春季是寒潮引起降水机会较多的时期。华北地区可有雨、雪，但多半降水时间较短，降水量较小。长江流域到华南地区，在寒潮南侵时，则经常产生降水，偶尔伴有雷暴、冰雹出现，有时还会形成连绵的阴雨天气。
夏季的冷空气极少能达到寒潮标准，但由于夏季水汽条件好，只要有冷空气南下，就会造成降水。一般降水强度较大，次数较多，持续时间也较长。在盛夏，随着季风的加强，降水区能达到较北、较西的地区。
秋季寒潮影响的降水带变化较大，这和西太平洋上副热带高压控制的位置有关。这个高压位置偏南时，雨带也偏南；高压偏北时，雨带也偏北。特别是深秋时节，寒潮引起的降水，在华北、长江流域持续时间都不长，冷空气过后，立即就转为“秋高气爽”的天气了。
寒潮是怎样发生的？
一、寒潮的源地
寒潮源地，是指冷空气开始形成和聚集的地方。从上所述可知，高纬地区，特别是两极地区是地球上最寒冷的地方。影响我国的寒潮冷空气，主要是来源于冰雪封冻的北极地区和靠近的寒冷大陆上。一到冬季的“极夜”期间，这些地方温度降得更低，形成巨大的冷气团，成为北半球寒潮的发源地。具体来说，影响我国的寒潮冷空气有三个源地（见图1）。
第一，新地岛以西的北方寒冷的洋面。这个源地向南爆发的寒潮次数最多。
第二，新地岛以东的北方寒冷的洋面。这个源地虽然影响东亚的冷空气次数较少，但气温较低，只要来到，便能达到寒潮标准。
第三，冰岛以南的洋面。这个源地影响亚洲的冷空气较多，但由于它的气温比其他源地的冷空气高，所以达到寒潮标准的不多。
二、寒潮的酝酿与爆发
1.能量的转换
为什么北冰洋和极地大陆的冷空气有时待在它的“老家”并不南下，而有时又成为寒潮南侵呢？这是因为一次寒潮过程，就是一次大气中能量的聚集、转换和释放的过程。而这个过程的完成总需要一段时间。
图1寒潮的源地大气中的能量以各种形式出现：由地心引力作用于不同高度的空气而产生的能量，叫做位能；空气质点在运动时具有的能量，叫做动能；表示气体分子热运动状态的能量，叫做内能；大气中水分在发生三态变化时吸收或放出的能量，叫做潜热能。
为了说明能量的转化，我们先介绍一个理想化的情况。一个容器，中间用隔板隔开，两边体积相等。一边是冷空气，一边是暖空气。这时冷、暖空气之间虽然只一板相隔，但温度则差得很多，也就是在隔板两侧是水平温度梯度最大的地方。如果我们将隔板抽去，假定冷暖空气不相互混合。由于冷空气比重大，要下沉；暖空气比重小，要上升，最后冷空气全部沉到下面，暖空气全部升到上面。此时，冷空气在抽去隔板前的位能，在流动中转化为了动能，位能已处在最小的状态了。
当然，大气中的情况远比上述的理想状况要复杂得多，但其基本原理是和这一样的。与寒潮的爆发有关的能量，实际上是“有效位能”。它是大气中实际位能超过最小位能的那一部分位能，只占整个位能的二千分之一。大气中能够转向为动能的位能就是“有效位能”。
寒潮冷空气是在高纬地区形成的大范围的冷空气团，十分强大，十分寒冷，而且还不断地堆积、增厚。在寒潮爆发的初期（见图2），锋面比较陡，锋面的两侧冷、暖气团间图2水平温度梯度大。此时冷空气不是处于最小位能的状态。它处在与锋面另一侧的暖空气并立的状态，有较大的平均有效位能，一旦有一个触发条件，这部分平均有效位能就会转化为动能，使冷空气向暖空气一方运动，并逐渐锲入暖空气的下方。到了寒潮后期（见图2），锋面比较平缓，冷空气的重心大为降低，已接近于最小位能的状态，有效位能也即消失。寒潮大风的产生，就是因为寒潮初期的平均有效位能转化成动能所引起的。
一般可以认为，水平温度梯度越大，蕴藏的平均有效位能也就大，转化成的动能也大。寒潮的强度大小，从能量的角度看，决定于初期蕴藏的有效位能的大小。寒潮来临之前，天气越暖，寒潮强度越大的原因就在于此。
2.大气环流的功劳
图4500百帕等压面的一部分在气象学上，把冷空气团称作冷高压。从气象观测中发现，只要寒潮源地的冷高压的气压不断上升，温度不断地下降，就表示寒潮在孕育成长之中。到一定程度，就酝酿成熟了。但是，这个强冷空气团要倾泻南下，还需要一定的条件，否则它们也只好待在“老家”了。这个条件就是大气环流的调整。
大气环流，就是指的大气环绕着地球运动的状况。人们所感到的风就是大气流动生成的。有的大气的流动，是世界性的，它围绕着地球流动；有的大气流动是中等范围的，上千或几千千米；有的则是小范围、地方性的。这些大、中、小范围的气流共同交互影响，就构成了大气环流。
为了使大家便于了解大气环流与寒潮的关系，用一张500百帕等压面图来介绍一下大气环流的基本状态（见图4）。因为500百帕等压面在对流层的中层，所以分析高空的天气情况，500百帕天气图具有一定的代表性。
在等压面图上的等高线（或地面图上的等压线）在某些地方闭合。如果圈内高度（或气压）大于圈外者称为高气压，简称高压；反之为低气压，简称低压（如图中的高、低处）。如果等高（压）线有一方开口，就叫做高压脊或低压槽，高压脊用脊线（如图中双虚线）、低压槽以槽线（如图中的虚线）表示其位置。另据观测知道，大气在高空的自由运动中，经常是沿着等高线走的。在风前进的方向上，右手一边气压高，左手一边的气压低。不难看出，在图上，风是自西向东沿等高线运动的，槽后刮西北风，槽前刮西南风；脊后刮西南风，脊前刮西北风。两个低压槽最低点之间的距离称为波长。波长跨度在千千米以上的称为长波，波长小于千千米的称为短波。
东亚寒潮的爆发主要与这些高压、低压、槽、脊位置的变化、演变的形式有关。这些天气形势是互相影响、互相制约的。也就是说，寒潮天气过程的始末就是天气形势上的长波发生一次调整的过程。图5是一张高空冷低压对应地面的冷高压中心的示意图。当大气长波发生调整，形成高空的脊与槽都很深的情况时，在槽后、脊前的西北气流就很强大，可引导地面上冷高压处堆积的冷空气南下。因此说，没有大气环流的功劳，或许寒潮冷气团就一直只能待在遥远的北方了。
三、寒潮过程的结束
不难看出，寒潮过程要具备两个条件：一是冷空气的酝酿和堆积的过程；再一个就是要有引导冷空气南下的大气环流。当上述两个条件不再存在时，寒潮过程也就结束了。
寒潮初期，冷、暖气团之间的锋面较陡，冷空气的重心高，温度梯度大，蕴藏着较大的有效位能。寒潮爆发，有效位能转变为动能，形成了大风。随着有效位能的减小，锋面逐渐平缓，冷空气重心不断降低。当位能接近于最小位能时，锋面变得很宽，水平温度梯度随之变小，并逐步接近消失。此时，大风就随之消失，寒潮也就结束了。隔一段时间，冷空气在高纬地区又重新酝酿堆积，形成新的冷高压，孕育着另一次寒潮。这也是寒潮隔一段时间才能爆发一次的原因之一。从大气环流上来看，绝大多数寒潮的发生，都与东亚大槽的重新建立和北半球长波调整相联系，而东亚大槽是不断新陈代谢的。寒潮初期，这个槽很弱并东移。随着寒潮的酝酿成熟，大槽在东亚建立，槽后的西北气流引导冷空气南下，寒潮爆发。当大槽减弱并继续东移，引导气流消失，冷空气也就不再南侵，寒潮过程便随之结束。同时另一次寒潮的初期开始了。经过一段时间，具备了适当的条件，又会有一次新的寒潮爆发。
那么，寒潮冷空气南下后，会不会使受侵地区永远温度那么低呢？从实际生活中人们知道，一般寒潮南下后，冷空气团经过一定的时期，它的严寒和干燥的特性会逐渐改变，这在气象上叫做“变性”。由于冷空气的厚度一般只有二三千米，就整个大气层来说，还是比较浅薄的，当冷空气受了南方较暖和的地面的影响，便要逐步回暖。即使是势力十分强大的冷空气团，受到太阳的照射和南方地面“加热炉”的烘烤，日子长了，也会发生变性，显得暖和一些。但是，当寒潮源地不断地聚集新的冷空气，而经向环流又很显著的条件下，一股冷空气爆发南下，接着又会有新的冷空气南下。在这种情况下，就没有明显的回暖过程，而会出现连续大风降温的情况。遇到这种天气，只有当冷空气聚集减慢、经向环流形势减弱后，才会有天气的回暖。
变性的快慢随季节而异，冬季变性慢，春、秋季变性快。在较远的南方，即便是在冬季，寒潮的影响时间亦较短，回暖的也快。这除了因为冷空气“奔驰”了几千千米，到达远的南方时，也已是强弩之末，同时它到了暖空气的故乡，也只好“入乡随俗”了。
你了解我国的寒潮情况吗？
一年四季—春、夏、秋、冬，每一季节内都有不同的天气现象发生。这些天气有的为人类造福，有的会带来灾害。寒潮就是我国冬季常发生的一种灾害性天气。
一、我国寒潮概况
入侵我国的寒潮，主要发生在9月至次年5月间。据1951—1975年资料统计，24个年度共有461次寒潮和冷空气活动过程。其中影响一半省份以上的全国性寒潮53次，平均每年发生2次；仅影响北方一部分省份的区域性寒潮发生103次，每年平均4次。对每一年来说，有的年份寒潮多，有的年份寒潮较少。如1968年9月至1969年5月，共有全国性寒潮2次，区域性寒潮8次；而1974年9月到1975年5月，全国性寒潮1次，区域性寒潮也仅1次。有的年份寒潮来得很早，如1968年9月24日就来了；而有的年份却姗姗来迟，如1983年入冬后直到1984年1月中旬，寒潮才第一次来临。每年最后一次寒潮发生的时间也不一样，如1975年1月上旬寒潮过后再也没有来过寒潮；而有的年份，寒潮却频频而来，如1959年迟至5月下旬，还有一次南下的寒潮。
从平均情况来看，寒潮活动的主要时段有6个，即10月中旬、11月下旬、12月中旬、1月下旬、2月中旬和4月上中旬。这些时段，分别对应于二十四节气的寒露到霜降，小雪，大雪到冬至，大寒，立春到雨水，以及清明等节气。这也说明，在我国冬季半年内，每当季节转换的主要时段，就会有强冷空气来临。
据对1951—1975年24个年度的寒潮出现资料的分析表明：11月份出现寒潮（包括全国性的寒潮和区域性的寒潮）次数最多；而全国性寒潮12月、2月、3月、4月出现次数较多；9月和5月出现寒潮的机会较少，几年内才遇到一次。
二、寒潮的路径
据统计，三个源地的冷空气有95%都要经过关键区（70°~90°E，43°~65°N），从关键区再往东分成四条路径侵入中国。冷空气从关键区到影响中国西北地区一般要2448小时；影响华北地区、东北地区要3天；影响长江以南要4天。
（1）中路（或称西北路）从关键区经蒙古到达中国河套附近南下，直达长江中下游及江南地区。这种路径的冷空气在长江以北以大风降温为主，江南可以有雨雪天气。
（2）东路从关键区经蒙古到中国华北北部、东北南部，冷空气主力继续东移，但低层冷空气向西南移动，经渤海侵入华北，再从黄河下游向南可直达两湖盆地。这种路径的冷空气，常使渤海、黄海、黄河下游一带出现东北大风，华北出现“回流”天气，气温较低。
（3）西路冷空气从关键区经新疆、青海、青藏高原东侧南下。这种路径的冷空气往往在中国产生大范围雨雪，降温幅度不大，但有时在冷空气影响期间，南支锋区与北支锋区位相一致的情况下，可以造成西南、江南地区的明显降温。例如1971年11月12日—14日一次西路冷空气影响过程中，从印度经中国西藏到亚洲中部为同位相的高压脊，特别在南支锋区上经向度很大。这次冷空气侵入，使昆明最低气温达—3℃，超过历史同期纪录。在这次冷空气影响下，广州也出现了霜降，粤北山区有冰冻。
（4）东路加西路东路冷空气从黄河下游南下，西路冷空气从青海东南下，两股冷空气常在黄河、长江之间汇合，然后侵入江南、华南。这种路径的冷空气，首先造成中国大范围雨雪天气，随着两股冷空气合并南下，出现大风和降温。
上述路径是对全国而言的，对于局部地区来讲，依据寒潮冷空气经过本地区的来去方向，也可以定出类似的路径，但不一定一一吻合。
沿着不同路径进入我国的寒潮冷空气，其脾气也各不一样。西路的寒潮，在南欧往东拐弯后，一路上吸收了不少水汽，本身变得又冷又湿，到我国遇到暖空气迎接它时，会在大范围内降雪或降雨；气温下降，也有大风发生；但比起西北方或北方来的寒潮则要缓和一些，影响的区域也不会太大。而从西北方或北方来的寒潮冷空气，在途经西伯利亚时，能经常得到这个地区早已形成的冷空气补充而加强，其本身变得非常干冷，最冷时可达零下四十多度。继续前进时，速度又很快，它的前锋冷气流最快一天可跑2000千米。这样到了一个地方时，就会使当地气温急剧下降，同时产生大风和雨雪天气，其范围可以波及全国。从东北来的寒潮，对我国影响程度较轻，范围也只偏于东北和华北地区。
暴雨是怎么形成的？
暴雨是夏季的主要灾害性天气之一。气象部门使用的暴雨标准各省不全一样。北方地区年雨量较小，暴雨标准就低一些，南方地区年雨量较大，暴雨标准就高一些。我国各省气象部门使用的暴雨标准是：日降雨量在50~100毫米之间的为暴雨；日降雨量在100~200毫米之间的为大暴雨；日降雨量大于200毫米的为特大暴雨。
暴雨的形成是一个非常复杂的物理过程。涉及的因素很多。形成暴雨有两个最基本的条件：一是要有充沛的暖湿空气，二是要有强烈的空气上升运动，两者缺一不可。
大家知道，要下雨必定先有云，要下暴雨更要有浓厚的云层。云是由接近地面的暖湿空气上升遇冷后，里面的水汽逐渐凝结成小水滴而形成的。当云中的小水滴凝结增大到一定程度，就要从云中落下来变成雨。如果某地的暖湿空气非常充沛，水汽含量很大，同时又有强烈的空气上升运动，把地面的暖湿空气源源不断地输送到高空，使之凝结成大小水滴，当这些水滴越来越多，越来越大，上升气流再也支托不住它们时，就会从空中降落下来，形成来势凶猛的暴雨。那么，形成暴雨所必需的大量水汽是从哪里来的呢？强烈的空气上升运动又是怎样产生的？下面我们就来谈谈这两个问题。