PAGEPAGE19第五章天氣系統(tǒng)天氣系統(tǒng)通常是指引起天氣變化和分布的高壓、低壓和高壓脊、低壓槽等具有典型特征的大氣運動系統(tǒng)。各種天氣系統(tǒng)都具有一定的空間尺度和時間尺度。許多天氣系統(tǒng)的組合，構(gòu)成大范圍的天氣形勢，構(gòu)成半球甚至全球的大氣環(huán)流。認(rèn)識和掌握天氣系統(tǒng)的形成、結(jié)構(gòu)、運動變化規(guī)律以及同地理環(huán)境間的相互關(guān)系，對于了解天氣、氣候的形成、特征、變化和預(yù)測地理環(huán)境的演變都是十分重要的。第一節(jié)氣團和鋒大氣的物理屬性和大氣的運動過程決定著天氣現(xiàn)象的形成和天氣變化。地球表面十分遼闊，地表性質(zhì)錯綜復(fù)雜，在地表運動著的大氣具有多種多樣的物理屬性。但從全球來看，在一定范圍內(nèi)存在著水平方向上物理屬性相對均勻的大塊空氣和物理屬性很不均勻的狹窄空氣帶。

一、氣團氣象要素（主要指溫度、濕度和大氣靜力穩(wěn)定度）在水平分布上比較均勻的大范圍空氣團。其水平范圍從幾百千米到幾千千米，垂直范圍可達(dá)幾千米到十幾千米。同一氣團內(nèi)的溫度水平梯度一般小于1—2℃/100km，垂直穩(wěn)定度及天氣現(xiàn)象也都變化不大。1、氣團的形成。氣團形成的源地需要兩個條件：一是范圍廣闊、地表性質(zhì)比較均勻的下墊面。在冰雪覆蓋的地區(qū)形成冷而干的氣團；在水汽充沛的熱帶海洋上形成暖而濕的氣團；在沙漠或干燥大陸上形成干而熱的氣團。二是有一個能使空氣物理屬性在水平方向均勻化的環(huán)流場。比如緩行的高壓系統(tǒng)，在其控制下不僅能使空氣有充足時間同下墊面進行熱量和水分交換，以獲得下墊面屬性，而且高壓中的低空輻散流場利于空氣溫度、濕度的水平梯度減小，趨于均勻化，成為有利于氣團形成的環(huán)流條件。在具備了上述兩個條件下，通過大氣中各種尺度的湍流、大范圍系統(tǒng)性垂直運動以及蒸發(fā)、凝結(jié)和輻射等動力、熱力過程而與地表間進行水汽和熱量交換，并經(jīng)過足夠長的時間來獲得下墊面的屬性影響，從而形成氣團。2、氣團的變性。氣團原有物理屬性的改變過程稱為氣團變性。氣團形成后，隨著環(huán)流條件的變化，由源地移行到另一新的地區(qū)時，由于下墊面性質(zhì)以及物理過程的改變，氣團的屬性也隨之發(fā)生相應(yīng)的變化。氣團的變性過程同氣團的形成過程一樣，也是通過湍流、大范圍垂直運動和蒸發(fā)、凝結(jié)、輻射等物理過程來實現(xiàn)的。變性的快慢和變性程度的大小，取決于流經(jīng)地區(qū)下墊面性質(zhì)與氣團源地下墊面性質(zhì)差異的大小，離開源地時間的長短以及空氣運動狀態(tài)的變化等。同時，不同氣團變性的難易也是不同的。一般來說，冷氣團移向暖區(qū)時容易變暖，暖氣團移向冷區(qū)時則不易變冷。從氣團水分變性來看，干氣團容易變濕，濕氣團不容易變干。干氣團只要通過海洋或潮濕下墊面的蒸發(fā)作用就可增加水汽而變濕；而濕氣團則要通過大氣中水汽凝結(jié)和降水過程才能把水分除去而變干，顯然變干過程要比變濕過程緩慢。氣團的變性是經(jīng)常的，絕對的。而氣團的形成只是不斷變性過程中的一個相對穩(wěn)定階段。

3、氣團的分類。（1）地理分類法是根據(jù)氣團源地的地理位置和下墊面性質(zhì)進行分類。這樣，每個半球劃分出7種氣團。各種氣團在地球上的分布見圖5·1。地理分類法的優(yōu)點是能夠直接從氣團源地了解氣團的主要特征，但它不易區(qū)分相鄰兩個氣團的屬性，也無法表示氣團離開源地后的屬性變化。（2）熱力分類法依據(jù)氣團與流經(jīng)地區(qū)下墊面間熱力對比進行的分類。氣團溫度高于流經(jīng)地區(qū)下墊面溫度的，稱暖氣團。相反，氣團溫度低于流經(jīng)地區(qū)下墊面溫度的，稱冷氣團。冷、暖氣團是相對比較而言，兩者之間并沒有絕對溫度數(shù)量界限。日常天氣分析中還常依據(jù)氣團與相鄰氣團間的溫度對比劃分冷、暖氣團，溫度相對高的稱暖氣團，溫度相對低的稱冷氣團。暖氣團一般含有豐富的水汽，容易形成云雨天氣。但是，當(dāng)其移向冷區(qū)（高緯度）時，不僅會引起流經(jīng)地區(qū)地面增溫，而且氣團低層不斷失熱而逐漸變冷，氣團溫度直減率減小，氣團趨于穩(wěn)定，甚至有時可能發(fā)展成逆溫層，以至暖氣團中熱力對流不易發(fā)展，往往呈現(xiàn)出穩(wěn)定性天氣。冷氣團一般形成干冷天氣。如果從源地移向暖區(qū)（低緯度）時，氣團低層因不斷吸熱而增溫，氣團溫度直減率趨向增大，層結(jié)穩(wěn)定度減小，對流運動容易發(fā)展，可能發(fā)展成不穩(wěn)定天氣。如果冷氣團來自海洋，水汽較多，可能出現(xiàn)積狀云，產(chǎn)生陣性降水天氣。冷暖氣團的天氣特征在不同季節(jié)、不同下墊面可能有所差別。我國的大部分地區(qū)處于中緯度，冷、暖氣流交綏頻繁，缺少氣團形成的環(huán)流條件。同時，地表性質(zhì)復(fù)雜，沒有大范圍均勻的下墊面作為氣團源地。因而，活動在我國境內(nèi)的氣團，大多是從其它地區(qū)移來的變性氣團，其中最主要的是極地大陸（變性）氣團和熱帶海洋氣團。二、鋒鋒是溫帶地區(qū)重要的天氣系統(tǒng)。鋒是冷、暖氣團相交綏的地帶。該地帶冷、暖空氣異?；钴S，常常形成廣闊的云系和降水天氣，有時還出現(xiàn)大風(fēng)、降溫和雷暴等劇烈天氣現(xiàn)象。1、鋒的概念。鋒由兩種性質(zhì)不同的氣團相接觸形成的三度空間天氣系統(tǒng)。其水平范圍與氣團水平尺度相當(dāng)，長達(dá)幾百千米到幾千千米。水平寬度在近地面層一般為幾十千米，窄的只有幾千米，寬者也不過幾百千米，到高空增寬，可達(dá)200—400km，甚至更寬些。鋒的寬度同氣團寬度相比顯得很狹窄，因而常把鋒區(qū)看成是一個幾何面，稱為鋒面。鋒面與地面的交線稱為鋒線，鋒面和鋒線統(tǒng)稱鋒。鋒向空間伸展的高度視氣團的高度而有不同，凡伸展到對流層中上層者，稱對流層鋒，僅限于對流層低層（1.5km以下）者，稱近地面鋒。

2、鋒的特征。鋒是冷、暖氣團間的過渡帶，因而鋒兩側(cè)的溫度、濕度、穩(wěn)定度以及風(fēng)、云、氣壓等氣象要素都有明顯差異，鋒是大氣中氣象要素的不連續(xù)面。鋒在空間呈傾斜狀態(tài)是鋒的一個重要特征。鋒面傾斜的程度，稱鋒面坡度。鋒面坡度的形成和維持是地球偏轉(zhuǎn)力作用的結(jié)果。鋒的一側(cè)是冷氣團，另一側(cè)是暖氣團，由于冷暖氣團密度不同，在兩氣團間便產(chǎn)生了一個由冷氣團指向暖氣團的水平氣壓梯度力（G），這個力迫使冷氣團呈楔形伸向暖氣團下方，并力圖把暖氣團抬擠到它的上方，使兩者分界面趨于水平。然而，當(dāng)水平氣壓梯度力開始作用時，地轉(zhuǎn)偏向力（A）就隨之起作用，并不斷地改變著冷空氣的運動方向，使其逐漸同鋒線趨于平行。當(dāng)?shù)剞D(zhuǎn)偏向力和鋒面氣壓梯度力達(dá)到平衡時，氣流平行于鋒面作地轉(zhuǎn)運動，這時冷、暖氣團的分界面就不再向水平方向過渡而呈現(xiàn)為傾斜狀態(tài)。3、溫度場鋒區(qū)的水平溫度梯度比鋒兩側(cè)的單一氣團內(nèi)的溫度梯度大得多。鋒附近區(qū)域內(nèi)相距100km，氣溫差可達(dá)幾度，有時達(dá)10℃左右，是氣團內(nèi)水平溫度梯度的5～10倍，這一特征說明鋒面是大氣斜壓性集中帶，是大氣位能的積蓄區(qū)。鋒區(qū)溫度場在天氣圖上表現(xiàn)為等溫線非常密集，而且同鋒面近于平行。由于鋒面在空間呈傾斜狀態(tài)，使得各等壓面上的等溫線密集區(qū)位置隨高度升高不斷向冷區(qū)一側(cè)偏移。因而，高空鋒區(qū)位于地面鋒的冷空氣一側(cè)，鋒伸展得高度愈高，鋒區(qū)偏離地面鋒線愈遠(yuǎn)。在鋒區(qū)附近，因為鋒的下部是冷氣團，上部是暖氣團，所以自下而上通過鋒區(qū)時，出現(xiàn)氣溫隨高度增高而增加的現(xiàn)象，稱鋒面逆溫。如果鋒面兩側(cè)冷暖氣團的溫差較小，鋒區(qū)的溫度垂直分布會表現(xiàn)出等溫或微弱遞減。圖5·1的探空曲線，表明了三種不同的鋒面逆溫。逆溫層的底部相當(dāng)于鋒面下界面，逆溫層的上部相當(dāng)于鋒面的上界面。4、氣壓場鋒面兩側(cè)是密度不同的冷、暖氣團，因而鋒兩側(cè)的氣壓傾向是不連續(xù)的，當(dāng)?shù)葔壕€橫穿鋒面時便產(chǎn)生折角，折角尖端指向高壓一方，鋒落在低壓槽中。5、風(fēng)場鋒附近的風(fēng)場是同氣壓場相適應(yīng)的。地面鋒既然處于低壓槽內(nèi)，依據(jù)梯度風(fēng)原理，鋒線附近的風(fēng)場應(yīng)具有氣旋性切變，尤其近地面層大氣，由于摩擦作用，風(fēng)向和風(fēng)速的氣旋性切變都很明顯。當(dāng)冷鋒呈東北-西南走向時，鋒前多為西南風(fēng)，鋒后多為西北風(fēng)，表現(xiàn)出風(fēng)向的氣旋式切變。鋒附近風(fēng)隨高度變化狀況需視鋒的性質(zhì)而有不同。一般而言，鋒區(qū)是水平溫度梯度很大的區(qū)域，通過鋒面的熱成風(fēng)應(yīng)該很大，即風(fēng)的垂直切變很大。在地面暖鋒前面，鋒上盛行暖平流，通過鋒時，風(fēng)隨高度向右偏轉(zhuǎn)。在地面冷鋒后面，風(fēng)隨高向左偏轉(zhuǎn)。在靜止鋒情況下，風(fēng)向少變或反轉(zhuǎn)，風(fēng)速顯著加大。三、鋒的類型和天氣1.鋒的類型根據(jù)鋒兩側(cè)冷、暖氣團移動方向和結(jié)構(gòu)狀況，一般把鋒分為冷鋒、暖鋒、準(zhǔn)靜止鋒和錮囚鋒四種類型。冷鋒是冷氣團前緣的鋒。鋒在移動過程中，鋒后冷氣團占主導(dǎo)地位，推動著鋒面向暖氣團一側(cè)移動的鋒。冷鋒又因移動速度快慢不同，分為一型（慢速）冷鋒和二型（快速）冷鋒。暖鋒是暖氣團前沿的鋒，鋒在移動過程中，鋒后暖氣團起主導(dǎo)作用，推動著鋒面向冷氣團一側(cè)移動的鋒。準(zhǔn)靜止鋒是冷、暖氣團勢力相當(dāng)或有時冷氣團占主導(dǎo)地位，有時暖氣團又占主導(dǎo)地位，鋒面很少移動或處于來回擺動狀態(tài)的鋒。錮囚鋒是當(dāng)冷鋒趕上暖鋒，兩鋒間暖空氣被抬離地面錮囚到高空，冷鋒后的冷氣團與暖鋒前的冷氣團相接觸形成的鋒。2.鋒面天氣（1）暖鋒天氣。暖鋒的坡度較小，約在1/150左右。暖鋒中暖氣團在推擠冷氣團過程中緩慢沿鋒面向上滑行，滑行過程中絕熱冷卻，當(dāng)升到凝結(jié)高度后在鋒面上產(chǎn)生云系，如果暖空氣滑行的高度足夠高，水汽又比較充足時，鋒上常常出現(xiàn)廣闊的、系統(tǒng)的層狀云系。典型云序為：卷云（Ci）、卷層云（Cs）、高層云（As）、雨層云（Ns）。云層的厚度視暖空氣上升的高度而異，一般可達(dá)幾千米，厚者可到對流層頂，而且距地面鋒線愈近，云層愈厚。暖鋒降水主要發(fā)生在雨層云內(nèi)，多是連續(xù)性降水。降水寬度隨鋒面坡度大小而有變化，一般300—400km，暖鋒云系有時因空氣濕度和垂直速度分布不均勻而造成不連續(xù)，可能出現(xiàn)幾千米甚至幾百千米的無云空隙。在我國明顯的暖鋒出現(xiàn)得較少，大多伴隨著氣旋出現(xiàn)。春、秋季一般出現(xiàn)在江淮流域和東北地區(qū)，夏季多出現(xiàn)在黃河流域。（2）冷鋒天氣冷鋒根據(jù)移動速度的快慢分為兩種類型，一型冷鋒和二型冷鋒。一型冷鋒（緩行冷鋒）移動緩慢、鋒面坡度較小（在1/100左右）。當(dāng)暖氣團比較穩(wěn)定、水汽比較充沛時，產(chǎn)生與暖鋒相似的層狀云系，只是云系的分布序列與暖鋒相反，而且云系和雨區(qū)主要位于地面鋒后。由于鋒面坡度大于暖鋒，因而云區(qū)和雨區(qū)都比暖鋒窄些，且多穩(wěn)定性降水。但當(dāng)鋒前暖氣團不穩(wěn)定時，在地面鋒線附近也常出現(xiàn)積雨云和雷陣雨天氣。這類冷鋒是影響中國天氣的重要天氣系統(tǒng)之一，一般由西北向東南移動。二型冷鋒（急行冷鋒）移動快、坡度大（1/40—1/80）。冷鋒后的冷氣團勢力強，移速快，猛烈地沖擊著暖空氣，使暖空氣急速上升，形成范圍較窄、沿鋒線排列很長的積狀云帶，產(chǎn)生對流性降水天氣。夏季時，空氣受熱不均，對流旺盛，冷鋒移來時常常狂風(fēng)驟起、烏云滿天、暴雨傾盆、雷電交加，氣象要素發(fā)生劇變。但是，這種天氣歷時短暫，鋒線過后氣溫急降，天氣豁然開朗。在冬季，由于暖氣團濕度較小、氣溫較低，不可能發(fā)展成強烈不穩(wěn)定天氣，只在鋒前方出現(xiàn)卷云、卷層云、高層云、雨層云等云系。當(dāng)水汽充足時，地面鋒線附近可能有很厚、很低的云層和寬度不大的連續(xù)性降水。鋒線一過，云消雨散，出現(xiàn)晴朗、大風(fēng)、降溫天氣。這種冷鋒在我國較少，春季見于長江流域，秋季見于黃河流域。冷鋒在我國活動范圍甚廣，幾乎遍及全國，尤其在冬半年，北方地區(qū)更為常見，它是影響我國天氣的重要天氣系統(tǒng)。我國的冷鋒大多從俄羅斯、蒙古進入我國西北地區(qū)，然后南下。冬季時多二型冷鋒，影響范圍可達(dá)華南，但其移到長江流域和華南地區(qū)后，常常轉(zhuǎn)變?yōu)橐恍屠滗h或準(zhǔn)靜止鋒。夏季時多一型冷鋒，影響范圍較小，一般只達(dá)黃河流域。（3）準(zhǔn)靜止鋒天氣同暖鋒天氣類似，只是坡度比暖鋒更小，沿鋒面上滑的暖空氣可以伸展到距鋒線很遠(yuǎn)的地方，所以云區(qū)和降水區(qū)比暖鋒更為寬廣，降水強度比較小，但持續(xù)時間長，可能造成綿綿細(xì)雨連日不止的連陰天氣。準(zhǔn)靜止鋒天氣一般分為兩類：一類是云系發(fā)展在鋒上并有明顯降水；另一類是主要云系發(fā)展在鋒下，并無明顯降水的準(zhǔn)靜止鋒，這類準(zhǔn)靜止鋒主要出現(xiàn)在我國華南、西南和天山北側(cè)，以冬半年為多，對這些地區(qū)及其附近天氣影響很大。

（4）錮囚鋒天氣錮囚鋒是由兩條移動著的鋒合并而成。所以它的天氣仍保留著原來兩條鋒的天氣特征。如果錮囚鋒是由兩條具層狀云系的冷、暖鋒合并而成，則錮囚鋒的云系也呈現(xiàn)層狀，并近似對稱地分布在錮囚點的兩側(cè)。當(dāng)這種鋒過境時，云層先由薄到厚，再由厚到薄。如果兩鋒錮囚時，一條鋒是積狀云，另一條是層狀云，那么鋒錮囚后積狀云和層狀云相連。錮囚鋒降水不僅保留著原來鋒段降水的特點，而且由于錮囚作用促使上升作用發(fā)展，暖空氣被抬升到錮囚點以上，利于云層變厚、降水增強、降雨區(qū)擴大。在錮囚點以下的鋒段，根據(jù)鋒是暖式或冷式而出現(xiàn)相應(yīng)的云系。由上可知，錮囚鋒過境時，出現(xiàn)與原來鋒面相聯(lián)系而更加復(fù)雜的天氣。在中國錮囚鋒主要出現(xiàn)在鋒面頻繁活動的東北、華北地區(qū)，以春季較多。東北地區(qū)的錮囚鋒大多由蒙古、俄羅斯移來，多屬冷式錮囚鋒。華北錮囚鋒多在本地生成，屬暖式錮囚鋒。冬半年在西北、華北、華東地區(qū)，還出現(xiàn)地形錮囚鋒。

3、鋒生和鋒消鋒生指鋒的生成或加強的過程，鋒消指鋒的消失或減弱的過程。鋒生、鋒消的主要標(biāo)志是冷、暖氣團間水平溫度梯度的大小和變化。

（1）水平氣流輻合、輻散。相向或同向速度不同的氣流，在輻合過程中，可促使冷、暖氣團接近，水平溫度梯度增大，利于鋒生。反之，水平氣流輻散則促使冷、暖氣團遠(yuǎn)離，水平溫度梯度減小，利于鋒消。

（2）空氣垂直運動。上升運動使上升空氣發(fā)生絕熱降溫，下沉運動使下沉空氣發(fā)生絕熱增溫。當(dāng)大氣溫度直減率（γ）小于干絕熱直減率（γd）時，不論鋒面冷空氣一側(cè)的氣流上升或暖空氣一側(cè)的空氣下沉，或者兩者同時發(fā)生，都能引起原有溫度梯度增大，利于鋒生。當(dāng)大氣溫度直減率大于干絕熱直減率時，結(jié)果相反。（3）空氣的熱量交換。鋒兩側(cè)的冷、暖氣團同下墊面間時刻進行著熱量交換，影響著鋒兩側(cè)溫度水平梯度的變化。大多數(shù)情況是鋒兩側(cè)的氣團都移行到性質(zhì)大致相似的下墊面上，不論地表溫度是低于冷氣團或高于暖氣團，或者介于兩者之間，氣團同下墊面間熱量交換的結(jié)果，不是暖氣團失熱更多，就是冷氣團得熱更多，都會使冷、暖氣團間的溫度梯度減小，利于鋒消。大氣中暖氣團含水汽較多，冷氣團含水汽較少，因而成云致雨主要發(fā)生在暖氣團中，所釋放的潛熱也主要集中在鋒區(qū)暖氣團一側(cè)，這樣會使冷、暖氣團間溫度梯度增大，有利于鋒生。上述三種因素中有的利于鋒生，有的又利于鋒消，在實際大氣中往往三種或兩種因素共同起作用，其共同效應(yīng)是利于鋒生還是利于鋒消，要看那個因素居主導(dǎo)地位。實踐證明，在對流層低層氣流水平輻合、輻散是鋒生、鋒消的一種主要因素；在對流層高層，垂直運動是一個重要因素，而水平氣流輻合、輻散也是一個重要因素；在對流層中層，氣流水平輻合、輻散和垂直運動往往同等重要，但兩者所起作用相反。凝結(jié)潛熱釋放對鋒生也起著一定作用。第二節(jié)中高緯度天氣系統(tǒng)

一、高空主要天氣系統(tǒng)中高緯度的對流層上空盛行著波狀西風(fēng)氣流，由于高空大氣滿足地轉(zhuǎn)平衡，所以波狀流型的波谷對應(yīng)于低壓槽，波峰對應(yīng)于高壓脊。這種流型在對流層上、中層表現(xiàn)得十分明顯，而向下層逐漸不清楚。西風(fēng)帶的波動大體上分為兩類：一是波長比較長的長波；二是疊加在長波上的波長比較短的短波。在長波、短波發(fā)展演變過程中，有時形成閉合的高壓和低壓。這些長波、短波和閉合高壓、低壓系統(tǒng)不僅相互聯(lián)系，而且可以相互轉(zhuǎn)化，共同構(gòu)成了中高緯度高空的主要天氣系統(tǒng)。1、大氣長波是指波長較長、波幅較大、移動較慢、維持時間較長的波動。其波長一般在5000—7000km，因而圍繞著中高緯的緯圈可出現(xiàn)3—6個長波，而經(jīng)常維持著4—5個長波。長波自西向東移動，移速較慢，通常1天不超過10個經(jīng)度，有時呈準(zhǔn)靜止?fàn)顟B(tài)，也有時表現(xiàn)出不連續(xù)的向后“倒退”現(xiàn)象。長波維持的時間一般3—5天以上。長波在高空圖上同等高線的波狀型相對應(yīng)，等溫線也呈波形，一般情況下等溫線的位相稍稍落后于等高線，具有冷槽、暖脊的溫壓場結(jié)構(gòu)。槽前是暖平流，槽后是冷平流。槽前對應(yīng)著大范圍輻合上升運動和云雨區(qū)，槽后對應(yīng)著大范圍輻散下沉運動區(qū)和晴朗天空。長波的強度隨高度增加，到對流層頂處達(dá)到最強。長波槽和脊的活動不僅是維持大氣環(huán)流的一種重要機制，而且是中高緯度較小尺度天氣系統(tǒng)產(chǎn)生和發(fā)展的背景條件。因而長波的穩(wěn)定和調(diào)整往往引起與其相聯(lián)系的天氣系統(tǒng)的變化，甚至造成環(huán)流形勢的轉(zhuǎn)換。短波疊加在長波之中，并在長波中穿行。當(dāng)溫度場與氣壓場配置適當(dāng)時（槽后有冷平流，脊后有暖平流），短波可以逐漸發(fā)展成長波。反之，長波也可減弱并分裂成短波。短波的槽前是上升氣流，常出現(xiàn)云雨天氣，尤以槽線附近為甚，槽后為下沉氣流，多晴好天氣。

2、阻塞高壓和切斷低壓阻塞高壓和切斷低壓是大氣長波在發(fā)展過程中槽脊加強、振幅加大演變而成的閉合系統(tǒng)，是中高緯度高空的重要天氣系統(tǒng)。（1）阻塞高壓。簡稱阻高，是溫壓場比較對稱的深厚的暖性高壓。它具有以下特征：①有閉合的高壓中心，并位于50°N以北。②維持的平均時間為5—7天，有時可達(dá)20天以上。③沿緯向移動每天不超過7—8個經(jīng)度，常呈準(zhǔn)靜止?fàn)顟B(tài)，有時甚至向西倒退。阻高是西風(fēng)帶長波槽和脊在經(jīng)向度不斷增大，直至暖脊被冷空氣包圍，并與南面暖空氣主體分離，所形成的閉合高壓區(qū)。由于它占據(jù)范圍很大，又穩(wěn)定少動，因而它的出現(xiàn)和維持阻礙著西風(fēng)氣流和天氣系統(tǒng)的東移，并常常引起西風(fēng)氣流分支和繞流現(xiàn)象，故稱阻塞高壓。阻高控制下的天氣一般是晴朗的，但阻高的不同部位由于運行氣流屬性的差異，形成的天氣有所不同。高壓東部盛行偏北氣流，有冷平流和下沉運動，天氣以冷晴為主。西部盛行偏南氣流，有暖平流和上升運動，天氣較暖且多云雨。南北兩側(cè)多穩(wěn)定的西風(fēng)氣流，并常伴有短波活動，天氣時陰、時晴。阻高的建立、維持和崩潰過程在其控制區(qū)以及其周圍地區(qū)形成著不同的天氣過程。如果阻高維持時間過長或過短都可能造成大范圍天氣反?，F(xiàn)象。（2）切斷低壓。是溫壓場結(jié)構(gòu)比較對稱的冷性氣壓系統(tǒng)。切斷低壓是西風(fēng)帶長波槽不斷加深、南伸，直至槽南端冷空氣被暖空氣包圍并與北方冷空氣主體脫離而形成的閉合低壓。它常常和阻塞高壓相伴生成，并位于阻高的東南或西南側(cè)，與阻高共同構(gòu)成了大氣環(huán)流中阻塞形勢。也有的切斷低壓單獨出現(xiàn)，并沒有顯著的阻高存在，只西側(cè)有一較強的高壓脊或閉合高壓。切斷低壓形成后，能維持2—3天或更長時間，它往往由于無冷空氣繼續(xù)補充而逐漸填塞、消失。切斷低壓大多發(fā)生在冷、暖空氣都比較活躍的季節(jié)和地區(qū)，以春、秋季較多，北美、西歐地區(qū)較多，北太平洋、北大西洋以及亞洲大陸上空也有形成。我國東北地區(qū)春末夏初出現(xiàn)的切斷低壓，稱東北冷渦。切斷低壓內(nèi)的天氣因部位不同而有差異。低壓前部（東和東南側(cè)）因低層有冷暖空氣交匯，常有鋒面氣旋波動發(fā)生，有云雨天氣出現(xiàn)。后部（西側(cè)）因不斷有冷空氣南下，常有冷鋒和切變線生成，有陣性降水出現(xiàn)。3、極地渦旋簡稱極渦，是極地高空冷性大型渦旋系統(tǒng)，是極區(qū)大氣環(huán)流的組成部分。其位置、強度以及移動不僅對極區(qū)，而且對高緯地區(qū)的天氣都有明顯影響。極地是地球的冷極，也是大氣的冷源，因而在極地低空形成冷性高壓，在極地上空則形成冷性低壓。當(dāng)極渦偏離極地向南移動時，常導(dǎo)致鋒區(qū)位置比平均情況偏南，寒潮活動增多、增強。據(jù)統(tǒng)計，在10個冬半年影響我國的171次寒潮中，有102次是亞洲上空出現(xiàn)持久極渦，其中6次強寒潮過程都與極渦在亞洲上空的位置明顯偏南相關(guān)。

4、高空低壓槽和切變線（1）高空低壓槽。又稱高空槽，是活動在對流層中層西風(fēng)帶上的短波槽。一年四季都有出現(xiàn)，以春季最為頻繁。高空槽的波長大約1000多km，自西向東移動。槽前盛行暖濕的西南氣流，常成云致雨。槽后盛行干冷的西北氣流，多晴冷天氣。一次高空槽活動反映了不同緯度間冷、暖空氣的一次交換過程，給中、高緯地區(qū)造成陰雨和大風(fēng)天氣?；顒佑谖覈母呖詹塾形鞅辈?、青藏槽和印緬槽，它們大多從上游移來，很少產(chǎn)生于我國。在緯向環(huán)流比較平直時，高空槽一個接一個的東移，易造成陰晴相間周期變化的天氣。如果移動過程中受高壓所阻，將減速或停滯，可能造成持續(xù)性降水。（2）切變線。是指風(fēng)向或風(fēng)速分布的不連續(xù)線，是發(fā)生在850hPa或700hPa等壓面上的天氣系統(tǒng)。切變線兩側(cè)風(fēng)向構(gòu)成氣旋式切變，但兩側(cè)的溫度梯度卻很小，這是切變線與鋒的主要差別。根據(jù)切變線附近的風(fēng)場形式一般劃分為三種類型。圖中a為冷鋒式切變線，b為暖鋒式切變線，c為準(zhǔn)靜止鋒式切變線。三者隨著切變線兩側(cè)氣流的強弱變化可以相互轉(zhuǎn)化。切變線上的氣流呈氣旋式環(huán)流，水平氣流輻合明顯，利于發(fā)展上升氣流，產(chǎn)生云雨天氣。一般而言，冷鋒式切變線以偏北風(fēng)為主，水汽含量少，移動速度快，降水時間不長，降水量不大。暖鋒式切變線上氣旋性環(huán)流強，偏南風(fēng)含有水汽多，云層厚，降水時間較長，降水量較多，有時還形成雷陣雨和陣性大風(fēng)。準(zhǔn)靜止鋒式切變線上雖然風(fēng)向切變很強，但氣流輻合較弱，云層相對較薄，降水時間較長，但降水量不大。切變線在一年中各個季節(jié)都可能出現(xiàn)，但以冷、暖空氣頻繁活動的晚春、初夏為多。是我國暖季重要的降水天氣系統(tǒng)。（3）低渦。又稱冷渦，是出現(xiàn)在中緯度中層大氣中的一種強度較弱、范圍較小的冷性低壓。低渦范圍較小，一般只有幾百千米。它存在和發(fā)展時，在地面圖上可誘導(dǎo)出低壓或使鋒面氣旋發(fā)展加強。低渦中有較強的輻合上升氣流，可產(chǎn)生云雨天氣，尤其東部和東南部上升氣流最強，云雨天氣更為嚴(yán)重。低渦經(jīng)常出現(xiàn)在我國西北和西南地區(qū)，分別稱為西北渦和西南渦成為影響江淮流域甚至華北地區(qū)的天氣系統(tǒng)。

二、溫帶氣旋和反氣旋1、概述氣旋是占有三度空間的中心氣壓比四周低的水平空氣渦旋，又稱低壓。反氣旋是占有三度空間的、中心氣壓比四周高的水平空氣渦旋，又稱高壓。氣旋和反氣旋的名稱是從大氣流場而來，而高壓和低壓名稱是從氣壓場而來。氣旋和反氣旋的大小是以地面圖上最外一條閉合等壓線的范圍來量度。氣旋的水平尺度一般為1000km，而反氣旋的水平尺度一般比氣旋大得多，發(fā)展強盛時可達(dá)數(shù)千千米。氣旋和反氣旋的強度用中心氣壓值的大小來表示，氣旋中心氣壓愈低，表示強度愈大；反氣旋中心氣壓值愈高，強度愈大。在北半球，氣旋中空氣繞中心作逆時針方向旋轉(zhuǎn)，反氣旋中空氣繞中心作順時針方向旋轉(zhuǎn)。南半球，氣流方向相反。氣旋按發(fā)生地區(qū)分溫帶氣旋和熱帶氣旋，反氣旋分極地反氣旋、溫帶反氣旋和副熱帶反氣旋。氣旋和反氣旋是引起天氣變化的兩類重要天氣系統(tǒng)。溫帶氣旋和反氣旋是發(fā)生在中、高緯度地區(qū)與高空鋒區(qū)相伴出現(xiàn)的。它們的發(fā)生、發(fā)展和移動同高空天氣系統(tǒng)有密切關(guān)系。2、溫帶氣旋溫帶氣旋是指具有鋒面結(jié)構(gòu)的低壓，因而又稱鋒面氣旋，它主要活動在中高緯度，更多見于溫帶地區(qū)，是溫帶地區(qū)產(chǎn)生大范圍云雨天氣的主要天氣系統(tǒng)。（1）結(jié)構(gòu)鋒面氣旋的結(jié)構(gòu)因形成條件和發(fā)展階段的不同，有很大差異，但從發(fā)展成熟的鋒面氣旋的溫壓場、流場和天氣現(xiàn)象來看，又具有一些共同特征。圖5·15是發(fā)展成熟的鋒面氣旋模式。從平面看，鋒面氣旋是一個逆時針方向旋轉(zhuǎn)的渦旋，中心氣壓最低，自中心向前方伸展一個暖鋒，向后方伸出一條冷鋒，冷、暖鋒鋒之間是暖空氣，冷、暖鋒以北是冷空氣。鋒面上的暖空氣呈螺旋式上升，鋒面下冷空氣呈扇形擴展下沉。從垂直方面看，氣旋的高層是高空槽前氣流輻散區(qū)，低層是氣流輻合區(qū)。

按質(zhì)量守恒原理，空氣如在高層輻散、在低層輻合，則其間必有上升運動。因而在氣旋前部和中心區(qū)有上升氣流，氣旋后部有下沉氣流。由于氣旋自底層到高層是一半冷、一半暖的溫度不對稱系統(tǒng)，因而其低壓中心軸線自下而上向冷區(qū)偏斜。（2）天氣。鋒面天氣不僅決定于氣旋溫壓場結(jié)構(gòu)，還與空氣的穩(wěn)定度、水汽條件、高空環(huán)流形勢以及氣旋發(fā)展階段等因素有關(guān)，而且隨地區(qū)、季節(jié)而有差異。（3）發(fā)生和發(fā)展。鋒面氣旋的發(fā)生、發(fā)展與高空鋒區(qū)密切聯(lián)系。當(dāng)高空鋒區(qū)上出現(xiàn)波狀擾動并達(dá)到一定尺度（幾千千米），而且具有明顯風(fēng)速切變時，波動可演變成不穩(wěn)定波，振幅繼續(xù)增大，終于形成氣旋和反氣旋，這種由鋒面波動發(fā)展成的氣旋，稱第一類（A類）氣旋。而由地面弱低壓（或倒槽）與高空槽相遇并在高空槽作用下，地面低壓得到發(fā)展并產(chǎn)生鋒面，這樣發(fā)展起來的鋒面氣旋稱第二類（B類）氣旋。兩類氣旋在起始發(fā)生條件上雖有區(qū)別，但形成后的發(fā)展過程卻有某些相似，都同高空溫壓場結(jié)構(gòu)和演變密切相關(guān)。鋒面氣旋發(fā)展的高空溫壓場理想模式是：高空溫度槽落后于高度槽以及氣旋始終處于高空槽的前方。前者導(dǎo)致高空槽前出現(xiàn)暖平流，槽后出現(xiàn)冷平流，后者引起高空槽前氣流輻散，槽后氣流輻合。根據(jù)靜力平衡和質(zhì)量守恒原理，暖平流會引起地面系統(tǒng)熱力減壓，冷平流引起熱力加壓，氣流輻散會造成地面系統(tǒng)動力減壓，氣流輻合會造成動力加壓。因而高空槽前的下方既是熱力減壓區(qū)又是動力減壓區(qū)，是有利于地面氣旋發(fā)生、發(fā)展的區(qū)域。而高空槽后方是熱力和動力加壓區(qū)，有利于地面反氣旋的發(fā)生發(fā)展。大量資料證明，只有發(fā)生在高空槽前的氣旋和高空槽后的反氣旋才能得到發(fā)展和壯大，否則，氣旋和反氣旋難以形成，即使形成也將不斷減弱以至消失。

每個鋒面氣旋的生命史和演變過程，因所處條件不同而有差別，但是氣旋的演變階段和各個階段的主要特征又有許多共同之處。根據(jù)實際經(jīng)驗（主要是西歐的），通常把鋒面氣旋的演變過程分為初生（波動）階段、.成熟階段、錮囚階段、消亡階段等四個階段。（4）氣旋族。鋒面氣旋一般不是單個出現(xiàn)，而是在一條鋒上產(chǎn)生2個、3個或更多個形成家族并沿鋒線順次移動。當(dāng)最前面的一個已經(jīng)錮囚時，其后跟著的是一個發(fā)展不成熟的氣旋，再后面跟著一個初生氣旋，這種在同一條鋒上出現(xiàn)的氣旋序列，稱為氣旋族。氣旋族中每一個鋒面氣旋都同高空長波槽前的一個短波槽相對應(yīng)。每個氣旋族中的氣旋個數(shù)多少不等，多者可達(dá)5個，少者只有2個。據(jù)統(tǒng)計，大西洋上平均每一個氣旋族有4個氣旋，太平洋上和我國沿海是2—3個。一個氣旋族經(jīng)過某一區(qū)域的時間平均為5—6天，個別可達(dá)10天以上。3、溫帶反氣旋溫帶反氣旋是指活動在中、高緯度地區(qū)的反氣旋。一般分為兩類：一類是相對穩(wěn)定的冷性反氣旋；另一類是與鋒面氣旋相伴移動的反氣旋，稱移動性反氣旋。（1）冷性反氣旋和寒潮。冷性反氣旋發(fā)生于極寒冷的中緯度和高緯度地區(qū)，如北半球的格陵蘭、加拿大、北極、西伯利亞和蒙古等地，以冬季最多見。其勢力強大、影響范圍廣泛，往往給活動地區(qū)造成降溫、大風(fēng)和降水，是中、高緯地區(qū)冬季最突出的天氣過程。亞洲大陸面積廣大，北部地區(qū)冬半年氣溫很低，南部又有青藏高原和東西走向的高大山脈阻擋冷空氣南下，因而成為北半球冷性反氣旋活動最為頻繁、發(fā)展最為強大的地區(qū)。冷性反氣旋在其發(fā)展、增強時期常常靜止少動，但當(dāng)高空形勢改變時，會受高空氣流引導(dǎo)而移動。當(dāng)其南移時，就造成一次冷空氣襲擊，如果冷空氣十分強大，如同寒冷潮流滾滾而來，給流經(jīng)地區(qū)造成劇烈降溫、霜凍、大風(fēng)等等災(zāi)害性寒潮天氣。寒潮天氣過程表現(xiàn)為由緯向環(huán)流轉(zhuǎn)變?yōu)榻?jīng)向環(huán)流形勢的調(diào)整，這種環(huán)流形勢的調(diào)整是冷空氣積聚、冷卻和大舉南下的背景條件。侵入我國的寒潮，雖然源地、侵入時流場不同，但是絕大多數(shù)寒潮天氣過程是由經(jīng)向環(huán)流發(fā)展而來。寒潮南下侵入我國時，其前緣有一條冷鋒作為前導(dǎo)，鋒后氣壓梯度很大，造成大風(fēng)天氣，伴隨著大風(fēng)而來的是溫度的驟降，常達(dá)10℃以上，降溫還可引起霜凍、結(jié)冰。降水主要產(chǎn)生在寒潮冷鋒附近，在我國淮河以北，由于空氣比較干燥，很少降水，移到淮河以南后，暖空氣比較活躍，含有水分增多，大多能形成雨雪。（2）移動性反氣旋是形成于高空鋒區(qū)下方與鋒面氣旋相伴出現(xiàn)的水平范圍較小、強度不大的反氣旋。它隨同鋒面氣旋一起自西向東移動。當(dāng)出現(xiàn)氣旋族時，它位于兩個氣旋之間，又稱居間反氣旋。移動反氣旋的天氣是：其東部（前部）具有冷鋒天氣特征，西部（后部）具有暖鋒天氣特征，中心區(qū)附近天氣晴朗、風(fēng)力不大。移動性反氣旋當(dāng)其發(fā)展強大時可轉(zhuǎn)變成強大的冷性反氣旋。無論是冷性反氣旋或移動性反氣旋，當(dāng)其向低緯移動后，冷氣團變性增暖，強度減弱，最后前緣鋒面消失，并入副熱帶高壓。第三節(jié)低緯度天氣系統(tǒng)

一、副熱帶高壓在南、北半球副熱帶地區(qū)，經(jīng)常維持著沿緯圈分布的高壓帶，稱副熱帶高壓帶。副熱帶高壓帶受海陸沿緯圈分布的影響，常斷裂成若干個高壓單體，稱副熱帶高壓，簡稱副高。副高呈橢圓形，長軸大致同緯圈平行，是暖性動力系統(tǒng)。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、北太平洋東部、北大西洋中部、北大西洋西部墨西哥灣和北非等地。南半球分布在南太平洋、南大西洋和南印度洋等。此外，夏季大陸高原上空出現(xiàn)的青藏高壓和墨西哥高壓，也屬副熱帶高壓。這些高壓并不是同時都很明顯，而是有強、有弱，有分有合。由于副高占據(jù)廣大空間，穩(wěn)定少動成為副熱帶地區(qū)最重要的大型天氣系統(tǒng)。它的維持和活動對低緯度地區(qū)與中高緯度地區(qū)之間的水汽、熱量、能量、動量的輸送和平衡起著重要的作用，對低緯度環(huán)流和天氣變化具有重大影響。1、結(jié)構(gòu)和天氣（1）結(jié)構(gòu)。副高處于低緯環(huán)流和中緯環(huán)流的匯合帶，是由于對流層中上層氣流輻合、聚積形成。副高結(jié)構(gòu)比較復(fù)雜，在不同高度以及不同季節(jié)、不同地區(qū)有所不同。在對流層的中、下層，副高的強度是隨高度升高而增強的，高壓的中心位置隨高度向暖區(qū)偏移，因而高壓中心與高溫中心并不完全重合，高壓脊線也不垂直。夏季時，陸地增溫顯著，下層暖中心便移向高壓脊線的陸地一側(cè)（在北半球是北側(cè)），冬季時，陸地冷卻明顯，暖中心便移到高壓脊線的南側(cè)。到對流層中、上層（500hPa以上），地表海陸熱力差異的影響已大為減弱，高壓中心與暖中心基本重合，高壓脊線也大體垂直。副高的強度和規(guī)模隨季節(jié)而有變化。夏季時北半球副高的強度、范圍迅速增大，盛夏時增至最強，范圍幾乎占北半球的1/5—1/4。冬季時，北半球副高強度減弱，范圍縮小，位置南移、東退。南半球副高的季節(jié)變化狀況與北半球相反。副高區(qū)內(nèi)的溫度水平梯度一般都比較小，而高壓邊緣由于同周圍系統(tǒng)相交綏，溫度梯度明顯增大，尤其北部和西北部更大。這種溫度梯度分布特點造成了副高脊線附近氣壓梯度小、水平風(fēng)速小，而南北兩側(cè)氣壓梯度增大、水平風(fēng)速增大的現(xiàn)象。副高范圍內(nèi)盛行下沉氣流，因而在低層普遍形成逆溫層，尤其高壓東部逆溫層較厚、較低。逆溫層阻擋著對流運動的發(fā)展和水分垂直輸送，導(dǎo)致逆溫層以下空氣潮濕，相對濕度達(dá)80％以上；而逆溫層以上空氣干燥，相對濕度在50％以下。（2）天氣副高內(nèi)的天氣，由于盛行下沉氣流，以晴朗、少云、微風(fēng)、炎熱為主。高壓的北、西北部邊緣因與西風(fēng)帶天氣系統(tǒng)（鋒面、氣旋、低槽）相交綏，氣流上升運動強烈，水汽比較豐富，因而多陰雨天氣。高壓南側(cè)是東風(fēng)氣流，晴朗少云，低層潮濕、悶熱，但當(dāng)熱帶氣旋、東風(fēng)波等熱帶天氣系統(tǒng)活動時，也可能產(chǎn)生大范圍暴雨和中小尺度雷陣雨及大風(fēng)天氣。高壓東部受北來冷氣流的影響，形成較厚逆溫層，產(chǎn)生少云、干燥、多霧天氣，長期受其控制的地區(qū)，久旱無雨，出現(xiàn)干旱，甚至變成沙漠氣候。

2、西太平洋副高（1）西太平洋副高的活動。太平洋副高多呈東西扁長形狀，中心有時只有1個，有時有數(shù)個。西太平洋高壓除在盛夏時偶呈南北狹長形狀外，一般呈東西向的橢圓形。西太平洋副高的活動位置有多年變化。這種中心位置的變動必然會引起東亞甚至全球性氣候振動。西太平洋副高的季節(jié)性活動具有明顯的規(guī)律性。冬季位置最南，夏季最北，從冬到夏向北偏西移動，強度增大；自夏至冬則向南偏東移動，強度減弱。隨著季節(jié)轉(zhuǎn)暖，脊線緩慢地向北移動。大約到6月中旬，脊線出現(xiàn)第一次北跳過程，越過20°N，在20°—25°N間徘徊。7月中旬出現(xiàn)第二次跳躍，脊線迅速跳過25°N，以后擺動于25—30°N之間，約在7月底至8月初，脊線跨過30°N到達(dá)最北位置。9月以后隨著西太平洋副高勢力的減弱，脊線開始自北向南迅速撤退，9月上旬脊線第一次回跳到25°N附近，10月上旬再次跳到20°N以南地區(qū)，從此結(jié)束了一年為周期的季節(jié)性南北移動。西太平洋副高還有非季節(jié)性的中短期變動，主要表現(xiàn)為半個月左右的副高偏強或偏弱趨勢及一周左右的副高西伸東退、北進南縮的周期變化。非季節(jié)性中、短期變動大多是受副高周圍天氣系統(tǒng)活動影響而引起的，例如夏季青藏高壓、華北高壓東移并入西太平洋副高時，副高產(chǎn)生西伸，甚至北跳，而當(dāng)熱帶風(fēng)暴或臺風(fēng)移至西太平洋副高的西南邊緣時，副高隨之東退，熱帶風(fēng)暴沿副高西緣北移時，副高繼續(xù)東退，當(dāng)風(fēng)暴越過高壓脊線進入西風(fēng)帶時，副高又開始西伸。此外，西風(fēng)帶的小槽小脊、長波槽、脊都對副高變動有不同程度的影響，同時副高又對周圍天氣系統(tǒng)有明顯影響，彼此相互聯(lián)系、相互制約。2.西太平洋副高對我國天氣的影響西太平洋副高是對我國夏季天氣影響最大的一個天氣系統(tǒng)。在它控制下將產(chǎn)生干旱、炎熱、無風(fēng)天氣。它還通過與周圍天氣系統(tǒng)相互作用形成其它類型天氣。因而，西太平洋副高的位置、強度的變化對我國（主要是東部）的雨季、旱澇以及臺風(fēng)路徑等產(chǎn)生重大影響。西太平洋副高是向我國輸送水汽的重要天氣系統(tǒng)。我國夏季降水的水汽來源，雖然主要是依靠西南氣流從孟加拉灣、印度洋輸送來，但西太平洋副高的位置和強度關(guān)系著東南季風(fēng)從太平洋向大陸輸送水汽的路徑和數(shù)量，而且還影響著西南氣流輸送水汽的狀況。同時，西太平洋副高北側(cè)是北上暖濕氣流與中緯度南下冷氣流相交綏的地帶，氣旋和鋒面系統(tǒng)活動頻繁，常常形成大范圍陰雨和暴雨天氣，成為我國東部地區(qū)的重要降水帶。通常該降水帶位于西太平洋副高脊線以北5—8個緯距，并隨副高作季節(jié)性移動。平均而言，每年2—5月，主要雨帶位于華南；6月份雨帶位于長江中下游和淮河流域，使江淮一帶進入梅雨期；7月中旬雨帶移到黃河流域，而江淮流域處于高壓控制下，進入伏旱期，天氣酷熱、少雨，如果副高強大；控制時間長久，將造成嚴(yán)重干旱。副高南側(cè)為東風(fēng)帶，常有東風(fēng)波、熱帶風(fēng)暴甚至臺風(fēng)活動，產(chǎn)生大量降水，因此7月中旬后，華南又出現(xiàn)一次雨期。從7月下旬到8月初，主要雨帶移至華北、東北地帶。從9月上旬起副高脊線開始南撤，降水帶也隨之南移。3、青藏高壓又稱南亞高壓，是暖季出現(xiàn)在亞洲大陸南部青藏高原上空對流層頂部的大型暖高壓系統(tǒng)。它主要是由于高原的加熱作用形成的，因而其結(jié)構(gòu)、性質(zhì)和形成過程都與海洋上的副熱帶高壓有很大差異。它在500hPa以下是熱低壓，在500hPa以上的高空才表現(xiàn)為高壓，而且越向高空高壓強度越大，到200—100hPa高度強度最大，成為北半球上空強大的高壓體。其中心區(qū)有上升氣流，多對流活動，是我國夏季雷暴發(fā)生最多的地區(qū)。青藏高壓的水平尺度達(dá)萬千米以上，屬超長波系統(tǒng)。高壓中心常作東西向擺動，當(dāng)其向東擺動并與西太平洋副高壓脊疊加時，可使西大平洋副高加強，導(dǎo)致其西伸或北跳。北半球海洋上副熱帶高壓的強度之所以夏季強于冬季是同青藏高壓的存在及其作用有密切關(guān)系。青藏高壓的中心位置和它在我國東部的脊線位置對長江中、下游梅雨異常也有影響。

二、熱帶天氣系統(tǒng)氣象上的熱帶是指南、北半球副熱帶高壓脊線之間的地帶。由于副熱帶高壓脊線隨季節(jié)有南北移動，因而熱帶的邊緣位置和范圍也有季節(jié)性變動，通常把南、北緯30°以內(nèi)的地區(qū)稱為熱帶，這一地區(qū)約占全球面積的一半，絕大部分是海洋，是地球上熱量的凈得區(qū)，大氣低層經(jīng)常處于高溫、高濕和條件不穩(wěn)定狀態(tài)。同時，熱帶地區(qū)又是氣流輻合、上升帶。這樣的熱力和動力條件有利于對流云系旺盛發(fā)展和對流云系聚集成巨大云團。是強烈天氣系統(tǒng)發(fā)生、活動的背景和條件。1、熱帶輻合帶熱帶輻合帶是南、北半球信風(fēng)氣流匯合形成的狹窄氣流輻合帶，又稱赤道輻合帶。由于輻合帶區(qū)的氣壓值比附近地區(qū)低，曾稱赤道槽。熱帶輻合帶環(huán)繞地球呈不連續(xù)帶狀分布，是熱帶地區(qū)重要的大型天氣系統(tǒng)之一，其生消、強弱、移動和變化，對熱帶地區(qū)長、中、短期天氣變化影響極大。熱帶輻合帶按其氣流輻合的特性分為兩種類型：一種是在北半球夏季，由東北信風(fēng)與赤道西風(fēng)相遇形成的氣流輻合帶，因為這種輻合帶活動于季風(fēng)區(qū)，稱季風(fēng)輻合帶；另一種是南、北半球信風(fēng)直接交匯形成的輻合帶，稱信風(fēng)輻合帶。

熱帶輻合帶一般只存在于對流層的中、下層。季風(fēng)輻合帶的軸線隨高度向南或西南傾斜，這是因為赤道西風(fēng)帶在大多數(shù)情況下出現(xiàn)在500hPa層以下的緣故。而位于海洋上的信風(fēng)輻合帶，由于相交匯的兩支氣流之間幾乎沒有溫度和濕度的差異，以及臨近赤道帶地轉(zhuǎn)作用的消失，結(jié)果輻合帶在不同高度上幾乎是重合的。熱帶輻合帶，特別是季風(fēng)輻合帶是低緯度地區(qū)水汽、熱量最集中的區(qū)域，其月平均降水量達(dá)300—400mm。水汽凝結(jié)釋放的大量潛熱成為最重要的熱源。而熱帶輻合帶被加熱之后又激發(fā)對流云、熱帶氣旋等熱帶天氣系統(tǒng)的產(chǎn)生。在衛(wèi)星云圖上，季風(fēng)輻合帶常表現(xiàn)為一條綿延數(shù)千千米的東西向的、由離散云團組成的巨大云帶。

2、東風(fēng)波是副高南側(cè)（北半球）深厚東風(fēng)氣流受擾動而產(chǎn)生的波動。東風(fēng)波一般表現(xiàn)為東北風(fēng)與東南風(fēng)間的切變。其結(jié)構(gòu)因地區(qū)而有不同。在西大西洋加勒比海地區(qū)，東風(fēng)波呈倒V形模式，波軸隨高度向東傾斜，槽前吹東北風(fēng)，槽后吹東南風(fēng)，槽前為輻散下沉氣流區(qū)，濕層較薄，只生成一些小塊積云或晴朗無云，槽后為輻合上升氣流區(qū)，有大量水汽向上輸送，濕層較厚，形成云雨。這種模式的形成是因為這里對流層中低層的偏東風(fēng)風(fēng)速是隨高度減小的。西太平洋東風(fēng)波大多產(chǎn)生于西太平洋東部地區(qū)，平均波長約2000km，移速約25—30km/h。由于西太平洋東部地區(qū)的低空為東風(fēng)，高空常為西風(fēng)，以致東風(fēng)波波軸向東傾斜，云雨天氣發(fā)生在槽后氣流輻合上升區(qū)。當(dāng)東風(fēng)波移到西太平洋西部和南海地區(qū)時，因為低層經(jīng)常有赤道西風(fēng)，5km以上才是東風(fēng)，因而東風(fēng)波向上可伸到對流層中上層，在400—200hPa間最清楚，而且東風(fēng)波風(fēng)速隨高度增大，其波軸逐漸變?yōu)橄蛭鲀A斜，結(jié)果槽前氣流輻合上升，濕層厚，多云雨天氣，槽后氣流輻散下沉，濕層淺，多晴好天氣。西太平洋西部的東風(fēng)波往往影響到我國華南、長江中下游和東亞地區(qū)，帶來大雨和大風(fēng)天氣，發(fā)展較強的東風(fēng)波可能出現(xiàn)閉合環(huán)流，使氣壓降低，中心風(fēng)力增大和降水加強。東風(fēng)波在適當(dāng)條件下還可以發(fā)展成熱帶氣旋。3、熱帶云團從衛(wèi)星云圖上發(fā)現(xiàn)，熱帶地區(qū)存在著大量深厚的由對流云組成的直徑在100—1000km范圍內(nèi)的云區(qū)，稱為云團。在天氣圖上很難分析出與云團相對應(yīng)的天氣系統(tǒng)，但東風(fēng)波、熱帶氣旋等天氣系統(tǒng)大多是在云團基礎(chǔ)上發(fā)展起來的。云團經(jīng)過地區(qū)常常發(fā)生大風(fēng)和暴雨。云團根據(jù)其尺度、產(chǎn)生的地區(qū)分為三種類型：①季風(fēng)云團，②普通云團，③小尺度云團。4、熱帶氣旋熱帶氣旋是形成于熱帶海洋上、具有暖心結(jié)構(gòu)、強烈的氣旋性渦旋。它來臨時往往帶來狂風(fēng)、暴雨和驚濤駭浪，具有很大的破壞力，是一種災(zāi)害性天氣。同時，熱帶氣旋也帶來充沛雨水，有利于緩和或解除盛夏旱象，是熱帶地區(qū)最重要的天氣系統(tǒng)。（1）臺風(fēng)。臺風(fēng)的范圍通常以其最外圍閉合等壓線的直徑度量，大多數(shù)臺風(fēng)范圍在600－1000km，最大的達(dá)2000km，最小的僅100km左右。臺風(fēng)環(huán)流伸展的高度可達(dá)12—16km，臺風(fēng)強度以近臺風(fēng)中心地面最大平均風(fēng)速和臺風(fēng)中心海平面最低氣壓值來確定。臺風(fēng)大多數(shù)發(fā)生在南、北緯5°—20°的海水溫度較高的洋面上，主要發(fā)生在8個海區(qū)。北半球臺風(fēng)（除孟加拉灣和阿拉伯海以外）主要發(fā)生在海溫比較高的7—10月，南半球發(fā)生在高溫的1—3月，其它季節(jié)顯著減少。結(jié)構(gòu)：臺風(fēng)是一個強大而深厚的氣旋性渦旋，發(fā)展成熟的臺風(fēng)，其低層按輻合氣流速度大小分為三個區(qū)域：①外圈，又稱大風(fēng)區(qū)，自臺風(fēng)邊緣到渦旋區(qū)外緣，半徑約200—300km，其主要特點是風(fēng)速向中心急增，風(fēng)力可達(dá)6級以上。②中圈，又稱渦旋區(qū)，從大風(fēng)區(qū)邊緣到臺風(fēng)眼壁，半徑約100km，是臺風(fēng)中對流和風(fēng)、雨最強烈區(qū)域，破壞力最大。③內(nèi)圈，又稱臺風(fēng)眼區(qū)，半徑約5—30km。多呈圓形，風(fēng)速迅速減小或靜風(fēng)。臺風(fēng)流場的垂直分布，大致分為三層：①低層流入層，從地面到3km，氣流強烈向中心輻合，最強的流入層出現(xiàn)在1km以下的行星邊界層內(nèi)。由于地轉(zhuǎn)偏向力作用，內(nèi)流氣流呈氣旋式旋轉(zhuǎn)，而且在向內(nèi)流入過程中愈接近臺風(fēng)中心，旋轉(zhuǎn)半徑愈短，等壓線曲率愈大，慣性離心力也相應(yīng)增大。結(jié)果在地轉(zhuǎn)偏向力和慣性離心力作用下，內(nèi)流氣流并不能到達(dá)臺風(fēng)中心，而在臺風(fēng)眼壁附近強烈螺旋上升。②上升氣流層，從3km到10km左右，氣流主要沿切線方向環(huán)繞臺風(fēng)眼壁上升，上升速度在700—300hPa之間達(dá)到最大。③高空流出層，大約從10km到對流層頂（12—16km），氣流在上升過程中釋放大量潛熱，致臺風(fēng)中部氣溫高于周圍，臺風(fēng)中的水平氣壓梯度力便隨著高度而逐漸減小，當(dāng)達(dá)到某一高度（約10—12km）時，水平梯度力小于慣性離心力和水平地轉(zhuǎn)偏向力的合力時，便出現(xiàn)向四周外流的氣流?？諝獾耐饬髁客蛯拥牧魅肓看篌w相當(dāng)，否則臺風(fēng)會加強或減弱。臺風(fēng)各個等壓面上的溫度場是近于圓形的暖中心結(jié)構(gòu)。臺風(fēng)低層溫度水平分布是自外圍向眼區(qū)逐漸增高的，但溫度梯度很小。這種水平溫度場結(jié)構(gòu)隨著高度逐漸明顯，這是眼壁外側(cè)雨區(qū)釋放凝結(jié)潛熱和眼區(qū)空氣下沉增溫的共同結(jié)果。

天氣：依據(jù)臺風(fēng)衛(wèi)星云圖和雷達(dá)回波，發(fā)展成熟的臺風(fēng)云系，由外向內(nèi)有：①外螺旋云帶，由層積云或濃積云組成，以較小角度旋向臺風(fēng)內(nèi)部。云帶常常被高空風(fēng)吹散成“飛云”。②內(nèi)螺旋云帶，由數(shù)條積雨云或濃積云組成，直接卷入臺風(fēng)內(nèi)部，并有降水形成。③云墻，由高聳的積雨云組成的圍繞臺風(fēng)中心的同心圓狀云帶。云頂高度可達(dá)12km以上，好似一堵高聳云墻，形成狂風(fēng)、暴雨等惡劣天氣。④眼區(qū)，氣流下沉，晴朗無云天氣。如果低層水汽充沛，逆溫層以下也可能產(chǎn)生一些層積云和積云，但垂直發(fā)展不盛、云隙較多、一般無降水。形成和消亡：臺風(fēng)形成及發(fā)展機制，至今尚無完善的結(jié)論。大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為臺風(fēng)是由熱帶弱小擾動發(fā)展起來的。當(dāng)弱小的熱帶氣旋性系統(tǒng)在高溫洋面上空產(chǎn)生或由外區(qū)移來時，因摩擦作用使氣流產(chǎn)生向弱氣旋內(nèi)部流動的分量，把洋面上高溫、高濕空氣輻合到氣旋中心，并隨上升運動輸送到中、上部凝結(jié)，釋放潛熱，加熱氣旋中心上空的氣柱，形成暖心。暖心的反饋作用又使空氣變輕，地面氣壓下降，氣旋性環(huán)流加強。環(huán)流加強進一步使摩擦輻合量加大，向上輸送的水汽增多，繼續(xù)促使對流層中上部加熱，地面氣壓繼續(xù)下降，如此反復(fù)循環(huán)，直至增強成臺風(fēng)。由上可見，臺風(fēng)形成和發(fā)展的重要機制是臺風(fēng)暖心的形成，而暖心的形成、維持和發(fā)展需要有合適的環(huán)境條件以及產(chǎn)生熱帶擾動的流場，這兩者既是相互關(guān)聯(lián)的，又是缺一不可的。一般認(rèn)為臺風(fēng)形成的合適環(huán)境條件和流場是：①廣闊的高溫洋面：臺風(fēng)是一種十分猛烈的天氣系統(tǒng)，具有相當(dāng)大的能量，這些能量主要由大量水汽凝結(jié)、釋放的潛熱轉(zhuǎn)化而來，而潛熱釋放又是大氣層結(jié)不穩(wěn)定發(fā)展的結(jié)果。所以大氣層結(jié)不穩(wěn)定就成為臺風(fēng)形成、發(fā)展的重要前提條件。而對流層低層大氣層結(jié)不穩(wěn)定程度主要取決于大氣層中溫度、濕度的垂直分布。大氣低層溫度愈高、濕度愈大，大氣層結(jié)不穩(wěn)定程度愈強。因而廣闊的高溫洋面就成為臺風(fēng)形成、發(fā)展的必要條件。②