气象学与气候学 题库

《气象与气候学》库1、简述干洁空气的概念及其主成分答案2、虚温含义，它可直接测量?答)3、从大气组成推导大气摩尔质(答案4、体积相同P和T相的干湿气重量是否一?答案5、P=1010hPa，e=10hPa，t=27℃，求Tv（虚温）(答)6、当气温为25℃，气为1080hPa相对湿度f=65％时，求e（水汽压）、E（饱和水汽压）、（饱和差）、a（绝对湿度）q（比湿）。答案7、若相对湿度f，压p不，增温时，绝对湿度和湿前是否相同?(答案8、对流层的特征如何，为什?答)9、臭氧层形成过程及其作用怎?答案)10、地两时刻f，相，当TI>T2时a，否相?答案11、述静力学方程成立的条件表达式及其物理意义答案12、么是地面总辐射，与大气界的太阳辐射相比有什么变?(答案13、别涂为黑白色但性质相同两个物体，在露天下其夜间与白天的表面温度是否相?(答案14、度为20℃的气块在r=-0.1℃/100m大气中绝热上升或下沉500m后温度是多少?这气块周围的气层温度多少，气层是否稳?答案15求地气系统的短波反射率为0.7时气系统的平均平衡温度(设此系统对长波而言是黑体)。答)16、什么云层存在会使白天气降低，夜间气温升?答案17睛静风但较干燥地区夜间的降温幅度一般总比湿润地区大为什么?(答案18地球的行星反射=0.3处辐射平衡状态时的等效黑体温度应为多?(答案19、气中除贴地γγ，很少出γ<γ情况为什么答案20、气的特殊量T、Td、(T-Td)各有什么含?答案)21、气保温作用与温室效应是回事?答)22、力不稳定与潜在不稳定有么不同答案)23、成云雨的主要条件是什么为什么会形成不同类型云雨(答案)24、面蒸发快慢与哪些因子有(答案25、压为960hPa，温为25℃，对湿度为35，求绝对湿度、比湿和虚温答)

26、温为10℃，相对湿度为60时，求露点温度答案)27、较云和雾。答)28、什么水平气压梯度力是大运动的主要推动力答案)29、压面上气压处处相等，为么还能描绘水平气压分布(答案)30、力位势高度与几何高度有么区别，为什么要用重力位势高度(答案)31、较对流云与层状云的生长件，形态(答)32、平地转偏转力的大小为什与纬度有关(案33、较同纬度海陆上空气温不及其原因(答)34地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？答)35、际风，地转风，梯度风，及热成风各指什么，它们之间有什么关系(答案36、半球某地风向随高度增加逆转时，地面气压变化趋势一般是增高还是降低(不考虑其他因子。答)37、能举出几个属于大尺度、气尺度及中小尺度的天气系统吗(答案)38、文气候和实际气候的差异?(答)39、什么低、中纬地区Rg小而白天温度T而?(答)40、述海陆热力性质的差异及对增温和冷却的影响答案41、气与气候的含义有什么不，现代气候学的核心是什?(答案42、样理解气候系统(答案)43、什么天文气候具有地带性周期性的特点，它的具体含义是什?(答案)44、什么地面辐射差额中、低为正值，而高纬为负值(案45、什么地面发射的长波辐射可以大大的超出所吸收的短波辐射量(答案46、、低纬大陆东西岸各受哪活动中心的影会导致什么气候差?答案)47、述气压随时间变化的原因答案48、面气旋发展过程中，锋系构、天气的变化如?(答案49、高的活动与我国的雨带、涝有何关?答)50、般说冷气团变性快，暖气变性慢，为什?(答案)51、国不是气团的源地而多锋活动，为什?(案)52、什么锋面气旋主要活动在纬度地?答案53、较台风与热带气旋(答)54、ITCZ的分布与季节变化如?(答案55、样理解气团的形成与变性答案

56、壤活动层厚度与哪些因子?答)57、何最大降水高度，它与些因素有关?例说明(答案58、与由大气比较，山地气随高度递减的速度是快还是慢?冬夏季是否相同?(答案)59、为么冰雪覆盖也是气候统中重要因子之一，主要有哪些影响?(答案)60、地对气候的影响与其他子的影响有何独特的地方?(案61、季、季风气候的定义，亚季风和南亚季风的异同(答案)62低沙漠总辐射最多为什辐射差额反而比同纬度少否意味着提供给大气的热量也少?(答案)63、量南北输送最大处在何纬，为什主要靠什么环流输送这些热量?(答案)64、述低纬信风带及热带辐合控制大陆东西岸的主要气候特?(答案)65、谓行星季风现象?它可能现在哪些地?(答案66、型的大陆性、海洋性气候分布在哪些地为什么(答案67、本气候分类法中用什么指来反映气候的干湿，为什么(答案)68斯查勒气候分类法中的可能散量壤储水量余水量等各有什么气候学意义答案69、述季风的成(不同的类)、分布。(答)70、东季风和南亚季风在成和现象上有何差异？它们的气候特征如何(答案)71、什是“ElNino”现象ENSO现象答)72、试热量平衡方程各分量秋到冬的变化，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答案)73、半球海陆分布对平均气温分布有何影(、夏，以及形成季风。答)74、什是海洋性气候，它在、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。(置、成因、特征)。答案75、流是如何对气候产生影响(答案76、构一个气候大陆度主要包括哪些因子答)77、为么海洋有时是大气的源，有时又成为冷源在各纬度是否一致(答案)78、谈青藏高原对气候的影响动力、热力、季风)。答案79、么是小气候，为什么会形小气候差异(案80、么是湍流系数，它的大小哪些因子有关，有什么实际用途(答案)81、线高度和什么因子有关。答案82、什么说冰雪覆盖面是一种较特殊的下垫面，它的天气和气候意义(答案

83、雪覆盖面对大气的致冷作与夏季海洋冷源有何不?(案84、藏高原对东亚与南亚季风形成起了哪些作?答案)答案：1、干洁空气是指大气中除去水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-----简干洁空气的概念及其主要成分。2、在等条件下当干空气具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般由Tv表示。定虚的用意在于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定义虚温来代替空气的温度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常数为干空气气体常(R)所以实际上状态方P＝RT）其R=R*/md)并成立（为其使用干空气气体常(R)，而温度却用湿空气的），所以为使其成立需使用虚(即空气之温此才可使R与T均干空气之值于温与实际观测之温度误差不算(仍在允许的误差范围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。中T实际大气温度W为饱混合比值。表示虚温与实际温度之差距于露点温度所在的饱和混合比数值的六分之一-----虚含义，它可直接测量吗3、大是混合气体，大气摩尔质量也就是混合气体的平均摩尔质量。

4、干气状态方程为：

湿空气状态方程为：在T相同的情况下：出V相，所以5、Tv=(1+0.378e/p)T=6、25℃时，饱和水汽压E=31.668,f=e/E,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=0.01197、当温度升高时，饱和水汽压E要大，而f不变所以水汽压e也增大，是湿，q=0.622e\P，不，增大所以q要大。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、臭层的形成：臭氧层（ozonelayer）指大气中臭氧浓度较高的层次。一般指高度在10-50km之的大气层，也有－30km之间臭氧浓度最大的大气层。即使在浓度最大处臭对空气的体积比也只有百万分之几此它在大气中是痕量成分它折算到标准

状气为1013.25hPa度273K整大气层中累积厚度只有0.15-0.45cm。其含量虽少却能吸收掉大部分太阳紫外辐射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影着大气温度层结和环流气氧的形成过程，大致如下：氧分子吸收太阳辐射中波长小于420A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在的重要生物分子分解高患皮肤癌内和免疫缺损症的发生率并危害农作物和水生态系统可以说，如果没有大气臭氧层的保护，这个世界就不能存在。------臭氧层形成过程及其作用怎?（）臭层吸收的太阳紫外辐能量使平流层大气增温平流层的温度场和大气环流起着决定性作用如平流层臭氧度下降将起平流层上部温度下降流层下部和对流层温度上升因此臭层对建大气的垂直温度结构和大气的辐射平衡起重要作用氧层吸收了部分太阳辐射，估计能使地面的平均温度降低度。10、f,P不变当增温时，饱和汽压要增大，而f,P不变，则水汽压也要增大，那么q=0.622*e/P,q将大所以，TI>T2q大，不变11大静力学方程表示了大在铅直方向上所受的作用力达到平衡时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空气柱。由于是静止大气，所以空气无水平运动在直向受到重力和气体压力的作用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质量空气所受到的重力与垂直气压梯度力处于平衡以气静力学基方程又称大气静力平衡方程称静压方程方式是：dp/dz=-kg（k表示气密度）分静力学方程可得到以下几点结论：(1).当dz>0时，，明随高度的增加气压是下降的。(2).任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随度的变化很小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。密度大的气层压随高度的增加降低得快度小的气层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可相当准确地应用于运动大气此在气象学中得到广泛应用。

12地球上某一点接受太阳的能一部分来自直接辐射一部分则是散射辐射,二者之和称为地面总辐射大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以在地球表面所获得的太阳辐射强度要小。13、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虑干绝热情况500m度:

℃而周围的空气温度为

℃下降，温度为：可得加速度a为

℃因为

，所以大气处于稳定状态。15、地气统是一个半径为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，=5067*10^-8W/m^2k^4得T=38k。16、天云层存在，云层对太阳射有吸收，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、室效应气体中有水，水汽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润地区的水汽有保温作用夜的降温幅度不是很大。

18、地气统是一个半径为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，有得：T=255K。19、在流层中，总的情况是温随高度而降低，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离地面近获得地面长波辐射的热能愈多温愈高离面愈远，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，因此气温乃愈低个对流层的气温直减率平均为0.65℃/100m.实际上对层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的流层的中层和上层受地表的影响较小温减率的变化比下层小得多层气温直减率平均为0.50.6℃/100m层均为0.650.75℃/100m.对层下层（由地面至）气温直减率平均为0.30.4℃但于气层受地面增热和冷却的影响很大温减率随地面性质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。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，T＜。此根据温度露点差（T-Td）可以大判断空气距离饱和的程度。21、气对短波辐射吸收比较小而对长波辐射有一定的吸收，也有一定的反射性类似于温室的玻璃它以让太的短波辐射通过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应指出室璃还有一个作用就是隔绝了温室内外的空气对流从保持温室内较高的温地大气并没有这一作用，因此气保温作用和温室效应不是一回事。22静稳定度的特点取于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离原来位置的趋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气垂直上升所进行的绝热冷却使空气达到过饱和的成过程中大水滴起着很重要的作用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。241.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，饱和差也比较大是响蒸发的主要因素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汽压减小很缓慢，容易达到饱和，故蒸发过程微弱时，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饱和水汽压水面饱和水汽压小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水比淡水蒸发慢水蒸发比浊水慢为浊水吸热多度高快。影响蒸发速度诸因素中温度是常起决定作用的因素度愈高蒸发愈快之慢。其次是风速，风速愈大，蒸发愈快；反之，愈慢。25、℃，饱和水汽压E=31.668,f=e/E,e=fE=35%*31.668=11.0838a=289*e/T=289*11.0838/(25+273)=10.7491q=0.622*e/P=0.0072Tv=(1+0.378e/p)T=299.300526、℃，饱和水汽压E=12.271,f=e/E,e=fE=60%*12.271=7.3626当饱和水汽压这7.3626时，由可得Td=3℃27、和雾的形成都是水汽由未和达到饱和。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此上升气流和充足的水汽是云生成的必要条件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山腰里被大雾所罩是平地上的人却又说这一条白色的云带缭绕在山腰之中因人们通常是生活地面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一股暖锋移来的时候又往往会越降越低，有时终于碰到地面和海面，就成为茫茫大雾。简单地说和雾都是悬浮在空气中的细微的小水滴或小冰晶们都是由空气中的水汽遇冷凝结而成的我知道空气含水汽的能力是有一定限度的，达到最大限度时称为水汽饱和水饱和要随气的变化而变化越高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.３６克；气温在２０℃时，１立方米的空气中最多就可以含水汽１３０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余的水汽就会凝结出来是看见的水汽就变成能看得见的细微的小水（温度低０℃时，则形成小冰晶）些小水滴或小冰晶的体积非常小它的平均半径只有几个米，重量很轻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、平气压梯度力：当空间存着气压梯度时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气压梯度可以分解为水平气压梯度和铅直气压梯度而压梯度力也可分为水平气压梯度力和铅直气压梯度力直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、气层内间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一压面有一定的压强数值象上常以500、700、850百帕的等压面作为主要等压面。30、力位势地重力场相配合的位势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几何高度而是位势高度所谓位势高度就把单

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1950年1月1日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势高度表示在计算上有很多方便实何高度和位势高度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、转偏向力的大小与风速和在纬度的正弦成正比在同一纬度上风愈大偏力愈大；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、纬度，夏季海洋上空气温小于陆地温度；冬季则相反。其原因在于：首先，在同样的太阳辐射强度下海所吸收太阳能多于陆地所吸收的太阳能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、气活动中心平气压图上表现出来的高压和低压出现位置比较稳定包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、际风是实际观测风。地转，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，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。即温线越密集（疏），热成风就越大（小），这就是热成风原理。36北球风向逆转说明近地层有冷平流从冷区吹向暖区不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、尺度天气系统：超长波、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因天文辐射的时空分布特点成了天文气候因纬度而异的天文气候带实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中纬度，地面接收的总辐射多地辐射差额小，说明地面有效辐射大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------为什么低、中纬地区Rg小而天温度T反高40、陆热力性质的差异主要表在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陆所吸收的太阳能颁在很薄的地表面上海所吸收的太阳能分布在较厚的水层中3）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空因水分蒸发而有较多的水汽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。由于上述差异海热力过程的点互不相同，大陆受热快却也快温升降变化大。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”则是指大气在短时内的变化状,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、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分布和气候变化的统的物理系统阳辐射是这个系统的能源太阳辐射的作用下候统内部产生一系的复杂过程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个成部分间过物质交换和能量交换密结合成一个复杂的、有机联系的气候系统。43天气候是由天文辐射所决定的文辐射能量的分布因纬度而异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地绕太阳公转的的周期变化为一年决了在同一纬度带，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考虑地面反射率的影响低纬接收的太阳总辐射大于地面有效辐射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射流等多种方式得到能量保地表能量平衡，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冬亚欧大陆中部偏北受强大的蒙古高压控制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，气候温和湿润水多夏季，亚欧大陆有一强大的印度低压再加上西太平洋上副热高压的北移西伸陆东岸盛行东南风气流由低纬热带海洋吹向陆地云降水较多而岸仍是海上吹来的西风但气流来自中纬的海洋上，气温略低于东岸降则比东岸少多亚大陆的东岸具有季风气候的特点岸有海洋性气候特点。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力因子是指大气运动所引起的气柱质量的变化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、系结构：从平面看，锋面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是气流辐合区在气旋前部和中心区有上升气流旋后部有下沉气流由气旋自底层高层是一半冷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及相伴随的连续性降水天气旋方是比较狭窄的冷锋云系和降水天气气旋中部暖气团天气如果暖气团中水汽充足而又不稳定出现层云层积云并下毛毛雨有还出现雾如果气团干燥能生成一些薄云而没有降水。495月，副高脊线在15度N附近，主要雨带位于华南月中，副高第一次北跳，脊线越过20度N，我国雨带进入江淮流域，江淮梅雨开始中旬，副高第二次北跳，脊线越过度，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，华北雨季开始－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、气团底层受热后，层结不定度增加，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变气物理属性反气团移向冷区时团底层不断变冷，层结稳定度增加限制了冷却效地垂直发展气团变冷主要通过辐射过程缓慢进行因而变性较慢。﹝般说冷气团变性快，暖气团变性慢，为什么﹞51我国主要位于中纬度地区气团的形成一般在低纬地区纬地区往往是冷、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低压是冷气团相交绥的地带见中纬度地区。而低、高纬度地区常见单一性质气团。53、带气旋是形成于热带海洋有暖心结构、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。54ITCZ赤辐合带南半球两个辐热带高压之间气压最低流汇合的地带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位偏北，冬季则相反，辐合带位置偏南。55、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具备了这两个条件下要通过大气中各种尺度的湍流大范围系统性垂直动以及蒸发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环条件的变化地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团的属性也随之发生相应的变化团变性过程同气团的形成过程一样也通湍流大范围垂直运动和蒸发凝、辐射等物理过程来实现的。56、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、流在迎风坡上被迫抬升途断大量降雨，因此只要山脉足够高会这样一个高度在个高度以上雨量随高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大降水高度就在也麓本年平均雨量达到了10091毫米墨西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如在带信风带区域中由于上空有干燥

的信风逆温层存在此最大降水高度便限制在信风逆温层高度以下如威夷冒纳罗亚火山(Mauna东700米高度上午降水最大于毫米，而山顶米却只有440毫米。小美洲沿海山地迎风东坡上也有类似情况存在。58与由大气比较山地气温高度递减的速度快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、雪覆盖是气候系统的组成分之一，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一种特殊性质的下垫面它不仅影响其所在的气候，而且还能对另一洲、另一半球的大气环流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仅冰雪覆盖地区的气温降低通过大气环流的作用，可使远方的气温下降于雪盖面积的季节变化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之气压场和大气环流也产生相应的变化冰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（青藏高原）动力作用：冬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入我国后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热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原北半部分冬季各月的温度西北比东北高高原的南半部分冬季各月温度是东南比西高后两支气流在高原东侧的距离分支点个度处又合二为一继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，高原面上是热源，其温度高于同高度的大气月份强冬，高原面上是冷源，其温度低于同高度的大气12、月最强。（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季面吹来自海洋的暖湿偏南风上下温差大冬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总的讲来愈高处气温愈低，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个高度就称为雪线线度主要因纬度而异全最高的雪线高度不出现在赤道出现在南北半球的热带和副热带别是其干旱气候区。(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: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；夏季是源，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别盛行东北季风和西南季风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者加起来我国西南地区季风的厚度特别大破了夏季流层中部行星气压带和行星环流季原面上是一个热低压辐上升形成暖高压高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压侧的偏东气流在低纬沉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。海陆风海天从海洋向陆地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、义：大范围地区近地面层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：成

冬风成

性

夏风成

性海陆热力性质的差异受亚洲高压受夏威夷高控制，亚（处世界最大大寒控制行偏盛行来自海洋的东南东陆世界最大海洋干北季风。季。之间陆热力性质差异最显著）

温暖湿润亚南

海陆热力性质差异盛来自高和气压带带的季纬陆的东节移动。北风

赤道低压带北移，南温暖半的东南信风受吸温干燥收过赤道，向右偏湿转而成西南季风。62地面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而获得能量时又以其本身的温度不断向外放出辐射而失去能量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为地面的辐射差额地辐射差额的因子很多虑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有显著的差异纬度沙漠总辐射最多但沙漠地面的反射率很高且有效辐射也很多致额不是跟大是这并不说明低纬度沙漠提供给大气的热量就少了。63、环流的经向热量输送中，流作用占33，大气环流作用占％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20º附近，º－60º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。大气环流输送形式经环输送和大型涡旋输送两种经热量输送的结果：缓和了赤道与极地间的南北温差。64、纬环流包括赤道辐合带、风带、赤道西风带、副热带高压带。其纬度位置°—°之。（）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。（）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、假定地表均匀和地球自转况下，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度的角环绕阳公转，太阳直射的纬(热赤道也季节而南北移动，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南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、常指处于中纬度大陆腹地气候。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～40之的大陆西岸的一种海洋性气候。以地中海沿岸最为明显其地区如北美洲的利弗尼亚沿海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：冬季受西风带控制面旋频繁活动气温和最月气温在4～10℃之间降水量丰沛夏在副热带高压控制下流下沉气候炎热干燥少雨，云量稀少，阳光充足。全年降水量3001000米，冬季半年约占60％～70％，夏季半年只有30％～40％，冬季降水量于夏季。夏季温度在沿海和内陆有较大区别海受冷洋流影响温度较低最热月在以下空气比较潮湿，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以上为夏。地中海式气候的特点高时期少雨温时期多雨；这种不协调的配合对物十分利。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、本以气温和降水为指标参自然植被的分布进行气候分类柯本气候分类气指标严格界明确，分类系统明，并能反映世界自然植被的分布状况级母组合表示气候带、气候型，含义明确，便于记忆，易在图中表示，一目了然。68可蒸散量系指在水分供应充足的条件下垫（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值的小与当地气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为这条等值线。斯查勒分类法是一种动力气候分类法据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以及大陆东西岸和内陆的差异性时又和土壤水分收支平衡结合起来界限清晰干气候与湿润气候的划分明确细致农生产和农田水利建设上又具有实用价值目前比较好的一种世界气候分类法斯勒气候法也有其不足之处他季风气候没有足够的视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气候分类时风这个因子是不容忽视的斯查勒气候分类中把我国的副热带季风气候带季风气候与北美东部的副热带湿润气候带陆性湿润气候等同起来我南的热带季风气候与非洲洲的热带干湿季候等同起来，这都是不妥当的。69、）季风的分布：主要分布在亚洲的南部和东部非的索马里西非的几内亚附近沿岸澳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：以东亚季风为例亚季风区包我国东部鲜本及俄罗斯远东沿岸地区季亚洲大陆为冷高压盘距前的偏北风带来寒冷干燥的空气是洲东部的冬季风，形成干冷少雨的气候。冬季风的强弱和稳定程度高压强度和移动状况的制约夏，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空气形成湿热多雨的气候夏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：为南亚季风为例季半球的星风系南移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南亚干少雨气候为季。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摄来印度上的西南暖湿气流雨季就南亚地区的夏季风，其特点是比冬季风强，厚度也大，可伸达。

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高原面的被迫抬升时也助长了高原面上的上升气流在处成了青藏高高压且随高度增加而强度增大这暖高压的南侧的偏东气流在低纬度下沉到达地面受地转偏向力的影响成西南风并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、亚季风：东亚季风由海陆热力差异而引起洲部濒临广阔的太平洋于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。冬季亚大陆为冷高压盘踞高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时太平洋高压西伸北进此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，干燥和少雨季盛行时这些地区的气候特征为高温湿和多雨。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由亚洲南部远离高压中心并有青藏原阴挡，加上印度半岛面积小海间热力差异小气梯度力，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地偏向力的影响转向为西南季风加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通赤南北两侧的低纬地区是属于信风带的范围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离流，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世界著的秘鲁渔场。异常年份，在圣诞节前后一支较弱的

表层暖流沿厄瓜多尔和秘鲁北部沿岸向南伸展到º，使海水温度升高，沿岸的上升水流势头减弱，甚至消失而影响到那里的海洋动物和鱼类秘鲁渔场大幅度减产而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SouthernOscillation，作SO）、沃克Walker）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，并不是哪一个半球的行为是两半球大气环流作用下低纬度大气海相互作用的现象，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

外皆得正值净辐射其无冬夏皆以海洋上为最多过显热输送供给空气直接增温的热量，在冬季1月）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—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27.5W/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，7月份除北非阿伯干旱区外，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潜热通量加显热通量看来太洋中部提供给空气的总热量亦比同纬度的大陆区域为小对于大陆来讲，夏季海洋是个“冷源”，大陆是“热源”。73大围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象为季风季风的形成与多种因素有关主的是由于海陆间的热差异以及这种差异的季节变化它如行星风带的季节移动和广大高原的热力动力作用有关系而这几者又是互相联系着的夏季大陆上气温比同纬度的海洋高气比海洋低气压梯度由海洋指向大陆所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得同一纬度带内海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气候洋上气温年较差比大陆上小海气交换与-气交换的年变程上得到最好的说明洋上云量一般比大陆上多风速较陆上大这能减小海上气温的日较差和年较差洋性气候年降水量比同纬度大陆性气候多一中降水的分配比较均匀而冬季为较多气旋雨的频率为最大水变率小。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对湿度的年较差海洋性气候小于大陆性气候低海洋性气候差异可以从左图中得到。75、洋的性质是不均一的，其异主要表现在冷、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流流动的方向和风向一致在北半球向右偏南球向左偏热带由于信风把表层海水向西吹了赤道洋流西方向流动的洋流遇到大陆，便向南北分流向纬度流去的流为暖流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说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冷洋调节了南北气温差別在海地帶等温线往往与海岸线平行就是这个缘故。76气学上为了定量地表示各地气候大陆性程度用气候大陆度为指标来衡量大陆度计算的方法很多，通常以气温年较消去纬度影响）和气温的纬度距平为依据外有用降水和大陆气团出现的频率等来计算大陆度由于气候大陆度除受海陆分布影响外受大气环流陆积形海流等因素的影响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、洋和大陆由于物理性质不同样的天文辐射之下其增温和冷却有很大差异。海洋具有热惰性它温慢降温亦既是一个巨大的热量存储器又一个温度调节器。大陆与之相反吸的太阳辐射限于表层容又小有热敏性同度海洋相比，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垫面由于海陆不同海-气热量交换与-气热量交换的况大不相同此海洋有时是大气的热源有时又成为冷源海气温的差异在季高纬度为最突出，在夏季则以副热带纬度最显著，就全球而言由北半球海洋面积相对比南半球小以北半球冬季比南半球冷季比南半球热。781.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伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地河走廊黄土高原而直下东部平原就致我国东部带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藏高原的阻障被迫分支别沿高原绕行从冬季北半球700hPa与月均气温上可以清楚地看出，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，气流辐合北侧为冷平流南侧为暖平流时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流一般具有不稳定层结冷空气易于爬越山地青高

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：）地球的第三极地：青藏高原由于海拔高，气温特别低虽位于副热带、暖温带的