第十五章 海洋 锋面气旋及中小尺度系统

第十五章 锋面气旋及中小尺度系统

大气中的涡旋运动很多,其中大型的水平涡旋被称为气旋和反气旋。形成和活动于中高纬

图15-1 锋面气旋生命史

度的气旋大都和锋面相结合,叫作锋面气旋。发展强盛的锋面气旋可带来强烈的降水、雷暴、大

风等恶劣天气,在海上可造成大范围的大浪区域,是重要的海上风暴系统。虽然中小尺度系统

影响范围较小,但它们多产生强对流性的灾害天气,对船舶安全航行也会造成威胁,因此,本章

最后介绍三种中小尺度系统—雷暴、飑线和龙卷。

第一节 锋面气旋的发展演变

一、气旋概述

1.气旋的概念

北半球逆时针方向旋转、南半球顺时针方向旋转的大型水平空气涡旋称为气旋

(C yclone)。从气压场的角度而言,气旋就是低气压,因此气旋和低气压是同一个天气系统分别

在流场和气压场上的名称,在天气分析和预报工作中,两者基本可通用。

气旋的水平范围以最外围一条闭合等压线的直径长度表示,其直径一般为1000km 左右,

大的可达2000～3000km ,小的只有200～300km 或更小。平

均说来,东亚气旋一般比欧洲和北美的水平尺度小。

气旋的强度可以用其中的最大风速或(低压)中心气压

值表示,最大风速越大,中心气压值越低,气旋越强; 反之则

弱。地面气旋的中心气压值一般在970～1010hP a 之间,强的

气旋,中心气压值可低于935h P a,地面最大风速可达30m / s

以上。当气旋的中心气压值随时间降低时,称气旋发展或加

深(D eepening);当气旋中心气压值随时间升高时,则称气旋

减弱或填塞(F illing)。

2.气旋的分类

根据气旋形成和活动的主要地理区域,可分为温带气旋

和热带气旋。根据气旋的热力结构,可分为锋面气旋和无锋

面气旋。锋面气旋是温带最常见的气旋,无锋面气旋包括热

带气旋和热低压等。

二、锋面气旋的生命史

按照气旋生成的波动学说,锋面气旋大多生成于锋面上

的波动,其生命史与锋面的发展演变密切相关。通常将锋面

气旋的生命过程划分为四个阶段,图15-1 就是锋面气旋生命

史各阶段的流场示意图。

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1.波动阶段

从锋面发生波动到绘出第一条闭合等压线,称为锋面气旋的波动阶段或初生阶段(见图

15-1)。图15-1a)表示气旋生成前,高纬为冷的偏东风,低纬为暖的偏西风,两者之间有一锋面

(准静止锋或缓行冷锋)。图15-1b)表示锋面出现波动,冷空气在波峰后向低纬侵袭,暖空气在

波峰前向高纬扩张,于是冷、暖锋及锋面降水开始出现。与此同时,地面波峰附近气压开始下

降,在地面图上可分析出一条闭合等压线,低压中心气压比四周低2～3hP a,表明气旋生成了。

在此阶段,锋面气旋沿暖区气流方向移动,速度很快,24h 可移动十几个经距。

2.成熟阶段

随着波动振幅的不断增加,冷、暖锋进一步发展,锋面降水继续增强,雨区扩大,锋面气旋

便发展到了成熟阶段,此阶段的气旋又称为青年气旋。在该阶段,地面图上出现多根闭合等压

线,中心气压比四周低10～20hP a,出现大风(见图15-1c)、d))。处于成熟阶段的锋面气旋一般

仍沿暖区气流方向移动,速度较快,24h 移动10 个经距。

3.锢囚阶段

锢囚开始时,冷、暖锋相遇,锋面抬升作用增强,降水强度及范围均增大。在此阶段,气旋发

展最强,中心气压降到最低,地面图上比四周低20hP a 以上,风力最强,大风范围进一步扩大,

地面暖区范围不断变窄(见图15-1e)、f))。以后随着锢囚锋的发展,气旋在低层成为冷性涡旋,

且冷涡旋厚度越来越大,移速大大减慢。

4.消亡阶段

气旋逐渐与锋面脱离成为冷性涡旋,在摩擦的作用下,慢慢填塞消亡(见图15-1g)、h))。

锋面气旋经历上述四个阶段一般要5 天左右,但不同地区可有很大差异。东亚锋面气旋的

活动过程一般在5 天以下,而北大西洋和欧洲的锋面气旋,生命历程可远远超过5 天。需指出

图15-2 气旋族

的是,虽然不是所有锋面气旋的发展演变都完全符合上述理想模式,但该模式基本把握了大多

数锋面气旋发展的关键特征。

三、锋面气旋的再生和气旋族

1.锋面气旋的再生

趋于消亡或正在消亡的锋面气旋,在一定条件下又重新发展起来的过程,称为锋面气旋的

再生。(在东亚地区)锋面气旋的再生一般有三种情况:

1)副冷锋加入后再生 气旋后部有新鲜冷空气补充,与原来变性的冷空气之间构成新的

温度对比,形成副冷锋,使气旋重新活跃起来。

2)气旋入海后再生 气旋入海后,尤其是冬半年, 由于海面的加热作用, 有暖湿空气侵入内

部,增加了大气的层结不稳定和能量供给,使气旋重新发展或再度加强。如华北及江淮地区有些低

压在大陆上本来没有很大发展,但当它们东移进入渤海、黄海

及日本海后,常能迅速发展,造成海面突然出现大风。

3)两个锢囚气旋合并加强 当第一个气旋锢囚后,移

速变慢,同时开始减弱,后面第二个气旋还在发展,也开始

锢囚,并且移速较快赶上第一个,二者合并后气旋就可能再

度发展。

2.气旋族

在同一锋系上出现的气旋序列,称为气旋族,如图15-2

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所示。组成气旋族的各个气旋的发展阶段不同,最前的可能已经锢囚(最老),其后跟着一个发

展成熟的气旋,再后面跟着一个初生气旋(最年轻)等。一个气旋族的气旋个数多则5 个,少则

只有2 个,大西洋上平均为4 个,太平洋和我国沿海多为2～3 个。我国境内,除江淮流域的梅

雨季节外,气旋族较少产生,常常是单个出现的气旋入海后,在日本及其东南海面上发展演变

成气旋族。欧洲气旋族最常见,单个气旋则较少。

四、温带气旋的爆发性发展

温带气旋的爆发性发展是指气旋在短时间内急速发展,24h 内气压下降量不低于24hP a,

即气旋加深率≥1hP a/ h 。加深率的单位为“贝吉龙”(B G ),1B G 加深率等于在60°纬度24h 内

气压下降24hP a。不同纬度φ处1B G 的加深率数值为(24× sin φ/ sin60°)h P a/ d。一般将加深率

等于或大于1B G 的气旋称为爆发性气旋或气象炸弹(M eteorological B om b)。

据统计,爆发性气旋形成的频数冬季最多,主要出现在冬半年暖海洋上海温梯度最强的海

域附近,大部分位于北太平洋和北大西洋的西北部。西北大西洋上的爆发性气旋在数量上比西

北太平洋略少,但强度更强。东北太平洋是第三个爆发性气旋的多发区。

图15-3 锋面气旋天气模式(北半球)

a)北部垂直剖面图;b)地面图;c)南部垂直剖面图

爆发性发展的气旋可达到台风强度,具有很大的破坏力,严重威胁航行安全,目前气象台

对气旋爆发性发展的预报尚无有效方法。

第二节 锋面气旋的天气结构和活动规律

一、锋面气旋的天气模式及风浪分布特征

1.锋面气旋的天气模式

图15-3 是发展成熟的锋面气旋的天气模

式。如果船舶沿AB 线自东向西从气旋中心以

南(低纬一侧)通过时,遇到的天气变化如下:

1)气旋前部(东部)的暖锋天气

暖锋云系向前伸展很远,尤其当AB 线靠

近气旋中心时,遇到的云区最宽,云区边缘离

中心可达1500km 左右;AB 线离中心越远,云

区越窄。从前至后,锋上云的排列顺序为C i→

C s→A s→N s。地面锋线前约300～ 400km 范

围内出现连续性降水,AB 线离气旋中心越近,

遇到的雨区越宽。若暖空气不稳定时,还会出

现积雨云(C b)、阵性大风和雷阵雨。在锋前约

50～100 n m ile 范围内常有锋面雾。随着暖锋

的接近,气压明显降低,风速有所增大,有时还

会出现6 级或更强的大风。暖锋前多吹E ～SE

风(南半球E ～N E 风)。

2)暖区(暖锋后、冷锋前)天气

进入暖区后,气压基本停止下降(冷锋接

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近时,气压才开始下降),风向多转为S～SW (南半球N ～N W )。暖区风力一般不大,但在一定

气压场配置下,会出现偏南大风(北半球)。如果暖区气团水汽充沛(热带海洋气团),则易出现

层云(St)、层积云(Sc),有时还可出现大片平流雾和毛毛雨;越近气旋中心,云层越厚、云底越

低,离中心较远的地方通常是少云。如果暖气团比较干燥,最多只有一些薄的云出现。

3)气旋后部(西部)的冷锋天气

冷锋过境后,气压迅速回升,风向多转为N ～N W (南半球S～S W ),风力一般迅速增大,在

海上常可达7～8 级,有时甚至超过11 级,具有冷锋的云系和降水。如果是第一型冷锋,一般为

层状云、连续性降水,有时有锋面雾;如果是第二型冷锋,则多为积状云、阵性降水和阵性大风。

当船舶远离冷锋后,天气转晴,风力逐渐减小。

如果船舶沿CD 线自东向西从气旋中心以北(高纬一侧)通过时,则遇到的是锋面附近冷

气团里的天气。CD 线靠近气旋中心时,可观测到云层很厚、降水较强、风向逆时针改变即S E

→E →N E →N →N W (南半球风向顺时针改变:N E →E →S E →S→SW )。

当气旋强烈发展时,气旋各区域均可能出现大风天气。风力的大小主要取决于水平气压梯

度和纬度。

上述模式代表了锋面气旋天气所共有的基本特征。当然实际的锋面气旋天气要复杂一些,

随发展阶段、季节和地理条件的差异而不同。锋面气旋处于波动阶段时,强度较弱,云和降水区

范围比上述模式中的要小,气旋区内风速也不大。而当气旋锢囚后,地面风速增大,辐合作用使

气旋内上升气流加强,云和降水显著增强,云系比较对称地分布在锢囚锋的两侧。气旋进入消

亡阶段后,云和降水开始减弱,云底抬高,最后逐渐消散。

2.锋面气旋中风浪的分布特征

图15-4 典型锋面气旋的风、浪分布

a)风速分布(单位m / s);b)浪高分布(单位m )

对西北太平洋较强低气压的研究表明,气

旋区中风和浪的分布并不以气旋中心为对称,

而是南侧较北侧显著,并且在低压中心西南侧

更为突出。如图15-4 所示,在低压中心西南侧

相当远处仍有强风和高波, 波高7m 的狂浪中

心出现在低压中心南南西方300～ 600 n m ile

处。风、浪分布的这种不对称性在冬季表现得更

为强烈。

二、锋面气旋的活动规律

1.锋面气旋的源地

极锋区是锋面气旋频繁发生的地方,锋面气旋的源地和路径与极锋的位置有密切关系。就

影响世界主要航区的锋面气旋而言,其源地主要在东亚和北美东部海岸地区,且冬季北美中部

和东部的气旋比亚洲多得多。来自东亚的锋面气旋影响北太平洋,而影响北大西洋的锋面气旋

主要来自北美大陆和美国东部沿海。此外北太平洋中部、东北太平洋和北大西洋中部也有锋面

气旋生成。

一般而言,在大洋上冬季气旋活动最频繁,发展最强烈,强度大,位置偏南,如1 月北太平

洋锋面气旋可达30°N 以南。夏季大洋上气旋活动明显减少,强度弱,位置偏北。

2.锋面气旋的路径

研究表明,锋面气旋的移动受西风带基本气流的引导,总体上自西向东移动。由于西风带

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基本气流常呈波状前进,于是在高空平均大槽前(东)部的西南气流(北半球)中出现了锋面气

旋的主要路径。因此,东亚锋面气旋入海后,沿东亚大槽槽前西南气流向东北方向移动,不断并

图15-5 1 月份北半球低压路径

(实线是主要路径,虚线是次要路径)

入阿留申低压;同理,北美锋面气旋入海后,沿北美

大槽槽前的西南气流向东北方向移动,最终并入冰

岛低压,分别形成北太平洋和北大西洋上的主要气

旋路径,如图15-5 中实线所示。此外,生成于40°N 、

160°～ 170°W 附近东北太平洋上的锋面气旋, 绝大

多数向东北方向迅速移动,最终移至北美的太平洋

沿岸和阿拉斯加湾;生成于北大西洋中部的锋面气

旋主要移向北欧,部分移入地中海。

3.锋面气旋的移速

锋面气旋在东亚的平均移速为30～ 40k m / h ,

在北美约为45km / h,慢的只有15km / h ,快的高达

100km / h。一般情况下,初生和发展阶段移速快,锢

囚和消亡阶段慢。一年之中,春季移速快,夏季慢。

第三节 我国近海和日本近海的锋面气旋

东亚的锋面气旋主要发生在两个地区,一个位于45°～ 55°N 之间,称为北方气旋,包括蒙

古气旋(多生成于蒙古中部和东部)、东北气旋(又称东北低压,多系蒙古气旋或河套、华北及渤

海等地的气旋移到东北地区而改称,低压中的大风有时会影响到渤海和黄海北部)、黄河气旋

和黄海气旋(后者是指活动于黄海或由内陆移来的气旋)等。另一个位于25°～35°N 之间(即我

国江淮流域、东海和日本南部海面的广大地区)称为南方气旋,包括江淮气旋和东海气旋等。东

亚锋面气旋移动路径主要有三种:一是自西向东;二是自西南向东北;三是先自西北向东南,尔

后再折向东北。

一、我国近海的锋面气旋

影响我国海域的锋面气旋主要是黄河气旋、江淮气旋和东海气旋。

1.黄河气旋

黄河气旋生成于河套、黄河下游及以东海面上(见图15-6),一年四季均可发生,但以夏季

最多。它影响黄河下游、辽东半岛、渤海、黄海北部和中部海面。一般而言,黄河气旋沿北北东

方向经渤海进入东北地区这条路径移动时,常能得到发展。

黄河气旋常出现较强的大风,风力可达8 级以上,当它向渤海移动时,渤海和辽东半岛出

现5～7 级大风。如水汽充沛时,气旋中心附近可出现大到暴雨或雷阵雨。

应当注意的是渤海中偶尔也有气旋新生,通常在12h 内突然产生,并迅速加深造成大风,

称为渤海低压。渤海低压一般可持续12～24h,然后移向东北地区。目前对渤海新生气旋还不

能作出准确的预报。

2.江淮气旋

江淮气旋生成于长江中下游、淮河流域和湘赣地区(见图15-7),全年均可出现,春季和初

夏最多,尤以6 月份最活跃。它常由南方静止锋上的波动发展而成。

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江淮气旋生成后, 长江、淮河和黄河下游等广大地区都会出现大片云系和降水, 夏季在

锋面附近可引起雷雨或暴雨天气。冷锋后和暖锋前因暖雨滴蒸发形成很低的碎雨云和锋面雾,

春季气旋东部常有平流雾或平流低云, 甚至毛毛雨出现, 能见度很恶劣。江淮气旋一般在陆

上强度不大, 入海后往往迅速发展, 产生较强的大风, 暖锋前为偏东大风, 暖区吹偏南大风,

冷锋后有偏北大风, 主要影响黄海南部和中部海面, 有时也会影响黄海北部和渤海一带。

图15-6 黄河气旋图15-7 江淮气旋

3.东海气旋

东海气旋是指在东海海域内发生、发展的气旋或江淮气旋移入东海后改称的,主要影响东

海和黄海南部海域。它多发生在春季,其次为冬季,盛夏最少。

东海气旋水汽丰富,因而多阴雨天气,降水区主要分布在气旋中心附近。气旋后部常出现

偏北大风,大风发生往往很突然,风力以靠近气旋中心的苏南、浙江和福建北部沿海为最强,有

时可达7～8 级。台湾海峡由于地形影响,冷锋过境时风力更大。

东海气旋生成后向东北方向移动,到达日本南部海面后常会强烈发展,影响范围也不断扩

大,如图15-8 所示,朝鲜、日本均有大风和降水出现,天气与海况十分恶劣。

二、日本近海的锋面气旋

日本近海是低气压发生、发展很频繁的地带,在亚洲大陆东岸发生的低气压,沿着高空引

导气流前进,大多数都影响日本。

1.台湾坊主(东海气旋)

日本将冬春季节产生于台湾东北海面上的低气压称为“台湾坊主”(见图15-9)。它在开

始形成时, 中心气压往往并不低, 边向东北方向移动边发展, 到达日本南部海面则迅速加深,

中心气压在24h 内下降10～20hP a, 并伴有10 级以上大风; 以后气旋移速加快, 可达40～

60k m / h , 大风范围不断扩大, 天气变化激烈; 当其到达千岛群岛及勘察加半岛以东洋面时, 中

心气压可降至940～960hP a, 最终在阿留申一带锢囚消亡。航行于日本近海的船舶对此应特别

注意。

2.日本海低压

日本海低压在春季较多。产生于黄海、东海的低压移至日本海后迅速加深,可引起全日本

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图15-8 东海气旋的移动路径和影响范围

图15-9 台湾坊主

吹强劲的西南风,海况恶劣(见图15-10),但天气一般较好(北海道除外)。

3.双低压

当发生于黄海的低压进入日本海并迅速发展时,同时发生于东海的低压朝日本南部沿岸

移动,这种形势称为双低压。两个低压在三陆沿岸逐渐接近,并在北海道以东加深,常可达台风

的强度(见图15-11)。

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图15-10 日本海低压图15-11 双低压

第四节 热 低 压

热低压(H eat L ow ,T herm al L ow )是出现在近地面层的无锋面暖性气旋,是浅薄少移动

的气压系统。热低压一年四季均可出现,夏季最多,初秋次之,冬季最少。地方性热低压是由于

近地面层空气受热不均匀而形成的,一般出现在暖季大陆上,发生时间多为午后。

热低压的天气因条件不同而有差别。当空气很干燥时,一般为晴热少云天气,热低压发展

较强时,可出现大风和沙暴。当水汽较充分时,可产生云雨现象,夏季可出现雷雨、阵性大风,但

持续时间很短,一般不超过1～2h。

第五节 中小尺度系统—— 雷暴、飑线和龙卷

水平范围大约为十几公里至二三百公里,生命周期约为几小时至十几小时的天气系统称

为中尺度系统,主要有雷暴群(多单体雷暴)、飑线等。水平范围只有几十米至十几公里,生命期

只有几分钟至几小时的天气系统称为小尺度系统,有雷暴单体、龙卷等。中小尺度系统主要生

成在低纬和中纬的热季,多为强对流天气,能产生强烈的阵性大风、阵雨和冰雹等不稳定性天

气,可造成比较严重的灾害。由于中小尺度系统一般水平范围小,生命期短,运动不遵从地转平

衡和静力平衡关系,因此对它们作预报时,除了应用天气图方法外,最好配合使用雷达、卫星探

测和中尺度天气分析等方法。

一、雷 暴

1.概述

雷暴(T h understorm )是积雨云中发生的激烈放电、雷鸣现象,一般伴有阵雨,所以常与雷

雨通称。通常把只伴有阵雨的雷暴称为普通雷暴,将伴有暴雨、阵性大风、冰雹、龙卷等强对流

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天气的雷暴称为强雷暴,也叫“强风暴”。

雷暴活动具有一定的地区性。低纬度雷暴出现的次数多于中纬度,中纬度又多于高纬度;

就相同纬度来说,一般是山地多于平原,内陆多于海洋。雷暴活动的季节性也很明显,夏季出现

较多,冬季几乎绝迹。

雷暴的形成一般由两种作用引起:一是热力作用;二是动力抬升作用。由热力作用引起的

雷暴称为热雷暴,一般形成于气团内部。陆上热雷暴出现在夏季午后,因午后地面受日照强烈

增温,常在近地面层形成绝对不稳定层结,引起局地热对流,使对流运动得以发展。陆上热雷暴

历时短暂,少移动,一般情况下,强度不大,天气不严重。在海洋上由于热力条件不同,热雷暴大

多发生在后半夜至凌晨前后。

由动力抬升作用引起的雷暴,一般影响范围大,维持时间长,强度强(强雷暴),坏天气比较

严重。动力抬升作用一般包括锋面抬升、低层气流辐合抬升(如低压槽、东风波、切变线、热带气

旋等)和地形抬升。

图15-12 雷暴云和雷暴高压示意图

(此图是雷暴云中下沉冷空气扩散垂直剖面示

意图)

产生雷暴的积雨云叫做雷暴云或雷暴单体,其水平尺度10km 左右,是小尺度天气系统。

多个雷暴单体成群成带地聚集在一起,叫做雷暴群或雷暴带(又称多单体雷暴),其水平尺度有

时可达数百公里,作为整体可存在几小时。

2.雷暴单体的生命史及天气特征

每个雷暴单体的生命史大致可分为发展、成熟、消散三个阶段,每个阶段约持续十几分钟

至半小时左右。

1)发展阶段

发展阶段即积云阶段,其主要特征是上升气流贯穿于整个云体。地面风一般很弱,风向不

定,低空有向云区的辐合气流,气压较低,气温较高,地面相对湿度减小。

2)成熟阶段

成熟阶段的特征是开始产生降水。由于降水物的拖

曳作用,在雷暴移行方向的后侧产生了下沉气流,当下

沉气流冲到地面附近时,向四周散开,导致地面出现阵

性大风。与此同时,在云与地或云与云之间发生大气放

电现象,出现闪电和雷鸣。

由于下沉空气温度比四周气温低, 当它到达地面

时,在雷暴云下方便形成一个近乎饱和的冷空气堆,地

面气压升高, 形成一个高压(脊), 称为雷暴高压(见图

15-12)。雷暴高压随雷暴云一起移动。当雷暴高压过境

时,最初出现气温下降,气压涌升,相对湿度增大,风向

突转,风力增大,阵性降水开始;以后, 则先后出现最大

阵风和最强阵雨;随着冷空气堆的到达,风力开始减弱。

雷暴中心经过地区天气变化最明显。

3)消散阶段

此阶段的主要特征是下沉气流占据了云体的主要

部分。当雷暴云减弱消散时,天气现象也逐渐减弱消失。

3.强风暴的一般天气特征

强风暴伴有大风、暴雨、冰雹、龙卷等严重天气现

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象,其中以严重降雹为主的强风暴又叫“雹暴”。强风暴可分成“超级单体”型风暴、多单体风暴、

强切变风暴和飑线风暴等几类。

强风暴引起地面附近的强风与雷暴高压的形成密切相关。当形成雷暴高压的下沉气流非

常强大时,到达地面后转变为很强的水平气流,在地面上或地面附近引起灾害性大风。这种局

地强下降气流,称为下击暴流(D ow n B urst)。因为下击暴流来自1km 以上的空中,那里的风常

比地面风大很多,所以当其突然下降至地面时,保持了原来的风向和风速,造成地面出现强烈

阵风(G ust),风速突增,风向大约偏离地面盛行风向20°～30°,如图15-13 所示。

图15-13 阵风

a )地转风下降形成地面阵风;b )北半球的阵风;c)

南半球的阵风

二、飑 线

1.飑线的概念

排列成带状的雷暴群(或积雨云带) 构成的风

向、风速发生突变的狭窄的强烈对流天气带称为飑

线(Squall L ine)。它的长度几十到几百公里,宽度一

般小于1km ,生命期几小时到十几小时,短者只有几

十分钟,是比普通雷暴、孤立的强风暴影响范围更大

的中尺度系统。

2.飑线的天气特征

飑线之前多为偏南风(北半球),天气较好,在发

展到成熟阶段的飑线前方常伴有中尺度低压;飑线

之后一般有扁长的雷暴高压带(可不止一个中心)和

一明显的冷中心, 风向急转为偏北、偏西风(北半

球),风力大增,在雷暴高压后方有时还伴有尾流低

压,飑线沿线到后部高压区内,有暴雨、冰雹、龙卷等

天气。因此,飑线过境时,出现风向突变、风速急增、

气压猛升、气温骤降等剧烈天气变化。图15-14 是

1974 年4 月17 日南京测站记录的一次飑线过境时

气象要素剧变的情况。飑线在19 时15 分左右经过南

京测站,至20 时,气压骤升8hP a,温度剧降11℃,风

速高达38.9m / s。在邻近县下了冰雹,最大冰雹直径

10～11cm ,重量达0.6kg。

3.飑线与冷锋的区别

飑线与冷锋的天气有许多相似之处, 但两者间

有明显的区别:冷锋是两种不同性质气团的分界面,

是大尺度系统,而飑线是在同一气团内部形成和传

播的中尺度系统;飑线附近的天气现象比冷锋天气剧烈得多,气象要素的变率亦比冷锋附近大

得多;飑线移速一般快于冷锋移速,有时可快2～3 倍;飑线强度有明显的日变化,而冷锋没有。

飑线常见于暖湿热带气团中,在中纬度地区多产生在温带气旋冷锋前方附近的暖区中。

三、龙 卷

1.概况

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龙卷(Spout / T ornado)是和强对流云相伴出现的、具有垂直轴的小范围强烈涡旋,是一

图15-14 飑线经过测站时气象要素剧变的实例

种破坏力很大的小尺度风暴系统。大多数龙卷出现在

强雷雨时,少数出现在阵雨时,有时甚至出现在未降水

的浓积云底部。龙卷出现时,总有一个如同“象鼻子”一

样的漏斗状云柱自对流云底盘旋而下,有的能触及地

面或水面,有的悬挂在空中,有的稍伸即隐。发生在水

面上的龙卷,常吸水上升如柱,犹如“龙吸水”,称为水

龙卷(S pout)(见图15-15);出现在陆上的龙卷,称为陆

龙卷(T ornado)。

龙卷有时会成对出现,两个龙卷的旋转方向正好

相反,一个是气旋式的,另一个是反气旋式的(见图15-

16),气旋式龙卷较为常见。龙卷形成的条件与雷暴、飑

线等类似,但它要求的层结不稳定性更加强烈,因此产

生龙卷的雷暴云比别的雷暴云更高、更强。

龙卷主要出现在夏半年,陆地上以发生于下午到

傍晚的机会居多,海上一般出现在清晨6h 前后。在热

带和副热带, 特别是墨西哥湾、地中海和孟加拉湾上

空,水龙卷出现最频繁,多半发生在夏天和初秋。我国

南海西沙群岛一带,一年四季均可出现,尤以8、9 月为

最多。

图15-15 典型的水龙卷图15-16 左龙卷和右龙卷

2.龙卷的一般特征

龙卷的水平范围很小,在地面上,直径一般在几米到几百米之间,最大可达1km 左右;2～

3km 高度处,大多数龙卷的直径为1km 左右,再往上直径更大,可达3～4km ,最大可达10km 。

龙卷持续的时间很短,一般为几分钟至几十分钟。龙卷移动路径多为直线,长度一般为5～

10k m ,短的只有300m ,个别长的可达300km 。平均移速15m / s,最快可达70m / s。龙卷的漏斗

状云柱的倾斜方向,通常指示龙卷移动的方向。

龙卷的中心气压极低,可低至400hP a 以下,甚至达到200hP a。正是由于龙卷内部气压的

140

剧降,造成了水汽的迅速凝结,龙卷才由不可见的空气涡旋变为可见的“象鼻”状漏斗云柱。龙

卷的主要特征是风力大,最大可达100～200m / s,风速自中心向外增大,在距中心数十米的区

域达到最大,再往外,风速便迅速减小。因为龙卷中有特别大的风速和内外气压差,所以龙卷的

破坏力非常巨大,常给局部地区带来严重的灾难。

 

第十五章 锋面气旋及中小尺度系统

大气中的涡旋运动很多,其中大型的水平涡旋被称为气旋和反气旋。形成和活动于中高纬

图15-1 锋面气旋生命史

度的气旋大都和锋面相结合,叫作锋面气旋。发展强盛的锋面气旋可带来强烈的降水、雷暴、大

风等恶劣天气,在海上可造成大范围的大浪区域,是重要的海上风暴系统。虽然中小尺度系统

影响范围较小,但它们多产生强对流性的灾害天气,对船舶安全航行也会造成威胁,因此,本章

最后介绍三种中小尺度系统—雷暴、飑线和龙卷。

第一节 锋面气旋的发展演变

一、气旋概述

1.气旋的概念

北半球逆时针方向旋转、南半球顺时针方向旋转的大型水平空气涡旋称为气旋

(C yclone)。从气压场的角度而言,气旋就是低气压,因此气旋和低气压是同一个天气系统分别

在流场和气压场上的名称,在天气分析和预报工作中,两者基本可通用。

气旋的水平范围以最外围一条闭合等压线的直径长度表示,其直径一般为1000km 左右,

大的可达2000～3000km ,小的只有200～300km 或更小。平

均说来,东亚气旋一般比欧洲和北美的水平尺度小。

气旋的强度可以用其中的最大风速或(低压)中心气压

值表示,最大风速越大,中心气压值越低,气旋越强; 反之则

弱。地面气旋的中心气压值一般在970～1010hP a 之间,强的

气旋,中心气压值可低于935h P a,地面最大风速可达30m / s

以上。当气旋的中心气压值随时间降低时,称气旋发展或加

深(D eepening);当气旋中心气压值随时间升高时,则称气旋

减弱或填塞(F illing)。

2.气旋的分类

根据气旋形成和活动的主要地理区域,可分为温带气旋

和热带气旋。根据气旋的热力结构,可分为锋面气旋和无锋

面气旋。锋面气旋是温带最常见的气旋,无锋面气旋包括热

带气旋和热低压等。

二、锋面气旋的生命史

按照气旋生成的波动学说,锋面气旋大多生成于锋面上

的波动,其生命史与锋面的发展演变密切相关。通常将锋面

气旋的生命过程划分为四个阶段,图15-1 就是锋面气旋生命

史各阶段的流场示意图。

130

1.波动阶段

从锋面发生波动到绘出第一条闭合等压线,称为锋面气旋的波动阶段或初生阶段(见图

15-1)。图15-1a)表示气旋生成前,高纬为冷的偏东风,低纬为暖的偏西风,两者之间有一锋面

(准静止锋或缓行冷锋)。图15-1b)表示锋面出现波动,冷空气在波峰后向低纬侵袭,暖空气在

波峰前向高纬扩张,于是冷、暖锋及锋面降水开始出现。与此同时,地面波峰附近气压开始下

降,在地面图上可分析出一条闭合等压线,低压中心气压比四周低2～3hP a,表明气旋生成了。

在此阶段,锋面气旋沿暖区气流方向移动,速度很快,24h 可移动十几个经距。

2.成熟阶段

随着波动振幅的不断增加,冷、暖锋进一步发展,锋面降水继续增强,雨区扩大,锋面气旋

便发展到了成熟阶段,此阶段的气旋又称为青年气旋。在该阶段,地面图上出现多根闭合等压

线,中心气压比四周低10～20hP a,出现大风(见图15-1c)、d))。处于成熟阶段的锋面气旋一般

仍沿暖区气流方向移动,速度较快,24h 移动10 个经距。

3.锢囚阶段

锢囚开始时,冷、暖锋相遇,锋面抬升作用增强,降水强度及范围均增大。在此阶段,气旋发

展最强,中心气压降到最低,地面图上比四周低20hP a 以上,风力最强,大风范围进一步扩大,

地面暖区范围不断变窄(见图15-1e)、f))。以后随着锢囚锋的发展,气旋在低层成为冷性涡旋,

且冷涡旋厚度越来越大,移速大大减慢。

4.消亡阶段

气旋逐渐与锋面脱离成为冷性涡旋,在摩擦的作用下,慢慢填塞消亡(见图15-1g)、h))。

锋面气旋经历上述四个阶段一般要5 天左右,但不同地区可有很大差异。东亚锋面气旋的

活动过程一般在5 天以下,而北大西洋和欧洲的锋面气旋,生命历程可远远超过5 天。需指出

图15-2 气旋族

的是,虽然不是所有锋面气旋的发展演变都完全符合上述理想模式,但该模式基本把握了大多

数锋面气旋发展的关键特征。

三、锋面气旋的再生和气旋族

1.锋面气旋的再生

趋于消亡或正在消亡的锋面气旋,在一定条件下又重新发展起来的过程,称为锋面气旋的

再生。(在东亚地区)锋面气旋的再生一般有三种情况:

1)副冷锋加入后再生 气旋后部有新鲜冷空气补充,与原来变性的冷空气之间构成新的

温度对比,形成副冷锋,使气旋重新活跃起来。

2)气旋入海后再生 气旋入海后,尤其是冬半年, 由于海面的加热作用, 有暖湿空气侵入内

部,增加了大气的层结不稳定和能量供给,使气旋重新发展或再度加强。如华北及江淮地区有些低

压在大陆上本来没有很大发展,但当它们东移进入渤海、黄海

及日本海后,常能迅速发展,造成海面突然出现大风。

3)两个锢囚气旋合并加强 当第一个气旋锢囚后,移

速变慢,同时开始减弱,后面第二个气旋还在发展,也开始

锢囚,并且移速较快赶上第一个,二者合并后气旋就可能再

度发展。

2.气旋族

在同一锋系上出现的气旋序列,称为气旋族,如图15-2

131

所示。组成气旋族的各个气旋的发展阶段不同,最前的可能已经锢囚(最老),其后跟着一个发

展成熟的气旋,再后面跟着一个初生气旋(最年轻)等。一个气旋族的气旋个数多则5 个,少则

只有2 个,大西洋上平均为4 个,太平洋和我国沿海多为2～3 个。我国境内,除江淮流域的梅

雨季节外,气旋族较少产生,常常是单个出现的气旋入海后,在日本及其东南海面上发展演变

成气旋族。欧洲气旋族最常见,单个气旋则较少。

四、温带气旋的爆发性发展

温带气旋的爆发性发展是指气旋在短时间内急速发展,24h 内气压下降量不低于24hP a,

即气旋加深率≥1hP a/ h 。加深率的单位为“贝吉龙”(B G ),1B G 加深率等于在60°纬度24h 内

气压下降24hP a。不同纬度φ处1B G 的加深率数值为(24× sin φ/ sin60°)h P a/ d。一般将加深率

等于或大于1B G 的气旋称为爆发性气旋或气象炸弹(M eteorological B om b)。

据统计,爆发性气旋形成的频数冬季最多,主要出现在冬半年暖海洋上海温梯度最强的海

域附近,大部分位于北太平洋和北大西洋的西北部。西北大西洋上的爆发性气旋在数量上比西

北太平洋略少,但强度更强。东北太平洋是第三个爆发性气旋的多发区。

图15-3 锋面气旋天气模式(北半球)

a)北部垂直剖面图;b)地面图;c)南部垂直剖面图

爆发性发展的气旋可达到台风强度,具有很大的破坏力,严重威胁航行安全,目前气象台

对气旋爆发性发展的预报尚无有效方法。

第二节 锋面气旋的天气结构和活动规律

一、锋面气旋的天气模式及风浪分布特征

1.锋面气旋的天气模式

图15-3 是发展成熟的锋面气旋的天气模

式。如果船舶沿AB 线自东向西从气旋中心以

南(低纬一侧)通过时,遇到的天气变化如下:

1)气旋前部(东部)的暖锋天气

暖锋云系向前伸展很远,尤其当AB 线靠

近气旋中心时,遇到的云区最宽,云区边缘离

中心可达1500km 左右;AB 线离中心越远,云

区越窄。从前至后,锋上云的排列顺序为C i→

C s→A s→N s。地面锋线前约300～ 400km 范

围内出现连续性降水,AB 线离气旋中心越近,

遇到的雨区越宽。若暖空气不稳定时,还会出

现积雨云(C b)、阵性大风和雷阵雨。在锋前约

50～100 n m ile 范围内常有锋面雾。随着暖锋

的接近,气压明显降低,风速有所增大,有时还

会出现6 级或更强的大风。暖锋前多吹E ～SE

风(南半球E ～N E 风)。

2)暖区(暖锋后、冷锋前)天气

进入暖区后,气压基本停止下降(冷锋接

132

近时,气压才开始下降),风向多转为S～SW (南半球N ～N W )。暖区风力一般不大,但在一定

气压场配置下,会出现偏南大风(北半球)。如果暖区气团水汽充沛(热带海洋气团),则易出现

层云(St)、层积云(Sc),有时还可出现大片平流雾和毛毛雨;越近气旋中心,云层越厚、云底越

低,离中心较远的地方通常是少云。如果暖气团比较干燥,最多只有一些薄的云出现。

3)气旋后部(西部)的冷锋天气

冷锋过境后,气压迅速回升,风向多转为N ～N W (南半球S～S W ),风力一般迅速增大,在

海上常可达7～8 级,有时甚至超过11 级,具有冷锋的云系和降水。如果是第一型冷锋,一般为

层状云、连续性降水,有时有锋面雾;如果是第二型冷锋,则多为积状云、阵性降水和阵性大风。

当船舶远离冷锋后,天气转晴,风力逐渐减小。

如果船舶沿CD 线自东向西从气旋中心以北(高纬一侧)通过时,则遇到的是锋面附近冷

气团里的天气。CD 线靠近气旋中心时,可观测到云层很厚、降水较强、风向逆时针改变即S E

→E →N E →N →N W (南半球风向顺时针改变:N E →E →S E →S→SW )。

当气旋强烈发展时,气旋各区域均可能出现大风天气。风力的大小主要取决于水平气压梯

度和纬度。

上述模式代表了锋面气旋天气所共有的基本特征。当然实际的锋面气旋天气要复杂一些,

随发展阶段、季节和地理条件的差异而不同。锋面气旋处于波动阶段时,强度较弱,云和降水区

范围比上述模式中的要小,气旋区内风速也不大。而当气旋锢囚后,地面风速增大,辐合作用使

气旋内上升气流加强,云和降水显著增强,云系比较对称地分布在锢囚锋的两侧。气旋进入消

亡阶段后,云和降水开始减弱,云底抬高,最后逐渐消散。

2.锋面气旋中风浪的分布特征

图15-4 典型锋面气旋的风、浪分布

a)风速分布(单位m / s);b)浪高分布(单位m )

对西北太平洋较强低气压的研究表明,气

旋区中风和浪的分布并不以气旋中心为对称,

而是南侧较北侧显著,并且在低压中心西南侧

更为突出。如图15-4 所示,在低压中心西南侧

相当远处仍有强风和高波, 波高7m 的狂浪中

心出现在低压中心南南西方300～ 600 n m ile

处。风、浪分布的这种不对称性在冬季表现得更

为强烈。

二、锋面气旋的活动规律

1.锋面气旋的源地

极锋区是锋面气旋频繁发生的地方,锋面气旋的源地和路径与极锋的位置有密切关系。就

影响世界主要航区的锋面气旋而言,其源地主要在东亚和北美东部海岸地区,且冬季北美中部

和东部的气旋比亚洲多得多。来自东亚的锋面气旋影响北太平洋,而影响北大西洋的锋面气旋

主要来自北美大陆和美国东部沿海。此外北太平洋中部、东北太平洋和北大西洋中部也有锋面

气旋生成。

一般而言,在大洋上冬季气旋活动最频繁,发展最强烈,强度大,位置偏南,如1 月北太平

洋锋面气旋可达30°N 以南。夏季大洋上气旋活动明显减少,强度弱,位置偏北。

2.锋面气旋的路径

研究表明,锋面气旋的移动受西风带基本气流的引导,总体上自西向东移动。由于西风带

133

基本气流常呈波状前进,于是在高空平均大槽前(东)部的西南气流(北半球)中出现了锋面气

旋的主要路径。因此,东亚锋面气旋入海后,沿东亚大槽槽前西南气流向东北方向移动,不断并

图15-5 1 月份北半球低压路径

(实线是主要路径,虚线是次要路径)

入阿留申低压;同理,北美锋面气旋入海后,沿北美

大槽槽前的西南气流向东北方向移动,最终并入冰

岛低压,分别形成北太平洋和北大西洋上的主要气

旋路径,如图15-5 中实线所示。此外,生成于40°N 、

160°～ 170°W 附近东北太平洋上的锋面气旋, 绝大

多数向东北方向迅速移动,最终移至北美的太平洋

沿岸和阿拉斯加湾;生成于北大西洋中部的锋面气

旋主要移向北欧,部分移入地中海。

3.锋面气旋的移速

锋面气旋在东亚的平均移速为30～ 40k m / h ,

在北美约为45km / h,慢的只有15km / h ,快的高达

100km / h。一般情况下,初生和发展阶段移速快,锢

囚和消亡阶段慢。一年之中,春季移速快,夏季慢。

第三节 我国近海和日本近海的锋面气旋

东亚的锋面气旋主要发生在两个地区,一个位于45°～ 55°N 之间,称为北方气旋,包括蒙

古气旋(多生成于蒙古中部和东部)、东北气旋(又称东北低压,多系蒙古气旋或河套、华北及渤

海等地的气旋移到东北地区而改称,低压中的大风有时会影响到渤海和黄海北部)、黄河气旋

和黄海气旋(后者是指活动于黄海或由内陆移来的气旋)等。另一个位于25°～35°N 之间(即我

国江淮流域、东海和日本南部海面的广大地区)称为南方气旋,包括江淮气旋和东海气旋等。东

亚锋面气旋移动路径主要有三种:一是自西向东;二是自西南向东北;三是先自西北向东南,尔

后再折向东北。

一、我国近海的锋面气旋

影响我国海域的锋面气旋主要是黄河气旋、江淮气旋和东海气旋。

1.黄河气旋

黄河气旋生成于河套、黄河下游及以东海面上(见图15-6),一年四季均可发生,但以夏季

最多。它影响黄河下游、辽东半岛、渤海、黄海北部和中部海面。一般而言,黄河气旋沿北北东

方向经渤海进入东北地区这条路径移动时,常能得到发展。

黄河气旋常出现较强的大风,风力可达8 级以上,当它向渤海移动时,渤海和辽东半岛出

现5～7 级大风。如水汽充沛时,气旋中心附近可出现大到暴雨或雷阵雨。

应当注意的是渤海中偶尔也有气旋新生,通常在12h 内突然产生,并迅速加深造成大风,

称为渤海低压。渤海低压一般可持续12～24h,然后移向东北地区。目前对渤海新生气旋还不

能作出准确的预报。

2.江淮气旋

江淮气旋生成于长江中下游、淮河流域和湘赣地区(见图15-7),全年均可出现,春季和初

夏最多,尤以6 月份最活跃。它常由南方静止锋上的波动发展而成。

134

江淮气旋生成后, 长江、淮河和黄河下游等广大地区都会出现大片云系和降水, 夏季在

锋面附近可引起雷雨或暴雨天气。冷锋后和暖锋前因暖雨滴蒸发形成很低的碎雨云和锋面雾,

春季气旋东部常有平流雾或平流低云, 甚至毛毛雨出现, 能见度很恶劣。江淮气旋一般在陆

上强度不大, 入海后往往迅速发展, 产生较强的大风, 暖锋前为偏东大风, 暖区吹偏南大风,

冷锋后有偏北大风, 主要影响黄海南部和中部海面, 有时也会影响黄海北部和渤海一带。

图15-6 黄河气旋图15-7 江淮气旋

3.东海气旋

东海气旋是指在东海海域内发生、发展的气旋或江淮气旋移入东海后改称的,主要影响东

海和黄海南部海域。它多发生在春季,其次为冬季,盛夏最少。

东海气旋水汽丰富,因而多阴雨天气,降水区主要分布在气旋中心附近。气旋后部常出现

偏北大风,大风发生往往很突然,风力以靠近气旋中心的苏南、浙江和福建北部沿海为最强,有

时可达7～8 级。台湾海峡由于地形影响,冷锋过境时风力更大。

东海气旋生成后向东北方向移动,到达日本南部海面后常会强烈发展,影响范围也不断扩

大,如图15-8 所示,朝鲜、日本均有大风和降水出现,天气与海况十分恶劣。

二、日本近海的锋面气旋

日本近海是低气压发生、发展很频繁的地带,在亚洲大陆东岸发生的低气压,沿着高空引

导气流前进,大多数都影响日本。

1.台湾坊主(东海气旋)

日本将冬春季节产生于台湾东北海面上的低气压称为“台湾坊主”(见图15-9)。它在开

始形成时, 中心气压往往并不低, 边向东北方向移动边发展, 到达日本南部海面则迅速加深,

中心气压在24h 内下降10～20hP a, 并伴有10 级以上大风; 以后气旋移速加快, 可达40～

60k m / h , 大风范围不断扩大, 天气变化激烈; 当其到达千岛群岛及勘察加半岛以东洋面时, 中

心气压可降至940～960hP a, 最终在阿留申一带锢囚消亡。航行于日本近海的船舶对此应特别

注意。

2.日本海低压

日本海低压在春季较多。产生于黄海、东海的低压移至日本海后迅速加深,可引起全日本

135

图15-8 东海气旋的移动路径和影响范围

图15-9 台湾坊主

吹强劲的西南风,海况恶劣(见图15-10),但天气一般较好(北海道除外)。

3.双低压

当发生于黄海的低压进入日本海并迅速发展时,同时发生于东海的低压朝日本南部沿岸

移动,这种形势称为双低压。两个低压在三陆沿岸逐渐接近,并在北海道以东加深,常可达台风

的强度(见图15-11)。

136

图15-10 日本海低压图15-11 双低压

第四节 热 低 压

热低压(H eat L ow ,T herm al L ow )是出现在近地面层的无锋面暖性气旋,是浅薄少移动

的气压系统。热低压一年四季均可出现,夏季最多,初秋次之,冬季最少。地方性热低压是由于

近地面层空气受热不均匀而形成的,一般出现在暖季大陆上,发生时间多为午后。

热低压的天气因条件不同而有差别。当空气很干燥时,一般为晴热少云天气,热低压发展

较强时,可出现大风和沙暴。当水汽较充分时,可产生云雨现象,夏季可出现雷雨、阵性大风,但

持续时间很短,一般不超过1～2h。

第五节 中小尺度系统—— 雷暴、飑线和龙卷

水平范围大约为十几公里至二三百公里,生命周期约为几小时至十几小时的天气系统称

为中尺度系统,主要有雷暴群(多单体雷暴)、飑线等。水平范围只有几十米至十几公里,生命期

只有几分钟至几小时的天气系统称为小尺度系统,有雷暴单体、龙卷等。中小尺度系统主要生

成在低纬和中纬的热季,多为强对流天气,能产生强烈的阵性大风、阵雨和冰雹等不稳定性天

气,可造成比较严重的灾害。由于中小尺度系统一般水平范围小,生命期短,运动不遵从地转平

衡和静力平衡关系,因此对它们作预报时,除了应用天气图方法外,最好配合使用雷达、卫星探

测和中尺度天气分析等方法。

一、雷 暴

1.概述

雷暴(T h understorm )是积雨云中发生的激烈放电、雷鸣现象,一般伴有阵雨,所以常与雷

雨通称。通常把只伴有阵雨的雷暴称为普通雷暴,将伴有暴雨、阵性大风、冰雹、龙卷等强对流

137

天气的雷暴称为强雷暴,也叫“强风暴”。

雷暴活动具有一定的地区性。低纬度雷暴出现的次数多于中纬度,中纬度又多于高纬度;

就相同纬度来说,一般是山地多于平原,内陆多于海洋。雷暴活动的季节性也很明显,夏季出现

较多,冬季几乎绝迹。

雷暴的形成一般由两种作用引起:一是热力作用;二是动力抬升作用。由热力作用引起的

雷暴称为热雷暴,一般形成于气团内部。陆上热雷暴出现在夏季午后,因午后地面受日照强烈

增温,常在近地面层形成绝对不稳定层结,引起局地热对流,使对流运动得以发展。陆上热雷暴

历时短暂,少移动,一般情况下,强度不大,天气不严重。在海洋上由于热力条件不同,热雷暴大

多发生在后半夜至凌晨前后。

由动力抬升作用引起的雷暴,一般影响范围大,维持时间长,强度强(强雷暴),坏天气比较

严重。动力抬升作用一般包括锋面抬升、低层气流辐合抬升(如低压槽、东风波、切变线、热带气

旋等)和地形抬升。

图15-12 雷暴云和雷暴高压示意图

(此图是雷暴云中下沉冷空气扩散垂直剖面示

意图)

产生雷暴的积雨云叫做雷暴云或雷暴单体,其水平尺度10km 左右,是小尺度天气系统。

多个雷暴单体成群成带地聚集在一起,叫做雷暴群或雷暴带(又称多单体雷暴),其水平尺度有

时可达数百公里,作为整体可存在几小时。

2.雷暴单体的生命史及天气特征

每个雷暴单体的生命史大致可分为发展、成熟、消散三个阶段,每个阶段约持续十几分钟

至半小时左右。

1)发展阶段

发展阶段即积云阶段,其主要特征是上升气流贯穿于整个云体。地面风一般很弱,风向不

定,低空有向云区的辐合气流,气压较低,气温较高,地面相对湿度减小。

2)成熟阶段

成熟阶段的特征是开始产生降水。由于降水物的拖

曳作用,在雷暴移行方向的后侧产生了下沉气流,当下

沉气流冲到地面附近时,向四周散开,导致地面出现阵

性大风。与此同时,在云与地或云与云之间发生大气放

电现象,出现闪电和雷鸣。

由于下沉空气温度比四周气温低, 当它到达地面

时,在雷暴云下方便形成一个近乎饱和的冷空气堆,地

面气压升高, 形成一个高压(脊), 称为雷暴高压(见图

15-12)。雷暴高压随雷暴云一起移动。当雷暴高压过境

时,最初出现气温下降,气压涌升,相对湿度增大,风向

突转,风力增大,阵性降水开始;以后, 则先后出现最大

阵风和最强阵雨;随着冷空气堆的到达,风力开始减弱。

雷暴中心经过地区天气变化最明显。

3)消散阶段

此阶段的主要特征是下沉气流占据了云体的主要

部分。当雷暴云减弱消散时,天气现象也逐渐减弱消失。

3.强风暴的一般天气特征

强风暴伴有大风、暴雨、冰雹、龙卷等严重天气现

138

象,其中以严重降雹为主的强风暴又叫“雹暴”。强风暴可分成“超级单体”型风暴、多单体风暴、

强切变风暴和飑线风暴等几类。

强风暴引起地面附近的强风与雷暴高压的形成密切相关。当形成雷暴高压的下沉气流非

常强大时,到达地面后转变为很强的水平气流,在地面上或地面附近引起灾害性大风。这种局

地强下降气流,称为下击暴流(D ow n B urst)。因为下击暴流来自1km 以上的空中,那里的风常

比地面风大很多,所以当其突然下降至地面时,保持了原来的风向和风速,造成地面出现强烈

阵风(G ust),风速突增,风向大约偏离地面盛行风向20°～30°,如图15-13 所示。

图15-13 阵风

a )地转风下降形成地面阵风;b )北半球的阵风;c)

南半球的阵风

二、飑 线

1.飑线的概念

排列成带状的雷暴群(或积雨云带) 构成的风

向、风速发生突变的狭窄的强烈对流天气带称为飑

线(Squall L ine)。它的长度几十到几百公里,宽度一

般小于1km ,生命期几小时到十几小时,短者只有几

十分钟,是比普通雷暴、孤立的强风暴影响范围更大

的中尺度系统。

2.飑线的天气特征

飑线之前多为偏南风(北半球),天气较好,在发

展到成熟阶段的飑线前方常伴有中尺度低压;飑线

之后一般有扁长的雷暴高压带(可不止一个中心)和

一明显的冷中心, 风向急转为偏北、偏西风(北半

球),风力大增,在雷暴高压后方有时还伴有尾流低

压,飑线沿线到后部高压区内,有暴雨、冰雹、龙卷等

天气。因此,飑线过境时,出现风向突变、风速急增、

气压猛升、气温骤降等剧烈天气变化。图15-14 是

1974 年4 月17 日南京测站记录的一次飑线过境时

气象要素剧变的情况。飑线在19 时15 分左右经过南

京测站,至20 时,气压骤升8hP a,温度剧降11℃,风

速高达38.9m / s。在邻近县下了冰雹,最大冰雹直径

10～11cm ,重量达0.6kg。

3.飑线与冷锋的区别

飑线与冷锋的天气有许多相似之处, 但两者间

有明显的区别:冷锋是两种不同性质气团的分界面,

是大尺度系统,而飑线是在同一气团内部形成和传

播的中尺度系统;飑线附近的天气现象比冷锋天气剧烈得多,气象要素的变率亦比冷锋附近大

得多;飑线移速一般快于冷锋移速,有时可快2～3 倍;飑线强度有明显的日变化,而冷锋没有。

飑线常见于暖湿热带气团中,在中纬度地区多产生在温带气旋冷锋前方附近的暖区中。

三、龙 卷

1.概况

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龙卷(Spout / T ornado)是和强对流云相伴出现的、具有垂直轴的小范围强烈涡旋,是一

图15-14 飑线经过测站时气象要素剧变的实例

种破坏力很大的小尺度风暴系统。大多数龙卷出现在

强雷雨时,少数出现在阵雨时,有时甚至出现在未降水

的浓积云底部。龙卷出现时,总有一个如同“象鼻子”一

样的漏斗状云柱自对流云底盘旋而下,有的能触及地

面或水面,有的悬挂在空中,有的稍伸即隐。发生在水

面上的龙卷,常吸水上升如柱,犹如“龙吸水”,称为水

龙卷(S pout)(见图15-15);出现在陆上的龙卷,称为陆

龙卷(T ornado)。

龙卷有时会成对出现,两个龙卷的旋转方向正好

相反,一个是气旋式的,另一个是反气旋式的(见图15-

16),气旋式龙卷较为常见。龙卷形成的条件与雷暴、飑

线等类似,但它要求的层结不稳定性更加强烈,因此产

生龙卷的雷暴云比别的雷暴云更高、更强。

龙卷主要出现在夏半年,陆地上以发生于下午到

傍晚的机会居多,海上一般出现在清晨6h 前后。在热

带和副热带, 特别是墨西哥湾、地中海和孟加拉湾上

空,水龙卷出现最频繁,多半发生在夏天和初秋。我国

南海西沙群岛一带,一年四季均可出现,尤以8、9 月为

最多。

图15-15 典型的水龙卷图15-16 左龙卷和右龙卷

2.龙卷的一般特征

龙卷的水平范围很小,在地面上,直径一般在几米到几百米之间,最大可达1km 左右;2～

3km 高度处,大多数龙卷的直径为1km 左右,再往上直径更大,可达3～4km ,最大可达10km 。

龙卷持续的时间很短,一般为几分钟至几十分钟。龙卷移动路径多为直线,长度一般为5～

10k m ,短的只有300m ,个别长的可达300km 。平均移速15m / s,最快可达70m / s。龙卷的漏斗

状云柱的倾斜方向,通常指示龙卷移动的方向。

龙卷的中心气压极低,可低至400hP a 以下,甚至达到200hP a。正是由于龙卷内部气压的

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剧降,造成了水汽的迅速凝结,龙卷才由不可见的空气涡旋变为可见的“象鼻”状漏斗云柱。龙

卷的主要特征是风力大,最大可达100～200m / s,风速自中心向外增大,在距中心数十米的区

域达到最大,再往外,风速便迅速减小。因为龙卷中有特别大的风速和内外气压差,所以龙卷的

破坏力非常巨大,常给局部地区带来严重的灾难。