1、高考地理必背知識點：氣旋和反氣旋氣旋是同一高度中心氣壓低于四周的、占有三度空間的大尺度渦旋。在北半球。氣旋范圍內的空氣作逆時針旋轉，在南半球其旋轉方向為順時針。從氣壓場的角度看，氣旋又是低氣壓，因而又稱為“低壓”。反之，同一高度上中心氣壓高于四周的大尺度渦旋叫反氣旋。 氣旋、反氣旋的強度一般用其中心氣壓值來表示。氣旋中心氣壓越低，氣旋越強，反之越弱;反氣旋中心氣壓越高，反氣旋越強。 地面氣旋的中心氣壓值一般在9701010hPa之間。地面反氣旋氣壓一般在10201030hPa之間。就平均情況而言，溫帶氣旋與反氣旋的強度隨季節有所變化，一般冬季比夏季強。海上溫帶氣旋比陸地強，反氣旋則陸地比海上強

2、，這與海陸的熱力作用不同有關。 1.氣旋、反氣旋的分類 (1)氣旋 根據氣旋形成和活動的主要地理區域，可分為溫帶氣旋和熱帶氣旋兩大類;按其熱力結構可分為鋒面氣旋和無鋒面氣旋。氣旋中有鋒面的氣旋叫鋒面氣旋，鋒面氣旋的溫壓場是不對稱的，移動性大，而且是帶來云和降水的主要天氣系統，是本節討論的重點所在。無鋒面氣旋又可分為兩類熱帶氣旋：發生在熱帶海洋上的強烈的氣旋性渦旋，當其中風力達到一定程度時，稱為臺風或颶風;局地性氣旋：由于地形作用或下墊面加熱作用而產生的地形低壓或熱低壓，這類氣旋基本上不移動，一般不會帶來云雨天氣。 (2)反氣旋 根據其形成和活動的主要地理區域分為極地反氣旋、溫帶反氣旋和副熱帶反

3、氣旋;按其熱力結構可分為冷性反氣旋和暖性反氣旋。 活動于中高緯度大陸近地面層的反氣旋多屬冷性反氣旋，習慣上又稱冷高壓。冬半年強大的冷高壓南下，可造成24小時內降溫超過10的寒潮天氣。 出現在副熱帶地區的副熱帶高壓多屬暖性反氣旋。副熱帶高壓較少移動，但有季節性的南北位移和中、短期的東西進退。 2.溫帶氣旋的源地 氣旋源地并不是均勻地分布在溫帶地區。如果以在一定面積中氣旋生成的頻數來統計，可以發現氣旋發生頻數在水平空間上有明顯的極大值與極小值分布，如圖4.15給出了1月和7月北半球地面氣旋頻率及主要路徑的統計圖。 從圖中可以看到在北半球氣旋源地大致有如下幾個特點： (1)1月和7月北太平洋和北大西

4、洋有兩個氣旋最大頻率中心，這就是半永久的阿留申低壓和冰島低壓所在地。亞洲、北美大陸北部及沿海的氣旋分別向這兩個頻率中心移動。比較圖中1月與7月的情況可以看到冬季氣旋發生頻率明顯高于夏季，同時東亞氣旋路徑夏季比冬季偏北。 (2)氣旋的源地分布基本上與緯圈平行，呈東西向，在洋面上，特別在太平洋上，緯圈向的氣旋源地尤其明顯。 (3)巨大山地的背風坡一側及其以東地區。北美的落基山、阿巴拉契亞山，北歐的斯堪的納維亞山脈，亞洲青藏高原的東面，都是氣旋主要的發生地。 (4)海灣以及內陸湖泊，在冬季溫度較高，很容易有氣旋生成。地中海中的意大利半島的兩側，黑海、里海、北美的五大湖區等都是著名的氣旋源地。對東亞氣

5、旋發生情況的統計表明，無論冬夏東亞氣旋在3035N和4550N兩個地帶中生成的頻數最高，而這兩個地帶中前者與長江淮河流域的緯度相當，稱南方氣旋。后者則相當于我國的北部邊疆，稱為北方氣旋。夏半年北方氣旋發生的頻數比冬半年多;而南方氣旋則是冬半年發生的頻數大于夏半年;冬半年這兩個地帶中氣旋發生的百分比接近，而夏半年北方氣旋發生的百分比明顯比南方氣旋大得多。這種南北、冬夏氣旋發生頻數的不同與行星鋒區由冬季到夏季，從南到北的移動有著密切的關系。 另外，在太行山背風側的華北平原，日本海和巴爾喀什湖附近是氣旋發生頻數較多的地區。而 110E以西、40N以南，由于青藏高原的存在，大部分地區并無氣旋發生。這是

6、因為當對流層中下層西風經過青藏高原時，分為兩支，北支在40N以北甘肅一帶形成高壓或貝加爾湖高壓脊。南支西風經高原南側形成孟加拉灣低槽，槽前西南氣流向北侵襲我國。兩支氣流在110E以東匯合，四川盆地成為高原東側的“死水區”，故這一帶沒有地面氣旋生成。但在南支氣流的北側，我國的西南地區，低層常形成一個個低渦，即西南渦，西南渦東移到110E以東時，成為誘導地面氣旋生成的一個重要原因。對流層低層、高原北邊緣有時接連出現由西往東偏南方向移動的閉合小高壓，其直徑約為幾百到一千公里。通常把這種高壓稱為蘭州高壓。這些高壓是形成江淮切變線的天氣系統之一。江淮切變線經常伴有地面靜止鋒，在條件合適時亦可能有地面氣旋

7、波生成。 3.溫帶氣旋的經典模型 如圖4.16就是J.Bjerknes(1919)提出并經他和Solberg(1921，1926)稍加修改過的氣旋基本模式：其突出特點是溫帶氣旋形成于一條鋒面上，在這里相鄰兩氣團之間絕大部分溫度對比集中形成一條狹窄的過渡層，按天氣圖尺度來看，實際上相當于一條溫度或密度的不連續線。 如圖4.16所示的氣旋模式中，氣旋表現為波狀，“暖區”介于暖鋒和冷鋒之間，根據云和降水的觀測，Bjerknes和Solberg發現，暖鋒云系與傾斜的鋒面有密切的關系，兩者相結合的方式如圖4.16中的垂直剖面圖。在暖鋒上面，暖濕空氣沿著傾斜的鋒面爬升，并形成大片云層。在冷鋒上空，高層冷空

8、氣運動比低層鋒面移動快，從剖面圖上看，空氣有沿鋒面向下運動的分量，結果鋒面過境后不久，天空轉晴。但地面冷鋒處或地面冷鋒前不遠處，由于鋒面對低層濕空氣的抬升，而形成一條狹窄的降水帶。 圖4.16僅僅描述了溫帶氣旋在其發展中期某個時刻的結構，實際大氣中氣旋的發生發展要有一個從生成到消亡的生命史過程，挪威學派的經典概念模式認為在氣旋發生階段，可以把它看成是具有氣旋性切變的準靜止鋒上的一個小擾動，如圖4.17a、b。 初始小擾動一旦發生，暖空氣稍稍上升到冷空氣上面，波峰附近的氣壓就開始下降。在初始擾動發生以后，氣壓分布有利于在波峰附近形成一個氣旋環流。這種環流的一個重要特點(如圖4.17c)，是在波峰

9、后面有一個從冷空氣吹向暖空氣的分量，而在波峰前面有一個從暖空氣吹向冷空氣的分量。冷鋒向前行進和暖鋒向東撤退，使整個鋒面波大致沿著摩擦層以上的暖區氣流方向前進。隨著初始擾動的振幅逐漸增大，同時氣旋中心的氣壓不斷降低，周圍的環流增強。而且可以看到冷鋒一般比暖鋒移動得更快。最后冷鋒追上暖鋒，暖空氣完全從地面抬升到高空。這種過程稱為“錮囚”，所形成的鋒稱為錮囚鋒(如圖4.17d)。在錮囚鋒的兩邊，冷氣團性質可以有所不同。氣旋發展到下一個階段時(如圖4.17e)，冷鋒追上暖鋒的地方(即錮囚鋒)離氣旋中心越來越遠，錮囚的范圍擴大，氣旋的范圍也變大，并轉變成對流層下部的一個大冷渦，但暖空氣仍然在其上空。最后

10、氣旋大體上成為一個正壓渦旋，這時它喪失了鋒的特性，并且由于摩擦作用，氣旋逐漸消散，整個過程完結。 這個概念模型的一個基本特點，在于它說明在氣旋發生發展過程中能量的轉換問題。在錮囚過程期間，最初范圍很大的暖空氣區域逐漸減小范圍，并被入侵的冷空氣所替代。在氣旋中心附近，整個大氣的中心是降低了，所以位能減小，但同時氣旋系統的動能卻增加了。 J.Bjerknes和Solberg認為這種能量轉換作用適合于氣旋發生的過程。他們說，只有存在一定的氣團溫度對比(鋒面)的條件下，氣旋的動能才能增加，在氣旋變成完全錮囚的最后階段，氣旋不再發展，這被認為是由于氣旋中心附近氣團溫度對比已經減弱，沒有了有效位能的緣故。

11、在這個階段所有的暖空氣都已經被抬升上去了，冷空氣下沉并在低層擴展到氣旋所占的整個區域。由于我們不能把氣旋完全作為一個動力學和熱力學的閉合系統，所以氣旋發展中的能量過程實際要復雜得多。 4.鋒面氣旋天氣 鋒面氣旋的天氣可以看成是以氣旋的空氣運動特征為背景的氣團天氣與鋒面天氣的綜合。 鋒面氣旋在對流層的中下層主要是輻合上升氣流占優勢，因此對應著云雨天氣。但由于上升氣流的強度和鋒面結構的不同，以及組成氣旋的冷、暖空氣隨季節和地區的差異，鋒面氣旋在不同的發展階段會有很大的差異。要給出鋒面氣旋在各種情況下的具體天氣特征，確實是很難做到的。流型基本相同的天氣系統可以有差異很大的天氣分布。 在實際工作中，人

12、們往往通過概念模型把云、降水分布與各種環流系統聯系起來，為預報提供一個大致輪廓，在此基礎上再結合具體因素，如考慮地形的影響、下墊面的特征、季節的變化、氣團的穩定性、水汽的多寡等等，加以修正。下面是鋒面氣旋在不同發展階段的天氣模式(如圖 4.18)： (1)初生階段 在鋒面氣旋的初生階段，一般強度較弱，上升運動不強，云和降水等壞天氣區域不大。在暖鋒前會形成云雨和連續性降水，能見度惡劣。云層厚的地方在氣旋波頂附近。當大氣層結不穩定時，暖鋒上還可以出現陣性降水。在冷鋒后，云和降水帶通常比暖鋒前要窄一些。 (2)發展階段 在鋒面氣旋發展階段，氣旋區域內的風速普遍增大，氣旋前部有暖鋒天氣特征，云系向前伸

13、展很遠，靠近氣旋中心處云區最寬;離中心越遠，云區越窄。氣旋后部具有冷鋒后冷氣團的天氣特征。但夏季冷氣團中常有對流云發生。靠近氣旋中心的一段冷鋒移動較快，鋒前及地面鋒線附近為對流云及陣性降水。遠離氣旋中心的一段冷鋒一般處于高空槽后，移動緩慢，鋒后云雨區較寬。在氣旋的暖區部分，其天氣特點主要取決于暖區氣團的性質：如果是熱帶大陸氣團控制，由于空氣干燥，一般無降水，至多只有一些薄的云層;如果是熱帶海洋氣團控制，水汽充沛，則在層結穩定時出現層云或霧，層結不穩定時易有對流性天氣發展。在發展強的氣旋中，暖區可出現偏南大風，冷鋒后的冷區則可能出現西北大風，在干燥季節，伴隨大風會出現風沙，能見度變壞。 (3)錮囚階段 當鋒面氣旋發展到錮囚階段時，地面風速很大，輻合上升氣流加強，在水汽充沛時，云和降水范圍擴大，降水強度加劇，而云系比較對稱地分布在錮囚