暖锋

暖锋（Warm front）又称为“暖空气前锋”，是指因暖空气势力较强，而 暖气 团主动向冷气团地区移动形成的锋面系统，通常用带半圆的红色弧线表述。

暖锋形成实质是有明显差异的冷气团和暖气团在动力条件下，暖气团主动向冷气团进发，推动锋面向冷气团一侧移动的结果。 暖锋主要由冷气团、暖气团和锋面等要素组成。 暖锋过境前后，由于均受单一 气团 控制，天气较为稳定；过境时，冷、暖气团交界区空气运动活跃，常引起天气变化。 由于暖锋移动慢，且与地面的交角较小（10'~1°），锋面可以覆盖大范围的地面，因此会造成范围较大的连续性云雨天气。 在世界范围内，暖锋分布较为广泛；在中国，暖锋很少单独出现，多与 冷锋 成对出现，常在气旋低中心的东侧活动。 冬半年或春、秋季，暖锋在中国 东北地区 和江淮流域出现较多，夏半年则多出现在黄河流域和 渤海 地区。

1919年，J.皮叶克尼斯（Jacob Bjerknes）定义出大气波动发展过程中的两类主要结构，并将其称为“转向线”（steering- 谱线 ）和“ 飑线 ”（squall-line）。 1919年至1922年， 挪威 学派 通过进一步研究，首次明确定义“暖锋”。 暖锋对人们的日常生产、生活影响显著，例如会产生连续性 降水 ，缓解干旱、燥热天气， 也会形成“ 回南天 ”返潮现象等。 人类对暖锋的研究成果，在 气象学 、农业生产等领域有着广泛应用。

发现历程及命名

发现历程

1863年，英国人菲茨罗伊（Fitz-Roy）根据长期进行气象观测和预报实践的总结，绘出第一张风暴概念模型，并指出图中逆时针旋转的 涡旋 就是风暴，他用实线和虚线矢线分别表示冷、暖两股 气流 ，每个气旋都由冷、暖两股气流组成。

1906年，马古拉斯（M. Margules，亦译为马尔古斯）提出了“锋”的 坡度 公式，成为 天气图 绘制尤其是锁定锋面位置的理论依据。 1918年， 挪威 学者V.皮叶克尼斯（Vilhelm Bjerknes）总结了大量的天气变化现象，提出锋面和气旋 的立体模型，创立了挪威学派的锋面学说。 1919年， 挪威 气象学 家J.皮叶克尼斯（Jacob Bjerknes，V.皮叶克尼斯之子）通过观察他曾在 莱比锡市 研究过的辐合线 ，定义出大气波动发展过程中的两类主要结构，并将其称为“转向线”（steering- 谱线 ）和“ 飑线 ”（squall-line），指出它们可能与高低压系统形成，以及 极地 和 热带 的空气交换有关，随之提出了对锋面气旋结构的革命性认识； 同年，他提出了锋面气旋概念模型（被称为 挪威 模型）。

命名

1919年末，J.皮叶克尼斯提出的锋面气旋概念模型中最重要的要素“转向线”和“飑线”，被更名为“暖锋”（Warm front）和“ 冷锋 ”（Cold front）。 1919年至1922年，挪威学派的J.皮叶克尼斯、索尔伯格及贝吉龙进一步揭示了 对流层 低层大气 不连续面（锋面）结构和气旋形成过程；J.皮叶克尼斯和索尔伯格论述了 降水 形成条件，根据 斯堪的纳维亚半岛 的降水资料指出空气上升冷却 凝结 是形成降水的关键因素，而能够成雨的上升区多出现在地面 气流 辐合带、 切变线 附近且通常出现在冷暖空气交汇处，于是“冷锋”和“暖锋”的定义首次明确出现。

表示方法

冷暖锋可以说是 挪威 学派提出的标志性概念，其表示方法也经历过一系列演变。 最初的暖锋颜色，用蓝色表示。 1919年夏，气象学家C.G. 罗斯贝（Carl-Gustav Rossby）提出颜色互换的意见；为了在黑白打印稿上标注锋面， 气象学 家T.贝吉龙（Tor Bergeron）构思出圆弧符号，建议J.皮叶克尼斯在挪威学派发表的文章中使用。

在地面形势图上，暖锋常以带圆弧的红色线条表示。

定义

暖锋实质就是 采暖散热器 团主动向冷气团移动的锋面系统。 美国大学 大气研究联合会（UCAR）对“暖锋”的解释为当一股暖空气遇到一股较冷的空气并推入其中时，就会形成一个暖锋。 中国科学院大气物理研究所 认为， 暖气 团向冷气团逼近，就是暖锋。

形成

物质条件

从大范围来看，在水平方向上，气温、湿度等物理属性比较均匀的大块空气是经常存在的，称为“ 气团 ”（Air 质量 ）。 它的水平范围可达几百千米到几千千米，在垂直范围可达几千米到十几千米。 根据相邻两个气团的温度差异，可把气团分为“冷气团”和“暖气团”。

动力条件

当冷气团和暖气团相遇，暖气团的势力较强时，暖空气就占据主导地位，推挤冷气团，推动锋面向冷气团一侧移动。 在暖锋锋区附近主要存在三支垂直上升运动带： 由于 边界层 摩擦辐合作用，导致在地面暖锋后缘暖区中形成一支水平尺度较小、强度较大的垂直运动带，它随着暖锋移速增大而减弱，当暖锋位于地形迎风侧，强度增加，暖锋位于地形背风侧则其强度减弱；在锋区暖域，沿锋面存在均匀的上升运动；在冷域远离地面暖锋处，存在一支水平范围较宽，其中心位于边界层顶部附近的垂直运动带，当暖锋位于 迎风坡 时，这支垂直运动带可被地形阻塞于地形背风侧。

构成结构

暖锋主要由冷气团、暖气团和锋面等要素组成。

冷气团

按 气团 的热力特性，当气团温度低于流经地区 下垫面 温度的，则称为冷气团。 一般形成在冷源地的 气团 就是冷气团，或者两气团相遇时，温度相对低的就是冷气团。 在暖锋中，由于冷空气（Cold Air）密度大，暖空气（Warm Air）密度小，因而冷空气下沉，倾斜插入暖空气的下方，将 势能 转化为动能，一部分能量供暖空气抬升所用，另一部分能量供给大气运动。

暖气团

按 气团 的热力特性，当气团温度高于流经地区 下垫面 温度的，则称为暖气团。 一般形成在暖源地的 气团 就是 采暖散热器 团，或者两气团相遇时，温度相对高的就是暖气团。 在暖锋锋面附近，由于性质不同的冷暖 气团 相互作用，使含有一定水汽的暖空气被抬升， 于是 采暖散热器 团沿倾斜的锋面向上缓慢爬升，从而形成暖锋。

锋面

冷气团和暖气团之间常会形成一个狭窄的过渡带，可以将它看成一个交界面，称为“锋面”。 锋面在空间向冷区倾斜，具有一定 坡度 。 暖锋锋面与地面的交角很小（1°~10°），因而锋面可以覆盖大范围的地面。 暖锋的倾斜，主要与其暖域中 地转流 、锋面移速有关，它随其移速增加而减小，而地形对暖锋 坡度 的影响作用相对较小。 与无地形作用时相比，静止性暖锋冷域中，位于锋面界面附近的闭合正环流系，当暖锋位于地形上游，其伸展范围增大；当暖锋位于 迎风坡 时，其伸展范围缩小，中心位置上抬；锋面移至背风坡时，其伸展范围重新增大，对于冷域中远离地面暖锋的另一支正环流系来说，当暖锋位于地形上游或迎风坡时，它可被地形完全阻塞于背风侧，地形高度越高，地形阻塞作用越大。

特征

气压

暖锋面两侧是密度不同的冷、 采暖散热器 团，其中冷气气团位于锋前，暖气团位于锋后。 暖锋过境前，区域整体受冷气团控制，气压较大；过境时，伴随冷、暖气团的相互作用，气压会产生变化，表现出不稳定；暖锋过境后，冷气团的位置被暖气团取代，气压下降。

气温

锋区附近，由于下部是冷气团，上部是 采暖散热器 团，高层气温高于低层气温，出现 逆温 现象的一层气体，即锋面逆温层。 在逆温层内， 空气密度 随高度增加而迅速减小，气体状态稳定，对气体上下对流过程有抑制作用。 暖锋过境前，气温缓慢上升；暖锋过境时，气温继续上升但不剧烈；暖锋过境后，气温维持较高温度而少变。

天气变化

暖锋过境时通常会引起天气变化，主要表现为云雨天气。 其中，降水主要特征为连续性，整体强度较小，覆盖地面范围较大。 如果空气不稳定，在暖锋周围可能会有 雷暴 天气。 暖锋在夏季常出现 积雨云 ，形成 雷阵雨 天气。 另外，暖风过境时，风速会增大。

主要分布

暖锋通常形成于低压系统的东侧，来自南方的温暖空气被向北推进。 另外，活跃在 温带 中纬度地区的温带气旋（又称为锋面气旋），伴随锋面出现。 从气旋波动产生到绘出第一根闭合 等压线 为止的整个阶段，称为锋面气旋的初生阶段；在气旋波动的东段，暖空气向冷空气推进，形成暖锋。

在中国，暖锋很少单独出现，多与 冷锋 成对出现；在气旋低中心的东侧，暖锋向北移动。 在冬半年或春、秋季，在中国 东北地区 和江淮流域出现较多；夏半年，则多出现在黄河流域和 渤海 地区，长江流域少见。 春夏之间，当有强烈 西南气流 活动时，华西地区会出现一个地面倒槽，低层可能有西南涡发生发展，在其东部西南-东南气流之间的暖式切变处常引起暖锋锋生，但维持时间不长。由于 降水 冷却或北方冷锋南下，倒槽中生成 江淮气旋 ，暖锋随之东移出海。 东北地区的暖锋主要出现在 东北低压 ，华南沿海地区当有江淮气旋明显发展时，或 华北 的东部有 黄河 气旋强烈发展时，都可短时期出现暖锋活动。

典型案例

南方“回南天”

每到冬末初春，中国南方雨雾频繁，空气湿度加大，导致地面、墙面甚至物品表面出现雾气水珠等严重返潮现象，形成俗称的“ 回南天 ”现象。 “回南天”现象产生的主要原因是冷空气减弱后， 暖湿气流 强势反攻，致使气温回升，空气湿度加大，遇到冷的界面就产生水汽 凝结 ，出现潮湿现象。 这也与南方靠海，空气湿润有关。 “回南天”形成至少需要两个条件：一是要有长时间的低温，日平均气温低于12 摄氏度 ，至少持续3天；二是天气发生突变，从长期低温突然变得暖湿。 例如根据对2005-2013年 广西壮族自治区 “ 回南天 ”过程的天气形势和气象要素特征分析结果发现：不同影响程度“ 回南天 ”发生前均受到较长时间的冷空气影响;“回南天”发生时，地面有暖低压或倒槽发展，中高纬度没有明显的冷空气南下，850hPa和925hPa上南风强盛，锋区 逆温 接近近 地层 ，温度骤升，气压剧降，湿度加大，当日14:00 露点 高于当日最低气温。

日本以南海域海雾

2012年6月17日至19日， 日本 以南海域发生了一次 海雾 过程，严重影响了船舶航行安全。 后来的气象分析结果表明：此次海雾事件为典型的锋面雾过程，雾区始终处在 副热带高压 后部、大槽前部；前期雾区范围与锋面的发展移动密切相关，后期台风外围的卷吸作用是海雾消散的主要因素； 海雾 发生前气海温差值约为2℃，为海雾形成提供了有利条件，近地面逆温层的存在也为海雾的发生提供了助力；HYSPLIT-4模式对气粒的追踪结果表明，此次海雾过程的水汽来自东南方向，水汽向北输送过程中受副热带高压的影响不断下沉，在稳定层结条件下最终 凝结 成雾。

江淮气旋引发极端降水事件

江淮气旋是产生于长江中下游地区和 淮河 ， 生命史 ≥12h，且具有明显冷、暖锋结构的低值系统。 春季和初夏是江淮气旋活动的最盛期，通常伴有暴雨和大风等灾害性天气，给所经之处带来明显的风雨影响。 2017年6月9—10日，江淮气旋（简称“0609”过程）在 江苏省 、安徽两省造成了区域性（相邻3个基本站以上）大暴雨、局部特大暴雨的强降水过程。 自6月9日20时至10日20时， 南京站 、 常州站 、 句容站 和 金坛站 的24h累计雨量，分别达245.3、234.1、259.9和265.3mm，南京站雨量打破了1951年以来的历史纪录，其他3站的雨量则刷新了历史第二 极值 。 经过气象科学分析，从气旋的生成、发展、冷暖锋和相当 正压 性等方面，与前一次 降水 较弱的 江淮气旋 过程（同年6月5日过程，简称“0605”过程）进行了对比，主要结论为： 对流层 高层正涡度平流及出流区引发高空辐散场，继而导致对流层低层动力 减压病 ，是“0609”江淮气旋的启动机制；对锋生函数的计算表明，“0609”过程锋生作用较“0605”过程更强，前者暖锋锋区较后者更为陡立且在一定区域内缓慢移动，暖锋附近及暖区一侧上升运动更强且更为深厚，以上因素直接导致了“0609”过程区域性大暴雨的发生。

应用

气象研究

天气过程首先是通过云和云系体现。 暖锋通常会产生 碎层云 、 碎积云 和层云等， 暖锋到来前，天空中往往会呈现一条很高的云带，接着是一片低而浓的云，然后会产生降雨。 因而，可以通过观测暖锋的云系特征，监测天气变化。 在 卫星云图 上，暖锋云系通常表现为带状云系结构，一般一条活跃的暖锋云系宽度约为300千米~500千米，长度为几百千米。从结构上看，暖锋云系的上面由大片 卷云 构成，卷云下面为 高层云 、雨层云和积状云，在卫星云图上的色调明亮。

农业

暖锋过境时，常会形成大风、连续性降雨甚至 雷阵雨 天气。 农业生产对人类的正常生活有着重要的意义，影响农业生产的因素有很多，其中最为常见的则是 气象因素 ，有一些气象因素会给农业生产带来不良影响。 如果气候变化无常、环境恶劣，自然灾害频发，会导致农作物减产，影响农业的发展。 这就需要降低和预防气象对农作物的影响，从而保证农作物的生长和产量，确保农业的正常发展，保证人们生活不被影响。 气象事业的发展高低，对农业生产与防灾抗灾具有重大的影响，因而气象部门要准确预测气象变化，为人们的生产劳动提供准确的气象资料。 随着科学技术、 信息技术 的发展与普及， 气象预报 服务成为指导农业生产的重要依据。综合气象观测工作是现代化农业生产活动开展的重要基础，对于作物种植与管理具有一定的指导性与前瞻性。