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气旋和反气旋

气旋和反气旋也是常见的天气系统，它的形成和移动对一地的天气影响很大。本节我们主要了解其一般知识及其天气特征。

一、旋

气旋是占有三维空间的，在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋。气旋又称低压，前者是按流场特征命名，后者是按气压场命名。气旋的范围是以地面天气图上最外围闭合等压线的直径来确定的。气旋的平均直径为1000km左右，大的可达2000～3000km，小的只有100～200km。气旋的强度以其中心气压值表示，气压越低，其强度越大，地面气旋中心值一般在1010～970hPa,发展特别强大的气旋可低于935hPa，海洋上曾有的低到920hPa。若气旋中心气压随时间下降，称气旋“加深”或“发展”，反之，称为气旋的“减弱”或“填塞”。

在北半球，气旋内部气流运动模式为：近地层气流围绕中心作逆时针旋转，由于摩擦作用，气流向中心辐合，中心气流由于周围气流的辐合作用而上升。因为绝热冷却，发生水汽凝结，形成云雨所以气旋内部一般多阴雨天气。

按气旋形成地理位置的不同，可分为温带气旋和热带气旋。若按其内部热力结构又可分为锋面气旋和无锋面气旋。

1.锋面气旋

锋面气旋是温带地区最常见的一类气旋，在我国主要发生在长江中下游及其以北区域。

锋面气旋形成的原因比较复杂，大多数情况下是在准静止锋或缓行冷锋上产生波动形成的，也有些属于冷锋进入热低压后暖锋锋生而成(如江淮气旋主要以这种方式形成的)，当在地面锋带上出现第一根闭合等压线时，锋面气旋即告形成，锋面气旋从其开始形成到最后消亡大致可分为四个阶段：

(1)初生阶段：从发生波动到绘出第一根闭合等压线为止称为初生阶段。此时，原锋面(准静止锋或入侵冷锋)上产生波动，冷空气南侵，暖空气向北扩展，形成冷暖锋结构，一般东部为暖锋，西部为冷锋，并出现相应的锋面天气。

(2)发展阶段：冷暖锋进一步发展，气旋进一步加深，南侧暖区变窄，天气表现为云层变厚，雨区扩大，降水强度增加。

(3)锢囚阶段：冷锋赶上暖锋，形成锢囚，暖锋进一步变窄，暖空气被抬升，此时气旋达到全盛阶段，地面为锢囚锋天气。

(4)消亡阶段：暖区消失，暖空气被抬离地面，地面形成冷性涡旋，此时降水区域变宽，降水强度由强转弱并逐渐停止，随着冷空气的入侵以及气旋和地表的摩擦等热量交换，冷涡逐渐填塞、减弱，最后消失。

由于锋面气旋处在盛行西风带内，所以它是有规律自西向东移动。当锋面气旋的前部(东部)经过时，常出现气压下降，温度升高，天气回暖，有阵雨或暴雨，多刮较大的偏南风；它的后部(西部)经过时，气压上升，温度下降，刮西北风或北风，多云、阴天或下雨、下雪。

以上是一个典型锋面气旋的发展过程，实际上，锋面气旋在发展过程中由于周围大气状态的差异，表现也不尽相同，有的气旋产生后很快消失，而有的锢囚后，在合适的条件下，仍可加强发展，特别是当其东移出海后，有了海洋上暖湿空气的补充而得到加强。

锋面气旋产生往往并不是单一的，而是在一条锋面上先后产生数个气旋，称为气旋族，这些气旋互相影响，或消亡或合并，使锋面气旋变得更为复杂。

锋面气旋一般随着大气环流向东移动，一般移向阿留申群岛。气旋的移动速度与当时大气环流状况有关，约15～100km／h，平均为30～40km／h，春季移动较快，冬季较慢。我国的锋面气旋多产生在高原以东地区，自北向南出现的锋面气旋有：东北气旋、蒙古气旋、黄河气旋、江淮气旋和东海气旋。

2.无锋面气旋

有些气旋并不是在锋面上形成的，内部没有冷、暖锋面这类气旋属无锋面气旋，如热带低压、地方性气旋等。

(1)热带气旋

热带气旋是形成于热带海洋上，具有暖心结构、强烈的气旋性涡旋。它的来临往往带来狂风、暴雨和惊涛骇浪，具有极大的破坏力，严重威胁着人民的生命、财产安全，是一种灾害性天气。同时热带气旋也带来了充沛雨水，有利于缓和或解除盛夏旱象，是热带地区最重要的天气系统。

热带气旋的强度有很大差异，按国际规定热带气旋的名称和等级标准可分为：台风（飓风）、热带风暴、热带低气压。我国从1989年起开始采用国际规定。

(2)地方性气旋

局部地区，由于下垫面性质的差异，导致其上的空气受热不均而形成的低压系统。多出现于夏季，冬季较少。当地表受到强烈的太阳辐射后，有些地方增温较快，其上的空气由于和下垫面的热量交换，温度比周围空气温度高，体积膨胀，空气密度减小，气压垂直梯度较小，因此地面气压降低，形成由四周向中心的气压梯度力，空气产生向心运动，在地转偏向力、离心力和地表摩擦力等共同作用下，空气围绕中心做逆时针辐合，由此形成地面辐合，高空辐散，中心气流上升的热低压气旋。

地方性气旋一般尺度较小，内部上升气流较弱，当空气较潮湿时，会出现云雨天气，其至可出现雷暴。

二、反气旋

反气旋是占有三维空间的,在同一高度上中心气压高于四周的大尺度涡旋,从气压场角度看,就是高压系统。在北半球，反气旋内近地层空气沿顺时针方向由中心向外辐散，中心气流下沉，高空气流辐合。反气旋的尺度是以其地面最外围闭合等压线的直径表示，一般反气旋尺度较大，发展强盛的反气旋可以覆盖直径几千公里的区域，也有一些尺度较小，但对大气环流形势影响巨大，如阻塞高压等。反气旋的强度一般用其中心气压值表示，中心气压值越高，其强度越大，一般在1030～1040hPa ,强时可达1080hPa以上。当反气旋中心气压随时间逐渐升高时，称为反气旋“发展”或“加强”，反之称为反气旋“减弱”或“填塞”。

反气旋内部天气，由于其中心气流下沉增温，因此一般为晴好天气，气温的日较差较大，冬季在冷性反气旋控制下，可出现霜冻，有时可形成辐射雾。

1.副热带高压

由于大气环流，在南北半球的副热带地区，经常维持着沿纬圈分布的高压带，称为副热带高压带，简称副高。副高呈椭圆形，长轴大致同纬圈平行，是暖性动力系统。北半球的副热带高压带受大范围陆地的分隔，形成多个活动中心。它们主要分布在：北太平洋西部、北太平洋东部、北大西洋中部、北大西洋西部墨西哥湾、北非等地。由于副高占据广大空间，稳定少动，成为副热带地区最重要的大型天气系统。它的维持和活动对低纬与中纬地区间水汽、热量、能量、动量的输送和平衡起着重要作用，对低纬度环流和天气变化具有重大影响。这些副热带高压，常年存在，只是强度和范围随季节的变化而变化。

影响我国的副热带高压主要是北太平洋高压的西部，即西太平洋高压脊。冬季时，西太平洋副热带高压脊的强度减弱，范围缩小，退居海上，对我国影响不大；夏季，它北进西伸，与印度大陆的低压配合构成偏南气流，是我国中部和南部地区的主要水汽来源。高压脊的西部和西北部边缘与西风带锋区相邻，多气旋和锋面活动，一般水汽丰沛，上升运动强烈，故多阴雨天气。脊线附近有很强的辐散下沉气流，多晴朗少云、炎热的天气；脊线南侧为东风气流，常有台风、热带低压、东风波、热带辐合带等热带系统活动，常产生大雨甚至暴雨、大风、雷暴等强对流性天气。

西太平洋高压脊位置的季节变化与我国大陆上雨带的季节位移有密切关系。通常雨带位于副热带高压脊线以北约5～8个纬距，脊线移动，雨带也随之移动。

副高脊线的移动并不是均匀的，而是跳跃式前进，表现为快速北上和振荡徘徊相结合。一般来说，2～3月，副高脊线由13°N缓慢北移到15°N附近，脊端也靠近120°E，这时，来自低纬度海洋上的暖湿气流开始到达华南地区，可造成华南低温阴雨天气或霜冻天气；4～6月，脊线明显地向北移到20°N以南，这时，大范围雨区常在华南地区，其中6月中旬或下旬，副高脊线第一次迅速向北跳跃，并越过20°N，徘徊在25°～27°N，脊端可达120°E以西，这表明来自低纬度海洋上较强的暖湿空气已进入华南、华中地区，并且非常活跃，同时，西太平洋高压西北侧的大范围雨区随之北移到我国长江中、下游，产生该区的梅雨季节。到了7月上、中旬副高脊线又一次出现北跳现象，跳过25°N以后，在30°N附近徘徊，其脊端已到120°E以西，大范围雨区由长江流域移到黄淮流域，长江流域梅雨结束，进入盛夏炎热少雨的伏旱期，而这时的黄淮流域进入雨季。7月底至8月初，脊线稳定在35°N附近，其脊端已伸入到整个华中地区，暖湿气流达到华北，是华北、东北雨季时期。9月上旬，副高脊线第一次向南跳回到25°N附近，这时大范围雨区又退回黄河流域，而长江中、下游地区出现秋高气爽的天气。10月上旬脊线又一次跳回到20°N以南，雨区也随之南移。另外副高脊线北移，热带洋面处于东风带内，不断产生热带气旋或台风，影响我国华南沿海和东南沿海地区的天气。当副高活动一旦异常，将导致我国旱涝等灾害性天气发生，如1954、1991年4～7月，1998年7～9月，副高北上迟缓，脊线稳定滞留在20～25°N。长江流域梅雨持久，形成罕见的洪水；而1961、1983年副高脊线很快越过20°～25°N 附近，6月中旬起，副高稳定在30°N附近，江淮流域夏季雨量较少，出现了旱象。

气旋和反气旋是经常出现的对大气和环流影响巨大的天气系统，以上我们仅是讨论了其一般的特征和活动规律以及常见的类型，气旋或反气旋是大气环流的一部分，它的生成、移动、强弱的变化都是与整个大气环流密切相关的，是地表及其上大气层对太阳辐射的反映，因此，应综合分析、判断，才能正确预测其对未来天气的影响。