高考地理必背知识点归纳：气旋和反气旋

高考地理必背知识点归纳：气旋和反气旋

气旋是同一高度中心气压低于四周的、占有三度空间的

大尺度涡旋。在北半球。气旋范围内的空气作逆时针旋转，

在南半球其旋转方向为顺时针。从气压场的角度看，气旋又

是低气压，因而又称为低压。反之，同一高度上中心气压高

于四周的大尺度涡旋叫反气旋。查字典地理网为大家整理了

高考地理必背知识点归纳：气旋和反气旋，供参考复习!

气旋、反气感恩演讲 旋的强度一般用其中心气压值来表示。气旋中心

气压越低，气旋越强，反之越弱;反气旋中心气压越高，反气

旋越强。

地面气旋的中心气压值一般在970～1010hPa之间。地面反

气旋气压一般在1020～1030hPa之间。物理必修一思维导图 就平均情况而言，温

带气旋与反气旋的强度随季节有所变化，一般冬季比夏季

强。海上温带气旋比陆地强，反气旋则陆地比海上强，这与

海陆的热力作用不同有关。

1.气旋、反气旋的分类

(1)气旋

根据气旋形成和活动的主要地理区域，可分为温带气旋和热

带气旋两大类;按其热力结构可分为锋面气旋和无锋面气旋。

气旋中有锋面的气旋叫锋面气旋，锋面气旋的温压场是不对

称的，移动性大，而且是带来云和降水的主要天气系统，是

本节讨论的重点所在。无锋面气旋又可分为两类①热带气

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旋：发生在热带海洋上的强烈的气旋性涡旋，当其中风力达

到一定程度时，称为台风或飓风;②局地性气旋：由于地形作

用或下垫面加热作用而产生的地形低压或热低压，这类气旋

基本上不移动，一般不会带来云雨天气。

(2)反气旋

根据其形成和活动的主要地理区域分为极地反气旋、温带反

气旋和副热带反气旋;按其热力结构可分为冷性反气旋和暖

性反气旋。

活动于中高纬度大陆近地面层的反气旋多属冷性反气旋，习

惯上又称冷高压。冬半年强大的冷高压南下，可造成24小

时内降温超过10℃的寒潮天气。

出现在副热带地区的副热带高压多属暖性反气旋。副热带高

压较少移动，但有季节性的南北位移和中、短期的东西进退。

2.温带气旋的源地

气旋源地并不是均匀地分布在温带地区。如果以在一刮大风 定面积

中气旋生成的频数来统计，可以发现气旋发生频数在水平空

间上有明显的极大值与极小值分布，如图4.15给出了1月和

7月北半球地面气旋频率及主要路径的统计图。

从图中可以看到在北半球气旋源地大致有如下几个特点：

(1)1月和7月北太平洋和北大西洋有两个气旋最大频率中

心，这就是半永久的阿留申低压和冰岛低压所在地。亚洲、

北美大陆北部及沿海的气旋分别向这两个频率中心移动。比

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较图中1月与7月的情况可以看到冬季气旋发生频率明显高

于夏季，同时东亚气旋路径夏季比冬季偏北。

(2)气旋的源地分布基本上与纬圈平行，呈东西向，在洋面上，

特别在太平洋上，纬圈向的气旋源地尤其明显。

(3)巨大山地的背风坡一侧及其以东地区。北美的落基山、阿

巴拉契亚山，北欧的斯堪的纳维亚山脉，亚洲青藏高原的东

面，都是气旋主要的发生地。

(4)海湾以及内陆湖泊，在冬季温度较高，很容易有气旋生成。

地中海中的意大利半岛的两侧，黑海、里海、北美的五大湖

区等都是著名的气旋源地。

对东亚气旋发生情况的统计表明，无论冬夏东亚气旋在30～

35N和45～50N两个地带中生成的频数最高，而这两个地带

中前者与长江淮河流域的纬度相当，称南方气旋。后者则相

当于我国的北部边疆，称为北方气旋。夏半年北方气旋发生

的频数比冬半年多;而南方气旋则是冬半年发生的频数大于

夏半年;冬半年这两个地带中气旋发生的百分比接近，而夏半

年北方气旋发生的百分比明显比南方气旋大得多。这种南

北、冬夏气旋发生频数的不同与行星锋区由冬季到夏季，从

南到北的移动有着密切的关系。

另外，在太行山背风侧的华北平原，日本海和巴尔喀什湖附

近是气旋发生频数较多的地区。而110E以西、40N以南，

由于青藏高原的存在，大部分地区并无气旋发生。这是因为

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当对流层中下层西风经过青藏高原时，分为两支，北支在40N

以北甘肃一带形成高压或贝加尔湖高压脊。南支西风经高原

南侧形成孟加拉湾低槽，槽前西南气流向北侵袭我国。两支

气流在110E以东汇合，四川盆地成为高原东侧的死水区，

故这一带没有地面气旋生成。但在南支气流的北侧，我国的

西南地区，低层常形成一个个低涡，即西南涡，西南涡东移

到110E以东时，成为诱导地面气旋生成的一个重要原因。

对流层低层、高原北边缘有时接连出现由西往东偏南方向移

动的闭合小高压，其直径约为几百到一千公里。通常把这种

高压称为兰州高压。这些高压是形成江淮切变线的天气系统

之qq超大附件 一。江淮切变线经常伴有地面静止锋，在条件合适时亦可

能有地面气旋波生成。

3.温带气旋的经典模型

如图4.16就是es(1919)提出超级英雄图片 并经他和Solberg(1921，

1926)稍加修改过的气旋基本模式：其突出特点是温带气旋形

成于一条锋面上，在这里相邻两气团之间绝大部分温度对比

集中形成一条狭窄的过渡层，按天气图尺度来看，实际上相

当于一条温度或密度的不连续线。

如图4.16所示的气旋模式中，气旋表现为波状，暖区介于暖

锋和冷锋之间，根据云和降水的观测，Bjerknes和Solberg

发现，暖锋云系与倾斜的锋面有密切的关系，两者相结合的

方式如图4.16中的垂直剖面图。在暖锋上面，暖湿空气沿着

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倾斜的锋面爬升，并形成大片云层。在冷锋上空，高层冷空

气运动比低层锋面移动快，从剖面图上看，空气有沿锋面向

下运动的分量，结果锋面过境后不久，天空转晴。但地面冷

锋处或地面冷锋前不远处，由于锋面对低层湿空气的抬升，

而形成一条狭窄的降水带。

图4.16仅仅描述了温带气旋在其发展中期某个时刻的结构，

实际大气中气旋的发生发展要有一个从生成到消亡的生命

史过程，挪威学派的经典概念模式认为在气旋发生阶段，可

以把它看成是具有气旋性切变的准静止锋上的一个小扰动，

如图4.17a、b。

初始小扰动一旦发生，暖空气稍稍上升到冷空气上面，波峰

附近的气压就开始下降。在初始扰动发生以后，气压分布有

利于在波峰附近形成一个气旋环流。这种环流的一个重要特

点(如图4.17c)，是在波峰后面有一个从冷空气吹向暖空气的

分量，而在波峰前面有一个从暖空气吹向冷空气的分量。冷

锋向前行进和暖锋向东撤退，使整个锋面波大致沿着摩擦层

以上的暖区气流方向前进。随着初始扰动的振幅逐渐增大，

同时气旋中心的气压不断降低，周围的环流增强。而且可以

看到冷锋一般比暖锋移动得更快。最后冷锋追上暖锋，暖空

气完全从地面抬升到高空。这种过程称为锢囚，所形成的锋

称为锢囚锋(如图4.17d)。在锢囚锋的两边，冷气团性质可以

有所不同。气旋发展到下一个阶段时(如图4.17e)，冷锋追上

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暖锋的地方(即锢囚锋)离气旋中心越来越远，锢囚的范围扩

大，气旋的范围也变大，并转变成对流层下部的一个大冷涡，

但暖空气仍然在其上空。最后气旋大体上成为一个正压涡

旋，这时它丧失了锋的特性，并且由于摩擦作用，气旋逐渐

消散，整个过程完结。

这个概念模型的一个基本特点，在于它说明在气旋发生发展

过程中能量的转换问题。在锢囚过程期间，最初范围很大的

暖空气区域逐渐减小范围，并被入侵的冷空气所替代。在气

旋中心附近，整个大气的中心是降低了，所以位能减小，但

同时气旋系统的动能却增加了。es和Solberg认为这

种能量转换作用适合于气旋发生的过程。他们说，只有存在

一定的气团温度对比(锋面)的条件下，气旋的动能才能增加，

在气旋变成完全锢囚的最后阶段，气旋不再发展，这被认为

是由于气旋中心附近气团温度对比已经减弱，没有了有效位

能的缘故。在这个阶段所有的暖空气都已经被抬升上去了，

冷空气下沉并在低层扩展到气旋所占的整个区域。由于我们

不能把气旋完全作为一个动力学和热力学的闭合系统，所以

气旋发展中的能量过程实际要复杂得多。

4.锋面气旋天气

锋面气旋的天气可以看成是以气旋的空气运动特征为背景

的气团天气与锋面天气的综合。

锋面气旋在对流层的中下层主要是辐合上升户外素质拓展 气流占优势，因

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此对应着云雨天气。但由于上升气流的强度和锋面结构的不

同，以及组成气旋的冷、暖空气随季节和地区的差异，锋面

气旋在不同的发展阶段会有很大的差异。要给出锋面气旋在

各种情况下的具体天气特征，确实是很难做到的。流型基本

相同的天气系统可以有差异很大的天气分布。

在实际工作中，人们往往通过概念模型把云、降水分布与各

种环流系统联系起来，为预报提供一个大致轮廓，在此基础

上再结合具体因素，如考虑地形的影响、下垫面的特征、季

节的变化、气团的稳定性、水汽的多寡等等，加以修正。下

面是锋面气旋在不同发展阶段的天气模式(如图4.18)：

(1)初生阶段

在锋面气旋的初生阶段，一般强度较弱，上升运动不强，云

和降水等坏天气区域不大。在暖锋前会形成云雨和连续性降

水，能见度恶劣。云层厚的地方在气旋波顶附近。当大气层

结不稳定时，暖锋上还可以出现阵性降水。在冷锋后，云和

降水带通常比暖锋前要窄一些。

(2)发展阶段

在锋面气旋发展阶段，气旋区域内的风速普遍增大，气旋前

部有暖锋天气特征，云系向前伸展很远，靠近气旋中心处云

区最宽;离中心越远，云区越窄。气旋后部具有冷锋后冷气团

的天气特征。但夏季冷气团中常有对流云发生。靠近气旋中

心的一段冷锋移动较快，锋前及地面锋线附近为对流云及阵

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性降水。远离气旋中心的一段冷锋一般处于高空槽后，移动

缓慢，锋后云雨区较宽。在气旋的暖区部分，其天气特点主

要取决于暖区气团的性质：如果是热带大陆气团控制，由于

空气干燥，一般无降水，至多只有一些薄的云层;如果是热带

海洋气团控制，水汽充沛，则在层结稳定时出现层云或雾，

层结不稳定时易有对流性天气发展。在发展强的气旋中，暖

区可出现偏南大风，冷锋后的冷区则可能出现西北大风，在

干燥季节，伴随大风会出现风沙，能见度变坏。

(3)锢囚阶段

当锋面气旋发展到锢囚阶段时，地面风速很大，辐合上升气

流加强，在水汽充沛时，云和降水范围扩大，降水强度加剧，

而云系比较对称地分布在锢囚锋两侧。

(4)衰亡阶段

当气旋进入衰亡阶段后，云和降水开始减弱，云底抬高。以

后随着气旋趋于减弱消失，云和降水也随着逐渐消失。

以上讨论的仅是气旋天气的大尺度特征。60年代以来，随着

雷达、卫星观测的增多，人们发现气旋的天气远不是那么简

单，其中最明显的特征是云和降水具有中尺度结构，降水呈

多带分布。Hobbs等根据处于气旋不同部位的特征，把雨带

分为六类：①暖锋雨带;②暖区雨带;③宽冷锋雨带;④窄冷锋

雨带;⑤锋前冷雨带;⑥锋后雨带

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