第五章 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 5·1） 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 。
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大块空气和物理属性很不均匀的狭窄空气带 。
一,气团是指气象要素 （ 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 1— 2℃ /100km,垂直稳定度及天气现象也都变化不大 。
（ 一 ） 气团的形成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。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，成为有利于气团形成的环流条件。
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分的增减和分布,并可能引起气团稳定度的变化 。
（ 二 ） 气团的变性气团形成后,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 。
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 。
（ 三 ） 气团的分类为了分析气团的特性,分布,移动规律,常常对地球上的气团进行分类 。 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 5·2） 。 各种气团在地球上的分布见图 5·1。 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 。
2.热力分类法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 。
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,暖气团相交绥的地带 。 该地带冷,
暖空气异常活跃,常常形成广阔的云系和降水天气,有时还出现大风,降温和雷暴等剧烈天气现象 。 因此,锋是温带地区重要的天气系统 。
（ 一 ） 锋的概念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 200— 400km，
甚至更宽些。锋的宽度同气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。
（ 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 5·2，
锋的一侧是冷气团,另一侧是暖气团,由于冷暖气团密度不同,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 。 当锋面保持稳定时,锋面与地平面的交角称锋面倾斜角
（ α ）,其简化的表达式为式中 f为地转参数,g为重力加速度,Δ T=T2-T1
（ T2,T1分别为暖,冷气团气温 ）,Tm=（ T1＋
T2） /2,Δ Vg=Vg1-Vg2（ Vg1,Vg2分别为冷暖气团平行于锋线的风速分量 ） 。 表达式说明锋面坡度角的大小与 Tm成正比 。 而当 Δ T=0,Δ Vg=0，
f=0时,α =90° 和 α =0°,即不会有锋出现 。
表达式中略去了摩擦力和加速度项,因而锋面两侧气流可以看为是地转的,锋面是定常的 。
但实际上,锋面往往是不定常的,这就说明表达式在理论上还是不完善的 。 但是表达式给出了锋面坡度与一些气象要素间的定量关系和锋面坡度的近似数值,仍有一定的实用价值 。
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 5— 10倍,这是锋的又一重要特征 。 这一特征说明锋面是大气斜压性集中带,
是大气位能的积蓄区 。 锋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 5·3。 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 5·1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 5·5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 5·6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,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 5·7,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 5·8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,风向少变或反转,风速显著加大 。
（ 三 ） 锋的类型和天气
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 。
2.锋面天气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。
（ 1） 暖锋天气如图 5·9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
300— 400km,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 5·10。
当暖气团比较稳定,水汽比较充沛时,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
（ 1/40— 1/80）,其天气模式见图 5·11。 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 。 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锋 。 夏季时多一型冷锋,影响范围较小,一般只达黄河流域 。
（ 3） 准静止锋天气同暖锋天气类似,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,,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。
（ 4） 锢囚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的天气特征，
见图 5·11。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,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 。
（ 四 ） 锋生和锋消锋生指锋的生成或加强的过程,锋消指锋的消失或减弱的过程 。 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。
⒈ 水平气流辐合,辐散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，利于锋消。
图 5·12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 。
⒉ 空气垂直运动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（ γ）小于干绝热直减率（ γd）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，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。
⒊ 空气的热量交换锋两侧的冷、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，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。
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，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视 。
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着波状西风气流,由于高空大气满足地转平衡,所以波状流型的波谷对应于低压槽,波峰对应于高压脊 。
这种流型在对流层上,中层表现得十分明显,
而向下层逐渐不清楚 。 西风带的波动大体上分为两类：一是波长比较长的长波；二是叠加在长波上的波长比较短的短波 。 在长波,短波发展演变过程中,有时形成闭合的高压和低压 。
这些长波,短波和闭合高压,低压系统不仅相互联系,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 。
（ 一 ） 大气长波是指波长较长,波幅较大,移动较慢,维持时间较长的波动 。 其波长一般在 5000— 7000km，
因而围绕着中高纬的纬圈可出现 3— 6个长波,
而经常维持着 4— 5个长波 。 长波振幅大多在
10— 20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 3— 5天以上 。 长波在高空图上同等高线的波状型相对应，等温线也呈波形，一般情况下等温线的位相稍稍落后于等高线，具有冷槽、暖脊的温压场结构。槽前是暖平流，槽后是冷平流。槽前对应着大范围辐合上升运动和云雨区，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 。
1.阻塞高压简称阻高,是温压场比较对称的深厚的暖高压。它具有以下特征：①有闭合的高压中心，
并位于 50° N以北。②维持的平均时间为 5— 7天，
有时可达 20天以上。③沿纬向移动每天不超过
7— 8个经度，常呈准静止状态，有时甚至向西倒退。
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。
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 。
2.切断低压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 5·13。
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 2— 3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,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 。
（ 三 ） 极地涡旋简称极涡,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。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。
（ 四 ） 高空低压槽和切变线
1.高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 。
2.切变线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分为三种类型,
见图 5·14。 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 。 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 。 是我国暖季重要的降水天气系统 。
3.低涡又称冷涡，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。
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 2000— 3000km,小者只有 200— 300km。 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 1010— 970hPa,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 1020— 1030hPa,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 。
1.结构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 5·15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 。
2.天气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 5·14） 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水 。
3.发生和发展锋面气旋的发生,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 。
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，
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 5·16）。 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 。
（ 1） 初生 （ 波动 ） 阶段,图 5·17 a,b,c，
高空温压场结构是温度槽落后于高度槽,而且高空槽位于地面气旋中心的后方 。 随着锋面波动的开始和发展,冷空气逐渐向暖空气方向侵袭,暖空气向冷空气方向扩展,在波动前方形成暖锋,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 。 卫星云图上出现与高空槽相对应的逗点云系 。
（ 2） 成熟阶段,图 5·17 d、
e,f,高空温压场波动振幅增大,
温度槽进一步接近高度槽,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 。 卫星云图上云带突出部分更加明显,并在移动方向的一侧边缘处有纤维状卷曲结构,表明高空有辐散气流,气旋在发展 。 气旋后部 （ 箭头处 ） 有凹向中心的曲率,预兆将出现干舌 。
（ 3） 锢囚阶段：图 5·17 g,n,i,高空槽进一步发展,出现闭合中心 。 高空温度槽更移近高度槽,地面图上冷锋较强并与暖锋相遇形成锢囚锋 。 这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 。 卫星云图上,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 。
（ 4） 消亡阶段：图 5·17 j,k,l,高空温压场近于重合,成为一个深厚的冷低压 。 气旋低层被冷空气所占据,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 。 在卫星云图上螺旋状云系消散,成为零乱的对流性云区 。
上述锋面气旋发展阶段是比较典型的情况 。
实际上 有些 气旋 在生成后并未经历全部发展阶段就消亡了,也有的气旋发展到锢囚之后,
又有冷空气加入并未消亡,反而又重新加强起来 。 因而,气旋的发展过程由于条件的差异而有不同 。 锋面气旋的生命史一般是 5天左右 。 活动在北大西洋和欧洲的气旋,锢囚阶段缓慢,
生命史往往超过 5天,而活动在东亚地区的气旋,
波动和成熟阶段较短,生命史大多在 3天左右 。
4.气旋族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 5·18） 。 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 2— 3个 。
一个气旋族经过某一区域的时间平均为 5—
6天,个别可达
10天以上 。
（ 三 ） 温带反气旋温带反气旋是指活动在中,高纬度地区的反气旋 。 一般分为两类：一类是相对稳定的冷性反气旋；另一类是与锋面气旋相伴移动的反气旋,称移动性反气旋 。
1.冷性反气旋和寒潮冷性反气旋发生于极寒冷的中纬度和高纬度地区,如北半球的格陵兰,加拿大,北极,
西伯利亚和蒙古等地,以冬季最多见 。 其势力强大,影响范围广泛,往往给活动地区造成降温,大风和降水,是中,高纬地区冬季最突出的天气过程 。
冷性反气旋出现在近地面层内,由冷空气组成,势力十分强大,中心气压值达 1030—
1040hPa,强时达 1080hPa。 根据静力学原理,
它随高度而减弱,到高空变为冷低区,因而冷高压是一种浅薄天气系统,平均厚度不到 3—
4km,700hPa以上踪迹不清,500hPa以上就完全不存在了 。 冷性反气旋的水平范围很大,直径达数千千米,几乎可以和大陆,海洋的面积相比拟 。
亚洲大陆面积广大，北部地区冬半年气温很低，南部又有青藏高原和东西走向的高大山脉阻挡冷空气南下，因而成为北半球冷性反气旋活动最为频繁、发展最为强大的地区。冷性反气旋在其发展、增强时期常常静止少动，但当高空形势改变时，会受高空气流引导而移动。
当其南移时，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。
我国国家气象局规定,由于冷空气侵袭,使气温在 24h内下降 10℃ 以上,最低气温降至 5℃
以下时,作为发布寒潮警报的标准 。 但从危害性来看,此标准略高,尤其在南方往往最低气温并未下降到 5℃ 以下时,就会对农作物造成很大危害 。 同时,这个规定并未说明气温下降
10℃ 的范围大小 。 因此,国家气象局又对上述标准作了补充规定：长江中下游及其以北地区
48h内降温 10℃ 以上,长江中下游最低气温
≤ 4℃ （ 春秋季改为江淮地区最低气温 ≤ 4℃ ）,
陆上 3个大行政区有 5级以上大风,渤海,黄海,
东海先后有 7级以上大风,作为寒潮警报标准 。
如果上述地区 48h内降温达 14℃ 以上,其余同上,
则为强寒潮警报标准 。 根据以上标准统计,我国 1951— 1976年寒潮共有 138次,平均每年 5次左右,各月分配见表 5·3。
表 5·3说明寒潮主要出现在 11— 4月间,秋末,
冬初及冬末,春初较多,隆冬反而较少,这主要是寒潮定义只考虑降温幅度的缘故 。 春,秋季正是大型平均环流调整期间,冷暖空气更替频繁,因而冷空气活动次数较多,而冬季冷空气在我国大部分地区居于绝对优势地位,天气形势稳定,冷空气活动相对减少 。 夏季冷空气退居高纬度,我国很少受其侵袭 。 寒潮各年出现的次数不等,以我国为例,1965— 1966、
1968— 1969年均各 10次,而 1974— 1975年则仅有
1次,1970— 1971,1972— 1973年也只有 2次 。
60年代后期平均每年 7次,而 70年代初期平均每年只有 3次,相差很多 。
寒潮天气过程表现为由纬向环流转变为经向环流形势的调整,这种环流形势的调整是冷空气积聚,冷却和大举南下的背景条件 。 侵入我国的寒潮,虽然源地,侵入时流场不同,但是绝大多数寒潮天气过程是由经向环流发展而来 。 图 5·19是寒潮形成的高空和地面环流形势图 。
寒潮南下侵入我国时,其前缘有一条冷锋作为前导,锋后气压梯度很大,造成大风天气,
伴随着大风而来的是温度的骤降,常达 10℃ 以上,降温还可引起霜冻,结冰 。 降水主要产生在寒潮冷锋附近,在我国淮河以北,由于空气比较干燥,很少降水,移到淮河以南后,暖空气比较活跃,含有水分增多,大多能形成雨雪 。
2.移动性反气旋是形成于高空锋区下方与锋面气旋相伴出现的水平范围较小,强度不大的反气旋 。 它随同锋面气旋一起自西向东移动 。 当出现气旋族时,
它位于两个气旋之间,又称居间反气旋 。 移动反气旋的天气是：其东部 （ 前部 ） 具有冷锋天气特征,西部 （ 后部 ） 具有暖锋天气特征,中心区附近天气晴朗,风力不大 。 移动性反气旋当其发展强大时可转变成强大的冷性反气旋 。
无论是冷性反气旋或移动性反气旋,当其向低纬移动后,冷气团变性增暖,强度减弱,最后前缘锋面消失,并入副热带高压 。
第三节 低纬度天气系统一,副热带高压在南,北半球副热带地区,经常维持着沿纬圈分布的高压带,称副热带高压带 。 副热带高压带受海陆沿纬圈分布的影响,常断裂成若干个高压单体,称副热带高压,简称副高 。 副高呈椭圆形,长轴大致同纬圈平行,是暖性动力系统 。 它主要位于大洋上,常年存在,在北半球主要分布在北太平洋西部,北太平洋东部,
北大西洋中部,北大西洋西部墨西哥湾和北非等地 。 南半球分布在南太平洋,南大西洋和南印度洋等 。 此外,夏季大陆高原上空出现的青藏高压和墨西哥高压,也属副热带高压 。 这些高压并不是同时都很明显,而是有强,有弱,有分有合 。 由于副高占据广大空间,稳定少动成为副热带地区最重要的大型天气系统 。 它的维持和活动对低纬度地区与中高纬度地区之间的水汽,热量,能量,动量的输送和平衡起着重要的作用,对低纬度环流和天气变化具有重大影响 。
（一）结构和天气
1.结构副高处于低纬环流和中纬环流的汇合带，是由于对流层中上层气流辐合、聚积形成。副高结构比较复杂，在不同高度以及不同季节、不同地区有所不同。从垂直剖面看,600— 100hPa
层以质量辐合为主，尤以 200hPa附近质量辐合最突出。 600hPa层以下质量辐散占优势，整层空气质量辐合大于辐散，有净质量堆积。
在对流层的中、下层，副高的强度是随高度升高而增强的，高压的中心位置随高度向暖区偏移，因而高压中心与高温中心并不完全重合，高压脊线也不垂直。夏季时，陆地增温显著，下层暖中心便移向高压脊线的陆地一侧
（在北半球是北侧），冬季时，陆地冷却明显，
暖中心便移到高压脊线的南侧。到对流层中、
上层（ 500hPa以上），地表海陆热力差异的影响已大为减弱，高压中心与暖中心基本重合，
高压脊线也大体垂直。副高的强度和规模随季节而有变化。夏季时北半球副高的强度、范围迅速增大，盛夏时增至最强，范围几乎占北半球的 1/5— 1/4。冬季时，北半球副高强度减弱，
范围缩小，位置南移、东退。南半球副高的季节变化状况与北半球相反。
副高区内的温度水平梯度一般都比较小，而高压边缘由于同周围系统相交绥，温度梯度明显增大，尤其北部和西北部更大。这种温度梯度分布特点造成了副高脊线附近气压梯度小、
水平风速小，而南北两侧气压梯度增大、水平风速增大的现象。
副高范围内盛行下沉气流，因而在低层普遍形成逆温层，尤其高压东部逆温层较厚、较低。
逆温层阻挡着对流运动的发展和水分垂直输送，
导致逆温层以下空气潮湿，相对湿度达 80％以上；而逆温层以上空气干燥，相对湿度在 50％
以下。
2.天气副高内的天气，由于盛行下沉气流，以晴朗、少云、微风、炎热为主。高压的北、西北部边缘因与西风带天气系统（锋面、气旋、低槽）相交绥，气流上升运动强烈，水汽比较丰富，因而多阴雨天气。高压南侧是东风气流，
晴朗少云，低层潮湿、闷热，但当热带气旋、
东风波等热带天气系统活动时，也可能产生大范围暴雨和中小尺度雷阵雨及大风天气。高压东部受北来冷气流的影响，形成较厚逆温层，
产生少云、干燥、多雾天气，长期受其控制的地区，久旱无雨，出现干旱，甚至变成沙漠气候。
（二）西太平洋副高
1.西太平洋副高的活动太平洋副高多呈东西扁长形状，中心有时只有 1个，有时有数个。夏季时一般分裂为东、
西两个大单体，位于西太平洋的称西太平洋高压，位于东太平洋的称东太平洋高压。西太平洋高压除在盛夏时偶呈南北狭长形状外，一般呈东西向的椭圆形。
西太平洋副高的活动位置有多年变化。据分析,1880— 1890年间，副高中心偏向平均位置的东南； 1890— 1920年偏向西北； 1920—
1930年又偏向东南。这种中心位置的变动必然会引起东亚甚至全球性气候振动。
西太平洋副高的季节性活动具有明显的规律性。冬季位置最南，夏季最北，从冬到夏向北偏西移动，强度增大；自夏至冬则向南偏东移动，强度减弱。图 5·20给出了 500hPa等压面上西太平洋副高脊多年平均位置。冬季，副高脊线位于 15° N附近。随着季节转暖，脊线缓慢地向北移动。大约到 6月中旬，脊线出现第一次北跳过程，越过 20° N，在 20° — 25° N间徘徊。 7月中旬出现第二次跳跃，脊线迅速跳过
25° N，以后摆动于 25— 30° N之间，约在 7月底至 8月初，脊线跨过 30° N到达最北位置。 9
月以后随着西太平洋副高势力的减弱，脊线开始自北向南迅速撤退,9月上旬脊线第一次回跳到 25° N附近,10月上旬再次跳到 20° N以南地区，从此结束了一年为周期的季节性南北移动。
副高的季节性南北移动并不是匀速进行的，而表现出稳定少动、缓慢移动和跳跃三种形式，
而且在北进过程中有暂时南退，在南退过程中有短暂北进的南北振荡现象。同时，北进过程持续的时间较久、移动速度较缓，而南退过程经历时间较短、移动速度较快。上述西太平洋副高季节性变动的一般规律，在个别年份可能有明显出入，而且这种移动特征在大西洋、亚洲大陆、北非大陆、北美大陆上的副高也同样存在，表明是全球性现象，是太阳辐射季节变化和副高强度的纬向不均匀分布以及随时间非均速变化的反映。
西太平洋副高还有非季节性的中短期变动，
主要表现为半个月左右的副高偏强或偏弱趋势及一周左右的副高西伸东退、北进南缩的周期变化。非季节性中、短期变动大多是受副高周围天气系统活动影响而引起的，例如夏季青藏高压、华北高压东移并入西太平洋副高时，副高产生西伸，甚至北跳，而当热带风暴或台风移至西太平洋副高的西南边缘时，副高随之东退，
热带风暴沿副高西缘北移时，副高继续东退，
当风暴越过高压脊线进入西风带时，副高又开始西伸。此外，西风带的小槽小脊、长波槽、
脊都对副高变动有不同程度的影响，同时副高又对周围天气系统有明显影响，彼此相互联系、
相互制约。
2.西太平洋副高对我国天气的影响西太平洋副高是对我国夏季天气影响最大的一个天气系统。在它控制下将产生干旱、炎热、无风天气。它还通过与周围天气系统相互作用形成其它类型天气。因而，西太平洋副高的位置,强度的变化对我国（主要是东部）的雨季、旱涝以及台风路径等产生重大影响。西太平洋副高是向我国输送水汽的重要天气系统。
我国夏季降水的水汽来源，虽然主要是依靠西南气流从孟加拉湾、印度洋输送来，但西太平洋副高的位置和强度关系着东南季风从太平洋向大陆输送水汽的路径和数量，而且还影响着西南气流输送水汽的状况。同时，西太平洋副高北侧是北上暖湿气流与中纬度南下冷气流相交绥的地带，气旋和锋面系统活动频繁，常常形成大范围阴雨和暴雨天气，成为我国东部地区的重要降水带。通常该降水带位于西太平洋副高脊线以北 5— 8个纬距，并随副高作季节性移动。平均而言，每年 2— 5月，主要雨带位于华南； 6月份雨带位于长江中下游和淮河流域，
使江淮一带进入梅雨期； 7月中旬雨带移到黄河流域，而江淮流域处于高压控制下，进入伏旱期，天气酷热、少雨，如果副高强大；控制时间长久，将造成严重干旱。副高南侧为东风带，
常有东风波、热带风暴甚至台风活动，产生大量降水，因此 7月中旬后，华南又出现一次雨期。
从 7月下旬到 8月初，主要雨带移至华北、东北地带。从 9月上旬起副高脊线开始南撤，降水带也随之南移。
上述情况仅是西太平洋副高活动对我国东部地区天气影响的一般规律。实际上西太平洋副高的季节性南北移动经常出现异常，往往造成一些地区干旱而另一些地区洪涝。例如 1956年，
西太平洋副高压脊第一次北跳偏早，第二次北跳又偏晚，结果梅雨期较长，致长江中下游雨量过多。 1954年副高持久地稳定在 20° — 25° N
间，长江流域梅雨持续时间长达 40天之久，造成江淮流域几十年罕见的大水。 1958年副高脊线第一次北跳偏晚，第二次北跳偏早，形成了这一年的空梅，造成江淮流域干旱。 1959—
1961年梅雨期都很短，结果长江中下游地区连续几年（ 1958— 1961年）严重干旱（表 5·4）。
（三）青藏高压又称南亚高压，是暖季出现在亚洲大陆南部青藏高原上空对流层顶部的大型暖高压系统。
它主要是由于高原的加热作用形成的，因而其结构、性质和形成过程都与海洋上的副热带高压有很大差异。它在 500hPa以下是热低压，在
500hPa以上的高空才表现为高压，而且越向高空高压强度越大，到 200— 100hPa高度强度最大，
成为北半球上空强大的高压体。其中心区有上升气流，多对流活动，是我国夏季雷暴发生最多的地区。青藏高压的水平尺度达万千米以上，
属超长波系统。高压中心常作东西向摆动，当其向东摆动并与西太平洋副高压脊叠加时，可使西大平洋副高加强，导致其西伸或北跳。北半球海洋上副热带高压的强度之所以夏季强于冬季是同青藏高压的存在及其作用有密切关系。
青藏高压的中心位置和它在我国东部的脊线位置对长江中、下游梅雨异常也有影响。
墨西哥高压是形成于美洲大陆南部高原上空的暖性高压，其形成、结构、特性与青藏高压相类似。
二,热带天气系统气象上的热带是指南,北半球副热带高压脊线之间的地带 。 由于副热带高压脊线随季节有南北移动,因而热带的边缘位置和范围也有季节性变动,通常把南,北纬 30° 以内的地区称为热带,这一地区约占全球面积的一半,绝大部分是海洋,是地球上热量的净得区,大气低层经常处于高温,高湿和条件不稳定状态 。
同时,热带地区又是气流辐合,上升带 。 这样的热力和动力条件有利于对流云系旺盛发展和对流云系聚集成巨大云团 。 是强烈天气系统发生,活动的背景和条件 。
（ 一 ） 热带辐合带热带辐合带是南,北半球信风气流汇合形成的狭窄气流辐合带,又称赤道辐合带 。 由于辐合带区的气压值比附近地区低,曾称赤道槽 。
热带辐合带环绕地球呈不连续带状分布,是热带地区重要的大型天气系统之一,其生消,强弱,移动和变化,对热带地区长,中,短期天气变化影响极大 。
热带辐合带按其气流辐合的特性分为两种类型：一种是在北半球夏季,由东北信风与赤道西风相遇形成的气流辐合带,因为这种辐合带活动于季风区,称季风辐合带；另一种是南,
北半球信风直接交汇形成的辐合带,称信风辐合带,见图 5·21。
热带辐合带的位置随季节而有南北移动,但在各地区移动的幅度并不相等 。 主要活动于东太平洋,大西洋和西非的信风辐合带,移动幅度较小,而且一年中大部分时间位于北半球；
而活动在东非,亚洲,澳大利亚的季风辐合带,
季节位移较大,冬季位于南半球,夏季又移至北半球,而且有的年代 10月份南,北半球各出现一个季风辐合带 （ 双重热带辐合带 ）,这种季节变化是同活动地区的海陆分布和地形特征密切相关的 。
热带辐合带一般只存在于对流层的中,下层 。
季风辐合带的轴线随高度向南或西南倾斜,这是因为赤道西风带在大多数情况下出现在
500hPa层以下的缘故 。 而位于海洋上的信风辐合带,由于相交汇的两支气流之间几乎没有温度和湿度的差异,以及临近赤道带地转作用的消失,结果辐合带在不同高度上几乎是重合的 。
热带辐合带,特别是季风辐合带是低纬度地区水汽,热量最集中的区域,其月平均降水量达 300— 400mm。 水汽凝结释放的大量潜热成为最重要的热源 。 而热带辐合带被加热之后又激发对流云,热带气旋等热带天气系统的产生 。
在卫星云图上,季风辐合带常表现为一条绵延数千千米的东西向的,由离散云团组成的巨大云带 。
（ 二 ） 东风波是副高南侧 （ 北半球 ） 深厚东风气流受扰动而产生的波动 。 波动的波长一般 1000—
1500km,长者达 4 000— 5 000km,伸展的高度一般为 6— 7km,有的达对流层顶 。 最大强度出现在 700— 500hPa之间 。 周期 3— 7天 。 移速约
20— 25km/h。
东风波一般表现为东北风与东南风间的切变 。 其结构因地区而有不同 。 在西大西洋加勒比海地区,东风波呈倒 V形模式,波轴随高度向东倾斜,槽前吹东北风,槽后吹东南风,槽前为辐散下沉气流区,湿层较薄,只生成一些小块积云或晴朗无云,槽后为辐合上升气流区,
有大量水汽向上输送,湿层较厚,形成云雨 。
这种模式的形成是因为这里对流层中低层的偏东风风速是随高度减小的 。
西太平洋东风波大多产生于西太平洋东部地区,平均波长约 2 000km,移速约 25— 30km/h。
由于西太平洋东部地区的低空为东风,高空常为西风,以致东风波波轴向东倾斜,云雨天气发生在槽后气流辐合上升区 。 当东风波移到西太平洋西部和南海地区时,因为低层经常有赤道西风,5km以上才是东风,因而东风波向上可伸到对流层中上层,在 400— 200hPa间最清楚,而且东风波风速随高度增大,其波轴逐渐变为向西倾斜,结果槽前气流辐合上升,湿层厚,多云雨天气,槽后气流辐散下沉,湿层浅,多晴好天气 。 西太平洋西部的东风波往往影响到我国华南,长江中下游和东亚地区,带来大雨和大风天气,发展较强的东风波可能出现闭合环流,使气压降低,中心风力增大和降水加强 。
东风波在适当条件下还可以发展成热带气旋 。
（ 三 ） 热带云团从卫星云图上发现,热带地区存在着大量深厚的由对流云组成的直径在 100— 1000km范围内的云区,称为云团 。 在天气图上很难分析出与云团相对应的天气系统,但东风波,热带气旋等天气系统大多是在云团基础上发展起来的 。
云团经过地区常常发生大风和暴雨 。
云团根据其尺度,产生的地区分为三种类型：
① 季风云团,因同西南季风活动相联系而得名,
是地球上规模最大的云团 。 其南北宽达 10个纬距,东西长 20— 40个纬距,主要发生在热带的印度洋和东南亚地带 。 冬季时云团位于
5° — 10° N,6月中旬开始随季风向北推进,8
月份进到 20° — 30° N。 云团中常产生季风低压,
有时可发展成孟加拉湾风暴,形成特大暴雨 。
② 普通云团,常发生在海洋上的热带辐合带中,
尺度在 4个纬距以上,常常是热带气旋,东风波等天气系统最初始的胚胎 。 这种云团对我国华南,华东等沿海地区有较大影响,能形成暴雨天气 。 ③ 小尺度云团 （ 爆玉米花状云团 ）,是由一些水平尺度为 50× 50km的积雨云群组成,
而每个积雨云群又由约 10个积雨云单体组成,
多发生在南美大陆的热带地区和我国西藏南部地区,有明显的日变化 。
云团是由尺度 10— 100km,生命期数小时到一天的中对流云系和尺度 4— 10km,生命期
30min到数小时的小对流云系组成 。 中,小对流云系在随盛行风移动过程中,常常在上风侧形成,到下风侧消亡,不断新陈代谢,但在温度较高的海面上常保持不动,有时还发生云系积聚,出现暴雨 。
（ 四 ） 热带气旋热带气旋是形成于热带海洋上、具有暖心结构、强烈的气旋性涡旋。它来临时往往带来狂风、暴雨和惊涛骇浪，具有很大的破坏力，
威胁着人民生命、财产安全，是一种灾害性天气。同时，热带气旋也带来充沛雨水，有利于缓和或解除盛夏旱象，是热带地区最重要的天气系统。
1.分类热带气旋的强度有很大差异 。 据此,国际规定热带气旋名称和等级标准为：
（ 1） 台风 （ 飓风 ）,地面中心附近最大风速
≥ 32.6m/s（ 即风力 12级以上 ） 。
（ 2） 热带风暴：地面中心附近最大风速
17.2— 32.6m/s（ 即风力 8— 11级 ） 。 其中地面中心附近最大风速 24.5— 32.6m/s（ 风力 10— 11
级 ） 者,称强热带风暴 。
（ 3） 热带低压：地面中心附近最大风速
10.8— 17.1m/s（ 风力 6— 7级 ） 。
我国从 1989年起采用国际规定 。 此前我国气象部门曾规定热带气旋中地面中心附近最大风速 17.2— 32.6m/s（ 即风力 8— 11级 ） 称台风；
最大风速 ≥ 32.6m/s（ 风力 12级以上 ） 称强台风；
最大风速 10.8— 17.1m/s（ 风力 6— 7级 ） 称热带低压 。
为了更好地识别和追踪风力强大的热带风暴和台风，常对其进行命名或编号。我国气象部门规定，凡出现在东经 150° 以西，赤道以北的热带风暴和台风，按每年出现顺序进行编号。
例如,9306热带风暴,9304强热带风暴,9302
台风，表示 1993年出现在东经 150° 以西的第 6
号热带风暴、第 4号强热带风暴、第 2号台风。
2.台风台风的范围通常以其最外围闭合等压线的直径度量,大多数台风范围在 600－ 1000km,最大的达 2 000km,最小的仅 100km左右 。 台风环流伸展的高度可达 12— 16km,台风强度以近台风中心地面最大平均风速和台风中心海平面最低气压值来确定 。 大多数台风的风速在 32— 50m/s，
大者达 110m/s,甚至更大 。 台风中心气压值一般为 950hPa,低者达 920hPa,有的仅 870hPa。
台风大多数发生在南,北纬 5° — 20° 的海水温度较高的洋面上,主要发生在 8个海区 （ 图
5·22）,即北半球的北太平洋西部和东部,北大西洋西部,孟加拉湾和阿拉伯海 5个海区,南半球的南太平洋西部,南印度洋西部和东部 3个海区 。 每年发生的台风 （ 包括热带风暴 ） 总数约 80次,其中半数以上发生在北太平洋 （ 约占
55％ ）,北半球占总数的 73％,南半球仅占 27
％ 。 南大西洋和南太平洋东部没有台风发生 。
北半球台风 （ 除孟加拉湾和阿拉伯海以外 ）
主要发生在海温比较高的 7— 10月,南半球发生在高温的 1— 3月,其它季节显著减少 （ 表 5·7） 。
（ 1） 结构,台风是一个强大而深厚的气旋性涡旋,发展成熟的台风,其低层按辐合气流速度大小分为三个区域,① 外圈,又称大风区,
自台风边缘到涡旋区外缘,半径约 200— 300km，
其主要特点是风速向中心急增,风力可达 6级以上 。 ② 中圈,又称涡旋区,从大风区边缘到
② 上升气流层,台风眼壁，半径约 100km，是台风中对流和风、雨最强烈区域，破坏力最大。
③内圈，又称台风眼区，半径约 5— 30km。多呈圆形，风速迅速减小或静风。
台风流场的垂直分布，大致分为三层：①
低层流入层，从地面到 3km，气流强烈向中心辐合，最强的流入层出现在 1km以下的行星边界层内。由于地转偏向力作用，内流气流呈气旋式旋转，而且在向内流入过程中愈接近台风中心，旋转半径愈短，等压线曲率愈大，惯性离心力也相应增大。结果在地转偏向力和惯性离心力作用下，内流气流并不能到达台风中心，
而在台风眼壁附近强烈螺旋上升。 ②上升气流层，从 3km到 10km左右，气流主要沿切线方向环绕台风眼壁上升，上升速度在 700— 300hPa
之间达到最大。③高空流出层，大约从 10km到对流层顶（ 12— 16km），气流在上升过程中释放大量潜热，致台风中部气温高于周围，台风中的水平气压梯度力便随着高度而逐渐减小，
当达到某一高度（约 10— 12km）时，水平梯度力小于惯性离心力和水平地转偏向力的合力时，
便出现向四周外流的气流。空气的外流量同低层的流入量大体相当，否则台风会加强或减弱。
台风各个等压面上的温度场是近于圆形的暖中心结构 。 由图 5·23可见,台风低层温度水平分布是自外围向眼区逐渐增高的,但温度梯度很小 。
这种水平温度场结构随着高度逐渐明显,这是眼壁外侧雨区释放凝结潜热和眼区空气下沉增温的共同结果 。
（ 2） 天气,依据台风卫星云图和雷达回波,
发展成熟的台风云系 （ 图 5·24）,由外向内有：
① 外螺旋云带,由层积云或浓积云组成,以较小角度旋向台风内部 。 云带常常被高空风吹散成,飞云,。 ② 内螺旋云带,由数条积雨云或浓积云组成,直接卷入台风内部,并有降水形成 。
③ 云墙,由高耸的积雨云组成的围绕台风中心的同心圆状云带 。 云顶高度可达 12km以上,好似一堵高耸云墙,形成狂风,暴雨等恶劣天气 。
④ 眼区,气流下沉,晴朗无云天气 。 如果低层水汽充沛,逆温层以下也可能产生一些层积云和积云,但垂直发展不盛,云隙较多,一般无降水 。
（ 3） 形成和消亡,台风形成及发展机制,至今尚无完善的结论 。 大多数学者认为台风是由热带弱小扰动发展起来的 。 当弱小的热带气旋性系统在高温洋面上空产生或由外区移来时,因摩擦作用使气流产生向弱气旋内部流动的分量,
把洋面上高温,高湿空气辐合到气旋中心,并随上升运动输送到中,上部凝结,释放潜热,
加热气旋中心上空的气柱,形成暖心 。 暖心的反馈作用又使空气变轻,地面气压下降,气旋性环流加强 。 环流加强进一步使摩擦辐合量加大,向上输送的水汽增多,继续促使对流层中上部加热,地面气压继续下降,如此反复循环,
直至增强成台风 。 由上可见,台风形成和发展的重要机制是台风暖心的形成,而暖心的形成,
维持和发展需要有合适的环境条件以及产生热带扰动的流场,这两者既是相互关联的,又是缺一不可的 。 一般认为台风形成的合适环境条件和流场是：
①广阔的高温洋面,台风是一种十分猛烈的天气系统，具有相当大的能量，这些能量主要由大量水汽凝结、释放的潜热转化而来，而潜热释放又是大气层结不稳定发展的结果。所以大气层结不稳定就成为台风形成、发展的重要前提条件。而对流层低层大气层结不稳定程度主要取决于大气层中温度、湿度的垂直分布。
大气低层温度愈高、湿度愈大，大气层结不稳定程度愈强。因而广阔的高温洋面就成为台风形成、发展的必要条件。据统计，海温低于
26.5℃ 的洋面，一般不会有台风发生，而海温高于 29° — 30℃ 的洋面则极易发生台风。北太平洋西部的低纬洋面暖季（ 7— 10月）海温可达
30℃ 以上，水汽又充沛，成为全球台风发生最多的区域。
② 合适的地转参数值,热带初始扰动的发展,
壮大,需要依靠一定的地转偏向力的作用,才能不断地使辐合气流逐渐变为气旋性旋转的水平涡旋,使气旋性环流加强 。 否则,若无地转偏向力或地转偏向力过小,达不到一定数值时,
水平辐合气流可径直到达低压中心,发生空气堆积,中心填塞,致使气旋性涡旋减弱或不能形成 。 据计算,只有在距赤道 5个纬距以外的地区,f值才达到一定数值,利于台风形成 。 事实上,大多数台风发生在纬度 5— 20度之间 。
③气流铅直切变要小,为使潜热聚积在同一铅直气柱中而不被扩散出去，基本气流的铅直切变要小。否则高、低空风速相差过大或风向相反，潜热会迅速平流出去，而不利于暖心形成和维持，因而也不利于发展成台风。据统计,台风多形成于 200hPa和 850hPa等压面间,风速差小于 10m/s的地区 。 西太平洋风速垂直切变一年都很小,夏季更小,因而台风发生多 。 印度洋北部的孟加拉湾和阿拉伯海地区,盛夏时低层是西南季风,高层是青藏高压南侧的强东风急流,铅直风速切变很大,台风发生的可能性很小,而春,秋季时铅直风速切变变小,台风发生较多 。
④ 合适的流场：大气中积蓄的大量不稳定能量能否释放出未转化为台风的动能,是同有利流场的起动和诱导关系甚大 。 卫星云图资料表明,台风发生之前都有一个扰动系统存在,
并由扰动发展、演变成台风。这是因为大气低层扰动中有较强的辐合流场，高空有辐散流场，
利于潜热释放，尤其当高空辐散流场强于低空辐合流场时，低空扰动就得以加强，逐渐发展成台风。热带辐合带、东风波都是气流辐合系统，极易产生弱涡旋，成为台风形成、发展的有利流场。
从全球来看,台风生成有一定的地区性和季节性 。
台风的消亡条件主要是高温,高湿空气不能继续供给,低空辐合,高空辐散流场不能维持以及风速铅直切变增大等 。 造成这些条件的途径一般有两个：一是台风登陆后，高温、高湿空气得不到源源补充，失去了维持强烈对流所需能源。同时低层摩擦加强，内流气流加强，
台风中心被逐渐填塞、减弱以至消失。二是台风移到温带后，有冷空气侵入，破坏了台风的暖心结构，变性为温带气旋。
（ 4） 移动和路径台风移动的方向和速度取决于作用于台风的动力 。 动力分内力和外力两种 。 内力是台风范围内因南北纬度差距所造成的地转偏向力差异引起的向北和向西的合力,台风范围愈大,
风速愈强,内力愈大 。 外力是台风外围环境流场对台风涡旋的作用力,即北半球副热带高压南侧基本气流东风带的引导力 。 内力主要在台风初生成时起作用,外力则是操纵台风移动的主导作用力,因而台风基本上自东向西移动 。 由于副高的形状,位置,强度变化以及其它因素的影响,致台风移动路径并非规律一致而变得多种多样 。 以北太平洋西部地区台风移动路径为例,其移动路径大体有三条
（ 见图 5·25） 。
① 西移路径,当北太平洋高压脊呈东西走向,
而且强大,稳定时,或北太平洋副高不断增强西伸时,台风从菲律宾以东洋面向西移动,经过南海在我国海南岛或越南一带登陆 。
② 西北路径,当北太平洋高压脊线呈西北 -
东南走向时,台风从菲律宾以东洋面向西北方向移动,穿过硫球群岛,在我国江浙或横穿台湾海峡在浙,闽一带登陆 。 这条路径对我国影响范围较大,尤其华东地区 。
③ 转向路径,北太平洋副高东退海上时,台风从菲律宾以东海区向西北方向移动,然后转向东北方向移去,路径呈抛物线型 。 对我国东部沿海地区及日本影响较大 。
此外,有的台风在移动过程中有左右摆动或打转等特殊路径 。 显然这同当时的环流形势有关 。
台风移动的速度平均 20— 30km/h。 当发生转向时速度有所减缓,转向以后又有所增快 。
第四节 对流性天气系统在暖季,当大气层结处于不稳定状态,空中有充沛水汽,并有足够对流冲击力的条件下,
大气中对流运动得到强劲发展,其所形成的天气系统称对流性天气系统,如雷暴,龙卷,飑线,冰雹等 。 这些天气系统不仅尺度小,生命期短,而且气象要素水平梯度很大,天气现象剧烈,具有很大破坏力,往往是一种灾害性天气系统 。
一,雷暴雷暴是由旺盛积雨云所引起的伴有闪电,雷鸣和强阵雨的局地风暴 。 没有降水的闪电,雷鸣现象,称干雷暴 。 雷暴过境时,气象要素和天气现象会发生剧烈变化,如气压猛升,风向急转,风速大增,气温突降,随后倾盆大雨 。
强烈的雷暴甚至带来冰雹,龙卷等严重灾害 。
通常把只伴有阵雨的雷暴称一般雷暴,把伴有暴雨,大风,冰雹,龙卷等严重灾害性天气现象之一者,称强雷暴 。 两者都是由发展强烈的积雨云形成的,这类积雨云称雷暴云 。 一次雷暴过程并不只是一块雷暴云,而往往是由几个或更多个处于不同发展阶段的雷暴单体所组成 。 这些雷暴单体虽然处于同一个雷暴云中,
而每个单体都具有独立的云内环流,都经历发展阶段 （ 云中贯穿上升气流 ）,成熟阶段 （ 云中出现降水以及降水拖曳的下沉气流 ） 和消散阶段 （ 云中为下沉气流 ）,并处于不断新生和消失的新陈代谢过程中 。
雷暴活动具有一定的地区性和季节性 。 据统计,低纬度雷暴出现的次数多于中纬度,中纬度又多于高纬度 。 这是由于低纬度终年高温,
多雨,空气处于暖湿不稳定状态,容易形成雷暴 。 中纬度夏半年,近地层大气增温,增湿,
大气层结不稳定度增大,同时经常有天气系统活动,雷暴次数也较多 。 高纬度气温低,湿度小,大气比较稳定,雷暴很少出现 。 就同纬度来说,雷暴出现次数,一般是山地多于平原,
内陆多于沿海 。 一年中雷暴出现最多的是夏季,
春秋次之,冬季除暖湿地区外,极少出现 。
雷暴移动受地理条件影响很大 。 在山区受山地阻挡,雷暴常沿山脉移动,如果山地不高,
发展强盛的雷暴可越山而过 。 在海岸,江河,
湖泊地区,白天因水面温度较低,常有局部下沉气流产生,致使雷暴强度减弱甚至消失,而一些较弱雷暴往往不能越过水面而沿岸移动,
但在夜间,雷暴可能增强 。
二,飑线飑线是带状雷暴群所构成的风向,风速突变的狭窄的强对流天气带 。 飑线过境时,风向突变,风速急增,气压骤升,气温剧降,同时伴有雷暴,暴雨,甚至冰雹,龙卷等天气现象 。
因而飑线是一种很具破坏力的严重灾害性天气 。
飑线的水平范围很小,长度由几十千米到几百千米,一般为 150— 300km。 宽度从半千米到几千米,最宽几十千米 。 垂直范围只有 3km左右 。 维持时间多为 4— 10h,短的只有几十分钟
（ 图 5·26） 。
飑线同积雨云集合体相伴出现,是在气团内有深厚不稳定层,低层有丰富水汽,以及有引起不稳定能量释放的触发机制的条件下产生的,大多发生在暖湿的热带气团内 。 同时还同一定的天气形势相关,例如高空槽后,冷锋前常有飑线出现 。 雷暴高压前缘下沉的强冷空气与其前方暖湿气流间的强辐合带上也可形成飑线 。
三,龙卷龙卷是自积雨云底部伸出来的漏斗状的涡旋云柱 。 龙卷伸展到地面时引起的强烈旋风,称龙卷风 。 龙卷有时悬挂在空中,有时伸延到地面 。 出现在陆地上的,称陆龙卷,出现在海面上的,称海龙卷 。
龙卷的水平尺度很小,近地层直径一般几米到几百米,空中直径可达 3— 4km,甚至 10km。
垂直范围在 3— 15km间 。 生存时间几分钟到几十分钟 。
龙卷是一种强烈旋转的小涡旋,中心气压很低,一般比同高度四周低几十百帕 。 强龙卷中心附近的地面气压可降至 400hPa以下,极端情况可达 200hPa。 由于中心气压很低,气压梯度极大,引发出强大风速和上升速度 。 据估计,
龙卷中心附近的风速达几十到一百米 /秒,极端情况可达 150m/s以上,最大上升速度达几十米至上百米 /秒 。 中心气压急剧降低造成了水汽迅速凝结,形成漏斗状云柱 。 这种极强的上升和水平气流具有巨大破坏力,能摧毁建筑物并能将上千,上万吨重物卷入空中 。 龙卷中心附近有下沉气流,自中心向外是强盛的上升气流,
组成漏斗状云体,其外围被水或尘土所包围 。
漏斗状云体轴一般是垂直的,当有垂直风切变时,也可能倾斜或折曲 。 龙卷通常单个出现,也有时成对出现 。 而成对龙卷的旋转方向往往相反,一个是气旋式,
另一个是反气旋式
（ 图 5·27） 。
从世界范围看,龙卷主要发生在中纬度
（ 20° — 50° ） 地区 。 美国是龙卷出现最多的国家,平均每年出现 500次左右 。 澳大利亚,日本次之 。 我国也有出现,主要在华南,华东一带 。 以春季,夏初为多 。
龙卷生成在很强的热力不稳定性大气中，
其生成机制仍没有完善的解释。一种说法认为龙卷生成与积雨云中强烈升降气流有关。另一种说法认为龙卷形成在两条飑线的交点上。
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 5·1） 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 。
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大块空气和物理属性很不均匀的狭窄空气带 。
一,气团是指气象要素 （ 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 1— 2℃ /100km,垂直稳定度及天气现象也都变化不大 。
（ 一 ） 气团的形成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。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，成为有利于气团形成的环流条件。
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分的增减和分布,并可能引起气团稳定度的变化 。
（ 二 ） 气团的变性气团形成后,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 。
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 。
（ 三 ） 气团的分类为了分析气团的特性,分布,移动规律,常常对地球上的气团进行分类 。 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 5·2） 。 各种气团在地球上的分布见图 5·1。 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 。
2.热力分类法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 。
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,暖气团相交绥的地带 。 该地带冷,
暖空气异常活跃,常常形成广阔的云系和降水天气,有时还出现大风,降温和雷暴等剧烈天气现象 。 因此,锋是温带地区重要的天气系统 。
（ 一 ） 锋的概念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 200— 400km，
甚至更宽些。锋的宽度同气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。
（ 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 5·2，
锋的一侧是冷气团,另一侧是暖气团,由于冷暖气团密度不同,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 。 当锋面保持稳定时,锋面与地平面的交角称锋面倾斜角
（ α ）,其简化的表达式为式中 f为地转参数,g为重力加速度,Δ T=T2-T1
（ T2,T1分别为暖,冷气团气温 ）,Tm=（ T1＋
T2） /2,Δ Vg=Vg1-Vg2（ Vg1,Vg2分别为冷暖气团平行于锋线的风速分量 ） 。 表达式说明锋面坡度角的大小与 Tm成正比 。 而当 Δ T=0,Δ Vg=0，
f=0时,α =90° 和 α =0°,即不会有锋出现 。
表达式中略去了摩擦力和加速度项,因而锋面两侧气流可以看为是地转的,锋面是定常的 。
但实际上,锋面往往是不定常的,这就说明表达式在理论上还是不完善的 。 但是表达式给出了锋面坡度与一些气象要素间的定量关系和锋面坡度的近似数值,仍有一定的实用价值 。
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 5— 10倍,这是锋的又一重要特征 。 这一特征说明锋面是大气斜压性集中带,
是大气位能的积蓄区 。 锋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 5·3。 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 5·1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 5·5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 5·6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,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 5·7,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 5·8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,风向少变或反转,风速显著加大 。
（ 三 ） 锋的类型和天气
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 。
2.锋面天气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。
（ 1） 暖锋天气如图 5·9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
300— 400km,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 5·10。
当暖气团比较稳定,水汽比较充沛时,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
（ 1/40— 1/80）,其天气模式见图 5·11。 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 。 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锋 。 夏季时多一型冷锋,影响范围较小,一般只达黄河流域 。
（ 3） 准静止锋天气同暖锋天气类似,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,,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。
（ 4） 锢囚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的天气特征，
见图 5·11。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,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 。
（ 四 ） 锋生和锋消锋生指锋的生成或加强的过程,锋消指锋的消失或减弱的过程 。 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。
⒈ 水平气流辐合,辐散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，利于锋消。
图 5·12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 。
⒉ 空气垂直运动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（ γ）小于干绝热直减率（ γd）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，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。
⒊ 空气的热量交换锋两侧的冷、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，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。
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，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视 。
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着波状西风气流,由于高空大气满足地转平衡,所以波状流型的波谷对应于低压槽,波峰对应于高压脊 。
这种流型在对流层上,中层表现得十分明显,
而向下层逐渐不清楚 。 西风带的波动大体上分为两类：一是波长比较长的长波；二是叠加在长波上的波长比较短的短波 。 在长波,短波发展演变过程中,有时形成闭合的高压和低压 。
这些长波,短波和闭合高压,低压系统不仅相互联系,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 。
（ 一 ） 大气长波是指波长较长,波幅较大,移动较慢,维持时间较长的波动 。 其波长一般在 5000— 7000km，
因而围绕着中高纬的纬圈可出现 3— 6个长波,
而经常维持着 4— 5个长波 。 长波振幅大多在
10— 20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 3— 5天以上 。 长波在高空图上同等高线的波状型相对应，等温线也呈波形，一般情况下等温线的位相稍稍落后于等高线，具有冷槽、暖脊的温压场结构。槽前是暖平流，槽后是冷平流。槽前对应着大范围辐合上升运动和云雨区，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 。
1.阻塞高压简称阻高,是温压场比较对称的深厚的暖高压。它具有以下特征：①有闭合的高压中心，
并位于 50° N以北。②维持的平均时间为 5— 7天，
有时可达 20天以上。③沿纬向移动每天不超过
7— 8个经度，常呈准静止状态，有时甚至向西倒退。
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。
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 。
2.切断低压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 5·13。
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 2— 3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,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 。
（ 三 ） 极地涡旋简称极涡,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。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。
（ 四 ） 高空低压槽和切变线
1.高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 。
2.切变线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分为三种类型,
见图 5·14。 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 。 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 。 是我国暖季重要的降水天气系统 。
3.低涡又称冷涡，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。
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 2000— 3000km,小者只有 200— 300km。 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 1010— 970hPa,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 1020— 1030hPa,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 。
1.结构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 5·15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 。
2.天气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 5·14） 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水 。
3.发生和发展锋面气旋的发生,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 。
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，
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 5·16）。 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 。
（ 1） 初生 （ 波动 ） 阶段,图 5·17 a,b,c，
高空温压场结构是温度槽落后于高度槽,而且高空槽位于地面气旋中心的后方 。 随着锋面波动的开始和发展,冷空气逐渐向暖空气方向侵袭,暖空气向冷空气方向扩展,在波动前方形成暖锋,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 。 卫星云图上出现与高空槽相对应的逗点云系 。
（ 2） 成熟阶段,图 5·17 d、
e,f,高空温压场波动振幅增大,
温度槽进一步接近高度槽,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 。 卫星云图上云带突出部分更加明显,并在移动方向的一侧边缘处有纤维状卷曲结构,表明高空有辐散气流,气旋在发展 。 气旋后部 （ 箭头处 ） 有凹向中心的曲率,预兆将出现干舌 。
（ 3） 锢囚阶段：图 5·17 g,n,i,高空槽进一步发展,出现闭合中心 。 高空温度槽更移近高度槽,地面图上冷锋较强并与暖锋相遇形成锢囚锋 。 这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 。 卫星云图上,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 。
（ 4） 消亡阶段：图 5·17 j,k,l,高空温压场近于重合,成为一个深厚的冷低压 。 气旋低层被冷空气所占据,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 。 在卫星云图上螺旋状云系消散,成为零乱的对流性云区 。
上述锋面气旋发展阶段是比较典型的情况 。
实际上 有些 气旋 在生成后并未经历全部发展阶段就消亡了,也有的气旋发展到锢囚之后,
又有冷空气加入并未消亡,反而又重新加强起来 。 因而,气旋的发展过程由于条件的差异而有不同 。 锋面气旋的生命史一般是 5天左右 。 活动在北大西洋和欧洲的气旋,锢囚阶段缓慢,
生命史往往超过 5天,而活动在东亚地区的气旋,
波动和成熟阶段较短,生命史大多在 3天左右 。
4.气旋族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 5·18） 。 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 2— 3个 。
一个气旋族经过某一区域的时间平均为 5—
6天,个别可达
10天以上 。
（ 三 ） 温带反气旋温带反气旋是指活动在中,高纬度地区的反气旋 。 一般分为两类：一类是相对稳定的冷性反气旋；另一类是与锋面气旋相伴移动的反气旋,称移动性反气旋 。
1.冷性反气旋和寒潮冷性反气旋发生于极寒冷的中纬度和高纬度地区,如北半球的格陵兰,加拿大,北极,
西伯利亚和蒙古等地,以冬季最多见 。 其势力强大,影响范围广泛,往往给活动地区造成降温,大风和降水,是中,高纬地区冬季最突出的天气过程 。
冷性反气旋出现在近地面层内,由冷空气组成,势力十分强大,中心气压值达 1030—
1040hPa,强时达 1080hPa。 根据静力学原理,
它随高度而减弱,到高空变为冷低区,因而冷高压是一种浅薄天气系统,平均厚度不到 3—
4km,700hPa以上踪迹不清,500hPa以上就完全不存在了 。 冷性反气旋的水平范围很大,直径达数千千米,几乎可以和大陆,海洋的面积相比拟 。
亚洲大陆面积广大，北部地区冬半年气温很低，南部又有青藏高原和东西走向的高大山脉阻挡冷空气南下，因而成为北半球冷性反气旋活动最为频繁、发展最为强大的地区。冷性反气旋在其发展、增强时期常常静止少动，但当高空形势改变时，会受高空气流引导而移动。
当其南移时，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。
我国国家气象局规定,由于冷空气侵袭,使气温在 24h内下降 10℃ 以上,最低气温降至 5℃
以下时,作为发布寒潮警报的标准 。 但从危害性来看,此标准略高,尤其在南方往往最低气温并未下降到 5℃ 以下时,就会对农作物造成很大危害 。 同时,这个规定并未说明气温下降
10℃ 的范围大小 。 因此,国家气象局又对上述标准作了补充规定：长江中下游及其以北地区
48h内降温 10℃ 以上,长江中下游最低气温
≤ 4℃ （ 春秋季改为江淮地区最低气温 ≤ 4℃ ）,
陆上 3个大行政区有 5级以上大风,渤海,黄海,
东海先后有 7级以上大风,作为寒潮警报标准 。
如果上述地区 48h内降温达 14℃ 以上,其余同上,
则为强寒潮警报标准 。 根据以上标准统计,我国 1951— 1976年寒潮共有 138次,平均每年 5次左右,各月分配见表 5·3。
表 5·3说明寒潮主要出现在 11— 4月间,秋末,
冬初及冬末,春初较多,隆冬反而较少,这主要是寒潮定义只考虑降温幅度的缘故 。 春,秋季正是大型平均环流调整期间,冷暖空气更替频繁,因而冷空气活动次数较多,而冬季冷空气在我国大部分地区居于绝对优势地位,天气形势稳定,冷空气活动相对减少 。 夏季冷空气退居高纬度,我国很少受其侵袭 。 寒潮各年出现的次数不等,以我国为例,1965— 1966、
1968— 1969年均各 10次,而 1974— 1975年则仅有
1次,1970— 1971,1972— 1973年也只有 2次 。
60年代后期平均每年 7次,而 70年代初期平均每年只有 3次,相差很多 。
寒潮天气过程表现为由纬向环流转变为经向环流形势的调整,这种环流形势的调整是冷空气积聚,冷却和大举南下的背景条件 。 侵入我国的寒潮,虽然源地,侵入时流场不同,但是绝大多数寒潮天气过程是由经向环流发展而来 。 图 5·19是寒潮形成的高空和地面环流形势图 。
寒潮南下侵入我国时,其前缘有一条冷锋作为前导,锋后气压梯度很大,造成大风天气,
伴随着大风而来的是温度的骤降,常达 10℃ 以上,降温还可引起霜冻,结冰 。 降水主要产生在寒潮冷锋附近,在我国淮河以北,由于空气比较干燥,很少降水,移到淮河以南后,暖空气比较活跃,含有水分增多,大多能形成雨雪 。
2.移动性反气旋是形成于高空锋区下方与锋面气旋相伴出现的水平范围较小,强度不大的反气旋 。 它随同锋面气旋一起自西向东移动 。 当出现气旋族时,
它位于两个气旋之间,又称居间反气旋 。 移动反气旋的天气是：其东部 （ 前部 ） 具有冷锋天气特征,西部 （ 后部 ） 具有暖锋天气特征,中心区附近天气晴朗,风力不大 。 移动性反气旋当其发展强大时可转变成强大的冷性反气旋 。
无论是冷性反气旋或移动性反气旋,当其向低纬移动后,冷气团变性增暖,强度减弱,最后前缘锋面消失,并入副热带高压 。
第三节 低纬度天气系统一,副热带高压在南,北半球副热带地区,经常维持着沿纬圈分布的高压带,称副热带高压带 。 副热带高压带受海陆沿纬圈分布的影响,常断裂成若干个高压单体,称副热带高压,简称副高 。 副高呈椭圆形,长轴大致同纬圈平行,是暖性动力系统 。 它主要位于大洋上,常年存在,在北半球主要分布在北太平洋西部,北太平洋东部,
北大西洋中部,北大西洋西部墨西哥湾和北非等地 。 南半球分布在南太平洋,南大西洋和南印度洋等 。 此外,夏季大陆高原上空出现的青藏高压和墨西哥高压,也属副热带高压 。 这些高压并不是同时都很明显,而是有强,有弱,有分有合 。 由于副高占据广大空间,稳定少动成为副热带地区最重要的大型天气系统 。 它的维持和活动对低纬度地区与中高纬度地区之间的水汽,热量,能量,动量的输送和平衡起着重要的作用,对低纬度环流和天气变化具有重大影响 。
（一）结构和天气
1.结构副高处于低纬环流和中纬环流的汇合带，是由于对流层中上层气流辐合、聚积形成。副高结构比较复杂，在不同高度以及不同季节、不同地区有所不同。从垂直剖面看,600— 100hPa
层以质量辐合为主，尤以 200hPa附近质量辐合最突出。 600hPa层以下质量辐散占优势，整层空气质量辐合大于辐散，有净质量堆积。
在对流层的中、下层，副高的强度是随高度升高而增强的，高压的中心位置随高度向暖区偏移，因而高压中心与高温中心并不完全重合，高压脊线也不垂直。夏季时，陆地增温显著，下层暖中心便移向高压脊线的陆地一侧
（在北半球是北侧），冬季时，陆地冷却明显，
暖中心便移到高压脊线的南侧。到对流层中、
上层（ 500hPa以上），地表海陆热力差异的影响已大为减弱，高压中心与暖中心基本重合，
高压脊线也大体垂直。副高的强度和规模随季节而有变化。夏季时北半球副高的强度、范围迅速增大，盛夏时增至最强，范围几乎占北半球的 1/5— 1/4。冬季时，北半球副高强度减弱，
范围缩小，位置南移、东退。南半球副高的季节变化状况与北半球相反。
副高区内的温度水平梯度一般都比较小，而高压边缘由于同周围系统相交绥，温度梯度明显增大，尤其北部和西北部更大。这种温度梯度分布特点造成了副高脊线附近气压梯度小、
水平风速小，而南北两侧气压梯度增大、水平风速增大的现象。
副高范围内盛行下沉气流，因而在低层普遍形成逆温层，尤其高压东部逆温层较厚、较低。
逆温层阻挡着对流运动的发展和水分垂直输送，
导致逆温层以下空气潮湿，相对湿度达 80％以上；而逆温层以上空气干燥，相对湿度在 50％
以下。
2.天气副高内的天气，由于盛行下沉气流，以晴朗、少云、微风、炎热为主。高压的北、西北部边缘因与西风带天气系统（锋面、气旋、低槽）相交绥，气流上升运动强烈，水汽比较丰富，因而多阴雨天气。高压南侧是东风气流，
晴朗少云，低层潮湿、闷热，但当热带气旋、
东风波等热带天气系统活动时，也可能产生大范围暴雨和中小尺度雷阵雨及大风天气。高压东部受北来冷气流的影响，形成较厚逆温层，
产生少云、干燥、多雾天气，长期受其控制的地区，久旱无雨，出现干旱，甚至变成沙漠气候。
（二）西太平洋副高
1.西太平洋副高的活动太平洋副高多呈东西扁长形状，中心有时只有 1个，有时有数个。夏季时一般分裂为东、
西两个大单体，位于西太平洋的称西太平洋高压，位于东太平洋的称东太平洋高压。西太平洋高压除在盛夏时偶呈南北狭长形状外，一般呈东西向的椭圆形。
西太平洋副高的活动位置有多年变化。据分析,1880— 1890年间，副高中心偏向平均位置的东南； 1890— 1920年偏向西北； 1920—
1930年又偏向东南。这种中心位置的变动必然会引起东亚甚至全球性气候振动。
西太平洋副高的季节性活动具有明显的规律性。冬季位置最南，夏季最北，从冬到夏向北偏西移动，强度增大；自夏至冬则向南偏东移动，强度减弱。图 5·20给出了 500hPa等压面上西太平洋副高脊多年平均位置。冬季，副高脊线位于 15° N附近。随着季节转暖，脊线缓慢地向北移动。大约到 6月中旬，脊线出现第一次北跳过程，越过 20° N，在 20° — 25° N间徘徊。 7月中旬出现第二次跳跃，脊线迅速跳过
25° N，以后摆动于 25— 30° N之间，约在 7月底至 8月初，脊线跨过 30° N到达最北位置。 9
月以后随着西太平洋副高势力的减弱，脊线开始自北向南迅速撤退,9月上旬脊线第一次回跳到 25° N附近,10月上旬再次跳到 20° N以南地区，从此结束了一年为周期的季节性南北移动。
副高的季节性南北移动并不是匀速进行的，而表现出稳定少动、缓慢移动和跳跃三种形式，
而且在北进过程中有暂时南退，在南退过程中有短暂北进的南北振荡现象。同时，北进过程持续的时间较久、移动速度较缓，而南退过程经历时间较短、移动速度较快。上述西太平洋副高季节性变动的一般规律，在个别年份可能有明显出入，而且这种移动特征在大西洋、亚洲大陆、北非大陆、北美大陆上的副高也同样存在，表明是全球性现象，是太阳辐射季节变化和副高强度的纬向不均匀分布以及随时间非均速变化的反映。
西太平洋副高还有非季节性的中短期变动，
主要表现为半个月左右的副高偏强或偏弱趋势及一周左右的副高西伸东退、北进南缩的周期变化。非季节性中、短期变动大多是受副高周围天气系统活动影响而引起的，例如夏季青藏高压、华北高压东移并入西太平洋副高时，副高产生西伸，甚至北跳，而当热带风暴或台风移至西太平洋副高的西南边缘时，副高随之东退，
热带风暴沿副高西缘北移时，副高继续东退，
当风暴越过高压脊线进入西风带时，副高又开始西伸。此外，西风带的小槽小脊、长波槽、
脊都对副高变动有不同程度的影响，同时副高又对周围天气系统有明显影响，彼此相互联系、
相互制约。
2.西太平洋副高对我国天气的影响西太平洋副高是对我国夏季天气影响最大的一个天气系统。在它控制下将产生干旱、炎热、无风天气。它还通过与周围天气系统相互作用形成其它类型天气。因而，西太平洋副高的位置,强度的变化对我国（主要是东部）的雨季、旱涝以及台风路径等产生重大影响。西太平洋副高是向我国输送水汽的重要天气系统。
我国夏季降水的水汽来源，虽然主要是依靠西南气流从孟加拉湾、印度洋输送来，但西太平洋副高的位置和强度关系着东南季风从太平洋向大陆输送水汽的路径和数量，而且还影响着西南气流输送水汽的状况。同时，西太平洋副高北侧是北上暖湿气流与中纬度南下冷气流相交绥的地带，气旋和锋面系统活动频繁，常常形成大范围阴雨和暴雨天气，成为我国东部地区的重要降水带。通常该降水带位于西太平洋副高脊线以北 5— 8个纬距，并随副高作季节性移动。平均而言，每年 2— 5月，主要雨带位于华南； 6月份雨带位于长江中下游和淮河流域，
使江淮一带进入梅雨期； 7月中旬雨带移到黄河流域，而江淮流域处于高压控制下，进入伏旱期，天气酷热、少雨，如果副高强大；控制时间长久，将造成严重干旱。副高南侧为东风带，
常有东风波、热带风暴甚至台风活动，产生大量降水，因此 7月中旬后，华南又出现一次雨期。
从 7月下旬到 8月初，主要雨带移至华北、东北地带。从 9月上旬起副高脊线开始南撤，降水带也随之南移。
上述情况仅是西太平洋副高活动对我国东部地区天气影响的一般规律。实际上西太平洋副高的季节性南北移动经常出现异常，往往造成一些地区干旱而另一些地区洪涝。例如 1956年，
西太平洋副高压脊第一次北跳偏早，第二次北跳又偏晚，结果梅雨期较长，致长江中下游雨量过多。 1954年副高持久地稳定在 20° — 25° N
间，长江流域梅雨持续时间长达 40天之久，造成江淮流域几十年罕见的大水。 1958年副高脊线第一次北跳偏晚，第二次北跳偏早，形成了这一年的空梅，造成江淮流域干旱。 1959—
1961年梅雨期都很短，结果长江中下游地区连续几年（ 1958— 1961年）严重干旱（表 5·4）。
（三）青藏高压又称南亚高压，是暖季出现在亚洲大陆南部青藏高原上空对流层顶部的大型暖高压系统。
它主要是由于高原的加热作用形成的，因而其结构、性质和形成过程都与海洋上的副热带高压有很大差异。它在 500hPa以下是热低压，在
500hPa以上的高空才表现为高压，而且越向高空高压强度越大，到 200— 100hPa高度强度最大，
成为北半球上空强大的高压体。其中心区有上升气流，多对流活动，是我国夏季雷暴发生最多的地区。青藏高压的水平尺度达万千米以上，
属超长波系统。高压中心常作东西向摆动，当其向东摆动并与西太平洋副高压脊叠加时，可使西大平洋副高加强，导致其西伸或北跳。北半球海洋上副热带高压的强度之所以夏季强于冬季是同青藏高压的存在及其作用有密切关系。
青藏高压的中心位置和它在我国东部的脊线位置对长江中、下游梅雨异常也有影响。
墨西哥高压是形成于美洲大陆南部高原上空的暖性高压，其形成、结构、特性与青藏高压相类似。
二,热带天气系统气象上的热带是指南,北半球副热带高压脊线之间的地带 。 由于副热带高压脊线随季节有南北移动,因而热带的边缘位置和范围也有季节性变动,通常把南,北纬 30° 以内的地区称为热带,这一地区约占全球面积的一半,绝大部分是海洋,是地球上热量的净得区,大气低层经常处于高温,高湿和条件不稳定状态 。
同时,热带地区又是气流辐合,上升带 。 这样的热力和动力条件有利于对流云系旺盛发展和对流云系聚集成巨大云团 。 是强烈天气系统发生,活动的背景和条件 。
（ 一 ） 热带辐合带热带辐合带是南,北半球信风气流汇合形成的狭窄气流辐合带,又称赤道辐合带 。 由于辐合带区的气压值比附近地区低,曾称赤道槽 。
热带辐合带环绕地球呈不连续带状分布,是热带地区重要的大型天气系统之一,其生消,强弱,移动和变化,对热带地区长,中,短期天气变化影响极大 。
热带辐合带按其气流辐合的特性分为两种类型：一种是在北半球夏季,由东北信风与赤道西风相遇形成的气流辐合带,因为这种辐合带活动于季风区,称季风辐合带；另一种是南,
北半球信风直接交汇形成的辐合带,称信风辐合带,见图 5·21。
热带辐合带的位置随季节而有南北移动,但在各地区移动的幅度并不相等 。 主要活动于东太平洋,大西洋和西非的信风辐合带,移动幅度较小,而且一年中大部分时间位于北半球；
而活动在东非,亚洲,澳大利亚的季风辐合带,
季节位移较大,冬季位于南半球,夏季又移至北半球,而且有的年代 10月份南,北半球各出现一个季风辐合带 （ 双重热带辐合带 ）,这种季节变化是同活动地区的海陆分布和地形特征密切相关的 。
热带辐合带一般只存在于对流层的中,下层 。
季风辐合带的轴线随高度向南或西南倾斜,这是因为赤道西风带在大多数情况下出现在
500hPa层以下的缘故 。 而位于海洋上的信风辐合带,由于相交汇的两支气流之间几乎没有温度和湿度的差异,以及临近赤道带地转作用的消失,结果辐合带在不同高度上几乎是重合的 。
热带辐合带,特别是季风辐合带是低纬度地区水汽,热量最集中的区域,其月平均降水量达 300— 400mm。 水汽凝结释放的大量潜热成为最重要的热源 。 而热带辐合带被加热之后又激发对流云,热带气旋等热带天气系统的产生 。
在卫星云图上,季风辐合带常表现为一条绵延数千千米的东西向的,由离散云团组成的巨大云带 。
（ 二 ） 东风波是副高南侧 （ 北半球 ） 深厚东风气流受扰动而产生的波动 。 波动的波长一般 1000—
1500km,长者达 4 000— 5 000km,伸展的高度一般为 6— 7km,有的达对流层顶 。 最大强度出现在 700— 500hPa之间 。 周期 3— 7天 。 移速约
20— 25km/h。
东风波一般表现为东北风与东南风间的切变 。 其结构因地区而有不同 。 在西大西洋加勒比海地区,东风波呈倒 V形模式,波轴随高度向东倾斜,槽前吹东北风,槽后吹东南风,槽前为辐散下沉气流区,湿层较薄,只生成一些小块积云或晴朗无云,槽后为辐合上升气流区,
有大量水汽向上输送,湿层较厚,形成云雨 。
这种模式的形成是因为这里对流层中低层的偏东风风速是随高度减小的 。
西太平洋东风波大多产生于西太平洋东部地区,平均波长约 2 000km,移速约 25— 30km/h。
由于西太平洋东部地区的低空为东风,高空常为西风,以致东风波波轴向东倾斜,云雨天气发生在槽后气流辐合上升区 。 当东风波移到西太平洋西部和南海地区时,因为低层经常有赤道西风,5km以上才是东风,因而东风波向上可伸到对流层中上层,在 400— 200hPa间最清楚,而且东风波风速随高度增大,其波轴逐渐变为向西倾斜,结果槽前气流辐合上升,湿层厚,多云雨天气,槽后气流辐散下沉,湿层浅,多晴好天气 。 西太平洋西部的东风波往往影响到我国华南,长江中下游和东亚地区,带来大雨和大风天气,发展较强的东风波可能出现闭合环流,使气压降低,中心风力增大和降水加强 。
东风波在适当条件下还可以发展成热带气旋 。
（ 三 ） 热带云团从卫星云图上发现,热带地区存在着大量深厚的由对流云组成的直径在 100— 1000km范围内的云区,称为云团 。 在天气图上很难分析出与云团相对应的天气系统,但东风波,热带气旋等天气系统大多是在云团基础上发展起来的 。
云团经过地区常常发生大风和暴雨 。
云团根据其尺度,产生的地区分为三种类型：
① 季风云团,因同西南季风活动相联系而得名,
是地球上规模最大的云团 。 其南北宽达 10个纬距,东西长 20— 40个纬距,主要发生在热带的印度洋和东南亚地带 。 冬季时云团位于
5° — 10° N,6月中旬开始随季风向北推进,8
月份进到 20° — 30° N。 云团中常产生季风低压,
有时可发展成孟加拉湾风暴,形成特大暴雨 。
② 普通云团,常发生在海洋上的热带辐合带中,
尺度在 4个纬距以上,常常是热带气旋,东风波等天气系统最初始的胚胎 。 这种云团对我国华南,华东等沿海地区有较大影响,能形成暴雨天气 。 ③ 小尺度云团 （ 爆玉米花状云团 ）,是由一些水平尺度为 50× 50km的积雨云群组成,
而每个积雨云群又由约 10个积雨云单体组成,
多发生在南美大陆的热带地区和我国西藏南部地区,有明显的日变化 。
云团是由尺度 10— 100km,生命期数小时到一天的中对流云系和尺度 4— 10km,生命期
30min到数小时的小对流云系组成 。 中,小对流云系在随盛行风移动过程中,常常在上风侧形成,到下风侧消亡,不断新陈代谢,但在温度较高的海面上常保持不动,有时还发生云系积聚,出现暴雨 。
（ 四 ） 热带气旋热带气旋是形成于热带海洋上、具有暖心结构、强烈的气旋性涡旋。它来临时往往带来狂风、暴雨和惊涛骇浪，具有很大的破坏力，
威胁着人民生命、财产安全，是一种灾害性天气。同时，热带气旋也带来充沛雨水，有利于缓和或解除盛夏旱象，是热带地区最重要的天气系统。
1.分类热带气旋的强度有很大差异 。 据此,国际规定热带气旋名称和等级标准为：
（ 1） 台风 （ 飓风 ）,地面中心附近最大风速
≥ 32.6m/s（ 即风力 12级以上 ） 。
（ 2） 热带风暴：地面中心附近最大风速
17.2— 32.6m/s（ 即风力 8— 11级 ） 。 其中地面中心附近最大风速 24.5— 32.6m/s（ 风力 10— 11
级 ） 者,称强热带风暴 。
（ 3） 热带低压：地面中心附近最大风速
10.8— 17.1m/s（ 风力 6— 7级 ） 。
我国从 1989年起采用国际规定 。 此前我国气象部门曾规定热带气旋中地面中心附近最大风速 17.2— 32.6m/s（ 即风力 8— 11级 ） 称台风；
最大风速 ≥ 32.6m/s（ 风力 12级以上 ） 称强台风；
最大风速 10.8— 17.1m/s（ 风力 6— 7级 ） 称热带低压 。
为了更好地识别和追踪风力强大的热带风暴和台风，常对其进行命名或编号。我国气象部门规定，凡出现在东经 150° 以西，赤道以北的热带风暴和台风，按每年出现顺序进行编号。
例如,9306热带风暴,9304强热带风暴,9302
台风，表示 1993年出现在东经 150° 以西的第 6
号热带风暴、第 4号强热带风暴、第 2号台风。
2.台风台风的范围通常以其最外围闭合等压线的直径度量,大多数台风范围在 600－ 1000km,最大的达 2 000km,最小的仅 100km左右 。 台风环流伸展的高度可达 12— 16km,台风强度以近台风中心地面最大平均风速和台风中心海平面最低气压值来确定 。 大多数台风的风速在 32— 50m/s，
大者达 110m/s,甚至更大 。 台风中心气压值一般为 950hPa,低者达 920hPa,有的仅 870hPa。
台风大多数发生在南,北纬 5° — 20° 的海水温度较高的洋面上,主要发生在 8个海区 （ 图
5·22）,即北半球的北太平洋西部和东部,北大西洋西部,孟加拉湾和阿拉伯海 5个海区,南半球的南太平洋西部,南印度洋西部和东部 3个海区 。 每年发生的台风 （ 包括热带风暴 ） 总数约 80次,其中半数以上发生在北太平洋 （ 约占
55％ ）,北半球占总数的 73％,南半球仅占 27
％ 。 南大西洋和南太平洋东部没有台风发生 。
北半球台风 （ 除孟加拉湾和阿拉伯海以外 ）
主要发生在海温比较高的 7— 10月,南半球发生在高温的 1— 3月,其它季节显著减少 （ 表 5·7） 。
（ 1） 结构,台风是一个强大而深厚的气旋性涡旋,发展成熟的台风,其低层按辐合气流速度大小分为三个区域,① 外圈,又称大风区,
自台风边缘到涡旋区外缘,半径约 200— 300km，
其主要特点是风速向中心急增,风力可达 6级以上 。 ② 中圈,又称涡旋区,从大风区边缘到
② 上升气流层,台风眼壁，半径约 100km，是台风中对流和风、雨最强烈区域，破坏力最大。
③内圈，又称台风眼区，半径约 5— 30km。多呈圆形，风速迅速减小或静风。
台风流场的垂直分布，大致分为三层：①
低层流入层，从地面到 3km，气流强烈向中心辐合，最强的流入层出现在 1km以下的行星边界层内。由于地转偏向力作用，内流气流呈气旋式旋转，而且在向内流入过程中愈接近台风中心，旋转半径愈短，等压线曲率愈大，惯性离心力也相应增大。结果在地转偏向力和惯性离心力作用下，内流气流并不能到达台风中心，
而在台风眼壁附近强烈螺旋上升。 ②上升气流层，从 3km到 10km左右，气流主要沿切线方向环绕台风眼壁上升，上升速度在 700— 300hPa
之间达到最大。③高空流出层，大约从 10km到对流层顶（ 12— 16km），气流在上升过程中释放大量潜热，致台风中部气温高于周围，台风中的水平气压梯度力便随着高度而逐渐减小，
当达到某一高度（约 10— 12km）时，水平梯度力小于惯性离心力和水平地转偏向力的合力时，
便出现向四周外流的气流。空气的外流量同低层的流入量大体相当，否则台风会加强或减弱。
台风各个等压面上的温度场是近于圆形的暖中心结构 。 由图 5·23可见,台风低层温度水平分布是自外围向眼区逐渐增高的,但温度梯度很小 。
这种水平温度场结构随着高度逐渐明显,这是眼壁外侧雨区释放凝结潜热和眼区空气下沉增温的共同结果 。
（ 2） 天气,依据台风卫星云图和雷达回波,
发展成熟的台风云系 （ 图 5·24）,由外向内有：
① 外螺旋云带,由层积云或浓积云组成,以较小角度旋向台风内部 。 云带常常被高空风吹散成,飞云,。 ② 内螺旋云带,由数条积雨云或浓积云组成,直接卷入台风内部,并有降水形成 。
③ 云墙,由高耸的积雨云组成的围绕台风中心的同心圆状云带 。 云顶高度可达 12km以上,好似一堵高耸云墙,形成狂风,暴雨等恶劣天气 。
④ 眼区,气流下沉,晴朗无云天气 。 如果低层水汽充沛,逆温层以下也可能产生一些层积云和积云,但垂直发展不盛,云隙较多,一般无降水 。
（ 3） 形成和消亡,台风形成及发展机制,至今尚无完善的结论 。 大多数学者认为台风是由热带弱小扰动发展起来的 。 当弱小的热带气旋性系统在高温洋面上空产生或由外区移来时,因摩擦作用使气流产生向弱气旋内部流动的分量,
把洋面上高温,高湿空气辐合到气旋中心,并随上升运动输送到中,上部凝结,释放潜热,
加热气旋中心上空的气柱,形成暖心 。 暖心的反馈作用又使空气变轻,地面气压下降,气旋性环流加强 。 环流加强进一步使摩擦辐合量加大,向上输送的水汽增多,继续促使对流层中上部加热,地面气压继续下降,如此反复循环,
直至增强成台风 。 由上可见,台风形成和发展的重要机制是台风暖心的形成,而暖心的形成,
维持和发展需要有合适的环境条件以及产生热带扰动的流场,这两者既是相互关联的,又是缺一不可的 。 一般认为台风形成的合适环境条件和流场是：
①广阔的高温洋面,台风是一种十分猛烈的天气系统，具有相当大的能量，这些能量主要由大量水汽凝结、释放的潜热转化而来，而潜热释放又是大气层结不稳定发展的结果。所以大气层结不稳定就成为台风形成、发展的重要前提条件。而对流层低层大气层结不稳定程度主要取决于大气层中温度、湿度的垂直分布。
大气低层温度愈高、湿度愈大，大气层结不稳定程度愈强。因而广阔的高温洋面就成为台风形成、发展的必要条件。据统计，海温低于
26.5℃ 的洋面，一般不会有台风发生，而海温高于 29° — 30℃ 的洋面则极易发生台风。北太平洋西部的低纬洋面暖季（ 7— 10月）海温可达
30℃ 以上，水汽又充沛，成为全球台风发生最多的区域。
② 合适的地转参数值,热带初始扰动的发展,
壮大,需要依靠一定的地转偏向力的作用,才能不断地使辐合气流逐渐变为气旋性旋转的水平涡旋,使气旋性环流加强 。 否则,若无地转偏向力或地转偏向力过小,达不到一定数值时,
水平辐合气流可径直到达低压中心,发生空气堆积,中心填塞,致使气旋性涡旋减弱或不能形成 。 据计算,只有在距赤道 5个纬距以外的地区,f值才达到一定数值,利于台风形成 。 事实上,大多数台风发生在纬度 5— 20度之间 。
③气流铅直切变要小,为使潜热聚积在同一铅直气柱中而不被扩散出去，基本气流的铅直切变要小。否则高、低空风速相差过大或风向相反，潜热会迅速平流出去，而不利于暖心形成和维持，因而也不利于发展成台风。据统计,台风多形成于 200hPa和 850hPa等压面间,风速差小于 10m/s的地区 。 西太平洋风速垂直切变一年都很小,夏季更小,因而台风发生多 。 印度洋北部的孟加拉湾和阿拉伯海地区,盛夏时低层是西南季风,高层是青藏高压南侧的强东风急流,铅直风速切变很大,台风发生的可能性很小,而春,秋季时铅直风速切变变小,台风发生较多 。
④ 合适的流场：大气中积蓄的大量不稳定能量能否释放出未转化为台风的动能,是同有利流场的起动和诱导关系甚大 。 卫星云图资料表明,台风发生之前都有一个扰动系统存在,
并由扰动发展、演变成台风。这是因为大气低层扰动中有较强的辐合流场，高空有辐散流场，
利于潜热释放，尤其当高空辐散流场强于低空辐合流场时，低空扰动就得以加强，逐渐发展成台风。热带辐合带、东风波都是气流辐合系统，极易产生弱涡旋，成为台风形成、发展的有利流场。
从全球来看,台风生成有一定的地区性和季节性 。
台风的消亡条件主要是高温,高湿空气不能继续供给,低空辐合,高空辐散流场不能维持以及风速铅直切变增大等 。 造成这些条件的途径一般有两个：一是台风登陆后，高温、高湿空气得不到源源补充，失去了维持强烈对流所需能源。同时低层摩擦加强，内流气流加强，
台风中心被逐渐填塞、减弱以至消失。二是台风移到温带后，有冷空气侵入，破坏了台风的暖心结构，变性为温带气旋。
（ 4） 移动和路径台风移动的方向和速度取决于作用于台风的动力 。 动力分内力和外力两种 。 内力是台风范围内因南北纬度差距所造成的地转偏向力差异引起的向北和向西的合力,台风范围愈大,
风速愈强,内力愈大 。 外力是台风外围环境流场对台风涡旋的作用力,即北半球副热带高压南侧基本气流东风带的引导力 。 内力主要在台风初生成时起作用,外力则是操纵台风移动的主导作用力,因而台风基本上自东向西移动 。 由于副高的形状,位置,强度变化以及其它因素的影响,致台风移动路径并非规律一致而变得多种多样 。 以北太平洋西部地区台风移动路径为例,其移动路径大体有三条
（ 见图 5·25） 。
① 西移路径,当北太平洋高压脊呈东西走向,
而且强大,稳定时,或北太平洋副高不断增强西伸时,台风从菲律宾以东洋面向西移动,经过南海在我国海南岛或越南一带登陆 。
② 西北路径,当北太平洋高压脊线呈西北 -
东南走向时,台风从菲律宾以东洋面向西北方向移动,穿过硫球群岛,在我国江浙或横穿台湾海峡在浙,闽一带登陆 。 这条路径对我国影响范围较大,尤其华东地区 。
③ 转向路径,北太平洋副高东退海上时,台风从菲律宾以东海区向西北方向移动,然后转向东北方向移去,路径呈抛物线型 。 对我国东部沿海地区及日本影响较大 。
此外,有的台风在移动过程中有左右摆动或打转等特殊路径 。 显然这同当时的环流形势有关 。
台风移动的速度平均 20— 30km/h。 当发生转向时速度有所减缓,转向以后又有所增快 。
第四节 对流性天气系统在暖季,当大气层结处于不稳定状态,空中有充沛水汽,并有足够对流冲击力的条件下,
大气中对流运动得到强劲发展,其所形成的天气系统称对流性天气系统,如雷暴,龙卷,飑线,冰雹等 。 这些天气系统不仅尺度小,生命期短,而且气象要素水平梯度很大,天气现象剧烈,具有很大破坏力,往往是一种灾害性天气系统 。
一,雷暴雷暴是由旺盛积雨云所引起的伴有闪电,雷鸣和强阵雨的局地风暴 。 没有降水的闪电,雷鸣现象,称干雷暴 。 雷暴过境时,气象要素和天气现象会发生剧烈变化,如气压猛升,风向急转,风速大增,气温突降,随后倾盆大雨 。
强烈的雷暴甚至带来冰雹,龙卷等严重灾害 。
通常把只伴有阵雨的雷暴称一般雷暴,把伴有暴雨,大风,冰雹,龙卷等严重灾害性天气现象之一者,称强雷暴 。 两者都是由发展强烈的积雨云形成的,这类积雨云称雷暴云 。 一次雷暴过程并不只是一块雷暴云,而往往是由几个或更多个处于不同发展阶段的雷暴单体所组成 。 这些雷暴单体虽然处于同一个雷暴云中,
而每个单体都具有独立的云内环流,都经历发展阶段 （ 云中贯穿上升气流 ）,成熟阶段 （ 云中出现降水以及降水拖曳的下沉气流 ） 和消散阶段 （ 云中为下沉气流 ）,并处于不断新生和消失的新陈代谢过程中 。
雷暴活动具有一定的地区性和季节性 。 据统计,低纬度雷暴出现的次数多于中纬度,中纬度又多于高纬度 。 这是由于低纬度终年高温,
多雨,空气处于暖湿不稳定状态,容易形成雷暴 。 中纬度夏半年,近地层大气增温,增湿,
大气层结不稳定度增大,同时经常有天气系统活动,雷暴次数也较多 。 高纬度气温低,湿度小,大气比较稳定,雷暴很少出现 。 就同纬度来说,雷暴出现次数,一般是山地多于平原,
内陆多于沿海 。 一年中雷暴出现最多的是夏季,
春秋次之,冬季除暖湿地区外,极少出现 。
雷暴移动受地理条件影响很大 。 在山区受山地阻挡,雷暴常沿山脉移动,如果山地不高,
发展强盛的雷暴可越山而过 。 在海岸,江河,
湖泊地区,白天因水面温度较低,常有局部下沉气流产生,致使雷暴强度减弱甚至消失,而一些较弱雷暴往往不能越过水面而沿岸移动,
但在夜间,雷暴可能增强 。
二,飑线飑线是带状雷暴群所构成的风向,风速突变的狭窄的强对流天气带 。 飑线过境时,风向突变,风速急增,气压骤升,气温剧降,同时伴有雷暴,暴雨,甚至冰雹,龙卷等天气现象 。
因而飑线是一种很具破坏力的严重灾害性天气 。
飑线的水平范围很小,长度由几十千米到几百千米,一般为 150— 300km。 宽度从半千米到几千米,最宽几十千米 。 垂直范围只有 3km左右 。 维持时间多为 4— 10h,短的只有几十分钟
（ 图 5·26） 。
飑线同积雨云集合体相伴出现,是在气团内有深厚不稳定层,低层有丰富水汽,以及有引起不稳定能量释放的触发机制的条件下产生的,大多发生在暖湿的热带气团内 。 同时还同一定的天气形势相关,例如高空槽后,冷锋前常有飑线出现 。 雷暴高压前缘下沉的强冷空气与其前方暖湿气流间的强辐合带上也可形成飑线 。
三,龙卷龙卷是自积雨云底部伸出来的漏斗状的涡旋云柱 。 龙卷伸展到地面时引起的强烈旋风,称龙卷风 。 龙卷有时悬挂在空中,有时伸延到地面 。 出现在陆地上的,称陆龙卷,出现在海面上的,称海龙卷 。
龙卷的水平尺度很小,近地层直径一般几米到几百米,空中直径可达 3— 4km,甚至 10km。
垂直范围在 3— 15km间 。 生存时间几分钟到几十分钟 。
龙卷是一种强烈旋转的小涡旋,中心气压很低,一般比同高度四周低几十百帕 。 强龙卷中心附近的地面气压可降至 400hPa以下,极端情况可达 200hPa。 由于中心气压很低,气压梯度极大,引发出强大风速和上升速度 。 据估计,
龙卷中心附近的风速达几十到一百米 /秒,极端情况可达 150m/s以上,最大上升速度达几十米至上百米 /秒 。 中心气压急剧降低造成了水汽迅速凝结,形成漏斗状云柱 。 这种极强的上升和水平气流具有巨大破坏力,能摧毁建筑物并能将上千,上万吨重物卷入空中 。 龙卷中心附近有下沉气流,自中心向外是强盛的上升气流,
组成漏斗状云体,其外围被水或尘土所包围 。
漏斗状云体轴一般是垂直的,当有垂直风切变时,也可能倾斜或折曲 。 龙卷通常单个出现,也有时成对出现 。 而成对龙卷的旋转方向往往相反,一个是气旋式,
另一个是反气旋式
（ 图 5·27） 。
从世界范围看,龙卷主要发生在中纬度
（ 20° — 50° ） 地区 。 美国是龙卷出现最多的国家,平均每年出现 500次左右 。 澳大利亚,日本次之 。 我国也有出现,主要在华南,华东一带 。 以春季,夏初为多 。
龙卷生成在很强的热力不稳定性大气中，
其生成机制仍没有完善的解释。一种说法认为龙卷生成与积雨云中强烈升降气流有关。另一种说法认为龙卷形成在两条飑线的交点上。
