西太平洋副高的活动与我国长江流域和华北地区夏季旱涝天气关系密切。首先，副高的季节性活动与雨带位置有一定对应关系。平均地说，副高脊线位于20N以南时，雨带位于华南，称为华南雨季；当副高徘徊在20～25N时，雨带位于江淮流域，为江淮梅雨季节；当脊线位于25～30N，雨带推至黄淮流域，黄淮雨季开始；当副高脊线越过30N，华北雨季开始。

副高位置的不正常变动往往会造成各地区的旱涝。比如1954，1980，1991年副高脊线长时间徘徊在20～25N，雨带稳定在江淮流域，造成该地区夏季洪涝。而当1978，1983年副高脊线很快越过20～25N到达30N附近，江淮长时间处于副高控制之下而导致干旱，华北降水增多。

总的来说，当副高偏南，多对应长江流域夏季降水偏多；甚至洪涝灾害；而当副高偏强，位置偏北，多对应华北夏季降水偏多，而长江流域由于在副高控制之下，易发生干旱灾害。

造成2003、2004年夏季江南酷暑的主要原因：

2003年南海夏季风爆发偏晚，强度偏弱，夏季西太平洋副高位置较往年偏南。6月20日前，主要降水带维持在华南、江南地区，对应于华南地区汛期；6月21日主要降水带北移到淮河流域，并维持到7月22日， 降雨量多，但雨期集中，雨带位置偏北，局部地区降雨量大，而南方地区出现持续高温。副高强度偏强，位置偏西，有利于西南暖湿气流向北输送，当北方有高空槽 携带冷空气南下之时，就使得江淮流域出现持续的强降水，同时赤道辐合带偏弱使得登陆台风偏少，导致南北方向上稳定少动，偏西偏强的西太平洋副高盘踞在华 南、江南上空，这是2003年华南、江南大部分地区酷热少雨的主要原因。

2004年南方的高温天气较2003年要弱一些，西太平洋上台风和中纬度西风槽活跃，副高来回摆动，比常年偏东。7月中旬－8月中旬，西太平洋副高在30°N以北持续维持，副高主体控制了中国大陆东部，尤其是东南诸省，使得江淮流域以及江南地区出现高温酷暑天气。

十八．温带气旋

制约温带气旋发展的主要物理因子：

（1）涡度平流。（2）温度平流。（3） 凝结潜热。气旋内大范围降水释放的大量潜热对垂直运动有明显的增强作用，以此增加气旋区内的低层辐合和高层辐散，导致气旋加强。潜热释放作为气旋内的一种 热源对风暴发展的重要性，对温带气旋内总的能量收支有重要贡献。在温带气旋中，有效位能是逐渐变为动能的。由于潜热主要在暖空气中释放，故能制作有效位 能，以后再通过能量转换变为动能。释放的凝结潜热只有在气旋开始发展后出现凝结时才起作用。因而释放的潜热不是启动气旋的发生，而是影响它以后的发展和增 长。潜热释放可能对绝热强迫有间接的影响，使这些间接强迫在绝热加热达到最大值的12小时间，都得到显著加强。（3）摩擦。当气旋发展到一定强度，摩擦阻力以及由此产生向中心的质量辐合最后常导致气旋的填塞，故一般认为地面摩擦使温带气旋的强度减弱。但地面摩擦也可引起垂直上升运动，加强对流层中部的垂直速度，因而常观测到地面气旋减弱时，降水量相对不受影响，甚至有增加。（4）长波辐射。长波辐射可使气旋区云层顶部冷却，使气层更趋于不稳定，对气旋动力学有重要影响。由于气旋内云区和周围环境晴空云冷却不同（因为大范围中高层层状云可大量减少红外辐射冷却），红外辐射还有利于有效位能的产生。（5）地形。（6）对流降水。

利用传统的Pettersen气旋发展理论来叙述一种气旋自身发展过程：

       Pettersen发展方程用1000-500hPa高低层大气的涡度变化推导而来，推导中假设500hPa挖为无辐散层，并认为地面涡度平流与500hPa涡度平流相比可以忽略。方程具体为：

在500hPa无辐散层的正涡度平流区，有利于地面相对增加，利于地成气旋发展，负涡度平流区反之。温度平流项，又可称厚度平流项。在平均暖平流区，，，有利于气旋发展，冷平流区反之。绝热变化项代表大气层结和垂直速度分布对地面相对涡度变化的作用。对未饱和的情况通常，当时，，在最强上升运动处，气柱变冷最多，因而， 这不利于气旋的生成发展。反之，下沉运动处有利于气旋发展。因此绝热项对于气旋与反气旋的发展起破坏作用，此项是对涡度平流和温度平流引起气旋发展的一种 负反馈作用。但此项有利于背风气旋的发展，对于南北向的山脉，西风在迎风面上升产生反气旋涡度，在背风面下沉产生气旋涡度。非热项表明，在热源地区，有，有利于气旋发展，反之冷源地区有利于反气旋发展。

       Petterssen气 旋发展规则：在气旋发展的初始阶段，高低空涡度平流的差异是发展的主要因子。在后来阶段，当气旋以其本身环流导致冷暖空气平流时，温度平流的水平分布作用 将增加。随着气旋的发展，由于温度平流的作用引起气旋附近的高空气流逐渐变形，其平均等温线（或厚度场）也发生变形。随着高空波振幅的增加，沿气流方向的 涡度变化（涡度平流）也会增加，这使高空辐散增强，进一步有利于愈来愈强的低层辐合和气旋的发展。这即是气旋自身发展过程。

根据气旋发生发展时的环流和天气形势，气旋的发生发展可分为三种类型：

一、经典的锋面波动发展成气旋的过程。特征为：（1）锋区或最大斜压区位于近于平直的高空气流下（没有明显的涡度平流）开始发展；（2）最初没有高空冷槽存在，但当地面气旋发展时，槽加强。在气旋未达到最大强度之前，高空槽和低层气旋间的距离明显保持不变；（3）高空涡度平流数值最初很小，并且在整个发展过程中一直保持较小，气旋加强的主要作用是温度平流；（4）对流层下部的斜压性开始时大，锢囚时减小；（5）发展的最终结果是达到经典的锢囚气旋；一般认为这类气旋的发展由斜压不稳定使扰动增幅引起。发展是从低层开始的，在发展中具有明显的锋区和斜压性。温度平流在此类气旋发展中起着主要作用。

二、气旋发生发展的启动机制主要在高空。特征为：（1）当高空槽（其前部有强涡度平流）在低层暖平流区（或近于没有冷平流）上扩展时，气旋开始发展，这时低层可以有也可以没有锋面存在；（2）当气旋加强时，高空槽与低层系统之间的距离迅速减少，气旋发展最盛时轴线近于垂直；（3）高空涡度平流量最初很大，接近气旋最强时，平流量减少。开始时温度平流最小，随低层气旋的加强而增加；（4）对流层下部斜压性开始较小，随风暴加强而增加；（5）发展的最终结果达到与经典锢囚相类似的热力结构。与第一类气旋发展的不同处在于，第二类气旋发展时低层不一定有锋面存在，高空涡度平流是气旋发展的主要因子。

三、中间尺度温带气旋的发展。这类气旋的水平尺度一般在1000－2000km，比上述气旋的尺度小。特征为：（1）在扰动形成的初始阶段，扰动与对流层上部高空槽没有关系。高空经常是纬向气流，扰动的振幅只在对流层下部明显，而第一类有明显的长波槽；（2）这类气旋通常形成在一条延续的锋面上，能接连发生，形成一系列气旋族。这种锋面不但地面明显，在850hPa上也有等温线密集区；（3）这类气旋主要出现在较低纬度，与湿润大气中的空气运动有密切关系。具明显的对流不稳定区，因而常发生在雨季，如梅雨季节、华南和日本东海海面上、美国东南海面上。

爆发性气旋：

爆发性气旋指中纬度洋面上常出现的一种迅速发展的温带气旋，其在短时间内地面中心气压急剧下降，其加深率可达24hPa/24h以上，风力同时迅速增加到30m/s以上。

主要特征有：（1）爆发性气旋主要是海洋现象。（2）频率发生最大值区在两大洋的西部。（3）主要在冬半年。（4）常发生在墨西哥湾流和黑潮暖流区域以北。

海洋气旋的爆发性发展既和大尺度大气条件有关也与海洋条件有关：

（1）四种天气形势有利于气旋的发展，a、高空槽赶上地面低压中心，其中最有利的高低空气流配置是高空槽位于海洋气旋的西南象限，即在相距400海里（约5个纬度）的地方；b、东风带和西风带扰动的合并；c、低涡与高空槽相遇；d、大低压冷空气中的极地低压与高空槽相遇。

（2）与大尺度行星波关系密切。一般急流区及其北侧对爆发性气旋发展很有利。

（3）与斜压环境有密切关系。爆发性气旋的优势发生区主要是斜压区，在这里一般低压系统可得到发展和不断维持。

（4）与海表温度的经向梯度有密切关系。强的经向海表温度梯度与墨西哥湾流和黑潮暖流有关，研究表明海洋气旋常在这些区域加深。

（5）太平洋西海岸的温带气旋的发生与赤道太平洋附近的海表温度存在着明显的遥相关关系。厄尔尼诺年较正常年偏多，而强厄尔尼诺年又较一般厄尔尼诺年偏多。

从水平尺度看，海洋气旋可以分为两类：天气尺度的和次天气尺度的，这两类气旋在适当条件下都可经历爆发性的发展。现在较了解的两种次天气尺度的海洋气旋是：（1）中尺度气旋(Medium cyclone)，它与从东海到日本附近的暖洋流有关，是一种浅薄的地面低压，在某种有利条件下可发展成强烈的温带气旋。（2）极地低压(Polar low)，它主要发生在北太平洋和北大西洋冷锋后的极地冷空气团中。

影响爆发性气旋发生的因子有：涡度平流、温度平流、潜热加热、海气交换（潜热和感热输送）、与急流有关的非地转加速，摩擦作用以及斜压不稳定等。

（1）爆发性气旋具有基本上是斜压的特征。对斜压强迫所以会有这么大的响应可能是由于有效静力稳定度较小的缘故，这首先是由海气界面上感热和潜热通量输送引起；另外，较为平滑的海面上摩擦消耗较小也有作用。对于较强而深的气旋的发展，气旋性涡度平流的垂直差异是一个关键因子。