自然地理学第三章1

第三章大气和气候教学目的和要求1.掌握大气的组成，特性2.了解大气水分和降水3.掌握大气的运动规律4.了解主要的天气系统5.掌握气候形成和变化的规律6.理解未来气候变化趋势

本章的基本概念大气：指围绕着地球的厚层气体。大气圈：指大气所形成的连续圈层。大气过程：指大气圈中存在的各种物理过程，如辐射过程、增温冷却过程、蒸发凝结过程等。气象（天气现象）：指由大气过程所形成的风、云、雨、雪、雾、露、霜、冰等千变万化的物理现象。天气：某地区短时间内大气过程和现象的综合。即短时间内风、云、降水、温度和气压等气象要素连续变化的综合现象。其特点是多变。气候：指某地区多年间常见的和特有的大气过程和现象的综合。第一节大气的组成和热能一、大气的成分

地球大气由多种物质混合组成，包括干洁空气、水汽、悬浮尘粒和杂质等。（一）干洁空气（干空气）：

通常把除水汽、液体和固体杂质的整个混合气体称为干结空气，简称干空气。①主要成分：

N2、O2、Ar，占干空气容积的99.97％、占干空气质量的99.95％；②次要成分：

CO2、O3、CO、CH4、H2S、SOx等等。干空气中，以氮、氧、二氧化碳、臭氧最重要。（二）水汽大气中的水汽主要来自水面的蒸发、植物的蒸腾。集中分布在3km高度以内，是大气中唯一可以发生相变的大气组分。指大气中悬浮着的各种固体杂质和液体微粒（如大气尘埃、小冰晶）。集中分布于大气层底部。（三）固、液体杂质（悬浮颗粒）二、大气的结构（一）大气质量1.大气上界气象学家认为，只要发生在最大高度上的某种现象与地面气候有关，便可定义这个高度为大气上界。过去曾把激光出现的最大高度（1200km）定为大气上界。物理学中，常把大气上界定在3000km左右。2.大气质量

1.气压定义：从观测高度到大气上界单位面积上铅直空气柱的重量为大气压强，简称气压。气压的测量单位是帕（Pa），气象学采用百帕（hPa）为单位，1hPa＝10-2N／cm2；当选定温度为0℃，纬度为45°的海平面时，气压为1013.25hPa，称为一个标准大气压。地面气压在980—1040hPa之间变化，平均为1013hPa；（二）大气压力气压场和气压系统①等压线和等压面：某一水平面上气压相等各点的连线，称为等压线；空间气压相等各点组成的面，称为等压面，它是一个起伏不平的曲面。②气压场：气压的空间分布称为气压场③气压系统的基本类型：包括低气压、高气压、低压槽、高压脊、鞍（鞍型气压区）等等，统称为气压系统。◆低气压：简称低压，其等压线闭合，中心气压低，等压面向下凹陷如盆地，空气向中心辐合，气流上升；◆高气压：简称高压，其等压线闭合，中心气压高，等压面向上凸出如山丘，空气向四周辐散，气流下沉；高压与低压◆低压槽：简称槽，由低压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等压线向气压较高一方突出的部分。在槽内各等压线弯曲最大处的连线，称为槽线。槽附近空间等压面形如山谷，空气向槽内辐合上升；◆高压脊：简称脊，由高压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等压线向气压较低一方突出的部分。在脊中各等压线弯曲最大处的连线，称为脊线。脊线附近空间等压面形如山脊，空气向外辐散；◆鞍（鞍型气压区）：两个高压与两个低压相对应的中间区域，其附近空间等压面形状似马鞍。2.气压的垂直分布气压随高度升高而降低。气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。气压随时间的变化分为周期性变化与非周期性变化两种。气压垂直梯度（三）大气分层

根据大气在垂直方向上的温度、成分、密度、电离等物理性质和运动状况，将之分为5层。1、对流层：大气的最低层，自地面到8—18km，平均11km。特点——剧烈的垂直对流运动，气温随高度的升高而降低，对人类和地球生物影响最大。2、平流层：从对流层顶到55km高度为平流层。特点——气流以水平运动为主，气温随高度的升高不变或微升，大气透明度良好。3、中间层：从平流层顶到85km高度为中间层。特点——温度随高度升高迅速降低（因为没有臭氧吸收太阳紫外辐射，而氮、氧能吸收的太阳短波辐射又大部分被上层的大气吸收了）；存在强烈的垂直对流，所以该层又称为高空对流层。4、暖层：从中间层顶到800km高空为暖层。特点——空气稀薄；温度因大气强烈吸收太阳紫外辐射而随高度上升迅速升高；高度电离；常常出现极光。5、散逸层（外层）：

800—约3000km的大气层。特点——空气极其稀薄；气温很高，而且随高度升高；地球引力小，高速运动的分子可逃逸至宇宙空间。（四）标准大气

人们根据高空探测数据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的大气模式，称为“标准大气”或“参考大气”。三、大气的热能★地球大气系统的能源主要是太阳辐射。（一）太阳辐射◆太阳以电磁波的形式向外传递能量，称为太阳辐射。太阳辐射所传递的能量称为太阳辐射能。特点：太阳表面温度约6000K，其辐射能绝大部分集中在波长0.15—4.0㎛之间，因而称为短波辐射（对流层大气和地面温度为250—300K，辐射波长主要在

3—120㎛之间，为长波辐射）。◆太阳辐射强度：单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能。1、大气上界的太阳辐射◆太阳常数（S0）：在日地平均距离上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射，称为太阳常数，即1367W／m2

。◆到达大气上界的太阳辐射取决于：太阳高度——太阳辐射强度与太阳高度的正弦成正比（朗伯定律）；日地距离——水平面上的太阳辐射强度与日地距离的平方成反比；年变化约7％；可照时数——太阳辐射强度与可照时数成正比，夏强冬弱。2、太阳辐射在大气中的减弱过程◆大气的吸收：能吸收太阳辐射的物质包括臭氧、氧、水汽、二氧化碳、云、雨滴、气溶胶粒子等，它们选择性吸收太阳辐射（太阳光谱的两端）。◆大气的散射和反射：空气质点小，选择散射短波辐射；而水滴、尘埃等质点大，散射无选择性，称为漫射。散射波长集中于可见光波段。云层、气溶胶粒子等有较强的反射作用，如云层平均反射率达50—55％。上述三种方式中，反射作用最主要，其次是散射，而吸收作用最小，它们共使到达地面的太阳辐射减弱了约一半。3、到达地面的太阳辐射◆包括两部分：直接辐射（S）和散射辐射（D），

两者之和称为太阳总辐射（S＋D）。◆直接辐射：其强弱受太阳高度和大气透明度影响。贝尔（Beer）削减定律S＝I0

P

m

I0：太阳常数；P：大气透明度；

m：大气质量。直接辐射有日变化、年变化和纬度变化。◆散射辐射：其强弱受太阳高度、大气透明度、云的特性（云量、云状）和海拔高度等影响。◆太阳总辐射影响直接辐射和散射辐射的因素，也是影响总辐射的因素，所以总辐射也有日变化、年变化和纬度变化。在我国，年总辐射量最高的地区是海拔高度大的西藏（212—252W／m2），干旱少云的新疆、青海、黄河流域次之（159—212W／m2

），而云、雨较多的长江流域与华南大部却较少（119—159W／m2

）。4、地面对太阳辐射的反射到达地面的总辐射一部分被地面吸收，另一部分被反射。反射部分占总辐射量的百分比称为反射率（r）。反射率的大小取决于：地面性质（水面、陆面）；地面状态（颜色深浅、粗滑、干湿）。陆面反射率约10—30％，洁白的新雪反射率可达90—95％；水面反射率平均约10％。（二）大气能量及其保温效应地面和大气在吸收太阳辐射的同时，又按其自身温度日夜不停地向外放射长波辐射。1、地面辐射：地面以电磁波的方式向上发射指向大气的辐射，称为地面辐射。其波长为3—80㎛，最大辐射能量波长在9.6㎛。地面辐射大小主要取决于地面温度（平均300K）。白天地面吸收太阳辐射多于放射的辐射而增温；夜晚没有太阳辐射，地面因辐射而降温。“大气窗”——地面辐射绝大部分（75—95％）被大气吸收，只有波长8.4—12㎛的部分，可穿过大气层逃逸到宇宙空间，所以称此波段为“大气窗”。2、大气辐射：大气主要靠吸收地面辐射而增温。大气按其自身温度，以电磁波的方式向四面八方发射长波辐射，称为大气辐射。它的波长为7—120㎛，最大辐射能量波长在15㎛。其大小取决于大气温度、湿度和云天状况。3、大气的保温效应：大气辐射向下指向地面的部分，方向与地面辐射相反，称为大气逆辐射。大气逆辐射几乎全部为地面所吸收，这对地面因辐射而损耗的能量得到一定的补偿，所以大气对地面有保温作用。这种作用称为大气保温效应或温室效应。（三）地气系统的辐射平衡把地面和对流层看作一个统一体，称为地气系统。地气系统在一定时间内辐射能收入与支出的差，称为地气系统净辐射，即：

Rs＝（S＋D）·（1－r）＋qa－F∞式中，Rs—地气系统净辐射；qa

—大气吸收的太阳辐射；F∞—地气系统长波射出辐射。地气系统净辐射随纬度而变，低纬为正值，有热量剩余；高纬为负值，热量亏损，以南、北纬30°附近为转折点。高低纬地区之间的气温差异，推动大气环流和洋流的运动。辐射平衡1地气系统的辐射平衡地气系统的温度多年基本不变，全球是到达辐射平衡的。大气上界一年中获得的太阳辐射能为342.8W／m2，同时又有相同数量的能量，以短波辐射或长波辐射的形式通过大气上界返回宇宙空间，所以地气系统的热能收支是平衡的。四、气温气温是大气热力状况（即空气冷热程度）的数量度量。目前，气象观测和记录的气温，是指离地面一定高度上（我国规定离地面1.5m高），放在百叶窗箱里的温度计测得的空气温度。通常以摄氏（℃）和华氏（℉）两种温度单位表示，我国采用摄氏度数为单位。在理论研究方面，多数采用绝对温度（或称开氏温度），以（°

A）或（°

K）表示。温度单位换算如下：

A＝C＋273.16K＝C＋273.16（一）气温的周期性变化大气温度的时间变化，包括由地球的自转和公转引起的气温周期性变化，以及由大气运动引起的非周期性变化。1、气温的日变化：指一天内气温的高低变化，它有一个最高值（出现在午后两小时左右）和一个最低值（出现在日出前后），气温日变化过程是一条正弦曲线。日最高气温与最低气温之差，称为气温的日较差或称日振幅。日较差随纬度增高而减少，随海拔高度增加而减少；晴天大阴天小；夏季大冬季小；大陆大海洋小。气温日变化2、气温的年变化指一年内气温的高低变化。年最高气温出现在夏至后的7月或8月，年最低气温出现在冬至后的1月或2月。一年中最热月的平均气温与最冷月的平均气温之差，称为气温的年较差。年较差随纬度增高而增大，随海拔高度增加而减少；大陆大海洋小；内陆大沿海小。气温的年变化反映了气候上的冷暖，是划分气候季节的重要指标。气温的非周期性变化是由于大规模的气流交替而引起的。（二）气温的水平分布气温的水平分布通常用等温线表示。主要受纬度、海陆分布、地形起伏、大气环流、洋流等因素影响。全球气温分布特点：①气温随纬度增高而递减，北半球南北温差冬大夏小，南半球则季节相反；②冬季北半球等温线在大陆凸向赤道，在海洋凸向极地，反映同一纬度上陆地冷于海洋，夏季时则相反；南半球洋多陆少，等温线较平直；③高温带（冬、夏月平均温均＞24℃）不是出现在赤道，冬季在5°—10°N，夏季在20°N左右，该带称为热赤道。④洋流的影响大，中纬度西岸气温比同纬度的东岸高。冬季太平洋和大西洋北部等温线急剧向北凸出，反映黑潮暖流、阿留申暖流、墨西哥湾暖流的强大增温作用；夏季北半球等温线沿非洲和北美西岸向南凸出，反映了加那利寒流和加利福尼亚寒流的影响。⑤南半球冬夏最低气温都出现在南极，北半球则夏季在极地、冬季在高纬大陆东部、西伯利亚和格陵兰。最高气温北半球夏季出现在低纬大陆内部热带沙漠地区。在我国，最低气温为－53℃，出现在黑龙江的漠河；最高气温48.9℃，出现在新疆的吐鲁番。（三）气温的垂直分布每上升单位距离气温的降低值，称为气温直减率，以r

表示，单位为℃／100m。对流层大气平均r＝0.65℃／100m。气温直减率一般夏季和白天大，冬季和夜晚小。逆温：指对流层内发生温度随高度增加而上升的局部反常现象。出现逆温的气层称为逆温层，它的状态稳定，会阻止下层空气的垂直对流运动，因此又叫阻挡层。成因：辐射逆温、平流逆温、下沉逆温、锋面逆温、融雪逆温。第二节大气水分和降水一、大气湿度（一）湿度概念及其表示方法

大气中水分含量的多少，称为湿度，即空气的干湿程度。

1、水汽压：指大气中水汽所产生的那部分压力，用e

表示，单位是hPa。空气中水汽含量越多，水汽压越大。

2、绝对湿度：指单位体积湿空气所含有的水汽质量，又称为水汽密度，用a

表示，其单位为

g／m3或g／cm3。空气中水汽含量越多，绝对湿度就越大。

由于水汽含量难以直接测量，通常以e代替a。

3、饱和水汽压：指一定体积空气在一定温度条件下所能容纳的最大水汽量所具有的压力，用

E

表示，其单位与水汽压相同。饱和水汽压随温度升高而增大，随温度降低而减小。

4、相对湿度：指空气中实际水汽压与同温度下的饱和水汽压之比的百分数，用

f表示，即：

f＝e

／E×100％——相对湿度大小直接反映空气距离饱和的程度，当e

不变时，气温升高饱和水汽压增大，相对湿度减小。

5、露点温度：指空气中水汽含量不变，气压保持一定时，气温下降到使空气达到饱和时的温度。用

Td

表示。

气温降到露点，是水汽凝结的必要条件。（二）湿度的变化与分布

1、日变化：相对湿度的日变化主要取决于气温。气温高相对湿度小，气温低相对湿度大。因为气温增高时，饱和水汽压增大比水汽压增大要快得多，气温降低时相反。因此，相对湿度最高值出现在清晨气温最低时，最低值出现在午后气温最高时。

2、年变化：相对湿度的年变化，一般是冬季最大，夏季最小。但季风气候区相反，夏季大冬季小，因为夏季风来自海洋，而冬季风来自大陆。3、湿度的空间分布相对湿度的空间分布特征取决于纬度和海陆分布状况。赤道地带终年高温多雨，而高纬度地带则全年低温，所以相对湿度都较高≥80％。副热带区域，相对湿度较低，约50％。通常，相对湿度大陆小海洋大。在大陆，距离海洋越近，相对湿度越大；距离海洋越远，相对湿度越小。（一）、蒸发及其影响因素当e＜E时，出现蒸发；当e

＞E时，则出现凝结。

1.影响蒸发的因素其影响因素主要包括蒸发面的温度、性质、性状、空气湿度、风等。

2.蒸发量实际工作中，一般以水层厚度（mm）表示蒸发速度，称为蒸发量。蒸发量的变化与气温变化一致，一日内，午后蒸发量最大；日出前蒸发量最小。一年内，夏季蒸发量大，冬季小。蒸发量的空间变化受气温、海陆分布、降水量等因素的影响。二、蒸发和凝结（二）、凝结和凝结条件空气中水的凝结必须具备两个条件：1.空气要达到饱和或过饱和状态；◆增加空气水汽含量，如暖水面的蒸发；◆降低气温，大气中水的凝结主要由于空气冷却而产生（绝热冷却：云、雨产生的主要方式；辐射冷却和平流冷却：雾、露、霜等产生的主要方式）。2.凝结核——指具有吸湿性、可作为水汽凝结核心的微粒。其含量随高度递减；陆地多海洋少；城市多乡村少，工业区最多。（一）地表面的凝结现象

1.霜与露日没后，地面及近地面层空气冷却，温度降低。当气温降到露点一下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。如温度在00C以上，水汽凝结为液态，称为露；温度在00C以下，水汽凝结为固态，称为霜。霜常见于冬季，露见于其他季节，以夏季为最多。

2.雾淞和雨淞雾淞是一种白色固体凝结物，由过冷雾滴附着于地面物体或树枝迅速冻结而成，俗称“树挂”。多出现于寒冷而湿度高的天气条件下。三、水汽的凝结现象（二）、大气中的凝结现象（云和雾）1.雾：指漂浮在近地面层乳白色小水滴或小冰晶。◆雾的类型：最常见的是辐射雾和平流雾，还有蒸汽雾、上坡雾和锋面雾。辐射雾——因地面辐射冷却，使近地面层空气变冷，水汽凝结而成；多出现于秋冬季节无云的夜晚，谚语有“十雾九晴”之说。平流雾——暖湿气流移到冷的下垫面上，冷却降温，水汽凝结而形成；出现范围广。2·云云是高空水气凝结现象。空气对流、锋面抬升、地形抬升等作用使空气上升到凝结高度，就会形成云。云有各式各样的外貌特征。云族云属符号特征低云100——2000m积云Cu由水滴组成，云底平坦，垂直向上发展，常常产生大量降水及阵性降水。积雨云Cb层积云Sc层云St雨层云Ns中云＜6000m高层云As由水滴和冰晶组成，可降水或变雨层云。高积云Ac高云＞6000m卷云Ci由冰晶组成，一般不产生降水。卷层云Cs卷积云Cc云的类型◆云量——天空被云遮蔽的程度叫云量，以0～10的成数表示。云量的多少与纬度、海陆分布、大气环流等因素有关。晴天：0～4；多云：5～8；阴天：9～10。◆云量带赤道多云带：上升气流，热对流，云量6；纬度20°～

30°少云带：下沉气流，云量4；中高纬多云带：气团、锋面频繁活动，云量6～7。云的结构积云，平底，向上发展积雨云在13分钟内的发展积雨云在13分钟内的发展强烈发展的积雨云1强烈发展的积雨云强烈发展的积雨云2强烈发展的积雨云强烈发展的积雨云3强烈发展的积雨云层积云层云雨层云高层云高积云卷云1卷云卷云2卷云卷云3卷云卷层云1卷层云卷层云2谚语“日晕风，月晕雨”:表示已经有锋面或低气压自远方接近，是为天气转坏的前兆。卷层卷层云3卷层云卷积云波状云1波状云波状云2波状云旗云（地形云）火山云美国圣劳伦斯火山UFO云

（地形云）法国荚状云（地形云）镜状云（地形云）四、大气降水——指从云层中降落到地面的液态或固态水。。◆降水量：指降落到地面上的雨和融化后的雪、霰、雹等集聚在水平面上的水层厚度，单位为mm。◆降水强度：指单位时间内的降水量，单位为mm／h或mm／d。◆降水变率：指各年降水量的距平数与多年平均降水量的百分比，表示降水量的变化程度。

Cv=距平数／平均数×100％（一）降水的形成

—降水从云中来，但有云未必有降水。形成降水的关键，是云滴迅速增大到能克服空气阻力和上升气流的顶托，并在降落过程中不被蒸发掉。1、云滴凝结（凝华）增长：指水汽分子凝结（凝华）在云滴（冰晶）表面上，使云滴（冰晶）增长的过程。①过冷水滴蒸发→冰晶凝华增长②小水滴蒸发→大水滴凝结增长③暖水滴蒸发→冷水滴凝结增长

2、云滴冲并增长是指两个或两个以上的水滴相碰合并而增大的过程。下降时，大水滴追上小水滴；上升时，小水滴追上大水滴，都会发生碰并，使云滴迅速增大。◆在云滴增长过程中，上述两种过程共同作用，初期以凝结（凝华）增长为主，后期则以碰并增长为主，尤其在低纬度地区的暖云降水，碰并增长更为重要。★人工降水——根据自然界降水的原理，利用催化剂，促使云滴迅速凝结或碰并增大形成雨滴，达到降水的方法。◆冷云催化：人工增加冰晶，产生冰晶效应。方法：①＋干冰（降温→自生冰晶）；②＋人工冰核（碘化银、氯化汞等）；◆暖云催化：提供大水滴，促进凝结、碰并增长。方法：＋氯化钠、氯化钾等吸湿性物质.（二）降水的类型（成因分类）1、对流雨：近地面气层强烈受热上升，冷却凝结形成积雨云而降雨，常伴随雷电现象，又称热雷雨；赤道常年可见，我国夏季常见；2、地形雨：暖湿气流沿山地迎风坡抬升冷却凝结而降水。山地迎风坡常形成多雨中心，而背风坡则由于焚风效应，降水少，成为雨影区。3、锋面雨（气旋雨）：冷暖气团相遇，暖湿气流沿锋面抬升凝结成雨。降水范围广、时间长。在温带很常见；4、台风雨：可产生强度极大的降水。夏秋季常见；（三）降水的时间变化1·降水强度单位时间内的降水量，称为降水强度。气象部门为确定一定时间内降水的数量特征，并用以预报未来降水数量变化趋势，将降水强度划分为若干等级：★雨量和分级

种类

24小时降水量12小时降水量

目视特征小雨＜10.0mm＜5.0mm雨滴清晰可辨，地全湿，无积水或积水形成很慢

中雨10.0

～24.95.0

～14.9雨滴连续成线，可闻雨声，地面积水形成较快

大雨25.0

～49.915.0

～29.9雨滴模糊成片，雨声激烈，地面积水形成很快

暴雨50.0

～99.930.0

～69.9雨如倾盆，讲话受雨声干扰而听不清楚，地面积水→水流大暴雨100.0

～249.070.0

～139.9特大暴雨＞

250.0＞

140.0

2.降水的日变化一天内的降水变化，在很大程度受地方条件限制，可大致分为两个类型：（1）大陆型特点是一天有两个最大值，分别出现在午后和清晨；两个最小值，分别出现在夜间和午前。（2）海洋型特点是一天只有一个最大值，出现在清晨，最小值出现在午后。

3.降水的季节变化降水季节变化因纬度，海陆位置、大气环流等因素影响而不同。全球降水的年类型大致可分为以下几类：（1）赤道型：全年多雨，其中有两个高值和两个低值时期。春、秋分之后降水量最多；冬、夏至之后，降水量出现低值。这种类型分布在南北纬100以内的地区。（2）热带型：位于赤道型南北两侧。由于太阳在天顶的时间不像在赤道上间隔相等，随纬度的增加，两段最多降水量时间逐渐接近，至回归线附近合并为一个。（3）副热带型：副热带全年降水只有一个最高值，一个最低值。大陆东岸降水量集中于夏季（季风型），大陆西岸则冬季多雨（地中海型）。（4）温带及高纬型：内陆及东海岸以夏季对流雨为主，西海岸则以秋冬气旋雨为主。（四）降水的地理分布1、赤道多雨带：赤道及其两侧，是全球降水最多的地带，年降水量约2000——3000mm；2、副热带少雨带：南北纬15°—35°地带，受副热带高压的下沉气流和信风影响，干旱少雨，年平均降水量500mm以下，此带的大陆西岸和内部更不到200mm，但大陆东南部受季风、地形影响，可形成多雨中心；3、中纬度多雨带：大陆西岸受西风控制，大陆东岸受季风影响，降水较多，500—1000mm；4、高纬度少雨带：气温低，蒸发弱，大气含水汽少，一般年降水量不到300mm。小结

大气运动在全球水、热平衡中起着独特的作用，其水热状况对比与分布，对地表自然景观的形成和地域分异有着深刻的影响。作业：

讨论大气降水的形成过程第三节大气运动和天气系统★

风——空气的水平运动称为风；空气的垂直运动称为上升气流或下沉气流。地球上大气的运动形式以水平运动最为广泛和持久。WNSENESESWNW——风是矢量，既有风向，又有风速。风向指风的来向，以16个方位或360°方位角表示。风速以m／s或km／h表示；根据风速的大小，可将风力划分为13级（0—12级）。蒲福风级（Beaufortscale）由英国海军上将蒲福，于1805年首创的风力分级标准，后逐渐发展成现今通用的风级。Ｂ为蒲福风级数；Ｖ为风速（m／s）。——这是现今普遍采用的经验公式。一、大气的水平运动（一）作用于空气的力气压梯度力（原动力）地转偏向力（改变方向）惯性离心力（改变方向）摩擦力（减速、改变方向）◆当气压梯度存在时，作用于单位质量空气上的力，称为气压梯度力。气压梯度力可分为垂直气压梯度力和水平气压梯度力两种。◆水平气压梯度力使空气从高压区流向低压区，是大气水平运动的原动力，其表达式为：G—

水平气压梯度力；ρ—空气密度；Δp—两条等压线之间的气压差；Δn—两条等压线之间的垂直距离；Δp／Δn—为水平气压梯度；“－”负号表示方向由高压指向低压。1、气压梯度力1007100510031001气压梯度大气压梯度小等压线疏密与气压梯度大小气压梯度2、地转偏向力◆指由于地球的自转而使地表上运动的物体发生方向偏转的力。它包括水平和垂直两个分力。水平地转偏向力为：m：空气质量；v：风速；ω：地球自转角速度；j：地理纬度。◆地转偏向力是使运动空气发生偏转的力，它总是与空气运动方向垂直。在北半球，它使风向右偏；它的大小与风速和纬度成正比，在赤道为零，随纬度而增大，在两极达最大。◆地转偏向力只能改变风的方向，而不能改变风的速度。3、惯性离心力◆离心力是指空气作曲线运动时，受到一个离开曲率中心而沿曲率半径向外的作用力。这是空气为了保持惯性方向运动而产生的，所以称为惯性离心力。它的方向与空气运动方向垂直。C—离心力；V—空气运动速度；r—曲率半径。◆在一般情况下，空气运动路径的曲率半径很大，惯性离心力远小于地转偏向力；但在空气运动速度很大而曲率半径很小时，如龙卷风、台风，离心力很大，甚至超过地转偏向力。4、摩擦力◆摩擦力指地面与空气之间，不同运动状况的空气层之间相互作用而产生的阻力。气层之间的阻力，称为内摩擦力；地面对空气的阻力，称为外摩擦力。◆摩擦力以近地面层最显著，随高度增加而迅速减弱，一般到1—2km以上就可以忽略不计了，此高度以上气层称为自由大气。◆摩擦力方向与风向相反，使风速减小，导致地转偏向力也相应减弱。陆地表面摩擦力总是大于海洋表面。（二）自由大气中的空气运动1、地转风指自由大气中空气作等速、直线水平运动。102010101000hPa高压低压气压梯度力地转偏向力地转风——地转风出现时，地转偏向力（A）与气压梯度力（G）平衡。——地转风（Vg）风速与气压梯度（）成正比，与空气密度（ρ）及纬度的正弦（sinj）成反比。——地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直，即平行于等压线。在北半球，背风而立，高压在右，低压在左，南半球相反，此称为白贝罗风压定律。2、梯度风◆自由大气中，当空气作曲线运动时，水平气压梯度力G、地转偏向力A和惯性离心力C三个力达到平衡时的空气水平运动，称为梯度风。LHGA、CG、CAVVGAVg北半球逆时针顺时针LH地转风——以北半球圆形等压线为例，在低压中，气压梯度力G指向低压中心，而地转偏向力A和惯性离心力C都指向外，而且A＋C＝G

，由于地转偏向力和惯性离心力都与风向垂直，所以梯度风的方向是沿着等压线按逆时针方向吹；在高压中则相反，G＋C＝A

，梯度风绕高压中心按顺时针吹。南半球的情况刚好相反。——梯度风的风向，也遵从白贝罗风压定律，即在北半球，背风而立，高压在右，低压在左，南半球则相反。梯度风（三）风随高度的变化1.地转风随高度的变化——热成风气温水平梯度的存在，引起气压梯度力随高度发生变化，影响风随高度发生相应变化。由于水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风（VT）。——热成风风向与等温线平行，在北半球，背热成风而立，高温在右，低温在左，南半球则相反。——热成风的大小与气层平均水平温度梯度及气层的厚度成正比。在自由大气中，随着高度的增加，风越来越趋于热成风，如北半球中纬度对流层顶部的西风急流。2.摩擦层中风随高度的变化——在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力的作用，风速减小，风向改变。如地转风斜穿等压线从高压吹向低压，梯度风斜穿等压线，低压向中心辐合，高压自中心向外辐散。——地面摩擦作用随高度减小，风速随高度增大，不断右偏，达到摩擦层顶部，最终风向与等压线平行。二、大气环流

★大气环流是指地球上具有一定稳定性的各种气流运行的综合现象。

（一）全球环流1、全球7个纬向气压带①赤道低压带；②极地高压带；③副热带高压带；④副极地低压带。

2、行星风系——行星风系是指不考虑海陆分布和地形起伏等的影响，全球性的低层盛行风带。

主要包括三个盛行风带：①信风带：由副热带高压带吹向赤道。北半球为东北信风，南半球为东南信风；②盛行西风带：由副热带高压带吹向高纬地区。北半球为西南风，南半球为西北风；③极地东风带：由极地高压向外辐散形成。全球大气环流示意图40°S—60°S盛行西风带40°S—60°S盛行西风带开普敦好望角3、经向三圈环流65°NNS30°N30°S65°SHHHHLLLEENESEWWWWWW极地高压副极地低压副热带高压赤道低压副热带高压副极地低压极地高压0°经向三圈环流①信风环流圈（Hadley环流）：分布于赤道与南北纬30°之间。高空由赤道吹向副热带高压带（西风），地面由副热带吹向赤道（信风）。②中纬度环流圈（Ferrel环流）：分布于中纬度约30°—65°地带。地面由副热带高压带吹向副极地低压带（西风），高空由副极地低压带返回。③极地环流圈：分布于高纬度约60°与极地之间地带。地面由极地高压带吹向副极地低压带（东风），高空由副极地低压带返回（西风）。4.高空西风带的波动和急流高空风不受地面或水面摩擦力影响，地转偏向力使气流与等压线平行。对流层上层，高空西风带环绕极地并形成巨大蜗旋。急流是全球大气环流的重要环节，与天气系统的发生、发展有着密切关系。（二）季风环流季风的英文名称是“monsoon”，源自阿拉伯语“mausem”，意为季节。◆以一年为周期，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。季风是由于海洋与大陆之间的热力差异而形成的大范围热力环流。◆夏季，风由海洋吹向陆地，形成夏季风；冬季，风由陆地吹向海洋，形成冬季风。◆亚洲夏季风

南太平洋副高（澳大利亚高压）

东南信风过赤道流

西南季风

西太平洋副高（夏威夷高压）

梅雨锋

极地气团TUSRQOP亚洲低压（印度低压）

夏季风季风槽0°10°N20°N30°N40°N50°N60°N西太平洋副高西南季风东南季风印度低压◆季风槽夏季，在大陆地表形成并保持的低压槽称为季风槽，导致低层大气往这个地带辐合，进而形成雨带。冬季风0°10°N20°N30°N40°N50°N60°N亚洲高压东北风西北风阿留申低压◆东亚季风与南亚季风东亚季风南亚季风分布区东亚青藏高原以南（南亚、我国西南部分地区）成因巨大的海陆热力差异行星风系季节移动盛行风夏季东南风（海洋→陆地）西南风（海洋→陆地）气压变化亚洲低压切断副高，使其只保留在海上东南信风越过赤道转为西南风冬季西北风（陆地→海洋）东北风（陆地→海洋）气压变化亚洲高压切断副极地低压，使其只保留在海上东北信风◆世界季风区分布：约在30°W—170°E，20°S—35°N的范围，其中以东亚和南亚的季风最显著。东亚季风范围广、强度大，冬季风强于夏季风。南亚季风（印度季风），夏季风强于东季风。亚洲季风区

非洲季风区

澳洲季风区

（三）局地环流——指由于局部环境如地形起伏、受热不均等而产生的小范围环流，也称地方性风系。

1、海陆风：白天，地面风由海向陆，上层风则由陆向海；夜晚风向相反；2、山谷风：白天，地面风从谷地吹向山坡，夜晚风向相反；3、焚风：背风坡气温比迎风坡同高度上的气温高很多、干燥很多。在山区，一年四季均可出现。海陆风与山谷风海陆山谷谷风地形雨与焚风迎风坡背风坡三、主要天气系统◆指大气中引起天气变化的水平或垂直分布的各种尺度的运动系统。◆根据其水平范围可以分为：小尺度天气系统——101km级，存在数小时内；中尺度天气系统——101～102km级，存在1天内；大尺度天气系统——103km级，存在数天或以上。（一）气团和锋◆气团是指在水平方向上物理属性比较均匀的大块空气。其水平范围几百到几千公里，垂直范围几到十几公里。同一气团内部的水平温度梯度一般小于1～2℃／100km。◆气团形成的条件：①范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面；②有利空气停滞和缓行的环流条件。◆气团变性：当气团离开源地，其物理属性逐渐改变，这种过程就称为气团变性。日常所见的气团，大多属于变性气团。1、气团的分类

①地理分类法（地理位置和下垫面性质）按气团源地分成四个基本类型：冰洋气团、极地气团、热带气团、赤道气团；按气团源地的海陆位置，又把每一基本类型分为海洋气团和大陆气团。赤道气团源地是海洋，不再分海、陆型。②热力分类法凡是气团温度高于流经下垫面温度的，称为暖气团；相反，气团温度低于流经下垫面温度的，称为冷气团。2、锋及其分类冷气团暖气团地面对流层顶下界上界宽度高度——指两种性质不同的气团相遇时，在它们之间形成一个狭窄的过渡带。通常把锋看成是一个几何面，称为锋面，锋面与地面的交线称为锋线。锋面和锋线统称为锋。锋面云锋面云◆锋的分类根据锋面两侧冷暖气团移动方向和结构可分为：①冷锋：冷气团主动向暖气团方向移动的锋；②暖锋：暖气团主动向冷气团方向移动的锋；③准静止锋：很少移动或移动速度很慢的锋；④锢囚锋：两条移动的锋相遇合并所形成的锋。根据形成锋的气团源地可分为：冰洋锋：冰洋气团——极地气团；极锋：极地气团——热带气团；赤道锋：热带气团——赤道气团；3、锋面天气是指锋附近的云、降水、风等气象要素的分布状况。①冷锋天气一型冷锋：移动慢，锋面坡度较小（1／100）。锋后为稳定性降水区。由于移动慢，暖空气上升较慢较平稳而出现层状云，降雨缓和。冷锋过境时，气温下降，气压升高。二型冷锋：移动快，锋面坡度较大（1／40～1／80），云雨区较窄。由于移动快，暖空气受冷空气猛烈冲击快速上升而成浓厚的积雨云，常有雷雨狂风。冷锋过境时，气温急降，但时间短暂，锋线一过天气转晴。②暖锋天气：锋面坡度小（1／150）。锋前为较宽的连续性降水区，广阔的云雨区连绵数百公里，造成持续不断的降雨。暖锋会使所经过地区的气温增高。③准静止锋天气：锋面坡度比暖锋更小（1／250），锋前连续性降水区更宽广，但降水强度小，持续时间更长。锋面带上常有低气压扰动发生并伴随中到大雷阵雨。④锢囚风天气：是两个移动锋面相遇形成的，其云系具有两种锋面的特征，锋面两侧都有降水区。锋的符号锋的符号暖锋冷锋锢囚锋准静止锋冷锋冷锋冷气团暖气团暖锋暖锋冷气团暖气团冷锋与暖锋天气冷锋暖锋锋后锋前锋后锋前锋后降水区锋前降水区◆梅雨锋梅雨锋“梅雨锋”属于准静止锋“梅雨”之名起源于每年6、7月间我国江南一带梅子成熟季节的连绵降雨由于久雨不晴，器物容易梅雨卫星云图梅雨卫星云图锢囚锋天气冷空气凉空气冷空气凉空气暖空气冷锋暖锋暖空气暖空气大雨小雨锢囚锋锢囚锋锋面气旋锋面气暖锋冷锋云雨区域图例暖锋暖锋冷锋冷锋LL冷气团暖气团HH锋面气旋的形成与消亡L冷气团准静止锋准静止锋暖气团冷锋冷锋冷锋冷锋暖锋LL暖锋暖锋暖锋锢囚锋新生期：冷、暖气团对峙新生期：气旋生成成熟期：冷、暖锋相互入侵降水降水降水成熟期：气旋加深，降水扩大锢囚期：气旋趋于消亡消散期：冷、暖气团恢复对峙北半球冬季的气旋、锋面系统P102冷空气冷空气暖空气暖空气赤道北回归线南回归线（二）气旋和反气旋◆大气中占据三度空间的大尺度水平空气涡旋，中心气压比周围低的，称为气旋；中心气压比周围高的，称为反气旋。从气压场来说，分别称为低气压和高气压。1月气压中心冬季亚洲HHHLL阿留申夏威夷亚速尔冰岛HH7月气压中心夏季H夏威夷H亚速尔亚洲L北美低压L澳洲H亚洲LHH气旋与反气旋◆气旋、反气旋的大小，以地面最外一条闭合等压线为界。气旋为102～103km数量级。反气旋比气旋大得多，大的占据最大的大陆或海洋（如冬季亚欧大陆的蒙古反气旋），小的则可能只有几百公里。◆气旋、反气旋的强度，用地面最大风速来度量。风速与水平气压梯度力成正比。中心气压值越低，气旋越强，反气旋越弱；中心气压值越高，反气旋越强，气旋越弱。1、锋面气旋（温带气旋）◆生成和活动在温带地区的气旋，称为温带气旋。其中，最常见的是带有锋面的温带气旋，所以又称锋面气旋。锋面气旋是温带地区产生大范围云雨天气的主要系统。温带气旋主要出现在东亚、北美、地中海等地区。◆发展成熟的锋面气旋天气模式为：气旋前方是宽阔的暖锋云系和相伴的连续性降水天气，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。2、热带气旋◆生成于热带海洋上的强大而深厚的气旋性涡旋。赤道全世界平均每年发生热带气旋和台风为79.8次南北纬5～20°，年平均水温＞26.5℃。赤道热带气旋按中心附近地面最大风速划分名称属性热带低压Tropicaldepression最大风速：＜17.2m／S即风力为：6～7级热带风暴Tropicalstorm最大风速：17.2～24.4m／S即风力为：8～9级强热带风暴Severetropicalstorm最大风速：24.5～32.6m／S即风力为：10～11级台风Typhoon最大风速：＞32.6m／S即风力为：＞12级◆台风的形成

热带海洋上的空气因受热而对流上升，四周较冷的空气流入补充，然后再受热上升，如此循环往复，形成了热带低压。在夏秋季节，西南季风与东北信风相遇时造成扰动产生旋涡。这种扰动与对流作用相辅相成，使已形成的热带低压的旋涡继续加深，也就是使四周空气流动得更快，风速加大，于是就演变成热带风暴→强热带风暴→台风。

台风常常带来狂风暴雨，一天的降雨量可达30亿吨，多的甚至超过200亿吨。大西洋——飓风；印度洋——旋风。◆台风形成的基本条件①低空存在一个热带扰动，造成辐合流场，是热带气旋发展的基础；②有广阔的高温洋面，蒸发大量水汽到空中凝结，提供台风形成所需的巨大潜热；③有一定的地转偏向力，使忧动气流渐变为气旋性旋转的水平涡旋；④基本气流的风速垂直切变要小，使潜热不扩散，形成、保持暖心结构及加强对流运动。台风的流场云柱向上发展旺盛垂直高度：15-20km下：逆入；上：顺出◆台风的特征

台风的空间形态就象一个巨大的云柱，其半径一般200～300km，最大的可＞500km。台风的顶部是大致圆形呈螺旋状顺时针向外旋出的气流，台风的底部在北半球是绕台风中心逆时针旋进的气流（在南半球则作顺时针方向旋进）。

在台风云柱中央有一个直径约50km的基本无风、无云、无雨的区域，这就是台风眼。离开台风眼向外就是云层最厚的暴雨带，再向外则是大风区。

台风的生命周期，短者只一、两天，长者可达两星期，平均约四～五天。◆台风的结构与天气大风区台风眼暴雨带暴雨带500km◆台风的移动路径西北太平洋年均发生热带气旋和台风30.5次，是世界上热带气旋和台风发生次数最多的区域。西北太平洋台风移动路径主要有三条：

西移路径：当台风在菲律宾以东洋面生成之后，受高空的副热带高压的影响，深厚的偏东气流引导台风一直向偏西方向移动。

西北移路径：受东南风影响，从菲律宾以东洋面向西北方向移动。

转向路径：向西北方向移动的台风，遇到西太平洋副高或西风槽的阻挡而转向东北。◆台风的命名

根据世界台风委员会第31届会议的决议，从2000年1月1日起，采用具有亚洲风格的名字对西北大西洋和南海生成的热带气旋进行命名，旨在帮助人们对热带气旋提高警觉，增强警报效果。

由亚太地区的中国、中国香港、中国澳门、日本、柬埔寨、老挝、马来西亚、密克罗尼西亚联邦、菲律宾、朝鲜、韩国、泰国、美国和越南等14个成员一共提供140个名字（每个成员提供10个名字）。

这140个名字分成10组，每组里的14个名字（每个成员提供1个名字），按每个成员的字母顺序依次排列。命名表按顺序、循环使用。

由我国提供的10个名字是：龙王、玉兔、风神、杜鹃、海马、悟空、海燕、海神、电母、海棠。3、反气旋①冷性反气旋（冷高压），形成于中、高纬度地区，如北半球格陵兰、加拿大、西伯利亚和蒙古等地。冬半年活动频繁，势力强大，影响范围广泛，常常造成降温、大风天气。②暖性反气旋（暖高压），形成于副热带地区，常年存在，冬季位置偏南，夏季偏北。暖性反气旋控制地区，气流下沉，天气炎热干燥。台风形成过程台风形成过程菲律宾菲律宾菲律宾菲律宾热带扰动，台风形成前一天热带低压形成加强为热带风暴台风形成台风云系1台风云系台风云系2台风，太平洋台风云系3飓风，北美台风“丽莉”国际空间站，2002年台风“丽莉”——约15浬宽的“台风眼”台风“飞燕”袭击福州20010623台风“鸣蝉”台风“鸣蝉”韩国釜山，20030913台风“蝎虎”横扫日本台风“蝎虎”横扫日本20041020西移路径台风“洛克”，2005西北移路径台风“碧利斯”，2000转向路径台风“电母”，2004台风－碧利斯Bilis

菲律宾－速度，2000年根据规定，一个热带气旋在其整个生命过程中无论加强或减弱，始终保持其名字不变。台风－珊珊Shanshan中国香港－女孩名，2000年台风－杰拉华Jelawat马来西亚－淡水鱼，2000年台风－蝴蝶Wutip澳门－昆虫，2001年台风－米娜Mitag密克罗尼西亚－女士名，2002年台风－鸣蝉Maemi朝鲜－昆虫，2003年台风“云娜”，2004“云娜”，密克罗尼西亚语：喂，你好。由于台风“云娜”造成巨大的破坏，为防混淆，世界台风委员会决定该名称永不再用。小结本节重点掌握大气运动的主要形式，了解主要的天气系统作业：讨论大气运动的主要形式第四节气候的形成与分类

——当代气候，按照世界气象组织（WMO）的规定，以1931—1960年的气候要素的统计量作为可比较标准。以30年为整编气候资料时段长度的最短年限，每过10年更新一次。30年气候具有近似稳定性。——气候的空间尺度大小不同，可以分为全球气候、区域气候、小气候等。1.气候的概念指某一地区多年间大气的一般状态及其变化特征。一、气候和气候系统（一）气候的概念气候1气候春江水暖鸭先知气候2气候春天的故事气候3气候夏日炎炎气候4气候暴雨后的彩虹气候5气候秋天的童话气候6气候海上生明月气候7气候初雪气候8气候大雪兆丰年（二）气候系统一般来说，完整的气候系统由五个部分组成。1.大气圈是气候系统的主体，也是系统最易变化和最敏感的部分。2.海洋海洋是气候系统的热量储存库。3.冰雪圈他们是气候变化的指示器，又对气候长期变化产生反馈，在地球热平衡中起着重要作用。4.陆面（岩石圈）5.生物圈是地球生命物质构成的圈层。他们不仅对气候变化敏感，也影响气候。

二、气候的形成

（一）气候形成的辐射因子1、地球的有效温度——地表温度288k（约15℃），适合液态水的存在及其相变。2、天文气候——指地球表面因辐射平衡温度随纬度和季节的分布形成的假想的简单气候模式。影响因子——日地距离、太阳高度、日照时间；◆7个纬度气候带赤道带、热带、副热带、温带、副寒带、寒带、极地带。（二）气候形成的环流因子1、大气环流与热量输送和水分循环热量的纬向输送；热量的海陆输送；水分的全球平衡；2、大气环流与海温异常◆海洋不仅是地球的水库，还是大气中水汽和陆地水的主要来源。世界海洋每年蒸发总量达45万km3，其中约90%的水汽直接在海洋上空凝结，并以降水的形式返回海洋，其余约10％的水汽由大气输送到陆地上空，凝结降落，再通过河川径流返回海洋。◆地球表面是大气的主要的直接热源，全球海洋吸收了到达地球表面的太阳总辐射量的70％左右，海洋和大气之间广泛存在着物质和能量的交换。★沃克环流（纬向环流）◆赤道地区大洋的东侧是下层冷海水上升作用最为强烈的地区。在东赤道太平洋地区强烈的冷海水上翻，使得其海洋表层温度与西赤道太平洋地区的“暖地”之间形成强烈的对比。在东赤道太平洋冷水域的上空大气强烈下沉，西赤道太平洋印度尼西亚海洋大陆上空大气对流强烈，大气以上升为主，这样就形成一个闭合的东西向环流圈，称为沃克环流。◆沃克环流是赤道地区海－气作用的产物，并通过大气的动力影响到世界其它地区，整个赤道均存在沃克环流。★厄尔尼诺与拉尼娜◆厄尔尼诺（ElNino）是西班牙语“圣婴”音译，原指每年圣诞节前后，沿厄瓜多尔和秘鲁沿岸出现一股弱暖洋流，取代了沿岸原有冷海水的现象。现在，厄尔尼诺一词是指大范围的海洋异常现象，即赤道太平洋中部和东部海洋表层水温持续异常增温（连续6个月高于多年平均温度0.5℃以上）的现象。（暖水事件）◆拉尼娜（LaNina）是西班牙语“圣女”的音译，又称“反厄尔尼诺”，是指赤道太平洋中部和东部海洋表层水温持续异常降温（连续6个月低于多年平均温度0.5℃以下）的现象。（冷水事件）★厄尔尼诺与拉尼娜的形成◆在正常情况下，赤道太平洋海面盛行赤道东风，而东南太平洋则吹东南信风，大洋东侧表层的暖海水被吹送到西太平洋，其下层的冷海水则不断向上补充表层流失的暖海水，结果使西太平洋海平面上升，热量聚积。西太平洋海平面通常比东部高40cm，表层海水年平均温为29℃，而东部沿岸受下层上涌冷海水的影响，仅有24℃左右，东西两侧相差3～6℃。形成◆当洋流运动异常或大气环流变化而导致赤道东风和东南信风减弱时，赤道太平洋海面西高东低的温度分布将会被破坏，赤道逆流增强，西太平洋温暖的海水向东延伸，从而使东太平洋补充表层的下层冷海水减少，表层海水温度上升，形成厄尔尼诺。◆而当赤道东风和东南信风增强时，东太平洋更多表层的暖海水被吹送到西太平洋，导致更多的下层冷海水补充上表层，表层海水温度因而下降，结果使太平洋东西两侧表层海水的温差加大，形成拉尼娜。★南方涛动（SouthernOscillation）

◆在正常情况下，南半球热带东太平洋海平面的气压比较高，西太平洋气压比较低，这种气压一边高一边低、如同跷跷板一样的现象，称为“南方涛动”。◆厄尔尼诺现象发生时，东太平洋的气压下降，西太平洋的气压则上升，东西两侧气压差减小；拉尼娜现象发生之时则相反，东太平洋的气压更高，西太平洋的气压更低，东西两侧气压差增大。★南方涛动指数（SOI）SOI＝PT－PDPT：赤道东太平洋海平面气压；PD：印度尼西亚海平面气压。◆常采用赤道太平洋的大溪地岛与澳洲达尔文之间的气压差为标准，判断是否发生了厄尔尼诺或拉尼娜现象。——大溪地岛气压－达尔文气压＝负值时，就认为将会发生厄尔尼诺现象；——大溪地岛气压－达尔文气压＝正值，则拉尼娜现象将要发生了。★厄尔尼诺和拉尼娜引发气候异常◆当厄尔尼诺发生时，热带中、东太平洋海温迅速升高，主要降水区由印度尼西亚地区东移至日界线附近，直接导致该海域和南美太平洋沿岸哥伦比亚、厄瓜多尔和秘鲁等地异常多雨。厄尔尼诺还会抑制西太平洋和北大西洋热带风暴生成，使得东北太平洋飓风增多。◆另一方面，厄尔尼诺事件又使热带西太平洋降雨减少，造成南亚、印度尼西亚、马来西亚、东南亚和澳大利亚等地大范围的严重干旱。厄尔尼诺还会导致加拿大西部、美国北部出现暖冬，使美国南部冬季潮湿多雨。★厄尔尼诺和拉尼娜的发生频率◆厄尔尼诺是一种全球区域性和周期性发生的海洋异常现象。20世纪80年代以来，厄尔尼诺更是频繁发生，一般3～7年一次，每次持续时间一年左右。◆拉尼娜发生的次数较少，在过去100年里，拉尼娜总共才发生过4次，最近的一次发生在1998年末。★厄尔尼诺对我国气候的影响①使来自东南部海洋上的夏季风强度减弱，造成夏季降雨带的位置偏南，出现南方暴雨成灾、北方干旱少雨的异常现象；②长江中下游地区进入梅雨期偏晚；③东部地区秋季容易出现北少南多的降雨分布；④容易出现暖冬；⑤在西北太平洋和南海地区生成的热带气旋或台风数量偏少。夏季海洋气温分布冬季海洋气温分布全球降水的空间分布全球海洋降水与蒸发的经向分布沃克环流（正常状态）沃克环流（厄尔尼诺状态）正常状态29℃

24℃

WE西海面高40cm左右平均温高3～6℃

厄尔尼诺发生的状态WE正常状态（1993.12）厄尔尼诺状态（1997.12）厄尔尼诺的影响（夏季）厄尔尼诺的影响（冬季）1550—2003年中强厄尔尼诺已发生27次九江，1998.08.09洪水广西梧州，2005.06.蝗虫灾害3蝗虫灾害（三）气候形成的地理因子①海陆分布对气候的影响——海洋性气候与大陆性气候；②洋流对气候的影响——暖流与寒流；③地形对气候的影响——海拔高度、地表形态、坡向等影响水热条件的再分配，从而对气候产生影响。三、气候带和气候型（一）低纬度气候（二）中纬度气候（三）高纬度气候（四）高地气候（五）城市气候★气候分类方法◆遵循求大同、存小异的原则，将全球气候按某种标准划分成若干类型，叫气候分类。

实验分类法根据大量的气象要素的长期观测记录，以及自然界的植物、土壤、水文特征等来划分。

成因分类法根据气候形成的辐射因子、环流因子、下垫面因子来划分。

本教材采用周淑贞气候分类法（属于成因分类法，特色是增加了季风气候类型）。中学的分类★世界气候类型全球气候分为3个气候带、16个气候型，以及高地气候。P1151113345555（一）低纬度气候低纬度的气候主要受赤道气团和热带气团所控制。影响气候的主要环流系统包括：赤道辐合带、沃克环流、信风、赤道西风、热带气旋、副高。全年地气系统的辐射差额入超，因而全年高温，最冷月平均温＞15～18℃，年蒸发量＞1300mm。1、赤道多雨气候南、北纬5°～10°以内；分布在刚果河流域、亚马孙河流域、印尼等。受赤道气团控制，年平均气温26℃，年降水量＞2000mm；2、热带海洋性气候南北纬10°～25°信风带大陆东岸及热带海洋中的一些岛屿上；加勒比海沿岸、巴西高原东侧、马达加斯加东岸、夏威夷、澳洲东北沿岸等。受热带海洋气团、信风控制。赤道多雨气候3、热带干湿季气候南北纬5°～15°之间；分布于赤道多雨带外围的中南美洲、非洲。受信风控制时，盛行热带大陆气团，为干季；太阳高度角较大时，受赤道气团控制，为雨季。4、热带季风气候纬度10°至回归线附近的亚洲大陆东南部；受热带大陆气团和赤道气团交替控制，冬、夏季风显著，年平均气温＞20℃，降水量1500～2000mm热带季风气候5、热带干旱与半干旱气候分布在副热带及信风带的大陆中心和大陆西岸，大致纬度15°～25°之间。再分为三个亚型：5a：热带干旱气候，终年受副高控制，高温，极其少雨；5b：热带西岸多雾干旱气候，终年受海洋副高控制，较凉，多雾少雨；5c：热带半干旱气候，大半年受副高控制，太阳高度角较大时，受赤道气团影响，出现短暂雨季。热带干旱气候（二）中纬度气候中纬度的气候主要受热带气团和极地气团所控制。影响气候的主要环流系统包括：极锋、盛行西风、温带气旋和反气旋、副高、热带气旋等