逆温的种类及原因

逆温的种类及原因逆温的种类及原因在对流层大气中，一般情况下温度随高度的升高而呈降低趋势，但有时在某些层次会出现气温不随高度变化或随高度的升高反而增高。气象上把温度不随高度变化的大气层称为等温层，而把温IIIIIIIII在对流层大气中，一般情况下温度随高度的升高而呈降低趋势，但有时在某些层次会出现气温不随高度变化或随高度的升高反而增高。气象上把温度不随高度变化的大气层称为等温层，而把温IIIIIIIII度随高度的升高而增高的大气层称为逆温层。从热力学的角度看，无论是等温层还是逆温层都表示大气层结是稳定的，如果它们出现在地面附近时，则会限制贴地气层强烈乱流运动的发生，如果它们形成在对流层中某一高度上，则又会阻碍下方空气垂直运动的发展。因此等温层和逆温层又统称为阻塞层。但两者中对云雾和垂直运动的发生和发展以及对其它天气现象影响较大的是逆温层，所以下面对各种逆温层的形成过程及其特点进行讨论。逆温层形成的过程是多种多样的，因此产生了它的家族。逆温按高度可以分为“近地面层的逆温”和“自由大气的逆温”两大类。前者是指发生在一百米高度以下的逆温，这里面又可分为“辐射逆温”、“平流逆温”、“融雪逆温”和“地形逆温”等，多是由于热力条件形成的；后者是指发生在一百米高度以上的逆温，这里面又可分为“下沉III逆温”和“锋面逆温”等，多是由于动力条件形成的。IIIIII一、辐射逆温III辐射逆温是夜间因地面、雪面或冰面、云层顶部等的强烈辐射冷却，使紧贴其上的气层比上层空气有较大的降温而形成的。近地层的辐射逆温，经常发生在晴朗无云的夜空，由于地面有效辐射很强，近地面层气温迅速下降，而高处大气层降温较少，从而出现上暖下冷的逆温现象。在日落前后由地面开始形成，夜间随着辐射冷却的加强，逆温层逐渐加厚，黎明前达到最大厚度，日出后从地面开始逐步消失。它的垂直厚度可以从几十米到300〜400米，其上下界温度差一般只有几度，很少能够达到10〜15C。这种逆温在中高纬地区大陆上都能发生，特别是在沙漠地区经常出现。在冬季大陆被高压控制的天气条件下，由于长时间的辐射冷却的结果，地面和近地层空气的温度显著下降，可形成在白天也不消失的冬季辐射逆温。这种逆温层的厚度可达几百米到2〜3千米，其上下界的温度差可达15〜25°C，有时可持续若干天不消失。Ill形成辐射逆温的有利条件是:晴朗（或少云）而有微风（2〜3米•秒）的夜晚。这是因为云能减弱地面的有效辐射，不利于地面冷却。风太大时，大气中的垂直混合作用太强，不利于近地面气层的冷却；无风时，冷却作用又不能扩展到较高的气层中去，也不利于逆温的加厚；只有在风速适当时，才能使逆温层既有相当的厚度而又不至于因乱流混合作用过程而遭到破坏。Ill因夜间云层顶部的辐射冷却作用比其上的空气强，所以，在贴近较厚云层的大气层中也可形成辐射逆温，但这种逆温通常厚度不大，上下界间的温差也很小。二、地形逆温在低洼地区（谷地、盆地）因辐射冷却，冷空气沿斜坡下沉流入低洼地区形成逆温。这种逆温称为地形逆温。如天山北坡从12月一一次年2月在近地层会存在一层深厚的逆温层，它的形成主要是由于冷空气受阻积累的，在形成的“冷空气湖”上有较暖的空气层。天山北坡的逆温层厚度至少有1500米，在南坡只有700米。这种冬季逆温层在青藏高原东部和北部边缘是普遍存在

的。III在山区，夜间山坡上的空气冷却很快，于是冷空气顺坡下沉到谷底，把谷地中原来的暖空气抬挤上升，而形成上暖下冷的逆温现象。这种逆温是要在一定的地面条件下才会形成，故称为地面逆面。中国南部的山地，冬季常有地面逆温，在谷底或山坡下方因为气温低，不宜种植热带经济作物。美国的洛杉矶因周围三面环山，每年有200多天出现这种逆温现象。III三、平流逆温暖空气水平移动到冷的地面或气层上，由于暖空气的下层受到冷地面或气层的影响而迅速降温，上层受影响较少，降温较慢，从而形成逆温，这种逆温现象就是平流逆温。主要出现在中纬度沿海地区。平流逆温的形成也是由地面开始逐渐向上扩展的，其强弱由暖空气和冷地面间温差的大小决定，温差越大，逆温越强。它可以在一天中的任何时刻出现，有的还可以持续好几个昼夜。单纯的平流逆温没有明显的日变化。冬季，在中纬度的沿海地区，因海陆温差甚大，当海上暖湿空气流到大陆上时，常出现较强的平

流逆温。这种逆温常伴随着平流雾的形成。IllIII与辐射逆温不同，出现平流雾时，不但不要求晴朗少云，而且风速也可以较大。暖空气流经冰、雪表面产生融冰、融雪现象，吸收一部分热量，使得平流逆温得到加强，这种逆温又称为“雪面逆温”。IllIII四、 乱流逆温乱流逆温是由于低层空气的乱流混合，在乱流层的顶部所形成的逆温。因乱流逆温出现在乱流混合层的顶部，所以其离地的高度随乱流层的厚薄而定；乱流强时，乱流层厚，它所在的高度就高；反之，高度就低。一般它都位于摩擦层的中上部。乱流逆温的厚度不大，一般不超过几十米。从湿度的垂直分布来看，在逆温层以下，经过强烈的乱流混合后，气层中水汽的垂直分布已比较均匀。在逆温层的底部，由于下层的水汽和杂质向上输送和温度的下降。容易产生层云和层积云。五、 下沉逆温下沉逆温又称为压缩逆温，是由于稳定气层整层空气下沉压缩增温而形成的逆温。在高压控制区，高空存在着大规模的下沉气流，由于气流=1下沉的绝热增温作用，致使下沉运动的终止高度出现逆温。这种逆温多见于副热带反气旋区。它的特点是范围大，不接地而出现在某一高度上。这种逆温因为有时像盖子一样阻止了向上的湍流扩散，如果延续时间较长，对污染物的扩散会造成很不利的影响。=1下沉逆温形成的有利天气条件是：极地冷高压或副热带高压控制下的晴好天气，高压中心附近有持久而强盛的下沉运动。下沉逆温出现在距地面1〜2千米以上的气层中，厚度可达数百米。六、锋面逆温锋面逆温是由于锋面上下冷暖空气的温度差异而形成的逆温。这种逆温层是随锋面的倾斜而成倾斜状态。又由于锋是从地面向冷空气方向倾斜的，因此，锋面逆温只能在冷气团所控制的地区内观测到。锋面逆温离地的高度与观测点相对于锋线的位置有关，距地面锋线越近，逆温层的高度越低；反之越高。锋面上暖气团中的温度露点差一般比锋面下冷气团中的要小些，当锋面上有凝结现象时，逆温层以上的温度露点差可以为零。以上所说的，只是几种经常出现的逆温的一

般情况，而实际天气过程中，还有其它各种不同原因形成的逆温，这里就不一一叙述了。但要注意在分析逆温的成因、判断逆温的性质时，应根据逆温出现的时间、地点和天气条件等，抓住其特点，进行具体的分析。Ill=1liiJ=11。山地与同纬度平原地区气温较差的差异地形凹凸和形态的不同，对气温有明显的影响。在凸起地形如山顶，因大气与陆面接触面积小，受到地面日间增热、夜间冷却的影响较小，又因风速较大，湍流交换强，再加上夜间地面附近的冷空气可以沿坡下沉，而交换来自由大气中较暖的空气，因此气温日较差、年较差皆较小；凹陷地形则相反，气流不通畅，湍流交换弱，又处于周围山坡的围绕之中，**在强烈阳光下，地温急剧增高，影响下层气温，夜间地面散热快，又因冷气流的下沉，谷底和盆地底部特别寒冷，因此气温日较差很大。Ill=1liiJ=1=J=J以山地为例，不同的地形条件在山地气温日变化中的作用也不同。山顶处的气温日较差最小，山谷的气温日较差最大，而山坡平地介于二者之间。如黄山全年平均气温较低，只有7.9°C，年较差也偏小，仅为20.3C。说明山顶的气候状况

与山下地区的气候状况相比较，更接近于海洋性气候的特征，夏凉冬温，年较差不大，适宜于人们生活。冬季山谷带出现临时性逆温现象，即冬季夜晚冷空气密度大，沿山坡流入山谷底部，在一定高度的山坡地带，温度反而比谷底高。与同纬度平原区相比，除谷地外，山区的气温日变化一般较小。=J=Jl=JI三」l=J2.同纬度地区高原与平原气温较差的比较与同纬度地区的平原相比，高原的气候资源一般具有气温日较差大而年较差较小的特点。高原与山地不同，大气与陆面接触面积比山地大，地面辐射较多。由于**l=JI三」l=J日较差以青藏高原为例，在我国，青藏高原气温因为太阳辐射强烈，日出后地表升温

Ill=1快，即使在冬季，在阳光下也会感到温和如春；日落后，由于空气稀薄、水汽含杂质少，地表容易散热等项原因，降温迅速；所以青藏高原日较差比同纬度东部地区大，表明这里具有大陆性气候的特征。如拉萨、日喀则等地年平均日较差均在14〜16°C。与此相比较，北京、西安为10〜12°C，成都、武汉、南京为7〜8.5C。阿里地区、藏北高原、柴达木盆地等地的日较差约17C左右，即使日较差较小地区如班戈湖、申扎、三江河谷、青海东部等地区其日较差也多为14C左右。另外高原地区内部日较差也还有差异，其具体差异的大小与地形、植被、干湿程度等有关，如柴达木盆地干燥，多晴少雨，**日晒增温急剧，夜间地面辐射强，降温快，其日较差就比较大。而在多阴雨的藏东南地区，**增温不高，夜间云层低，地面辐射相对较弱，降温少，所以昼夜温差较小。Ill=1（2）年较差青藏高原与同纬度中国东部地区相比，气温年较差稍小（按特征来说，也算是大的），年较差比同纬度东部地区要小4〜6C以上。主要的原因是由于受海拔高度的影响大大超过了纬度的影响：海拔高，本身气温就很低；夏

=1I=j

w季云量增多、太阳辐射减弱，加上高原上空的空气又不断向四周散发热量，所以夏季气温不高；而冬季，东西走向的高大山脉，阻挡了北来冷空气的入侵，没有“象东部平原地区受近地层纬寒冷的冬季风的影响”这样的强降温因素，而且冬季晴朗而海拔高的优势也更使其能受到较多太阳辐射，所以气温下降不甚剧烈。这样夏季温度比较低，而冬季的温度不太低，使年内气温变化有所减缓，年振幅相对较小。如青海大部分地区气温年较差在26°C以下，其中班玛县和囊谦县气温年较差均在20C以下，较中国相近纬度的华东、华中、华北地区都小。西藏自治区南部拉萨、昌都、日喀则等地的年较差为18—20C,而纬度相近的武汉、南京是26C；西藏北部的气温年较差略大，一般达26〜30C,但比起来纬度接近的兰州气温年较差也达到了30〜31C。=1I=j

w此外，青藏高原气温变化由于受多种因素的影响，使得内部各地气温年较差也不一样。一般来说，青藏高原气温年较差是北部大南部小，西部大东部小。东南部气温年变化较小是由于所处的地理纬度较低，冬季干燥，冬季接受的太阳辐射较多。局部地区增温比较明显，所以，冬季相对

而言不太冷，导致气温年变化较小。可见，气温=1=1年较差的大小与纬度有关，南部较差小，往北逐渐增加；其次是与水分状况密切相联，随大陆性加强而增大，呈现东南小、西北大的趋势。=1=1III由上可知，山地和高原的气温较差和同纬度的平原地区比较，有明显区别：山地气温年较差和日较差一般比同纬度平原较小，而高原则比同纬度平原日较差较大而年较差较小，不可混为一谈。III气温的水平分布通常用等温线来表示。等温线就是将气温相同的地点连结起来的曲线。等温线愈密，表示气温水平变化愈大；否则，反之。封闭的等温线表示存在温暖或寒冷的中心。有时为了便于比较，可将地面气温实际观测值（或统计值）订正为海平面温度，然后再绘制等温线。气温的水平分布状况与地理纬度、海陆分布、大气环流、地形起伏、洋流等因素有密切关系。图3-14和图3-15分别是1月份和7月份世界多年平均气温分布图，从中可见全球范围内的气温水平分布有如下几个特点：（1）由于太阳辐射量随纬度的变化而不同，所以等温线分布的总趋势大致与纬度平行。北半球的夏季，随着太阳宣射点北移，整个等温

线系统也北移；冬季则相反，整个等温线系统南III移。这个特点在南半球辽阔的海面上表现得相当典型。北半球海陆分布复杂，等温线不像南半球海面上那样简单、平直，而是走向曲折，甚至变为封闭曲线，形成温暖或寒冷中心。III（2） 冬季太阳辐射量的纬度差异比夏季大。北半球一月份等温线密集，南北温差大；七月份等温线稀疏，南北温差小。在南半球，因海洋的巨大调节作用，一月与七月的等温线分布对比不像北半球那样鲜明。（3） 水体增温慢，降温也慢。夏季海面气温低于陆面，冬季海面气温高于陆地。所以，冬季大陆上等温线向南弯曲，海洋上等温线向北弯曲；夏季情况则相反，大陆上等温线向北弯曲，海洋上等温线向南弯曲。等温线这种弯曲在亚欧大陆和北太平洋上表现得最清楚。（4） 洋流对海面气温的分布有很大影响。强大的墨西哥湾流使大西洋上的等温线呈NE-SW向，一月份0°C等温线在大西洋伸展到70°N附近。其他洋流系统对等温线走向也有类似的影响，但影响范围较小。（5） 7月份最热的地方不在赤道，而在20°

Ill—30°N的撒哈拉、阿拉伯、加利福尼亚形成炎热中心。世界绝对最高温出现在利比亚的阿济济亚，那里受来自南部撒哈拉大沙漠的干热风影响，气温曾达到58°C。1月份，西伯利亚则形成寒冷中心，在奥伊米亚康曾观测到-71C的极端最低温。南极洲也出现过-88.3C的地面最低温度纪录。Ill气温分布及成因方法平台思维步骤：理解大气热状况一归纳影响气温的因素一解释气温时空分布特点。运用关键：高中理论要与初中世界、中国区域的气温分布特点（等温线区域图）紧密结合。必懂原理一.影响气温高低的因素l=J

w太阳辐射是根本原因（纬度、正午太阳高度、白昼长短）一太阳辐射是能量源泉；l=J

w大气自身条件（天气、大气透明度、大气密度）—与大气对太阳辐射削弱有关；地面状况｛海陆分布、洋流、地形）一地面是近地面大气主要的直接热源；人类活动一森林、水库、城市等影响大气和下垫

面。Ill二.气温的空间分布和时间变化规律Ill1、 图表分析气温的垂直分布规律及原因2、 气温水平空间分布规律及成因III世界气温水平分布特点III从世界7月和1且等温线分布图上，可以清楚地看到地球上气温分布的一般规律。l=Jl=J（一） 在南北半球上，无论7月或1月，气温都是从低纬向两极递减。这是因为低纬度地区，获得太阳辐射能量多，气温就高；高纬度地区，获得太阳辐射能量少汽温就低。l=Jl=J从图上可以看出，等温线并不完全与纬线平行，这说明气温的分布，除主要受太阳辐射影响外，还与大气运动、地面状况等因素密切相关。（二） 南半球的等温线比北半球平直，这是因为表面物理性质比较均一的海洋，在南半球要比北半球广阔得多。（三） 北半球，1月份大陆上的等温线向南（低纬）凸出，海洋上则向北（高纬）凸出；7月份正好相反。这表明在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆比海洋热。=)（四） 7月份，世界上最热的地方是北纬200—300

=)=1大陆上的沙漠地区。这是因为：7月份太阳直射北纬200附近；沙漠地区少云雨，太阳辐射强度大；沙漠对太阳辐射吸收强，增温快。撒哈拉沙漠是全球的炎热中心。1月份，西伯利亚形成北半球的寒冷中心。世界极端最低气温出现在冰雪覆盖的南极洲大陆上。=1如气;I8QCBI3如气;I8QCBI3QC20°C1、 判断南北半球I=J]?ac2(rcD2(rcI=J]?ac2(rcD2(rc网2、 判断季节根据陆地等温线的疏密判断.若陆地等温线密集，说明南北温差大一冬季；若陆地等温线稀疏，说明南北温差小一夏季。根据同纬度海陆等温线的凸出方向判断。同纬度的海陆因热容量不同，若大陆温度高于海洋温度，则其所在半球为夏季，大陆等温线向高纬凸出(北半球向北，南半球向南)，海洋等温线向低纬凸出(北半球向南，南半球向北)；若海洋温度高于大陆温度，其所在半球为冬季，等温线弯曲状况与上述情况相反。北半球夏季时，南半球为冬季，南北半球的月份相同。根据上述分析，可归纳出适用于全球的等温线分布规律，即：按月份说，1月大陆等温线向南凸出，7月向北凸出，海洋上正好相反；按季节说，冬季大陆等温线向低纬凸出，夏季向高纬凸出，海洋上正好相反。我国气温分布特点冬季等温线密集，南北温差大。原因：①冬季太阳宣射南半球，我国北方正午太阳高度低，昼长较短，太阳辐射少；②寒冷的冬季风加剧北方寒冷；③冬季风南下受山岭阻挡，对南方影响减弱。夏季等温线稀疏，南北普遍高温。原因：①夏季太阳宣射北半球，北方白昼较长；受来自海洋的暖气流影响。我国极端气温分布⑴夏季最高气温：出现在吐鲁番盆地(有“火洲，之称)。原因：①地势低且地形封闭，热量不易散发；②降水少，晴天多，日照强烈。III夏季最低气温：出现在青藏高原。IIIIII原因：海拔高，气温低。III我国极端最低气温：出现在漠河。原因：①纬度高，太阳辐射少；②冬季风加剧北方寒冷。气温差异典例分析⑴印度半岛冬季气温较同纬度偏高。原因：北面有高山屏障，阻挡冬季冷气流入侵。印度最高气温出现在3〜5月。原因：太阳直射点北移；旱季后期降水少，晴天多；北面有高山阻挡，热量不易扩散。亚欧大陆东岸气温年较差大于西岸。原因:亚欧大陆东岸受季风环流影响，冬季寒冷，夏季高温，气温年较差大；亚欧大陆西岸受西风带影响，海洋性明显，终年温暖，气温年较差小。南美西岸大陆等温线弯曲明显。原因:受安第斯山脉影响，海拔较高气温较低(等温线向北凸出)。⑷冬季四川盆地暖于长江中下游平原。原因：北面的秦岭、大巴山等山脉阻挡冬季风的侵入，气温较高。

Ill（5） 台湾中部等温线弯曲明显。IllIII原因：受台湾山脉影响，海拔高、气温低（等温线向南凸出）。III（6） 我国‘三大火炉’：南京、武汉、重庆。原因：夏季受副热带高压控制，气流下沉增温；地处长江谷地背风坡，热量不易散发；这里河湖密布，空气湿度大，人出汗后不易散发，会有热而闷之感。3、气温的时间变化⑴影响因素取决于地面贮热量的多少，滞后于太阳高度的日变化与年变化。l=J

wl=J

w①地面大气系统的热量收入（太阳辐射）、支出（由于地面和大气反射、散射和辐射而射向宇宙空间的热能）状况。②地面状况，如热容量大小（水体热容量大，陆地小）、地形等。③大气运动与洋流的热能输送和交换情况。④人类活动的影响（改变大气成分、下垫面状况，释放人为废热等）。l=J

wl=J

w（2）变化规律气温的日变化和年变化就对流层大气来说，直接吸收太阳辐射的能量很少，大气的热量主要来

自地面辐射。所以说，地面是大气的主要的直接热源。=1=1=1Illl=J=1I三」l=J

wIII1=1

w=J日出以后，随着太阳高度角的逐渐增大，太阳辐射不断增强，地面获得的热量不断增多，地面温度不断升高，地面辐射不断增强。大气吸收地面辐射，气温也跟着不断上升。一天中的最高气温并不出现在太阳辐射最强的正午，而是出现在午后2时左右。这是因为正午过后，太阳辐射虽已开始减弱，但地面获得太阳辐射的热量仍比地面辐射失去的热量多，地面储存的热量继续增多，地面温度继续升高，地面辐射继续增强，气温也继续上升。随着太阳辐射的进一步减弱，，地面获得太阳辐射的热量开始少于地面辐射失去的热量时，也就是当地面热量由盈余转为亏损的时刻，地面温度达到最高值。地面再通过辐射、对流、湍流等方式将热量传给大气，还需要一个过程，因此午后2=1=1=1Illl=J=1I三」l=J

wIII1=1

w=J随后，太阳辐射继续减弱，地面热量继续亏损，地面温度不断降低、，地面辐射不断减弱，气温随之不断下降，至日出前后，气温达最低值。

温度(V) 气温------太阳短波辑射——-地面授波H射i=j=J同样道理，由于地面储存热量的缘故，一年之中，就北半球来说，气温最高与最低的月份，也不是出现在太阳辐射最强(6月)和最弱(12月)的月份，而是要落后一两个月。一般大温度(V) 气温------太阳短波辑射——-地面授波H射i=j=J海洋的热容量大，受热和放热都较陆地慢，所以气温最高值出现在8月，最低值出现在2月。4、气温要素的实际应用气温和降水是最基本的两个气候因子，水热条件是自然环境最根本、最活跃的两个要素。气温的纬度变化是形成纬度地带性的基础；气温的垂直变化是形成垂直地带性的主要原因。气候四季是以气温的季节变化为划分依据；温度带的划分，以无霜期和N10°C积温来划分。各地的冷热不均，是形成大气运动的基本原因。气温＜0C，降水以固体形式为主，蒸发微弱，水体、土壤结冰封冻，许多动植物进入休眠状态，

IIIIllIII生长缓慢。严寒或剧烈降温会导致低温冷害。生物生命活动都有自己的最适温度，人体最适温度16°C〜20°C,N25°C感觉热，W10°C感觉凉，W5°C感觉冷，Wo°C缩手缩脚。冬夏季节人们为了取暖或降温，会消耗很多能源。气温太高(>35C〜40C),生物易脱水，生理机能失调。物候能指示气温的变化情况。IIIIllIII气温低的地区，为了保温，一般墙体较厚，窗户采用双层玻璃，建筑密闭性好。⑺气温变化对商业、旅游业影响很大。三、气温与气压的关系热力原因形成的热低压、冷高压热低压和冷高压都是由于热力原因形成的气压关系。地表的冷热不均是引起气压高低变化的重要原因。热低压热低压是气温和气压的双重表现，二者具有相关性，“由于热而形成低”。如热力环流简图，近地面A点附近气体受热膨胀上升，使得近地面空气密度变小，近地面形成低气压。这就是由于热力原因形成的“低气压"。=J赤道低气压带是最典型的热低压带。由于地球是

=Jl=j

w个球体，太阳直射点在南北回归线之间移动，导致不同纬度的地方获得太阳辐射的热量有多有少，赤道最多，温度高，蒸发旺盛，在赤道上空形成强烈的上升气流。由于近地面空气分子都“跑”到高空，因此形成了赤道低气压带。同理；北半球夏季，由于陆地和海洋热容量不同，陆地增温快，因此同纬度的地方，陆地比海洋温度要高，在陆地形成了热低压，在亚欧大陆上形成了亚洲低压（印度低压），在北美大陆上形成了北美低压。我国夏季午后（14点）“闷热”，多对流雨，就是热低压造成的。l=j

w冷高压I三」

wI三」

w=1注意问题气压与气流的关系：因为气流的运动与气压也具

I=j

w有相关性。热低压和冷高压表现为气温与气流的因果关系。其垂直方向的气流可认为是冷热气流。其形成要与气旋、反气旋（气流分布状况）区别开来。气旋的中心气压是低气压，受水平气压梯度力的影响，大气由四周向中心流，中心气体大量集聚，因而垂直方向上形成上升气流，可称之为推动气流。与此相反，反气旋中心是高压，中心气体往四周流，其中心垂直方向上气流下沉补充，可称之为补偿气流。无论是推动气流还是补偿气流，其成因都与冷热气流不同，它们都是由动力原因引起的。I=j

w（二）动力原因形成的热高压、冷低压副热带高气压带（热高压）和副极地低气压带（冷低压）是由于动力原因形成的气压带。1.热高压南北纬300附近的副热带高气压带就是典型的热高压。热是指纬度低，高压是指气体集聚，二者之间没有因果联系，如果有，可以这样认为：高压加剧了“热”。北半球来自赤道上空的源源不断的气流向极地运动，在地转偏向力的作用下（无摩擦力），逐渐偏转为西风，气流在南北纬300的上空集聚，最后下沉，在近地面形成了副热带高气压带。在副高的控制下，世界上一些地区形成了热带沙漠气候，终年炎热干燥，如非洲的撒哈拉沙漠、澳大利亚大沙漠等。我国7、8月份，当锋面雨带移动到东北、华北地区，长江流域由于受到副高的控制形成了伏旱天气，持续高温不降。2.冷低压在南北纬600附近，因地处高纬气候寒冷，近地面来自低纬的暖热气流与来自极地的冷气流在此相遇，气体辐合上升，在高空