航海气象学复习资料.docx
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航海气象学复习资料
航海气象复习资料
第一章：
1、简述大气的主要成分，并说明二氧化碳、臭氧和水汽的分布于作用。
（3分）
答:
大气的主要成分包括干洁空气、水汽和杂质.
二氧化碳主要分布在对流层,正常情况下,二氧化碳含量在二十千米以上明显减少.二氧化碳能强烈的吸收和放射长波辐射,使地面和大气保持一定的温度.
臭氧主要分布在10-50km高度的大气低层，在20-30km处最大。
臭氧对太阳紫外辐射有强烈的吸收作用，保护了地球上的生命，同时，加热了所在高度（平流层）的大气，对平流层温度场和流场起着决定作用。
水汽绝大多部分集中在大气低层，随高度的增加而迅速减少，例如：
有一半的水汽集中在2km以下，75%的水汽约占全部水汽总量的99%。
另外水汽的水平分布也是不均匀的，赤道地区最大，中纬地区其次，两极地区最小。
水汽的相态变化过程中能吸收和放出潜能，这直接影响到地面和空气的温度，台风等海上风暴系统发展的主要能量来源就是的大量水汽凝结释放出的潜能。
此外，水汽也能吸收和放射长波辐射，对气温变化有影响。
2、简述大气的垂直分层概况。
（2分）
答：
大气具有可压缩型，绝大部分大气质量集中在大气低层，大约75%的大气质量集中在10km以下，90%的大气质量集中在16km以下，98%集中在30km以下，大气密度随高度的增加而迅速减小。
在垂直方向上，根据各层大气的温度垂直分布和运动状况的不同，将大气自下而上依次分为对流层、平流层、中间层、热层和散逸层。
3、简述对流层的主要特征。
（2分）
答：
（1）气温随高度的升高而降低，每升高100m，气温平均下降0.65℃。
（2）对流层内的大气具有强烈的对流和湍流运动。
（3）气象要素（如温度、湿度等）在水平方向上分布不均匀
第二章：
4、2.1什么是长波辐射和短波辐射，各自有什么特点。
（2分）
太阳辐射通常被称为短波辐射，因为太阳辐射的能量主要集中在短波波段。
气象学里将地面辐射和大气辐射称为长波辐射，因为其能量主要集中在红外波段，波长大大长于天阳辐射的波长。
5、2.2简述地-气系统的热量收支状况。
（2分）
在理想状态下，就全球平均情况而言，如果把大气自上界进入大气层的太阳辐射作为100个单位，有16个单位被平流层臭氧、对流层水汽和气溶胶吸收，4个单位被云吸收，50个单位被地球表面吸收。
在剩下的30个单位中，6个单位被空气分子散射回太空，20个单位被云反射回太空，4个单位被地面反射回去。
在被地面吸收的50个单位的太阳辐射中，20个单位又以长波辐射的形式进入大气，30个单位则经湍流和对流，以感热（6个单位）和潜热（24个单位）的形式传输至大气。
在20个单位的地球长波辐射中，14个单位被大气（主要是水汽和二氧化碳）吸收，6个单位则直接进入太空，由此达到能量平衡。
6、2.3控制气温变化的因子主要有哪些；（3分）
Latitude（纬度）；Surfacetype（地表类型）；Elevation（海拔高度）；Aspect（朝向）；Differentialheatingoflandandwater（海陆热力差异）；Oceancurrents（洋流）；Cloudcover（云量）；Albedo（反照率）。
7、2.4简述大气与外界的热量交换的主要方式（2分）
答：
辐射，水相变化，对流，平流，湍流，热传导。
8、2.5名称解释：
等温线：
在一定参考面上气温值相等各点的连线。
非绝热变化：
由于空气与外界有热量交换引起的，称为非绝热变化。
绝热变化：
空气与外界没有热量交换，而是由外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩引起的，称为绝热变化。
干绝热变化：
空气块在绝热垂直升降过程中，如果不发生水相变化，其温度变化的过程称为干绝热变化。
湿绝热变化：
空气块在绝热垂直升降过程中，如果发生水相变化，其温度变化的过程称为干湿绝热变化。
气温垂直递减率：
是指气温在垂直方向上的变化率。
干（湿）绝热温度直减率：
温度随高度的递减率称为干（湿）绝热温度直减率。
层结曲线表示气温随高度变化的曲线称为层结曲线。
9、2.6什么是逆温？
主要有哪些种类？
（2分）
答：
当气温随高度而而降低时，γ〉0；当气温随高度升高而升高时，γ〈0，这种现象称为逆温。
分类：
辐射逆温，平流逆温，锋面逆温，湍流逆温，下沉逆温。
10、2.7全球海平面气温分布及变化的主要特征是什么？
其主要影响因素有哪些？
（5分）
主要特征：
（1）赤道地区气温高，向两级逐渐降低，等温线大致与纬圈平行（南半球表现明显），但并不完全与纬圈平行。
在北半球，等温线与纬圈不平行的现象比较显著。
（2）夏半球的等温线较稀疏，冬半球的则较密集。
（3）地球上的最高气温带并不与地理赤道吻合，其平均位置约在10°N附近，被称为热赤道。
影响因素：
纬度；地表类型；海拔高度；朝向；海陆热力差异；洋流；云量；反照率。
第三章：
11.气压的日变变化和年变化基本规律（3分）
在正常天气情况下，地面气压一昼夜中有两个峰值和两个谷值，峰值分别在9～10时和21～22时，其中9～10时为最高，21～22时为次高；谷值分别在3～4时和15～16时，其中15～16时为最低，3～4时为次低。
日变化呈现两个大致对称的半日波，每12时为一个周期。
随下垫面性质的不同，气压的年变化可分为大陆型和海洋型两种。
在大陆上，一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年较差大。
在海洋上，一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，气压年较差比大陆小。
即在北半球，大陆上一月份气压最高，7月份气压最低；海洋上，一月份气压最低，七月份气压最高。
12.气压系统随高度变化的特征和原因。
（2分）
1温压场对称系统
冷高压：
由于冷高压中心温度低，中心气压随高度升高而降低较之四周降低得更快，即冷区单位气压高度差小于周围暖区，因而高压等压面的凸起程度随高度升高而不断减小，最后趋于消失。
暖高压：
由于暖高压中心的气压随高度升高而降低较之周围气压降低得慢，即暖区单位气压高度差大于周围冷区，因而高压的等压面凸起程度随高度增加不断增大，高压的强度愈向高空愈增强。
冷低压：
冷区单位气压高度差小于周围暖区，因而冷低压的等压面凹陷程度随高度增加而增大，即冷低压的强度愈向高空愈增强。
热低压：
由于暖低中心温度高、中心气压随高度升高而降低较之四周降低得慢，即暖区的单位气压高度差大于周围冷区，所以低压等压面凹陷程度随高度升高而逐渐减小，最后趋于消失。
2，温压场不对称系统
高压轴线随高度升高不断向暖区倾斜。
低压轴线随高度升高不断向冷区倾斜。
北半球中高纬度的冷空气多从西北方向移来，因而低压中心轴线常向西北方向倾斜，而高压的西南侧比较温暖，高压中心轴线多向西南方向倾斜。
13.海平面气压系统的主要类型和定义。
（3分）
低气压：
由闭合等压线构成的中心气压比周围低的区域称为低气压。
低压槽：
由低压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等压线向气压较高的一方凸出的部分，称为低压槽。
高气压：
由闭合等压线构成的中心气压比周围高的区域称为高气压。
高压脊：
由高压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等压线向气压较低的一方凸出的部分，称为高压脊。
鞍型区：
相对并相邻的两个高压和两个低压组成的中间区域称为鞍型区。
14.气压随高度变化的特征和原因。
（3分）
气压随高度的变化是由空气密度和垂直气柱高度变化而引起的，所以，任一地点的气压总是随高度的升高而降低，在地面上最大，在大气上界为零。
由大气静力方程可知，随着高度的升高气压递减的速度仅取决于空气密度，且与密度成正比。
密度大的气层，气压随高度递减的快；密度小的气层，气压随高度递减的慢。
因此，随高度升高，低层大气中气压递减的快，高层大气中气压递减的慢；干冷空气中气压递减的快，暖湿空气中气压递减的慢。
第四章：
15.水平气压梯度力与地转偏向力的表达式及其物理意义（2分）。
见书28页
物理意义：
在不均匀的气场中，单位质量的空气微团受到的水平方向的净压力。
地转偏向力：
见书28页
物理意义：
使随地球运动的物体的运动方向不断偏转的一个力。
16.地转风的建立过程、推导地转风速公式；（3分）
北半球：
在等压线平直且疏密均匀的气压场内，原来静止的空气微团在水平气压梯度力Gn的作用下，由高压流向低压，运动一开始，便有水平地转偏向力An产生,它始终垂直于空气微团的运动方向，迫使空气微团向右偏转，此时因空气运动的初速度小，所以An也小，随着Gn作用时间的增加，空气运动的速率越来越大，An随之增大，它迫使空气向右偏转的程度越来越大，直到An增大到与Gn大小相等，方向相反，即两力达到平衡状态时，空气沿着等压线方向作等速，直线运动，就形成了地转风。
南半球：
地转风的形成原理与北半球一致，但An迫使空气微团向左偏转，在相同的气压场中，地转风方向与北半球相反。
推导过程符号太复杂，见书34页。
17.梯度风的建立过程，推导梯度风速公式？
梯度风分为高气压梯度风和低气压梯度风
低气压梯度风：
水平气压梯度力总是沿圆形等压线的半径由外指向低压中心，惯性离心力始终由中心沿半径指向外，两方向相反，根据地转偏向力的方向与空气流动方向之间的关系，可判断低气压中梯度风的方向，北半球逆时针吹，南半球顺时针沿等压线吹，惯性离心力较小，要使三力平衡，则必有Gn=-（An+C）大小满足Gn=An+COrAn=Gn-C
高气压梯度风：
水平气压梯度力总是沿半径指向外，惯性离心力始终由中心沿半径指向外，两力同一方向上。
在北半球，按顺时针沿等压线吹，南半球，逆时针沿等压线吹，三力平衡时An=-（Gn+C）大小满足An=Gn+C.
18.自由大气和摩擦层中的风压定律
自由大气若在平直等压线气场中，空气受水平气压梯度力Gn的作用，从高压吸向低压，同时受地转偏向力An的作用，使之不断右偏（北半球），当An与Gn平衡时，空气作直线，等速，沿等压线运动，背风而立，高压在右，低压在左，若作曲线运动，还受离心力C的作用，三力平衡时，北半球，低压中的风沿等压线逆时针方向吹。
摩擦层中，由于摩擦力作用风速减小，风速减小使An减小，当摩擦力和An平衡时，风就斜穿等压线，由高压吹向低压，北半球背风而立，高压在右后方，低压在左前方。
同理，在高压区，风呈顺时针方向吹，有向外的分量，低压区，呈逆时针方向吹，有向内的分量。
19.摩擦层中风随高度的变化规律
在近地面层中，风速随高度变化主要与气层的稳定度有关，当气层不稳定时，有利于上下层空气动量交换，使上下层风速差较小，如果气层稳定，则风速随高度变化明显些。
在近地面层以上至摩擦层顶之间的气层中，风速随高度升高而增大，北半球风向不断右偏，在南半球左偏，到摩擦层顶部，风向和风速都逐渐接近地转风。
第五章：
20、简述常用湿度表示法。
它们怎样表示未饱和、饱和和过饱和？
（3分）
答：
常用湿度表示方法：
水汽压、绝对湿度、相对湿度、露点温度、气温露点差。
（1）水汽压：
空气中水汽所产生的压强，用符号e表示，空气中水汽含量愈多，水汽压愈大；反之愈小。
（2）绝对湿度：
一定体积的空气中所含有的水蒸气的质量，称为绝对湿度，用符号a表示。
（3）相对湿度：
空气中实际水汽压与同温度下饱和水汽压的百分比，用符号f表示，若f＜100%，表示空气未饱和，f值越小，空气距离饱和的程度越远：
若f=100%,表示空气饱和；若f＞100%，表示空气过饱和。
（4）露点温度：
含有水汽的湿空气，在不改变气压和水汽含量的情况下，降低温度使空气达到饱和状态时的温度，称为露点温度，简称露点。
用td表示。
在定压和水汽无相变的情况下水汽含量越多，露点温度越高；反之则露点温度逾低。
（5）气温露点差：
气温露点差是在给定的时间和地点，气温和露点温度之差。
常用t-td表示，在饱和空气中t-td=0；在未饱和空气中t-td＞0
21、简述大气中水汽的一般分布情况及绝对湿度、水汽压和相对湿度的日、年变化规律。
（3分）
答：
大气中的水汽来源于下垫面，并借助空气的垂直对流向上空输送。
水气绝大部分集中在大气低层，随高度的增加而迅速减小。
（一）绝对湿度的日年变化：
（1）绝对湿度的日变化：
第一类型：
绝对湿度的日变化与温度的日变化一致，一日之中有一个高值和一个低值，高值出现在中午或午后温度最高的时候，低值则出现在清晨，其日变化振幅随温度日变化振幅的增加而增大。
第二类型：
一日之中出现两个极大值和极小值。
这种类型出现在大陆上乱流较强的季节里，是温度和乱流两个影子日变化共同作用的结果。
（2）绝对湿度的年变化：
绝对湿度的年变化与气温的年变化趋势一致。
因为夏天下垫面蒸发的水分比冬季多，所以极大值出现在蒸发强的7、8月（南半球为1、2月），最低则出现在蒸发弱的1、2月（南半球为7、8月）。
（二）水汽压的日年变化：
（1）水汽压的日变化：
水汽压的日变化有两种类型：
a单波型（海洋型）：
在乱流或对流不强，或水分蒸发供应充足的地区，水汽压与气温日变化相一致，最大值在14点左右，最小值出现在日出前。
B双波型（大陆型）：
在乱流或对流较强的暖季大陆上，经常出现这种类型。
一日中出现两个高值和两个低值。
两个高值分别出现在9—10时和21—22时，两个低值出现在日出之前和14—15时。
（2）水汽压的年变化：
水汽压的年变化与气温年变化相似，最大值出现在7月，最小值出现在一月。
（三）相对湿度的日年变化：
（1）相对湿度的日变化；在大陆地区，其日变化与气温日变化相反，最大值出现在凌晨，最小值出现在14—15时。
（2）相对湿度的年变化：
一般来说与气温年变化相反，冬季最大夏季最小。
但由于局地气候影响，这种变化常遭受破坏。
22、饱和水汽压与温度有何关系？
绘图说明之。
（2分）
答：
23、使未饱和空气达到饱和有哪些途径。
（2分）
答：
（1）暖水面蒸发
当冷空气流经暖水面时，由于水面温度比气温高，暖水面上的饱和水汽压比空气的饱和水汽压大得多，通过蒸发可使空气达到过饱和。
（2）空气的冷却
减小饱和水汽压主要靠空气冷却。
大气的冷却方式主要有以下三种：
A）绝热冷却：
指空气上升过程中，因体积膨胀对外做工而导致空气本身冷却。
随着高度升高，温度降低，饱和水汽压减小，空气至一定高度就会出现过饱和状态。
B）辐射冷却：
指在晴朗无风的夜间，由于地面的辐射冷却，导致近地面层空气的降温。
当空气中的温度降低到露点温度以下时，水汽压就会达到饱和。
C）平流冷却：
暖湿空气流经冷的下垫面时，将热量传递给冷的地表，造成空气本身温度降低。
D）混合冷却：
当温差较大，且接近饱和的两团空气水平混合后，水汽达到饱和
24、在气温不变的条件下，露点的高低和相对湿度有什么关系？
当气温与露点相等时，处于什么状态？
（2分）
答：
当气温相同时，露点温度越高，f越大，当气温与露点温度相等时《空气饱和，f=100%.
25、什么叫做状态曲线和层级曲线？
（2分）
答：
（1）状态曲线：
某地上升空气块的温度随高度变化曲线叫做状态曲线。
（2）层结曲线：
某地气温随高度的变化曲线叫做大气层结曲线。
26、何谓大气层结稳定度？
说明气块法判据。
（3分）
答：
大气层结稳定度是周围大气是垂直方向上受扰动的气块返回或远离起始位置的趋势和程度，又称为大起稳定度和大气静力稳定度。
气块法：
对某高度上受扰动后的空气块，如如果周围又是他减速并返回起始位置趋势时，则称大气层结是稳定的。
如果气块随时都与周围空气取得平衡时，则称大气层结是中性的；如果周围空气使它加速并远离起始位置的趋势时，则称大气层结是不稳定的。
27、何谓水平能见度？
我国雾的分级标准时什么？
（2分）
答：
所谓水平能见度，就是反应大气透明度的一个指标。
一般定义为具有正常视力的人在当时的天气条件下还能够看清楚目标轮廓的最大地面水平距离。
根据雾等级国家标准，依据能见度分为五个等级：
通常将雾划分为轻雾、大雾、浓雾、强浓雾和特强浓雾五个级别。
水平能见度距离在1—10公里之间的称为轻雾；水平能见度距离低于500米—1公里的称为大雾；水平能见度距离在200米—500米之间的称为浓雾；水平能见度距离50—200米之间的称为强浓雾；水平能见度距离不足50米的雾称为特强浓雾。
28、分别说明辐射雾、锋面雾蒸汽雾的成因、特点及其生消活动规律。
（3分）
答：
（一）辐射雾：
（1）成因：
在晴朗微风有比较潮湿的夜间，由于地面辐射冷却，近地面层气温降至露点或露点以下，使水汽凝结而形成的。
（2）特点：
辐射雾一年四季都能产生，但多发生在秋季和冬季；低雾具有比较明显的日变化规律，高雾日变化不明显；陆地上的辐射雾冬季消散慢，夏季消散快；晴天有利于雾的形成，雾产生后晴天也有利于消散，阴天不利于物的形成，有雾时，阴天也不利于雾的消散，形成辐射雾的有力风速是1—3m/s（3）生消活动规律：
陆地上的辐射雾冬季消散慢，夏季消散快；晴天有利于雾的形成，雾产生后晴天也有利于消散，阴天不利于物的形成，有雾时，阴天也不利于雾的消散。
（二）锋面雾：
（1）成因：
锋面的暖气团产生的降水，在穿过冷气团时，水汽不断蒸发。
当蒸发出的水汽是冷气团达到饱和或过饱和时，就形成了锋面雾。
（2）特点，浓度较大，范围较广的锋面雾多出现于锢囚锋两侧和暖锋前，在冷锋后也可能产生锋面雾，但浓度不大范围不广。
锋面雾随锋面和降水区的移动而移动，在局地持续时间一般比较短。
锋面雾出现的时刻和强度变化均不受气温日变化的。
（3）生消规律：
锋面雾的浓度及生消时间不受气温日变化的影响。
持续时间不会太长。
（三）蒸汽雾：
（1）成因：
冷空气流经暖水面时，由于水温高于气温，水面不断蒸发水汽进入低层空气，水贴近水面的低层空气达到饱和而形成的雾。
（2）特点：
冬季最常见，浓度不大，比较浅薄，不能遮蔽较高的桅标，出现区域多限于高纬沿海、冰缘及冰间区域；多发生于早晨，持续时间短，日出后随底层气温上升而趋于消散；蒸汽雾的发生与风速无关，在5—40m/s的风速均可观测到蒸汽雾的发生。
（3）生消规律：
多产生于深秋和冬季的清晨，日出后随气温上升而慢慢消散。
29、简述平流雾的特点和形成条件。
（2分）
答：
形成条件：
平流雾是暖湿气流流到冷海面上所形成的。
因此，一定的海洋环境和气象条件对平流雾的产生和形成是必不可少的，具体可归纳为海洋表层水温，汽水温差，大气环流条件，水汽条件及大气层结稳定度等几方面1、冷的海面和适当的汽水温差，2、合适的风向风速3、充沛的水汽4、低层逆温层结。
特点：
（1）可发生于一天中的任何时间，也可能在任何时间消散。
大洋上的平流雾，起生消时间和浓度没有明显的日变化。
但在沿海和岛屿的雾有一定的日变化。
（2）浓度大、厚度大、水平范围广。
平流雾的浓度往往很大，常常出现水平能见距离小于50m甚至小于10m的浓雾，垂直厚度长达几十到几百米。
平流雾发生时，雾区常可以达数百到数千公里。
（3）持续时间长。
我国的东海和黄海海域，持续3—4天的雾是常见的。
（4）随风飘移，常伴有层云。
平流雾出现于有层云的阴天里，并向下风方向扩展。
（5）春夏多，秋冬少。
30、怎样用干、湿球法和水温露点差预测雾的生消趋势？
（2分）
答：
1）干湿球法：
当空气没有达到饱和时，湿球读数总是低于干球度数。
当空气处于饱和状态时，干湿球读数是一样的，空气中的水汽含量越少即空气越干燥。
干湿球读数差异就越大。
如果水汽含量增多，那么差值就越小。
根据干湿球读数差值的变化，可以估计海上雾的生消趋势，这种方法即：
干球温度表读数高于湿球温度表读数，并且这种差值向增大的趋势发展时，则不会出现海雾；如差值越来越小，说明向成雾的趋势发展。
当两读数达到一致=时就因出现海雾。
雾形成后，若干湿球读数差值增大时，海雾就趋向消散。
但实际上有出入，实验证明，只要大气中具有吸湿性凝结核，当相对湿度在80%—90%就有可能出现海雾。
2）水温露点差：
船舶将沿途不同时刻观测的空气露点温度和海水表层温度的资料点绘成两条曲线（图文元桥版教材80页）td曲线是露点温度随时间变化的曲线，tw是海水表层温度随时间变化的曲线。
海水平流雾的生消趋势根据这两条曲线之间的距离变化来判断，水温高于露点温度时没有雾，两条曲线的间距越来越小，说明成雾的可能性越来越大，当两条曲线相交并且露点温度高于海水温度时，雾就产生了。
据统计，td-tw≥2℃且其他条件适当时，常出现海雾；如水温高于露点温度并且两曲线的间距越来越大，就不可能有雾，有雾时则说明海雾正在消散。
第六章：
31、形成大气环流的基本因子有哪些？
（2分）
大气环流的形成和维持是太阳辐射、地球自转、海陆分布和地形差异等因素综合作用的结果。
32、绘图说明三圈环流模式并解释行星气压带和风带的成因。
副热带高压带在维度30度附近，气流逐渐转向纬圈方向，阻碍了自低纬向高纬去的气流继续流动，并在该区发生质量堆积（下沉），形成副热带高压带。
副极地低压带西风气流和东风气流在60度附近相遇，暖湿的西风气流被干冷的东风气流抬升，地面形成副极地低压带
东北信风带在近地面层自副热带高压带向四周辐散，其中流向低纬的气流正好补偿了赤道地区上升的气流，形成东北信风带。
盛行西风带在近地面层，由副热带高压向极地流去的暖湿气流在地转偏向力的作用下，形成西风带。
极地东风带在近地面层，极地高压辐散的干冷气流在地转偏向力的作用下形成极地东风带。
33、绘图说明世界行星风带和气压带的分布。
（2分）
34、叙述全球永久性和半永久性大气活动中心，其中对我国气候和天气有直接影响的有哪些？
影响情况如何？
（4分）
亚洲低压（又称印度低压）的影响，风由海洋刮向陆地，我国在夏季盛行东南季风，在东南沿海形成台风、大风大雨的天气。
东南季风从海上带来的湿润气流在4月底开始登陆我国，5、6月份到达长江中下游地区，7、8月份到达华北，9月到达东北，10月份亚洲高压开始出现，雨带迅速南撤。
东南季风从海上带来的湿润气流（也可以说是雨带）停在哪，哪儿就大雨不止，但它一旦离开这个地方，时间长了以后这里就旱。
这就造成了我国季风不稳定，降水季节的变化导致了我国易发生洪涝灾害。
当海上副热带高压（北太平洋副热带高压）位于20N以南时，雨带位于华南，称为华南雨季。
2~4月，副高脊线由18N以南的南海北部缓慢北进，则3~4月华南雨量缓慢增长;5月上、中旬至6月上旬，副高脊线位于18~20N，华南沿海雨量徒增，6月上旬达到最大，这段时间称为华南前汛期。
当6月中旬左右，副高脊线北跃过20N，稳定在20~25N时，雨带位于长江中下游和日本一带，华南降雨迅速减少，标志着华南前汛期结束，长江中下游梅雨期开始，梅雨期平均为20天。
7月中旬前后，副高脊线第二次北跳，越过25N，稳定在25~30N,雨带北移到黄淮流域，称为黄淮雨季，长江中下游雨量迅速减少，梅雨结束，开始被西太平洋副高所控制，天气炎热少雨，若副高强大，控制时间长，将造成严重干旱现象。
此时，华南又开始受热带气旋的影响，进入第二个雨量集中时期，称为华南后汛期。
从7月底到8月初，高压脊线进一步北越过30N，雨带移至华北、东北地区，华北雨季开始，黄淮地区进入酷暑盛夏。
9月副高开始南撤，雨带亦随之南撤。
副高脊线撤回25N以南后，江淮流域转入秋雨季节。
脊线回到20N以南时，华南又多阴雨。
冷高压（蒙古高压或西伯利亚高压）和阿留申低压共同作用，使冷空气分四条路径侵入我国1）西北路：
冷空气从关键区（西伯利亚中区）经蒙古到达我国河套附近南下，直达长江中下游及江南地区，长江以北以偏北大风和降温为主，江南有雨雪2）东路：
冷空气从关键区经蒙古到达我国华北北部，以后其主力继续东移，但低层冷空气折向西南，经渤海侵入华北，再从黄河下游向南达两湖盆地，此路冷空气常使渤海、黄海、黄河下游及长江下游出现东北大风3）西路：
冷空气从关键区经新疆、青海、西藏高原东侧南下，主要影响西北、西南和江南各地，一般强度不大4）东路加西路：
东路冷空气从河套下游南下，西路冷空气从青海以东南下，两股冷空气在黄土高原东
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