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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(nèi)的空氣作逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)，在南半球其旋轉(zhuǎn)方向?yàn)轫槙r(shí)針。從氣壓場(chǎng)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(qiáng)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(qiáng)，反之越弱；反氣旋中心氣壓越高，反氣旋越強(qiáng)。

　　地面氣旋的中心氣壓值一般在970～1010hPa之間。地面反氣旋氣壓一般在1020～1030hPa之間。就平均情況而言，溫帶氣旋與反氣旋的強(qiáng)度隨季節(jié)有所變化，一般冬季比夏季強(qiáng)。海上溫帶氣旋比陸地強(qiáng)，反氣旋則陸地比海上強(qiáng)，這與海陸的熱力作用不同有關(guān)。

1．氣旋、反氣旋的分類

(1)氣旋

　　根據(jù)氣旋形成和活動(dòng)的主要區(qū)域，可分為溫帶氣旋和熱帶氣旋兩大類；按其熱力結(jié)構(gòu)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(chǎng)是不對(duì)稱的，移動(dòng)性大，而且是帶來云和降水的主要天氣系統(tǒng)，是本節(jié)討論的重點(diǎn)所在。無鋒面氣旋又可分為兩類①熱帶氣旋：發(fā)生在熱帶海洋上的強(qiáng)烈的氣旋性渦旋，當(dāng)其中風(fēng)力達(dá)到一定程度時(shí)，稱為臺(tái)風(fēng)或颶風(fēng)；②局地性氣旋：由于地形作用或下墊面加熱作用而產(chǎn)生的地形低壓或熱低壓，這類氣旋基本上不移動(dòng)，一般不會(huì)帶來云雨天氣。

(2)反氣旋

　　根據(jù)其形成和活動(dòng)的主要地理區(qū)域分為極地反氣旋、溫帶反氣旋和副熱帶反氣旋；按其熱力結(jié)構(gòu)可分為冷性反氣旋和暖性反氣旋。

　　活動(dòng)于中高緯度大陸近地面層的反氣旋多屬冷性反氣旋，習(xí)慣上又稱冷高壓。冬半年強(qiáng)大的冷高壓南下，可造成24小時(shí)內(nèi)降溫超過10℃的寒潮天氣。

　　出現(xiàn)在副熱帶地區(qū)的副熱帶高壓多屬暖性反氣旋。副熱帶高壓較少移動(dòng)，但有季節(jié)性的南北位移和中、短期的東西進(jìn)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(qū)。如果以在一定面積中氣旋生成的頻數(shù)來統(tǒng)計(jì)，可以發(fā)現(xiàn)氣旋發(fā)生頻數(shù)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(tǒng)計(jì)圖。

從圖中可以看到在北半球氣旋源地大致有如下幾個(gè)特點(diǎn)：

(1)1月和7月北太平洋和北大西洋有兩個(gè)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(gè)頻率中心移動(dòng)。比較圖中1月與7月的情況可以看到冬季氣旋發(fā)生頻率明顯高于夏季，同時(shí)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(fēng)坡一側(cè)及其以東地區(qū)。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(fā)生地。

(4)海灣以及內(nèi)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(cè)，黑海、里海、北美的五大湖區(qū)等都是著名的氣旋源地。

　　對(duì)東亞氣旋發(fā)生情況的統(tǒng)計(jì)表明，無論冬夏東亞氣旋在30°～35°N和45°～50°N兩個(gè)地帶中生成的頻數(shù)最高，而這兩個(gè)地帶中前者與長江淮河流域的緯度相當(dāng)，稱南方氣旋。后者則相當(dāng)于我國的北部邊疆，稱為北方氣旋。夏半年北方氣旋發(fā)生的頻數(shù)比冬半年多；而南方氣旋則是冬半年發(fā)生的頻數(shù)大于夏半年；冬半年這兩個(gè)地帶中氣旋發(fā)生的百分比接近，而夏半年北方氣旋發(fā)生的百分比明顯比南方氣旋大得多。這種南北、冬夏氣旋發(fā)生頻數(shù)的不同與行星鋒區(qū)由冬季到夏季，從南到北的移動(dòng)有著密切的關(guān)系。

　　另外，在太行山背風(fēng)側(cè)的華北平原，日本海和巴爾喀什湖附近是氣旋發(fā)生頻數(shù)較多的地區(qū)。而 110°E以西、40°N以南，由于青藏高原的存在，大部分地區(qū)并無氣旋發(fā)生。這是因?yàn)楫?dāng)對(duì)流層中下層西風(fēng)經(jīng)過青藏高原時(shí)，分為兩支，北支在40°N以北甘肅一帶形成高壓或貝加爾湖高壓脊。南支西風(fēng)經(jīng)高原南側(cè)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110°E以東匯合，四川盆地成為高原東側(cè)的“死水區(qū)”，故這一帶沒有地面氣旋生成。但在南支氣流的北側(cè)，我國的西南地區(qū)，低層常形成一個(gè)個(gè)低渦，即西南渦，西南渦東移到110°E以東時(shí)，成為誘導(dǎo)地面氣旋生成的一個(gè)重要原因。對(duì)流層低層、高原北邊緣有時(shí)接連出現(xiàn)由西往東偏南方向移動(dòng)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(tǒng)之一。江淮切變線經(jīng)常伴有地面靜止鋒，在條件合適時(shí)亦可能有地面氣旋波生成。

3．溫帶氣旋的經(jīng)典模型

　　如圖4.16就是J.Bjerknes(1919)提出并經(jīng)他和Solberg(1921，1926)稍加修改過的氣旋基本模式：其突出特點(diǎn)是溫帶氣旋形成于一條鋒面上，在這里相鄰兩氣團(tuán)之間絕大部分溫度對(duì)比集中形成一條狹窄的過渡層，按天氣圖尺度來看，實(shí)際上相當(dāng)于一條溫度或密度的不連續(xù)線。

　　如圖4.16所示的氣旋模式中，氣旋表現(xiàn)為波狀，“暖區(qū)”介于暖鋒和冷鋒之間，根據(jù)云和降水的觀測(cè)，Bjerknes和Solberg發(fā)現(xiàn)，暖鋒云系與傾斜的鋒面有密切的關(guān)系，兩者相結(jié)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，高層冷空氣運(yùn)動(dòng)比低層鋒面移動(dòng)快，從剖面圖上看，空氣有沿鋒面向下運(yùn)動(dòng)的分量，結(jié)果鋒面過境后不久，天空轉(zhuǎn)晴。但地面冷鋒處或地面冷鋒前不遠(yuǎn)處，由于鋒面對(duì)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(fā)展中期某個(gè)時(shí)刻的結(jié)構(gòu)，實(shí)際大氣中氣旋的發(fā)生發(fā)展要有一個(gè)從生成到消亡的生命史過程，挪威學(xué)派的經(jīng)典概念模式認(rèn)為在氣旋發(fā)生階段，可以把它看成是具有氣旋性切變的準(zhǔn)靜止鋒上的一個(gè)小擾動(dòng)，如圖4.17a、b。

　　初始小擾動(dòng)一旦發(fā)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(dòng)發(fā)生以后，氣壓分布有利于在波峰附近形成一個(gè)氣旋環(huán)流。這種環(huán)流的一個(gè)重要特點(diǎn)(如圖4.17c)，是在波峰后面有一個(gè)從冷空氣吹向暖空氣的分量，而在波峰前面有一個(gè)從暖空氣吹向冷空氣的分量。冷鋒向前行進(jìn)和暖鋒向東撤退，使整個(gè)鋒面波大致沿著摩擦層以上的暖區(qū)氣流方向前進(jìn)。隨著初始擾動(dòng)的振幅逐漸增大，同時(shí)氣旋中心的氣壓不斷降低，周圍的環(huán)流增強(qiáng)。而且可以看到冷鋒一般比暖鋒移動(dòng)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(tuán)性質(zhì)可以有所不同。氣旋發(fā)展到下一個(gè)階段時(shí)(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(yuǎn)，錮囚的范圍擴(kuò)大，氣旋的范圍也變大，并轉(zhuǎn)變成對(duì)流層下部的一個(gè)大冷渦，但暖空氣仍然在其上空。最后氣旋大體上成為一個(gè)正壓渦旋，這時(shí)它喪失了鋒的特性，并且由于摩擦作用，氣旋逐漸消散，整個(gè)過程完結(jié)。

　　這個(gè)概念模型的一個(gè)基本特點(diǎn)，在于它說明在氣旋發(fā)生發(fā)展過程中能量的轉(zhuǎn)換問題。在錮囚過程期間，最初范圍很大的暖空氣區(qū)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(gè)大氣的中心是降低了，所以位能減小 高中化學(xué)，但同時(shí)氣旋系統(tǒng)的動(dòng)能卻增加了。 J.Bjerknes和Solberg認(rèn)為這種能量轉(zhuǎn)換作用適合于氣旋發(fā)生的過程。他們說，只有存在一定的氣團(tuán)溫度對(duì)比(鋒面)的條件下，氣旋的動(dòng)能才能增加，在氣旋變成完全錮囚的最后階段，氣旋不再發(fā)展，這被認(rèn)為是由于氣旋中心附近氣團(tuán)溫度對(duì)比已經(jīng)減弱，沒有了有效位能的緣故。在這個(gè)階段所有的暖空氣都已經(jīng)被抬升上去了，冷空氣下沉并在低層擴(kuò)展到氣旋所占的整個(gè)區(qū)域。由于我們不能把氣旋完全作為一個(gè)動(dòng)力學(xué)和熱力學(xué)的閉合系統(tǒng)，所以氣旋發(fā)展中的能量過程實(shí)際要復(fù)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(yùn)動(dòng)特征為背景的氣團(tuán)天氣與鋒面天氣的綜合。

　　鋒面氣旋在對(duì)流層的中下層主要是輻合上升氣流占優(yōu)勢(shì)，因此對(duì)應(yīng)著云雨天氣。但由于上升氣流的強(qiáng)度和鋒面結(jié)構(gòu)的不同，以及組成氣旋的冷、暖空氣隨季節(jié)和地區(qū)的差異，鋒面氣旋在不同的發(fā)展階段會(huì)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(shí)是很難做到的。流型基本相同的天氣系統(tǒng)可以有差異很大的天氣分布。

　　在實(shí)際中，人們往往通過概念模型把云、降水分布與各種環(huán)流系統(tǒng)聯(lián)系起來，為預(yù)報(bào)提供一個(gè)大致輪廓，在此基礎(chǔ)上再結(jié)合具體因素，如考慮地形的影響、下墊面的特征、季節(jié)的變化、氣團(tuán)的穩(wěn)定性、水汽的多寡等等，加以修正。下面是鋒面氣旋在不同發(fā)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(qiáng)度較弱，上升運(yùn)動(dòng)不強(qiáng)，云和降水等壞天氣區(qū)域不大。在暖鋒前會(huì)形成云雨和連續(xù)性降水，能見度惡劣。云層厚的地方在氣旋波頂附近。當(dāng)大氣層結(jié)不穩(wěn)定時(shí)，暖鋒上還可以出現(xiàn)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(fā)展階段

　　在鋒面氣旋發(fā)展階段，氣旋區(qū)域內(nèi)的風(fēng)速普遍增大，氣旋前部有暖鋒天氣特征，云系向前伸展很遠(yuǎn)，靠近氣旋中心處云區(qū)最寬；離中心越遠(yuǎn)，云區(qū)越窄。氣旋后部具有冷鋒后冷氣團(tuán)的天氣特征。但夏季冷氣團(tuán)中常有對(duì)流云發(fā)生�？拷鼩庑�中心的一段冷鋒移動(dòng)較快，鋒前及地面鋒線附近為對(duì)流云及陣性降水。遠(yuǎn)離氣旋中心的一段冷鋒一般處于高空槽后，移動(dòng)緩慢，鋒后云雨區(qū)較寬。在氣旋的暖區(qū)部分，其天氣特點(diǎn)主要取決于暖區(qū)氣團(tuán)的性質(zhì)：如果是熱帶大陸氣團(tuán)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(tuán)控制，水汽充沛，則在層結(jié)穩(wěn)定時(shí)出現(xiàn)層云或霧，層結(jié)不穩(wěn)定時(shí)易有對(duì)流性天氣發(fā)展。在發(fā)展強(qiáng)的氣旋中，暖區(qū)可出現(xiàn)偏南大風(fēng)，冷鋒后的冷區(qū)則可能出現(xiàn)西北大風(fēng)，在干燥季節(jié)，伴隨大風(fēng)會(huì)出現(xiàn)風(fēng)沙，能見度變壞。

(3)錮囚階段

　　當(dāng)鋒面氣旋發(fā)展到錮囚階段時(shí)，地面風(fēng)速很大，輻合上升氣流加強(qiáng)，在水汽充沛時(shí)，云和降水范圍擴(kuò)大，降水強(qiáng)度加劇，而云系比較對(duì)稱地分布在錮囚鋒兩側(cè)。

(4)衰亡階段

　　當(dāng)氣旋進(jìn)入衰亡階段后，云和降水開始減弱，云底抬高。以后隨著氣旋趨于減弱消失，云和降水也隨著逐漸消失。

　　以上討論的僅是氣旋天氣的大尺度特征。60年代以來，隨著雷達(dá)、衛(wèi)星觀測(cè)的增多，人們發(fā)現(xiàn)氣旋的天氣遠(yuǎn)不是那么簡單，其中最明顯的特征是云和降水具有中尺度結(jié)構(gòu)，降水呈多帶分布。Hobbs等根據(jù)處于氣旋不同部位的特征，把雨帶分為六類：①暖鋒雨帶；②暖區(qū)雨帶；③寬冷鋒雨帶；④窄冷鋒雨帶；⑤鋒前冷雨帶；⑥鋒后雨帶

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