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气候的主要类型
　　1．低纬度气候  

　　主要受赤道气团和热带气团控制，全年辐射差额为正值，最冷月均温在15℃—18℃以上。可分为五种气候类型：

　　赤道多雨气候：位于赤道及两侧，延伸到纬度5。—10。左右，主要分布在非洲扎伊尔河流域、南美亚马孙河流域和亚洲到大洋洲间的从苏门答腊岛到伊里安岛一带。年均温26℃左右，全年多雨，降水量在2000mm以上，适于赤道雨林生长。

　　热带海洋性气候：位于南北纬10。—25。信风带大陆东岸及热带海洋中的若干岛屿上，如加勒比海沿岸及诸岛、巴西高原东侧沿海、马达加斯加东岸、夏威夷群岛等。全年盛行热带海洋气团，最热月均温28℃左右，最冷月均温18℃—25℃之间，年降水1000mm以上（5—10月较集中），无明显干季。

　　热带干湿季气候：位于中美、南美和非洲的纬度5。—10。之间（个别伸达25。左右）。当太阳高度角大时，受赤道气流辐合带影响，为雨季；当太阳高度角小时，受热带大陆气团控制，为干季。年降水750mm—1600mm左右，但变率大。

　　热带季风气候：位于纬度10。到回归线附近的亚洲大陆东南部，如我国台湾南部、雷州半岛和海南岛、中南半岛、印度半岛大部、菲律宾、澳大利亚北部沿海等地。热带季风发达，年均温在20℃以上，气温年较差在3℃—10℃左右，当热带大陆气团控制时降水稀少，当赤道海洋气团控制时降水丰沛，年降水量1500mm—2000m，集中在6—10月，春秋极短。

　　热带干旱与半干旱气候：以回归线为中心向南北延伸（平均位置约在15℃—25℃间）的副热带及信风带的大陆中心及大陆西岸。内部及西岸高温干旱，外缘有一短暂雨季（一般雨量在250mm—750mm左右）

　　2．中纬度气候  

　　属于热带气团和极地气团相互角逐的地带，辐射差额变化大，四季分明，最冷月均温在15℃—18℃以下，有4—12个月均温在10℃以上。可分为八种气候类型：

　　副热带干旱与半干旱气候：位于25。—35。的大陆西岸和内陆地区（热带干旱气候的高纬一侧），终年少降水，但与热带干旱与半干旱气候相比气温年较差大，且凉季有少量降水。

　　副热带季风气候：以10。N为中心向南北延伸5。左右的亚欧大陆东岸，典型台站：上海。最热月均温22℃以上，最冷月均温0℃—15℃之间，冬季陆风夏季海风，四季分明，降水量在750mm—1000mm以上且集中在夏季，但无明显干季。以常绿阔叶林为主。

　　副热带湿润气候：位于南北美洲、非洲和澳大利亚大陆的副热带东岸。由于陆地面积小未形成季风气候，为此温差较小降水分配均匀。以常绿阔叶林为主。

　　副热带夏干气候（地中海气候）：位于30。—40。之间的大陆西岸，包括地中海沿岸、美国加利福尼亚州沿岸、南非和澳大利亚南端。夏季副高或其东缘控制干旱少雨，冬季温和且锋面气旋频繁活动带来大量降水，全年降水量在300mm—1000mm左右，最冷月均温4℃—10℃左右。以常绿硬叶灌木林为主。

　　温带海洋性气候：位于40。—60。的大陆西岸，包括欧洲西部、阿拉斯加南部、加拿大的哥伦比亚、美国华盛顿和俄勒冈两州、南美洲西岸、澳大利亚东南角、塔斯马尼亚岛和新西兰等地。终年盛行西风，温带海洋气团控制，冬暖夏凉，气温年较差小，最冷月均温在0℃以上，全年湿润，降水在750mm—1000mm。

　　温带季风气候：位于35。—55。的亚欧大陆东岸，包括中国的华北和东北、朝鲜大部、日本北部和俄罗斯远东部分地区，典型台站：北京。夏季盛行偏北风寒冷干燥，最冷月均温在0℃以下，夏季盛行东南风，温暖湿润，最热月均温在20℃以上，降水集中于夏季且自南向北、自沿海向内陆减少，冬季常有寒潮爆发。

　　温带大陆性湿润气候：位于亚欧大陆温带海洋性气候区东侧和北美100。W以东地区，典型台站：莫斯科。冬季寒冷有少量降水；夏季降水稍多但不象季风区那样集中。

　　温带干旱与半干旱气候：位于35。—55。的亚洲和北美大陆中心部分以及南美洲安第斯山脉东侧。终年大陆气团控制气候干旱。

　　3．高纬度气候  

　　盛行极地气团和冰洋气团，辐射差额为负值，无真正夏季。虽降水少但蒸发弱无干旱。可分为三种气候类型：

　　副极地大陆性气候：位于50。N （55。N ）—65。N地区，包括亚欧大陆的斯堪的纳维亚半岛（南部除外）、芬兰和前苏联大部以及北美从阿拉斯加经加拿大到拉布拉多和纽芬兰的大部。冬季漫长而寒冷，一年中有九个月为冬季，夏季白昼时间长，7月均温在15℃以上，气温年较差特大。适宜针叶林生长，又称雪林气候。

　　极地长寒气候（苔原气候）：位于北美洲和亚欧大陆北部边缘、格陵兰沿海的一部分、北冰洋中若干岛屿和南极洲附近的马尔维纳斯群岛、南设得兰群岛和南奥克尼群岛等地。全年皆冬，一年中只有1—4个月均温在0℃—10℃左右，有极昼极夜现象，自然植被只有地衣、苔藓及小灌木等，构成苔原景观。

　　极地冰原气候：位于格陵兰、南极大陆和北冰洋的若干岛屿上。这里是冰洋气团和南极气团的源地，全年严寒，各月均温皆在0℃以下，一年中有长时期的极昼和极夜现象，常年寒风夹雪，能见度恶劣。

　　除以上气候类型外，在高大的高原和高山地区还会出现独特的高山气候。其气候特征是：山地随着海拔高度的增加，一方面空气逐渐稀薄，气温与气压下降，风力增大，日照增强，大气中的二氧化碳、水汽和微粒含量逐渐减少；另一方面由于地形影响，迎风坡上降水逐渐增多，达到最大降水高度后向上又逐渐减少。从而导致具有明显垂直带状变化。并出现植被在垂直方向上的带状变化。

　　4．地方小气候

　　小气候是指在较大范围气候类型的基础上，由于下垫面性质不均而导致近地面（1.5m—2m以下的气层）热量、水分状况的差异而构成的。它并不改变大气候带的特征，只是个别气候要素和个别天气现象出现差异。主要的小气候类型有坡地小气候、盆地(谷地)小气候、森林小气候、草地小气候、水域小气候、城市小气候等。

　　(1)　森林小气候

　　森林对太阳辐射具有削减作用，同时又能涵养水分，而且能吸附空气层中的尘埃和部分有毒气体，起到净化空气、消除空气污染、减低噪声影响，同时还具有保持水土、防风固沙、净化污水绿化环境等作用。

　　(2)　城市小气候
　　
　　由于人类活动的加剧，向大气中排放的污染物质不断增多，以及对下垫面性质改变得过多，使城市地区气温增高、日照时数减少、降水增多。城市上空的凝结核平均含量往往是海洋上空的几十甚至几百倍，即具有“雨岛”效应。此外，城市上空的污染物能吸收70%—80%的地面长波辐射，并大大增加逆辐射，使城区气温增高，产生所谓的热岛效应。

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气候与气候的形成





　　气候是指多年的大气平均状态或平均统计特征的概括，是某地区多年间各种天气状况的综合表现，一般用气温、湿度、降水、气压、风、日照等气候要素来表征。

　　形成气候的主要因素包括太阳辐因素、大气环流因素和下垫面因素。

　　1．太阳辐射。太阳辐射是地表的主要热源，是大气物理过程与物理现象的基本动力。太阳辐射在地表随纬度而变化，使得热量也由低纬向高纬减少，因此，太阳辐射是形成各纬度气候差异的最根本因素。下表表示了各纬度地带年辐射总量与年平均气温的对应关系。

表：北半球太阳辐射和气温分布

纬度（φ）	00	100	200	300	400	500	600	700	800	900
年辐射总量 （kj/cm2）	1342	1325	1269	1183	1062	920	763	635	575	557
年平均气温 （℃）	32.8	31.6	28.2	22.1	13.7	2.6	-10.9	-24.1	-32.0	-34.8

　　2．大气环流。大气环流一方面调整了全球范围内的热量分布，与太阳辐射的影响相结合，决定了地球表面纬向气候带的变化规律；另一方面还调整了全球大气水分的分布。大气环流把水分由海洋上空输送到陆地上空，这不仅大大增多了陆地上的大气降水，而且构成了大体与海岸线相平行，逐渐向内陆，以湿润、半湿润、半干旱、干旱为主要标志的气候类型。此外，区域性大气环流又产生了许多地方的“特有”天气和特色气候。

　　3．下垫面。对流层大气中的热量和水汽主要来自下垫面，下垫面状况不同直接影响大气的水热状况。（1）下垫面对太阳辐射的反射率不同，影响其获得热量的多少。（2）下垫面性质不同，热容量也不同。在相同的太阳辐射强度下，海洋比陆地的热容量大，因此温度变化幅度小。（3）下垫面形态不同也影响着大气的温度、湿度、运动方向和强度。例如，山地的气温和湿度存在着明显的垂直变化；迎风坡降水多，背风坡降水少等。

　　随着人类社会的进步与发展，人类活动对气候的影响日益显著。如人类活动改变着下垫面状况，进而影响或改变局部地区气候；人类向大气直接排放大量有害物质，改变大气成分，导致气候的变化等。

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风的形成
　　大气的水平运动称为风。空气运动是在力的作用下产生的，作用于空气的力有重力、气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力。这些力的性质各不相同，对大气运动产生的作用也不一样。

　　1．水平气压梯度力。气压梯度是一个向量，它垂直于等压面，由高压指向低压，数值等于单位距离内的气压差。水平气压梯度的单位通常用hPa/赤道度表示（1赤道度等于在赤道上经度相差1度间的距离,约为111km）。水平气压梯度很小，一般为1hPa/赤道度~3hPa/赤道度。而垂直气压梯度在低层大气可达1hPa/10m，相当于水平气压梯度的十万倍。但有重力与其平衡，因此，运动的空气所受的总垂直分力并不大，对空气产生运动的作用并不如水平气压梯度明显。水平气压梯度虽小，却是推动空气运动的起始动力，是空气产生水平运动的直接原因和动力。

　　2．地转偏向力。空气在转动的地球表面按水平气压梯度力方向运动的同时，会受到地球自转偏向力的影响。全球各纬度带的地转偏向力数值大小不等，赤道上的地转偏向力为零，极地的地转偏向力最大，其他纬度的地转偏向力介于两者之间。地转偏向力的方向在北半球指向物体运动的右方，在南半球指向物体运动的左方。地转偏向力只在空气相对于地表有运动时才产生，并且只改变空气运动的方向（风向），而不改变空气的运动速率（风速）。

　　3．惯性离心力。当空气作圆周曲线运动时还受到惯性离心力的作用。它的方向和空气运动方向垂直。实际上，空气运动时受到的惯性离心力一般比较小，往往小于地转偏向力。惯性离心力和地转偏向力一样，只改变空气运动的方向，不改变空气运动的速度。

　　4．摩擦力。大气运动中受到的摩擦力一般分为内摩擦力和外摩擦力。内摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接触的两个空气层之间产生的一种相互牵制的力，它主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变，也称湍流摩擦力，其数值很小，往往不予考虑。外摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面对空气运动的阻力。它的方向与空气运动方向相反。一般海洋上摩擦力小，陆地上摩擦力大，所以海上风大，陆上风小。摩擦力可减小空气运动的速度，并引起地转偏向力相应减小。摩擦力对运动空气的影响以近地面最为显著，随着高度的增加而逐渐减小，到1km—2km高度以上，摩擦力的影响已小到可忽略不计。因此，把此高度以下称为摩擦层，以上称为自由大气。

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大气降水





　　从云中降落到地面上的液态水或固态水，统称为大气降水，包括雨、雪、霰、冰雹等。

　　1．降水的形成。降水的形成过程是云中的小水滴增大成为雨滴、雪花及其他降水物的过程。大气降水时必有云，但有云未必有大气降水。组成云体的云滴、冰晶等体积很小（仅相当于雨滴的百万分之一），随着气流的运动会不断冲撞合并增大，当云滴体积增长到足够大，以致气流不能支持时才能形成水滴下降，在下降的过程中不被蒸发才会形成降水。一般，在高空形成的大冰晶在较暖气层中溶化后，和大水滴一起以雨的形式降落。如果气温低于0℃，来不及溶化，就以雪、霰或冰雹等固态水降落。

　　2．降水类型。大气降水可分为地形雨、对流雨、锋面雨三种基本类型。
　　
　　地形雨  地形雨是暖湿气流在运行中，遇山地阻挡被迫抬升达到凝结高度时，水汽凝结形成的降水。地形雨多集中在山地迎风坡（雨坡）。世界上年降水多的地方基本上都和地形雨有关。如位于喜玛拉雅山南坡的印度的乞拉齐朋是世界上降水量最多的地方。

　　对流雨  对流雨是近地面气层强烈受热，气团强烈上升、冷却、迅速达到水汽饱和时形成的。对流雨强度大、时间短、范围小，并常伴有雷电甚至冰雹，又称热雷雨。赤道带全年都以对流雨为主，我国夏季的午后也常会出现。

　　锋面雨  锋面雨是冷暖两气团相遇时产生的降水。多形成于温带，是中高纬度地带最重要的降水类型。

　　3．降水的衡量指标。大气降水通常用降水量、降水时间、降水强度以及降水量季节变化和降水变率等指标来表示。
　　
　　降水量即从云中降到地面的液态水和固态水，未经渗透、蒸发和流失而在水平面上积聚的水层深度（或厚度），以毫米（mm）为单位。常见的表示方法有日、月、年降水量，月、年平均降水量及多年（日、月）平均降水量等。

　　降水时间是指一次降水过程从开始到结束持续的时间，用日、时、分表示。

　　降水强度即单位时间内的降水量。通常取10分钟、1小时或24小时时间内的降水量作为划定指标，也可依部门需要而定。中央气象台将降水强度划分为7个等级，见下表。此外，大暴雨的日降水量达100mm—200mm，特大暴雨的日降水量达200mm以上。一般气旋（台风）24小时降水总量多在300mm以上。降水强度是水利、交通和建筑工程等设计的依据之一。

表：降水强度等级

等级   24小时强度等级（mm）	等级   24小时强度等级（mm）	等级   24小时强度等级（mm）
小雨         10中雨       10~24.9大雨       25~49.9	暴雨        ＞50小雪        ≤2.5中雪       2.5~5.0	大雪       ＞5.0

降水量的季节变化与纬度、大气环流、地形等因素有关。一般而言，赤道带降水春分、秋分相对较多；亚热带大陆西岸冬季多雨，大陆东岸夏季多雨；北半球温带大陆西岸降水量季节变化不明显，而大陆东岸降水集中在夏季。
　　
　　降水变率说明某一地区降水的稳定性与可靠性。一般沿海多雨区降水变率小；内陆少雨区降水变率大，稳定性差，可靠性小。在我国，降水变率基本上是南方小于北方，沿海小于内陆，西南季风区小于东亚季风区。

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洋流与气候
　　海洋下垫面的性质是不均一的，其差异主要表现在冷、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。世界各大洋的主要洋流分布与风带有着密切的关系，但洋流流动的方向和风向一致，在北半球向右偏，南半球向左偏。在热带、副热带地区，北半球的洋流基本上是围绕副热带高气压作顺时针方向流动，在南半球作逆时针方向流动。在热带由于信风把表层海水向西吹，形成了赤道洋流。东西方向流动的洋流遇到大陆，便向南北分流，向高纬度流去的洋流为暖流，向低纬度流去的洋流为寒流。

　　洋流是地球上热量转运的一个重要动力。据卫星观测资料，在20°N地带，洋流由低纬向高纬传输的热量约占地－气系统总热量传输的74％，在30°～35°N间洋流传输的热量约占总传输量的47％。洋流调节了南北气温差别，在沿海地带等温线往往与海岸线平行就是这个缘故。

　　暖流在与周围环境进行交换时，失热降温，洋面和它上空的大气得热增湿。我们以墨西哥湾暖流为例，“湾流”每年供给北欧海岸的能量，大约相当于在每厘米长的海岸线上得到600吨煤燃烧的能量。这就使得欧洲的西部和北部的平均温度比其它同纬度地区高出16～20℃，甚至北极圈内的海港冬季也不结冰。苏联的摩尔曼斯克就是北冰洋沿岸的重要海港，那里因受北大西洋暖流的恩泽，港湾终年不冻，成为苏联北洋舰队和渔业、海运基地。再如，对我国东部沿海地区的气候影响重大的“黑潮”，是北太平洋中的一股巨大的、较活跃的暖性洋流。它在流经东海的一段时，夏季表层水温常达30℃左右，比同纬度相邻的海域高出2～6℃，比我国东部同纬度的陆地亦偏高2℃左右。黑潮不但给我国的沿海地区带来了温度，还为我国的夏季风增添了大量的水汽。根据观测资料进行的计算和不同区域的比较都充分说明：气温相对低而且气压高的北太平洋海面吹向我国的夏季风，只有经过“黑潮”的增温加湿作用以后，才给我国东部地区带来了丰沛的夏季降水和热量，才导致了我国东部地区受夏季风影响的地区、形成夏季高温多雨的气候特征。

　　而冷洋在与周围环境进行热量交换时，得热增温，使洋面和它上空的大气失热减湿。例如，北美洲的拉布拉多海岸，由于受拉布拉多寒流的影响，一年要封冻9个月之久。寒流经过的区域，大气比较稳定，降水稀少。象秘鲁西海岸、澳大利亚西部和撒哈拉沙漠的西部，就是由于沿岸有寒流经过，致使那里的气候更加干燥少雨，形成沙漠。

　　洋流对气候的影响，主要是通过气团活动而发生的间接影响。因为洋流是它上空气团的下垫面，它能使气团下部发生变性，气团运动时便把这些特性带到所经过的地区，使气候发生变化。一般说，有暖洋流经过的沿岸，气候比同纬度各地温暖；有冷洋流经过的沿岸，气候比同纬度各地寒冷。

　　正因为有洋流的运动，南来北往，川流不息，对高低纬度间海洋热能的输送与交换，对全球热量平衡都具有重要的作用。从而调节了地球上的气候。

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冰原气候

（编者提示：人教科学第1册第4单元 天气与生活）

冰原气候分布在南极大陆和格陵兰高原，是极地气候带的气候型之一。终年冰雪覆盖，所以也叫冰漠气候、冰原气候或永冻气候。最热月气温在0℃以下，气流下沉，降水量稀少，年降水量约100毫米左右，都是以雪的形式降落，风速常常在25米/秒以上，最大风速超过100米/秒，常把吹雪称为雪暴。

摘自《中华学生百科全书：天气与气候》

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草原气候
草原气候也是一种大陆性气候，是森林到沙漠的过度地带。气候呈干旱半干旱状况，土壤水分仅能供草本植物及耐旱作物生长。温带草原降水量在400毫米以下，多数地方是200～300毫米左右，主要集中在夏季，6—9月降水量占全年的70％～75％。气温冬冷夏热。我国温带摹夏季各月平均温度都在20℃以上，而冬季各月平均温度都在－5℃以下；年较差都在30℃以上。温带草原多豆科植物，是很好的放牧区。

热带草原主要分布在热带雨林气候的两侧。全年气温较高，最冷月在16～18℃以上，最热月出现在雨季到来之前，气温约26～28℃，有明显的干湿季。靠近赤道气候带的一侧，湿季长，干季短；靠近热带沙漠的一侧，湿季短，干季长。年降水量750～1000毫米，主要集中在湿季。因为气温高，蒸发大，雨水仅能供应草本植物生长，也散生着短生乔木，所以也称为热带稀树草原。在湿季，气温高，湿度大，草木葱郁，但是一到干季，草木凋落，一片枯黄。