于华南，称为华南雨季或华南前汛期雨季；当副高脊线位于20～25oN时，雨带位于江淮流域，这时为江淮梅雨季节；当脊线位于25～30oN时，雨带推进至黄淮流域，黄淮雨季开始；当副高脊线越过30oN，则华北雨季开始。
副高不同部位，因结构不同，天气也不相同。在脊线附近，为下沉气流，多晴朗少云天气，所以当副高稳定少动，副热带高压脊长时间控制某一地区时，往往会造成该地区高温、干旱天气。副高的北侧与西风带副热带风区相邻，多气旋和风面活动，上升运动强，多阴雨天气，甚至暴雨天气，故在业务中要密切注意副高的西（西北）进或东（东南）撤。副高的南侧为东风气流，当无气旋型环流时，一般天气晴好，若有东风波、台风等热带天气系统活动时，则常出现云、雨、雷暴，有时有大风、暴雨等天气。
⑷ 阻塞高压：在西风带长波槽脊的发展演变过程中，当脊不断北伸时，其南部与南方暖空气的联系会被冷空气所切断，在脊的北端出现闭合环流，形成孤立的暖高压中心，叫做阻塞高压（以下简称阻高）。此时西风带长波槽脊的经向度增加。
在亚洲，阻高主要出现在乌拉尔山、鄂霍茨克海以及贝加尔湖地区，分别称它们为乌拉尔山阻高、鄂霍茨克海阻高以及贝加尔湖阻高。
⑸ 切断低压：是指对流层中上层出现的一堆孤立的冷空气（气压场上表现为低压），与北方冷空气之间被暖空气所切断，南北方的冷空气只在低层连接起来。
在高空图上切断低压有两种形式：一种是无显著的阻塞高压存在（图1.2b中东部海上的低压）；另一种是与阻塞高压同时出现并与之密切关联的切断低压（图1.2b中阻高前部的低压）。我国最常见的切断低压是东北冷涡。它一年四季都可能出现，而以春末、夏初活动最频繁。它的天气特点是造成低温和不稳定性的雷阵雨天气。东北冷涡的西部，常有冷空气不断补充南下，在地面图上常表现为一条副冷锋向南移动，有利于冷涡的西、西南、南至东南部发生雷阵雨天气，而且类似的天气可以连续几天地重复出现。
⑹ 高空低涡：主要介绍与我国天气密切相关的东蒙冷涡、西南涡、西北涡。
东蒙冷涡：是指发生或经过蒙古人民共和国中东部的冷性低涡，常形成于亚洲高空阻塞形势下。从春末到秋初都会出现，而尤以初夏为多且影响严重，主要影响我国的西北、华北以及东北地区。东蒙冷涡带来的天气主要出现在冷涡的东南方，常造成午后到傍晚的雷雨大风、冰雹等强对流天气，具有日变化明显、时间短、强度大、局部性明显且可能持续数日等特点，个别地点降水可达暴雨。
西南涡：指夏半年700或850hPa上，在川西（99～105oE，27～33oN）形成的具有气旋式环流的闭合低压。西南涡在源地时可产生一些阴雨天气，但范围不大。当其发展东移时，雨区也随之东扩、降水强度亦增强，降水主要发生在低涡移动路径的前方。可造成长江中下游、黄河流域、华北地区的暴雨、大暴雨天气。故西南涡是否能东移发展对预报其所造成的天气至关重要。预报中常用的方法指标有：① 低涡一般沿其前部的切变线东移；② 低涡位于500hPa槽线或槽线延长线上，形成北槽南涡形势时，有利于低涡东移北上发展；③ 当有弱冷空气从低涡西部或西北部侵入时，低涡东移发展；④ 低涡东部低层出现西南急流时，低涡将东移发展；⑤ 地面图上有西南倒槽向东扩展，低涡附近有负三h变压中心东移，则低涡东移发展。
西北涡：西北涡是指700hPa上，在柴达木盆地到青海湖一带（99～105oE，34～38oN）发展东移的低涡。这种低涡原是暖性的地形低涡，当有冷空气入侵，斜压性加强，低涡开始东移，当低涡进入甘陕地区后，受西南气流输送来的水汽影响及水汽凝结反馈作用，促使低涡进一步发展加强，并沿其前部暖切变线东移，呈“人”字形切变线，暴雨主要产生在低涡前部和暖切变线上。
⑺ 高空急流：高空急流是指出现在对流层顶附近或平流层中一股强而窄的气流，其轴呈准水平状，急流中心最大风速大于30m/s(图1.5a)。与我国天气有密切关系的高空急流有：极锋急流、副热带急流和热带东风急流。
由于风速的变化，在高空急流入口区和出口区有次级环流产生，在高空急流入口区其北侧有辐合下沉气流，而南侧有辐散上升气流；而在出口区与之相反，北侧有辐散上升气流，而南侧有辐合下沉气流。故当高空急流与地面锋面同时存在时，高空急流出口区北侧（或入口区南侧）的冷锋段，地面冷锋前的上升运动与高空急流次级环流的上升气流叠加，有利于灾害性对流天气的发展，同时由于强烈的减压作用而促使爆发性气旋的发展。而处于高空急流出口区南侧（或入口区北侧）的冷锋段，锋前低层的上升运动受到高空急流次级环流下沉支的压制，起减弱对流天气的作用。
⑻ 低空急流：是指出现在600hPa以下的一支风速＞12m/s的强风带(图1.5b)。850hPa以下的低空急流有明显的日变化，一般在日落时开始增大，到凌晨日出前最大。其最大风速轴与最大水汽轴一致，因此低空急流可向北方输送大量的水汽。大雨或暴雨区常出现在急流轴的左前方。急流轴上常有风速突然加大的现象，成为风速脉动，在风速脉动区的下游常有较大降水发生。
图1.5 2010年8月5日08:00高低空急流分布图(a) 200hPa风场，阴影为风速≥30m/s的风速区，箭头为高空急流轴
图1.5 2010年8月5日08:00高低空急流分布图(b) 850hPa风场，虚线为风速≥12m/s的等风速区，箭头为低空急流轴
静力学关系和热成风关系决定了高、低空天气图之间的配置，所以预报天气不能仅凭一张天气图、仅分析一种天气系统，而需要高低空、地面综合分析、考虑，且由于地形的作用，上述天气系统所带来的天气也会发生变化，这就需要预报员在实际工作中不断总结、积累经验，才能更好地使用天气预报图。
1.1.3 T-ln-p图
T-ln-p图是一种用来判断测站大气层结稳定度、预报强对流天气的重要工具，是常用的一种辅助天气图。它是根据干空气绝热方程和湿空气绝热方程制作的图表，也称绝热图或热力学图。
T-ln-p图上点绘的曲线主要有温度层结曲线、露点层结曲线和状态曲线。温度层结曲线是由探空资料点绘出来的，表示测站上空气温垂直分布的情况，也称为环境曲线，它在各层的斜率即代表各层的实际温度递减率γ；露点层结曲线也是由探空资料得到的，表示测站上空水汽垂直分布情况；状态曲线是指气块上升过程中其温度的变化曲线，由于气块在水汽未饱和时按干绝热递减率降温，在饱和后按湿绝热递减率降温，因此状态曲线是由饱和点以下的干绝热线和饱和点以上的湿绝热线组成。
1.1.3.1 稳定度及判据
a）薄气层的稳定判断：利用T-ln-p图可分析气象站上空大气稳定度状况或计算表征大气温、湿特性的各种物理量。大气稳定度有静力稳定度和动力稳定度，这里讨论的是静力稳定度，它是表示大气层结对气块能否产生对流的一种潜在能力的量度。通常采用“气块法”比较绝热上升和下降过程中气块温度递减率与环境大气温度递减率，来判断薄气层的稳定度，分为绝对稳定、绝对不稳定以及条件不稳定三种类型。在T-ln-p图上比较层结曲线（斜率γ）、干绝热线（斜率γd=0.98℃/100m）和湿绝热线（斜率γm）的倾斜程度即可。由于γd＞γm，故： ⑴ 当γ＞γd时，干空气和湿空气均为不稳定，称为绝对不稳定； ⑵ 当γ＜γm时，干空气和湿空气均为稳定，称为绝对稳定； ⑶ 当γm＜γ＜γd时，对干空气是稳定的，对湿空气为不稳定，称其为条件不稳定。（薄气层）
b）整层大气的稳定度判断：当气层比较厚，或要考虑整层大气的稳定度时，由于γ不是常数，不适用上述判据。而是根据不稳定能量的正负和大小，判断厚气层的稳定度，分为绝对不稳定、绝对稳定和潜在（真潜和假潜）不稳定。在T-ln-p图上，可根据气块的状态曲线和大气层结曲线的配置进行判断：
⑴ 当状态曲线位于层结曲线的右侧，气块温度始终高于环境温度，整层具有正不稳定能量，这时只要在起始高度上有微小的扰动，就能发展对流，这种状态称为绝对不稳定。
⑵ 当状态曲线位于层结曲线的左侧，整个气层具有负不稳定能量，这时气块受扰动产生的垂直运动受到阻碍，不能形成对流，这种状态称为绝对稳定。
⑶ 当状态曲线与层结曲线在起始高度以上出现多个交点，气层既有正不稳定能量，又有负不稳定能量，这种状态称为潜在不稳定；根据正、负不稳定能量的大小比例，可分为真潜在不稳定（正面积大于负面积）和假潜在不稳定（负面积大于正面积）。
c）对流性不稳定判断：大气中常常会出现大范围气层的垂直升降运动，如气层遇到大尺度山地或锋面时会被迫抬升；在大尺度高压系统或低压系统内有气层的下沉或上升运动，这种气层的上升和下沉运动，会引起气层稳定度的变化。由整层空气抬升而发展起来的不稳定，称为对流性不稳定或位势不稳定。对流性稳定度的判据可归纳为： ⑴ ＜0，为对流性不稳定； ⑵ =0，为对流性中性平衡； ⑶ ＞0，为对流性稳定。
对流性不稳定和条件性不稳定都是潜在不稳定，即当气层是稳定的，需要有一定的外加抬升力作为“触发机制”，潜在的不稳定性才能转化成真实的不稳定。条件性不稳定的实现只要局地的热对流或动力因子对个别气块进行抬升即可，往往造成局地性的雷雨天气。而对流性不稳定的实现要有大范围的整层抬升运动作为触发机制，要有天气系统的配合或大地形的作用，造成的对流性天气也比较剧烈，范围也较大。
常见的强对流天气的大气层结是下层暖湿，中上层相当冷干，是对流不稳定的，若其间大气层结有逆温层存在时，则出现强的对流性不稳定。如图1.7中实例所示层结情况，温度，露点分布在中层出现“喇叭口”，在这种情况下，低层空气受扰动上升到逆温层，将受到抑制，对流不易发展，但是，如受到整层抬升，逆温层就会遭到破坏，而空气对流将从低层潮湿气层开始进行。
1.1.3.2 常用特征高度和指数的意义及应用
