气象学 要点.docx
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气象学要点
气象学资料
第一章地球大气
1、什么是天气？
什么是气候？
两者的区别？
天气：
某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气状态和天气现象的综合。
气候：
在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动，在长时间互相作用下，在某一短时间内大量天气过程的综合。
区别:
①天气是短期过程，天气系统简单；
②气候是长期过程，气候系统复杂，其中气候系统包括（大气圈、岩石圈、水圈、生物圈、冰雪圈）
区别
气候
天气
时间尺度
长期的大气平均状态
短期的大气状态的综合
形成原因
气候系统的产物
大气内部动力过程
表现特征
相对稳定性和一定规律性
突发性
特征
气候要素
气象要素
联系：
描述大气状态，天气是气候的基础，气候是天气的综合
2、什么叫干洁大气？
大气中除去水汽和悬浮在大气中的固态、液态微粒以外的整个混合气体。
3、关于CO2的时空变化、日变化、年变化和长期变化？
低层嗲气中CO2含量随时间和空间而略有变化。
在时间上，①由于卢瑟植物光合作用对CO2消耗，在白天、晴天、夏季时的CO2浓度比黑夜、阴天、冬季要小；②工业革命前小于工业革命后。
在空间上，水平方向：
城市大于农村；垂直方向：
0—20kmCO2含量高，20km以上，含量逐渐减少。
CO2的日变化：
白天午后最少，日出前后达到最高
CO2的年变化：
秋季最低，冬季最大
CO2的日变化：
不断增加
4、水汽
水汽的来源：
主要来自江河湖海等水体和潮湿地表的水分蒸发以及植物的蒸腾，最重要的是：
水汽是可变成分。
水汽时空变化：
时间上，夏季多于冬季；空间上，一般低纬多于高纬，下层多于上层
水汽特点：
①水汽是实际大气中唯一能在自然条件下发生气、液、固三态相变的成分，在天气变化、气候形成中扮演了十分重要的角色。
②水汽还能强烈的吸收地面和大气长波辐射并放射长波辐射对地面存在保温效应，因此大气中水汽含量多少对地面和大气的温度情况有着重要的影响
③水汽是自然界潜热最大的物质。
5、大气的热力学分层（图P16）
根据温度、大气成分、电荷、随高度的分布特点将整个大气层划分为五层：
对流层、平流层、中间层、热成层和散逸层。
对流层：
低纬度温度低，高纬度温度高，因为低高纬度地区的地面受热不平均，低纬度地区的平均厚度为17—18km，高纬度地区的平均厚度为8—9km。
特点：
①对流层大气的温度随高度的升高而降低，高度每升高100m，气温下降0.5℃②对流层空气具有强烈的铅直方向上的对流运动和不规则的乱流运动；
③大气层中的云、雾、雨、雪等主要天气现象都发生在对流层中；
④对流层的各种气象要素水平分布不均匀。
对流层的具体分层下层、中层、上层和对流层顶见P17
平流层：
从对流层顶（25㎞）向上到50㎞高度的大气层。
特点：
①在平流层中，由于大气中臭氧对太阳紫外线辐射的强烈吸收，温度随高度的增加而升高，平流层下不得温度随高度变化不大；
②平流层大气的对流运动十分微弱，空气以水平运动为主；
③由于平流层中气流比较平稳，水汽和尘埃含量极少，大气透明度很好，是航空飞行的理想层次。
中间层：
指从平流层顶（55㎞）向上到85㎞高度的大气层。
特点：
①中间层大气的温度随高度增加而迅速降低，到中间层顶，温度已降至-83℃以下；
②中间层有在强烈的铅直运动。
热成层：
又称为热层，暖层。
是指中间层顶向上到500㎞高度左右的大气层。
特点：
①温度随高度的增加而升高，到热成层顶，温度可达到400—2000℃；
②热成层大气在太阳紫外辐射和宇宙高能粒子作用下，空气处在高度电离状态故又称电离层。
散逸层：
又称为外逸层。
是指自热成层顶向上到大气上界的大气层。
特点：
①散逸层是地球大气圈与星际空间的过渡地带，空气极其稀薄；
②由于远离地面，空气粒子受到地球引力作用小，运动速度大的空气粒子能挣脱地球引力而散逸到星际空间，同时星际空间的粒子也会闯入到地球大气层。
第二章辐射
1、大气逆辐射：
大气辐射中的一部分与地面辐射的方向相反的辐射。
2、大气辐射：
大气直接吸收太阳辐射很少，主要吸收地面辐射维持一定的温度的温度，大气向外的辐射称为大气辐射
3、地面净辐射：
也称为地面辐射差额，在单位时间内，单位面积地面所吸收的辐射与放出的辐射之差。
4、太阳辐射光谱对生长发育的作用：
到达地面的太阳辐射光谱大致分为紫外辐射、红外辐射、可见光辐射。
紫外辐射：
①波长在0.32—0.40um的紫外光对植物起植物定型和着色（化学效应）作用；是花青素、绿色素形成的重要光能（高山花艳丽）
②波长较长部分的紫外线对作物有刺激作用，促进种子萌发；促进果实成熟，提高蛋白质和维生素含量，在果实成熟时，紫外线丰富，可增加果实含糖量。
③波长在0.29um—0.32um的紫外线被O3吸收，对植物有害，波长愈短伤害越大。
红外辐射（热效应）：
①影响植物体温和蒸腾，促进干物质积累，对果实成熟起作用；
②波长1000—710nm的近红外辐射和红光辐射，是对植物细胞有伸长作用；
③红外线对作物萌芽和生长有刺激作用，但不能直接被叶绿体吸收。
因此红外辐射主要增热地面，大气和植物体，为作物生长发育提供必需的热量条件。
可见光辐射（光效应）：
可见光辐射对植物生长技能起决定性作用，最重要的是400—760nm的可见光谱区，其中最有效的是红橙光和蓝紫光。
波长为610—760nm的红橙光谱区，是叶绿素吸收最高光谱带，也是红光光谱区的最强光和活性的光谱节。
①叶片吸收的最多②光合作用活性最强③光合作用效率最高④光周期加快植物开化过程。
波长为400—510nm的蓝紫光谱区，是一个强的叶绿素吸收带和黄色素吸收带，又是强的光合作用活性光谱带。
效率虽只是红橙光的一半。
1促进蛋白质和脂肪的合成和数量的增加；
2对叶片和肢体的运动起主要作用；
3大多数情况下延迟植物开花。
6、大气对太阳辐射的减弱方式
⑴吸收作用
1氧强烈吸收波长小于200nm的紫外线，也对可见光区690—760nm附近有一个较弱吸收带
2臭氧主要吸收200—320nm的紫外线，在600nm处有一较弱的吸收带
3CO2主要吸收1460—2780nm的红外线
4水汽主要吸收红光及红外线，在930—1500nm的红外线区有三个强烈吸收带，在600—730nm红光区有三个较弱的狭窄吸收带
5水滴能吸收590—3000nm的辐射，微尘杂质吸收红外线，但作用很小。
⑵散射作用：
当太阳辐射通过大气时太阳辐射能遇到大气中的各种质点散向四面八方，称为散射。
有分子散射定律得：
入射光波长越短，散射光能力越强。
⑶反射作用：
大气中较大的尘粒和云滴、云层都有反射作用，其中云层的反射作用最显著。
云量越多，云层越厚，反射越强。
7、分子散射：
辐射波长比散射粒子的尺寸大得多，如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子，则辐射的波长愈短，散射得愈强。
其散射能力与波长的对比关系是：
对于一定大小的分子来说，散射能力与波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的，称为分子散射8、粗粒散射：
也称漫反射，当大气混浊，质点半径>10000nm时，入射光的各种波长具有同等散射能力，散射系数不再随波长改变。
粗粒散射与波长无关，对各种光的散射能力相同。
9、温室效应：
大气中各种微尘和CO2等，由于温室覆盖的玻璃一样阻挡了地面向外的辐射，增强了大气你辐射，对地面有保温和增温的作用。
10、阳伞效应：
大气中各种微尘和CO2的增加，犹如在阳光下撑了一把伞，减弱了到达地面的太阳辐射，对地面有降温作用。
11、大气质量：
大气质量通常用太阳光通过大气路径大长度与大气铅直厚度的比值，所以他是没有单位的一个数值。
12、日照百分率：
它是实照时数与可照时数的百分比。
它的比例说明晴朗状况，日照百分率大说明晴天的可能性大。
第三章温度
1、什么叫逆温？
在一定条件下，气温随高度的增高而增加，气温直减率为负值的这种现象。
逆温的种类：
逆温按其形成的原因，可分为辐射逆温，湍流极端，平流逆温和下沉逆温，还有锋面逆温，融雪逆温，地形逆温。
辐射逆温：
夜间由地面、雪面或冰面、云层顶部等辐射冷却造成的逆温，逆温厚度一般为200—300m；
湍流逆温：
由于空气的湍流混合而形成的逆温；
平流逆温：
暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却，越接近地表面的空气降温越多，而上层空气受冷地面的影响小，降温较少，于是产生了你问现象；
下沉逆温：
当顶部空气的绝热增温要比底部多，当下沉到来一高度，空气顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。
2、为什么地温是在午后达到最大值？
因为当太阳出来以后，地面获得的净辐射开始慢慢地由负转正，地温开始上升，只要净辐射为正且在增加，温度就会上升，所以到12时左右地面获得热量的速率是最大的，却不是获得的净辐射是最多的，当到达午后也就是13时左右时，地面获得净辐射最多，获得热量收支相抵，净收入不再增加也就是净收入为0时，温度达到最大值。
同理可得在凌晨1，2点时候，出现最低温度。
第四章大气中的水分
1、降水的等级划分？
根据降水强度的不同，通常以日降水量不同，将降水为液态的小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨、特大暴雨及固态的小雪，中雪和大雪等。
按降水性质分：
①连续性降水；②间歇性降水；③阵性降水；④毛毛状降水。
2、为什么迎风坡的降水？
因为迎风坡是空气上升的坡面。
风也就是大气，大气在上升的过程中，无论是干空气，还是湿空气，都会绝热降温，使大气温度下降，水汽凝结后，水汽凝结到一定程度，空气的湿度达到饱和形态，以降水的形式下落。
而背风坡空气下沉，绝热增温，使水汽蒸发，当然降水很少。
我国降水的分布规律：
①年降水量空间分布不均匀，局部差异很大；
②从东南沿海向西北内陆逐渐减少，山地多于平原，迎风坡多于背风坡；
③降水量季节分布不均匀，夏季少，冬季多。
世界降水的分布规律：
第五章气压与风
1、简述四个作用力的定义及作用？
水平气压梯度力：
把由于水平气压梯度的存在而作用，在单位质量空气上的力。
是气压梯度力在水平方向上的分力。
方向：
垂直于等压线，由高压力指向低压；
作用：
是产生风的原动力，是在风作用之前就存在的力，而其他三个力是在风作用产生后才产生的力。
地转偏向力：
因为地球自转使空气质点运动方向发生改变的现象，使产生这种现象的力。
方向：
垂直于运动方向，在北半球运动的物体向右偏，南半球向左偏。
作用：
①只改变运动的方向，不改变运动的速度；
②地转偏向力是在物体相对于地面有运动时才产生，静止时不受地转偏向力作用；
③垂直于运动方向，在北半球运动的物体向右偏，南半球向左偏；
④水平地转偏向力的大小与风速及所在纬度的正弦成正比。
在风速相同的情况下，地转偏向力随着纬度的增高而增大。
赤道上的地转偏向力为0
惯性离心力:
方向：
与空气运动的方向相垂直，并自路径曲线的曲率中心指向外缘，其大小与空气运动素的的平方成正比，与曲率半径成反比。
（一般不考虑，但在低纬度地区或空气运动速度很大而曲率半径很小时要考虑）
摩擦力：
与运动方向相反，只改变大小，不改变方向。
2、地转风：
是指自由大气中，空气做等速直线的水平运动，只受水平气压梯度力和水平地转偏向力的作用，且这两个力达到了平衡。
地转风的方向与水平气压场之间的关系：
在北半球，人背风而立，低压在左，高压在右，南半球则相反
1在纬度一定时，地转风风速与气压梯度成正比
2当气压梯度和纬度都不变时，地转风与空气密度成反比。
3在气压梯度和密度不变时候，地转风速与纬度的正弦成反比，因而低纬度地转风大于高纬度。
3、梯度风：
当空气质点作曲线运动时，除了受气压梯度力和地转偏向力的作用外，还受到惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，为梯度风。
在北半球，低压区的梯度风应按逆时针方向沿等压线吹，高压区是顺时针方向，南半球则相反。
梯度风的方向与水平气压场之间的关系与地转风方向一样
3、气压场的基本形成及对应天气（气压系统）
1低气压：
低压、气旋。
定义：
三维空间上的大尺度涡旋，同一高度上，其中心压比四周低，形如盆地。
天气状况：
阴雨天气
2低压槽：
低压延伸出来的狭长区域。
在槽中各等压线曲率最大的点连成的线，称为槽线。
天气状况：
阴雨天气
3高气压：
高压、反气旋。
三维空间上的大尺度涡旋，同一高度上，其中心压比四周高，形如山丘。
天气状况：
晴朗天气
4高亚脊：
高压延伸出来的狭长区域。
在脊中各等压线曲率最大的点连成的线，称为脊线。
天气状况：
晴朗天气
5鞍形气压区：
由两个高压区和两个低压区相对组成的，中间区域，形如马鞍，天气状况复杂多变。
第六章大气环流
1、三圈环流：
考虑到高低纬度间的热量差异和地转偏向力形成的环流模式。
（P131和133）
大气环流的作用：
使高低纬度之间，海陆之间的热量和水汽的交换。
1促使全球的热量和水汽的平衡
2是形成天气和气候的基础
3影响环境的发展
2、海陆风：
沿海地区和岛屿上，由于海路热力性质的不同，一天之中使风向发生有规律的变化。
白天吹海风，夜里吹陆风。
这种以一天为周期而转换风向的风系，称为海陆风。
（P143）
3、辐射雾：
夜间，由于地面辐射冷却，使近地层温度降到露点温度以下形成的雾。
形成：
在晴朗而有微风的夜间或者清晨，日出以后渐渐消散。
地点：
秋冬季节，潮湿或者地势低凹的地方易形成辐射雾。
形成条件：
①充沛水汽②晴朗少云③风力微弱④大气层结稳定
辐射雾特点：
①季节性强（冬半年）②有明显的日变化③地方性特点，局地性，范围小④“十雾九晴”预示着晴天
4、平流雾:
暖湿空气流经冷的下垫面而逐渐冷却，气温降低到露点温度以下形成的雾。
形成条件：
①空气与下垫面之间温差大②空气湿度大③且有适宜的风速④大气层结稳定越容易形成
平流雾特点：
范围和厚度通常较辐射雾大，且持续时间长。
两者区别
辐射雾
平流雾
时间
后半夜或者清晨
无时间限制
温度
不变或者降低
升高
湿度
不变或减少
增加
风
微风
适宜的风速（2—7m/s）
久晴大雾阴中的雾是平流雾：
久晴之后出现雾，说明有暖湿空气移动，空气潮湿，是天阴下雨的征兆。
久阴大雾晴中的雾是辐射雾：
久阴之后出现雾，表明天空中云层变薄，裂开消散地面湿度降低而使水汽凑足结成辐射雾，到日出后散去
5、焚风的3个过程及计算
焚风是一种翻越高山，沿背风坡向下吹的干热风。
3个过程：
①当空气翻越高山时，在迎风坡被迫抬升，空气冷却，起初按干绝热直减率（1℃/100m）降温；
②空气湿度达到饱和时，按湿绝热直减率（0.5℃/100m）降温；水汽凑足后，产生降水，降落在迎风坡上。
③空气越过山顶后，沿背风坡下降，此时，空气中的水汽含量大为减小，下降的空气按干绝热直减率（1℃/100m）增温。
上述三个过程以至于背风坡气温比迎风坡相同高度上的气温高的湿度显著减小，从而形成相对干而热的风，称为焚风。
干燥的原因：
在迎风坡产生大量的降水，使空气中水汽含量大幅度下降。
炎热原因：
迎风坡释放了大量的潜热，并保留在空气中。
6、季风：
大范围地区的盛行风随着季节，有显著改变的现象，且这两种风向的性质（主要是潮湿程度）和它们所带来的天气现象都有明显差别的风，其中1月和7月风向变化在120℃以上。
季风的典型区域：
主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲四个区域。
赤道季风区：
在赤道非洲、印度南部，斯里兰卡、印度尼西亚、马来西亚一带，这里的季风交替，只带来雨量变化，有明显的雨季和旱季，同时全年炎热，没有明显的温度变化。
热带季风区：
包括南亚和东南亚。
这里的季风变化最明显的仍是雨季和旱季的差别。
—因行星带移动而产生的季风—南亚季风
东亚季风区：
亚洲东部（中国）按纬度高低可分为副热带季风区和温带季风区。
雨季的形成主要是从太平洋来的东南季风和冬季风互相作用的结果，在副热带季风区内，雨季主要在初夏和秋季，即夏季风在进退过程中前沿经过本区期间，而在温带季风区雨季则发生在盛夏期间，即夏季风的鼎盛时期。
—因海陆分布差异而产生的。
印度和中国东部两个明显季风区的区别？
在中国四川及云南东部有一个季风不明显的地区，它把东西两个季风区域明显隔开。
这个区域以东为中国季风区，以西为印度季风区。
从两区的气候特点来看，中国季风区和印度季风区有以下几个方面的差别：
1印度由于北面有喜马拉雅山脉和青藏高原为屏障，冬季风并不明显，夏季风强于冬季风；中国冬季受北方冷空气的影响，冬季风不明显，印度夏季风来得很快，中国夏季风到来很慢。
相反，中国冬季风来得很快。
2印度的降水量和中国华北一样，都是集中在夏季风最强的季节。
但中国的长江流域和华南却不一样，雨量最集中的时期不是在夏季风最盛期，而是在最盛期之前。
这主要是这两个区域降水的原因不同所造成的。
3在中国东部季风区，季风强度也不是完全一致的。
造成这种情况的原因主要不是冬季风，而是夏季风。
中国季风与非季风区的分界线？
大兴安岭—阴山—贺兰山—巴颜喀拉山—冈底斯山
季风形成的原因：
①海陆性质不同形成的热力差异②行星热源的分布和极冰的作用③赤道辐合带的移动④行星风带
我国区域季风特点：
河套以东：
无季风，在极地大陆性气团控制之下；
河套以东，长江以北：
冬季偏北风，夏季东南风；
长江以南—南海中部：
冬季为偏北风，夏季为东南风与西南风
南海南部：
冬季为东北信风，夏季为西南信风
青藏高原：
北部为终年西风，南部为冬西风
季风的降水是锋面降水
7、季风与海陆风异同点
形成原因
范围
周期
强度
季风
①冬夏海陆热力性质差异②行星风带季节性移动
距沿海几百至上千公里
以年为周期
东亚季风是冬季风强于夏季风；南亚季风是夏季风强于冬季风
海陆风
日夜海陆热特性差异
仅距沿海几十公里
以日为周期
海风强于陆风
两者的关系：
夏季风类似于海风，冬季风类似于陆风
第七章天气系统和天气过程
1、什么是气团，以及气团形成的条件？
气团是指气象要素（主要是温度、湿度和大气稳定度）水平分布比较均匀，垂直分布基本一致的大范围的空气团。
形成条件：
①大范围性质比较均匀的下垫面，其中地表性质比较均匀的广阔下垫面是气团获得比较昂均匀的无聊属性的首要条件；②有合适的环流条件
2、锋的定义及特点
锋区：
一般把冷暖两种不同性质的气团之间的过渡区。
锋区是一种具有三维结构的天气系统。
锋面：
把锋区看作是一个几何面。
坡度：
锋面的倾斜程度。
锋线：
锋面与地面的交线。
锋：
锋面与锋线的统称。
特点：
与性质比较均匀的气团相比，锋是一种完全不同的天气系统。
①由于锋面的两侧气团性质的差异，使得锋面两侧的温度、湿度等气象要素有着显著的差异②在锋面附近天气变化十分剧烈，空气密度小，通常暖空气会沿着锋面向上爬升，绝热冷却，水汽凝结，形成锋面云条和锋面降水。
③因两侧气压差异大，一般有大风。
3、气旋的定义及特点
气旋：
是指在同一高度上中心气压比周围低，占有三度空间的大尺度涡旋。
从气压场的角度来看，气旋的中心气压比周围低，又称为低压。
气旋的特点：
北半球气旋范围内的空气作逆时针旋转，南半球作顺时针。
气旋的强度越大，风速越大，在强的气旋中，地面最大风速可达30m/s以上。
在摩擦层，由于摩擦作用，气旋中的气流在逆时针旋转的同时向中心辐合，产生上升运动，空气绝热冷却，水汽凝结，成云致雨，多阴雨天气。
4、反气旋的定义及特点
反气旋：
在同一高度上中心气压比周围搞，占有三度空间的大尺度涡旋。
又称高压。
特点：
北半球反气旋作顺时针旋转，南半球作逆时针。
反气旋是由单一气团所构成的，在摩擦层，由于摩擦作用，反气旋中的气流在顺时针旋转（北半球）的同时，有中心向四周辐散，产生下沉运动，空气绝热增温，致使反气旋范围内的广大区域无云或少云的晴朗天气。
5、锋过境前，中，后的天气状况
冷锋：
（我国最重要的江湖虽系统）在锋面的移动过程中，冷气团起主导作用，冷气团推动锋面想暖气团一侧移动。
天气：
冷锋过境时，风雨交加降水多为连续性降水，降水区位于地面锋线后，如果锋前暖空气不稳定，在地面锋线附近也常会出现积雨云并产生雷阵雨天气。
暖锋：
在锋面移动过程中，暖气团起主导作用，暖气团推动锋面想冷气团一侧移动。
暖锋过境时：
暖空气取代冷空气，气温升高。
在锋前多是连续性降水。
暖锋过境后：
降水停止，气温升高，常产生层积云和积云，并出现锋面雾。
如果暖空气曾接不稳定，暖锋上也可出现积雨云，产生雷阵雨天气。
如果暖空气很干燥，水汽含量少时，暖锋上只有中、高云，少有降水，甚至无云。
6、副高不同部位的天气情况
副高内部：
盛行下沉气流，多晴朗少云的天气，风力微弱，天气炎热。
副高北侧及西北侧:
与西风带相邻的气旋和锋面活动，上升运动强烈，多阴雨天气。
（中国的主要雨带一般位于副高的北侧及西北侧）
副高南侧：
为东风气旋，无气旋活动时，一般天气晴好，但在有台风等热带天气系统活动时，常有云、雨、雷暴，出现大风、暴雨等恶劣天气。
副高东侧：
受偏北气流的影响，大气层结稳定，为干燥少雨的干旱天气。
7、副高脊线与我国东部大雨带的关系
由于我国东部地区的主要降水带就位于副高北侧，通常在副高脊线以北6—10个纬距处，因此副高的位置与中国雨带的位置有着密切的关系，副高的季节性移动据顶了我国东部地区各地雨季起止和持续时间。
①当副高脊线位于20°N时，雨带位于江淮地区，为华南前汛期雨季；
②当副高脊线徘徊于20—25°N时候，雨带位于江淮流域，为江淮流域的梅雨季节
③当副高脊线位于25—30°N时，雨带位于黄淮流域，为黄淮雨季；
④当副高脊线越过30°N雨带到达东北地区，东北雨季开始；
⑤但是当副高的季节性南北移动出现异于常年的正常变动时，往往造成我国东部地区的旱涝灾害。
8、寒潮的过程以及路径
寒潮：
寒潮是一种大规模的强冷空气的活动过程。
在一次冷空气活动使长江流域及其以北地区48h内降温10℃以上，长江中下游地区最低气温达4℃或者4℃以下，路上有相当于三个行政大区出现5—7级大风，沿海有三个海区出现6—8级大风。
冷空气的发源地：
①新地岛以西的北冰洋上②新地岛移动的北冰洋上③冰岛以南的大西洋
三个源地都要经过西伯利亚中部（寒潮关键区域）并在那里积累加强。
路径：
冷空气从关键区进入我国主要有四条路径：
分别为西北路径（中路）、东路、西路、东路加西路。
寒潮影响过程：
影响前：
空气潮湿，静稳，温度相对高
影响时：
压强增大，风向突变，风力加强，温度下降，并伴随雨雪
影响后：
天气晴朗
特点：
大风—浮尘，扬沙，沙尘暴，偏南风转偏北风，一般为6—8级，持续1—2天
降温—可达10—20℃造成冻害
降水—淮河以南出现雨雪天气，以北为干冷天气
9、台风形成的条件，台风的结构及路径
台风又叫热带气旋，是形成在热带海洋上，具有暖中心结构的强烈的气旋性涡旋。
台风形成条件：
①要有一个原始扰动②要有暖性洋面③要有地转偏向力的作用④整个对流层的垂直切变小
台风的形成过程：
低层高温高湿平面，产生不稳定的层结；低层扰动，气流辐合；然后气流上升，凝结释放，潜热加热涡旋中心，中心气柱受热膨胀，使低层气压不断降低，高层气压升高，气流辐散，也使低层气压迅速降低，暖湿空气向涡旋中心辐合。
台风的结构：
台风眼，涡旋区，外围大风区
台风的移动路径：
西北太平洋台风的移动路径主要可分为西移路径，西北路径和转向路径。
台风的移动路径随着季节而有所不同，一般盛夏季节多为西北路径，春秋季节多为西移路径和转向路径。
第九章气候
1、中国气候的特征：
季风性显著，大陆性强烈；
季风性显著的原因及特点
原因：
最主要是海路热力性质差异；
中国大陆板块较大，海陆间的热力作用强
特点：
季风的时间交替；冬夏季风进退快慢不一，冬夏季风的各地维持时间不同
季风的空间分布：
大题在河套以西终年在极地性气团控制下，无明显的季风；河套以东至沿海有季风影响
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