中高緯度天氣系統

07-21

中高緯度天氣系統
一、高空主要天氣系統
中高緯度的對流層上空盛行著波狀西風氣流，由於高空大氣滿足地轉平衡，所以波狀流型的波谷對應於低壓槽，波峰對應於高壓脊。這種流型在對流層上、中層表現得十分明顯，而向下層逐漸不清楚。西風帶的波動大體上分為兩類：一是波長比較長的長波；二是疊加在長波上的波長比較短的短波。在長波、短波發展演變過程中，有時形成閉合的高壓和低壓。這些長波、短波和閉合高壓、低壓系統不僅相互聯繫，而且可以相互轉化，共同構成了中高緯度高空的主要天氣系統。
（一）大氣長波
是指波長較長、波幅較大、移動較慢、維持時間較長的波動。其波長一般在5000—7000km，因而圍繞著中高緯的緯圈可出現3—6個長波，而經常維持著4—5個長波。長波振幅大多在10—20個緯距以上。長波自西向東移動，移速較慢，通常1天不超過10個經度，有時呈准靜止狀態，也有時表現出不連續的向後「倒退」現象。長波維持的時間一般3—5天以上。

長波在高空圖上同等高線的波狀型相對應，等溫線也呈波形，一般情況下等溫線的位相稍稍落後於等高線，具有冷槽、暖脊的溫壓場結構。槽前是暖平流，槽後是冷平流。槽前對應著大範圍輻合上升運動和雲雨區，槽後對應著大範圍輻散下沉運動區和晴朗天空。長波的強度隨高度增加，到對流層頂處達到最強。
長波槽和脊的活動不僅是維持大氣環流的一種重要機制，而且是中高緯度較小尺度天氣系統產生和發展的背景條件。因而長波的穩定和調整往往引起與其相聯繫的天氣系統的變化，甚至造成環流形勢的轉換。
短波疊加在長波之中，並在長波中穿行。當溫度場與氣壓場配置適當時（槽後有冷平流，脊後有暖平流），短波可以逐漸發展成長波。反之，長波也可減弱並分裂成短波。短波的槽前是上升氣流，常出現雲雨天氣，尤以槽線附近為甚，槽後為下沉氣流，多晴好天氣。
（二）阻塞高壓和切斷低壓
阻塞高壓和切斷低壓是大氣長波在發展過程中槽脊加強、振幅加大演變而成的閉合系統，是中高緯度高空的重要天氣系統。
1.阻塞高壓
簡稱阻高，是溫壓場比較對稱的深厚的暖性高壓。它具有以下特徵：①有閉合的高壓中心，並位於50°N以北。②維持的平均時間為5—7天，有時可達20天以上。③沿緯向移動每天不超過7—8個經度，常呈准靜止狀態，有時甚至向西倒退。
阻高是西風帶長波槽和脊在經向度不斷增大，直至暖脊被冷空氣包圍，並與南面暖空氣主體分離，所形成的閉合高壓區。由於它佔據範圍很大，又穩定少動，因而它的出現和維持阻礙著西風氣流和天氣系統的東移，並常常引起西風氣流分支和繞流現象，故稱阻塞高壓。它發生在暖空氣活躍，冷空氣也較強的地區和季節，因而有明顯的地區性和季節性。最常出現在北大西洋東北部和北太平洋東部阿拉斯加地區，以春秋季最多。在烏拉爾山和鄂霍次克海地區也常有阻塞高壓，其強度不大，但對中國的天氣影響很大。當其穩定時，中國長江中下游多連陰雨天氣。減弱崩潰時，常引起中國的寒潮爆發。
阻高控制下的天氣一般是晴朗的，但阻高的不同部位由於運行氣流屬性的差異，形成的天氣有所不同。高壓東部盛行偏北氣流，有冷平流和下沉運動，天氣以冷晴為主。西部盛行偏南氣流，有暖平流和上升運動，天氣較暖且多雲雨。南北兩側多穩定的西風氣流，並常伴有短波活動，天氣時陰、時晴。由上可知，阻高的建立、維持和崩潰過程在其控制區以及其周圍地區形成著不同的天氣過程。如果阻高維持時間過長或過短都可能造成大範圍天氣反常現象。
2.切斷低壓

是溫壓場結構比較對稱的冷性氣壓系統。切斷低壓是西風帶長波槽不斷加深、南伸，直至槽南端冷空氣被暖空氣包圍並與北方冷空氣主體脫離而形成的閉合低壓。它常常和阻塞高壓相伴生成，並位於阻高的東南或西南側，與阻高共同構成了大氣環流中阻塞形勢，見圖5·13。也有的切斷低壓單獨出現，並沒有顯著的阻高存在，只西側有一較強的高壓脊或閉合高壓。切斷低壓形成後，能維持2—3天或更長時間，它往往由於無冷空氣繼續補充而逐漸填塞、消失。切斷低壓大多發生在冷、暖空氣都比較活躍的季節和地區，以春、秋季較多，北美、西歐地區較多，北太平洋、北大西洋以及亞洲大陸上空也有形成。我國東北地區春末夏初出現的切斷低壓，稱東北冷渦。
切斷低壓內的天氣因部位不同而有差異。低壓前部（東和東南側）因低層有冷暖空氣交匯，常有鋒面氣旋波動發生，有雲雨天氣出現。後部（西側）因不斷有冷空氣南下，常有冷鋒和切變線生成，有陣性降水出現。
（三）極地渦旋
簡稱極渦，是極地高空冷性大型渦旋系統，是極區大氣環流的組成部分。其位置、強度以及移動不僅對極區，而且對高緯地區的天氣都有明顯影響。
極地是地球的冷極，也是大氣的冷源，因而在極地低空形成冷性高壓，在極地上空則形成冷性低壓。關於冷性低壓（極渦）的形成過程和演變、活動規律，科學界了解得不多。根據資料統計，1月北半球500hPa等壓面圖上，極渦斷裂為兩個閉合中心，一個在格陵蘭至加拿大之間，另一個在亞洲東北部，極地是一個槽區。7月北半球500hPa等壓面圖上的極渦強度明顯減弱，中心退至極點附近。極渦的位置和活動範圍時有變化，尤其冬半年活動演變比較複雜，最長的活動過程達35天之久。極渦閉合中心有時分裂為2個或3個，甚至3個以上，當偏離極地向南移動時，常導致鋒區位置比平均情況偏南，寒潮活動增多、增強。據統計，在10個冬半年影響我國的171次寒潮中，有102次是亞洲上空出現持久極渦，其中6次強寒潮過程都與極渦在亞洲上空的位置明顯偏南相關。
（四）高空低壓槽和切變線
1.高空低壓槽
又稱高空槽，是活動在對流層中層西風帶上的短波槽。一年四季都有出現，以春季最為頻繁。高空槽的波長大約1000多km，自西向東移動。槽前盛行暖濕的西南氣流，常成雲致雨。槽後盛行乾冷的西北氣流，多晴冷天氣。一次高空槽活動反映了不同緯度間冷、暖空氣的一次交換過程，給中、高緯地區造成陰雨和大風天氣。
高空槽一般都有高空溫度槽相配合，當溫度槽落後於高空槽時，低壓槽線隨高度升高逐漸向冷區傾斜（移動方向的相反方向），稱後傾槽。後傾槽隨著溫度槽位置的前移，平流作用加強，槽將繼續加深發展，槽前廣闊範圍內盛行輻合上升氣流，如果水汽充沛，將產生穩定性雲系和降水。當溫度槽與高空槽相重合時，低壓槽線垂直，稱為垂直槽，這時高空槽發展到最盛階段，天氣也發展得最強盛。當溫度槽超前時，高空槽線隨高度升高向前傾斜，稱前傾槽。前傾槽的槽後冷空氣將置於槽前暖空氣之上，導致低槽很快消失，產生不穩定雲系和陣性降水。
活動於我國的高空槽有西北槽、青藏槽和印緬槽，它們大多從上游移來，很少產生於我國。在緯向環流比較平直時，高空槽一個接一個的東移，易造成陰晴相間周期變化的天氣。如果移動過程中受高壓所阻，將減速或停滯，可能造成持續性降水。

2.切變線
是指風向或風速分布的不連續線，是發生在850hPa或700hPa等壓面上的天氣系統。切變線兩側風向構成氣旋式切變，但兩側的溫度梯度卻很小，這是切變線與鋒的主要差別。根據切變線附近的風場形式一般劃分為三種類型，見圖5·14。圖中a為冷鋒式切變線，b為暖鋒式切變線，c為準靜止鋒式切變線。三者隨著切變線兩側氣流的強弱變化可以相互轉化。切變線上的氣流呈氣旋式環流，水平氣流輻合明顯，利於發展上升氣流，產生雲雨天氣。一般而言，冷鋒式切變線以偏北風為主，水汽含量少，移動速度快，降水時間不長，降水量不大。暖鋒式切變線上氣旋性環流強，偏南風含有水汽多，雲層厚，降水時間較長，降水量較多，有時還形成雷陣雨和陣性大風。准靜止鋒式切變線上雖然風向切變很強，但氣流輻合較弱，雲層相對較薄，降水時間較長，但降水量不大。
切變線在一年中各個季節都可能出現，但以冷、暖空氣頻繁活動的晚春、初夏為多。是我國暖季重要的降水天氣系統。
3.低渦
又稱冷渦，是出現在中緯度中層大氣中的一種強度較弱、範圍較小的冷性低壓。它在700hPa圖上比較明顯，有時在500hPa圖上也有反映，常常只能給出一條，甚至給不出閉合等高線，只有風場上的氣旋式環流。低渦範圍較小，一般只有幾百千米。它存在和發展時，在地面圖上可誘導出低壓或使鋒面氣旋發展加強。低渦中有較強的輻合上升氣流，可產生雲雨天氣，尤其東部和東南部上升氣流最強，雲雨天氣更為嚴重。低渦經常出現在我國西北和西南地區，分別稱為西北渦和西南渦，前者以夏半年多見，後者一年四季都可出現。低渦形成後大多在原地減弱、消失，只引起源地和附近地區的天氣變化。而有的低渦隨低槽或高空引導氣流東移，並不斷得到加強和發展，雨區擴大，降水增強，往往形成暴雨，成為影響江淮流域甚至華北地區的天氣系統。
二、溫帶氣旋和反氣旋
（一）概述
氣旋是佔有三度空間的中心氣壓比四周低的水平空氣渦旋，又稱低壓。反氣旋是佔有三度空間的、中心氣壓比四周高的水平空氣渦旋，又稱高壓。氣旋和反氣旋的名稱是從大氣流場而來，而高壓和低壓名稱是從氣壓場而來。
氣旋和反氣旋的大小是以地面圖上最外一條閉合等壓線的範圍來量度。氣旋的水平尺度一般為1000km，大者可達2000—3000km，小者只有200—300km。而反氣旋的水平尺度一般比氣旋大得多，發展強盛時可達數千千米。氣旋和反氣旋的強度用中心氣壓值的大小來表示，氣旋中心氣壓愈低，表示強度愈大；反氣旋中心氣壓值愈高，強度愈大。一般地面氣旋中心氣壓值在1010—970hPa，發展強大的可低於935hPa，海洋上曾有的低到920hPa。地面反氣旋中心氣壓值一般為1020—1030hPa，發展強大的可達1079.1hPa。在北半球，氣旋中空氣繞中心作逆時針方向旋轉，反氣旋中空氣繞中心作順時針方向旋轉。南半球，氣流方向相反。
氣旋按發生地區分溫帶氣旋和熱帶氣旋，反氣旋分極地反氣旋、溫帶反氣旋和副熱帶反氣旋。氣旋和反氣旋是引起天氣變化的兩類重要天氣系統。

溫帶氣旋和反氣旋是發生在中、高緯度地區與高空鋒區相伴出現的。它們的發生、發展和移動同高空天氣系統有密切關係。
（二）溫帶氣旋
溫帶氣旋是指具有鋒面結構的低壓，因而又稱鋒面氣旋，它主要活動在中高緯度，更多見於溫帶地區，是溫帶地區產生大範圍雲雨天氣的主要天氣系統。
1.結構
鋒面氣旋的結構因形成條件和發展階段的不同，有很大差異，但從發展成熟的鋒面氣旋的溫壓場、流場和天氣現象來看，又具有一些共同特徵。圖5·15是發展成熟的鋒面氣旋模式。從平面看，鋒面氣旋是一個逆時針方向旋轉的渦旋，中心氣壓最低，自中心向前方伸展一個暖鋒，向後方伸出一條冷鋒，冷、暖鋒鋒之間是暖空氣，冷、暖鋒以北是冷空氣。鋒面上的暖空氣呈螺旋式上升，鋒面下冷空氣呈扇形擴展下沉。從垂直方面看，氣旋的高層是高空槽前氣流輻散區，低層是氣流輻合區。按質量守恆原理，空氣如在高層輻散、在低層輻合，則其間必有上升運動。因而在氣旋前部和中心區有上升氣流，氣旋後部有下沉氣流。由於氣旋自底層到高層是一半冷、一半暖的溫度不對稱系統，因而其低壓中心軸線自下而上向冷區偏斜。
2.天氣
鋒面天氣不僅決定於氣旋溫壓場結構，還與空氣的穩定度、水汽條件、高空環流形勢以及氣旋發展階段等因素有關，而且隨地區、季節而有差異。一個發展成熟的鋒面氣旋的天氣模式（圖5·14）表明：氣旋前方是寬闊的暖鋒雲系及相伴隨的連續性降水天氣；氣旋後方是比較狹窄的冷鋒雲系和降水天氣，氣旋中部是暖氣團天氣，如果暖氣團中水汽充足而又不穩定，可出現層雲、層積雲，並下毛毛雨，有時還出現霧，如果氣團乾燥，只能生成一些薄雲而沒有降水。
3.發生和發展
鋒面氣旋的發生、發展與高空鋒區密切聯繫。當高空鋒區上出現波狀擾動並達到一定尺度（幾千千米），而且具有明顯風速切變時，波動可演變成不穩定波，振幅繼續增大，終於形成氣旋和反氣旋，這種由鋒面波動發展成的氣旋，稱第一類（A類）氣旋。而由地面弱低壓（或倒槽）與高空槽相遇並在高空槽作用下，地面低壓得到發展併產生鋒面，這樣發展起來的鋒面氣旋稱第二類（B類）氣旋。兩類氣旋在起始發生條件上雖有區別，但形成後的發展過程卻有某些相似，都同高空溫壓場結構和演變密切相關。
鋒面氣旋發展的高空溫壓場理想模式是：高空溫度槽落後於高度槽以及氣旋始終處於高空槽的前方。前者導致高空槽前出現暖平流，槽後出現冷平流，後者引起高空槽前氣流輻散，槽後氣流輻合。根據靜力平衡和質量守恆原理，暖平流會引起地面系統熱力減壓，冷平流引起熱力加壓，氣流輻散會造成地面系統動力減壓，氣流輻合會造成動力加壓。因而高空槽前的下方既是熱力減壓區又是動力減壓區，是有利於地面氣旋發生、發展的區域。而高空槽後方是熱力和動力加壓區，有利於地面反氣旋的發生髮展（見圖5·16）。大量資料證明，只有發生在高空槽前的氣旋和高空槽後的反氣旋才能得到發展和壯大，否則，氣旋和反氣旋難以形成，即使形成也將不斷減弱以至消失。

每個鋒面氣旋的生命史和演變過程，因所處條件不同而有差別，但是氣旋的演變階段和各個階段的主要特徵又有許多共同之處。根據實際經驗（主要是西歐的），通常把鋒面氣旋的演變過程分為四個階段。
（1）初生（波動）階段：圖5·17 a、b、c，高空溫壓場結構是溫度槽落後於高度槽，而且高空槽位於地面氣旋中心的後方。隨著鋒面波動的開始和發展，冷空氣逐漸向暖空氣方向侵襲，暖空氣向冷空氣方向擴展，在波動前方形成暖鋒，波動後方形成冷鋒。圍繞著波動產生了氣旋式環流，環流中心氣壓下降，地面圖上出現一根閉合等壓線，鋒面上生成波狀的帶狀雲系。衛星雲圖上出現與高空槽相對應的逗點雲系。
（2）成熟階段：圖5·17 d、e、f，高空溫壓場波動振幅增大，溫度槽進一步接近高度槽，氣旋中心氣壓繼續下降，氣旋式環流不斷加強，冷暖鋒進一步發展，出現系統性雲系和降水。衛星雲圖上雲帶突出部分更加明顯，並在移動方向的一側邊緣處有纖維狀捲曲結構，表明高空有輻散氣流，氣旋在發展。氣旋後部（箭頭處）有凹向中心的曲率，預兆將出現干舌。
（3）錮囚階段：圖5·17 g、n、i，高空槽進一步發展，出現閉合中心。高空溫度槽更移近高度槽，地面圖上冷鋒較強並與暖鋒相遇形成錮囚鋒。這階段氣旋中心氣壓值降至最低，氣旋環流達到最強，雲雨範圍擴展，風力增大，天氣發展到最盛期。衛星雲圖上，雲系出現螺旋狀結構，鋒面雲帶北側出現一條從冷區伸向氣旋中心的干舌，當干舌伸到氣旋中心時，水汽供應被切斷，氣旋不再發展。
（4）消亡階段：圖5·17 j、k、l，高空溫壓場近於重合，成為一個深厚的冷低壓。氣旋低層被冷空氣所佔據，與鋒面脫離成為冷渦旋，環流減弱、氣壓升高、範圍擴大，雲雨隨之減少。在衛星雲圖上螺旋狀雲系消散，成為零亂的對流性雲區。
上述鋒面氣旋發展階段是比較典型的情況。實際上有些氣旋在生成後並未經歷全部發展階段就消亡了，也有的氣旋發展到錮囚之後，又有冷空氣加入並未消亡，反而又重新加強起來。因而，氣旋的發展過程由於條件的差異而有不同。鋒面氣旋的生命史一般是5天左右。活動在北大西洋和歐洲的氣旋，錮囚階段緩慢，生命史往往超過5天，而活動在東亞地區的氣旋，波動和成熟階段較短，生命史大多在3天左右。
4.氣旋族
鋒面氣旋一般不是單個出現，而是在一條鋒上產生2個、3個或更多個形成家族並沿鋒線順次移動。當最前面的一個已經錮囚時，其後跟著的是一個發展不成熟的氣旋，再後面跟著一個初生氣旋，這種在同一條鋒上出現的氣旋序列，稱為氣旋族（圖5·18）。氣旋族中每一個鋒面氣旋都同高空長波槽前的一個短波槽相對應。每個氣旋族中的氣旋個數多少不等，多者可達5個，少者只有2個。據統計，大西洋上平均每一個氣旋族有4個氣旋，太平洋上和我國沿海是2—3個。一個氣旋族經過某一區域的時間平均為5—6天，個別可達10天以上。
（三）溫帶反氣旋
溫帶反氣旋是指活動在中、高緯度地區的反氣旋。一般分為兩類：一類是相對穩定的冷性反氣旋；另一類是與鋒面氣旋相伴移動的反氣旋，稱移動性反氣旋。

1.冷性反氣旋和寒潮
冷性反氣旋發生於極寒冷的中緯度和高緯度地區，如北半球的格陵蘭、加拿大、北極、西伯利亞和蒙古等地，以冬季最多見。其勢力強大、影響範圍廣泛，往往給活動地區造成降溫、大風和降水，是中、高緯地區冬季最突出的天氣過程。
冷性反氣旋出現在近地面層內，由冷空氣組成，勢力十分強大，中心氣壓值達1030—1040hPa，強時達1080hPa。根據靜力學原理，它隨高度而減弱，到高空變為冷低區，因而冷高壓是一種淺薄天氣系統，平均厚度不到 3—4km，700hPa以上蹤跡不清，500hPa以上就完全不存在了。冷性反氣旋的水平範圍很大，直徑達數千千米，幾乎可以和大陸、海洋的面積相比擬。
亞洲大陸面積廣大，北部地區冬半年氣溫很低，南部又有青藏高原和東西走向的高大山脈阻擋冷空氣南下，因而成為北半球冷性反氣旋活動最為頻繁、發展最為強大的地區。冷性反氣旋在其發展、增強時期常常靜止少動，但當高空形勢改變時，會受高空氣流引導而移動。當其南移時，就造成一次冷空氣襲擊，如果冷空氣十分強大，如同寒冷潮流滾滾而來，給流經地區造成劇烈降溫、霜凍、大風等等災害性天氣，這種大範圍的強烈冷空氣活動，稱為寒潮。
我國國家氣象局規定，由於冷空氣侵襲，使氣溫在24h內下降10℃以上，最低氣溫降至5℃以下時，作為發布寒潮警報的標準。但從危害性來看，此標準略高，尤其在南方往往最低氣溫並未下降到5℃以下時，就會對農作物造成很大危害。同時，這個規定並未說明氣溫下降10℃的範圍大小。因此，國家氣象局又對上述標準作了補充規定：長江中下游及其以北地區48h內降溫10℃以上，長江中下游最低氣溫≤4℃（春秋季改為江淮地區最低氣溫≤4℃），陸上3個大行政區有5級以上大風，渤海、黃海、東海先後有7級以上大風，作為寒潮警報標準。如果上述地區48h內降溫達14℃以上，其餘同上，則為強寒潮警報標準。根據以上標準統計，我國1951—1976年寒潮共有138次，平均每年5次左右，各月分配見表5·3。
表5·3說明寒潮主要出現在11—4月間，秋末、冬初及冬末、春初較多，隆冬反而較少，這主要是寒潮定義只考慮降溫幅度的緣故。春、秋季正是大型平均環流調整期間，冷暖空氣更替頻繁，因而冷空氣活動次數較多，而冬季冷空氣在我國大部分地區居於絕對優勢地位，天氣形勢穩定，冷空氣活動相對減少。夏季冷空氣退居高緯度，我國很少受其侵襲。寒潮各年出現的次數不等，以我國為例，1965—1966、1968—1969年均各10次，而1974—1975年則僅有1次，1970—1971、1972—1973年也只有2次。60年代後期平均每年7次，而70年代初期平均每年只有3次，相差很多。
寒潮天氣過程表現為由緯向環流轉變為經向環流形勢的調整，這種環流形勢的調整是冷空氣積聚、冷卻和大舉南下的背景條件。侵入我國的寒潮，雖然源地、侵入時流場不同，但是絕大多數寒潮天氣過程是由經向環流發展而來。圖5·19是寒潮形成的高空和地面環流形勢圖。
寒潮南下侵入我國時，其前緣有一條冷鋒作為前導，鋒後氣壓梯度很大，造成大風天氣，伴隨著大風而來的是溫度的驟降，常達10℃以上，降溫還可引起霜凍、結冰。降水主要產生在寒潮冷鋒附近，在我國淮河以北，由於空氣比較乾燥，很少降水，移到淮河以南後，暖空氣比較活躍，含有水分增多，大多能形成雨雪。
2.移動性反氣旋
是形成於高空鋒區下方與鋒面氣旋相伴出現的水平範圍較小、強度不大的反氣旋。它隨同鋒面氣旋一起自西向東移動。當出現氣旋族時，它位於兩個氣旋之間，又稱居間反氣旋。移動反氣旋的天氣是：其東部（前部）具有冷鋒天氣特徵，西部（後部）具有暖鋒天氣特徵，中心區附近天氣晴朗、風力不大。移動性反氣旋當其發展強大時可轉變成強大的冷性反氣旋。

無論是冷性反氣旋或移動性反氣旋，當其向低緯移動後，冷氣團變性增暖，強度減弱，最後前緣鋒面消失，併入副熱帶高壓。