大氣的組成和熱能課件

第一節(jié)大氣的組成和熱能第二節(jié)大氣水分和降水第三節(jié)大氣運動和天氣系統(tǒng)第四節(jié)氣候的形成第五節(jié)氣候變化第一節(jié)大氣的組成和熱能教學重點認識大氣的的組成、特性及其運動規(guī)律，掌握氣候的形成和變化規(guī)律。教學難點氣候的形成和變化規(guī)律教學活動

實習與實驗：在野外或者實驗室認識大氣的組成及氣候變化規(guī)律。檢索分析：在圖書館文獻信息系統(tǒng)或者網絡上，檢索“大氣”、“氣候”，分題名檢索和關鍵詞檢索，看有哪些圖書、論文和網站與之有關，并了解該領域的新進展。主要參考書1.周淑貞主編.氣象與氣候學（第三版）.北京：高等教育出版社，1997.2.潘守義等.現代氣候學原理.北京：氣象出版社，1994.3.王紹武.氣候系統(tǒng)引論.北京：氣象出版社，1994.4.張家誠著.氣候與人類.鄭州：河南科學技術出版社，1988.5.譚冠日.氣候變化與社會經濟.北京：氣象出版社，1992.教學重點認識大氣的的組成、特性及其運動規(guī)律，掌握氣候的形地球大氣是多種物質的混合物，由干潔空氣、水汽、懸浮塵?；螂s質組成。在距地表85km以下的各種氣體成分中，一般可分為兩類。一類稱為訂常成分；另一類稱可變成分。

（一）干潔空氣通常把除水汽、液體和固體雜質外的整個混合氣體稱為干潔空氣。簡稱干空氣。它是地球大氣得主體，主要成分是氮、氧、氬、二氧化碳等，此外還有少量氫、氖、氪、氙、臭氧等稀有氣體。地球大氣是多種物質的混合物，由干潔空氣、水一大氣的成分第一節(jié)大氣的組成和熱能一大氣的成分第一節(jié)大氣的組成和熱能干潔空氣成分及其性質

1·氮和氧N2約占大氣容積的78％。常溫下，N2的化學性質不活潑，不能被植物直接利用只能通過植物的根瘤菌，部分固定于土壤中。N2對太陽輻射遠紫外區(qū)0.03～0.13具有選擇性吸收。02占地球大氣質量的23％，按體積比占21％。除了游離態(tài)外，氧還以硅酸鹽、氧化物、水等化合物形式存在。2·二氧化碳（co2）只占大氣容積的0.03％，多集中在20km高度以下，主要由有機物燃燒、腐爛和生物呼吸過程產生。二氧化碳對太陽短波吸收很少，但能強烈吸收地表長波輻射，致使從地表輻射的熱量不易散失到太空。干潔空氣成分及其性質1·氮和氧對地球有保溫作用，但近年來隨著工業(yè)的發(fā)展和人口的增長，全球二氧化碳含量逐年增加，改變了大氣熱平衡，導致地面和低層大氣平均溫度升高，引起嚴重的氣候問題。3·臭氧主要分布在10～40km的高度處，極大值在20～25km附近，稱為臭氧層。臭氧雖在大氣中的含量很少，但具有強烈吸收紫外線的能力。研究表明，人們大量使用氮肥以及作冷凍劑和除臭劑使用的碳氟化合物（氟利昂）所造成的污染是平流層的臭氧遭到破壞。臭氧層的破壞能引起一系列不利于人類的氣候生物效應，因而受到廣泛關注。對地球有保溫作用，但近年來隨著工業(yè)的發(fā)展和人口的增長（二）水汽

大氣中的水蒸氣降水陸面或洋面水汽的蒸發(fā)水汽的來源和去向（二）水汽大氣中的水蒸氣降水陸面或洋面水汽的蒸發(fā)水汽的來源和（三）固、液體雜質大氣懸浮固體雜質和液體微粒，也可稱為氣溶膠粒子。除由水汽變成的水滴和冰晶外，主要是大氣塵埃和其他雜質大的水溶性氣溶膠粒子最易使水氣凝結，是成云致雨的重要條件。氣溶膠粒子能吸收部分太陽輻射并散射輻射，從而改變大氣透明度。它對太陽輻射的影響和增大散射輻射、大氣長波逆輻射，都有可能破壞地球的輻射平衡。（三）固、液體雜質二大氣的結構（一）大氣質量1·大氣上界大氣按其物理性質來說是不均勻的，特別是在鉛直方向變化急劇。在很高的高度上空氣十分稀薄，氣體分子之間的距離很大。在理論上，當壓力為零或接近于零的高度為大氣頂層，但這種高度不可能出現。因為在很高的高度漸漸到達星際空間，不存在完全沒有空氣分子的地方。

二大氣的結構氣象學家認為，只要發(fā)生在最大高度上的某種現象與地面氣候有關，便可定義這個高度為大氣上界。因此，過去曾把極光出現的最大高度（1200km）定為大氣上界。物理學家、化學家則從大氣物理、化學特征出發(fā)，認為大氣上界至少高于1200km，但不超過3200km，因為在這個高度上離心力以超過重力，大氣密度接近星際氣體密度。所以在高層大氣物理學中，常把大氣上界定在3000km。氣象學家認為，只要發(fā)生在最大高度上的某種現象與地2·大氣質量大氣高度雖然不易確定，大氣質量卻可以從理論上求得。假定大氣是均質的，則大氣高度約為8000m，整個大氣柱的質量為m0＝p0H＝1.125×10－3×8×105＝1013.3g/cm2p0為標準情況下（T＝00，氣壓為1013.25hPa）大氣密度。2·大氣質量（二）大氣壓力1·氣壓定義從觀測高度到大氣上界上單位面積上（橫截面積1cm2）鉛直空氣柱的重量為大氣壓強，簡稱氣壓。

地面的氣壓值在980～1040hPa之間變動，平均為1013hPa。氣壓有日變化和年變化，還有非周期變化。氣壓非周期變化常與大氣環(huán)流和和天氣系統(tǒng)有關，且變化幅度大。（二）大氣壓力氣壓日變化，一晝夜有兩個最高值（9~10時，21~22時）和兩個最低值（3~4時，15~16時）。熱帶的日變化比溫帶明顯。赤道地區(qū)氣壓年變化不大，高緯地區(qū)較大；大陸和海洋也有顯著差別，大陸冬季氣壓高，夏季最低，而海洋相反。2·氣壓的垂直分布氣壓大小取決于所在水平面的大氣質量，隨高度的上升，大氣柱質量減少，所以氣壓隨高度升高而降低。其一般情況如圖所示：

氣壓日變化，一晝夜有兩個最高值（9~10時，21~22氣壓隨高度的實際變化與氣溫和氣壓條件有關。如表所示再氣壓相同條件下，氣柱溫度愈高，單位氣壓高度差愈大，氣壓垂直梯度愈??；在相同氣溫下，氣壓愈高單位氣壓高度差愈大，氣壓垂直梯度愈大。（三）大氣分層按照分子組成，大氣可分為兩個大大層次，即均質層和非均質層。均質層為從地表至85km高度的大氣層，除水汽有較大變動外，其組成較均一。85km高度氣壓隨高度的實際變化與氣溫和氣壓條件有關。以上為非均質層，其中又可分為氮層（85~200km）、原子氧層（200～1100km）、氦層（1100～3200km）和氫層（3200～9600km）按大氣化學核物理性質，非均質層可分為光化層和離子層。光化層具有分子、原子和自由基組成的化學物質，其中包括約在20km高度處03濃度最大處的臭氧層。離子層包含大量離子。又反射無線電波能力。從下而上，又分為D、E、F1、F2和G層。在氣象學中按照溫度和運動情況，將大氣圈分為五層以上為非均質層，其中又可分為氮層（85~200k大氣的垂直分層大氣的垂直分層對流層氣溫變化對流層氣溫變化（四）標準大氣人們根據高空探測數據和理論，規(guī)定了一種特性隨高度平均分布的大氣模式，稱為“標準大氣”或“參考大氣”。標準大氣模式假定空氣是干燥的，在86km以下是均勻混合物，平均摩爾質量為28.964kg/mol，且處于靜力學平衡和水平成層分布。在給定溫度，高度廓線及邊界條件后，通過對靜力學方程和狀態(tài)方程求積分，就得到壓力和密度值。大氣的熱能地球氣候系統(tǒng)的能源主要是太陽輻射，它從根本決定地球、大氣的熱狀況，從而支配其他的能量傳輸過程。地球氣候系統(tǒng)內部也進行著輻射能量交換。因此，需要研究太陽、地球及大氣的輻射能量交換和其他地－氣系統(tǒng)的輻射平衡。（四）標準大氣（一）太陽輻射太陽是離地球最近的一個恒星，其表面溫度約為6000K，內部溫度更高，所以太陽不停地向外輻射巨大的能量。太陽輻射能主要是波長在0.4～0.76m的可見光，約為總能量的50％；其次是波長大于0.76m的紅外輻射，約占總輻射能的43％；波長小于0.4m的紫外輻射約占7％。相對于地球來說，太陽輻射的波長較短，故稱太陽輻射為短波輻射。表示太陽輻射能強弱的物理量，即單位時間內垂直投射在單位面積上的太陽輻射能，稱為太陽輻射強度。在日地平均距離（1.496×108）上，大氣頂界垂直于太陽光線的單位面積上每分鐘接受的太陽輻射，稱為太陽常數。（一）太陽輻射大氣上界太陽輻射能量曲線及到達地表的典型能量曲線大氣上界太陽輻射能量曲線及到達地表的典型能量曲線經大氣削弱后到達地面的太陽輻射有兩部分：一是直接輻射；二是經大氣散射后到達地面的部分，稱為散射輻射。二者之和就是太陽輻射總量，稱為總輻射，總輻射的緯度分布，一般是緯度愈高，總輻射愈??；緯度愈低，總輻射愈大。因為赤道附近多云，總輻射最大值并不出現在赤道，而是出現在200N附近。到達地面的總輻射一部分被地面吸收轉變成熱能，一部分被反射。反射部分占輻射量的百分比，稱為反射率。反射率隨地面性質和狀態(tài)不同二有很大差別。不同性質地面對太陽的反射率經大氣削弱后到達地面的太陽輻射有兩部分：一是直接輻（二）大氣能量及其保溫效應大氣本身對太陽輻射直接吸收很少，而水、陸植被等下墊面卻能吸收太陽輻射，并經潛熱和感熱轉化供給大氣。大氣獲得能量的具體結構為：1·對太陽輻射的直接吸收大氣中吸收太陽輻射的物質主要是臭氧、水汽和液態(tài)水。地球大氣對太陽輻射的吸收（二）大氣能量及其保溫效應地球大氣對太陽輻射的吸收2·對地面輻射的吸收地表吸收了到達大氣上界太陽輻射能的50％，變成熱能，溫度升高，而后以大于3m的長波（紅外）向外輻射。這種輻射能量的75％～95％被大氣吸收，只有少部分波長為8.5～12m的輻射能通過“大氣窗”逸回宇宙空間。3·潛熱輸送海面和陸面的水分蒸發(fā)使地面熱量得以輸送到大氣層中。一方面水汽凝結成雨滴或雪時，放出潛熱給空氣；另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸發(fā)，這個過程交替進行。全球表面年平均潛熱輸送約為2760MJ/m2,占輻射平衡的84％，可見，地－氣間能量交換主要是通過潛熱輸送完成的。2·對地面輻射的吸收地表吸收了到達大氣上界太4·感熱輸送

大氣獲得熱能后依據本身溫度向外輻射，稱為大氣輻射。其中一部分外逸到宇宙空間，一部分向下投向地面，即為大氣逆輻射。大氣逆輻射的存在使地面實際損失略少于長波輻射放出的能量，地面得以保持一定的溫暖程度。這種保溫作用，通常稱為“溫室效應”據計算，如果沒有大氣，地面平均溫度將是－18oC，而不是現在的150C。（三）地－氣系統(tǒng)的輻射平衡4·感熱輸送全球輻射平衡圖解全輻射平衡有年變化和日變化。在一日內白天收入的太陽輻射超過支出的長波輻射，輻射平衡為正值，夜間為負值。正轉負和負轉正的時刻分別在日沒前與日出后1小時。在一年內，北半球夏季輻射平衡因太陽輻射增多而加大；冬季則相反，甚至出現負值。緯度愈高，輻射平衡保持正值的月份愈少。不同緯度輻射差額的變化輻射平衡有年變化和日變化。在一日內白天收入的太陽輻第二節(jié)大氣水分和降水一大氣濕度（一）濕度的概念和表示方法大氣從海洋、湖泊、河流以及潮濕土壤的蒸發(fā)或植物的蒸騰作用中獲得水分。水分進入大氣后，通過分子擴散和氣流的的傳遞而散布于大氣中，使之具有不同的潮濕度。常用多個濕度參量表示水氣含量。1·水汽壓和飽和水汽壓大氣壓力是大氣中各中氣體壓力的總和。大氣中水汽所產生的那部分壓力叫水汽壓（e）地面的水汽壓隨緯度的升高而減小。赤道平均26hPa，350N約為13hPa，650N約為4hPa。極地附近約為2hPa。第二節(jié)大氣水分和降水一大氣濕度

水汽壓隨高度的變化而變化水汽壓隨高度變化經驗公式:ez=e0×10–bz

式中，ez為高度z（m）的水汽壓；e0為地面的水汽壓；b為水汽壓隨高度變化的常數?？諝庵兴颗c溫度關系密切。溫度一定時，單位體積空氣容納的水汽量有一定的限度，達到這個限度，空氣呈飽和狀態(tài)，稱為飽和空氣。飽和空氣的水汽壓，稱為飽和水汽壓（E），飽和水汽壓隨溫度升高而增大。水汽壓隨高度的變化而變化不同溫度條件下水面上的飽和水汽壓/hPa不同溫度條件下水面上的飽和水汽壓/hPa

2·絕對濕度和相對濕度單位容積空氣所含的水氣質量通常以g/cm3表示，稱為絕對濕度（a）或水汽密度。絕對濕度不能直接測定，但可間接算出。它與水汽壓有關系：

a＝289e/T(g/m3)式中，e為水汽壓（mm）；T為絕對溫度。

大氣的實際水汽壓e與同溫度飽和水汽壓E之比，稱為相對濕度（f），用百分數表示。f＝e/T×100％由于E隨溫度而變，所以相對濕度取決于e和T，其中T往往起主導作用。當e一定時，溫度降低則相對濕度增大；溫度升高相對濕度減小。夜間多云、霧、霜、露，天氣轉冷時容易產生云等都是相對濕度增大的結果2·絕對濕度和相對濕度單位容積空氣所含的水

3·露點溫度一定質量的濕空氣，若氣壓保持不變，而令其冷卻，則飽和水汽壓E隨溫度降低而減小。當E＝e時，空氣達到飽和。濕空氣等壓降溫達到飽和時的溫度就是露點溫度Td，簡稱露點。（二）濕度的變化與分布相對濕度能夠直接反映空氣距飽和的程度，在氣候資料分析中應用廣泛。相對濕度日變化通常與氣溫日變化相反。3·露點溫度一定質量的濕空氣，若氣壓保持不變，而令相對濕度分布隨距海遠近與緯度高低而有不同。例如，我國東南沿海相對濕度年平均為80％，內蒙古西部只有40％。各緯度上水汽壓與相對濕度的平均值相對濕度分布隨距海遠近與緯度高低而有不同。例如，我國東南沿

二蒸發(fā)與凝結蒸發(fā)面上出現蒸發(fā)還是凝結取決于實際水汽壓于飽和水汽壓的關系。當e>E，出現蒸發(fā)；e<E，則出現凝結。（一）蒸發(fā)及其影響因素1·影響蒸發(fā)的因素其影響因素主要包括蒸發(fā)面的溫度、性質、性狀、空氣濕度、風等。2·蒸發(fā)量實際工作中，一般以水層厚度（mm）表示蒸發(fā)速度，稱為蒸發(fā)量。蒸發(fā)量的變化與氣溫變化一致，一日內，午后蒸發(fā)量最大；日出前蒸發(fā)量最小。一年內，夏季蒸發(fā)量大，冬季小。蒸發(fā)量的空間變化受氣溫、海陸分布、降水量等因素的影響。二蒸發(fā)與凝結

北半球大陸各緯度平均蒸發(fā)量（二）凝結和凝結條件凝結是發(fā)生在f≥100％（e≥E）過飽和情況下的與蒸發(fā)相反的過程。凝結現象在地面和大氣中都能發(fā)生北半球大陸各緯度

大氣中的水汽發(fā)生凝結，需具備一定的條件，既要使水汽達到飽和或過飽和，還需有凝結核。三水汽的凝結現象（一）地表面的凝結現象1·霜與露日沒后，地面及近地面層空氣冷卻，溫度降低。當氣溫降到露點一下時，水汽即凝附于地面或地面物體上。如溫度在00C以上，水汽凝結為液態(tài)，稱為露；溫度在00C以下，水汽凝結為固態(tài)，稱為霜。霜常見于冬季，露見于其他季節(jié)，以夏季為最多。2·霧淞和雨淞霧淞是一種白色固體凝結物，由過冷霧滴附著于地面物體或樹枝迅速凍結而成，俗稱“樹掛”。多出現于寒冷而濕度高的天氣條件下。大氣中的水汽發(fā)生凝結，需具備一定的條件，既要使水汽達到

雨淞是形成在地面或地物的迎風面上的，透明的或毛玻璃狀的緊密冰層，俗稱“冰棱”。多半在溫度為0～－60C時，由過冷卻雨、毛毛雨接觸物體表面形成；或是經過長期嚴寒后，雨滴降落在物體表面凍結而成。（二）大氣中的凝結現象1·霧霧是漂浮在近地面層的乳白色微小水滴或冰晶。根據不同成因，霧可分為輻射霧、平流霧、蒸汽霧、上坡霧和鋒面霧。2·云云是高空水氣凝結現象。空氣對流、鋒面抬升、地形抬升等作用使空氣上升到凝結高度，就會形成云。云有各式各樣的外貌特征。雨淞是形成在地面或地物的迎風面上的，透明的或毛玻璃狀的根據云的形狀、云底高度及形成云的上升運動的特點可將云分為以下幾類。

云的分類

1·積狀云。包括淡積云、濃積云和積雨云出現時常呈孤立分散狀態(tài)，是由于空氣對流上升，體積膨脹絕熱冷卻，使水汽發(fā)生凝結而形成的。根據云的形狀、云底高度及形成云的上升運動的特點可將云積狀云的形成積狀云的形成2·層狀云。層狀云是均勻幕狀云層，通常具有較大水平范圍。覆蓋數千甚至上萬平方千米的地區(qū)。層狀云是由空氣斜上升運動形成的。系統(tǒng)性層狀云的形成2·層狀云。層狀云是均勻幕狀云層，通常具有較3·波狀云波狀云是表面呈現波狀起伏或魚鱗狀的云層，包括卷積云、高積云、層積云和層云。通常因空氣密度不同、運動速度不同等的兩個氣層界面上產生波動而形成的。

波狀云3·波狀云波狀云是表面呈現波狀起伏或魚鱗狀的云四大氣降水（一）降水的形成從云層中降落到地面的液態(tài)水或固態(tài)水，稱為降水。降水是云中水滴或冰晶增大的結果。從雨滴到形成降水需具備兩個基本條件：一是雨滴下降速度超過氣流上升速度；二是雨滴從云中降落到地面前不被完全蒸發(fā)。降水的形成，必須經歷云滴增大為雨滴、雪花及其他降水物的過程。云滴增長主要有兩個過程：

四大氣降水1·云滴的凝結（凝華）增長在云的發(fā)展階段，云體上升絕熱冷卻，或不斷有水汽輸入，使云滴周圍的實際水汽壓大于其飽和水汽壓云滴就會因水汽凝結或凝華而逐漸增大。當水滴和冰晶共存時在溫度相同條件下，冰面水汽壓小于水面水汽壓，水滴將不斷蒸發(fā)變小，而冰晶則不斷凝華增大這種過程稱為冰晶效應。1·云滴的凝結（凝華）增長2·云滴的沖并增長云滴大小不同，相應具有不同的運動速度。云滴下降時，個體大的云滴落得快，個體小的慢，于是大云滴“追上”小云滴，碰撞合并成為更大的云滴。冰晶效應示意圖沖并增長示意圖冰晶效應示意圖沖并增長示意圖（二）降水的類型根據降水形成原因（主要是氣流上升特點），可分為四個基本類型：1·對流雨暖季空氣濕度較大，近地面氣層強烈受熱，引起對流而形成的降水稱為對流雨。赤道全年以對流雨為主。我國西南夏季多對流雨。2·地形雨暖濕空氣前進途中遇到較高山地阻擋被迫抬升，絕熱冷卻，在達到凝結高度時便產生降水。因此，山的迎風坡常成為多雨中心；背風坡因水汽早已凝結降落，且下沉增溫，將發(fā)生焚風效應，降水很少，形成雨影區(qū)。（二）降水的類型

3·鋒面雨兩種物理性質不同的氣團相遇，暖濕空氣沿交界面上升，絕熱冷卻，達到凝結高度便產生云雨。溫帶地區(qū)鋒面雨占主要地位。4·臺風雨臺風是產生在熱帶海洋上的一種空氣漩渦。臺風中有大量暖空氣上升，可產生強度極大的降水。（三）降水的時間變化1·降水強度單位時間內的降水量，稱為降水強度。氣象部門為確定一定時間內降水的數量特征，并用以預報未來降水數量變化趨勢，將降水強度劃分為若干等級：3·鋒面雨兩種物理性質不同的氣團相遇，暖濕空氣沿降水強度劃分標準降水強度劃分標準

2.降水的日變化一天內的降水變化，在很大程度受地方條件限制，可大致分為兩個類型：（1）大陸型特點是一天有兩個最大值，分別出現在午后和清晨；兩個最小值，分別出現在夜間和午前。（2）海洋型特點是一天只有一個最大值，出現在清晨，最小值出現在午后。3.降水的季節(jié)變化降水季節(jié)變化因緯度，海陸位置、大氣環(huán)流等因素影響而不同。全球降水的年類型大致可分為以下幾類：（1）赤道型：全年多雨，其中有兩個高值和兩個低值時期。春、秋分之后降水量最多；冬、夏至之后，降水量出現低值。這種類型分布在南北緯100以內的地區(qū)。2.降水的日變化一天內的降水變化，在很大程度受地方

（2）熱帶型：位于赤道型南北兩側。由于太陽在天頂的時間不像在赤道上間隔相等，隨緯度的增加，兩段最多降水量時間逐漸接近，至回歸線附近合并為一個。（3）副熱帶型：副熱帶全年降水只有一個最高值，一個最低值。大陸東岸降水量集中于夏季（季風型），大陸西岸則冬季多雨（地中海型）。（4）溫帶及高緯型：內陸及東海岸以夏季對流雨為主，西海岸則以秋冬氣旋雨為主。（四）降水量的地理分布降水量空間分布受緯度、海陸位置、大氣環(huán)流、天氣系統(tǒng)、地形等多種因素制約，降水的分布存在緯度帶狀分布的特點。全球可劃分為四個降水帶：（2）熱帶型：位于赤道型南北兩側。由于太陽在天頂的時世界年平均降水量分布世界年平均降水量分布1·赤道多雨帶赤道及其兩側是全球降水量最多的地帶。年降水量至少1500mm，一般為2000~3000mm2·南北緯150~300少雨帶這一緯度帶受副熱帶高壓控制，以下沉氣流為主。是全球降水稀少帶。大陸西岸和內部一般不足500mm，不少地方只有100~300mm。3·中緯多雨帶年降水量一般為500~100mm。4·高緯少雨帶本帶因緯度高，全年氣溫低，蒸發(fā)微弱，大氣中所含水汽量較少，故年降水量一般不超過300mm。1·赤道多雨帶赤道及其兩側是全球降水量最多的地第三節(jié)大氣運動和天氣系統(tǒng)一大氣的水平運動空氣運動是地球大氣最重要的物理過程。由于空氣運動，不同地區(qū)、不同高度之間的熱量、動量、水分等得以交換，不同性質的空氣得以交流，從而產生各種天氣現象和天氣變化。（一）作用于空氣的力空氣的水平運動是由所受的力決定的。作用于空氣的力有：1·水平氣壓梯度力氣壓分布不均勻產生氣壓梯度，使空氣具有由高壓區(qū)流向低壓區(qū)的趨勢第三節(jié)大氣運動和天氣系統(tǒng)一大氣的水平運動在討論空氣運動時，通常把存在水平氣壓梯度時單位質量空氣所受的力，稱為水平氣壓梯度力G，其表達式為G＝－1/ρ×?P/?n≈-1/ρ×ΔP/Δn式中，負號表示氣壓梯度力的方向從高壓指向低壓；ρ為空氣密度；ΔP/Δn為水平氣壓梯度。2·地轉偏向力由于地球轉動使地球上運動方向發(fā)生偏轉的力，稱為地轉偏向力。包括水平和垂直兩個分量對于垂直分量，因為大氣存在靜力平衡對大氣運動無關緊要。因此，只討論水平分量。單位質量空氣的水平地轉偏向力為A＝2νωsinφ式中，ω為地球旋轉角速度；φ為地理緯度；ν為風速。在討論空氣運動時，通常把存在水平氣壓梯度時單位由方程可知赤道上地轉偏向力為零；兩極地轉偏向力最大，為2νω

地轉偏向力隨緯度分布示意圖由方程可知赤道上地轉偏向力為零；兩極地轉偏向力最大，3·慣性離心力當空氣作曲線運動時，受慣性離心力c作用。慣性離心力方向與空氣運動方向垂直，并由曲線路徑的曲率中心指向外緣。其表達式為：c＝v2/rv為空氣運動的線速度，r為曲線的曲率半徑。慣性離心力圖示3·慣性離心力當空氣作曲線運動時，受慣性離心力c作用

4·摩擦力運動狀態(tài)不同的氣層之間、空氣和地面之間都會產生相互作用阻礙氣流的運動，這種相互作用稱為摩擦力。摩擦力總是阻礙氣流的運動。摩擦力的大小隨高度不同而變化。近地面層（地面至30～50m）最大，高度愈高，作用愈若，到1～2km以上其影響可以忽略。此高度以上稱為自由大氣，以下的氣層稱為摩擦層或行星邊界層。（二）自由大氣的運動自由大氣中，空氣運動規(guī)律比摩擦層簡單?？諝庾髦本€運動時，只需考慮氣壓梯度力和地轉偏向力；空氣作曲線運動時，還需考慮慣性離心力。1·地轉風4·摩擦力運動狀態(tài)不同的氣層之間、空氣和地面之間都會地轉風指自由大氣中空氣作勻速直線運動。地轉風方向與氣壓場之間存在一定的關系，即白貝羅風壓定律：

當不考慮摩擦時，地轉偏向力與氣壓梯度力平衡，水平面上地轉風表達式為：vg＝－1/2ρsinφ×ΔP/Δn地轉風與氣壓場的關系地轉風指自由大氣中空氣作勻速直線運動。地轉風方向與氣壓場之地轉風是嚴格的平衡運動，等壓線必須是直線。2·梯度風自由大氣中，空氣作曲線運動時，地轉偏向力、氣壓梯度力、慣性離心力達到平衡時的風稱為梯度風。當空氣作直線運動時，慣性離心力為零，梯度風轉為地轉風，因此地轉風是梯度風的特例。梯度風有氣旋性彎曲和反氣旋性彎曲兩類。所以存在氣旋區(qū)內梯度風和反氣旋區(qū)內的梯度風。地轉風是嚴格的平衡運動，等壓線必須是直線。反氣旋內存在氣壓梯度極限值，此值與曲率半徑r有關。如果r很小或氣壓梯度力很大，地轉偏向力不可能與方向相反的氣壓梯度力和離心力平衡，就不能維持梯度風。所以反氣旋中心區(qū)不可能存在很大的氣壓梯度。氣旋區(qū)內則不存在極限值。（三）風隨高度的變化1·地轉風隨高度的變化－－熱成風水平溫度分布不均導致氣壓梯度隨高度發(fā)生變化，風相應的隨高度發(fā)生變化。有水平溫度梯度引起的上下層風的向量差，稱為熱成風，用VT表示。反氣旋內存在氣壓梯度極限值，此值與曲率半徑r有關。如熱成風的形成與方向熱成風的風速與水平溫度及氣層厚度有關，其表達式為：║VT║＝gΔZ/2ωsinφ×ΔTm/ΔN熱成風的形成與方向熱成風的風速與水平溫度及氣層厚度有關，其表2·摩擦層中風隨高度變化摩擦層中，風隨高度的變化受摩擦力和氣壓梯度隨高度變化的影響。在氣壓梯度不隨高度變化的情況下，離地面愈遠，風速愈大，風向與等壓線的交角愈小。把北半球摩擦層中不同高度上風的向量投影到同一水平面上，可得到一條風向風速隨高度變化的螺旋曲線，稱為?？寺菥€。北半球?？寺L速螺旋曲線2·摩擦層中風隨高度變化北半球?？寺?/p>

由埃克曼螺線可以看到，當高度很小時，風速隨高度增加很快，但風向改變不大；隨高度增大風速增加緩慢，風向卻顯著向右偏轉，最終趨于地轉風。在離地面10m以下的氣層中摩擦力隨高度增加迅速減小，所以要求測風儀離地面10～12m以上。根據風速大小可將風力劃分為12級。如表所示：由?？寺菥€可以看到，當高度很小時，風速隨高度增加很快大氣的組成和熱能課件

二大氣環(huán)流定義：是指大范圍內具有一定穩(wěn)定性的各種氣流運行的綜合現象。水平尺度可涉及某個地區(qū)、半球甚至全球；垂直尺度有對流層、平流層、中間層或整個大氣圈的大氣環(huán)流；時間尺度有一日至數日、月、季、半年、一年甚至多年的平均大氣環(huán)流。其主要表現形式包括全球行星風系、三圈環(huán)流、定常分布的平均槽脊和高空急流、西風帶中的大型擾動、季風環(huán)流。（一）全球環(huán)流1·全球氣壓帶如果地表性質均勻，那么地表氣壓完全取決于緯度。在熱力和動力因子作用下，氣壓的水平分布呈現規(guī)則的氣壓帶，且高低氣壓帶交互排列。二大氣環(huán)流

原因：這種分布規(guī)律主要由于地表溫度隨緯度分布不均勻造成的。赤道附近，終年受熱，溫度高，空氣膨脹上升，到高空向外流散，導致氣柱質量減小，低空形成低氣壓，稱赤道低壓帶；兩極地區(qū)氣溫低，空氣冷卻收縮下沉，積聚在低空，而高空伴有空氣輻和合，導致氣柱質量增加，在低空形成高壓區(qū)，稱極地高壓帶。從赤道上空流向兩極地區(qū)的氣流在地轉偏向力的作用下，流向逐漸趨于緯線方向，阻滯來自赤道上空的氣流流向高緯，空氣質量增加，形成高壓帶，稱副熱帶高壓帶。副熱帶高壓帶和極地低壓帶之間有一個相對的低壓帶稱為副極地低壓帶。氣壓帶每年隨等溫線移動幾個緯度，對季節(jié)性的氣候變化有影響。原因：這種分布規(guī)律主要由于地表溫度隨緯度分布不均勻造成上升13下沉上升24下沉上升上升13下沉上升24下沉上升

2·行星風系定義：不考慮海陸和地形的影響，地面盛行風的全球形式稱為行星風系。依據氣壓系統(tǒng)分布狀況和風壓關系，可以判斷盛行風情況。2·行星風系赤道低壓帶極地高壓帶副熱帶高壓帶東北信風帶12副極地低壓帶中緯西風帶極地東風帶35低緯環(huán)流中緯環(huán)流高緯環(huán)流上升下沉下沉46上升赤道低壓帶極地高壓帶副熱帶高壓帶東北信風帶12副極地

3·經向三圈環(huán)流假設地球不自轉，且表面均勻，由于赤道和兩極受熱不均，赤道上空的空氣流向極地，而低層氣流自極地流向赤道，這樣在赤道和極地之間會形成一個南北閉合的環(huán)流。3·經向三圈環(huán)流0

30N60N90N高壓高空低壓地面高空低壓地面高壓030N60N90N高壓低壓高空低壓地面高壓但地球不停自轉，空氣一旦開始運動，地轉偏向力便隨之發(fā)生作用。在地轉偏向力的作用下，南北半球分別形成三圈環(huán)流。但地球不停自轉，4·高空西風帶的波動和急流4·高空西風帶的波動和急流季風環(huán)流定義：大陸和海洋間的廣大地區(qū)，以一年為周期、隨著季節(jié)變化而方向相反的風系，稱為風系。季風是海陸間季風環(huán)流的簡稱，它是由大尺度的海洋和陸地間熱力差異形成的大范圍熱力環(huán)流。夏季由海洋吹向大陸的風為夏季風；冬季由大陸吹向海洋的風為冬季風。一般夏季風由暖濕熱帶海洋氣團或赤道海洋氣團構成；冬季風則由干冷的極地大陸氣團構成。分布：主要季風區(qū)位于350N～250N，300W～1700E之間，而南亞和中國東南部季風特別發(fā)達。南亞和東亞是世界最著名的季風區(qū)，其環(huán)流特征主要表現為冬季盛行東北季風，夏季盛行西南季風季風環(huán)流地面熱低冷高00300600900反氣旋鋒面氣旋反氣旋氣旋赤低副高副極低極高熱帶雨林氣候熱帶草原氣候熱帶沙漠氣候地中海氣候溫帶海洋性氣候亞寒帶針葉林氣候極地氣候海陸熱力性質差異季風環(huán)流熱帶季風亞熱帶季風溫帶季風溫大陸季節(jié)移動地面熱低冷高00300600900反氣旋反氣旋氣旋赤低副高副一月份七月份高低低高一月份七月份高低低高（三）局地環(huán)流行星風系與季風都是大范圍氣壓場控制下的大氣環(huán)流。由局部環(huán)境如地形起伏、地表受熱不均等引起的小范圍氣流，稱為局地環(huán)流。包括海陸風，山谷風，焚風等地方性風。1·海陸風在濱海地區(qū)，白天風從海上吹向陸地；晚間風從陸地吹向海洋，這就是海陸風環(huán)流。（三）局地環(huán)流大氣的組成和熱能課件2·山谷風當大范圍水平氣壓場較弱時，山區(qū)白天地面風從谷地吹向山坡；晚間地面風從山坡吹向谷地，這就是山谷風環(huán)流。形成機制：白天，山坡空氣比同高度的自由大氣增熱強烈，暖空氣沿坡上升，成為谷風；夜間山坡輻射冷卻，迅速降溫，而谷地中同高度空氣冷卻較慢，因而形成與白天相反的熱力環(huán)流，下層風由山坡吹向山谷，稱為山風。2·山谷風谷風山風谷風山風3·焚風氣流受山地阻擋被迫抬升，迎風坡空氣上升冷卻，起初按干絕熱遞減率降溫（10C/100m），當空氣達到飽和狀態(tài)時，水汽凝結，氣溫按濕絕熱遞減率降低（0.5～0.60C/100m），大部分水汽在迎風坡降落。氣流越過山后順坡下沉，基本按干絕熱遞減率增溫，以致背風坡氣溫比同高度迎風坡氣溫高，從而形成相對干熱的風，稱為焚風。3·焚風焚風焚風三主要天氣系統(tǒng)大氣中引起天氣變化的各種尺度的運動系統(tǒng)，稱天氣系統(tǒng)。一般多指溫壓場和風場中的大氣長波、氣旋、反氣旋、鋒面、臺風、龍卷風等。根據水平尺度和生命史，天氣系統(tǒng)可分為：三主要天氣系統(tǒng)（一）氣團和鋒1·氣團定義：氣團指在廣大區(qū)域內水平方向上溫度、濕度、鉛直穩(wěn)定度等物理屬性較均勻的大塊空氣團。其水平范圍由數千米到數千千米，垂直范圍由數千米到十余千米甚至伸展到對流層頂。氣團按其熱力性質可分為冷氣團和暖氣團。冷、暖氣團是根據氣團溫度與所經下墊面的溫度對比來定義的。氣團向比它暖的下墊面移動，稱為冷氣團；向比它冷的下墊面移動，稱為暖氣團。按氣團的源地的地理位置和下墊面性質可分為：（一）氣團和鋒氣團的地理位置氣團的地理位置2·鋒及其分類

溫度或密度差異很大的兩個氣團相遇形成的狹窄過渡區(qū)域，稱為鋒。鋒的空間結構2·鋒及其分類鋒的空間結構

由于鋒附近的輻和氣流及冷暖空氣的相對運動，使鋒面上的暖空氣不斷上升，所以鋒面上多云雨天氣。

冷暖氣團相遇形成鋒冷根據鋒移動過程中冷暖氣團的替代情況，鋒可分為冷鋒、暖鋒、準靜止鋒、囚錮鋒四種類型。冷鋒是指冷氣團主動向暖氣團移動的鋒；暖鋒則是暖氣團主動向冷氣團移動的鋒；準靜止鋒是指很少移動或移動速度非常緩慢的鋒；囚錮鋒是指鋒面相遇、合并后的鋒。冷鋒暖鋒囚錮鋒根據鋒移動過程中冷暖氣團的替代情況，鋒可分為冷鋒、暖鋒、準

（二）氣旋和反氣旋1·氣旋氣旋是由鋒面上或不同密度空氣分界面上發(fā)生波動形成的，占有三度空間、中心氣壓比四周低的水平空氣渦旋。北半球氣旋空氣按反時針方向自外圍向中心運動。2·反氣旋反氣旋是占有三度空間的，中心氣壓比四周高的大型空氣渦旋。（二）氣旋和反氣旋第四節(jié)氣候的形成一氣候和天氣系統(tǒng)（一）氣候的概念1·定義：氣候是指某一地區(qū)多年間大氣的一般狀態(tài)及其變化特征。它既反映平均情況，也反映極端情況，是各種天氣現象的多年綜合。氣候和天氣是兩個不同的概念。從時間尺度上看，氣候是時間尺度很長的天氣過程，天氣則是瞬時或短時間內的大氣狀態(tài)。2·當代氣候對于當前氣候，規(guī)定用剛剛過去的三個十年，共三十年的平均值作為準平均每過十年更新一次。目前應用1971－2000年準平均。

第四節(jié)氣候的形成一氣候和天氣系統(tǒng)（二）氣候系統(tǒng)一般說來，完整的氣候系統(tǒng)由五個部分組成。1·大氣圈是氣候系統(tǒng)的主體，也是氣候系統(tǒng)最易變化和最敏感的部分。2·海洋海洋約占地球表面積的70.8僅100m深的表層海水就占整個氣候系統(tǒng)總熱量的95.6％。因此，可以認為海洋是氣候系統(tǒng)的熱量儲存庫。

（二）氣候系統(tǒng)3·冰雪圈冰原體積和范圍的變化是氣候變化的指示器，對氣候長期變化產生反饋，在地球熱平衡中起著重要的作用。4·陸面（巖石圈）陸地位置、高度和地形發(fā)生變化的時間尺度，在氣候系統(tǒng)中是最長的，在季節(jié)、年際以至十年尺度的氣候變化中可以忽略。但是土壤作為大氣顆粒的主要來源之一，在氣候變化中有重要作用。5·生物圈3·冰雪圈冰原體積和范圍的變化是氣候變化的指示器，對氣二氣候的形成氣候的形成受很多因素的影響，其中主要包括：（一）輻射因子太陽輻射是氣候系統(tǒng)的能源，又是一切大氣物理過程和現象形成的基本動力，在氣候形成中起著主導作用。不同地區(qū)的氣候差異及氣候季節(jié)交替，主要是由太陽輻射能在地球表面分布不均勻及其變化引起的。而太陽輻射的時空分布受緯度制約，故氣候形成的輻射因子是一種緯度因素。1·地球上的天文氣候地球表面因輻射平衡溫度隨緯度和季節(jié)的分布形成的簡單氣候模式，稱為天文氣候。天文氣候能夠反映地球氣候的基本輪廓。研究天文氣候既可以使問題簡化，又能突出太陽輻射對氣候形成的實質性作用。二氣候的形成太陽天文輻射量的大小取決與日地距離、太陽高度和日照時間。在這些因子的作用下，同一緯度的天文輻射，日總量、季總量、年總量都相同。即太陽輻射總量具有與緯線圈平行呈帶狀分布的特點，這是形成氣候帶的主要原因。根據太陽天文輻射空間分布，通常可把地球上劃分為7各緯度氣候帶即赤道帶、熱帶、副熱帶、溫帶、副寒帶、寒帶和極地帶。

太陽天文輻射量的大小取決與日地距離、太陽高度和日照時地球氣候帶地球氣候帶（二）氣候形成的環(huán)流因子

地表太陽輻射能量不均引起的大氣環(huán)流是熱量和水分的轉移者，也是形成氣團的基本原因。它促使不同性質氣團發(fā)生移動，而氣團的水平交換是不同地區(qū)氣候形成及其變化的重要方式。因此，在不同緯度的環(huán)流形勢下形成的氣候類型也不同。1·大氣環(huán)流與熱量輸送和水分循環(huán)350S～350N之間輻射熱量收入大于支出，說明熱帶和副熱帶有熱量盈余。高緯度地區(qū)有熱量虧損。但熱帶并未持續(xù)增溫，極地也沒有持續(xù)降溫，表明必然存在熱量有低緯向高緯的輸送。（二）氣候形成的環(huán)流因子上表表明大氣環(huán)流在緩和赤道與極地溫差上起著巨大作用。大氣環(huán)流還調節(jié)海陸間的熱量。冬半年大陸是冷源，海洋是熱源，在盛行海洋氣團的沿海地區(qū)，熱量由海洋輸送到大陸，故迎風海岸氣溫比同緯度內陸高；而在大陸冷風影響下，近陸海面氣溫比同緯度海洋表面氣溫低。夏半年大陸是熱源，海洋是冷源，熱量由大陸輸送到海洋，但輸送的熱量遠比冬季海洋向大陸的小。這種海陸熱量交換是造成同緯度大陸東岸和大陸內部氣溫顯著差異的重要原因。大氣的組成和熱能課件冷風影響下，近陸海面氣溫比同緯度海洋表面氣溫低；夏半年大陸是熱源，海洋是冷源，熱量由大陸輸送到海洋，但輸送量比冬季海洋向大陸輸送的少。在副熱帶，蒸發(fā)量大于降水量，在赤道和中高緯度，降水量大于蒸發(fā)量，因此要達到水分平衡必須經過大氣運動，把水汽從盈余地區(qū)輸送到虧損地區(qū)。大氣環(huán)流具有明顯的非周期性變化。緯圈環(huán)流減弱時，南北水平溫度梯度加大，冷暖氣團活躍，有利于鋒面、氣旋產生，多雨天氣相應增多，某些地區(qū)將出現氣候異常現象；反之，緯圈環(huán)流加強時，南北水平溫度梯度減小，冷暖氣團不活躍，某些地方往往受單一氣團控制，不利于鋒面、氣旋的形成與發(fā)展，降水天氣顯著減少，因而出現特別熱和干的氣候異?，F象。冷風影響下，近陸海面氣溫比同緯度海洋表面氣溫低；夏半年2·大氣環(huán)流和海溫異常海溫變化存在明顯的年季振蕩，最著名的事例，就是厄而尼諾現象。指赤道東太平洋海面水溫異常增暖現象。

圖1998年1月當「厄爾尼諾」達成熟期時，

熱帶太平洋暖水區(qū)(紅色部份)從秘魯西岸向西伸延至太平洋中部。

圖中深紅色部份水溫比正常高4至5度。

（資料來源：美國國家海洋及大氣管理局）2·大氣環(huán)流和海溫異常正常情況下赤道太平洋形成一個緯圈環(huán)流如圖厄爾尼諾現象發(fā)生時，由于海溫的異常增高，導致海洋上空大氣層氣溫升高，破壞了大氣環(huán)流原來正常的熱量、水汽等分布的動態(tài)平衡。這一海氣變化往往伴隨著出現全球范圍的災害性天氣：該冷不冷、該熱不熱，該天晴的地方洪澇成災，該下雨的地方卻烈日炎炎焦土遍地。一般來說，當厄爾尼諾現象出現時，赤道太平洋中東部地區(qū)降雨量會大大增加，造成洪澇災害，而澳大利亞和印度尼西亞等太平洋西部地區(qū)則干旱無雨。正常情況下赤道太平洋形成一個緯圈環(huán)流厄爾尼諾現象發(fā)生時，由于（三）氣候形成的地理因子地理因子通過對輻射因子和環(huán)流因子的影響作用于氣候。任何氣候都與一定的地區(qū)相聯系，即氣候是結合所在的地理環(huán)境出現的。地理環(huán)境使得地球氣候具有緯度地帶性，由具有非地帶性特征。因此，分析氣候成因必須考慮地理環(huán)境。1·海陸分布對氣候的影響海陸不同物理性質導致同緯度、同季節(jié)海洋和大陸的增溫和冷卻顯著不同。海上和陸上氣溫也有明顯差異，不僅破壞溫度的緯度地帶性分布，而且還影響到氣壓分布、大氣運動方向即水平分布，使同一緯度帶出現海洋性氣候和大陸性氣候的差異。大陸性氣候與海洋性氣候的特征可概括為：（三）氣候形成的地理因子大陸性與海洋性氣候比較大陸性與海洋性氣候比較

2·洋流對氣候的影響洋流是大洋中任一持續(xù)不斷并主要呈水平流動的海水，它可以從低緯度向高緯度傳輸熱量，又能從高緯地區(qū)向低緯輸送海冰和冷水。據衛(wèi)星觀測，在200N洋流輸送的熱量占地－氣系統(tǒng)總熱量傳輸的74％，而在30～350N洋流傳輸的熱量是總傳輸熱量的47％，因此，洋流對氣候的形成具有重要作用。

3·地形對氣候的影響海拔高度、地表形態(tài)、方位（坡向和坡角）等影響水熱條件的再分配，從而對氣候產生影響。

三氣候帶和氣候型（一）低緯度氣候低緯度的氣候主要受赤道氣團和熱帶氣團所控制。全年地-氣系統(tǒng)的輻射差額是入超的，因此氣溫全年皆高，最冷月平均氣溫在15℃—18℃以上。影響氣候的主要環(huán)流系統(tǒng)有赤道氣流輻合帶、沃克環(huán)流、信風、赤道西風、熱帶氣旋和副熱帶高壓，有的年份會出現厄爾尼諾現象。由于上述環(huán)流系統(tǒng)的季節(jié)移動，導致降水量的季節(jié)變化，在厄爾尼諾現象出現時，引起降水分布的明顯異常，全年可能蒸散量在1300mm以上。本帶可分為五個氣候型：三氣候帶和氣候型1·赤道多雨氣候位于赤道及其兩側，大約向南、向北伸展到5°—10°左右，各地寬窄不一，主要分布在非洲扎伊爾河流域、南美亞馬遜河流域和亞洲與大洋洲間的從蘇門答臘島到伊里安島一帶。典型臺站：秘魯的伊基托斯。這里全年正午太陽高度角都很大，因此長夏無冬，各月平均氣溫在25℃—28℃，年平均氣溫在26℃左右。絕對最高氣溫很少超過38℃，絕對最低氣溫也極少在18℃以下；氣溫年較差一般小于3℃，日較差可達6℃—12℃，全年多雨，無干季，年水量在2000mm以上，最少月在60mm以上。1·赤道多雨氣候全年皆在赤道氣團控制下，風力微弱，以輻合上升氣流為主，多雷陣雨，天氣變化單調，降水量的年際變化很大。這與赤道輻合帶位置的變動有關，例如新加坡平均年降水量為2282mm，最濕年（4031mm）相當于最干年（831mm）的近5倍。由于全年高溫多雨，各月平均降水量皆大于可能蒸散量，土壤儲水量皆達最大值（300mm），適于赤道雨林生長。全年皆在赤道氣團控制下，風力微弱，以輻合上升氣流為2·熱帶海洋性氣候

出現在南北緯10°—25°信風帶大陸東岸及熱帶海洋中的若干島嶼上，如加勒比海沿岸及諸島、巴西高原東側沿海、馬達加斯加東岸、夏威夷群島等。典型臺站：哈瓦那。這里正當迎風海岸，全年盛行熱帶海洋氣團（Tm），氣候具有海洋性，最熱月平均氣溫在28℃上下，最冷月平均氣溫在18℃—25℃間，氣溫年較差、日較差皆小，如哈瓦拉年較差僅5.6℃，年降水量在1000mm以上，一般以5—10月較集中，無明顯干季，除對流雨、熱帶氣旋雨外，沿海迎風坡還多地形雨。2·熱帶海洋性氣候3·熱帶干濕季氣候出現在緯度5°—15°左右，也有伸達25°左右的，主要分布在上述緯度的中美、南美和非洲。4·熱帶季風氣候出現在緯度10°到回歸線附近的亞洲大陸東南部如我國臺灣南部、雷州半島和海南島；中南半島；印度半島大部；菲律賓；澳大利亞北部沿海等地。5·熱帶干旱與半干旱氣候出現在副熱帶及信風帶的大陸中心和大陸西岸。在南、北半球各約以回歸線為中心向南北伸展，平均位置約在緯度15°—25°間。3·熱帶干濕季氣候（二）中緯度氣候1·副熱帶干旱與半干旱氣候該氣候型位于熱帶，在熱帶干旱氣候向高緯度的一側，約在南北緯25°—35°的大陸西岸和內陸地區(qū)。它也是在副熱帶高壓下沉氣流和信風帶背岸風的作用下形成的。

2·副熱帶季風氣候位于副熱帶亞歐大陸東岸，約以30°N為中心，向南北各伸展5°左右。它是熱帶海洋氣團與極地大陸氣團交綏角逐的地帶，夏秋間又受熱帶氣旋活動的影響。（二）中緯度氣候3·副熱帶濕潤氣候位于南北美洲、非洲和澳大利亞大陸副熱帶東岸。由于所處大陸面積小，未形成季風氣候，這里冬夏溫差比季風區(qū)小，一年中降水分配比季風區(qū)均勻。4·副熱帶夏干氣候（地中海氣候）該帶位于副熱帶大陸西岸，緯度30°—40°之間的地帶，包括地中海沿岸、美國加利福尼亞州沿岸、南非和澳大利亞南端。這里受副熱帶高壓季節(jié)移動的影響，在夏季正位于副高中心范圍之內或在其東緣，氣流是下沉的，因此干燥少雨，日照強烈。冬季副高移向較低緯度，這里受極鋒影響，鋒面氣旋活動頻繁，帶來大量降水。全年降水量在300—1000mm左右。冬季氣溫比較暖和，最冷月平均氣溫在4—10℃左右。3·副熱帶濕潤氣候5·溫帶海洋性氣候分布在溫帶大陸西岸，緯度約在40°—60°，包括歐洲西部，阿拉斯加南部、加拿大的哥倫比亞、美國華盛頓和俄勒岡兩州、南美洲40°—60°S西岸、澳大利亞的東南角，包括塔斯馬尼亞島和新西蘭等地。這些地區(qū)終年盛行西風，受溫帶海洋氣團控制，沿岸有暖洋流經過。冬暖夏涼，最冷月氣溫在0℃以上。

5·溫帶海洋性氣候6·溫帶季風氣候出現在亞歐大陸東岸緯度35