气团

气团（Air 质量）是指在水平方向上物理属性（即气象要素，主要指温度、湿度和大气静力稳定度）相对均匀的大范围空气团。同一气团内，各地气象要素的分布几乎一致，垂直稳定度和天气现象也变化不大，其水平范围可达几百公里至几千公里，垂直高度可达几公里至十几公里，常常从地面延伸至对流层顶。

气团的形成需要广阔且地表性质相对均匀的下垫面，以及能使空气物理属性水平均匀化的环流场，并通过特定的物理过程形成。此外，气团会由于下垫面性质以及物理过程的改变，导致属性发生相应的变化，即气团变性。气团的分类主要有四种：根据气团的源地位置分为冰洋气团、极地气团、热带气团和赤道气团；根据气团的热力性质分为冷气团和暖气团；根据气团湿度特征分为干气团和湿气团；根据垂直稳定度分为稳定气团、不稳定气团和中性气团。其中，冰洋气团、极地气团、热带气团可以进一步根据源地的海陆位置，分为海洋气团、大陆气团。

在气象学中，对气团的研究逐渐成为中心问题，研究的相关现象包括气团的物理特性差异形成独特天气格局、冷暖气团相遇形成锋而导致天气变化、气团的凝结，以及气团雾、雷暴、飑线等天气现象。通过对气团的研究，能够分析气候变化，以及空气污染等问题。

概念的提出和发展

气团的概念最初在20世纪20年代前后，由挪威学者威廉·皮耶克尼斯（Vilhelm Bjerknes）及其他贝根（Bergen）学派学者，利用欧洲观测网，以温度场为基本特征，基于极锋理论（polar front theory）提出。他们根据极锋（polar front）所分离的大气，分别命名为热带气团（tropical air 质量）和极地气团（polar air mass）。

随后，贝根学派进一步将该观点作用于其他锋上，以区別几种主要的气团。自赤道向极地排列，分别为赤道气团、热带气团（又称亚热带气团）、极地气团（德国称为中纬度气团）、冰洋气团。主要的锋将这些气团南北分隔，大体围绕地球。不过，有时由于锋的活动，导致锋上出现低压，因此在高纬度和低纬度之间会出现大规模的气团径向交换现象。此后，毕亚克内斯证明该理念是错误的，但保留了气团的名称和基本概念，以供实际应用。

贝尔杰伦（Bergeron）在气团和锋面的模式化排列基础上，提出了“气象区”概念。该概念与毕亚克内斯研究的单体状循环相对一致，也与气候区域划分问题相关联，并随着高空观测发展与气团研究进展而逐渐成为气象学的中心问题，从而气团的热力、纬度、地理特性逐渐明确，贝根学派的气团表示法被国际确立使用。

气团的垂直构造随着科学发展逐渐明了，于是兴茨（Sehinze）以相当位温的观测值为基础，进一步提出了中纬度气团的概念，并根据气团受北极或亚热带的影响强弱，分为GA或GT。

气团形成

气团形成需要先具备两个条件，其一是广阔的、地表性质较为均匀的下垫面（又称源地、地表）；其二是能使空气物理属性在水平方向上均匀化的环流场。当上述条件得以满足后，通过一定的物理过程，大范围空气就可以获得比较均匀的、确定的物理属性，从而成为气团。

形成条件

下垫面

下垫面作为空气热量和水汽的主要来源，其特性对气团的物理性质具有决定性影响。例如，在冰雪覆盖的区域，会生成冷而干燥的气团；在水汽充沛的热带海洋上空，形成暖而湿润的气团；在广袤的沙漠或干燥的大陆上，形成干燥而炎热的气团。因此，具有大范围性质且均匀的下垫面，可成为气团形成的源地。

环流场

适合的环流条件，能使大范围空气在性质比较均匀的下垫面上长时间停留，逐渐获得与下垫面相适应的物理属性。其中，移动缓慢的高压（反气旋）系统，如高纬地区的准静止冷高压、亚热带高压等，为空气提供了与下垫面进行充分热量和水分交换的机会。此外，高压中的低空辐散流场有利于减小空气温度和湿度的水平梯度，使其趋于均匀，成为气团形成的有利条件。

具体而言，高压系统里的准静止的反气旋环流，有利于气团形成。在其反气旋中心区域，存在辐散下沉运动，风速较低，使得大气中的温度和湿度水平梯度减小，从而提升大气中温度和湿度方面的水平均匀性。同时，稳定的环流使空气能够在温湿特性较为均匀的下垫面上缓慢移动，并停留较长时间，这有利于空气物理属性的水平分布均匀。例如，西伯利亚地区冬季常被一个不大移动的高压控制着，是干冷气团的源地；而中国东南方向辽阔海洋上的太平洋高压，是暖湿气团的发源地。

形成过程

满足上述的两个条件后，气团主要通过大气中的辐射、乱流和对流、蒸发和凝结、大范围系统性垂直运动等动力和热力过程，与地表之间进行水汽和热量交换。经过足够时间，气团逐渐获得与下垫面相适应的物理属性。同时，平流作用也影响着气团内部热量和水分的增减及其分布，从而影响气团的稳定度。

辐射是空气与下垫面、空气与空气间进行热量交换的方式之一。有助于大范围内空气温度的均匀分布，并决定了气团的温度。在高纬度冰雪覆盖区域，由于雪面的长波辐射能力极强，使得近地面气温较低，气层稳定，从而抑制了乱流和对流的发展。

乱流（又称湍流）和对流可以将低层吸收的空气热量与水汽传输至高空，使得较厚气层的特性受下垫面影响显著。在低纬度区域，由于地表温度较高，气层呈现不稳定状态，因而乱流和对流活动更易发生。

蒸发和凝结是空气与下垫面、空气与空气间交换水份和热量的重要机制。它们导致大范围空气的水分含量发生变化，直接影响气团的湿度。此外，通过蒸发吸热与凝结放热，也能间接影响气团的温度和稳定度。

系统性的垂直运动对气团的温度具有显著影响。当气团形成过程中存在大范围空气发生下降运动时，气团温度普遍升高；反之，气团温度普遍降低。此外，垂直运动深刻影响着气团的稳定度。例如，下降运动通常增强气层的稳定性；而上升运动在特定条件下可能使原本稳定的气层变得不稳定。

气团变性

气团变性（Air-质量 Modification），在从源地离开到新源地的移动过程中，因环流条件变化和下垫面性质差异，导致其原有物理属性发生改变的过程。由于下垫面性质以及物理过程的改变，气团的属性也会发生相应的变化。变性气团又称中性气团，其移动后的基本特征未有重大改变，否则成为新气团。

气团的变性过程与其形成过程类似，同样是通过辐射、湍流、对流、蒸发和凝结等多种物理过程实现。变性的速度和程度，取决于流经地区与气团源地下垫面的性质差异、离开源地时间的长短以及空气运动状态的变化等因素。

气团分类

地理分类法

气团的地理分类法，是指根据气团形成源地的地理位置和下垫面性质，对气团进行分类。在地理分类中，先按源地的纬度位置，将气团分成冰洋气团、极地气团、热带气团、赤道气团四大类；再按源地的海陆位置，将前三类气团分为海洋气团、大陆气团两种。其中，赤道气团的源地几乎全是海洋，则没有继续按照海陆位置划分。

冰洋气团

冰洋大陆气团

于北极冰野上形成，气温很低。垂直厚度不大，平均约2000米。经过喀拉海和泰米尔半岛到达亚欧大陆北部，每年除了七月和八月，在苏联的欧洲部分的北部盛行。因为极地冰野的蒸发作用极弱，冰洋大陆气团所含水汽极少。冰野上人类活动少，大多时候空气清澈，能见度高。在源地时，冰洋大陆气团下层有逆温现象，呈稳定状态，尤其在陆地辐射冷却作用强的时候。

冰洋海洋气团

于格陵兰和斯匹次卑尔根之间的区域形成，经过的洋面受墨⻄哥湾暖洋流影响，全年无冰。垂直厚度较大，平均约3000-5000米。主要位于挪威海和欧洲的西部、西北部。其下层气温⽐冰洋大陆气团暖，⽔汽含量较多，气温下暖上冷，⽐校不稳定，海上多形成对流性积云，能见度大但比冰洋大陆气团弱。

极地气团

又称中纬度气团、温带气团。

极地大陆气团

于亚欧大陆是在蒙古北部与西伯利亚地区⼀带、芬兰的斯堪的纳维亚半岛区形成；北美大陆是在加拿大平原形成。源地环境不完全相同，气团属性也不一样。蒙古北部与西伯利亚⼀带形成的极地大陆气团，垂直厚度不大，平均约2000米，水平范围极广。主要位于亚洲，小部分位于东欧和中欧。

极地海洋气团

形成于北极附近冰冷的北大西洋和太平洋上空。因此，它们的特点是寒冷、潮湿且天气不稳定。当气团直接起源于水面上时，会影响邻近的海岸线。例如，起源于北大西洋的极地气流对美国东北部有显著影响。海洋极地气团也可以从陆地上空开始，然后移动到水域。亚洲大陆极地空气向东移动到北太平洋，在那里吸收地表水分，发展成为海洋极地气团。 这种气团的水分含量低于海洋性热带气团的水分含量。

热带气团

热带大陆气团

形成于赤道以北和以南约25°，覆盖世界干燥、多为干旱的地区。主要出现在沙漠上，包括撒哈拉沙漠、墨西哥沙漠、澳大利亚、阿拉伯半岛，还有亚欧大陆上的小亚细亚半岛、巴尔干半岛、中亚及西南亚洲等。 白天气团处于不稳定状态，对流旺盛，但缺乏水汽，并不能产生大量积雨云，因此降雨机会极少，至多有一些局部的短时间阵雨。  

热带海洋气团

主要出现在热带和亚热带地区的暖洋上空，覆盖南大西洋、印度洋和南太平洋的广大地区。位于赤道附近，太阳辐射量高，再加上海洋表面，因此其特点是天气非常炎热潮湿。 冬季洋面水温比同纬度的陆温高，气团下层温度暖热，水汽充足，绝对湿度高。在源地时下层的垂直温度差大，不稳定，涡动强。但高空有逆温层存在，所以空气由下层涡动作用上升所产生的云层，不能发展高大，导致天气依然晴朗。

赤道气团

主要在赤道地带的海面形成，而覆盖的一小部分土地主要由热带雨林组成，不是裸露的旱地，故又称赤道海洋气团。该气团水汽含量最多，近地层湿度大，对流旺盛。天气闷热，绝对湿度和相对湿度都极大，不稳定，多积云与积雨，极易发生凝结作用。在热带海面，常发展为强大的热带气旋（即台风），降水猛烈，风力强劲。

热力分类法

气团的热力分类法，是根据气团与流经地区下垫面之间的温度对比或气团之间的温度对比来进行划分的。根据热力分类，气团可分为冷气团和暖气团。这两类气团是相对而言的，并没有绝对的温度界限。

通常情况下，冷气团的变性速度快于暖气团。当冷气团移动到较暖区域时，会迅速升温；当暖气团进入较冷区域时，则不易降温。这是因为，当冷气团底部受热后，其层结的不稳定增加，从而促进湍流和对流的发展，使得低层的热量和水汽能够快速传输至大气上层，从而改变气团的物理属性。相反，当暖气团移动到较冷区域时，其底部逐渐降温，导致下层结的稳定增强，限制了垂直方向上的冷却效应，使得暖气团的降温主要依赖缓慢进行的辐射过程，因而变性速度较慢。

冷气团

冷气团，指气团温度低于流经地区下垫面温度，或两个气团相遇时温度较低的气团。

冷气团通常带来干冷天气。当从源地移向暖区（低纬度）时，其低层会不断吸热而迅速升温，导致温度直减率增大，层结稳定性减小，气层不稳定，有利于对流发展。如果冷气团来自海洋，水汽较多，则可能形成积状云并产生阵性降水。在夏季，冷气团中水汽含量较多时，常形成积云和积雨云，出现阵性大风、降水或雷暴天气；而在冬季，由于水汽含量较少，晴天少云，夜间可形成辐射雾。

冷气团中的天气一般都有明显的日变化。中午及午后地面增温，对流和乱流容易发展，风速较大；夜间地面温度降低，气层趋向于稳定，风速减小。在夏季，中午及午后常出现不稳定性的云和降水；而在冬季，由于夜间和清晨的低层辐射冷却，可能形成辐射雾。此外，由于乱流和对流活跃，所以能见度通常较好，但如果早晨有雾或夹带大量沙尘，则能见度会变差。

暖气团

暖气团，指气团温度高于流经地区下垫面温度，或两个气团相遇时温度较高的气团。

暖气团通常富含水汽，易形成云雨天气。当从源地移向冷区（高纬度）时，不仅会使经过地区的地表温度上升，其低层也会因持续失热而降温，导致温度直减率减小，气团趋于稳定，有时可能形成逆温层，抑制对流活动，呈现稳定天气。如果暖气团中水汽含量多，往往会形成层云、层积云，下毛毛雨、小雨、小雪。

有时由于暖气团的低层空气迅速冷却，容易形成平流雾，尤其是冬季从南方海洋移至中国大陆的暖气团。如果暖气团中的水汽含量较少，则天气相对较好，一般表现为少云或无云的现象。

干湿性分类法

根据气团的干湿性质，可分为干气团和湿气团。

通常情况下，气团在陆地上的变性速度快于海洋上。干气团容易变湿，湿气团不容易变干，干燥过程明显慢于潮湿过程。干气团从大陆移至海洋时，仅需通过海洋或潮湿地表的蒸发作用即可增加水汽，使其转为潮湿；反之，湿气团从海洋移至大陆，则需要经历大气中的水汽凝结和降水等过程，才能把水分除去，变得干燥。

稳定度分类法

按气团的稳定度不同,还可以把气团区分为稳定气团和不稳定气团，一般来说，暖气团是稳定气团，冷气团是不稳定气团。

暖气团在下层冷却，因此通常是稳定气团。在这种气团中形成的云主要是层云和层积云，而非对流性云。这类云带来的降水通常是毛毛雨或弱雪，且云量较大。白天，云层削弱了太阳的增温作用；晚上，云层防止地面辐射散失，因此在稳定气团内，气温和其他气象要素的日变化相对较小。由于气团下层的气温下降，导致相对湿度较高，这在广泛的地面上常形成平流雾。垂直交换较弱，空气中的杂质（如尘埃、水汽和凝结核）聚积在近地面的空气中，使低层空气混浊，能见度差。

冷气团在下层增温，因此通常是不稳定气团。不稳定气团中的云主要是对流性云。如果没有很低的逆温层，对流性云可以发展得很厚，形成积雨云，带来阵雨。此外，在不稳定气团内，对流作用强烈，云量、气温、风速的日变化较大。由于气团内气温变化显著，夜间气温最低。不稳定气团内的空气垂直交换强烈，使低层空气中的杂质被传递到更高的高度，降低了空气中的杂质密度，从而提高了低层空气的能见度。

影响

对天气的影响

由于气团间在温度、湿度及压力等物理特性上存在显著差异，这些特性在它们所控制的地域内直接塑造了独特的天气格局。

不同下垫面

在冬季，南移大陆，带来寒冷晴朗的天气，因为其水汽含量极少，地面多霜、少雾、少降水，且降雪为干雪。在暖季，南移大陆后，由于太阳辐射增强，地表温度升高，气团下部升温，呈现下暖上冷的状态，垂直温度差大，不稳定，因此多为块状积云，夜间和早晨多辐射雾。

在冬季，入侵寒冷大陆后，气团下部快速冷却，趋于稳定。若风力小，则形成大雾；若风力大，则形成密布云层。在春秋季，白天气团下部增热，导致下暖上冷，空气不稳定，气团内有显著的对流作⽤，易产⽣阵雪，且雪量大而湿润。在夏季，七月和八月气团衰退。

向南移动时，会引发极地涡旋带来的寒冷干燥天气。在冬季，气团下部严寒，且由于地处内陆，气团干燥，天气少云，能见度高，降水少，地面多霜，山谷低凹处多辐射雾，形成强大的高压区域，而高压的中心风力很小，地理环境单一。在夏季，源地向西北退移，分布范围小，局限于温带北部大陆的中心地区，气团地层增温快，下热上冷，不稳定，天气炎热，白天晴天积云，可发展成积雨云、雷暴或阵雨，夜间晴朗。

其降水特点是持续性小雨或阵雨。根据季节和强度，还可能带来中等阵雨和降雪。全年内，气团对邻近海岸线温度的影响各不相同。在夏季，气团为陆地带来较冷的空气；在冬季，温和的气团为寒冷的沿海和边境地区带来温暖。

由于源头地区和低纬度，天气炎热干燥，空气透明度小，长期可能会导致受影响地区出现严重干旱。在这种大气条件下，热浪等极端天气现象更容易发生。

具有炎热和潮湿的天气条件，导致邻近陆地出现大部分云量和降水。

导致陆地上发生大量降水。

不同热力性质

当冷气团向南推进至新的地区时，不仅会使该区域温度骤降，而且由于气团底部的增温效应，降低该地区上空空气层的稳定性，从而引发不稳定的天气现象，如阵雨、雷雨等对流性天气。在夏季，对流和乱流运动发展旺盛，因此有冷平流时，对流性云类发展加剧，有短时间的阵性降水且主要在白天，以及有冷阵风；而冬季，冷气团内的对流发展微弱，常常出现晴天。冷气团天气主要出现在气旋的后部和反气旋的前部、东部。

当暖气团向北扩展至新的地域时，除了带来温暖的气温外，气团底部的冷却效应还会增强该地上空气层的稳定性，垂直温度梯度小，对流发展不旺盛，进而形成稳定的天气状况，如平流雾、低云和毛毛雨等。在秋冬季，暖气团和下垫面接触，向外辐射而冷却，使其内部形成稳定的浓密云层，产生毛毛雨和雾；而夏季，因为日射条件和温度随纬度的变化都很小，向北移动时暖气团冷却小且缓慢，因此暖气团内的天气大部分为晴朗。暖气团天气主要出现在气旋的暖区和反气旋的西半部。

然而，冷暖气团的天气特征并非一成不变，它们在不同季节和地域内展现出显著的差异。例如，在夏季，暖空气在外力作用下上升时，可能导致阵雨、雷暴等不稳定天气现象的发生；而在冬季，冷气团如果气层稳定且逆温现象显著，同样可能产生稳定的天气条件。

锋

冷暖气团相遇时，在气团之间形成一个狭窄且倾斜的过渡区域，称为锋面。锋面与地面的交线，被称为锋线，长度为数百至数千公里。有时将锋面和锋线统称为锋。

由于气团占据三维空间，锋作为冷暖气团的过渡带，两侧的温度、湿度、稳定度以及风、云、气压等气象要素存在显著差异，因此锋可以被视为大气中气象要素的不连续面。该区域常有广阔云系和降水天气，有时会出现大风、降温和雷暴等剧烈天气现象。

根据锋两侧冷暖气团的运动方向和结构，锋分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋四种类型。冷气团前缘的锋是冷锋。在其移动过程中，后方的冷气团占据主导位置，推动着锋面向暖侧移动。根据其移速的不同，冷锋可分为一型（慢速）冷锋和二型（快速）冷锋。是指采暖散热器团前沿的锋是暖锋，其锋面坡度较小。在移动过程中，暖气团占据主导地位，推动锋面向冷气团一侧前行。当冷暖气团势均力敌，或时而冷气团占优，时而采暖散热器团占优，导致锋面很少移动或来回摆动的是准静止锋。其坡度比暖锋小。准静止锋天气分为云系发展在锋上并有明显降水、云系发展在锋下并无明显降水。受山脉阻挡所形成的地形锢囚的锋，以及当冷锋追赶上暖锋时，或两个冷锋迎面相遇时，冷锋前的暖气团被抬升到高空的是锢囚锋。在云图上，能看见很厚的浓云和大雨。两个锋面的交接点称为锢囚点。可分为冷型锢囚锋、暖型锢囚锋、中性锢囚锋。

此外，当冷暖气团相遇在交界处形成锋面时，由于锋面上下暖冷空气的温差较大而形成逆温，称为锋面逆温。锋面逆温只能在冷气团控制的区域观测到。观测站可以通过观测锋面逆温的高度，大致判断锋线与观测站的相对位置。距离地面锋线越近，逆温层的高度越低；反之越高。锋面逆温还可以通过锋线两侧的温度露点差来判断，通常暖气团内的温度露点差比冷气团内的小。

对海陆气温的影响

气团的热量传输与大规模洋流共同导致海陆影响气温。例如，墨西哥湾暖流及其上方的暖气团，造成60°N以北的挪威和瑞典一月份的平均气温达到0-15℃，比同纬度的亚洲和北美洲东岸高出10-15℃。

其他现象

气团凝结

当温差较大且接近饱和的两个气团水平混合时，可能会产生凝结现象。例如，中国新疆地区由于不同气团的混合而形成雾。如果两气团原本的湿度较小，混合后则难以产生凝结现象。

气团雾

气团雾是在气团内形成。根据气团雾的形成条件，分为冷却雾、蒸发雾、混合雾。其中，冷却雾可根据冷却过程的不同，分为辐射雾、平流雾、上坡雾等，最常见的是辐射雾和平流雾。

雷暴

气团内的雷暴，是在均质气团内且当大气中有强烈对流运动时形成的。气团内的雷暴可以分为以下二种：

热日射雷暴：出现在低压的开口区，鞍形气压区，有时也出现在反气旋的边沿。在这种情况下，低层空气受太阳辐射强烈增热，对流旺盛，低压区固有的上升气流使对流运动加强。

平流雷暴：发展于在气旋后部不稳定的冷空气中。例如苏联地区北极气团的春季雷暴、海上和亚热带地区的冬季雷暴。

此外，还有气团内的热力雷暴。这是受地形影响的特殊现象，能保证对流发展旺盛且水汽含量充沛，利于雷暴发展。

飑线

飑线的形成条件是气团内具有深厚不稳定层、低层丰富水汽以及引发不稳定能量释放的触发机制，同积雨云集合体一起出现，通常发生在暖湿热带气团中。

各地区表现

世界

有六种气团会影响英国，最常见的是极地海洋气团，另外还有极地大陆气团、热带海洋气团、热带大陆气团、北极海洋气团和回流极地海洋气团。极地海洋气团通常在冬季占据英国天气的主导地位，由于海洋比陆地暖和，大部分对流（暖空气上升）和降雨发生在海面上。

影响美国天气的主要气团有四种，是极地大陆气团、热带大陆气团、极地海洋气团和热带海洋气团。热带海洋气团通常位于美国东南部和西海岸。它们是美国大部分降雨的成因，因为它们将海洋中的水分移到陆地上。

热带大陆性气团主要在撒哈拉沙漠等北非（阿特拉斯山脉除外）的干燥地区形成，带来炎热干燥的天气。极地大陆气团偶尔会在12月和1月给埃及北部带来严寒，极地海洋气团，它在冬季与非洲大陆南北两端的降雨低气压有关。除这些气团外，非洲大陆北部既受到大陆热带气团的影响，南部也受到海洋热带气团和海洋赤道气团的影响。而中非的热带雨林受赤道气团的影响导致全年降雨量很大。

中国

由于地表性质复杂，没有大范围的、均匀的下垫面作为形成气团的源地，且中国大部分地区位于中纬度，冷暖气流频繁交汇，缺乏适宜气团形成的环流条件。因此，境内的气团多是从其他地区移来的变性气团，主要包括极地大陆气团和热带海洋气团。

变性的极地大陆气团与来自热带海洋的气团势力相当，互有进退，这导致锋与气旋的活动变得频繁。

在夏季，中国的气候受到多种气团的影响，有热带太平洋气团、西伯利亚地区气团、热带大陆气团和赤道气团。在这些气团的影响下，中国夏季容易出现 “北旱南涝”。

热带太平洋气团是活动于中国夏季的主要气团，除了西部高原山地以及北部少数地区。该气团在中国登陆时，易出现不稳定天气。继续伸入大陆时，下沉气流会导致出现亢热无云的天气。

西伯利亚气团只影响中国长城以北及西北，偶尔南下到江准流域一带，是形成初夏江准流域和盛夏北方地区发生降水的重要因素。

热带大陆气团主要出现在中国西部青藏高原附近，有时影响华北。气候特点是干燥、炎热、少雨，在它的控制下，烈日当空，出现严重的干旱和酷暑。云南省、云贵高原南部受西南夏季风影响，形成了得天独厚的独特气候，如四季如春的西双版纳傣族自治州。

赤道气团主要影响华南、华东地区，源自印度洋。常带来潮湿闷热的雷暴天气，可造成长江流域以南地区大量降水。

变性的极地大陆气团活跃，变性热带气团南退，受单一气团控制，出现秋高气爽天气。

极地大陆气团南下时导致中国出现寒潮。寒潮来时风⼒大，风向偏西北，气温急剧下降，绝对湿度⼩，能见度好。但如果该气团经过中国西北黄土高原而变性，会卷起沙尘，形成霾，能见度极差。

变性极地大陆气团来源于在西伯利亚地区和蒙古一带，又称为西伯利亚气团、“冷空气”。西伯利亚气团的活动范围广，一般多为大风、降温，气候特点为干燥、晴朗、低温、多偏北风。若从陆地到达沿海，在长江口以北海面时，空气水分少，天气晴朗无风，早晨寒冷，午后转暖，能见度良好；而在长江口以南海面时，空气中水分增多，陆上早晨会出现辐射雾。若从海面到达沿海，则多为晴天，有积状云。

此外，中国还会受热带海洋气团影响，其来源于副热带太平洋或南海海面，又称为热带太平洋气团或南海气团。其中，南海气团暖湿，主要活动在云南省地区，天气晴朗温暖，午后有积云；热带太平洋气团偶尔在东南部活动，气温上升显著，引起江南地区降水。

参考资料

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中国境内的气团活动和气团天气.中国科学院科普云平台.2024-06-12

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