文档介绍：温带气旋和反气旋
    (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，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。
    ，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，、b。
    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。。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。
    4．锋面气旋天气
    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()：
    (1)初生阶段
    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。
    (2)发展阶段
    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，