大气和气候.docx
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大气和气候
第13讲：
（第四章第一节）大气与气候：
大气的物质组成与大气层结构
课时：
2课时
课型：
理论教学
目的要求：
1要求学生了解大气的物质组成特征；
2要求学生掌握大气层的结构特征。
重点、难点：
大气层的结构及其特征
方法手段：
课堂讲解
教学内容：
一大气的组成和大气圈结构
地球外层的大气圈是多种物质的混合物，由干洁空气、水汽悬浮尘粒或杂质组成。
可见，大气物质有三相：
气相、液相和固相。
在距地表85km以下的大气中，大气可分两类：
定量成分：
各成分之间大致保持固定的比例，这些气体主要是N2、O2、Ar和微量隋性气体Ne、Kr、He
可变成分：
气体成分比例随时间、地点而变，包括H2O、CO2、O3，碳、硫、氮的化合物，如CO、CH4、H2S、SO2等。
A组成
1干洁空气：
为不包括水气、固态和液态粒子的大气。
是地球大气的主体，主要成分：
N2、O2、Ar、CO2，及少量H2、Ne、Kr、Xe、Br、O3等稀有气体。
其中，N+O+Ar占干洁空气容积的99.97%。
N2：
占容积78%，常温下化学性质不活泼，不能直接被植物吸收。
O2：
占容积21%。
CO2：
占容积的0.03%，多集中在20km的高度以下。
是无色、无臭，有？
味的气体。
与H2O形成碳酸。
CO2+H2O—H2CO3—H++HCO3-
大气中CO2具有吸收长波辐射的能力，而导致大气气温升高，是一种温室气体。
全球每年排放到大气中的CO2达220×108（t）。
研究表明，近十年的暖冬和平均气温上升0.6℃，是由于大气中CO2含量增加引起温室效应所造成。
O3：
主要分布在10~40km的高度，O3在大气中的比例很小，仅为1.0×10-6（临界压力），但却能在高空50km平流层大气中强烈吸收波长在0.2~0.3um的太阳紫外辐射，成为加热大气温度的热源，引起平流层温度随高度而增加。
太阳紫外线在高空被子臭氧层吸收，使地球上的生物和人类免遭过多紫外线辐射的伤害，而从臭氧层中透过的少量紫外线对生物和人类起到了杀菌防病的作用。
冷冻剂、清毒剂、灭火剂等氟氯烃（氟利昂）排话到大气开成的氯原子，易与O3分子结合，形成O2、O、CIO等，而破坏臭氧分子，使臭氧遭到破坏。
导致南极、北极上空出现了臭氧含量极少的臭氧层空洞。
臭氧层空洞的出现，强烈的太阳紫外线可透过减薄的臭氧层和臭氧空洞而到达地表，危害地球环境，加剧温室效应，导致白内障和皮肤癌患者增加。
氟利昂虽然含量比CO2少得多，其热容量却是CO2的一万倍，故是一种重要的温室气体。
控制氟利昂、保护臭氧层。
2水汽
大气中的水汽是一种重要的活性剂。
一些重要的大气环境问题如光化学烟雾、酸雨等，都与因为H2O的作用有关如（提供化学反应的物质等因素而致）。
3固液体杂质——气溶胶粒子
固体微粒有：
烟粒、食盐、粒子、尘埃、花粉、细菌等；
液体微粒有：
水滴、过冷水滴、冰晶等。
常形成云雾，降低大气的能见度，减弱太阳辐射能和地面辐射。
4大气成分的地理意义（个人观点）
钢筋+水泥构成的城市绝对不是最美的城市。
①城市人口集中，CO2含量增加最明显，而水泥组成的地石又增加了城市低气的长波辐射，从而导致城市的温室效应更加突出。
②城市的反射增强（光亮），促进上空O3的分解，影响臭氧层。
③钢筋+水泥导致城市上空的尘埃被吸附的能力减弱，影响城市大气的透明度，增加大气中固液态杂质。
B结构
国际气象组织（WMO）按气温随高度的分布特征将大气圈分为五层；
对流层、平流层、中间层、暖层、逃逸层。
它们的特点如表4-1。
表4-1大气圈层结构中各层的特征及对比表
层圈
高度范围
温度变化
物质成分（变化）
湿度
对流特征
对流层
0~10km
气温随高度增加而降低
N2、O2、CO2及惰性气体和一些有害气体、水气、气溶胶粒。
分布不均匀
对流运动显著，水平、垂直运动，形成各种天气现象。
平流层
~52km
气温受地面影响较小（气温随高度增加基本不变）
臭氧明显增多，水气含量极少
湿度低
气流稳定，以水平运动为主
中间层
~80km
温度随高度升高而迅速降低
水气含量极少
湿度低
产生强烈的垂直对流，顶层出现一个电离层
暖层
~800km
气温随高度增加而迅速升高
空气稀薄
湿度低
空气处于高度的电离状态，反向无线电波
逃逸层
>800km
温度随高度增加而升高
空气稀薄
湿度低
大气质点能逸散到星际空间
第14讲：
（第四章第一节）大气与气候：
大气的热量与能量平衡
课时：
2课时
课型：
理论教学
目的要求：
1要求学生掌握大气的热辐射特征；
2要求学生掌握气温的形成、分布及变化特征。
重点、难点：
大气的热量平衡特征
方法手段：
课堂讲解
教学内容：
二大气热能和气温
太阳、地面、大气三者之间以辐射击的方式传递辐射能的波长范围在0.15~120um。
其中太阳的辐射波长为0.15~4um，地-气系统的辐射波长为3~120um。
前者称为短波辐射，后者称为长波辐射。
太阳辐射从根本上决定了地球、大气的热状况，从而支配了地球的能量传输过程。
1太阳辐射（短波辐射）
相对地球辐射来说，太阳辐射是短波辐射。
太阳辐射能主要是：
可见光：
0.4~0.76um50%；
红外线：
＞0.76um43%；
紫外线：
＜0.4um7%。
太阳辐射强度：
单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能。
太阳常数：
在日地平均距离处，大气顶界垂直于太阳光线物平面上，每分钟单位面积（cm2）接受到太阳的辐射能量。
推荐值为1367W/m2。
太阳辐射穿透大气层时，受到各种气体分子、尘埃、水气等物质颗粒的吸收、散射和反射，而受到过滤。
过滤后投到地面的太阳辐射由两部分组成：
直接辐射：
直接到过地表的辐射；
散射辐射：
经大气散射到地表的辐射。
直接辐射+散射辐射=总辐射。
总辐射有如下一些变化规律：
（1）总辐射在每天的早晚有明显不同的变化；
（2）总辐射在一年的四季变化也发生明显变化；
（3）总辐射随地球纬度分布变化而变化，纬度愈高者辐射愈低。
反射率：
到达地面的总辐射，一部分被地面吸收转变为热能，一部分被反射，反射部分与总辐射量的百分比为反射率。
对于反射率而言，
（1）不同的入射角有不同的反射率；
（2）反射率越大，地表吸收的热量越少。
表4-2不同性质的地表物质有不同的反射率
地面
砂土
粘土
浅色土
深色土
黑钙土（干）（湿）
耕地
绿草地
反射率%
29~35
20
22~32
10~15
148
14
26
地面
干草地
小麦地
新雪
陈雪
阔叶林
针叶林
反射率%
29
10~25
84~95
46~60
20
6~19
水面太阳高度角
90℃
45℃
15℃
2℃
反射率%
2
5
20
78
2长波辐射
地面和大气吸收太阳辐射能，又是依其本身的温度向外辐射热能，地—气间的辐射为长波辐射，波长在3~120um。
大气直接吸收太阳短波辐射，增温甚微，大气增温主要是吸收地面长波所。
大约有75~95%的地面长波被子贴近地表的大气层吸收。
低层大气吸收的热又以辐射的形式传递到更高层加热大气，导致对流的温度随高度增加而逐渐降低。
逆辐射：
大气吸收地面辐射后再产生的大气辐射中，一部分返回地面，一部分达到宇宙空间，与地面辐射相反的那部分称为大气逆辐射。
花房效应：
大气逆辐射使地面放出的长波辐射部分返回，对地表失去的热量起到补偿作用，这种作用称为大气的花房效应。
有人做过估算，如果没有逆辐射，地表平均温度为﹣23℃左右，而实际地表温度为15℃左右。
3大气能量结构
大气本身对太阳辐射吸收很少，而水、陆、植被等下垫面却能大量吸收太阳辐射。
大气获得能量的结构为：
（1）直接吸收太阳辐射
大气中臭氧、水汽、液态水等是吸收太阳辐射热的主要物质，而N2和O2对太阳吸收微弱。
（2）吸收地面辐射
地表吸收了到达大气上界太阳能的50%，变为热能，温度升高，然后以＞3um的长波向外辐射，这种辐射的能量75~95%被大气吸收，只有极少部分逸回宇宙空间。
地面是大气的第二热源。
（3）潜热输送
海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气层中，一方面水分凝结成雨滴或雪，放出潜热；另一方面，雨、雪降落地面，又被蒸发，从而重复交替进行。
（4）感热输送
地面、陆地、水面和低层大气温度并不相等，因此，地面与大气间便由感热交换而产生能量输送。
总之，地—气间感热交换的结果，是由地表向大气输送能量。
4地—气热量平衡
大气、地面吸收太阳短波辐射，又依自身的温度向外发射长波辐射，由此形成整个地—气系统与宇宙间的能量交换。
在地—气系统内，地面与大气之间不断地以辐射和热量输送的形式交换能量。
在某一段时间内，物体能量收支的差值，称为辐射平衡或辐射差额。
在没有其它方式交换热量时，辐射平衡决定物体的升温或降温。
当收入辐射＞支出辐射，辐射差额＞0，物体升温
当收入辐射＜支出辐射，辐射差额＜0，物体降温
当收入辐射=支出辐射，辐射差额=0，物体温度没有变化。
辐射差额或辐射平衡规律：
（1）日变化：
白天为正值，夜间为负值，正值转负值或负值转正值的时间出现在日落前及日出后1小时左右；
（2）年变化：
北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增多而加大，冬季则相反，甚至出现负值；
（3）纬度变化：
地—气系统辐射差额为零的纬度在南北半球35°附近，即从北纬35°到南纬35°附近的地区内，辐射差额＞0，能量盈余，温度上升；北纬35°到南纬35°附近以南，辐射差额＜0，能量亏损，温度下降；
（4）辐射差额的这种分布引起高、低纬度之间大气环流和洋流产生的根本原因。
在它们的作用下，使盈余热量输送到亏损地区，使全球能量常年平均近于平衡。
5气温（可根据情况确定为自学内容）
气温是大气热力状况的数量度量。
其变化规律有：
（1）气温的周期性变化：
日变化：
年变化：
（2）气温的水平分布P71
（1）~（5）
（3）气温的垂直分布
对流层气温随海拔升高而降低。
但由于纬度、地面性质、大气环流等因素的影响，使得对流层中某些层的温度出现随高度升高而增加的趋势，这一现象叫逆温，这些气层叫逆温层。
逆温层的类型包括：
辐射逆温：
近地面常因夜间地面辐射降低而降温，形成逆温层，这样的逆温称为辐射逆温。
当晴朗无云无风或微风的夜晚，地表冷却＞有效辐射，冬季强，夏季弱。
平流逆温：
当较暖的空气流到较冷的地面或水面上时，也形成逆温，这种逆温叫平流逆温。
冬季海上暖流空气平流到大陆上时，形成此种逆温。
下沉逆温：
由于表层空气下沉、压缩、增温而形成的逆温称下沉逆温。
在山地区，常因冷空气顺坡下沉至谷底，将原来的暖空气抬挤到上空，从而形成逆温，这咱下沉逆温又称为地形逆温。
锋面逆温：
冷、暖空气之间的交界面（或过渡区）即是锋面。
在对流中，冷暖空气相遇时，密度小的暖空气被密度大冷空气排挤在冷空气之上，因此锋面自地面倾斜于冷空气一侧，当冷暖空气温差较大时，就形成锋面逆温。
实际上，大气中的逆温出现常是几种过程同时发生，故应注意具体分析。
第15讲：
（第四章第二节）大气水分与降水
课时：
2课时
课型：
理论教学
目的要求：
1要求学生掌握大气的水分特征和大气降水的形成；
2要求学生掌握大气降水的变化规律。
重点、难点：
大气降水的变化规律
方法手段：
课堂讲解
教学内容：
一大气降水
1湿度（humidity）
大气中的水汽含量，进入大气中的水分子，通过扩散和气流传递而散布于大气中，使大气中含水汽而具有湿度。
（1）表示法：
（a）水汽压（e）：
大气中水汽所产生的压力。
e2=e0×10﹣β2
（b）绝对湿度（α）：
单位容积空气所含水汽质量（g/cm3）。
α=289
（g/cm3）
（c）相对湿度（f）：
大气实际水汽压（e）与同温度下的饱和水汽压之比，为相对湿度。
用%表示，能直接反映空气距饱和程度和大气中水汽的相对含量。
饱和水汽压：
温度一定时，单位体积空气中容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度，空气呈饱和状态，称饱和气压。
（d）露点温度：
湿空气等压降温达到饱和的温度即露点温度。
（2）湿度变化分布
（a）相对湿度日变化通常与气温日变化相反；
（b）相对湿度高低随距海远近及纬度高低而不同.
2.蒸发与凝结（evaporation&condensation）
（1）蒸发
影响蒸发的因素有：
蒸发面温度、蒸发面性质、空气湿度和风。
蒸发量一般以一层水的厚度（mm）表示。
（2）凝结
大气中的水汽达到饱和与过饱和，并且空气中有凝结核存在时，发生凝结。
满足凝结这个条件可以通过：
①增加空气中水汽含量；
②使含水汽的空气冷却（如绝热冷却、辐射冷却、平流冷却、混合冷却），即降温，使之达到露点。
凝结核的起两个作用：
①对水汽吸附作用；
②形成液滴，有助于水汽凝结。
1）地表凝结现象
露与霜（dew&frost）：
地面温度降低到露点以下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。
若温度＞0℃，水汽凝结为液态，即形成露；
若温度＜0℃，水汽凝结为固态，即形成霜。
雾淞和雨淞：
雾淞是过冷的雾滴附于地面物体或树枝迅速冻结而成，多出现在寒冷高湿度天气。
雨淞是过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成。
2）大气中的凝结现象
雾（fog）：
漂浮在近地面层乳白色微小水滴或冰晶。
雾的分布一般沿海多于内地，高纬区多于低纬区。
雾的种类有：
辐射雾：
地面辐射冷却，贴近地面气层变冷形成的雾；
平流雾：
暖空气移到冷下垫面上形成的雾；
蒸气雾：
冷空气移到暖水面上形成的雾；
上坡雾：
潮湿空气沿山坡上升使水汽凝结而产生的雾；
锋面雾：
发生在锋面附近的雾。
霾（haze）：
空气中悬浮着的烟、尘等微粒。
云（cloud）：
是高空水汽凝结现象。
空气对流、锋面抬升、地形抬升等作用使空气升到凝结高度时，就形成云。
云有不同的外貌特征。
云的外貌特征不仅反映法时的大气运动、稳定程度和水汽状况，也是未来天气变化趋势的征兆。
根据云与不同上升气流的关系，可将云分成如下三大类（P79，表3-11）：
a积状云：
是由于空气对流上升，体积膨胀绝热冷却，水汽凝结形成，包括淡积云、浓积云、积雨云。
形成条件：
气流上升的高度超过凝区高度。
b层状云：
是空气斜升运动形成层状云，是暖湿空气沿着冷空气的斜坡滑升，也可能是暖湿空气沿地形界面缓慢滑升，形成雨层云、高层云和卷层云。
c波状云：
由于空气密度不同、运动速度不等的两个气层界面上产生波动而形成的云。
在大气逆温和等温层上，空气密度和运动速度往往有较大差异，产生波状运动。
包括卷积云、高积云、层积云。
云量：
天气被云遮蔽的程度。
根据气温、气流特点，全球分三个云量带：
1赤道多云带
2纬度20°~30°少云带
3中高纬多云带
3大气降水
（1）条件：
当
（1）雨滴下降速度超过上升气流速度；
（2）雨滴从云层中降落到地面前不被完全蒸发时，表明降水的形成，须经历云滴增大的过程，这个过程有：
1云滴凝结增长
云体上升绝热冷却，水汽输入水汽凝结成凝华而增大﹙云滴周围实际水汽压＜云滴饱和水汽压）
云滴与冰晶共存时，冰面饱和水汽压＜水面饱和水汽压，水滴便蒸发变小，冰滴便凝华增大。
2云集滴冲并增长
大小不同的云滴具有不同的运动速度。
下降过程中，个体大者降落速度快，小者速度慢，于是大者冲并小者形成更大的云滴。
（2）类型：
根据降水的成因（上升气流特点），将降水分成：
1对流雨：
空气湿度大，近地面强烈受热，引起对流形成降水；
2地形雨：
暖湿空气前进过程中遇到高山阻碍，被迫抬升，绝热冷却，产生降水；
3锋面雨：
冷暖空气循交界面滑升，绝热冷却，产生降水；
4台风雨：
热带海洋的一种空气旋涡，暖湿空气上升，产生强度极大的降水。
（3）降水强度及其时间变化：
（a）降水强度：
单位时间内的降水量为降水强度。
降水量是降落在地面的雨、雪、霜、霰等，未经蒸发，渗透流失而积聚在水平面上的水层厚度（mm）。
（b）日变化：
降水日变化受地方条件制约，可分为两个类型：
大陆型：
中纬度大陆性气候条件下，午后和清晨降水量最大;
海洋—海岸型：
一天只有一个最大值，出现在清晨，最小值在午后。
（c）降水季节变化:
季节变化受纬度、海陆位置、大气环流等因素影响，全球降水年变型分为以下几种：
赤道型：
全年多雨，春、秋分之后降水最多，冬、夏至之后降水量低；
热带型：
赤道南北两侧，以季风雨、气旋雨为主；
副热带型：
全年降水一个最高值，一个最低值
温带高纬型：
受极地高压控制，气温低，蒸发弱，降水量少。
（d）降水变率:
降水变率的大小，反映降水的稳定性和可靠性。
降水变率小，水量丰富，反映当地水资源丰富。
降水变率大，降水不稳定，反映该区旱涝频率高。
Cv=
×100%
（4）降水地理分布
全球有四个降水带（P83）：
（1）赤道多雨带：
年降水量＞1500mm;
（2）南北纬15°~30°少雨带：
受副热带高压控制，我国大部分地区属于这一纬度带;
（3）中纬度少雨带：
年降水量500~1000mm。
多雨原因是锋面雨、气旋雨;
（4）高纬少雨带：
湿润系数：
K=
当K≥1时，湿润区
当K＜1时，半湿润、半干旱或干旱区
第16讲：
（第四章第三节）大气运动与天气系统
课时：
2课时
课型：
理论教学
目的要求：
1要求学生掌握不同尺度的大气运动特征；
2要求学生掌握主要天气系统的特征及形成机制。
重点、难点：
天气系统的形成机制
方法手段：
课堂讲解
教学内容：
一大气水平运动
1作用于大气的力
水平气压力：
存在水平气压梯度，单位质量空气所受的力水平气压力：
存在水平气压梯度，单位质量空气所受的力；
地转偏向力：
因地球转动使运动物体发生方向偏转力；
惯性离心力：
空气作曲线运动时，受与运动方向垂直的惯性离心力作用；
摩擦力：
不同气层之间，气—地之间的相互作用，产生摩擦阻力；
热力：
太阳辐射分布平衡产生的热力。
2大气的水平运动产生风
（1）地转风：
空气作等速直线水平运动形成地转风。
白贝罗风压定律：
在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；南半球北风而立，则高压在右，低压在左。
当不考虑摩擦时，地转偏向力与气压梯度力平衡，地转风的计算公式为：
Vg=－
·
其中：
Vg为地转风风速；P为水平气压梯度力；
为水平气压梯度力的差值；
为两等压面间的垂直距离；
为空气密度；
为地球纬度。
（2）梯度风：
大气中空气做曲线运动时，作用于空气的气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力达到平衡时的风为梯度风。
（3）风随高度的变化
A地转风随高度增加，形成热成风。
地转风速与该高度气压梯度成正比。
水平气压梯度是温度的函数。
水平温度分布不均导致气压梯度随高度发生变化。
风也随高度发生变化。
由水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风。
注意两点：
热成风与等温线的关系同地转化与等压线的关系相似，即北半球背热而立，高温在右，低温在右；南半球相反。
地转风随高度作逆时针旋转，则伴有冷平流，作顺时针旋转，则伴有暖平流。
B摩擦力中风随高度的变化
摩擦层中风随高度的变化，受摩擦力和气压梯度随高度变化的影响。
埃克罗螺线：
把北半球不同高度上风的向量投影到同一水平面上，可得到一条风向风速随高度变化的螺旋线，即埃克罗螺线，它表示有如下三层含义：
1北半球摩擦层中风随高度呈螺旋式分布：
2随高度升高，风速增大，风向向右偏转
3最终风向与等压线完全一致
二大气环流（atmospherecirculation）
指大范围内具有一定稳定性的各种气流运动的综合现象。
水平尺度：
涉及某个大地区，半球甚至全球；
垂直尺度：
对流层、平流层、中间层或整个大气圈的环流；
时间尺度：
数日、月、季、半年、一年甚至多年的大气环流。
表现形式：
行星风系、三圈环流、定常分布平均槽脊、高空急流、西风带等大型扰动、季风环流。
是全球气候特征和大范围形势的主导因素与各种尺度天气系统活动的背景条件。
1全球环流
A全球气压带：
赤道低压带；
极地高压带；
副热带高压带：
赤道上空流向两极；
副极地低压带：
副热带高压带和极地高压之。
实际情况是地球表面不均匀，有巨大的陆地，且海陆交错。
气压带的分布不仅因纬度而不同，而且因海陆而不同。
如北大西洋和北太平洋有力地控制着北半球的气压分布状况。
永久性气压系统：
海洋上的高压和低压系统，虽然位置、范围、强度随季节变化，但作为纬度气压带终年存在，故为永久性气压系统。
B行星风系
地面盛行风的全球性形式，包括三个盛行风带：
信风带：
是可以预期在一定季节海上盛行的风系。
南北纬30°~35°副热带高压和赤道低压之间气压梯度形成。
西风带：
南北纬35°~60°之间，副热带高压和副极地低压之间气压梯度；
极地东风带：
自极地高压带向外辐散的气流。
C径向三圈环流
在赤道与极地之间形成一个NS向的闭合环流。
由于地球自转，空气运动地转偏向力便随发生作用。
在地转偏向力作用下，南北半球分别形成三圈环流。
信风环流圈（Hadley环流圈）
空气在热带受热上升到空中向高纬输送，受地转偏向力作用，气流向东偏转，出现高空西风。
空气在副热带纬度下沉分两支，一支流向赤道，在低纬地区形成闭合环流，即信风环流圈。
中纬环流圈（Ferrel环流圈）
从高空到地面盛行偏西风，地面附近具有指向低纬的风速分量，上层具有指向高纬的风速分量，分别与副热带高压带下沉气流和副极地低压带上升气流相结合，构成一个环流圈
极地环流圈
副热带高压带流向极地的气流在地转偏向力作用下，以中纬地区形成偏西风。
当到极地低压带时，与由极地高压过来的偏东气流在60°纬度附近相遇形成极峰。
暖流空气沿极峰向极地方向上滑，形成偏西气流，最后在极地冷却下沉，补偿地面流失的空气质量，于是在纬度60°附近和极地之间构成闭合环流圈，即形成极地环流圈。
高空西风带波动和急流
罗斯贝波：
形成于极地冷气团和热气团的狭长交汇内，向赤道一侧形成弯曲低压槽，向极地一侧形成高压脊。
急流：
冬季在北半球27°N附近的200hPa高度，风速达40m/s；夏季减弱到15~20m/s，位置也北移到42°N附近的300~200hPa之间。
2区域大气环流—季风环流
地表海陆热力差异作用造成气压场随季节的变化，以及行星风带的季节位移作用和高大地形作用所产生的一种区域、季节性气流运动，即季风环流。
较大范围内盛行风向随季节改变的现象称为季风。
（a）一般夏季季风由海洋吹向陆地，冬季由大陆吹向海洋;
（b）夏季风由暖湿热带海洋气团或赤道海洋气团构成；冬季风则由干冷的极地大陆气团构成;
（c）冬夏盛行风向间的夹角，即季风角在120°~180°之间。
季风的区域分布：
——南亚和东南亚是世界最著名的季风区，环流特征主要表现为：
1冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风；二者转换带有爆发性突变过程；
2冬季东北季风是陆地吹海洋的分量，为亚洲大陆冷高压南部气流；
3夏季印度处于热低压南侧及赤道西风北移经夺冠之地，西南气流与赤道西风叠加，形成最著名的、最典型的热带季风。
——西南季风。
西南季风：
冬季南亚和东南亚的东北季风，是陆地吹向海洋的分量，是亚洲大陆冷高压南部的气流。
夏季印度处于亚洲大陆热低压南侧及赤道西风北移经过区。
西南气流与赤道西风叠
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