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气旋反气旋

归档日期:11-02       文本归类:反气旋      文章编辑:爱尚语录

  关于,气旋,反气旋,尤其是牵扯到南半球,北半球,晴天,雨季,气压图,就会出错! 还有线速度,角速度,和经度纬度的关系?

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  展开全部在气压梯度力、地转偏向力以及摩擦力共同作用下,低气压的气流在北半球按逆时针方向旋转辐合(南半球按顺时针方向旋转辐合);高气压(反气旋)的气流在北半球按顺时针方向旋转流出(南半球按逆时针方向旋转流出)。

  低气压和高气压系统的各自的天气特点:讲天气状况,离不开分析气流运动的特征,而气流运动的表现形式是气旋和反气旋。理解气旋与反气旋天气特点的关键,是气流的垂直运动与气温的关系:空气上升,温度降低,水汽容易凝结,成云致雨;空气下沉,温度增高,水汽不易凝结。由此可知,不论是热力原因,还是动力原因,只要气流上升,大气就不稳定,会出现云雨天气。

  关于,气旋,反气旋,尤其是牵扯到南半球,北半球,晴天,雨季,气压图,就会出错! 还有线速度,角速度,和经度纬度的关系?

  气旋:气旋的话,是低压,夏季,一般产生在海洋上,是夏季形成台风飓风的主要原因。一般在气旋控制下,多阴雨天气。

  反气旋:反气旋呢,就是高压咯,针对北半球来说,是产生在高纬度的的气旋,就是我国冬季风的主要来源。 主要是晴冷干燥的天气,容易造成沙尘暴,倒春寒之类的。

  气压的话,要看针对什么图咯,高压图,低压图。 // 气压中气流偏向的话,应该考虑地转偏向力咯,这个如果是高三的,肯定都知道咯。南左北右。(但是,如果是记不住的话,我有个小窍门,男(南)左女右。 首先,我们就记住了南半球是往左的,自然推断出北半球向右。个人觉得很好记。 )

  其实地理中难的是自然地理中计算部分,气压,气旋,锋面会相对简单。这些套路都一样的,多做点题目就有个概念的,而自然地理中的计算则会比较灵活,希望能多留意下。

  展开全部北半球用右手,四指紧握拇指伸出,四指为风向,拇指向上的是气旋,低压,主雨。

  气压曲线突出的,作一横线,中心高两边低的是高压脊,反之为低压脊。高压主雨,低压主晴。

  线速度为地球某点的实际速度,角速度为地球自转是单位时间转过的角度。纬度越高,线,赤道最大。角速度地球任何地方都相等。两速度均与经度无关。

  气旋是同一高度中心气压低于四周的、占有三度空间的大尺度涡旋。在北半球。气旋范围内的空气作逆时针旋转,在南半球其旋转方向为顺时针。从气压场的角度看,气旋又是低气压,因而又称为“低压”。反之,同一高度上中心气压高于四周的大尺度涡旋叫反气旋。

  气旋、反气旋的强度一般用其中心气压值来表示。气旋中心气压越低,气旋越强,反之越弱;反气旋中心气压越高,反气旋越强。

  地面气旋的中心气压值一般在970~1010hPa之间。地面反气旋气压一般在1020~1030hPa之间。就平均情况而言,温带气旋与反气旋的强度随季节有所变化,一般冬季比夏季强。海上温带气旋比陆地强,反气旋则陆地比海上强,这与海陆的热力作用不同有关。

  根据气旋形成和活动的主要地理区域,可分为温带气旋和热带气旋两大类;按其热力结构可分为锋面气旋和无锋面气旋。气旋中有锋面的气旋叫锋面气旋,锋面气旋的温压场是不对称的,移动性大,而且是带来云和降水的主要天气系统,是本节讨论的重点所在。无锋面气旋又可分为两类①热带气旋:发生在热带海洋上的强烈的气旋性涡旋,当其中风力达到一定程度时,称为台风或飓风;②局地性气旋:由于地形作用或下垫面加热作用而产生的地形低压或热低压,这类气旋基本上不移动,一般不会带来云雨天气。

  根据其形成和活动的主要地理区域分为极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋;按其热力结构可分为冷性反气旋和暖性反气旋。

  活动于中高纬度大陆近地面层的反气旋多属冷性反气旋,习惯上又称冷高压。冬半年强大的冷高压南下,可造成24小时内降温超过10℃的寒潮天气。

  出现在副热带地区的副热带高压多属暖性反气旋。副热带高压较少移动,但有季节性的南北位移和中、短期的东西进退。

  气旋源地并不是均匀地分布在温带地区。如果以在一定面积中气旋生成的频数来统计,可以发现气旋发生频数在水平空间上有明显的极大值与极小值分布,如图4.15给出了1月和7月北半球地面气旋频率及主要路径的统计图。

  (1)1月和7月北太平洋和北大西洋有两个气旋最大频率中心,这就是半永久的阿留申低压和冰岛低压所在地。亚洲、北美大陆北部及沿海的气旋分别向这两个频率中心移动。比较图中1月与7月的情况可以看到冬季气旋发生频率明显高于夏季,同时东亚气旋路径夏季比冬季偏北。

  (2)气旋的源地分布基本上与纬圈平行,呈东西向,在洋面上,特别在太平洋上,纬圈向的气旋源地尤其明显。

  (3)巨大山地的背风坡一侧及其以东地区。北美的落基山、阿巴拉契亚山,北欧的斯堪的纳维亚山脉,亚洲青藏高原的东面,都是气旋主要的发生地。

  (4)海湾以及内陆湖泊,在冬季温度较高,很容易有气旋生成。地中海中的意大利半岛的两侧,黑海、里海、北美的五大湖区等都是著名的气旋源地。

  对东亚气旋发生情况的统计表明,无论冬夏东亚气旋在30°~35°N和45°~50°N两个地带中生成的频数最高,而这两个地带中前者与长江淮河流域的纬度相当,称南方气旋。后者则相当于我国的北部边疆,称为北方气旋。夏半年北方气旋发生的频数比冬半年多;而南方气旋则是冬半年发生的频数大于夏半年;冬半年这两个地带中气旋发生的百分比接近,而夏半年北方气旋发生的百分比明显比南方气旋大得多。这种南北、冬夏气旋发生频数的不同与行星锋区由冬季到夏季,从南到北的移动有着密切的关系。

  另外,在太行山背风侧的华北平原,日本海和巴尔喀什湖附近是气旋发生频数较多的地区。而110°E以西、40°N以南,由于青藏高原的存在,大部分地区并无气旋发生。这是因为当对流层中下层西风经过青藏高原时,分为两支,北支在40°N以北甘肃一带形成高压或贝加尔湖高压脊。南支西风经高原南侧形成孟加拉湾低槽,槽前西南气流向北侵袭我国。两支气流在110°E以东汇合,四川盆地成为高原东侧的“死水区”,故这一带没有地面气旋生成。但在南支气流的北侧,我国的西南地区,低层常形成一个个低涡,即西南涡,西南涡东移到110°E以东时,成为诱导地面气旋生成的一个重要原因。对流层低层、高原北边缘有时接连出现由西往东偏南方向移动的闭合小高压,其直径约为几百到一千公里。通常把这种高压称为兰州高压。这些高压是形成江淮切变线的天气系统之一。江淮切变线经常伴有地面静止锋,在条件合适时亦可能有地面气旋波生成。

  如图4.16就是J.Bjerknes(1919)提出并经他和Solberg(1921,1926)稍加修改过的气旋基本模式:其突出特点是温带气旋形成于一条锋面上,在这里相邻两气团之间绝大部分温度对比集中形成一条狭窄的过渡层,按天气图尺度来看,实际上相当于一条温度或密度的不连续线。

  所示的气旋模式中,气旋表现为波状,“暖区”介于暖锋和冷锋之间,根据云和降水的观测,Bjerknes和Solberg发现,暖锋云系与倾斜的锋面有密切的关系,两者相结合的方式如图4.16中的垂直剖面图。在暖锋上面,暖湿空气沿着倾斜的锋面爬升,并形成大片云层。在冷锋上空,高层冷空气运动比低层锋面移动快,从剖面图上看,空气有沿锋面向下运动的分量,结果锋面过境后不久,天空转晴。但地面冷锋处或地面冷锋前不远处,由于锋面对低层湿空气的抬升,而形成一条狭窄的降水带。

  仅仅描述了温带气旋在其发展中期某个时刻的结构,实际大气中气旋的发生发展要有一个从生成到消亡的生命史过程,挪威学派的经典概念模式认为在气旋发生阶段,可以把它看成是具有气旋性切变的准静止锋上的一个小扰动。

  初始小扰动一旦发生,暖空气稍稍上升到冷空气上面,波峰附近的气压就开始下降。在初始扰动发生以后,气压分布有利于在波峰附近形成一个气旋环流。这种环流的一个重要特点,是在波峰后面有一个从冷空气吹向暖空气的分量,而在波峰前面有一个从暖空气吹向冷空气的分量。冷锋向前行进和暖锋向东撤退,使整个锋面波大致沿着摩擦层以上的暖区气流方向前进。随着初始扰动的振幅逐渐增大,同时气旋中心的气压不断降低,周围的环流增强。而且可以看到冷锋一般比暖锋移动得更快。最后冷锋追上暖锋,暖空气完全从地面抬升到高空。这种过程称为“锢囚”,所形成的锋称为锢囚锋。在锢囚锋的两边,冷气团性质可以有所不同。气旋发展到下一个阶段时,冷锋追上暖锋的地方(即锢囚锋)离气旋中心越来越远,锢囚的范围扩大,气旋的范围也变大,并转变成对流层下部的一个大冷涡,但暖空气仍然在其上空。最后气旋大体上成为一个正压涡旋,这时它丧失了锋的特性,并且由于摩擦作用,气旋逐渐消散,整个过程完结。

  这个概念模型的一个基本特点,在于它说明在气旋发生发展过程中能量的转换问题。在锢囚过程期间,最初范围很大的暖空气区域逐渐减小范围,并被入侵的冷空气所替代。在气旋中心附近,整个大气的中心是降低了,所以位能减小,但同时气旋系统的动能却增加了。J.Bjerknes和Solberg认为这种能量转换作用适合于气旋发生的过程。他们说,只有存在一定的气团温度对比(锋面)的条件下,气旋的动能才能增加,在气旋变成完全锢囚的最后阶段,气旋不再发展,这被认为是由于气旋中心附近气团温度对比已经减弱,没有了有效位能的缘故。在这个阶段所有的暖空气都已经被抬升上去了,冷空气下沉并在低层扩展到气旋所占的整个区域。由于我们不能把气旋完全作为一个动力学和热力学的闭合系统,所以气旋发展中的能量过程实际要复杂得多。

  锋面气旋的天气可以看成是以气旋的空气运动特征为背景的气团天气与锋面天气的综合。

  锋面气旋在对流层的中下层主要是辐合上升气流占优势,因此对应着云雨天气。但由于上升气流的强度和锋面结构的不同,以及组成气旋的冷、暖空气随季节和地区的差异,锋面气旋在不同的发展阶段会有很大的差异。要给出锋面气旋在各种情况下的具体天气特征,确实是很难做到的。流型基本相同的天气系统可以有差异很大的天气分布。

  在实际工作中,人们往往通过概念模型把云、降水分布与各种环流系统联系起来,为预报提供一个大致轮廓,在此基础上再结合具体因素,如考虑地形的影响、下垫面的特征、季节的变化、气团的稳定性、水汽的多寡等等,加以修正。下面是锋面气旋在不同发展阶段的天气模式(如图4.18):

  在锋面气旋的初生阶段,一般强度较弱,上升运动不强,云和降水等坏天气区域不大。在暖锋前会形成云雨和连续性降水,能见度恶劣。云层厚的地方在气旋波顶附近。当大气层结不稳定时,暖锋上还可以出现阵性降水。在冷锋后,云和降水带通常比暖锋前要窄一些。

  在锋面气旋发展阶段,气旋区域内的风速普遍增大,气旋前部有暖锋天气特征,云系向前伸展很远,靠近气旋中心处云区最宽;离中心越远,云区越窄。气旋后部具有冷锋后冷气团的天气特征。但夏季冷气团中常有对流云发生。靠近气旋中心的一段冷锋移动较快,锋前及地面锋线附近为对流云及阵性降水。远离气旋中心的一段冷锋一般处于高空槽后,移动缓慢,锋后云雨区较宽。在气旋的暖区部分,其天气特点主要取决于暖区气团的性质:如果是热带大陆气团控制,由于空气干燥,一般无降水,至多只有一些薄的云层;如果是热带海洋气团控制,水汽充沛,则在层结稳定时出现层云或雾,层结不稳定时易有对流性天气发展。在发展强的气旋中,暖区可出现偏南大风,冷锋后的冷区则可能出现西北大风,在干燥季节,伴随大风会出现风沙,能见度变坏。

  当锋面气旋发展到锢囚阶段时,地面风速很大,辐合上升气流加强,在水汽充沛时,云和降水范围扩大,降水强度加剧,而云系比较对称地分布在锢囚锋两侧。

  当气旋进入衰亡阶段后,云和降水开始减弱,云底抬高。以后随着气旋趋于减弱消失,云和降水也随着逐渐消失。

  以上讨论的仅是气旋天气的大尺度特征。60年代以来,随着雷达、卫星观测的增多,人们发现气旋的天气远不是那么简单,其中最明显的特征是云和降水具有中尺度结构,降水呈多带分布。Hobbs等根据处于气旋不同部位的特征,把雨带分为六类:①暖锋雨带;②暖区雨带;③宽冷锋雨带;④窄冷锋雨带;⑤锋前冷雨带;⑥锋后雨带

  展开全部大气中存在着各种大型的旋涡运动,有的呈逆时针方向旋转,有的呈顺时针方向旋转;有的一面旋转一面向前运动,有的却停留原地少动;有的随生随消,有的却出现时间相当长。它们就象江河里的水的旋涡一样。这些大型旋涡在气象学上称为气旋和反气旋。

  气旋和反气旋是常见的天气系统,它们的活动对高低纬度之间的热量交换和各地的天气变化有很大的影响。

  气旋是中心气压比四周低的水平旋涡。在北半球,气旋区域内空气作逆时针方向流动,在南半球则相反;反气旋是中心气压高四周气压低的水平旋涡。在北半球,反气旋区域内的空气作顺时针方向流动,在南半球则相反。气旋和反气旋一般也称低压和高压。

  在低层大气里,特别是在近地面附近,风向与等压线斜交,所以气旋在北半球是一个按逆时针方向旋转向中心汇集的气流系统;在南半球是按顺时针方向旋转向中心汇集的气流系统。由于气流从四面八方在气旋中心相汇,必然产生上升运动,气流升至高空又向四周流出,这样才能保证低层大气不断地从四周向中心流入,气旋才能存在和发展。所以气旋的存在和发展必须有一个由水平运动和垂直运动所组成的环流系统。因为在气旋中心是垂直上升气流,如果大气中水汽含量较大,就容易产生云雨天气。所以每当低气压(或气旋)移到本区时,云量就会增多,甚至出现阴天降雨的天气。

  在低压层大气里,特别是在近地面附近,因为反气旋的气流是由中心旋转向外流动。所以,在反气旋中心必然有下沉气流,以补充向四周外流的空气。否则,反气旋就不能存在和发展。所以反气旋的存在和发展必须具备一个垂直运动与水平运动紧密结合的完整的环流系统。由于在反气旋中心是下沉气流,不利于云雨的形成。所以,在反气旋控制下的天气一般是晴朗无云。若是在夏季,则天气炎热而干燥。如果反气旋长期稳定少动,则常出现旱灾。我国长江流域的伏旱,就是在副热带反气旋长期控制下造成的。冬季,反气旋来自高纬大陆,往往带来干冷的气流,严重者可成为寒流。

  气旋的直径一般为1000公里,大的可达2000-3000公里,小的只有200-300公里或者更小一些。反气旋大的可以和最大的大陆和海洋相比(如冬季亚洲的反气旋,往往占据了整个亚洲大陆面积的3/4),小的直径也可达数百公里。

  气旋和反气旋的强弱不一。它们的强度可以用其最大风速来度量:最大风速大的表示强,最大风速小的表示弱。在强的气旋中,地面最大风速可达30米/秒以上。在强的反气旋中,地面最大风速为20一30米/秒。

  气旋和反气旋的中心气压值常用来表示它们的强度。地面气旋的中心气压值一般为1010-970毫巴,个别中心值有低于930毫巴的。地面反气旋的中心气压值一般为1020一l030毫巴,冬季寒潮高压最强的曾达1078.9毫巴以上。

  气旋和反气旋的分类方法比较多,按其生成的地理位置,气旋可分为温带气旋和热带气旋;反气旋可分为温带反气旋、副热带反气旋和极地反气旋。

  按照结构的不同,温带气旋可分为锋面气旋、无锋面气旋;反气旋可分为冷性反气旋(或冷高压)和暖性反气旋(或暖高压)。

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