高中地理知识：气旋和反气旋

高中地理知识：气旋和反气旋

高中地理知识：气旋和反气旋

高中地理知识：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。

气旋、反气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。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，锋面气旋的温压两台电脑如何共享 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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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

较图中1月与7月的情况可以看到冬季气旋发生频率古代称谓 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°～35°N和45°～50°N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

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附近是气旋发生频数较多的地区。而 110°E以西、

40°N以南，由于青藏高原的存在，大部分地区并无气旋

发生。这是因为当对流层中下层西风经过青藏高原时，分为

两支，北支在40°N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110°E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110°E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

es(1919)提出并经他和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。

气旋模式中，气旋表现为波状，“暖区”介于暖锋和冷锋

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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。

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。

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，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

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锢囚锋。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，最初血压低什么原因 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，冷空气下沉并在低奋斗人生 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

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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气流占优势，

因此对应着云雨天气。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。

(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

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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。在发展强的气抑郁的药有哪些 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咏柳古诗 的特征，把

雨带分为六类：

①暖锋雨带;

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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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