气象学重点归纳汇总Word格式文档下载.docx

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P39

10.寒潮：

冷性反气旋在其发展、增强时期常常静止少动，但当高空形势改变时，会受高空气流引导而移动。

当其南移时，就造成一次冷空气袭击，如果冷空气十分强大，如同寒冷潮流滚滚而来，给流经地区造成剧烈降温、霜冻、大风等等灾害性天气，称为寒潮。

P137

11.空气湍流：

空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。

湍流是在空气层相互之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的。

P37

12.南亚高压：

夏季中心位于青藏高原及其附近地区对流层上部的高压。

13.气候的垂直地带性：

是指高山地区，因海拔高度的差异，使气候具有大体上与等高线相平行的带状分布规律。

这种由气温、降水及植被等综合表现出来的垂直气候带状分布特征，取决于山地的地理纬度及海拔高度。

P219

14.气候系统：

是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，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。

P7

15.气旋：

是占有三度空间的中心气压比四周低的水平空气涡旋，又称低压。

反气旋：

是占有三度空间的、中心气压比四周高的水平空气涡旋，又称高压。

P133

16.切断低压：

是温压场结构比较对称的冷性气压系统。

切断低压是西风带长波槽不断加深、南伸，直至槽南端冷空气被暖空气包围并与北方冷空气主体脱离而形成的闭合气压。

P131

17.热带气旋：

是形成于热带海洋上、具有暖心结构、强烈的气旋性涡旋。

P145

18.太阳常数：

就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的1cm²

面积内，1min内获得的太阳辐射能量，称太阳常数。

P25

19.温室效应：

太阳（短波）辐射通过大气层到达地表并被其吸收，地表（长波）辐射则几乎全部被大气所吸收，大气向外太空和地面发出长波辐射，后者称为大气逆辐射，使地面升温。

P8

20.季风:

大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象。

P179

21.峡谷风：

当空气由开阔地区进入山地峡谷口时，气流的横截面积减小，由于空气质量不可能在这里堆积，于是气流加速前进（流体的连续性原理），从而形成强风，这种风称为峡谷风。

P188

22.温带海洋性气候：

分布在温带大陆西岸，纬度约在40°

―60°

，这些地区终年盛行西风，受温带海洋气团控制，沿岸有暖洋流经过。

冬暖夏凉，气温年较差小，全年温润有雨。

P214

23.温带季风气候：

出现在亚欧大陆东岸纬度35—55地带，包括中国的华北和东北，朝鲜大部，日本北部及俄罗斯远东部分地区。

冬季盛行偏北风，寒冷干燥；

夏季盛行东南风，温暖湿润，全年降水量集中于夏季，降水分布由南向北，由沿海向内陆减少。

天气的非周期性变化显著，冬季寒潮爆发时，气温在24h内可降10余度甚至20余度。

P214

24.赤道多雨气候：

位于赤道及其两侧，大约向南、向北伸展到5—10左右，长夏无冬，年平均气温在26左右，气温年较差小，全年多雨，无干季，年降水量在2000mm以上，全年皆在赤道气团控制下，风力微弱，以辐合上升气流为主，多雷阵雨，天气变化单调，降水量的年际变化很大。

25.SOI：

南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变化的负相关关系。

两者气压变化有跷跷板现象，称之为涛动。

为了定量的表示涛动振幅的大小，学者采用南太平洋塔希提岛的海平面气压与同时期澳大利亚北部的达尔文港的海平面气压差值，经过一定的数学处理来计算南方涛动指数（SOI）

26.阳伞效应：

指由大气污染物对太阳辐射的削弱作用而引起的地面冷却效应。

阳伞效应是由烟尘增多形成的。

人类的生产与生活活动，导致大气中的烟尘越来越多。

悬浮在大气中的烟尘，一方面将部分太阳辐射反射回宇宙空间，削弱了到达地面的太阳辐射能，使地面接受的太阳能减少；

另一方面吸湿性的微尘又作为凝结核，促使周围水汽在它上面凝结，导致低云、雾增多。

这种现象类似于遮阳伞，因而称“阳伞效应”。

阳伞效应的产生使地面接受太阳辐射能减少且阴、雾天气增多，影响城市交通等。

27.气溶胶：

由固体或液体小质点分散并悬浮在气体介质中形成的胶体分散体系，又称气体分散体系。

二、简答

1.到达地面的太阳辐射的主要形式及其特征P28

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

太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的有两个，即太阳高度角和大气透明度。

1太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。

太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，因此太阳辐射被减弱也较多，到达地面的直接辐射较少。

2大气透明度：

大气允许电磁波通过的百分率。

也指大气透明的程度。

大气透明度好，到达地表的直接辐射量多，反之则少。

经过大气散射后投射到地面的，称为散射辐射

散射辐射的强弱也与太阳高度角及大气透明度有关。

1太阳高度角增大时，到达近地面层的直接辐射增强，散射辐射也就相应地增强；

相反，太阳高度角减小时，散射辐射也弱；

2大气透明度不好时，参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；

反之，减弱。

云也能强烈地增大散射辐射。

3太阳散射辐射也具有日和年变化，一日内正午前后最强，一年内夏季最强。

2.低空气压水平分布的五种气压场p90

低气压（简称低压）：

由闭合等压线构成的低压区，中心气压值低，向外逐渐增高。

空间等压面向下凹形如盆地。

高气压（简称高压）：

由闭合等压线构成的高气压区，中心气压值高，向外逐渐降低。

空间等压面向上凸类似山丘。

低压槽：

低压延伸出来的狭长区域叫低压槽简称槽。

槽附近的空间等压面类似山谷

高压脊：

高压延伸出来的狭长区域叫高压脊简称脊，脊附近的空间等压面类似山脊。

鞍形气压场：

两高压和两低压交错相对的中间区域称为鞍形气压场，简称鞍。

3.对流层的主要特征p11

（1）气温t随高度z增加而下降，气温直减率γ=-dt/dz=0.65°

C/100m；

（2）具有强烈的对流运动和湍流运动；

（3）气象要素在水平方向上分布很不均匀，形成气团和锋；

（4）垂直方向分为摩擦层或行星边界层（厚1km~2km）和自由大气（1km~2km以上）。

4.CO2的来源及其作用

主要来源是煤等矿物燃料的燃烧和动、植物的呼吸作用

作用：

对太阳辐射吸收甚少，但却能强烈地吸收地面辐射，同时又向周围空气和地面放射长波辐射。

有使空气和地面增温的效应。

5.空气垂直运动的基本形式与特征P104

垂直运动却与大气中云雨的形成和发展及天气变化有着密切关系。

基本形式：

对流运动和系统性垂直运动。

对流运动是由于某团空气温度与周围空气温度不等而引起。

当某空气团的温度高于四周空气温度时，气团获得向上浮力产生上升运动，升至上层向外流散，而低层四周空气便随之辐合以补充上升气流，从而形成空气的对流运动。

对流运动的高度、范围和强度同上升气团的气层稳定度有关。

热力对流的水平尺度多在0.1~50km，是温暖的低、中纬度地区和温暖季节经常发生的空气运动现象。

一般其规模较小、维持时间短暂，但对大气中热量、水分、固体杂质的垂直输送和云雨形成、天气发展演变具有重要作用。

系统性垂直运动是指由于水平气流的辐合、辐散、暖气流沿锋面滑升以及气流受山脉的机械、阻滞等动力作用所引起的大范围、较规则的上升或下降运动。

系统性的垂直运动中，上升区或下降区的范围可达几百至几千千米，而升降速度却只有1~10cm/s。

然而，这样的升降速度在持续较长的时间里（例如一昼夜），空气在垂直方向上可以移动数百米至数千米，故对天气的形成和变化也有很大的影响。

系统性垂直运动的发生往往同天气系统相联系，例如与高压、低压、槽、脊以及锋面等有密切关系。

6.空气冷却的四种形式P66

绝热冷却——热空气作绝热上升运动，是大气中云形成的主要方式。

如：

山地降温等

辐射冷却——晴朗无风夜晚，地面辐射冷却至td以下。

辐射雾

平流冷却——暖空气平流到冷却地表上

混合冷却——接近饱和的两个温差较大气块

7.气压周期变化的主要特征及影响因素p87

明显的是以日为周期和以年为周期的波动。

日变化有单峰、双峰和三峰等型式，其中以双峰型最为普遍，其特点是一天中有一个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值。

一般是清晨气压上升，9~10时出现最高值，以后气压下降，到15~16时出现最低值，此后又逐渐升高，到21~22时出现次高值，以后再度下降，到次日3~4时出现次低值。

随纬度增加，气压日较差逐渐减小

气压年变化是以一年为周期的波动，受气温的年变化影响很大，因而也同纬度、海陆性质、海拔高度等地理因素有关。

大陆上一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年变化值很大，并由低纬向高纬逐渐增大。

海洋上一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年较差小于同纬度的陆地。

高山区一年中气压最高值出现在夏季，是空气受热，气柱膨胀、上升，质量增加所致，而最低值出现在冬季，是空气受冷，气柱收缩、空气下沉、高山质量减少的结果。

8.全球气温年变化的四种类型p52

赤道型：

其特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道地区春秋分时中午太阳位于天顶。

两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午太阳高度角是一年中的最小值。

这里的年较差很小，是因为该地区一年内太阳辐射能的收入量变化很小之故。

热带型：

其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）和一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤道型），海洋上一般为5℃，在陆地上约为20℃左右。

温带型：

一年中也有一个最高值，出现在夏至后的7月。

一个最低值出现在冬至以后的1月。

其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。

另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在8月，最低值出现在2月。

极地型：

一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大是其特征。

9.热带辐合带的类型及其主要特征p143

热带辐合带按其气流辐合的特性分为两种类型：

一种是在北半球夏季，由东北信风与赤道西风相遇形成的气流辐合带，活动于季风区，称季风辐合带；

另一种是南、北半球信风直接交汇形成的辐合带，称信风辐合带。

热带辐合带的位置随季节而南北移动，但各地区移动的幅度并不相等。

主要活动于东太平洋、大西洋和西非的信风辐合带，移动幅度较小，且一年中大部分时间位于北半球；

而活动在东非、亚洲、澳大利亚的季风辐合带，季节位移较大，冬季位于南半球，夏季又移至北半球。

热带辐合带一般只存在于对流层的中、下层。

季风辐合带，由于赤道西风带多数情况下出现在500hPa层以下，其轴线随高度向南或西南倾斜；

而位于海洋的信风辐合带，因交汇的两支气流之间几乎没有温度和湿度差异，以及临近赤道带地转作用的消失，结果辐合带在不同高度上几乎重合。

热带辐合带，特别是季风辐合带是低纬度地区水汽、热量最集中的区域，其月平均降水量达300~400mm。

水汽凝结释放的大量潜热成为最重要热源。

而热带辐合带被加热之后又激发对流云、热带气旋等热带天气系统的产生。

卫星云图上，季风辐合带常表现为一条绵延数千千米的东西向的、由离散云团组成的巨大云带。

10.山地气候的“暖带”与“冷湖”p222

山地气候与地形起伏凹凸的显隐关系至为密切。

在周围山坡围绕的山谷或盆地中，由于风速小和湍流交换弱，当地表辐射强烈时，周围山坡上的冷空气因密度大都沿坡面向谷底注泻（这种下沉动力增温作用远比地表辐射冷却作用为小）；

并在谷底沉积继续辐射冷却，因此谷底气温最低，形成所谓“冷湖”。

而在冷空气沉积的顶部坡地上，因为风速较大，湍流交换较强，换来自由空气中较暖的空气，因此气温相对较高，形成所谓“暖带”。

在暖带向上向下气温皆是垂直递减的。

暖带的高度因不同山地、不同坡度、不同季节和天气条件而异。

11.云滴冲并增长p75

云滴经常处于运动之中，这就可能使它们发生冲并。

大小云滴之间发生冲并而合并增大的过程，称为碰并增长过程。

云内的云滴大小不一，相应地具有不同的运动速度。

大云滴下降速度比小云滴快（表3·

5），因而大云滴在下降过程中很快追上小云滴，大小云滴相互碰撞而粘附起来，成为较大的云滴。

在有上升气流时，当大小云滴被上升气流向上带时，小云滴也会追上大云滴并与之合并，成为更大的云滴。

云滴增大以后，它的横截面积变大，在下降过程中又可合并更多的水云滴。

有时在有上升气流的云中，当大小水滴被上升气流挟带而上升时，小水滴也可以赶上大水滴与之合并。

这种在重力场中由于大小云滴速度不同而产生的冲并现象，称为重力冲并。

12.云滴凝结（或凝华）增长p74

凝结（或凝华）增长过程是指云滴依靠水汽分子在其表面上凝聚而增长的过程。

在云的形成和发展阶段，由于云体继续上升，绝热冷却，或云外不断有水汽输入云中，使云内空气中的水汽压大于云滴的饱和水汽压，因此云滴能够由水汽凝结（或凝华）而增长。

但是，一旦云滴表面产生凝结（或凝华），水汽从空气中析出，空气湿度减小，云滴周围便不能维持过饱和状态，而使凝结（或凝华）停止。

因此，一般情况下，云滴的凝结（或凝华）增长有一定的限度。

而要使这种凝结（或凝华）增长不断地进行，还必须有水汽的扩散转移过程，即当云层内部存在着冰水云滴共存、冷暖云滴共存或大小云滴共存的任一种条件时，产生水汽从一种云滴转化至另一种云滴上的扩散转移过程。

例如，在冰晶和过冷却水滴共存的混合云中，在温度相同的条件下，由于冰面饱和水汽压小于水面饱和水汽压，当空气中的现有水汽压介于两者之间时，过冷却水滴就会蒸发，水汽就转移凝华到冰晶上去、使冰晶不断增大，而过冷却水滴则不断减小。

当冷暖云滴共存或大小云滴共存时，同样也可发生这种现象，使冷（或大）的云滴不断增大。

13.阻塞高压的形成及其天气p131

简称阻高，是温压场比较对称的深厚的暖性高压。

阻高是西风带长波槽和脊在经向度不断增大，直至暖脊被冷空气包围，并与南面暖空气主体分离，所形成的闭合高压区。

对中国的天气影响最大阻塞高压是乌拉尔山和鄂霍次克海阻塞高压。

当其稳定时，中国长江中下游多连阴雨天气。

减弱崩溃时，常引起中国的寒潮爆发。

阻高控制下的天气一般是晴朗的，高压东部盛行偏北气流，有冷平流和下沉运动，天气以冷晴为主。

西部盛行偏南气流，有暖平流和上升运动，天气较暖且多云雨。

南北两侧多稳定的西风气流，并常伴有短波活动，天气时阴、时晴。

14.地形对气候的影响p184

地形与气温

高大地形对气温的影响 

绵亘的高大山系和庞大的高原是气流运行的阻碍，他们对寒潮和热浪移动都有相当大的壁垒作用。

同时他们本身的辐射差额和热量平衡情况又具有其独特性，因此他们对气温的影响是非常显著而广泛的。

这种影响主要表现在机械阻挡作用和热力作用两个方面。

下面以青藏高原为例来简要说明。

青藏高原海拔高、面积大，矗立在29°

-- 

40°

N之间，南北约跨纬度10°

，东西约跨经度35°

，有相当大的面积高度在5000米以上，有一系列的山峰顶部海拔超过了7000--8000米，占据了对流层中下层，犹如大气海洋中的一个岛屿，对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。

从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原至东部平原，这就导致我国东部热带、副热带的冬季气温远比受青藏高原屏障的印度半岛北部为低。

中小地形对气候的影响

中小地形对气候的影响也是相当复杂的，首先由于坡地方位不同，日照和辐射条件各异，导致土温和气温都有明显的差异。

在我国多数山地是南坡的温度高于北波。

坡地方位对气温的影响还因纬度和季节而异，多数情况是高纬影响比低纬显著，不同方位坡地的温度差异，一般都是冬季最大，夏季最小。

其次，由于地形凹凸和形态的不同，对气温也有明显的影响。

在凸起地形，如山顶，因与大陆接触面积小，受到地面日间增热、夜间冷却的影响较小，湍流交换较强，再加上夜间地面附近的冷空气可以沿坡下沉，而换来自由大气中较暖的空气，因此气温日较差、年较差皆较小；

凹陷地形则相反，气流不通畅，湍流交换弱，又处于周围山坡的围经营管绕之中，白天在强烈阳光下，地温急剧增高，影响下层气温，夜间地面散热快。

又因冷气流的下沉，谷底和盆地底部气温特别寒冷，因此气温日较差很大。

15.四大逆温类型

平流逆温（XX）：

当暖空气平流到冷却的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温。

逆温的强弱，主要由暖空气和冷地表面的温差决定。

温差大，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，常常出现逆温。

下沉逆温：

某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，使气层向水平方向辐散，其厚度减小。

如果气层下沉过程中是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离要比底部下沉的距离大，其顶部空气的绝热增温要比底部多。

于是当下沉到某一高度，空气顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。

下沉逆温多出现在高压区内，范围很广，厚度也较大。

（XX）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。

这种逆温因为有时象盖子一样阻止了向上的湍流扩散，如果延续时间较长，对污染物的扩散会造成很不利的影响。

16.地中海气候类型及其特征

分布：

位于副热带大陆西岸，约在纬度30°

一40°

之间的地带。

特征：

夏季受副热带高压控制，干燥少雨；

冬季受西风带控制，暖湿多雨（温和多雨）。

有凉夏型和暖夏型之分，凉夏型----临近大洋，暖夏型----离大洋稍远。

17.中国近五千年来气候的主要特征

一是气候类型复杂多变，二是大陆性季风气候显著。

气候本是自然环境中最活跃的因素之一，气候类型的形成受地理纬度、地形、海陆分布等因素的强烈影响和制约，同时还与水文特征、生物群落、土壤类型等环境因子有着千丝万缕的联系。

　　我国地域辽阔，南北跨度大，具有热带、亚热带和温带等多种热量带。

这是致使我国气候类型复杂多样的主要基础原因。

　　我国位于世界最大的大陆——亚欧大陆的东部，同时又濒临世界最大的大洋——太平洋，海陆热力差异突出，对我国气候产生了深刻的影响。

从东南沿海往西北内陆，气候的大陆性特征逐渐增加，依次出现湿润、半湿润、半干旱、干旱的气候区，这是我国西北地区特别干旱、植被稀疏的根本原因之一。

　　同时，我国是世界上季风气候最发达的区域之一。

冬季受亚洲高压的控制，盛行寒冷、干燥的偏北离陆风，夏季则受西北太平洋副热带高压的控制，盛行由海上来的潮湿、温暖的偏南气流，温湿多雨。

18.台风的结构及其生消条件p146

结构：

台风是暖性低压，因而台风范围内的地面流场是气旋式辐合流场。

按辐合气流速度的大小，一个发展成熟的台风，其低层沿经向方向可分为三个区域：

（1）外圈：

自台风边缘到最大风速区外缘，风速向中心急增，风力在6级以上，半径约200-300公里，

（2）中圈：

从最大风速区外缘到台风眼壁，是台风中对流和风雨最强烈的区域，半径为100公里.（3）内圈：

即台风眼区，风速迅速减小，半径约5-30公里。

形成条件：

1.广阔的高温洋面：

海温高于29-30℃的洋面，极易发生台风。

2.要有合适的纬度：

大多数台风发生在纬度5-20度之间，10-15度间为最多。

3.风的垂直切变要小：

使上升气流凝结释放的热量能聚积在有限的气柱内，而不被扩散出去。

4.合适的流场.

消亡条件：

主要是高温、高湿空气不能继续供给，低空辐合、高空辐散流场不能维持以及风速铅直切变增大等。

一种是登陆后因切断了海水潜热能源供应，加上陆地摩擦力大，大量消耗了台风的动能。

另一种是台风北上到达较高纬度时后部进入了冷空气，热带气旋变成温带气旋而消亡。

19.西太平洋副热带高压的活动规律p140、142

副高的强度、范围、位置和形状有着明显的季节和短期变化，虽然各个地区副高变化的程度有所不同。

这里主要介绍西太平洋副高的活动特征。

　　西太平洋副高的位置有多年变化的表现。

据分析，1880-1890年，副高中心偏向平均位置的东南；

1900-1920年却偏向西北；

1920-1930年又偏向东南，这种副高中心位置的变动，必然会引起东亚，甚至全球性的气候振动。

西太平洋副高的季节性活动，具有明显的规律性（图5-23）。

冬季时，西太平洋副高脊线一般位于15°

N附近，随着季节的转暖，脊线缓慢北移，到6月中、下旬，脊线迅速北跳，稳定于20°

-25°

N间。

至7月上、中旬，脊线再次北跳，跃到25°

N以北地区，以后就摆动在25°

-30°

N之间，七月底到8月初，脊线跨越30°

N，到达最北的位置。

从9月起，脊线开始自北、向南退缩，9月上旬脊线第一次回跳到25°

N附近，10月上旬再次跳到20°

N以南地区，从此结束了以年为周期的季节性南、北移动。

副高的这种季节性移动并不是匀速进行的，而表现出有时稳定少动，有时缓慢移动，有时突发跳跃的方式，而且北进持续的时间比较久，速度比较缓慢，而南退却经历的时间短、速度比较快，这是副高季节变动的一般规律，在个别年份，副高的活动可能有明显出入。

西太平洋副高的北进、南退，同其他地区副高的南北移动大体是一致的，只是移动的幅度更大一些。

3．图

1.作图说明北半球的三风四带

2.北太平洋西部台风的三条移动路径p149

由于副高的形状、位置、强度变化以及其它因素的影响，致台风移动路径并非规律一致而变得多种多样。

1.西移路径：

当北太平洋高压脊线呈东西走向，而且强大、稳定时，或北太平洋副高不断增强西伸时，台风从菲律宾以东洋面一直向西移动，经过南海在我国海南岛或越南一带登陆，对我国华南沿海地区影响较大。

　　2.西北路径：

当北太平洋高压脊线呈西北、东南走向时，台风从菲律宾以东洋面向西北方向移动，穿过琉球群岛，在我国江、浙或横穿台湾海峡，在浙闽一带登陆。

这条路径对我国影响范围较大，尤其对华东地区影响更大。

　　3.转向路径：

北太平洋副高东退海上，台风从菲律宾以东向西北方向移动，然后转向东北方向移去，路径呈抛物线状，对我国东部沿海地区及日本影响较大。

3.地形雨与焚风效应p187

4.副热带季风气候p212

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。

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，最冷月平均气温高于0°

，降水较少。

夏季由热带海洋