第十四章 海洋天气之气团和锋

第十四章 海洋天气之气团和锋

天气分析实践发现,在一定范围内,空气的温、湿等物理属性水平分布相对较均匀,天气大

体相同,变化缓慢。但在与其相邻的某些狭窄区域内,则常常是气象要素和天气现象变化剧烈。

天气分布的这种特征与气团和锋有密切关系。

第一节 气 团

一、气团的概念

气团(A ir M ass)是指同一时段内在水平方向上物理属性(主要指温度、湿度和大气稳定

度)分布较均匀的大块空气。其水平范围可达几百到几千公里,垂直范围可达几公里到十几公

里,其内天气特点也大致相同。

二、气团的形成与变性

1.气团的形成

气团的形成需具备两个条件:一是大范围物理性质比较均匀的下垫面,如辽阔的海洋、冰

雪覆盖的大陆、浩瀚的沙漠等;二是有适合的环流,通常即指准静止大型高压系统中的下沉辐

散气流,可使大范围空气有较长时间停留或缓慢运行在同一下垫面上。

因为空气中的热量和水汽主要来源于下垫面,在适合的环流条件下,通过辐射、乱流、对

流、蒸发、凝结、大范围垂直运动等物理过程,大范围空气与下垫面进行充分的热量和水汽交

换,便逐渐获得与下垫面相应的分布较均匀的物理属性而成为气团。因此气团属性决定于下垫

面性质。

2.气团的变性

气团形成的地区,称为气团源地(A ir M ass S ource)。气团在源地形成后,随着环流条件的

变化,会由源地移行到与源地性质不同的新地区。在移行过程中,气团与所经地区的下垫面不

断进行热量和水汽交换,引起气团物理属性和天气特征逐渐发生变化,这个过程称为气团变性

(A ir M ass T ransform ation/ M odification )。变了性的气团又称为变性气团(M odified A ir

M ass)。当气团在新的源地上缓慢移动,基本上获得了新源地物理性质时,就形成了新的气团。

因此,老气团的变性过程也是新气团的形成过程。

气团变性的快慢和程度,取决于新、旧下垫面性质差异的大小、气团离开源地时间的长短、

路程的远近和气团本身的性质。气团所经下垫面性质与源地差异较大时,气团属性容易改变,

变性快,反之就慢些。气团离开源地时间越长,路程越远,变性程度就越深。一般而言,从大陆

移至海洋的气团,容易获得海面蒸发的水汽而变湿;而从海洋移入内陆的气团变干要慢的多。

另外,暖气团移到冷的地区,由于其低层变冷后趋于稳定,乱流和对流不易发展,冷却过程主要

通过缓慢的辐射作用进行,所以变性较慢;相反,冷气团移到暖的地区,低层受热后趋于不稳

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定,乱流和对流容易发展,很快把下垫面热量上传使上层变暖,因而变性较快。

三、气团的分类和气团天气特征

气团的分类法主要有地理分类和热力分类两种。

1.地理分类

根据气团源地的地理位置和下垫面性质进行的分类称为地理分类。通常先按源地的纬度

位置把气团分为冰洋气团(又称北极、南极气团)、极地气团、热带气团和赤道气团四个基本类

型,再根据源地的海、陆位置,把前三种气团又分为海洋性气团和大陆性气团。赤道气团的源地

主要是海洋,不再区分海、陆型。

1)冰洋气团

冰洋气团形成于常年冰雪覆盖的极地地区,位于北冰洋的又称为北极气团(A rctic A ir

M ass),位于南极大陆的称为南极气团(A ntarctic A ir M ass)。当气团来自南极大陆或冰封洋面

时,称为冰洋大陆气团(A c);当气团来自未冰封洋面时,称为冰洋海洋气团(A m )。冰洋气团的

一般天气特征是寒冷、干燥,天气晴朗;低层常有强逆温层,气层非常稳定。

2)极地气团

形成于中、高纬度地区的气团称为极地气团(P olar A ir M ass),其中位于大陆上的称为极

地大陆气团(P c,P olar C ontinental A ir M ass), 位于海洋上的称为极地海洋气团(P m ,P olar

M arine A ir M ass)。极地大陆气团冬季的天气特征与冰洋气团类似;夏季,因大陆增暖,河川解

冻,气团低层气温和湿度升高,因而逆温层消失,稳定度有所减小,常出现多云天气。极地海洋

气团冬季天气较大陆气团差,经常是阴天或多云,有时会出现降水,当其移到较冷的海洋或大

陆时,还常有层云、雾或毛毛雨等稳定性天气出现,这是因为冬季海面温度高于大陆,水汽供应

也比较充分的缘故。夏季,极地海洋气团和极地大陆气团差别很小。

3)热带气团

形成于副热带和热带地区的气团称为热带气团(T ropical A ir M ass),其中位于大陆上的

称为热带大陆气团(T c,T ropical C ontinental A ir M ass ),位于海洋上的称为热带海洋气团

(T m ,T ropical M arine A ir M ass)。热带大陆气团的天气特点是炎热而干燥,气温直减率大,气

层不稳定,晴朗少云,当其长期控制一个地区时往往形成严重的干旱。热带海洋气团因形成于

副热带海洋上,低层较暖湿,层结不够稳定,但由于副热带高压内盛行下沉气流,中层常存在下

沉逆温层,阻碍了低层对流和乱流的发展,水汽不易上传,所以天气晴热。只有当副热带高压脊

伸入内陆,中层逆温层被上升运动破坏时才会出现不稳定降水天气。

4)赤道气团

赤道气团(E quatorial A ir M ass)形成于赤道洋面上,其特点是湿度大,气温高,天气闷热,

气层不稳定,多对流和乱流活动,阵雨和雷暴频繁。

2.热力分类

气团移动时,根据其与所经下垫面之间的温度对比进行的分类称为热力分类。按照这种分

类法,气团可分为冷气团和暖气团两种类型。凡是气团温度低于流经地区下垫面温度的,称为

冷气团(C old A ir M ass);相反,气团温度高于流经地区下垫面温度的,称为暖气团(W arm A ir

M ass)。冷暖气团还可根据相邻气团之间的温度对比来划分,温度较高的气团称为暖气团,温

度较低的气团称为冷气团。一般而言,两种划分方法是基本一致的。因为通常自高纬向低纬移

动的气团,无论相对于地面,还是相对于低纬的气团,都是冷气团;同理,自低纬向高纬移动的

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气团,无论相对于地面还是高纬的气团,都是暖气团。

1)冷气团

冷气团使所经之地变冷,而本身逐渐变暖。由于气团低层迅速增温,气温直减率增大,层结

稳定度减小,对流容易发展,因此冷气团具有不稳定的天气特点。夏季,如果冷气团中水汽含量

多,常形成积云和积雨云,甚至出现阵性大风、阵性降水或雷暴天气。冬季,冷气团中通常水汽

含量很少,此时只出现少量淡积云甚至碧空无云,夜间由于低层辐射冷却,清晨大陆上可形成

辐射雾。冷气团中气温、风等要素一般有明显日变化,并因乱流、对流活跃,低层能见度一般较

好。

2)暖气团

暖气团使所经之地变暖,而本身逐渐冷却,气温直减率减小,气层趋于稳定,不利于对流的

发展,因而暖气团通常具有稳定的天气特点。如果暖气团中水汽含量多,常形成层云、层积云,

并下毛毛雨、小雨或小雪,有时还会形成平流雾,再加上气层稳定,使得水汽、尘埃、杂质等常聚

集在低层,所以暖气团中能见度通常较差。如果暖气团中水汽含量较少,天气就比较好。

四、影响我国东部和近海的气团

影响我国东部和近海地区的气团多数为变性气团。冬季主要有变性极地大陆气团和变性

极地海洋气团(冷气团),南海上空还受变性热带海洋气团的影响。夏季,东部沿海主要受变性

热带海洋气团(暖气团)影响,南海广大海域多为变性赤道气团控制。春、秋两季是过渡季节,在

中国海域活动的气团主要是变性极地大陆气团和变性热带海洋气团,两类气团互有进退,在两

个气团的交界处,可形成降水。

第二节 锋

一、锋的概念

锋(F ront)是两个性质不同的气团相遇时两者之间形成的狭窄而又倾斜的过渡带,在其两

侧,气温、湿度、风等气象要素差异很大,天气变化剧烈。如气团内部水平温度梯度小,一般约为

1℃～2℃/ 100k m ,而在锋区内水平温度梯度大,量级达10℃/ 100k m 。

锋的上方为暖气团,下方为冷气团,锋与暖气团的交界面叫上界面(又称为暖界面),与冷

气团的交界面叫下界面(又称为冷界面),如图14-1 所示。锋的长度和垂直伸展高度与气团相

当,而其宽度具有上宽下窄的特点,在近地面层一般只有几十公里宽,窄的只有几公里,在高空

可达200～400km ,或者更宽些。可见,锋的宽度远比气团水平尺度(锋的长度)小,因此可将锋

看成一个几何面,称为锋面(F rontal Surface)。锋面与地面的交线称为锋线(F rontal L ine),锋

与空中某一平面或垂直剖面相交的区域称为锋区(F rontal Z one),锋面和锋线统称为锋。实际

工作中,地面天气图上分析锋线,高空等压面图上分析锋区。在高空图上锋区表现为一条窄长

的等温线密集带。

锋在空间随高度上升向冷空气一侧倾斜,因此,高空图上锋区的位置位于地面锋线的冷空

气一侧,并且锋伸展的高度越高,对应高度等压面上的锋区向冷空气一侧偏移也越多(见图

14-2)。锋面倾斜的程度称为锋面坡度,它的形成和维持是地转偏向力作用的结果。对比同一时

刻不同高度等压面上锋区的位置,可以大致确定锋面坡度。显然,不同高度上各锋区相对位置

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越近,表明锋面坡度越大,各锋区的相对位置越远,则表明锋面坡度越小。实际工作中,常根据

探空观测资料求锋面坡度,方法如下:如图14-3 所示,B 点是冷空气一侧的某探空站,AB 是该

站到地面锋线的垂直距离,BC 是该站探空记录中锋面逆温上界高度,则锋面坡度

tgα= BC/ AB (14-1)

据统计,实际大气中锋面坡度很小,一般只有1/ 50 至1/ 300,冷锋的坡度最大,约为1/ 50

～1/ 100;暖锋的坡度次之,平均为1/ 150;准静止锋的坡度最小,平均为1/ 250。

图14-1 锋的空间状态图14-2 高空锋区与地面锋的相对位置

图14-3 锋面坡度计算

二、锋的分类

锋的分类法因着眼点不同而不同。

1.根据形成锋的气团的地理类型分类

分隔冰洋气团和极地气团的锋称为冰洋锋;分隔极地气团和热带气团的锋,称为极锋;分

隔热带气团和赤道气团的锋,称为(副)热带锋(又叫赤道锋)。其中对中高纬广大海域有重大影

响的是极锋。极锋是半永久性系统,它的平均位置在45°～50°N ,随季节变化而南北移动,最北

可达70°N 或更北,最南可达30°～25°N 或以南;锋区内斜压性强,经向温度梯度大,并伴有急

流出现,在适宜的天气形势配合下,锋上常有气旋发生和发展。

上述主要气团之间的锋统称为主锋。有时在冰洋气团和极地气团内部,尤其是后者,由于

各部分变性程度不同,或有更冷的空气补充南下,可在冷空气与更冷空气之间又形成锋,这种

锋被称为副锋。主锋的长度和锋两侧的温度差均比副锋大。

2.根据锋伸展的不同高度分类

可垂直伸展到对流层中上层的锋称为对流层锋;仅存在于对流层低层的锋称为地面锋;只

出现在高空的锋称为高空锋。

3.根据锋在移动过程中冷、暖气团所占地位分类

锋面在移动过程中,若冷气团起主导作用,推动锋面向暖气团一侧移动,则称为冷锋(C old

F ront);若暖气团起主导作用,推动锋面向冷气团一侧移动,则称为暖锋(W arm F ront);若冷、

暖气团势均力敌,锋面移动缓慢或呈准静止状态,则称为准静止锋(Q uasi-Stationary F ront)。

由于冷锋赶上暖锋或两条冷锋相遇,迫使两锋面之间暖空气抬离地面,锢囚到高空,近地面层

由冷锋后部冷气团与锋前冷气团构成的交界面,称为锢囚锋(O ccluded F ront)。如果锋后的冷

气团比锋前的冷气团更冷,则称为冷式锢囚锋(图14-4a));若锋前的冷气团比锋后的冷气团

更冷,则称为暖式锢囚锋(图14-4b));如果锋前后的冷气团无大差别,则称为中性锢囚锋(图

14-4c))。图上A 点,即原来两锋面的交接点,称为锢囚点。

锋的这种分类方法在实际工作中应用最广泛。

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图14-4 锢囚锋的类型(垂直剖面示意图)

三、锋面天气模式

锋面天气主要是指锋附近的云系、降水、风、能见度等要素的分布状况。锋面天气的强弱主

要决定于锋面坡度的大小、锋附近空气垂直运动状况、气团属性(尤其是暖气团的水汽含量)和

稳定度等因素,这些因素的不同综合状况构成了多种多样的锋面天气。了解气象工作者从大量

复杂的锋面天气中概括出的典型模式,有助于认识和理解具体的锋面天气。

1.锋附近的垂直运动

一般而言,暖锋附近冷暖空气均为上升运动(图14-5a));冷锋的冷空气一侧以下沉运动

为主,只是在低层接近锋面附近有微弱的上升运动,暖空气一侧多数整层均为上升运动(图

14-5b)),有时则上升运动只限于低层,高层为下沉运动(图14-5c))。

图14-5 锋附近的垂直运动示意图

图14-6 暖锋天气

2.锋面天气

1)暖锋天气

(1) 云和降水 暖锋坡度较小,锋

上暖空气沿锋面缓慢爬升,可以达到很

高的高度。若暖空气层结稳定,水汽充

沛,则锋上常产生广阔的层状云系,并

有大面积的降水区出现(见图14-6a))。在地面锋线移动方向的最前缘是卷云,向后依次是卷

层云、高层云、雨层云,云系底部常与锋面相接,云顶平坦,云层连绵数百公里,越近地面锋线云

层越厚,云底高度越低。降水主要发生在雨层云内,为连续性降水,降水区位于锋前冷气团中,

宽度随锋面坡度而异,一般为300～400km 。

当暖空气不稳定且水汽含量多时(多在夏季出现),暖锋上可产生积雨云,常伴有雷阵雨天

气,这种积雨云往往隐藏在深厚的雨层云中。当暖

空气干燥、水汽含量很少时,锋上只出现一些中、

高云,甚至无云。

在锋下,靠近地面锋线的冷空气里,由于雨滴

蒸发,水汽增多,同时有低压槽中空气的辐合和乱

流作用,常形成层云、碎层云、碎积云、层积云等低

云。如果这种饱和凝结现象出现在近地面层,可形

成锋面雾,它出现在锋前50 ～ 100n m ile 的范围

内, 因与降水同时发生,属于恶劣天气下的雾, 航

行船舶要特别注意。

( 2)气压和风 锋位于低压槽中,等压线通过

地面锋线时,呈气旋式弯折,折角指向高压一方,

暖锋前常有明显的负3h 变压。

锋附近的风场有气旋式切变(见图14-6b ))。

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北半球的暖锋线多为西北- 东南走向,锋前吹E ～SE 风,锋后吹S～SW 风,锋过境时,风向作

顺时针变化。南半球的暖锋走向多为西南- 东北向,锋前吹E ～N E 风,锋后吹N ～N W 风,锋

过境时,风向作逆时针变化。一般锋前风力大于锋后。

2)冷锋天气

根据地面锋线与高空槽的配置情况、移动速度、锋上垂直运动特点和天气特征,可将冷锋

分为第一型冷锋和第二型冷锋。

(1)第一型冷锋 地面锋线位于高空槽前部,锋面坡度不大,移动较慢(故又称缓行冷锋),

暖空气沿着移来的冷空气楔有规则地上升,伴随天气多为稳定性的。

①云和降水 当暖空气比较稳定、水汽比较充沛时,锋上产生同暖锋相似的范围较广的层

状云系,云的排列次序与暖锋相反,为雨层云、高层云、卷层云和卷云,多产生稳定性降水,降水

区出现在锋线附近和锋后,其宽度比暖锋窄一些,平均为150～200km (见图14-7a))。在锋线

附近降水区内还常有层积云、层云、碎层云和碎雨云形成,锋后有时能产生锋面雾。如果锋前暖

空气不稳定时,在地面锋线附近常出现积雨云和雷阵雨天气。

②气压和风 冷锋前气压略降,冷锋一过境,气压迅速升高,出现正3h 变压中心。北半球

冷锋走向多为东北- 西南向,锋前吹S ～S W 风,锋后吹N ～N W 风,锋线过境时,风向作顺时

针变化;南半球冷锋多为东南- 西北走向,锋前吹N ～N W 风,锋后吹S～SW 风,锋线过境时,

风向作逆时针变化(见图14-7b ))。冷锋后风速常大于锋前风速,强冷锋在海上可造成7～8 级

风,甚至更大些。

图14-7 第一型冷锋天气

(2)第二型冷锋 地面锋线位于高空槽线附

近或槽后,锋面坡度较大,移动较快, 又称为急行

冷锋。

在地面锋线附近,由于冷空气的强烈冲击,迫

使暖空气激烈上升;而在高层,锋处于高空槽后或

槽线附近,在较强冷平流下,暖空气沿锋面下滑,

出现下沉气流。所以,当暖空气比较潮湿又不稳定

时(夏季常出现),在地面锋线附近形成强烈的积

雨云,出现雷暴、阵性降水甚至冰雹、飑线等不稳

定性天气,雨区很窄,一般只有几十公里(见图14-

8);而高层锋面上,则往往无云。这种冷锋过境时,

往往电闪雷鸣,狂风暴雨,但时间短暂,锋线过后

不久天气即转晴。

如果暖气团比较稳定,湿度较小(常见于冬半

年),则第二型冷锋多层状云系和连续性降水,但

天气主要出现在锋前。锋线前方从前向后依次出现卷云、卷层云、高层云和雨层云,在地面锋线

附近才有很厚很低的云层,降水区不宽,地面锋线过境后,云很快消失,风速增大,并常出现大

风天气(见图14-9)。在我国北方冬春季节,冷、暖空气都很干燥,第二型冷锋前只出现一些中、

高云,甚至无云,锋后常有大风和风沙天气,所以第二型冷锋又有“干冷锋”之称。

3)准静止锋天气

准静止锋往往是由冷锋演变而成,其天气分布与第一型冷锋相似。因准静止锋坡度很小,

其云雨区比冷锋宽广得多,一般为连续性降水,降水强度较弱,但持续时间很长。准静止锋移动

128

缓慢,有时在某一区域来回摆动,使这些地区出现连绵数日甚至一个月以上的阴雨天气。夏半

年暖气团不稳定、湿度大时,准静止锋上可出现积雨云和雷阵雨天气。

图14-8 第二型冷锋天气(夏季) 图14-9 第二型冷锋天气(冬季)

在北半球,准静止锋的北侧一般吹N E ～E 风,南侧吹SW 风。

4)锢囚锋天气

锢囚锋是由两条移动的锋合并而成的,它的天气保留着原来锋面天气的特征。若锢囚锋是

由具有层状云系的两条锋合并而成,则锢囚锋的云系也是层状云系,并分布在锢囚点的两侧,

图14-10a)所示的就是具有这种云系的暖式锢囚锋。如果原来一条锋上是积状云,另一条锋上

是层状云,则锢囚后,积状云与层状云相连,图14-10b )所示的就是这种模式的冷式锢囚锋。

图14-10a) 具有层状云系的暖式锢囚锋图14-10b) 具有积状云系的冷式锢囚锋

但锢囚锋天气比单独的冷暖锋天气要复杂一些。这是因为锢囚锋在形成过程中,锢囚点以

上暖空气的上升运动进一步发展,使云层增厚,降水增强,降水区扩大。锢囚点以下的锋段还会

有云新生,暖式锢囚锋一般出现层状云,冷式锢囚锋一般出现积状云。

随着锢囚锋的发展,锢囚点升高,暖空气被抬得越来越高,其中的水汽因降水消耗而越来

越少,再加上锢囚点上锋段坡度减小,因此锢囚点上的云层会逐渐变薄、消散。尽管锢囚点以下

的锋段上云系可能还有些发展,但总的发展趋势是天气好转。

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第十四章 海洋天气之气团和锋

天气分析实践发现,在一定范围内,空气的温、湿等物理属性水平分布相对较均匀,天气大

体相同,变化缓慢。但在与其相邻的某些狭窄区域内,则常常是气象要素和天气现象变化剧烈。

天气分布的这种特征与气团和锋有密切关系。

第一节 气 团

一、气团的概念

气团(A ir M ass)是指同一时段内在水平方向上物理属性(主要指温度、湿度和大气稳定

度)分布较均匀的大块空气。其水平范围可达几百到几千公里,垂直范围可达几公里到十几公

里,其内天气特点也大致相同。

二、气团的形成与变性

1.气团的形成

气团的形成需具备两个条件:一是大范围物理性质比较均匀的下垫面,如辽阔的海洋、冰

雪覆盖的大陆、浩瀚的沙漠等;二是有适合的环流,通常即指准静止大型高压系统中的下沉辐

散气流,可使大范围空气有较长时间停留或缓慢运行在同一下垫面上。

因为空气中的热量和水汽主要来源于下垫面,在适合的环流条件下,通过辐射、乱流、对

流、蒸发、凝结、大范围垂直运动等物理过程,大范围空气与下垫面进行充分的热量和水汽交

换,便逐渐获得与下垫面相应的分布较均匀的物理属性而成为气团。因此气团属性决定于下垫

面性质。

2.气团的变性

气团形成的地区,称为气团源地(A ir M ass S ource)。气团在源地形成后,随着环流条件的

变化,会由源地移行到与源地性质不同的新地区。在移行过程中,气团与所经地区的下垫面不

断进行热量和水汽交换,引起气团物理属性和天气特征逐渐发生变化,这个过程称为气团变性

(A ir M ass T ransform ation/ M odification )。变了性的气团又称为变性气团(M odified A ir

M ass)。当气团在新的源地上缓慢移动,基本上获得了新源地物理性质时,就形成了新的气团。

因此,老气团的变性过程也是新气团的形成过程。

气团变性的快慢和程度,取决于新、旧下垫面性质差异的大小、气团离开源地时间的长短、

路程的远近和气团本身的性质。气团所经下垫面性质与源地差异较大时,气团属性容易改变,

变性快,反之就慢些。气团离开源地时间越长,路程越远,变性程度就越深。一般而言,从大陆

移至海洋的气团,容易获得海面蒸发的水汽而变湿;而从海洋移入内陆的气团变干要慢的多。

另外,暖气团移到冷的地区,由于其低层变冷后趋于稳定,乱流和对流不易发展,冷却过程主要

通过缓慢的辐射作用进行,所以变性较慢;相反,冷气团移到暖的地区,低层受热后趋于不稳

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定,乱流和对流容易发展,很快把下垫面热量上传使上层变暖,因而变性较快。

三、气团的分类和气团天气特征

气团的分类法主要有地理分类和热力分类两种。

1.地理分类

根据气团源地的地理位置和下垫面性质进行的分类称为地理分类。通常先按源地的纬度

位置把气团分为冰洋气团(又称北极、南极气团)、极地气团、热带气团和赤道气团四个基本类

型,再根据源地的海、陆位置,把前三种气团又分为海洋性气团和大陆性气团。赤道气团的源地

主要是海洋,不再区分海、陆型。

1)冰洋气团

冰洋气团形成于常年冰雪覆盖的极地地区,位于北冰洋的又称为北极气团(A rctic A ir

M ass),位于南极大陆的称为南极气团(A ntarctic A ir M ass)。当气团来自南极大陆或冰封洋面

时,称为冰洋大陆气团(A c);当气团来自未冰封洋面时,称为冰洋海洋气团(A m )。冰洋气团的

一般天气特征是寒冷、干燥,天气晴朗;低层常有强逆温层,气层非常稳定。

2)极地气团

形成于中、高纬度地区的气团称为极地气团(P olar A ir M ass),其中位于大陆上的称为极

地大陆气团(P c,P olar C ontinental A ir M ass), 位于海洋上的称为极地海洋气团(P m ,P olar

M arine A ir M ass)。极地大陆气团冬季的天气特征与冰洋气团类似;夏季,因大陆增暖,河川解

冻,气团低层气温和湿度升高,因而逆温层消失,稳定度有所减小,常出现多云天气。极地海洋

气团冬季天气较大陆气团差,经常是阴天或多云,有时会出现降水,当其移到较冷的海洋或大

陆时,还常有层云、雾或毛毛雨等稳定性天气出现,这是因为冬季海面温度高于大陆,水汽供应

也比较充分的缘故。夏季,极地海洋气团和极地大陆气团差别很小。

3)热带气团

形成于副热带和热带地区的气团称为热带气团(T ropical A ir M ass),其中位于大陆上的

称为热带大陆气团(T c,T ropical C ontinental A ir M ass ),位于海洋上的称为热带海洋气团

(T m ,T ropical M arine A ir M ass)。热带大陆气团的天气特点是炎热而干燥,气温直减率大,气

层不稳定,晴朗少云,当其长期控制一个地区时往往形成严重的干旱。热带海洋气团因形成于

副热带海洋上,低层较暖湿,层结不够稳定,但由于副热带高压内盛行下沉气流,中层常存在下

沉逆温层,阻碍了低层对流和乱流的发展,水汽不易上传,所以天气晴热。只有当副热带高压脊

伸入内陆,中层逆温层被上升运动破坏时才会出现不稳定降水天气。

4)赤道气团

赤道气团(E quatorial A ir M ass)形成于赤道洋面上,其特点是湿度大,气温高,天气闷热,

气层不稳定,多对流和乱流活动,阵雨和雷暴频繁。

2.热力分类

气团移动时,根据其与所经下垫面之间的温度对比进行的分类称为热力分类。按照这种分

类法,气团可分为冷气团和暖气团两种类型。凡是气团温度低于流经地区下垫面温度的,称为

冷气团(C old A ir M ass);相反,气团温度高于流经地区下垫面温度的,称为暖气团(W arm A ir

M ass)。冷暖气团还可根据相邻气团之间的温度对比来划分,温度较高的气团称为暖气团,温

度较低的气团称为冷气团。一般而言,两种划分方法是基本一致的。因为通常自高纬向低纬移

动的气团,无论相对于地面,还是相对于低纬的气团,都是冷气团;同理,自低纬向高纬移动的

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气团,无论相对于地面还是高纬的气团,都是暖气团。

1)冷气团

冷气团使所经之地变冷,而本身逐渐变暖。由于气团低层迅速增温,气温直减率增大,层结

稳定度减小,对流容易发展,因此冷气团具有不稳定的天气特点。夏季,如果冷气团中水汽含量

多,常形成积云和积雨云,甚至出现阵性大风、阵性降水或雷暴天气。冬季,冷气团中通常水汽

含量很少,此时只出现少量淡积云甚至碧空无云,夜间由于低层辐射冷却,清晨大陆上可形成

辐射雾。冷气团中气温、风等要素一般有明显日变化,并因乱流、对流活跃,低层能见度一般较

好。

2)暖气团

暖气团使所经之地变暖,而本身逐渐冷却,气温直减率减小,气层趋于稳定,不利于对流的

发展,因而暖气团通常具有稳定的天气特点。如果暖气团中水汽含量多,常形成层云、层积云,

并下毛毛雨、小雨或小雪,有时还会形成平流雾,再加上气层稳定,使得水汽、尘埃、杂质等常聚

集在低层,所以暖气团中能见度通常较差。如果暖气团中水汽含量较少,天气就比较好。

四、影响我国东部和近海的气团

影响我国东部和近海地区的气团多数为变性气团。冬季主要有变性极地大陆气团和变性

极地海洋气团(冷气团),南海上空还受变性热带海洋气团的影响。夏季,东部沿海主要受变性

热带海洋气团(暖气团)影响,南海广大海域多为变性赤道气团控制。春、秋两季是过渡季节,在

中国海域活动的气团主要是变性极地大陆气团和变性热带海洋气团,两类气团互有进退,在两

个气团的交界处,可形成降水。

第二节 锋

一、锋的概念

锋(F ront)是两个性质不同的气团相遇时两者之间形成的狭窄而又倾斜的过渡带,在其两

侧,气温、湿度、风等气象要素差异很大,天气变化剧烈。如气团内部水平温度梯度小,一般约为

1℃～2℃/ 100k m ,而在锋区内水平温度梯度大,量级达10℃/ 100k m 。

锋的上方为暖气团,下方为冷气团,锋与暖气团的交界面叫上界面(又称为暖界面),与冷

气团的交界面叫下界面(又称为冷界面),如图14-1 所示。锋的长度和垂直伸展高度与气团相

当,而其宽度具有上宽下窄的特点,在近地面层一般只有几十公里宽,窄的只有几公里,在高空

可达200～400km ,或者更宽些。可见,锋的宽度远比气团水平尺度(锋的长度)小,因此可将锋

看成一个几何面,称为锋面(F rontal Surface)。锋面与地面的交线称为锋线(F rontal L ine),锋

与空中某一平面或垂直剖面相交的区域称为锋区(F rontal Z one),锋面和锋线统称为锋。实际

工作中,地面天气图上分析锋线,高空等压面图上分析锋区。在高空图上锋区表现为一条窄长

的等温线密集带。

锋在空间随高度上升向冷空气一侧倾斜,因此,高空图上锋区的位置位于地面锋线的冷空

气一侧,并且锋伸展的高度越高,对应高度等压面上的锋区向冷空气一侧偏移也越多(见图

14-2)。锋面倾斜的程度称为锋面坡度,它的形成和维持是地转偏向力作用的结果。对比同一时

刻不同高度等压面上锋区的位置,可以大致确定锋面坡度。显然,不同高度上各锋区相对位置

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越近,表明锋面坡度越大,各锋区的相对位置越远,则表明锋面坡度越小。实际工作中,常根据

探空观测资料求锋面坡度,方法如下:如图14-3 所示,B 点是冷空气一侧的某探空站,AB 是该

站到地面锋线的垂直距离,BC 是该站探空记录中锋面逆温上界高度,则锋面坡度

tgα= BC/ AB (14-1)

据统计,实际大气中锋面坡度很小,一般只有1/ 50 至1/ 300,冷锋的坡度最大,约为1/ 50

～1/ 100;暖锋的坡度次之,平均为1/ 150;准静止锋的坡度最小,平均为1/ 250。

图14-1 锋的空间状态图14-2 高空锋区与地面锋的相对位置

图14-3 锋面坡度计算

二、锋的分类

锋的分类法因着眼点不同而不同。

1.根据形成锋的气团的地理类型分类

分隔冰洋气团和极地气团的锋称为冰洋锋;分隔极地气团和热带气团的锋,称为极锋;分

隔热带气团和赤道气团的锋,称为(副)热带锋(又叫赤道锋)。其中对中高纬广大海域有重大影

响的是极锋。极锋是半永久性系统,它的平均位置在45°～50°N ,随季节变化而南北移动,最北

可达70°N 或更北,最南可达30°～25°N 或以南;锋区内斜压性强,经向温度梯度大,并伴有急

流出现,在适宜的天气形势配合下,锋上常有气旋发生和发展。

上述主要气团之间的锋统称为主锋。有时在冰洋气团和极地气团内部,尤其是后者,由于

各部分变性程度不同,或有更冷的空气补充南下,可在冷空气与更冷空气之间又形成锋,这种

锋被称为副锋。主锋的长度和锋两侧的温度差均比副锋大。

2.根据锋伸展的不同高度分类

可垂直伸展到对流层中上层的锋称为对流层锋;仅存在于对流层低层的锋称为地面锋;只

出现在高空的锋称为高空锋。

3.根据锋在移动过程中冷、暖气团所占地位分类

锋面在移动过程中,若冷气团起主导作用,推动锋面向暖气团一侧移动,则称为冷锋(C old

F ront);若暖气团起主导作用,推动锋面向冷气团一侧移动,则称为暖锋(W arm F ront);若冷、

暖气团势均力敌,锋面移动缓慢或呈准静止状态,则称为准静止锋(Q uasi-Stationary F ront)。

由于冷锋赶上暖锋或两条冷锋相遇,迫使两锋面之间暖空气抬离地面,锢囚到高空,近地面层

由冷锋后部冷气团与锋前冷气团构成的交界面,称为锢囚锋(O ccluded F ront)。如果锋后的冷

气团比锋前的冷气团更冷,则称为冷式锢囚锋(图14-4a));若锋前的冷气团比锋后的冷气团

更冷,则称为暖式锢囚锋(图14-4b));如果锋前后的冷气团无大差别,则称为中性锢囚锋(图

14-4c))。图上A 点,即原来两锋面的交接点,称为锢囚点。

锋的这种分类方法在实际工作中应用最广泛。

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图14-4 锢囚锋的类型(垂直剖面示意图)

三、锋面天气模式

锋面天气主要是指锋附近的云系、降水、风、能见度等要素的分布状况。锋面天气的强弱主

要决定于锋面坡度的大小、锋附近空气垂直运动状况、气团属性(尤其是暖气团的水汽含量)和

稳定度等因素,这些因素的不同综合状况构成了多种多样的锋面天气。了解气象工作者从大量

复杂的锋面天气中概括出的典型模式,有助于认识和理解具体的锋面天气。

1.锋附近的垂直运动

一般而言,暖锋附近冷暖空气均为上升运动(图14-5a));冷锋的冷空气一侧以下沉运动

为主,只是在低层接近锋面附近有微弱的上升运动,暖空气一侧多数整层均为上升运动(图

14-5b)),有时则上升运动只限于低层,高层为下沉运动(图14-5c))。

图14-5 锋附近的垂直运动示意图

图14-6 暖锋天气

2.锋面天气

1)暖锋天气

(1) 云和降水 暖锋坡度较小,锋

上暖空气沿锋面缓慢爬升,可以达到很

高的高度。若暖空气层结稳定,水汽充

沛,则锋上常产生广阔的层状云系,并

有大面积的降水区出现(见图14-6a))。在地面锋线移动方向的最前缘是卷云,向后依次是卷

层云、高层云、雨层云,云系底部常与锋面相接,云顶平坦,云层连绵数百公里,越近地面锋线云

层越厚,云底高度越低。降水主要发生在雨层云内,为连续性降水,降水区位于锋前冷气团中,

宽度随锋面坡度而异,一般为300～400km 。

当暖空气不稳定且水汽含量多时(多在夏季出现),暖锋上可产生积雨云,常伴有雷阵雨天

气,这种积雨云往往隐藏在深厚的雨层云中。当暖

空气干燥、水汽含量很少时,锋上只出现一些中、

高云,甚至无云。

在锋下,靠近地面锋线的冷空气里,由于雨滴

蒸发,水汽增多,同时有低压槽中空气的辐合和乱

流作用,常形成层云、碎层云、碎积云、层积云等低

云。如果这种饱和凝结现象出现在近地面层,可形

成锋面雾,它出现在锋前50 ～ 100n m ile 的范围

内, 因与降水同时发生,属于恶劣天气下的雾, 航

行船舶要特别注意。

( 2)气压和风 锋位于低压槽中,等压线通过

地面锋线时,呈气旋式弯折,折角指向高压一方,

暖锋前常有明显的负3h 变压。

锋附近的风场有气旋式切变(见图14-6b ))。

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北半球的暖锋线多为西北- 东南走向,锋前吹E ～SE 风,锋后吹S～SW 风,锋过境时,风向作

顺时针变化。南半球的暖锋走向多为西南- 东北向,锋前吹E ～N E 风,锋后吹N ～N W 风,锋

过境时,风向作逆时针变化。一般锋前风力大于锋后。

2)冷锋天气

根据地面锋线与高空槽的配置情况、移动速度、锋上垂直运动特点和天气特征,可将冷锋

分为第一型冷锋和第二型冷锋。

(1)第一型冷锋 地面锋线位于高空槽前部,锋面坡度不大,移动较慢(故又称缓行冷锋),

暖空气沿着移来的冷空气楔有规则地上升,伴随天气多为稳定性的。

①云和降水 当暖空气比较稳定、水汽比较充沛时,锋上产生同暖锋相似的范围较广的层

状云系,云的排列次序与暖锋相反,为雨层云、高层云、卷层云和卷云,多产生稳定性降水,降水

区出现在锋线附近和锋后,其宽度比暖锋窄一些,平均为150～200km (见图14-7a))。在锋线

附近降水区内还常有层积云、层云、碎层云和碎雨云形成,锋后有时能产生锋面雾。如果锋前暖

空气不稳定时,在地面锋线附近常出现积雨云和雷阵雨天气。

②气压和风 冷锋前气压略降,冷锋一过境,气压迅速升高,出现正3h 变压中心。北半球

冷锋走向多为东北- 西南向,锋前吹S ～S W 风,锋后吹N ～N W 风,锋线过境时,风向作顺时

针变化;南半球冷锋多为东南- 西北走向,锋前吹N ～N W 风,锋后吹S～SW 风,锋线过境时,

风向作逆时针变化(见图14-7b ))。冷锋后风速常大于锋前风速,强冷锋在海上可造成7～8 级

风,甚至更大些。

图14-7 第一型冷锋天气

(2)第二型冷锋 地面锋线位于高空槽线附

近或槽后,锋面坡度较大,移动较快, 又称为急行

冷锋。

在地面锋线附近,由于冷空气的强烈冲击,迫

使暖空气激烈上升;而在高层,锋处于高空槽后或

槽线附近,在较强冷平流下,暖空气沿锋面下滑,

出现下沉气流。所以,当暖空气比较潮湿又不稳定

时(夏季常出现),在地面锋线附近形成强烈的积

雨云,出现雷暴、阵性降水甚至冰雹、飑线等不稳

定性天气,雨区很窄,一般只有几十公里(见图14-

8);而高层锋面上,则往往无云。这种冷锋过境时,

往往电闪雷鸣,狂风暴雨,但时间短暂,锋线过后

不久天气即转晴。

如果暖气团比较稳定,湿度较小(常见于冬半

年),则第二型冷锋多层状云系和连续性降水,但

天气主要出现在锋前。锋线前方从前向后依次出现卷云、卷层云、高层云和雨层云,在地面锋线

附近才有很厚很低的云层,降水区不宽,地面锋线过境后,云很快消失,风速增大,并常出现大

风天气(见图14-9)。在我国北方冬春季节,冷、暖空气都很干燥,第二型冷锋前只出现一些中、

高云,甚至无云,锋后常有大风和风沙天气,所以第二型冷锋又有“干冷锋”之称。

3)准静止锋天气

准静止锋往往是由冷锋演变而成,其天气分布与第一型冷锋相似。因准静止锋坡度很小,

其云雨区比冷锋宽广得多,一般为连续性降水,降水强度较弱,但持续时间很长。准静止锋移动

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缓慢,有时在某一区域来回摆动,使这些地区出现连绵数日甚至一个月以上的阴雨天气。夏半

年暖气团不稳定、湿度大时,准静止锋上可出现积雨云和雷阵雨天气。

图14-8 第二型冷锋天气(夏季) 图14-9 第二型冷锋天气(冬季)

在北半球,准静止锋的北侧一般吹N E ～E 风,南侧吹SW 风。

4)锢囚锋天气

锢囚锋是由两条移动的锋合并而成的,它的天气保留着原来锋面天气的特征。若锢囚锋是

由具有层状云系的两条锋合并而成,则锢囚锋的云系也是层状云系,并分布在锢囚点的两侧,

图14-10a)所示的就是具有这种云系的暖式锢囚锋。如果原来一条锋上是积状云,另一条锋上

是层状云,则锢囚后,积状云与层状云相连,图14-10b )所示的就是这种模式的冷式锢囚锋。

图14-10a) 具有层状云系的暖式锢囚锋图14-10b) 具有积状云系的冷式锢囚锋

但锢囚锋天气比单独的冷暖锋天气要复杂一些。这是因为锢囚锋在形成过程中,锢囚点以

上暖空气的上升运动进一步发展,使云层增厚,降水增强,降水区扩大。锢囚点以下的锋段还会

有云新生,暖式锢囚锋一般出现层状云,冷式锢囚锋一般出现积状云。

随着锢囚锋的发展,锢囚点升高,暖空气被抬得越来越高,其中的水汽因降水消耗而越来

越少,再加上锢囚点上锋段坡度减小,因此锢囚点上的云层会逐渐变薄、消散。尽管锢囚点以下

的锋段上云系可能还有些发展,但总的发展趋势是天气好转。

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