灵丘一中地理知识归纳与记忆大气环境.docx
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灵丘一中地理知识归纳与记忆大气环境
灵丘一中地理知识归纳与记忆（大气环境）
地理组：
王鸫
知识网络
一、大气的组成和垂直分层
1、低层大气的组成及作用
组成
作用
干洁空气
氧
维持人类及一切生物的生命活动；具有氧化作用
氮
生物体的基本成分；有减弱氧化的作用
二氧化碳
植物进行光合作用的重要材料；吸收地面长波辐射，有保温效应
臭氧
吸收太阳紫外线，保护地球生物，影响大气温度,少量紫外线有杀菌作用
水汽
水汽的相变产生云雨雾雪等一系列天气现象
固体杂质
作为凝结核是成云致雨的必要条件
2．大气的垂直分层：
垂直
分层
高度分布
主要特点
原因
对流层
低纬17～18km
气温随高度增加而递减，每上升100米降低0．6℃
对流动动显著
天气现象复杂多变
热量绝大部分来自地面，上冷下热，差异大，对流强
水汽杂质多、对流运动显著
中纬10~12km
高纬8～9km
平流层
对流层顶到50～55km
①起初气温变化小，30千米以上气温迅速上升
②大气以水平运动为主
③大气平稳，天气晴朗，有利高空飞行
臭氧吸收紫外线
上热下冷
水汽杂质少、水平运动
高层
大气
对流层顶到2000～3000千米
存在若干电离层，能反射无线电波，对无线电通信有重要作用
太阳紫外线和宇宙射线作用
补充：
逆温现象的成因及其危害
一般情况下，对流层温度上冷下热。
但在一定条件下，对流层的某一个高度范围内会出现气温随高度增加而上升的现象（即下冷上热现象），这种气温逆转的现象我们称之为“逆温”。
①造成“逆温”现象的原因有很多种：
一是地面辐射冷却（辐射逆温）。
在晴朗无云的夜间，地面辐射冷却很快，贴近地面的气层也随之降温。
离地面愈近，降温愈快，离地面愈远，降温愈慢，因而形成了逆温；
二是冷空气下沉（地形逆温）。
在山谷与盆地区域，由于冷却的空气会沿斜坡流人低谷和盆地，因而常使山谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不会消失。
三是空气平流（平流逆温）。
当暖空气水平移动到冷的地面或水面上，会发生接触冷却的作用。
②危害：
由于逆温层的存在，造成对流层大气局部上热下冷，大气层结稳定，阻碍了空气垂直运动的发展，使大量烟尘、水汽凝结物等聚集在它的下面，易产生大雾天气，使能见度变坏，尤其是城市及工业区上空，由于凝结核多，易产生浓雾天气，有的甚至造成严重大气污染事件，如光化学烟雾等。
二、大气的热力作用
1、大气对太阳辐射的削弱作用：
反射作用最强，吸收作用最弱
吸收：
有选择性。
臭氧吸收紫外线，水汽、二氧化
碳吸收波长较长的红外线，大气直接吸收太
阳辐射很少
反射：
无选择性，云的反射作用最为显著。
卫星云
图上白色越浓，云层越厚，反射太阳光最多。
地面性质与反射：
新雪最强。
散射：
有选择性。
蓝、紫色光最容易被散射，所以
晴朗天空呈现蔚蓝色。
天空呈灰白色是因为
太阳光被较多尘埃和雾粒散射的缘故。
削弱作用与太阳高度：
太阳高度大的地区太阳辐射
经过大气路程短，削弱得少。
2、大气的保温作用（“太阳暖大地→大地暖大气→大气还大地。
”）
总结过程：
地面吸收太阳辐射而增温。
（温度高低与波长长短关系：
温度高，辐射最强部分波长短。
太阳辐射波长小于地面辐射和大气辐射）
大气把地面辐射的绝大部分吸收（长波辐射，水汽和二氧化碳吸收）。
大气以逆辐射的形式把能量返还地面，补偿地面损失的热量。
3、大气热力作用原理应用：
阴天的白天气温比较低的原因？
（大气对太阳辐射的削弱作用强）
晴朗的天空为什么是蔚蓝色的？
（大气的散射作用引起的，蓝色光最容易被小的空气分子散射）
日出前的黎明和日落后的黄昏天空为什么是明亮的？
（由于散射作用造成的）
霜冻为什么出现在晴朗的早晨（晴朗的夜晚气温低）？
（晴朗的夜晚大气的保温作弱，）
沙漠地区（晴天）为什么气温日较差大？
（白天大气对太阳辐射的削弱作用小，气温高；夜晚大气对地面的保温作用弱，气温低）
青藏高原为什么是我国太阳辐射最强的地区？
（海拔高度，空气稀薄，大气对太阳辐射的削弱作用弱，）
人造烟幕能起到防御霜冻的作用。
（增强大气逆辐射）
月球的昼夜温差很大。
（没有大气逆辐射，没有保温作用）
补充：
气温问题
1、影响某地气温高低的因素。
（1）太阳辐射是根本原因——分析纬度位置、太阳高度；
（2）大气自身条件（天气状况、大气透明度、大气密度）——主要分析大气对太阳辐射削弱作用和保温作用的强弱；
（3）下垫面（海陆差异、洋流、地形、地面反射率等）——大气的直接热源，
（4）人类活动——影响大气和下垫面。
2、气温的时间变化：
取决于地面储热量的多少，落后于太阳高度的日变化与年变化。
日变化：
一天中，若无明显天气过程干扰，最低气温出现在日出前后，最高气温出现在午后2时（即当地地方时14：
00）左右。
气温日较差：
一般规律：
大陆性气候大于海洋性气候；凹地（山谷）大于高地（山峰）；
低纬度大于高纬度；晴天大于阴天。
年变化：
地面性质
太阳辐射
最强月
气温
最高月
太阳辐射
最弱月
气温
最低月
年较差
大陆
6月（12月）
7月（1月）
12月（6月）
1月（7月）
大
海洋
6月（12月）
8月（2月）
12月（6月）
2月（8月）
小
气温年较差：
高纬度大于低纬度
3、气温的水平分布
（1）受地球球体形状影响，太阳辐射高低纬分布不均，气温基本上由低纬向高纬递减。
等
温线大致东西延伸，北半球南高北低，南半球北高南低。
（2）由于热容量差异，同一纬度气温夏季大陆高于海洋，冬季大陆低于海洋，导致等温线发
生弯曲，大陆上等温线1月前后向南弯曲（凸出），7月前后向北弯曲（凸出），海洋上相
反。
（3）地势越高，气温越低。
故大陆上等温线向高温方向弯曲或出现低值中心，一般是受山
地或高原的影响。
等温线向低温方向弯曲或出现高值中心，一般为高大山脉背风（指冬季风）处或盆地地形。
（4）海洋上暖流经过，气温高，等温线向低值方向弯曲。
寒流经过，气温低，等温线向高
值方向弯曲。
（5）世界上最热的地方在7月份20°N—30°N的沙漠地区，炎热中心为撒哈拉沙漠；最冷
的地方在7月份的南极大陆；北半球的寒冷中心在1月份的西伯利亚。
三．热力环流和大气的水平运动
1、基础知识-----气压高低
（1）.气压：
即单位面积空气柱的重量。
同一垂直方向上，气压值随高度增加而降低。
（2）.影响气压值大小的因素：
大气密度、海拔高度（大气厚度）空气的运动。
受气温变化的
影响，大陆上夏季气压最低，冬季气压最高，年较差大；海洋以及高山高原相反。
（3）.高、低气压“高”、“低”比较的前提条件是都在同一海拔高度上，是指相对于某一海拔高度的同一水平面而言。
近地面，一般气温高气压值低，气温低气压值高。
近地面和上空的高、低气压正好相反。
（4）.等压面表示三维空间气压值的分布，同一等压面上气压值相等，任一等压面的数值总是比其上面的等压面数值要大。
等压面凸起的地方是高气压，等压面下凹的地方是低气压。
（5）.等压线表示同一水平面上气压值的分布，同一条等压线上气压值相等。
（6）.高、低气压的形成原因有两种：
一是热力原因（如赤道低压、极地高压、热低压、冷
高压等），另一是动力原因，由大气运动造成（如副热带高压、副极地低压等）。
（7）.太阳辐射是大气运动的原动力。
太阳辐射高低纬度的差异，是形成大气运动的根本原
因。
（8）.万能公式：
近地面低气压→上升气流→阴雨天气
近地面高气压→下沉气流→晴燥天气
2、图解热力环流的形成
由于地面冷热不均而形成的空气环流，称为热力环流，其形成过程如下图所示：
特别说明：
空间气压值相等的各点所组成的面，称为等压面。
等压面凸起的地方是高压区；等压面下凹的地方是低压区。
基本程序为：
热量差―→大气上升或下降―→同一水平面上的气压差异―→大气水平运动。
3、常见的热力环流
城郊风
由于城市人们的生产、生活释放出大量人为热，使城市气温升高，空气上升，与郊区下沉气流形成城市热力环流，下沉气流又从近地面把郊区污染物带入城市中心，严重污染了城市环境。
因此，为了减轻城市污染，如何减少化石燃料的使用量及如何布局郊区工业及卫星城市，成为人们普遍关心的问题。
一般将绿化带布局于气流下沉处及下沉距离以内，而将卫星城或污染较重的工厂布局于下沉距离之外。
海陆风
白天在太阳照射下，陆地增温快，气温比海上高，空气膨胀上升，高空气压比原来气压升高，空气由大陆流人海洋；近地面陆地形成低气压，而海洋上因气温低，形成高气压，使下层空气由海洋流人大陆，形成海风。
夜间与白天大气的热力作用相反而形成陆风。
山谷风
白天因山坡上的空气增温强烈，于是暖空气沿坡上升，形成谷风（如图a）。
夜间山坡上的空气迅速冷却，密度增大，因而沿坡下滑，流人谷地，形成山风（如图b）。
特别说明：
城市风环流的方向不随时间而变化，因为市区的气温总是高于郊区。
而海陆风环流和山谷风环流的流向则随昼夜的变化而向相反的方向变化，因为海与陆、山与谷的气压高低随昼夜改变而改变。
4、风力和风向
（1）同一水平面上气压的差异产生了大气的水平运动，即风。
风力（即风速）与水平气压梯度
（气压差/距离）成正比,与地面摩擦系数呈负相关。
风力的大小，通常用蒲福风级来表示。
（2）气压场中的空气质点，一般受到三个力的作用：
水平气压梯度力（垂直于等压线，指向
低压）地转偏向力（北半球垂直于风向右侧，南半球垂直于风向左侧，随纬度增高而变大。
只改变风向，不能改变风速）摩擦力（与风向方向相反。
不仅能改变风向，还可减小风速）。
（3）风向即风吹来的方向。
受地转偏向力影响，风向相对于水平气压梯度力北半球右偏,南
半球左偏。
在高空,摩擦力可以忽略不计,风向偏转90度,最终与等压线平行；在近地面，
风向偏转角度小于90度，最终斜穿等压线，指向低气压。
（4）摩擦力大，风速小，风向偏转角度小，与等压线夹角大。
反之亦然。
（5）风向表示方法：
风向标——箭头指风吹来的方向；
风频图——坐标值表示风频率大小，方向表示风向；
天气图上的风杆——画有风尾的一方，指示风向。
一道风尾表示风力2级，一个风旗表示风力8级。
（6）风力判断：
依据水平气压梯度力大小，该力越大，风力越大。
运用在同幅图中，等压线
密集处，水平气压差异大，水平气压梯度力大，风力大。
不同图幅中，计算水平气压梯度=两点气压差/两点水平距离=两点气压差/（两点图上距离÷比例尺）
（7）图示高空与低空产生的风向特点
四、全球形成气压带和风带：
1、风带和气压带的成因及分布（图示）
2、气压带和风带的气流状况和性质：
气压带和风带的特征
气流
成因
性质
下沉
热力原因
干冷
流向低纬
干冷
上升
动力原因
暖温
流向高纬
暖湿
下沉
动力原因
干热
流向低纬
干热
上升
热力原因
暖湿
3、全球气压带和风带与气候的关系：
⑴、气压带对气候的影响：
高气压：
在高气压带，气流以下沉为主，水汽难以冷凝形成降水，是地球表面降水较少
的纬度带。
低气压：
在低气压带盛行上升气流，水汽容易凝云致雨，是地球上降水较多的区域。
副极地低气压带：
来自极地高压和副热带高压的冷暖性质不同的气流辐合上升，形成锋面。
⑵、风带对气候的影响：
在终年受西风控制的地区，如欧洲西部，形成终年温和多雨的温带
海洋性气候。
终年受季风控制的地区，如亚洲东部，形成季风气候。
终年受信风控制的地区，形成热带沙漠气候。
（3）、气压带、风带交替影响地带的气候特征：
赤道低压和内陆信风交替控制的地区，出现明显的干季和湿季，是典型的热带稀树草原气候区。
地中海沿海地区大部分处于北纬30-40°之间。
夏季因副热带高气压带北移，炎热干燥；冬季，西风带南移进入地中海地区，从大西洋带来暖湿的空气，气候温和多雨，形成冬雨夏干的地中海气候。
（4）全球气压带和风带与气候的关系：
气压带、风带记忆模式
（太阳直射点在赤道）
气压带、风带名称
行星风系与气候
0°
60°N
30°S
30°N
60°S
90°S
90°N
极地高气压带
太阳辐射少，空气冷却下沉，终年严寒少雨
极地东风带（东北风）
高纬到低纬，终年寒冷干燥
副极地低气压带
冷暖性质不同的气流辐合上升，降水较多
中纬西风带（西南风）
低纬到高纬，风从海洋吹来，比较湿润
副热带高气压带
盛行下沉气流，炎热干燥
低纬信风带（东北信风）
高纬到低纬，风从大陆吹来，比较干燥
赤道低气压带
太阳辐射强，水汽蒸发量大，终年高温多雨
低纬信风带（东南信风）
赤道低气压带
副极地低气压带
西风带
气压带、风带性质：
与降水关系
多雨带
副热带高气压带
极地东风带
极地高气压带
少雨带
副热带高气压带
中纬西风带（西北风）
副极地低气压带
极地东风带（东南风）
极地高气压带
随着太阳直射点的南北移动，气压带和风带位置在一年内也做周期性的移动。
北半球夏季，全球气压带、风带北移，北半球冬季，全球气压带、风带南移。
从而使某些地区被不同的气压带和风带交替控制，如地中海气候区和热带草原气候区。
5、海陆分布对大气环流的影响
（1）成因：
由于地球表面不均一，有海陆之分，特别是北半球，海陆相间分布，海陆热力性质差异，大陆增温和冷却的速度快于海洋。
破坏了气压带和风带的完整性，使气压带形成了一个个高、低气压中心。
南半球基本上呈带状分布，因为南半球海洋面积占优势。
时间
温度
气压
切断气压带
实际情况
7月
陆高海低
陆低海高
副热带高压带
仅在
海洋
北太
平洋
夏威夷高压
北大
西洋
亚速尔高压
1月
陆低海高
陆高海低
带极地低压带
阿留申低压
冰岛低压
（2）季风环流
概念：
风向在一年内随季节有规律地向相反或接近相反的方向变化。
也是大气环流的组成部分，亚洲东部的季风环流最为典型
空气由亚洲高压流向阿留申低压
和赤道低压
冬季
东亚—西北季风
成因
南亚—东北季风海陆热力性质的差异
空气由夏威夷高压吹向印度低压
南半球东南信风越过赤道向右偏
夏季
东亚—东南季风
南亚—西南季风气压带、风带的季节移动
注意：
东亚季风最显著的原因：
位于世界最大大陆亚欧大陆，东临世界最大海洋太平洋，海陆热力差异最大。
澳大利亚北部：
1月（夏季）西北季风（东北信风向南越过赤道偏转而成），海洋吹向陆地降水较多；7月（冬季）东南季风（海陆热力差异），陆地吹向海洋，降水较少。
（热带草原气候）
（3）东亚季风与南亚季风对比：
东亚季风
南亚季风
季节
冬季
夏季
冬季
夏季
风向
西北风
东南风
东北风
西南风
源地
蒙古、西伯利亚
太平洋
蒙古、西伯利亚
印度洋
成因
海陆热力差异
海陆热力差异+气压带、风带季节移动
性质
寒冷干燥
温暖湿润
温暖干燥
高温高湿
比较
冬季风强于夏季风
夏季风强于冬季风
分布
我国东部、朝鲜半岛、日本
印度半岛、中南半岛、我国西南地区
注意：
季风的影响：
季风的共性特点：
雨热同期；降水量季节变化大，易有旱涝灾，宜兴修水利。
东亚的两种季风气候及各自分布区（以秦淮一线为界）；各自气候特点
A--温带季风气候：
秦淮以北季风区；冬干冷；夏湿热
B--亚热带季风气候：
秦淮以南季风区；冬温和少雨；夏湿热
C--东亚两种季风气候的冬夏季风风向相同，成因相同
D--注意季风区城市工业布局中大气污染企业的分布（盛行风的垂直郊外）。
E--季风区是世界上水稻种植业主要分布地区
补充：
中国气候基本知识
1、特点：
大陆性季风气候显著。
夏季高温多雨，冬季低温少雨，气温年较差大。
2、分布：
东部秦岭-淮河以北为温带季风气候，以南为亚热带季风气候，西南少数地区为热带季风气候。
西北地区为温带大陆性气候，青藏高原东南部为季风气候，广大高原地区为高山和高原气候（高寒气候）。
3、降水雨带移动规律：
5月锋面降水集中在东南沿海地区，
6月在长江中下游地区（梅雨），
7、8月在华北和东北地区，
9月迅速南退。
4、副高的位置和强弱对我国夏季雨带的影响：
西太平洋副热带高压，简称副高，高压中心，
有时只有—个，位于夏威夷附近，对我国天
气变化影响很大，它的强弱和位置，直接影
响着我国夏季雨带的分布。
副高西部的偏南
气流，从南部海上带来大量的暖湿空气，与
北方南下的冷空气交锋而形成的锋面，往往形成大范围的降雨带。
由于副高位置随季节
而变化，冬季偏南，夏季偏北，因此我国的主要雨带也随之发生相应的变化：
春末，雨
带位于华南，夏初，副高西伸北进，暖湿的偏南气流沿副高西缘北上，与北方来的干冷
空气交锋在长江流域一带，形成长江中下游直至日本南部的梅雨天气，盛夏，副高进一
步北进，雨带北推到华北、东北地区，9月，副高南撤，雨带也随之南移。
副高的位置和强弱一旦异常，就会引起旱涝灾害。
一般来说副高势力强，位置偏北时，
我国北涝南旱，反之则可能出现南涝北旱。
另一方面，副高位置有规律的移动也决定了
我国南方雨季长，降水多；北方雨季短，降水少这一基本气候特征。
副高脊线位置的季节变化（三进二退）与我国东部雨带（锋面雨）的关系。
时间
副高脊线位置
雨带位置及天气
冬季
副高偏东、偏南，脊线位于15°N附近
雨带在南海、南亚一带
春季
脊线缓慢移至20°N附近
雨带中心在南岭，华南雨季开始
6月上旬
副高脊线第一次北跳至25°N附近
雨带移至江淮流域，梅雨开始
7月上中旬
副高脊线第二次北跳至30°N附近
江淮梅雨结束，出现伏旱天气，雨带中心移至黄淮流域
7月底8月初
脊线第三次北跳稳定在35°N
华北、东北雨季开始，并持续8月底
9月上旬
脊线开始第一次南撤至25°N附近
华西和长江下游出现秋风秋雨，华中出现秋高气爽天气
10月上旬
第二次南撤至20°N以南
全国雨季随之基本结束
如果副高的位置和强弱异常，则引起我国不同地区的水旱灾害．
（1）若夏季副高发展强大西伸至我国大陆、位置持续偏南时，雨带则长时间滞留在江淮地区，易造成江淮地区洪涝灾害，而北方地区则会发生干旱。
（2）当副高季节性北跃时间提前、位置较常年偏北时，我国北方地区就容易出现洪涝灾害，南方则易干旱。
影响我国的锋面有冷锋、暖锋和准静止锋，在我国三种类型的降水都有，只不过我国大部分的锋面降水属于冷锋，长江流域的梅雨和贵阳冬半年的降水属于准静止锋，暖锋降水很少。
5、我国气温分布特点
夏季普遍高温，等温线大致与海岸线或地形等高线平行，冬季北低南高，南北温差大，等温线大致与纬线平行。
主要原因是：
（1）冬季气温：
北方纬度高，太阳高度比南方小，且白昼时间短，获得的太阳辐射少；北方
靠近冬季风源地，加剧了寒冷；南方地区受到层层山岭的阻拦，冬季风影响小一些。
最
冷的地方是漠河，最热的是南沙群岛。
（2）夏季气温：
北方太阳高度虽比南方低一些，但白昼时间长，获得的太阳辐射量与南方相差不大。
且南方阴雨天气比北方多，太阳辐射削弱较多。
最冷的是青藏高原，最热是吐鲁番盆地。
青藏高原是我国太阳辐射最强的地区，但夏季气温最低，原因是青藏高原的海拔高，空气稀薄，大气对太阳辐射的削弱作用弱，所以太阳辐射强；但大气的直接热源来源于水汽和二氧化碳吸收的地面长波辐射，青藏高原海拔高，大气稀薄，水汽和二氧化碳含量少，吸收作用微弱，大气逆辐射更弱，所以气温很低。
冬季东北地区气温最低。
五、锋面系统特点
冷锋
暖锋
准静止锋
概念
冷气团主动向暖气团方向移动的锋
暖气团主动向冷气团方向移动的锋
冷暖气团势力相当，使锋面来回摆动的锋
主
要
区
别
气团势力
冷气团强，暖气团弱
暖气团强，冷气团弱
势均力敌
移动方向
冷气团的移动方向
暖气团的移动方向
来回摆动
锋前锋后
暖气团在前，冷气团在后
冷气团在前，暖气团在后
锋面力度
较大
较小
小
雨区位置
锋前锋后均有以锋后为主
锋前
延伸到锋后很大范围
雨区范围
小
中
大
图示
锋图
简图
天气图
雨区
天
气
特
征
过境前
单一暖气团控制，温暖晴朗
单一冷气团控制，低温晴朗
单—气团控制，天气晴朗
过境时
暖气团被冷气团抬升，常出现阴天、下雨、刮风、降温等天气现象
暖气团沿冷气团徐徐爬升，冷却凝结产生连续性云雨
暖气团平衡抬升或爬升，形成持续性降水
过境后
冷气团替代了原来暖气团的位置，气压升高，气温和湿度骤降，天气晴朗
暖气团占据了原来冷气团的位置，气温上升、气压下降、天气转晴
单——气团控制，天气晴朗
天气实例
我国大多数降水天气，北方夏季的暴雨，冬春季节的大风、沙暴、寒潮
我国南方的绵绵春雨
一场春雨一场暖
华南清明时节雨纷纷
江淮地区的梅雨季节
贵阳冬半年“天无三日晴”，
附：
几种主要的准静止锋
1．江淮准静止锋
每年夏初，来自海洋上的暖湿气流与大陆上南下的冷空气交锋、对峙，在长江中下游和淮河流域形成了一种著名的天气系统——江淮准静止锋。
它是形成梅雨的重要天气系统。
“清明时节雨纷纷”“黄梅时节家家雨”，都是梅雨天气的真实写照。
2．昆明准静止锋
又称云贵准静止锋。
位于云贵高原，主要由变性的极地大陆气团和西南气流受云贵高原地形阻滞演变而形成。
云层低而薄，易形成连阴雨天气。
贵州高原“天无三日晴”便同昆明准静止锋活动有关。
多出现于冬季，其间出现日数约占全年1/2。
锋区位置多在贵阳与昆明之间，略呈西北——东南走向。
六、气旋、反气旋系统
气旋
反气旋
气压状况
低气压（中心气压低，四周气压高）
高气压（中心气压高，四周气压低）
水平气流
北半球
逆时针方向，向中心辐合
顺时针方向，向四周辐散
南半球
顺时针方向，向中心辐合
逆时针方向，向四周辐散
垂直气流
上升
下沉
天气状况
多阴雨天气
多晴朗、干燥天气
示意图（北半球）
典型天气
夏秋季节影响我国东南沿海地区的台风
我国长江流域7、8月的伏旱天气；我国北方“秋高气爽”的天气
补充：
锋面气旋
①在中高纬度地区，一般气旋和锋面联系在一起，称之为锋面气旋。
如图所示，这是一个北半球的低气压区域，低气压向外延伸的狭长区域称为低压槽，如同地形上的山谷，图中AB、CD为两条槽线，锋面一般形成于地面气旋的低压槽中。
图中气旋东部偏南风来自较低的纬度，气温较高，当它向北移动时，遇到较高纬度的冷空气就形成了暖锋（图中CD附近）。
同样的，气旋西部气流是来源于北方高纬度地区的偏北风，南下会遇到较低纬度的暖空气而形成冷锋（图中AB附近），这样地面天气系统中的锋面气旋便形成了。
②北半球的气旋是一个按逆时针方向流动的旋涡，它同样也带着已生成的锋面随气流呈逆时针方向移动。
锋面气旋系统形成之后，将会对原有的单一天气系统控制下的天气产生什么影响呢？
由于气流从四
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