天气千变万化的原因.docx
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天气千变万化的原因
天气千变万化的原因
天气与天气过程:
天气是指某一地区、在某一时段内由各种气象要素综合体现的大气状态,大气中发生的阴、晴、风、雨、雷、电、雾、霜、雪等等都是天气现象,它们的产生都与天气系统的活动有密切的关系,而天气与人类的生活、社会、经济活动有着十分密切的关系。
天气过程则指天气随时间的演变过程。
天气系统:
一个地方的天气变化,是由于其中一个个移动的大大小小的系统(高压、低压等)引起的,这些系统称为天气系统。
气象卫星观测资料表明,大大小小的天气系统是相互交织、相互作用着、在大气运动过程中演变着。
最大的天气系统范围可达2,000公里以上,最小的还不到1公里。
尺度越大的系统,生命史越长;尺度越小的系统,生命史越短,较小系统往往是在较大尺度系统的孕育下形成、发展起来的,而较小系统的发展、壮大以后,又给较大系统以反作用,彼此相互联系,相互制约,关系错综复杂。
各类天气系统,都是在一定地理环境中形成、发展和演变着,都具有一定地理环境的特性。
比如极地和高纬地区,终年严寒、干燥。
这一环境特性成为极地和高纬地区的高空极涡、低槽和低空冷高压系统形成、发展的必要条件。
赤道和低纬地区,终年高温、潮湿,大气处于不稳定状态,是对流天气系统形成、发展的重要基础。
中纬度处于冷暖气流交汇地带,不仅冷、暖气团频繁交替,而且锋面、气旋系统得以形成、发展。
天气系统的形成、活动,反过来又会给地理环境以影响。
因而,认识和掌握天气系统的结构、组成、运动变化规律以及同地理环境间的相互关系,了解气候的形成、变化和预测地理环境的演变都是十分重要的。
常见的天气系统见下表。
表常见的各种尺度的天气系统
水平尺度(km) 2*103 2*102 2
尺度定义
大尺度
中间(天气)尺度
中尺度
小尺度
天
气
系
统
温带
超长波、长波
气旋、锋
背风波
雷暴
副热带
副热带高压
副热带低压、切变线
飑线、暴雨
龙卷风
热带
热带辐合带、季风
台风、云团
热带风暴、对流群
对流单体
天气图
地面天气图
天气图是指填有各地同一时间气象要素的特制地图。
在天气图底图上,填有各城市、测站的位置以及主要的河流、湖泊、山脉等地理标志。
气象科技人员根据天气分析原理和方法进行分析,从而揭示主要的天气系统,天气现象的分布特征和相互的关系。
天气图是目前气象部门分析和预报天气的一种重要工具。
天气图分地面天气图及高空天气图,主要层次如850百帕、700百帕、500百帕、300百帕、200百帕等天气图,同一时刻上、下层次配合,可了解天气系统的三度空间结构,根据需要可选用不同范围的天气图,在我国通常用欧亚范围的天气图,有时也用北半球范围,或低纬度(30°N─30°S)图或某一省、地区范围的小图作辅助分析用。
850毫巴高空图
欧亚天气图
天气预报
天气预报是根据大气科学的基本理论和技术对某一地区未来的天气作出分析和预测,这是大气科学为国民经济建设和人民生活服务的重要手段,准确及时的天气预报对于经济建设、国防建设的趋利避害,保障人民生命财产安全等方面有极大的社会和经济效益。
天气预报的时限分:
1-2天为短期天气预报,3-15天为中期天气预报,月、季为长期天气预报,1-6小时之内则为短临预报(临近预报)。
天气预报的主要方法,目前有天气学方法-以天气图为主,配合气象卫星云图、雷达等资料;数值天气预报-以计算机为工具,通过解流体力学,热力学,动力气象学组成的预报方程,来制作天气预报;统计预报-以概率论数理统计为手段作天气预报。
以上各种方法有时互相配合、综合应用,并广泛采用计算机作为工具。
气团
什么是气团
从地表广大区域来看,存在着水平方向上物理性质(温度、湿度、稳定度等)比较均匀的大块空气,它的水平范围常可达几百到几千公里,垂直范围可达几公里到十几公里,水平温度差异小,一千公里范围内的温度差异小于10-15℃,这种性质比较均匀的大块空气叫做气团。
气团形成的条件
气团形成需要具备两个条件:
一是要有大范围性质比较均匀的下垫面,如辽阔的海洋、无垠的大沙漠、冰雪复盖的大陆和极区等等都可成为气团形成的源地。
下垫面向空气提供相同的热量和水汽,使其物理性质较均匀,因而下垫面的性质决定着气团属性。
在冰雪覆盖的地区往往形成冷而干的气团;在水汽充沛的热带海洋上常常形成暖而湿的气团。
二是还必须有使大范围空气能较长时间停留在均匀的下垫面上的环流条件,以使空气能有充分时间和下垫面交换热量和水汽,取得和下垫面相近的物理特性。
例如,亚洲北部西伯利亚和蒙古等地区,冬季经常为移动缓慢的高压所盘据,那里的空气从高压中心向四周流散,使空气性质渐趋一致,形成干、冷的气团,成为我国冷空气的源地;又如我国东南部的广大海洋上,比较稳定的太平洋副热带高压,是形成暖湿热带海洋气团的源地;较长时间静稳无风的地区,如赤道无风带或热低压区域,风力微弱,大块空气也能长期停留,形成高温高湿的赤道气团。
在上述条件下,通过一系列的物理过程(主要有辐射、乱流和对流、蒸发和凝结,以及大范围的垂直运动等),才能将下垫面的热量和水分输送给空气,使空气获得与下垫面性质相适应的比较均匀的物理性质,形成气团。
这些过程有的是发生于大气与下垫面之间的,有的是发生于大气内部。
气团的变性
气团在源地形成后,要离开它的源地移到新的地区,随着下垫面性质以及大范围空气的垂直运动等情况的改变,它的性质也将发生相应的改变。
例如,气团向南移动到较暖的地区时,会逐渐变暖;而向北移动到较冷的地区时,会逐渐变冷。
气团在移动过程中性质的变化,称为气团的变性。
不同气团,其变性的快慢是不同的,即使是同一气团,其变性的快慢还和它所经下垫面性质与气团性质差异的大小有关。
一般说来,冷气团移到暖的地区变性较快,在这种情况下,冷气团低层变暖,趋于不稳定,乱流对流容易发展,能很快地将低层的热量传到上层;相反,暖气团移到冷的地区则变冷较慢,因为低层变冷趋于稳定,乱流和对流不易发展,其冷却过程主要靠辐射作用进行。
从大陆移入海洋的气团容易取得蒸发的水汽而变湿,而从海洋移到大陆的气团,则要通过凝结及降水过程才能变干,所以气团的变干过程比较缓慢。
冬季影响我国的冷空气,都已不是原来的西伯利亚大陆气团,而是变性了的大陆气团。
气团在下垫面性质比较均匀的地区形成,又因离开源地而变性。
气团总是在或快或慢地运动着,它的性质也总是在或多或少地变化着,气团的变性是绝对的,而气团的形成只是在一定条件下获得了相对稳定的性质而已。
由于我国大部分地区处于中纬度,冷暖空气交绥频繁,缺少气团形成的环流条件,同时地表性质复杂,很少有大范围均匀的下垫面作为气团的源地,因而活动在我国境内的气团,严格说来都是从其它地区移来的变性气团。
气团的分类和特性
为了分析气团的特征、分布移动规律,常常对地球上的气团进行分类,分类的方法大多采用地理分类法和热力分类法两种。
(1)热力分类法:
气团按其热力特性可分为冷气团和暖气团两大类。
凡是气团温度低于流经地区下垫面温度的,叫冷气团;相反,凡是气团温度高于流经地区下垫面温度的,叫暖气团。
这里所谓冷、暖均是比较而言,至于温度低到多少度才是冷气团,温度高到多少度才是暖气团,则没有绝对的数量界限。
一般形成在冷源地的气团是冷气团,形成在暖源地的气团是暖气团。
两气团相遇,温度低的是冷气团,温度高的是暖气团。
(2)地理分类法:
根据气团形成源地的地理位置,对气团进行分类,称为气团的地理分类。
按这种分类法气团分成北极气团、温带气团、热带气团、赤道气团四大类。
由于源地地表性质不同,又将每种气团(赤道气团除外)分为海洋性和大陆性两种,这样,总共分为七种气团。
冬季北半球气团
①北极(冰洋)大陆气团(Ac):
源地在北极附近的冰雪表面上,特点是温度低、气压高、湿度小、气层稳定。
当它侵入一个地区时,就形成寒潮。
我国境内看不到它的活动。
②北极(冰洋)海洋气团(Am):
源地也在北极地区,是北冰洋未封冻时所形成的,它的特点是比前者温度稍高,湿度较大,多在高纬度地区活动。
③温带(极地)大陆气团(Pc):
源地在西伯利亚和蒙古。
冬季,这种气团形成于强烈冷却的、积雪复盖的大陆表面上。
低层温度很低,有强烈逆温现象,空气层稳定;夏季,受大陆热力状况的影响,空气层不稳定。
冬季出现在我国东北地区北部、新疆北部和内蒙地区。
影响我国的多是变性温带大陆气团,势力强,维持时间长,影响范围广,是我国冷空气活动的主要来源。
南半球气团
④温带(极地)海洋气团(Pm):
源于温带洋面,冬夏情况有显著不同。
冬季低层接触洋面,温度较高,湿度较大,常不稳定,易形成对流云,有时产生降水;夏季与温带大陆气团性质差不多,对我国影响不大。
⑤热带海洋气团(Tm):
太平洋副热带高压区域和大西洋亚速尔高压区域是它的主要源地。
特征是温度高,湿度大,在海上因空气下沉,天气晴朗,影响我国的是变性热带海洋气团。
夏季,它是控制我国天气的主要气团之一,在它控制下,可以出现干旱、晴热的天气,当它的北缘与变性温带气团相遇时,可出现降水天气。
⑥热带大陆气团(Tc):
主要源于副热带沙漠地区。
如中亚、西南亚、北非撤哈拉沙漠等地。
特征是炎热、干燥。
夏季常影响我国西北地区,为最干热的气团。
⑦赤道气团(E):
形成于赤道附近的洋面,具有高温高湿的特征。
盛夏时,它影响我国华南一带,天气湿热,常有雷雨产生。
夏季北半球气团
夏季南半球气团
中国境内的气团活动和气团天气
由于不同的气团具有不同的温度、湿度和压力等物理特性,在它们控制下的地区,就分别具有不同的天气特点。
例如,当冷气团向南移行至另一地区时,不仅会使这个地区变冷,且由于气团底部增暖,使该地区上空气层的稳定度减小,产生不稳定性的天气;当暖气团向北移行至另一地区时,不仅会使这个地区变暖,且由于气团底部变冷,会使该地上空气层的稳定度增大,产生稳定性天气(如平流雾、低云和毛毛雨)。
但冷、暖气团的天气特征在不同季节、不同地区有相当大的差别。
例如,夏季暖空气,如遇外力抬升,可出现阵雨、雷暴等不稳定天气;冬季的冷气团,如果气层稳定,逆温深厚,也可以产生稳定性天气。
我国大部分处于中纬度地区,冷、暖气流交绥频繁,缺少气团形成的环流条件;同时,地表性质复杂,没有大范围均匀的下垫面可作气团源地,因而,活动在我国境内的气团,大多是从其它地区移来的变性气团,其中最主要的是极地大陆气团和热带海洋气团。
冬半年通常受极地大陆气团影响,它的源地在西伯利亚和蒙古,我们称之为西伯利亚气团。
这种气团的地面流场特征为很强的冷性反气旋,中低空有下沉逆温,它所控制的地区,天气干冷。
当它与热带海洋气团相遇时,在交界处则能构成阴沉多雨的天气,冬季华南常见到这种天气。
热带海洋气团可影响到华南、华东和云南等地,其它地区除高空外,它一般影响不到地面。
北极气团也可南下侵袭我国,造成气温急剧下降的强寒潮天气。
夏半年,西伯利亚气团在我国长城以北和西北地区活动频繁,它与南方热带海洋气团交绥,是构成我国盛夏南北方区域性降水的主要原因。
热带大陆气团常影响我国西部地区,被它持久控制的地区,就会出现严重干旱和酷暑。
来自印度洋的赤道气团,可造成长江流域以南地区大量降水。
春季,西伯利亚气团和热带海洋气团两者势力相当,互有进退,因此是锋系及气旋活动最盛的时期。
秋季,变性的西伯利亚气团占主要地位,热带海洋气团退居东南海上,我国东部地区在单一的气团控制下,出现全年最宜人的秋高气爽的天气。
大气中的锋
锋的概念
两个性质不同的气团相遇时,它们中间就有一个过渡区域,当这个过渡区域相当狭小时,就叫做"锋"。
下面图中的狭长区域,就是锋的所在区域。
锋是冷暖气团之间的狭窄、倾斜过渡地带。
因为不同气团之间的温度和湿度有相当大的差别,而且这种差别可以扩展到整个对流层,当性质不同的两个气团,在移动过程中相遇时,它们之间就会出现一个交界面,叫做锋面。
锋面与地面相交而成的线,叫做锋线。
一般把锋面和锋线统称为锋。
所谓锋,也可理解为两种不同性质的气团的交锋。
由于锋两侧的气团性质上有很大差异,所以锋附近空气运动活跃,在锋中有强烈的升降运动,气流极不稳定,常造成剧烈的天气变化。
因此,锋是重要的天气系统之一。
锋面的空间结构
锋是三维空间的天气系统。
它并不是一个几何面,而是一个不太规则的倾斜面。
它的下面是冷空气,上面是暖空气。
由于冷空气比暖空气重,因而,它们的交接地带就是一个倾斜的交接地区。
这个交接地区靠近暖气团一侧的界面叫锋的上界,靠近冷气团一侧的界面叫锋的下界。
上界和下界的水平距离称为锋的宽度。
它在近地面层中宽约数十公里,在高层可达200-400公里。
而这个宽度与其水平长度相比(长达数百-数千公里)是很小的。
因此,人们常把它近似地看成一个面,称为锋面。
锋面与空中某一平面相交的区域称为锋区(上界和下界之间的区域)。
锋面的三大特征
锋是两种性质不同的气团相互作用的过渡带,因而锋两侧的温度、湿度、稳定度以及风、云、气压等气象要素具有明显差异,可以把锋看成是大气中气象要素的不连续面。
锋面坡度
(1)锋面有坡度:
锋面在空间向冷区倾斜,具有一定坡度。
如图9-10。
锋在空间呈倾斜状态是锋的一个重要特征。
锋面坡度的形成和保持是地球偏转力作用的结果。
一般锋面的坡度约在1/50-1/200之间,由于锋面坡度很小,锋面所遮掩的地区必然很大。
如坡度为1/100,锋线长为1000公里、高为10公里的锋,其掩盖的面积可达100万平方公里;由于有坡度,可使暖空气沿倾斜面上升,为云雨天气的形成提供有利条件。
(2)气象要素有突变:
气团内部的温、湿、压等气象要素的差异很小,而锋两侧的气象要素的差异很大。
①温度场:
气团内部的气温水平分布比较均匀,通常在100公里内的气温差为1℃,最多不超过2℃。
而锋附近区域内,在水平方向上的温度差异非常明显,100公里的水平距离内可相差近10℃,比气团内部的温度差异大5-10倍;在垂直方向上,气团中温度垂直分布是随高度递减的。
然而锋区附近,由于下部是冷气团,上部是暖气团,锋面上下温度差异比较大,锋面往往是逆温层。
②气压场:
锋面两侧是密度不同的冷、暖气团,因而锋区的气压变化比气团内部的气压变化要大的多。
锋附近区域气压的分布不均匀,锋处于气压槽中,等压线通过锋面有指向高压的折角,或锋处于两个高压之间气压相对较低的地区,等压线几乎与锋面平行。
锋附近的风场
③锋附近风场:
风在锋面两侧有明显的逆向转变,即由锋后到锋前,风向呈逆时针方向变化。
(3)锋面附近天气变化剧烈:
由于锋面有坡度,冷暖空气交绥,暖空气可沿坡上升或被迫抬升,且暖空气中含有较多的水汽,因而,空气绝热上升,水汽凝结,易形成云雨天气。
由于锋面是各种气象要素水平差异较大地区,能量集中,天气变化剧烈。
所以,锋是天气变化剧烈的地带。
锋的类型
关于锋的分类,目前主要有两种分类方法:
(1)根据锋面两侧冷暖气团的移动方向及结构状况,锋可以分为下列四种:
①冷锋:
是冷气团向暖气团方向移动的锋。
暖气团被迫而上滑,锋面坡度较大,冷暖两方中,冷气团占主导的地位。
②暖锋:
是暖气团向冷气团方向移动的锋。
暖气团沿冷气团向上滑升,锋面坡度较小,冷暖两方中,暖空气占据主导地位。
③准静止锋:
是冷暖气团势力相当,使锋面呈来回摆动,这种锋的移动速度很小,可近似看作静止。
④锢囚锋:
是冷锋追上暖锋,将地面空气挤至空中,地面完全为冷空气所占据,造成冷锋后面冷空气与暖锋前部的冷空气相接触的锋面。
如果前面的冷气团比较暖湿,后面的冷气团比较寒干,则后面的冷气团就楔入前面冷气团的底部,形成冷锋式锢囚锋;如果后面的冷空气不如前面的冷空气那样冷而干,则后面相对暖的冷气团会滑行于前面冷气团之上,形成暖式锢囚锋。
在冷式锢囚情况下,暖锋脱离地面,成为高空暖锋,位在锢囚锋之后面;在暖式锢囚情况下,冷锋离开地面,成为高空冷锋,位在锢囚锋的前面。
(2)地理分类:
锋还可以按照它所处的地理位置分类,从北到南分为:
北极(冰洋)锋、温带锋(极锋)、热带锋。
①冰洋锋是冰洋气团和极地气团之间的界面,处于高纬地区,势力较弱,位置变化不大;
②极锋是极地气团和热带气团之间的界面,冷暖交绥强烈,位置变化大,对中纬地区影响很大。
③热带锋是赤道气流和信风气流之间的界面,由于两种气流之间的温差小,以气流辐合为主,可称为辐合线。
它也有位置的季节变化,夏季移至北半球,冬季移至南半球。
多出现在海上,是热带风暴的源地。
此外,还有处于空中的副热带锋,处于特定条件下的地中海锋等。
冷锋与冷锋云系
冷锋是冷气团向暖气团方向移动形成的锋面。
根据冷气团移动的快慢不同,冷锋又分为两类:
移动慢的叫第一型冷锋或缓行冷锋,移动快的叫第二型冷锋或急行冷锋。
第一型冷锋天气模型
(1)第一型冷锋:
这种锋面处于高空槽线前部,多稳定性天气。
这种锋移动缓慢,锋面坡度不大(约1/100),锋后冷空气迫使暖空气沿锋面平稳地上升,当暖空气比较稳定,水汽比较充沛时,会形成与暖锋相似的范围比较广阔的层状云系,只是云系出现在锋线后面,而且云系的分布次序与暖锋云系相反,降水性质与暖锋相似,在锋线附近降水区内还常有层积云、碎雨云形成。
降水区出现在锋后,多为稳定性降水。
如果锋前暖空气不稳定时,在地面锋线附近也常出现积雨云和雷阵雨天气。
夏季,在我国西北、华北等地,以及冬季在我国南方地区出现的冷锋天气多属这一类型。
第二型冷锋天气模式
(2)第二型冷锋天气模式:
这是一种移动快、坡度大(1/40-1/80)的冷锋。
锋后冷空气移动速度远较暖气团为快,它冲击暖气团并迫使产生强烈上升。
而在高层,因暖气团移速大于冷空气,出现暖空气沿锋面下滑现象,由于这种锋面处于高空槽后或槽线附近,更加强了锋线附近的上升运动和高空锋区上的下沉运动。
夏季,在这种冷锋的地面锋线附近,一般会产生强烈发展的积雨云,出现雷暴、甚至冰雹、飑线等对流性不稳定天气。
而高层锋面上,则往往没有云形成。
所以第二型冷锋云系呈现出沿着锋线排列的狭长的积状云带,好似一道宽度约有十公里,高达十多公里的云堤。
在地面锋线前方也常常出现高层云、高积云、积云。
这种冷锋过境时,往往乌云翻滚,狂风大作,电闪雷鸣,大雨倾盆,气象要素发生剧变。
这种天气历时短暂,锋线过后,天空豁然晴朗。
在冬季,由于暖气团湿度较小,气温不可能发展成强烈不稳定天气,只在锋线前方出现卷云、卷层云、高层云、雨层云等云系。
当水汽充足时,地面锋线附近可能有很厚、很低的云层,和宽度不大的连续性降水。
地面锋过境后,云层很快消失,风速增大,并常出现大风。
在干旱的季节,空气湿度小,地面干燥、裸露,还会有沙暴天气。
这种冷锋天气多出现在我国北方的冬、春季节。
冷锋在我国活动范围甚广,几乎遍及全国,尤其在冬半年,北方地区更为常见,它是影响我国天气的最重要的天气系统之一。
冬季我国大陆上空气干燥,冷锋大多从苏联、蒙古进入我国西北地区,然后南下,从西伯利亚带来的冷空气与当地较暖的空气相遇,在锋面上很少形成降水,所以,冬季寒潮冷锋过境时,只形成大风降温天气。
冬季时多二型冷锋,影响范围可达华南,但移到长江流域和华南地区后,常常转变为一型冷锋或准静止锋。
夏季时多一型冷锋,影响范围较小,一般只达黄河流域,我国北方夏季雷阵雨天气和冷锋活动有很大的关系。
暖锋与暖锋云系
当暖气团前进,冷气团后退,这时形成的锋面为"暖锋"。
暖锋的坡度很小,约为1/150。
由于暖空气一般都含有比较多的水汽,且又是起主导作用,主动上升前进,在冷气团之上慢慢地向上滑升可以达到很高的高度,暖空气在上升过程中绝热冷却,达到凝结高度后,在锋面上便产生云系。
如果暖空气滑升的高度足够高,水汽又比较充沛时,暖锋上常常出现广阔的、系统的层状云系。
云系序列为:
卷云(Ci),卷层云(Cs),高层云(As),雨层云(Ns)。
云层的厚度视暖空气上升的高度而异,一般情况下可达几公里,厚者可达对流层顶,而且愈接近地面锋线云层愈厚。
暖锋降水主要发生在雨层云内,是连续性降水,降水宽度随锋面坡度大小而有变化,一般约300-400公里。
暖锋云系有时因为空气湿度和垂直速度分布不均匀而造成不连续,可能出现几十公里,甚至几百公里的无云空隙
暖锋天气模型
在暖锋锋下的冷气团中,由于空气比较潮湿,在气流辐合作用和湍流作用下,常产生层积云和积云。
如果从锋上暖空气中降下的雨滴在冷气团内发生蒸发,使冷气团中水汽含量增多,达到饱和时,会产生碎积云和碎层云。
如果这种饱和凝结现象出现在锋线附近的地面层时,将形成锋面雾。
以上是暖锋天气的一般情况,但是在夏季暖空气不稳定时,也可能出现积雨云、雷雨等阵性降水。
在春季暖气团中水汽含量很少时,则仅仅出现一些高云,很少有降水。
明显的暖锋在我国出现得较少,大多伴随着气旋出现。
春秋季一般出现在江淮流域和东北地区,夏季多出现在黄河流域。
准静止锋与连阴雨
很少移动或移动缓慢的锋叫准静止锋。
它的两侧冷暖气团往往形成"对峙"状态,暖气团前进,为冷气团所阻,暖气团被迫沿锋面上滑,情况与暖锋类似,出现的云系与暖锋云系大致相同。
由于准静止锋的坡度比暖锋还小,沿锋面上滑的暖空气可以伸展到距离锋线很远的地方,所以云区和降水区比暖锋更为宽广。
但是降水强度小,持续时间长,可能造成"霞雨霏霏、连日不开"的连阴雨天气。
准静止锋云系
准静止锋天气一般分为两类:
一类是云系发展在锋上,有明显的降水。
例如,我国华南准静止锋,大多是由于冷锋减弱演变而成,天气和第一型冷锋相似,只是锋面坡度更小,云区、降水区更为宽广,其降水区并不限于锋线地区,可延伸到锋面后很大的范围内,降水强度比较小,为连续性降水。
由于准静止锋移动缓慢,并常常来回摆动,使阴雨天气持续时间长达10天至半个月,甚至一个月以上,"清明时节雨纷纷"就是江南地区这种天气的写照。
这种阴雨天气,直至该准静止锋转为冷锋或暖锋移出该地区或锋消失以后,天气才能转睛。
初夏时,如果暖气团湿度增大,低层升温,气层可能呈现不稳定状态,锋上也可能形成积雨云和雷阵雨天气;另一类是主要云系发展在锋下,并无明显降水的准静止锋,例如昆明准静止锋,它是南下冷空气为山所阻而呈静止状态,锋上暖空气干燥而且滑升缓慢,产生不了大规模云系和降水,而锋下的冷空气沿山坡滑升和湍流混合作用,在锋下可形成不太厚的雨层云,并常伴有连续性降水。
我国准静止锋主要出现在华南、西南和天山北侧,出现时间多在冬半年,对这些地区及其附近天气的影响很大。
锢囚锋与天气
锢囚锋是由冷锋赶上暖锋或两条冷锋相遇,把暖空气抬到高空,由原来锋面合并形成的新锋面。
它的天气保留着原来锋面天气的特征。
例如锢囚锋是由具有层状云系的冷、暖锋并合而成,则锢囚锋的云系也是层状云,并分布在锢囚点的两侧。
如果原来冷锋上是积状云,那末锢囚后,积状云与暖锋的层状云相连。
锢囚锋的降水不仅保留着原来锋段降水的特点,而且由于锢囚作用,上升运动进一步发展,暖空气被抬升到锢囚点以上,使云层变厚、降水增加、降水区扩大。
锢囚点以下的锋段,根据锋是暖式或冷式锢囚锋而出现相应的云系。
锢囚锋过境时,出现与原来锋面相联系而更加复杂的天气。
我国锢囚锋主要出现在锋面频繁活动的东北、华北地区,以春季最多。
东北地区的锢囚锋大多由蒙古、苏联移来,多属冷式锢囚锋。
华北锢囚锋多在本地生成,属暖性锢囚锋。
暖锋锢囚锋天气模式
冷锋锢囚锋天气模式
锋的增强和消亡
锋是冷暖气团
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