1、 世界主要气候类型成因分析(原创实用）一、九种常考气候类型分布、成因、特点热带雨林气候最冷月均温：15 年降水量： 2000mm分布规律： 南北纬 10 之间成 因： （全年太阳辐射强） ，终年受赤道低气压带控制，盛行上升气流，多对流雨。气候特征： 终年高温多雨。自然带： 热带雨林带1，地带性刚果盆地、马来群岛、亚马孙平原成因：终年受赤道低气压带控制，盛行上升气流，多对流雨。2，非地带性 （1） ，马达加斯加岛东侧、澳大利亚东北部、巴西高原东南部成因：大部分位于南回归线以北，地处热带；地处东南信风的迎风坡，受地形抬升，多地形雨；沿岸暖流经过，增温增湿。（2） ，加勒比海沿岸（中美洲东部沿海）成
2、因：大部分位于北回归线以南，地处热带；地处东北信风的迎风坡，受地形抬升，多地形雨；沿岸暖流经过，增温增湿。（3） ，几内亚湾北部成因：夏季，南半球的东南信风随着太阳直射点的北移越过赤道，在地 转偏向力的作用下向右偏转，形成西南季风；地处西南季风的迎风坡，受地形抬升多地形雨；沿岸几内亚湾暖流经过，增温增湿。冬季，几内亚湾洋面上存在着局部高压区（反气旋） ，顺时针方向旋转辐散，亦形成西南风，西南风经过几内亚湾暖流后增温增湿，又遇地形抬升降水多。3，亚马孙平原热带雨林分布区面积最大原因：平原面积广大；终年受赤道低气压带控制，盛行上升气流，多对流雨；地形北、西、南部地势高，中东部地势低且向大西洋敞开，
3、有利于大西洋暖湿气流的深入；深受信风影响，受地形抬升，多地形雨；南赤道暖流的加入使北赤道暖流更强劲，增温增湿更明显。热带草原气候最冷月均温：15年降水量： 700mm-1000mm，或 750mm-1200mm分布规律： 南北纬 1020（回归线）之间成 因： 受赤道低气压带控制（夏季）和信风带交替控制（冬季）气候特征： 全年高温，分为明显的干、湿两季。自然带： 热带草原带1，地带性非洲热带草原（南北纬 1020 之间） 、巴西高原、圭亚那高原、墨西哥高原成因：受赤道低气压带控制（夏季）和信风带交替控制（冬季） 。-具体来说：大部分位于南北纬 1020 之间，地处热带；夏季受赤道低气压带控制，
4、盛行上升气流，多对流雨，形成雨季；冬季受东北（东南）信风控制，信风自陆地吹向海洋，降水少，形成干季。2，非地带性 （1） 、东非高原成因：地势较高，气温较低，对流运动微弱，降水少，地表形成热带稀树草原景观。（2）南非高原（非洲大陆南回归线附近的热带草原）成因：夏季受东南信风影响，因南非高原地势较高，对来自印度洋的湿润气流有阻挡作用，但由于大陆东西幅度小，容易受来自暖流上空的暖湿气流入侵大陆影响，降水还是较多，形成雨季；冬季受副高控制，形成下沉气流，降水少，形成干季。（3）澳大利亚北部-夏湿冬干成因：夏季，1、地处赤道低气压带的南部边缘，降水多；2、北半球东北信风随着太阳直射点的南移越过赤道，在
5、地转偏向力作用下形成西北季风，西北季风从印度洋上带来大量暖湿气流，降水丰富，形成雨季；3、与海陆热力性质差异有关，即夏季陆地上形成低压，对西北季风有加强作用，降水更多。冬季，1、地处副高的北部边缘，降水较少；2、地处东南信风的（大分水岭）背风坡，降水少；3、与海陆热力性质差异有关，即冬季陆地上形成高压，加剧了干燥程度，降水更少，形成干季。（4) 澳大利亚南部-冬湿夏干（处于热带沙漠与地中海气候的过渡地带，地表景观类似热带草原，但由于其纬度较高，所以严格地说应是亚热带草原气候）成因：夏季受副高控制，盛行下沉气流，降水少，形成干季；冬季受西风带影响，降水多，形成湿季。 （与地中海气候成因相同）（5
6、）马达加斯加岛西侧成因：夏季，东侧有马达加斯加暖流经过，东南信风将来自印度洋的湿润气流带到马达加斯加岛，尽管西侧地处东南信风的背风坡，但降水稍多，形成湿季；冬季，受副高控制，盛行下沉气流，降水较少，形成干季。热带沙漠气候最冷月均温：15年降水量： 0年降水量： 300mm-1000mm分布规律： 南北纬 3040 之间的大陆西岸成 因： 受副高（夏）和西风带(冬）交替控制气候特征： 夏季炎热干燥，冬季温和多雨自然带： 亚热带常绿硬叶林带1、地带性地中海沿岸、非洲西南部（开普敦、好望角） 、澳大利亚西南部（珀斯）和东南部（墨累-达令盆地） 、北美西海岸（旧金山、洛杉矶） 、南美西海岸（圣地亚哥）
7、 。成因： 受副高和西风带交替控制。夏季受副高控制，盛行下沉气流，炎热干燥；冬季受西风带影响，温和多雨。2、非地带性（1） 、地中海沿岸分布范围最广（地中海北岸地区，其纬度远远超过40）成因：夏季，1 、受副高控制，盛行下沉气流，降水少；2 、海陆热力性质差异：地中海海域面积广，夏季比周围陆地气温低，海水温凉，形成局部高压，对亚速尔高压起加强作用，使得地中海及其沿岸大范围地区都在高压控制之下，盛行气流下沉，加剧了干燥程度，干旱区域也特别广大。冬季，1、受西风带控制；2 、地中海西部无南北走向的山脉阻挡，且地中海深入大陆内部，有利于西风气流的深入，使西风影响范围更广；3、海陆热力性质差异：地中海
8、海域面积广，冬季比周围陆地气温高，形成局部低压，气流上升，降水多；加上低压对西风有加强作用，使西风影响能够达到黑海沿岸；4，海上水汽供应充足，冬季气旋活动频繁，冬雨区较广。（2） 、非洲西南部、澳大利亚西南部和东南部地中海气候区分布范围较小原因：海陆分布。即在南北纬 3040 之间的大陆西岸陆地面积较小，地中海气候仅出现在南端一偶。(3)、北美西海岸、南美西海岸分布东西狭窄、南北较长成因：地形。东部有高大山脉（科迪勒拉山系、安第斯山脉）阻挡，使西风气流无法越过山脉向东推进；山脉逼近海岸，使得该地区地中海气候的分布比较狭窄。（4)、安第斯山西侧的地中海气候，由于地形抬升，其降水量在 3000mm
9、以上。温带海洋性气候最冷月均温：0年降水量： 700mm分布规律：南北纬 4060 之间的大陆西岸成 因：常年受西风带控制气候特征：全年温和多雨，降水季节分配均匀自然带： 温带落叶阔叶林带1、地带性欧洲西部、南北美洲西海岸、澳大利亚东部沿海成 因：常年受西风带控制2、非地带性（1） 、欧洲西部温带海洋性气候分布范围最广原因：1、欧洲西部大部分位于北纬 4060 之间，地处温带；2、常年受西风带影响；3 、受强大的北大西洋暖流影响而延伸到北极圈附近；4 、地形：南北为山地，中部为平原，且平原向大西洋敞开，有利于来自大西洋暖湿气流的深入；5、海岸线曲折，陆地轮廓破碎，多深入陆地的内海，有利于西风的
10、深入。（2） 、南北美洲温带海洋性气候分布东西狭窄、南北狭长原因：地形。东部有高大山脉（科迪勒拉山系、安第斯山脉）阻挡。（3） 、大洋洲温带海洋性气候分布在大陆东南沿海原因：大洋洲温带海洋性气候分布区西部大多为海洋，对盛行西风无阻挡作用。热带季风气候最冷月均温：15年降水量： 1500mm-2000mm分布规律：北纬 102326之间的大陆东岸成 因：海陆热力性质差异（冬）和气压带、风带的季节移动（夏） 气候特征：全年高温，年降水量大，分为明显的旱、雨两季自然带： 热带季雨林带（热带雨林带、热带草原带）分布地区：印度半岛（大部分地区） 、东南亚的中南半岛和菲利宾群岛的北部、中国的云南西双版纳、
11、海南岛、雷州半岛、台湾岛的南部。热带季风气候区自然带：地势低平、水热丰富的地区，形成热带雨林带；地势较高的山地、高原，水热条件相对较差的地区，形成热带草原带。南亚降水集中在 6-9 月份，中南半岛降水集中在 6-10 月份。亚热带季风气候最冷月均温：0年降水量： 800mm 或 1000mm分布规律：南北纬 2535 之间的大陆东岸成 因：海陆热力性质差异（引起的冬夏季风控制） 气候特征：夏季高温多雨，冬季温和（低温）少雨 自然带： 亚热带常绿阔叶林带1、亚热带季风气候分布地区：我国秦岭-淮河以南、台湾岛大部分（大致在北回归线以北） 、朝鲜半岛的南部（三八线以南）韩国、日本群岛的大部分（大约
12、40N 以南）2、亚热带季风性湿润气候分布地区：澳大利亚大分水岭东侧中部、美国东南部（35N 以南） 、南美州拉普拉塔平原（阿根廷境内）和巴西东南部3、亚热带季风气候和亚热带季风性湿润气候异同点相同点：成因都是海陆热力性质差异引起的冬夏季风交替控制不同点：东亚海陆热力性质差异最明显；由日本-韩国-我国东部季风区自东向西海洋性逐渐减弱，大陆性逐渐增强，年降水量逐渐减少，温差逐渐增大；我国亚热带季风气候 夏热冬温，气温季节变化明显，夏季降水多，冬季降水少日本、韩国 亚热季 冬暖夏凉，气温年较差小，全年降水较多，季节分配均匀亚热带季风性湿润气候冬暖夏凉，气温年较差小，全年降水较少，季节分配均匀 温带
13、季风气候最冷月均温：15温带大陆性气候 温带季风气候不同点：分布规律 南北半球均有分布，主要 约北纬 3555 的亚欧分布在亚欧大陆和北美大 大陆东部陆中部月降水量 无100mm 的月份 有100mm 的月份年降水量 400mm，属少雨型 500-600mm，属夏雨型形成原因 深居内陆，终年受大陆 海陆热力性质差异气团影响3、东亚季风与南亚季风（略）三、非地带性分布1、海陆分布 -造成地带性自然带的缺失如：南半球无苔原带和亚寒带针叶林带（原因：相应的纬度地带均为海洋）2、地形起伏 -改变了地带性分布的自然带如：南美巴塔哥尼亚高原形成温带荒漠（原因：地处西风带的背风坡、寒流）东非高原形成热带草原
14、带（原因：地势高。改变了气温和降水状况，形成 了气候凉爽、降水较少的热带草原气候）南北美洲西部沿海地区各自然带紧逼西海岸，地带性自然带的空间受到约束（原因：受南北走向的高大山脉影响）亚寒带针叶林带内出现苔原带（原因：地势高的地区气温低）沼泽地（原因；地势低平，排水不畅）3、水分条件的改变 -呈点状或带状分布如：天山、昆仑山、祁连山山麓地带形成“绿洲” ，呈斑块状分布（原因：有 冰雪融水和地下水）尼罗河、印度河沿岸形成“绿色走廊” （原因：有河流经过，提供灌溉水源，沿河流呈带状分布）马达加斯加岛东侧、澳大利亚东北部、巴西高原东南部、中美洲东部沿海出现热带雨林（原因：信风、暖流加上地形抬升带来大量
15、降水）4、洋流的影响 -引起大陆东西两侧自然带分布纬度位置的差异如：亚欧大陆亚寒带针叶林带在大陆西岸位置偏北，在大陆东岸位置偏南（原因：西岸暖流经过，东岸寒流经过）南美西海岸的热带荒漠带延伸到赤道附近（原因：秘鲁寒流的影响）索马里北部出现热带荒漠带（原因：终年受沿岸寒流影响）准 静 止 锋锋 面 两 侧 冷 、 暖 气 团 势 均 力 敌 ， 或 遇 地 形 阻 挡 ， 移 动 幅 度 很 小 ， 我 们 将 这 类 锋 面 称为 准 静 止 锋 。 准 静 止 锋 多 出 现 连 续 性 降 雨 天 气 。 事 实 上 ， 绝 对 的 静 止 是 没 有 的 。 在 这 期 间 ， 冷 暖
16、气 团 同 样 是 互 相 斗 争 着 ， 有 时 冷 气团 占 主 导 地 位 ， 有 时 暖 气 团 占 主 导 地 位 ， 使 锋 面 来 回 摆 动 ， 左 右 徘 徊 。 准 静 止 锋 是 中 学 地 理 课 程 中 一 个 非 常 重 要 的 知 识 点 。 锋 面 两 侧 冷 、 暖 气 团 势 均 力 敌 ，或 遇 地 形 阻 挡 ， 移 动 幅 度 很 小 时 ， 我 们 将 这 类 锋 面 称 为 准 静 止 锋 。 气 象 预 报 上 一 般把 天 气 图 上 6 小 时 内 锋 面 位 置 无 大 变 化 作 为 判 断 准 静 止 锋 的 依 据 。 影 响 我 国
17、 的 准 静 止锋 主 要 有 ： 华 南 准 静 止 锋 ， 江 淮 准 静 止 锋 ， 昆 明 准 静 止 锋 ， 天 山 准 静 止 锋 。 华 南 准 静 止 锋 主 要 活 动 于 南 岭 山 脉 或 南 海 地 区 。 一 年 四 季 都 可 见 到 ， 但 多 出 现于 冬 春 两 季 ， 秋 季 出 现 最 少 。 冬 季 降 水 不 强 ， 春 夏 季 可 发 生 暴 雨 ， 持 续 数 天 ， 甚 至10 天 以 上 。 华 南 准 静 止 锋 的 位 置 ， 随 季 节 不 同 而 有 所 变 化 。 冬 半 年 ， 锋 面 北 侧 冷 高 压势 力 强 大 ， 锋 区
18、位 置 偏 南 ； 夏 半 年 ， 锋 面 南 侧 副 热 带 高 压 势 力 强 大 ， 使 锋 区 位 置 偏 北 。 江 淮 准 静 止 锋 每 年 夏 初 ， 来 自 海 洋 上 的 暖 湿 气 流 与 大 陆 上 南 下 的 冷 空 气 交 锋 、对 峙 ， 在 长 江 中 下 游 和 淮 河 流 域 形 成 了 一 种 著 名 的 天 气 系 统 江 淮 准 静 止 锋 。 它 是形 成 梅 雨 的 重 要 天 气 系 统 。 “黄 梅 时 节 家 家 雨 ”就 是 对 梅 雨 天 气 的 真 实 写 照 。 昆 明 准 静 止 锋 又 称 云 贵 准 静 止 锋 。 位 于 云
19、贵 高 原 ， 主 要 由 变 性 的 极 地 大 陆 气 团和 西 南 气 流 受 云 贵 高 原 地 形 阻 滞 演 变 而 形 成 。 云 层 低 而 薄 ， 易 形 成 连 阴 雨 天 气 。 贵 州 高原 “天 无 三 日 晴 ”便 同 昆 明 准 静 止 锋 活 动 有 关 。 多 出 现 于 冬 季 ， 其 间 出 现 日 数 约 占 全年 1/2。 锋 区 位 置 多 在 贵 阳 与 昆 明 之 间 ， 略 呈 西 北 东 南 走 向 。 天 山 准 静 止 锋 不 太 强 的 冷 锋 进 入 准 噶 尔 盆 地 后 ， 被 天 山 阻 挡 ， 使 冷 锋 停 滞 不 前 ，常
20、 形 成 地 形 锋 性 质 的 天 山 准 静 止 锋 ， 造 成 阴 雾 或 微 雪 天 气 。 天 山 北 坡 和 北 疆 大 部 分 地 区冬 、 春 降 水 较 多 就 与 天 山 准 静 止 锋 活 动 有 关 。逆温现象一、逆温现象对流层大气的热量主要直接来自地面的长波辐射。一般情况下，离地面越远，气温越低，即气温随高度增加而递减，平均垂直递减离为 0.6/100 米。但在一定条件下，对流层的某一高度有时也会出现气温随高度增加而递增的现象，这种气温逆转的现象就是逆温。二、成因类型1、辐射逆温 ：在晴朗无风或微风的夜晚，地面辐射很快冷却，贴近地面的大气层也随之降温。由于近地面是近地
21、面大气的主要的、直接热源，空气愈近，降温愈多；离地面愈远，降温愈少，因而形成了自地面开始的逆温。随着地面辐射冷却速度加快，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强，即日出前后气温最低，逆温层达到最高。日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温便逐渐自下而上消失。夏季夜短，逆温层较薄，消失较快；冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。2、平流逆温 ：当暖空气水平移动到冷却的地面、水面或气层之上时，底层空气因受下垫面的影响而迅速降温，上层空气因降温较慢，于是生产逆温。逆温的强弱，主要由暖空气和地面的温差决定。温差越大，逆温越强。冬半年，在中纬度的沿海地区，因为那里海陆的温差显著，当海上暖空气流到大陆上时，常常出现
22、平流逆温。3、地形逆温 ：常发生在山间盆地和谷地中。由于山坡散热快，山坡上的冷空气沿山坡下沉到谷底，谷底原来较暖的空气被冷空气抬挤上升，从而出现温度的倒置现象。这样的逆温主要是在一定的地形条件下形成的，所以称为地形逆温。如美国的洛极矶因周转三面环山，每年有两百多天出现逆温现象。4、下沉逆温 ：在高压控制区，高空存在着大规模的下沉气流，由于气流下沉的绝热增温作用，致使下沉运动的终止高度的出现逆温。这种逆温多见于副热带反气旋区，它的特点是范围大，不接地而出现在某一高度上。这种逆温因为有时像盖子一样阻止了向上湍流扩散而造成不利的影响。5、锋面逆温 ：对流层中，冷暖空气相遇，暖空气密度小，爬升到冷空气
23、的上面，两者之间形成一个倾斜的过渡区即锋面。在锋面上，如果冷暖空气的温度差比较显著，也可出现逆温。从上空气温垂直分布的情况可见，由下面的冷空气到上面的暖空气，等温线通过锋面的区域时必有曲折，由折的程度视两种气团间的温度对比而决定，曲折段就出现了逆温层。由于锋是从地面向冷空气上方倾斜的，逆温层也随锋面的倾斜而呈倾斜状态。因此逆温现象只能在冷空气所控制的地区内观察到。而且，逆温的高度与观测点相对于地面锋线的位置有关，观测点距地面锋线愈近，逆温高度愈低。三、逆温的利与弊1、利：由于逆温的出现会阻碍空气垂直对流的发展，所以逆温的好处有：可以抑制沙尘暴的发生，因为沙尘暴发生的条件是大风、沙尘、强对流运动。逆温出现在高空，对飞机的飞行极为有利。因为飞机在飞行中不会有大的颠簸，飞行平稳。同时，万里晴空提高了能见度，使飞行更加安全。2、弊：不管是什么原因形成的逆温，对天气、大气污染的扩散、空气质量都会产生很大的影响。它阻碍了空气的垂直对流运动，妨碍烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散，有得于雾的形成并使能见度变差，使大气污染更为严重。
