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第一章 引论
1、气象学：专门研究大气现象和过程，探讨其演变规律和变化，并直接或间接用之于指导生产实践为人类服务的科学。
2、气象学领域基本内容：（1）把大气当做研究的物质客体来探讨其特性和状态如大气的组成、密度等（2）研究导致大气现象发生、发展的能量来源、性质及其转化（3）研究大气现象的本质，从而能解释大气现象，寻求控制其发生、发展和变化的规律（4）探讨如何应用这些规律，通过一定的措施，为预测和改善大气环境服务，使之更能适合于人类的生活和生产的需要。
3、气象气候学的基本任务是：
①通过实践，掌握气象观测、气候统计分析和气候调查的方法，来记叙所观测到的气候现象，从定性和定量两方面来说明他们的特性；②探讨他们的正确解释和研究他们的发展规律，特别要掌握天气演变和气候形成的规律性，了解和解释不同地区的气候特征，弄清气候资源及其地理分布，进行气候分类和气候区别，研究气候变迁的原因及规律；③应用已发现的规律，采取有效措施，充分利用气候资源，减少人类活动对气候资源的不利影响，防御或减少气候灾害，为有关的生产建设服务；④气象学、气候学与自然地理学、环境生态学和区域地理等有密切的依存关系，在教学中还应注意为这些有关后续课程奠定必要的基础。
4、气候和天气：区别：天气是短时间发现的气候现象；气候是长时间天气的平均状态的统计值，或者是由沿着时间轨道延续的长时间天气的集成的平均值，通常以某一时段的平均值作为标准，不是用几度表述，而是以冷、暖、干、湿来表述的。所以，简单地讲，天气是短时的气象现象，气候是长时间的天气的平均状态。联系：气候过程是在一定时段内有大量天气过程综合而得出的长期大气过程，二者之间存在着统计联系，从时间上反映出微观与宏观的关系。
5、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同统一的物理系统。(太阳辐射是这个系统的能源。在太阳辐射的作用下，气候系统内部产生一系列的复杂过程，这些过程在不同时间和不同空间尺度上有着密切的相互作用，各个组成部分之间，通过物质交换和能量交换，紧密的结合成一个复杂的、有机联系的气候系统。）
6、大气的组成：大气是由多种气体混合组成的气体及浮悬其中的液态和固态杂质所组成的。
7、大气的结构：根据温度、成分、电荷等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气分为五层：对流层、平流层、中间层、热层、散逸层。
8、主要气象要素：气温、气压、温度、降水、风、云量、能见度。
9、气象观测仪器是我国最早发明（在西汉，公元前104年的风向器），世界上最早的文献记载
10、发展史：萌芽时期，16世纪以前；发展时期，16世纪中叶到19世纪末；发展时期，20世纪以来
7、大气结构五层：对流层、平流层、中间层、热层、散逸层
8、气候要素是指表示大气属性和大气现象的物理量，如气温（空气的冷热程度）、气压（大气的压强）、湿度、风向（风向定律—背朝风向，在高空，右手高左手低；在近地面，右后方为高，左前方为低）、风速、云量、降水量、能见度等等。
9、能见度：指视力正常的人在当时天气条件下，能够从天空背景中看到和辨出目标的最大水平距离。
10、一个大气压：单位面积空气柱的质量，为1013hpa.
11、逆温：气温随高度的增加而升高，这种现象称为逆温。
12、大气上层的划分方法：（1）根据大气中出现的某些物理现象，在大气中极光是出现高度最高的现象；（2）根据大气的密度；（3）3000km—6000km高度
13、对流层的主要特征：气温随高度的增加而降低；垂直对流运动显著；气象要素水平分布不均匀。
14、露点：在空气中水汽含量不变，气压一定下，使空气冷却达到饱和时的温度，称露点温度，简称露点。
第二章 大气的热能和温度
1、辐射：自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射。通过辐射传播的能量称为辐射能（单位：焦耳j），也称辐射，是能量传播方式之一，也是也是太阳能传输到地球的唯一途径。
2、辐射通量密度（E）：单位时间内通过单位面积的辐射能量称为辐射通量密度，单位是W/m2.太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。（可以把太阳辐射看做黑体辐射，有关黑体辐射的定律都可以应用于太阳辐射）
3、有关辐射的基本定律：
①基尔荷夫定律：辐射能力与吸收能力成正比。
②斯蒂芬-玻尔兹曼定律：黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次放成正比。
③维恩位移定律：黑体单色辐射强度极大值所对应的波长与其绝对温度成反比。此式表明，物体的温度越高，其单色辐射极大值所对应的波长越短，反之，物体的温度越低，其辐射的波长越长。
4、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内，1分钟内获得太阳辐射的能量，称为太阳常数。
5、太阳辐射在大气中的减弱：吸收、散射、反射。
6、大气对长波辐射的吸收：大气对长波辐射的吸收非常强烈，吸收作用不仅与吸收物质及其分布有关，而且还与大气的温度、压强等有关。
7、大气中长波辐射的特点（与太阳辐射传输的不同之处）：①太阳辐射中的直接辐射是作为定向的平行辐射进入大气的，而地面和大气辐射是漫射辐射；②太阳辐射在大气中传播时，仅考虑大气对太阳辐射的削弱作用，而未考虑大气本身的辐射的影响，长波在大气中传播时，两者都要考虑；③长波在大气中传播时，可以不考虑散射作用。
8、大气逆辐射：大气辐射指向地卖弄的部分称为大气逆辐射。大气逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿，由此可以看出大气对地面有一种保温作用，这种作用称为大气的保温效应。
9、地面有效辐射：地面放射的辐射与地面吸收的逆辐射之差称为地面有效辐射。影响因子：地面辐射，空气温度，空气湿度和云况。（有效辐射具有明显的日变化和年变化，白天增大，夜间减小；有效辐射的年际变化也与气温的年变化相似，夏季最大，冬季最小）
10、地面及地-气系统的辐射差额：把物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额。即
辐射差额=收入辐射-支出辐射
在没有其他方式进行热交换时，辐射差额决定物体的升温或降温。辐射差额不为零，表明物体收支的辐射能不平衡，会有升温或降温产生。辐射差额为零时，物体的温度保持不变。
某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效地辐射之差值，称为地面的辐射差额。由反射率的差别决定：（1）、地面辐射差额具有日变化和年变化，一般夜间为负、白天为正，夏季差额为正、冬季为负；（2）、辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。地统一地理纬度来说，陆地的年振幅大于海洋的年振幅。全球各维度绝对大部分地区地面辐射差额的年平均值都是正值，只有在高纬度和某些高山终年积雪区才是负值。就整个地球表面平均来说是收入大于支出的，也就是说地球表面通过辐射方式获得能量。
就个别地区来说，地区来说，地气系统的辐射差额既可以为正，也可以为负。但就整个地气系统来说，这种辐射差额的多年平均应为零。
11、海陆的增温和冷却差异：①在同样太阳辐射强度下，海洋所吸收的太阳能多于陆地所吸收的太阳能。②陆地所吸收的太阳能分布在很薄的陆地表面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中。③海水中有充分的水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，使水温不易升高，水温也不易降低，而陆地情况则正好相反；④岩石土壤比热小于水的比热。由于上述差异，海陆热力过程的特点是互不相同的。大陆受热快，冷却也快，温度变化大，海洋则相反。
12、空气与外界交换热量有如下几种方式，即传导、辐射、对流、湍流和蒸发凝结。
13、绝热过程：在气象学上，任何一块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫做绝热过程。
14、干绝热过程：当升、降气块内部即没有发生水相变化，又没有出现与外界交换热量的过程，称干绝热过程。
15、大气稳定度：是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。
16、不稳定能量：就是气层中可以使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的能力。
17、逆温的类型：辐射逆温、湍流逆温、平流逆温、下沉逆温。
18、太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：（1）总辐射能有明显的减弱（2）辐射能随波长的分布变得极不规则（3）波长短的辐射能减弱的更为显著。产生的原因有：1、大气对太阳辐射的吸收（最小)2、大气对太阳辐射的散射3、大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射（最明显）
19、大气中长波辐射的特点（长波辐射在大气中的传输过程与太阳辐射的传输不同）第一、太阳辐射中的直接辐射是作为定向的平行辐射进入大气的，而地面和大气辐射是漫射辐射。第二、太阳辐射在大气中传播时，仅考虑大气对太阳辐射的消弱作用，而为考虑大气本身的的辐射的影响。第三、长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。
17、空气的增温和冷却：根据分子运动理论，空气的冷热程度只是一种现象，它实质上是空气内能大小的表现。当空气获得热量时，其内能增加，气温也就升高；反之。空气内能变化既可由空气与外界有热量交换而引起；也可由外界压力的变化对空气做功，使空气膨胀或压缩而引起。在前一种情况下，空气与外界有热量交换，称为非绝热变化；在后一种情况下，空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。
（1）非绝热变化：空气与外界交换热量方式（传导、辐射、对流、湍流、蒸发和凝结）
（2）绝热变化：大气中进行的物理过程，通常伴有不同形式的能量转换。在能量转换过程中，空气的状态要发生变化。在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫做绝热过称。（3）在大气中，做垂直运动中的气块，其状态变化通常接近与绝热过程。当升降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称为干绝热过程。（不一定在干空气中，而是没有发生相态变化）
18、位温：把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准的高度：1000hPa处，这时所具有的温度称为位温。气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变的。这是位温的准要性质
19、假相当位温：当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到了极致，这个数值称为假相当位温。
事实上，同一时间对同一团空气而言，温度的变化常常是有两种原因共同引起的。何者为主，则要看当时的具体情况。当空气团停留在某地或在地面附近作水平运动是，外界的变化很小，但受地面的增热和冷却的影响很大，因而气温的非绝热变化是主要的。空气团作升降运动时，虽然也和外界能做热量交换，但因垂直方向上气压的变化很快，空气团因膨胀或压缩引起的温度变化，要比和外界交换热量引起的温度变化大得多，因而气温的绝热变化是主要的。
20、空气温度的局地变化：气象站在不同时间所观测的，或是自计议器所记录的气温变化都是某一固定地点的空气温度随时间的变化，某一固定地点空气温度随时间的变化称为、。
21、大气稳定度的概念：指气块受任意方向扰动后，返回或远离元平衡位置的趋势和程度。
22、判断大气稳定度的基本方法：大气是佛稳定，通常用周围空气的湿度直减率（r)与上升空气块的干绝热直减率（rd)或湿绝热直减率(rm）的对比来判断。
（1)r越大，大气愈不稳定；r越小，大气愈稳定。
（2)当r<rm时，不论空气是佛达到饱和，大气总是处于稳定状态，因而称为绝对稳定；当r》rd时则相反，因而成为绝对不稳定。
（3）当rd>r>rm时，对于做垂直运动的饱和空气来说，大气又是出于稳定状态的。
23、气层能提供给气块的不稳定能可分为三种情况：不稳定型、稳定型、潜在不稳定型。
气层稳定是，对流、湍流受到抑制，上下层质量交换微热，因此低空气的水汽、空气中的污染物容易积聚在底层，不易向上扩散，地气间的湍流热交换也会很小。相反，气层不稳定是，对流、湍流旺盛，水汽、污染物极易向上扩散，这时的对流热交换也会很强。
25、气温日变化：近地气温层日变化特征：在一日内有一个最高值，一般出现在午后14时左右，一个最低值，一般出现在日出前后。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。日较差夏季大于冬季，但最大值并不出现在夏至日。这是因为气温日较差不仅与白天最高气温之有关，还取决于夜间最低气温值。所以，中纬度地区日较差最大值出现在初夏，最小值出现在冬季。盆地和谷地由于坡度及空气很少流动，白天增热和夜间冷却都大，日较差较大。而山峰等突出地形区，地表面对气温影响不大，日较差较小。气温日较差还与地面的特性和天气情况等有关，如沙漠地区日较差很大。潮湿地区日较差较小。就天气情况来说，如有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天地。而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，最低气温反而比晴天高，所以阴天的气温日较差比晴天小。
26、气温年变化按纬度分为4种：赤道型、热带型、温带型、极地型。
27、气温的水平分布：（1）赤道气温高，向两极逐渐降低。（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低，而夏季相反。（3）最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在5度到10度处，夏季移到20度左右。（4）南半球不论冬夏，最低温度都出在南极。北半球仅夏季最低温度出现在极低附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。
28、逆温分类：辐射逆温、湍流逆温、平流逆温、下沉逆温。
29、行星反射率：就是地面对总辐射的反射率和大气对太阳辐射的反射率之和。
第三章 大气中的水分
1、饱和水汽压与温度的关系指数关系，
2、影响蒸发的因素：水源、热源、饱和差、风速与湍流扩散。
3、大气中水汽凝结的条件：①有凝结核或凝华核的存在；②大气中水汽要达到饱和或过度饱和状态。
4、云的形成条件和分类：
①热力对流：指地表受热不均和大气层结不稳定引起的对流上升运动，由对流运动形成的云多属积状云，主要包括淡积云、浓积云和积雨云。
②动力抬升：指暖湿气流受锋面、辐合气流的作用引起的大范围上升运动，这种运动形成的主要是层状云，主要包括卷积云、卷云、高层云及雨层云。
③大气波动：指大气流经不平的地面或在逆温层以下所产生的波状运动。主要产生的云属于波状云，包括卷积云、高积云、层积云。
5、云滴的冲并增长：云滴经常处在运动当中，这就可能使他们发生冲并。大小云滴之间发生冲并而合并增大的过程，成为冲并增长过程。
人工影响冷云降水：在云内人工产生冰晶的方法有二种，一种是在云中投入冷冻剂，如干冰，另一种方法是引入人工冰核（凝华核或冻结核）。人工影响暧云降水：一、在暖性对流云顶播撒大颗粒的盐粉，效果很显著。二、用飞机从云顶或云下部撒水。
第四章 大气的运动
7、气压变化的原因：①水平气流的辐合与辐散；②不同密度气团的移动；③空气垂直运动。
8、辐散：各个点的空气都背着同一线或同一点散开，而且前面空气运动速度快，后面空气运动速度慢，显然这个区域里德空气质点会逐渐向周围散开，引起气压降低，这种现象称为水平气压辐散。辐合与上面的相反。
9、作用于空气的力：气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力。
10、自由大气中的空气水平运动：①地转风：地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气作等速、直线的水平运动。②梯度风：当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力合地转偏向力作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，称为梯度风。③自由大气中的风随高度的变化：热成风，由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在铅直方向上的速度矢量差，称为热成风。
11、风的日变化：近地面层中，风存在着有规律的日变化。白天风速增大，午后增至最大，夜间风速减小，清晨减至最小。而摩擦层恰好相反,白天风速小，夜间风速大。
12、大气环流：是指大范围的大气运动状态，其水平范围达数千千米，垂直尺度在10千米以上，空间尺度在1-2日以上。
13、大气环流形成的主要因素：太阳辐射作用；地球自转作用；地球性质作用；地面摩擦作用。
14、急流：是指风速30m/s以上的狭窄强风带。
15、静力学方程：-dP=ρgdZ，方程说明，气压随高度递减的快慢取决于空气密度（ρ）和重力加速度（g）的变化。重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。在密度大的气层里，气压随高递减得快，反之则递减得慢。实践证明，静力学方程虽是静止大气的理论方程，但除在有强烈对流运动的局部地区外，其误差仅有1％，因而得到广泛应用。
16、压高方程：它表示气压是随高度的增加而按指数递减的规律。
17、空气都背着同一线或同一点散开，而且前面空气运动速度快，后面的运动速
度慢，显然这个区域里的空气质点会逐渐向周围流散，引起气压降低，这种现象称为水平气流辐散。空气向着同一点或同一线集聚，而且前面空气质点运动速度慢，后面运动速度快，结果这个区域里空气质点会逐渐聚积起来，引起气压升高，这种现象称水平气流辐合。
18、气压场的基本型式：低气压、低压槽、高气压、高压脊、鞍形气压场
第五章 天气系统
1、天气：天气是一定区域内短时间内的大气状态及其变换的总称。天气系统通常是指引起天气变化和分布的高压、低压和高压脊、低压槽等具有典型特征的大气运动系统。
2、气团：是指气象要素（主要指温度、湿度和大气静力稳定度）在水平分布上比较均匀的大范围空气团。
3、锋的类型：冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋。
4、锋由两种性质不同的气团相接触形成，由于气团占有三度空间，因而锋是三度空间的天气系统。
4、大气长波：是指波长较长、波幅较大、移动较慢、维持时间较长的波动。
5、阻塞高压：简称阻高，是温压场比较对称的深厚暖性高压。
6、切断低压：是温压场结构比较对称的冷性气压系统。
7、副热带高压：在南北半球副热带地区，经常维持着沿纬线圈分布的高压带，称为副热带高压带。对我国影响巨大。
8、台风：北半球台风主要发生在海温比较高的7-10月，南半球发生在1-3月，其他季节显著减少。东风波是诱发台风的主要因素。
第六章 气候的形成
1、气候系统的属性可以概括为一下四个方面：热力属性、动力属性、水分属性、精力属性、
2、气候的形成和变化可归纳为一下诸因子：太阳辐射；宇宙地球物理因子；环流因子；下垫面因子；人类活动共影响。
3、焚风：沿着背风山坡向下吹的热干风叫焚风。
4、海陆风：白天，风从海洋吹向陆地；夜晚，风从陆地吹向海洋，这种风称为海陆风。
5、季风/：大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象，称为季风。
第七章 气候带和气候型
1、柯本气候分类法：是以气温和降水两个气候要素为基础，并参照自然植被的分布而确定的。其优点是：系统分明，各个气候类型有明确的气温或降雨量界限，易于分辨；符号简单，便于应用，分类依据是气候和降水，易于获得，来源广。缺点：关于干燥带的划分问题：柯本用年平均降水量与年平均温度的经验公式来计算干燥指标，这是十分牵强的；关于高度因素的问题：柯本在进行气候分类时只注意气温和降水量等数值的比较，忽视了高地气温、降水的垂直变化与水平纬度地带的差异。。
2、斯查勒气候分类法：是一种动力气候分类法
低纬度气候
低纬度的气候主要受赤道气团和热带气团所控制。
全年地-气系统的辐射差额是入超的，因此气温全年皆高，最冷月平均气温在15℃—18℃以上。
3、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，各地宽窄不一，主要分布在非洲扎伊尔河流域、南美亚马逊河流域和亚洲与大洋洲间的从苏门答腊岛到伊里安岛一带。全年高温多雨，各月平均降水量皆大于可能蒸散量，土壤储水量皆达最大值（300mm）
4、热带海洋性气候：现在南北纬 10°—25°信风带大陆东岸及热带海洋中的若干岛屿上，如加勒比海沿岸及诸岛。， 气温年较差、
日较差皆小。年降水量在1000mm以上，一般以5—10月较集中，无明显干季
5、热带干湿季气候（热草）：热带干湿季气候出现在纬度5°—15°左右，也有伸达25°左右的，主要分布在上述纬度的中美、南美和非洲。年中至少有1—2个月为干季。湿季中蒸散量小于降水量。
6、热带季风气候：出现在纬度10°到回归线附近的亚洲大陆东南部如我国台湾南部、雷州岛和海南岛；中南半岛；印度半岛大部；菲律宾；澳大利亚北部沿海等地。全年高温，年平均气温在20℃以上，年较差在3℃—10℃左右，春秋极短。
7、热带干旱与半干旱气候型：出现在副热带及信风带的大陆中心和大陆西岸。在南、北半球各约以回归线为中心向南北伸展，平均位置约在纬度15°—25°间。
中纬度气候
中纬度气候主要存在于热带气团和极地气团相互角逐的地带。该地带一年中辐射能收支差额的变化比较大，春、夏、秋、冬四季分明，天气的非周期性变化和降水的季节变化都很显著。
8、副热带干旱与半干旱气候
该气候型位于热带，在热带干旱气候向高纬度的一侧，约在南北纬25°/—35°的大陆西岸和内陆地区（图7·5）。它也是在副热带高压下沉气流和信风带背岸风的作用下形成的。
9、副热带季风气候
副热带季风气候位于副热带亚欧大陆东岸，约以30°N为中心，向南北/各伸展
5°左右。它是热带海洋气团与极地大陆气团交绥角逐的地带，夏秋间又受热带气旋活动的影响。
10、副热带夏干气候（地中海气候）
该带位于副热带大陆西岸，纬度30°—40°之间的地带，包括地中海沿/岸、美国加利福尼亚州沿岸、南非和澳大利亚南端。这里受副热带高压季节移动的影响，在夏季正位于副高中心范围之内或在其东缘，气流是下沉的，因此干燥少雨，日照强烈。冬季副高移向较低纬度，这里受极锋影响，锋面气旋活动频繁，带来大量降水。全年降水量在300—1000mm左右。冬季气温比较暖和，最冷月平均气温在4—10℃左右。
11、温带海洋性气候
分布在温带大陆西岸，纬度约在40°—60°，包括欧洲西部，阿拉斯加/南部、加拿大的哥伦比亚、美国华盛顿和俄勒冈两州、南美洲
40°—60°S西岸、澳大利亚的东南角，包括塔斯马尼亚岛和新西兰等地。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，
12、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，塞冷干燥，最冷月平均气温在0℃以下，南北气温差别大。夏季盛行东南风，温暖湿润，最热月平均气温在
20℃以上，南北温差小①。气温年较差比较大，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，
13、温带大陆性湿润气候
出现在亚欧大陆温带海洋性气候区的东侧，北美 100°W
以东的温带地区。冬季寒冷，有少量气旋性降水，这是由于由海洋吹来的西风入陆较深，海洋气团已经变性的缘故。夏季降水量较多，但不像季风区那样高度集中。
14、温带干旱与半干旱气候
温带干旱与半干旱气候区在北半球占有很大面积，分布在
35°—50°N/的亚洲和北美大陆中心部分。终年在大陆气团控制下，因此气候干燥。
高纬度气候
高纬度气候带盛行极地气团和冰洋气团。在冰洋气团与极地气团交绥的冰洋锋上有气旋活动，自西向东移进。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，但因蒸发弱，年可能蒸散量小于52.5cm，又因有冻土，排水不畅，所以没有干旱型。
15、副极地大陆性气候
分布在50°N或55°N到65°N地区，
16、极地长寒气候（苔原气候）
分布在北美洲和亚欧大陆的北部边缘、格陵兰沿海的一部分和北冰洋中/的若干岛屿中。
17、极地冰原气候
极地冰原气候出现在格陵兰、南极大陆和北冰洋的若干岛屿上。这里是/冰洋气团和南极气团的源地，全年严寒，各月平均气温皆在
0℃以下，具有全球的最低年平均气温。
高地气候：在高山地带随着高度的增加，空气愈来愈稀薄，空气组成中的二氧化碳、水汽、微尘和大气中污染物质等逐渐减少，气压降低，风力增大，日照增强，气温降低。在一定坡向，一定高度范围内，降水量随高度而加大，过了最大降水带之后，降水又复随高度而减小。由于上述诸要素的垂直变化，遂导高山气候具有明显的垂直地带性，这种垂直地带性又因高山所在地的纬度和区域气候条件而有所不同，
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