图7 第3类蒙古气旋生成过程示意图
1.3．5 热低压
热低压是出现在近地面的暖性气旋，它比较浅薄而且不太移动，按其形成过程可分为两种： 1．地方性热低压
地方性热低压是由于近地面层空气受热不均匀而形成。多出现在暖季大陆上。这种热低压日变化明显，夜间和早晨比较弱，白天逐渐增强，午后达最强，傍晚又逐渐减弱。 2．锋前热低压
锋前热低压出现在冷锋前的暖区中。这类热低压除了局地受热不均外，还与冷锋前暖区中的暖平流有关。在暖平流最强的地区有利于地面低压的生成。 1.3．6 台风 1．定义和分类
台风是发生在热带洋面上、具有暖中心结构的强烈的热带气旋。由于台风生成的地区和强度不同，人们也给予不同的名称和分类。在东太平洋和大西洋的称为“飓风”，在印度洋的称为“热带风暴”；在南半球洋面的称为热带气旋；在西北太平洋和南海的称作“台风”。根据国际气象组织规定，我国将台风按其强度分为3类：(1)凡气旋中心最大风力在8—9级(风速为 17.—24.m／s)者，称为热带风暴；(2)中心最大风力达到10～11级(风速为24～32m／s)者，称为强热带风暴；(3)最大风力达到12级或以上(风速≥32m／s)者称为台风。 2．地面气压场
台风范围的地面等压线近于圆形，对中心基本上是对称的。向台风中心，气压降低得特别快。 3．地面流场
台风的地面低空流场，按风速大小可分为3个区域：
(1)台风眼区，也称台风内圈。在此圈内，风速迅速减小为静风或弱风，其直径一般为10～60km，大多呈圆形，也有的呈椭圆形，大小和形状多变。台风越强，眼越小。
(2)台风旋涡区：即台风中圈，或称台风雨区。这是围绕台风眼的最大风速区，其宽度一般为100～200km，最强烈的对流，降水都集中在此区域。在台风前进方向的右前方风力最大。
(3)台风大风区：即台风外圈。由最大风速区至台风外围的地区，一般有200～300km，最大可达800km，风速可达15m／s。 4．天气特征
台风可造成暴雨、大暴雨和特大暴雨，能引起洪水、滑坡、泥石流等灾害。台风降水中心一般出现在台风移动路径的右方，少数偏在左方。台风降水具有很大的阵性，台风风速也具有很大的阵性，其瞬时极大风速和极小风速之差可达30m／s以上。
台风登陆后，因能量损耗和来源不足，使其很快减弱，风速减小，而且风速受地形影响很大，沿海、平原、湖泊等地区都是台风经过时有利于出现大风的地区。台风在海上可造成高潮、风浪、长浪、飓浪等，特别是当台风引起的高潮与天文高潮同步时，其所造成的灾害更为严重。
2 高空天气图上天气系统的识别
高空天气图即等压面天气图，有绝对形势图和相对形势图两种。如果某等压面图是相对海平面的形势图，就称作等压面绝对形势图，也称AT图；若是两等压面间相对距离的分布图则称为等压面的相对形势图，即OT图。
等压面的高度，选用位势高度(位势米gpm)，它比几何高度的优越在于重力变化可以与位势高度的变化结合起来，用位势高度表示的计算公式更简单。 2．1 槽线、切变线及冷暖平流的识别 2．1．1 槽线
1．定义：槽线是等压面图上低压槽内气旋性曲率最大处的连线，其两侧风场具有明显的气旋式切变。 2．分类
(1)按槽线走向划分
①竖槽：槽前以偏西南风为主，槽后以偏西北风为主的槽称为竖槽，对短、中期天气有影响的竖槽有长波槽和短波槽两种：长波槽，波长约60个经距，中纬度全球波数为4—8波，一般常见为4～5波。长波槽多为冷槽暖脊，是深厚系统，移速每日小于10个经距。短波槽波长小于50个经距，常附加在长波气流或平直气流上，其结构多为暖槽冷脊；是浅薄系统，每日移速在10个经距以上。
②横槽：槽前气流以偏西风为主，槽后以偏东一东北风为主的槽称为横槽，其方向约呈东一西向。
竖槽和横槽可相互转化。当竖槽向横槽转变时，大量冷空气在槽后堆积，一旦横槽转竖时，横槽南端将迅速引导一次强冷空气南下。 (2)按槽的垂直结构划分
①后倾槽：西风带中，槽线随高度向西偏移的槽称为后倾槽(图8a)。当后倾槽倾斜程度较大时，槽前上升运动分布较广，但强度较弱，所以多出现范围广阔的稳定性降水；当槽的后倾程度较小甚至接近垂直时，各层槽前的上升气流近于重合，上升运动范围不广，但强度较大，故所产生的天气多半是范围窄、较强烈的不稳定降水。
图8 a．后倾槽、b．前倾槽示意图
②前倾槽：前倾槽槽线随高度向东倾斜(图8b)。当倾斜程度不大时，由于槽前上下层有部分上升气流重合，同时上层槽后冷平流与下层槽前暖平流重叠，造成上冷下暖，形成不稳定的空气层结，很有利于强对流的发展，常出现范围较窄的强对流降水，而且天气来得快，好转也快。 2．1．2 切变线
1．定义：切变线是风的不连续线，其两侧的风场有明显的气旋式切变。切变线附近气压场不明显，但其两侧风向切变和风速切变均很明显。 2．3种形式的切变：
(1)冷式切变：偏北风和西南风之间的切变为冷式切变，它常呈东北一西南向(图9a)；
图9 切变线(图中虚线) a．冷式切变；b．暖式切变；c．两高之间切变
(2)暖式切变：偏东风和西南或南风之间的切变，为暖式切变，它常呈东一西向或西北一东南走向(图12—9b)。 (3)两高之间的切变：常出现在夏季，西部为大陆高压，东部为副高，两者之间的近乎南北向的切变(图19c)。 2．1．3 槽线附近冷暖平流的识别
1)．槽线附近冷暖平流分布的4种情况 (1)槽前暖平流、槽后冷平流：
当温度槽落后于高度槽时，在高度槽线上和槽后都有较强的冷平流加压作用；槽前有暖平流减压作用，未来槽将加深(图10)。
2)．槽前、槽后冷暖平流均较弱
由于槽后强冷平流作用，使高度槽不断力口深，致使温度槽越来越接近高度槽，最后槽附近的等温线和等高线走向几乎平行(图11)，使槽前、后的平流都很弱，故槽不再加深，移动缓慢。长波槽多属这种情况。
图10 温度槽落后于高度槽示意图 图11．温度槽高度槽接近重合
3)．槽线、槽后均为暖平流
图12表明槽线及槽后均为明显的暖平流，由于暖平流的加压作用；使槽很快减弱，故一般天气不会转坏。
4)．暖性低槽
低槽被暖舌控制，一般不易发展。但当槽后有强冷平流入侵时，这种暖性低槽将变为冷低槽发展东移(图13)
图12 温度槽超前高度槽示意图 图13 暖性低槽示意图
2．2 副热带高压的识别
在南北半球20?～35?的副热带地区(盛夏可达40?)经常维持一个由西南向东北与纬圈斜交的高压带(图14)，由于海陆的影响常断裂成若干个高压单体，这些单体统称为副热带高压。通常按其所在的地理位置有太平洋(副热带)高压，大西洋(副热带)高压、印度洋(副热带)高压等。影响我国的副热带高压主要是太平洋西部高压即所谓西太平洋副热带高压(以下简称副高)以及从属于它的在冬季出现的南海高压、另外还有自中亚伸至我国的青藏高压及盛夏出现的华北高压。
图14北半球7月500hPa多年平均图
2．2．1 副高的季节位移和我国雨带的变动
副高的活动有着明显的季节变化，其位置冬季最南，夏季最北，自冬至夏向北偏西移动，强度增大，而自夏至冬则向南偏东移动，强度减弱。从5—10月东亚地区500hPa西太平洋高压脊线多年平均位置图看出：
冬季，副高脊线一般位于15?N附近，随着季节的增暖，缓慢地向北移动，呈现出相对静止，一般情况下，4月、5月500hPa上588线或脊线都略向北挺进，对我国华南地区天气开始产生影响。大约6月中旬脊线出现第一次北跳过程，越过20?N，在20?～25?N之间徘徊，此时江淮流域梅雨开始。7月上旬后期出现第二次跳跃，脊线迅速跳过25?N，以后摆动于25?～30?N之间，雨带从长江流域移到黄淮流域，江淮梅雨结束。约在7月底至8月初脊线越过30?N，华北雨季开始。另一方面在我国南方，随着江准梅雨的结束，长江流域进入伏旱期。由于脊线北移，在北纬25?一30?以南的洋面处于东风带内，赤道辐合带随之北上，因而在10?～15?N的洋面上，不断产生热带风暴、台风和东风波，这些系统对我国天气影响很大。8月上旬以后，有时副高更偏北(图15a)，8月下旬脊线开始南落，9月脊线回到25?N附近，10月回到20?N附近(图15b)。每年副高的季节活动，虽然大致与上述规律类似，但各年差异可以很大，如第一次北跳最早时间与最迟的时间有时可相差5个候以上，第二次北跳时间相差有时为一个月。有时(如1958年)副高脊线没有在20?一25?N地区停留就跳到了华北平原，使江淮流域的梅雨落空，造成了该地区的大旱。由于每年副高活动的早晚和环流形势的不同，造成了我国夏季降水各年不同的复杂现象。
图15 500hPa西太平洋副热带高压脊线及588位势什米等值线月平均位置图(图中数字为月份)
2．2．2 副高的中短期变化和暴雨
副高除了季节性的变动外，还有中短期变化。中期变化是在半个月左右时段内，副高总的偏强或偏弱后的稳定，或西进或东退后稳定的趋势。副高的短期变化是在6～7天左右时段内副高的东西摆动。
当副高西伸时，因其西部地区原为低压或槽控制，故天气较坏，水汽较多。脊刚到达时，下沉气流尚不十分强烈而天气却会转晴，所以有时在脊的西部有小范围气旋式风切变的地方有热雷暴产生。随着脊的进一步西伸，下沉气流加强，该地区则出现晴好天气。当脊东撤时，其西部常伴有低槽东移，有上升运动发展。若大气潮湿且不稳定，就会造成大范围雷雨天气。 2．3 阻塞高压的识别
西风带长波槽脊在发展演变过程中会形成阻塞高压和切断低压，两者往往同时出现。人们常把阻塞高压，切断低压出现后的大范围环流形势称为“阻塞形势”。阻塞形势是整个大气环流发展演变过程中的一个特殊阶段，其建立和崩溃对它所控制的及下游的广大地区，甚至全球的环流、天气过程，都会产生巨大的影响。 2．3．1 定义
西风带的长波脊向高纬度伸展加强，在脊中出现了闭合高压环流中心，具备下述三个条件的高压称为阻塞高压。 1．高压中心必须是闭合暖高压中心，并位于50?N以北地区。
2．闭合暖高压中心能维持3天以上，中心移动很缓慢或呈准静止状态，或向西倒退。即使东移，其移速也小于7—8个经距／天。
3．在阻塞高压区内，西风急流显著减弱，急流在高压西分为南北两支，经过高压后再在高压东侧会合。分支点和会合点之间的距离一般要大于40～50个经距(图16)。
图16 阻塞高压与急流分支
2．3．2 形成和崩溃时的基本特征
一般说来，在阻高形成前，西风槽出现振幅加大，强度加强的不稳定状态，并且东移速度逐渐减小。同时槽前高压脊区出现强盛的暖平流，暖空气不断地从南方向北方输送，而槽内冷平流把冷空气输送到南方去(图17a)。伴随着这种过程，高压脊不断加强北伸，其西侧南下冷空气，以冷性气旋涡旋形式插向暖高压脊的西南方，使北上暖空气脱离南方暖空气主体，最后，北上加强的暖高脊，形成孤立的暖性反气旋涡旋(图17b，c)即为阻塞高压。阻塞高