气候与气象学

1、1、饱和水汽压：在一定温度下，单位体积空气中容纳的水汽含量是有一定限度的，达到一定限制，水汽开始凝结， 这时水汽成饱和状态，此时水汽称饱和水汽压。（饱和水汽压只有一个，但实际的水汽压有多个）2、相对湿度：在一定温度下，空气的实际水汽压与饱和水汽压的比值的百分比就是相对湿度。3、天气与气候二者的关系：天气与气候都是大气现象的综合。天气是指某地短时间内大气现象的综合，具有不稳定 的特点。气候是某地多年常见的和特有的大气现象的综合，具有稳定的和缓慢的变化特点。天气是气候的基础， 气候是天气的集合；气候是多年平均状况，是天气的背景；天气是在以气候为背景的制约下的短期振动。4、露点：空气中水汽含量不变，

2、且气压一定，温度降低，当水汽达到饱和时温度为露点温度，简称露点。5、辐射：物体以电磁波的形式传输能量称为辐射。高于绝对0度的物体都在发生辐射（传输的能量简称辐射能）6、太阳常数：就日地平均距离而言，在大气上界垂直于太阳光线的方向上，1cm2单位面积上，1分钟的辐射能称为太 阳常数，为 8.15J/cm3 min7、分子散射：太阳辐射通过大气，遇到直径比波长小的空气分子，使太阳辐射的方向发生改变，以质点为中心向四面八方传播的现象称为分子散射，通常这种散射具有选择性。8、臭氧的作用：臭氧能吸收太阳紫外线，使臭氧层增温，影响大气的垂直分布，从而对地球的大气环流和气候起重要作用；它形成的臭氧保护层使得

3、到达地表的，对生物有杀伤力的短波辐射，大大降低了强度，从而保护地表生 物和人类。9、 地面净辐射公式：Rg=（Q+q）（1-a）-F。F。：地面的有效辐射Q+q :到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射辐射之和a ：地面对总辐射的反射率10、温室效应：大气中的二氧化碳、甲烷、和二氧化氮等温室气体对太阳短波辐射吸收甚少，但却吸收地面长波辐射， 同时又向周围空气和地面释放长波辐射，被二氧化碳和甲烷强烈吸收，进而使空气和地面增温的效应。11、一天中太阳总辐射的变化特点：天亮以后，日出以前，只有散射辐射；日出以后，既有直接辐射，又有散射辐射， 但是以散射辐射为主；当太阳高度角到达8时，而这各占一半

4、，以直接辐射为主但二者均在增加；正午时，二者 皆达到最大值，以后按相反的次序变化。12、气温直减率：高度每增加100m，气温下降0.65，也叫气温垂直梯度，通常以r表示。r=-dI/dz=0.65C/100m（气温直减率是针对于周围大气而言的，表示周围大气的温度随高度的变化情况。）13、干湿绝热直减率：干绝热直减率：是针对干空气块和未饱和湿空气块而言的，吴潜热释放，无水汽凝结。（每上升100m降低1C） 湿绝热直减率：是针对于饱和湿空气块而言的，有潜热释放，也有水气凝结，且值恒小于1 （0.65）14、大气稳定度：空气块受任易方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。大气层结：大气的温度、

5、湿度随高度的分布情况。15、气温日较差：在一日内气温有一个最高值，一般出现在午后14时左右，一个最低值出现在日出前后。一天中气 温最高值与最低值之差称为气温日较差。16、气温年较差：一年中月平均气温最高月份的气温与月平均气温最低月份的气温的差值称为气温年较差。17、全球海平面的气温分布特点：无论冬夏，从低纬到高纬气温的总趋势变化逐渐降低。北半球冬季等温线密集，南北温差大，北半球夏 季等温线疏松，南北温差小。北半球冬季陆地上的等温线向低纬地区突出，在海洋上向高纬地区突出（弯曲】 同纬度的地区陆地温度低于海洋温度陆地为冷源，海洋为热源。最高气温并不位于赤道上，冬季出现在北纬 510 ；夏季出现在北

6、纬20左右，这一带平均气温都高于24C，所以也称其为热赤道。全球最高气温出现 在非洲索马里境内，为63C。北半球冬季最低气温出现在俄罗斯的东西伯利亚维尔霍扬斯克奥伊米亚康和格陵兰 地区，夏季最低气温出现在北极；南半球无论冬夏最低气温都出现在南极。18、逆温：在对流层大气中，气温随高度升高而升高的现象。逆温类型：辐射逆温、平流逆温、湍流逆温、下沉逆温、锋面逆温19、气压系统：由于各地气柱质量不相同，导致气压的空间分布不均匀，有的地方气压高，有的地方气压低，气压场 呈现出各种不同的气压形势同城气压系统。20、气压系统的5种形势及空间等压面形状低压：空间等压面向下凹陷，形如盆地 高压：空间等压面类似

7、山丘，呈上凸状低压槽：空间等压面类似 地形中的狭长山谷，呈下凹形。高压脊：空间等压面类似地形中的狭长山脊。鞍型气压场：等压线类似马鞍。21、梯度风：且M气中等压线弯曲，气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力三力达到平衡，空气做匀速曲线运动。22、热成风：由于水平方向上温度分布不均而形成的风随高度德该变量。23、风压定律：在北半球，背风而立高压在右手方，低压在左手方，而南半球则相反。24、大气上界：从大气物理现象出发，以极光出现的界面为上界（1200km），从大气的密度出发，有密度判断上界为 2000km3000km。25、北半球大气活动中心冬夏季如何变化：冬季时，在亚欧大陆高纬地区形成强大的蒙古高

8、压，北美大陆上形成北美高压，太平洋上形成阿留申低压， 大西洋上形成冰岛低压；低纬度地区，太平洋上的夏威夷高压势力减弱，范围缩小，位置南移，大西洋上的亚速 尔高压也同样。夏季时，太阳直射点北移，夏威夷高压和亚速尔高压势力增强，范围扩大，位置北移。亚欧大陆 上的蒙古高压消失，北印度低压所取代，北美高压也消失，在西南部形成了一个弱低压；阿留申低压和冰岛低压 势力减弱，范围缩小，位置少动。26、影响蒸发的因素：水源、热源、饱和差、风速、湍流扩散27、蒸发：起初系统中的水汽浓度不大，单位时间内跑出水面的分子比落回水中的水汽分子要多，系统中的水就有一 部分变成了水汽，这就是蒸发过程。28、积状云：圆拱形的

9、顶，平直的底，呈块状垂直发展的云系，是空气的局部对流运动形成的最易发生在山区的午后， 凝结成层的高度也是降雨的高度。29、层状云：由大范围空气集结抬升形成像瀑布一样均一的布满天空的云。降水范围大，历时较长，降水量多。30、雾凇：是形成于树枝上、电线上或其它地面迎风物上的白色疏松的微小冰晶或冰粒。根据形成条件和结构可将雾 淞分成晶状雾淞和粒状雾淞。31、霜冻：是指在农作物的生长季节里，地面和植物表面温度下降到足以引起农作物遭受伤害或死亡的低温。32、露：傍晚或夜间，地面或地物辐射冷却，使贴近地表面的空气层也随之降温，当其温度降到露点以下，即空气中 水汽含量过饱和时，在地面或地物的表面就会有水汽凝

10、结，如果此时的露点温度在0C以上，在地面或物体上就会 出现微小的水滴，称为露。33、雾：是悬浮于近地面空气中的大量水滴或冰晶，使水平能见度小于1km的物理现象。34、云：是指发生在高空的，由过冷却冰晶或水滴及它们的混合物形成的可见悬浮体。35、全球降水的地理分布特点：赤道多雨带：在赤道地区海洋面积大，水汽多，南北信风在此辐合，气流向上输送，形成大量的降水。南北纬1530少雨带：这一地区，常年受副热带高气压带控制，属下沉辐散气流，阻挡水汽向上输送，难以成 云致雨，即使在海洋上也可形成一年中滴雨未下的现象，成为海洋上的“沙漠”。但在这一带的大陆东岸，由于受 夏季风和类似于夏季风的影响，降水还是比较

11、多的。中纬多雨带：常年受西风带的影响或者西风带与副高的交替影响，降水较多。高纬少雨带：高纬地区温度低、蒸发弱，上升运动弱，虽然空气经常处于饱和状态，但是温度低，空气中的水汽含 量少，降水也少。36、气团按地理分类分为那些气团根据气团所在的地理纬度将气团分成:冰洋气团（极地）、极地气团（中高纬）、热带气团（中低纬）和赤道气团。冰洋气团又可分为：冰洋海洋气团和冰洋陆地气团；极地气团又可分为:极地海洋气团和极地陆地气团；热带气 团可分为热带海洋气团和热带陆地气团。37、气团的形成条件：范围广阔性质均匀的下垫面；能使空气物理属性在水平方向上均匀变化的环流场，利于气 团的形成和停滞或缓行。38、气团的变

12、性：气团形成后，环流条件发生变化，气团从源地移出后，接触新的下垫面的物理性质，这个过程称为 气团的变性过程。气团的变形过程也是原有气团消失和新气团形成过程。39、锋：锋是占有三维空间的冷暖气团的过渡带，由地面锋线和高空锋面组成。锋面气旋的形成分为：初生阶段、成熟阶段、锢囚阶段、消亡阶段。40、梅雨：每年6月到6月中下旬，在我国长江中下游到日本南部一带都有一段连续的阴雨天气，雨日长，雨量大， 这时正值梅子黄熟的季节，所以称梅雨。（梅雨是准静止锋的降雨，梅雨是一种气候。）41、副高不同部位的天气特点：中部：为下沉辐散气流，天气晴朗炎热干燥，阻挡水汽向上输送；东部：为下沉辐散气流，逆温层较厚，炎 热

13、干燥，晴天为主；南部：为偏东气流，湿度较小，远离副高，经过海洋增温、增湿作用，在大陆收地形抬升 影响，降水比较多；西部：西北部使副高发出的偏南气流与陆地南下的极地大陆气团形成极锋，降水比较多， 以阴天为主；北部：为副高发出的偏南气流，正当大陆的迎风海岸，再加上多温带气旋活动，降水比较多。42、 西副高活动规律及对我国降水的影响：（*）西副高是指太平洋副高的西部，他的位置用500hpa等压面图上的副高脊线的平均纬度位置来表示，西太平洋 副高的西部和西北部是副高发出的偏南气流，与大陆南下的偏北气流相交形成极锋大雨带，它位于副高脊线以北 58个纬度，随副高一起移动。每年的4月份末以前|,西太平洋副高

14、位于20 N以南的地区；5月初到5月末, 副高位于15 N20 N之间，这时我国华南地区雨季开始；6月初|,副高第一次北跳，脊线越过20 N，稳定在 20 N25 N之间，这时我国长江中下游梅雨开始；7月初，副高第二次北跳，跃过25 N，稳定在25 N30 N之间，这时黄淮流域、河套地区雨季开始，长江中下游进入伏旱期（被副高控制）华南地区第二次进入降水高 峰（被副高南部的信风控制）;7月末8月初，副高第三次北跳，跃过30 N，到达全南最北的位置，这时东北雨 季开始；9月初时副高开始南撤；|10月初，副高回撤到20 N以南的地区，副高南撤时，预计也随之南撤，东 部地区依次出现降水高峰。副高的北进

15、是缓慢的、跳跃的，它的北进过程是西太平洋副高势力逐渐增强，蒙古高 压逐渐减弱的过程，也是夏季风的建立过程和我国东部地区出现降水高峰的过程。副高的南撤过程历时短、速度 快，南撤过程是西太平洋副高势力减弱，蒙古高压势力增强的过程，也是冬季风的建立过程。43、 大气长波：是指发生在高空的波长较长（50007000km）、波幅较大（振幅在1020个纬距）移动速度缓慢（一 天不超过10个经度）维持时间较长（35天以上）的电磁波。44、东北的三寒四温天气：在东北的冬季，当高空槽前控时，为高空辐散上升气流，地面发展成低压，低压的前部是 偏南的暖湿气流，气温比较高，暖湿气流上升，往往形成降雪天气。当高空槽前移

16、出，槽后移来时，属高空辐合 下沉气流，地面形成高压，高压前部的偏北气流使这一地区降温，这种高空槽脊的转换大约需要一周左右的时间， 形成“东北三寒四温天气”。45、台风：发源于热带海洋上的，具有暖心结构的气旋或涡旋，当它发展强大时，在太平洋上成为台风，（热带低压）46、影响我国的台风的移动路径：西移路径：台风从菲律宾以东洋面形成，向西移动，经过南海，在我国海南岛或越南一带登陆；转向路径： 台风在菲律宾以东洋面形成，先向西北方向移动，然后转向东北方向离去，路线呈抛物线状，对我国东南沿海和 日本影响较大；西北路径：台风从菲律宾以东洋面形成，在江浙一带登陆或横穿台湾海峡，在浙闽一带登陆， 这条路线对我

17、国影响最大，尤其是华东地区。47、锋面气旋：是指结构上是一个逆时针方向旋转的涡旋，中心气压低，自中心向前方伸展一个暖锋，后方伸出一条 冷锋，冷暖锋锋之间是暖空气，冷暖锋锋以北是冷空气。48、温带气旋：具有锋面结构的占有三度空间的中心气压比四周低的水平空气涡旋，又称锋面气旋。49、 焚风：沿背风坡向下吹的干而热的风。形成过程：当气流越过山脉时，在迎风坡上冷却，起初按干绝热直减 率降温，当空气湿度达到饱和状态时，水汽凝结，气温按湿绝热直减率降低。大部分水分在山前降落，过山顶后， 空气沿坡下降并基本上按干绝热直减率增温（1C/100m）这样过山顶后的空气温度比山前同高度气温高得多，湿 度小得多。50

18、、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 变化的统一物理系统。51、降水类型：（根据降水的成因分类）地形雨：湿润空气在迎风坡受到抬升作用达到饱和形成的降水；对流雨：大范围空气发生对流运动而形 成的降雨；气旋雨：气旋中辐合上升使空气达到饱和而形成的降水；锋面雨：冷暖气团相遇形成锋面的地 方空气，达到饱和形成的降雨。52、 降水形成的条件：有充足的水汽来源；有空气的上升运动；有云滴增大为雨滴，使之足够大，能够克服上 升气流的顶托力和下降过程中不会蒸发掉。53、为什么昆明准静止锋的云系发展在峰下（相对于华南准静止锋）昆明位于云贵高原，由于身

19、处内陆为热带大陆气团所控制，温度比较高，湿度比较小，如果极地大陆气团南 下，经过海洋变性再登陆形成变性的极地大陆气团，遇到云贵高原时，与云贵高原上的暖气团形成一个锋面，称 为昆明准静止锋。在锋面下的冷气团受云贵高原的抬升作用形成的云位于冷锋锋面的冷气团一侧，能产生大量的 降水。例如：贵阳在冷气团的控制下产生降雨，而昆明在暖气团控制下风和日丽，一年四季如春。54、地形雨：当山体足够高时，海洋气团或湿润气流在迎风坡受到抬升达到饱和而形成的降水称为地形雨。55、太阳辐射在气候形成中的作用：太阳辐射能是气候系统的主要能源，是大气中一切物理现象和物理过程的基本动 力，因此，太阳辐射是气候形成的基本因素。

20、太阳辐射能的分布奠定了全球气候的格局，大的气候带均沿纬线延 伸更替。太阳辐射沿纬线延伸纬向更替的特点决定了全球气候分布的格局。56、对比海洋性气候与大陆性气候：由于下垫面是对流层的热源和水源，又是低层空气的界面，所以它对气候的影响十分显著，海陆间热力差异 是规模最大的下垫面差异。由于海洋与陆地的物理性质不同，海陆的温度差异也十分明显，使同一纬度带内出现 了海洋性和大陆性气候的差异。海洋性气候气温年较差、日较差小，最冷月出现在2月，最热月出现在8月，春 温低于秋温，大陆性气候气温年较差、日较差大，最冷月出现在1月，最热月出现在7月，春温高于秋温。海洋 性气候全年降水量比较多，季节分配均匀。大陆性

21、气候比同纬度海洋性气候降水少，季节性分配也不如海洋性气 候均匀。57、对比东亚季风和南亚季风：东亚季风：东亚背靠世界最大的大陆，面向世界最大的海洋，所以海路热力差异和这种差异的季节变化最 为显著，其范围包括我国东部、朝鲜、韩国、日本等地。冬季亚欧大陆被蒙古高压所控制，蒙古高压前部的偏北 风就成为亚洲东部的冬季风，由于所处的高气压的位置不同，所以各地风向不一样。由北到南依次为西北风、北 风、和东北风。由于蒙古高压势力强大，由陆向海气压梯度比较大，所以风力比较强。夏季时，蒙古高压消失， 亚欧大陆为热低压所控制，海洋上的夏威夷高压西伸北进，高低压之间的偏南风就是亚洲东部的夏季风。由于此 时气压梯度比

22、较小，所以夏季风比冬季风弱。东亚季风对我国东部、朝鲜半岛和日本等地的气候影响很大，冬季 时，这些地区寒冷干燥少雨，夏季时高温湿润多雨。南亚季风：主要由行星风带的季节移动引起的，海陆热力差异有一定影响。冬季时太阳直射点南移，赤道 低压带移到了南半球，亚欧大陆上形成的蒙古高压南部的东北风就成为南亚的冬季风；夏季时行星风带北移，南 半球的东南信风越过赤道，受北半球地转偏向力的影响，变为西南风，而此时正值南半球的冬季，在澳大利亚大 陆上形成的澳大利亚高压和印度低压之间的气压梯度的作用下形成的东南风叠加在西南风|之上，合二为一，就是 南亚地区的夏季风。所以南亚地区夏季风强于冬季风。58、气候带：是气候分

23、类单元中最大的一级单位主要考虑热量因素，也就是根据温度来划分，沿纬线延伸纬向更替。 气候型：是气候分类单元中的次一级单位，同一气候带的不同气候型主要根据降水多少来划分。59、青藏高原在气候形成中的作用动力作用：冬季太阳直射点南移，气压带也随之南移，盛行西风碰到青藏高原5000m以上的空气爬升跃迁， 5000m以下的空气分支绕流，北支为暖气流是脊，南支是冷气流为槽，称为南支槽北支脊。南支槽向南的分量在 春季时阻挡西南季风北上，随太阳直射点北移，高空的盛行西风也随之北移，南支气流消失，而西南季风暴发， 一般在6月份，西南季风比东南季风晚一个月热力作用：夏季青藏高原表面上的温度比同高度周围大气的温度

24、高，为热源，高原表面形成低压，周围大 气形成高压，风由周围大气吹向青藏高原表面；冬季时，青藏高原的温度低于同高度的周围大气，是冷源，高原 表面形成高压，周围大气形成低压，风由高压吹向周围大气，形成青藏高原季风。（风由高压吹向低压）60、柯本气候分类法柯本气候分类法是以气温和降水两个气候要素为基础，并参照自然植被的分布而确定的。柯本气候分类法首 先把全球气候分成ABCDE五个气候带，其中ACDE为湿润带，B为干旱气候带。A是热带，AC之间以最冷月平 均气温的18C或15C为界；C与D之间以最冷月0C为界线；D与E之间以最热月10C为界线，B与ACD之间 用降水量与蒸发量的比值为界线，降水量/蒸发

25、量1为ACDE带，1为B带。61、斯查勒气候分类法斯查勒认为天气是气候的基础，天气特征变化有受气团、锋面、气旋和反气旋所支配，因此，根据气团的源 地、分布和锋的位置以及它们的季节变化，将全球气候分成低纬气候带、中纬气候带和高纬气候带，在此基础上 又分为13个气候型和若干副型。高地气候则另列一类。62、评议柯本气候分类法和斯查勒气候分类法柯本气候分类法：优点：系统分明，各气候类型有明确的气温和雨量界线，易于分辨，所用的气温与降雨 量指标都是经过大量实测资料、统计分析和联系自然植被确立的。缺点：用年平均降水量和年平均气温的经验 公式来计算是十分牵强的；忽视了高地气候降水的垂直变化与水平纬度地带的差

26、异。斯查勒气候分类法是动力气候分类法。从环境地理学的角度来讲，世界气候分类应以发生学观点出发，综合考虑气候形成的诸多因素，包括太阳辐射、大气环流、海路差异、洋流、地形及地表覆盖物（冰雪、土壤、植被）同时也应以生产实践观点出发，根据各地气 候的典型特征，舍小异取大同，采取人类生活和生产建设密切相关的要素来进行分类，气候带与气候型的名称以 气候条件本身来确定。63、为什么为欧洲温带海洋气候向内陆延伸较远其一，北纬4060的大陆西岸常年受副高发出的西风影响，再加上多锋面气旋活动。其二，在欧洲地区由于 大陆开阔平坦，少量的山脉为东西走向，例如阿尔卑斯山，与气流的运行方向一致，基本上没有阻挡，所以温带

27、海洋性气候向内陆延伸较远，相比之下在南北美地区，由于安第斯山脉横亘在大陆西岸，阻挡西风气流想内陆输 送仅在山脉西侧形成温带海洋性气候。64、地中海气候的特点和成因地中海气候又叫亚热带夏干气候，以地中海附近最为典型，主要位于南北纬3040的大陆西岸。冬季时， 太阳直射点南移，副高也随之南移，这一地区受到副高北部的西风带（近地面控制，温和多雨；夏季时，太阳直射 点北移，这一地区受副高和副高东部控制，炎热干燥、少云少雨。分为凉夏型和暖夏型。在滨海地区（距海岸线 30km以内）受以一日为周期的海陆风影响，白天吹海风是气温降低，为凉夏型；靠近内陆一侧，由于受不到海陆 风的调节，气温价高，为暖夏型。65、

28、热带干湿季气候成因热带干湿季气候位于南北纬20或15到10或5之间。在太阳高度较大的季节，副高随太阳直射点北移， 赤道辐合带移来（南北信风在此辐合）产生大量降水，成为雨季。越靠近高纬的地区，雨季越短（被赤道辐合带控制的时 间短）。在正午太阳高度较小的季节里，副高移来，（北半球为冬季）炎热干燥，少云少雨，视为干季。越靠近高纬的地 区干季越长。在干季之末、雨季之前，气温最高被视为热季。（雨季时正午太阳高度角最大，但在浓云密布之下，到达地面的太阳 辐射能少，所以此时气温不是最高）66、对比温带大陆性气候和温带季风气候温带季风气候：位于35 55 N的亚欧大陆东岸。夏季时，盛行的东南气流（东南季风）来

29、自于低纬的热带 海洋，高温多雨；冬季时，受蒙古高压的影响，盛行的西风来自于高纬的内陆，寒冷干燥。最冷月的平均气温在0C 以下，气温年较差大看，全球降水量比较多，但主要集中在夏季温带大陆性湿润气候：位于40 60 N的北美大陆东岸。冬季时，受偏北气流的影响，气温比较低，但不 像温带季风气候那样寒冷，有一定量的降水；夏季时，盛行偏南气流，降水比较多。但降雨集中程度不像季风气 候那样明显，气温年较差也比较大。还有一部分的温带大陆湿润气候位于温带海洋性气候区的东侧，由于西风入 陆已深，所以发生变性，降水量减少，形成温带大陆性湿润气候。（气温年较差比温带海洋性气候大）67、对比热带季风气候和热带海洋性气

30、候热带季风气候：分布在5 25 N的亚欧大陆东岸，在正午太阳高度较小的季节里，受到变性的极地大陆 气团的影响吹东北风，气温比较低，最冷月平均气温在15C以上，有一定的降水。夏季时，受西南气流（孟加拉湾） 的影响，降水比较多，气温比较高。这里没有冬季，只有短暂的春秋，年降水量多，且集中在正午太阳高度较大 的季节里。热带海洋性气候：在南北纬1025。的南北美洲和澳大利亚东岸，终年受到副高发出的东南信风的影响， 正当信风的迎风海岸，全年降水量比较多，季节分配比较均匀，气温年较差和日较差都比较小。68、用热乘风原理说明中高纬高空西风的成因在中高纬高空为西风，它环绕全球。冬季时最大西风风速中心移向低纬，而且风速加大；夏季时最大西风风 速中心移向高纬，风速减小。热乘风是由于水平方向上温度分布不均而形成的风随高度的改变量。水平温差越大， 热乘风越强，反之越弱。冬季时，南北温差大，形成的热乘风风速加大，太阳直射点南移，热量带也随之南移， 形成的热乘风也随之变化；夏季时，南北温差小，形成的热乘风风速也小，此时太阳直射点北移，热量带北移， 热乘风也随之北移，由此说明中高纬高空主要是热乘风。69、巴塔哥尼亚高原气候的成因巴塔哥尼亚高原位于南美洲南部，面积比较小，南北狭长，处于西风带的位置，西有安第斯山脉。西风登陆