第四章 氣團 (air mass) 和鋒面 (front)
4.1 氣團
具有水平均勻性且範圍在數千公里之大片空氣稱為氣團，由於水平 T，q 大致相同，因此穩定度 亦大致相同。形成氣團之一般條件為：(1) 源地廣大，(2) 源地之地理景象極單純且氣候情形一致，和 (3) 源地全區日射大致相仿。
氣團源地可以是海洋（如太平洋），平坦陸地（如撒哈拉沙漠、西伯利亞） 或高原區（如蒙古高原等）。由於氣團之蘊育需一段時間，所以氣團主要源地之空氣流動速度不能太快，故氣團源地一般為高壓活動中心。
氣團源地又可依氣團停留時間之長短而分成主、副源地。主源地之氣團停留時間較久，使得對流層內空氣之特性與地面相平衡，即空氣具有該時、該地之氣候特徵；例如太平洋地區（氣團）、冬天之西伯利亞地區（氣團）。而副源地之氣流運行（或氣團移動）較主源地相對較快，空氣受地面影響之時間較短，一般影響之氣層在2000～3000m以下；此種地區如黃海、東海、日本海等。
4.1.1 氣團的特性與變性 (transformation or modification)
大片空氣停留其源地愈久，經對流或渦流擾動的作用而使得整個氣層達到水平均勻而且和地面達平衡，此時空氣即使滯留不移動，其特徵亦不再改變。因此，氣團之特徵由其源地特性所決定，如西伯利亞氣團為乾燥且酷寒，而副熱帶太平洋氣團則溫暖且低層頗潮溼。
當氣團移出其源地後，因環境（主要是地面特徵）改變，其特性即受氣團經過地區特性之影響而改變，移行路徑愈遠或時間愈長則一般改變愈大，此稱之為氣團變性(air mass transformation 或 modification)；例如寒流(cold surge)南下時，氣流之溫溼俱增；熱浪(heat wave)北上時，其溫溼漸減。
氣團變性主要的過程有
(1) 混合作用 ─ 將使混合層中，上下層之θ和q 接近一致；如圖4-1A中，原為a之PT曲線，經混合後變為曲線b（趨近於乾絕熱線）。
(2) 地球表面（地表）與大氣之能量和水氣交換 ─ 包括有地面增溫、減溫和蒸發作用等；如圖4-1B，地表對近地層空氣之加熱（或冷卻）作用，將使PT曲線由a變成b（或c）。
(3) 垂直運動 ─ 上升絕熱膨漲冷卻或下沈壓縮增溫；如圖4-1C所示，上升（或下降）運動將使PT曲線由a變成c（或b）。上升時如有水氣凝結，則有潛熱釋放，溫度改變將由沿乾絕熱線變成沿濕絕熱。
混合作用常因地貌的改變而增強或減弱；例如氣團由地形較平坦之源地移至丘陵區時，地表粗糙度增大，混合作用顯著增強，但地表之影響一般仍以近地面之摩擦層為主。垂直運動影響一般為下降運動 (伴隨高壓) 所造成之增溫效果，例如冷氣團由蒙古高原下降至平地時，將因氣壓升高造成的壓縮而增溫，並使相對濕度降低（但q不變）。地球表面的影響為氣團變性最重要之過程，而且牽涉到外來的能量和水氣之注入，其影響雖亦可能達很深厚氣層，但一般仍以地面至700 mb為主。上述三種作用除可單獨出現外，亦常可同時出現；例如，圖4-1之右圖中，則有近地表之混合和箭頭所示的下沈運動同時作用，使PT曲線由a變為b。
透過地球表面作用而導致氣團的變性，主要透過渦流傳送而來（如前3-6節所述）。地表對近地層大氣之作用，可以整體公式（Bulk formula）來近似；利用整體公式時，地表通量分別為：
可感熱，
(4.1)
蒸發量，
(4.2)
應力(stress )，
(4.3)
其中，下標o、10 分別表示在地球表面和10 m高之位置， 、 和 為係數， 為地球表面之 ，在洋面上則 ，而 為海面之 ，由海表面溫度（SST，Sea Surface Temperature）決定。 ， ， 常數；風速 ≧0，而 為向量。
假設地面效應所造成的通量H、E及 往上線性遞減，且至邊界層頂 消失為 0，則地表作用所造成的局部變量為：
(4.4)
(4.5)
(4.6)
式中 、 和 三者在邊界層內為常數 。由（4.4）~（4.6）式可知 ( － )、( － )和 值愈大，則地面所造成的影響愈大。式中同時顯示， （地面風速）愈大時，影響一般愈大；但需注意風速太強時可能造成 和 反而減小；如圖4-2所示之情況。因此，一般氣團經過之地方，其海陸(或海氣)特徵差異愈大，則氣團受地球表面影響之變性愈大。
不同源地的氣團一般具不同的溫度和濕度特徵；由於氣團內之空氣具相似之溫度、濕度，故一些其他相關特徵（如穩定度）一般亦常相近。然而，當氣團移出源地後，因變性程度之不同，而可能具不同的特徵。一般分析氣團特徵時，可分析的參數有：
(1) 溫度(如 、 ) ─ 變化大， 變化較小，但近地層變化大。
(2) 溫度遞減率( ) ─ 需注意近地層之變化。
(3) 溼度( 、 ) ─ 變化大， 變化較小，但近地層變化仍大。
(4) 雲或霧(量、狀) ─ 冷、暖氣團之雲狀、雲量大不相同，因兩者水氣含量差異大。
(5) 能見度 ─ 暖氣團北上，下層穩定使能見度不佳；冷氣團南下，能見度較佳。
(6) 風場 ─ 一般無保守性。
上面諸參數中以 和 最具保守性，分析氣團時最具參考價值；故一般常以 （θ，q）為判別氣團來源之重要參數，尤其是梅雨季時，常用 分析不同氣團之介面區。
4.1.2 氣團之分類
氣團之分類一般採用 Bergeron 之分類方式，主要考慮氣團源地之緯度（溫度）和海陸（水氣）特徵。首先，依氣團源地之緯度分為：
北極氣團 ( Arctic) 代碼為 A （或南極，Antarctic）
極地氣團 ( Polar) 代碼為 P
熱帶氣團 ( Tropical ) 代碼為 T
赤道氣團 ( Equator ) 代碼為 E
其次，以源地之屬性分為海洋性(maritime，以 m 表示)和大陸性 (continental，以 c 表示) 兩種。但因赤道區無陸地氣團，故僅得七種（cA，cP，cT，mA，mP，mT和mE）。而北極氣團（cA和mA）一般於移出後，迅速變成 P氣團，相對較不重要。
圖4-3為一假想大陸塊之氣團分佈，其中最重要的氣團為cP或極地大陸氣團( continental polar )和mT或熱帶海洋氣團( maritime tropical ) 。cP和mT兩者在冬夏互為消長 ；冬天 cP 最強，如西伯利亞氣團；夏天 mT 最強，如太平洋氣團 。mP 氣團常影響美國西北部地區，在東亞地區主要位於日本海，但相對較不重要。
由於氣團與其接觸陸面或海面溫度之差異，對氣團變性影響很大，且可用以概略表示氣層之穩定度，故以k (氣團較地表為冷) 和w (氣團較地表為暖) 來表示冷和暖氣團。考慮k和w之分類後，可看到之氣團共有12種：cPw、 cPk、 cTw…等，因mAw和cAw不存在。k類之氣團，受地面變性的影響較大，近地層較不穩定。
除了考慮氣團相較地表之冷暖外，亦可依氣團之穩定度情況分為穩定(s)和不穩定(u)兩種；如夏季時，mTwu 氣團可有強烈 降水或 ，而mTws氣團一般僅有局部 所產生之小陣雨。
綜合而言，氣團之分類方式共有四種，分別為(1) 緯度（溫度） (2) 海陸分佈（水氣含量） (3) 相對於地表之溫度高低（冷或暖），及 (4) 穩定度。其中 (1) (2) 為主要分類方式，而 (3) 亦常使用，可直接表示其為冷氣團或暖氣團，如冬天影響台灣的氣團為 （冷氣團）。相對而言，(4) 穩定度之分類方式，較少人使用。
七個主要氣團均有其重要特徵，尤其是在其源地時；但若移出源地後，則其特徵將因變性程度而顯著改變。以下分述七個主要氣團之特徵：
(1) mT ～ 由洋面吸收熱量和水氣，水平最均勻，溫暖、潮溼。如副熱帶高壓 （Subtropical High， STH）環流內的氣團；STH厚度很大，除西南方外，一般有微弱下沈運動，且以中心和東南方之下沈運動最顯著。 STH之西南方可有溼舌往北伸展，該區較不穩定；南邊為信風（Trade wind）區，上有逆溫層，逆溫層頂高度由東向西漸升高（即下沈越來越弱）。STH之形成主要為哈德里胞下沈區之下沈運動所導致的高壓（動力過程），較屬於暖心高壓，故其500hPa之範圍可能較地面為大。
(2) cP ～ 寒冷、乾燥；主要由於陸地地表之輻射冷卻，使地面溫度降低，再經傳導，使近地層空氣變成非常冷 ； cP氣團強度集中於底層，其上有逆溫層，如西伯利氣團（西伯利亞高壓屬冷心高壓，強度集中於低層），有時可由 A 氣團轉變而來。
(3) mP ～ 寒冷、潮濕；冬天較cP暖，夏天較cP冷，但較cP潮濕；亦可由mA變性而來。
(4) cT ～ 炎熱，水氣遠較平均值低；如墨西哥、美國西南部、撒哈拉沙漠或亞洲西南部之氣團。
(5) mE ～ 溫暖、潮溼；高層較mT潮溼，如南海氣團，北侵時常造成豪雨。
(6) cA，mA ～ 較cP和mP為冷；但一出源地迅速變成cP或mP。一般北極氣團之轉變過程為cA → mA → mP。
相對而言 ，北極和赤道地團相對遠較P和T氣團不顯著，故亦有人（如C. D. Ahrens）將氣團分成P和T兩大類；兩者皆包含c和m兩種，故共有四種主要氣團（cP，cT，mP及mT）。而極鋒（polar front），則為分隔P和T此兩種氣團（尤其是cP和mT）之介面區； 以下簡要比較極地大陸和熱帶海洋氣團穩定度的差異：
(a) 極地氣團： 和 均低， 低。 極小， （因為地面冷， ），極為穩定。
(b) 熱帶氣團： 和 均高， 高。 值可能很大，故雖然 ，但 常小於 0 (因底層水氣來源充沛)，較不穩定。
4.1.3 遠東區主要氣團
及其路徑
★ 冬季
(見右圖4-4 )
(1) cP其地面溫度在源地(西伯利亞)時最冷，常介於 -15和 -40°C 之間；因天氣晴朗，輻射冷卻強， 常在 1 g╱Kg 以下，非常穩定，下層常有因地面輻射冷卻所形成之逆溫。
cP 氣團常南下，使較低緯地區之溫度降低。當冷氣團南下時，因其路徑之不同，其變性程度和伴隨之天氣亦差異頗大，以下以圖4-4中之（1）、（2）和（3）等三條路徑，簡要分述cP氣團在不同路徑下之變性情形
(a) 陸地變性（路徑（1））：氣團行經陸地南下時為cPk，地面逆溫逐漸消失(風速甚強)，但溫度、溼度均低，但往南增加。2000～3000m左右有沈降逆溫，主要是高壓區下沈作用所致。但至華南時，氣團變薄(厚度在1000～1500 m以下)，地面逆溫消失。受此氣團影響之天氣為寒燥且晴朗，因地表輻射冷卻常使地表溫度下降至露點，故晨間常有低霧(日出即消)；晝夜溫差大，有時可見霜。
(b) 冷海變性（路徑（2））：cP南移，經黃海 (冷海) 變性，為 cPk。氣團之溫、溼均增加，尤其是低層；2000m以上，則與上述大陸變性者相似。1000m 以下可能具對流不穩定，若有強迫機制，可有層積雲，產生綿綿細雨。平原地區天氣晴朗、溫和，能見度良好。
(c) 暖海變性（路徑（3））：cP南下時，若繞經東海或日本南方等受黑潮影響之暖洋面，則變性程度顯著，其特徵漸似 mP；氣團南移時，溫溼均增大很多，且可能全部偏北風氣層均為對流不穩定（其厚度一般在3公里以下）。天氣溫和，常有層積雲，午後對流較強，可見強Cu。
台灣冬季常受此種cPk氣團之影響，而天氣之變化則受到達台灣之冷空氣的路徑影響。一般影響台灣之cP氣團路徑 ，以（2）和（3）之機率較多，台灣東北部（有時東部）迎風面則常有降雨出現。若為第（1）種路徑，則台灣天氣一般較為乾冷。
(2) mT其強度於冬季遠較夏季弱，其影響較難達大陸；若登陸時，因陸地溫度低，底層非常穩定，但其上層則仍具對流不穩定性，天氣常陰沈，多低雲，可能有氣團霧，為 mTw。
(3) cT 存在於大陸西南地區，天氣乾燥、暖和、晴朗。
(4) mP強度較夏季為弱，且常被東移之低壓破壞其特徵。
★夏季 (見下圖4-5 )
(1) cP氣團減弱很多，常不明顯。蒙古
一帶反為低壓，但此地之空氣相當乾
燥，偶而南下，仍可有影響。
(2) cT不明顯，因陸地產生熱低壓。
(3) mE可能入侵，水氣豐富。
(4) mP氣團增強，常可西侵入大陸；夏
初因親潮強盛，於亞洲東北形成反氣
旋(厚度常在2000m以內 ) ，mP常與其東南之mT 形成滯留鋒，導致日本梅 雨。
(5) mT非常活耀，常向西侵入大陸，為
mTk（因夏季地面溫度較海洋高）。受mT氣團影響之天氣為高溫、潮濕，氣團往北經陸地愈久，變性愈大，愈乾燥。其上常有逆溫(高度在1000~2000m間），白天因太陽加熱，且大氣具對流不穩定，午後常有雷雨。晨間因地面長波輻射冷卻，近地面有逆溫，偶有露或霧。一般天氣常有濃積雲或陣雨，能見度優良；若有舉升機制使空氣上升，則雨勢常較強勁（如 cPk 抬升，地形抬升）。
★ 春秋二季：
此時為 mT 和cP 兩氣團實力消長之時，變化甚大。暖氣團(mT)之增強一般為整體影響範圍
往外擴展，其形式為漸近；而冷氣團(cP)之影響，乃伴隨鋒面而來，變化較快。五、六月於台灣地區形成梅雨，因兩者強度在台灣地區為勢均力敵；爾後七月、八月份時，mT增強，故梅雨鋒北移至江南一帶，為江南之梅雨期。
4.2 何謂鋒面 (front)
1918年Bjerknes提出鋒(front)之觀念，1928年Bergeron等挪威(Norwegian)學派學者開始，廣為使用鋒(或鋒面)的概念於天氣分析。
一般鋒面(尤其是地面鋒面)定義為二個性質不同氣團之界面，且通常指水平尺度在300 km ，垂直1km以上者，方具意義。鋒面常為一鋒面區(過渡帶)，而非一條線(或面)，此鋒面區為氣團特徵轉變區域(transition zone)；但為求方便，分析和討論時，常以一個面來代替。氣團之特徵以 和 （或 ）為代表，因鋒面兩邊氣團特徵不同，因此鋒面上 和 為 (0次) 不連續， ，ρ，θ， 亦皆為0次不連續，而 為一次不連續，如圖4-6所示。然而因鋒面實際上為一轉變區，其寬度常在6～80km，故其溫度和氣壓的變化較如圖4-7所示。
低緯地區因水平溫差梯度小，空氣性質在水平方向較均勻，通常無鋒面存在；而中緯度鋒面系統之影響，亦很難達到熱帶地區。溫帶氣旋 (或 extratropical cyclone)常伴隨有鋒面，但鋒面系統卻不一定須伴隨有氣旋。根據挪威學派的理論，鋒面因其特徵不同，分成下列四種：
(1) 冷鋒 (cold front) ─ 冷空氣之前鋒，冷鋒過後溫度降低。
(2) 暖鋒 (warm front) ─ 暖空氣之前鋒，暖鋒過後溫度升高。
(3) 囚錮鋒 (Occluded front) ─ 氣旋成熟期才出現。
(4) 滯留鋒 (stationary front) ─ 近似滯留。
古典挪威學派的”極鋒理論”模式中，一個成熟的溫帶氣旋，常伴隨有上述這四種鋒面。圖4-8顯示一典型成熟的溫帶氣旋，其中心之氣壓＜999 hPa，囚錮鋒（ ）由中心向西南延伸，與暖鋒（ ）交界後即為冷鋒（ ），最後為滯留鋒（ ）；三角形（ ）或半圖形（ ）指向鋒面移動的方向。 若等壓線或風向與鋒面交角接近直角，則鋒面移速一般較大。換言之，冷鋒即為冷空氣的前鋒，若風向垂直鋒面，表示該處冷空氣垂直於鋒面運動，故單位時間內垂直於鋒面之移行距離較長，即該處鋒面移速較快。滯留鋒附近的等壓線則幾乎平行於鋒面，即冷空氣近乎平行鋒面運動，故鋒面近似滯留。
鋒面分隔冷、暖氣團，一般鋒面以南為暖區(warm sector，以北半球而言)，以北為冷區(cold sector )；由於氣旋源地之不同，其伴隨之氣團可能不同。在遠東地區 (或大陸東岸)，冷鋒後常為 cP（或 cA），而暖鋒前為 mP 或變性後的 cP。在北美(或大陸)西岸，冷鋒後常為 mP，而暖鋒前為 cP 或 變性後的mP。至於暖區，一般為mT，但亦可能為變性後的cP或mP。
鋒面附近冷暖氣團相遇後，暖空氣因較輕，故需置於冷空氣之上。考慮圖4-9（左）中之初生氣旋，其所伴隨的冷、暖鋒之縱剖面結構(圖4-9右)顯示，冷鋒後冷空氣因較重，故由下切入暖空氣而取代之，並迫使暖空氣上升。冷鋒一般移動速度較快，冷鋒過後，地面轉為受冷氣團影響，故氣溫降低。暖鋒處則因暖空氣密度低，無法有效直接推動冷空氣移動，故上滑（overrunning）於冷空氣之上。暖鋒之移動，乃因其前方之冷空氣北退，使原為冷空氣之區域轉由暖空氣取代，故暖鋒一般移速較慢；暖鋒過後地面變為暖氣團影響，故溫度升高。
由於冷鋒一般移速較快，故最後將趕上暖鋒；當冷鋒趕上暖鋒時，則成囚錮鋒。囚錮鋒因兩側氣團來源不同(溫度亦不同)，而有冷鋒囚錮和暖鋒囚錮兩種狀況。冷鋒囚錮 (cold front type) 之地面囚錮鋒為原來之冷鋒(其後空氣最冷)，原來之地面暖鋒上滑於冷鋒之上而成高空暖鋒(圖4-10左上)。暖鋒囚錮(warm front type)之地面囚錮鋒，為原來之暖鋒(其前空氣較冷)，而高空有高空冷鋒(圖4-10右上)。圖4-10下之平面圖中，虛線表示地面等溫線之分佈情形； 為地面囚錮鋒，而 為高空鋒在平面之投影位置。此平面投影圖顯示，在冷囚錮情形下，高空暖鋒落後地面囚錮鋒(圖4-10左下)，而暖囚錮情形則恰好相反(圖4-10右下)。遠東區因冷鋒後之氣團為西伯利亞（或俗稱蒙古）之cP 氣團，相當寒冷，一般皆為冷鋒囚錮；暖鋒囚錮較為少見，大都於大陸西側出現（例如北美西岸地區）。
最近的觀測分析和數值模擬顯示，有些囚錮鋒中心低層的空氣，並非如上所述的最冷空氣，而是相對於其周圍冷空氣暖的暖空氣（但較暖區之暖空氣稍冷一些），此種囚錮鋒稱為（暖）先囚或（Warm）seclusion。導致此種先囚的原因，可能是冷、暖鋒脫離後，冷空氣環繞低壓中心附近暖空氣所造成的結果。
4.3 鋒面之結構與伴隨的天氣現象
4.3.1 鋒面之垂直結構
如圖4-11，令 1 表冷區，2 表暖區，y指向冷區，則鋒面之斜率 。因 在鋒面連續，
故 ，
（4.7）
（4.8）
（4.9）
∴ 鋒面斜率
（4.10）
由於鋒面區靜力平衡一般成立，故以靜力平衡公式 代入；另以地轉風代替水平氣壓梯度或 ，其中 為平行鋒面（或x軸）之地轉風。整理後得
(4.11)
以 代入，且利用鋒面上 ，得
(4.12)
由於鋒面附近等壓線常接近直線，若無摩擦力，則 。此外，因 2為暖區，
故 。令 ，則
（4.13）
（4.14）
（4.15）
尺度分析顯示， 一般遠較 為小，故（4.15）式中可將 忽略而得
(4.16)
（4.16）式即為馬吉烈司方程（Margules’s formula）。由此方程式可得到：鋒面兩邊風速差（或風切）愈大，斜率愈大(或愈陡)；鋒面兩邊溫度差愈大，斜率愈小(或愈平)。此外，因暖空氣必在冷空氣上，故鋒面往冷空氣傾斜， ，即 ；故 ，因此鋒面上具正（風切）渦度。同理，若 和 固定，當 大時(高緯地區)， 較大。
考慮 10-4s-1， 10ms-2， 10ms-1， 280 ， 15ms-1， 10 ，則 。對冷鋒而言，雖然 較暖鋒者為大，但 更大，故 亦較暖鋒者為大。觀測資料顯示，冷鋒斜率約（1/100），暖鋒則約（1/300），鋒面之平均斜率約（1/150）；實際上，則因對流和次環流的影響，個案間變化非常大。
圖4-12（右）為極鋒理想垂直剖面結構，圖中，實線為等風速線，虛線為等溫線，鋒面區和對流層頂以粗實線標示；暖區對流層較高，冷區較低。鋒面區南北溫度梯度大， 線密集，熱力風(垂直風切)為西風且其值頗大，噴射氣流(Jet)中心出現於對流層頂底部。對流層頂之上，南北溫度梯度則與對流層中相反，故熱力風轉為東風，使西風隨高度減弱。圖4-12（左）則顯示一個個案之等壓面南北剖面（右為南方），圖中顯示有兩個鋒面分隔冷、暖空氣。
Pole ß
à Equator
圖4-12
4.3.2 鋒面與氣壓場
由於鋒面向上往冷區傾斜， ；故由(4.10)式可整理得
(4.17)
由於 （ 為冷空氣），故
(4.18)
由(4.18)式知，圖4-13中 線必需在雙箭頭所示範圍內，不能超過 線，故等壓線在鋒面區有扭結(kink)，且由低壓指向高壓。
此外，由(4.18)可知 ，以地轉風公式代入可得
且因 。由圖4-14所示，
渦度 ，故鋒面上具有氣旋式
風切(渦度)。此關係由未簡化之鋒面斜率求得，而
前面亦曾利用簡化之（4.16）式得到相同結果。圖4-15為鋒面附近之(平面)等壓線型式的實例；圖4-16則為一些(平面)鋒面附近等壓線分佈情形。
4.3.3 鋒面伴隨天氣現象之活躍性
鋒面經過時，局地測站所觀測之風向將以順鐘向方式改變，或風向順轉；例如冷峰通過前後，局地之風場將由西南風轉為西風，再轉為西北風。其次，由於鋒面為低壓區，故鋒面通過後，地面氣壓一般均升高，且以冷鋒通過後之氣壓升高較明顯。鋒面通過時，地面天氣現象將隨時間變化，其主要變化情況，依鋒面種類而定；如冷鋒通過後，一般溫度降低且有陣性降水，而暖鋒通過後溫度升高，而通過前，則有連續性降水。然而，同樣是冷鋒通過前後的天氣變化程度，將因鋒面之強弱、活躍性、季節或地形、地理位置等而有顯著不同。
鋒面通過前後，常伴隨降水出現，降水強弱則常與暖空氣相對於鋒面的運動速度、鋒面斜率及暖空氣之對流不穩定度有關。暖空氣常具對流性不穩定，易形成對流雲且導致陣性降雨；但暖空氣仍需藉鋒面舉升使空氣達 LCL 方能成雲，若達 LFC 則易有較強降水。設地面鋒面和雨區之距離為d，d值大小則由暖空氣之 LCL 或 LFC 高度與鋒
面斜率決定，其情況如圖4-17所示（在此，
不考慮地面摩擦／輻合和次環流影響所導致
成雲過程之情形）。實際上，因有地面摩擦，
在鋒面區產生輻合而有上升運動，若低層具
足夠水氣含量，可使雲雨帶常位於鋒面上。
此外，當暖區底層空氣之水氣含量夠高時，
因次環流的作用，使雲雨區可於冷鋒前出現(尤其在梅雨期)，而和圖4-17所示的簡化情形有顯著不同。
暖空氣相對於鋒面的移動速度，將影響鋒面降水之強度(一般可稱為鋒面之活躍性)；伴隨有顯著雲區（且常有顯著降水）之鋒面，稱之為活躍鋒。圖4-18為四種不同活躍性之冷、暖鋒垂直於鋒面之風場垂直分佈示意圖；圖中 Þ 表暖空氣相對於鋒面的運動。若暖空氣上滑(overrunning)，則表示有上升運動，易有成雲降水的過程，導致較大的降水量(此種狀況之雲雨區一般較廣)，此種情況亦稱上滑鋒；反之，暖空氣出現下滑情況，則不利於降水過程的發生，此種情況稱之為下滑鋒 。 一般可以700mb和900(或950)mb 兩層垂直於鋒面之風場分量來判斷鋒面之活躍性；但降水過程尚須考慮其他許多的環境條件，是否為活躍性鋒面只是有利降水的因素之一。
圖4-184.4 地面鋒鋒生的運動學分析 ( Kinematics of Frontogenesis，參閱Carlson，Chap 13 )
y 鋒面為不同性質(尤其是溫度)氣團之界面，故鋒面區之 或 很大。當一足夠寬廣區域之溫度(位溫)梯度增加時，稱該區域有鋒生(frontogenesis)過程；反之，溫度減小時稱之為鋒消(frontolysis)過程。因 較 T 具保守性，故常以位溫梯度討論鋒生／鋒消過程。
x由（1.59）式， 或
圖4-19 (4.17)
其中 ，在此為求簡化可將C暫看
為常數， 為加熱率。
為求易於瞭解物理過程，令y軸指向鋒生過程後之冷區且垂直等溫線(圖4-19)，則 ，且 增大時，為鋒生過程。
將(4.17)式左邊以Eulerian 座標展開，並將（4.17）式對y作偏微分，即
整理後，可得
(4.18)
因 ，故 時，或 時，為鋒生過程；反之則為鋒消過程。然而，需注意此種溫度梯度顯著變化的過程，需在一定範圍的區域（長度在數百公里以上）出現時，才稱之鋒生或鋒消。
(4.18)式即稱為鋒生方程，式中右邊各項代表導致鋒生(消)的不同的物理過程（或是強迫機制）；簡要分述於後：
(Ⅰ) 伸展(壓縮)變形 (stretching deformation)：
∵ ，若 ； 增加，故為鋒生過程。圖4-20（左）即為一鋒生前後風場和溫度場分佈簡要示意圖；在左圖（ ）之溫度場和風場配置下，延y方向的溫度梯度將會增加，或 和 兩等溫線間，等溫線的間距會縮小（如右圖所示為 時之分佈）
X
y
X
y
鋒
面
區
圖4-20
(Ⅱ) 水平風切變形（horizontal shearing deformation），亦常稱之扭轉（twisting）：
y 如圖4-21（左）所示，在 時， ，但 ，且延y方向在S區域有氣旋式風切，或 ；故 ；亦即S區域有鋒生過程。換言之，若有水平風切垂直於等位溫線（或有顯著溫度平流差異），將使某一部份等位溫線變密(見圖4-21右)，在此即將S區域之 轉成 ，或 由0變為負值。
鋒面區
x
x
y
S
冷平流
暖平流
暖區
冷區
圖4-21
(Ⅲ) 垂直風切變形 (vertical shearing deformation)：
此機制和（II）相似；如圖4-22（左）所示，在 時， ，且 ，故將垂直方向之位溫梯度 ，轉成沿y方向之梯度 。換言之，垂直運動的水平風切或暖區下降、冷區上升，將使之間的水平等位溫線變密（見圖4-22右）。
鋒面區
x
z
x
z
S
暖
下
降
冷
上
升
冷區
暖區
圖4-22
(Ⅳ) 非絕熱項 (diabatic effect)： ，暖區加熱、冷區冷卻則有鋒生過程，
例如冬天鋒面由內陸移向臨暖洋流之海岸時，因暖洋流的額外可感熱通量，使暖區溫度升高，故鋒面常有加強現象。
一般而言，水平的變形(壓縮)效應和風切效應，為地面鋒生的重要過程；而垂直風切變形則常為高空鋒生之重要過程。再者，必須注意此鋒生過程出現的區域範圍。由於鋒面區之溫度梯度一般相當大，且強溫度梯度之建立可發生在相當短的時間，故鋒面區之鋒生過程相當迅速且為非線性過程。一般的天氣圖的資料分佈，常無法解析此種中尺度之鋒生過程，故分析天氣圖時，應特別注意此種中尺度特徵之演變。
鋒消過程則與上述者相反。而一般導致鋒消之過程較重要者有：
(Ⅰ) 地面的變性作用，此作用表現在 項，若地表較空氣為暖，則冷區之可感熱通量將較暖區者強，故使得冷、暖區之溫差減小。
(Ⅱ) 垂直次環流(無潛熱釋放)之效應；一般暖區伴隨上升運動（冷卻），而冷區有下降運動（增暖），此種垂直運動構成跨越鋒面之次環流，並降低溫度梯度。
(Ⅲ) 混合作用一般乃使位溫趨近均勻。
4.5 伴隨鋒面之地面分析
地面天氣圖之分析，最重要的項目之一為鋒面之分析(frontol analysis)，故對鋒面(尤其是冷鋒)影響下，地面特徵的改變需特別注意。當分析地面鋒面時，考慮的重要氣象參數依次可為 (1)氣壓、(2)露點、(3)風、(4)氣壓趨勢、(5)天氣、(6)地面溫度、(7)降溫率等。然而，上述次序僅為參考，仍需注意不同地區特性的影響程度；例如地形或山脈的影響(見4.5.5小節)、日夜變化、地面變性等。另外，各參數隨時間之變化，在分析鋒面過境時，亦頗有參考價值。
4.5.1 冷鋒之活躍性與副冷鋒
較活躍型 較不活躍型
圖4-23 冷鋒伴隨之天氣與其活躍程度關係密切，但僅依地面天氣圖常無法分析其差異，例如圖4-23中，在地面圖上左、右兩個鋒面系統幾乎沒有分別，但觀察700mb的高度場，則可看出二種鋒面的不同。較活躍之鋒面(左)，其700～1000 mb溫度(厚度)梯度較大，高度槽與溫度槽線延伸至較低緯度，700mb垂直於鋒面之風場分量很小，故暖空氣上滑，造成廣大之雲區，其現象常類似暖鋒伴隨之天氣現象，惟雲雨區較暖鋒窄。較不活躍型的鋒面(右)，其700mb垂直鋒面之風場較近地層者為大，暖空氣乃有下滑的趨勢，故鋒面舉升微弱，且鋒面移速緩慢。在梅雨季時，有時可於鋒前形成一狹長之輻合帶，且伴隨有激烈天氣現象，例如颮線(squall line )。
副冷鋒(Secondary cold front )：冷鋒後，近地面之冷空氣若前移速度過快，可能因變性過程使其溫度顯著升高；有時可能會在此變性後較不冷空氣（稱之涼空氣）之後方，存在顯著溫度差異，或可分析出一新的冷鋒，以分開前面的涼空氣和後方較冷之空氣，此種鋒面可稱之為〝副冷鋒〞(如圖4-24所示之剖面圖)。此外，鋒後之廣大冷區亦可能因其較後方，出現新的較強冷平流而產生新的冷鋒，即於冷區形成新的鋒面；此時鋒面通過前後的風向變化將不會太顯著。東亞地區於冬季時，常有此種現象。亦即，在嚴冬時，東亞地區於鋒面通過前後，風向變化常不顯著，僅是東北風增強。（註：一般鋒面通過前後，風場由西南轉為偏北風）。
cold
cool
warm
圖4-24
4.5.2 囚錮鋒之地面特徵
(1) 冷鋒型囚錮：在靜力平衡狀況下，地面氣壓反應其上空氣之重量（或平均虛溫）。冷鋒型囚錮鋒之鋒後空氣一般非常冷、密度高，使得高空暖鋒下之氣壓谷不明顯。因此，高空暖鋒所伴隨之地面天氣特徵不明顯，而地面冷囚錮鋒和高空暖鋒之天氣特徵混雜；如圖4-25(左)所示。在遠東地區，囚錮鋒常為冷鋒型囚錮，故高空暖鋒之地面天氣特徵不顯。
(2) 暖鋒型囚錮：則因地面暖鋒前後空氣溫差一般不大，暖空氣柱最厚之處其地面氣壓較低，亦即高空冷鋒處之地面氣壓明顯較低，故天氣特徵明顯；而地面囚錮鋒之天氣特徵亦明顯，即地面上具有兩條氣壓趨勢不連續之線(如圖4-25右所示)。
圖4-25
颮線(squall line)為一成線狀之中尺度對流系統Meso-scale Convective System (MCS)，包含有排列成串的對流胞，圖4-26左所示為一常見颮線中之對流胞排列情形。颮線易出現於春季梅雨鋒前，為一較具組織性的中尺度系統，其生命期較一般單一對流胞長，約可存在12～24小時或更長（單獨對流包的生命期一般很短）。颮線常為台灣地區帶來劇烈的降水，為梅雨季時值得注意的天氣現象。
產生颮線的有利環境條件大致有二：
(1) 很大的對流不穩定度：即 ，或底層暖、溼空氣充足；因此種大氣十分不穩定，只要有小擾動便可能激發劇烈對流。
(2) 垂直風切：即 ；此乃為構成颮線系統最重要的因素，因垂直風切可使上升氣流傾斜，而與降水所產生的下沖流區分開(圖4-26右)，故系統可維持較長的生命期。
此外，因對流系統內之垂直運動旺盛，冷、乾的下沖流到達地面後往外輻散，經常在前緣造成〝陣風鋒面〞(gusty front)，即大雨前地面可觀察到風速增強的現象；此陣風鋒面亦可在系統前緣激發出新的對流胞。颮線系統的移動，實際上是反應新、舊對流胞生生不息的現象（下圖），故其生命期較長，常為豪、大雨發生的原因。
dissipated
dissipated
t21
t1
：對流胞之運動，常與中低層盛行風相近
：線狀對流系統之運動方向
：消散中的對流胞
：新生的對流胞
t3
圖4-26
(3) 4.5.3 鋒面附近等厚 (溫) 度線分佈
由於地面溫度易受地形影響，常失去代表性，分析時常亦分析850mb溫度和1000mb～700mb或1000mb～500mb等厚度線圖，以幫助分析氣團和鋒面。由於鋒面為冷暖氣團的交界面（區），故鋒面區可見等溫線(或等厚度線)密集的現象，即在鋒面區有明顯的 (或 )。鋒面常近乎平行於等溫線(或等厚度線)，地面鋒面位於等溫線密集區靠暖區邊界處。此外，因冷空氣厚度由冷區往鋒面減小，在靜平衡情況下，使鋒面區之地面氣壓梯度相當大，而鋒面位於地面等壓線密集區靠較疏之一方（圖4-27）。就另一角度而言，鋒面向冷區延伸之區域，其等壓線之密集分佈情形，可相當程度反應鋒面強弱或鋒面之垂直發展程度；如圖4-27所示，右圖之鋒面結構較好。
圖4-28圖4-27
溫度距平值(Temperature anomaly)可用來分析各地之溫度為偏高或偏低，如圖4-28（右）中，虛線為850mb等壓線，實線700mb之溫度距平值等值線。此圖中，可明顯看出冷暖區的分佈。
4.5.4 鋒面前後的地面氣壓趨勢
圖4-29 由第三章的氣壓分析可知，系統強度變化和系統移動可影響局部地區氣壓的變化，故氣壓趨勢常可用以幫助分析鋒面。圖4-29為3小時之等變壓線分析圖，因受半日波影響，使得左、右兩圖中之值有所不同；但兩圖中皆顯示，鋒面前後之氣壓趨勢明顯不同(F:下降，R:上升)。有時因受到小尺度擾動之影響，3小時之氣壓趨勢較複雜，亦使判斷困難，因此可取較長時間（如24 hr）之氣壓變化量，以去除小尺度擾動之影響。
4.5.5 地形 (orographic) 對鋒面之影響
地形影響包括地面粗糙度和山脈、盆地等；此外，地面(海面)存在之強烈溫度梯度，亦常造成影響。例如：因鋒面區氣壓最低，地面摩擦增加可使鋒面輻合增加；而海陸交界處常有較強的溫度梯度，但不一定有鋒面。山岳則常影響鋒面之移動而使其變形，例如山前，冷鋒經過山脈時，於山前山坡時被減速的現象（冷空氣不易越山），而暖鋒則有加速現象；山後，則冷鋒有被加速但暖鋒有被減速現象。
盆地將會保留冷空氣，如風速不強時，
1
2
ß地形等高線冷空氣將聚集，且強度增加；所以冬天盆地
或（封閉）谷地溫度常較低。例如四川盆地
於冬天時，常有冷空氣聚集，上常有顯著逆
溫。至於山谷或海峽易形成funnel之作用，
鋒面移動速度在山谷區或海峽加速，但其他
地形較高地區則有受阻擋現象，如圖4-30所 圖4-30
示。（圖中1，2表前、後兩時間之鋒面位置）
4.6 地轉調整 (Geostrophic Adjustment)
若不考慮摩擦力的作用時，平衡的綜觀尺度大氣（ ），須滿足地轉平衡與靜力平衡，亦即滿足熱力風平衡關係式。若大氣處於不平衡的狀態，則大氣會開始產生調整作用，質量場與風場皆產生改變，使其滿足熱力風平衡關係，此種調整過程稱為〝地轉調整〞。以下舉例說明地轉調整的過程。
考慮一靜止北半球大氣之南北剖面，假設在靠赤道邊有一熱源持續加熱，如圖4-31所示：假設在未加熱之前， ， ， ；
加熱一段時間後， ，且 ，此時因動量場與質量場不平衡，大氣會產生調整作用：
N.P.
Eq.
'
T ↗ ， 【y指向冷區】
圖4-31
¬ 熱空氣上升，使南方之 ，而冷空氣下降，使北方之 ；此種作用會使 之值下降，即產生次環流以減低南北溫度低度。
上述次環流伴隨高層南風和低層北風，透過科氏加速使高層西風增強，低層東風增強，使垂直西風風切增大，即 ，並漸增大。
此增加之垂直風切，將可逐漸平衡減弱中之南北溫度梯度，而達到熱力風平衡。此過程可以下圖表示：
西
東
T’
T
(T’>T)
圖4-32
圖4-33在地轉調整的過程中會產生次環流 (Secondary Circulation)；若由另一個方向來看，鋒面前、前的冷暖平流，將產生跨越鋒面之次環流，如圖4-33所示：
次環流會使冷、暖空氣及溫度對此降低。因此，次環流是一種抵消的作用，稱為負反饋 (negative feedback)。若上升運動區（暖區）之空氣具足夠水氣且舉升至LCL，則將有雲出現；若空氣具較顯著之對流不穩定，則可於暖區產生顯著對流。換言之，水平風切變形作用（冷、暖平流作用）產生鋒生過程中，亦伴隨次環流存在；此次環流之舉升作用，可使鋒前具較大對流不穩定之區域，出現較劇烈降水。
科氏參數f (地球渦度) 是控制整個地轉調整的重要參數，f值的大小將影響到地轉調整後的結果。高緯度地區f大，垂直風切增加較快，故風場的變化量較大，而質量場卻無多大改變，稱此種現象為”風場調整到質量場”。相反的，低緯度地區f小，垂直風切調整慢，所以質量場的改變甚多，稱此為”質量場調整到風場”。綜合以上的討論可知，高緯地區（f大）加熱較有效率，其平衡後質量場的變化較小，可有效地製造出低壓系統。低緯地區則加熱效率很低，故低緯地區很少有較大尺度之低壓系統 (熱帶氣旋除外)，且氣壓梯度很小。
4.7 噴流條 (Jet Streak)
等風速線
入區
出區
a.
Div.
Com.
Com.
Div.
b.在500mb以上的中高對流層，從北緯20度到極區差不多整個區域都是吹偏西風，偏西風區中，風速最強的中心區且其風速≧50kt時，稱為噴流(Jet)；若噴流區其風速分佈在沿氣流方向有顯著變化而有局部極大值時，則稱之噴流條(Jet Streak)，其氣流線和等風速線如下圖所示：
圖4-34
噴流條的左前右後方，在地面上易生天氣系統。此點由線段ab的剖面來看，很容易就可明白，線段ab的剖面表示如下：
圖4-35
4.1 氣團
具有水平均勻性且範圍在數千公里之大片空氣稱為氣團，由於水平 T，q 大致相同，因此穩定度 亦大致相同。形成氣團之一般條件為：(1) 源地廣大，(2) 源地之地理景象極單純且氣候情形一致，和 (3) 源地全區日射大致相仿。
氣團源地可以是海洋（如太平洋），平坦陸地（如撒哈拉沙漠、西伯利亞） 或高原區（如蒙古高原等）。由於氣團之蘊育需一段時間，所以氣團主要源地之空氣流動速度不能太快，故氣團源地一般為高壓活動中心。
氣團源地又可依氣團停留時間之長短而分成主、副源地。主源地之氣團停留時間較久，使得對流層內空氣之特性與地面相平衡，即空氣具有該時、該地之氣候特徵；例如太平洋地區（氣團）、冬天之西伯利亞地區（氣團）。而副源地之氣流運行（或氣團移動）較主源地相對較快，空氣受地面影響之時間較短，一般影響之氣層在2000～3000m以下；此種地區如黃海、東海、日本海等。
4.1.1 氣團的特性與變性 (transformation or modification)
大片空氣停留其源地愈久，經對流或渦流擾動的作用而使得整個氣層達到水平均勻而且和地面達平衡，此時空氣即使滯留不移動，其特徵亦不再改變。因此，氣團之特徵由其源地特性所決定，如西伯利亞氣團為乾燥且酷寒，而副熱帶太平洋氣團則溫暖且低層頗潮溼。
當氣團移出其源地後，因環境（主要是地面特徵）改變，其特性即受氣團經過地區特性之影響而改變，移行路徑愈遠或時間愈長則一般改變愈大，此稱之為氣團變性(air mass transformation 或 modification)；例如寒流(cold surge)南下時，氣流之溫溼俱增；熱浪(heat wave)北上時，其溫溼漸減。
氣團變性主要的過程有
(1) 混合作用 ─ 將使混合層中，上下層之θ和q 接近一致；如圖4-1A中，原為a之PT曲線，經混合後變為曲線b（趨近於乾絕熱線）。
(2) 地球表面（地表）與大氣之能量和水氣交換 ─ 包括有地面增溫、減溫和蒸發作用等；如圖4-1B，地表對近地層空氣之加熱（或冷卻）作用，將使PT曲線由a變成b（或c）。
(3) 垂直運動 ─ 上升絕熱膨漲冷卻或下沈壓縮增溫；如圖4-1C所示，上升（或下降）運動將使PT曲線由a變成c（或b）。上升時如有水氣凝結，則有潛熱釋放，溫度改變將由沿乾絕熱線變成沿濕絕熱。
混合作用常因地貌的改變而增強或減弱；例如氣團由地形較平坦之源地移至丘陵區時，地表粗糙度增大，混合作用顯著增強，但地表之影響一般仍以近地面之摩擦層為主。垂直運動影響一般為下降運動 (伴隨高壓) 所造成之增溫效果，例如冷氣團由蒙古高原下降至平地時，將因氣壓升高造成的壓縮而增溫，並使相對濕度降低（但q不變）。地球表面的影響為氣團變性最重要之過程，而且牽涉到外來的能量和水氣之注入，其影響雖亦可能達很深厚氣層，但一般仍以地面至700 mb為主。上述三種作用除可單獨出現外，亦常可同時出現；例如，圖4-1之右圖中，則有近地表之混合和箭頭所示的下沈運動同時作用，使PT曲線由a變為b。
透過地球表面作用而導致氣團的變性，主要透過渦流傳送而來（如前3-6節所述）。地表對近地層大氣之作用，可以整體公式（Bulk formula）來近似；利用整體公式時，地表通量分別為：
可感熱，
(4.1)
蒸發量，
(4.2)
應力(stress )，
(4.3)
其中，下標o、10 分別表示在地球表面和10 m高之位置， 、 和 為係數， 為地球表面之 ，在洋面上則 ，而 為海面之 ，由海表面溫度（SST，Sea Surface Temperature）決定。 ， ， 常數；風速 ≧0，而 為向量。
假設地面效應所造成的通量H、E及 往上線性遞減，且至邊界層頂 消失為 0，則地表作用所造成的局部變量為：
(4.4)
(4.5)
(4.6)
式中 、 和 三者在邊界層內為常數 。由（4.4）~（4.6）式可知 ( － )、( － )和 值愈大，則地面所造成的影響愈大。式中同時顯示， （地面風速）愈大時，影響一般愈大；但需注意風速太強時可能造成 和 反而減小；如圖4-2所示之情況。因此，一般氣團經過之地方，其海陸(或海氣)特徵差異愈大，則氣團受地球表面影響之變性愈大。
不同源地的氣團一般具不同的溫度和濕度特徵；由於氣團內之空氣具相似之溫度、濕度，故一些其他相關特徵（如穩定度）一般亦常相近。然而，當氣團移出源地後，因變性程度之不同，而可能具不同的特徵。一般分析氣團特徵時，可分析的參數有：
(1) 溫度(如 、 ) ─ 變化大， 變化較小，但近地層變化大。
(2) 溫度遞減率( ) ─ 需注意近地層之變化。
(3) 溼度( 、 ) ─ 變化大， 變化較小，但近地層變化仍大。
(4) 雲或霧(量、狀) ─ 冷、暖氣團之雲狀、雲量大不相同，因兩者水氣含量差異大。
(5) 能見度 ─ 暖氣團北上，下層穩定使能見度不佳；冷氣團南下，能見度較佳。
(6) 風場 ─ 一般無保守性。
上面諸參數中以 和 最具保守性，分析氣團時最具參考價值；故一般常以 （θ，q）為判別氣團來源之重要參數，尤其是梅雨季時，常用 分析不同氣團之介面區。
4.1.2 氣團之分類
氣團之分類一般採用 Bergeron 之分類方式，主要考慮氣團源地之緯度（溫度）和海陸（水氣）特徵。首先，依氣團源地之緯度分為：
北極氣團 ( Arctic) 代碼為 A （或南極，Antarctic）
極地氣團 ( Polar) 代碼為 P
熱帶氣團 ( Tropical ) 代碼為 T
赤道氣團 ( Equator ) 代碼為 E
其次，以源地之屬性分為海洋性(maritime，以 m 表示)和大陸性 (continental，以 c 表示) 兩種。但因赤道區無陸地氣團，故僅得七種（cA，cP，cT，mA，mP，mT和mE）。而北極氣團（cA和mA）一般於移出後，迅速變成 P氣團，相對較不重要。
圖4-3為一假想大陸塊之氣團分佈，其中最重要的氣團為cP或極地大陸氣團( continental polar )和mT或熱帶海洋氣團( maritime tropical ) 。cP和mT兩者在冬夏互為消長 ；冬天 cP 最強，如西伯利亞氣團；夏天 mT 最強，如太平洋氣團 。mP 氣團常影響美國西北部地區，在東亞地區主要位於日本海，但相對較不重要。
由於氣團與其接觸陸面或海面溫度之差異，對氣團變性影響很大，且可用以概略表示氣層之穩定度，故以k (氣團較地表為冷) 和w (氣團較地表為暖) 來表示冷和暖氣團。考慮k和w之分類後，可看到之氣團共有12種：cPw、 cPk、 cTw…等，因mAw和cAw不存在。k類之氣團，受地面變性的影響較大，近地層較不穩定。
除了考慮氣團相較地表之冷暖外，亦可依氣團之穩定度情況分為穩定(s)和不穩定(u)兩種；如夏季時，mTwu 氣團可有強烈 降水或 ，而mTws氣團一般僅有局部 所產生之小陣雨。
綜合而言，氣團之分類方式共有四種，分別為(1) 緯度（溫度） (2) 海陸分佈（水氣含量） (3) 相對於地表之溫度高低（冷或暖），及 (4) 穩定度。其中 (1) (2) 為主要分類方式，而 (3) 亦常使用，可直接表示其為冷氣團或暖氣團，如冬天影響台灣的氣團為 （冷氣團）。相對而言，(4) 穩定度之分類方式，較少人使用。
七個主要氣團均有其重要特徵，尤其是在其源地時；但若移出源地後，則其特徵將因變性程度而顯著改變。以下分述七個主要氣團之特徵：
(1) mT ～ 由洋面吸收熱量和水氣，水平最均勻，溫暖、潮溼。如副熱帶高壓 （Subtropical High， STH）環流內的氣團；STH厚度很大，除西南方外，一般有微弱下沈運動，且以中心和東南方之下沈運動最顯著。 STH之西南方可有溼舌往北伸展，該區較不穩定；南邊為信風（Trade wind）區，上有逆溫層，逆溫層頂高度由東向西漸升高（即下沈越來越弱）。STH之形成主要為哈德里胞下沈區之下沈運動所導致的高壓（動力過程），較屬於暖心高壓，故其500hPa之範圍可能較地面為大。
(2) cP ～ 寒冷、乾燥；主要由於陸地地表之輻射冷卻，使地面溫度降低，再經傳導，使近地層空氣變成非常冷 ； cP氣團強度集中於底層，其上有逆溫層，如西伯利氣團（西伯利亞高壓屬冷心高壓，強度集中於低層），有時可由 A 氣團轉變而來。
(3) mP ～ 寒冷、潮濕；冬天較cP暖，夏天較cP冷，但較cP潮濕；亦可由mA變性而來。
(4) cT ～ 炎熱，水氣遠較平均值低；如墨西哥、美國西南部、撒哈拉沙漠或亞洲西南部之氣團。
(5) mE ～ 溫暖、潮溼；高層較mT潮溼，如南海氣團，北侵時常造成豪雨。
(6) cA，mA ～ 較cP和mP為冷；但一出源地迅速變成cP或mP。一般北極氣團之轉變過程為cA → mA → mP。
相對而言 ，北極和赤道地團相對遠較P和T氣團不顯著，故亦有人（如C. D. Ahrens）將氣團分成P和T兩大類；兩者皆包含c和m兩種，故共有四種主要氣團（cP，cT，mP及mT）。而極鋒（polar front），則為分隔P和T此兩種氣團（尤其是cP和mT）之介面區； 以下簡要比較極地大陸和熱帶海洋氣團穩定度的差異：
(a) 極地氣團： 和 均低， 低。 極小， （因為地面冷， ），極為穩定。
(b) 熱帶氣團： 和 均高， 高。 值可能很大，故雖然 ，但 常小於 0 (因底層水氣來源充沛)，較不穩定。
4.1.3 遠東區主要氣團
及其路徑
★ 冬季
(見右圖4-4 )
(1) cP其地面溫度在源地(西伯利亞)時最冷，常介於 -15和 -40°C 之間；因天氣晴朗，輻射冷卻強， 常在 1 g╱Kg 以下，非常穩定，下層常有因地面輻射冷卻所形成之逆溫。
cP 氣團常南下，使較低緯地區之溫度降低。當冷氣團南下時，因其路徑之不同，其變性程度和伴隨之天氣亦差異頗大，以下以圖4-4中之（1）、（2）和（3）等三條路徑，簡要分述cP氣團在不同路徑下之變性情形
(a) 陸地變性（路徑（1））：氣團行經陸地南下時為cPk，地面逆溫逐漸消失(風速甚強)，但溫度、溼度均低，但往南增加。2000～3000m左右有沈降逆溫，主要是高壓區下沈作用所致。但至華南時，氣團變薄(厚度在1000～1500 m以下)，地面逆溫消失。受此氣團影響之天氣為寒燥且晴朗，因地表輻射冷卻常使地表溫度下降至露點，故晨間常有低霧(日出即消)；晝夜溫差大，有時可見霜。
(b) 冷海變性（路徑（2））：cP南移，經黃海 (冷海) 變性，為 cPk。氣團之溫、溼均增加，尤其是低層；2000m以上，則與上述大陸變性者相似。1000m 以下可能具對流不穩定，若有強迫機制，可有層積雲，產生綿綿細雨。平原地區天氣晴朗、溫和，能見度良好。
(c) 暖海變性（路徑（3））：cP南下時，若繞經東海或日本南方等受黑潮影響之暖洋面，則變性程度顯著，其特徵漸似 mP；氣團南移時，溫溼均增大很多，且可能全部偏北風氣層均為對流不穩定（其厚度一般在3公里以下）。天氣溫和，常有層積雲，午後對流較強，可見強Cu。
台灣冬季常受此種cPk氣團之影響，而天氣之變化則受到達台灣之冷空氣的路徑影響。一般影響台灣之cP氣團路徑 ，以（2）和（3）之機率較多，台灣東北部（有時東部）迎風面則常有降雨出現。若為第（1）種路徑，則台灣天氣一般較為乾冷。
(2) mT其強度於冬季遠較夏季弱，其影響較難達大陸；若登陸時，因陸地溫度低，底層非常穩定，但其上層則仍具對流不穩定性，天氣常陰沈，多低雲，可能有氣團霧，為 mTw。
(3) cT 存在於大陸西南地區，天氣乾燥、暖和、晴朗。
(4) mP強度較夏季為弱，且常被東移之低壓破壞其特徵。
★夏季 (見下圖4-5 )
(1) cP氣團減弱很多，常不明顯。蒙古
一帶反為低壓，但此地之空氣相當乾
燥，偶而南下，仍可有影響。
(2) cT不明顯，因陸地產生熱低壓。
(3) mE可能入侵，水氣豐富。
(4) mP氣團增強，常可西侵入大陸；夏
初因親潮強盛，於亞洲東北形成反氣
旋(厚度常在2000m以內 ) ，mP常與其東南之mT 形成滯留鋒，導致日本梅 雨。
(5) mT非常活耀，常向西侵入大陸，為
mTk（因夏季地面溫度較海洋高）。受mT氣團影響之天氣為高溫、潮濕，氣團往北經陸地愈久，變性愈大，愈乾燥。其上常有逆溫(高度在1000~2000m間），白天因太陽加熱，且大氣具對流不穩定，午後常有雷雨。晨間因地面長波輻射冷卻，近地面有逆溫，偶有露或霧。一般天氣常有濃積雲或陣雨，能見度優良；若有舉升機制使空氣上升，則雨勢常較強勁（如 cPk 抬升，地形抬升）。
★ 春秋二季：
此時為 mT 和cP 兩氣團實力消長之時，變化甚大。暖氣團(mT)之增強一般為整體影響範圍
往外擴展，其形式為漸近；而冷氣團(cP)之影響，乃伴隨鋒面而來，變化較快。五、六月於台灣地區形成梅雨，因兩者強度在台灣地區為勢均力敵；爾後七月、八月份時，mT增強，故梅雨鋒北移至江南一帶，為江南之梅雨期。
4.2 何謂鋒面 (front)
1918年Bjerknes提出鋒(front)之觀念，1928年Bergeron等挪威(Norwegian)學派學者開始，廣為使用鋒(或鋒面)的概念於天氣分析。
一般鋒面(尤其是地面鋒面)定義為二個性質不同氣團之界面，且通常指水平尺度在300 km ，垂直1km以上者，方具意義。鋒面常為一鋒面區(過渡帶)，而非一條線(或面)，此鋒面區為氣團特徵轉變區域(transition zone)；但為求方便，分析和討論時，常以一個面來代替。氣團之特徵以 和 （或 ）為代表，因鋒面兩邊氣團特徵不同，因此鋒面上 和 為 (0次) 不連續， ，ρ，θ， 亦皆為0次不連續，而 為一次不連續，如圖4-6所示。然而因鋒面實際上為一轉變區，其寬度常在6～80km，故其溫度和氣壓的變化較如圖4-7所示。
低緯地區因水平溫差梯度小，空氣性質在水平方向較均勻，通常無鋒面存在；而中緯度鋒面系統之影響，亦很難達到熱帶地區。溫帶氣旋 (或 extratropical cyclone)常伴隨有鋒面，但鋒面系統卻不一定須伴隨有氣旋。根據挪威學派的理論，鋒面因其特徵不同，分成下列四種：
(1) 冷鋒 (cold front) ─ 冷空氣之前鋒，冷鋒過後溫度降低。
(2) 暖鋒 (warm front) ─ 暖空氣之前鋒，暖鋒過後溫度升高。
(3) 囚錮鋒 (Occluded front) ─ 氣旋成熟期才出現。
(4) 滯留鋒 (stationary front) ─ 近似滯留。
古典挪威學派的”極鋒理論”模式中，一個成熟的溫帶氣旋，常伴隨有上述這四種鋒面。圖4-8顯示一典型成熟的溫帶氣旋，其中心之氣壓＜999 hPa，囚錮鋒（ ）由中心向西南延伸，與暖鋒（ ）交界後即為冷鋒（ ），最後為滯留鋒（ ）；三角形（ ）或半圖形（ ）指向鋒面移動的方向。 若等壓線或風向與鋒面交角接近直角，則鋒面移速一般較大。換言之，冷鋒即為冷空氣的前鋒，若風向垂直鋒面，表示該處冷空氣垂直於鋒面運動，故單位時間內垂直於鋒面之移行距離較長，即該處鋒面移速較快。滯留鋒附近的等壓線則幾乎平行於鋒面，即冷空氣近乎平行鋒面運動，故鋒面近似滯留。
鋒面分隔冷、暖氣團，一般鋒面以南為暖區(warm sector，以北半球而言)，以北為冷區(cold sector )；由於氣旋源地之不同，其伴隨之氣團可能不同。在遠東地區 (或大陸東岸)，冷鋒後常為 cP（或 cA），而暖鋒前為 mP 或變性後的 cP。在北美(或大陸)西岸，冷鋒後常為 mP，而暖鋒前為 cP 或 變性後的mP。至於暖區，一般為mT，但亦可能為變性後的cP或mP。
鋒面附近冷暖氣團相遇後，暖空氣因較輕，故需置於冷空氣之上。考慮圖4-9（左）中之初生氣旋，其所伴隨的冷、暖鋒之縱剖面結構(圖4-9右)顯示，冷鋒後冷空氣因較重，故由下切入暖空氣而取代之，並迫使暖空氣上升。冷鋒一般移動速度較快，冷鋒過後，地面轉為受冷氣團影響，故氣溫降低。暖鋒處則因暖空氣密度低，無法有效直接推動冷空氣移動，故上滑（overrunning）於冷空氣之上。暖鋒之移動，乃因其前方之冷空氣北退，使原為冷空氣之區域轉由暖空氣取代，故暖鋒一般移速較慢；暖鋒過後地面變為暖氣團影響，故溫度升高。
由於冷鋒一般移速較快，故最後將趕上暖鋒；當冷鋒趕上暖鋒時，則成囚錮鋒。囚錮鋒因兩側氣團來源不同(溫度亦不同)，而有冷鋒囚錮和暖鋒囚錮兩種狀況。冷鋒囚錮 (cold front type) 之地面囚錮鋒為原來之冷鋒(其後空氣最冷)，原來之地面暖鋒上滑於冷鋒之上而成高空暖鋒(圖4-10左上)。暖鋒囚錮(warm front type)之地面囚錮鋒，為原來之暖鋒(其前空氣較冷)，而高空有高空冷鋒(圖4-10右上)。圖4-10下之平面圖中，虛線表示地面等溫線之分佈情形； 為地面囚錮鋒，而 為高空鋒在平面之投影位置。此平面投影圖顯示，在冷囚錮情形下，高空暖鋒落後地面囚錮鋒(圖4-10左下)，而暖囚錮情形則恰好相反(圖4-10右下)。遠東區因冷鋒後之氣團為西伯利亞（或俗稱蒙古）之cP 氣團，相當寒冷，一般皆為冷鋒囚錮；暖鋒囚錮較為少見，大都於大陸西側出現（例如北美西岸地區）。
最近的觀測分析和數值模擬顯示，有些囚錮鋒中心低層的空氣，並非如上所述的最冷空氣，而是相對於其周圍冷空氣暖的暖空氣（但較暖區之暖空氣稍冷一些），此種囚錮鋒稱為（暖）先囚或（Warm）seclusion。導致此種先囚的原因，可能是冷、暖鋒脫離後，冷空氣環繞低壓中心附近暖空氣所造成的結果。
4.3 鋒面之結構與伴隨的天氣現象
4.3.1 鋒面之垂直結構
如圖4-11，令 1 表冷區，2 表暖區，y指向冷區，則鋒面之斜率 。因 在鋒面連續，
故 ，
（4.7）
（4.8）
（4.9）
∴ 鋒面斜率
（4.10）
由於鋒面區靜力平衡一般成立，故以靜力平衡公式 代入；另以地轉風代替水平氣壓梯度或 ，其中 為平行鋒面（或x軸）之地轉風。整理後得
(4.11)
以 代入，且利用鋒面上 ，得
(4.12)
由於鋒面附近等壓線常接近直線，若無摩擦力，則 。此外，因 2為暖區，
故 。令 ，則
（4.13）
（4.14）
（4.15）
尺度分析顯示， 一般遠較 為小，故（4.15）式中可將 忽略而得
(4.16)
（4.16）式即為馬吉烈司方程（Margules’s formula）。由此方程式可得到：鋒面兩邊風速差（或風切）愈大，斜率愈大(或愈陡)；鋒面兩邊溫度差愈大，斜率愈小(或愈平)。此外，因暖空氣必在冷空氣上，故鋒面往冷空氣傾斜， ，即 ；故 ，因此鋒面上具正（風切）渦度。同理，若 和 固定，當 大時(高緯地區)， 較大。
考慮 10-4s-1， 10ms-2， 10ms-1， 280 ， 15ms-1， 10 ，則 。對冷鋒而言，雖然 較暖鋒者為大，但 更大，故 亦較暖鋒者為大。觀測資料顯示，冷鋒斜率約（1/100），暖鋒則約（1/300），鋒面之平均斜率約（1/150）；實際上，則因對流和次環流的影響，個案間變化非常大。
圖4-12（右）為極鋒理想垂直剖面結構，圖中，實線為等風速線，虛線為等溫線，鋒面區和對流層頂以粗實線標示；暖區對流層較高，冷區較低。鋒面區南北溫度梯度大， 線密集，熱力風(垂直風切)為西風且其值頗大，噴射氣流(Jet)中心出現於對流層頂底部。對流層頂之上，南北溫度梯度則與對流層中相反，故熱力風轉為東風，使西風隨高度減弱。圖4-12（左）則顯示一個個案之等壓面南北剖面（右為南方），圖中顯示有兩個鋒面分隔冷、暖空氣。
Pole ß
à Equator
圖4-12
4.3.2 鋒面與氣壓場
由於鋒面向上往冷區傾斜， ；故由(4.10)式可整理得
(4.17)
由於 （ 為冷空氣），故
(4.18)
由(4.18)式知，圖4-13中 線必需在雙箭頭所示範圍內，不能超過 線，故等壓線在鋒面區有扭結(kink)，且由低壓指向高壓。
此外，由(4.18)可知 ，以地轉風公式代入可得
且因 。由圖4-14所示，
渦度 ，故鋒面上具有氣旋式
風切(渦度)。此關係由未簡化之鋒面斜率求得，而
前面亦曾利用簡化之（4.16）式得到相同結果。圖4-15為鋒面附近之(平面)等壓線型式的實例；圖4-16則為一些(平面)鋒面附近等壓線分佈情形。
4.3.3 鋒面伴隨天氣現象之活躍性
鋒面經過時，局地測站所觀測之風向將以順鐘向方式改變，或風向順轉；例如冷峰通過前後，局地之風場將由西南風轉為西風，再轉為西北風。其次，由於鋒面為低壓區，故鋒面通過後，地面氣壓一般均升高，且以冷鋒通過後之氣壓升高較明顯。鋒面通過時，地面天氣現象將隨時間變化，其主要變化情況，依鋒面種類而定；如冷鋒通過後，一般溫度降低且有陣性降水，而暖鋒通過後溫度升高，而通過前，則有連續性降水。然而，同樣是冷鋒通過前後的天氣變化程度，將因鋒面之強弱、活躍性、季節或地形、地理位置等而有顯著不同。
鋒面通過前後，常伴隨降水出現，降水強弱則常與暖空氣相對於鋒面的運動速度、鋒面斜率及暖空氣之對流不穩定度有關。暖空氣常具對流性不穩定，易形成對流雲且導致陣性降雨；但暖空氣仍需藉鋒面舉升使空氣達 LCL 方能成雲，若達 LFC 則易有較強降水。設地面鋒面和雨區之距離為d，d值大小則由暖空氣之 LCL 或 LFC 高度與鋒
面斜率決定，其情況如圖4-17所示（在此，
不考慮地面摩擦／輻合和次環流影響所導致
成雲過程之情形）。實際上，因有地面摩擦，
在鋒面區產生輻合而有上升運動，若低層具
足夠水氣含量，可使雲雨帶常位於鋒面上。
此外，當暖區底層空氣之水氣含量夠高時，
因次環流的作用，使雲雨區可於冷鋒前出現(尤其在梅雨期)，而和圖4-17所示的簡化情形有顯著不同。
暖空氣相對於鋒面的移動速度，將影響鋒面降水之強度(一般可稱為鋒面之活躍性)；伴隨有顯著雲區（且常有顯著降水）之鋒面，稱之為活躍鋒。圖4-18為四種不同活躍性之冷、暖鋒垂直於鋒面之風場垂直分佈示意圖；圖中 Þ 表暖空氣相對於鋒面的運動。若暖空氣上滑(overrunning)，則表示有上升運動，易有成雲降水的過程，導致較大的降水量(此種狀況之雲雨區一般較廣)，此種情況亦稱上滑鋒；反之，暖空氣出現下滑情況，則不利於降水過程的發生，此種情況稱之為下滑鋒 。 一般可以700mb和900(或950)mb 兩層垂直於鋒面之風場分量來判斷鋒面之活躍性；但降水過程尚須考慮其他許多的環境條件，是否為活躍性鋒面只是有利降水的因素之一。
圖4-184.4 地面鋒鋒生的運動學分析 ( Kinematics of Frontogenesis，參閱Carlson，Chap 13 )
y 鋒面為不同性質(尤其是溫度)氣團之界面，故鋒面區之 或 很大。當一足夠寬廣區域之溫度(位溫)梯度增加時，稱該區域有鋒生(frontogenesis)過程；反之，溫度減小時稱之為鋒消(frontolysis)過程。因 較 T 具保守性，故常以位溫梯度討論鋒生／鋒消過程。
x由（1.59）式， 或
圖4-19 (4.17)
其中 ，在此為求簡化可將C暫看
為常數， 為加熱率。
為求易於瞭解物理過程，令y軸指向鋒生過程後之冷區且垂直等溫線(圖4-19)，則 ，且 增大時，為鋒生過程。
將(4.17)式左邊以Eulerian 座標展開，並將（4.17）式對y作偏微分，即
整理後，可得
(4.18)
因 ，故 時，或 時，為鋒生過程；反之則為鋒消過程。然而，需注意此種溫度梯度顯著變化的過程，需在一定範圍的區域（長度在數百公里以上）出現時，才稱之鋒生或鋒消。
(4.18)式即稱為鋒生方程，式中右邊各項代表導致鋒生(消)的不同的物理過程（或是強迫機制）；簡要分述於後：
(Ⅰ) 伸展(壓縮)變形 (stretching deformation)：
∵ ，若 ； 增加，故為鋒生過程。圖4-20（左）即為一鋒生前後風場和溫度場分佈簡要示意圖；在左圖（ ）之溫度場和風場配置下，延y方向的溫度梯度將會增加，或 和 兩等溫線間，等溫線的間距會縮小（如右圖所示為 時之分佈）
X
y
X
y
鋒
面
區
圖4-20
(Ⅱ) 水平風切變形（horizontal shearing deformation），亦常稱之扭轉（twisting）：
y 如圖4-21（左）所示，在 時， ，但 ，且延y方向在S區域有氣旋式風切，或 ；故 ；亦即S區域有鋒生過程。換言之，若有水平風切垂直於等位溫線（或有顯著溫度平流差異），將使某一部份等位溫線變密(見圖4-21右)，在此即將S區域之 轉成 ，或 由0變為負值。
鋒面區
x
x
y
S
冷平流
暖平流
暖區
冷區
圖4-21
(Ⅲ) 垂直風切變形 (vertical shearing deformation)：
此機制和（II）相似；如圖4-22（左）所示，在 時， ，且 ，故將垂直方向之位溫梯度 ，轉成沿y方向之梯度 。換言之，垂直運動的水平風切或暖區下降、冷區上升，將使之間的水平等位溫線變密（見圖4-22右）。
鋒面區
x
z
x
z
S
暖
下
降
冷
上
升
冷區
暖區
圖4-22
(Ⅳ) 非絕熱項 (diabatic effect)： ，暖區加熱、冷區冷卻則有鋒生過程，
例如冬天鋒面由內陸移向臨暖洋流之海岸時，因暖洋流的額外可感熱通量，使暖區溫度升高，故鋒面常有加強現象。
一般而言，水平的變形(壓縮)效應和風切效應，為地面鋒生的重要過程；而垂直風切變形則常為高空鋒生之重要過程。再者，必須注意此鋒生過程出現的區域範圍。由於鋒面區之溫度梯度一般相當大，且強溫度梯度之建立可發生在相當短的時間，故鋒面區之鋒生過程相當迅速且為非線性過程。一般的天氣圖的資料分佈，常無法解析此種中尺度之鋒生過程，故分析天氣圖時，應特別注意此種中尺度特徵之演變。
鋒消過程則與上述者相反。而一般導致鋒消之過程較重要者有：
(Ⅰ) 地面的變性作用，此作用表現在 項，若地表較空氣為暖，則冷區之可感熱通量將較暖區者強，故使得冷、暖區之溫差減小。
(Ⅱ) 垂直次環流(無潛熱釋放)之效應；一般暖區伴隨上升運動（冷卻），而冷區有下降運動（增暖），此種垂直運動構成跨越鋒面之次環流，並降低溫度梯度。
(Ⅲ) 混合作用一般乃使位溫趨近均勻。
4.5 伴隨鋒面之地面分析
地面天氣圖之分析，最重要的項目之一為鋒面之分析(frontol analysis)，故對鋒面(尤其是冷鋒)影響下，地面特徵的改變需特別注意。當分析地面鋒面時，考慮的重要氣象參數依次可為 (1)氣壓、(2)露點、(3)風、(4)氣壓趨勢、(5)天氣、(6)地面溫度、(7)降溫率等。然而，上述次序僅為參考，仍需注意不同地區特性的影響程度；例如地形或山脈的影響(見4.5.5小節)、日夜變化、地面變性等。另外，各參數隨時間之變化，在分析鋒面過境時，亦頗有參考價值。
4.5.1 冷鋒之活躍性與副冷鋒
較活躍型 較不活躍型
圖4-23 冷鋒伴隨之天氣與其活躍程度關係密切，但僅依地面天氣圖常無法分析其差異，例如圖4-23中，在地面圖上左、右兩個鋒面系統幾乎沒有分別，但觀察700mb的高度場，則可看出二種鋒面的不同。較活躍之鋒面(左)，其700～1000 mb溫度(厚度)梯度較大，高度槽與溫度槽線延伸至較低緯度，700mb垂直於鋒面之風場分量很小，故暖空氣上滑，造成廣大之雲區，其現象常類似暖鋒伴隨之天氣現象，惟雲雨區較暖鋒窄。較不活躍型的鋒面(右)，其700mb垂直鋒面之風場較近地層者為大，暖空氣乃有下滑的趨勢，故鋒面舉升微弱，且鋒面移速緩慢。在梅雨季時，有時可於鋒前形成一狹長之輻合帶，且伴隨有激烈天氣現象，例如颮線(squall line )。
副冷鋒(Secondary cold front )：冷鋒後，近地面之冷空氣若前移速度過快，可能因變性過程使其溫度顯著升高；有時可能會在此變性後較不冷空氣（稱之涼空氣）之後方，存在顯著溫度差異，或可分析出一新的冷鋒，以分開前面的涼空氣和後方較冷之空氣，此種鋒面可稱之為〝副冷鋒〞(如圖4-24所示之剖面圖)。此外，鋒後之廣大冷區亦可能因其較後方，出現新的較強冷平流而產生新的冷鋒，即於冷區形成新的鋒面；此時鋒面通過前後的風向變化將不會太顯著。東亞地區於冬季時，常有此種現象。亦即，在嚴冬時，東亞地區於鋒面通過前後，風向變化常不顯著，僅是東北風增強。（註：一般鋒面通過前後，風場由西南轉為偏北風）。
cold
cool
warm
圖4-24
4.5.2 囚錮鋒之地面特徵
(1) 冷鋒型囚錮：在靜力平衡狀況下，地面氣壓反應其上空氣之重量（或平均虛溫）。冷鋒型囚錮鋒之鋒後空氣一般非常冷、密度高，使得高空暖鋒下之氣壓谷不明顯。因此，高空暖鋒所伴隨之地面天氣特徵不明顯，而地面冷囚錮鋒和高空暖鋒之天氣特徵混雜；如圖4-25(左)所示。在遠東地區，囚錮鋒常為冷鋒型囚錮，故高空暖鋒之地面天氣特徵不顯。
(2) 暖鋒型囚錮：則因地面暖鋒前後空氣溫差一般不大，暖空氣柱最厚之處其地面氣壓較低，亦即高空冷鋒處之地面氣壓明顯較低，故天氣特徵明顯；而地面囚錮鋒之天氣特徵亦明顯，即地面上具有兩條氣壓趨勢不連續之線(如圖4-25右所示)。
圖4-25
颮線(squall line)為一成線狀之中尺度對流系統Meso-scale Convective System (MCS)，包含有排列成串的對流胞，圖4-26左所示為一常見颮線中之對流胞排列情形。颮線易出現於春季梅雨鋒前，為一較具組織性的中尺度系統，其生命期較一般單一對流胞長，約可存在12～24小時或更長（單獨對流包的生命期一般很短）。颮線常為台灣地區帶來劇烈的降水，為梅雨季時值得注意的天氣現象。
產生颮線的有利環境條件大致有二：
(1) 很大的對流不穩定度：即 ，或底層暖、溼空氣充足；因此種大氣十分不穩定，只要有小擾動便可能激發劇烈對流。
(2) 垂直風切：即 ；此乃為構成颮線系統最重要的因素，因垂直風切可使上升氣流傾斜，而與降水所產生的下沖流區分開(圖4-26右)，故系統可維持較長的生命期。
此外，因對流系統內之垂直運動旺盛，冷、乾的下沖流到達地面後往外輻散，經常在前緣造成〝陣風鋒面〞(gusty front)，即大雨前地面可觀察到風速增強的現象；此陣風鋒面亦可在系統前緣激發出新的對流胞。颮線系統的移動，實際上是反應新、舊對流胞生生不息的現象（下圖），故其生命期較長，常為豪、大雨發生的原因。
dissipated
dissipated
t21
t1
：對流胞之運動，常與中低層盛行風相近
：線狀對流系統之運動方向
：消散中的對流胞
：新生的對流胞
t3
圖4-26
(3) 4.5.3 鋒面附近等厚 (溫) 度線分佈
由於地面溫度易受地形影響，常失去代表性，分析時常亦分析850mb溫度和1000mb～700mb或1000mb～500mb等厚度線圖，以幫助分析氣團和鋒面。由於鋒面為冷暖氣團的交界面（區），故鋒面區可見等溫線(或等厚度線)密集的現象，即在鋒面區有明顯的 (或 )。鋒面常近乎平行於等溫線(或等厚度線)，地面鋒面位於等溫線密集區靠暖區邊界處。此外，因冷空氣厚度由冷區往鋒面減小，在靜平衡情況下，使鋒面區之地面氣壓梯度相當大，而鋒面位於地面等壓線密集區靠較疏之一方（圖4-27）。就另一角度而言，鋒面向冷區延伸之區域，其等壓線之密集分佈情形，可相當程度反應鋒面強弱或鋒面之垂直發展程度；如圖4-27所示，右圖之鋒面結構較好。
圖4-28圖4-27
溫度距平值(Temperature anomaly)可用來分析各地之溫度為偏高或偏低，如圖4-28（右）中，虛線為850mb等壓線，實線700mb之溫度距平值等值線。此圖中，可明顯看出冷暖區的分佈。
4.5.4 鋒面前後的地面氣壓趨勢
圖4-29 由第三章的氣壓分析可知，系統強度變化和系統移動可影響局部地區氣壓的變化，故氣壓趨勢常可用以幫助分析鋒面。圖4-29為3小時之等變壓線分析圖，因受半日波影響，使得左、右兩圖中之值有所不同；但兩圖中皆顯示，鋒面前後之氣壓趨勢明顯不同(F:下降，R:上升)。有時因受到小尺度擾動之影響，3小時之氣壓趨勢較複雜，亦使判斷困難，因此可取較長時間（如24 hr）之氣壓變化量，以去除小尺度擾動之影響。
4.5.5 地形 (orographic) 對鋒面之影響
地形影響包括地面粗糙度和山脈、盆地等；此外，地面(海面)存在之強烈溫度梯度，亦常造成影響。例如：因鋒面區氣壓最低，地面摩擦增加可使鋒面輻合增加；而海陸交界處常有較強的溫度梯度，但不一定有鋒面。山岳則常影響鋒面之移動而使其變形，例如山前，冷鋒經過山脈時，於山前山坡時被減速的現象（冷空氣不易越山），而暖鋒則有加速現象；山後，則冷鋒有被加速但暖鋒有被減速現象。
盆地將會保留冷空氣，如風速不強時，
1
2
ß地形等高線冷空氣將聚集，且強度增加；所以冬天盆地
或（封閉）谷地溫度常較低。例如四川盆地
於冬天時，常有冷空氣聚集，上常有顯著逆
溫。至於山谷或海峽易形成funnel之作用，
鋒面移動速度在山谷區或海峽加速，但其他
地形較高地區則有受阻擋現象，如圖4-30所 圖4-30
示。（圖中1，2表前、後兩時間之鋒面位置）
4.6 地轉調整 (Geostrophic Adjustment)
若不考慮摩擦力的作用時，平衡的綜觀尺度大氣（ ），須滿足地轉平衡與靜力平衡，亦即滿足熱力風平衡關係式。若大氣處於不平衡的狀態，則大氣會開始產生調整作用，質量場與風場皆產生改變，使其滿足熱力風平衡關係，此種調整過程稱為〝地轉調整〞。以下舉例說明地轉調整的過程。
考慮一靜止北半球大氣之南北剖面，假設在靠赤道邊有一熱源持續加熱，如圖4-31所示：假設在未加熱之前， ， ， ；
加熱一段時間後， ，且 ，此時因動量場與質量場不平衡，大氣會產生調整作用：
N.P.
Eq.
'
T ↗ ， 【y指向冷區】
圖4-31
¬ 熱空氣上升，使南方之 ，而冷空氣下降，使北方之 ；此種作用會使 之值下降，即產生次環流以減低南北溫度低度。
上述次環流伴隨高層南風和低層北風，透過科氏加速使高層西風增強，低層東風增強，使垂直西風風切增大，即 ，並漸增大。
此增加之垂直風切，將可逐漸平衡減弱中之南北溫度梯度，而達到熱力風平衡。此過程可以下圖表示：
西
東
T’
T
(T’>T)
圖4-32
圖4-33在地轉調整的過程中會產生次環流 (Secondary Circulation)；若由另一個方向來看，鋒面前、前的冷暖平流，將產生跨越鋒面之次環流，如圖4-33所示：
次環流會使冷、暖空氣及溫度對此降低。因此，次環流是一種抵消的作用，稱為負反饋 (negative feedback)。若上升運動區（暖區）之空氣具足夠水氣且舉升至LCL，則將有雲出現；若空氣具較顯著之對流不穩定，則可於暖區產生顯著對流。換言之，水平風切變形作用（冷、暖平流作用）產生鋒生過程中，亦伴隨次環流存在；此次環流之舉升作用，可使鋒前具較大對流不穩定之區域，出現較劇烈降水。
科氏參數f (地球渦度) 是控制整個地轉調整的重要參數，f值的大小將影響到地轉調整後的結果。高緯度地區f大，垂直風切增加較快，故風場的變化量較大，而質量場卻無多大改變，稱此種現象為”風場調整到質量場”。相反的，低緯度地區f小，垂直風切調整慢，所以質量場的改變甚多，稱此為”質量場調整到風場”。綜合以上的討論可知，高緯地區（f大）加熱較有效率，其平衡後質量場的變化較小，可有效地製造出低壓系統。低緯地區則加熱效率很低，故低緯地區很少有較大尺度之低壓系統 (熱帶氣旋除外)，且氣壓梯度很小。
4.7 噴流條 (Jet Streak)
等風速線
入區
出區
a.
Div.
Com.
Com.
Div.
b.在500mb以上的中高對流層，從北緯20度到極區差不多整個區域都是吹偏西風，偏西風區中，風速最強的中心區且其風速≧50kt時，稱為噴流(Jet)；若噴流區其風速分佈在沿氣流方向有顯著變化而有局部極大值時，則稱之噴流條(Jet Streak)，其氣流線和等風速線如下圖所示：
圖4-34
噴流條的左前右後方，在地面上易生天氣系統。此點由線段ab的剖面來看，很容易就可明白，線段ab的剖面表示如下：
圖4-35
我忘記用圖片了 對不起
回覆刪除