气象与气候.docx

气象与气候.docx

《气象与气候.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《气象与气候.docx（19页珍藏版）》请在冰豆网上搜索。

气象与气候

第一章引论

1、天气：

某一地区在某一瞬间或某一段时间内大气状况和大气现象的综合。

2、气候Climate：

在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动的长期作用下，在某一时段内大量天气的综合。

两者的区别：

天气变化快，变化周期短。

气候变化的周期较长。

它的时间变化尺度有季际；年际；十年际等等。

3、大气圈是指因地球的引力而聚集在地表周围的气体圈层。

4、气候系统：

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统一的物理系统。

5、大气成分

组成大气的各种气体和微粒。

包括干洁空气，水蒸气，尘埃。

大气的物质组成，地球上的大气，有氮、氧、氩等常定的气体成分，有二氧化碳、一氧化二氮等含量大体上比较固定的气体成分，也有水汽、一氧化碳、二氧化硫和臭氧等变化很大的气体成分。

6、大气的结构：

a.对流层

气温：

从下向上是降温的，大气降温率（气温直减率）是6.5℃/km，对流层顶约-83℃。

大气运动：

空气具有强烈的对流、乱流运动。

气象现象：

风、霜、雨、雪、雹、雾等。

b.平流层

气温：

从下向上是升温的，到平流层的顶温度升到0℃。

大气运动：

水平运动，没有强烈的对流运动，天气多是晴朗的，飞机在此层飞行不易颠簸。

成分：

几乎不含水蒸气、尘埃，存在数层臭氧层。

无天气现象

c.中间层

气温：

从下向上是降温的，到中间层的顶温度降到-113-83℃。

大气运动：

有相当强烈的垂直运动。

含有水汽极少，没有云层出现。

该层的60-90km高度上有一个只在白天存在电离层。

d热层（.暖层、热成层）

气温：

从下向上迅速升温，到300km高空，温度达1000℃。

e.散逸层（外层）

7、主要气候要素：

温度、压强、湿度、风向、风速、云量降、雨量、能见度。

㈠气温——表示空气冷热程度的物理量

气温的单位：

目前我国规定用摄氏度（℃）温标，在理论研究上常用绝对温标，以K表示，但其零度称为“绝对温度”，两种温度标之间的换算关系如下T=t+273.15≈t+273

㈡气压：

指大气的压强，既单位面积上所承受的大气柱的重量，其数值等于从单位底面积向上，一直到大气顶界的垂直气柱的重量。

单位为百帕（HPa）。

㈢湿度：

表示大气中水汽量多少的物理量称大气湿度。

1、汽压和饱和水汽压。

大气压力是大气中各种气体压力的总和。

2、相对湿度（f）就是空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的比值（用百分数表示），即f=e/E×100％。

相对湿度直接反映空气距离饱和的程度。

⒊饱和差：

在一定温度下，饱和水汽压与实际空气中水汽压之差称饱和差（d）。

⒋比湿：

在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水汽质量加上干空气质量）的比值。

⒌水汽混合比：

一团湿空气中，水汽质量与干空气质量的比值称水汽混合比（r）

6.露点：

在空气中水汽含量不变，气压一定的情况下，使空气冷却达到饱和时的温度，称露点温度，简称露点（Td）。

其单位与气温相同

（四）降水是指从天空降落到地面的液态或固态水。

降水量指降水落至地面后（固态降水则需经融化后），未经蒸发、渗透、流失而在水平面上积聚的深度，降水量以毫米（mm）为单位。

㈦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物的最大水平距离。

8、湿空气因为有水汽的存在，它比同温同压下的干空气密度要小，如果在压强不变的情况下升高干空气的温度以代替水汽对空气密度的影响。

使其密度与湿空气相等，升高后的空气温度叫虚温。

第二章大气的热能和温度

1、辐射：

自然界中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。

2、辐射能：

通过辐射传播的能量称为辐射能。

它是通过电磁波的方式传输的。

单位是：

焦耳（J）。

3、辐射通量密度（E）：

单位时间内通过单位面积的辐射能量。

4、辐射强度（I）：

单位时间内，通过垂直于投射在单位面积上的辐射能。

5、基尔霍夫定律：

它的基本形式为：

KλT=eλT

它表明：

①对于不同物体而言，放射能力较强的，其吸收能力也强。

黑体的吸收率最大，所以它也是最好的放射体。

②对于同一物体而言，如果在温度T时，它放射某一波长的辐射，那么在同样T下，它也吸收同一波长的辐射。

基尔霍夫定律说明，不管什么物体，只要T、λ相同，它的放射率和吸收率的比值是一样的。

基尔霍夫定律适用于处于辐射平衡的任何物体，对流层、平流层和地表均可看作是处于辐射平衡状态，因此可直接应用这一定律。

6、斯蒂芬-玻耳兹曼定律

黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比。

即ETb=σT4

由实验得知，物体的放射能力是随温度、波长而改变的。

随着温度的升高，黑体对各波长的放射能力都相应地增强。

因而物体放射的总能量（即曲线与横坐标之间包围的面积）也会显著增大。

式中σ=5.67×10-8W/（m2•K4）为斯蒂芬-波耳兹曼常数。

7、维恩位移定律黑体单色辐射极大值所对应的波长（λm）是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。

根据研究，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，即λmT=C

这表明：

物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。

8、太阳常数——就日地平均距离而言，在大气上界垂直于太阳光线的1cm2的面积，1分钟获得的太阳辐射能。

用Io来表示。

9、太阳辐射在大气中的减弱：

吸收、散射、反射。

10、地面有效辐射是指地面通过长波辐射向外放出的辐射（Eg）与地面吸收的大气逆辐射（δEa）之差，以F0表示，则F0=Eg-δEa通常情况下，地面温度高于大气有效辐射为正值。

11、辐射差额=收入辐射-支出辐射

12、地面辐射差额：

某一段时间内单位面积的地表面所吸收额总辐射与其有效辐射之差值。

地面辐射差额表达式：

Rg=（Q+q）（1-a）-F0（2·21）

式中Rg表示单位水平面积、单位时间的辐射差额，（Q+q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射辐射之和；a为地面对总辐射的反射率；F0为地面的有效辐射。

13、a.辐射差额以南、北纬30°附近为转折点。

在北半30°N以南的辐射差额为正值，以北为负值。

辐射差额的这种分布，使低纬度地区有多余能量以大气环流和洋流形式输往高纬度地区。

b.有明显的日变化和年变化。

在一日内白天收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，故辐射平衡为正值，夜间辐射平衡为负值。

正转负和负转正的时刻，分别出现在日没前和日出后1小时。

大气辐射差额Ra=qa+F0-F∞Qa

表示整个大气吸收的太阳辐射，F0和F∞分别表示地面及大气上界的有效辐射。

13、海陆的增温和冷却的差异

1、在太阳辐射强度相同的条件下，海洋吸收的太阳能多于陆地；

2、陆地吸收的太阳能分布在很薄的地表面，海水吸收的太阳能分布在较厚的水层中；

3、海面蒸发量大，失热多，水温不易升高；

4、岩石和土壤的比热小于水的比热。

14、绝热垂直减温率（绝热直减率）：

指空气块绝热上升单位距离时的温度降低值。

干绝热直减率（rd=1℃/100m）：

指干空气和未饱和的湿空气上升单位距离时的温度降低值。

rd与r（气温直减率）的含义完全不同。

rd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，近于常数。

r是表示周围大气的温度随高度的分布情况。

r可以大于、小于或等于rd。

15、湿绝热直减率（rm）：

饱和湿空气上升时，温度随高度的变化是由两种作用引起的：

（1）由气压变化引起的。

（2）由水汽凝结时释放潜热引起的。

有水汽凝结时，空气上升所引起的降温将比没有水汽凝结时要缓慢。

湿绝热直减率rm的表达式如下：

（2-41）当饱和湿空气上升时，dZ﹥0,dqs﹤0;下降时，dZ﹤0,dqs﹥0。

所以，rm总小于rd。

rm﹤rd,rm不是常数，是气压和温度的函数。

rm随温度升高和气压减小而减小。

饱和空气每上升同样的高度，在温度高时比温度低时能释放出更多的潜热。

因此，在气压一定的条件下，高温时空气湿绝热直减率比低温时小一些。

在气温一定的条件下，气压高时空气湿绝热直减率比气压低时大一些。

16、位温和假相当位温

（1）位温：

把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准高度（1000hPa）处，这时所具有的温度，根据泊松方程，位温的表达式如下：

（2-24）上式中，T、P分别为干绝热过程起始时刻的温度和气压。

在干绝热过程中，气块的位温不变。

在湿绝热过程中，由于有潜热的释放或消耗，位温是变化的。

假绝热过程：

假设水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块而降落，而把潜热留在气块中来加热气团的过称。

17、假相当位温：

在假绝热过程中，当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热使原气块的位温提高到极值，这个数值称为假相当位温。

18、空气温度的个别变化和局地变化1、空气温度的个别变化：

指单位时间内个别空气质点温度的变化。

包括空气块在运行中随时间的绝热变化和非绝热变化。

2、气温的局地变化：

指某一固定地点气温随时间的变化。

3、温度的平流变化：

由于空气的移动所造成的某地温度的变化。

4、温度的局地变化决定于三方面因子：

（1）温度的平流变化

（2）温度的垂直变化（3）热流入量的影响

19、大气静力稳定度

（一）判断大气稳定度的基本方法（2-60）当r﹤rd，若﹥0，则a﹤0，加速度与位移方向相反，气层稳定。

当r﹥rd，若﹥0，则a﹥0，加速度与位移方向一致，气层不稳定。

当r=rd，a=0，气层是中性的。

结论：

1、r越大，大气越不稳定；r越小，大气越稳定。

如果r很小。

甚至等于零（等温）或小于零（逆温），将阻碍对流发展。

2、当r﹤rm时，大气绝对稳定；当r﹥rd时，大气绝对不稳定。

3、当rd﹥r﹥rm时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气不稳定；对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是稳定的。

（二）不稳定能量的概念1、不稳定能量：

指气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的能量。

2、气层提供给气块的不稳定能分为三种情况：

（1）不稳定型：

气块温度始终高于周围大气温度。

（2）稳定型：

气块稳定始终低于周围大气的温度。

（3）潜在不稳定型：

图2.29某一上升生物空气块的状态曲线，不完全是在曲线的左边或者是右边，而是相交于B点，交点下为负面积，交点下为正面积这时只要Po高度有较强的对流冲击力，足以迫使这一块空气抬升到B点以上，上升空气块的温度会高于周围空气的温度，从而获得向上的加速度，使对流得到发展，故称为潜在不稳定型。

B点的高度称为自由对流高度。

B点的含义是在这高度下，空气块只能在冲击力的作用下强迫上升，而当空气块上升超过这个高度，就可以从空气中获得能量而上升。

20、近地层气温日变化的特征是：

1）、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。

2）、变化原因：

一天中正午太阳高度角最大，太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。

（为什么？

）

这是因为大气的热量主要来源于地面。

地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。

若净得热量，则温度升高。

若净失热量，则温度降低。

这就是说地温的高低并不直接决定于地面当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量的多少。

从图2•30中看出，早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。

此时地面放出的热量随着温度升高而增强，大气吸收了地面放出的热量，气温也跟着上升。

到了正午太阳辐射达到最强。

正午以后，地面太阳辐射强度虽然开始减弱，但得到的热量比失去的热量还是多些，地面储存的热量仍在增加，所以地温继续升高，长波辐射继续加强，气温也随着不断升高。

到午后一定时间，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而少于失去的热量，这时地温开始下降。

地温的最高值就出现在地面热量由储存转为损失，地温由上升转为下降的时刻。

这个时刻通常在午后13时左右。

由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在午后14时左右。

随后气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出之前地面储存的热量减至最少为止。

所以最低气温出现在清晨日出前后，而不是在半夜。

3）、影响因子：

①纬度；②季节；③地形；④下垫面的性质；⑤天气情况

由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温日变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。

21、气温的年变化

1）、气温年较差：

一年中月平均气温的最高值和最低值之差。

2）、就北半球来说，中、高纬度内陆的气温以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。

3）、气温年较差的影响因素

①纬度：

随纬度变化的情况是：

低纬最小，高纬最大。

即高纬地区气温年较差大于低纬地区。

②海陆：

沿海地区气温年较差小于内陆地区；干燥地区大于湿润地区。

③地形地势：

盆地的年较差要大于山地的气温年较差。

④植被：

植被多的气温年较差小于植被少的气温年较差。

4）、根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为四种类型：

1.赤道型；2.热带型；3.温带型；4.极地型。

22、等温线：

地面上气温相等的各地点的连线。

在等温线图上，等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。

27、影响气温分布的因素①纬度；②海陆分布；③海拔高度

23、对冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征，可作以下分析：

①在全球平均气温分布图上，明显的看出，等温线基本上与纬线平行，赤道地区气温高，向两极地区逐渐降低。

这是一个基本特征。

②冬季等温线比夏季密集；

③由于海陆分布的影响，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，夏季相反；

④最高温度带不在赤道上，而是在北半球近赤道的低纬度地区；

⑤南半球无论冬夏最低气温都出现在南极。

第三章大气中的水分

1、饱和水汽压（E）：

当水汽动态平衡时的水汽压。

①温度低的未饱和空气，只要降低较少温度，空气很快出现饱和。

②降低相同温度，温度高的饱和空气被凝结的水汽多，相反则少。

③温度高E值大，温度低E值小。

●该描绘的是水的位相平衡图

水的三种相态分别存在于不同的温度和压强条件下，水存在0度以上的区域，冰存在0度以下的区域，水汽可存在0度以上，0度以下的区域，但压强受一定限制。

OA线和OB线分别表示水与水汽，冰与水汽两相共存时的状态曲线。

OA线是蒸发线，表示水与水汽处于动态平衡时水面上饱和水汽压与温度的关系，

K点是水汽的临界温度，临界压力点，高于该点只有气态存在，蒸发线中断。

OB线是升华线，表示冰与水汽处于动态平衡时水面上饱和水汽压与温度的关系。

OC线溶解线，表示冰水达到平衡时压力与温度的关系。

O点为三相共存点

如图中1、2、3点，点1位于OA线之下，e1E多余的水汽要产生凝结，e3=E点3处位于OA线上，水和水汽才能处于稳定平衡状态。

2、影响蒸发速度快慢的主要因素：

①蒸发的温度—蒸发的温度愈高，蒸发愈快，相反，愈慢。

②蒸发的性质—同温度时，水面蒸发快于冰面、淡水快于海水。

③空气湿度和风—空气湿度大的蒸发速度小于空气干燥时，有风时大于无风。

3.露：

傍晚或夜间，地面或地物由于辐射冷却，使贴近地表面的空气层也随之降温，当空气中水汽含量过饱和时，在地面或地物的表面就有水汽的凝结物，如果此时的露点温度在0℃以上，在地面或地物上就出现微小的水滴，称为露。

4、雾凇是形成于树枝上，电线上或其他地物迎风面上的白色疏松的微小冰晶或冰粒。

5、雨凇是形成在地面或地物迎风面上的透明的或毛玻璃状的紧密冰层。

6、晶状雾凇与粒状雾凇有什么区别？

晶状雾凇主要由过冷却雾滴蒸发后，再由水汽凝华而成的，它往往再有雾，微风或静稳以及温度低于-15oC时出现。

粒状雾凇是往往在风速较大，气温在-2—-7oC时出现，它是由过冷却雾滴被风吹过，碰到冷的物体表面迅速冻结而成的。

7、

高云族

卷云

毛卷云

密卷云

伪卷云

钩卷云

卷层云

毛卷层云

薄幕卷层云

卷积云

卷积云

中云

高层云

透光高层云

蔽光高层云

高积云

絮状高积云

积云性高积云

堡状高积云

荚状高积云

蔽光高积云

透光高积云

积云

淡积云

浓积云

碎积云

积雨云

秃积雨云

鬃积雨云

层积云

透光层积云

蔽光层积云

积云性层积云

堡状层积云

荚状层积云

层云

层云

碎层云

雨层云

雨层云

碎雨层

第四章大气的运动

1、铅直气压梯度或单位高度气压差：

表示每升高1个单位高度所降低的气压值。

1同一气压，气柱温度愈高，密度愈小，气压随高度递减愈慢，单位气压高度差愈大；反之气柱温度愈低，密度愈大，气压随高度递减愈快，单位气压高度差愈小；

2同一气温，气压值愈大，空气密度愈大，气压随高度递减愉快，单位高度差愈小；反之气压值愈小，空气密度愈小，气压随高度递减愉慢，单位高度差愈大。

2、空气柱质量变化主要由热力、动力因子引起。

1）热力因子：

温度升高或降低引起体积膨胀或收缩、密度增大或减小及伴随气流辐合或辐散所造成的质量增多或减少。

2）动力因子：

大气运动引起的气柱质量的变化；

1水平气流辐合与辐散；

2不同密度气团的移动；

3空气垂直运动。

3、等压线：

同一水平面上各气压相等的点的连线。

4、等压面：

空间上各气压相等的点组成的面。

5、等压面图：

同一时间等压面上各点的位势高度值，并用类似绘制地形图等高线的方法，将某一等压面上相对于海平面的各位势高度点投影到海平面上，等到的一张等位势高度线图。

6、位势高度：

单位质量的物体从海平面（位势为0）抬升到Z高度时，克服重力所做的功。

7、作用于空气的力：

1气压梯度力：

是个向量，垂直于等压面，有高压指向低压，数值等于两等压面间气压差除以其间的垂直距离，表达式：

单位百帕/赤道度。

气压梯度表示气压分布不均匀程度、由于气压分布不均而作用在单位体积空气上的压力。

气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力。

2转偏向力：

因地球绕自身轴转动而产生的非惯性力，称地转偏向力或科里奥利力。

3惯性离心力：

物体在作曲线运动时产生的，由运动轨迹的曲率中心沿曲率半径向外作用在物体上的力。

4摩擦力：

两个相互接触的物体作相对运动时，接触面间产生的阻碍物体运动的力。

内摩擦力；外摩擦力。

8、地转风：

气压梯度力、地转偏向力相平衡时，空气作等速、直线水平运动。

方向与水平气压梯度力方向垂直，即平行于等压线。

因而背风而立，北半球高压在右（地转风）、高温在右（热成风）称风压律。

地转风速高纬大于低纬—气压梯度值高纬大于低纬。

9、梯度风：

空气质点作曲线运动时，气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力三力平衡时的风，称梯度风。

梯度风、地转风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，比地转风更接近与实际风。

实际风与地转风、梯度风间出现偏差，形成偏差风。

.

8、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。

9、摩擦层中风随高度的变化：

受摩擦力、气压梯度力随高度变化的影响。

●简述水平气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力及摩擦力对空气水平运动的影响。

空气水平运动主要水平气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力和摩擦力的影响。

水平气压梯度力是空气水平运动的原动力，不仅影响运动速度，而且也影响其运动方向；地转偏向力只有空气处于运动状态下才起作用，它只能改变空气的运动方向而不能改变其运动速度；惯性离心力与地转偏向力一样，只改变空气运动方向而不能改变其运动速度；摩擦力也只作用于运动中的空气，但它不仅能改变空气运动方向也能改变其运动速

10.三圈环流和三风四带（作图题）

第五章天气系统

1、气团：

指气象要素在水平分布上较均匀的大范围空气团。

形成条件：

1范围广阔、地表性质较均匀的下垫面；

2个能使空气物理属性在水平方向均匀化的环流场。

2、气团的变性：

气团原有物理属性的改变过程称为气团变性。

气团的变性过程是通过湍流、凝结、辐射等物理过程来实现的。

变性的快慢和变性程度的大小，取决于流经地区下垫面性质与气团源地下垫面性质差异的大小，离开源地时间的长短以及空气运动状态的变化等。

一般来说，

冷气团移向暖区是容易变暖，而暖气团移向冷区则不易变冷。

这是因为冷气团底层受热后，层结不稳定度增加，湍流、对流容易发展，能较快的把底层热量、水汽输送到上层，改变着气团物理属性。

相反，暖气团移向冷区时，气团底部不断变冷，层结稳定度增加，限制冷却效应的垂直发展，致使气团变冷主要通过辐射过程缓慢进行，因而变性较慢。

从气团水分变性看，干气团容易变湿，湿气团不容易变干。

因为干气团只能通过海洋或潮湿下垫面的蒸发作业就可增加水汽而变湿，湿气团则要通过大气中水汽凝结和降水过程才能把水分除去而变干，所以变干要比变湿过程缓慢。

3、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。

a．气压场

锋面两侧是密度不同的冷、暖气团，因而锋区的气压变化比气团内部要大得多，表现在等压线横穿锋面时产生折角，而且折角尖端指向高压，以及锋落在低压槽中的特有气压场。

b.锋附近风场

锋附近的风场同气压场是相适应的。

既然地面锋线处于低压槽内，根据梯度风原理，锋线附近的风场应具有气旋性切变，这种切变或是风向切变，或是风速切变，或者两者都有。

4、阻高：

特征

1有闭合的高压中心，并位于50N以北；

2维持的平均时间为5-7天，有时达20天以上；

3沿纬线移动每天不超过7-8个经度，常呈准静止状态，有时还向西退。

5、西风带长波槽向南加深时，高空冷槽与北方冷空气的联系会被暖空气切断，在槽的南边形成一个孤立的闭合冷性低压中心，叫切断低压。

切断低压的天气：

切断低压内不同部位，天气特征不同。

低压前部（东南侧）因低层有冷暖空气交汇，发生锋面气旋波动，有云雨出现；低压后部（西侧）因不断有冷空气南下，常有冷锋和切变线生成，出现阵性降水。

6、A．初生（波动）阶段

随着锋面波动开始和发展，冷空气逐渐向暖空气方向侵袭，暖空气向冷空气方向扩展，波动前方形成暖锋，波动后方形成冷锋。

围绕着波动产生了气旋式环流，环流中心气压下降，地面图上出现一根闭合等压线，锋面上生成波状的带状云系。

B．发展（成熟）阶段

锋面波动振幅加大，气旋中心气压继续下降，气旋式环流不断加强，冷暖锋进一步

发展，出现系统性云系和降水。

温带气旋结构图

C．锢囚阶段

气旋中心气压值降至最低，气旋环流达到最强，云雨范围扩展，风力增大，天气发展到最盛期。

云系出现螺旋状结构，锋面云带北侧出现一条从冷区伸向气旋中心的干舌，当干舌伸到气旋中心时，水汽供应被切断，气旋不再发展。

D．消亡阶段

气旋低层被冷空气占据，与锋面脱离成为冷涡旋，环流减弱、气压升高、范围扩大，云雨随之减少。

螺旋状云系消散，成为零乱的对流性云区。

7、寒潮：

当冷性反气旋南移时，就造成一次冷空气袭击，如果冷空气十分强大，如同寒冷潮流滚滚而来，给流经地区造成剧烈降温、霜冻、大风等等灾害性天气，这种大范围的强烈冷空气活动，称为寒潮。

特点：

①使气温24h内下降10度；最低温度下降到5度以下。

8、副热带高压：

南北半球副热带地区常维持着沿纬圈分布的高压带。

呈椭圆形，长轴大致同纬圈平行，是暖性动力系统。

北半球主要分布在北太平洋西部、东部，北大西洋中部、西部墨西哥湾，北非，南半球南太平洋、南大