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气旋和反气旋维基百科，自由的百科全书Jump to: navigation, search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。
1．气旋、反气旋的分类(1)气旋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。
(2)反气旋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。
2．温带气旋的源地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。
温带气旋简介和基础理论无热力学、动力学版（适合高中左右的水平学习）本文部分名词非官方通用，请勿宣传目录：一、温带气旋简介二、温带气旋在世界范围内的分布和影响三、温带气旋的分类：1、西风带性温带气旋2、寒带性温带气旋3、热带性温带气旋四、温带气旋的形成过程1、形成期（西风性和寒带性）2、转换期（热带性）3、发展期4、囚锢期（成熟期）5、消亡期五、温带气旋的底层结构和近地面影响（温带气旋实例分析说明）六、温带气旋的常见诱生系统1、中尺度辐合系统MCC2、锋面飑线3、冷涌和扰动诱生七、总结补充：如诺非特殊情况，本帖只针对北半球的温带气旋。
第一部分：温带气旋简介温带气旋：一般指出现在中高纬度地区（30°-70°）的中心气压低于四周气压的一种斜压性气旋，是中高纬度最重要的中尺度天气系统之一。
温带气旋平均半径为1500KM，其范围一般在500~3000km左右，温带气旋在高空一般为高空槽线，且槽线强度随着气压层的升高而减弱。
对于成熟的温带气旋来说，其底层结构上一般由1-2条冷锋和一条暖锋形成，暖锋和第一冷锋之间为暖区，而冷锋锋后为冷区，暖锋锋前和系统中心后侧为相对缓和的冷暖过度区域。
对于单个温带气旋来说，从其开始发展到最后消亡的过程一般为2-5天，期间的移动距离大概在一个西风长波的波长，且一般大体上自西向东前进。
有时一个高空系统可以在底层诱生众多的温带气旋，这时称之为气旋族。
第二部分：温带气旋在世界范围内的分布和影响从全球历年平均来看，南半球在比西风环流稍偏北的地方存在明显的温带气旋生成区，且贯通整个南半球范围。
而北半球范围内，温带气旋的产生主要集中在一下几个地区：1、西伯利亚地区：该地区的温带气旋更多由北冰洋极涡南下，或诱生出西风长波槽南下，在河道到贝加尔湖一带形成温气的雏形，而后东移进入日本海、鄂海地区强烈发展并达到巅峰状态，最后并入阿留申涡登陆北美阿拉斯加地区减弱消散。
同时也有从阿尔泰地区开始形成，在我国东部达到最强，并明显影响我国的锋面温带气旋。
Char3 气旋与反气旋1、气旋（反气旋）是占有三度空间的，在同一高度上中心气压低（高）于四周的流场中的涡旋。
气旋在北半球逆（顺）时针旋转，在南半球相反。
温带的气旋和反气旋冬季强于夏季，海上的气旋强于陆上的，陆上的反气旋强于海上的。
气旋按地理分为热带气旋和温带气旋；按热力结构分为锋面气旋和无锋气旋反气旋地理分为极地、温带和副热带反气旋；按热力结构分为冷性和暖性反气旋2、涡度方程涡度：表示流体质块的旋转程度和旋转方向∂ ξ /∂ t >0表示气旋性涡度增加，反气旋性涡度减小∂ ξ /∂ t <0表示反气旋性涡度增加，气旋性涡度减小涡度倾侧项：由于垂直速度在水平方向分布不均匀，引起涡度的变化水平无辐散大气中绝对涡度守恒。
位势涡度守恒解释气柱上山下山强度变化：气柱上山，H 减小，辐散，f 不变，则气旋性涡度减小，反气旋性涡度增大；气柱变短，为了保持位势涡度守恒，正涡度减小，有正变高，所以槽和低压减弱，脊和高压增强；青藏高原（第五章）：上（下）山，气柱缩短（伸长），为了保证整层大气的不可压缩性，必伴有水平辐散（合），同时在水平地转偏向力作用下，反气旋（气旋）涡度生成，则气旋性涡度减小，反气旋性涡度增大；考虑准地转运动有等压面高度升高（降低），低值系统（高空槽、低中心）减弱（加强），高值系统（高空脊、高中心）加强（减弱）。
3、位势倾向方程（1）地转风绝对涡度平流可分为地转涡度的地转风平流和相对涡度的地转风平流 解释槽脊移动：波长<3000km 的短波，以相对涡度平流为主槽前脊后：正相对涡度平流，有负变高；槽后脊前：负相对涡度平流，有正变高槽线、脊线：相对涡度平流为0，等压面高度没有变化，槽脊不会发展，而是向前移动。
物理解释：槽前脊后借助西南风将正相对涡度大的向小的方向输送，使得其固定点正相对涡度增加，在地转偏向力作用下伴随水平辐散，气柱质量减少，地面减压，有负变压中心，地面辐合，这样高空辐散，地面辐合，有上升运动，上升绝热冷却，气柱收缩，高层等压面高度降低，有负变高；相反，槽后脊前引起高层等压面高度增加，槽线处变高为零，所以，槽无加深减弱，向东，即向前移动。
气旋和反气旋气旋和反气旋也是常见的天气系统，它的形成和移动对一地的天气影响很大。
本节我们主要了解其一般知识及其天气特征。
一、旋气旋是占有三维空间的，在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋。
气旋又称低压，前者是按流场特征命名，后者是按气压场命名。
气旋的范围是以地面天气图上最外围闭合等压线的直径来确定的。
气旋的平均直径为1000km左右，大的可达2000～3000km，小的只有100～200km。
气旋的强度以其中心气压值表示，气压越低，其强度越大，地面气旋中心值一般在1010～970hPa,发展特别强大的气旋可低于935hPa，海洋上曾有的低到920hPa。
若气旋中心气压随时间下降，称气旋“加深”或“发展”，反之，称为气旋的“减弱”或“填塞”。
在北半球，气旋内部气流运动模式为：近地层气流围绕中心作逆时针旋转，由于摩擦作用，气流向中心辐合，中心气流由于周围气流的辐合作用而上升。
因为绝热冷却，发生水汽凝结，形成云雨所以气旋内部一般多阴雨天气。
按气旋形成地理位置的不同，可分为温带气旋和热带气旋。
若按其内部热力结构又可分为锋面气旋和无锋面气旋。
1.锋面气旋锋面气旋是温带地区最常见的一类气旋，在我国主要发生在长江中下游及其以北区域。
锋面气旋形成的原因比较复杂，大多数情况下是在准静止锋或缓行冷锋上产生波动形成的，也有些属于冷锋进入热低压后暖锋锋生而成(如江淮气旋主要以这种方式形成的)，当在地面锋带上出现第一根闭合等压线时，锋面气旋即告形成，锋面气旋从其开始形成到最后消亡大致可分为四个阶段：(1)初生阶段：从发生波动到绘出第一根闭合等压线为止称为初生阶段。
此时，原锋面(准静止锋或入侵冷锋)上产生波动，冷空气南侵，暖空气向北扩展，形成冷暖锋结构，一般东部为暖锋，西部为冷锋，并出现相应的锋面天气。
(2)发展阶段：冷暖锋进一步发展，气旋进一步加深，南侧暖区变窄，天气表现为云层变厚，雨区扩大，降水强度增加。
(3)锢囚阶段：冷锋赶上暖锋，形成锢囚，暖锋进一步变窄，暖空气被抬升，此时气旋达到全盛阶段，地面为锢囚锋天气。
§ 4.2 温带气旋和反气旋小结
1、基本概念
温带气旋、热低压、冷高压
2、温带气旋和反气旋的发展理论
Petterssen发展方程的推导思路、公式中各项物理意义的分析
3、利用准地转 方程分析产生垂直运动主要因子的作用
4、温带气旋发生发展的概念模型
各类型的形成过程、经典温带气旋形成时各阶段的主要特征
5、热低压形成的原因
复习思考题
1．什么叫气旋、反气旋？概述气旋分类。
2．气旋反气旋强弱，深厚浅薄是什么意思？
3．涡度定义、绝对涡度的表达式，自然坐标中涡度的表达式及意义4．涡度方程及各项的物理意义
5．简化的涡度方程式
6．准地转ω方程及各项的物理意义
7．地面气旋发展公式（Petterssen发展方程）及其推导思路，各项因子对气旋的发展、减弱有何影响？
8．叙述锋面气旋发展的四个阶段（波动阶段，发展阶段，锢囚阶段，消亡阶段）温压场的变化
9．举例说明地形对气旋的发展有何影响。
10．我国气旋常在什么高空形势下生成？试用涡度理论说明该形势下气旋生成的有利条件？
11．何为气旋的再生？什么条件下才会使气旋再生？
12．热低压的形成原因。
温带气旋的发展和移动O O C中国大学M O O C 中国大学M O O C 中国大学M O O CO O C中国大学M O O C 中国大学M O O C 中国大学M O O CO O C中国大学M O O C中国大学M OO C中国大学M OO CO O C中国大学MOOC中国大学MO O C中国大学M OO COO C 中国大学M O O C 中国大学M OO C 中国大学M OO COOC中国大学M OOC中国大学M OO C中国大学M OO COO C中国大学M OO C中国大学M OO C 中国大学M OO COO C 中国大学M OO C 中国大学M OO C 中国大学M OO C气旋的发展：地面气旋中心正涡度增大，气压减小。
气旋的移动：气旋整体位置的改变。
O O C中国大学M O O C 中国大学M O O C 中国大学M O O CO O C中国大学M O O C 中国大学M O O C 中国大学M O O CO O C中国大学M O O C 中国大学M OO C中国大学M OO CO O C中国大学MOOC 中国大学M OO C中国大学M OO COO C 中国大学M OO C 中国大学M OO C 中国大学M OO COOC中国大学M OOC中国大学M OO C中国大学M OO COO C中国大学M OO C中国大学M OO C 中国大学M OO COO C 中国大学M OO C 中国大学M OO C 中国大学M OO C[]21500T A K A S H tζζ∂=-∇++∂500aA ζζ≡-⋅∇V 500hPa 涡度平流项()T A T≡-⋅∇V 地面至500hPa 之平均温度平流项Petterssen 发展方程：O O C中国大学M O O C 中国大学M O O C 中国大学M O O CO O C 中国大学M O O C中国大学M O O C中国大学M O O CO OC中国大学MO O C中国大学M OOC中国大学M OO CO O C中国大学M O O C中国大学M O O C中国大学M O O CO O C 中国大学M O O C中国大学M O O C中国大学M O O COOC中国大学M O O C中国大学MO O C中国大学M O O CO O C中国大学MOO C中国大学M OO C中国大学M OO COO C 中国大学M OO C 中国大学M OO C 中国大学M OO C[]21500T A K A S H tζζ∂=-∇++∂()()d pS ωγγ≡-地面至500hPa 之平均稳定度项p Q H C ⎛⎫≡ ⎪⎪⎝⎭地面至500hPa 之平均非绝热项Petterssen 发展方程：O O C中国大学M O O C 中国大学M O O C 中国大学M O O CO O C 中国大学M O O C 中国大学M O O C中国大学M O O CO O C中国大学M O O C 中国大学M OO C中国大学M O O CO O C中国大学MOOC 中国大学MO O C 中国大学M O O COOC 中国大学M OOC 中国大学MO O C中国大学M O O COOC中国大学M 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