气象学与气候学
1、 干洁空气是指大气中除去水汽、液体和固体微粒以外的整个混合气体，简称干空气。它的主要成分是氮、氧、氩、二氧化碳等，其容积含量占全部干洁空气的99.99％以上。其余还有少量的氢、氖、氪、氙、臭氧等。
2、 在等压条件下，当干空气具湿空气密度时之温度即称为虚温，由此可知其代表干空气的温度，一般由Tv表示。 定义虚温的用意在于，湿空气的分子量会随环境水气量改变而改变，使气体常数(R)成为变数，而较难正确计算出来。为使计算方便，所以利用干空气的气体常数来计算，因此定义虚温来代替湿空气的温度，如此就不用考虑变动的气体常数了，亦即可以处理掉复杂的水气效应，由此可知，虚温为水气的函数。因为实际观测环境大气所得的温度为湿空气温度，而所使用的气体常数为干空气气体常数(R)，所以实际上状态方程（P＝ρRT）(其中R=R*/md) 并不成立（因为其使用干空气气体常数(R)，而温度却用湿空气的），所以为使其成立需使用虚温(即干空气之温度)，如此才可使R与T均为干空气之值。由于虚温与实际观测之温度误差不算大(仍在允许的误差范围内)，因此目前大多数的人仍直接利用实际观测之温度来代替虚温。Tv=T+W/6。其中T为实际大气温度，W为饱和混合比值。表示虚温与实际温度之差距，等于露点温度所在的饱和混合比数值的六分之一。
3、 大气是混合气体，大气摩尔质量也就是混合气体的平均摩尔质量。
4、 干空气状态方程为： & 湿空气状态方程为：
在T，V，P相同的情况下：，得出
V相同，所以
5、Tv=(1+0.378e/p)T= 301.1228
6、25℃时，饱和水汽压E=31.668,f=e/E,则
e=fE=65%*31.668=20.5842
d=E-e=31.668-20.8,
a=289*e/T=289*20.)=19.9625
q=0.622*e/P=0.0119
7、当温度升高时，饱和水汽压E要增大，而f不变，所以水汽压e也要增大，q是比湿，q=0.622e\P，P不变，e增大，所以q要增大。a是绝对湿度。即单位体积空气中所含的水汽量，也是增大的。
8、 对流层有三个基本特征：
(1)气温随高度增加而降低：由于对流层主要是从地面得到热量，因此气温随高度增加而降低。高山常年积雪，高空的云多为冰晶组成，就是这一特征的明显表现。
(2)垂直对流运动：由于地表面的不均匀加热，产生垂直对流运动。对流运动的强度主要随纬度和季节的变化而不同。一般情况是：低纬较强，高纬较弱：夏季较强，冬季较弱。因此对流层的厚度从赤道向两极减小。
(3)气象要素水平分布不均匀：由于对流层受在表的影响很大，而地表面有海陆分异，地形起伏等差异，因此在对流层中，温度、湿度等的水平分布是不均匀的。
9、 臭氧层的形成：臭氧层（ozone layer）是指大气中臭氧浓度较高的层次。一般指高度在10-50km之间的大气层，也有指20－30km之间臭氧浓度最大的大气层。即使在浓度最大处，臭氧对空气的体积比也只有百万分之几，因此它在大气中是痕量成分。将它折算到标准状态（气压为1013.25hPa，温度为273K），在整个大气层中，总累积厚度只有0.15-0.45cm。其含量虽少，却能吸收掉大部分的太阳紫外辐射，对人类和其他生物起着重要保护作用。臭氧吸收太阳紫外辐射而引起的加热作用，还影响着大气温度层结和环流。大气臭氧的形成过程，大致如下：氧分子吸收太阳辐射中波长小于2420A°的光量子而离解为氧原子，由此可形成一系列反应，其中最主要的反应过程是氧分子和氧原子在第三气体（M）的参与下形成臭氧。
臭氧层的作用：（1）臭氧层阻挡了强紫外线辐射到地面，保护了地球上的生命。强紫外辐射有足够的能量使包括DNA在内的重要生物分子分解，增高患皮肤癌、白内障和免疫缺损症的发生率，并能危害农作物和水生生态系统，可以说，如果没有大气臭氧层的保护，这个世界就不能存在。
（2） 臭氧层吸收的太阳紫外辐射能量使平流层大气增温，对平流层的温度场和大气环流起着决定性作用，如果平流层臭氧浓度下降，将引起平流层上部温度下降，平流层下部和对流层温度上升。因此，臭氧层对建立大气的垂直温度结构和大气的辐射平衡起重要作用。臭氧层吸收了部分太阳辐射，估计能使地面的平均温度降低1~2度。
10、f,P不变，当增温时，饱和水汽压要增大，而f,P不变，则水汽压也要增大，那么q=0.622*e/P ,q将增大。所以，TI&T2，q增大，a不变。
11．大气静力学方程，表示了大气在铅直方向上所受的作用力达到平衡时，气压随高度变化的规律。若在静止大气中取一个单位截面积，铅直厚度为dz的空气柱。由于是静止大气，所以空气无水平运动，只在垂直方向受到重力和气体压力的作用。大气静力学基本方程的物理意义就是在相对于地面呈静止状态的大气中，单位质量空气所受到的重力与垂直气压梯度力处于平衡。所以大气静力学基本方程又称大气静力平衡方程，简称静压方程。其方程式是：dp/dz=-kg（k表示空气密度）分析静力学方程可得到以下几点结论：
(1).当dz&0时，dp&0，说明随高度的增加气压是下降的。
(2).任意高度处的气压等于从该高度向上到大气上界的单位截面积垂直气柱的重量。
(3)．因g随高度的变化很小，所以气压随高度的增加而降低的快慢主要取决于空气的密度。密度大的气层，气压随高度的增加降低得快，密度小的气层，气压随高度的增加而降低得慢。
静力学方程是在假设大气处于相对静止的条件下求得的，但实践证明，除了有强烈对流运动的山区或强对流天气系统以外，它可以相当准确地应用于运动大气。因此它在气象学中得到广泛应用。
12、地球上某一点接受太阳的能量,一部分来自直接辐射，另一部分则是散射辐射,二者之和称为地面总辐射.大气上界的太阳辐射通过大气圈，然后到达地表。由于大气对太阳辐射有一定的吸收，散射和反射作用，使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面，所以在地球表面所获得的太阳辐射强度要小。
13、白天，白色物体的反照率高，黑色物体的反照率低，黑色物体比白色物体更能吸热，所以，白天，黑色物体比白天物体的温度高。晚上，没有了太阳辐射，白色物体和黑色物体的温度相同。
14、考虑干绝热情况：上升500m，其温度为: ℃ &
而周围的空气温度为℃
下降500m，其温度为： ℃
可得加速度a为
因为，所以大气处于稳定状态。
15、设地-气系统是一个半径为r（约等于地球半径）的球，对短波辐射的反射率为R=0.7。设地气系统可看作黑体，在地气系统达到平衡时，有&& 得到
=1367,R=0.7，σ=W/m^2k^4可得T=38k。
16、白天云层存在，云层对太阳辐射有吸收，散射和反射作用，云层越厚，作用越强，那么到达地面的太阳辐射就小，使得白天气温降低；而在夜间，由于云层的存在，而不存在太阳辐射，云层越厚，大气逆辐射超强，地面可以得到热量的补偿，减少热量的损失，地面有效辐射小，所以，夜间的气温升高。
17、温室效应气体中有水，水汽对地面长波辐射也有较强的吸收能力，在晴夜静风情况下，干燥地区夜间保温作用就小，而湿润地区的水汽有保温作用，使得夜间的降温幅度不是很大。
18、设地-气系统是一个半径为r（约等于地球半径）的球，对短波辐射的反射率为R=0.3。设地气系统可看作黑体，在地气系统达到平衡时，有
19、 在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多，气温乃愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度愈大，水汽和固体杂质愈多，因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高。愈向上空气密度愈小，能够吸收地面辐射的物质水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。整个对流层的气温直减率平均为 0.65 ℃/100m.实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。在中层气温直减率平均为0.5 0.6 ℃/100m ，上层平均为0.650.75℃/100m.对流层下层（由地面至2km ）的气温直减率平均为0.3 0.4 ℃/100m.但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。例如，夏季白昼，在大陆上，当晴空无云时，地面剧烈地增热，底层（自地面至300-500m高度）气温直减率可大于干绝热率（可达 1.21.5 ℃/100m ）。
20、 T、Td、(T-Td)分别指气温、露点和温度露点差。在空气中水汽含量不变、使空气冷却到饱和时度，称露点温度，简称露点，用Td表示。空气中水汽含量愈高，露点愈高，反之亦然。在实际大气中，空气经常处于未饱和状态，露点温度比气温要低，即Td＜T。因此根据温度露点差（T-Td），可以大致判断空气距离饱和的程度。
21、大气对短波辐射吸收比较小，而对长波辐射有一定的吸收，也有一定的反射。这一特性类似于温室的玻璃，它可以让太阳的短波辐射通过，但对长波辐射则是吸收的，因此温室内的温度可以比外边的高很多，但应指出，温室玻璃还有一个作用就是隔绝了温室内外的空气对流，从而保持温室内较高的温度，地球大气并没有这一作用，因此，大气保温作用和温室效应不是一回事。
22、静力稳定度的特点，取决于气块在运动过程中的温度变化，也依赖于周围大气温度的铅直分布。 若使受扰气块有继续远离原来位置的趋势,则称大气是静力不稳定的。.当气块只有上升到某一临界高度后才呈现不稳定的大气，称为潜在不稳定。 处于静力稳定状态的大气，若将该大气的气柱一直抬升到完全饱和时就呈现静力不稳定。
23、形成云雨的主要条件是凝结核的存在，空气垂直上升所进行的绝热冷却使空气达到过饱和。在雨的形成过程中大水滴起着很重要的作用。由于空气垂直上升运动的形式和规模不同，形成云的状态、高度、厚度也不同。大气上升运动方式主要有：热力对流，动力抬升，大气波动，地形抬升。不同的云，由于其水平范围，云高，云厚，云中含水量，云中温度和升降气流等情况不同，因而降水的形态，强度，性质也随之而有差异。
24、1）.蒸发面的温度蒸发面的温度愈高，蒸发过程愈迅速。因为温度高时，蒸发面上的饱和水汽压大，饱和差也比较大。这是影响蒸发的主要因素。2）空气湿度和风空气湿度愈大，饱和差愈小，蒸发过程缓慢；空气湿度愈小，饱和差愈大，蒸发过程迅速。无风时，蒸发面上的水汽靠分子扩散向外传递，水汽压减小很缓慢，容易达到饱和，故蒸发过程微弱。有风时，蒸发面上的水汽随气流散布，水汽压比较小，故蒸发过程迅速。3）蒸发面的性质在同样温度条件下，冰面饱和水汽压比水面饱和水汽压小，如果当时实有水汽压相同，冰面上的饱和差比水面小，因而冰面的蒸发比水面慢。由于海水浓度比淡水大（海水含有盐分），在温度相同的情况下，海水比淡水蒸发慢；清水蒸发比浊水慢，因为浊水吸热多，温度升高快。影响蒸发速度诸因素中，温度是经常起决定作用的因素，温度愈高，蒸发愈快；反之，愈慢。其次是风速，风速愈大，蒸发愈快；反之，愈慢。
25、25℃时，饱和水汽压E=31.668,f=e/E,则
e=fE=35%*31.668=11.0838
a=289*e/T=289*11.)=10.7491
q=0.622*e/P=0.0072
Tv=(1+0.378e/p)T=
26、10℃时，饱和水汽压E=12.271,f=e/E,则
e=fE=60%*12.271=7.3626
当饱和水汽压这7.3626时，由表可得Td=3℃
27、云和雾的形成都是水汽由未饱和达到饱和。一是增加空气中的水汽，二是降温。一般来说云主要是靠潮湿空气在上升运动过程中绝热膨胀降温达到饱和而生成的。因此，上升气流和充足的水汽是云生成的必要条件。而雾出现在贴地气层中，是接地的云。雾的形成有两个基本条件，一是近地面空气中的水蒸气含量充沛，二是地面气温低。
其实云、雾本是同类，并没有本质上的差别，只是由于他们所处的位置不同，才有云和雾之分。例如，当云层较低时，云底会淹没高山之顶，可是位于山顶上的人却说，这里弥漫着浓密的大雾。有时山腰里被大雾所笼罩，可是平地上的人却又说，这是一条白色的云带缭绕在山腰之中。因为人们通常是生活在地面，因此总是从站在地面的位置来区分云或雾：笼罩在地面或海面的是雾；离开地面和海面的，不管它有多高，都是云。因此可以说，云是空中之雾，雾是地面、海面之云。两者之间并没有不可逾越的鸿沟。清晨茫茫大雾，日出后不久，常常被抬升到空中而成为灰白色的云层；而当一股暖锋移来的时候，云层又往往会越降越低，有时终于碰到地面和海面，就成为茫茫大雾。
&&&&简单地说，云和雾都是悬浮在空气中的细微的小水滴或小冰晶。它们都是由空气中的水汽遇冷凝结而成的。我们知道，空气含水汽的能力是有一定限度的，达到最大限度时，就称为水汽饱和。但水汽饱和要随气温的变化而变化，气温越高，空气中所能容纳的水汽也越多。例如，在１立方米的空气中，气温在４℃时，最多能容纳水气的量是６.３６克；气温在２０℃时，１立方米的空气中最多就可以含水汽１７.３０克。如果空气中所含的水汽多于一定温度条件下的饱和水汽量时，多余的水汽就会凝结出来，于是，看不见的水汽就变成能看得见的细微的小水滴（当温度低于０℃时，则形成小冰晶）。这些小水滴或小冰晶的体积非常小，它们的平均半径只有几个微米，重量很轻，能够被空气中的上升气流托住，因此能够悬浮在空气中成为云或雾。
28、水平气压梯度力：当空间存在着气压梯度时，空气便受到沿气压梯度方向的作用力，作用在单位质量空气上的力称为气压梯度力。因为气压梯度可以分解为水平气压梯度和铅直气压梯度，因而气压梯度力也可分解为水平气压梯度力和铅直气压梯度力。铅直气压梯度力与重力基本相平衡，水平气压梯度力便成为驱动空气水平流动的原动力。
29、大气层内，空间气压值相同的各点所组成的面。等压面是一个凹凸不平的曲面，其起伏状况可表示等压面附近水平面上气压的高低分布状况。每一等压面有一定的压强数值。气象上常以500、700、850百帕的等压面作为主要等压面。
30、重力位势：与地球重力场相配合的位势。它等于单位质量相对于某标准而（习惯上指平均海平面）的位能，在数值上等于使单位质量在从平均海平面上升到该质量所在高度的过程中为了克服重力所作的功。
等高线的数值是高度单位，但不是几何高度，而是位势高度。所谓位势高度，就是把单位质量的物体从海平面上升到某高度时克服重力所作的功来表示的高度，其单位是位势米。我国从日开始使用位势米这个高度单位。现在广播电台所说的500百帕等压面的位势高度是指500百帕等压面距海平面的位势。500百帕高度为什么不用几何高度，而用位势高度表示？这是因为天气学理论主要是建立在流体力学和热力学基础上的，用位势高度表示在计算上有很多方便。其实，几何高度Z和位势高度h在数值上相差不大但概念上完全不同，一个是长度单位，一个是能量单位。
31、层状云往往是由暖而潮湿的空气沿着一定的坡度大规模地从冷空气的背面斜着滑升，致使其中的水汽达到饱和凝结而形成的一种均匀的像幕布一样铺满天空的云层。这种云层一般厚度不太大，因而不能形成大雨，最多只能下均匀的小雨或毛毛雨。对流云的形成总是与不稳定大气中的对对流上升运动相联系。一般为孤立、分散、底部平坦、顶部凸起状。
32、地转偏向力的大小与风速和所在纬度的正弦成正比。即在同一纬度上。风速愈大，偏转力愈大；风速愈小，偏转力愈小；风速为零时，偏转力也为零。在风速相同情况下，偏转力随纬度减小而减小，到赤道时为零，在两极达到最大。
33、同纬度，夏季海洋上空气温度小于陆地温度；冬季则相反。其原因在于：首先，在同样的太阳辐射强度下，海洋所吸收的太阳能多于陆地所吸收的太阳能；其次，陆地所吸收的太阳能分布在很薄的地面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中。第三，海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多。最后，岩石和土壤的比热小于水的比热。由于上述差异，海陆热力过程的特点互不相同。大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。而海洋上温度变化缓慢。
34、大气活动中心：月平均气压图上表现出来的高压和低压。出现位置比较稳定。包括永久性的和季节性的活动中心。北半球夏季重要的活动中心：印度低压，西太平洋副热带高压，北大西洋副热带高压；冬季中心有：西伯利亚高压，阿留申低压，冰岛东亚，西太平洋副热带高压，北大西洋副热带高压
35、实际风是实际观测风。地转风，梯度风都是一种理论上存在的风，而不是实际风。实际风与地转风的差异总是存在的，这种差异的存在往往是各种因素造成的，其中最主要的有，近地层的摩擦作用，这是由于空气运动时与地表面产生摩 擦而出现的，它的方向与空气运动方向相反，又总是使风速减小。
上、下两层等压面上地转风的矢量差称为热成风（Vt）。这是一种与两个气层 间温度分布不均匀有密切关系的。热成风的方向与气层间的平均等温线平行，背热成风 而立，高温区在右侧，低温区在左侧。热成风的大小与气层间的水平温度梯度成正比。 即等温线越密集（疏），热成风就越大（小），这就是热成风原理。
36、北半球风向逆转说明近地层有冷平流，风从冷区吹向暖区。不同性质的气团往往密度不同。冷空气密度大。则该地上空气柱中质量会增多。气压随之升高。
37、大尺度天气系统：超长波、长波、副热带高压，赤道辐合带季风。天气尺度天气系统：气旋、锋、副热带低压切变线、台风、云团。中小尺度天气系统：背风波、飑线、暴雨、热带风暴对流群、雷暴、龙卷风、对流单体
38、因为天文辐射的时空分布特点，形成了天文气候因纬度而异的天文气候带，而实际气候不仅太阳辐射的影响，还受宇宙地球物理因子、环流因子（大气环流和洋流）、下垫面因子（海陆分布、地形与地面特性、冰雪覆盖）、人类活动等多种因子的影响，因此实际气候不仅随纬度变化，同一纬度也有各种不同的气候类型。
39、地面辐射差额是某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射的差值。在低、中纬度，地面接收的总辐射多，而地面辐射差额小，说明地面有效辐射大，而大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增温，所地低、中纬度地区辐射差额小，白天温度反而高。
40、海陆热力性质的差异主要表现在：1）在同样的太阳辐射强度下，海洋所吸收的太阳能多于陆地所吸收的太阳能；2)陆地所吸收的太阳能颁在很薄的地表面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中；3）海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，这也使得水温不容易升高，而且，空气因水分蒸发而有较多的水汽，以致空气本身有较大的吸收热量的能力，也就使得气温不易降低。而陆地上的情况正好相反。
由于上述差异，海陆热力过程的特点互不相同，大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。而海洋上则温度变化缓慢。因此，冬季海洋是大气的“热源”，大陆是“冷源”，夏季海洋是大气的“冷源”，大陆是“热源”。
41、“天气”则是指大气在短时间内的变化状态,是一个地区瞬间的风、云、雨、雪、阴、晴变化状况，“气候”是指大气在长时期内的变化状态,是一个地区的多年的天气状况的变化规律，现代气候学的核心：以气候系统和全球变化为核心
42、气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。太阳辐射是这个系统的能源。在太阳辐射的作用下，气候系统内部产生一系列的复杂过程，这些过程在不同时间和不同空间尺度上有着密切的相互作用，各个组成部分之间，通过物质交换和能量交换，紧密地结合成一个复杂的、有机联系的气候系统。
43、天文气候是由天文辐射所决定的，天文辐射能量的分布因纬度而异，天文辐射最多的是赤道，随着纬度的增高，辐射能渐次减少，最小值出现在极点，这种能量的不均衡分布，导致不同的天文气候带。同时地球绕太阳公转的的周期变化为一年，也就决定了在同一纬度带，天文辐射有以一年为周期的季节性变化。
44、地面辐射差额是某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射的差值。影响地面辐射差额的因子除考虑影响总辐射和有效辐射的因子，还应考虑地面反射率的影响，中低纬接收的太阳总辐射大于地面有效辐射，因此地面辐射差额为正值，而在高纬，接收的太阳总辐射少，又终年积雪反射率大，因此高纬的地面辐射差额为负值。
45、因为地面与外界可以通过传导、辐射、湍流等多种方式得到能量，为保持地表能量平衡，所以地面发射的长波辐射量可以大大的超出所吸收的短波辐射量。
46、冬季亚欧大陆中部偏北受强大的蒙古高压控制，大陆东岸盛行西北风，寒冷气流随冷高压移动，由高纬内陆吹向海洋，气候寒冷干燥，降水稀少；大陆西岸盛行西南风，暖湿气流随气旋的活动从大西洋吹向陆地，气候温和湿润，降水较多。夏季，亚欧大陆有一强大的印度低压，再加上西太平洋上副热带高压的北移西伸，大陆东岸盛行东南风，气流由低纬热带海洋吹向陆地，云和降水较多。而西岸仍是海上吹来的西风，但气流来自中纬的海洋上，气温略低于东岸，降水则比东岸少得多。亚欧大陆的东岸具有季风气候的特点，西岸具有海洋性气候特点。
47、气压的变化是该地上空空气柱重量增加或减少的反映，而空气柱的重量是其质量和重力加速度的乘积。重力加速度可视为定值。空气柱质量的变化主要是由热力和动力因子引起。热力因子是指温度的升高或降低引起的体积膨胀或收缩、密度的增大或减小以及伴随的气流辐合或辐散所造成的质量增多或减少。动力因子是指大气运动所引起的气柱质量的变化，如水平气流的辐合和辐散、不同密度气团的移动、空气垂直运动。
48、锋系结构：从平面看，锋面气旋是一个逆时针方向旋转的涡旋，中心气压最低，自中心向前方伸展一个暖锋，向后方伸出一条冷锋，冷、暖锋之间是暖空气，冷、暖锋以北是冷空气。锋面上的暖空气呈螺旋式上升，锋面下冷空气呈扇形扩展下沉。从垂直方面看，气旋的高层式高空槽前气流辐散区，低层是气流辐合区。在气旋前部和中心区有上升气流，气旋后部有下沉气流。由于气旋自底层到高层是一半冷、一半暖的温度部对成系统，因而其低压中心轴线自下而上向冷区偏斜。
　　天气：气旋前方使宽阔的暖锋云系及相伴随的连续性降水天气，气旋后方是比较狭窄的冷锋云系和降水天气，气旋中部是暖气团天气，如果暖气团中水汽充足而又不稳定，可出现层云、层积云，并下毛毛雨，有时还出现雾，如果气团干燥，只能生成一些薄云而没有降水。
49、5月前，副高脊线在15度N附近，主要雨带位于华南；6月中旬，副高第一次北跳，脊线越过20度N，我国雨带进入江淮流域，江淮梅雨开始；7月中旬，副高第二次北跳，脊线越过25度N，江淮梅雨结束，进入伏旱期，黄河流域雨季开始，华南进入第二次雨季；8月初，副高第三次北跳，脊线越过30度N，华北雨季开始；9－10月，副高迅速南退，我国雨带相应由北向南退。出现异常情况，则有旱涝出现。
50、冷气团底层受热后，层结不稳定度增加，湍流、对流容易发展，能较快地把底层热量、水汽输送到大气上层，改变着气团物理属性；相反，暖气团移向冷区时，气团底层不断变冷，层结稳定度增加，限制了冷却效应地垂直发展，使气团变冷主要通过辐射过程缓慢进行，因而变性较慢。
51、我国主要位于中纬度地区，而气团的形成一般在低、高纬度地区，中纬度地区往往是冷、暖气团交绥地区，因而常见锋面活动。
52、锋面气旋是指具有锋面结构的低压，锋是冷、暖气团相交绥的地带，多见于中纬度地区。而低、高纬度地区常见单一性质气团。
53、热带气旋是形成于热带海洋上、具有暖心结构、强烈地气旋性涡旋。按照热带气旋的强度可分为台风、热带风暴、热带低压。因而，台风是热带气旋的一种，即地面中心附近风力12级以上。
54、ITCZ，即赤道辐合带，是南北半球两个辐热带高压之间气压最低、气流汇合的地带。ITCZ有明显的季节性变化。北半球夏季，由于辐热带高压北移合西南季风增强，ITCZ位置偏北，冬季则相反，辐合带位置偏南。
55、气团形成的源地有两个条件，即范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面，以及有一个能使空气物理属性在水平方向均匀化的环流场。在具备了这两个条件下，主要通过大气中各种尺度的湍流、大范围系统性垂直运动以及蒸发、凝结和辐射等动力、热力过程而与地表间进行水汽和热量交换，并经过足够长的时间来获得下垫面的属性影响。
　　气团的变性是由于气团形成后，随着环流条件的变化，由源地移行到另一个新的地区时，由于下垫面性质以及物理过程的改变，气团的属性也随之发生相应的变化。气团的变性过程同气团的形成过程一样，也是通过湍流、大范围垂直运动和蒸发、凝结、辐射等物理过程来实现的。
56、土壤本身的物理特性：
　　　　　土壤含水量、热容量、导热率、导温率
　　　　　土壤颜色、土壤机械组成及腐殖质
　　　外界条件：
　　　　　地形起伏、地面覆盖物
　　　　　天气、气候条件
　　　　　纬度、季节、太阳高度角
57、气流在迎风坡上被迫抬升，中途不断大量降雨，因此只要山脉足够高，总会有这样一个高度，在这个高度以上雨量随高度增加而反而减少。因为这个高度上雨量为全剖面最大，因此一般称为最大降水高度。
　　最大降水高度的高低主要与气候干湿有关．一般是气候越湿润，最大降水高度就越低。例如西非喀麦隆山面迎从大西洋上来的赤道潮湿西风，最大降水高度就在也麓，代本贾年平均雨量达到了10091毫米。墨西哥高原东西两坡也有类似情况。而在干旱地区，气流凝结高度很高，因此最大降水高度必也较高，甚至不出现最大降水高度。
　　最大降水高度还要受到其他因素的影响，例如，在热带信风带区域中，由于上空有干燥的信风逆温层存在，因此最大降水高度便限制在信风逆温层高度以下。例如夏威夷冒纳罗亚火山(M auna Loa)东坡700米高度上午降水最大于5500毫米，而山顶329s米处却只有440毫米。小美洲沿海山地迎风东坡上也有类似情况存在。
58、与自由大气比较，山地气温随高度递减的速度快。山地气温随高度递减率的季节变化有所不同。大都市夏季气温递减率大，冬季递减率小。
59、冰雪覆盖是气候系统的组成部分之一，海冰、大陆冰原、高山冰川和季节性积雪等，由于它们的辐射性质和其他热力性质与海洋和无冰雪覆盖的陆地迥然不同，形成一种特殊性质的下垫面，它们不仅影响其所在地的气候，而且还能对另一洲、另一半球的大气环流、气温和降水等产生显著的影响。在气候形成中冰雪覆盖是一个不可忽视的因子。
　　雪被冰盖是大气的冷源，它不仅使冰雪覆盖地区的气温降低，而且通过大气环流的作用，可使远方的气温下降。由于冰雪覆盖面积的季节变化，使全球的平均气温也发生相应的季节变化。
　　冰雪覆盖的致冷效应，使地面出现冷高压，而高层等压面降低，出现冷涡。由于冰雪覆盖面积的年际变化，随之气压场和大气环流也产生相应的变化。在冰雪覆盖面积变化特别显著的年份，往往会出现气温和降水异常现象，这种异常可影响到相当遥远的地方。
60、（一）高大地形对气温的影响（青藏高原）
　　动力作用： 冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气难以超过的天然障碍。阻挡寒流：从西伯利亚西部来的寒潮，进入我国后，一般都通过准噶尔盆地河西走廊黄土高原到达我国的东部平原，导致我国东部热带、副热带冬季温度比有高原作屏障的印度半岛北部地区要低的多；阻挡西风：冬季西风向东运行过程中，遇到青藏高原后，因大气层结稳定，因此在高原东侧分成南北两支气流，在高原的北半部分，冬季各月的温度西北比东北高；在高原的南半部分，冬季各月温度是东南比西南高，之后两支气流在高原东侧的距离分支点40-50个经度处又合二为一，继续东行；阻挡暖湿气流北上：夏季由于高原南侧有来自于印度洋上的暖湿气流北上，本身具有不稳定的大气层结，易于爬越山地。在高原北侧下沉，形成向西北、东北伸出的两条暖舌，使高原北侧干燥、高温，南侧则空气潮湿、多雨。
　　热力作用：
夏季，高原面上是热源，其温度高于同高度的大气，6、7月份最强；冬季，高原面上是冷源，其温度低于同高度的大气，12、1月份最强。
　　（二）中小地形对气温的影响：
　　气温的日较差大：白天盆地受热，热量堆积在谷底，增温快， 夜晚盆地四周冷空气下沉，暖空气被抬升，降温强烈，结果盆地昼热夜冷。
　　夜间或冬季常有逆温现象：夜晚，温度低，密度大的空气流入谷底时，暖空气被抬升到一定高度时而形成逆温，若有来自高原或冰盖山峰上的冷空气，更易形成很厚的逆温层。
　　（三）海拔高度对气温的影响：
　　温度直减率春夏大于冬季：夏季地面吹来自海洋的暖湿偏南风，上下温差大。冬季地面吹来自陆地的寒冷偏北风，上下温差小。
　　冬季高纬逆温现象显著，并影响整个对流层的平均温度。
　　(四)、地形与降水：
　　地形影响降水的形成:在迎风的山地对降水的形成有促进作用。
　　地形对降水的分布有影响:当海洋气流与山地坡向垂直或交角很大时，则迎风坡多成为“雨坡”，背风坡则成为“雨影”区域。从世界降水量分布可以看出，在中纬度西风带的大陆西岸山地的西坡，降水量很大，
　　地形对积雪也有影响，由于垂直气温递减的情况虽各有不同，但总的讲来，愈向高处气温愈低，如有积雪，则积雪时间愈长，到一定高度就具有永久雪被。如果在某一高度以上，周围视线以内有一半以上为积雪覆盖且终年不化时，这个高度就称为雪线。雪线高度主要因纬度而异。全球最高的雪线高度并不出现在赤道，而出现在南北半球的热带和副热带，特别是其干旱气候区。
　　(五)、地形与地方性风系：
　　地方性风系：由于地形影响产生的局部环流。如：高原季风、山谷风、焚风、布拉风、峡谷风
　　高原季风:1)形成原因：由于高原与四周自由大气的热力差异引起的。冬季：高原是冷源，高原南侧的偏东北风就是冬季风；夏季：高原是热源，热低压南侧的偏西南风就是夏季风。2）对气候的影响：①加强了我国西南地区冬夏对流层低层季风的厚度：我国西南地区冬夏分别处于高原冷高压环流和热低压环流的东南方，分别盛行东北季风和西南季风，这与海陆热力差异所形成的低层季风环流方向是完全一致的，二者叠加起来，使我国西南地区季风的厚度特别大。②破坏了夏季对流层中部行星气压带和行星环流：夏季高原面上是一个热低压，辐合上升形成暖高压，高压南侧的西南季风被高原抬升，助长了近地面气流的辐合上升，高压南侧的偏东气流在低纬下沉，与地面强盛的西南季风之间形成一个与与低纬环流相反的环流圈。因而它破坏了对流层中层的行星风系和环流。
　　海陆风：在海滨，白天风从海洋吹向陆地；夜晚风从陆地吹向海洋的规律性风向日变化，这就是海陆风。
61、定义：大范围地区近地面层盛行风向随季节有明显改变的风，称季风。
　　所谓季风气候主要是指一个地区冬夏之间盛行风向有明显的季节性变化。
　　东亚季风与南亚季风的异同点：
海陆热力性质的差异
（地处世界最大大陆和世界最大海洋之间，海陆热力性质差异最显著）
受亚洲高压控制，盛行偏北季风。
受夏威夷高压控制，盛行来自海洋的东南季风。
海陆热力性质差异和气压带、风带的季节移动。
盛行来自高纬大陆的东北季风
赤道低压带北移，南半球的东南信风受吸收越过赤道，向右偏转而成西南季风。
62、地面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而获得能量，同时又以其本身的温度不断向外放出辐射而失去能量。某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之差值，称为地面的辐射差额。影响地面辐射差额的因子很多，除考虑到影响总辐射和有效辐射的因子外，还应考虑地面反射率的影响。反射率是由不同的地面性质决定的，所以不同的地理环境、不同的气候条件下，地面辐射差额值有显著的差异。低纬度沙漠总辐射最多，但是沙漠地面的反射率很高且有效辐射也很多，导致差额不是跟大。但是这并不说明低纬度沙漠提供给大气的热量就少了。
63、在环流的经向热量输送中，洋流作用占33％，大气环流作用占67％。赤道与极地间热量输送随纬度、高度、季节的分布：在纬度分布上有两个高点：20?附近，50?－60?间；在高度分布上也有两个高点：近地面层，200hPa等压面上；从季节来讲，冬季高低纬度间输送的热量最大，夏季输送强度较小。
　　大气环流输送形式：平均经圈环流输送和大型涡旋输送两种。环流经向热量输送的结果：缓和了赤道与极地间的南北温差。
64、低纬环流包括赤道辐合带、信风带、赤道西风带、副热带高压带。其纬度位置在30°S—30°N之间。
　　（1）、赤道辐合带：由于气流辐合上升，空气对流运动非常旺盛，带内气候单调，其特点是全年皆夏，炎热潮湿，多积云，降水丰沛。
　　（2）、信风带：此带的大陆东岸是迎风岸，降水充沛；信风带的大陆西岸是背风岸，降水稀少，常形成荒漠和半荒漠气候。
65、在假定地表均匀和地球自转情况下，全球地面气压和风场的分布基本呈纬向。如下图。由于地球以23.5度的倾角环绕太阳公转，太阳直射的纬度(热赤道)也随季节而南北移动，从而使全球的气压场和行星风带也随之南北摆动。这种由于行星风带季节位移而产生的季风，也称行星季风。印度及其邻海地区是行星风系季风区。冬季这儿盛行东北信风，夏季太阳直射北回归线附近，热赤道北移，南半球的东南信风越过赤道变为西南气流，这种周期性的变换的气流也称赤道季风。
66、通常指处于中纬度大陆腹地的气候。在大陆内部，海洋的影响很弱，大陆性显著。内陆沙漠是典型的大陆性地区。　　
　　地中海式气候是出现在纬度30～40之间的大陆西岸的一种海洋性气候。以地中海沿岸最为明显，其他地区如北美洲的加利弗尼亚沿海、南美洲的智利中部、非洲南端的好望角地区，也都有类似的气候。
　　地中海式气候的特点是：冬季受西风带控制，锋面气旋频繁活动，气候温和，最冷月气温在4～10℃之间，降水量丰沛。夏季在副热带高压控制下，气流下沉，气候炎热干燥少雨，云量稀少，阳光充足。全年降水量300～1000毫米，冬季半年约占60％～70％，夏季半年只有30％～40％，冬季降水量多于夏季。
　　夏季温度在沿海和内陆有较大区别，沿海受冷洋流影响，温度较低，最热月在22以下，空气比较潮湿，多雾，称为凉夏型。在内陆距海较远，海洋调节较小，空气干燥，暖热，最热月温度在22以上，称为暖夏型。 地中海式气候的特点，是高温时期少雨，低温时期多雨；这种不协调的配合，对植物十分不利。在生长季节，植物必须经过炎热干燥的锻炼，为了减少蒸发，自然植被多半是生长得短小的乔木和灌木等常绿硬叶林。
67、柯本以气温和降水为指标，并参照自然植被的分布进行气候分类。柯本气候分类，气候指标严格、界限明确，分类系统简明，并能反映世界自然植被的分布状况。以各级字母组合表示气候带、气候型，含义明确，便于记忆，易在图中表示，一目了然。
68、可能蒸散量EP系指在水分供应充足的条件下，下垫面（指有同等高度植物覆盖的地面）最大可能蒸散的水分。桑斯维特根据他在美国中西部和墨西哥等地进行灌溉试验时所得数据，确定EP值的大小与当地气温和日照时数两者关系最密切，也就是该值主要取决于所在地的热量条件。全球年总可能蒸散量EP等值线分布基本上与纬线平行。根据世界13000多个测站的测算资料，确定以年总可能蒸散量EP为130cm这条等值线作为低纬度气候与中纬度气候的分界线，以年总可能蒸散量EP为52.5cm这条等值线。
　　斯查勒分类法是一种动力气候分类法。他根据气团的源地和锋面的位置以及它们的移动来划分气候带和气候型。他的分类法重视气候的形成因素，把高地气候（H）与低地气候区分开来，照顾了气候的纬度地带性以及大陆东西岸和内陆的差异性。同时，又和土壤水分收支平衡结合起来，界限清晰，干燥气候与湿润气候的划分明确细致，在农业生产和农田水利建设上又具有实用价值，是目前比较好的一种世界气候分类法。但斯查勒气候法也有其不足之处，他对季风气候没有足够的重视。在东亚、南亚和澳大利亚北部是世界季风气候最发达的区域，在应用动力方法进行世界气候分类时，季风这个因子是不容忽视的。在斯查勒气候分类中把我国的副热带季风气候、温带季风气候与北美东部的副热带湿润气候、温带大陆性湿润气候等同起来。又把我国南方的热带季风气候与非洲、南美洲的热带干湿季候等同起来，这都是不妥当的。
69、1）、季风的分布：
　　主要分布在亚洲的南部和东部、东非的索马里、西非的几内亚附近沿岸、澳大利亚北部和东南部沿岸、北美洲东南岸及南美洲巴西东岸等地，其中以亚洲季风最著名。
　　2）、形成原因：
　　①海陆热力差异：
　　以东亚季风为例，东亚季风区包括我国东部、朝鲜、日本及俄罗斯远东沿岸地区。冬季，亚洲大陆为冷高压盘距，高压前缘的偏北风带来寒冷干燥的空气，这就是亚洲东部的冬季风，形成干冷少雨的气候。冬季风的强弱和稳定程度，受高压强度和移动状况的制约。夏季，亚洲大陆为热低压控制。太平洋上的副热带高压加强北进西伸，高压西部的偏南风吹向大陆，即亚洲东部的夏季风，它带来暖湿空气，形成湿热多雨的气候。夏季气压系统的气压梯度比冬季风弱。
　　②行星风系的季节性移动：
　　为南亚季风为例。冬季北半球的行星风系南移，亚洲大陆北部的蒙古高压南部的东北风即是南亚的冬季风，形成南亚干燥少雨气候，为旱季。由于山地屏障以及南亚陆面不大，海陆差异不明显等原因，冬季风较弱。夏季，北半球的行星风系北移，南亚主要受印度半岛上印度低压的影响，并摄引来印度洋上的西南暖湿气流，形成雨季，这就是南亚地区的夏季风，其特点是比冬季风强，厚度也大，可伸达m。
　　③青藏高原的冷热源作用：
夏季高原相对自由大气是热源，因此近地面上形成一个热低压，高原面上的气流辐合上升。来自于高原南侧印度洋上的暖湿气流，受高原面的被迫抬升，同时也助长了高原面上的上升气流，在100mb处形成了青藏高原高压，且随高度增加而强度增大，这个暖高压的南侧的偏东气流在低纬度下沉，到达地面后受地转偏向力的影响，偏成西南风，并与地面上的西南季风合二为一。因此青藏高压维持和加强了季风环流。
　　冬季高压面相对于自由大气为冷源，在高压近地层为一冷高压，以下沉气流为主，并沿高压东坡下滑，与地面上的蒙古高压吹出的东北风合二为一，形成与低纬环流相同的环流，加强了低纬环流，使附近地区不仅增厚了冬季风的厚度，也加强了冬季风的强度。
70、东亚季风：
　　东亚季风由海陆热力差异而引起，亚洲东部濒临广阔的太平洋，居于世界最大的海洋和大陆之间，温度梯度和气压梯度的季节变化经其他任何地区都显著。
　　冬季，亚洲大陆为冷高压盘踞，高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风；夏季，亚洲大陆为热低压所控制，同时太平洋高压西伸北进，因此高低压之间的偏南风就成为亚洲东部的夏季风，东亚季风对我国，朝鲜、日本等地区的天气，气候影响大，冬季风盛行时，这些地区的气候特征为低温，干燥和少雨，夏季风盛行时，这些地区的气候特征为高温，湿润和多雨。
　　南亚季风：
　　南亚季风主要是由行星风带季节移动而引起的，但也有海陆热力差异的影响。
　　冬季，亚洲大陆为冷高压盘踞，高压南部的东北风就成为亚洲南的冬季风，但由于亚洲南部远离高压中心，并且有青藏高原阴挡，加上印度半岛面积小，陆海间热力差异小，气压梯度力，故冬季风尽管干燥，但势力比东亚的冬季风弱；夏季，南亚位于赤道低压内，从南半球越过赤道的东南信风，受地转偏向力的影响转向为西南季风，再加上海陆热力差异的存在使南亚夏季风来得急，势力比东亚夏季风强，气候特征炎潮湿多雨。
71、通常，赤道南北两侧的低纬度地区是属于信风带的范围，在太平洋东部的厄瓜多尔和秘鲁沿岸地区，正是盛行东南信风，表层水在风和地转偏向力的作用下，产生离岸流，大量水流涌向太平洋西岸，从而使海面倾斜，为了保持水体平衡，深层较冷的海水便涌上来补充，因此这一带海面温度低，大气稳定，降水稀少，气候干燥，是有名的赤道干旱带。而在海洋里，由于深层海水富含营养物质，它的上涌为上层鱼类生长提供了极为有利的条件，因而，鱼类资源十分丰富，形成世界著名的秘鲁渔场。异常年份，在圣诞节前后，会有一支较弱的表层暖流沿厄瓜多尔和秘鲁北部沿岸向南伸展到6?S，使海水温度升高，沿岸的上升水流势头减弱，甚至消失，从而影响到那里的海洋动物和鱼类，使秘鲁渔场大幅度减产，而沿岸干旱少雨的陆地却连续大雨，形成洪涝灾害，科学界将之称为“厄尔尼诺现象”。
　　与厄尔尼诺事件密切相关的环流还有南方涛动（Southern Oscillation，简作SO）、沃克（Walker）环流和哈德莱（Hadley）环流。南方涛动是指南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变化的负相关关系。即南太平洋副热带高压比常年增高（降低）时，印度洋赤道低压就比常年降低（增高），两者气压变化有“跷跷板”现象，称之为涛动。 所谓ENSO现象，并不是哪一个半球的行为，而是两半球大气环流作用下，低纬度大气-海洋相互作用的现象，其形成原因尚有待于进一步的研究。
72、根据热量平衡方程各分量，从左表中可以看出，同在30°N 地带天文辐射应是完全相等的，但因海陆性质不同就出现冷热源的差异。从辐射差额来讲，在表中所列举的四个区域，除西藏高原部分地区外，皆获得正值净辐射，其中无论冬夏皆以海洋上为最多。通过显热输送供给空气直接增温的热量，在冬季（1 月）以海洋表面为最大，平均有67.8W/m2，比同纬度的大陆上其他三个区域大1—7 倍。这时海洋上水温比气温高，冬季海上风速大，因此蒸发强，提供给大气的潜热量更多，比大陆上其他三地区大1—65.8 倍。由此可以看出，这时相对于大陆来讲，海洋是大气的“热源”，大陆是“冷源”。可是到了夏季（7 月），海洋上获得的正值净辐射在四个地区中虽属最大，但通过显热方式供给空气增温的热量却最少（只有0.82W/m2）。而这时北非、阿拉伯干旱区提供空气增温的显热最多（达127.5W/m2），相当于同纬度海洋上的155 倍。夏季海水温度比空气温度低，风力又较冬季弱，海上蒸发反而比冬季小得多，提供给空气的潜热远较冬季为小。从表中可以看出，在7月份除北非、阿拉伯干旱区外，太平洋中部提供给空气的潜热量亦比我国大陆东部和西藏高原小。再从潜热通量加显热通量看来，夏季太平洋中部提供给空气的总热量亦比同纬度的大陆区域为小，因此相对于大陆来讲，夏季海洋是个“冷源”，大陆是“热源”。
73、大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象，称为季风。季风的形成与多种因素有关，但主要的是由于海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化，其它如行星风带的季节移动和广大高原的热力、动力作用亦有关系，而这几者又是互相联系着的。在夏季大陆上气温比同纬度的海洋高，气压比海洋上低，气压梯度由海洋指向大陆，所以气流分布是从海洋流向大陆的，形成夏季风，冬季则相反，因
此气流分布是由大陆流向海洋，形成冬季风。
74、由于海陆分布对气候形成的巨大作用，使得在同一纬度带内，在海洋条件下和在大陆条件下的气候具有显著差异。前者称为海洋性气候，海洋上气温年较差比大陆上小，可从海-气热交换与陆-气热交换的年变程上得到最好的说明。海洋上云量一般比大陆上多，风速较陆上大，这也能减小海上气温的日较差和年较差。海洋性气候年降水量比同纬度大陆性气候多，其一年中降水的分配比较均匀，而以冬季为较多。气旋雨的频率为最大，降水的变率小。大陆性气候以对流雨居多，降水集中于夏季，降水变率大。此外，海洋性气候的绝对湿度和相对湿度一般都比大陆性气候大。相对湿度的年较差海洋性气候小于大陆性气候。高低纬海洋性气候差异可以从左图中得到。
75、海洋的性质是不均一的，其差异主要表现在冷、暖洋流上。洋流的形成有许多原因，主要原因是由于长期定向风的推动，洋流流动的方向和风向一致，在北半球向右偏，南半球向左偏。在热带由于信风把表层海水向西吹，形成了赤道洋流。东西方向流动的洋流遇到大陆，便向南北分流，向高纬度流去的洋流为暖流，向低纬度流去的洋流为寒流。洋流是地球上热量转换的一个重要动力。一般说，有暖洋流经过的沿岸，气候比同纬度各地温暖﹔有冷洋流经过的沿岸，气候比同纬度各地寒冷。洋流调节了南北气温差別，在沿海地帶等温线往往与海岸线平行就是这个缘故。
76、气候学上为了定量地表示各地气候大陆性程度，采用气候大陆度为指标来衡量。大陆度计算的方法很多，通常以气温年较差（消去纬度影响）和气温的纬度距平为依据。另外还有用降水和大陆气团出现的频率等来计算大陆度。但由于气候大陆度除受海陆分布影响外，还受大气环流、大陆面积、地形和海流等因素的影响，因此用一个或多个气候要素的简单组合，来表示复杂多变的大陆或海洋对气候影响的程度往往带有片面性。
77、海洋和大陆由于物理性质不同，在同样的天文辐射之下，其增温和冷却有很大差异。海洋具有热惰性，它增温慢降温亦慢，既是一个巨大的热量存储器，又是一个温度调节器。大陆与之相反，它吸收的太阳辐射仅限于表层，热容量又小，具有热敏性。与同纬度海洋相比，大陆具有夏热冬冷的特性。对流层大气中的热能主要得自下垫面，下垫面由于海陆不同，海-气热量交换与陆-气热量交换的情况大不相同。因此，海洋有时是大气的热源，有时又成为冷源。海陆气温的差异，在冬季的高纬度为最突出，在夏季则以副热带纬度最显著，就全球而言，由于北半球海洋面积相对地比南半球小，所以北半球冬季比南半球冷，夏季比南半球热。
78、1.动力影响，又称机械阻挡作用：青藏高原海拔高、面积大，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿，对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为低。冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。从冬季北半球700hPa 与500hPa 月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖于西南侧，这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。因西风在高原西侧发生分支，于是高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。同时，夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖湿气流一般具有不稳定层结，比冷空气易于爬越山地。青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。　　
2、热力作用：从青藏高原的地面气温看来，具有如下特点：（1）地球的第三极地：青藏高原由于海拔高，气温特别低，它虽位于副热带、暖温带的纬度上，但冬夏皆比同纬度东部平原平均气温低18—20℃。（2）气温日、年较差大：青藏高原上地面气温日较差比同纬度东部平原地区和四川盆地都大，比同高度的自由大气更大，气温年较差亦比同高度的自由大气为大，但因海拔高耸，比同纬度东部平原则稍小。（3）气温季节变化急，春温高于秋温：青藏高原上春季升温强度大，特别是当积雪消融之后，雨季未到之前，高原因受强烈的日射，增温甚快，秋季降温速度亦快，春温高于秋温。以上这些情况都说明高原气温具有大陆性气候的特征。　　
3、季风：由于青藏高原与四周自由大气的热力差异，所造成冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。冬季高原上出现冷高压，冬季出现热低压，其水平范围低层大，高层小，其厚度夏季比冬季大。风的季节变化，一般是高原北侧开始最早，高原上次之，高原东侧再次，高原南部最迟。高原季风对环流和气候影响很大，首先它使我国冬夏对流层低层的季风厚度增大。其次，高原季风的更大影响还在于它破坏了对流层中部的行星气压带和行星环流。
79、小气候指的是由于下垫面结构不均一性所引起的小尺度的近地层局地气候。土壤、植被、人工铺砌的道路等等都能借辐射作用吸热和放热，从而调节空气层和下垫面表层的温度，这种表面称为活动面（又称作用面）。由于活动面的性质不同，具有不同的能量平衡和水分平衡，再加上湍流作用的差异，乃产生各种各样的小气候。
80、活动面与贴地空气层的显热交换和潜热交换，除取决于活动面的性质外，都和空气的湍流系数K 密切相关。湍流系数是因时间、地点、天气条件而异的。一般情况是，中午大于子夜，夏季大于冬季，粗糙的活动面大于平滑的活动面。就天气条件而言，晴天的湍流系数大于阴天，风力强时大于风力弱时，不稳定型天气时大于稳定型天气时。就距地高度而言，愈贴近地面湍流系数愈小。湍流系数的这些差异，在小气候形成中起着极其重要的作用。小气候的很多特点往往与湍流强弱有关。以小气候的气温为例，由于贴近地面层的空气湍流混合作用很弱，所以气温的垂直差异特别显著。又由于贴近地面层的风速较小，空气的水平混合作用也很弱，因此在短距离内气温的水平差异也非常突出。
81、所谓雪线是指某一高度以上，周围视线以内有一半以上为积雪覆盖且终年不化时的高度（Snow line）。雪线高度主要因纬度而异。全球最大雪线高度并不出现在赤道，而出现在南北半球的热带和副热带，特别是在其干旱气候区。因为这些干旱气候区降水供应少，晴天多，又多下沉气流，积雪比较容易融化，而赤道地区降水量大、云量多，日照百分率不如热带、副热带干旱区大的缘故。随着纬度的继续增高，气温愈益降低，在总降水量中雪量的比例逐渐增大，冬长夏短，雪线乃逐渐降低。到了高纬度，长冬无夏，地面积雪终年不化，雪线也就降到地平面上。在同纬度的山地，雪线高度可因种种条件各不相同。例如在冬季，降雪多的地区雪线比较低，在降水集中于夏季的地区，雪线就比较高；向阳坡的积雪比背阳坡易于融化，向风坡的积雪易被吹散，背风坡积雪易于积存；向海洋的湿润坡降雪量大于向内陆的干旱坡；这些都会导致不同坡向雪线高低不同。
82、冰雪覆盖（冰雪圈）是气候系统组成部分之一，它包括季节性雪被、高山冰川、大陆冰盖、永冻土和海冰等。由于它们的物理性质与无冰雪覆盖的陆地和海洋不同，形成一种特殊性质的下垫面。它们不仅影响其所在地的气候，而且还能对另一洲，另一半球的大气环流、气温和降水产生显著的影响，并能影响全球海平面的高低。
83、冰雪覆盖是大气的冷源，它不仅使冰雪覆盖地区的气温降低，而且通过大气环流的作用，可使远方的气温下降。冰雪覆盖面积的季节变化，使全球的平均气温亦发生相应的季变。冰雪表面的致冷效应是由于下列因素造成的：（1）冰雪表面的辐射性质：冰雪表面对太阳辐射的反射率甚大，由于地面有大范围的冰雪覆盖，导致地球上损失大量的太阳辐射能。这是冰雪致冷的一个重要因素。地面对长波辐射多为灰体，而雪盖则几乎与黑体相似，其长波辐射能力很强，这就使得雪盖表面由于反射率加大而产生的净辐射亏损进一步加大，增强反射率造成的正反馈效应，使雪面愈益变冷。（2）冰雪-大气间的能量交换和水分交换特性：冰雪表面与大气间的能量交换能力很微弱。冰雪对太阳辐射的透射率和导热率都很小，因此大气就得不到地表的热量输送。特别是海冰的隔离效应，有效地削弱海洋向大气的显热和潜热输送，这又是一个致冷因素。冰雪表面的饱和水汽压比同温度的水面低，冰雪供给空气的水分甚少。相反地，冰雪表面常出现逆温现象，水汽压的铅直梯度亦往往是冰雪表面比低空空气层还低。于是空气反而要向冰雪表面输送热量和水分（水汽在冰雪表面凝华）。所以冰雪覆盖不仅有使空气致冷的作用，还有致干的作用。冰雪表面上形成的气团冷而干，其长波辐射能因空气中缺乏水汽而大量逸散至宇宙空间，大气逆辐射微弱，冰雪表面上辐射失热更难以得到补偿。此外，当太阳高度角增大，太阳辐射增强时，融冰化雪还需消耗大量热能。所以说，冰雪表面使气温降低的效应是十分显著的。而气温降低又有利于冰面积的扩大和持久。冰雪和气温之间有明显的正反馈关系。这些都是与夏季海洋冷源所不同的。
84、气流沿青藏高原南坡上升，升到高空又折向南流，流到低纬下沉，下沉气流在低空又向北流向青藏高原，这就组成了一个闭合的经向环流圈，称南亚季风环流圈，它同低纬哈得莱环流圈的环流方向恰恰相反，这个环流圈的形成显然同青藏高原面夏季是热源有关。比如青藏高原相对于四周自由大气来说，夏季时高原面是热源，冬季时是冷源，这种热力效应对南亚和东亚季风环流的形成、发展和维持有重要影响。在季风的影响下，南亚也是冬干夏湿，但是它和东亚季风有一个明显差别，即南亚夏季风比冬季风强。这是因为冬季亚洲南部远离蒙古-西伯利亚高压中心，并有西藏高原的阻挡，再加上印度半岛面积较小，纬度较低，海陆之间的气压梯度较弱，因此冬季风不强。相反，夏季印度半岛气温特别高，是热低压中心所在，它与南半球副高之间的气压梯度大，因此南亚的夏季风强于冬季风。
《气象学与气候学》题库
1、简述干洁空气的概念及其主要成分。
2、虚温含义，它可直接测量吗?
3、从大气组成推导大气摩尔质量u=?
4、体积相同、P和T相同的干湿空气重量是否一样?
5、P=1010hPa，e=10hPa，t=27 ℃ ，求 Tv（虚温）。
6、当气温为25 ℃ ，气压为 1080hPa，相对湿度f=65％时，求e（水汽压）、E（饱和水汽压）、d（饱和差）、a（绝对湿度）、q（比湿）。
7、若相对湿度f，气压p不变，增温时，绝对湿度a和比湿q前后是否相同?&
8、对流层的特征如何，为什么?
9、臭氧层形成过程及其作用怎样?
10、某地两时刻f，p相同，当TI&T2时，a，q是否相同?
11、简述静力学方程成立的条件、表达式及其物理意义。
12、什么是地面总辐射，与大气上界的太阳辐射相比有什么变化?
13、分别涂为黑白色但性质相同的两个物体，在露天下其夜间与白天的表面温度是否相同?
14、温度为20 ℃ 的气块在 r=-0.1 ℃ /100m 的大气中绝热上升或下沉 500m后的温度是多少? 这时气块周围的气层温度是多少，气层是否稳定?
15、求地气系统的短波反射率为0.7时，地气系统的平均平衡温度 (设此系统对长波而言是黑体) 。
16、为什么云层存在会使白天气温降低，夜间气温升高?
17、同为睛夜静风，清晨但较干燥地区夜间的降温幅度一般总比湿润地区大，这是为什么?
18、假定地球的行星反射率=0.3，地球处于辐射平衡状态时的等效黑体温度应为多少?
19、大气中除贴地层γ，γd外，很少出现γ&γd情况，为什么?
20、大气的特殊量T、Td、(T-Td)各有什么含义?
21、大气保温作用与温室效应是一回事吗?
22、静力不稳定与潜在不稳定有什么不同。
23、形成云雨的主要条件是什么，为什么会形成不同类型云雨。
24、地面蒸发快慢与哪些因子有关。
25、气压为960hPa，气温为25 ℃ ，相对湿度为 35％，求绝对湿度、比湿和虚温。
26、气温为10 ℃ ，相对湿度为 60％时，求露点温度。
27、比较云和雾。
28、为什么水平气压梯度力是大气运动的主要推动力。
29、等压面上气压处处相等，为什么还能描绘水平气压分布。
30、重力位势高度与几何高度有什么区别，为什么要用重力位势高度？
31、比较对流云与层状云的生长条件，形态。
32、水平地转偏转力的大小为什么与纬度有关。
33、比较同纬度海陆上空气温不同及其原因。
34、地面大气活动中心的含义是什么，与一般气压中心有什么不同，北半球主要有哪些大气活动中心？
35、实际风，地转风，梯度风，以及热成风各指什么，它们之间有什么关系？
36、北半球某地风向随高度增加而逆转时，地面气压变化趋势一般是增高还是降低．(不考虑其他因子) 。
37、你能举出几个属于大尺度、天气尺度及中小尺度的天气系统吗？
38、天文气候和实际气候的差异?
39、为什么低、中纬地区Rg小，而白天温度T反而高?
40、简述海陆热力性质的差异及其对增温和冷却的影响？
41、天气与气候的含义有什么不同，现代气候学的核心是什么?
42、怎样理解气候系统。
43、为什么天文气候具有地带性与周期性的特点，它的具体含义是什么?
44、为什么地面辐射差额中、低纬为正值，而高纬为负值。
45、为什么地面发射的长波辐射量可以大大的超出所吸收的短波辐射量。
46、中、低纬大陆东西岸各受哪些活动中心的影响?会导致什么气候差异?
47、简述气压随时间变化的原因
48、锋面气旋发展过程中，锋系结构、天气的变化如何?
49、副高的活动与我国的雨带、旱涝有何关系?
50、一般说冷气团变性快，暖气团变性慢，为什么?
51、我国不是气团的源地而多锋面活动，为什么?
52、为什么锋面气旋主要活动在中纬度地区?
53、比较台风与热带气旋。
54、ITCZ的分布与季节变化如何?
55、怎样理解气团的形成与变性。
56、土壤活动层厚度与哪些因子有关?
57、 何谓最大降水高度，它与哪些因素有关 ?举例说明。
58、 与自由大气比较，山地气温随高度递减的速度是快还是慢 ?冬夏季是否相同?
59、 为什么冰雪覆盖也是气候系统中重要因子之一，主要有哪些影响 ?
60、 地形对气候的影响与其他因子的影响有何独特的地方 ?
61 、 季风、季风气候的定义，东亚季风和南亚季风的异同？
62、低纬沙漠总辐射最多，为什么辐射差额反而比同纬度少，是否意味着提供给大气的热量也少?
63、热量南北输送最大处在何纬度，为什么?主要靠什么环流输送这些热量?
64、简述低纬信风带及热带辐合带控制大陆东西岸的主要气候特征?&
65、何谓行星季风现象?它可能出现在哪些地区?
66、典型的大陆性、海洋性气候应分布在哪些地区?为什么?
67、柯本气候分类法中用什么指标来反映气候的干湿，为什么。
68、斯查勒气候分类法中的可能蒸散量、土壤储水量、多余水量等各有什么气候学意义。
69、试述季风的成因(不同的类型)、分布。
70、 东亚季风和南亚季风在成因和现象上有何差异？它们的气候特征如何？
71、 什么是 “El Nino”现象及“ENSO”现象。
72、 试用热量平衡方程各分量从秋到冬的变化，说明冬季海洋是大气的“热源”、大陆是“冷源”，并且这种差异在高纬更加明显。
73、北半球海陆分布对平均气温的分布有何影响(冬、夏)，以及形成季风。
74、 什么是海洋性气候，它在温、湿上的主要特征，哪些地方存在着海洋性气候区，高低纬的海洋性气候有什么不同。 (位置、成因、特征等)。
75、洋流是如何对气候产生影响的。
76、 构造一个气候大陆度主要应包括哪些因子。
77、 为什么海洋有时是大气的热源，有时又成为冷源 ?在各纬度是否一致?
78、谈谈青藏高原对气候的影响(动力、热力、季风等)。
79、什么是小气候，为什么会形成小气候差异。
80、什么是湍流系数，它的大小和哪些因子有关，有什么实际用途。
81、雪线高度和什么因子有关。
82、为什么说冰雪覆盖面是一种比较特殊的下垫面，它的天气和气候意义。
83、冰雪覆盖面对大气的致冷作用与夏季海洋冷源有何不同?
84、青藏高原对东亚与南亚季风的形成起了哪些作用?
Copyright & 华东师范大学地理信息科学教育部重点实验室
All rights reserved. 版权所有