三、氣旋和反氣旋

大氣在氣壓梯度力的作用下，由高壓區(qū)流向低壓區(qū)。在高壓中心附近，大氣向周圍流動，也就是大氣的輻散；在低壓中心附近，大氣由周圍向中心集中，也就是大氣的輻合。由于地轉(zhuǎn)偏向力的作用，大氣的輻合與輻散演變成圖7-14所示的形式，即形成了氣旋、反氣旋。

圖7-14　大氣的輻合與輻散，氣旋與反氣旋圖

(一)氣旋

氣旋是中心氣壓值比四周低的大型水平空氣渦旋，又稱低壓。北半球氣旋區(qū)域內(nèi)的空氣作逆時針旋轉(zhuǎn)，向中心輻合流動，南半球氣旋的空氣流動方向相反。氣旋強弱以中心氣壓值大小定論，中心氣壓值愈低，氣旋強度愈強，反之則愈弱。

氣旋按發(fā)生地區(qū)主要分為溫帶氣旋與熱帶氣旋兩種。溫帶氣旋是中、高緯度引起天氣變化、產(chǎn)生大范圍云雨天氣的重要天氣系統(tǒng)，熱帶氣旋則主要對低緯度地區(qū)天氣影響較大。

1.溫帶氣旋

溫帶氣旋指具有鋒面結(jié)構(gòu)的低壓，也稱鋒面氣旋，主要產(chǎn)生在45°N～55°N和25°N～35°N兩個地方。前者以我國黑龍江、吉林與內(nèi)蒙交界區(qū)最多，通常稱做東北低壓，又叫北方氣旋。后者以我國長江中下游、日本九州西南洋面、日本本州島南海上最多，通常稱做江淮氣旋，又叫南方氣旋。

鋒面氣旋移動方向和速度受對流層中層引導氣流控制。溫帶區(qū)域上空受西風帶環(huán)流控制和地轉(zhuǎn)偏向力影響，所以溫帶氣旋通常從西南向東北方向移動，其速度平均為35～40km/h(慢者15km/h，快者100km/h)。鋒面氣旋在我國活動時間從生成到消失一般為2天左右(短者1天，長者4～5天)，以春季最多。一般鋒面氣旋單個出現(xiàn)較少，一條鋒上往往產(chǎn)生2～3個或更多個，它們形成氣旋族并沿鋒線順次移動，一個氣旋經(jīng)過某區(qū)域的平均時間為5～6天，個別可達10天以上。

發(fā)展成熟的鋒面氣旋天氣系統(tǒng)結(jié)構(gòu)模式如圖7-15所示，在氣旋前方為暖鋒，后方為冷鋒，中間為暖空氣區(qū)，冷暖鋒外圍為冷空氣區(qū)。當氣旋自西向東移動通過某一區(qū)域時，首先出現(xiàn)暖鋒降水天氣。風向由東到東南風轉(zhuǎn)向為西南風后再轉(zhuǎn)受單一暖氣團控制，出現(xiàn)溫度升高的晴好天氣。最后當冷鋒面控制該區(qū)域時出現(xiàn)第一型冷鋒降水天氣，風向由西南風轉(zhuǎn)為西北風。

2.熱帶氣旋和臺風

熱帶氣旋是夏秋季節(jié)形成于熱帶洋面上，具有強大暖濕空氣強烈向中心區(qū)輻合抬升的深厚氣旋性渦旋。它的來臨往往帶來狂風和降水強度極大的暴雨天氣，并伴有驚濤駭浪和電閃雷鳴，具有很大的破壞力。但有時夏季久旱的內(nèi)陸地區(qū)又盼臺風登陸時帶來的豐沛降水，以解除旱情。

熱帶氣旋的強度有很大差異。國際氣象組織(WMO)規(guī)定熱帶氣旋的名稱和等級如下：

①臺風(颶風)——地面中心附近最大風速為≥32.6m/s(風力12級以上)。

②熱帶風暴——地面中心附近最大風速17.2～32.6m/s(風力8～11級)。其中，地面中心附近最大風速為24.5～32.6m/s(風力10～11級)，稱做強熱帶風暴。

③熱帶低壓——地面中心附近最大風速10.8～17.1m/s(風力6～7級)。

我國中央氣象局從1989年1月1日執(zhí)行國際標準。

為識別和及時預報追蹤風力強大降水過多的熱帶氣旋(臺風)天氣，各國氣象部門都對它進行命名或編號。我國規(guī)定：凡出現(xiàn)在150°E以西、赤道以北的熱帶風暴和臺風，按每年出現(xiàn)的早晚順序編號。如9903熱帶風暴(或臺風)，表示1999年出現(xiàn)在150°E以西的第3號熱帶風暴(或臺風)。根據(jù)中國氣象局頒發(fā)的［1999］86號文件通知，從2000年1月1日起，我國還將生成于西北太平洋和南海的熱帶氣旋(臺風)，用14個國家擬定的140個名字，分別對不同國家海域的熱帶氣旋(臺風)，按先后順序命名。如0003(啟德)表示2000年第3號熱帶風暴出現(xiàn)在中國香港海域附近。

熱帶氣旋(臺風)的特點是：范圍小(以最外圍的等壓線為直徑，平均600～1000km，最大2000km，最小100km左右)、中心氣壓值低(低于950hPa，甚至在900hPa左右)、氣壓梯度大、近中心風速大(瞬時風速達32～50m/s，相當于風力11～15級以上)。北半球熱帶氣旋(臺風)的產(chǎn)生，與夏半年7～10月間赤道低壓北移的東南信風與東北信風的輻合、海陸熱力差異以及副高的弱強等多種因素有關(guān)。最初多生成在赤道低壓帶氣流輻合區(qū)、地轉(zhuǎn)偏向力較小的南北緯5°～20°(尤其5°～20°緯度帶)、海水溫度較高(t＞26.5℃)、風微弱的熱帶洋面上，然后向西或向西偏北或向西北后轉(zhuǎn)向東北方向的陸上運移。有時臺風在移動過程中有左右擺動或打轉(zhuǎn)等奇怪運移路線，顯然這同當時的大氣環(huán)流流場有關(guān)。臺風移動的速度平均為20～30km/h。氣旋(臺風)過境時，破壞力最強的是在上升氣流極強、由積雨云(Cb)構(gòu)成的垂直高度為10～15km的同心圓狀云墻區(qū)，常伴有強烈的暴風雨。云墻區(qū)內(nèi)的臺風眼區(qū)則為氣流下沉、風平浪靜、晴朗無云的無雨區(qū)。云墻區(qū)外為兩條輻合上升的對流云帶，向氣旋(臺風)內(nèi)輸送降水能量。

(上圖和下圖分別表示氣旋中心以北和以南(穿過暖區(qū))的剖面上的云系和空氣運動狀況，剖面的取向與氣旋方向一致)

圖7-15　氣旋模式

一般風力超過12級的熱帶氣旋(臺風)，除南大西洋外，幾乎各熱帶洋面都有發(fā)生。全球以太平洋地區(qū)最多、強度也最大。對我國有影響的熱帶氣旋(臺風)主要發(fā)生在夏、秋兩季，低緯度地區(qū)則全年都有。

(二)反氣旋

反氣旋是指占有三維空間的中心氣壓值高于四周的大型空氣水平渦旋，又稱高壓。北半球反氣旋區(qū)域內(nèi)的空氣作順時針旋轉(zhuǎn)向外圍輻散流動，南半球反氣旋區(qū)域內(nèi)的空氣流動方向相反。反氣旋水平直徑也以最外圍一條閉合等壓線度量，但比氣旋大得多。一個發(fā)展強盛的反氣旋水平尺度可達數(shù)千米，幾乎可和世界最大的大陸、海洋面積相比擬。強大反氣旋四周的地面最大風速可達20～30m/s。

反氣旋按熱力結(jié)構(gòu)分為冷性反氣旋(或冷高壓)和暖性反氣旋(或暖高壓或副熱帶高壓)兩種。按形成原因和主要活動的區(qū)域，可分為副熱帶反氣旋和溫帶反氣旋?；顒釉诟呔暥却箨懡貙拥姆礆庑鄬倮湫苑礆庑礈貛Х礆庑??；顒佑诟睙釒^(qū)域的反氣旋，則屬暖性反氣旋。冷性反氣旋是引起中、高緯度地區(qū)天氣變化的重要天氣系統(tǒng)；暖性反氣旋則與鋒面氣旋相伴，對我國東部地區(qū)天氣影響較大。

1.冷性反氣旋與寒潮

冷性反氣旋因常和高壓相伴出現(xiàn)，故又可稱為冷高壓。冷性反氣旋產(chǎn)生在極寒冷的中、高緯地區(qū)，如北半球的格陵蘭、加拿大、北極、西伯利亞、蒙古等地，以冬季影響最明顯，勢力范圍大，影響范圍廣，常給受影響地區(qū)造成劇烈降溫、霜凍、大風和降水的寒冷天氣，是中、高緯度地區(qū)冬季最突出的天氣過程。

冷性反氣旋出現(xiàn)在近地面淺薄氣層中。冬半年歐亞大陸北部區(qū)域地表氣溫極低，南部近東西向的高大山脈(青藏高原)阻擋了冷空氣南下退路，因此歐亞大陸成為反氣旋活動最頻繁、勢力最強大的區(qū)域。由于冷性反氣旋內(nèi)部盛行下沉輻散氣流，又源于氣溫極低水汽量少的高緯度，所以在內(nèi)部聚集了大量冷空氣后出現(xiàn)風速極小、晴朗少云的天氣特征。當冷性反氣旋受高空西風帶引導氣流影響和地轉(zhuǎn)偏向力作用，從西北向東南方向移動時，就能給所經(jīng)地區(qū)造成一次如同寒流滾滾而來的強冷空氣襲擊，并造成劇烈降溫、霜凍、大風、降水等災害天氣，一般稱這種大范圍強冷空氣活動為寒潮。

我國中央氣象局規(guī)定：以冷空氣入侵使氣溫在24小時內(nèi)下降10℃以上，最低氣溫降至5℃以下，作為發(fā)布寒潮警報的標準。但該標準對南方地區(qū)氣溫未下降到5℃時，已對某些農(nóng)作物造成很大危害，同時，以上規(guī)定未說明氣溫下降10℃的范圍大小。因此中央氣象局又補充規(guī)定：長江中下游及其以北地區(qū)48小時內(nèi)降溫10℃以上，長江中下游最低氣溫T_min≤4℃(春秋季改為江淮地區(qū)最低氣溫T_min≤4℃)，陸上三個大行政區(qū)有5級以上大風，三個海區(qū)(渤海、黃海、東海)先后有7級以上大風，作為發(fā)布寒潮警報標準。如果上述區(qū)域48小時內(nèi)降溫達14℃以上，其余條件同上，則作為強寒潮標準。按以上標準，我國受影響的概率是平均每年8.6次，其中有3～5次是全國性的寒潮。即冷鋒活動不一定都能達到強寒潮標準，而達到標準的一定是十分強大的冷空氣(冷性反氣旋)活動造成的第二型冷鋒過境。如1995年1月受第二型冷鋒活動影響后，我國許多地方(包括海南島)的氣溫均出現(xiàn)極端最低值，并伴有嚴重霜凍、結(jié)冰、大風(一般風速達10～25m/s，相當于風力5～10級)等天氣現(xiàn)象就屬強寒潮。冬春季節(jié)由冷性反氣旋(第二型冷鋒活動)造成的寒潮是緯向環(huán)流轉(zhuǎn)變?yōu)榻?jīng)向環(huán)流時發(fā)生的災害性天氣。當強大冷性反氣旋影響我國準河以北時，因空氣較干燥很少有降水現(xiàn)象發(fā)生；但移至淮河以南暖空氣活躍，水汽含量較多的濕潤地區(qū)時，會帶來降水量大的雨雪天氣；而在干旱的西北內(nèi)陸和內(nèi)蒙等地區(qū)則會帶來沙塵暴天氣。如1988年3月中旬的一次寒潮影響，給沿江蘇以南地區(qū)帶來了大雪降水過程，緩解了入冬以來的旱情，對小麥等農(nóng)作物的生長十分有利。1993年5月5日發(fā)生在河西走廊金昌市的沙塵暴，使一些縣發(fā)生了嚴重霜凍和人畜傷亡事件。

2.暖性反氣旋與梅雨

暖性反氣旋又稱暖高壓或副熱帶高壓(簡稱副高)。常在南、北半球副熱帶地區(qū)沿緯度分布這種高壓系統(tǒng)，并受海陸分布影響斷裂成若干個具有閉合中心的高壓單體。它們主要位于海洋上，常年存在。夏季大陸高原上空出現(xiàn)的青藏高壓和墨西哥高壓，均屬副熱帶高壓。這些高壓不是同時都很明顯，而是有強有弱，有分有合。副高占據(jù)廣大空間，穩(wěn)定少動，是副熱帶地區(qū)最重要的大型天氣系統(tǒng)。它的存在和活動，不僅對低、中緯度地區(qū)間水汽、熱量的輸送與交換具有重要的作用，而且對中、高緯度地區(qū)環(huán)流系統(tǒng)的演變也有重大影響。尤其是西太平洋副熱帶高壓的西部脊，常伸入我國大陸，對我國夏季的天氣產(chǎn)生重大影響。

(1)副高的結(jié)構(gòu)與天氣。副高處于低緯環(huán)流和中緯環(huán)流的匯合帶上，由對流層中上層氣流輻合聚積下沉至地表形成。因此，副高的結(jié)構(gòu)比較復雜，在不同高度，不同季節(jié)以及不同地區(qū)有所不同。其強度和規(guī)模在北半球夏季均增強增大，盛夏時幾乎可占北半球面積的1/5～1/4，冬季則減弱縮小，位置南移東退。

由于副高內(nèi)部盛行下沉輻散氣流，天氣以晴朗少云、微風炎熱為主。在高壓北部、西北部邊緣因與西風帶天氣系統(tǒng)(鋒面、氣旋、低壓槽)交界多形成陰雨天氣。而高壓南側(cè)是東風氣流，晴朗少云，低層濕度大而悶熱，但有熱帶氣旋天氣系統(tǒng)活動時可能會產(chǎn)生大范圍暴雨帶和中小范圍雷陣雨及大風天氣。高壓東部受北來氣流影響形成厚逆溫層，出現(xiàn)少云干燥多霧天氣。某地區(qū)長期受其控制后，可出現(xiàn)久旱無雨的嚴重干旱現(xiàn)象，甚至形成沙漠氣候。

(2)西太平洋副高的活動及對我國天氣的影響。西太平洋副高是對中國夏季天氣影響最大的一個大型環(huán)流系統(tǒng)。它的位置、強度的變動對中國的雨季、暴雨、旱澇和熱帶氣旋路徑等都有很大影響。西太平洋副高的季節(jié)性活動具有明顯的規(guī)律性。冬季位置最南，夏季最北。每年從冬到夏向北偏西移動，強度逐漸增強；從夏到冬向南偏東移動，強度減弱。

副高脊線(等壓線曲率最大處連線)冬季位于15°N附近，隨季節(jié)轉(zhuǎn)暖緩慢向北移動，2～5月，副高脊線穩(wěn)定在18°～20°N附近，華南出現(xiàn)陰雨天氣；約6月中旬副高脊線第一次北跳躍過20°N，并在20°N～25°N間徘徊，7月中旬第二次北跳并在25°N～30°N之間擺動，7月底至8月初副高脊線跳過30°N，抵最北位置。9月后隨西太平洋副高減弱脊線自北向南退去，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以南地區(qū)，結(jié)束為期一年的南北移動。副高的這種季節(jié)性移動，常常是北進時持續(xù)時間較長，速度較緩慢，而南撤時卻經(jīng)歷時間短，速度較快。

西太平洋副高的活動除了季節(jié)性變動外，還有較復雜的非季節(jié)性短期變動。在副高北進的季節(jié)里，可出現(xiàn)短暫的南退。南退中也有短期的北進，而且北進常常同西伸相結(jié)合。南退又常常與東撤相結(jié)合。這種非季節(jié)性變動大多是受副高周圍天氣系統(tǒng)活動的影響引起的。

西太平洋副高是向我國輸送水汽的重要天氣系統(tǒng)。它隨季節(jié)轉(zhuǎn)暖北上與中緯度南下冷空氣形成氣旋和鋒面后形成大范圍陰雨和暴雨天氣，是我國東部地區(qū)的重要降水帶。通常降水帶位于西太平洋副高脊線以北5～8個緯度，隨副高作季節(jié)移動。平均每年2～5月雨帶主要位于華南；6月位于長江中下游和淮河流域，使江淮一帶進入梅雨期(霉雨)；7月中旬雨帶移至黃河流域，江淮流域則轉(zhuǎn)受副高控制，進入天氣酷熱少雨的伏旱期；7月下旬到8月初雨帶移至華北、東北地帶；9月上旬副高脊線開始南撤，雨帶也相應南移。

梅雨是每年初夏正值梅子成熟時期發(fā)生在江淮流域的持續(xù)性降水天氣。據(jù)研究，梅雨的形成機制是：其一，副高脊線穩(wěn)定在20°N～25°N之間；其二，西風帶環(huán)流穩(wěn)定并有弱冷空氣源源不斷地南下到江淮流域的上空。即每年6月中旬至7月上旬，來自西太平洋副高的東南暖濕氣流與中緯度南下的干冷空氣，在北緯28°～34°之間(我國長江中下游地區(qū)，即湖北省宜昌市以東地帶的江淮地區(qū)到日本南部)形成鋒面后產(chǎn)生的大范圍降水。該鋒面兩邊的冷、暖空氣勢力相當，云系與暖鋒云系大體相同，只是鋒面坡度更小，故降水區(qū)比暖鋒更廣，降水歷時也更長，常被稱做準靜止鋒。其主要天氣特點是：鋒面很少移動、空氣濕度大、氣溫低、日照少、風速小、天氣悶熱，常出現(xiàn)時晴時雨、時冷時熱、連綿不斷的持續(xù)性陰雨降水天氣。一般梅雨期降水量占全年降水總量的40％～50％。

由于副高勢力強弱每年不同和向北推進的速度快慢有別，使降水帶穩(wěn)定在江淮一帶的時間長短有很大差別。若副高過強，江淮一帶無梅雨降水帶，便會形成空梅天氣，而受單一副高控制的長江中下游等江淮地區(qū)會出現(xiàn)嚴重的干旱天氣現(xiàn)象(如1958年、1978年、1988年)。若副高勢力過弱，準靜止鋒停滯或緩慢移動，長江中下游地區(qū)則因降水帶控制時間過長而造成大面積洪澇災害(如1954年、1966年、1991年、1998年)。副高過強或過弱只是個別現(xiàn)象，一般均為正常。當它的活動“異常”時，就將造成中國反常的天氣。例如1998年，西太平洋副高第一次北跳偏早，6月下旬，副高脊線明顯北移到24°～28°N，并向西伸，雨區(qū)移向長江上游和三峽區(qū)間，長江上游的岷江、嘉陵江、烏江和金沙江先后普降大到暴雨，6月28日，三峽區(qū)間出現(xiàn)大暴雨，雨量超過100mm的降水面積就達2.18萬km²。7月上旬副高本應繼續(xù)北跳，但卻突然南撤東移，7月16日至25日，一條東西向的強降水帶，籠罩整個長江干流及江南地區(qū)，使該區(qū)相繼連降暴雨、大暴雨和特大暴雨，由于雨帶在長江南北拉鋸，上下游擺動，以致長江流域發(fā)生了自1954年以來又一次全流域的大洪水。而1978年，副高脊線第一次北跳，緊接著又第二次北跳，形成了那一年的空梅，造成江淮流域干旱。這便是我國經(jīng)常出現(xiàn)“北旱南澇”和“北澇南旱”的主要原因。

當7月份副高脊線再次北跳時，降水雨帶從長江流域推移到黃淮流域，長江中下游地區(qū)梅雨結(jié)束，開始轉(zhuǎn)受西太平洋副高中心控制，進入炎熱少雨的盛夏高溫季節(jié)。