1、第五章 气候系统的天气系统,第一节 气团和锋第二节 中高纬度天气系统第三节 低纬度天气系统第四节 对流性天气系统,天气是一定区域短时段内的大气状态（如冷暖、风雨、干湿、阴晴等）及其变化的总称。天气系统通常是指引起天气变化和分布的高压、低压和高压脊、低压槽等具有典型特征的大气运动系统。各种天气系统都具有一定的空间尺度（表51）和时间尺度，而且各种尺度系统间相互交织、相互作用。许多天气系统的组合，构成大范围的天气形势，构成半球甚至全球的大气环流。,天气系统总是处在不断新生、发展和消亡过程中，在不同发展阶段有其相对应的天气现象分布。因而一个地区的天气和天气变化是同天气系统及其发展阶段相联系的，是大气
2、的动力过程和热力过程的综合结果。各类天气系统都是在一定的大气环流和地理环境中形成、发展和演变着，都反映着一定地区的环境特性。比如极区及其周围终年覆盖着冰雪，空气严寒、干燥，这一特有的地理环境成为极区低空冷高压和高空极涡、低槽形成、发展的背景条件。赤道和低纬地区终年高温、潮湿，大气处于不稳定状态，是对流性天气系统产生、发展的必要条件。中高纬度是冷、暖气流经常交绥地带，不仅冷暖气团你来我往交替频繁，而且其斜压不稳定，是锋面、气旋系统得以形成、发展的重要基础。天气系统的形成和活动反过来又会给地理环境的结构和演变以深刻影响。因而认识和掌握天气系统的形成、结构、运动变化规律以及同地理环境间的相互关系，对
3、于了解天气、气候的形成、特征、变化和预测地理环境的演变都是十分重要的。,注意:如果大气的密度仅随气压而变,则在等压面上就没有温度梯度，热成风为零，这种状态的大气称之为正压大气。如果大气的密度不仅随气压，而且随温度变化，这种状态的大气称之为斜压大气。在斜压大气中，地转风随高度变化，大气斜压性对天气系统的发展有重要意义。,第一节 气团和锋,天气现象和天气变化是由大气的物理属性和大气的运动过程所决定的。而大气的物理属性是大气在运动过程中同地理环境不断作用下形成的。地球表面十分辽阔，地表性质错综复杂，在地表运动着的大气具有多种多样的物理属性。但从全球来看，在一定范围内存在着水平方向上物理属性相对均匀的
4、大块空气和物理属性很不均匀的狭窄空气带。,气团的概念: 是指气象要素（主要指温度、湿度和大气静力稳定度）在水平分布上比较均匀的大范围空气团。其水平范围从几百千米到几千千米，垂直范围可达几千米到十几千米。同一气团内的温度水平梯度一般小于12/100km，垂直稳定度及天气现象也都变化不大。,一、气团,（一）气团的形成,二是有一个能使空气物理属性在水平方向均匀化的环流场。比如缓行的高压（反气旋）系统（高纬地区的准静止冷高压和副热带高压等），在其控制下不仅能使空气有充足时间同下垫面进行热量和水分交换，以获得下垫面属性，而且高压中的低空辐散流场利于空气温度、湿度的水平梯度减小，趋于均匀化，成为有利于气团
5、形成的环流条件。,气团形成的源地需要两个条件： 一是范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面。空气中的热量、水分主要来自下垫面，因而下垫面性质决定着气团的属性。在冰雪覆盖的地区往往形成冷而干的气团。在水汽充沛的热带海洋上，常常形成暖而湿的气团。在沙漠或干燥大陆上形成干而热的气团。所以，大范围性质比较均匀的下垫面，可成为气团形成源地。,气团的形成是在具备了上述两个条件下，主要通过大气中各种尺度的湍流、大范围系统性垂直运动以及蒸发、凝结和辐射等动力、热力过程而与地表间进行水汽和热量交换，并经过足够长的时间来获得下垫面的属性影响。此外，空气中的平流作用也伴随着热量和水分的输送，影响着气团中某一部分热量和水
6、分的增减和分布，并可能引起气团稳定度的变化。,气团形成后，随着环流条件的变化，由源地移行到另一新的地区时，由于下垫面性质以及物理过程的改变，气团的属性也随之发生相应的变化，这种气团原有物理属性的改变过程称为气团变性。气团的变性过程同气团的形成过程一样，也是通过湍流、大范围垂直运动和蒸发、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。,（二）气团的变性,同时，不同气团变性的难易也是不同的。一般来说，冷气团移向暖区时容易变暖，而暖气团移向冷区时则不易变冷，这是因为冷气团底层受热后，层结不
7、稳定度增加，湍流、对流容易发展，能较快地把底层热量、水汽输送到大气上层，改变着气团物理属性；相反，暖气团移向冷区时，气团底层不断变冷，层结稳定度增加，限制了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。从气团水分变性来看，干气团容易变湿，湿气团不容易变干。因为干气团只要通过海洋或潮湿下垫面的蒸发作用就可增加水汽而变湿，而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，显然变干过程要比变湿过程缓慢。,气团总是随着大气的运动而不停地移动着，停滞或缓行的状态只是暂时的，相对的。因而气团的变性是经常的，绝对的。而气团的形成只是不断变性过程中的一个相对稳定阶段。日常
8、所见到的气团大多是已经离开源地而有不同程度变性的气团。,分类的方法大多采用地理分类法和热力分类法。1.地理分类法是根据气团源地的地理位置和下垫面性质进行分类。首先按源地的纬度位置把北（南）半球的气团分为四个基本类型，即冰洋（北极和南极）气团、极地（中纬度）气团、热带气团和赤道气团。再根据源地的海陆位置，把前三种基本类型又分为海洋型和大陆型。赤道气团源地主要是海洋，就不再区分海洋型和大陆型。这样，每个半球划分出7种气团（表52）。各种气团在地球上的分布见图51。地理分类法的优点是能够直接从气团源地了解气团的主要特征，但它不易区分相邻两个气团的属性，也无法表示气团离开源地后的属性变化。,（三）气团
9、的分类,热带锋是热带气团和赤道气团交绥形成的界面。其两侧主要表现为湿度和气流的差异温度差异不明显为南北半球信风的汇合。热带锋分为几类其中一类终年位于北半球冬季靠近赤道夏季北移经常出现在北大西洋东北太平洋和北太平洋中部等海洋地区另一类冬季在北半球消失在南半球加强夏季则相反如夏季发生在大陆上的热带锋以及南半球印度洋和西太平洋上的热带锋属于这种季节性的热带锋。热带锋的位置在北半球海洋上平均可达北纬8在北半球上陆上平均可达北纬18夏季在南亚次大陆和中南半岛的一些地方可达北纬30这些地方也是热带风暴最频繁的地区。 极锋是极地气团和热带气团交绥的界面。其两侧温度差异大在适宜的天气形势配合下常有气旋发生和发
10、展。在北半球极锋的平均位置在北纬4550夏季可达北纬70左右冬季可达北纬2530左右。在南半球极锋在海洋上的分布大致平行于纬度冬季接近于非洲和澳大利亚南部在大陆上仅分布于南美洲夏季则退到中纬度地区。极锋南北移动与雨带和急流活动相一致。极锋分为数支如北半球有大西洋极锋太平洋极锋和欧亚极锋(冬季分为地中海分支和伊朗分支夏季分为东亚分支和东欧分支)。 北极锋(冰洋锋）是北极气团和极地气团交绥的界面。其两侧温度差异大。在北半球某些地区尤其在较冷季节常常十分明显。北极锋有4个基本分支太平洋北极锋大西洋北极锋亚洲大陆北极锋和加拿大的北极锋。冬季前两支活跃夏季后两支活跃。南极锋是南极气团和极地气团交绥的界面
11、有气旋发生和发展。,锋的地理分类：,是依据气团与流经地区下垫面间热力对比进行的分类。凡是气团温度高于流经地区下垫面温度的，称暖气团。相反，气团温度低于流经地区下垫面温度的，称冷气团。冷、暖气团是相对比较而言，两者之间并没有绝对温度数量界限。日常天气分析中还常依据气团与相邻气团间的温度对比划分冷、暖气团，温度相对高的称暖气团，温度相对低的称冷气团。,2.热力分类法,暖气团一般含有丰富的水汽，容易形成云雨天气。但是，当其移向冷区（高纬度）时，不仅会引起流经地区地面增温，而且气团低层不断失热而逐渐变冷，气团温度直减率减小，气团趋于稳定，甚至有时可能发展成逆温层，以至暖气团中热力对流不易发展，往往呈现
12、出稳定性天气。如果暖气团中湍流作用较强，也可能形成层云、层积云，甚至毛毛雨、小雨等天气。冷气团一般形成干冷天气。如果从源地移向暖区（低纬度）时，气团低层因不断吸热而增温，气团温度直减率趋向增大，层结稳定度减小，对流运动容易发展，可能发展成不稳定天气。如果冷气团来自海洋，水汽较多，可能出现积状云，产生阵性降水天气。,冷暖气团的天气特征在不同季节、不同下垫面可能有所差别。例如夏季的暖气团，水汽含量丰富，如被地形或外力抬升时，可以出现不稳定天气。冬季的冷气团不仅水汽含量少而且气层非常稳定，可能出现稳定性天气。同时，冷暖气团在不同纬度所产生的天气也不完全一样。我国的大部分地区处于中纬度，冷、暖气流交绥
13、频繁，缺少气团形成的环流条件。同时，地表性质复杂，没有大范围均匀的下垫面作为气团源地。因而，活动在我国境内的气团，大多是从其它地区移来的变性气团，其中最主要的是极地大陆（变性）气团和热带海洋气团。,二、锋,锋是冷、暖气团交绥的地带 这一地带冷暖空气异常活跃，常常形成广阔的云系和降水天气，有时还伴有大风、降温和雷暴等剧烈的天气现象。,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。其水平范围与气团水平尺度相当，长达几百千米到几千千米。水平宽度在近地面层一般为几十千米，窄的只有几千米，宽者也不过几百千米，到高空增宽，可达200400km，甚至更宽些。锋的宽度同气
14、团宽度相比显得很狭窄，因而常把锋区看成是一个几何面，称为锋面。锋面与地面的交线称为锋线，锋面和锋线统称锋。锋向空间伸展的高度视气团的高度而有不同，凡伸展到对流层中上层者，称对流层锋，仅限于对流层低层（1.5km以下）者，称近地面锋。,（一）锋的概念,锋区、 锋面、 锋线,(二)锋的特征,锋是冷、暖气团间的过渡带，因而锋两侧的温度、湿度、稳定度以及风、云、气压等气象要素都有明显差异，故可以把锋看成是大气中气象要素的不连续面。,1.锋面坡度锋在空间呈倾斜状态是锋的一个重要特征。锋面倾斜的程度，称锋面坡度。锋面坡度的形成和维持是地球偏转力作用的结果。见图52，锋的一侧是冷气团，另一侧是暖气团，由于冷
15、暖气团密度不同，在两气团间便产生了一个由冷气团指向暖气团的水平气压梯度力（G），这个力迫使冷气团呈楔形伸向暖气团下方，并力图把暖气团抬挤到它的上方，使两者分界面趋于水平。然而，当水平气压梯度力开始作用时，地转偏向力（A）就随之起作用，并不断地改变着冷空气的运动方向，使其逐渐同锋线趋于平行。当地转偏向力和锋面气压梯度力达到平衡时，气流平行于锋面作地转运动，这时冷、暖气团的分界面就不再向水平方向过渡而呈现为倾斜状态。,2.温度场锋区的水平温度梯度比锋两侧的单一气团内的温度梯度大得多。锋附近区域内相距100km，气温差可达几度，有时达10左右，是气团内水平温度梯度的510倍，这是锋的又一重要特征。锋
16、区温度场在天气图上表现为等温线非常密集，而且同锋面近于平行。由于锋面在空间呈倾斜状态，使得各等压面上的等温线密集区位置随高度升高不断向冷区一侧偏移。因而，高空锋区位于地面锋的冷空气一侧，锋伸展得高度愈高，锋区偏离地面锋线愈远，见图53。在锋区附近，因为锋的下部是冷气团，上部是暖气团，所以自下而上通过锋区时，出现气温随高度增高而增加的现象，称锋面逆温。如果锋面两侧冷暖气团的温差较小，锋区的温度垂直分布会表现出等温或微弱递减。图51的探空曲线，表明了三种不同的锋面逆温。逆温层的底部相当于锋面下界面，逆温层的上部相当于锋面的上界面。,3.气压场锋面两侧是密度不同的冷、暖气团，因而锋两侧的气压倾向是不
17、连续的，当等压线横穿锋面时便产生折角，折角尖端指向高压一方，锋落在低压槽中。图55中平面上的实线是无锋时暖气团内气压分布状况。其水平气压梯度为Gz，锋面形成后，由于锋面是倾斜的，锋下冷气团中的气压值沿AA线逐点升高，a点由1000.0hPa升至1002.5hPa，b点由1000.0hPa升至1005.0hPa，c点未改变。结果造成等压线不能维持原来走向，而变成虚线所示的形状，在锋面处产生折角，折角指向高压，即锋处于低压槽中。图56是锋区常见的几种基本气压场和风场型式。上面三幅图是等压线与锋平行时的情况，锋处在低压槽中或相对低压槽（称隐槽，槽两侧水平气压梯度值不同，而方向相同，如右方两图情况）中
18、，这时的锋呈准静止状态。下面三幅是锋处的等压线呈V型槽时的情况，这种锋是移动型锋。,4.风场锋附近的风场是同气压场相适应的。地面锋既然处于低压槽内，依据梯度风原理，锋线附近的风场应具有气旋性切变，尤其近地面层大气，由于摩擦作用，风向和风速的气旋性切变都很明显。如图57，当冷锋呈东北-西南走向时，锋前多为西南风，锋后多为西北风，表现出风向的气旋式切变。锋附近风随高度变化状况需视锋的性质而有不同。一般而言，锋区是水平温度梯度很大的区域，通过锋面的热成风应该很大，即风的垂直切变很大。图58表明，在地面暖锋前面，锋上盛行暖平流，通过锋时，风随高度向右偏转。在地面冷锋后面，风随高向左偏转。在静止锋情况下
19、，风向少变或反转，风速显著加大。,1.锋的类型根据锋两侧冷、暖气团移动方向和结构状况，一般把锋分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋四种类型。冷锋是冷气团前缘的锋。锋在移动过程中，锋后冷气团占主导地位，推动着锋面向暖气团一侧移动的锋。冷锋又因移动速度快慢不同，分为一型（慢速）冷锋和二型（快速）冷锋。暖锋是暖气团前沿的锋，锋在移动过程中，锋后暖气团起主导作用，推动着锋面向冷气团一侧移动的锋。准静止锋是冷、暖气团势力相当或有时冷气团占主导地位，有时暖气团又占主导地位，锋面很少移动或处于来回摆动状态的锋。锢囚锋是当冷锋赶上暖锋，两锋间暖空气被抬离地面锢囚到高空，冷锋后的冷气团与暖锋前的冷气团相接触形成的锋
20、。,（三）锋的类型和天气,锋的图示方法,主要指锋附近的云系、降水、风、能见度等气象要素的分布和演变状况。而这些气象要素的分布和演变主要决定于锋面坡度大小、锋附近空气垂直运动状态、气团含水量和稳定度等因素。这些因素的不同组合状况构成了多种多样的锋面天气。这里介绍的各种锋面天气，都是典型模式。,2.锋面天气,（1）暖锋天气 层状云系，云序为Ci、Cs、As、Ns.降水主要发生在地面锋线前,锋面天气是指锋面附近的云系、降水、风、稳定度等,如图59所示，暖锋的坡度较小，约在1/150左右。暖锋中暖气团在推挤冷气团过程中缓慢沿锋面向上滑行，滑行过程中绝热冷却，当升到凝结高度后在锋面上产生云系，如果暖空气
21、滑行的高度足够高，水汽又比较充足时，锋上常常出现广阔的、系统的层状云系。典型云序为：卷云（Ci）、卷层云（Cs）、高层云（As）、雨层云（Ns）。云层的厚度视暖空气上升的高度而异，一般可达几千米，厚者可到对流层顶，而且距地面锋线愈近，云层愈厚。暖锋降水主要发生在雨层云内，多是连续性降水。降水宽度随锋面坡度大小而有变化，一般300400km，暖锋云系有时因空气湿度和垂直速度分布不均匀而造成不连续，可能出现几千米甚至几百千米的无云空隙。暖锋下面的冷气团中，由于空气比较潮湿，在气流辐合和湍流作用下常产生层积云和积云，如果从锋上暖空气中降下的雨滴在冷气团中蒸发，使冷气团中水汽含量增多并达饱和时，经扰动
22、会产生碎积云和碎层云。如果饱和凝结现象出现在锋线附近的地面层时，将形成锋面雾。夏季暖空气不稳定时，可能出现积雨云、雷雨等阵性降水。春季暖气团中水汽含量较少时，可能仅仅出现一些高云，很少有降水。在我国明显的暖锋出现得较少，大多伴随着气旋出现。春、秋季一般出现在江淮流域和东北地区，夏季多出现在黄河流域。,（2）冷锋天气 缓行冷锋*为层状云系，云序为Ns、As、Cs、Ci. 降水主要发生在地面锋线后. 急行冷锋*为积雨云，阵性降水,冷锋根据移动速度的快慢分为两种类型，一型冷锋和二型冷锋。一型冷锋（缓行冷锋）移动缓慢、锋面坡度较小（在1/100左右），其天气模式见图510。当暖气团比较稳定、水汽比较充
23、沛时，产生与暖锋相似的层状云系，只是云系的分布序列与暖锋相反，而且云系和雨区主要位于地面锋后。由于锋面坡度大于暖锋，因而云区和雨区都比暖锋窄些，且多稳定性降水。但当锋前暖气团不稳定时，在地面锋线附近也常出现积雨云和雷阵雨天气。这类冷锋是影响中国天气的重要天气系统之一，一般由西北向东南移动。,二型冷锋（急行冷锋）移动快、坡度大（1/401/80），其天气模式见图511。冷锋后的冷气团势力强，移速快，猛烈地冲击着暖空气，使暖空气急速上升，形成范围较窄、沿锋线排列很长的积状云带，产生对流性降水天气。夏季时，空气受热不均，对流旺盛，冷锋移来时常常狂风骤起、乌云满天、暴雨倾盆、雷电交加，气象要素发生剧变
24、。但是，这种天气历时短暂，锋线过后气温急降，天气豁然开朗。在冬季，由于暖气团湿度较小、气温较低，不可能发展成强烈不稳定天气，只在锋前方出现卷云、卷层云、高层云、雨层云等云系。当水汽充足时，地面锋线附近可能有很厚、很低的云层和宽度不大的连续性降水。锋线一过，云消雨散，出现晴朗、大风、降温天气。这种冷锋在我国较少，春季见于长江流域，秋季见于黄河流域。,冷锋在我国活动范围甚广，几乎遍及全国，尤其在冬半年，北方地区更为常见，它是影响我国天气的重要天气系统。我国的冷锋大多从俄罗斯、蒙古进入我国西北地区，然后南下。冬季时多二型冷锋，影响范围可达华南，但其移到长江流域和华南地区后，常常转变为一型冷锋或准静止
25、锋。夏季时多一型冷锋，影响范围较小，一般只达黄河流域。,同暖锋天气类似，只是坡度比暖锋更小，沿锋面上滑的暖空气可以伸展到距锋线很远的地方，所以云区和降水区比暖锋更为宽广，降水强度比较小，但持续时间长，可能造成绵绵细雨连日不止的连阴天气。准静止锋天气一般分为两类：一类是云系发展在锋上并有明显降水。例如我国华南准静止锋，大多由冷锋南下过程中冷气团消弱、暖气团增强演变而成，因而天气和第一型冷锋相似，只是锋面坡度更小、云雨区更宽，而且降水区不限于锋线地区，可以延伸到锋后很大范围内，降水强度较小，为连续性降水。由于准静止锋移动缓慢，并常常来回摆动，使阴雨天气持续时间长达10天至半个月，甚至一个月以上，“
26、清明时节雨纷纷”就是江南地区这种天气的写照。初夏时，如果暖气团湿度增大、低层升温，气层可能呈现不稳定状态，锋上也可能形成积雨云和雷阵雨天气。另一类是主要云系发展在锋下，并无明显降水的准静止锋。例如昆明准静止锋，它是南下冷空气被山脉所阻而呈现准静止状态、锋上暖空气比较干燥而且滑升缓慢，产生不了大规模云系和降水，而锋下冷气团变性含水汽较多，沿山坡滑升，再加上湍流、混合作用容易形成层积云或不厚的雨层云，并常伴有连续性降水。这类准静止锋主要出现在我国华南、西南和天山北侧，以冬半年为多，对这些地区及其附近天气影响很大。,（3）准静止锋天气,锢囚锋是由两条移动着的锋合并而成。所以它的天气仍保留着原来两条锋
27、的天气特征，见图511。如果锢囚锋是由两条具层状云系的冷、暖锋合并而成，则锢囚锋的云系也呈现层状，并近似对称地分布在锢囚点的两侧。当这种锋过境时，云层先由薄到厚，再由厚到薄。如果两锋锢囚时，一条锋是积状云，另一条是层状云，那么锋锢囚后积状云和层状云相连。锢囚锋降水不仅保留着原来锋段降水的特点，而且由于锢囚作用促使上升作用发展，暖空气被抬升到锢囚点以上，利于云层变厚、降水增强、降雨区扩大。在锢囚点以下的锋段，根据锋是暖式或冷式而出现相应的云系。由上可知，锢囚锋过境时，出现与原来锋面相联系而更加复杂的天气。在中国锢囚锋主要出现在锋面频繁活动的东北、华北地区，以春季较多。东北地区的锢囚锋大多由蒙古、
28、俄罗斯移来，多属冷式锢囚锋。华北锢囚锋多在本地生成，属暖式锢囚锋。冬半年在西北、华北、华东地区，还出现地形锢囚锋。,（4）锢囚锋天气,（四）锋生和锋消,锋生是指锋的生成和加强的过程锋消是指锋的消失和减弱的过程 锋生、锋消的主要标志是冷、暖气团间水平温度梯度的大小和变化。当某些大气物理过程促使空气的水平温度梯度沿着一条线附近迅速加大时，可以说这条线附近有锋生。反之，有锋消。在自由大气中大气的水平运动、垂直运动和非绝热过程都可能造成锋生或锋消。,相向或同向速度不同的气流，在辐合过程中，可促使冷、暖气团接近，水平温度梯度增大，利于锋生。反之，水平气流辐散则促使冷、暖气团远离，水平温度梯度减小，利于锋
29、消。,（五）水平气流辐合、辐散,图512表示在直线等压线中水平气流的辐合、辐散对锋生、锋消的作用。T1、T2、T3表示等温线。t0时表示锋尚未形成时两气团间有宽阔的过渡区，等温线稀疏，气温梯度较小。t1时表示已出现辐合气流，冷、暖气团接近，温度梯度增大。t2时等温线更加密集，锋生成。反之，在锋区里出现水平辐散气流，等温线愈来愈稀疏，锋减弱以至消失。,上升运动使上升空气发生绝热降温，下沉运动使下沉空气发生绝热增温。这种绝热增温和降温对锋生、锋消所起作用如何，还要看当时大气中温度垂直分布状态。当大气温度直减率（）小于干绝热直减率（d）时，不论锋面冷空气一侧的气流上升或暖空气一侧的空气下沉，或者两者
30、同时发生，都能引起原有温度梯度增大，利于锋生。当大气温度直减率大于干绝热直减率时，结果相反。实际大气中，特别是对流层中层的垂直运动都是暖空气上升，冷空气下沉，在无凝结现象发生的情况下，一般是不利于锋生而利于锋消。,（六）空气垂直运动,锋两侧的冷、暖气团同下垫面间时刻进行着热量交换，影响着锋两侧温度水平梯度的变化。如果冷、暖气团各停留在更冷和更暖的下垫面上，热量交换的结果可能使冷气团变得更冷，暖气团变得更暖，冷、暖气团间的温度梯度比原来增大，锋得到加强。但是这种情况在自然界是很少有的，大多数情况是锋两侧的气团都移行到性质大致相似的下垫面上，不论地表温度是低于冷气团或高于暖气团，或者介于两者之间，
31、气团同下垫面间热量交换的结果，不是暖气团失热更多，就是冷气团得热更多，都会使冷、暖气团间的温度梯度减小，利于锋消。大气中暖气团含水汽较多，冷气团含水汽较少，因而成云致雨主要发生在暖气团中，所释放的潜热也主要集中在锋区暖气团一侧，这样会使冷、暖气团间温度梯度增大，有利于锋生。,（七）空气的热量交换,上述三种因素中有的利于锋生，有的又利于锋消，在实际大气中往往三种或两种因素共同起作用，其共同效应是利于锋生还是利于锋消，要看那个因素居主导地位。实践证明，在对流层低层气流水平辐合、辐散是锋生、锋消的一种主要因素；在对流层高层，垂直运动是一个重要因素，而水平气流辐合、辐散也是一个重要因素；在对流层中层，
32、气流水平辐合、辐散和垂直运动往往同等重要，但两者所起作用相反。凝结潜热释放对锋生也起着一定作用。我国大部分地区处于温带，冷、暖气团活动频繁，锋生现象十分明显。据统计锋生地带主要有两个：一个在东北、内蒙一线，并与北支锋区相对应。另一个在长江以南地区，并与南支锋区相对应。华南地区凝结潜热释放的数量比较多，对锋生所起作用不容忽,第二节 中高纬度天气系统,一、高空主要天气系统 中高纬度的对流层上空盛行波状西风气流。波谷对应的是低压槽，波峰对应的是高压脊。西风带的波动分为两类：波长较长的长波；叠加在长波上的波长较短的短波。 在长波、短波发展演变过程中形成闭合的高压和低压。 这些长波、短波和闭合高压、低压
33、系统不仅相互联系，而且可以相互转化，共同构成了中高纬度高空的主要天气系统。,波长较长、波幅较大、移动较慢、维持时间较长的大气波动。其波长一般在50007000km，因而围绕着中高纬的纬圈可出现36个长波，而经常维持着45个长波。长波振幅大多在1020个纬距以上。长波自西向东移动，移速较慢，通常1天不超过10个经度，有时呈准静止状态，也有时表现出不连续的向后“倒退”现象。长波维持的时间一般35天以上。,（一）大气长波,长波在高空图上同等高线波形向对应，等温线也成波形。一般等温线的位相稍稍落后与等高线，形成冷槽、暖脊的温压场结构。槽前有暖平流槽，后有冷平流。因此，槽前对应着大范围辐合上升运动和云雨
34、区，槽后对应着大范围辐散下沉运动区和晴朗天空。长波的强度随高度增加，到对流层顶处达到最强。,长波槽和脊的活动不仅是维持大气环流的一种重要机制，而且是中高纬度较小尺度天气系统产生和发展的背景条件。因而长波的稳定和调整往往引起与其相联系的天气系统的变化，甚至造成环流形势的转换。短波叠加在长波之中，并在长波中穿行。当温度场与气压场配置适当时（槽后有冷平流，脊后有暖平流），短波可以逐渐发展成长波。反之，长波也可减弱并分裂成短波。短波的槽前是上升气流，常出现云雨天气，尤以槽线附近为甚，槽后为下沉气流，多晴好天气。,（二）阻塞高压和切断低压,1、阻塞高压 简称阻高，是温压场比较对称的深厚的暖性高压。它具有
35、以下特征：有闭合的高压中心，并位于50N以北。维持的平均时间为57天，有时可达20天以上。沿纬向移动每天不超过78个经度，常呈准静止状态，有时甚至向西倒退。 温压场对称的深厚系统 闭合的高压中心，在50N以北 维持的时间57天 纬向移动每天不超过78E,阻塞高压和切断低压是大气长波在发展过程中槽脊加强、振幅加大演变而成的闭合系统，是中高纬度高空的重要天气系统。,阻高是西风带长波槽和脊在经向度不断增大，直至暖脊被冷空气包围，并与南面暖空气主体分离，所形成的闭合高压区。由于它占据范围很大，又稳定少动，因而它的出现和维持阻碍着西风气流和天气系统的东移，并常常引起西风气流分支和绕流现象，故称阻塞高压。
36、它发生在暖空气活跃，冷空气也较强的地区和季节，因而有明显的地区性和季节性。最常出现在北大西洋东北部和北太平洋东部阿拉斯加地区，以春秋季最多。在乌拉尔山和鄂霍次克海地区也常有阻塞高压，其强度不大，但对中国的天气影响很大。当其稳定时，中国长江中下游多连阴雨天气。减弱崩溃时，常引起中国的寒潮爆发。阻高控制下的天气一般是晴朗的，但阻高的不同部位由于运行气流属性的差异，形成的天气有所不同。高压东部盛行偏北气流，有冷平流和下沉运动，天气以冷晴为主。西部盛行偏南气流，有暖平流和上升运动，天气较暖且多云雨。南北两侧多稳定的西风气流，并常伴有短波活动，天气时阴、时晴。由上可知，阻高的建立、维持和崩溃过程在其控制
37、区以及其周围地区形成着不同的天气过程。如果阻高维持时间过长或过短都可能造成大范围天气反常现象。,是温压场结构比较对称的冷性气压系统。切断低压是西风带长波槽不断加深、南伸，直至槽南端冷空气被暖空气包围并与北方冷空气主体脱离而形成的闭合低压。它常常和阻塞高压相伴生成，并位于阻高的东南或西南侧，与阻高共同构成了大气环流中阻塞形势，见图513。也有的切断低压单独出现，并没有显著的阻高存在，只西侧有一较强的高压脊或闭合高压。切断低压形成后，能维持23天或更长时间，它往往由于无冷空气继续补充而逐渐填塞、消失。切断低压大多发生在冷、暖空气都比较活跃的季节和地区，以春、秋季较多，北美、西欧地区较多，北太平洋、
38、北大西洋以及亚洲大陆上空也有形成。我国东北地区春末夏初出现的切断低压，称东北冷涡。切断低压内的天气因部位不同而有差异。低压前部（东和东南侧）因低层有冷暖空气交汇，常有锋面气旋波动发生，有云雨天气出现。后部（西侧）因不断有冷空气南下，常有冷锋和切变线生成，有阵性降水出现。,2.切断低压,*阻塞高压和切断低压的形成过程,简称极涡，是极地高空冷性大型涡旋系统，是极区大气环流的组成部分。其位置、强度以及移动不仅对极区，而且对高纬地区的天气都有明显影响。极地是地球的冷极，也是大气的冷源，因而在极地低空形成冷性高压，在极地上空则形成冷性低压。关于冷性低压（极涡）的形成过程和演变、活动规律，科学界了解得不多
39、。根据资料统计，1月北半球500hPa等压面图上，极涡断裂为两个闭合中心，一个在格陵兰至加拿大之间，另一个在亚洲东北部，极地是一个槽区。7月北半球500hPa等压面图上的极涡强度明显减弱，中心退至极点附近。极涡的位置和活动范围时有变化，尤其冬半年活动演变比较复杂，最长的活动过程达35天之久。极涡闭合中心有时分裂为2个或3个，甚至3个以上，当偏离极地向南移动时，常导致锋区位置比平均情况偏南，寒潮活动增多、增强。据统计，在10个冬半年影响我国的171次寒潮中，有102次是亚洲上空出现持久极涡，其中6次强寒潮过程都与极涡在亚洲上空的位置明显偏南相关。,（三）极地涡旋,（四）高空低压槽和切变线,1.高
40、空低压槽又称高空槽，是活动在对流层中层西风带上的短波槽。一年四季都有出现，以春季最为频繁。高空槽的波长大约1000多km，自西向东移动。槽前盛行暖湿的西南气流，常成云致雨。槽后盛行干冷的西北气流，多晴冷天气。一次高空槽活动反映了不同纬度间冷、暖空气的一次交换过程，给中、高纬地区造成阴雨和大风天气。,高空槽一般都有高空温度槽相配合，当温度槽落后于高空槽时，低压槽线随高度升高逐渐向冷区倾斜（移动方向的相反方向），称后倾槽。后倾槽随着温度槽位置的前移，平流作用加强，槽将继续加深发展，槽前广阔范围内盛行辐合上升气流，如果水汽充沛，将产生稳定性云系和降水。当温度槽与高空槽相重合时，低压槽线垂直，称为垂直
41、槽，这时高空槽发展到最盛阶段，天气也发展得最强盛。当温度槽超前时，高空槽线随高度升高向前倾斜，称前倾槽。前倾槽的槽后冷空气将置于槽前暖空气之上，导致低槽很快消失，产生不稳定云系和阵性降水。活动于我国的高空槽有西北槽、青藏槽和印缅槽，它们大多从上游移来，很少产生于我国。在纬向环流比较平直时，高空槽一个接一个的东移，易造成阴晴相间周期变化的天气。如果移动过程中受高压所阻，将减速或停滞，可能造成持续性降水。,是指风向或风速分布的不连续线，是发生在850hPa或700hPa等压面上的天气系统。切变线两侧风向构成气旋式切变，但两侧的温度梯度却很小，这是切变线与锋的主要差别。根据切变线附近的风场形式一般划
42、分为三种类型，见图514。图中a为冷锋式切变线，b为暖锋式切变线，c为准静止锋式切变线。,2.切变线,三者随着切变线两侧气流的强弱变化可以相互转化。切变线上的气流呈气旋式环流，水平气流辐合明显，利于发展上升气流，产生云雨天气。一般而言，冷锋式切变线以偏北风为主，水汽含量少，移动速度快，降水时间不长，降水量不大。暖锋式切变线上气旋性环流强，偏南风含有水汽多，云层厚，降水时间较长，降水量较多，有时还形成雷阵雨和阵性大风。准静止锋式切变线上虽然风向切变很强，但气流辐合较弱，云层相对较薄，降水时间较长，但降水量不大。切变线在一年中各个季节都可能出现，但以冷、暖空气频繁活动的晚春、初夏为多。是我国暖季重
43、要的降水天气系统。,又称冷涡，是出现在中纬度中层大气中的一种强度较弱、范围较小的冷性低压。它在700hPa图上比较明显，有时在500hPa图上也有反映，常常只能给出一条，甚至给不出闭合等高线，只有风场上的气旋式环流。低涡范围较小，一般只有几百千米。它存在和发展时，在地面图上可诱导出低压或使锋面气旋发展加强。低涡中有较强的辐合上升气流，可产生云雨天气，尤其东部和东南部上升气流最强，云雨天气更为严重。低涡经常出现在我国西北和西南地区，分别称为西北涡和西南涡，前者以夏半年多见，后者一年四季都可出现。低涡形成后大多在原地减弱、消失，只引起源地和附近地区的天气变化。而有的低涡随低槽或高空引导气流东移，并
44、不断得到加强和发展，雨区扩大，降水增强，往往形成暴雨，成为影响江淮流域甚至华北地区的天气系统。,3.低涡,二、温带气旋和反气旋,（一）概述气旋是占有三度空间的中心气压比四周低的水平空气涡旋，又称低压。反气旋是占有三度空间的、中心气压比四周高的水平空气涡旋，又称高压。气旋和反气旋的名称是从大气流场而来，而高压和低压名称是从气压场而来。,气旋和反气旋的大小是以地面图上最外一条闭合等压线的范围来量度。气旋的水平尺度一般为1000km，大者可达20003000km，小者只有200300km。而反气旋的水平尺度一般比气旋大得多，发展强盛时可达数千千米。气旋和反气旋的强度用中心气压值的大小来表示，气旋中心
45、气压愈低，表示强度愈大；反气旋中心气压值愈高，强度愈大。一般地面气旋中心气压值在1010970hPa，发展强大的可低于935hPa，海洋上曾有的低到920hPa。地面反气旋中心气压值一般为10201030hPa，发展强大的可达1079.1hPa。在北半球，气旋中空气绕中心作逆时针方向旋转，反气旋中空气绕中心作顺时针方向旋转。南半球，气流方向相反。气旋按发生地区分温带气旋和热带气旋，反气旋分极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋。气旋和反气旋是引起天气变化的两类重要天气系统。温带气旋和反气旋是发生在中、高纬度地区与高空锋区相伴出现的。它们的发生、发展和移动同高空天气系统有密切关系。,（二）温带气旋
46、,温带气旋是指具有锋面结构的低压，因而又称锋面气旋，它主要活动在中高纬度，更多见于温带地区，是温带地区产生大范围云雨天气的主要天气系统。,锋面气旋的结构因形成条件和发展阶段的不同，有很大差异，但从发展成熟的锋面气旋的温压场、流场和天气现象来看，又具有一些共同特征。图515是发展成熟的锋面气旋模式。从平面看，锋面气旋是一个逆时针方向旋转的涡旋，中心气压最低，自中心向前方伸展一个暖锋，向后方伸出一条冷锋，冷、暖锋锋之间是暖空气，冷、暖锋以北是冷空气。锋面上的暖空气呈螺旋式上升，锋面下冷空气呈扇形扩展下沉。从垂直方面看，气旋的高层是高空槽前气流辐散区，低层是气流辐合区。按质量守恒原理，空气如在高层辐
47、散、在低层辐合，则其间必有上升运动。因而在气旋前部和中心区有上升气流，气旋后部有下沉气流。由于气旋自底层到高层是一半冷、一半暖的温度不对称系统，因而其低压中心轴线自下而上向冷区偏斜。,1.结构,锋面天气不仅决定于气旋温压场结构，还与空气的稳定度、水汽条件、高空环流形势以及气旋发展阶段等因素有关，而且随地区、季节而有差异。一个发展成熟的锋面气旋的天气模式（图514）表明：气旋前方是宽阔的暖锋云系及相伴随的连续性降水天气；气旋后方是比较狭窄的冷锋云系和降水天气，气旋中部是暖气团天气，如果暖气团中水汽充足而又不稳定，可出现层云、层积云，并下毛毛雨，有时还出现雾，如果气团干燥，只能生成一些薄云而没有降
48、水。,2.天气,锋面气旋的发生、发展与高空锋区密切联系。当高空锋区上出现波状扰动并达到一定尺度（几千千米），而且具有明显风速切变时，波动可演变成不稳定波，振幅继续增大，终于形成气旋和反气旋，这种由锋面波动发展成的气旋，称第一类（A类）气旋。而由地面弱低压（或倒槽）与高空槽相遇并在高空槽作用下，地面低压得到发展并产生锋面，这样发展起来的锋面气旋称第二类（B类）气旋。两类气旋在起始发生条件上虽有区别，但形成后的发展过程却有某些相似，都同高空温压场结构和演变密切相关。,3.发生和发展,锋面气旋发展的高空温压场理想模式是：高空温度槽落后于高度槽以及气旋始终处于高空槽的前方。前者导致高空槽前出现暖平流，
49、槽后出现冷平流，后者引起高空槽前气流辐散，槽后气流辐合。根据静力平衡和质量守恒原理，暖平流会引起地面系统热力减压，冷平流引起热力加压，气流辐散会造成地面系统动力减压，气流辐合会造成动力加压。因而高空槽前的下方既是热力减压区又是动力减压区，是有利于地面气旋发生、发展的区域。而高空槽后方是热力和动力加压区，有利于地面反气旋的发生发展（见图516）。大量资料证明，只有发生在高空槽前的气旋和高空槽后的反气旋才能得到发展和壮大，否则，气旋和反气旋难以形成，即使形成也将不断减弱以至消失。,每个锋面气旋的生命史和演变过程，因所处条件不同而有差别，但是气旋的演变阶段和各个阶段的主要特征又有许多共同之处。根据实际经验（主要是西欧的），通常把锋面气旋的演变过程分为四个阶段。,锋面气旋一般不是单个出现，而是在一条锋上产生2个、3个或更多个形成家族并沿锋线顺次移动。当最前面的一个已经锢囚时，其后跟着的是一个发展不成熟的气旋，再后面跟着一个初生气旋，这种在同一条锋上出现的气旋序列，称为气旋族（图518）。气旋族中每一个锋面气旋都同高空长波槽前的一个短波槽相对应。每个气旋族中的气旋个数多少不等，多者可达5个，少者只有2个。据统计，大西洋上平均每一个气旋族有4个气旋，太平洋上和我国沿海是23个。一个气旋族经过某一区域的时间平均为56天，个别可达10天以上。,
