基本介紹
- 中文名：氣旋
- 外文名：cyclone
- 類別：氣象信息
- 屬於：天氣系統
- 學科：地理
- 分類：氣旋
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氣旋現象
北（南）半球，大氣中水平氣流呈逆(順)時針旋轉的大型渦旋。在北半球右偏，反之，左偏。氣旋中，天氣常發生劇烈的變化，是人們最關心和最早研究的天氣系統。通常按氣旋形成和活動的主要地區或熱力結構進行分類。按地區可分為溫帶氣旋、熱帶氣旋和極地氣旋性渦旋等；按熱力結構可分為冷性氣旋和熱低壓等。
氣旋順時針——反氣旋 逆時針——氣旋
中心氣壓最低，逐漸向外遞增，空氣不斷流入中心，形成下沉氣流，也稱低氣壓。
它的直徑：小的有幾十公里，大的有幾千公里。氣旋影響時常常出現陰雨天氣和大風等。
相關術語
氣旋：氣旋又稱為低氣壓氣旋。占有三度空間的、在同一高度(等壓面)上，具有閉合等壓(高)線，
氣旋
氣旋中心氣壓(高度)低於周圍的大型渦旋。在北半球，空氣作逆時針旋轉；在南半球其旋轉方向則相反。
冷渦：冷性低渦的簡稱。中心冷於四周的渦，其強度隨高度的增加而增強。
東北冷渦：活動於我國東北地區或其附近的高空大型冷渦。它是能夠維持3-4天或更長時間的深厚系統。
研究史
早在19世紀60年代，人們就發現並開始研究溫帶氣旋的結構和活動規律。
英國氣象局首任局長R.菲茨羅伊，根據H.W.多沃的見解和自己在航海過程中所積累的資料，於1863年首次提出溫帶氣旋和反氣旋地區的地面氣流結構。
20世紀初期，英國氣象學家N.肖提出了反映氣旋中氣流切變和風暴特徵的氣旋模式，並將降水分布同氣流聯繫起來。
1918年和1921年，挪威學者J.皮耶克尼斯和H.索爾貝格提出了新的氣旋模式和氣旋生命史模式，首次將氣團、鋒、氣壓場和天氣分布有機地結合在一起。挪威學派的這些成果，一直被氣象界廣泛採用。
30年代，J.皮耶克尼斯和芬蘭學者E.H.帕爾門等，根據高空探測資料，對溫帶氣旋和鋒面的三維結構作了很多研究。
40年代末至50年代初，帕爾門進一步將氣旋族和長波聯繫起來，確定了溫帶氣旋和高空大氣長波的關係。
這些結論，已為60年代的衛星雲圖所證實。
氣旋分類的方法很多，通常按氣旋形成和活動的主要地區或熱力結構進行分類。
按地區不同，可分為溫帶氣旋、熱帶氣旋和極地氣旋性渦旋（見極地氣象學）等；
按熱力結構的不同，可分為冷性氣旋和熱低壓等。
溫帶氣旋大多數屬鋒面氣旋。熱帶氣旋和地方性熱低壓屬暖性低壓。發生在熱帶洋面上強烈的氣旋性渦旋，當其中心風力達到一定程度時，就稱為颱風或颶風；當其移入溫帶後，將逐漸具有溫帶氣旋的特色。
生命史
鋒面氣旋由鋒面上的波動沿著鋒面傳播發展而生成，其生命史可分為四個階段：
①初生階段。當冷鋒移動緩慢或趨於靜止時，鋒上出現小波動，即氣旋波，在波動前方暖空氣向冷空氣方向移動，形成暖鋒；在波動的後方冷空氣向暖空氣方向移動，形成冷鋒，故圍繞著波動產生了氣旋型的環流,環流中心氣壓下降，形成低壓中心。
③錮囚階段。通常由於冷空氣中的風速較強，冷鋒比暖鋒移動得快，最後冷鋒趕上了暖鋒，這時冷鋒後和暖鋒前的冷空氣相合，而冷鋒前和暖鋒後的暖空氣則被抬升到高空。
④衰老階段。當氣旋中心被來自各方的冷空氣所占據時，氣旋就進入衰老階段，這時氣旋的環流減弱，氣壓升高，範圍擴大，在對流層下部變成溫差較小的大冷渦。
當暖空氣被抬升到更高層之後，上升運動減弱，雲雨也隨著減少。氣旋的發展過程，除最後的衰老階段比較緩慢之外，一般在一兩天之內就可完成。
在中國還有一種與上述典型的氣旋生命史稍不同的氣旋。在氣旋出現之前，地面先有暖性倒槽或熱低壓，冷鋒從其西北方逐漸移入槽中，同時在倒槽中由於鋒生作用產生暖鋒，當冷鋒進入倒槽與新生暖鋒銜接時，在接合處，氣壓下降，有氣旋性閉合環流生成，形成鋒面氣旋。
隨著氣旋的發展，高空槽加深，高空鋒區和急流軸的波幅增大，氣旋位置向高空槽、鋒區和急流接近。
到氣旋的錮囚階段，高空槽發展成冷低壓，急流軸的波幅更大，地面氣旋中心也從急流軸的南方移到北方，和高空冷低壓重合。
機制
這可用渦度方程(見大氣動力方程)加以說明：槽前的氣塊由南向北移，由氣旋式渦度變到反氣旋式渦度，渦度減小，氣塊產生水平輻散；槽後的氣塊由北向南移，由反氣旋式渦度變到氣旋式渦度，渦度增加，氣塊產生水平輻合。
所以在氣旋發展初期，當伴有急流的高空短波槽移到地面鋒區上方時，對應於槽前位置的鋒面往往出現顯著降壓現象，並有氣旋生成。隨著高空槽發展，地面氣旋和反氣旋也得到發展。當高空槽加深而形成冷低壓時，則沿高空氣流方向的空氣塊就具有同等大小的氣旋式渦度。
’這時，氣塊在移動過程中渦度變化很小，因此不會產生大量的輻散，地面氣旋也就減弱衰老以至消亡。在高空槽後，也由於渦度變化很小而不產生大量的輻合，使地面反氣旋的生成發展也減弱。
氣旋發展的能量來源於溫度對比很大的鋒區所積蓄的位能（見大氣能量），在暖空氣上升和冷空氣下沉過程中，位能釋放而轉換為動能，這有利於氣旋的發生和發展。由於氣旋區域的空氣和周圍空氣發生交換，所以能量轉換過程是非常複雜的。
鋒面氣旋
簡介
地面氣旋一般和鋒面聯繫在一起，我們稱之為鋒面氣旋。它是我國北方中高緯度地區常見的天氣系統。
形成
我們先從鋒面和氣旋的知識點來看鋒面氣旋的形成。鋒面是冷暖性質不同的氣流相遇而形成的交界面，它是一個狹窄而又傾斜的過渡地帶。氣旋就是低氣壓，在北半球，它是氣流從四周向中心呈逆時針方向流動的天氣系統。鋒面氣旋一般發生在等壓線為不規則橢圓形的地方。
氣旋
氣旋如圖所示，這是一個低氣壓區域，根據北半球風向的畫法可確定它的東部吹偏南風，西部吹偏北風。低氣壓向外延伸的狹長區域稱為低壓槽，如同地形上的山谷，圖中AB、CD為兩條槽線。
鋒面一般形成於地面氣旋的低壓槽中。圖中氣旋東部偏南風來自較低的緯度，氣溫較高，當它向北移動時，遇到較高緯度的冷空氣就形成了暖鋒（圖中CD附近）。同樣的，氣旋西部氣流是來源於北方高緯度地區的偏北風，南下會遇到較低緯度的暖空氣而形成冷鋒（圖中AB附近），這樣地面天氣系統中的鋒面氣旋便形成了。北半球的氣旋是一個按逆時針方向流動的旋渦，它同樣也帶著已生成的鋒面隨氣流呈逆時針方向移動。
影響
鋒面氣旋系統對原有的單一天氣系統控制下的天氣產生的影響
由於氣流從四面八方流入氣旋中心，中心氣流被迫上升而凝雲致雨，所以氣旋過境時，雲量增多，常出現陰雨天氣，即氣旋雨。在鋒面天氣系統中，無論冷鋒還是暖鋒，鋒面上方的暖氣團都是沿鋒面抬升的，都將形成有雲和降水的天氣，即鋒面雨。當兩種系統結合在一起形成鋒面氣旋後，將輻合成更強烈的上升氣流，天氣變化將更為劇烈，往往會產生雲、雨甚至造成暴雨、雷雨、大風天氣。
在圖中，冷鋒和暖鋒的降水區域會略有不同。因冷氣團密度大於暖氣團，冷氣團始終位於暖氣團之下，鋒面始終倒向冷氣團一側，降水區域總是位於鋒面的冷氣團的一側，圖中在CD前方會形成寬闊的暖鋒雲系和相伴隨的連續性降水天氣，在AB後方會形成狹窄的冷鋒雲系和降水天氣。氣旋中部（冷鋒雨區與暖鋒雨區之間）則是單一暖氣團控制下的晴好天氣。
發展
判斷
遵守螺旋定則，南半球用左手，北半球用右手。大拇指的指向是氣旋中心空氣的上下，四指的指向是該天氣系統的旋轉方向。
氣旋族
在發展完善的鋒面氣旋的極鋒上，當受到擾動時，會產生新的氣旋波，它將繼續按鋒面氣旋生命史發展。同樣，在新產生的氣旋的冷鋒上，又可產生氣旋波。這樣，在一條極鋒上出現的氣旋波往往可達三四個之多，它們形成一串氣旋，即稱氣旋族。
氣旋族的東南方為副熱帶高壓，其西北方為極地冷高壓，整個氣旋族位於高空長波槽的前部，並受長波氣流的引導，由西南向東北方向傳播。環繞整個半球的高空西風帶上，一般有4～5個長波，對應於地面也有4～5個氣旋族。
熱低壓
對流層下部的暖性氣旋。按靜力學關係（見大氣運動的平衡狀態）氣壓隨高度而減小，但暖性氣旋中心的氣壓遞減率遠遠比四周大氣的小，因此熱低壓隨高度迅速減弱，熱低壓的上空，即對流層中部已為暖高壓所取代，所以熱低壓是較淺薄的天氣系統。
熱低壓主要於夏季發生在大陸上，是由於日照強烈，使對流層下部空氣變暖而形成的，所以熱低壓具有地方性的特點。夏季在印度北部對流層下部的南亞低壓以及在土耳其和中國西部經常出現的準定常熱低壓。
切斷低壓
對流層中部和上部的冷性氣旋。
按靜力學關係，冷性氣旋中心氣壓隨高度減小的程度，遠比四周為大，所以冷性氣旋隨高度而加強，是比較深厚的系統。它是在對流層中上部低壓槽南端的冷空氣堆急速南下的過程中，被兩側暖空氣從北面的冷區主體中切斷而形成的冷低壓，有時簡稱冷渦。
在發展完善的冷低壓區，鋒區和急流都環繞著低壓中心，呈閉合形式。低壓的低層一般為冷高壓，當低壓發展得很強時，低層也可出現氣旋。切斷低壓區盛行上升氣流，最強上升運動在其東部，一般東部多雨，西部晴好。切斷低壓比較穩定，可持續幾天，有時甚至可維持十幾天，在此期間有向西南方緩慢移動的趨向。
一旦低壓區出現較強下沉運動，或因和四周暖空氣混合,失去了冷堆結構，就迅速消失。切斷低壓具有地區性和季節性的特點，多出現於美洲和歐洲地區，春秋較多，這些都同該時該地的暖空氣較為活躍有關。
中國典型的切斷低壓比較少見，唯在東北地區，夏季常見一種冷渦，很類似於切斷低壓。這種冷渦雖然環流弱，範圍小，但常產生暴雨天氣。
大氣中的冷、暖空氣被切斷的過程往往相互進行，冷空氣可以為暖空氣切斷，暖空氣也可為冷空氣切斷。在切斷低壓的東北部和西北部，常有被切斷出來的閉合暖高壓，這就是阻塞高壓。切斷低壓均穩定少動，對上游東移的天氣系統起著阻塞的作用。
氣旋及反氣旋平面圖