华西秋雨（Autumn rain of West China），是我国华西地区秋季多雨的特殊天气现象。它主要在四川、重庆、流域（南部和中南部）、流域（陕西南部和湖北中西部）、东部、等地。其中尤以和川西南山地及贵州的西部和北部最为常见。华西秋雨可以从9月持续到11月份左右，持续时间长则是其最鲜明的特点。最早出现日期有时可从8月下旬开始，最晚在11月下旬结束。不过由于秋季暖湿气流通常不及盛夏，因而降雨强度并不是特别大，比较缠绵。
中文名华西秋雨外文名Autumn rain of West China分布地区、简 述秋季多雨持续时间每年9月到11月份左右
华西秋雨基本信息
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特征
主要降雨时段是在9、10两个月。华西秋雨的主要特点是雨日多，而另一个特点是以绵绵细雨为主，所以雨日虽多，但雨量却不很大，一般要比夏季少，强度也弱。
平均来讲，华西秋雨的降雨量一般多于春季，仅次于夏季，在水文上则表现为显著的秋汛。秋雨的年际变化较大，有的年份不明显，有的年份则阴雨连绵，持续时间长达一月之久。
华西秋雨是的一个显著的气候特色。四川盆地，秋季平均每月的雨日数，大约在13~20天左右，即平均每三天有一天半到两天有雨，较同时期我国其他地区明显为多，但盆地里秋季降水的强度在一年四季里是最小的，也就是说，秋季降水以小雨为主，是典型的绵绵秋雨。
从古到今，四川盆地的绵绵秋雨就十分引人注目。唐代曾用恒雨少日，日出则犬吠来形容阴雨多、少的气候特色，以后便演变成了著名的成语蜀犬吠日，比喻少见多怪。
涉及范围
华西秋雨指得是我国西部地区秋季多雨的特殊天气现象，主要包括四川、重庆、贵州、云南、甘肃东部和南部、陕西关中和陕南及湖南西部、湖北西部等地。一般在9-11月。
形成原因
秋雨天气的形成无疑是冷暖空气相互作用的结果。每年进入9月以后，华西地区在5500米上空处在副热带高压和高压之间的低气压区内。西北太平洋西侧或西北侧的西南气流将和上的暖湿空气源源不断地输送到这一带地区，使这一带地区具备了比较丰沛的水汽条件。同时随着冷空气不断从高原北侧东移或从我国向西部地区倒灌，冷暖空气在我国西部地区频频交汇，于是便形成了华西秋雨。
秋季频繁南下的冷空气与滞留在该地区的暖湿空气相遇，使锋面活动加剧而产生较长时间的阴雨，平均来讲，降雨量一般多于春季，仅次于夏季，在水文上则表现为显著的秋汛。
当冷空气势力较强时，冷暖空气交汇比较激烈，降雨强度也会随之加大，同样也可造成严重的洪涝灾害。
、在《华西秋雨的气候特征及成因分析》（载自《》）一文中认为，在分析华西秋雨气候特征的基础上，设计了综合考虑秋季降水量和的秋雨指数，并进行了EOF和REOF分解以及秋雨主要影响因素分析。结果表明：第一模态反映了长江中上游以北地区与以南地区降水相反的形势，第二模态反映了华西降水的一致性；REOF将华西秋雨可分为6个气候区。华西秋雨的变化趋势表明，1960年代到1970年代初期、1980年代初期为相对多秋雨期，1970年代中后期、1980年代中后期到20世纪末华西秋雨相对较少。21世纪开始又出现了较明显的华西秋雨现象。、印缅槽、贝加尔湖低槽是华西秋雨的主要影响系统，当、印缅槽深且副热带高压强时，有利于华西多秋雨；反之，则秋雨不明显。 [1]
对农业的影响
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华西秋雨雨日多，以绵绵细雨为主。阴雨天气导致气温下降，会对农作物生产带来不利影响。成熟的秋粮易发芽霉变，未成熟的秋作物生长期延缓，容易遭受冻害。一般来说，持续连阴雨的天数越长，对农作物的危害越大。如果我们把连续三天或三天以上出现降雨视为一次连阴雨过程，可以看出，连阴雨过程次数最多的是盆地南部和的、等地，每年秋季平均有7-9次。平均最长连阴雨过程是在贵州西部和四川、昭觉及四川盆地以西地区，有10-11天，四川达14天；极端最长连阴雨过程在四川，一次过程可达20天以上。
不利影响
是收获的季节，也是冬作物播种、移栽的季节。绵绵细雨阻挡了阳光，带来了低温。不利于、、、等农作物的收获和播种、移栽。它可以造成晚稻抽穗扬花期的冷害，空秕率的增加；也可使棉花烂桃，裂铃吐絮不畅；秋雨多的年份，还可使已成熟的作物发芽、霉烂，以至减产甚至失收。而且它不仅影响当年作物的收成，也将影响来年作物的产量。
有利影响
华西秋雨虽然没有、暴雨所造成的灾害来得那样猛烈，但它同样给农业生产和国民经济建设带来非常大的损失。然而秋雨多，有利于水库、池塘及冬水田蓄水、预防来年的春旱。特别是对西北一些较干旱的地区来说，这时地温较高，土质结构比较疏松，雨水可以较深地渗透到土壤中，可保证冬小麦播种、出苗，同时土壤的蓄水保墒，也可减轻次年春旱对各种农作物的威胁，故有农谚你有万担粮，我有秋里墒的说法。
华西秋雨演变的新特征及其对大气环流的响应
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秋季，随着季风系统南撤，中国大部分地区雨季结束，秋高气爽。然而，在华西（21°N－39°N，95°E－114°E）地区，即以渭河、汉水流域为主的陕南、陇南地区以及四川、重庆、贵州及云南等地常出现影响范围大、持续时间长的连阴雨，称之为华西秋雨。华西秋雨一般在9－11月，主要特点是雨日多，以绵绵细雨为主。在秋收的季节里，阴雨天气导致气温下降，成熟的秋粮易发芽霉变，未成熟的秋作物生长期延缓，容易遭受冻害，对农业生产带来不利影响。而且，华西秋雨区内山地多，长时间连阴雨后容易出现滑坡泥石流。华西秋雨作为我国秋季主要的气候特征之一，对水库蓄水、秋收、秋播、生产及生活有着重要的影响，因此，一直倍受我国气象学者的关注。
早在1958年，就对华西秋雨进行了研究，指出其主要位于陇东南、陕南以及云贵等地。指出华西秋雨期间的降水空间分布表现为纬向型、经向型和准全区型。综合考虑降水量和降水日数两个因素，划定秋雨区为明显秋雨区和一般秋雨区。通过秋季降水量、降水日数占全年的比例对秋雨区进行分区。利用9－10月雨量占全年雨量百分率与该时段雨日的乘积定义了秋雨指数，并做了指数场的分解EOF，得到长江中上游地区降水南北相反的变化形势。1976年大气环流突变以后的20世纪80－90年代，秋季全国大部分地区降水减少，且黄河流域最为显著，而比较了1960－1990年与1978－2008年两个气候态的极值降水，指出我国秋季降水呈明显增加趋势。
关于华西秋雨的成因，认为其起讫与亚洲上空急流和印度季风的进退有关。9－10月500hPa环流欧亚型特征可能是同期华西纬向型降水分布的基本条件。秋雨形成的环流背景多是由于西风带环流与副热带环流的不同步转变。欧亚大陆秋季大气环流明显的年代际变化是渭河流域秋雨多寡模态变化的原因。西太平洋副热带高压（下称西太副高）偏北、西伸，是西北地区产生强降水的大尺度背景之一，黄土高原秋季降水异常与西太副高的夏季位置联系紧密。黄河上游降水偏多时，极地冷空气对500hPa高度距平差值场的分布有显著影响，高纬表现为西低东高型，新疆高压脊弱，低压槽活跃。
一些学者对秋雨期环流的合成分析都表明，500hPa环流形势对秋雨多寡有重要影响。通过个例分析指出2003年陕西秋季连阴雨与高空西风急流和对流层低层的高温、高湿的热力特征密切相关。秋季中国大陆地区水汽总体年代际变化减少趋势，除27°N以南地区以外大陆受异常下沉气流控制。云南秋季旱涝主要与孟湾、中南半岛至云南的南风水汽通量输送异常有关。此外，西南风是影响中国西部秋季降水的主要因素，一些研究表明，青藏高原夏季风与其南部高度场存在负相关，当高原夏季风偏弱时，高原南部500hPa高度场偏低，印度低压均加强。9月以后随着青藏高原夏季风的南撤，雨区南退后形成华西秋雨。
对控制秋雨期环流异常的可能成因，通过数值试验得到5－9月感热增加时，对流层中高层高度场增加，从而在高层空气有辐散距平。研究指出，青藏高原东部热源与华西秋雨雨量呈负相关，并以2月东部热源与华西秋雨相关最显著。我国南方秋季降水年际变化与西、北太平洋海温成正相关，而与7月南印度洋海温成负相关，相关时滞为2个月。
20世纪下半叶，关于华西秋雨空间划分虽有许多定义，但未将秋雨指数量化。21世纪初，从定义的秋雨指数来看，由于雨量百分比的地理分布差异较小，而秋雨日数地理分布差异相对较大，因此，该指数更依赖于秋雨日数，不能较好地反映秋雨量的空间分布。同时，直接使用秋雨日数进行研究，不能消除地形因素对其造成的影响，使得该指数的物理意义不明确。此外，以前的研究多从500hPa环流因子考虑，而华西秋雨的发生、强度不仅与西太副高的位置有关，还与西风急流位置、水汽输送密切相关，所引起不同模态环流异常的可能成因与南方涛动、南亚季风等重要气候因子存在一定的联系。
研究在前人工作的基础上，结合秋雨量和秋雨日各自占全年的比例定义华西秋雨指数，分析在气候变暖背景下华西秋雨时空演变的新特征及其对大气环流的响应，研究重要气候因子与主要环流异常型的关系，加深对华西秋雨演变特征和形成机理的认识，为提高华西秋雨的预报提供科学依据。
华西秋雨异常的大气环流背景分析
（1）背景
图1
中国气候地理分布深受季风的影响，夏末秋初之际，夏季风系统迅速南撤，西太副高南压并控制我国东部大部分地区，使之上空盛行下沉气流，因而入秋后往往以晴朗天气为主，即秋高气爽。然而位于青藏高原以东，115°E以西的华西地区，却常有连绵的阴雨天气，出现一年中降雨的次峰值，即华西秋雨。华西秋雨的形成与大气环流的由夏入秋，由盛行夏季风转向冬季风这一过渡阶段的转变关系密切。
从9－10月对流层中部500hPa平均环流纬偏场可以看出（图1a），从贝加尔湖至欧洲上空为高压脊区，巴尔喀什湖至贝加尔湖上空受弱长波脊控制，日本海上空有东亚大槽维持，中高纬较强；亚洲中低纬地区位势高度偏低，华西地区又处于青藏高原夏季风区，随着高原夏季风在9月以后南撤，雨带在华西地区形成。青藏高原冬、夏季风在第51候的转换，即对应高原上空由向反气旋性环流的转变，对西部雨季有影响。纬偏图（图1a）也显示9－10月随着青藏高原夏季风南撤，高度场低值中心南移，华西地区上空受西风带中小槽控制，印度上空为稳定的印缅槽，伊朗上空为高压中心，西太副高中心位于160°E，32．5°N附近。一方面，中高纬的偏北气流引导冷空气南下在华西地区堆积；另一方面，西太副高西侧偏东气流将太平洋上空的水汽向中国东部沿海区域输送，之后进一步向西北输送。与此同时，处于伊朗高压与西太副高之间的印缅槽槽前西南气流强盛，使得西南季风携带的水汽可以输送到华西内陆地区（图1E）。从9－10月对流层中低层850hPa平均环流图（图1c）中可看出，总体形势与500hPa类似，只是高原东侧呈现稳定的低值区，表明华西地区在中低层低涡活动更为频繁，印缅低槽也比较活跃。从9－10月850hPa平均温度纬偏图（图1d）中可看到，高原以东地区为较深的温度槽区，华西地区经向温度梯度较小，高纬的冷空气随偏北气流南下使华西地区从北向南有大幅降温，与同一纬度其他地区相比，气温偏低。这也验证了前人研究工作中指出的强冷空气的活动与秋雨存在一定联系。
200hPa上9－10月平均环流形势主要表现为南亚高压维持，进一步分析从平均纬向风，图1b可以看出东亚位于日本以东经朝鲜半岛至中国华北、西北东部一线，急流中心位于日本以东的洋面上，中心风速超过40m·s－1，而我国华北、西北东部的上空风速超过35m·s－1。华西地区位于副热带西风急流入口区右侧，因此，该地区高层有强正涡度平流，形成高空辐散，抽吸作用使得华西上空的垂直上升运动加强，有利于低层辐合。结合9－10月平均经向也可以看出，在秋雨区垂直上升运动相当显著，表明高层东亚副热带西风急流对华西地区的垂直运动有较大影响。
从多年平均9－10月整层水汽通量分布图（图1E）中可看出，华西地区有两支水汽通道，一支从印度洋经孟加拉湾输送到大陆，该水汽通道在孟加拉湾地区向北输送过程中受青藏高原阻挡，沿高原东南侧向华西秋雨区输送，成为秋雨区重要的西南水汽源；另一支为西太副高南缘偏东气流携带大量水汽西移，在南海地区与来自热带的水汽交汇后继续向西输送，最终在中南半岛西侧与印度洋水汽交汇，转而向中国大陆输送。在这样的环流形式下，北方干冷气团与南方暖湿空气屡次在华西地区对峙，锋面活动加剧，伴随急流的抽吸作用使上升运动加强，且水汽供应充分，形成华西地区秋雨绵绵的气候特征。
（2）第一模态异常分布型的环流特征
利用对华西秋雨指数进行EOF分析的第一模态（西南西与东北东秋雨指数反向变化）对应的时间系数，选择时间系数偏大的6年，即华西地区北部秋雨异常偏多的年份（1961，1975，1983，1985，2000和2001年）和偏小的6年，即西南部秋雨异常偏多的年份（1972，1990，1991，1993，1997和1998年），对9－10月平均高低层环流形势、垂直速度以及水汽输送情况进行差值合成分析，进而探讨第一类异常型的大气环流特征。
从北部秋雨强、弱年9－10月对流层中部500hPa高度场差值合成图（图2a）中可看出，欧洲上空为正，西伯利亚中、西部至巴尔喀什湖为负，中心30gpm。低纬大部分地区位势高度差值为负，尤其是孟加拉湾至中南半岛地区，差值达－15gpm。上述异常中心值均达到了95%置信度。欧亚大陆从西北到东南位势高度差值呈现+－+的形势，类似于500hPa常见的欧亚遥相关型。高度场5880gpm等值线合成（图2a）也体现出在华西东北部秋雨偏多时，西太副高中心位置偏西，范围较多年平均有所减小的特征。这一高度差值形势表明，当位于贝加尔湖的浅脊强度减弱，西太副高中心位置偏西，而印缅低槽则显著加深，北方冷空气略偏弱，来自孟加拉湾和西太副高西侧的暖湿空气偏强，这种异常形势有利于干冷与暖湿空气在华西地区北部汇合，容易形成绵绵秋雨，而西南部秋雨偏弱。
从700hPa高度场差值合成图中可看出，亚洲中部及以南的广大地区为负，我国西部上空有显著负值区存在，对应风场合成图可以看到这一显著气旋式差值涡旋。华西地区差值一致为负，即为偏南风差值，可见，当该地区低层盛行偏南风，有利于低纬的暖湿空气向北输送，使得冷暖空气在偏北的位置交汇，有利于秋雨北多南少。
200hPa高度场差值合成图上，除印缅地区以外总体形势与500hPa相似，亚欧大陆从西北到东南位势高度差值呈现+－+的形势，风场合成图上我国中东部的反气旋差值十分显著，表明当南亚高压的位置偏北，对应高压附近的水平与垂直环流产生显著的异常变化，对应北方秋雨偏强。
图2
由于南亚高压位置出现了显著变化，200hPa纬向风差值（图2b）表现为西西伯利亚至地中海地区上空为显著的差值东风，中心位于西西伯利亚上空，数值>6m·s－1。中国北方直至里海以西为西风，中心分别位于中国东北和中亚，数值>9m·s－1，而黄河以南的地区均为东风，中心位于长江流域，数值>9m·s－1。千岛群岛上空则为2m·s－1的东风，东风与西风异常区均达到了99%置信度。200hPa纬向风异常显示，东亚地区中高纬西风急流偏弱，日本附近西风急流异常偏弱，中国北部至蒙古国西风急流异常偏强，中国中南部上空西风偏弱，位于日本以东经朝鲜半岛至中国北部、西北东部一线的东亚副热带西风急流中心位置偏西，中心强风速带变窄，华西北部上空的急流入口处上升运动加强，在动力作用下低层加压显著。同时，由于急流带变窄而使得华西南部地区西风偏弱，该地区抽吸上升运动减弱，华西北部上升运动加强，有利于秋雨在这一地区产生。
图3
从北部秋雨强弱年合成的流场垂直剖面图中可看出，30°N－37．5°N、102．5°E－120°E范围内有显著的差值上升运动，垂直速度差异达到了99%置信度，这验证了前面的结论。可见，当9－10月东亚副热带西风急流中心偏西，中心强风速带偏窄时，有利于华西北部产生较强的上升运动，水汽冷却凝结，从而导致该地区秋雨相对偏多，而华西南部相对偏少。此外，从纬向（沿32．5°N）垂直流场的合成差值剖面图（图3a）中看出，105°E以东的地区有一支差值上升气流，而90°E－100°E出现差值下沉气流，从而在纬向剖面上形成了气旋式的差值环流（从赤道方向看）。因此，垂直环流场上西南地区与北部的反向异常变化可能是导致秋雨出现第一类异常型的重要原因。
从北部秋雨强弱年的整层水汽通量差值场（图3b）可看出，原来在孟加拉湾汇合的水汽通道异常不明显，云南西部水汽通量为弱的偏东输送差值，而在南海出现了一支异常强的水汽输送带，这支加强的水汽源主要为来自南海以及西太平洋的水汽，该水汽输送带在我国华南、华东地区登陆后继续北上，使得川、甘、陕交界处的水汽通量加强，水汽辐合明显，辐合中心位于陕西西南部，数值>－6×10－5kg·m－2·s－1，为该地区秋雨异常偏多提供了丰沛的水汽条件。而西藏东部、云南西部有弱的偏东水汽通量输送差值，减弱了平均态上印度季风绕青藏高原南麓向西南地区输送的水汽通量，因此，华西西南部地区的水汽通量偏弱，水汽条件不充足，不利于降水产生。
研究结论
结合华西地区9－10月降雨量与降雨日数分别占全年百分率之和定义华西秋雨指数，分析了华西秋雨的时空演变特征和秋雨气候特征，进一步探讨了秋雨主要异常型对大气环流的响应，得到以下主要结论：
（1）研究定义的秋雨指数能较好地体现华西秋季雨日长的绵绵细雨特征，秋雨指数极大值主要有两个中心，其中北部中心位于陇南、陕中、陕南、川东和川北，南部中心位于四川南部至云南中西部。华西秋雨强度和范围在近50年中存在明显的年代际变化，随着气候变暖背景加强，21世纪初北部秋雨区位置偏北、范围增大及强度增强。华西地区平均秋雨指数在1990－2009年间有非常显著的5～8年周期。
（2）华西秋雨演变的第一空间模态体现出北部秋雨区东北东和西南西之间的反相异常变化特征，第二模态体现出华西秋雨北部边缘的秋雨与中南部秋雨区反向变化的特征。
（3）9－10月华西秋雨的主要影响系统为对流层中低层华西地区维持的低值系统，中层高纬较强的经向环流、印缅低槽与西太副高；对流层顶的东亚副热带西风急流。华西秋季连绵阴雨的形成与冷暖空气在该地交绥、频繁的锋面活动、稳定的辐合抬升运动及充分的水汽供应有关。当西风急流中心西移，中心强风速带偏窄时，抽吸作用有利于华西北部产生较强的上升运动，同时西太副高偏北、印缅槽偏深及水汽输送偏强偏北，有利于华西北部水汽辐合，所以华西北部降水偏多、南部偏少；反之亦然
蒙古气旋发生或发展在蒙古中部和东部高原一带，约在40°～50°N，100°～115°E之间，这个地区的西部、西北部多高山，蒙古中部和东部处于背风坡，有利于气旋的生成和发展。春秋季，冷暖空气活动频繁，气旋出现次数最多，冬季次之；夏季，锋区北移，暖空气活动占优势，故气旋显著减少。
中文名蒙古气旋外文名Mongolian cyclone发生区域蒙古中部和东部高原一带地理位置40°～50°N，100°～115°E利 于气旋的生成和发展春秋季冷暖空气活动频繁，气旋次数最多夏 季锋区北移，暖空气活动占优势
简介
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又称蒙古低压。在蒙古境内发生或发展起来的气旋。常与锋面相伴，它多发生于地形背风坡的蒙古中鄂和东部高原上。 [1]
分类
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按其生成过程可分为三类，(1)在来自中亚或西伯利亚的锢囚气旋暖区内新生，(2)冷锋进入蒙古西部暖性倒槽内形成；(3)蒙古副气旋发展而成，。以(1)种类型为最重要，次数也最多，一年四季均可出现，以春、秋两季最为常见。生成之后向东，或东南移入我国东北、华北等地。降温、大风和风沙是蒙古气旋发展时主要天气现象。有时也可产生降水、雷暴、吹雪等天气。 [1]
发生地区
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蒙古气旋发生或发展在蒙古中部和东部高原一带，约在40°～50°N，100°～115°E之间，这个地区的西部、西北部多高山，蒙古中部和东部处于背风坡，有利于气旋的生成和发展。 [2]
移动路径
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它的移动路径，一般以向东略偏南经过锡林郭勒盟西部，沿东北平原、松花江下游移去的为最常见；另两条是向东经呼伦贝尔盟移去和向东南经华北、渤海，绕长白山经朝鲜移去。它表现的天气多种多样，其中以大风为主。 [2]
伴随现象
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发展强盛的蒙古气旋，在气旋的任何部位，都可出现大风。降水一般不大，甚至没有，这是因为气旋内暖空气多来自青藏高原的东北部和河西走廊一带，水汽不足，常常除了中心北部出现一些降水以外，其他地区多半只有高云。值得注意的是，蒙古气旋的活动，总是伴有冷空气的侵袭，所以大风、风沙和霜冻等天气现象随之而来
发生在长江中下游和淮河流域的锋面气旋。
中文名江淮气旋外文名Changjiang－Huaihe cyclone相关术语江淮梅雨 梅雨锋学科分支天气学
描述
语音
是指生成在长江中下游及淮河流域（26°N～35°N、113°E～120°E）区域内，具有明显的冷暖锋结构的气旋系统。
特征
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江淮气旋主要发生在以下三个地区：
长江中下游：西起宜昌，东到长江口的沿江两岸一二个纬度的地区，是江淮气旋发生最多的地区，占江淮气旋总数的62%。其移动路径有两条，一条是向东北东方向经东海北部到日本海南部附近；另一条是向北东北方向经黄海到日本海。后一条路径的气旋，大部分可以获得发展。
淮河流域：淮河沿岸1~2个纬度内的地区，占江淮气旋总数的28%。它们绝大部分从海州入海，经黄海到日本海。
湘赣地区：即湖南、江西省地区，发生次数较少，只占总数的10%，它们大部分从长江口入海。
江淮气旋一年四季都可以发生，但以春夏两季出现较多，特别是6月份是江淮气旋活动的最盛时期。
生成
语音
江淮气旋一年四季都可以发生，但以春季和初夏两季出现较多。其形成过程大致可以分为两类。
（1）静止锋上波动（与典型气旋的形成过程类似）。当江淮流域有近似东西向的准静止锋存在时，如其上空有短波槽从西部移来，在槽前下方有正涡度平流的减压作用而形成气旋式环流，偏南气流使锋面向北移动，偏北气流使锋面向南移动，于是静止锋变成冷暖锋。若波动中心继续降压，则形成江淮气旋
（2）倒槽锋生气旋。开始时，地面变性高压东移入海后，由于高空南支锋区上西南气流将暖空气向北输送，地面减压形成倒槽并东伸。这时在北支锋区上有一小槽从西北移来，在地面上配合有一条冷锋和锋后冷高压。而后，由于高空暖平流不断增强，地面倒槽进一步发展并在槽中江淮地区有暖锋生成，并形成看暖锋。此时，西北小槽继续东移，南北两支锋区在江淮流域逐渐接近。冷锋及其后部高压也向东南移动，向倒槽靠近。最后，高空南北锋区叠加，小槽发展，地面上冷锋进入倒槽与暖锋接合，在高空槽前的正涡度平流下方，形成江淮气旋。
移动与天气
语音
江淮气旋的移动主要受高空槽前气流的引导，路径和锋区走向一致。
江淮气旋生成之后，在长江、淮河及黄河下游广大地区都有会出现降水，降水区主要出现在700hPa槽线或切变线与地面锋线之间。江淮气旋是造成江淮地区大风、暴雨和雷暴的主要天气系统之一。迅速发展的江淮气旋并伴有较强的大风，暖锋前有偏东大风，暖区有偏南大风，冷锋后有偏北大风，暴雨区一般出现在气旋中心附近或偏于暖区的地方。
如果生成的源位于偏东的海上，一般称为，偏北则是
副热带高气压带，位于南20~30°附近副热带地区。其形成主要是因为赤道低气压带的上升气流到上空，受气压梯度力影响，向极地地区上空(近地面为高压区，上空为低压区)流去，由于受地转偏向力的作用，到纬度20~30处，上空大气运行的方向接近和纬圈平行。
从赤道地区上空源源不断流来的大气，堆聚下沉，使近地面大气密度增大，气压增高，从而形成高压带。属动力作用形成的暖性高压。由于受海陆分布的影响，在夏季，常被大陆热低压切断，仅保留在海洋上。盛行下沉气流，气候一般干燥少雨。 [1]
中文名副热带高气压带外文名Subtropical high pressure belt别 名副高带位 置位于南北纬20-30°附近副热带地区气 候气候一般干燥少雨领 域地理
简介
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副热带高气压带(图1)
由上升的气流，由于气温随高度而降低，空气渐重，在距地面4~8公里处大量聚集，转向南北方向扩散运动，同时还受重力影响，故气流边前进，边下沉，各在南北纬30°附近沉到近地面，使低空空气增多，气压升高，形成了南北两个副热带高气压带，它是因为空气聚积，由动力原因形成的，属暖性高压。 [2]
副热带高气压带(图2)
副高带会对它所控制的地区的气温造成影响。首先，赤道低压属热力低压，属动力高压，属动力低压，极地高压属热力高压。
由热低压产生的赤道低压使气流从赤道上升到高空，并向极地高压流动。高空气流不考虑与地面的摩擦，在（北半球垂直气流方向向右，南半球相反）的影响下，最终，在纬度30度附近气流方向与纬线平行，阻碍了气流运动，导致空气发生聚集并下沉，由此形成一个动力高压－－副高。由于副高纬度较低，且空气下沉导致降雨稀少，所以副高温度较高。
成因
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副热带高气压带(图3)
夏季，在副热带高压控制下，气流下沉，干旱少雨。冬季，副热带高压移向低纬，本气候区西风带气旋活动频繁，降水丰富，同时因西风从冬季较温暖的海洋（）上吹来，气候温和湿润。
位于副热带地区（纬度约为20°~30°）的高压系统。它呈椭圆形，其长轴大致同纬圈平行，是具暖性的动力系统，一般在700百帕和500百帕等压面图上最明显，属（见天气系统）。对中、高纬度地区和低纬度地区之间的水汽、热量、能量、角动量的输送和平衡起着重要的作用，是大气环流的一个重要系统。副热带高压主要位于大洋上，常年存在，按不同的地理位置，分别称为北太平洋高压、、南太平洋高压、南大西洋高压和南印度洋高压。由于这些高压环绕整个副热带地区，故统称为。有时，副热带高压还可分裂为更小的高压单体，有的小单体也可以位于大陆上。冬季位于南海地区的单体，称为南海高压。 特征 副热带高压带的主要成因是动力的作用（见急流），其高压脊线（等压线或等高线反气旋曲率最大处的连线）处于哈得来经圈环流和费雷尔经圈环流（见大气环流）的下沉气流区，天气多晴朗。
相传从大西洋运马往西印度群岛的帆船，进入所在的纬度时，接连几周平静无风，无法航行，终因水和粮食用尽，不得不将马匹投入海中，故欧美各国常用马纬度作为副热带高压的同义词。就副热带高压的单体来说，东部和西部的大气铅直运动情况有很大的差异：在高压的东部，下沉运动特别强，下沉气流因绝热压缩而变暖，造成很强的下沉逆温，称为信风逆温。这种强逆温的层结非常稳定（见，抑制了铅直对流的发展，使天气持续晴好，形成了副热带大陆西岸的干燥气候带〔见地中海（型）气候〕。在高压的西部，下沉气流和逆温都比较弱，使低层辐合上升的暖湿空气，易于冲破逆温层而形成对流，故多雷阵雨天气。
西太平洋高压、北太平洋高压，在夏季一般分为东、西两个大单体：位于西太平洋的大单体，称为西太平洋高压，位于东太平洋的大单体，称为东太平洋高压。西太平洋高压脊线北侧的西风带中，气旋和锋面活动比较频繁，常产生阴雨或暴雨天气。
百科x混知：图解副热带高气压带
中国东部地区的主要雨带，经常处于高压脊线以北5~8个纬度的距离处。西太平洋高压脊线的季节性变化，和中国东部地区主要雨带的季节性位移相对应。平均而言，5月份高压脊线位于北纬15°附近，主要雨带位于华南，6月份脊线越过北纬20°，主要雨带位于长江中下游和，使江淮一带进入梅雨期；7月中旬脊线向北越过北纬25°，主要雨带就移到，使华北进入雨季，这时，江淮流域正处在高压脊线控制之下，梅雨期结束而进入伏旱期，天气酷热少雨。脊线南侧为东风带，常常有东风波和台风活动，产生大量的降水。因此，在7月中旬以后，华南又出现一条雨带。西太平洋高压和台风的相互配置，决定着台风的移动路径。高压强大且脊线呈东西向时，台风稳定西行；高压脊线呈西北—东南向时，台风容易向西北移动，并在中国登陆；若高压减弱和断裂，则台风往往北上登陆或转向。
分布规律
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副热带高气压带(图4)
分布于南、北纬30～40°间的大陆西岸。分布还具有广泛性，是唯一的除南极洲以外，世界各大洲都有的气候类型。的东部是强烈的下沉运动区，下沉气流因绝热压缩而变暖，所控制地区会出现持续性的晴热天气。而副热带高压的西部是低层暖湿空气辐合上升运动区，容易出现雷阵雨天气。
随着季节的更迭，的强度、位置也会发生明显的季节变化。从1月到7月，主体呈现出向北、向西移动和强度增强的趋势；从7月到1月，副热带高压主体则有向南、向东移动和强度减弱的动向。这种季节性的变化，还具有明显的缓慢式变化和跳跃式变化的不同阶段。
副热带高气压带位于副热带地区的暖性高压。约位于南、北纬30度附近。此高压带是盛行西风带和东风带的分界，其高纬一侧是西风带。在副热带高压控制下，天气晴朗，在其西北一侧是西南气流治跃区（通带雨区）。介于热带和温带之间的高气压称为副热带高压，通常把控制太平洋地区的称为太平洋副热带高气压。随季节而变化，一般在10~40°N之间活动。
气候特点
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气压带与降水的关系一般认为，高气压带控制下，降水机会少 ,低气压带控制下，降水的机会多。 副热带高气压带 、 极地高气压带：盛行下沉气流，降水机会少。原因是气流下沉，温度越来越高，不利于水汽握结。赤道低气压带、 ：盛行上升气流 , 降水的机会多。 原因是：气流上升， 气阻逐渐降低 , 便于水汽的凝结。 [3]
我国受副热带高气压带影响如下。在副高的不同部位，出现的天气情况是各不相同的。在副高区内，天气一般晴朗，所以，当它长期控制某一地区时，往往会造成该地区的长期高温干旱，但当条件适当时，也会出现局 部性的雷阵雨；在副高的南侧，是台风频繁活动的地区，在它的东风气流里，常有东风波形成并向西移动 ，影响黔桂以东、长江以南地区，发生雷阵雨和暴雨天气；在副高的北侧和西北侧，由于西部的偏南气流从海上带来大量的水汽，当遇有西风带低压槽或低涡等天气系统时，会产生大范围的雨带。 [4]
典型气候
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地中海气候是受副热带高气压带影响的典型气候。
特殊性
副热带高气压带(图5)
地中海气候的特点是：冬季受西风带控制，锋面气旋活动频繁，气候温和，最冷月均温在4~10℃之间，降水量丰沛。夏季在控制下，气流下沉，气候炎热干燥，云量稀少，阳光充足。全年降水量300~1000毫米，冬半年约占60%~70%，夏半年只有30%~40%。冬雨夏干的气候特征，在世界各种气候类型中，可谓独树一帜。 [5]
典型性
地中海气候的成因主要是冬季受西风带控制，锋面气旋活动频繁；夏季受控制，气流下沉。在世界十多种气候类型中，全年受气压带、风带交替控制的气候类型中，除地中海气候外，还有热带草原气候（赤道低压带与信风带交替控制）和（信风带与副热带高压带交替控制）。全年受西风带控制的气候是。分析可见，对地中海气候的成因考查，既考查了学生对副热带高压带（最大影响纬度范围是南北纬20~40度）和西风带（最大影响纬度范围是南北纬30~60度）分布状况的掌握情况，又考查了气压带、风带的移动问题。可以说，如果学生能对地中海气候的成因准确理解，理解其他气候应该是轻而易举的事。 [5]
广泛性
副热带高气压带(图6)
地中海气候的分布规律是位于南北纬30-40度之间的大陆西岸。地中海气候是唯一的除南极洲以外，世界各大洲都有的气候类型。地中海气候的分布地区中，以地中海沿岸最为明显。其他地区如北美洲的加利福尼亚沿海、南美洲的智利中部、非洲南端的好望角地区和澳大利亚西南沿海等。其分布区大多经济比较发达，也是世界热点地区。 [5]
代表城市
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罗马、威尼斯、米兰、都灵、佛罗伦萨、那不勒斯、巴勒莫、马赛、尼斯、摩纳哥、马德里、巴塞罗那、雅典、伊斯坦布尔、贝鲁特、大马士革、耶路撒冷、安曼、开普敦、旧金山、洛杉矶、墨尔本、伯斯、的黎波里、阿尔及尔、达尔贝达、圣地亚哥、石家庄（若遇时期，副高带气候更为显著）、北京、天津、郑州、上海
中国影响
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副热带高气压带(图7)
一般而言，每年从冬季到夏季，西太平洋副热带高气压都会有规律地自南向北推移；从夏到冬，又有规律地自北往南撤退。热带与温带之间过渡地区的暖性高气压带，受海陆分布的影响，常断裂成为若干个孤立的暖性高压，这些孤立的高 压，统称为副热带高压。这种高压是控制热带、副热带地区 的持久的大型天气系统，其位置和强度随季节而变化。影响 我国的副热带高压主要有西太平洋高压、青藏高压和南海高压，其中以西太平洋高压对我国的影响最大，是造成我国夏季旱涝变化的主要天气系统之一。在副热带高压的不同部 位，出现的天气情况是各不相同的。
在区内，天气一般晴朗，所以当它长期控制某一地区时，往往会造成该 地区的长期高温干旱，但当条件适当时，有时也会出现局地 性的热雷雨；在西太平洋高压的南侧，是台风频繁活动的地 区，在它的东风气流里，常有东风波形成并向西移动，影响 黔桂以东、长江以南地区，发生雷阵雨和暴雨天气；在副热带高压的北侧和西北侧，由于西部的偏南气流从海上带来大 量的水汽，当遇有西风带低压槽或低涡等天气系统时，会产生大范围的雨带。据统计，这一雨带在西太平洋高压西部脊 线以北的5~8个纬度一带，一般呈东西向。我国的华南雨 季、江淮的梅雨期、华北雨季等都与西太平洋高压向北移动 有密切关系。这一雨带在某一地区停留的时间长短，直接关 系到该地区的旱涝。一般来说，雨带停的时间越长，出现洪涝的次数越多，停留的时间短，易出现干旱。青藏高压的位置与长江流域的梅雨及陕、青、甘的大一暴雨有密切的关系。
一、副高西部的偏南气流是向我国大陆东部输送太平洋暖湿水汽的天然传送带。大家知道，高气压是指气压分布状况而言；从气流状况说，副高是个巨大的反气旋，在北半球，气流从高压中心按顺时针方向向外旋转流出，在高压西部形成偏南气流；就广大范围内大团空气的温度、湿度说，副高区域是一个庞大的湿热的热带海洋气团。在夏半年，正是依靠副高西部的偏南气流，才把形成于副热带太平洋上的热带海洋气团的湿热空气，源源不断输送到我国大陆广大地区，从而为形成降水提供充足的原料；在这同时，它还把副热带海洋的一部分热量随着气流输入我国，使我国夏季气温普遍高于同纬度世界其他地区，此功亦不可没。
二、副高的强弱和位置是直接影响我国夏季雨带分布的指挥棒。不难明白，前述副高西部的偏南气流，其实就是夏季盛行的偏南风——湿热的夏季风的一支：东南季风。但是，湿热气流只为降水提供了可能性，只有当它一旦与北方南下的冷空气交锋，才能形成大范围的降雨带。正是因为副高位置随季节而变化：冬季偏南，夏季偏北，使夏半年我国锋面雨带也自南而北渐次推进，因而南北雨季开始早迟也不同。春末，南岭一带进入雨季。夏初，副高势力增强向北、向西扩张，暖湿的偏南气流沿副高西部边缘北上，与来自北方的干冷空气交锋于江淮地区，形成梅雨天气。盛夏季节，势力进一步增强的副高继续北跳，雨带也随之推到华北、东北地区。入秋，副高南撤，雨带跟着南移。这就是我国南方雨季开始早结束迟持续时间长，北方雨季开始迟结束早持续时间短的原因。
三、副高中心盘踞的营地必然是个大火炉。7~8月间，地处副高营地的江淮一带，在高压下沉气流影响下，气温升高，水汽不易凝结，天气炎热干燥，形成伏旱天气：人们汗流浃背，农业生产抗旱任务很重，工业生产和人们生活用水紧张，不少同学深受暑热煎熬。制造这样的大火炉是副高的功劳。
四、反常的副高是造成我国大范围旱涝灾害天气的祸首。夏季，我国东部天气的晴雨冷热变化，在很大程度上取决于副高的强弱。副高的位置和强弱一旦异常，其西部表现为东南季风的偏南气流的位置和强弱也就随之变化。夏季风强的年份，锋面很快就推进到北方；弱的年份，锋面就在南方徘徊。锋面徘徊很久的地方，往往多雨，锋面滞留时间很短的地方，往往缺雨。可见，我国夏半年，在同一时期常常是此处涝、彼处旱；在同一地区，则常常会此时涝、彼时旱，这在很大程度上是由于副高在作怪。因此，我国各地降水量年际变化相当大，常常出现大范围的旱涝灾害天气。例如，1991年副高失常，使锋面雨带不仅提前近1个月早早移到江淮一带，而且迟迟不肯北上，在那里赖了近2个月，这就造成苏、浙、皖一带持久性暴雨天气，酿成百年未遇特大洪涝灾害，不少地区很长时间都是一片汪洋。与此同时，南岭一带却发生严重干旱。1994年，由于副高势力强且长时间稳踞长江中下游地区，那里发生了几十年不遇的严重高温伏旱天气。
夏天情况
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副热带高气压带(图8)
在的不同部位，往往会造成该地区的长期高温干旱，但当条件适当时，有时也会出现局地性的热雷雨；在西太平洋高压的南侧，是台风频繁活动的地区，在它的东风气流里，常有东风波形成并向西移动，影响云贵以东、长江以南地区，发生雷阵雨和暴雨天气；在副热带高压的北侧和西北侧，由于西部的偏南气流从海上带来大量的水汽，当遇到西风带低压槽或低涡等天气系统时，会产生大范围的雨带。
据统计，这一雨带在西太平洋高压西部脊线以北的5~8个纬度一带，一般呈东西向。我国的华南雨季、江淮的梅雨期、华北雨季等都与西太平洋高压向北移动有密切关系。这一雨带在某一地区停留的时间长短，直接关系到该地区的旱涝。一般来说，雨带停的时间越长，出现洪涝的次数越多，停留的时间短，易出现干旱。
干旱原因
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在西太平洋高压控制下的地区，有强烈的下沉逆温，使低层水汽难以成云致雨，造成晴空万里的稳定天气，时间长久了可能出现大范围干旱。
副高是向我国大陆输送水汽的重要系统。我国降水的水汽来源，虽然主要依靠西南气流从印度洋输送来，而太平洋副高的位置、强度和活动，不仅对西南气流的水汽输送有关，而且还影响着它南侧的东南季风从太平洋向大陆输送来的水汽。同时，西太平洋副高的北侧是沿副高北上的暖湿空气与中纬度南下的冷空气相交绥的地带，往往形成大范围的阴雨天气，是我国大陆地区的重要降水带。
因而，我国降水带的南北移动同西太平洋副高的季节活动相一致，通常降雨带位于副高脊线以北约5-8个纬度。
每年2~4月，副高脊线稳定在18~20N间时，我国华南地区出现连续低温阴雨天气。6月副高脊线北跳越过20N，稳定在20~25N间，降水带位于长江下游和日本一带，正是梅雨季节开始的时期。由于每年副高的势力强弱不同，北进快慢有别，梅雨期的长短和入梅、出梅的早晚都有很大差异。梅雨可以出现在5~7月间的各个时段。出现在5月的梅雨称为早梅雨出现在6~7月的梅雨称正常梅雨。一般在6月中旬前后入梅，7月上旬出梅，梅雨期平均约20天。
造成梅雨期连续降雨过程的天气系统，主要是准静止锋、切变线和西南低涡。
这些系统在长江中下游地区的连续出现或移、停滞，都能造成大面积的洪涝。到7月份，副高脊线再次北跳，降雨带从长江流域推移到黄淮流域。长江中、下游的梅雨结束，开始被西太平洋副高所控制，天气变得炎热少雨。如果副高强大，控制时间长久，将造成严重干旱现象。从7月底到8月初，高压脊线进一步越过30°N，雨带也北移至华北、东北地带。9月上旬，高压脊线开始向南回跳，雨带也自北南移。
上述情况仅仅是西太平洋副高活动对我国天气影响的一般规律。
实际上，副高的南、北季节性移动经常出现异常，造成一些地区干旱；另一些地区水涝的反常天气。
例如，1956年西太平洋高压脊第一次北跳偏早，第二次北跳偏晚，这一年梅雨很盛，长江中下游流域雨量过多。1954年副高比较久地稳定在20一25N间，长江流域梅雨持续时间达两个月之久，结果造成江淮地区几十年罕见的大水。1958年副高脊线第一次北跳偏晚，第二次北跳偏早，形成了这一年空梅，造成了干旱
冷涡是冷性的简称。是指出现在空中(一般指700百帕高度以上)的冷性低涡，中心冷于四周的涡，其强度随高度的增加而增强。春夏季节出现在我国华北、东北上空的华北冷涡和天气。
中文名冷涡外文名cold vortex全 称冷性低涡类 型北方冷涡雷暴和南方冷涡雷暴含 义出现在空中的冷性低涡
含义
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位于高空且中心气压较四周为低的涡旋天气系统。中心温度比四周低的叫做冷涡。以西南涡为例，它是对中国天气影响最大的一种低涡天气系统，生成于中国西南部，故有此名。它受的动力和热力影响而形成。常先在离地表一、二千米附近出现。在高原上常在500百帕等压面天气图上先出现，在川滇西部常在700百帕等压面天气图上先出现，在四川盆地附近常在850百帕等压面天气图上先出现。西南涡有暖性的，也有冷性的。暖性西南涡很少移动，云和降水天气不强。当有冷空气由北侧或西侧侵入，暖性西南涡可以演变为冷性或不对称的低压。向东移动，结合和，可以发展为江淮气旋;向东北方移动可以影响到华北、东北;向东南方移动可以影响到华南，甚至可以成为南海台风生成的胚胎。 [1]
类型
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冷涡雷暴可分为北方冷涡雷暴和南方冷涡雷暴两种。东亚地区的高空冷涡常形成于贝加尔湖附近，然后经蒙古国，我国内蒙古和东北地区缓慢东移，常根据其所处地理位置而称为蒙古冷涡、华北冷涡和等，其中以东北冷涡最为著名。
我国区域内有华北低涡、东北低涡、西南低涡和西北低涡等。 [2]
特征
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高空冷涡可从数千米的对流层中部一直垂直伸展到10公里的高空，冷涡中的空气柱处于上冷下暖的不稳定状态。所以，常会产生阵雨、雷阵雨甚至雷雨大风或冰雹等不稳定天气，有时，强烈发展的冷涡也会造成较大范围的暴雨天气。由于冷涡后部（西侧）不断有小股冷空气南下，又因冷涡移动比较缓慢，因此，在受高空冷涡影响的区域内将造成连续数天的阵性降雨天气。
危害
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春夏季节出现在华北、东北上空的华北冷涡和天气，对农牧业生产危害极大。因气温偏低影响水稻、高粱、玉米、大豆等作物的春播或幼苗的发育生长，因而造成秋粮减产 [3] 。在牧区，牧草不能及时返青，牛羊由于饲料不足而掉膘
西南季风(southwest monsoon),盛行于南亚和一带的夏季风，以印度夏季风最为典型。来源于印度洋上的东南信风，穿越赤道后，受地球自转偏向力影响转向西南方向，路经热带海洋，携带大量水汽，为印度半岛和东南亚一带降水的主要来源。经印度半岛、孟加拉湾向东，可影响到中国华南一带；当西南季风发展强盛时，也可深入到长江流域。 [1]
中文名西南季风外文名Southwest monsoon起 因主要由的季节移动而引起风 向西南季 节夏季地 点南亚和东南亚一带特 点属于热带季风
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释义
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西南季风(southwest monsoon),盛行于南亚和东南亚一带的夏季风，以印度夏季风最为典型。来源于印度洋上的东南信风，穿越赤道后，受地球自转偏向力影响转向西南方向，路经热带海洋，携带大量水汽，为印度半岛和东南亚一带降水的主要来源。经印度半岛、孟加拉湾向东，可影响到中国华南一带；当西南季风发展强盛时，也可深入到长江流域。 [1]
形成和特点
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形成
亚洲南部的季风，主要是由的季节移动而引起的，但也有的影响，以为例，冬季信风带南移，移到南半球，亚洲大陆冷高压强大，高压南部的东北风就成为亚洲南部的冬季风。夏季信风带北移，低压移到北半球，再加上大陆热力因子的作用，出现在。而此时正是南半球的冬季，澳大利亚是一个低温高压区，由南向北，南来气流跨越赤道后，受北半球的作用，形成西南风，这就是南亚的。
在季风的影响下，南亚也是冬干夏湿，但是它和东亚季风有一个明显差别，即南亚夏季风比冬季风强。这是因为冬季亚洲南部远离蒙古-高压中心，并有西藏高原的阻挡，再加上印度半岛面积较小，纬度较低，海陆之间的气压梯度较弱，因此冬季风不强。相反，夏季印度半岛气温特别高，是热低压中心所在，它与南半球副高之间的气压梯度大，因此南亚的夏季风强于冬季风。 [2]
特点
(1)西南季风变化的特征周期以41ka和23 ka周期为主；
（2）西南季风水汽输送以纬向为主；
(3)主要盛行风向为西南风，有着明显的雨季干季相互交错的特征；
(4)西南季风属于热带季风，西南季风的主体区域地处0。～30。N之间，具有全年温度较高的特点，是一支夏季风势力强大的季风系统，与中高纬环流及其相关联的冷空气活动关系较小。 [3]
影响范围
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长期以来，东南季风和西南季风的影响区普遍被认为是以红河大断裂为界，分为来自西太平洋北部湾的东南暖湿气流形成的东南季风气候区，以及来自印度洋孟加拉湾的西南暖湿气流形成的西南季风气候区，或者直接以昆明准静止峰的多年平均位置为界，以西为西南季风区，亦为印度热带季风区，以东为东南季风区但在近期的研究中，这一分界线将重新被确认：太平洋和印度洋水汽交汇区位于西至97．50E、东至142．50E的东亚地区。夏季印度洋和太平洋水汽交汇区中，太平洋净水汽贡献率向西向北呈逐渐减少的趋势；印度洋净水汽贡献率的空间分异规律较太平洋的复杂，但大致向东向北呈逐渐减少的趋势；其中，位于云南省，极具代表性的、以纵向山系和大河为主体特征的纵向岭谷区的水汽就主要来源于印度洋。研究发现，6月、7月云南区域内印度洋净水汽贡献率远大于太平洋水汽，云南区域主要仍受西南季风的影响。8月时，云南区域内太平洋净水汽贡献率逐步超过印度洋水汽，东南季风的影响逐渐加强
风是由流动的一种，它是由太阳辐射引起的。太阳光在地球表面上，使地表温度升，地表的空气受变轻而往上升。热空气上升后，低温的冷空气横向流入，上升的空气因冷却变重而降落，由于地表温度较高又会加热空气使之上升，这种空气的就产生了风。 [1]
从科学的角度来看，风常指空气的分量，包括方向和大小，即风向和；但对于飞行来说，还包括分量，即所谓垂直或升降气流。可移动物体与物体（物质质量）方向。风的速度很快。
中文名风外文名wind气象学定义的分量起 因等 级0～17级类 别、 等日 文風（かぜ）
目
定义
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空气的水平运动称为风。风是一个表示气流运动的物理量。它不仅有数值的大小（），还具有方向（）。因此风是向量。风向是指风的来向。地面风向用 16 方位表示，高空风向常用方位度数表示，即以 0°（或 360°）表示正北，90°表示正东，180°表示正南，270°表示正西。在 16 方位中，每相邻方位间的角差为 22.5°。风速单位常用 m/s、knot（海里/小时，又称节，）和km/h 表示，其换算关系如下
1m/s=3.6km/h 1knot=1.852km/h
1km/h=0.28m/s 1knot=1/2m/s
风速的表示有时采用压力，称为风压。如果以 V 表示风速（m/s），P 为垂直于风的来向，1m2 面积上所受风的压力 kg/m2，其关系式P=0.125V2（1·13） [2]
风的美图
风向指气流的来向，常按16方位记录。风是空气在单位时间内移动的水平距离，以米/秒为单位。大气中水平风速一般为 1.0～10米/秒，、有时达到102米/秒。而农田中的风速可以小于0.1米/秒。风速的观测资料有和平均值两种，一般使用。风的测量多用电接风向、轻便、达因式风向风速计，以及用于测量农田中微风的热球仪等仪器进行；也可根据地面物体征象按估计。
成因
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风是地球上的一种空气流动现象，一般是由太阳辐射热引起的。太阳光照射在地球表面上，使地表温度升高，地表的空气受热膨胀变轻而往上升。热空气上升后，低温的冷空气横向流入，上升的空气因逐渐冷却变重而降落，由于地表温度较高又会加热空气使之上升，这种空气的流动就是风。
集结的（云）结成水时，体积缩小，周围水蒸气前来补充，就形成风。地球上的风与水源有关系，风由水与水蒸气的胀缩而产生，风由大海吹向陆地，或陆地吹向大海。在夏天地面上温度高，空气、水蒸气膨胀上升，要由海面比重大的空气、水蒸气补充地面空气空间。海面温度低空气收缩，要由地面上温度高空气膨胀上升的空气、水蒸气补充海面空气空间。在冬天海面温度高海面空气上升，地面温度低空气比重大沿地面补充海面空间。
风力等级
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划分方法
是指空气在单位时间内流动的水平距离。根据风对地上物体所引起的现象将风的大小分为13个等级，称为风力等级，简称风级 [1] 。而人们平时在天气预报时听到的东风3级等说法指的是。蒲福风级是英国人蒲福（Francis Beaufort）于1805年根据风对地面（或海面）物体影响程度而定出的风力等级，共分为0~17级。
风 级风的名 称风速（m/s）风速（km/h）陆地上的状况海面现象0无风0~0.2小于1静，烟直上。平静如镜1软风0.3~1.51~5烟能表示风向，但风向标不能转动。微浪2轻风1.6~3.36~11人面感觉有风，树叶有微响，风向标能转动。小浪3微风3.4~5.412~19树叶及微枝摆动不息，旗帜展开。小浪4和风5.5~7.920~28吹起地面灰尘纸张和地上的树叶，树的小枝微动。轻浪5清劲风8.0~10.729~38有叶的小树枝摇摆，内陆水面有小波。中浪6强风10.8~13.839~49大树枝摆动，电线呼呼有声，举伞困难。大浪7疾风13.9~17.150~61全树摇动，迎风步行感觉不便。巨浪8大风17.2~20.762~74微枝折毁，人向前行感觉阻力甚大猛浪9烈风20.8~24.475~88建筑物有损坏（烟囱顶部及屋顶瓦片移动）狂涛10狂风24.5~28.489~102陆上少见，见时可使树木拔起将建筑物损坏严重狂涛11暴风28.5~32.6103~117陆上很少，有则必有重大损毁风暴潮12台风，又名飓风32.6~36.9118~133陆上绝少，其摧毁力极大风暴潮13台风37.0~41.4134~149陆上绝少，其摧毁力极大海啸14强台风41.5~46.1150~166陆上绝少，其摧毁力极大海啸15强台风46.2~50.9167~183陆上绝少，其摧毁力极大海啸16超强台风51.0~56.0184~202陆上绝少，范围较大，强度较强，摧毁力极大大海啸17超强台风≥56.1≥203陆上绝少，范围最大，强度最强，摧毁力超级大特大海啸
注：本表所列风速是指平地上离地10米处的风速值。
英文表示：
0级：Calm （无风）
1级：Light air（软风）
2级：Light breeze （轻风）
3级： Gentle breeze （微风）
4级：Moderatebreeze （和风）
5级：Fresh breeze （清劲风）
6级：Strong breeze （强风）
7级：Moderategale (疾风)
8级： Fresh gale （大风）
9级：Strong gale （烈风）
10级：Whole gale（狂风）
11级：Storm (暴风）
12级： Hurricane（台风，又名飓风）
13级：TY （台风）
14、15级：STY（）
16、17级：Super TY （超强台风）
直观歌谣
一般是为了让幼儿园小朋友及中小学生记住风力等级特征而编写的歌谣。通过风速歌，可以知道风力等级的直观印象。以下为其中一首：
零级风，烟直上；一级风，烟稍偏；
二级风，树叶响；三级风，旗翩翩；
四级风，灰尘起；五级风，起波澜；
六级风，大树摇；七级风，行路难；
八级风，树枝断；九级风，烟囱坍；
十级风，树根拔；十一级，陆罕见；
十二级，更少有，风怒吼，浪滔天。
风向
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风向
风向是指风吹来的方向，例如北风就是指空气自北向南流动。风向一般用8个方位表示。分别为：北、东北、东、东南、南、西南、西、西北。 [1]
画法
由表示，由风向秆和风羽组成。
风向秆（也叫）: 指出风的方向，有8个方位。
（也叫风尾）： 由3、4个短划和三角表示大风风力，垂直在风向杆末端右侧（北半球）
类型
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由于风速大小、方向还有湿度等的不同，会产生许多类型的风。、、、狂风、和，这些常见类型的风，蒲福风级风力分别为七、八、九、十、十一和十二级。
风向表示
阵风：当空气的流动速度时大时小时，会使风变得忽而大，忽而小，吹在人的身上有一阵阵的感觉，这就是生活上认定的阵风。气象上，风速通常指2分钟内的平均情况，而风速时大时小，阵风通常就是指这段时间里最大的瞬时风速。如果天气预报，今天风力4-5级，阵风6级，就是说今天平均风力4-5级，最大瞬时风力可达6级。
旋风：当空气携带灰尘在空中飞舞形成漩涡时，这就是旋风。
：当空气跨越山脊时，由于空气下沉，上容易发生一种暖（或热）而干燥的风，就叫焚风。
，就是发生在热带海洋上的大气涡旋， 所以又叫热带气旋。当涡旋中心最大风力达到八级以上时，就叫台风；中心最大风力在六至七级叫弱台风；中心最大风力达八至十二级时，叫强台风。
：从积雨云中伸向地面的一种范围很小，破坏力极大的空气涡旋。发生在陆地上的叫，发生在海洋上的叫，又叫。龙卷风是一种旋转力很强的猛烈风暴，风速最大可达每秒100米以上。
：在山区，白天风沿山坡、山谷往上吹，夜间则沿山坡、山谷往下吹,。这种在山坡和山谷之间，随昼夜交替而转换风向的风叫山谷风。
：在近海岸地区，白天风从海上吹向大陆上，夜间又从陆上吹向海上，这种昼夜交替、有规律地改变方向的风称海陆风。
：在白昼和夜间,，沿着冰川沿下坡方向所吹的浅层风。
季风：随着季节交替，盛行风向有规律地转域的风。在冬季，空气从高压的陆上流向低压的海上，这叫冬季风；在夏季，风从海上吹向陆上，叫夏季风。我国是季风显著的国家，冬季多偏北风，夏季多偏南风。这就给我国大部分地区带来了冬干夏湿的季风气候特色。
：在低层大气中，从吹向赤道地区广大区域内的持继性风。在北半球，信风盛行风是东北；而在南半球则是东南。信风的特征是具有高度经常性，朝一个方向以几乎不变的力量整年吹。
：在赤道地方上升的热空气到了大气上层分向两级流动，这种气流就称反信风。由于地球自转的作用，反信风在北半球偏右，在南半球偏左。反信风不断把氛围带到纬度30°至35°之间的地带，构成空气聚积的状态，形成。所以在此区域沙漠较多。 [3]
风能
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低气压
空气流动所形成的动能称为。风能是太阳能的一种转化形式。
太阳的辐射造成地球表面受热不均，引起大气层中压力分布不均空气沿水平方向运动形风。风的形成乃是空气流动的结果。形成主要是将时所具有的动能转化为其他形式的能。
在和低纬度地区，太阳高度角大，日照时间长，太阳辐射强度强，地面和大气接受的热量多、温度较高；再高纬度地区太阳高度角小，日照时间短，地面和大气接受的热量小，温度低。这种与低纬度之间的温度差异，形成了南北之间的气压梯度，使空气作水平运动，风应沿水平气压梯度方向吹，即垂直于从高压向低压吹。地球在自转，使空气水平运动发生偏向的力，称为。这种力使北半球气流向右偏转，南半球向左偏转。所以运动除受外，还要受地转偏向力的影响。大气真实运动是这两力综合影响的结果。
实际上，不仅受这两个力的支配，而且在很大程度上受海洋、地形的影响，山隘和海峡能改变气流运动的方向，还能使风速增大，而、山地却大使风速减少，孤立山峰却因海拔高使风速增大。因此，风向和风速的时空分布较为复杂。
在有海陆差异对气流运动的影响，在冬季，大陆比海洋冷，大陆气压比海洋高风从大陆吹向海洋。夏季相反，大陆比海洋热，风从海洋吹向内陆。这种随季节转换的风，我们称为季风。所谓的海陆风也是白昼时，大陆上的气流受热膨胀上升至高空流向海洋，到海洋上空冷却下沉，在近地层海洋上的气流吹向大陆，补偿大陆的上升气流，低层风从海洋吹向大陆称为海风，夜间（冬季）时，情况相反，低层风从大陆吹向海洋，称为陆风。在山区由于热力原因引起的白天由谷地吹向平原或山坡，夜间由平原或山坡吹向谷地，前者称谷风，后者称为山风。这是由于白天山坡受热快，温度高于山谷上方同高度的，坡地上的暖空气从山坡流向谷地上方，谷地的空气则沿着山坡向上补充流失的空气，这时由山谷吹向山坡的风，称为。夜间，山坡因辐射冷却，其降温速度比同高度的空气交快，冷空气沿坡地向下流入山谷，称为山风。当太阳辐射能穿越地球大气层时，大气层约吸收2*10^16W的能量，其中一小部分转变成空气的动能。因为热带比极带吸收较多的太阳辐射能，产生大气压力差导致空气流动而产生风。至于局部地区，例如，在高山和深谷，在白天，高山顶上空气受到阳光加热而上升，深谷中冷空气取而代之，因此，风由深谷吹向高山；夜晚，高山上空气散热较快，于是风由高山吹向深谷。另一例子，如在沿海地区，白天由于陆地与海洋的温度差，而形成海风吹向陆地；反之，晚上陆风吹向海上。
风能预报方法研究进展
中国蕴含着丰富的风能资源，但我国在风能预报方面的研究还很薄弱。几乎没有可用于风电场风能的客观、定量化的预报方法。风能预报，实际上最重要的是对风场的合理准确预报，进而得到风电量预报。国际上风能预报的方法，有、动力预报(包括降尺度预报和集成预报)以及风电量预报 [4]
风能利用的前景广阔，但在风能利用中有两个问题需要特别注意。一是风力机的选址，二是风力机对环境的影响。
风能利用中出现的问题
无论是哪种用途的风力机，选择设置地点都是十分重要的。选址合适不但能降低设备费用和维修成本，还能避免事故的发生。除了考虑设置地点的风况外，还应考虑其他自然条件的影响，例如雷击、结冰、盐雾和沙尘等。
人们通常认为风能利用对环境是无污染的，但是随着人们对环境保护的含义越来越广，需要考虑到风能利用时，风力机对环境的不良影响，这种影响主要反映在以下几个方面（1）：风力机的噪声；（2）：对鸟类的伤害；（3）：对景观的影响；（4）：对通信的干扰。
农业作用
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风是农业生产的环境因子之一。风速适度对改善农田环境条件起着重要作用。近地层热量交换、农田蒸散和空气中的二氧化碳、等输送过程随着风速的增大而加快或加强。风可传播植物花粉、种子，帮助植物授粉和繁殖。风能是分布广泛、用之不竭的能源。中国盛行季风，对作物生长有利。在内蒙古高原、东北高原、东南沿海以及内陆高山，都具有丰富的资源可作为能源开发利用。
花粉
风对农业也会产生消极作用。它能传播，蔓延植物病害。高空风是、、、飞蝗等害虫长距离迁飞的气象条件。大风使叶片机械擦伤、作物倒伏、树木断折、落花落果而影响产量。大风还造成土壤、移动， 而毁坏农田。在干旱地区盲目垦荒，风将导致。牧区的大风和可吹散畜群，加重冻害。地方性风的某些特殊性质，也常造成。由海上吹来含盐分较多的海潮风，高温低温的焚风和干热风，都严重影响果树的开花、座果和谷类作物的。防御风害，多采用培育、抗倒伏、耐摩擦的抗风品种。营造，设置风障等更是有效的防风方法。
测量
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信息指标
风速
风资料是重要的气象资料之一，无论在理论研究上，还是在国民经济建设的各部门，如农业、运输业、建筑业、水利工程、疗养等部门都是不可缺少的。风是空气的水平运动，是一个用方向（风向）和速度（）表示的矢量（或称向量）。风向是指风来的方向，除静风外，用16方位表示。风速是指空气所经过的距离对经过的距离所需时间的比值，单位用米/秒表示，定时观测（基本站每日观测4次，基准站每日观测24次），取整数，自记记录，取小数一位。
方法
测量风向风速的仪器有EL型电接，达因风向计等。测定的项目有平均风速和最多风向。配有自记仪器的，作了风向风速的连续记录并进行了整理。此外风的测量中还有以等级进行观察的，风力等级是根据风对地上物体所引起的现象将风的大小分成18级，以0～17级的等级数字表示。风力等级观察须在空气不受任何障碍物影响的地方进行
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