高中地理知识：气旋和反气旋

1、.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，因此又称为“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9701010hPa之间。地面反气旋气压一般在10201030hPa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

2、旋那么陆地比海上强，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;按其热力构造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，挪动性大，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热带气旋：发生在热带海洋上的强烈的气旋性涡旋，当其中风力到达一定程度时，称为台风或飓风;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，这类气旋根本上不挪动，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

3、气旋;按其热力构造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。出如今副热带地区的副热带高压多属暖性反气旋。副热带高压较少挪动，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。假如以在一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程度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途径的统计图。从图中可以看到在北半球气旋源地大致有如下几个特点：11月和7月北太平洋和北大西洋有两个气旋最大

4、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挪动。比较图中1月与7月的情况可以看到冬季气旋发生频率明显高于夏季，同时东亚气旋途径夏季比冬季偏北。2气旋的源地分布根本上与纬圈平行，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宏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说明，无论冬夏东亚

5、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。后者那么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;而南方气旋那么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，从南到北的挪动有着亲密的关系。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 110°E以西、4

6、0°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以东集合，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挪动的闭合小高压，其直径约为几百到一千公里

7、。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，在条件适宜时亦可能有地面气旋波生成。3.温带气旋的经典模型J.Bjerknes1919提出并经他和Solberg1921，1926稍加修改正的气旋根本形式：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比照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。气旋形式中，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亲密的关系，两者相结合的方式如图4.16中的垂直剖面图

8、。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挪动快，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。仅仅描绘了温带气旋在其开展中期某个时刻的构造，实际大气中气旋的发生开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形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场下降。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

9、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挪动得更快。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。在锢囚锋的两边，冷气团性质可以有所不同。气旋开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

10、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，整个过程结束。这个概念模型的一个根本特点，在于它说明在气旋发生开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。 J.Bjerknes和Solberg认为这种能量转换作用合适于气旋发生的过程。他们说，只有存在一定的气团温度比照锋面的条件下，气旋的动能才能增加，在气旋变成完全锢囚的最后阶段，气旋不再开展，这被认为是由于气旋中心附近气团温度比照已经减弱，没有了有效位能的缘故。在这个阶

11、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，所以气旋开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构造的不同，以及组成气旋的冷、暖空气随季节和地区的差异，锋面气旋在不同的开展阶段会有很大的差异。要给出锋面气旋在各种情况下的详细天气特征，确实是很难做到的。流型根本一样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

12、型把云、降水分布与各种环流系统联络起来，为预报提供一个大致轮廓，在此根底上再结合详细因素，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开展阶段在锋面气旋开展阶段，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。

13、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挪动较快，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，挪动缓慢，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：假如是热带大陆气团控制，由于空气枯燥，一般无降水，至多只有一些薄的云层;假如是热带海洋气团控制，水汽充分，那么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开展。在开展强的气旋中，暖区可出现偏南大风，冷锋后的冷区那么可能出现西北大风，在枯燥季节，伴随大风会出现风沙，能见度变坏。3锢囚阶段当锋面气旋开展到锢囚阶段时，地面风速很大，辐合上升气流加强，在水汽充分时，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。