天气系统一、气团气团是指在一定范围内，存在着在水平方向上物理属性（主要指温度、湿度、稳定度等）相对比较均匀的大块空气。气团的水平范围可从几百公里到几千公里，垂直范围可达几公里到十几公里,气团内部的水平温度梯度在 100km 内一般小于 1～2℃。（一）气团的形成与变性气团的形成过程，是大块空气在广阔的、性质均匀的下垫面上停留或缓行时，通过辐射和垂直混合等作用，使空气获得下垫面的均匀物理属性的过程。所以形成气团必须具备两个条件：一是有广大的、性质均匀的地理区域；二是利于空气停留或缓行的环流条件。广阔的海洋、无垠的沙漠、冰雪覆盖的极地常成为气团源地。移动缓慢的高压系统是气团形成的有利流场。因为它不仅可以给予空气块获得下垫面物理属性的时间，而且高气压附近地面的辐散流场利于空气充分混合，使气块性质趋于均匀化。气团跟随大气一起运动，当气团离开源地移到另一新的地区时，随着外界条件的改变，其主要物理属性随时间不断发生变化，这个过程叫气团的变性。气团变化速度的快慢，主要取决于气团源地与所流经区的下垫面性质差异大小、离开源地时间长短、气团内空气的运动状态及气团性质等。气团移动时，它的属性总是在或多或少的改变着，旧气团的变性，意味着新气团的形成。因为旧气团变性到一定程度，就失去了原来气团的属性而变化为新源地的新气团了。所以应该把气团的变性理解为原来气团属性的消失和新气团新属性的形成过程。即气团的形成只是在一定条件下获得相对确定的属性而已。（二）气团的分类与天气目前关于气团类型的划分，主要采用地理分类和热力分类两种方法。地理分类是根据气团源地的地理位置和下垫面性质划分的。按这种分类，在北半球把气团分为冰洋气团、极地气团、热带气团、赤道气团四类。其中前三类按源地地表的类型，分为大陆性气团和海洋性气团。冰洋气团（A） 冰洋气团形成于终年积雪的极地，当经由未封冻的洋面移来时，称为海洋性冰洋气团；当经由封冻的洋面移动时，称为大陆性冰洋气团。一般特征是寒冷、干燥、底层常有逆温层，层结稳定，除经北大西洋移来的冰洋气团在欧洲登陆时可造成欧洲冬雪外，很少有水汽凝结现象。天气大多晴好。极地气团（P） 极地大陆气团和极地海洋气团分别形成于中纬度的大陆和海洋上。冬季极地大陆气团比极地海洋气团寒冷，干燥且稳定，大气也好；夏季极地大陆气团底层增温，大气层结不稳定，常出现云雨甚至雷雨天气。热带气团（T）热带大陆气团形成于副热带地区的大陆上，以回归线附近的副热带高压区较多。其特点是高温干燥。夏季我国受它影响时，常出现高温少雨天气。东北、华北区出现的伏旱大多是受其影响的结果。热带海洋气团形成于副热带的海洋上，中层常有下沉逆温，由于逆温层阻止了低层对流发展和水汽向上输送，天气较好。在陆地上，下午可能出现积云和小雷阵雨。赤道气团（E）它形成于赤道两侧无风带的洋面上。其特征是高温高湿，气层不稳定。天气潮湿，闷热多阵雨。热力分类是根据气团与所流经地下垫面之间的温度对比或两相邻气团之间的温度对比来划分的。如果气团温度低于下垫面，称为冷气团。这种气团使它所经之地变冷而本身温度逐渐升高。由于低层迅速增温，对流容易发展，因此冷气团具有不稳定的天气特点。夏季常形成积云和积雨云，产生阵雨和雷阵雨天气。冬季只有淡积云。如果气团温度高于下垫面，称为暖气团。这种气团使它的流经地变暖，而本身逐渐降温，气层稳定。因此，暖气团通常具有稳定天气特点。如果暖气团水汽含量多，常形成层云或层积云，并下毛毛雨或小雨（雪），有时还会形成平流雾；如果暖气团中水汽含量比较少，天气比较好。两相邻气团中温度高的气团称为暖气团，温度低的气团称为冷气团。影响我国的气团多为变性气团。冬季主要是变性的极地大陆气团和变性的热带海洋气团；夏季主要受变性极地大陆气团、热带大陆气团和热带海洋气团影响。二、锋锋是不同性质气团的交绥区。附近气象要素变化剧烈，天气复杂。是影响中纬度地区的重要天气系统。是形成温带地区气候特征的重要天气因子。（一）锋的概述锋是不同性质气团之间的过渡带。这个过渡带存在于三度空间。其空间状态是：重的冷空气在下面，轻的暖空气在上面，使整个过渡区从地面到高空向冷空气一方倾斜。这个过流区的宽度与大范围气团相比，可以把它看成一个面，叫锋面。锋面和地面的交线叫锋线。锋面、锋线统称为锋。锋与空间某一水平面或垂直 面相交的区域称为锋区。锋的宽度在近地面层约为几十公里，在高空可达 200～300km，甚至更宽。锋的长度可伸展数百公里至数千公里，锋的垂直伸展高度有高有低，高的可达对流层顶，低的只在近地面 1.5km 以下，锋的活动时间一般为 5～7 天。（二）锋的分类关干锋的分类主要有以下三种方法。1．根据锋的伸展高度，可将锋分为对流层锋、空中锋和地面锋。对流层锋是伸展高度达到对流层中层以上的锋；地面锋是伸展高度仅在地面 1.5km 以下的锋；空中锋的伸展高度介于两者之间。2．根据形成锋的气团源地的地理类型可将锋分为冰洋锋、极锋和赤道锋。冰洋锋是冰洋气团和极地气团的交界面；极锋是极地气团和热带气团的交界面；赤道锋是热带气团与赤道气团的交界面。赤道锋两侧气团温差小，常常只有风场上的辐合，故又称赤道辐合带。主要气团的过渡带称为主锋。其中对我国影响较大的是极锋，两个变性气团之间的锋，称为付锋。根据锋两侧气团的移动情况，可将锋分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋四种。冷锋 锋面在移动过程中，冷气团推动锋面向暖气团一侧移动的锋（图 1 ａ）暖锋 锋面在移动过程中，暖气团推动锋面向冷气团一侧移动的锋（图 1 b)图 1锋的分类准静止锋 移动缓慢或呈停滞和摆动状态的锋。它常常是因为锋两侧冷、暖气团势均力敌或者锋面在移动过程中受地形所阻而形成的。锋上个别地段有时会向暖区移动，有时会向冷区移动，所以准静止锋又可以转化为冷锋或暖锋。锢囚锋 锢囚锋是冷、暖锋在移动过程中，冷锋速度大于暖锋速度时，冷锋追上暖锋；或者两条冷锋相向而行迎面相遇时合并而成。暖空气被抬举到空中，地面完全被冷空气占领，这种由两条锋合并而成的复合锋，称为锢囚锋。锢囚锋又可分为三种类型：若锋后冷空气比锋前冷空气更冷时，称冷式锢囚锋，若锋后冷空气比锋前冷空气暖时，称暖式锢囚锋，若锋前后的冷空气温度无大差异，则称为中性锢囚锋。通过锋面交线的垂直剖面图上的两种锋面的交点，称为锢囚点。（三）锋的基本特征锋是冷、暖气团间狭窄的过渡带。它附近气象要素的分布与气团内部有不同的特点，下面将分别介绍温度场、气压场、风场特征。1．锋附近的温度场 在水平方向上锋区内的水平温度梯度比气团内部的水平温度梯度大得多，在气团内部温度水平分布比较均匀，通常 100km 距离内，温度差只有 1～2°C。而在锋区，相同距离的温度差可增大五倍或以上。因此地面图上，温度差异特别大的地区，常是地面锋线位置所在。高空等压面图上，等温线密集区（水平温度差大的地区）便是空间锋面位置所在。由于锋从地面到高空逐渐向冷空气一侧偏移，所以等压面图上，等温线密集区愈向高空愈向冷空气一侧偏移，使得高空锋区在地面上的垂直投影，愈向高空距地面锋线愈远。（图 2)图 2高空锋区与地面锋的相对位置在垂直方向上，锋区内与气团内部的温度直减率有很大差别。一般来说，锋下的冷气团和锋上的暖气团中温度的垂直分布，遵循对流层大气温度的垂直分布规律，即温度随高度的增高而降低，锋区附近是自下而上由冷气团向暖气团的过渡区，温度随高度的变化有三种情况：一是自下而上温度随高度递增，出现逆温现象。二是自下而上温度不变，出现等温现象。三是自下而上温度随高度递减，这三种情况分别代表着锋的强弱，有逆温现象的，代表冷、暖气团温度差异大，锋面最强。温度随高度缓慢下降的，锋面最弱。2．锋附近的气压场 锋附近的气压分布状况，地面附近和对流层中、上层有着不同的特点。在大气低层的近地面附近，锋处于低压槽中，在地面天气图上，等压线经过锋时有明显折角，其折角指向气压高的一方。在天气变化中，呈现明显的暖锋到来之前气压下降；冷锋移过以后气压上升的变化规律， 这种特点可用图 3 来说明。在垂直于锋线的 AA’方向上，气压变化的特点是：在暖气团内部，由于空气密度比较均匀，气压变化不大；通过锋线进入锋面下方冷气团时，则由于锋下冷空气柱逐渐增长，气压逐渐升高。图 2-26 中平面部分所示，实线表示无锋时气压的水平分布情况。形成锋后，由于锋下冷气团中气压沿 AA’线逐点升高，如 a 点气压由 1000.0 百帕，上升到 1002.5 百帕，于是冷区中的等压线必须成虚线所示的情况，而锋线则落在低压槽中，这样等压线通过锋时便发生弯曲，且使折角指向气压高的一方。图 3锋附近气压分布在对流层中上层，由于冷空气中气压随高度递减的快，使高空槽向冷中心靠拢，致使锋（锋面）处于低槽前部，因此等高线通过锋时不再有明显折角。3．锋附近的风场 前面已经证明：地面锋线处于低压槽中，所以，地面锋线附近风向呈气旋式旋转，同时向中心辐合，如图 4。垂直方向上，风随高度的变化称为风的垂直切变。因为锋附近是水平温度梯度大的区域，所以风的垂直切变大于无锋处，锋区风向急速偏转，偏转方向决定于冷、暖平流，暖锋有暖平流，风向顺时针向转动。冷锋有冷平流，风向逆时针向转动。图 4锋附近的风场 （四）锋面的天气锋面天气主要指锋附近云和降水的分布。锋附近云和降水的形成是暖空气在冷空气上爬升时，暖气团中水汽发生凝结的结果。锋经过的地区天气往往发生明显的变化，所以锋是天气变化，气候形成的重要原因之一。锋面天气极其复杂，不仅不同类型的锋面天气表现各异，而且同一类型的锋处于同发展阶段时的天气差异也十分明显。下面介绍的只是典型锋面的一般天气特征。1．暖锋天气 暖锋常出现在高空槽前对应的位置上。在暖气团推动锋面向冷气团移动过程中，暖空气沿锋面缓慢上升，容易形成广阔的层状云和大面积的降水区。典型的暖锋天气如图 5。如果暖空气的层结是稳定的，在地面锋线的最前缘是卷云，以后依次是卷层云、高层云和雨层云。云层往往连续数百公里，无明显间隙和界限。云系底部通常与锋面相接，而云顶水平。由于锋面是倾斜的，所以愈靠近地面锋线，云底愈低，云层愈厚。降水产生于地面锋线到达之前。降水区宽度一般为 300～400km。图 5暖锋天气模式由于暖空气湿度和垂直运动的情况分布不均匀，实际上出现的暖锋云系远比上述典型模式要复杂得多。在锋面云系中，有些部分比较浓密，有些部分比较稀疏，甚至会出现无云的空隙，把云分成两层或更多层。在锋面下方靠近地面锋线的冷空气里，由于雨滴蒸发、水汽增多，常产生层云、碎层云、碎积云，当空气饱和层及地时，可形成锋面雾。在夏季里，当暖气团温度大且不稳定时、在暖锋上的雨层云中也可产生浓积云或积雨云，出现雷雨天气；当暖气团中水汽含量很小时，锋上有时只出现一些中、高云，不产生降水天气。一条典型的暖锋移过境时，天气变化如下：暖锋到来之前，受暖锋前的冷气团控制，一般天气较好，当暖锋锋面先从高空进入本区时，天空出现卷云、气压开始下降，气温上升，以后卷云逐渐增多、但此时的降水一般为强度变化不大的连续性小雨，此后气压降低加快，风速增大，当天空出现雨层云时，降水增强，当地面锋线移过时，风向迅速由东南转为西南，气压减缓或停止下降，甚至出现微升、降水停止或减弱，气温出现明显上升，则表示暖锋已移过。2．冷锋天气 冷锋是冷气团推动锋面向暖气团一侧移动的锋。主要云、雨区分布与暖锋大体相似，只是出现在地面锋线的后方，并且同暖锋云系排列顺序相反，在锋下靠近地面锋线附近，因雨滴蒸发，湿度增大常有层积云、层云和碎层云形成。有时能产生锋面雾。冷锋中有一种移动速度慢的类型，称为缓行冷锋或一型冷锋。缓行冷锋坡度比暖锋大，所以云雨区比暖锋狭窄，冷锋一般处于高空槽前对应的地面上，高空槽前的辐散运动像抽气机一样迫使地面空气上升，这种上升运动与锋面抬升、辐合抬升叠加，使上升运动增强，在地面附近，可形成浓积云和积雨云，出现雷阵雨天气。（图 6） 图 6一型冷锋天气模式另外，在冷锋中还有一种坡度徒、移动速度快的类型，称为二型或稳行冷锋。二型冷锋一般处于高空槽后对应的地面上，当冷空气移动很快时，将迫使锋前暖空气急剧上升，而冷锋上段因坡度小和高空槽后的辐合下沉作用，使暖空气沿锋面下滑，因而云雨区分布于地面锋线两侧，范围狭窄，但天气变化剧烈，常出现雷雨大风等强烈不稳定天气。（图 7）图 7二型冷锋天气模式典型冷锋移过境时，天气演变如下：冷锋移近时，气压平稳或微降，气温升高，风力增大。冷锋移过时，气压明显上升，气温明显下降。风向由西南转为西北，云依次出现雨层云、高层云、卷层云和卷云，降水增强后逐渐停止。二型冷锋，降水产生在地面锋线两侧。3．静止锋天气 根据主要云系分布部位不同，可将静止锋天气分为两种：一种是主要云系在锋上的，这种锋坡度小，云雨区宽，天气与一型冷锋相似，另一种静止锋主要云系在锋下，可产生微量降水。由于静止锋移动很慢，常在某一地区来回摆动或停滞，造成连续几天的阴雨天气。4．锢囚锋天气 锢囚锋是两条锋合并而成的复合锋。因此云系仍保留着原来两条锋面上云系的特点。其中一个特征是锢囚锋两侧均为降水区。锢囚锋降水不仅是由原来的两锋面所带来的，而且还由于两条锋面合 并后，锋上暖空气抬升作用进一步加强所造成。所以在锢囚点附近，常因上升运动增强，云层加厚、降水增大。（五）锋生和锋消锋在移动过程中不断经历着新生加强和减弱消失的过程。这种变化必然给天气带来很大影响，因此介绍锋的生、消概念及机制是很必要的。锋生是新锋面形成或原有锋面加强的机制和过程，锋消是原有锋面消失或减弱的机制和过程。水平温度差异大是锋的主要特征。所以锋生过程，就是锋附近水平温度梯度随时间增大的过程。锋消过程相反。