气旋和反气旋

三、气旋和反气旋

大气在气压梯度力的作用下，由高压区流向低压区。在高压中心附近，大气向周围流动，也就是大气的辐散；在低压中心附近，大气由周围向中心集中，也就是大气的辐合。由于地转偏向力的作用，大气的辐合与辐散演变成图7-14所示的形式，即形成了气旋、反气旋。

图7-14　大气的辐合与辐散，气旋与反气旋图

(一)气旋

气旋是中心气压值比四周低的大型水平空气涡旋，又称低压。北半球气旋区域内的空气作逆时针旋转，向中心辐合流动，南半球气旋的空气流动方向相反。气旋强弱以中心气压值大小定论，中心气压值愈低，气旋强度愈强，反之则愈弱。

气旋按发生地区主要分为温带气旋与热带气旋两种。温带气旋是中、高纬度引起天气变化、产生大范围云雨天气的重要天气系统，热带气旋则主要对低纬度地区天气影响较大。

1.温带气旋

温带气旋指具有锋面结构的低压，也称锋面气旋，主要产生在45°N～55°N和25°N～35°N两个地方。前者以我国黑龙江、吉林与内蒙交界区最多，通常称做东北低压，又叫北方气旋。后者以我国长江中下游、日本九州西南洋面、日本本州岛南海上最多，通常称做江淮气旋，又叫南方气旋。

锋面气旋移动方向和速度受对流层中层引导气流控制。温带区域上空受西风带环流控制和地转偏向力影响，所以温带气旋通常从西南向东北方向移动，其速度平均为35～40km/h(慢者15km/h，快者100km/h)。锋面气旋在我国活动时间从生成到消失一般为2天左右(短者1天，长者4～5天)，以春季最多。一般锋面气旋单个出现较少，一条锋上往往产生2～3个或更多个，它们形成气旋族并沿锋线顺次移动，一个气旋经过某区域的平均时间为5～6天，个别可达10天以上。

发展成熟的锋面气旋天气系统结构模式如图7-15所示，在气旋前方为暖锋，后方为冷锋，中间为暖空气区，冷暖锋外围为冷空气区。当气旋自西向东移动通过某一区域时，首先出现暖锋降水天气。风向由东到东南风转向为西南风后再转受单一暖气团控制，出现温度升高的晴好天气。最后当冷锋面控制该区域时出现第一型冷锋降水天气，风向由西南风转为西北风。

2.热带气旋和台风

热带气旋是夏秋季节形成于热带洋面上，具有强大暖湿空气强烈向中心区辐合抬升的深厚气旋性涡旋。它的来临往往带来狂风和降水强度极大的暴雨天气，并伴有惊涛骇浪和电闪雷鸣，具有很大的破坏力。但有时夏季久旱的内陆地区又盼台风登陆时带来的丰沛降水，以解除旱情。

热带气旋的强度有很大差异。国际气象组织(WMO)规定热带气旋的名称和等级如下：

①台风(飓风)——地面中心附近最大风速为≥32.6m/s(风力12级以上)。

②热带风暴——地面中心附近最大风速17.2～32.6m/s(风力8～11级)。其中，地面中心附近最大风速为24.5～32.6m/s(风力10～11级)，称做强热带风暴。

③热带低压——地面中心附近最大风速10.8～17.1m/s(风力6～7级)。

我国中央气象局从1989年1月1日执行国际标准。

为识别和及时预报追踪风力强大降水过多的热带气旋(台风)天气，各国气象部门都对它进行命名或编号。我国规定：凡出现在150°E以西、赤道以北的热带风暴和台风，按每年出现的早晚顺序编号。如9903热带风暴(或台风)，表示1999年出现在150°E以西的第3号热带风暴(或台风)。根据中国气象局颁发的［1999］86号文件通知，从2000年1月1日起，我国还将生成于西北太平洋和南海的热带气旋(台风)，用14个国家拟定的140个名字，分别对不同国家海域的热带气旋(台风)，按先后顺序命名。如0003(启德)表示2000年第3号热带风暴出现在中国香港海域附近。

热带气旋(台风)的特点是：范围小(以最外围的等压线为直径，平均600～1000km，最大2000km，最小100km左右)、中心气压值低(低于950hPa，甚至在900hPa左右)、气压梯度大、近中心风速大(瞬时风速达32～50m/s，相当于风力11～15级以上)。北半球热带气旋(台风)的产生，与夏半年7～10月间赤道低压北移的东南信风与东北信风的辐合、海陆热力差异以及副高的弱强等多种因素有关。最初多生成在赤道低压带气流辐合区、地转偏向力较小的南北纬5°～20°(尤其5°～20°纬度带)、海水温度较高(t＞26.5℃)、风微弱的热带洋面上，然后向西或向西偏北或向西北后转向东北方向的陆上运移。有时台风在移动过程中有左右摆动或打转等奇怪运移路线，显然这同当时的大气环流流场有关。台风移动的速度平均为20～30km/h。气旋(台风)过境时，破坏力最强的是在上升气流极强、由积雨云(Cb)构成的垂直高度为10～15km的同心圆状云墙区，常伴有强烈的暴风雨。云墙区内的台风眼区则为气流下沉、风平浪静、晴朗无云的无雨区。云墙区外为两条辐合上升的对流云带，向气旋(台风)内输送降水能量。

(上图和下图分别表示气旋中心以北和以南(穿过暖区)的剖面上的云系和空气运动状况，剖面的取向与气旋方向一致)

图7-15　气旋模式

一般风力超过12级的热带气旋(台风)，除南大西洋外，几乎各热带洋面都有发生。全球以太平洋地区最多、强度也最大。对我国有影响的热带气旋(台风)主要发生在夏、秋两季，低纬度地区则全年都有。

(二)反气旋

反气旋是指占有三维空间的中心气压值高于四周的大型空气水平涡旋，又称高压。北半球反气旋区域内的空气作顺时针旋转向外围辐散流动，南半球反气旋区域内的空气流动方向相反。反气旋水平直径也以最外围一条闭合等压线度量，但比气旋大得多。一个发展强盛的反气旋水平尺度可达数千米，几乎可和世界最大的大陆、海洋面积相比拟。强大反气旋四周的地面最大风速可达20～30m/s。

反气旋按热力结构分为冷性反气旋(或冷高压)和暖性反气旋(或暖高压或副热带高压)两种。按形成原因和主要活动的区域，可分为副热带反气旋和温带反气旋。活动在高纬度大陆近地层的反气旋多属冷性反气旋，即温带反气旋。活动于副热带区域的反气旋，则属暖性反气旋。冷性反气旋是引起中、高纬度地区天气变化的重要天气系统；暖性反气旋则与锋面气旋相伴，对我国东部地区天气影响较大。

1.冷性反气旋与寒潮

冷性反气旋因常和高压相伴出现，故又可称为冷高压。冷性反气旋产生在极寒冷的中、高纬地区，如北半球的格陵兰、加拿大、北极、西伯利亚、蒙古等地，以冬季影响最明显，势力范围大，影响范围广，常给受影响地区造成剧烈降温、霜冻、大风和降水的寒冷天气，是中、高纬度地区冬季最突出的天气过程。

冷性反气旋出现在近地面浅薄气层中。冬半年欧亚大陆北部区域地表气温极低，南部近东西向的高大山脉(青藏高原)阻挡了冷空气南下退路，因此欧亚大陆成为反气旋活动最频繁、势力最强大的区域。由于冷性反气旋内部盛行下沉辐散气流，又源于气温极低水汽量少的高纬度，所以在内部聚集了大量冷空气后出现风速极小、晴朗少云的天气特征。当冷性反气旋受高空西风带引导气流影响和地转偏向力作用，从西北向东南方向移动时，就能给所经地区造成一次如同寒流滚滚而来的强冷空气袭击，并造成剧烈降温、霜冻、大风、降水等灾害天气，一般称这种大范围强冷空气活动为寒潮。

我国中央气象局规定：以冷空气入侵使气温在24小时内下降10℃以上，最低气温降至5℃以下，作为发布寒潮警报的标准。但该标准对南方地区气温未下降到5℃时，已对某些农作物造成很大危害，同时，以上规定未说明气温下降10℃的范围大小。因此中央气象局又补充规定：长江中下游及其以北地区48小时内降温10℃以上，长江中下游最低气温T_min≤4℃(春秋季改为江淮地区最低气温T_min≤4℃)，陆上三个大行政区有5级以上大风，三个海区(渤海、黄海、东海)先后有7级以上大风，作为发布寒潮警报标准。如果上述区域48小时内降温达14℃以上，其余条件同上，则作为强寒潮标准。按以上标准，我国受影响的概率是平均每年8.6次，其中有3～5次是全国性的寒潮。即冷锋活动不一定都能达到强寒潮标准，而达到标准的一定是十分强大的冷空气(冷性反气旋)活动造成的第二型冷锋过境。如1995年1月受第二型冷锋活动影响后，我国许多地方(包括海南岛)的气温均出现极端最低值，并伴有严重霜冻、结冰、大风(一般风速达10～25m/s，相当于风力5～10级)等天气现象就属强寒潮。冬春季节由冷性反气旋(第二型冷锋活动)造成的寒潮是纬向环流转变为经向环流时发生的灾害性天气。当强大冷性反气旋影响我国准河以北时，因空气较干燥很少有降水现象发生；但移至淮河以南暖空气活跃，水汽含量较多的湿润地区时，会带来降水量大的雨雪天气；而在干旱的西北内陆和内蒙等地区则会带来沙尘暴天气。如1988年3月中旬的一次寒潮影响，给沿江苏以南地区带来了大雪降水过程，缓解了入冬以来的旱情，对小麦等农作物的生长十分有利。1993年5月5日发生在河西走廊金昌市的沙尘暴，使一些县发生了严重霜冻和人畜伤亡事件。

2.暖性反气旋与梅雨

暖性反气旋又称暖高压或副热带高压(简称副高)。常在南、北半球副热带地区沿纬度分布这种高压系统，并受海陆分布影响断裂成若干个具有闭合中心的高压单体。它们主要位于海洋上，常年存在。夏季大陆高原上空出现的青藏高压和墨西哥高压，均属副热带高压。这些高压不是同时都很明显，而是有强有弱，有分有合。副高占据广大空间，稳定少动，是副热带地区最重要的大型天气系统。它的存在和活动，不仅对低、中纬度地区间水汽、热量的输送与交换具有重要的作用，而且对中、高纬度地区环流系统的演变也有重大影响。尤其是西太平洋副热带高压的西部脊，常伸入我国大陆，对我国夏季的天气产生重大影响。

(1)副高的结构与天气。副高处于低纬环流和中纬环流的汇合带上，由对流层中上层气流辐合聚积下沉至地表形成。因此，副高的结构比较复杂，在不同高度，不同季节以及不同地区有所不同。其强度和规模在北半球夏季均增强增大，盛夏时几乎可占北半球面积的1/5～1/4，冬季则减弱缩小，位置南移东退。

由于副高内部盛行下沉辐散气流，天气以晴朗少云、微风炎热为主。在高压北部、西北部边缘因与西风带天气系统(锋面、气旋、低压槽)交界多形成阴雨天气。而高压南侧是东风气流，晴朗少云，低层湿度大而闷热，但有热带气旋天气系统活动时可能会产生大范围暴雨带和中小范围雷阵雨及大风天气。高压东部受北来气流影响形成厚逆温层，出现少云干燥多雾天气。某地区长期受其控制后，可出现久旱无雨的严重干旱现象，甚至形成沙漠气候。

(2)西太平洋副高的活动及对我国天气的影响。西太平洋副高是对中国夏季天气影响最大的一个大型环流系统。它的位置、强度的变动对中国的雨季、暴雨、旱涝和热带气旋路径等都有很大影响。西太平洋副高的季节性活动具有明显的规律性。冬季位置最南，夏季最北。每年从冬到夏向北偏西移动，强度逐渐增强；从夏到冬向南偏东移动，强度减弱。

副高脊线(等压线曲率最大处连线)冬季位于15°N附近，随季节转暖缓慢向北移动，2～5月，副高脊线稳定在18°～20°N附近，华南出现阴雨天气；约6月中旬副高脊线第一次北跳跃过20°N，并在20°N～25°N间徘徊，7月中旬第二次北跳并在25°N～30°N之间摆动，7月底至8月初副高脊线跳过30°N，抵最北位置。9月后随西太平洋副高减弱脊线自北向南退去，9月上旬第一次跳回至25°N附近，10月上旬再次回跳至20°N以南地区，结束为期一年的南北移动。副高的这种季节性移动，常常是北进时持续时间较长，速度较缓慢，而南撤时却经历时间短，速度较快。

西太平洋副高的活动除了季节性变动外，还有较复杂的非季节性短期变动。在副高北进的季节里，可出现短暂的南退。南退中也有短期的北进，而且北进常常同西伸相结合。南退又常常与东撤相结合。这种非季节性变动大多是受副高周围天气系统活动的影响引起的。

西太平洋副高是向我国输送水汽的重要天气系统。它随季节转暖北上与中纬度南下冷空气形成气旋和锋面后形成大范围阴雨和暴雨天气，是我国东部地区的重要降水带。通常降水带位于西太平洋副高脊线以北5～8个纬度，随副高作季节移动。平均每年2～5月雨带主要位于华南；6月位于长江中下游和淮河流域，使江淮一带进入梅雨期(霉雨)；7月中旬雨带移至黄河流域，江淮流域则转受副高控制，进入天气酷热少雨的伏旱期；7月下旬到8月初雨带移至华北、东北地带；9月上旬副高脊线开始南撤，雨带也相应南移。

梅雨是每年初夏正值梅子成熟时期发生在江淮流域的持续性降水天气。据研究，梅雨的形成机制是：其一，副高脊线稳定在20°N～25°N之间；其二，西风带环流稳定并有弱冷空气源源不断地南下到江淮流域的上空。即每年6月中旬至7月上旬，来自西太平洋副高的东南暖湿气流与中纬度南下的干冷空气，在北纬28°～34°之间(我国长江中下游地区，即湖北省宜昌市以东地带的江淮地区到日本南部)形成锋面后产生的大范围降水。该锋面两边的冷、暖空气势力相当，云系与暖锋云系大体相同，只是锋面坡度更小，故降水区比暖锋更广，降水历时也更长，常被称做准静止锋。其主要天气特点是：锋面很少移动、空气湿度大、气温低、日照少、风速小、天气闷热，常出现时晴时雨、时冷时热、连绵不断的持续性阴雨降水天气。一般梅雨期降水量占全年降水总量的40％～50％。

由于副高势力强弱每年不同和向北推进的速度快慢有别，使降水带稳定在江淮一带的时间长短有很大差别。若副高过强，江淮一带无梅雨降水带，便会形成空梅天气，而受单一副高控制的长江中下游等江淮地区会出现严重的干旱天气现象(如1958年、1978年、1988年)。若副高势力过弱，准静止锋停滞或缓慢移动，长江中下游地区则因降水带控制时间过长而造成大面积洪涝灾害(如1954年、1966年、1991年、1998年)。副高过强或过弱只是个别现象，一般均为正常。当它的活动“异常”时，就将造成中国反常的天气。例如1998年，西太平洋副高第一次北跳偏早，6月下旬，副高脊线明显北移到24°～28°N，并向西伸，雨区移向长江上游和三峡区间，长江上游的岷江、嘉陵江、乌江和金沙江先后普降大到暴雨，6月28日，三峡区间出现大暴雨，雨量超过100mm的降水面积就达2.18万km²。7月上旬副高本应继续北跳，但却突然南撤东移，7月16日至25日，一条东西向的强降水带，笼罩整个长江干流及江南地区，使该区相继连降暴雨、大暴雨和特大暴雨，由于雨带在长江南北拉锯，上下游摆动，以致长江流域发生了自1954年以来又一次全流域的大洪水。而1978年，副高脊线第一次北跳，紧接着又第二次北跳，形成了那一年的空梅，造成江淮流域干旱。这便是我国经常出现“北旱南涝”和“北涝南旱”的主要原因。

当7月份副高脊线再次北跳时，降水雨带从长江流域推移到黄淮流域，长江中下游地区梅雨结束，开始转受西太平洋副高中心控制，进入炎热少雨的盛夏高温季节。