在地气系统热量收支平衡过程中.docx
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在地气系统热量收支平衡过程中
在地气系统热量收支平衡过程中，太阳辐射处于主导地位，因此随着日夜、冬夏的交替，地面的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬度、天气及地表性质等因子有关。
1．气温的日变化
气温主要受地表面增热与冷却作用而发生变化。
一日气温昼高夜低，最低气温出现在日出前，日出后气温逐渐上升，陆地上夏季14～15时、冬季13～14时达到最高值，以后逐渐下降直到日出前为止。
一天中气温的最高值与最低值之差称为气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。
气温日较差的大小一般与纬度、季节、海拔高度、下垫面性质和天气状况等有关。
在其他条件相同的情况下，气温日较差随纬度的增加而减小。
日较差夏季大于冬季。
低海拔日较差大，高海拔日较差小。
陆地地区日较差大于海洋地区，沙漠地区日较差比潮湿地区的大。
晴天的气温日较差比阴天大。
2．气温的年变化
气温的年变化表现在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。
通常，北半球中、高纬度陆地的气温以7月为最高，1月为最低。
海洋上的气温以8月为最高，2月为最低。
一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差。
气温年较差的大小与纬度、下垫面性质和海拔高度等因素有关。
赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差小；高纬度地区气温年较差远大于赤道低纬。
气温年较差低海拔处大于高海拔处。
陆上气温年较差比海洋大得多。
1．海陆热力差异对气温变化的影响
海陆热力性质差异表现在三方面：
（1）辐射性质差异：
太阳辐射在陆地只限于一个薄层，而在海洋里可以达到几十米深。
因此，大陆上的温度远比海洋上温度对太阳辐射敏感得多。
（2）热容量差异：
海水的热容量是陆地热容量的两倍，海洋升温和降温速度远小于陆地。
（3）海水具有流动性：
海水的流动使热量在较大围和较深的层次均匀分布。
海陆热力差异对气温变化的影响很大是两种热属性很不相同的下垫面，如果海面和陆面吸收同样的热量，海面温度与陆面温度的变化有很大不同，海面变化缓和，陆面变化剧烈。
因此，冬季大陆是冷源，使其上面的空气变冷，而海洋是热源，使其上面的空气变暖；夏季的情况与冬季相反，大陆是热源,海洋是冷源。
2．气温的水平分布
影响气温水平分布的主要因素有纬度、海陆分布和高度。
在一年的不同季节，气温分布是不同的。
通常以1月代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月代表北半球的夏季和南半球的冬季。
（1）气温的水平分布是随着纬度增加而逐渐降低。
（2）冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，而夏季相反。
（3）北半球冬季大洋西部从低纬向西北方向伸出一个暖舌直达大洋东部中高纬海域。
（4）在5°～10°N处，夏季移到20°N左右，平均在10°N左右。
（5）南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。
北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在西伯利亚东部和格陵兰地区。
1．温压场对称的系统
温压场对称是指温度中心与气压中心基本重合，即系统中水平面上等温线与等压线是基本平行的。
浅薄系统是指气压系统的强度随高度增加而减弱，这种系统有冷高压和暖低压。
深厚系统是指气压系统的强度随高度增加不变或增强，这种系统有暖高压和冷低压。
2．温压场不对称的系统
温压场不对称是指气压场中的高、低压中心与温度场中的冷、暖中心不相重合的系统。
这种气压系统，中心轴线不是垂直的，而发生偏斜。
地面低压中心轴线随高度升高不断向冷区倾斜，高压中心轴线随高度升高不断向暖区倾斜。
北半球中高纬度的冷空气多从西北方向移来，使得低压中心轴线常常向西北方向倾斜，而高压的西南侧比较温暖，高压中心轴线多向西南方向倾斜。
因此，在中高纬度地区，不对称的低压总是东暖西冷，不对称的高压总是东冷西暖。
在空间的每一点都有一个气压值，如果把所有气压相同的点连接起来，就形成一个等压面。
将同一时间各个台站的某一高空等压面的高度填在一地图上，画出等高线，则称为等压面图。
等压面上凸部分对应一组闭合等高线的高值区，等压面下凹部分对应一组闭合等高线的低值区。
换句话说，在同一高度上，气压比四周高的地方，等压面上凸，而且气压愈高的地方等压面上凸的愈厉害；气压比周围低的地方，等压面下凹，而且气压愈低，等压面下凹的愈厉害。
因此，等压面的起伏形势和该面附近等高面上气压的分布形势相对应，即等压面上等高线的低（高）值中心在邻近等高面上等压线对应着低（高）压中心，且两线走向一致。
值得注意，等高线的数值不是几何高度，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，其单位是位势米。
以位势米为单位的位势高度和以米为单位的几何高度意义完全不同，前者是能量的一种单位，后者仅为高度单位。
但在数值上虽有差别，但差别很小，可忽略不计。
水汽分部，低空大于高空，底纬大于高纬，热大于冷
1．垂直分布
绝对湿度随高度的增加而迅速减小。
在2km处不足地面1/2，5km处减到地面1/10，90%的水汽集中在3km以下的低层大气。
2．水平分布
绝对湿度的水平分布与气温的水平分布基本一致。
它与下垫面性质（如海面、陆地、沙漠、冰面等）关系密切。
赤道地区大，随纬度的增高而递减。
3．时间分布
绝对湿度的时间分布与气温的时间分布基本一致。
气温高时，绝对湿度大，水汽含量多；气温低时，绝对湿度小，水汽含量少。
通常大气中水汽含量夏季最多，春、秋季次之，冬季最少。
水汽由气态变为液态的过程称为凝结。
水汽直接转变为固态的过程称凝华。
大气中水汽凝结或凝华的一般条件是：
①增加水汽；②降低温度；③有凝结核或凝华核的存在。
空气的冷却方式主要有三种：
（1）绝热冷却：
指空气在上升过程中，因体积膨胀对外做功而导致空气本身的冷却。
随着高度升高，温度降低，饱和水汽压减小，空气到达一定高度就会出现饱和状态。
（2）辐射冷却：
指在晴朗无风的夜间，由于地面的辐射冷却，导致近地面层空气的降温。
当空气中温度降低到露点温度时，水汽达到饱产生凝结。
（3）平流冷却：
暖湿空气流经冷的下垫面时，冷的下垫面造成空气温度降低，达到饱产生凝结。
另外，冷暖空气平流相遇，水平混合后也可以产生凝结。
在上述几种冷却过程中，对出现在近地层的雾而言，辐射冷却、平流冷却起主要作用；对悬挂在空中的云而言，凝结发生在一定高度上，因而绝热冷却起主要作用。
空气水平运动风
1．重力
单位质量空气受到的重力为
，方向向下，指向地心。
显然，重力对大气水平方向的运动不起作用。
2．气压梯度力
由于作用在单位质量空气上的压力在水平方向上分布不均匀，所产生的力称为水平气压梯度力。
大小为：
；方向：
垂直等压线从高压指向低压。
（1）水平气压梯度力与空气密度成反比，与气压梯度成正比。
（2）空气密度一定时，气压梯度大，等压线密集，水平气压梯度力大。
（3）气压梯度一定时，空气密度大，水平气压梯度力小。
（4）若气压梯度等于零，两地没有气压差，水平气压梯度力等于零，无风。
可见，水平气压梯度力是使空气产生水平运动的直接原因或原动力。
3．地转偏向力
由于地球自转,作用在运动物体上产生使运动物体发生偏转的力，称地转偏向力。
在任意纬度上作用于单位质量运动空气上的水平地转偏向力为：
An＝2Vωsinφ，式中V为空气运动速度，ω为地转角速度，φ为纬度。
地转偏向力有以下特点：
（1）地转偏向力只是在物体相对于地面有运动时才产生，物体静止时，不受地转偏向力的作用。
（2）地转偏向力的方向同物体运动的方向相垂直，在北半球，地转偏向力指向物体运动的右方，使物体向原来运动方向的右方偏转；在南半球，地转偏向力指向物体运动的左方，使物体向原来运动方向的左方偏转。
（3）它只能改变物体运动的方向，不能改变物体运动速率的大小。
（4）地转偏向力的大小与风速和纬度的正弦成正比。
在同纬度，风速越大，地转偏向力越大。
在风速相同的条件下，地转偏向力随纬度的增高而增大，在赤道上地转偏向力为零。
4．惯性离心力
当空气做曲线运动时，将作用于空气上与向心力大小相等而方向相反的力称为惯性离心力。
惯性离心力同运动的方向相垂直，自曲率中心指向外缘。
对单位质量空气而言，惯性离心力表达式为：
，式中表明惯性离心力C的大小与运动物体的线速度V的平方成正比，与曲率半径r成反比。
惯性离心力和地转偏向力一样只改变物体运动的方向，不改变运动速度的大小。
5．摩擦力
摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面对空气运动的阻力。
它的方向与空气运动方向相反，大小与空气运动的速度和摩擦系数成正比，其表达式为：
R＝-μV，式中R为摩擦力，μ是为摩擦系数，V为空气运动速度。
在大气中不同高度上摩擦力的大小是不同的，以近地面层（地面至30～50m）最为显著，高度愈高，作用愈弱，到1～1.5km以上，摩擦力的影响可以忽略不计。
上述四个力都是在水平方向上作用于空气的力，但它们对空气运动的影响不同。
一般来说，水平气压梯度力是空气产生运动的原动力，其他力是在空气运动开始后才起作用的，而且所起的作用视具体情况而不同。
水平地转偏向力对中高纬度或大尺度的空气运动影响较大，而对低纬地区特别是赤道附近的空气运动影响甚小。
惯性离心力只在空气作曲线运动时起作用。
摩擦力只在摩擦层中起作用，对自由大气中的空气运动可以忽略不计。
地转偏向力、惯性离心力和摩擦力虽然不能驱动大气运动，但却能影响大气运动的方向和速度。
1．地转风的定义及形成
地转风是水平气压梯度力与水平地转偏向力达到平衡时，空气的等速直线水平运动。
在平直等压线的气压场中，由于气压梯度力的作用，空气开始沿气压梯度力的方向从高压向低压运动。
一旦有运动，必定受地转偏向力的作用，使运动方向向右偏转（北半球）。
在气压梯度力的作用下，空气的速率越来越大，地转偏向力也随着空气速率的增大而增大，并且迫使空气向右偏离的程度越来越大，最后水平地转偏向力增大到与水平气压梯度力大小相等，方向相反，即达到平衡状态。
这时空气沿着等压线作等速水平直线运动，由此形成地转风。
2．地转风的大小和风压定律
地转风的表达式为：
（1-5-2）
由此式可以看出：
①地转风速与水平气压梯度成正比，即等压线密集的地方，地转风大，等压线稀疏的地方，地转风小。
②地转风速与空气密度成反比。
在气压梯度相同的情况下，越往高空风速越大。
③地转风速与纬度的正弦成反比。
当气压梯度相同时，地转风速随纬度的减小而增大。
但实际观测到的地转风速却是高纬度地区大于低纬度地区，这是由于高纬度的气压梯度值远远大于低纬度的缘故。
然而，在低纬地区因地转偏向力很小，无法与气压梯度力平衡。
因此，在赤道附近的低纬地区，地转风是不存在的。
风压定律：
在北半球自由大气中，地转风沿等压线吹，背风而立，高压在右，低压在左。
在南半球，背风而立，高压在左，低压在右。
这就是著名的白贝罗定律（Buysballot＇sLaw）。
显然，风压定律很好地反映了气压场与风场之间的关系，由气压场分布可以确定风，反过来由风向即可判断出高压和低压的大致方位。
3．地转风速的计算
在地面图上，为讨论和处理问题方便，不考虑摩擦力的影响，则可迅速计算出对应的地面地转风速。
在海图上取一个纬距Δn=60nmile，标准情况下空气密度ρ=1293g/m-3，地转角速度ω=7.29×10-5s-1，若取Δp=1hPa，代入地转风公式，计算后得：
（1-5-3）
当Δp≠1hPa时，地转风速为：
（1-5-4）
利用此式可以计算水平间隔为60nmile，任意气压差时的地转风。
4．等压面上的地转风
在高空中，应用等压面图来代替等高面图，用位势梯度代替气压梯度得到地转风公式，即
（1-5-5）
公式中地转风直接与等压面上的位势梯度成正比，与纬度的正弦成反比。
对于某地来说，纬度相同，只要比较各层等压面图上的等高线疏密程度，就可确定各层地转风速的大小。
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，当这三个力达到平衡时所吹的风，称为梯度风。
在低压气压梯度力指向高压中心，地转偏向力和惯性离心力指向低压，达到平衡状态时的梯度风关系式为：
G＝A＋C。
只要气压梯度和梯度风按一定比例增大，三力的平衡总可建立。
因此，气旋中气压梯度和风速可以任意大。
在高压气压梯度力和惯性离心力指向外，而地转偏向力指向，三个力达到平衡时的梯度风关系式为：
A＝G＋C。
当气压梯度和梯度风按一定比例增大时，C比A增大的快，三力不能保持平衡。
只有使气压梯度和梯度风减小，才能三力保持平衡。
在反气旋中，最大水平气压梯度出现在高压边缘，越近中心越小。
曲率小处等压线密集，曲率大处等压线稀疏。
并且，在中高纬度反气旋的风速较大，在较低纬度反气旋中风速较小。
由此可以得出以下结论：
①最大水平气压梯度的分布是，在反气旋边缘较大，越向中心部分越小。
当等压线曲率不均匀时，在曲率小处，即等压线平直的地方，等压线较密集。
在曲率较大处，即等压线弯曲较大的地方，等压线稀疏。
②纬度越高，空气密度越大，水平气压梯度值越大。
因此，在冬季中高纬大陆上反气旋等压线要密一些。
③在反气旋边缘风速大，越向中心部分风速越小，在中心附近微风或无风。
可以证明，在一定纬度，当G相等时，低压梯度风风速小于地转风速，高压梯度风风速大于地转风速。
即Va＞Vg＞Vc。
梯度风与地转风既有共同点，又有不同处，两者都是作用于空气质点的力达到平衡时的风。
梯度风考虑了空气运动路径的曲率影响，它比地转风更接近于实际风。
1．摩擦层中的风
在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力作用，风速减弱，风向发生偏转。
气压梯度力、地转偏向力和摩擦力（若作曲线运动，还应考虑惯性离心力）构成平衡关系，风不再完全沿着等压线吹，而是斜穿等压线从高压吹向低压。
在摩擦层中的白贝罗风压定律应表述为：
在摩擦层中风斜穿等压线吹，背风而立，在北半球高压在右后方，低压在左前方；在南半球高压在左后方，低压在右前方。
在地面天气图上弯曲等压线的气压场中，例如闭合的高压和低压，由于摩擦力的作用，在北半球低压中气流绕中心逆时针方向向中心辐合，高压中的气流绕中心顺时针方向向外辐散；在南半球则相反，低压中气流绕中心顺时针方向向中心辐合，高压中气流绕中心逆时针方向向外辐散。
2．海面实际风的确定
在摩擦层中，实际风向与等压线的交角主要取决于下垫面粗糙度、大气稳定度和纬度三个因素。
粗糙度越大，稳定度越大，纬度越低时，交角越大；反之，粗糙度越小，稳定度越小，纬度越高时，交角越小。
通常在中纬地区陆地上交角约为35～45，在海面上约为10～20。
浪大时，海面粗糙度增大，交角也有所增加。
实际风速比相应的地转风速要小，通常陆面上的风速（取10～12m高度的风速）约为相应地转风速的1/3～1/2，海面上风速约为相应地转风速的3/5～2/3。
3．摩擦层中风随高度的变化
在摩擦层中风随高度的变化，既受摩擦力随高度变化的影响，又受气压梯度力随高度变化的影响。
在气压场不随高度改变的情况下，风随高度变化主要是由摩擦力随高度变化而引起的。
从摩擦层下部边界至30～50m（不超过100m）高的气层，称为近地面层。
观测及理论研究都表明，在这一层中风向随高度的改变不明显，风速随高度的改变主要与气层是否稳定有关。
当气层不稳定时，有利于空气上下层的动量交换，使上下层风速差变小；如果气层稳定，则风速随高度变化要明显一些。
从近地面层顶向上至摩擦层顶的气层，风速一般随高度的增加而增大，北半球风向随高度的增加逐渐向右偏转，南半球风向随高度则逐渐向左偏转。
当高度达到摩擦层顶附近时，风速接近于地转风，风向与等压线相平行。
大气环流的基本状况是由若干影响程度不同的因子决定的，其中最重要的是：
太阳辐射随纬度的不均匀分布、地球自转、海陆分布和高形。
1．太阳辐射与单圈环流
太阳辐射虽然是大气环流的最终能源，但驱动大气运动的真正原因是太阳辐射能在地表面上的不均匀分布。
假定地球不自转，地表平坦，下垫面均一，只考虑太阳辐射随纬度的不均匀性。
由于赤道和低纬地区是辐射源，温度高，产生上升气流；高纬和极地是辐射汇，温度低，产生下沉气流。
在对流层高层空气由赤道流向极地，低层空气由极地流向赤道，从而产生了一个理想的直接热力环流圈，称单圈环流。
2．地球自转与三圈环流
假定地表平坦、下垫面均一，在太阳辐射随纬度不均匀和地球自转（地转偏向力）二个因子的作用下，产生三圈环流，即赤道环流或哈德莱环流、极地环流和中间环流。
而在水平面上则形成了东、西风带和分隔它们的极锋辐合带、副热带高压带和赤道辐合带。
3．海陆不均匀分布
海陆热力性质差异表现在三方面：
（1）辐射性质差异：
太阳辐射在陆地只限于一个薄层，而在海洋里可以达到几十米深。
因此，大陆上的温度远比海洋上温度对太阳辐射敏感得多。
（2）热容量差异：
海水的热容量是陆地热容量的两倍，海洋升温和降温速度远小于陆地。
（3）海水具有流动性：
海水的流动使热量在较大围和较深的层次均匀分布。
由于海陆分布不均匀，冬季大陆是冷源，使其上面的空气变冷，易形成高压，而海洋是热源，使其上面的空气变暖，易形成低压。
当空气由大陆移向海洋时，在陆面上不断冷却降温，常在大陆东岸形成温度场中的冷舌和高度场中相应的高空低压槽。
夏季的情况与冬季相反，大陆东岸容易出现高空脊，大洋东部容易出现高空槽。
由于海陆的不均匀加热有明显的年变化，所以它对大规模风系的年变化（季风现象）必将发生重要的作用。
世界上最明显的季风区就在亚洲南部，冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风。
4．高形影响
高形对大气运动产生热力的和动力的作用。
在动力作用方面，强迫气流过山时发生爬升和绕流，哪一种占优势要看山脉的形状和大气的稳定度而定。
当气流爬山时，在迎风坡，导致槽变浅，脊变强。
反之，在背风坡，导致槽加深，脊减弱。
如果地形过于高大或气流比较浅薄，气流发生绕流，在高原南北两侧气压梯度最大，这里的风速也最强，于是常形成南北两支西风急流。
在热力作用方面，象青藏高原这样的形矗立在大气之中，由于其热力性质与四周大气迥然不同，冬季它是一个冷源，夏季是热源。
这种热力作用使大气温度场产生扰动，并进而使气压场产生相应的槽脊。
由大气环流理论得知，在地表均匀的情况下，使南北半球的近地面层中出现了四个气压带，由赤道向极地依次为赤道低压带，副热带高压带，副极地低压带和极地高压。
与此相应形成了赤道无风带、信风带、副热带无风带，盛行西风带和极地东风带五个风带。
1．信风带（TradesWindZone）
位于副热带高压带与赤道低压带之间，平均位置在南北纬10～28°附近。
北半球吹东北信风，南半球吹东南信风。
信风带的特征是风向常年稳定少变，风力3～4级，天气晴朗，大洋西部降水较多，位置随季节南北移动。
2．盛行西风带（Westerlies）
位于副热带高压带与副极地低压带纬度30～60º之间。
在北半球低层吹西到西南风，在南半球低层吹西到西北风。
在西风带中，天气系统在高空西风的带动下从西向东运行，以槽脊为背景的气旋与反气旋交替出现，来自北方的冷气团和来自南方的暖湿气团在此相遇，形成锋面，使西风带多锋面气旋活动，常伴随大风和云雨天气。
在南半球西风带中，常年盛行强劲的西风，7级以上的大风频率每月可达10天以上，故有“咆哮西风带”之称。
3．极地东风带（PolarEasterlies）
位于南北纬60º～90º之间，极地高压向南（北）辐散的气流，在地转偏向力作用下，北半球吹E-NE风，南半球吹E-SE风。
4．赤道无风带（Doldrums）
平均位于南北纬10º围，其天气特征是：
对流旺盛、平流微弱、云量多、高温、高湿、多雷雨、风微弱不定向，位置随季节南北移动。
5．副热带无风带（HorseLatitudes）
位于信风带和西风带之间，平均位于南北纬30º附近。
副热带高压部多下沉气流，天气晴朗、温暖、微风，陆上干燥、海上潮湿。
在1月海平面平均气压场上，北半球主要受四个大围的气压系统（两个大低压和两个冷高压）控制。
它们是阿留申低压，冰岛低压，蒙古高压和北美高压。
蒙古高压前部的偏北气流就是亚洲稳定的冬季季风。
南半球在南太平洋，南大西洋和南印度洋分别是三个高压中心，在南非，澳大利亚和南美大陆上是热低压组成的低压带。
在7月海平面平均气压场上，北半球的大气活动中心有印度低压，北美低压，太平洋副高和大西洋副高，同时冰岛低压和阿留申低压明显减弱，围缩小，位置偏北。
南半球大陆上的南非，澳大利亚和南美高压加强伸展，并与副高合并，在副热带纬度上，高压带环绕全球。
春秋两季属于过渡季节，北半球春季，原有的四个大气活动中心减弱，副热带高压开始增强。
通常将冬、夏季在平均气压场上出现的大型高、低压系统，称为大气活动中心。
全年始终都存在的大气活动中心称为永久性大气活动中心，如赤道低压带、海上副热带高压、南极高压、冰岛低压、阿留申低压和南半球副极地低压带。
随季节改变的大型气压系统称为半永久性大气活动中心，如蒙古高压、北美高压、印度低压、北美低压、澳大利亚高压、南美高压、非洲高压、澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。
大围地区的风向随季节而有规律改变的盛行风称为季风（Monsoons）。
所谓有显著改变的含义是指1月与7月盛行风向的转变角度至少120°，盛行风向的频率超过40%，盛行风的平均合成风速超过3m/s。
1．季风的成因和分布（大纲1.6.2.1）
季风的形成与多种因素有关，但主要是海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化，其它如行星风带的季节性移动和高形的热力、动力作用等。
通常将海陆热力差异形成的季风称为海陆季风，将行星风带的季节移动形成的季风称为行星季风。
高形在夏季的热源作用和冬季的冷源作用对季风的维持和加强起重要作用。
世界上季风区域分布甚广，主要集中在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲四个区域。
此外，在澳洲、北美和南美也有一些季风区。
2．东亚季风（大纲1.6.2.2）
东亚季风主要是由于海陆热力差异形成的。
这里位于世界上最大的大陆-亚欧大陆的东南部和世界上最大的海洋-太平洋之间，气温梯度和气压梯度的季节变化比其它任何地区都显著，所以，这一地区发生的季风强度大、围广。
它的围包括中国东部、朝鲜、日本等地区和附近海域。
冬季，北太平洋是强盛的阿留申低压控制，西伯利亚高压盘踞亚欧大陆，寒潮和冷空气不断爆发南下，高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风。
在冬季风盛行时期，由于东亚各地所处高压部位的差异，冬季风的方向不尽相同。
通常渤海、黄海北、中部及日本附近海面都盛行西北风；黄部和东海北部盛行北风，有时吹东北风；东海中部和南部盛行东北至北风，以东北风占多数。
我国附近海面及南海，东北风占绝对优势，频率高达70%以上。
一次冷空气活动，黄、渤海和东海的风力在5～6级左右，寒潮南下时，最大风力可达8～12级。
夏季，亚洲大陆为热低压控制，同时，北太平洋副热带高压西伸北进占据整个北太平洋，因此，高低压之间的偏南风就成为亚洲东部的夏季风。
由于暖性低压的气压梯度不如冬季冷高压前部的气压梯度大，所以夏季风比冬季风弱，风力一般3～4级。
夏季风时期，渤海盛行东南风，黄海和东海盛行东南至南风，日本海及日本以东洋面盛行南至西南风或西风。
南部海区以及菲律宾以东直至140E洋面盛行西南风。
东亚季风的天气气候特征：
冬季风盛行时，具有低温、干燥和少雨的气候特征，来临快、强度大；当夏季风盛行时，则表现为高温、潮湿和多雨的气候特征，季风来临慢、强度弱。
3．南亚季风（大纲1.6.2.3）
南亚季风主要是由于行星风带的季节性位移（南半球东南信风带越过赤道）引起的，其次也有海陆热力差异和青藏高原形的影响。
南亚季风是世界上最著名的季风，季风区域包括北印度洋及
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