天气学原理知识点汇总.docx

《天气学原理》考前辅导
知识点归纳总结
1气团和锋（第二章第一节-第二节）
气团指的是气象要素（主要是温度和湿度）水平分布比较均匀的大范围空气团。水平尺度约为1000Km；垂直尺度约为10Km。
锋是密度不同的两个气团之间的过渡，锋区的水平宽度约为几十公里到几百公里，一般上宽下窄。
2       锋区、锋面、锋线的联系与区别（第二章第二节）
锋区是密度不同的两个气团之间的过渡区。在天气图上表现为等温线密集（即温度水平梯度大而窄的区域）密度的不同主要表现为温度的不同。锋区的水平宽度约为几十公里到几百公里，一般上宽下窄。
在天气图上由于比例尺小，锋区的宽度表示不出来，可把它看作为空间的一个面，即为锋面。
锋线指的是锋面与地面的交线称。
3       锋面附近气象要素场的特征（第二章第三节）
温度场特征：锋区内温度水平梯度远比其两侧气团大。锋区内温度垂直梯度小，同一等压面或等高面上锋区内等温线密集，其密集程度愈强，表示锋面愈强，同时温度的密集区随高度增加向冷空气一侧倾斜。
气压场：在地面上，一般锋面位于气压槽中，等压线通过锋面呈气旋式弯曲，其折角指向高压。锋两侧的气压梯度不连续。
风场特征：锋线附近的风场具有气旋性切变，地面摩擦可使气旋性切变加剧。锋区内风速随高度的变化较大。一般冷锋附近有冷平流，水平风向随高度增加是逆时针旋转；暖锋附近有暖平流，水平风向随高度增加而呈顺时针旋转。地面锋上空，可出现大风速区，甚至可出现急流。
变压场：变压是指某一点的气压随时间变化的大小。一般来说冷锋锋后有三小时正变压，冷锋前气压变化不大。暖锋锋前有三小时负变压，暖锋锋后气压变化不大。对于锢囚锋来说，锢囚锋前多为三小时负变压，锋后多为三小时正变压。
4 锋的分类（第二章第二节）
根据锋在移动过程中冷、暖气团所占有的主次地位，可将锋分为：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。
根据锋的伸展高度可将锋分为：地面锋（或低层锋）、高空锋、对流层锋。
根据锋面两侧的气团来源的地理位置不同，可将锋分为：冰洋锋、极锋和赤道锋（热带锋）。
锋面在移动过程中，冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动，这类锋面称为冷锋。锋面移动过程中，暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧移动，这类锋面称为暖锋。当冷、暖气团的势力相当时，锋面移动十分缓慢或相对静止，这种锋面称为准静止锋。暖气团、较冷气团和更冷气团（三种性质不同的气团）相遇时先构成两个锋面，然后其中一个锋追上另一个锋，就形成锢囚锋。
冷锋 (在我国一年四季都有，冬半年更为常见)；右上 暖锋（在我国东北地区和长江中下游活动）；
准静止锋（分布在我国华南和云贵高原一带）
暖式锢囚锋，由于冷锋位于暖锋上方，故正变压线常出现在锋前；
冷式锢囚锋，由于暖锋位于冷锋上方，故负变压线常出现在地面锋线后。
对于准静止锋，由于其移动性较小，所以它附近的气压变化较小。
5锢囚锋分类（第二章第二节）
根据暖舌的位置分为冷式锢囚锋、暖式锢囚锋和中性锢囚锋。
6气团的分类（第二章第一节）
地理分类法：北极气团；极地气团（大陆和海洋）；热带气团；赤道气团（大陆和海洋）。
热力分类法：根据气团温度和气团所经过的下垫面温度对比来划分，分暖气团和冷气团。
7       锋面附近天气特点（第二章第四节）
冷锋：若冷锋前暖空气比较干燥，则锋前后均无云，锋面过境只出现风沙或者吹雪；在夏半年，暖空气层结不稳定时，锋面猛烈抬升，可在锋前形成降水和雷雨天气。如果暖空气比较式湿而稳定，则峰后会风雨交加。
暖锋：判断降水发生在锋前还是峰后，主要视暖锋低空辐合辐散和高空槽线的位置决定。
准静止锋：在高压控制下时，无降水或者有小量的降水；暖空气有较强的上升运动时会有显著降水出现。
锢囚锋：天气最恶劣的地区及降水区多出现锢囚锋附近。
8       锋生和锋消（第二章第五节）
锋生是指密度或温度不连续形成的一种过程，或者是指已有一条锋面存在，其密度（或温度）水平梯度增大的过程。锋消是指与锋生过程相反的过程。
9       气旋与反气旋及其强度描述方法（第三章第一节）
气旋（反气旋）是占有三度空间的、在同一高度上中心气压低（高）于四周的大尺度涡旋。在北半球，气旋（反气旋）范围内的空气作逆（顺）时针旋转，在南半球其内空气作顺（逆）时针旋转。
气旋、反气旋的强度的描述通常有两个方法
1.中心气压值 气旋中心气压值增大时，气旋减少
2.最大风速 气旋中心风速大；反气旋外围风速大。
10 气旋和反气旋的分类情况（第三章第一节）
气旋分类
根据气旋形成和活动的主要地理区域分温带气旋和热带气旋。
按其热力结构分锋面气旋和无锋气旋。锋面气旋温压场不对称，移动性大，而且是带来云和降水的主要天气系统；无锋气旋又可分为两类热带气旋和局地性气旋
反气旋分类
根据其形成和活动的主要地理区域分极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋。
按其热力结构：冷性反气旋、暖性反气旋。活动于中高纬度大陆近地面层的反气旋多属冷性反气旋，习惯上又称冷高压。冬半年强大的冷高压南下，可造成24小时内降温超过10oC的寒潮天气。出现在副热带地区的副热带高压多属暖性反气旋。副热带高压较少移动，但有季节性的南北位移和中、短期的东西进退。
11 温带气旋的经典模型（第三章第四节）
温带气旋突出特点是温带气旋形成于一条锋面上。经典气旋发展经历四个阶段：初生阶段、快速发展阶段、成熟阶段、衰亡阶段。
各个阶段特征如下：
初生阶段，上升气流运动不强，云和降水等坏天气区域不大。暖锋前形成云雨和连续性降水，能见度恶劣。云层厚的地方在气旋波顶附近。
发展阶段，气旋区域内风速普遍增大，气旋后部具有冷锋后冷气团天气特征。靠近气旋中心的一段冷锋移动较快，锋前及地面锋线附近为对流云及阵性降水。远离气旋中心的一段冷锋一般处于高空槽后，移动缓慢，锋后云雨区较宽。在气旋的暖区部分，天气特点主要取决于暖区气团的性质。
当锋面气旋发展到锢囚阶段时，地面风速很大，辐合上升气流加强，在水汽充沛时，云和降水范围扩大，降水强度加剧，云系比较对称地分布在锢囚锋两侧。
当气旋进入衰亡阶段后，云和降水开始减弱，云底抬高。以后随着气旋趋于减弱消失，云和降水也随着逐渐消失。
12 涡度方程各项的意义（扭曲项、辐合辐散项和摩擦项）（第三章第二节）
扭曲项 有风的垂直切变存在，同时垂直运动在水平方向不均匀分布时，扭曲项作用是把涡度从一个方向转到另一个方向。
辐合辐散项 -（ ζ +?）. Dp 辐合对应着气旋涡度的增加，辐散对应着气旋涡度的减小。从表达式 -（ ζ +?）Dp 来看，涡度发展项的大小不仅决定于辐会辐散的强弱，还决定于绝对涡度的大小。在辐合辐散相同的情况下，绝对涡度大的地方更有利于气旋的发展。
摩擦项 Fx、Fy 摩擦项作用一般比较复杂，但最终会引起气旋和反气旋的减弱。摩擦项的作用使得正、负相对涡度都趋于减弱。并且地面相对涡度越大、风速越大，地面越粗糙，则这种减弱作用越明显。
涡度守恒的条件：大气水平无辐散，绝对涡度是守恒
13 位势倾向方程各项意义（涡度平流项和厚度平流项）（第三章第三节）
地转风绝对涡度平流项，它又可分为两部分，即地转涡度和相对涡度的地转风平流-Vg ?▽(f + ζg) = -Vg ?▽f -Vg ?▽ ζg
对于短波地转风绝对涡度平流的强弱主要决定于地转风相对涡度平流。
在等高线均匀分布的槽中，ζg ＞0，在脊中则有ζg ＜0。因此槽前脊后沿气流方向相对涡度减小，有正涡度平流，即-Vg·Vζg＞0，等压面高度将降低 ＜0，在槽后脊前沿气流方向相对涡度增加，为负涡度平流。 Vg ?▽ ζg ＜0。在槽线和脊线上 ζg = 0，涡度平流为零，等压面高度没有变化，涡度平流不会使槽脊发展，只会使槽脊移动。
对于长波，▽f >▽ ζg ，则纬度效应更重要，槽东有负涡度平流，使高度上升；槽西有正涡度平流，使高度下降，故槽脊西行，系统移动与基本气流方向反向。
厚度平流（或温度平流）随高度变化项
在暖平流区，沿气流方向温度降低， Vg ?▽ T ＜0，因此当暖平流（绝对值）随高度减弱（随气压增强）时，即低层暖平流强，高层暖平流弱时， ?／?p（ - Vg ?▽ (?Φ／?p)）<0, 等压面升高 , 即， ?Φ／?t >0;
在冷平流区，沿气流方向温度升高，因此当冷平流（绝对值）随高度减弱（随气压增强）时，即低层冷平流强，高层冷平流弱时，等压面高度降低，槽发展。
在自由大气中，一般来说温度平流总是随高度减弱的，因此对于对流层中上层的等压面来说，在其下层若有暖平流，则等压面将升高；若有冷平流时，则其等压面将降低。因此对流层中、上层的槽脊系统加强，可由厚度平流效应解释。
14 W方程各项意义（第三章第三节）
（涡度平流随高度变化项、温度平流的拉普拉斯项和非绝热加热项）
涡度平流随高度变化造成的垂直运动
当涡度平流随高度增加（随气压减小）时，有上升运动（ω < 0）；当涡度平流随高度减小时，则有有下沉运动（ω > 0）。
温度平流拉普拉斯造成的垂直运动
暖平流区，有有上升运动（ω < 0）；冷平流区有下沉运动。由温度平流产生的正涡度变化主要位于低压中心前方，负涡度变化主要位于低压中心后方，因此，温度平流的作用主要使地面气旋发生运动。
第三项 非绝热加热造成的垂直运动
非绝热加热区（dQ /dt > 0）有上升运动（ω < 0）；
非绝热冷却区（dQ /dt <0）有下沉运动（ω > 0）。
在非绝热变化中，潜热 对气旋发展影响最大。降水越大，这种作用越强。
15 东亚气旋和反气旋及其活动状况（第三章第五节）
东亚气旋发生的两个主要地区 我国的江淮流域、东海和日本南部海面的广大地区，25°-35°N之间，称之为南方气旋，包括江淮气旋和东海气旋。我国黑龙江、吉林与内蒙古的交界地区，45°-55°N之间，称之为北方气旋，包括蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋和黄海气旋。
东亚气旋移动的路径主要有三个集中地带：
最多的，日本以动或东南方的洋面上
我国的东北地区
朝鲜、日本北部地带
16 大气环流、平均纬向环流、平均经向环流特征（第四章第一节）
大气环流指的是在全球范围内，水平尺度横跨数千公里，垂直尺度延伸数十公里以上，时间尺度在 105S以上的平均运动。
平均纬向环流 ：平均纬向环流是指平均纬向风的经向分布。如果不计经向风速分量，平均而言，近地面层的纬向风带可分为三个：极地东风带、中纬度西风带和低纬度信风带。与此三个风带相应的地面气压带是四个：极地高压带、副极地低压带、副热带高压带和赤道低压带。通常称它们为“三风四带”。
平均经圈环流 ：经圈环流是指风的经向分量和空气的垂直运动在子午面上组成的环流圈。北半球冬季子午面上有三个平均环流圈：高纬和低纬地区是两个正环流圈，中纬度地区是一个逆环流圈，低纬度的正环流圈，通常称之谓信风环流圈，也叫哈德莱(Hadley)环流圈。它对应着低空由副热带高压吹向赤道的信风和高空由赤道吹向副热带地区的反信风。
17 大气平均水平环流（第四章第一节）
对流层中部：冬季是“三槽三脊”型，其中三个明显的槽： 亚洲东岸（由鄂霍次克海向较低纬度的日本及中国东海倾斜），称为东亚大槽； 二是位于北美东岸（自大湖区向较低纬度的西南方倾斜），称为北美大槽；三是由欧洲白海向西南方向伸展的较弱的欧洲浅槽，在三个槽之间有三个平均脊，分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原的北部。夏季北半球对流层中部的环流与冬季相比有显著的不同。中高纬度的西风带上由三个槽转变为四个槽，其强度比冬季显著减弱。
对流层低层环流：冬季，北半球的主要活动中心有两个低压和几个高压。两个低压分别是阿留申低压和冰岛低压。几个高压分别是西伯利亚高压、北美高压、太平洋高压和大西洋高压。前两个为冷高压，后两个为副热带高压。夏季与冬季的最突出的差别是冬季大陆上的两个冷高压到了夏季变成了两个热低压：亚洲低压和北美低压。阿留申低压和冰岛低压在夏季虽仍存在，但比冬季弱得多。副热带高压夏季显著北移，海上的两个副热带高压变得非常强大。
18 控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型（第四章第二节）
控制大气环流的基本因子有:太阳辐射，地球自转，地球表面的不均匀和地面摩擦。
单圈环流仅是考虑到大气受热不均匀，并没有考虑到地球的自转等的因数。
三圈环流是在太阳辐射、地球自转等共同作用下形成的
热带 Hadley 环流圈------直接环流圈（热力驱动）
Ferrel 环流圈（中纬度环流圈）------接环流圈（天气尺度涡动作用）
极地 Hadley 环流圈------直接环流圈（热力驱动）
19 极地环流特征（第四章第三节）
地理学上把66.5°N以北和66.5°S以南地区称之为极地，北极地区除格陵兰岛以外基本上是海洋，南极地区是个大陆。
北极环流的平均特征：冬季存在格陵兰低压和西伯利亚低压两个中心；夏季两者合二为一。
气象要素分布特点：极地冰雪面上空常伴有逆温出现，冬季逆温强；夏季弱。地面温度平均为0°左右。极地环流异常时出导致寒潮天气的出现。
20 纬度环流特征（第四章第四节）
热带指的是南、北半球的副热带高压脊线之间的区域，约占地球表面积的一半，在全球大气环流中，这个区域的大气从地表得到西风角动量和净的热量收入，向中高纬度输送角动量。赤道复合带：东北信风和东南信风交汇的地区。季风：稳定盛行风随季节发生显著变化的气旋称之为季风。信风和信风汇合的复合带，称之为季风复合带或者叫季风槽。
平均环流特征：地面流场，主要风系是信风和季风；主要系统有副热带高压、赤道低压以及与它相联系的赤道复合带。对流层上部平均流场,1月份会出现西风急流，7月份会出现东风急流。另外低纬度地区出现的槽脊与高纬度地区槽脊的出现具有反位相特点。平均经向垂直环流：低纬度地区平均径向环流主要是哈得来环流，北半球冬强夏弱。赤道地区无论什么季节都是上升气流，副热带地区是下沉气流。平均纬向垂环流：“沃克”环流。
21 中尺度系统的基本特征（第四章综合知识点）
空间尺度小，生命期短；
具有较强的垂直运动；
气象要素的梯度大；
非地转平衡；
非静力平衡。
22 西风带分类情况（第四章第五节）
西风带波动类为超长波、长波和短波三类。
超长波波长超过1万千米（绕地球一圈有1—3个波），生命史在10天以上，属中长期天气过程。 长波：也叫行星波，波长在3000（5000）—10000千米，相当于50—120经矩，约3—7[6]个波。 短波：波长5000千米以下，常叠加在长波之上。
23 环流指数、西风带长波特征（第四章第五节）
环流指数：Rossby 提出，把35°-55°之间的平均地转西风定义为西风指数，在实际工作中就是把两个纬度带间的平均位势高度差作为西风指数。高指数表示西风强大，与纬向环流对应；低西风指数表示西风弱，它与经向环流对应。
西风带长波特征：西风带长波一般来说长波槽前对应着大范围辐合上升运动和云雨天气，槽后脊前对应着大范围辐散下沉运动和晴朗天气。长波变化将导致一般天气系统及天气过程发生明显变化。
24 波速公式意义及长波调整（第四章第五节）
长波公式是假定大气运动正压且水平无辐散；流型具有正弦波形式且宽度很大，南北无变异。根据绝对涡度守恒。利用小扰动方法得到的。
长波公式的物理意义：西风强时，波动移动较快，反之较慢；波长短时，波动移动较快，反之较慢；在波长和西风强度相同的情况下，较高纬度（β值较小），波动移速快，较低纬度（β值较大），波动移速慢。重叠在基本西风气流上的一切长波，其长波速度都小于纬向风速。当长波较短时，其传播速度稍小于，若波长较长时，则C与之差较大；当时，C=0，即静止波；当时 ，波前进（向西传播），反之，波就是后退（向东传播）。C为临界风速值。对于超长波而言，一般是后退波或静止波；对于短波一般是近似以U的速度移动：长波则介于两者之间。
天气学上经常利用长波公式来推断对流层中层的槽脊移动和调整 。
长波调整：长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。长波调整是全球性的大气环流变化。时间上对应准双周的变。
25 上\下游效应和能量频散的关系（第四章第五节）
上\下游效应和能量频散原理：大范围上、下游长波系统之间的相互联系，通常称为“上、下游效应”。上游某地区长波系统发生某种显著变化后，接着以相当快的速度（通常比系统本身移速以及平均西风都快）影响下游系统也发生变化，叫上游效应。下游某地区长波系统发生某种显著变化后，影响上游环流系统，称为下游效应。
这种上、下游效应可以用“能量频散”的原理来解释。实际大气中的波动是由不同振幅、不同频率、不同波长的简单波叠加而成的所谓“波群”。群波的移动速度称为群速度。若群速度与相速不相等，则表示有“能量频散”。这种上下游效应就是由群速所造成的。
26 群速和相速的物理意义（第四章综合知识点）
群速是波动能量的传播速度。相速则是单列波传播的速度。
27 阻塞高压与切断低压（第四章第五节）
阻塞高压是西风带大气长波的不稳定发展，或者两个不同纬带内的槽脊在移动过程中相互叠加时，槽脊强度可显著加强, 在长波脊中往往形成闭合的暖高压，称为阻塞高压。阻塞形势是一种稳定的形式，它可以维持相当长的时间，对其控制下的地区以及上、下游大范围地区的环流、天气过程和天气，都将会产生很大的影响。
切断低压是出现在对流层中上层的冷性闭合性低压系统。高空等压面图上表现为与北方冷空气主体割裂的一堆孤立冷空气，这种系统一般在300 ~ 500hPa 等压面图上表现最明显。大致有两种形成形势：一种是闭合低压单独出现，在它的一侧或两侧有明显的高压脊或高压；另一种与阻高同时出现，切低出现在阻高的南侧。切断低压是西风带长波不稳定发展的结果。
28 急流及基本特点（第四章第六节）
急流是指一股强而窄的气流带，急流中心最大风速在对流层的上部必须大于或等于30m/s，它的风速水平切变量级为每100公里5m/s，垂直切变量级为每公里5-10m/s。急流中心的长轴就是急流轴，急流轴上可以有一个或多个风速的极大值中心，急流轴多数呈东西走向。
急流一般特征：急流是风场的一个特征，在高空和低空，低纬度和中高纬度都可以出现急流。高空急流是一个强而窄的气流，位于对流层上层或平流层中，高度通常为10km 左右，在平流层中可达二三十公里。 急流区中风速最大点的连线，称为急流轴，一般位于急流区的中心部位，呈准水平。沿急流轴方向上，风速大小存在着明显的差异。在急流区两端，有气流的散合区。在气流汇合的区域，等高线（或流线）呈辐合状，称为急流的入口区；在气流散开的区域，等高线（或流线）呈辐散状，称为急流的出口区。
29 热带东风激流（第四章第六节）
热带东风急流形成于低纬热带对流层顶附近或平流层中，位于高空副热带高压南部边缘，平均在100hPa副热带高压脊线以南1000~1200km，位于北纬15~20度之间。高度为14~16km。平均风速为30~35m/s。
30 高空急流（第四章第六节）
即对流层低层急流。在对流层下半部可以产生许多风速较强的部分，其中一部分与暴雨、雷雨、飑线、龙卷风等强对流天气相联系，一般称之为低空急流
31 切变线与槽线区别（第四章第五节）
切变线是风场中的不连续线，在其两侧的风有明显的气旋性切变。这种切变线在任何地区，在地面和高空均可出现；而槽线指的是由低压伸出来的等高线，气旋式曲率最大点的连线。
32 切变线分类（第四章第五节）
根据切变线的风场形式，切变线可分为：
（1）冷锋式切变线：偏北风与西南风之间的切变线。这类切变线偏北风占主导地位，常自北向南移动，性质类似冷锋。
（2）暖锋式切变线：东南风与西南风或偏东风与偏南风之间的切变线。这类切变线为西南风或偏南风占主导地位，切变线往往自南向北移动，性质类似暖锋。
（3）准静止锋式切变线：它是偏东风与偏西风之间的切变线。
33 西南涡结构特点及天气特点（第四章第五节）
西南涡源多集中于三个地区：九龙、巴塘、康定及德钦一带（即北纬28-32°，东经99—102°）。西南涡在源地时，可产生一些降水，降水主要分布在低涡的中心区及东南侧。这种天气有明显的日变化，夜间或清晨比白天的天气要坏一些。西南涡是在青藏高原特殊的地形影响和一定的环流型式下形成的。其生成过程主要有三种。
34 东亚环流基本特征（第四章第七节）
北半球大气环流的季节变化(六月突变、十月突变)：冬季和夏季大气环流型式是基本的、稳定的，占了全年相当长的时间。因此，在大气环流的年变化中，基本上是冬季环流和夏季环流两种形式的交替，而春季和秋季为过渡季节。两次显著的变化分别发生在北半球的六月和十月，相当于夏季和冬季的来临。这两次显著的变化具有突变的性质，是全球性的，以亚洲地区最为明显。冬季环流向夏季环流转换的最主要特征：高原南部的南支西风急流消失。夏季环流向冬季环流转换的最主要特征：高原南部的南支西风急流建立。东亚环流造成最典型的天气特征就是冬季冷干，夏季热湿。
35 青藏高原对环流的影响及对天气过程的影响（第四章第七节）
青藏高原对大气环流的影响，主要有两个方面，即热力驱动和动力驱动。这两个方面是如何起作用的，目前的研究结果有一些说明，但还有很多是有待进一步研究和总结的，这个问题主要从以下几方面进行说明：
热力作用：无论冬夏就整个高原平均而言，相对于大气，高原都是一个热源，也即全年从高原地面都有不同形式的热量向大气输送，夏季主要是地面蒸发潜热最大，但也比湍流感热小很多。冬季则以地面有效辐射的最大，湍流感热输送次之。
动力作用：（1）夏季，高原动力作用对其北侧的高压带和低压带有重要影响；冬季，高原上的高压脊拉萨的温度脊等系统于动力作用密切相关。（2）高原地形纯动力影响与环流条件存在相互作用。（3）夏季，高原的作用主要表现在对气流的绕流作用上，冬季则绕流与爬流均很重要。（4）高原的动力作用无论冬夏在高原地区主要表现为对对流层中下部影响，但高原作为一个整体对天气产生的动力影响可以向上传播更高。
对东亚大气环流影响：高原大气冷热源冬夏季的变化，必然对高原本身的环流及其邻近地区的环流产生明显的热力影响，形成的高原季风一方面自成系统，另一方面也会对东亚大气环流产生影响；夏季青藏高原纯动力影响主要表现在对气流分支的绕流作用。冬季，高原主体部分，流场上表现为明显的反气旋弯曲，形成槽区。冬季主要是爬坡作用共同影响环流。
36 寒潮及其寒潮爆发的条件（第六章第一节）
根据我国中央气象台规定，当冷空气入侵后，凡气温在24小时内剧降10°C以上，最低气温降至5°C以下者称为寒潮。以后又补充规定：一次冷空气活动使长江流域以及以北地区48小时内降温10°C以上，长江中下游地区最低气温达4°C或4°C以下，陆上有相当于三个行政大区出现5～7级大风，沿海有三个海区伴有6－8级大风者，称为寒潮或强寒潮。
寒潮过程需要具备两个基本条件：（1）要有冷空气的酝酿和积聚过程，即冷源条件；（2）要有引导冷空气入侵我国的合适流场，即引导条件。
37 厄尔尼诺（常识性问题）
厄尔尼诺现象是一种海洋现象，一般它是指南美沿岸海洋水温的异常增暖，通常在秘鲁和智利沿岸地区同时有暴雨出现。娜里那现象是与之相反的一个过程。
38 亚洲冬季季风和夏季季风成员（常识性问题）
夏季季风：马斯克林高压、澳大利亚高压和西太平洋高压；东非越赤道低空急流、南海低空急流、副热带西南低空急流；印度北部、南海地区和江淮流域的降水和云覆盖；对流层上层的青藏高压；热带东风急流。
冬季季风：西伯利亚高压；印度尼西亚季风槽；对流层低层季风涌升；马来西亚南部和印度尼西亚的降水和云覆盖；对流层上层的南亚高压；副热带西风急流。
39 山脉对大气的影响作用（第四章第七节综合知识点）
（1）抬高的加热作用 地球接受到的大部分辐射通过大气在地面被吸收。如果这种吸收面在某些地方被抬高或具有一定的坡度，则可以产生强的热力环流。如山谷风或坡风。
（2）山脉波和背风波引起的上升和下沉运动接近一山脉的气流在某种条件下将继续在山脉上空强迫向上，常常可以形成山脉波，在山的下风侧形成背风波。
（3）对气团的阻挡作用 许多情况下山脉的阻挡作用是最明显的。不同的气团能够以平衡状态存在于山顶以下的山脉两侧。底层空气的阻挡是山脉影响气流的最重要方式之一。当地面气流接近山脉时，它趋于减速。
（4）空气的偏转 当接近山脉的空气不能越过抬高的地形时，气流必须在水平方向偏转并绕过山脉。这会引起各种局地风系和天气系统的发展，甚至行星波的发展。
（5）对降水的地形控制 降雨和降雪的地理分布受地形影响很大。
上述五个作用是地形影响气流的一般机制，应该指出，它们之间并不是相互独立的。由于它们通常是以组合的形式出现的，这就使山地气象学的研究变得困难。
40 中国降水（第七章第一节）
我国中央气象台规定
日雨量大于50 mm暴雨
日雨量 大于 100 mm大暴雨
日雨量 大于 200 mm特大暴雨。
4月初（盛期在 5－6月），华南前汛期降水开始；华南前汛期暴雨过程很多，每年都要出现10次以上的暴雨过程，多区域性或连续性大暴雨，以及特大暴雨。尤其是广东省，特大暴雨出现的频数及其中心最大雨量都比广西和福建大得多。
每年6月中、下旬到7月上半月的初夏，出现梅雨，又俗称“霉雨”。有的年份出现持久而强的梅雨降水，有的年份则出现“空梅”。
7月上、中旬，江淮流域梅雨期结束，华北雨季开始。北方降雨多为过程性的，很少出现像江淮、华南地区那样的连绵阴雨。虽然暴雨出现的频数比南方少得多，但强度大。