2023年气象学笔记整理.doc

气候系统：是一个涉及大气圈，水圈，陆地表面，冰雪圈和生物圈在内的，可以决定气候形成，气候分布和气候变化的统一的物理系统天气是指某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气状态的综合，天气过程是大气中的短期过程。气候指的是在太阳辐射，大气环流，下垫面性质和人类活动在长期互相作用下，在某一时间段内大量天气过程的综合。它不仅仅涉及该地数年来经常发生的天气状况，并且涉及某些年份偶尔出现的极端天气状况大气的垂直结构：根据温度，成分，电荷等物理性质可将大气分为五层：1对流层2平流层3中间层4热层5散逸层对流层的三个重要特性：1气温随高度增长而减少：由于对流层重要是从地面得到热量，因此温度随高度的增长而减少 2空气具有强烈的对流、乱流运动：由于地表的不均匀加热，产生垂直对流运动，对流运动的强度重要随纬度和季节的变化而不同。一般情况下，低纬较强，高纬较弱，夏季较强，冬季较弱，因此对流层的厚度从赤道到两极减小3气候要素分布不均匀：由于对流层受地表的影响最大，而地表有海陆分布，地形起伏等差异，因此在对流层中，温度，湿度的分布是不均匀的大气的组成成分大气是由多种气体混合组成的气体及其悬浮其中的液态和固态杂质所组成e由于大气中存在着空气的垂直运动、水平运动、湍流运动和分子扩散，使不同高度、不同地区的空气得以进行互换和混合，因而从地面开始，向上直到90km处，空气重要成分（除水汽臭氧和若干污染气体外）的比例基本上是不变的。因此，在90km以下可以把干洁空气当成分子量为28.97的“单一成分”来解决。在90km以上，大气的重要成分仍然是氮和氧，但平均约从80km开始由于紫外线的照射，氧和氮已有不同限度的离解，在100km以上，氧分子已几乎所有离解为氧原子，到250km以上，氮也基本上都解离为氮原子。标准状况下，密度约为1293g/m2。大气气溶胶粒子：大气中悬浮着多种固体微粒和液体微粒，统称大气气溶胶粒子。固体微粒有的来源于自然界，如火山喷发的烟尘，被风吹起的土壤微粒，海水飞溅扬入大气后而被蒸发的盐粒，细菌、微生物、植物的孢子花粉，流星燃烧所产生的细小微粒和宇宙尘埃等；有的是由于人类活动，如燃烧物质排放至空气中的大量烟粒等。它们多集中于大气的底层。这多种多样的固体杂质，有许多可以成为水汽凝结的核心，对云、雾的形成起重要作用。同时固体微粒能散射、漫射和吸取一部分太阳辐射，也能减少地面长波辐射的外逸，对地面和空气温度有一定影响，并会使大气的能见度变坏。液体微粒是指悬浮于大气中的水滴和冰晶等水汽凝结物。它们常聚集在一起，以云、雾形式出现，不仅使能见度变坏，还能减弱太阳辐射和地面辐射，对气候有很大的影响。大气污染：自然或人为因素使大气中某些成分超过正常含量或排入有毒有害的物质，对人类、生物和物体导致危害的现象。大气污染物：凡是能使空气质量变差的物质都是大气污染物。大气污染物目前已知的约有100多种。有自然因素（如森林火灾、火山爆发等）和人为因素（如工业废气、生活燃煤、汽车尾气等）两种，并且以后者为重要因素，特别是工业生产和交通运送所导致的。重要过程由污染源排放、大气传播、人与物受害这三个环节所构成。影响大气污染范围和强度的因素有污染物的性质（物理的和化学的），污染源的性质（源强、源高、源内温度、排气速率等），气象条件（风向、风速、温度层结等），地表性质（地形起伏、粗糙度、地面覆盖物等）。按其存在状态可分为两大类。一种是气溶胶状态污染物，另一种是气体状态污染物。气溶胶状态污染物重要有粉尘、烟液滴、雾、降尘、飘尘、悬浮物等。气体状态污染物重要有以二氧化硫为主的硫氧化合物，以二氧化氮为主的氮氧化合物，以二氧化碳为主的碳氧化合物以及碳、氢结合的碳氢化合物。温室效应：低层大气由于对长波和短波辐射的吸取特性不同而引起的增温现象。大气能使太阳短波辐射到达地面，但地表向外放出的长波热辐射线却被大气吸取，这样就使地表与低层大气温度增高，因其作用类似于栽培农作物的温室，故名温室效应。温室气体：大气中具有温室效应的某些微量气体, 有CO2、CH4、N2O等30余种。水汽压：空气中水汽的分压强。饱和水汽压：一定的温度和气压下，湿空气达成饱和时的水汽压。相对湿度：指空气中水汽压与饱和水汽压的比例。湿空气的绝对湿度与相同温度下也许达成的最大绝对湿度之比。温度升高，饱和水汽压增大，但相对湿度会减小大气内部的三个基本矛盾：冷与暖、干与湿，高气压与低气压其中冷与暖这对矛盾所表现出来的地球及大气的热状况、温度的分布和变化，制约着大气的运动状态，影响着云和降水的形成。因此，大气的热能成了天气变化的一个基本因素，同时也是气候系统状态和演变的重要控制因子可见光：0.4-0。76um辐射吸取率（反射率，透射率）是物体吸取的太阳辐射能量与人射到该物体上的总能量之比。a+r+d=1太阳辐射光谱:与T=6000时黑体光谱能量分布曲线相似 可视作黑体辐射太阳常数：在大气上界垂直于太阳光线的一平方厘米的面积，一分钟内获得的太阳辐射 太阳常数 能量。太阳辐射在大气中的减弱太阳辐射通过大气时，分别受到大气中的水汽、二氧化碳、微尘、氧和臭氧以及云滴、雾、冰晶、空气分子的吸取、散射、反射等作用，而使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面。太阳辐射穿过大气层时，大气中某些成分具有选择吸取一定波长辐射性能的特性。大气中吸取太阳辐射的成分重要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。太阳辐射被大气吸取后变成热能，因而使太阳辐射减弱。太阳辐射吸取图分析1水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸取带，但吸取最强的是在红外区，2臭氧在大气中含量虽少，但对太阳辐射的吸取很强。3二氧化碳对太阳辐射的吸取比较弱4大气对太阳辐射的吸取是具有选择性的，因而使穿过大气的太阳辐射光谱变得极不规则；由于大气重要吸取物质(臭氧和水汽)对太阳辐射的吸取带都位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而吸取对太阳辐射的减弱作用不大。太阳直接辐射到达地面的太阳辐射有两部分：一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射；一是通过散射后自天空投射到地面的称为散射辐射，两者之和称为总辐射影响因素：太阳高度角和大气透明度1太阳高度角越小，等量的太阳辐射散布的面积就越大，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。同时太阳辐射穿过的大气层越厚，因此太阳辐射被减少的也较多，到达地面的直接辐射就较少。2大气透明系数决定于大气中所含后来水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少，越多，系数越小当大气透明系数一定，大气质量以等差级数增长，则透过大气层到达地面的太阳辐射以等比级数减少地面有效辐射：地面有效辐射就是地面辐射和地面所吸取的大气逆辐射(EA)之间的差值。F0=Fg-EA物理意义：有效辐射一般总是正的，即地面与大气的热量互换中地面损失热量，大气得到热量。白天太阳辐射能量超过有效辐射，地面增温；夜晚无太阳辐射，有效辐射的结果使地面降温。若天空充满云且湿度高，大气逆辐射将增强而有效辐射将减少，故阴天夜间地面降温少；若天气晴朗干燥，有效辐射强烈，夜间地面将迅速降温，在小风或无风条件下常形成自地面开始的逆温，称辐射逆温。逆温在黎明时最强，日出后逐渐消失。这种逆温与大气污染关系最密切。地面有效辐射影响因素：地面温度、空气湿度，空气温度，云的状况影响地面有效辐射的因子有： （1）云雾、水汽和风：它们能强烈吸取和反射地面发出的长波辐射，使大气逆辐射增大， 因而使地面有效辐射减少；（2）海拔高度：空气密度、水汽、尘埃随海拔高度增长而减少，大气逆辐射相应减少，有效辐射增大；（3）地表特性：起伏、粗糙的地表比平滑表面辐射面大，有效辐射也大； （4）地面覆盖：导热性差的物体如秸杆、草皮、残枝落叶等覆盖地面时，可减少地面的有 效辐射。 地面的辐射差额地面由于吸取太阳总辐射和大气逆辐射而获得能量，同时又以其自身的温度不断向外放出辐射而失去能量。某段时间内单位面积地表面所吸取的总辐射和其有效辐射之差值，称为地面的辐射差额。若以Rg表达单位水平面积、单位时间的辐射差额，则得 Rg=（Q+q）（1-a）- F0 海陆的增温和冷却的差异反射率；厚度；海水蒸发；比热容非绝热与绝热变化非绝热变化 定义：空气与周边环境或大气之间有热量互换(一)气温的非绝热变化 （1）.传导：就是依靠分子的热运动将热能从一个分子传递给另一分子，而分子自身并没有 因此发生位置的变化 。空气与地面之间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，就会因 4 为传导作用而互换热量。 （2）.辐射：物体之间不断地以辐射方式互换着热量。大气重要依靠吸取地面的长波辐射而 增热，同时，地面也吸取大气放出的长波辐射，这样它们之间就通过长波辐射的方式不断地 互换着热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而互换热量。 （3）.对流：当暖而轻的空气上升时，周边冷而重的空气便下降来补充，这种升降运动，称 为对流。通过对流、上下层空气互相混合，热量也就随之得到互换。 （4）.湍流：空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流是空气层互相之间发生摩擦或空 气流过粗糙不平的地面时产生的。有湍流时，相邻空气团之间发生混合，热量也就得到了交 换。湍流是摩擦层中热量互换的重要方式。 （5）.蒸发（升华）和凝结（凝华）水在蒸发（或冰在升华）时要吸取热量；相反，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。假如蒸发（升华）的水汽，不是在原处凝结（凝华），而是被带到别处去凝结（凝华），就会使热量得到传送。例如，从地面蒸发的水汽，在空中发生凝结时，就把地面的热量传给了空气。因此，通过蒸发（升华）和凝结（凝华），也能使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生潜热互换。由于大气中的水汽重要集中在5km以下的气层中，所以这种热量互换重要在对流层下半层起作用。绝热垂直减温率：气块绝热上升单位距离时的温度减少值0.98K100M干绝热直减率：干空气或未饱和湿空气在绝热上升或下沉过程中温度随高度的变化率。湿绝热直减率：饱和状态的湿空气，在绝热上升或下沉过程中的温度随高度的变化率。大气稳定度：叠加在大气背景场上的扰动能否随时间增强的量度。a=(T1-T)g/T大气是否稳定的判断：通常用周边空气的温度直减率（）与上升空气块的干绝热直减率（d）或湿绝热直减率（m）的对比来判断。（d）的符号，决定了加速度a与扰动位移Z的方向是否一致，亦即决定了大气是否稳定。当d，若Z0，则a0，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；当d，若Z0，则a0，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；当=d，a=0，层结是中性的。逆温: 大气温度随高度升高而增长的现象。逆温形成因素：一是地面辐射冷却；二是空气平流冷却；三是空气下沉增温；四是空气的乱流混合；五是锋面上形成的逆温。按形成的因素不同，将逆温层可分为辐射逆温层，平流逆温层，下沉逆温层，乱流逆温层和锋面逆温层。饱和水汽压：空气中具有的水汽所产生的压强，叫水汽压。空气中的水汽压不能无限制地增长，在一定的温度下，假如水汽压增大到某一个极限值，空气中水汽就达成饱和，假如超过这个极限值，将会有一部分水汽凝结成液体水，这一极限值称为该温度下的饱和水汽压。随着温度的升高，饱和水汽压显著增大饱和水汽压影响因素：温度，蒸发面性质，蒸发面形状不同蒸发面饱和水汽压分析1.冰面和过冷却水面的饱和水汽压对于冰面和过冷却水面，饱和水汽压仍然是按指数规律变化所不同的是冰是固体，冰分子要脱出冰面的束缚比水分子脱出水面的束缚更困难。这样，与同温度下的过冷却水相比，冰面的饱和水汽压自然要少一些。只有当温度刚好为0时，冰和水处在过渡状态，它们的饱和水汽压才相等。冰晶效应：假如当时的实际水汽压介于两者饱和水汽压之间，就会产生冰水之间的水汽转移现象。水滴会因不断蒸发而缩小，冰晶会因不断凝华而增大。这就是“冰晶效应”2.溶液面的饱和水汽压同一温度下，溶液面的饱和水汽压比纯水面要小，且溶液浓度愈高，饱和水汽压愈小。温度相同时，凸面的饱和水汽压最大，平面次之，凹面最小。并且凸面的曲率愈大，饱和水汽压愈大；凹面的曲率愈大，饱和水汽压愈小。影响蒸发的因素：水源，热源，饱和差，风速与湍流扩散大气中水汽凝结的条件：一是有凝结核或凝华核的存在。二是大气中水汽要达成饱和或过饱和状态。云滴增长的物理过程（一）云滴凝结（或凝华）增长（二）云滴的冲并增长气压随高度递减的快慢取决于空气密度（）和重力加速度（g）的变化。-dP=gdZ 气压高度差（h）：它表达在铅直气柱中气压每改变一个单位所相应的高度变化值。H=Rd*T/Pg Rd=287J/kg =8000(1+t/273)/P等压线是同一水平面上各气压相等点的连线等压面是空间气压相等点组成的面位势高度是指单位质量的物体从海平面（位势取为零）抬升到Z高度时，克服重力所作的功，又称重力位势，单位是位势米。1位势米= 9.8J/kg低气压, 低压槽, 高气压, 高压脊(各等压线弯曲最大处的连线称槽线)鞍形气压场: 是两个高压和两个低压交错分布的中间区域气压梯度力: 气压梯度是一个向量，它垂直于等压面，由高压指向低压，数值等于两等压面间的气压差（P）除以其间的垂直距离（N）水平地转偏向力:因地球绕自身轴转动而产生的非惯性力地转风: 空气受到的水平气压梯度力和科里奥利力平衡时形成的风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。风压律：若背地转风而立，在北半球高压在其右方，在南半球，高压在其左方梯度风：当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达成平衡时的风，称为梯度风。大气环流: 大气环流是指大范围的大气运动状态。大气环流形成的重要因素（一）太阳辐射作用（二）地球自转作用（三）地表性质作用（四）地面摩擦作用平均纬向环流（1）高纬地区：冬夏季都是一层很浅薄的东风带，称极地东风带。重要分布在北大西洋低压和北太平洋低压的向极一侧，其厚度、强度都是冬季大于夏季。（2）中纬地区：从地面向上都是西风，称盛行西风带。西风带在纬距上的宽度随高度而增大。（3）低纬地区：自地面到高空是深厚的东风层，称热带东风带或信风带。水平环流是指纬向环流受到扰动（重要是地球表面海陆分布以及地面摩擦和大地形作用所引起）后发展起来的槽、脊和高、低压环流。大气活动中心：冬、夏季在平均气压图上出现的大型高、低压系统1月份北半球大低压：1北太平洋的阿留申群岛附近2北大西洋的冰岛附近。两个冷高压，1欧亚大陆上的强大西伯利亚高压2北美大陆上的北美（加拿大）高压。南半球高压带几乎围绕全球7月份，北半球大陆上发展了两个低压，即亚洲南部低压和北美西南部低压；北太平洋高压（夏威夷高压）、北大西洋高压（亚速尔高压）以上冬、夏季在平均气压图上出现的大型高、低压系统，称为大气活动中心。其中北半球海洋上的太平洋高压、大西洋高压、阿留申低压、冰岛低压常年存在，只是强度、范围随季节有变化，称为常年活动中心。而陆地上的南亚低压（印度低压）、北美低压、西伯利亚高压、北美高压等只是季节性存在，称为季节性活动中心。气团是指气象要素(重要指温度和湿度)水平分布比较均匀的大范围的空气团。形成条件：一是范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面。二是有一个能使空气物理属性在水平方向均匀化的环流场。气团的变性：这种气团原有物理属性的改变过程称为气团变性。锋的特性：1.锋面坡度：锋面倾斜的限度，称锋面坡度。2.温度场：3.气压场：4.风场锋的类型和天气锋的类型：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋锢囚锋是当冷锋赶上暖锋，两锋间暖空气被抬离地面锢囚到高空，冷锋后的冷气团与暖锋前的冷气团相接触形成的锋。锋面天气1暖锋天气模式是指暖空气沿锋面缓慢滑升，达成凝结高度后会形成一系列层状云系和大面积降水。锋线附近冷气团内形成层积云和碎层云。暖锋进入某地最先出现卷云，气压开始下降，依次有卷层云、高层云、雨层云侵入天空。在高层云向雨层云过渡时，伴有碎雨云，产生连续性降水，气压减少不久，风力渐增。地面锋线逼近时，降水更强，能见度变坏，风速显著加大，气压下降更快。当锋线过境时，则风向由东南急转为西南，气压变化趋于平缓，气温升高，降水减弱、停止。2第一型冷锋天气模式又称缓行冷锋。冷空气在锋下作楔形缓慢推动，暖空气则沿界面平稳上升，重要云系和降水与暖锋大体相似，只是云系排列顺序相反，雨区在锋后，且范围较窄，在锋下锋线附近常有层积云和碎层云形成。当这类冷锋移近某地时，气压下降，气温上升，风力逐渐增大，出现雨层云和连续性降水。锋线过境后，气压上升，气温下降，风向从偏南风顺转为西北风，风力显著增大。当高层云出现后降水减弱、停止，再依次出现卷层云、卷云。3第二型冷锋天气模式又称急行冷锋。由于冷空气在近地面层冲击前方暖空气，使其作强烈对流运动，形成强大的积雨云，产生阵性降水。冷锋上段暖空气下滑，通常无云。锋下冷空气中出现晴天积云、层积云。云雨区重要在锋前，降水区很窄，仅约几十公里。这类冷锋通过某地时，气象要素变化显著。锋面移近测站时，锋前为卷云、卷积云、荚状高积云、积雨云。在积雨云下，往往随着狂风骤雨，雷电交加，气压明显下降。锋线过境后，风力增大，风向迅速顺转，气压陡升，降水减弱，不久停止。3准静止锋天气降水区不限于锋线地区，可以延伸到锋后很大范围内，降水强度较小，为连续性降水。4锢囚锋天气锢囚锋是由两条移动着的锋合并而成。所以它的天气仍保存着本来两条锋的天气特性，大气长波；是指波长较长、波幅较大、移动较慢、维持时间较长的波动长波在高空图上同等高线的波状型相相应，一般情况下等温线的位相稍稍落后于等高线。长波的强度随高度增长，到对流层顶处达成最强冷槽、暖脊的温压场结构。槽前是暖平流，槽后是冷平流。槽前相应着大范围辐合上升运动和云雨区，槽后相应着大范围辐散下沉运动区和晴朗天空。气旋：大气流场中在北(南)半球呈反(顺)时针方向旋转的大型涡旋，在气压场上表现为低气压。反气旋：在北(南)半球呈顺(反)时针方向旋转的大气涡旋。在气压场上表现为高气压。副热带高压对我国天气气候影响对我国天气、气候有重要影响的是西太平洋副热带高压特别是它西部的高压脊1季节性活动决定雨带位置2影响我国旱涝形式，旱一片，涝一线3数年位置变动台风形成条件： 一、要有广阔的高温、高湿的大气。二、要有低层大气向中心辐合、高层向外扩散的初始扰动。三、垂直方向风速不能相差太大，上下层空气相对运动很小，才干使初始扰动中水汽凝结所释放的潜热能集中保存在台风眼区的空气柱中，形成并加强台风暖中心结构；四、要有足够大的地转偏向力作用，地球自转作用有助于气旋性涡旋的生成。台风移动途径：西进型台风自菲律宾以东一直向西移动，通过南海最后在中国海南岛或越南北部地区登陆。登陆型：台风向西北方向移动，穿过台湾海峡，在中国广东、福建、浙江沿海登陆，并逐渐减弱为低气压。这类台风对中国的影响最大。抛物线型：台风先向西北方向移动，当接近中国东部沿海地区时，不登陆而转向东北，向日本附近转去，途径呈抛物线形状。气候形成的环流因子：大洋环流，洋流 海陆分布对降水的影响：1对流雨：对流雨是大气对流运动引起的降水现象2地形雨：由于地形抬升作用而形成的液态降水3锋面雨与气旋雨：东亚季风和南亚季风气候的对比：东亚季风从成因上看是由海陆热力性质差异引起。夏季陆地温度较高形成低压，故夏季风从副热带海洋吹向陆地（偏南风）；冬季陆地寒冷形成高压，故冬季风从高纬大陆吹向海洋（偏北风），冬季风力较强。南亚季风由海陆热力性质差异和气压带、风带季节移动影响而成。夏季气压带、风带北移，导致南半球的东南信风带越过赤道，由于北半球的地转偏向力向右，风向发生偏转，变为西南风；冬季由于位于陆地高压的西南侧，有高压吹出的风为东北风，夏季风较强。海陆分布与周期性风系海陆风：由于海面和陆地之间的昼夜热力差异而引起，白天由海面吹向陆地的风，称“海风”，夜间由陆地吹向海面的风，称“陆风”。季风：大范围区域冬、夏季盛行风向相反或接近相反的现象。如中国东部夏季盛行东南风, 冬季盛行西北风, 分别称夏季风和冬季风。大陆性气候与海洋性气候温度区分：海洋上的年较差比大陆上小水分指标：海洋性气候降水量比同纬度的大陆性气候多，其一年降水量的分布比较均匀，而以冬季为较多。气旋雨的频率为最大，降水的变率小。大陆性气候的对流雨居多，降水集中于夏季，降水变率大山谷风：山谷风由于山谷与其附近空气之间的热力差异而引起白天风从山谷吹向山坡，这种风称“谷风；到夜晚，风从山坡吹向山谷称“山风。山风和谷风总称为山谷风焚风的概念及其特点概念：未饱和湿空气，受山地阻挡被迫作动力抬升后，沿背风坡下滑形成的干热风。 特点： （1）迎风坡的凝结高度以下气 块（团） 按 rd 降温（未饱和） ，以上气块按 rm 降温（饱和过饱和） ，并出现大量降水。 （2）背风坡气块（团）按 rd 升温，蒸发旺盛，并出现雨影区。背风坡山麓出现干热 风。地形对降水形成的影响： （1）通过山地的阻碍，引起气流的抬升运动，凝云致雨 （2）低压系统、锋面碰到山地的阻碍作用，使系统移动滞缓，雨时延长 （3）当气流进入谷地，由于喇叭口效应，引起气流辐合上升，假如空气潮湿，就会产生降 水 （4）夏季，大陆气候区，山南北坡增温不同或谷底山坡增温快，山顶增温慢，会产生局部 热力对流，会形成对流雨或雷暴雨 （5）气流通过崎岖不平的地形区域，因摩擦力的影响产生湍流上升运动，在水汽充足的条 件下，往往形成低层云或层积云，产生小量降水，如毛毛雨、小雨等。人类活动对气候的影响1改变大气组成结构与气候效应2改变下垫面性质与气候效应3改变湿度4人为的热和水汽的排放5城市热岛干岛雨岛效应城市热岛效应：城市气温经常比其四周郊区为高，在气温的空间分布上，城市气温高， 城市热岛效应 仿佛一个“热岛” 耸立在农村较凉的“海洋” 之上， 这种现象称为城市热岛效应或城市热岛。 热带干湿季气候：分布：大体分布在南北纬10°至南北回归线之间,以非洲中部、南美巴西大部、澳大利亚大陆北部和东部为典型。本类型分布区处在赤道低压带与信风带交替控制区。特性：全年高温，分明显的干湿两季。成因：本类型分布区处在赤道低压带与信风带交替控制区。当赤道低压带控制时期，赤道气团盛行，降水集中；信风带控制时期，受热带大陆气团控制，干旱少雨。热带季风气候分布：北纬10°至25°之间的大陆东岸成因：气压带风带季节移动形成夏季风，南半球东南信风北移越过赤道，在地转偏向力的作用下右偏为西南季风、西南季风由于在夏季，又从海上吹来，所以高温、携带大量水分，形成高温多雨的特性。本气候是海陆热力性质差异和季风带，风带的季节移动形成的。特性：1、终年高温，年平均气温在22以上，最冷月一般在16以上冬半年。2、旱雨季明显，降水集中在雨季，且降水量大。3、季风显著旱季时陆地高压散发出来的东北季风汇入海洋上的赤道辐合带。4、盛行热带气旋。副热带季风气候分布：位于副热带亚欧大陆东岸，约以30°为中心，向南北各伸展5°左右。冬季温和、少雨，夏季炎热、多雨。热带海洋气团与极地大陆气团角逐的地带，夏秋间又受热带气旋活动的影响。冬季由大陆性高压所控制副热带湿润气候重要分布于北美大陆东岸25°35°N的大西洋沿岸和墨西哥湾沿岸地带，南美的阿根廷、乌拉圭和巴西南部，非洲的东南海岸和澳大利亚的东岸，这些地区均位于副热带大陆东岸重要特点是夏季炎热多雨，冬季温和少雨，全年降水较多，季节分派较均匀。地中海气候成因重要是冬季受西风带控制，锋面气旋活动频繁；夏季受副热带高压带控制，气流下沉。分布：亚热带地中海气候重要分布在亚热带大陆西岸，如地中海沿岸，南北美洲纬度30°-40°的大陆西岸，澳大利亚大陆和非洲西南角等地，以地中海沿岸分布面积最广、最典型。特点：夏季炎热干燥、冬季温和多雨。温带海洋性气候分布在纬度40到60-65°之间的大陆西岸。因素: 区位于中纬度(40°60°)大陆西岸，终年盛吹偏西风，风从西面海上吹来，沿岸又有暖流，使西风更加温暖湿润，登陆后受地形抬升，即能大量降水。特性: 冬暖夏凉，年温差小; 全年有雨，冬雨较多; 气温年变化与日变化都很小; 降水量的季节分派比较均匀; 在热带海洋多风暴; 多云雾天气，湿度大:温带季风气候位于最大的大陆亚洲大陆与最大的大洋太平洋之间，海陆热力性质差异显著。夏季亚欧大陆低压连成一片，海洋上副热带高压西伸北进，从北太副高散发出来的东南季风带来丰沛的降水；冬季强大的蒙古高压散发出来的西北季风影响本地。特点:夏季高温多雨，冬季寒冷干燥。冬冷夏热，雨热同期。温带大陆性湿润气候: 分布在北纬35°55°之间的北美大陆东部（西经100°以东）和亚欧大陆温带海洋性气候区的东侧。这种气候在气温、降水的变化上同温带季风气候有些类似，但风向和风力的季节变化不像温带季风气候那样明显。冬季由于气旋活动影响，降水稍多；夏季有对流雨，但夏雨集中限度不像温带季风气候那样显著。天气的非周期性变化也很大