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、温带气旋（一）气旋概述气旋即低气压。它是一种中心气压值比四周低的大型水平空气涡旋，在北半球呈逆时针向旋转，在南半球则相反。在近地面层由于摩擦作用使气流向中心辐合。可见气旋近地面流场形式是逆时针向辐合流场。气旋这个名称是从流场的角度来讲的。低气压是从气压场的角度称呼的。气旋的大小是以地面天气图上最外一条闭合等压线的直径来量度的，一般 1000km 左右，大的可达2000～3000km，小的只有 100～200km。气旋的强度，通常用最大风速和中心气压值来量度。附近风速愈大，说明系统愈强。在强的气旋中，地面最大风速可达 30m／s 以上，由于风速大小取决气压梯度，气压梯度大小又和中心气压值高低有关，所以常常又以中心气压值高低表示它们的强度，气旋中心气压值愈低说明强度愈强。温带的地面气旋中心气压值一般在 10100～970 百帕之间，发展强大的中心气压值可低于 935 百帕。若气旋中心的气压值随时间降低，则称气旋加深或发展；如果气旋中心气压值随时间升高，则称气旋填塞或减弱。气旋的分类 目前主要依气旋生成的地理位置，分成温带气旋、热带气旋和副热带气旋。温带气旋主要出现在副高北侧的中高纬度地区，其特征一般中心比四周冷；热带气旋出现在副高南侧，特征是中心比四周暖；副热带气旋是高空冷性涡旋在地面形成的气旋式环流，中心比四周冷。其中温带气旋按其温压场结构划分为锋面气旋和无锋面气旋。锋面气旋是温带气旋的常见形式。（二）地面气旋的形成和发展关于气旋形成理论的研究，已有一百多年的历史，比较典型的有古典的热成说，波动说和近代的平流动力理论。平流动力理论是把气旋与反气旋的发生发展作为温压场结构和气压变化的主要部分来研究的。该理论认为：气旋既然是低气压，反气旋是高气压，那么它们的形成条件就应该是利于气压降低或升高的条件。气旋发展需要它上空大气柱的质量减少，反气旋则需要增加，引起气压变化的原因主要有热力的和动力的两大因子。具体包括水平气流的辐合辐散、温度平流，空气的垂直运动和非绝热变化等。对地面来说，垂直运动可忽略不计。1．辐散辐合效应 一般地说，有水平气流辐合的区域气柱质量增加，则气压升高；相反水平气流的辐散区空气质量减少、则气压降低，对于一个具体地点来讲，往往是有些高度上气流是辐合的，有些高度上气流是辐散的，地面气压的变化取决于其上空气柱内气流辐合辐散的代数和。对于低压来讲，一般低空有辐合，高空有辐散，若高空的辐散大于低空的辐合时，则利于气旋发展，反气旋相反。2．温度平流 温度平流通常又叫密度平流，指的是冷暖平流，当出现冷平流时，大气柱中空气密度增大，气压升高，利于地面反气旋的形成和发展。相反，暖平流引起气压降低，利于地面气旋的发展。高空槽前是 气流的辐散区又多为暖平流，具有动力和热力的双重减压作用，所以常见高空槽前对应的地面上有气旋形成或发展；高空槽后是气流辐合区，又盛行冷平流，对地面有增压作用。所以常见高空槽后对应的地面上有反气旋的形成或发展。3．非绝热变化 当气柱增热时发生膨胀，空气会产生上升和水平外流。其中水平外流使空气柱质量减少，产生减压作用，利于气旋产生和发展。相反当气柱冷却时，空气收缩，出现下沉运动和内流，其中内流使质量增加，产生加压作用，利于反气旋的形成和发展。此外，下垫面的摩擦作用会使气旋因下层辐合加压作用而减弱；反气旋因下层辐散减压用而减弱。（三）锋面气旋的结构和天气气旋中含锋面者称为锋面气旋，它是温带气旋的常见形式。1．锋面气旋的结构 锋面气旋的结构有很大差异、但发展成熟的锋面气旋的温压场，流场和天气现象又有一些共同的特征，图 1 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向旋转的涡旋，自中心向前方伸出一条暖锋，向后方伸出一条冷锋。冷暖锋南面是暖空气，北面是冷空气，锋上暖空气沿锋面而呈螺旋式上升、锋面下的冷空气呈扇形展开下沉。从垂直方向看：气旋的高层是高空槽前的气流辐散区，低层是气流辐合区，中心是气流上升区，前部因盛行暖平流，也是气流上升区．后部盛行冷平流是气流下沉区。图 1 气旋模式由于气旋是一半冷一半暖的温度不对称系统，冷侧气压降低的快，因而气旋中心轴线自下而上向冷气团一侧偏移。2．锋面气旋的天气 锋面气旋天气是温压场结构、大气稳定度、含水量、环流形势、地形、气旋发展阶段等多因子作用的结果，非常复杂。气旋中心附近及锋面上有强烈的上升气流。往往产生云雨甚至雷雨大风天气。一个发展成熟的锋面气旋的天气模式表明：气旋前是暖锋天气，后方是冷锋天气，气旋中南部是暖气团天气，若暖气团中水汽含量多而又不稳定时，可出现层云层积云，并可降毛毛雨；若气团干燥，一般没有降水。（四）锋面气旋的发展过程气旋的发展 需要它上空整个大气柱内的空气质量减少。影响空气质量变化的主要因子有两个：一个是速度平流即水平气流的辐合辐散。若整层空气的辐散大于辐合，则气柱质量减少，利于气旋发展。另一个是密度平流即冷暖平流，有暖平流区域，气柱中密度减小气压降低，利于气旋的发展。高空槽前是气流辐散区又盛行暖平流，地面气压容易降低，气旋容易形成和发展。锋面气旋的发展过程大致可分为初生、发展、锢囚、消亡四个阶段：1．初生阶段 从发生波动到绘出第一根闭合等压线为止的整个阶段。这一阶段温压场的特点是：地面气旋中心的上空有一低压槽，低压槽后是一个温度槽。这种温压场结构及地面气旋上空有气流辐散且有暖平流，即具有热力的和动力的双重减压作用，因而气旋加深发展。图 2a、b、c。2．发展阶段 锋面波动振幅增加，冷暖锋进一步发展，锋面降水增强。地面图上闭合等压线增多。高空等高线振幅增大，发展成明显的冷槽暖脊形式，气旋前部的暖平流增强和上空的辐散增强，地面气旋中心气压下降，气旋发展（图 2d、e、f）。3．锢囚阶段 从地面冷锋追上暖锋开始，称为气旋的锢囚阶段。温压场的结构如图 2 中的 g、h、i 所示。高空出现闭合等压线，地面低压中心与高空低压中心接近，气旋的发展达到全盛阶段，地面气旋的中心气压值达到最低值，地面闭合等压线多而密集，气旋的底层逐渐成为冷性涡旋，而暖空气被抬离地面。4．消亡阶段 地面气旋中心气压升高，锋面消失。高空等压线和等温线重合，低压区和低温区重合，冷暖平流消失。成为一个冷性涡旋（图 2 中的 j、 k、 l )。地面气旋由于摩擦辐合的升压作用，开始减弱、消亡。锋面气旋整个发展过程，一般为两天左右，短的约一天，长的约四、五天。（五）气旋族锋面上除了有单个气旋生成的情况外，有时在同一条锋上出现一串气旋，称为气旋族（图 2）。气旋族一般和高空长波槽前部相对应，位于槽前的下方，气旋族中每一个锋面气旋又和高空长波槽槽前的一个短波 槽相对应，气旋族内的气旋数为 2～5 个不等，各个气旋的发展阶段也不相同，一般是前方的已经衰老，中间的正年青，后面的则刚生成。图 2 气旋发展的各阶段高空温压场地面变压区和卫星云图三、温带反气旋（一）反气旋概述反气旋即高气压，它是一种中心气压值比四周高的大型水平空气涡旋，在北半球作顺时针向旋转，南半球则相反。在近地面层，由于摩擦作用，反气旋中有气流向四周辐散，可见反气旋近地面流场形式是顺时针向辐散流场。反气旋与高气压分别是从流场和气压场两个不同角度给予的不同名称。反气旋的大小是以地面天气图上最外一条闭合等压线的直径来量度的，一般反气旋的范围比气旋大得多，可占据整个大陆或海洋。反气旋的强度通常用最大风速和中心气压值来量度。风速愈大，说明系统愈强。在强的反气旋中，地面最大风速可达 20～30m/s。由于风速大小取决于水平气压梯度，气压梯度又和中心气压值有关，所以常常又以中心气压值表示它们的强度。反气旋中心气压值愈高，说明它的强度愈强，地面反气旋中心气压一般为1020～1030 百帕。冬季最强的寒潮冷高压，中心气压值高达 1083.8 百帕，若反气旋中心气压值随时间升高，则称反气旋加强或发展；如果中心气压值降低，则称反气旋减弱。（二）反气旋的结构与一般天气特征图 3 北半球高空长波槽与锋面气旋族反气旋通常处于高空槽后脊前所对应的地面上，这里是气流辐合区，又盛行冷平流，利于地面增压。暖性反气旋是暖中心与高压中心重合的系统，强度随高度增强，伸展高度很高；冷性反气旋是冷中心与高压中心重合的系统，因为在冷区气压随高度递减的快，使系统随高度升高而减弱，到一定高度便减弱消失或变成相反性质的系统。反气旋的流场结构是：近地面气流辐散，中心附近气流下沉，高空气流辐合。 反气旋中心附近，由于气流下沉，常出现少云天气。反气旋前部、后部常有锋活动，多云雨天气。四、寒潮高纬度地区和极地，气温极低，是冷空气的源地，常形成强的冷高气压。冷高压在有利的环流引导下，大举南下，侵入我国，产生急剧降温、霜冻、大风和雨雪天气。这种大范围的强冷空气活动，称为寒潮。（一）寒潮的标准我国中央气象台规定，由于冷空气侵入使气温在 24 小时内下降 10℃以上，最低温度降至 5℃以下，作为发布寒潮警报的标准。由于我国幅员辽阔，南、北方气候差异明显。栽培的作物种类、品种各不相同，对低温的抵抗能力不同，造成的危害必然不同。因此很难确定一个统一的、不变的标准。寒潮在冬半年出现，暮秋和早春是寒潮的多发季节。但平均来讲，每月寒潮不足一次，然而冷空气活动每月可达 3～5 次。由此可见，在冷空气活动中，达到寒潮强度的只占很小一部分。寒潮次数的年际变化很大，多发年与少发年，二者相差达 10 倍之多。（二）寒潮天气寒潮是大规模的强冷空气活动，因而寒潮侵袭时，可带来强烈的降温、大风和降水天气现象。在不同的季节和地区，寒潮天气不尽相同。冬半年，寒潮天气的突出表现是大风、降温。大风出现在寒潮冷锋附近，风速一般可达 5～7 级，海上达 6～8 级，持续时间多在 1～2 天。大风强度以我国西北、内蒙古地区最强，在北方多吹西北风，中部吹偏北风，南方吹东北风。寒潮冷锋过境后，气温猛烈下降，降温可持续 1 天到数天。西北、华北地区降温较多，中部、南部由于冷空气在南下过程中逐渐变化性，降温幅度有所减小。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，有时偶有降雪。淮河以南，暖空气含水汽较多，降水机率增大，尤其当冷锋速度减慢或在长江以南静止时，能产生大范围、长时间的降水。春、秋季时，寒潮天气除大风和降温外，北方常有扬沙、沙暴现象，降水机会也较冬季增多，在长江流域以南常伴有雨雪，有时还会出现雷暴与冰雹等灾害性天气。由寒潮引起的终霜、初霜和霜冻对农业生产危害很大。图 4 影晌我国的冷高压的主要路径图（三）寒潮路径影响我国的寒潮路径有四条：1．冷高压发源于北冰洋地区，从亚洲大陆西北部经西伯利亚、蒙古进入我国。2．冷高压发源于北冰洋地区，从亚洲大陆北部往南或西南方移动，在转向过程中，有的经西伯利亚西部、蒙古进入我国，有的则经西伯利亚东部进入我国东北。3.从中亚移来的冷空气，大多沿 50°N 以南自西向东移动，有的直接进入我国新疆，有的则再转向东北，经蒙古进入我国。4．冷空气在蒙古或西伯利亚西部堆积成冷高压，在合适的环流形势下，可以迅速向东南或南方移动，进入我国。冬半年以一、二、四条路径影响为主，夏半年则以第三条路径影响为主。（图 4）