气象学与气候学复习重点.docx

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气象学与气候学复习重点

气象学与气候学复习重点

第一章绪论

1.天气与气候的区别（时间、空间尺度）

2.气象学发展历程：

气象仪器、无线电报、无线电探空仪、遥感探测、自动气象站

第二章大气的基本情况

1.大气组成：

干洁空气（N2、O2、CO2、O3）、水分、悬浮杂质

2.大气的垂直结构（温度、成分、电荷、大气垂直运动）

a.对流层：

气温随高度增加而降低

垂直对流运动

气象要素水平分布不均匀

主要大气现象发生在此层

分层：

贴地层、摩擦层、对流中层、对流上层、对流层顶

b.平流层：

25km（臭氧层）以下，气温保持不变；25km以上，气温随高度增加而显著升高。

（臭氧层能大量吸收太阳辐射

热而使空气温度大大升高）

空气运动以水平运动为主，无明显的垂直运动。

水汽和尘埃含量极少，晴朗少云，大气透明度好，气流比较平稳，适宜飞机航行。

c.中间层：

温随高度增加而迅速下降，并有强烈的垂直运动。

d.热层：

气温随温度的增加而迅速增高；电离现象

e.散逸层

3.气象要素：

气温、气压、湿度、风向、风速、云量、降水量、能见度

a.比湿：

一团湿空气中，水汽质量与该团空气总质量（水汽与干空气的质量）的比值；

b.露点：

空气水汽含量不变，气压一定时，使空气达到饱和时的温度,称露点温度

气压一定时，露点的高低只与空气中水汽含量有关，水汽含量高，露点高；

实际大气中，空气经常处于未饱和状态，露点温度比气温低

第三章辐射系统

1.辐射通量及辐射通量密度定义

辐射通量：

单位时间通过任意面积上的辐射能量

辐射通量密度：

单位面积上的辐射通量

2.辐射规律（选择）

a.基尔荷夫定律（选择吸收定律）：

放射能力强（弱），吸收能力强（弱）

黑体吸收（放射）能力最强

同一物体，温度T时它放射某一波长的辐射，同一温度下也吸收这一波长的辐射。

b.斯蒂芬—波尔兹曼定律：

物体温度越高，放射能力越强

c.维恩位移定律：

物体的温度愈高，放射能量最大值的波长愈短，随着物体温度不断增高，最大辐射波长向短位移。

太阳辐射是短波辐射；地面、大气辐射是长波辐射。

3.太阳辐射

◆太阳辐射光谱：

可见光（50%）、红外区（43%）、紫外区（7%）

◆太阳常数：

指在日地平均距离条件下，在大气上界，垂直于太阳光线的单位面积，单位时间内获得的太阳辐射能量。

值为1370W/m²

1）大气上界的太阳辐射（天文辐射）

a.影响因素：

日地距离、太阳高度角、白昼长度

b.天文辐射对热量分布的影响

1　全球获得太阳辐射最多的是赤道，随纬度增高而减少。

形成热带、温带、寒带等气候带。

2　夏半年获得天文辐射量最大值在20°～25°的纬带上，由此向两极减少，最小值在极地。

（原因：

太阳高度角大，白昼长度大于赤道）

3　冬半年北半球获得天文辐射最大在赤道。

随纬度增高而减少，到极点为零。

高低纬度之间冬季气温差较大。

4　由于日地距离影响，南北半球天文辐射总量是不对称的，南半球夏季各纬圈日辐射总量大于北半球夏季相应各纬圈的

日辐射总量。

相反，南半球冬季各纬圈日辐射总量小于北半球冬季相应各纬圈的日辐射总量。

2）穿过大气层的太阳辐射（反射、散射、吸收）

a.主要变化：

1　总辐射能有明显地减弱

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得更为显著

b.散射作用（***）

1　分子散射：

直径比太阳辐射波长短的空气分子发生的散射。

波长越短，散射越强；如青蓝色天

2　粗粒散射：

波长较长的尘埃、水滴。

粗粒散射没有选择性，光是可见光－灰白天空。

为何日出、日落时太阳呈红色？

（1）为太阳高度不同，太阳光通过大气的厚度也不同；

（2）大气层愈厚则大气的吸收、散射、反射作用也愈强，到达地面的太阳辐射愈少；

（3）太阳高度越小，日光垂直投射时穿过的大气质量就越大；

（4）日出、日落时，日光通过的大气质量数最大，短波光的散射增强，红色光在太阳光中的比例增加。

故日出、日落时太阳呈红色。

3）到达地面的太阳辐射

a.影响因素：

1　太阳高度角越小，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；

2　太阳高度角越小，太阳辐射穿过大气层越厚，被削弱越多，到达地面的直接辐射越少；

b.大气透明系数：

透过一个大气质量（m＝1）后的太阳辐射强度（S1）与透过前的太阳辐射强度（S0）之比

c.太阳总辐射强度：

太阳直接辐射+散射辐射

影响因子：

太阳高度角太阳总辐射与太阳高度呈正相关关系。

大气透明度大气透明度差，到达地面的太阳直接辐射减少，故太阳总辐射减少。

大气质量大气质量愈大，到达地面的太阳总辐射愈少

纬度、海拔、坡度坡向、云

4.地面、大气辐射

a.地面辐射：

由地面发射，指向大气的辐射。

b.大气辐射

1　定义：

大气向外的辐射

2　大气对长波辐射的吸收具有选择性

大气窗口（8-11μm的地面辐射，大气吸收率很小）

3　影响因素：

温度、绝对湿度和云况、海拔

c.大气、地面辐射区别与特点

1　区别：

前者有选择性（大气窗口）；前者方向为四面八方，后者向上

2　特点：

地面平均温度约为300K（27℃），对流层大气的平均温度约为250K（－17℃），故其热辐射中95％以上的能

量集中在3－120μm范围内（红外辐射）。

其辐射能最大段波长在10－15μm范围内，所以把地面和大气的辐

射称长波辐射。

d.大气逆辐射

1　定义：

大气辐射指向地面的部分

2　作用：

保温、减少温差

第四章大气的热力学过程

1.热量交换方式

a.非绝热

1　传导：

当气团之间有温度差异时发生传导作用交换热量。

但地面和大气均为不良导体，所以传导交换的热量很少。

2　辐射：

物体之间以各自的温度以辐射方式交换热量。

大气主要吸收地面长波辐射而增温，同时也吸收大气放出的长波辐射，这样它们之间通过长波辐射的方式不停交换热量。

气团之间也一样。

3　对流：

当暖而轻的空气上升时，周围冷空气下来补充，这种升降运动即对流。

通过对流，上下层空气相互混合，热量不断交换。

对流层热量交换的主要方式。

4　湍流：

空气不规则运动称为湍流，又称乱流。

湍流交换是摩擦层主要热量交换方式。

湍流交换也称显热交换，因为它传递的热量直接导致空气温度升高。

5　蒸发和凝结：

水蒸发时要吸收热量，相反，水汽凝结放出潜热。

通过蒸发和凝结使地面和大气、气团之间发生潜热交换。

水的蒸发和凝结进行的热量交换称为潜热交换。

◆一般，温度变化通常是几种作用共同影响。

地面与空气之间，主要是辐射，气团之间主要依靠对流和湍流，其次通过蒸发、凝结的潜热交换。

b.绝热

1　干绝热：

指升、降气块内部没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程

2　湿绝热：

饱和湿空气在上升过程中

3　绝热直减率：

气块绝热上升单位距离时的温度降低值

*干绝热直减率是气块本身的降温率，近似于常数；气温直减率表示周围大气的温度随高度的分布情况，有不同数值。

*

<

*P78例5

2.判断大气的稳定性

a.大气稳定度定义：

指气块受任意方向扰动后，返回或远离平衡位置的趋势和程度，是衡量气块是否易于发生垂直运动。

b.判定方法：

气压相同条件下（同一高度），冷的气团重而较稳定；反之，暖的气团轻容易上升而不稳定。

（

为周围空气气温直减率，

为上升气块干绝热直减率，

为上升高度）

加速度方向与上升方向一致，气块不稳定；不一致，气块稳定

（

<

——绝对稳定；

>

——绝对不稳定；

——条件不稳定）

c.逆温

1　定义：

大气上层温度高于下层的现象。

2　作用：

阻碍空气垂直运动的发展，使近地面大量的烟、尘、水汽凝结物聚集到它的下面，能见度变坏

3　形成条件：

逆温层按形成条件可分为辐射逆温、湍流逆温、平流逆温、下沉逆温、锋面逆温。

3.空气局地变化的原因

a.起因：

空气平流运动引起的局地气温变化、空气温度的个别变化

b.影响因素：

平流运动（冷平流、暖平流）

铅直运动（绝热）：

一般情况下，γd>γ,上升运动时ω<0，气压减小，温度降低，

出现下沉时，ω>0,气压增大，温度升高；

γd＝γ，空气垂直运动不引起局地气温变化；

非绝热热量交换

第五章大气中的水分

1.饱和水汽压

a.概念：

温度一定条件下，单位体积空气中的水汽量有一定限度，如果水汽含量达到此限度，空气呈饱和状态，称饱和空气。

饱和空气的水汽压称饱和水汽压。

b.影响因素：

温度

（

）随着温度的升高，饱和水汽压按指数规律迅速增加

（

）空气温度的变化，对蒸发和凝结有着重要的影响已饱和的空气，T升高，E增加—不饱和---重新蒸发不

饱和空气，T减少，E减少—饱和---凝结

（

）饱和水汽压随温度的改变量，在高温时比低温时要大。

（高温饱和空气中形成的云要浓厚，夏季容易发生暴雨）

蒸发面性质

（

）冰面和过冷却水面的饱和水汽压

一般，水低于0度结冰，但实验和对云雾观测发现，水可以存在于0度以下的温度不结冰－过冷却水。

冰面和过冷却水饱和水汽压也遵循按指数规律变化。

冰面饱和水汽压比过冷却水要小;

冰是固体，冰分子要脱出水面的束缚比水分子脱出水面的束缚更难。

***冰晶效应：

水滴会因不断蒸发而不断缩小，冰晶会因不断凝结而增大，这就是冰晶效应，对降水的形成有重要意义。

在云中，冰晶和过冷水滴相处在一起的机会是很多的，如果当时的实有水汽压处于两者的饱和水汽压之间，就会有冰和水之间水汽转移现象，在这种情况下，实有水汽压比水滴的饱和水汽压小，对水滴来说是未饱和的，水滴就出现蒸发。

但实有水汽压比冰晶水汽压大，对于冰晶来说是过饱的，冰晶上要出现凝华。

因此，水滴不断蒸发而减小，冰晶因不断凝华而增大，这种冰水之间的水汽转移现象就称为冰晶效应。

（

）溶液面的饱和水汽压

同样温度下，溶液面饱和水汽压比纯水面要小，溶液浓度越高，饱和水汽压越小，越容易凝结。

这种作用对在可溶性凝结核上形成云或雾很重要。

蒸发面形状

温度同时，凸面>平面>凹面，且凸面的曲率越大，饱和水汽压越大，凹面的曲率越大，饱和水汽压越小。

2.大气水分发生三相转换的条件

达到饱和水汽压：

辐射冷却、平流冷却、绝热冷却、水平混合冷却

凝结核

3.地表水汽凝结现象

a.露：

定义：

露是凝结在地表或地物上的微小水滴，它由潮湿的空气与较冷的物体表面相接触形成的，这时较冷的物体表

面应不低于0°c

形成露的有利条件：

天空无云或有很薄的高云而有微风的夜间，这时可使辐射冷却在较厚的气层中充分进行

b.霜：

定义：

霜是白色具有晶体结构的水汽凝华物。

形成霜的有利条件：

与露相似不同点在于地面温度，一个0度以上，一个0度以下。

霜与霜冻的区别：

（1）有霜时农作物不一定遭受霜冻之害，霜冻是温度急剧下降引起植物受冻现象。

（2）有霜冻时也可以有霜出现（白霜），也可以无霜出现（黑霜）

c.雾凇：

雾凇是水汽在树枝、电线和地物凸出表面上形成的凝华物，多见于寒冷而湿度高的天气条件之下。

d.雨凇：

雨凇是在地表或地物迎风面上形成的透明的或呈毛玻璃状的紧密水层。

（过冷却雨）

4.大气水汽凝结现象

a.雾

1　定义：

是悬浮在空气中的小水滴或冰晶，当水平能见度降到1KM以下时，称为雾

2　有利条件：

近地层空气水汽充沛，冷却过程，凝结核；风力微弱，大气稳定

3　分类：

辐射雾、平流雾、蒸发雾、上坡雾、锋面雾

b.云

1　定义：

悬浮在自由大气中的水汽凝结物

2　形成条件：

充足水汽、凝结核、绝热冷却

5.降水

a.定义：

由云中降到地面上的液态水或固态水

b.形成条件：

宏观条件：

水汽充足、凝结核、上升运动

微观条件：

云滴凝结增长，云滴冲并增长

***云滴凝结增长：

冰水云滴共存（冰晶效应）、冷暖云滴共存、大小云滴共存

***云滴冲并增长：

当云滴在不稳定的上升气流带动下做各向运动，大小不同的云滴其运动速度的差异，造成相互碰撞而合并，是云滴增大形成降水的主要途径。

c.形成过程

1　水成云形成的降水

水成云：

当云层稳定时，一般不产生降水，即使形成降水，也多为均匀、持续的小雨或毛毛雨。

当云层不稳定时，易形成降水。

2　冰成云形成的降水

冰成云：

高度较高，水汽含量较少，下降过程长，易被蒸发，而形成雨或雪，因此冰成云除了在冬季或高原地区可能形成一些降水外，一般不形成降水。

3　混合云形成大降水

混合云：

冰晶处于过饱和状态，水滴想冰晶转移输送水汽，水滴缩小而冰晶增大形成雪花。

雪片降落到高于零度的气层中，便融化成雨。

第六章气压变化和大气的水平运动

1.气压随高度变化

a.决定因素：

（1）大气柱高度；

（2）大气柱空气密度；

b.变化规律：

（1）气压随海拔高度增高而递减；

（2）密度大，气压降低快；

2.气压随时间变化

气压变化的原因（空气柱重量增减）

1　热力因子：

温度的升高或降低引起空气体积膨胀或收缩、密度的变化以及伴随的气流辐合和辐散造成的质量增多或减少。

2　动力因子：

水平气流的辐合和辐散；不同密度气团的移动；空气的垂直运动

3.大气的水平运动

a.空气的运动是在力的作用下产生的。

1　作用于空气的力除重力之外，还有由于气压分布不均产生的气压梯度力

水平气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力

2　由于地球自转而产生的地转偏向力（南左北右）

Ø物体静止时，不受地转偏向力作用。

Ø地转偏向力的方向同物体运动方向相垂直，它只能改变物体运动方向，不能改变运动速度大小。

Ø地转偏向力大小同风速成正比，同纬度的正弦成正比。

在赤道为零。

3　由于空气层之间的运动产生的摩擦力（在摩擦层起作用，在自由层可以忽略）

4　空气做曲线运动产生的惯性离心力（只改变物体运动方向，不改变运动速度）

b.自由大气中的空气运动

地转风：

气压梯度力和地转偏向力平衡时，空气的等速直线水平运动。

梯度风：

气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力三力平衡

热成风：

水平温度梯度引起的风随高度的改变量。

风顺着等温线方向，在北半球，背风而立，高温在右，低温在左。

第七章大气环流

1.三风四带示意图（太阳辐射、地球自转的作用）掌握

2.地表性质对大气环流作用

a.海陆分布影响

海陆热力性质差异——完整纬向气压带分裂成闭合的高低压——冬夏海陆间热力差异——海陆间大气流动，形成季风

***东亚季风和南亚季风在成因和现象上有何差异？

它们的气候特征如何？

东亚季风：

东亚季风由海陆热力差异而引起，亚洲东部濒临广阔的太平洋，居于世界最大的海洋和大陆之间，温度梯度和气压梯度的季节变化经其他任何地区都显著。

冬季，亚洲大陆为冷高压盘踞，高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风；夏季，亚洲大陆为热低压所控制，同时太平洋高压西伸北进，因此高低压之间的偏南风就成为亚洲东部的夏季风，东亚季风对我国，朝鲜、日本等地区的天气，气候影响大，冬季风盛行时，这些地区的气候特征为低温，干燥和少雨，夏季风盛行时，这些地区的气候特征为高温，湿润和多雨。

南亚季风：

南亚季风主要是由行星风带季节移动而引起的，但也有海陆热力差异的影响。

冬季，亚洲大陆为冷高压盘踞，高压南部的东北风就成为亚洲南的冬季风，但由于亚洲南部远离高压中心，并且有青藏高原阴挡，加上印度半岛面积小，陆海间热力差异小，气压梯度力，故冬季风尽管干燥，但势力比东亚的冬季风弱；夏季，南亚位于赤道低压内，从南半球越过赤道的东南信风，受地转偏向力的影响转向为西南季风，再加上海陆热力差异的存在使南亚夏季风来得急，势力比东亚夏季风强，气候特征炎潮湿多雨。

b.高大地形的影响（以青藏高原为例）

动力作用（机械阻挡作用）：

青藏高原海拔高、面积大，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿，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、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为低。

冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。

从冬季北半球700hPa与500hPa月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖于西南侧，这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。

因西风在高原西侧发生分支，于是高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。

同时，夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖湿气流一般具有不稳定层结，比冷空气易于爬越山地。

青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。

热力作用：

从青藏高原的地面气温看来，具有如下特点：

（1）地球的第三极地：

青藏高原由于海拔高，气温特别低，它虽位于副热带、暖温带的纬度上，但冬夏皆比同纬度东部平原平均气温低18—20℃。

（2）气温日、年较差大：

青藏高原上地面气温日较差比同纬度东部平原地区和四川盆地都大，比同高度的自由大气更大，气温年较差亦比同高度的自由大气为大，但因海拔高耸，比同纬度东部平原则稍小。

（3）气温季节变化急，春温高于秋温：

青藏高原上春季升温强度大，特别是当积雪消融之后，雨季未到之前，高原因受强烈的日射，增温甚快，秋季降温速度亦快，春温高于秋温。

以上这些情况都说明高原气温具有大陆性气候的特征。

季风：

由于青藏高原与四周自由大气的热力差异，所造成冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。

冬季高原上出现冷高压，冬季出现热低压，其水平范围低层大，高层小，其厚度夏季比冬季大。

风的季节变化，一般是高原北侧开始最早，高原上次之，高原东侧再次，高原南部最迟。

高原季风对环流和气候影响很大，首先它使我国冬夏对流层低层的季风厚度增大。

其次，高原季风的更大影响还在于它破坏了对流层中部的行星气压带和行星环流。

第八章天气系统

低纬地区以对流天气为主；

中纬地区以锋面和气旋为主；

高纬低空冷高压等为主。

1.气团

a.定义：

指气象要素（主要指温度、湿度和大气稳定度）水平分布比较均匀、垂直分布相似的大范围的空气团。

b.形成条件：

范围广阔、性质均一的下垫面

合适的流场

c.分类：

冰洋气团、热带气团、极地气团、赤道气团

暖气团、冷气团

暖气团一般含有丰富的水汽，容易形成云雨天气。

冷气团一般形成于干冷天气。

2.锋

a.定义：

冷暖气团的交绥地带

b.根据锋在移动过程中冷暖气团所占的主次地位可将锋分为：

冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋。

c.天气现象

1　第一型（缓行）冷锋天气：

典型云序：

雨层云—高层云—卷层云—卷云；降水主要发生在地面锋后（雨层云）内，风速大，高空槽过后，降水逐渐停止。

降水宽度比暖锋窄，约为150—200Km。

2　第二型（快行）冷锋天气：

积状云系：

积雨云—高积云；因而云系和降水主要发生在地面锋线（积雨云）附近，为对流性降水。

降水宽度窄，约为10～100Km。

天气特征：

常带来狂风暴雨现象。

3　暖锋天气：

产生广阔而深厚的层状云系，且越接近地面锋线，云层越厚。

典型的云序为：

卷云—卷层云—高层云—雨层云降水主要发生在地面锋前的雨层云内，多为连续性降水。

降水强度小，雨区范围广，约为300—400Km。

夏季：

如暖空气层结不稳定且湿度很大，产生积云或积雨云，伴有雷雨天气。

4　准静止锋天气：

云区和降水区更为宽广，降水强度小，持续时间长，可造成绵绵不断的阴雨天气。

由于准静止锋运动特别缓慢，常常来回摆动，阴雨天气持续较长。

如长江流域的梅雨季节。

5　锢囚锋天气：

是两条运动的锋合成而成，天气特征仍然保留着原来两条锋的锋面天气特征。

锢囚锋降水不但保留原来锋面降水的特点，而且由于锢囚作用使上升运动发展，暖空气被抬升到锢囚点以上，利于云层变厚，降水增强，雨区扩大。

3.温带气旋和反气旋

a.气旋和反气旋

1）气旋是指在同一高度上中心气压比四周气压低的水平涡旋，北逆南顺。

（低气压）

2）反气旋指在同一高度上中心气压比四周气压高的水平涡旋，北顺南逆。

（高气压）

b.天气现象

1　锋面气旋：

气旋前方是宽阔的暖锋云系和连续性降水天气；气旋后方是比较狭窄的冷锋云系和降水天气；在暖锋天气的前方和冷锋天气的后方是冷气团天气；气旋中部为暖气团所控制，如果水汽充足，大气层结不稳定，可出现层云和层积云，并有毛毛雨等现象，有时还出现雾。

如果气团干燥，只能形成一些薄云而无降水。

2　冷性反气旋（寒潮）：

冷性反气旋南移时，造成一次冷空气袭击，若冷空气十分强大，如图寒冷潮流滚滚而来，给流经地区造成强烈降温、霜冻、大风等灾害性天气，这种大范围的强烈冷空气移动，成为寒潮。

寒潮天气：

剧烈降温和霜冻，大风和风沙，降水

4.副热带高压

西太平洋副高活动及其对我国天气影响

1　季节性活动规律：

a）位置、强度：

从冬季到夏季，向北偏西移动，强度增强；从夏季到冬季，向南偏东移动，强度减弱。

b）活动型式：

稳定少动（冬季）、缓慢移动（北上）、迅速跳跃（北上、南下）

c）移动过程：

北进时，伴随短暂的南退；南退时，伴随短暂的北进－南北震荡现象。

且北进时移速慢，历时长；南退时移速快，历时短。

2　非季节性活动规律：

半个月左右的副高偏强或偏弱趋势及一周左右的副高西伸东退、北进南缩的周期变化。

这种变化主要受副高周围天气系统影响引起。

如青藏高压、热带气旋等影响。

3　影响：

对我国夏季天气影响最大的天气系统西太平洋副高位置和强度影响东南季风从太平洋向大陆输送水汽的路径和数量。

北测是北上暖湿气流与南下冷气流交绥地带，气旋和锋面活动频繁。

形成阴雨和暴雨天气。

5月：

副高脊线位置在15°N附近，雨带在华南地区－连阴雨－江南雨带。

6月：

副高脊线位置在20°N附近，雨带在长江流域－梅雨（霉雨）

7月：

副高脊线位置在25°N附近，雨带在淮河流域－长江流域伏旱

8月：

副高脊线位置在28°N附近，雨带在黄河流域－华北、东北进入雨季

9月：

副高脊线位置在25°N附近，雨带在淮河流域－秋雨，长江流域秋高气爽

10月：

副高脊线位置在20°N附近，雨季和秋高气爽天气结束，环流转入冬季形式，南支西风建立，副高影响减弱

副高位置迅速北跳，在长江流域停留时间短，没有典型的梅雨过程，形成“空梅”，带来长江流域干旱。

副高位置停滞不前，在长江流域停留时间过长，引发连续降雨过程，造成长江流域洪涝。

5.台风

定义：

发展强盛的热带气旋

形成条件：

1　广阔的高温洋面：

大气层中温度、湿度越大带来的大气层结不稳定；一般海温高于29～30℃；

2　合适的纬度（地转参数值）：

产生地转偏向力的地方使辐合气流演变为水平漩涡，加强气旋性环流。

3　气流垂直切变要小：

利于潜热聚集。

如西太平洋夏季。

4　合适的流场：

西太平洋和南海地区，台风起源于赤道辐合带

消亡条件：

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

第九章下垫面对气候的影响

1.海陆差异对气候的影响

a.海陆差异对气温、降水、风向的影响

1　海洋“热惰性”：

增温慢、降温慢；热量存储器，温度调节器

陆地“热敏性”：

冬冷夏热，敏感

2　海洋蒸发量大与陆地：

冬季，海洋远大于陆地；夏季差异不大。

空气湿度：

冬季，海洋大于陆地；夏季，差异不明显

3　海上空气潮湿，只要有适当的平流将暖湿空气吹送到比较冷的海面，下沉空气变冷，极易达到饱和而凝结成平流雾，所以在海上，尤其是冷洋流表面，雾日极多。

4　海上——气旋雨、锋面雨

陆上——气旋雨、对流雨、地形雨

b.海陆风：

沿海地带昼夜热