历史上的今天
天气网气象百科
是活跃在温带中纬度地区的天气系统，又称为“温带低气压”或“锋面气旋”。温带气旋是不同于热带气旋的一种冷心系统，其出现伴随着锋面，尺度一般较热带气旋为大，可达几百乃至数千公里。
温带气旋是出现在中高纬度地区而中心气压低于四周近似椭圆型的空气涡旋，是影响大范围天气变化的重要天气系统之一。温带气旋的直径平均1000公里，小的也有几百公里，大的可达3000公里或以上。气旋随高空偏西气流向东移动，前部为暖锋，后部为冷锋，两者衔接处的波动南侧为暖区。温带气旋从生成，发展到消亡整个生命史一般为2-6天。同一锋面上有时会接连形成2-5个温带气旋，自西向东依次移动前进，称为“气旋族“。
温带气旋 - 形成原因
温带气旋的形成
一些温带气旋由锋面上的一个波动发展而成。在锋面上因某些原因而形成波动，并在波动顶点附近出现一条闭合等压线，此后逐渐发展，形成一个完整的气旋。
热带气旋变成
温带气旋亦可由热带气旋变成，当热带气旋北移至温带一带，受西风槽影响而失去了热带气旋的特性，转变成温带气旋。另一方面，视乎其位置及强度，大型的温带气旋的影响范围可能会超过温带地区，连带亚热带地区也可受到影响。
由副热带气旋转成
若果副热带气旋能够北移至温带一带，并与锋面结合，变成拥有温带气旋的特性，可以转化成温带气旋。
温带气旋 - 物理结构
热带气旋的中心接近地面或海面部分是一个低压区。地球海平面上所录得最低的气压（870hPa）是在有纪录以来最强的热带气旋台风狄普（1979年）中心所录得的。
热带气旋的暖湿空气环绕着中心旋转上升，过程中水气凝结释放大量潜热，热能在中心附近垂直分布。热带气旋内各高度（接近海面例外）的气温都比气旋外为高。。
中心密集云层区
围绕热带气旋中心旋转的密集云层区，通常是由雷暴产生的卷云。
强烈的热带气旋的环流中心是下沉气流，将形成一个风眼。眼内的天气通常都是平静无风，无云，甚至时有阳光（但海面仍可能波涛汹涌）。风眼通常都是呈圆形，直径由2公里至370公里不等。较弱的热带气旋的风眼可能被中心密集云层区遮蔽，甚至没有风眼结构。
1997年的台风安珀正在进行眼壁置换风眼墙（或称眼壁）包围风眼的是圆桶状的风眼墙，风眼墙内对流非常强烈，其云层的高度在热带气旋内通常是最高的，降水的强度和风力的强度在热带气旋内也是最大的。强烈的热带气旋有眼壁置换周期，产生新的外眼壁替代内壁。其成因为热带气旋眼壁外围的螺旋雨带重组，然后渐渐向内移动，窃取了眼壁的湿气与能量。在这阶段，热带气旋进入了一个减弱的过程。在外围新的眼壁完全取代旧眼壁，如果环境许可，热带气旋会重新增强。透过多频微波扫描和雷达可以清楚观测到眼墙更新周期中的热带气旋出现双重眼壁；如果热带气旋眼壁置换的过程较为明显，更可从可见光和红外线卫星云图上观测到。
螺旋雨带是绕着热带气旋中心运动的雨云和雷暴。在北半球，螺旋雨带向逆时针方向绕中心运动。螺旋雨带会为地面带来大风雨，而在每条雨带之间则会较为平静。在接近陆地的热带气旋，螺旋雨带中会形成龙卷风。拥有多条螺旋雨带的热带气旋一般较强及发展成熟，但也有一些“轮状飓风”的主要特征是没有螺旋雨带。
所有低压系统均需要高空辐散以持续增强，热带气旋的辐散从所有方向流出。因为科里奥利力的作用，热带气旋的高空呈反气旋式外散环流。地面或海面的风强力向内旋转，随着高度上升减弱，最终改变方向。这个特点和热带气旋中心的暖心结构有关，所以热带气旋需要垂直风切微弱的环境维持暖心结构，才能延续辐散。
温带气旋 - 命名历程
命名的由来
1954年，柏林自由大学的学生卡拉·维格在美国命名台风（飓风）的启发下，建议将欧洲的高气压和低气压系统都给予命名。后来维格成为著名的电视气象预报者，而柏林自由大学负责分析柏林周边的天气状况，这样1954年，柏林自由大学气象学院开始用女名命名低气压，男名命名高气压，这样便于跟踪不同的天气系统。每一年共准备男名和女名各130个。
1990年以前，这种名字只在柏林的报纸上出现，但是由于出现了像“维维安”和“维布克”这样的破坏性风暴，很快，这些命名开始在全德国的媒体中出现。
美国对于热带气旋，加强到35kts才予以命名，但在欧洲不一样，不论强度大小，只要对中欧天气构成影响，就予以命名
1998年，有人提出，将“坏天气”以女名命名，“好天气”冠以男名是一种歧视。后来决定，每逢偶数年就用女名命名低气压，男名命名高气压。奇数年则反过来。
2002年11月，“领养天气系统”计划启动，社会人员也可以成为“客户”并领养一个热带气旋，同时支付一笔费用（使用ebay支付），用于运营大学的气象站和观测系统。2002年3月起，柏林自由大学宣布停用原来的命名表，向全世界征集命名，直至2007年11月该计划五周年纪念时，已经有来自15个国家超过1000名客户“领养”了一个天气系统。
1.不接受带分隔线的名字：如Annie-Mary。
2.不得使用特殊字符，如汉字、日语假名等，只有德语的特殊字符可以使用。
3.姓氏和公司名称不得用于命名，除非它也可以作人名用。
07-08年著名的命名风暴
日~19日基里尔（KYRILL）最大风力：225km/h，最低气压：964.2HPA，命名者是一个生活在德国的保加利亚人。“基里尔”共造成44人死亡，经济损失为10亿欧元。
日埃利安（ELIANE），最大风力：90英里/小时，影响苏格兰。
2008年3月爱玛（EMMA），最大风力：180km/h，共造成12人死亡。一架汉莎航空公司的飞机企图在汉堡降落时差点坠毁。
2008年欧洲温带气旋命名表
安耶（ANJE）、比尔吉塔（BIRGITTA）、克里斯丁（CHRISTINE）、达格玛尔（DAGMAR）、埃利安（ELIANE）、费里德（FERIDE）、吉塞拉（GISELA）、亨里克（HENRIKE）、伊尔斯（ILSE）、叶特（JETTE）、卡林（KARIN）、路易莎（LOUISA）、玛格丽特（MARGRET）、尼科尔（NICOLE）、奥斯文（OSWINE）、保拉（PAULA）、基塔（QUITTA）、雷西（RESI）
施特菲（STEFFI）、蒂拉（TILLA）、乌塔（UTA）、瓦莱里亚（VALERIA）、温妮（WINNI）、珊迪（XANDY）、亚基拉（YAKIRA）、齐齐（ZIZI）、安妮特（ANNETTE）、比尔吉特（BIRGIT）、卡梅利塔（Carmelita）、达纳（DANA）、爱玛（EMMA）、菲（FEE）
加比（GABI）、海尔加（HELGA）、英格（INGE）、约翰娜（JOHANNA）、基尔斯滕（KIRSTEN）、拉拉（LARA）、梅利（MELLI）、南妮（NANNI）、奥林德（OLINDE）、佩特拉（PETRA）、金特萨（QUINTESSA）、拉赫尔（RAHEL）
西尔维娅（SYLVIA）、塔尼特（TANIT）、乌特（UTE）、薇拉（VERA）、威廉敏娜（WILHELMINA）、西奥马拉（XIOMARA）、约基（YOKI）、佐拉（ZORA）、阿格尼斯（AGNES）
比吉（BIGGI）、克劳迪娅（CLAUDIA）、德西雷（DESIREE）、埃维（EVI）、费伊（FEI）、格丽特（GRIT）、希拉尔（HILAL）
伊琳（IRENE）、乔迪（JORDY）、凯特（K?te）、卢德米拉（LUDMILA）、莫尼卡（MONIKA）、纳鲁蓬（NARUPORN）、奥林匹亚（OLYMPIA）、帕特里齐娅（PATRIZIA）、昆妮（QUENNIE）、蕾纳特（RENATE）
萨比娜（SABINE）、托米那（TOMINA）、乌尔里克（ULRIKE）、维奥拉（VIOLA）、沃尔夫西尔德（WOLFHILDE）、山德拉（XANDRA）、伊冯（YVONNE）、苏珊娜（ZSUZSANNA）、阿梅利（AMELIE）
比尔吉特（BIRGIT）、克里斯丁（CHRISTINE）、多罗蒂（Dorothee）、埃尔弗里德（ELFRIEDE）、弗里德里克（FRIEDERIKE）、吉塞拉（GISELA）、海尔加（HELGA）、英格（INGE）、雅斯明（JASMIN）、卡拉（KARLA）、利塞罗特（LIESEROTTE）
马特亚（MATTEA）、娜塔莎（NATASCHA）、奥利维亚（OLIVIA）、佩拉吉亚（PELAGIA）、金塔（QUINTA）、拉法埃拉（RAFAELA）、西蒙尼（SIMONE）、蒂法妮（TIFFANY）、乌尔苏拉（URSULA）、瓦莱里（VALERIE）、威廉敏娜（WILHELMINE）、塞维拉（XEVERA）
尤丽埃塔（YULIETA）、岑尼亚（ZINNIA）、安格丽卡（ANGELIKA）、布利塔（BRITTA）、沙内尔（CHANEL）、多林（DOREEN）、恩纳（ENNA）、弗劳克（FRAUKE）、加布利耶拉（GABRIJELA）、汉娜（HANNAH）、伊尔梅拉（IRMELA）、燕妮（JENNY）、卡特莎（KATESA）、莉安（LIANE）、麦克（MAIKE）、尼娜（NINA）、奥林匹亚达（OLIMPIADA）、福斯丁（PHOSTINE）、库麦拉（QUMAIRA）、罗塞尔（ROSEL）、萨布丽娜（SABRINA）、蒂娜（TINE）、U待定、V待定、W待定、谢瓦西尔（XHEVAHIRE）、Y待定、齐蒙娜（ZIMONE）、安切（ANTJE）、布利塔（BRITTA）、科尔内莉娅（CORNELIA）、多尔勒（DORLE）、埃拉（ELA）
温带气旋 - 演变过程
温带气旋的演变过程，大致可分为初生期、发展期、成熟期（锢囚期）及消亡期。
原先地面上有一条静止锋，锋北面是冷空气，锋南面是暖空气，冷空气自东向西运动，暖空气自西向东运动，当冷空气向南插入锋下，暖空气向北抬升，并出现1～2条闭合等压线。
随着波动的发展，气压进一步下降，闭合等压线增加，冷空气进一步向南推进，冷锋附近出现阵雨或阵雪，暖锋前也出现降水，降水区域扩大。随着气旋的发展，低层扰动逐渐向高层发展，气流作螺旋式的上升，高空低槽也逐步加深。
气旋发展至最盛时期，自地面到500毫巴高度均已成为圆形闭合环流。地面冷锋逐渐追上暖锋，并将地面暖空气上抬，气旋开始锢囚。这时，云雨范围最大，强度加强，风力增大，天气变化最剧烈。但由于地面已为冷空气所占据，成为冷性涡旋，因而气旋开始减弱。
气旋发展的最后阶段，暖空气仅残留在地面东南角，低层整个气旋中心辐合加强，地面加压，已变为冷性涡旋，低压中心部位开始被填塞。从地面到500毫巴左右的闭合环流减弱，上升运动已消失，气旋减弱，以至消亡。
这几个阶段，为单个气旋的生命史。从初生到开始消亡平均需2天，长者可达6天，东亚和我国的锋面气旋的发展过程，一般为3天左右，短的约1天，长的约4～5天。
温带气旋 - 云系
分成四个阶段：
锋面云带变宽，向冷区凸起，色调变白，中高云加多。
锋面云带隆起部分更明显，中高云后界开始向云内凹。
云系后部有明显干舌，螺旋结构明显。云带伸至涡旋中心。
干舌伸到气旋中心，螺旋云带围绕中心旋转一周以上，高低空环流中心与云系涡旋中心重合。
温带气旋 - 造成影响
一、 负面影响
1989年台风盖伊在泰国春蓬（Chumphon）造成的破坏。2005年飓风卡特里娜吹袭后的美国密西西比州。成熟的气旋释放的功率可达6x1014瓦，在海上的热带气旋引起滔天巨浪，狂风暴雨。有时会令船只沉没，国际航运受影响。但是热带气旋以登陆陆地时所造成的破坏最大，主要的直接破坏包括以下三点：
大风：飓风级的风力足以损坏以至摧毁陆地上的建筑、桥梁、车辆等。特别是在建筑物没有被加固的地区，造成破坏更大。大风亦可以把杂物吹到半空，使户外环境变成非常危险。
风暴潮：因为气旋的风及气压造成的水面上升，可以淹没沿海地区，倘若适逄天文高潮，危害更大。风暴潮往往是热带气旋各种破坏之中夺去生命最多的。
大雨：气旋可以引起持续的倾盆大雨。在山区的雨势更大，并且可能引起河水氾滥，土石流及山泥倾泻。(注意：风暴潮有别于海啸，风暴潮STORMSURGE是风暴的低气压及狂风所引发的持续性巨浪，海啸TSUNAMI是海底大地震所产生的短暂渐进式巨浪，并向陆地沿岸冲过去。)
疾病：气旋过后所带来的积水，以及下水道所受到的破坏，可能会引起流行病。[39]
破坏基建系统：气旋可能破坏道路，输电设施等等，阻碍救援的工作。
农业：风、雨可能破坏鱼、农产物，引致粮食短缺。
盐风：海水的盐分随著热带气旋引起的巨浪被带到陆上，附在农作物的叶面可导致农作物枯萎，附在电缆上则可能引起漏电。
加强季风寒流或大陆反气旋强度：当热带气旋遇上相当强烈的大陆寒流时，两者之间的气压梯度增加，后者会吸收热带气旋的能量，使寒流增强。1987年11月至12月间，西太平洋的台风莲娜在南中国海北部遇上当时最强烈的西伯利亚寒流，使香港的气温由摄氏26度急速下降至9度以下，冬季提早降临。
二、正面影响
雨水：气旋所造成的人命损失是无法估量的，但是热带气旋亦为干旱地区带来重要的雨水。不少地区的每年雨量中的重要部分都是来自热带气旋。例如东北太平洋的热带气旋为干旱的墨西哥和美国西南带来雨水；日本甚至全年近半的雨量都是来自热带气旋。
热量平衡：气旋亦是维持全球热量和动量平衡分布的一个重要机制。热带气旋把太阳投射到热带，转化成海水热量的能量，带到中纬度及接近极地的地区。热带气旋亦作为一强烈涡旋扰动，把赤道所积存的东风角动量输送往中纬度地区的西风带内。
减低污染：气旋强劲的风力，可以吹散高污染地区的污染物，减轻高污染地区的污染程度。
温带气旋 - 观测预报
在飓风艾斯多尔螺旋雨带内的日落景色，于海拔7000呎拍摄。
观测强烈的热带气旋一直以来对人类都是一个很大的挑战。因为它们主要在海洋上活动，位于陆上的气象站大多不能够提供实测数据，在地面的观测一般只有当热带气旋经过岛屿或沿岸地区才有可能。但就算热带气旋接近气象站，气象站也一般只能提供风暴较外围的实时数据，因为如果当强烈的风暴过于接近，气象站的监测设施会被强风摧毁。
配有气象监测设备的侦察飞机也会被派往热带气旋的中心提取实测数据，在大西洋，当热带气旋出现后美国政府会定时派遣侦察机作监测。这些侦察机配备直接和遥感装置读取读数，还有投落送的设备，量度高空和海平面的风速、气压、温度和湿度。
在2005年，一架无人驾驶的侦察机被派往监测热带风暴奥菲利亚。无人驾驶侦察机可飞往更低的高度监测风暴而不用担心机师的安全。
美国国家飓风中心的数值模式对大西洋热带风暴和飓风预报的每年平均误差：数值预报对热带气旋路径的误差从1970年代开始呈现下降趋势。在世界其他地区并没有侦察机监测风暴。远洋热带气旋的路径主要从气象卫星拍摄，一般每半小时或四分一小时更新的可见光和红外线卫星云图追踪；强度则透过德沃夏克分析法从云图评估。当风暴接近沿岸地区，陆地上每分钟更新的多普勒雷达回波图像便对热带气旋的定位扮演重要角色。
各海域及世界气象组织监测机构[47]
海域区域专责气象中心或热带气旋警报中心
北大西洋美国国家飓风中心
东北太平洋美国国家飓风中心
北太平洋中部中太平洋飓风中心
西北太平洋日本气象厅
北印度洋印度气象部
西南印度洋法国气象局（留尼汪岛）
南及西南太平洋斐济气象部
新西兰气象部
巴布亚新几内亚气象部
澳大利亚气象局
东南印度洋澳大利亚气象局
代表热带气旋警报中心
热带气旋的移动受外力影响，所以要准确地预测其路径，便要知道邻近的高压和低压系统的位置和强度，以及它们将会如何改变并影响热带气旋。由超级电脑和精密的情景模拟软件组成的电脑数值模式，就能够透过电脑模拟做到这一点，从而预测热带气旋的路径。结合这些数值模式与人类对影响热带气旋外力的认识，以及气象卫星和其他感应器，近数十年来科学家对热带气旋路径预测的准确率正逐渐提高；但科学家表示，因为气象学界对影响热带气旋发展的因素了解仍未全面，所以他们对于预测热带气旋的强度较没有把握。
现时世界上共有六个区域专责气象中心（英语：RegionalSpecialisedMeteorologicalCentre，简称RSMC），这些组织负责追踪所属区域内的热带气旋并发出热带气旋公报和警告；另外还有五个热带气旋警报中心（英语：TropicalCycloneWarningCentre，简称TCWC）为较小的地区提供资讯。但区域专责气象中心和热带气旋警报中心不是唯一向大众发布热带气旋消息的机构，例如美国的联合台风警报中心会为除北大西洋外全球的热带气旋作出发布；中国气象局也会为位于国际换日线以西的北太平洋的热带气旋作出发布；加拿大飓风中心会为影响加拿大的热带气旋或热带气旋的残余发出公报。
温带气旋 - 盛行地区
一、主要源地
由1985年至2005年期间生成的所有热带气旋路径图。国际日期线以西北太平洋生成了最多的热带气旋；而南美洲东西两岸（东南太平洋及南大西洋）则几乎完全没有热带气旋活动。几乎所有的热带气旋都是在赤道南北三十纬度以内的范围内生成。当中大约87%是在南北纬二十度之内。因为地转偏移力弱小的关系，南北纬十度以内形成热带气旋的机会较少，但并非罕见，历来最接近赤道的热带气旋出现于2002年12月底的台风画眉，在新加坡和马来西亚之间由东向西穿越，成为有纪录以来首个吹袭星加坡的台风。
每年地球总共平均有80个热带气旋生成，主要产地有：
北太平洋西部：包括南海，影响地区包括中国、菲律宾、韩国、日本、台湾、越南、太平洋上各岛，间中也可以越过中南半岛或马来半岛而影响老挝、缅甸、马来西亚、新加坡、印尼苏门答腊、婆罗洲北部、泰国、印度东岸及孟加拉。每年西北太平洋生成的热带气旋占全球约三分之一。中国的沿岸是全球最多热带气旋登陆的地方；而每年也有六至七个热带气旋登陆菲律宾。
北太平洋东部：第二多生产热带气旋地区，影响地区包括墨西哥、夏威夷、太平洋上岛国，罕有情况下可影响下加利福尼亚，及中美洲的北部地区。
北大西洋：包括加勒比海、墨西哥湾。每年生成数目差距很大，由一个至超过二十个不等，每年平均大约有十个生成。主要影响美国东岸及墨西哥湾沿岸各州、墨西哥及加勒比海各国，间中影响可达委内瑞拉和加拿大。2005年的飓风文斯更以热带低气压的强度登陆西班牙，是有纪录以来唯一一个登陆欧洲的大西洋风暴。
南太平洋西部：主要影响澳大利亚及大洋洲各国。
北印度洋：包括孟加拉湾和阿拉伯海，主要在孟加拉湾生成。北印度洋的风季有两个巅峰：一个在季风开始之前的4月和5月，另一个在季风结束后的10月和11月。影响印度、孟加拉、斯里兰卡、泰国、缅甸和巴基斯坦等国，有时更会影响阿拉伯半岛。
南印度洋东部：影响印尼及澳大利亚西部。
南印度洋西部：主要影响马达加斯加、莫桑比克、毛里求斯、留尼汪岛、坦桑尼亚、科摩罗和肯尼亚等地。
二、罕见源地
台风画眉的卫星云图，可见它的结构完整以下地区海洋很少会生成热带气旋：
南大西洋：由于较低的海水温度、强烈的垂直风切变，至今只曾发现有三个热带气旋在南大西洋形成，包括吹袭巴西的热带气旋卡塔琳娜。
东南太平洋：该区因为强烈的垂直风切变，至今未有发现有热带气旋生成。
地中海：只有极少数类似热带气旋的风暴曾经形成。
高纬度地区：低水温和长期强烈的垂直风切变使热带气旋难以生成。
十分接近赤道的海域：赤道地区地转偏向力较小，难以形成热带气旋的旋转动力。例如在2001年影响新加坡的台风画眉（香港定级为热带风暴），和2004年于北印度洋生成的热带气旋Agni，都是罕见的近赤道台风。画眉生成的纬度位于北纬1.5度，Agni更是破纪录的北纬0.7度。Agni的生成是一个谜，有待科学家探究。
温带气旋 - 相关术语
气旋：气旋又低气压。占有三度空间的、在同一高度(等压面)上，具有闭合等压(高)线，中心气压(高度)低于周围的大型涡旋。在北半球，空气作逆时针旋转；在南半球其旋转方向则相反
反气旋：反气旋又称高气压。气旋和反气旋是一个系统的两个方面。
江淮气旋：是指出现在江淮地区的气旋。
东北气旋：又称东北低压。活动于我国东北地区的气旋。是影响我国的重要天气系统之一。
锋面气旋：亦称极锋气旋、波动气旋、斜压气旋。产生于温带极锋发展中的波动上强烈斜压性气旋。中国有由锋面进入低压槽、浅低压或台风后发展成为锋面气旋的。
冷涡：冷性低涡的简称。中心冷于四周的涡，其强度随高度的增加而增强。
东北冷涡：活动于中国东北地区或其附近的高空大型冷涡。它是能够维持3-4天或更长时间的深厚系统。
西南低涡：亦简称西南涡。在西藏高原及西南地区特殊地形和一定环流共同作用下，产生于中国西南地区低空的一种浅薄低涡。
温带气旋 - 相关词条
温带气旋 - 参考资料
1.http://zh.wikipedia.org/wiki/%E6%BA%AB%E5%B8%B6%E6%B0%A3%E6%97%8B
2.http://tw./Ferrari-1/article?mid=122
词条所属分类：常见自然现象暖锋冷锋，气旋反气旋 知识讲解 冷锋，暖锋，气旋，反气旋过境时个有什么天气状况（北京四中网校－〉名师答疑－〉高三－〉地理）　
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　　暖锋冷锋，气旋反气旋 知识讲解 冷锋，暖锋，气旋，反气旋过境时个有什么天气状况
　　老师您好！我想问一下冷锋，暖锋，气旋，反气旋过境时个有什么天气状况，怎样辨别某地是哪种天气系统过境？
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　　锋的概念
　　两个性质不同的气团相遇时，它们中间就有一个过渡区域，当这个过渡区域相当狭小时，就叫做"锋"。下面图中的狭长区域，就是锋的所在区域。
　　锋是冷暖气团之间的狭窄、倾斜过渡地带。因为不同气团之间的温度和湿度有相当大的差别，而且这种差别可以扩展到整个对流层，当性质不同的两个气团，在移动过程中相遇时，它们之间就会出现一个交界面，叫做锋面。锋面与地面相交而成的线，叫做锋线。一般把锋面和锋线统称为锋。所谓锋，也可理解为两种不同性质的气团的交锋。由于锋两侧的气团性质上有很大差异，所以锋附近空气运动活跃，在锋中有强烈的升降运动，气流极不稳定，常造成剧烈的天气变化。因此，锋是重要的天气系统之一。
锋面的空间结构
　　锋是三维空间的天气系统。它并不是一个几何面，而是一个不太规则的倾斜面。它的下面是冷空气，上面是暖空气。由于冷空气比暖空气重，因而，它们的交接地带就是一个倾斜的交接地区。这个交接地区靠近暖气团一侧的界面叫锋的上界，靠近冷气团一侧的界面叫锋的下界。上界和下界的水平距离称为锋的宽度。它在近地面层中宽约数十公里，在高层可达200-400公里。而这个宽度与其水平长度相比(长达数百-数千公里)是很小的。因此，人们常把它近似地看成一个面，称为锋面。锋面与空中某一平面相交的区域称为锋区(上界和下界之间的区域)。
锋面的三大特征
　　锋是两种性质不同的气团相互作用的过渡带，因而锋两侧的温度、湿度、稳定度以及风、云、气压等气象要素具有明显差异，可以把锋看成是大气中气象要素的不连续面。
　　(1)锋面有坡度：锋面在空间向冷区倾斜，具有一定坡度。如图9-10。锋在空间呈倾斜状态是锋的一个重要特征。锋面坡度的形成和保持是地球偏转力作用的结果。一般锋面的坡度约在1／50-1／200之间，由于锋面坡度很小，锋面所遮掩的地区必然很大。如坡度为1／100，锋线长为1000公里、高为10公里的锋，其掩盖的面积可达100万平方公里；由于有坡度，可使暖空气沿倾斜面上升，为云雨天气的形成提供有利条件。
　　(2)气象要素有突变：气团内部的温、湿、压等气象要素的差异很小，而锋两侧的气象要素的差异很大。
　　① 温度场：气团内部的气温水平分布比较均匀，通常在100公里内的气温差为1℃，最多不超过2℃。而锋附近区域内，在水平方向上的温度差异非常明显，100公里的水平距离内可相差近10℃，比气团内部的温度差异大5-10倍；在垂直方向上，气团中温度垂直分布是随高度递减的。然而锋区附近，由于下部是冷气团，上部是暖气团，锋面上下温度差异比较大，锋面往往是逆温层。
　　② 气压场：锋面两侧是密度不同的冷、暖气团，因而锋区的气压变化比气团内部的气压变化要大的多。锋附近区域气压的分布不均匀，锋处于气压槽中，等压线通过锋面有指向高压的折角，或锋处于两个高压之间气压相对较低的地区，等压线几乎与锋面平行。
锋附近的风场
　　③ 锋附近风场：风在锋面两侧有明显的逆向转变，即由锋后到锋前，风向呈逆时针方向变化。
　　(3)锋面附近天气变化剧烈：由于锋面有坡度，冷暖空气交绥，暖空气可沿坡上升或被迫抬升，且暖空气中含有较多的水汽，因而，空气绝热上升，水汽凝结，易形成云雨天气。由于锋面是各种气象要素水平差异较大地区，能量集中，天气变化剧烈。所以，锋是天气变化剧烈的地带。
　　关于锋的分类，目前主要有两种分类方法：
　　(1)根据锋面两侧冷暖气团的移动方向及结构状况，锋可以分为下列四种：
　　①冷锋：是冷气团向暖气团方向移动的锋。暖气团被迫而上滑，锋面坡度较大，冷暖两方中，冷气团占主导的地位。
　　②暖锋：是暖气团向冷气团方向移动的锋。暖气团沿冷气团向上滑升，锋面坡度较小，冷暖两方中，暖空气占据主导地位。
　　③准静止锋：是冷暖气团势力相当，使锋面呈来回摆动，这种锋的移动速度很小，可近似看作静止。　
　　④锢囚锋：是冷锋追上暖锋，将地面空气挤至空中，地面完全为冷空气所占据，造成冷锋后面冷空气与暖锋前部的冷空气相接触的锋面。如果前面的冷气团比较暖湿，后面的冷气团比较寒干，则后面的冷气团就楔入前面冷气团的底部，形成冷锋式锢囚锋；如果后面的冷空气不如前面的冷空气那样冷而干，则后面相对暖的冷气团会滑行于前面冷气团之上，形成暖式锢囚锋。
　　在冷式锢囚情况下，暖锋脱离地面，成为高空暖锋，位在锢囚锋之后面；在暖式锢囚情况下，冷锋离开地面，成为高空冷锋，位在锢囚锋的前面。
　　(2)地理分类：锋还可以按照它所处的地理位置分类，从北到南分为：北极(冰洋)锋、温带锋(极锋)、热带锋。
　　①冰洋锋是冰洋气团和极地气团之间的界面，处于高纬地区，势力较弱，位置变化不大；
　　②极锋是极地气团和热带气团之间的界面，冷暖交绥强烈，位置变化大，对中纬地区影响很大。
　　③热带锋是赤道气流和信风气流之间的界面，由于两种气流之间的温差小，以气流辐合为主，可称为辐合线。它也有位置的季节变化，夏季移至北半球，冬季移至南半球。多出现在海上，是热带风暴的源地。
　　此外，还有处于空中的副热带锋，处于特定条件下的地中海锋等。
冷锋与冷锋云系
　　冷锋是冷气团向暖气团方向移动形成的锋面。根据冷气团移动的快慢不同，冷锋又分为两类：移动慢的叫第一型冷锋或缓行冷锋，移动快的叫第二型冷锋或急行冷锋。
第一型冷锋天气模型
　　(1)第一型冷锋：这种锋面处于高空槽线前部，多稳定性天气。这种锋移动缓慢，锋面坡度不大（约1/100），锋后冷空气迫使暖空气沿锋面平稳地上升，当暖空气比较稳定，水汽比较充沛时，会形成与暖锋相似的范围比较广阔的层状云系，只是云系出现在锋线后面，而且云系的分布次序与暖锋云系相反，降水性质与暖锋相似，在锋线附近降水区内还常有层积云、碎雨云形成。降水区出现在锋后，多为稳定性降水。如果锋前暖空气不稳定时，在地面锋线附近也常出现积雨云和雷阵雨天气。夏季，在我国西北、华北等地，以及冬季在我国南方地区出现的冷锋天气多属这一类型。
第二型冷锋天气模式
　　(2)第二型冷锋天气模式：这是一种移动快、坡度大(1/40-1/80)的冷锋。锋后冷空气移动速度远较暖气团为快，它冲击暖气团并迫使产生强烈上升。而在高层，因暖气团移速大于冷空气，出现暖空气沿锋面下滑现象，由于这种锋面处于高空槽后或槽线附近，更加强了锋线附近的上升运动和高空锋区上的下沉运动。夏季，在这种冷锋的地面锋线附近，一般会产生强烈发展的积雨云，出现雷暴、甚至冰雹、飑线等对流性不稳定天气。而高层锋面上，则往往没有云形成。所以第二型冷锋云系呈现出沿着锋线排列的狭长的积状云带，好似一道宽度约有十公里，高达十多公里的云堤。在地面锋线前方也常常出现高层云、高积云、积云。这种冷锋过境时，往往乌云翻滚，狂风大作，电闪雷鸣，大雨倾盆，气象要素发生剧变。这种天气历时短暂，锋线过后，天空豁然晴朗。在冬季，由于暖气团湿度较小，气温不可能发展成强烈不稳定天气，只在锋线前方出现卷云、卷层云、高层云、雨层云等云系。当水汽充足时，地面锋线附近可能有很厚、很低的云层，和宽度不大的连续性降水。地面锋过境后，云层很快消失，风速增大，并常出现大风。在干旱的季节，空气湿度小，地面干燥、裸露，还会有沙暴天气。这种冷锋天气多出现在我国北方的冬、春季节。
　　冷锋在我国活动范围甚广，几乎遍及全国，尤其在冬半年，北方地区更为常见，它是影响我国天气的最重要的天气系统之一。冬季我国大陆上空气干燥，冷锋大多从苏联、蒙古进入我国西北地区，然后南下，从西伯利亚带来的冷空气与当地较暖的空气相遇，在锋面上很少形成降水，所以，冬季寒潮冷锋过境时，只形成大风降温天气。冬季时多二型冷锋，影响范围可达华南，但移到长江流域和华南地区后，常常转变为一型冷锋或准静止锋。夏季时多一型冷锋，影响范围较小，一般只达黄河流域，我国北方夏季雷阵雨天气和冷锋活动有很大的关系。
暖锋与暖锋云系
　　当暖气团前进，冷气团后退，这时形成的锋面为"暖锋"。暖锋的坡度很小，约为1/150。由于暖空气一般都含有比较多的水汽，且又是起主导作用，主动上升前进，在冷气团之上慢慢地向上滑升可以达到很高的高度，暖空气在上升过程中绝热冷却，达到凝结高度后，在锋面上便产生云系。如果暖空气滑升的高度足够高，水汽又比较充沛时，暖锋上常常出现广阔的、系统的层状云系。云系序列为：卷云(Ci)，卷层云(Cs)，高层云(As)，雨层云(Ns)。云层的厚度视暖空气上升的高度而异，一般情况下可达几公里，厚者可达对流层顶，而且愈接近地面锋线云层愈厚。暖锋降水主要发生在雨层云内，是连续性降水，降水宽度随锋面坡度大小而有变化，一般约300-400公里。暖锋云系有时因为空气湿度和垂直速度分布不均匀而造成不连续，可能出现几十公里，甚至几百公里的无云空隙
暖锋天气模型　　
　　在暖锋锋下的冷气团中，由于空气比较潮湿，在气流辐合作用和湍流作用下，常产生层积云和积云。如果从锋上暖空气中降下的雨滴在冷气团内发生蒸发，使冷气团中水汽含量增多，达到饱和时，会产生碎积云和碎层云。如果这种饱和凝结现象出现在锋线附近的地面层时，将形成锋面雾。以上是暖锋天气的一般情况，但是在夏季暖空气不稳定时，也可能出现积雨云、雷雨等阵性降水。在春季暖气团中水汽含量很少时，则仅仅出现一些高云，很少有降水。
　　明显的暖锋在我国出现得较少，大多伴随着气旋出现。春秋季一般出现在江淮流域和东北地区，夏季多出现在黄河流域。
准静止锋与连阴雨
　　很少移动或移动缓慢的锋叫准静止锋。它的两侧冷暖气团往往形成"对峙"状态，暖气团前进，为冷气团所阻，暖气团被迫沿锋面上滑，情况与暖锋类似，出现的云系与暖锋云系大致相同。由于准静止锋的坡度比暖锋还小，沿锋面上滑的暖空气可以伸展到距离锋线很远的地方，所以云区和降水区比暖锋更为宽广。但是降水强度小，持续时间长，可能造成"霞雨霏霏、连日不开"的连阴雨天气。
准静止锋云系
　　准静止锋天气一般分为两类：一类是云系发展在锋上，有明显的降水。例如，我国华南准静止锋，大多是由于冷锋减弱演变而成，天气和第一型冷锋相似，只是锋面坡度更小，云区、降水区更为宽广，其降水区并不限于锋线地区，可延伸到锋面后很大的范围内，降水强度比较小，为连续性降水。由于准静止锋移动缓慢，并常常来回摆动，使阴雨天气持续时间长达10天至半个月，甚至一个月以上，"清明时节雨纷纷"就是江南地区这种天气的写照。这种阴雨天气，直至该准静止锋转为冷锋或暖锋移出该地区或锋消失以后，天气才能转睛。初夏时，如果暖气团湿度增大，低层升温，气层可能呈现不稳定状态，锋上也可能形成积雨云和雷阵雨天气；另一类是主要云系发展在锋下，并无明显降水的准静止锋，例如昆明准静止锋，它是南下冷空气为山所阻而呈静止状态，锋上暖空气干燥而且滑升缓慢，产生不了大规模云系和降水，而锋下的冷空气沿山坡滑升和湍流混合作用，在锋下可形成不太厚的雨层云，并常伴有连续性降水。
　　我国准静止锋主要出现在华南、西南和天山北侧，出现时间多在冬半年，对这些地区及其附近天气的影响很大。
锢囚锋与天气
　　锢囚锋是由冷锋赶上暖锋或两条冷锋相遇，把暖空气抬到高空，由原来锋面合并形成的新锋面。它的天气保留着原来锋面天气的特征。例如锢囚锋是由具有层状云系的冷、暖锋并合而成，则锢囚锋的云系也是层状云，并分布在锢囚点的两侧。如果原来冷锋上是积状云，那末锢囚后，积状云与暖锋的层状云相连。锢囚锋的降水不仅保留着原来锋段降水的特点，而且由于锢囚作用，上升运动进一步发展，暖空气被抬升到锢囚点以上，使云层变厚、降水增加、降水区扩大。锢囚点以下的锋段，根据锋是暖式或冷式锢囚锋而出现相应的云系。锢囚锋过境时，出现与原来锋面相联系而更加复杂的天气。
　　我国锢囚锋主要出现在锋面频繁活动的东北、华北地区，以春季最多。东北地区的锢囚锋大多由蒙古、苏联移来，多属冷式锢囚锋。华北锢囚锋多在本地生成，属暖性锢囚锋。
暖锋锢囚锋天气模式
冷锋锢囚锋天气模式
锋的增强和消亡
　　锋是冷暖气团矛盾斗争的产物，随着冷暖气团的移动和演变而经历着生消和移动的过程。锋生是指促使新锋面的形成或原有锋面加强的机制和过程，锋消是指促使锋面消失或减弱的机制和过程。
　　由于锋的主要特征表现为水平温度的差异，因而锋的生、消影响气温水平梯度增大或减小的因素有：水平气流的辐合、辐散；空气的升降运动以及气团的非绝热增温、冷却等。
　　1)水平气流辐合辐散：相向或同向的速度不同气流的辐合，可促使冷、暖气团接近，过渡区缩小，水平梯度增大，利于锋生；水平气流辐散则促使冷、暖气团远离，过渡区增大，水平温度梯度减小，利于锋消。左图表示在直线等压线中水平气流的辐合、辐散对锋生、锋消的作用。T1、T2、T3表示等温线，t 0时表示锋尚未形成时两气团间有宽阔的过渡区，等温线稀疏，气温梯度小；t1时表示已出现辐合气流，冷、暖气团接近，过渡区缩小，温度梯度增大；t2时等温线更加密集，锋形成；反之，在锋区里出现水平辐散气流，等温线愈来愈稀疏，锋渐渐消失。当气流与等温线不相垂直而有交角或有变形场(一对高压和一对低压相间分布)时，气流辐合使等温线加密，利于锋生；气流辐散使等温线变疏，利于锋消。
　　2)空气的垂直运动：可使上升空气发生绝热降温；下沉空气发生绝热增温。这种绝热增温和奖温对锋生、锋消所起作用如何，还要看当时大气中温度垂直分布状况。当大气温度直减率(γ)小于干绝热直减率(γd)时，不论锋面冷空气一侧的气流上升或暖空气一侧的气流下沉，遏或者冷空气上升和暖空气下沉同时发生，都能引起原有温度征度增大，利于锋生。当大气温度直减率(γ)大于干绝热直减率时，结果则相反。实际大气中，特别是对流层中层的垂直运动，都是暖空气上升，冷空气下沉；因而在无凝结现象发生的情况下，一般是不利于锋生而利于锋消的。
　　3)空气的热量交换：锋两侧的冷、暖气团同下垫面间时刻进行着热量交换，影响着锋两侧温度水平梯度的变化。如果冷、暖气团各停留在更冷和更暖的下垫面上，热量交换的结果，可能使冷气团变得更冷，暖气团变得更暖，冷、暖气团间的温度梯度比原来增大，锋得到加强，但是这种情况在自然界是很少有的。而大多数情况是锋两侧的气团都移行到性质大致相似的地表面上，不论地表温度是低于冷气团或暖于暖气团，或者介于两者之间，气团同下垫面间热量交换的结果，不是暖气团失热更多，就是冷气团得热更多，都会使冷、暖气团间的温度梯度减小，利于锋消。所以气团的非绝热变化，一般总是利于锋消的。
　　大气中水汽的分布很不均匀，在一般情况下，暖气团中含水汽较多，冷气团中含水汽较少，因而成云致雨主要发生在暖气团中，所释放的凝结潜热也主要集中在锋区暖气团一侧，这样也会使冷暖气团间温度梯度增大，有利于锋生。
　　上述三种因素中有的因素利于锋生，有的因素又利于锋消。在自然界中往往是三种或两种因素同时起作用，其共同效应是利于锋生还是利于锋消，要看那个因素居主导地位。实践证明，在对流层低层气流水平辐合、辐散是锋生、锋消的一种主要因素，而垂直运动，包括摩擦作用引起的上升运动在内，其量很小。在对流层高层，垂直运动是一个重要因素，但是水平的辐合、辐散相对于垂直运动来说，也是一个重要因素。在对流层中层，水平辐合、辐散和垂直运动往往同等重要，但两者所起的作用相反。当垂直运动很强、大气层结稳走，而又没有凝结降水时，垂直运动起着锋消作用。凝结潜热的释放对于对流层中层的锋生起着一定作用。
　　我国大部分地区处于温带，冷、暖气团活动频繁，锋生现象十分明显。根据统计，锋生地带主要有两个：一个在东北、内蒙古一线，并与北支锋区相对应；另一个在长江以南地区，并与南支锋区相对应。前者在地面图上表现为新的冷高压和变性冷高压间的水平辐合，后者表现为海洋变性高压和新南下冷高压间的水平汇合。华南地区凝结潜热释放的数量比较多，对锋生所起的作用不能忽视。
我国锋面活动的特点
　　我国境内的锋面活动有五大特点：
　　(1)因我国大部分地区处在中纬，是冷暖气流交汇的重要场所，所以我国锋面活动非常活跃，并且它与气旋结合一体，以锋面气旋的形式影响着我国广大地区。
　　(2)我国锋面活动以冷锋最为显著，特别是在冬季更为突出，势力强，范围广。
　　(3)我国地域广大，地形复杂，锋面特点和锋面天气具有明显的地区差异。
　　(4)我国锋面活动主要集中在南、北两带，与气旋活动分布相一致。
　　(5)冬季南北两个锋带基本上是发生在极地大陆气团与变性的极地大陆气团之间(昆明准静止锋和华南准静止锋除外)，夏季锋带主要发生在极地大陆气团与热带海洋气团之间。
气旋与反气旋
气旋与反气旋的特征和分类
　　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。
　　（1）气旋风和反气旋的特征
　　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。
　　（2）气旋和反气旋的强度
　　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。
　　（3）气旋和反气旋的分类
　　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）。
　　气旋之间，并不存在不可逾越的鸿沟。不同类型的气旋和反气旋；在一定条件下会互相转化。如锋面气旋可因一定条件转化为无锋面气旋（冷涡），无锋面气旋（热低压）可因一定条件转化为锋面气旋；冷性反气旋也可转化为暖性反气旋。气旋、反气旋都应看作是有条件的、可变动的、互相转化的。　
气旋与反气旋的天气特征
　　气旋与反气旋天气，可以看成是以气旋和反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。
　　(一)锋面气旋天气特征
　　锋面气旋天气是由各方面的因素决定的。锋面气旋的中部和前部在对流层中、下层主要以辐合上升气流占优势，但由于上升气流的强度和锋面结构各有差异。同时，由于季节和地面特征的不同，组成气旋的各个气团的属性也有所区别。因此锋面气旋的天气特征不仅是复杂的，而且随着发展阶段、季节和地区的不同而有差异。要给出锋面气旋在各种情况下的具体天气特征，确实有一定困难，同时也过于烦琐。但只要牢牢掌握住各种锋面、气团所具有的天气特征，各种天气现象（如云、雨和风等）的成因及气旋各部位流场的情况，那么由锋面气旋带来的各种天气现象就不难推断出来。
　　为了便于了解典型气旋的具体天气特征，现分阶段来讨论。
　　锋面气旋在波动阶段强度一般较弱，坏天气区域不广。暖锋前会形成雨层云，伴有连续性降水及较坏的能见度，云层最厚的地方在气旋中心附近。当大气层结构不稳定时，如夏季，暖锋上也可出现雷阵雨天气。在冷锋后，大多数是第二型冷锋天气。在气旋的暖区，如果是热带海洋气团，水汽充沛，则易出现层云、层积云，有时可出现雾和毛毛雨等天气现象。如果是热带大陆气团，则由于空气干燥，无降水，最多只有一些薄的云层。
　　当锋面气旋处于发展阶段时，气旋区域内的风速普遍增大，气旋前部具有暖锋云系和天气特征。云系向前伸展很远，尤其靠近气旋中心部分，云区最宽，离中心愈远，云区愈窄。气旋后部的云系和降水特征是属于第一型冷锋，还是第二型冷锋，则要视高空槽与地面锋线的配置情况及锋后风速分布情况而定。若高空槽在地面锋线的后面，地面上垂直于锋的风速小，则属于第一型冷锋；若地面锋位于高空槽线附近或后部，则属于第二型冷锋。
　　当锋面气旋发展到锢囚阶段时，气旋区内地面风速较大。辐合上升气流加强，当条件充足时，云和降水天气加剧，云系比较对称地分布在锢囚锋的两侧。
　　当锋面气旋进入消亡阶段，云和降水也就开始减弱，云底抬高。以后，随着气旋消亡，云和降水区也就逐渐减弱消失了。
　　以上所讲都是假定气团为热力稳定时的情况，如气团处于热力不稳定时，则在气旋各个部位，都可能有对流性天气发生，特别在暖区，还可产生暴雨。
　　(二)反气旋的天气特征
　　反气旋的天气由于所处的发展阶段、气团性质和所在地理环境的不同而具有不同的特点。同时对某一个反气旋而言，随着反气旋结构变化、气团变性，天气情况也在变化。
　　反气旋的中、下层，因有显著的辐散下沉运动，尤其在反气旋中心的前方冷平流最强的区域，下沉运动最强，所以天气情况比气旋中要好些，一般说来，常是晴朗天气。同时反气旋是由单一气团组成，而且近地面层有明显的辐散，所以反气旋内天气分布比较均。由于在反气旋区域内，近地面没有锋存在，所以气团特性和反气旋天气具有紧密关系。但在其不同部位天气也有所不同。通常在反气旋的中心附近，下沉气流强，天气晴朗。有时在夜间或清晨还会出现辐射雾，日出后逐渐消散。如果有辐射逆温或上空有下沉逆温或两者同时存在时，逆温层下面聚集了水汽和其他杂质，低层能见度较坏。当水汽较多时，在逆温层下往往出现层云、层积云，毛毛雨及雾等天气现象。在逆温层以上，能见度很好，碧空无云。反气旋的外围往往有锋面存在，边缘部分的上空且有锋面逆温。反气旋的东部或东南部，因接近冷锋，常有较大的风力或较厚的云层，甚至有降水，西部和西南部，冷锋往往处在高空槽前，上空就有暖湿空气滑升，而有暖锋前天气。
　　规模较小的位于两个气旋之间的反气旋天气是：前部具有冷锋后部的天气特征，后部具有暖锋后部的天气特征。
　　规模特大而强的冷性反气旋（即所谓寒潮高压），从西伯利亚和蒙古侵入我国时，能带下大量的冷空气，使所经之地，气温骤降，风速猛增，一般可达10-20米／秒，有时甚至可达25米/秒以上。
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