当它的活动“异常”时，就将造成中国反常的天气。这便是我国经常出现“北旱南涝”和“北涝南旱”的主要原因 （3）西太平洋副高的异常与我国 1998 年的洪水 ※我国 1998 年长江流域百年一遇的特大洪水可归纳为自然因素与人为因素共同作用所造成。 ※人为因素：长江上游多年的乱砍滥伐、毁林开荒造成的大量水土流失；中下游大量的围湖开垦造成面积较大湖泊的数量锐减，失去对 洪水的调蓄功能等原因与导致。 ※自然因素：1998 年，西太平洋副高第一次北跳偏早，6 月下旬，副高脊线明显北移到 24?-28 ?N，并向西伸，雨区移向长江上游和三峡 区间，长江上游的岷江、嘉陵江、乌江和金沙江先后普降大到暴雨，6 月 28 日，三峡区间出现大暴雨，雨量超过 100mm 的降水面积就达 2.18 万 km2。7 月上旬副高本应继续北跳，但却突然南撤东移，7 月 16 日至 25 日，一条东西向的强降水带，笼罩整个长江干流及江南地 区，使该区相继连降暴雨、大暴雨和特大暴雨，由于雨带在长江南北拉锯，上下游摆动，以致长江流域发生了自 1954 年以来又一次全流 域的大洪水。 第五节 气候的形成及分异规律 大气运动最根本的能源②地面状况 大气直接的热源和水源③大气环流 双重性质调整全球热量和水汽的分布，显著地影 一、气候的形成因素 ①太阳辐射 响气候本身也是一种气候现象④人类活动 （一）气候形成的太阳辐射因素 （二）气候形成的大气环流因素 1．大气环流与热量输送 2.大气环流与水分循环（水分循环过程：蒸发→大气中的水分输送→降水→径流） （三）气候形成的地表环境因素 ●地表环境因素是大气的主要热源和水源，对气候形成的影响十分显著。 ●地表环境因素包括地理纬度、海陆分布、地形、地表组成、洋流、河湖水体和冰雪覆盖等。 ●海陆间的差异是最基本的。海陆间通过热力和动力作用影响大气，改变大气中的水、热状况，形成海陆间的气候差异。 1．海陆分布与气候 （1）海陆分布与气温：海陆气温分布随季节和纬度而变化。海陆温度时空分布的不均匀，形成了周期性的季风和海陆风，影响天气和气 候。 （2）海陆分布与大气水分： ①对蒸发和空气湿度的影响：大气中的水分主要来自下垫面的蒸发，海洋水源充足，蒸发量远比同纬度的大陆多。所以距海愈近，空气含 水汽量愈多，反之愈少。盛夏东亚、南亚在湿热的夏季风影响下温度较大。 ②对云、雾的影响：沿海地区多云，中高纬度地区西风带，向海岸云量增大，向内陆云量减少；海上雾日多，以平流雾为主。沿海地区多 平流辐射雾。大陆内部雾少，以辐射雾为主，多见于秋冬季，夜间或清晨出现，日出后逐渐消散。 ③对降水的影响：低纬度大陆多对流雨。高纬度大陆东部夏季降水多，且随纬度增高，降水愈集中于夏季。中纬度大陆西岸，冬季多雨。 ■2.海-气相互作用 （1）厄尔尼诺/南方涛动（ENSO） ※厄尔尼诺一词源自西班牙文 E1 Nino，原意是“圣婴” ，用来表示在南美西海岸（秘鲁和厄瓜多尔附近）向西延伸，经赤道东太平洋至国 际日期变更线附近的海面温度异常增暖的现象。 ※在正常年份，此区域东向信风盛行。赤道表面东风应力把表层暖水向西太平洋输送，在西太平洋堆积，从而使西太平洋的海平面上升， 海水温度升高。 ※而东太平洋在离岸风的作用下，表层海水离岸漂流，海平面降低，下层冷水上翻，导致这里海面温度的降低。 ※上翻的冷海水营养盐比较丰富，使得浮游生物大量繁殖，为鱼类提供充足的饵料。鱼类的繁盛又导致以鱼为食鸟类繁多。 ※赤道东太平洋地区由于海水温度低，水温低于气温，空气层结稳定，对流不宜发展，降雨偏少，气候偏干。 改变大气成分和水汽含量、向大气释放能量；改变地表的物理特性和生物学特性 ※而赤道西太平洋地区由于海水温度高，空气层结不稳定，对流运动强烈，降水较多，气候湿润。 ※当东向信风异常加强时，赤道东太平洋海水上翻异常强烈，降水异常偏少；而赤道西太平洋海水温度异常偏高，降水异常偏多，即所谓 的拉尼娜事件。 ※可是每隔数年，东向信风减弱，西太平洋冷水上翻现象消失，表层暖水向东回流，导致赤道东太平洋海平面上升，海面水温升高，秘鲁、 厄瓜多尔沿岸由冷洋流转变为暖洋流。下层海水不再上涌，导致当地的浮游生物和鱼类大量死亡，大批鸟类亦因饥饿而死，形成一种严重 的灾害。与此同时，原来的干旱气候转变为多雨气候，甚至造成洪水泛滥，即所谓的厄尔尼诺事件。 ※厄尔尼诺的拉尼娜对我国气候
的影响主要表现在： ①厄尔尼诺年，东亚季风减弱，中国夏季主要季风雨带偏南，江淮流域多雨的可能性较大，而北方地区特别是华北到河套一带少雨干旱。 拉尼娜年正好相反。 ②在厄尔尼诺年的秋冬季，北方大部分地区降水比常年减少，南方大部分地区降水比常年增多，冬季青藏高原多雪。拉尼娜年的秋冬季我 国降水的分布为北多南少型。 ③在厄尔尼诺年我国常常出现暖冬凉夏，特别是我国东北地区由于夏季温度偏低，出现低温冷害的可能性较大。拉尼娜年我国则容易出现 冷冬热夏。 ④在西太平洋和南海地区生成及登陆我国的台风个数，厄尔尼诺年比常年少，拉尼娜年比常年多。 ※厄尔尼诺和拉尼娜对全球气候的影响，以环赤道太平洋地区最为显著。 ※南方涛动： 『厄尔尼诺』现象之特征为东、西太平洋海温温差的逆向改变，其直接伴随之大气变化则是气压场上跷跷板式的东西振荡。 当海温变化呈现东高西低时，气压场变化则为西高东低，反之若海温变化为东低西高，气压场则呈西低东高之改变。上述之气压场变化， 气象界惯以南太平洋东部之大溪地和西部位于澳洲之达尔文，两者间气压场的差异值为指针来显示，并将此振荡取名为『南方涛动』 （Southern Oscillation） 。ENSO（厄尔尼诺/南方涛动）循环。 ENSO 是指影响全球的连续但不规则的大气和海洋循环变化的一种现象，SOI 与厄尔尼诺及拉尼娜具有很好的对应关系，并具有 3-7 年的 准周期，所以称为 ENSO 循环。 （2）瓦克环流 由于赤道太平洋地区存在着大尺度东西向热力不均匀，正常年份西暖东冷，海气相互作用，产生大气沿赤道方向的气压差，海平面的气 压梯度是向西的，气流向西流动，一直到达温暖的西太平洋，并在那里从温暖海水中得到充沛的水汽供应，被加热变成一支湿热的大尺度 上升气流，当它上升到对流层上层之后，由于水平气压梯度是向东的，因而折向东流去，最后在南美洲以西的洋面下沉，形成一个东西向 的闭合热力环流圈。热源地区空气上升流到热汇地区下沉，地面吹东风，高空吹西风，称瓦克环流。 3.地形与气候 （1）地形对辐射状况的影响 （2）地形对气温的影响 （3）地形对降水的影响 1）促进降水的形成 2）影响降水的分布：地形对降水分布的影响十分复杂，大致可从两方面加以考虑：一方面是高大地形影响四周大范围的降水分布，如青 藏高原对亚洲降水分布的影响范围广阔。另一方面，地形本身各部分降水分布差异悬殊。 4.青藏高原对气候的影响 （1）青藏高原的热力作用 ※青藏高原地面气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低，夏季偏高。 ※冬季青藏高原是冷源，四周大气向高原地气系统输送热量，以 12 月、1 月份为最大。冬季青藏高原的冷区偏于西部。 ※春、夏季，青藏高原是个强大的热源，向四周大气输送热量，以 6 月、7 月份为最大。夏季暖区范围很广。 ※全年平均，青藏高原地气系统是一个热源。这种热状况加强了高原大气的垂直运动。 ※冬季高原形成中层（600hpa）冷高压，冷空气下沉，加强了东亚冬季风； ※夏季，高原形成地面（850hpa）热低压，空气上升，高空形成暖高压，称青藏高压。高压的辐散气流在赤道附近下沉，然后随西南季 风北上返回高原，形成一个方向与哈得莱环流圈相反的经圈环流，称高原季风经圈环流，对西南季风有加强作用。并吸引南半球越赤道气 流，促进南北球的热能、动能和水分交换。 （2）青藏高原的动力作用 机械阻挡作用 ①阻碍寒流：冬季从西伯利亚部入侵我国的寒潮，一般都是通过准噶尔盆地经河西走廊、黄土高原从东部平原南下，导致我国热带、副 热带地区的冬季气温，远比受青藏高原屏障的印度半岛北部为低。 ②阻挡暖湿气流北上：夏半年，青藏高原对南来的暖温气流的北上，也有一定的阻挡作用。使位于高原以北的我国新疆、青海气候干旱， 而喜马拉雅山南坡的印度河流域湿润多雨。 不过暖湿气流一般具有不稳定性层结， 比冷空气容易翻过山地， 故高原南部的雅鲁藏布江谷地， 气候仍比较湿热。 （3）使西风气流产生分支绕流 ①青藏高原对西风气流还会产生分支作用。冬季、西风气流受到青藏高原阻挡被迫分支，分别沿高原绕行，因此，高原北半部冬季各月 西北侧暖于东北侧，高原南半部东南侧暖于西南侧。②南支西风槽的强弱和进退变化，决定于高原的热力和动力的综合作用。它对东亚和 南亚夏季风的强弱、迟早、进退有直接的影响，从而影响大范围的天气和气候。 二、气候分异规律 （一）
气温分异 ※气温的分布主要受纬度、海陆、地形、海拔高度等因素的制约，其中纬度因素决定了气温的纬度地带性分异，而海陆、地形及海拔高 度等则成为气温非地带性分异的主要因素。 ※由于地球的椭球体形状，以及各地太阳高度角的不同，可以将全球从赤道到极地依次划分为热带、副热带、温带、副寒带和寒带五个 基本热量带。 ※海陆分布的不均匀在很大程度上破坏了温度的纬度地带性规律，而表现为非地带性规律。海陆分布对温度的影响主要表现在两个方面： ①由于受海陆冷热源的不同导致海陆气温的差异在冬季以高纬度地区最为突出，夏季则以副热带地区最为显著。 ②由于海陆热力性质的差异及其相互影响，在冬夏不同的季节，无论是大陆还是海洋，其中部与东西两岸（侧）的气温差异都十分明显。 （二）湿度和降水的分异 ※大气湿度和降水的分布主要与大气运动和海陆分布等因素有密切的关系。由于海洋是大气中水汽的稳定源区，陆地则是水汽的相对汇 区。因此随着由沿海向内陆地区的逐渐过渡，湿度也逐渐减小。 ※大气运动的方向和速度（风向与风速）也直接影响着大气湿度。比如，我国东部季风区，就是由于夏季受携带大量太平洋水汽的暖湿 气流（东南季风）影响的缘故。 大气运动尤其是大气环流，不仅直接影响着大汽湿度，更重要的是能促进水汽的输送（特别是经向输送） ，从而使降水的形成和分布具有 一定的纬度地带性规律；而海陆分异则是形成大气湿度和降水的非地带性（又称经度地带性、干湿地带性）分异的主要因素。此外，局地 条件的差异也会导致气温和降水的非地带性分异。 （三）气候分异 ※气温和降水两个要素是决定气候分异的基本依据。由于气温和降水具有一定的地带性和非地带性分异规律，决定了全球的气候也呈现 出一定的地带性、非地带性分异规律，具体体现在各气候带气候型的分布上。 1．地带性 由于太阳辐射造成的热力差异，地球上形成了沿纬圈分布的多个热量带。因此，热力地带性导致了各气候类型普遍具有纬度地带性。根 据获得的太阳辐射量的多少，地球表面可分成纬向的五个基本气候带：热带、南北温带、南北寒带。习惯上又将温带划分出亚热带和亚寒 带，这完全与全球的热量带一致。 气候的地带性是在热力分异的基础上形成的。尽管由于降水的季节分配不同，在每个气候带内还可划分出若干的气候型，但是在纷繁复 杂的世界气候分布图上，降水的纬向地带性规律依然清晰可见：赤道多雨带，副热带少雨带，温带多雨带与极地少雨带。 2．非地带性 海陆分异、大气环流、地形起伏等因素直接或间接地破坏了气候的纬度地带性规律，使气候呈现了一定的干湿度分带性和垂直性的特征。 其中，海陆分异是气候非地带性产生的最重要因素。 （1）干湿度分带性：由于海陆分异，使得同一纬度带内产生了海洋性气候和大陆性气候的分异：沿海地区常形成海洋性气候，由沿海向 内陆去，气候的海洋性逐渐减弱、大陆性逐渐增强。海洋性气候和大陆性气候在气温和降水两方面具有明显差异。 （2）垂直地带性 ※高耸庞大的山系对气候的影响有两方面：一方面，高大的山地阻碍了气流的运动，成为气流运动的屏障，在一定程度上破坏了山地周 围地区气候的纬度地带性；另一方面，高大山体本身在不同高度上，气温和降水组合不同，形成不同的水热特征，导致山地气候呈垂直方 向的变化，即气候的垂直地带性，形成了特殊的气候类型----高山气候。 ※垂直气候带谱主要取决于山地高度以及所处纬度。地处赤道地区足够高的高山具有最完整、最复杂的垂直带谱，从热带雨林带依次过 渡为永久积雪带。高纬度苔原地区的山地，垂直带谱最为简单，仅有苔原带和永久积雪带。 ※处于同一纬度的山地，若距海远近不同或坡向不同，其垂直带的基带和序列也有很大差异。 三、气候分类 ※低纬度气候主要是受赤道气团和热带气团控制。气温全年皆高，最冷月平均气温在 15-18℃以上。全年水分可能蒸散量在 1300mm 以上。 本带可分为赤道多雨气候、热带海洋性气候、热带干湿季气候、热带季风气候以及热带干旱与半干旱气候等五种类型。 ※中纬度气候是热带气团和极地气团相互角逐的地带。 该气候四季分明， 最冷月的平均气温在 15-18℃以下， 全年可能蒸散量在 1300-525mm 之间，天气的非周期性变化和降水的季节变化都很显著。本带共分副热带干旱与半干旱气候、副热带季风气候、副热带湿润气候、副热带 夏干气候（地中海式气候） 、
温带海洋性气候、温带季风气候、温带大陆性湿润气候以及温带干旱半干旱气候等八个气候型。 ※高纬度地带盛行极地气团和冰洋气团。这里地-气系统的辐射差额为负值，所以气温低，无真正的夏季。空气中水汽含量少，降水量小， 蒸发弱。本带可分为副极地大陆性气候、极地苔原气候以及极地冰原气候三个气候型。 ※高山地带随着海拔高度的增加，气候诸要素也随之发生变☆，导致高山气候具有明显的垂直地带性。 六．人类活动与气候 1．气候对人类活动的影响 农业生产；水利工程；城市建设；海陆空交通；人体健康 （2）排放大量有害物质，污染大气，导致气候变化 水圈系统 第一节 地球上水的分布 分异。 水平结构特征：连续性、不均匀性。垂直结构特征：近地面集中分布、垂直分层、相态 水圈的组成：海洋水、陆地水（河流；湖泊；沼泽；地下水；冰川） 。 第二节 水循环与水量平衡 一、水循环 （一）概念：地球上各种形态的水，在太阳辐射、地心引力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结、降水、下渗以及径流等环节，不断 地发生相态转换和周而复始运动的过程。 （二）水循环基本过程 蒸发→水汽输送→降水→径流（地表径流和地下径流） （三）水循环机理：服从质量守衡定律：太阳辐射和重力是基本动力；涉及水圈、大气圈、岩石圈和生物圈；全球水循环是闭合系统， 但局部水循环却是开放系统；地球上的水分在交替循环过程中，总是溶解并携带着某些物质一起运动。 （四）水循环的基本类型 大循环：发生在全球海洋与陆地之间的水分交换过程。又称为外部循环。 小循环：发生在海洋与大气之间，或陆地与大气之间的水分交换过程。又称为内部循环。 ▲二、水量平衡：所谓水量平衡，是指任意选择的区域（或水体） ，在任意时段时，其收入的水量与支出的水量之差额必等于该时段区域 （或水体）内蓄水的变化量，即水在循环过程中，从总体上说收支平衡。 第三节 水的运动和输送 一、海水的运动的输送 ■世界大洋表层环流系统洋流分布规律 （1）中低纬度海区：以副热带海区为中心的大洋环流，北顺南逆 （2）北半球中高纬度海区：逆时针方向环流 （3）南极大陆外围：西风漂流 （4）北印度洋海区：冬季逆时针方向；夏季顺时针方向 二、径流的流动与输送（一）径流形成的基本过程 （二）河川径流的水文特性 1．河川径流的特征值：径流总量、▲径流深度、径流模数、径流系数、径流变率。 2．河川径流的补给： （1）降雨补给、 （2）融水补给、 （3）地下水补给（4）湖泊与沼泽水补给（一般来说，湖泊沼泽补给的河流水量变 化缓慢而稳定）（5）人工补给 。 3．河川径流的变化：1）年内变化 2）年际变化 4．洪水与枯水 第四节 一、海洋 海洋对地理环境的影响：海洋本身构成了地理环境的基本要素之一。海洋借助自己与大气的物质和能量交换过程间接影响气候和气候影 响的各种自然现象。海洋中运动着的水体—洋流通过低纬和高纬面的热量传输和大洋东西岸冷暖洋流水温的差异影响气候。洋流还对降水 和雾有很大影响。 二、陆地地表水 （一）河流：河流的水情要素：水位、流速、流量、水温与冰情 （二）湖泊： （1）按成因分：构造湖、火口湖、堰塞湖、河成湖、风成湖、冰成湖、海成湖、溶蚀湖 （2）按湖水补排情况分：吞吐湖：既有河水注入，又有流出。例：洞庭湖 （3）按湖水与海洋沟通情况分：外流湖、内陆湖 （4）按湖水矿化度分：淡水湖、微咸水湖、咸水湖、盐水湖 闭口湖：只有入湖河流，没有出湖水流例：罗布泊 地表水与地下水 2．人类活动对气候的影响（1）改变地面状况，影响和改造局部地区的气候 （5）按湖水营养物质分：贫营养湖、中营养湖、富营养湖 2、湖泊水库的调蓄作用 □水库的调节：运用水库蓄容径流的能力来抬高水位，集中落差，并在时程上、地区上重新分配的过程。水库的防洪、灌溉、发电及航 运等效益，均建立在水库调节能力的基础上。 □湖泊的调蓄作用：分蓄江河洪水，降低于流河段的洪峰流量，带缓洪峰发生的时间，发挥调蓄作用。如洞庭湖。 3、湖泊的演化 □ 湖盆的演化 湖岸在波浪的冲击作用下发生崩塌变形，由弯曲变为平直。湖底的演化主要是由湖底的沉积作用引起的。湖底沉积物来 ●湖岸的变形 湖泊有其发生、发展与消亡的过程。 源主要有外界输入的泥沙河湖岸崩塌的产物。演化的结果是湖泊由深变浅、由大变小、湖底由凹凸变为平坦。如洞庭湖。例：洞庭湖的演 变是我国第二大淡水湖，
现有水 2691 域平方公里，最大水深 10.5 米，最大容积 200 余亿立方米。是调蓄长江中游干、支流洪水的重要的 天然水库。随着湖泊在自然因素和人为因素影响下的演化，湖盆逐渐缩小。 □ 湖水的演化 湖水的演化是指湖水化学性质的改变。 ●自然因素 ●人为因素 由于气候的变化，使水的矿化度变化。这种过程是非常缓慢的。 是指工业废水、农田灌溉用水的排入，也会引起湖水性质的改变、演化。 湖盆及水质的变化，必然使湖泊生物群落的组成结构、生物的种类、个数也相应发生变化。 □湖中生物的演化 （三）沼泽 1、概述 演化过程：湖盆变浅—草向湖心扩展—植物露出水面—沼泽 概念：地表土壤层水过饱和的地段。 沼泽的基本特征：地表经常过湿或有薄层积水；其上生长湿生植物或沼生植物；有泥炭积累或无泥炭积累，但有潜育层存在。 2、沼泽的形成： 沼泽形成的自然条件：地势低平、排水不畅、蒸发量小于降水量，地表组成物质粘重不易渗透。所以沼泽主要分布在冷温或温湿地带。 深湖沼泽化：水中长根茎漂浮植物的根茎交织在一起形成“浮毯” ，由风或水流带入湖中的植物种子在浮毯上生长。植物的残体累积在浮 毯上形成泥炭，下部的植物残体沉入湖底，形成泥炭。随着时间的推移，由于上、下部泥炭层的扩大和加厚，湖泊转化为沼泽。 浅湖沼泽化：水生植物不断生长与死亡，沉入湖底的植物残体在缺氧的条件下，未经充分分解便堆积于湖底，变成了泥炭，再加上泥沙 的淤积，使湖面逐渐缩小，水深变浅，水生植物不断地从湖岸向湖心发展，最后整个湖泊就变成了沼泽。 森林沼泽化：在寒带和寒温带茂密的针叶林区，森林阻挡了阳光和风，枯枝落叶层减小了地面蒸发、拦蓄了部分地面径流，如土壤底层 不易透水，就会使土壤过湿，引起森林退化，使适合这种环境的草类、藓类植物生长，从而森林逐渐演变成沼泽。此外，森林采伐和火烧， 可使土壤表层变紧，减少水分蒸腾，使土壤表层过湿，为沼泽植物生长创造条件，因而在采伐和火烧迹地上易引起沼泽化。 草甸沼泽化：发生在地势低平、排水不畅的地方。疏丛草逐渐被密丛草所代替，植物残体在水不易流通的环境里，因分解不充分而转化 为泥炭，草甸植被逐渐为沼泽植被所代替，草甸转化为沼泽。 （四）冰川 1、概念：地表固态降水的积累与演化，形成能自行流动的天然冰体。 2、冰川的形成 冷型成冰 暖型成冰 大陆冰盖 山岳冰川 成冰过程可以分为三个阶段：雪的沉积、粒雪化、成冰作用 粒雪变成冰川冰的成冰作用，按其变质性质分为： 在低温干燥的环境下，巨厚的粒雪层对下部的雪层施加巨大的压力，促使粒雪进行重结晶，形成冰川冰。这种成冰过程没有 当气温接近 0℃时，冰雪消融下渗产生冻结。我国冰川主要是暖型成冰。 也叫大陆冰川，是补给区占优势的冰川。特点：面积大，冰层巨厚，分布不受下伏地形的限制，冰川呈盾形，中部最高。大 2 融水渗浸，为重结晶成冰过程。 ▲4、冰川的类型： 陆冰盖主要分布在南极和格陵兰岛，总面积约 1465KM ，占全球冰川面积的 97%，冰盖厚达数千米，掩盖了南极大陆和格陵兰的真面目。 也称山地冰川，运动占优势、积累与消融大致平衡。一般散布于高山，规模与厚度远不及大陆冰盖。其运动基本上受下伏地 形控制，以重力流方式向下滑动。山岳冰川主要分布在欧亚大陆和南、北美大陆的高山区。冰川表面气温比无冰川覆盖的山地低，但湿度 却高得多，水汽易饱和，有利于产生降水。所以山区降水的垂直分布在高山冰川带最大。冰雪覆盖的山头是个冷中心，能形成稳定的下沉 气流，它紧贴于冰川表面吹向下游，形成“冰川风” 。 大陆型冰川 海洋型冰川 又称冷冰川，以渗透冻结成冰作用为主。特点：补给少；温度低；雪线较高，比海洋型冰川高 1000m；消融弱，尾端进退 又称冷冰川，以渗浸冻结成冰作用为主。特点：补给充分；冰川温度较高，10 米深处的冰温接近 0℃；运动速度快，年 幅度较小；运动速度缓慢，一般年运动约 30-50 米。 运动约 100 米以上；雪线分布低，冰面消融强度大，进退变化幅度也大，故冰蚀作用明显。 ★５、冰川在地球环境中的意义 冰川对气候的影响 大陆冰川对气候的影响主要表现在形成强大的冷高压。南极冰盖使南极地区形成稳定的高压中心，强大的冷高压使 南极地面的盛行南风和东南风，以致有“风极”之称。同时稳定的冷高压使气旋很难深入南极大陆，故在南极中心部分年降水量仅约数十 毫米，