《气象学与气候学题库(含解答).doc》由会员分享，可在线阅读，更多相关《气象学与气候学题库(含解答).doc（27页珍藏版）》请在三一办公上搜索。
1、气象学与气候学题库 1、简述干洁空气的概念及其主要成分。(答案) 2、虚温含义，它可直接测量吗? (答案)3、从大气组成推导大气摩尔质量u=? (答案)4、体积相同、P和T相同的干湿空气重量是否一样? (答案)5、P=1010hPa，e=10hPa，t=27 ，求 Tv（虚温）。(答案)6、当气温为25 ，气压为 1080hPa，相对湿度f=65时，求e（水汽压）、E（饱和水汽压）、d（饱和差）、a（绝对湿度）、q（比湿）。 (答案)7、若相对湿度f，气压p不变，增温时，绝对湿度a和比湿q前后是否相同?(答案)8、对流层的特征如何，为什么? (答案)9、臭氧层形成过程及其作用怎样? (答案)1
2、0、某地两时刻f，p相同，当TIT2时，a，q是否相同? (答案)11、简述静力学方程成立的条件、表达式及其物理意义。(答案)12、什么是地面总辐射，与大气上界的太阳辐射相比有什么变化? (答案)13、分别涂为黑白色但性质相同的两个物体，在露天下其夜间与白天的表面温度是否相同? (答案)14、温度为20 的气块在 r=-0.1 /100m 的大气中绝热上升或下沉 500m后的温度是多少? 这时气块周围的气层温度是多少，气层是否稳定? (答案)15、求地气系统的短波反射率为0.7时，地气系统的平均平衡温度 (设此系统对长波而言是黑体) 。(答案)16、为什么云层存在会使白天气温降低，夜间气温升高
3、? (答案)17、同为睛夜静风，清晨但较干燥地区夜间的降温幅度一般总比湿润地区大，这是为什么?(答案)18、假定地球的行星反射率=0.3，地球处于辐射平衡状态时的等效黑体温度应为多少?(答案)19、大气中除贴地层，d外，很少出现T2，q增大，a不变。11大气静力学方程，表示了大气在铅直方向上所受的作用力达到平衡时，气压随高度变化的规律。若在静止大气中取一个单位截面积，铅直厚度为dz的空气柱。由于是静止大气，所以空气无水平运动，只在垂直方向受到重力和气体压力的作用。大气静力学基本方程的物理意义就是在相对于地面呈静止状态的大气中，单位质量空气所受到的重力与垂直气压梯度力处于平衡。所以大气静力学基本
4、方程又称大气静力平衡方程，简称静压方程。其方程式是：dp/dz=-kg（k表示空气密度）分析静力学方程可得到以下几点结论：(1).当dz0时，dp0，说明随高度的增加气压是下降的。(2).任意高度处的气压等于从该高度向上到大气上界的单位截面积垂直气柱的重量。(3)因g随高度的变化很小，所以气压随高度的增加而降低的快慢主要取决于空气的密度。密度大的气层，气压随高度的增加降低得快，密度小的气层，气压随高度的增加而降低得慢。静力学方程是在假设大气处于相对静止的条件下求得的，但实践证明，除了有强烈对流运动的山区或强对流天气系统以外，它可以相当准确地应用于运动大气。因此它在气象学中得到广泛应用。12、地
5、球上某一点接受太阳的能量,一部分来自直接辐射，另一部分则是散射辐射,二者之和称为地面总辐射.大气上界的太阳辐射通过大气圈，然后到达地表。由于大气对太阳辐射有一定的吸收，散射和反射作用，使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面，所以在地球表面所获得的太阳辐射强度要小。13、白天，白色物体的反照率高，黑色物体的反照率低，黑色物体比白色物体更能吸热，所以，白天，黑色物体比白天物体的温度高。晚上，没有了太阳辐射，白色物体和黑色物体的温度相同。14、考虑干绝热情况：上升500m，其温度为: 而周围的空气温度为 下降500m，其温度为： 可得加速度a为因为，所以大气处于稳定状态。15、设地-气系统是一个
6、半径为r（约等于地球半径）的球，对短波辐射的反射率为R=0.7。设地气系统可看作黑体，在地气系统达到平衡时，有 得到=1367,R=0.7，=5067*10-8W/m2k4可得T=38k。16、白天云层存在，云层对太阳辐射有吸收，散射和反射作用，云层越厚，作用越强，那么到达地面的太阳辐射就小，使得白天气温降低；而在夜间，由于云层的存在，而不存在太阳辐射，云层越厚，大气逆辐射超强，地面可以得到热量的补偿，减少热量的损失，地面有效辐射小，所以，夜间的气温升高。17、温室效应气体中有水，水汽对地面长波辐射也有较强的吸收能力，在晴夜静风情况下，干燥地区夜间保温作用就小，而湿润地区的水汽有保温作用，使得
7、夜间的降温幅度不是很大。18、设地-气系统是一个半径为r（约等于地球半径）的球，对短波辐射的反射率为R=0.3。设地气系统可看作黑体，在地气系统达到平衡时，有得： T=255K 。19、 在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多，气温乃愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度愈大，水汽和固体杂质愈多，因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高。愈向上空气密度愈小，能够吸收地面辐射的物质水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。整个对流层的气温直减率平均为 0.65 /100m.实际上，在对流层各高度的气温垂直
8、变化是因时因地而不同的。对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。在中层气温直减率平均为0.5 0.6 /100m ，上层平均为0.650.75/100m.对流层下层（由地面至2km ）的气温直减率平均为0.3 0.4 /100m.但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。例如，夏季白昼，在大陆上，当晴空无云时，地面剧烈地增热，底层（自地面至300-500m高度）气温直减率可大于干绝热率（可达 1.21.5 /100m ）。20、 T、Td、(T-Td)分别指气温、露点和温度露点差。在空气中水汽含量不变、使空气冷却到饱
9、和时度，称露点温度，简称露点，用Td表示。空气中水汽含量愈高，露点愈高，反之亦然。在实际大气中，空气经常处于未饱和状态，露点温度比气温要低，即TdT。因此根据温度露点差（T-Td），可以大致判断空气距离饱和的程度。21、大气对短波辐射吸收比较小，而对长波辐射有一定的吸收，也有一定的反射。这一特性类似于温室的玻璃，它可以让太阳的短波辐射通过，但对长波辐射则是吸收的，因此温室的温度可以比外边的高很多，但应指出，温室玻璃还有一个作用就是隔绝了温室外的空气对流，从而保持温室较高的温度，地球大气并没有这一作用，因此，大气保温作用和温室效应不是一回事。22、静力稳定度的特点，取决于气块在运动过程中的温度变
10、化，也依赖于周围大气温度的铅直分布。 若使受扰气块有继续远离原来位置的趋势,则称大气是静力不稳定的。.当气块只有上升到某一临界高度后才呈现不稳定的大气，称为潜在不稳定。 处于静力稳定状态的大气，若将该大气的气柱一直抬升到完全饱和时就呈现静力不稳定。23、形成云雨的主要条件是凝结核的存在，空气垂直上升所进行的绝热冷却使空气达到过饱和。在雨的形成过程水滴起着很重要的作用。由于空气垂直上升运动的形式和规模不同，形成云的状态、高度、厚度也不同。大气上升运动方式主要有：热力对流，动力抬升，大气波动，地形抬升。不同的云，由于其水平围，云高，云厚，云中含水量，云中温度和升降气流等情况不同，因而降水的形态，强
11、度，性质也随之而有差异。24、1）.蒸发面的温度蒸发面的温度愈高，蒸发过程愈迅速。因为温度高时，蒸发面上的饱和水汽压大，饱和差也比较大。这是影响蒸发的主要因素。2）空气湿度和风空气湿度愈大，饱和差愈小，蒸发过程缓慢；空气湿度愈小，饱和差愈大，蒸发过程迅速。无风时，蒸发面上的水汽靠分子扩散向外传递，水汽压减小很缓慢，容易达到饱和，故蒸发过程微弱。有风时，蒸发面上的水汽随气流散布，水汽压比较小，故蒸发过程迅速。3）蒸发面的性质在同样温度条件下，冰面饱和水汽压比水面饱和水汽压小，如果当时实有水汽压相同，冰面上的饱和差比水面小，因而冰面的蒸发比水面慢。由于海水浓度比淡水大（海水含有盐分），在温度相同的
12、情况下，海水比淡水蒸发慢；清水蒸发比浊水慢，因为浊水吸热多，温度升高快。影响蒸发速度诸因素中，温度是经常起决定作用的因素，温度愈高，蒸发愈快；反之，愈慢。其次是风速，风速愈大，蒸发愈快；反之，愈慢。25、25时，饱和水汽压E=31.668,f=e/E,则e=fE=35%*31.668=11.0838 a=289*e/T=289*11.0838/(25+273)=10.7491 q=0.622*e/P=0.0072Tv=(1+0.378e/p)T= 299.300526、10时，饱和水汽压E=12.271,f=e/E,则e=fE=60%*12.271=7.3626 当饱和水汽压这7.3626时，
13、由表可得Td=327、云和雾的形是水汽由未饱和达到饱和。一是增加空气中的水汽，二是降温。一般来说云主要是靠潮湿空气在上升运动过程中绝热膨胀降温达到饱和而生成的。因此，上升气流和充足的水汽是云生成的必要条件。而雾出现在贴地气层中，是接地的云。雾的形成有两个基本条件，一是近地面空气中的水蒸气含量充沛，二是地面气温低。其实云、雾本是同类，并没有本质上的差别，只是由于他们所处的位置不同，才有云和雾之分。例如，当云层较低时，云底会淹没高山之顶，可是位于山顶上的人却说，这里弥漫着浓密的大雾。有时山腰里被大雾所笼罩，可是平地上的人却又说，这是一条白色的云带缭绕在山腰之中。因为人们通常是生活在地面，因此总是从
14、站在地面的位置来区分云或雾：笼罩在地面或海面的是雾；离开地面和海面的，不管它有多高，都是云。因此可以说，云是空中之雾，雾是地面、海面之云。两者之间并没有不可逾越的鸿沟。清晨茫茫大雾，日出后不久，常常被抬升到空中而成为灰白色的云层；而当一股暖锋移来的时候，云层又往往会越降越低，有时终于碰到地面和海面，就成为茫茫大雾。简单地说，云和雾都是悬浮在空气中的细微的小水滴或小冰晶。它们都是由空气中的水汽遇冷凝结而成的。我们知道，空气含水汽的能力是有一定限度的，达到最大限度时，就称为水汽饱和。但水汽饱和要随气温的变化而变化，气温越高，空气中所能容纳的水汽也越多。例如，在立方米的空气中，气温在时，最多能容纳水
15、气的量是.克；气温在时，立方米的空气中最多就可以含水汽.克。如果空气中所含的水汽多于一定温度条件下的饱和水汽量时，多余的水汽就会凝结出来，于是，看不见的水汽就变成能看得见的细微的小水滴（当温度低于时，则形成小冰晶）。这些小水滴或小冰晶的体积非常小，它们的平均半径只有几个微米，重量很轻，能够被空气中的上升气流托住，因此能够悬浮在空气中成为云或雾。28、水平气压梯度力：当空间存在着气压梯度时，空气便受到沿气压梯度方向的作用力，作用在单位质量空气上的力称为气压梯度力。因为气压梯度可以分解为水平气压梯度和铅直气压梯度，因而气压梯度力也可分解为水平气压梯度力和铅直气压梯度力。铅直气压梯度力与重力基本相平
16、衡，水平气压梯度力便成为驱动空气水平流动的原动力。29、大气层，空间气压值相同的各点所组成的面。等压面是一个凹凸不平的曲面，其起伏状况可表示等压面附近水平面上气压的高低分布状况。每一等压面有一定的压强数值。气象上常以500、700、850百帕的等压面作为主要等压面。30、重力位势：与地球重力场相配合的位势。它等于单位质量相对于某标准而（习惯上指平均海平面）的位能，在数值上等于使单位质量在从平均海平面上升到该质量所在高度的过程中为了克服重力所作的功。 等高线的数值是高度单位，但不是几何高度，而是位势高度。所谓位势高度，就是把单位质量的物体从海平面上升到某高度时克服重力所作的功来表示的高度，其单位
17、是位势米。我国从1950年1月1日开始使用位势米这个高度单位。现在广播电台所说的500百帕等压面的位势高度是指500百帕等压面距海平面的位势。500百帕高度为什么不用几何高度，而用位势高度表示？这是因为天气学理论主要是建立在流体力学和热力学基础上的，用位势高度表示在计算上有很多方便。其实，几何高度Z和位势高度h在数值上相差不大但概念上完全不同，一个是长度单位，一个是能量单位。31、层状云往往是由暖而潮湿的空气沿着一定的坡度大规模地从冷空气的背面斜着滑升，致使其中的水汽达到饱和凝结而形成的一种均匀的像幕布一样铺满天空的云层。这种云层一般厚度不太大，因而不能形成大雨，最多只能下均匀的小雨或毛毛雨。
18、对流云的形成总是与不稳定大气中的对对流上升运动相联系。一般为孤立、分散、底部平坦、顶部凸起状。32、地转偏向力的大小与风速和所在纬度的正弦成正比。即在同一纬度上。风速愈大，偏转力愈大；风速愈小，偏转力愈小；风速为零时，偏转力也为零。在风速相同情况下，偏转力随纬度减小而减小，到赤道时为零，在两极达到最大。33、同纬度，夏季海洋上空气温度小于陆地温度；冬季则相反。其原因在于：首先，在同样的太阳辐射强度下，海洋所吸收的太阳能多于陆地所吸收的太阳能；其次，陆地所吸收的太阳能分布在很薄的地面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中。第三，海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多。最后，岩石和土壤的
19、比热小于水的比热。由于上述差异，海陆热力过程的特点互不相同。大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。而海洋上温度变化缓慢。34、大气活动中心：月平均气压图上表现出来的高压和低压。出现位置比较稳定。包括永久性的和季节性的活动中心。北半球夏季重要的活动中心：印度低压，西太平洋副热带高压，北大西洋副热带高压；冬季中心有：西伯利亚高压，阿留申低压，冰岛东亚，西太平洋副热带高压，北大西洋副热带高压35、实际风是实际观测风。地转风，梯度风都是一种理论上存在的风，而不是实际风。实际风与地转风的差异总是存在的，这种差异的存在往往是各种因素造成的，其中最主要的有，近地层的摩擦作用，这是由于空气运动时与地表面产生摩
20、 擦而出现的，它的方向与空气运动方向相反，又总是使风速减小。 上、下两层等压面上地转风的矢量差称为热成风（Vt）。这是一种与两个气层 间温度分布不均匀有密切关系的。热成风的方向与气层间的平均等温线平行，背热成风 而立，高温区在右侧，低温区在左侧。热成风的大小与气层间的水平温度梯度成正比。 即等温线越密集（疏），热成风就越大（小），这就是热成风原理。36、北半球风向逆转说明近地层有冷平流，风从冷区吹向暖区。不同性质的气团往往密度不同。冷空气密度大。则该地上空气柱中质量会增多。气压随之升高。37、大尺度天气系统：超长波、长波、副热带高压，赤道辐合带季风。天气尺度天气系统：气旋、锋、副热带低压切变线
21、、台风、云团。中小尺度天气系统：背风波、飑线、暴雨、热带风暴对流群、雷暴、龙卷风、对流单体38、因为天文辐射的时空分布特点，形成了天文气候因纬度而异的天文气候带，而实际气候不仅太阳辐射的影响，还受宇宙地球物理因子、环流因子（大气环流和洋流）、下垫面因子（海陆分布、地形与地面特性、冰雪覆盖）、人类活动等多种因子的影响，因此实际气候不仅随纬度变化，同一纬度也有各种不同的气候类型。39、地面辐射差额是某段时间单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射的差值。在低、中纬度，地面接收的总辐射多，而地面辐射差额小，说明地面有效辐射大，而大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增温，所地低、中纬度地区辐射差额小，白天
22、温度反而高。40、海陆热力性质的差异主要表现在：1）在同样的太阳辐射强度下，海洋所吸收的太阳能多于陆地所吸收的太阳能；2)陆地所吸收的太阳能颁在很薄的地表面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中；3）海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，这也使得水温不容易升高，而且，空气因水分蒸发而有较多的水汽，以致空气本身有较大的吸收热量的能力，也就使得气温不易降低。而陆地上的情况正好相反。 由于上述差异，海陆热力过程的特点互不相同，大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。而海洋上则温度变化缓慢。因此，冬季海洋是大气的“热源”，大陆是“冷源”，夏季海洋是大气的“冷源”，大陆是“热源”。41、“天气
23、”则是指大气在短时间的变化状态,是一个地区瞬间的风、云、雨、雪、阴、晴变化状况，“气候”是指大气在长时期的变化状态,是一个地区的多年的天气状况的变化规律，现代气候学的核心：以气候系统和全球变化为核心42、气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。太阳辐射是这个系统的能源。在太阳辐射的作用下，气候系统部产生一系列的复杂过程，这些过程在不同时间和不同空间尺度上有着密切的相互作用，各个组成部分之间，通过物质交换和能量交换，紧密地结合成一个复杂的、有机联系的气候系统。43、天文气候是由天文辐射所决定的，天文辐射能量的分布因纬度而
24、异，天文辐射最多的是赤道，随着纬度的增高，辐射能渐次减少，最小值出现在极点，这种能量的不均衡分布，导致不同的天文气候带。同时地球绕太阳公转的的周期变化为一年，也就决定了在同一纬度带，天文辐射有以一年为周期的季节性变化。44、地面辐射差额是某段时间单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射的差值。影响地面辐射差额的因子除考虑影响总辐射和有效辐射的因子，还应考虑地面反射率的影响，中低纬接收的太阳总辐射大于地面有效辐射，因此地面辐射差额为正值，而在高纬，接收的太阳总辐射少，又终年积雪反射率大，因此高纬的地面辐射差额为负值。45、因为地面与外界可以通过传导、辐射、湍流等多种方式得到能量，为保持地表能量平
25、衡，所以地面发射的长波辐射量可以大大的超出所吸收的短波辐射量。46、冬季亚欧大陆中部偏北受强大的蒙古高压控制，大陆东岸盛行西北风，寒冷气流随冷高压移动，由高纬陆吹向海洋，气候寒冷干燥，降水稀少；大陆西岸盛行西南风，暖湿气流随气旋的活动从大西洋吹向陆地，气候温和湿润，降水较多。夏季，亚欧大陆有一强大的印度低压，再加上西太平洋上副热带高压的北移西伸，大陆东岸盛行东南风，气流由低纬热带海洋吹向陆地，云和降水较多。而西岸仍是海上吹来的西风，但气流来自中纬的海洋上，气温略低于东岸，降水则比东岸少得多。亚欧大陆的东岸具有季风气候的特点，西岸具有海洋性气候特点。47、气压的变化是该地上空空气柱重量增加或减少
26、的反映，而空气柱的重量是其质量和重力加速度的乘积。重力加速度可视为定值。空气柱质量的变化主要是由热力和动力因子引起。热力因子是指温度的升高或降低引起的体积膨胀或收缩、密度的增大或减小以及伴随的气流辐合或辐散所造成的质量增多或减少。动力因子是指大气运动所引起的气柱质量的变化，如水平气流的辐合和辐散、不同密度气团的移动、空气垂直运动。48、锋系结构：从平面看，锋面气旋是一个逆时针方向旋转的涡旋，中心气压最低，自中心向前方伸展一个暖锋，向后方伸出一条冷锋，冷、暖锋之间是暖空气，冷、暖锋以北是冷空气。锋面上的暖空气呈螺旋式上升，锋面下冷空气呈扇形扩展下沉。从垂直方面看，气旋的高层式高空槽前气流辐散区，
27、低层是气流辐合区。在气旋前部和中心区有上升气流，气旋后部有下沉气流。由于气旋自底层到高层是一半冷、一半暖的温度部对成系统，因而其低压中心轴线自下而上向冷区偏斜。天气：气旋前方使宽阔的暖锋云系及相伴随的连续性降水天气，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，如果暖气团中水汽充足而又不稳定，可出现层云、层积云，并下毛毛雨，有时还出现雾，如果气团干燥，只能生成一些薄云而没有降水。49、5月前，副高脊线在15度N附近，主要雨带位于华南；6月中旬，副高第一次北跳，脊线越过20度N，我国雨带进入江淮流域，江淮梅雨开始；7月中旬，副高第二次北跳，脊线越过25度N，江淮梅雨结束，进入伏旱
28、期，黄河流域雨季开始，华南进入第二次雨季；8月初，副高第三次北跳，脊线越过30度N，华北雨季开始；910月，副高迅速南退，我国雨带相应由北向南退。出现异常情况，则有旱涝出现。50、冷气团底层受热后，层结不稳定度增加，湍流、对流容易发展，能较快地把底层热量、水汽输送到大气上层，改变着气团物理属性；相反，暖气团移向冷区时，气团底层不断变冷，层结稳定度增加，限制了冷却效应地垂直发展，使气团变冷主要通过辐射过程缓慢进行，因而变性较慢。51、我国主要位于中纬度地区，而气团的形成一般在低、高纬度地区，中纬度地区往往是冷、暖气团交绥地区，因而常见锋面活动。52、锋面气旋是指具有锋面结构的低压，锋是冷、暖气团
29、相交绥的地带，多见于中纬度地区。而低、高纬度地区常见单一性质气团。53、热带气旋是形成于热带海洋上、具有暖心结构、强烈地气旋性涡旋。按照热带气旋的强度可分为台风、热带风暴、热带低压。因而，台风是热带气旋的一种，即地面中心附近风力12级以上。54、ITCZ，即赤道辐合带，是南北半球两个辐热带高压之间气压最低、气流汇合的地带。ITCZ有明显的季节性变化。北半球夏季，由于辐热带高压北移合西南季风增强，ITCZ位置偏北，冬季则相反，辐合带位置偏南。55、气团形成的源地有两个条件，即围广阔、地表性质比较均匀的下垫面，以及有一个能使空气物理属性在水平方向均匀化的环流场。在具备了这两个条件下，主要通过大气中
30、各种尺度的湍流、大围系统性垂直运动以及蒸发、凝结和辐射等动力、热力过程而与地表间进行水汽和热量交换，并经过足够长的时间来获得下垫面的属性影响。气团的变性是由于气团形成后，随着环流条件的变化，由源地移行到另一个新的地区时，由于下垫面性质以及物理过程的改变，气团的属性也随之发生相应的变化。气团的变性过程同气团的形成过程一样，也是通过湍流、大围垂直运动和蒸发、凝结、辐射等物理过程来实现的。56、土壤本身的物理特性：土壤含水量、热容量、导热率、导温率土壤颜色、土壤机械组成及腐殖质外界条件：地形起伏、地面覆盖物天气、气候条件纬度、季节、太阳高度角57、气流在迎风坡上被迫抬升，中途不断大量降雨，因此只要山
31、脉足够高，总会有这样一个高度，在这个高度以上雨量随高度增加而反而减少。因为这个高度上雨量为全剖面最大，因此一般称为最大降水高度。最大降水高度的高低主要与气候干湿有关一般是气候越湿润，最大降水高度就越低。例如西非喀麦隆山面迎从大西洋上来的赤道潮湿西风，最大降水高度就在也麓，代本贾年平均雨量达到了10091毫米。墨西哥高原东西两坡也有类似情况。而在干旱地区，气流凝结高度很高，因此最大降水高度必也较高，甚至不出现最大降水高度。最大降水高度还要受到其他因素的影响，例如，在热带信风带区域中，由于上空有干燥的信风逆温层存在，因此最大降水高度便限制在信风逆温层高度以下。例如夏威夷冒纳罗亚火山(M auna
32、Loa)东坡700米高度上午降水最大于5500毫米，而山顶329s米处却只有440毫米。小美洲沿海山地迎风东坡上也有类似情况存在。58、与自由大气比较，山地气温随高度递减的速度快。山地气温随高度递减率的季节变化有所不同。大都市夏季气温递减率大，冬季递减率小。59、冰雪覆盖是气候系统的组成部分之一，海冰、大陆冰原、高山冰川和季节性积雪等，由于它们的辐射性质和其他热力性质与海洋和无冰雪覆盖的陆地迥然不同，形成一种特殊性质的下垫面，它们不仅影响其所在地的气候，而且还能对另一洲、另一半球的大气环流、气温和降水等产生显著的影响。在气候形成中冰雪覆盖是一个不可忽视的因子。雪被冰盖是大气的冷源，它不仅使冰雪
33、覆盖地区的气温降低，而且通过大气环流的作用，可使远方的气温下降。由于冰雪覆盖面积的季节变化，使全球的平均气温也发生相应的季节变化。冰雪覆盖的致冷效应，使地面出现冷高压，而高层等压面降低，出现冷涡。由于冰雪覆盖面积的年际变化，随之气压场和大气环流也产生相应的变化。在冰雪覆盖面积变化特别显著的年份，往往会出现气温和降水异常现象，这种异常可影响到相当遥远的地方。60、（一）高大地形对气温的影响（青藏高原）动力作用： 冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气难以超过的天然障碍。阻挡寒流：从西伯利亚西部来的寒潮，进入我国后，一般都通过准噶尔盆地河西走廊黄土高原到达我国的东部平原，导致我国东部热带、副热带冬季温度
34、比有高原作屏障的印度半岛北部地区要低的多；阻挡西风：冬季西风向东运行过程中，遇到青藏高原后，因大气层结稳定，因此在高原东侧分成南北两支气流，在高原的北半部分，冬季各月的温度西北比东北高；在高原的南半部分，冬季各月温度是东南比西南高，之后两支气流在高原东侧的距离分支点40-50个经度处又合二为一，继续东行；阻挡暖湿气流北上：夏季由于高原南侧有来自于印度洋上的暖湿气流北上，本身具有不稳定的大气层结，易于爬越山地。在高原北侧下沉，形成向西北、东北伸出的两条暖舌，使高原北侧干燥、高温，南侧则空气潮湿、多雨。热力作用： 夏季，高原面上是热源，其温度高于同高度的大气，6、7月份最强；冬季，高原面上是冷源，其温度低于同高度的大气，12、1月份最强。（二）中小地形对气温的影响：气温的日较差大：白天盆地受热，热量堆积在谷底，增温快， 夜晚盆地四周冷空气下沉，暖空气被抬升，降温强烈，结果盆地昼热夜冷。夜间或冬季常有逆温现象：夜晚，温度低，密度大的空气流入谷底时，暖空气被抬升到一定高度时而形成逆温，若有来自高原或冰盖山峰上的冷空气，更易形成很厚的逆温层。（三）海拔高度对气温的影响：温度直减率春夏大于冬季：夏季地面吹来自海洋的暖湿偏南风，上下温
