3 .1  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)。

　　3 .2  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。

　　3 .3  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。

　　3 .4  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。

　　3 .5  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。

　　3 .6  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。

　　3 .7  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

　　3 .8  锋的增强和消亡

　　锋是冷暖气团矛盾斗争的产物，随着冷暖气团的移动和演变而经历着生消和移动的过程。锋生是指促使新锋面的形成或原有锋面加强的机制和过程，锋消是指促使锋面消失或减弱的机制和过程。

　　由于锋的主要特征表现为水平温度的差异，因而锋的生、消影响气温水平梯度增大或减小的因素有：水平气流的辐合、辐散；空气的升降运动以及气团的非绝热增温、冷却等。

　　(1)水平气流辐合辐散：相向或同向的速度不同气流的辐合，可促使冷、暖气团接近，过渡区缩小，水平梯度增大，利于锋生；水平气流辐散则促使冷、暖气团远离，过渡区增大，水平温度梯度减小，利于锋消。左图表示在直线等压线中水平气流的辐合、辐散对锋生、锋消的作用。T1、T2、T3表示等温线，t 0时表示锋尚未形成时两气团间有宽阔的过渡区，等温线稀疏，气温梯度小；t1时表示已出现辐合气流，冷、暖气团接近，过渡区缩小，温度梯度增大；t2时等温线更加密集，锋形成；反之，在锋区里出现水平辐散气流，等温线愈来愈稀疏，锋渐渐消失。当气流与等温线不相垂直而有交角或有变形场(一对高压和一对低压相间分布)时，气流辐合使等温线加密，利于锋生；气流辐散使等温线变疏，利于锋消。

　　(2)空气的垂直运动：可使上升空气发生绝热降温；下沉空气发生绝热增温。这种绝热增温和奖温对锋生、锋消所起作用如何，还要看当时大气中温度垂直分布状况。当大气温度直减率(γ)小于干绝热直减率(γd)时，不论锋面冷空气一侧的气流上升或暖空气一侧的气流下沉，遏或者冷空气上升和暖空气下沉同时发生，都能引起原有温度征度增大，利于锋生。当大气温度直减率(γ)大于干绝热直减率时，结果则相反。实际大气中，特别是对流层中层的垂直运动，都是暖空气上升，冷空气下沉；因而在无凝结现象发生的情况下，一般是不利于锋生而利于锋消的。

　　(3)空气的热量交换：锋两侧的冷、暖气团同下垫面间时刻进行着热量交换，影响着锋两侧温度水平梯度的变化。如果冷、暖气团各停留在更冷和更暖的下垫面上，热量交换的结果，可能使冷气团变得更冷，暖气团变得更暖，冷、暖气团间的温度梯度比原来增大，锋得到加强，但是这种情况在自然界是很少有的。而大多数情况是锋两侧的气团都移行到性质大致相似的地表面上，不论地表温度是低于冷气团或暖于暖气团，或者介于两者之间，气团同下垫面间热量交换的结果，不是暖气团失热更多，就是冷气团得热更多，都会使冷、暖气团间的温度梯度减小，利于锋消。所以气团的非绝热变化，一般总是利于锋消的。

　　大气中水汽的分布很不均匀，在一般情况下，暖气团中含水汽较多，冷气团中含水汽较少，因而成云致雨主要发生在暖气团中，所释放的凝结潜热也主要集中在锋区暖气团一侧，这样也会使冷暖气团间温度梯度增大，有利于锋生。

　　上述三种因素中有的因素利于锋生，有的因素又利于锋消。在自然界中往往是三种或两种因素同时起作用，其共同效应是利于锋生还是利于锋消，要看那个因素居主导地位。实践证明，在对流层低层气流水平辐合、辐散是锋生、锋消的一种主要因素，而垂直运动，包括摩擦作用引起的上升运动在内，其量很小。在对流层高层，垂直运动是一个重要因素，但是水平的辐合、辐散相对于垂直运动来说，也是一个重要因素。在对流层中层，水平辐合、辐散和垂直运动往往同等重要，但两者所起的作用相反。当垂直运动很强、大气层结稳走，而又没有凝结降水时，垂直运动起着锋消作用。凝结潜热的释放对于对流层中层的锋生起着一定作用。

　　我国大部分地区处于温带，冷、暖气团活动频繁，锋生现象十分明显。根据统计，锋生地带主要有两个：一个在东北、内蒙古一线，并与北支锋区相对应；另一个在长江以南地区，并与南支锋区相对应。前者在地面图上表现为新的冷高压和变性冷高压间的水平辐合，后者表现为海洋变性高压和新南下冷高压间的水平汇合。华南地区凝结潜热释放的数量比较多，对锋生所起的作用不能忽视。

　　3 .9  我国锋面活动的特点

　　我国境内的锋面活动有五大特点：

　　(1)因我国大部分地区处在中纬，是冷暖气流交汇的重要场所，所以我国锋面活动非常活跃，并且它与气旋结合一体，以锋面气旋的形式影响着我国广大地区。

　　(2)我国锋面活动以冷锋最为显著，特别是在冬季更为突出，势力强，范围广。

　　(3)我国地域广大，地形复杂，锋面特点和锋面天气具有明显的地区差异。

　　(4)我国锋面活动主要集中在南、北两带，与气旋活动分布相一致。

　　(5)冬季南北两个锋带基本上是发生在极地大陆气团与变性的极地大陆气团之间(昆明准静止锋和华南准静止锋除外)，夏季锋带主要发生在极地大陆气团与热带海洋气团之间。