tǒng)達到平衡時，有

得：

T=255K。

19、在對流層中，總的情況是氣溫隨高度而降低，這首先是因為對流層空氣的

增溫主要依靠吸收地長波輻射，因此離地面愈近獲得地面長波輻射的熱能愈多，

氣溫乃愈高。離地面愈遠，氣溫愈低。其次，愈近地面空氣密度愈大，水汽和固

體雜質愈多，因而吸收地面輻射的效能愈大，氣溫愈高。愈向上空氣密度愈小，

能夠吸收地面輻射的物質水汽、微塵愈少，因此氣溫乃愈低。整個對流層的氣溫

直減率平均為0.65℃/100m.實際上，在對流層內各高度的氣溫垂直變化是因時

因地而不同的。對流層的中層和上層受地表的影響較小，氣溫直減率的變化比下

層小得多。在中層氣溫直減率平均為0.50.6℃/100m,上層平均為0.650.75℃

/100m.對流層下層（由地面至2km）的氣溫直減率平均為0.30.4℃/100m.但

由于氣層受地面增熱和冷卻的影響很大，氣溫直減率隨地面性質、季節(jié)、晝夜和

天氣條件的變化亦很大。例如，夏季白晝，在大陸上，當晴空無云時，地面劇烈

地增熱，底層（自地面至300-500m高度）氣溫直減率可大于干絕熱率（可達

1.21.5℃/100m）o

20、T、Td、（T-Td）分別指氣溫、露點和溫度露點差。在空氣中水汽含量不變、

使空氣冷卻到飽和時度，稱露點溫度，簡稱露點，用Td表示。空氣中水汽含量

愈高，露點愈高，反之亦然。在實際大氣中，空氣經常處于未飽和狀態(tài)，露點溫

度比氣溫要低，即TdVT。因此根據(jù)溫度露點差（T-Td）,可以大致判斷空氣距

離飽和的程度。

21、大氣對短波輻射吸收比較小，而對長波輻射有一定的吸收，也有一定的反射。

這一特性類似于溫室的玻璃，它可以讓太陽的短波輻射通過，但對長波輻射則是

吸收的，因此溫室內的溫度可以比外邊的高很多，但應指出，溫室玻璃還有一個

作用就是隔絕了溫室內外的空氣對流，從而保持溫室內較高的溫度，地球大氣并

沒有這一作用，因此，大氣保溫作用和溫室效應不是一回事。

22、靜力穩(wěn)定度的特點，取決于氣塊在運動過程中的溫度變化，也依賴于周圍大

氣溫度的鉛直分布。若使受擾氣塊有繼續(xù)遠離原來位置的趨勢,則稱大氣是靜力

不穩(wěn)定的。.當氣塊只有上升到某一臨界高度后才呈現(xiàn)不穩(wěn)定的大氣，稱為潛在

不穩(wěn)定。處于靜力穩(wěn)定狀態(tài)的大氣，若將該大氣的氣柱一直抬升到完全飽和時

就呈現(xiàn)靜力不穩(wěn)定。

23、形成云雨的主要條件是凝結核的存在，空氣垂直上升所進行的絕熱冷卻使空

氣達到過飽和。在雨的形成過程中大水滴起著很重要的作用。由于空氣垂直上升

運動的形式和規(guī)模不同，形成云的狀態(tài)、高度、厚度也不同。大氣上升運動方式

主要有：熱力對流，動力抬升，大氣波動，地形抬升。不同的云，由于其水平范

圍，云高，云厚，云中含水量，云中溫度和升降氣流等情況不同，因而降水的形

態(tài)，強度，性質也隨之而有差異。

24、1).蒸發(fā)面的溫度蒸發(fā)面的溫度愈高，蒸發(fā)過程愈迅速。因為溫度高時，蒸

發(fā)面上的飽和水汽壓大，飽和差也比較大。這是影響蒸發(fā)的主要因素。2)空氣

濕度和風空氣濕度愈大，飽和差愈小，蒸發(fā)過程緩慢；空氣濕度愈小，飽和差愈

大，蒸發(fā)過程迅速。無風時，蒸發(fā)面上的水汽靠分子擴散向外傳遞，水汽壓減小

很緩慢，容易達到飽和，故蒸發(fā)過程微弱。有風時，蒸發(fā)面上的水汽隨氣流散布，

水汽壓比較小，故蒸發(fā)過程迅速。3)蒸發(fā)面的性質在同樣溫度條件下，冰面飽

和水汽壓比水面飽和水汽壓小，如果當時實有水汽壓相同，冰面上的飽和差比水

面小，因而冰面的蒸發(fā)比水面慢。由于海水濃度比淡水大(海水含有鹽分)，在

溫度相同的情況下，海水比淡水蒸發(fā)慢；清水蒸發(fā)比濁水慢，因為濁水吸熱多，

溫度升高快。影響蒸發(fā)速度諸因素中，溫度是經常起決定作用的因素，溫度愈高，

蒸發(fā)愈快；反之，愈慢。其次是風速，風速愈大，蒸發(fā)愈快；反之，愈慢。

25、25℃時,飽和水汽壓E=3L668,f=e/E,則

e=fE=35%*31.668=11.0838

a=289*e/T=289*ll.0838/(25+273)=10.7491q=0.622*e/P=0.0072

Tv=(l+0.378e/p)T=299.3005

26、10℃時,飽和水汽壓E=12.271,f=e/E,則

e=fE-60%*12.271=7.3626

當飽和水汽壓這7.3626時，由表可得Td=3℃

27、云和霧的形成都是水汽由未飽和達到飽和。一是增加空氣中的水汽，二是降

溫。一般來說云主要是靠潮濕空氣在上升運動過程中絕熱膨脹降溫達到飽和而生

成的。因此，上升氣流和充足的水汽是云生成的必要條件。而霧出現(xiàn)在貼地氣層

中，是接地的云。霧的形成有兩個基本條件，一是近地面空氣中的水蒸氣含量充

沛，二是地面氣溫低。

其實云、霧本是同類，并沒有本質上的差別，只是由于他們所處的位置不同，才

有云和霧之分。例如，當云層較低時，云底會淹沒高山之頂，可是位于山頂上的

人卻說，這里彌漫著濃密的大霧。有時山腰里被大霧所籠罩，可是平地上的人卻

又說，這是一條白色的云帶繚繞在山腰之中。因為人們通常是生活在地面，因此

總是從站在地面的位置來區(qū)分云或霧：籠罩在地面或海面的是霧；離開地面和海

面的，不管它有多高，都是云。因此可以說，云是空中之霧，霧是地面、海面之

云。兩者之間并沒有不可逾越的鴻溝。清晨茫茫大霧，日出后不久，常常被抬升

到空中而成為灰白色的云層；而當一股暖鋒移來的時候，云層又往往會越降越低,

有時終于碰到地面和海面，就成為茫茫大霧。

簡單地說，云和霧都是懸浮在空氣中的細微的小水滴或小冰晶。它們都是由

空氣中的水汽遇冷凝結而成的。我們知道，空氣含水汽的能力是有一定限度的，

達到最大限度時，就稱為水汽飽和。但水汽飽和要隨氣溫的變化而變化，氣溫越

高，空氣中所能容納的水汽也越多。例如，在1立方米的空氣中，氣溫在4C時,

最多能容納水氣的量是6.36克；氣溫在20℃時，1立方米的空氣中最多就

可以含水汽17.30克。如果空氣中所含的水汽多于一定溫度條件下的飽和水

汽量時，多余的水汽就會凝結出來，于是，看不見的水汽就變成能看得見的細微

的小水滴（當溫度低于0°C時、則形成小冰晶）。這些小水滴或小冰晶的體積非

常小，它們的平均半徑只有幾個微米，重量很輕，能夠被空氣中的上升氣流托住,

因此能夠懸浮在空氣中成為云或霧。

28、水平氣壓梯度力：當空間存在著氣壓梯度時，空氣便受到沿氣壓梯度方向的

作用力，作用在單位質量空氣上的力稱為氣壓梯度力。因為氣壓梯度可以分解為

水平氣壓梯度和鉛直氣壓梯度，因而氣壓梯度力也可分解為水平氣壓梯度力和鉛

直氣壓梯度力。鉛直氣壓梯度力與重力基本相平衡，水平氣壓梯度力便成為驅動

空氣水平流動的原動力。

29、大氣層內，空間氣壓值相同的各點所組成的面。等壓面是一個凹凸不平的曲

面，其起伏狀況可表示等壓面附近水平面上氣壓的高低分布狀況。每一等壓面有

一定的壓強數(shù)值。氣象上常以500、700、850百帕的等壓面作為主要等壓面。

30、重力位勢：與地球重力場相配合的位勢。它等于單位質量相對于某標準而（習

慣上指平均海平面）的位能，在數(shù)值上等于使單位質量在從平均海平面上升到該

質量所在高度的過程中為了克服重力所作的功。

等高線的數(shù)值是高度單位，但不是幾何高度，而是位勢高度。所謂位勢高度,

就是把單位質量的物體從海平面上升到某高度時克服重力所作的功來表示的高

度，其單位是位勢米。我國從1950年1月1日開始使用位勢米這個高度單位。

現(xiàn)在廣播電臺所說的500百帕等壓面的位勢高度是指500百帕等壓面距海平面的

位勢。500百帕高度為什么不用幾何高度，而用位勢高度表示？這是因為天氣學

理論主要是建立在流體力學和熱力學基礎上的，用位勢高度表示在計算上有很多

方便。其實，幾何高度Z和位勢高度h在數(shù)值上相差不大但概念上完全不同，一

個是長度單位，一個是能量單位。

31、層狀云往往是由暖而潮濕的空氣沿著一定的坡度大規(guī)模地從冷空氣的背面斜

著滑升，致使其中的水汽達到飽和凝結而形成的一種均勻的像幕布一樣鋪滿天空

的云層。這種云層一般厚度不太大，因而不能形成大雨，最多只能下均勻的小雨

或毛毛雨。對流云的形成總是與不穩(wěn)定大氣中的對對流上升運動相聯(lián)系。一般為

孤立、分散、底部平坦、頂部凸起狀。

32、地轉偏向力的大小與風速和所在緯度的正弦成正比。即在同-緯度上。風速

愈大，偏轉力愈大；風速愈小，偏轉力愈?。伙L速為零時，偏轉力也為零。在風

速相同情況下，偏轉力隨緯度減小而減小，到赤道時為零，在兩極達到最大。

33、同緯度，夏季海洋上空氣溫度小于陸地溫度；冬季則相反。其原因在于：首

先，在同樣的太陽輻射強度下，海洋所吸收的太陽能多于陸地所吸收的太陽能；

其次，陸地所吸收的太陽能分布在很薄的地面上，而海水所吸收的太陽能分布在

較厚的水層中。第三，海面有充分水源供應，以致蒸發(fā)量較大，失熱較多。最后，

巖石和土壤的比熱小于水的比熱。由于上述差異，海陸熱力過程的特點互不相同。

大陸受熱快，冷卻也快，溫度升降變化大。而海洋上溫度變化緩慢。

34、大氣活動中心：月平均氣壓圖上表現(xiàn)出來的高壓和低壓。出現(xiàn)位置比較穩(wěn)定。

包括永久性的和季節(jié)性的活動中心。北半球夏季重要的活動中心：印度低壓，西

太平洋副熱帶高壓，北大西洋副熱帶高壓；冬季中心有：西伯利亞高壓，阿留申

低壓，冰島東亞，西太平洋副熱帶高壓，北大西洋副熱帶高壓

35、實際風是實際觀測風。地轉風，梯度風都是一種理論上存在的風，而不是實

際風。實際風與地轉風的差異總是存在的，這種差異的存在往往是各種因素造成

的，其中最主要的有，近地層的摩擦作用，這是由于空氣運動時與地表面產生摩

擦而出現(xiàn)的，它的方向與空氣運動方向相反，又總是使風速減小。

上、下兩層等壓面上地轉風的矢量差稱為熱成風(Vt)o這是一種與兩個氣

層間溫度分布不均勻有密切關系的。熱成風的方向與氣層間的平均等溫線平行，

背熱成風而立，高溫區(qū)在右側，低溫區(qū)在左側。熱成風的大小與氣層間的水平

溫度梯度成正比。即等溫線越密集（疏），熱成風就越大（?。?，這就是熱成

風原理。

36、北半球風向逆轉說明近地層有冷平流，風從冷區(qū)吹向暖區(qū)。不同性質的氣團

往往密度不同。冷空氣密度大。則該地上空氣柱中質量會增多。氣壓隨之升高。

37、大尺度天氣系統(tǒng)：超長波、長波、副熱帶高壓，赤道輻合帶季風。天氣尺度

天氣系統(tǒng)：氣旋、鋒、副熱帶低壓切變線、臺風、云團。中小尺度天氣系統(tǒng)：背

風波、颶線、暴雨、熱帶風暴對流群、雷暴、龍卷風、對流單體

38、因為天文輻射的時空分布特點，形成了天文氣候因緯度而異的天文氣候帶，

而實際氣候不僅太陽輻射的影響，還受宇宙地球物理因子、環(huán)流因子（大氣環(huán)流

和洋流）、下墊面因子（海陸分布、地形與地面特性、冰雪覆蓋）、人類活動等

多種因子的影響，因此實際氣候不僅隨緯度變化，同一緯度也有各種不同的氣候

類型。

39、地面輻射差額是某段時間內單位面積地表面所吸收的總輻射和其有效輻射的

差值。在低、中緯度，地面接收的總輻射多，而地面輻射差額小，說明地面有效

輻射大，而大氣主要依靠吸收地面的長波輻射而增溫，所地低、中緯度地區(qū)輻射

差額小，白天溫度反而高。

40、海陸熱力性質的差異主要表現(xiàn)在：1）在同樣的太陽輻射強度下，海洋所吸

收的太陽能多于陸地所吸收的太陽能；2）陸地所吸收的太陽能頒在很薄的地表面

上，而海水所吸收的太陽能分布在較厚的水層中；3）海面有充分水源供應，以

致蒸發(fā)量較大，失熱較多，這也使得水溫不容易升高，而且，空氣因水分蒸發(fā)而

有較多的水汽，以致空氣本身有較大的吸收熱量的能力，也就使得氣溫不易降低。

而陸地上的情況正好相反。

由于上述差異，海陸熱力過程的特點互不相同，大陸受熱快，冷卻也快，溫

度升降變化大。而海洋上則溫度變化緩慢。因此，冬季海洋是大氣的“熱源”，

大陸是“冷源”，夏季海洋是大氣的“冷源”，大陸是“熱源”。

41、“天氣”則是指大氣在短時間內的變化狀態(tài)，是一個地區(qū)瞬間的風、云、雨、

雪、陰、晴變化狀況，“氣候”是指大氣在長時期內的變化狀態(tài)，是一個地區(qū)的

多年的天氣狀況的變化規(guī)律，現(xiàn)代氣候學的核心：以氣候系統(tǒng)和全球變化為核心

42、氣候系統(tǒng)是一個包括大氣圈、水圈、陸地表面、冰雪圈和生物圈在內的，能

夠決定氣候形成、氣候分布和氣候變化的統(tǒng)一的物理系統(tǒng)。太陽輻射是這個系統(tǒng)

的能源。在太陽輻射的作用下，氣候系統(tǒng)內部產生一系列的復雜過程，這些過程

在不同時間和不同空間尺度上有著密切的相互作用，各個組成部分之間，通過物

質交換和能量交換，緊密地結合成一個復雜的、有機聯(lián)系的氣候系統(tǒng)。

43、天文氣候是由天文輻射所決定的，天文輻射能量的分布因緯度而異，天文輻

射最多的是赤道，隨著緯度的增高，輻射能漸次減少，最小值出現(xiàn)在極點，這種

能量的不均衡分布，導致不同的天文氣候帶。同時地球繞太陽公轉的的周期變化

為一年，也就決定了在同一緯度帶，天文輻射有以一年為周期的季節(jié)性變化。

44、地面輻射差額是某段時間內單位面積地表面所吸收的總輻射和其有效輻射的

差值。影響地面輻射差額的因子除考慮影響總輻射和有效輻射的因子，還應考慮

地面反射率的影響，中低緯接收的太陽總輻射大于地面有效輻射，因此地面輻射

差額為正值，而在高緯，接收的太陽總輻射少，又終年積雪反射率大，因此高緯

的地面輻射差額為負值。

45、因為地面與外界可以通過傳導、輻射、湍流等多種方式得到能量，為保持地

表能量平衡，所以地面發(fā)射的長波輻射量可以大大的超出所吸收的短波輻射量。

46、冬季亞歐大陸中部偏北受強大的蒙古高壓控制，大陸東岸盛行西北風，寒冷

氣流隨冷高壓移動，由高緯內陸吹向海洋，氣候寒冷干燥，降水稀少；大陸西岸

盛行西南風，暖濕氣流隨氣旋的活動從大西洋吹向陸地，氣候溫和濕潤，降水較

多。夏季，亞歐大陸有一強大的印度低壓，再加上西太平洋上副熱帶高壓的北移

西伸，大陸東岸盛行東南風，氣流由低緯熱帶海洋吹向陸地，云和降水較多。而

西岸仍是海上吹來的西風，但氣流來自中緯的海洋上，氣溫略低于東岸，降水則

比東岸少得多。亞歐大陸的東岸具有季風氣候的特點,西岸具有海洋性氣候特點。

47、氣壓的變化是該地上空空氣柱重量增加或減少的反映，而空氣柱的重量是其

質量和重力加速度的乘積。重力加速度可視為定值?？諝庵|量的變化主要是由

熱力和動力因子引起。熱力因子是指溫度的升高或降低引起的體積膨脹或收縮、

密度的增大或減小以及伴隨的氣流輻合或輻散所造成的質量增多或減少。動力因

子是指大氣運動所引起的氣柱質量的變化，如水平氣流的輻合和輻散、不同密度

氣團的移動、空氣垂直運動。

48、鋒系結構：從平面看，鋒面氣旋是一個逆時針方向旋轉的渦旋，中心氣壓最

低，自中心向前方伸展一個暖鋒，向后方伸出一條冷鋒，冷、暖鋒之間是暖空氣,

冷、暖鋒以北是冷空氣。鋒面上的暖空氣呈螺旋式上升，鋒面下冷空氣呈扇形擴

展下沉。從垂直方面看，氣旋的高層式高空槽前氣流輻散區(qū)，低層是氣流輻合區(qū)。

在氣旋前部和中心區(qū)有上升氣流，氣旋后部有下沉氣流。由于氣旋自底層到高層

是一半冷、一半暖的溫度部對成系統(tǒng)，因而其低壓中心軸線自下而上向冷區(qū)偏斜。

天氣：氣旋前方使寬闊的暖鋒云系及相伴隨的連續(xù)性降水天氣，氣旋后方是

比較狹窄的冷鋒云系和降水天氣，氣旋中部是暖氣團天氣，如果暖氣團中水汽充

足而又不穩(wěn)定，可出現(xiàn)層云、層積云，并下毛毛雨，有時還出現(xiàn)霧，如果氣團干

燥，只能生成一些薄云而沒有降水。

49、5月前，副高脊線在15度N附近，主要雨帶位于華南；6月中旬，副高第一

次北跳，脊線越過20度N,我國雨帶進入江淮流域，江淮梅雨開始；7月中旬，

副高第二次北跳，脊線越過25度N,江淮梅雨結束，進入伏旱期，黃河流域雨

季開始，華南進入第二次雨季；8月初，副高第三次北跳，脊線越過30度N,華

北雨季開始；9—10月，副高迅速南退，我國雨帶相應由北向南退。出現(xiàn)異常情

況，則有旱澇出現(xiàn)。

50、冷氣團底層受熱后，層結不穩(wěn)定度增加，湍流、對流容易發(fā)展，能較快地把

底層熱量、水汽輸送到大氣上層，改變著氣團物理屬性；相反，暖氣團移向冷區(qū)

時一，氣團底層不斷變冷，層結穩(wěn)定度增加，限制了冷卻效應地垂直發(fā)展，使氣團

變冷主要通過輻射過程緩慢進行，因而變性較慢。

51、我國主要位于中緯度地區(qū)，而氣團的形成一般在低、高緯度地區(qū)，中緯度地

區(qū)往往是冷、暖氣團交綏地區(qū)，因而常見鋒面活動。

52、鋒面氣旋是指具有鋒面結構的低壓，鋒是冷、暖氣團相交綏的地帶，多見于

中緯度地區(qū)。而低、高緯度地區(qū)常見單一性質氣團。

53、熱帶氣旋是形成于熱帶海洋上、具有暖心結構、強烈地氣旋性渦旋。按照熱

帶氣旋的強度可分為臺風、熱帶風暴、熱帶低壓。因而，臺風是熱帶氣旋的一種，

即地面中心附近風力12級以上。

54、ITCZ,即赤道輻合帶，是南北半球兩個輻熱帶高壓之間氣壓最低、氣流匯合

的地帶。ITCZ有明顯的季節(jié)性變化。北半球夏季，由于輻熱帶高壓北移合西南

季風增強，ITCZ位置偏北，冬季則相反，輻合帶位置偏南。

55、氣團形成的源地有兩個條件，即范圍廣闊、地表性質比較均勻的下墊面，以

及有一個能使空氣物理屬性在水平方向均勻化的環(huán)流場。在具備了這兩個條件

下，主要通過大氣中各種尺度的湍流、大范圍系統(tǒng)性垂直運動以及蒸發(fā)、凝結和

輻射等動力、熱力過程而與地表間進行水汽和熱量交換，并經過足夠長的時間來

獲得下墊面的屬性影響。

氣團的變性是由于氣團形成后，隨著環(huán)流條件的變化，由源地移行到另一個

新的地區(qū)時，由于下墊面性質以及物理過程的改變，氣團的屬性也隨之發(fā)生相應

的變化。氣團的變性過程同氣團的形成過程一樣，也是通過湍流、大范圍垂直運

動和蒸發(fā)、凝結、輻射等物理過程來實現(xiàn)的。

56、土壤本身的物理特性：

土壤含水量、熱容量、導熱率、導溫率

土壤顏色、土壤機械組成及腐殖質

外界條件：

地形起伏、地面覆蓋物

天氣、氣候條件

緯度、季節(jié)、太陽高度角

57、氣流在迎風坡上被迫抬升，中途不斷大量降雨，因此只要山脈足夠高，總會

有這樣一個高度，在這個高度以上雨量隨高度增加而反而減少。因為這個高度上

雨量為全剖面最大，因此一般稱為最大降水高度。

最大降水高度的高低主要與氣候干濕有關.一般是氣候越濕潤，最大降水高

度就越低。例如西非喀麥隆山面迎從大西洋上來的赤道潮濕西風，最大降水高度

就在也麓，代本賈年平均雨量達到了10091毫米。墨西哥高原東西兩坡也有類似

情況。而在干旱地區(qū)，氣流凝結高度很高，因此最大降水高度必也較高，甚至不

出現(xiàn)最大降水高度。

最大降水高度還要受到其他因素的影響，例如，在熱帶信風帶區(qū)域中，由于

上空有干燥的信風逆溫層存在，因此最大降水高度便限制在信風逆溫層高度以

下。例如夏威夷冒納羅亞火山(MaunaLoa)東坡700米高度上午降水最大于5500

毫米，而山頂329s米處卻只有440毫米。小美洲沿海山地迎風東坡上也有類似

情況存在。

58、與自由大氣比較，山地氣溫隨高度遞減的速度快。山地氣溫隨高度遞減率的

季節(jié)變化有所不同。大都市夏季氣溫遞減率大，冬季遞減率小。

59、冰雪覆蓋是氣候系統(tǒng)的組成部分之一，海冰、大陸冰原、高山冰川和季節(jié)性

積雪等，由于它們的輻射性質和其他熱力性質與海洋和無冰雪覆蓋的陸地迥然不

同，形成一種特殊性質的下墊面，它們不僅影響其所在地的氣候，而且還能對另

一洲、另一半球的大氣環(huán)流、氣溫和降水等產生顯著的影響。在氣候形成中冰雪

覆蓋是一個不可忽視的因子。

雪被冰蓋是大氣的冷源，它不僅使冰雪覆蓋地區(qū)的氣溫降低，而且通過大氣

環(huán)流的作用，可使遠方的氣溫下降。由于冰雪覆蓋面積的季節(jié)變化，使全球的平

均氣溫也發(fā)生相應的季節(jié)變化。

冰雪覆蓋的致冷效應，使地面出現(xiàn)冷高壓，而高層等壓面降低，出現(xiàn)冷渦。

由于冰雪覆蓋面積的年際變化，隨之氣壓場和大氣環(huán)流也產生相應的變化。在冰

雪覆蓋面積變化特別顯著的年份，往往會出現(xiàn)氣溫和降水異常現(xiàn)象，這種異?？?/p>

影響到相當遙遠的地方。

60、(-)高大地形對氣溫的影響(青藏高原)

動力作用：冬季層結穩(wěn)定而厚度又不大的冷空氣難以超過的天然障礙。阻

擋寒流：從西伯利亞西部來的寒潮，進入我國后，一般都通過準喝爾盆地河西走

廊黃土高原到達我國的東部平原，導致我國東部熱帶、副熱帶冬季溫度比有高原

作屏障的印度半島北部地區(qū)要低的多；阻擋西風：冬季西風向東運行過程中，遇

到青藏高原后，因大氣層結穩(wěn)定，因此在高原東側分成南北兩支氣流，在高原的

北半部分，冬季各月的溫度西北比東北高；在高原的南半部分，冬季各月溫度是

東南比西南高，之后兩支氣流在高原東側的距離分支點40-50個經度處又合二為

-，繼續(xù)東行；阻擋暖濕氣流北上：夏季由于高原南側有來自于印度洋上的暖濕

氣流北上，本身具有不穩(wěn)定的大氣層結，易于爬越山地。在高原北側下沉，形成

向西北、東北伸出的兩條暖舌，使高原北側干燥、高溫，南側則空氣潮濕、多雨。

熱力作用：夏季，高原面上是熱源，其溫度高于同高度的大氣，6、7月份

最強；冬季，高原面上是冷源，其溫度低于同高度的大氣，12、1月份最強。

（二）中小地形對氣溫的影響：

氣溫的日較差大：白天盆地受熱，熱量堆積在谷底，增溫快，夜晚盆地四

周冷空氣下沉，暖空氣被抬升，降溫強烈，結果盆地晝熱夜冷。

夜間或冬季常有逆溫現(xiàn)象：夜晚，溫度低，密度大的空氣流入谷底時，暖空

氣被抬升到一定高度時而形成逆溫，若有來自高原或冰蓋山峰上的冷空氣，更易

形成很厚的逆溫層。

（三）海拔高度對氣溫的影響：

溫度直減率春夏大于冬季：夏季地面吹來自海洋的暖濕偏南風，上下溫差大。

冬季地面吹來自陸地的寒冷偏北風，上下溫差小。

冬季高緯逆溫現(xiàn)象顯著，并影響整個對流層的平均溫度。

（四）、地形與降水：

地形影響降水的形成:在迎風的山地對降水的形成有促進作用。

地形對降水的分布有影響：當海洋氣流與山地坡向垂直或交角很大時一，則迎

風坡多成為''雨坡"，背風坡則成為“雨影"區(qū)域。從世界降水量分布可以看出，

在中緯度西風帶的大陸西岸山地的西坡，降水量很大，

地形對積雪也有影響，由于垂直氣溫遞減的情況雖各有不同，但總的講來，

愈向高處氣溫愈低，如有積雪，則積雪時間愈長，到一定高度就具有永久雪被。

如果在某一高度以上，周圍視線以內有一半以上為積雪覆蓋且終年不化時，這個

高度就稱為雪線。雪線高度主要因緯度而異。全球最高的雪線高度并不出現(xiàn)在赤

道，而出現(xiàn)在南北半球的熱帶和副熱帶，特別是其干旱氣候區(qū)。

（五）、地形與地方性風系：

地方性風系：由于地形影響產生的局部環(huán)流。如：高原季風、山谷風、焚風、

布拉風、峽谷風

高原季風：1）形成原因：由于高原與四周自由大氣的熱力差異引起的。冬季:

高原是冷源，高原南側的偏東北風就是冬季風；夏季：高原是熱源，熱低壓南側

的偏西南風就是夏季風。2）對氣候的影響：①加強了我國西南地區(qū)冬夏對流層

低層季風的厚度：我國西南地區(qū)冬夏分別處于高原冷高壓環(huán)流和熱低壓環(huán)流的東

南方，分別盛行東北季風和西南季風，這與海陸熱力差異所形成的低層季風環(huán)流

方向是完全一致的，二者疊加起來，使我國西南地區(qū)季風的厚度特別大。②破壞

了夏季對流層中部行星氣壓帶和行星環(huán)流：夏季高原面上是一個熱低壓，輻合上

升形成暖高壓，高壓南側的西南季風被高原抬升，助長了近地面氣流的輻合上升,

高壓南側的偏東氣流在低緯下沉，與地面強盛的西南季風之間形成一個與與低緯

環(huán)流相反的環(huán)流圈。因而它破壞了對流層中層的行星風系和環(huán)流。

海陸風：在海濱，白天風從海洋吹向陸地；夜晚風從陸地吹向海洋的規(guī)律性

風向日變化，這就是海陸風。

61、定義：大范圍地區(qū)近地面層盛行風向隨季節(jié)有明顯改變的風，稱季風。

所謂季風氣候主要是指一個地區(qū)冬夏之間盛行風向有明顯的季節(jié)性變化。

東亞季風與南亞季風的異同點：

冬季風夏季風

成因

成因性質成因性質

海陸熱力性質的

差異

受亞洲高

（地處世界最大受夏威夷高壓控

亞洲壓控制，盛寒冷溫暖

大陸和世界最大制，盛行來自海洋

東部行偏北季干燥濕潤

海洋之間,海陸熱的東南季風。

風。

力性質差異最顯

著）

赤道低壓帶北移，

盛行來自

海陸熱力性質差南半球的東南信

亞洲高緯大陸溫暖溫暖

異和氣壓帶、風帶風受吸收越過赤

南部的東北季干燥濕潤

的季節(jié)移動。道，向右偏轉而成

風

西南季風。

62、地面由于吸收太陽總輻射和大氣逆輻射而獲得能量，同時又以其本身的溫度

不斷向外放出輻射而失去能量。某段時間內單位面積地表面所吸收的總輻射和其

有效輻射之差值，稱為地面的輻射差額。影響地面輻射差額的因子很多，除考慮

到影響總輻射和有效輻射的因子外，還應考慮地面反射率的影響。反射率是由不

同的地面性質決定的，所以不同的地理環(huán)境、不同的氣候條件下，地面輻射差額

值有顯著的差異。低緯度沙漠總輻射最多，但是沙漠地面的反射率很高旦有效輻

射也很多，導致差額不是跟大。但是這并不說明低緯度沙漠提供給大氣的熱量就

少了。

63、在環(huán)流的經向熱量輸送中，洋流作用占33%,大氣環(huán)流作用占67%。赤道

與極地間熱量輸送隨緯度、高度、季節(jié)的分布：在緯度分布上有兩個高點：20°

附近，50°—60°間；在高度分布上也有兩個高點：近地面層，200hPa等壓面上;

從季節(jié)來講，冬季高低緯度間輸送的熱量最大，夏季輸送強度較小。

大氣環(huán)流輸送形式：平均經圈環(huán)流輸送和大型渦旋輸送兩種。環(huán)流經向熱量

輸送的結果：緩和了赤道與極地間的南北溫差。

64、低緯環(huán)流包括赤道輻合帶、信風帶、赤道西風帶、副熱帶高壓帶。其緯度位

置在30°S—30°N之間。

（1）、赤道輻合帶：由于氣流輻合上升，空氣對流運動非常旺盛，帶內氣

候單調，其特點是全年皆夏，炎熱潮濕，多積云，降水豐沛。

（2）、信風帶：此帶的大陸東岸是迎風岸，降水充沛；信風帶的大陸西岸

是背風岸，降水稀少，常形成荒漠和半荒漠氣候。

65、在假定地表均勻和地球自轉情況下，全球地面氣壓和風場的分布基本呈緯向。

如下圖。由于地球以23.5度的傾角環(huán)繞太陽公轉，太陽直射的緯度（熱赤道）也

隨季節(jié)而南北移動，從而使全球的氣壓場和行星風帶也隨之南北擺動。這種由于

行星風帶季節(jié)位移而產生的季風，也稱行星季風。印度及其鄰海地區(qū)是行星風系

季風區(qū)。冬季這兒盛行東北信風，夏季太陽直射北回歸線附近，熱赤道北移，南

半球的東南信風越過赤道變?yōu)槲髂蠚饬?，這種周期性的變換的氣流也稱赤道季

風。

66、通常指處于中緯度大陸腹地的氣候。在大陸內部，海洋的影響很弱，大陸性

顯著。內陸沙漠是典型的大陸性地區(qū)。

地中海式氣候是出現(xiàn)在緯度30?40之間的大陸西岸的一種海洋性氣候。以

地中海沿岸最為明顯，其他地區(qū)如北美洲的加利弗尼亞沿海、南美洲的智利中部、

非洲南端的好望角地區(qū)，也都有類似的氣候。

地中海式氣候的特點是：冬季受西風帶控制，鋒面氣旋頻繁活動，氣候溫和，

最冷月氣溫在4?10C之間，降水量豐沛。夏季在副熱帶高壓控制下，氣流下沉,

氣候炎熱干燥少雨，云量稀少，陽光充足。全年降水量300?1000毫米，冬季半

年約占60%?70%,夏季半年只有30%?40%,冬季降水量多于夏季。

夏季溫度在沿海和內陸有較大區(qū)別，沿海受冷洋流影響，溫度較低，最熱月

在22以下，空氣比較潮濕，多霧，稱為涼夏型。在內陸距海較遠，海洋調節(jié)較

小，空氣干燥，暖熱，最熱月溫度在22以上，稱為暖夏型。地中海式氣候的特

點，是高溫時期少雨，低溫時期多雨；這種不協(xié)調的配合，對植物十分不利。在

生長季節(jié)，植物必須經過炎熱干燥的鍛煉，為了減少蒸發(fā)，自然植被多半是生長

得短小的喬木和灌木等常綠硬葉林。

67、柯本以氣溫和降水為指標，并參照自然植被的分布進行氣候分類?？卤練夂?/p>

分類，氣候指標嚴格、界限明確，分類系統(tǒng)簡明，并能反映世界自然植被的分布

狀況。以各級字母組合表示氣候帶、氣候型，含義明確，便于記憶，易在圖中表

示，目了然。

68、可能蒸散量EP系指在水分供應充足的條件下，下墊面（指有同等高度植物

覆蓋的地面）最大可能蒸散的水分。桑斯維特根據(jù)他在美國中西部和墨西哥等地

進行灌溉試驗時所得數(shù)據(jù)，確定EP值的大小與當?shù)貧鉁睾腿照諘r數(shù)兩者關系最

密切，也就是該值主要取決于所在地的熱量條件。全球年總可能蒸散量EP等值

線分布基本上與緯線平行。根據(jù)世界13000多個測站的測算資料?，確定以年總可

能蒸散量EP為130cm這條等值線作為低緯度氣候與中緯度氣候的分界線，以年

總可能蒸散量EP為52.5cm這條等值線。

斯查勒分類法是一種動力氣候分類法。他根據(jù)氣團的源地和鋒面的位置以及

它們的移動來劃分氣候帶和氣候型。他的分類法重視氣候的形成因素，把高地氣

候（H）與低地氣候區(qū)分開來，照顧了氣候的緯度地帶性以及大陸東西岸和內陸

的差異性。同時一，又和土壤水分收支平衡結合起來，界限清晰，干燥氣候與濕潤

氣候的劃分明確細致，在農業(yè)生產和農田水利建設上又具有實用價值，是目前比

較好的一種世界氣候分類法。但斯查勒氣候法也有其不足之處，他對季風氣候沒

有足夠的重視。在東亞、南亞和澳大利亞北部是世界季風氣候最發(fā)達的區(qū)域，在

應用動力方法進行世界氣候分類時，季風這個因子是不容忽視的。在斯查勒氣候

分類中把我國的副熱帶季風氣候、溫帶季風氣候與北美東部的副熱帶濕潤氣候、

溫帶大陸性濕潤氣候等同起來。又把我國南方的熱帶季風氣候與非洲、南美洲的

熱帶干濕季候等同起來，這都是不妥當?shù)摹?/p>

69、1）、季風的分布：

主要分布在亞洲的南部和東部、東非的索馬里、西非的幾內亞附近沿岸、澳

大利亞北部和東南部沿岸、北美洲東南岸及南美洲巴西東岸等地，其中以亞洲季

風最著名。

2）、形成原因：

①海陸熱力差異：

以東亞季風為例，東亞季風區(qū)包括我國東部、朝鮮、日本及俄羅斯遠東沿岸

地區(qū)。冬季，亞洲大陸為冷高壓盤距，高壓前緣的偏北風帶來寒冷干燥的空氣，

這就是亞洲東部的冬季風，形成干冷少雨的氣候。冬季風的強弱和穩(wěn)定程度，受

高壓強度和移動狀況的制約。夏季，亞洲大陸為熱低壓控制。太平洋上的副熱帶

高壓加強北進西伸，高壓西部的偏南風吹向大陸?，即亞洲東部的夏季風，它帶來

暖濕空氣，形成濕熱多雨的氣候。夏季氣壓系統(tǒng)的氣壓梯度比冬季風弱。

②行星風系的季節(jié)性移動：

為南亞季風為例。冬季北半球的行星風系南移，亞洲大陸北部的蒙古高壓南

部的東北風即是南亞的冬季風，形成南亞干燥少雨氣候，為旱季。由于山地屏障

以及南亞陸面不大，海陸差異不明顯等原因，冬季風較弱。夏季，北半球的行星

風系北移，南亞主要受印度半島上印度低壓的影響，并攝引來印度洋上的西南暖

濕氣流，形成雨季，這就是南亞地區(qū)的夏季風，其特點是比冬季風強，厚度也大,

可伸達5000-6000mo

③青藏高原的冷熱源作用：

夏季高原相對自由大氣是熱源，因此近地面上形成一個熱低壓，高原面上的氣流

輻合上升。來自于高原南側印度洋上的暖濕氣流，受高原面的被迫抬升，同時也

助長了高原面上的上升氣流，在lOOmb處形成了青藏高原高壓，且隨高度增加而

強度增大，這個暖高壓的南側的偏東氣流在低緯度下沉，到達地面后受地轉偏向

力的影響，偏成西南風，并與地面上的西南季風合二為一。因此青藏高壓維持和

加強了季風環(huán)流。

冬季高壓面相對于自由大氣為冷源，在高壓近地層為一冷高壓，以下沉氣流

為主，并沿高壓東坡下滑，與地面上的蒙古高壓吹出的東北風合二為一，形成與

低緯環(huán)流相同的環(huán)流，加強了低緯環(huán)流，使附近地區(qū)不僅增厚了冬季風的厚度,

也加強了冬季風的強度。

70、東亞季風：

東亞季風由海陸熱力差異而引起，亞洲東部瀕臨廣闊的太平洋，居于世界最

大的海洋和大陸之間，溫度梯度和氣壓梯度的季節(jié)變化經其他任何地區(qū)都顯著。

冬季，亞洲大陸為冷高壓盤踞，高壓前緣的偏北風就成為亞洲東部的冬季風;

夏季，亞洲大陸為熱低壓所控制，同時太平洋高壓西伸北進，因此高低壓之間的

偏南風就成為亞洲東部的夏季風，東亞季風對我國，朝鮮、日本等地區(qū)的天氣，

氣候影響大，冬季風盛行時，這些地區(qū)的氣候特征為低溫，干燥和少雨，夏季風

盛行時，這些地區(qū)的氣候特征為高溫，濕潤和多雨。

南亞季風：

南亞季風主要是由行星風帶季節(jié)移動而引起的，但也有海陸熱力差異的影

響。

冬季，亞洲大陸為冷高壓盤踞，高壓南部的東北風就成為亞洲南的冬季風，

但由于亞洲南部遠離高壓中心，并且有青臧高原陰擋，加上印度半島面積小，陸

海間熱力差異小，氣壓梯度力，故冬季風盡管干燥，但勢力比東亞的冬季風弱；

夏季，南亞位于赤道低壓內，從南半球越過赤道的東南信風，受地轉偏向力的影

響轉向為西南季風，再加上海陸熱力差異的存在使南亞夏季風來得急，勢力比東

亞夏季風強，氣候特征炎潮濕多雨。

71、通常，赤道南北兩側的低緯度地區(qū)是屬于信風帶的范圍，在太平洋東部的厄

瓜多爾和秘魯沿岸地區(qū)，正是盛行東南信風，表層水在風和地轉偏向力的作用下，

產生離岸流，大量水流涌向太平洋西岸，從而使海面傾斜，為了保持水體平衡，

深層較冷的海水便涌上來補充，因此這一帶海面溫度低，大氣穩(wěn)定，降水稀少，

氣候干燥，是有名的赤道干旱帶。而在海洋里，由于深層海水富含營養(yǎng)物質，它

的上涌為上層魚類生長提供了極為有利的條件，因而，魚類資源十分豐富，形成

世界著名的秘魯漁場。異常年份，在圣誕節(jié)前后，會有一支較弱的表層暖流沿厄

瓜多爾和秘魯北部沿岸向南伸展到6吃，使海水溫度升高，沿岸的上升水流勢頭

減弱，甚至消失，從而影響到那里的海洋動物和魚類，使秘魯漁場大幅度減產，

而沿岸干旱少雨的陸地卻連續(xù)大雨，形成洪澇災害，科學界將之稱為“厄爾尼諾

現(xiàn)象”。

與厄爾尼諾事件密切相關的環(huán)流還有南方濤動（SouthernOscillation,簡

作SO）、沃克（Walker）環(huán)流和哈德萊（Hadley）環(huán)流。南方濤動是指南太平

洋副熱帶高壓與印度洋赤道低壓這兩大活動中心之間氣壓變化的負相關關系。即

南太平洋副熱帶高壓比常年增高（降低）時，印度洋赤道低壓就比常年降低（增

高），兩者氣壓變化有“蹺蹺板”現(xiàn)象，稱之為濤動。所謂ENSO現(xiàn)象，并不是

哪一個半球的行為，而是兩半球大氣環(huán)流作用下，低緯度大氣-海洋相互作用的

現(xiàn)象，其形成原因尚有

人6?51,7月沿30,Nl:>r-降水2方沖熱通收任工:H一正的值為r

人僧中牌