气团和锋面 天气学

第二篇 气团和锋面
1 气团
1920年 前后，皮叶克尼斯等提出气团和锋面理论。 1.1 气团的概念
气团是指气象要素（主要是温度和湿度） 水平分布比较均匀的大范围的空气团。 气团水平尺度：~1000Km；
1.2 气团形成与变性
1.2.1 气团源地
垂直尺度：~10Km
• 地球表面的温度和湿度对气团形成与变性的作用; • 大气热量主要来自地球表面的长波辐射； • 大气中水汽也来自地球表面的水分蒸发； 1.2.2 性质均匀的广阔地球表面
2.1 锋的概念
• 锋面：在天气图上由于比例尺小，锋区的宽度表示不出 来，可把它看作为空间的一个面，即为锋面。
• 锋线：锋面与地面的交线称为锋线。
锋面的 空间结 构示意 图（1）
锋面的空间结构示意图（2）
2.2 锋的分类
根据锋的伸展高度可将锋分为：地面锋（或低 层锋）和高空锋（或高层对流层锋）。
3.2 锋 面 结 构 模 型
1983年9月19日1959与2013UTC之间锋面通过美国Boulder高空观测站 的铁塔时的情况 (a) 位温；(b) 垂直速度(m/s)（c）声雷达的风速记录
3.2.3 重力流锋模式
进入20世纪70年代，随着大气探测技术的进一步发展，例如，多普勒激光雷达、风速 廓线仪、探测飞机的应用，观测资料的分辨率的提高，使人们对锋面结构又有新的认识 。从上图可知，在大气的低层，锋面几乎与地面相垂直，跨锋面的宽度约1km左右，锋面 附近的垂直速度可达10 m/s，它与水平速度具有相同的量级，而且在锋面的前缘具有重力 流（密度流）的结构：锋面的“头”部高约 600 m。如果利用重力流的移速公式计算该锋 面的运动速度，大约为14 m／s，它与实际的观测结果非常接近。
对锋面结构认识大约开始于20世纪初的卑尔根学派的极锋 模型，先后提出了不同的锋面结构模型。最早提出的模型 是所谓的楔型锋面模式，有时也称不连续锋面模型；到 30 年代初又提出过渡带锋面模型（zone model of front)；进 入 80年代以后，随着观测资料的时、空间分辨率的提高， 又提出锋面间断结构模型、事实上关于锋面结构更仔细化 的探索仍在进行中。
冷锋 后侧温度随高度的变化
（a)锋区逆温 (b) 锋区等温（c)锋区降温
3.1 锋 面 附 近 气 象 要 素 的 特 征
3.1.2 气压场 在地面上，一般锋面位于气压槽中，等压线通过锋面时呈气旋 式弯曲，其折角指向高压。由锋面的坡度公式，有两侧的气压梯 度是不连续的。如图为锋面附近典型的气压场和风场分布。
暖输送带 是指一支位于冷锋前方边界内的暖湿气流，其运
动方向主要与冷锋 相平行，但仍有少量分量跨越锋面，该 分量虽然小，但它是非地转的，它对锋面附近天气的产生具
3.1.1 暖 输 送 带
有很重要的作用，可以产生两类完全不同的锋面天气。
3.1.2 冷输送带
冷输送带 来源于气旋的东北部，反气旋的辐散流出气
winds balanced by the Coriolis and Pressure Gradient forces
Pressure Gradient Force：
directed from high to low pressure
The diagram shows the two forces balancing to produce the geostrophic wind.
1.3 气 团 的 分 类
1.2.3 空气运动
1.2.4 气团变性
1.3.1 地理分类法：北极气团；极地气团（大陆和海洋）； 热带气团； 赤道气团（大陆和海洋）
1.3.2 热力分类法：根据气团温度和气团所经过的下垫面温度对比来 划分，分暖气团 和冷气团
1.4 我国境内的气团 活动与气团天气 春季： 西伯利亚 气团与热带海洋 气团 势力相当， 是锋面及气旋活 动最盛时期；
锋面附近的变压场分布 a 冷锋；b暖锋；c暖式锢囚锋；d 冷式锢囚锋
3.2 锋面结构 模型
3.2.1 楔型锋模式 （Wedge model of front）所谓锋 的模型模式是指 将锋面看成一种 倾斜的不连续面 ，在锋的两侧气 象要素（温度、 密度、沿锋面风 速等）分布是不 连续的，这种不 连续有时称为零 阶不连续（如图 ）。
Margules锋面坡度公式
基本假定： 1）锋面两侧冷暖空气的温差较小，即Tw-Tc «T*； 2）锋面是南北方向； 3）不考虑湍流影响，使锋面保持陡的不连续面。
基本公式： 1）地转运动方程 (p25) 2）静力平衡方程 (p25) 3）沿任意等温面的个别变化方程: δT= 0
地转运动
地转风 Geostrophic Wind
3.1.3 风场特征
• 由于地面锋位于气压槽中，锋线附近的风场具有气旋性切变，而
地面摩擦作用可使这种气旋性切变更加明显。
• 锋面附近的风场气旋性切变包括风速切变和风向切变。在有些情
况下，风速切变要比风向切变明显，有时风向切变要比风速切变明 显，有些情况下两者都非常明显。 • 由于锋区的水平温度梯度要比其周围的水平温度梯度大，由热成风关系
冬季：西伯利亚气团（大陆极地气团）影响；
源地：西伯利亚和蒙古。 特点：*地面流场为冷性反气旋； *中低空为下沉逆温；
*控制区为干冷天气；与热带海洋气团
相遇，在华南沿海等地构成阴雨天气； *北极气团 南侵我国，可造成强寒潮 天气。 夏季：西伯利亚气团：在长城以北和 西北活动频繁，与南方热带海洋气团 交绥，是盛夏南北方区域性降水的主 要原因；
平面图
剖面图 低空急流
平面图
UU表示高层的冷锋
①表示暖锋降水 ②表示高层冷锋的 对流单体降水 ③表示高层冷锋的 对流降水下落通过 暖平流的降水 ④表示高层冷锋与 地面暖锋之间的浅 薄湿层中降水，它 们是暖输送带中的 ② ①
剖面图
小雨和毛毛雨
⑤表示地面冷锋的 浅层降水。
⑤
④
③
向前倾斜滑升暖输送带，但侧重点在分裂锋和降水分布
锢囚锋
锋的分类示意图（4） 锢囚锋 (a) 冷式 (c) 中性 (b) 暖式
锋的分类示意图（5） 锢囚锋 典型的中纬度波动性气旋中冷式锢囚锋 形成过程的物理图像。
在图的上半部为波动性气旋中锢囚锋形成过程平面图，其下半部为经过平面 图中AB两点，跨越锋面的垂直剖面图。图a表示成熟性波动气旋，此时尚未 形成锢囚锋，冷锋继续向前运动，逐渐赶上暖锋；图b表示部分锢囚性波动 气旋，此时在气旋的中心附近，出现锢囚锋；图c表示锢囚性波动气旋，此 时出现比较成熟的锢囚锋。
3.1.1.2向前倾斜滑升
暖输送带
主要上升运动发生在 地面冷锋前方的暖区 中，在暖锋上方倾斜 上升。在冷锋的上方 ，暖空气从对流层下 部下沉，这支具有低 的湿球位温的空气叠 置在暖输送带上方时 ，在这两支气流叠加 处建立了位势不稳定 区，如果有足够触发 作用，就将有（深） 对流发生。当暖输送 带在暖锋区滑升时逐 渐发生反气旋向右偏 转，在转向区形成向 北凸的边界，在卫星 云图上可以看到一个 卷云幕覆盖在低云之 上，这就是暖锋云雨 区。
根据锋面两侧的气团来源的地理位置不同，可将锋分为： 冰洋锋、极锋 和赤道锋（热带锋）。 根据锋在 移动过程 中冷、暖 气团所占 有的主次 地位，可 将锋分为： 冷锋、暖 锋、准静 止锋和锢 囚锋。
冷锋 锋面移动过程中，冷气团起主导作用
，冷气团推动暖气团向暖气团一侧移动， 这类锋面称为冷锋。
暖锋 锋面移动过程中，暖空气团起主导作用，
3 锋面天气
3.1 锋 面 附 近 气 象 要 素 的 特 征
锋面附近的等温线和等位温线垂直分布 3.l.1 温度场特征： 由于锋面是两个不同气团的过渡带 ，所以在锋面两侧温度的水平和垂直分布有明显的不同 。在同一气团中水平的温度梯度一般为 1－2oC／100 km ，而在锋区内，温度的水平梯度可达5～10oC／100 km 。所以，在同一等压面或等高面上锋区内的等温线特别 密集，其密集程度愈强，表示锋面愈强，同时温度的密 集区随高度增加而向冷空气一侧倾斜。
3.3 锋 区 的 输 送 带
许多观测结果表明，基于挪威学派的锋面天气模型 与实际情况有较大 差别。从70年代初，开始利用高分辨率的雷达、卫星等的非常观测资 料，以及一些新的天气分析技术，在总结大量的新的观测事实基础上， 提出了锋面输送带 的概念，建立了大尺度气流输送带的锋面天气模式。 概念
输送带是指以移动性天气系统为坐标系中的相对气 流，它是系统内产生云和雨区的主要气流。
推动冷气团向冷气团一侧移动，这类锋面称为 暖锋。
准静止锋 当冷、暖气团的势力相当时，锋
面的移动十分缓慢或相对静止，这种锋面 称为准静止锋。
锋的分类示意图 (1) (a) 冷锋 (b) 暖锋 (c) 准静止锋 a
c b
锋的分类示意图（2） (a) 冷锋 (b) 暖锋 (c) 准静止锋
锋的分类示意图（3）
流，相对于移动的气流向西运动，位于地面暖锋前侧 和暖输送带的下面（见3.1.1.2 ）。
3.1.1 暖输送带
B
3.1.1.1向后倾斜
滑升暖输送带
（a）平面图；（b） 沿（a）中AB线的垂 直剖面。位于冷锋上 方的暖空气倾斜上升， 在其下侧的冷空气下 沉，LJJ表示低空
线对流
A
急流。图中气流是
系统的相对气流。
•上升运动一般发生在冷锋附近和冷锋 的上方。 •线对流：的狭长带状区域， 一般称为线对流。位于冷锋前侧的低空急流具有很强的气旋性切变（10-2 s-1）， 由于气旋性切变可引起边界层中很强的辐合，从而产生了线对流。 • 地面冷锋线附近强烈的抬升运动，一般只限于大气低层2～3km以内，到一定 的高度，向上的暖空气将沿冷锋模向上滑升，其上升速度仅为几十m/s。这两 种不同的上升运动区产生了两种不同的降水型，在线对流区可形成窄的暴雨或 大雨带 。