标题：温带气旋
简介

温带气旋
结构
  在日本东部和中国华北地区的温带气旋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。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。
形成原因
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自动生成  温带气旋形成原因闭合等压线，此后逐渐发展，形成一个完整的气旋。无论是西风性的温带气旋还是寒带性温带气旋，其开始发展的一个初始成因就是斜压状态的出现，而对于温带气旋来说，斜压出现的一个必要条件是底层辐合的出现和冷暖流的滑落对冲。所以可以认为温带气旋的形成原因如下：首先，在西风带内有一槽线发展或横槽维持，导致冷暖气团在交界区域形成相对稳定的准静止锋。而后，北侧有明显的快速冷平流南下，或南侧有快速暖平流上冲，（这里以冷平流作为例子）随着冷平流的南下，准静止锋开始出现变异常的扭曲，同时高度场上的槽线继续发展，为受到冷平流抬升的暖湿气团提供中高空的辐散空间（急流）。[2]
热带气旋变成温带气旋也可由热带气旋变成，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。
热带性的温带气旋绝大多数由热带系统转换而来，其中TC占了有85%以上，故以TC为例。众所周知，TC是暖心结构，由CISK机制提供主要能量的一种中尺度系统，而当其在前方遇到强大的西风槽后冷平流时，常常会出现CISK因干冷空气的卷入而出现CISK机制无法继续有效运转，同时系统内部逐渐出现斜压位能，其实这其中又要分为几个阶段：
（1） 槽前辐散加强期：TC受到高空槽前西南急流的作用，出现了辐散的增强乃至爆发，这在西北太平洋几乎所有转向TC的发展过程中都有所体现，具体表现为系统的对流瞬间爆发，并且移动逐渐开始显示出向东北方向的分量。
（2） 槽中冷流进入，类SubTC期：当TC进一步深入西风槽后，系统逐渐受到槽中的冷平流影响出现斜压能。此时底层的冷气团缓慢渗透，同时极大幅度的抬升TC中原本携带的富含热带水汽的对流云团，以至于快速凝结降水，并降低对流云顶的温度。在这个过程中，整个系统呈现下冷上暖的对流稳定状态，所以很少会有新的大片对流爆发，同时系统自西南侧开始出现一条地面冷锋，云图上在冷锋云系的气旋性曲率中心一般偏心于冷平流进入的一侧。TC在此状态一般达到最大的转换期降水强度，但整体风速减弱明显，同时中心气压上升，TC在此状态维持约12-36小时。
（3） 斜压位能替代凝结潜热，系统完成转换：当系统内出现暖锋时，则可以认为凝结潜热的替代已经完成，由此系统已经完全转为温带气旋系统（一般机构在此时开始停编），出现一冷一暖两条典型的锋面，但同时高层依旧维持少量的暖心结构，此阶段的降水以小阵性降水为主。 [3]
亚热带气旋变成如果亚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。[2]
分类
温带气旋主要按照成因分成三类：西风性、寒带性和热带性：
西风性的温带气旋指由西风带高空（500Hpa或以上）出现高度场槽线波动，进而逐渐在底层诱生出温带气旋的一种情况，此类型的温带气旋一般维持时间相对较短，移速较快，发展程度一般。
寒带性温带气旋指在中高纬度地区，由极地冷气团南下冲击西风带而形成的底层温带气旋气旋，该类型的温带气旋一般先出现底层结构而后发展为高层，属于三种类型中比较常见的。一般寒带性温带气旋维持时间较长，同时强度较强，冷平流较强，常带来大风降温过程。
热带性温带气旋指热带系统经过斜压能冲击后逐渐失去热带性转化而来的温带气旋，该类型的温带气旋由于由热带系统发展转化而来，其底层和高层结构将对于一般的温带气旋略有差别，且一般降水比较强烈，但是因为常常伴有槽线的关系，其移动速度也非常快，特别是进入高层西风急流引导的区域后可达到60-80km/h的移动速度。[2]
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（囚锢期）及消亡期。
（1）初生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。 
  在此期间，温带气旋在可见光卫星云图上可表现为锋面云带变宽，向冷区凸起，色调变白，中高云加多。
（2）发展期随着波动的发展，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。
  在此期间，温带气旋在卫星云图上表现为锋面云带隆起部分更为明显，中高云后界开始向云内凹。
随着底层闭合等压圈的建立，温带气旋发展期的主要标志就是气压的下降和中心风速的增强。
系统中心西侧，冷平流继续南下，并出现气旋性旋转，导致在系统中心南侧出现了典型的冷锋云系，一般该云系的长度较长，有的甚至可以达到上千公里。冷流的补充增强同样导致了锋前西南气流的加强，于是系统东侧出现暖平流，并进而形成暖锋，在系统西北侧暖锋锋前有大量的降水云系发展，其长度较冷锋云更短、更不规则，但其宽度较大，总降水强度较大。冷暖气团在温带气旋中心产生辐合抬升进而在此处出现中等强度的积雨云团，和旋转上升气流，进而带动高层槽线的发展，当系统贯通上下结构且槽后冷流不再继续加强后则认为达到其成熟期（囚锢期）。这一阶段在云图上表现为系统中心出现中高云系，同时冷锋云系加长、变窄，暖锋云系加厚、变宽，同时整体逐渐转为呈现逗号形态，在冷锋云后可见大片晴空区。
（3）成熟期成熟期（囚锢期）时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。  在此期间，温带气旋在卫星云图上表现为云系后部有明显干舌，螺旋结构明显。云带伸至涡旋中心。此时的冷平流已经不再加强，冷锋悬臂的远端常会甩出大量的正涡小气旋，诺条件适合可以发展为热带系统甚至新的温带气旋。而暖锋则维持原来大量降水的状态，同时云层进一步加厚。系统的中心出现囚锢锋，在北半球一般都是冷性囚锢锋，此时如若纬度较高或先前的基础温度较低，则很有可能会出现暴风雪或持续性强降雪天气，这也是温带气旋对于地面影响最大的阶段。从高层来看，这一阶段的温带气旋高空主要还是以西风槽为主，且一般都已经加深至2000KM以上，其中少部分可能会有切断低涡存在，则这时底层温气的强度更强，冷平流更强，中心辐合抬升更明显。从云图上看，此时的温带气旋和发展期后期的状态并无二样，只是中心附近出现了3/4圈卷入，其中缺口一般位于西南象限（有些也有过此圈数的，一般存在于高空冷涡诱生），从水汽图上可以明显的看到冷锋锋前是暖湿区域控制，暖锋锋后到达巅峰，而冷锋锋后为大片的干区，冷锋内部的水平温度梯度和气压梯度很大，湿度相差通常达到40以上。
（4）消亡期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。  在此期间，温带气旋在卫星云图上表现为干舌伸到气旋中心，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。随着温带气旋进入囚锢阶段，槽后冷平流已经不在加强，系统斜压能逐渐被消耗，暖锋也开始进入锋消阶段。随着暖锋的减弱消失，系统的抬升柱开始减弱，除了东南侧外其他地区逐渐被冷气团控制，同时因为中心依然惯性维持低压辐合，于是系统整体转为冷心辐合结构，中心气压开始快速回升，进一步加强了暖平流的减弱，逐渐进入恶性循环。当水汽图上的干舌控制中心时，则可以认为系统已经转为冷心结构，从而判定系统不再属于温带气旋类别，此后弱冷平流减弱，则系统将回归锋面性质，而如果冷平流依旧，则系统将成为一冷性气团，逐渐转化为地面非典型的冷高压态势（高空槽）。
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。[2][4]
特征
温带气旋，顾名思义既有温带的特征又有气旋的特征，这在其结构上表现为：　1、 温带性：冷锋和暖锋并存、高空西风带槽线
2、 气旋性：冷暖平流气旋性卷入、中心有辐合上升气流
以1998年11月10日左右在北美地区形成的寒带性温带气旋为例。
该系统的发展，始于1998年11月8日左右，阿拉斯加和欧洲形成两条阻塞高压脊强烈经向发展，并在北极地区反气旋打通，阻隔极涡南下，其中一部分形成长波槽进入美国大平原，10日00Z开始诱生底层温气系统。
从10日00Z的500Hpa层面等高图上可以看见，当时北支槽的槽底位于新墨西哥州中部到德克萨斯州交界，在对应的海平面气压场上，槽前的堪萨斯州中部有一个气旋性中心产生，南侧冷锋位于俄克拉荷马州-德克萨斯州西部一线，此时位于堪萨斯的系统中心气压为998Hpa，而冷暖峰之间的夹角为140°，可见目前系统还位于温带气旋发展的前期，斜压结构正在建立，此时的底层系统中心并没有特别强烈的上升气流，1000-500厚度场上维持相对平直的纬向状态，但是暖流一侧已经有暖湿增温区域的雏形出现。
9个小时以后，也就是10日09Z，高空槽线槽底已经停止南下并逐渐东移叠加到底层系统中心的上方，相对涡度显示出向底层中心靠近的趋势，同时底层的冷锋已经追上暖锋，系统中心开始建立囚锢锋结构。云图上系统的逗号形态愈发的明显，且冷流的进入使得系统中心南侧出现云带空缺，也就是囚锢锋锋后的云系空缺带。另外值得一提的是，该时次后部的第二冷锋已经并入主冷锋内部，导致系统的水平温度梯度剧烈增强，使得锋面坡度愈发平缓，底层渗透加强，云图上可以看到冷锋云系的宽度略有增加，同时气旋性曲率更加的明显，云带向冷方向的边缘非常平滑。厚度场上，随着暖流带动整体气流的上升幅度加强，系统中心的辐合抬升也呈现增强态势，导致厚度场开始扭曲，系统东南侧可以见到明显的相对较厚区域，对应于平均温度的高值区，这是一个温带气旋逐渐进入其成熟期的标志。
到了10日18Z，温带气旋囚锢的特性已经有明显的体现，同时500Hpa层面的槽线断流形成切断低涡，高层环流条件的变化非常明显得正向导致了底层温带气旋的加强，18Z时地面实测得到其中心气压为968Hpa，位置位于明尼苏达州东南，也就是高层急流轴的向气旋中心一侧，略微偏于低涡的中心。此时冷锋长度的40%都已经和暖锋囚锢，中心附近有中高层云系发展，涡管抬高加厚。而底层的风场显示冷锋锋后的云系已经将中心隔离于西南暖湿气流的西北侧，由此确认系统达到其巅峰，因为暖流的缺失说明了科氏力已经无法将暖流带入系统的中心，未来中心辐合气流将逐渐转为冷心结构，斜压能仅仅退在东南象限残余冷锋的锋前区域，已经无法有效的参与中心附近的加强。
整个温带气旋发展的过程，主要取决于冷流的强度和控制范围，而这点可以说可以从高度场和1000-500厚度场直观的看出，当高度场等位势线和厚度场等值线的夹角愈发偏大时，气团的移动表现为速度增快，由此导致了系统中心附近该夹角的进一步增大。而当高度场出现闭合位势线，则此时温度平流达到最强值，从而逐渐环绕底层的低压中心。导致了暖湿气流被“边缘化”，较厚的区域被排除出系统的中心，并逐渐将中心附近转为冷心环流中心，最后将残余的水汽和暖气团都抬升至高空后系统开始减弱，中心涡管下降，冷锋云带出现断裂，最后逐渐的散乱，最后是冷锋的减弱和水平气压和温度梯度减弱，冷暖空气混合，形成温气形成前的态势。
从一个温带气旋对于地面附近的影响来说，主要取决于其温度平流和水汽通道的位置变化。在一个气旋的初期，冷流位于系统的西侧，冷流常呈现偏向东南的状态，而暖平流在冷锋锋前呈现偏西气流，经过系统中心后转向西北方向补充进入暖锋后部。当系统进入发展期后，冷锋进一步南下进入西南象限，后侧的冷平流沿着冷锋的推进方向由向南转为向东南最后转为向东，而暖平流则呈现完整的西南气流，有时会在末端转为偏南气流，到达暖锋后抬升量两侧延伸发展。当系统进入成熟期时，冷暖峰已经部分囚锢，导致冷流逐渐环绕底层低压中心做逆时针环流运动，同时在锋后始终存在向锋区的分量，导致锋区切变线依然维持，此时暖锋和发展期基本相同，主要差别在到达暖锋前端后向外扩散的部分比例明显开始增大，向中心的部分比例减小，最后在囚锢后期完全消失，此时中心附近只剩冷平流，进而系统开始减弱。在整个过程中，冷锋区域始终存在一条切变线，两侧切变方向随着温带气旋所处阶段的不同而改变，但如果以锋面为东西向基础轴线，则冷流在其北侧呈现西北向东南推进的状态，且随着温带气旋强度的增大，风矢量和锋面线之间的角度逐渐变小，当系统到达囚锢期时该角度达到最小值，而后锋面开始崩溃，暖平流则和锋面平行，呈现自西向东的状态，区别只在暖湿气流的强度。
从海平面气压场来说，一般冷锋锋后有一条冷高压系统存在，但是其强度一般不强，特别是当系统逐渐发展到成熟期后该高压逐渐的变得不再可见，而暖锋锋后常常呈现背景恒压场，其水瓶气压梯度只随着温带气旋中心气压的下降而加强，对于一个成熟的温带气旋来说该值可以稳定维持在5-10Pa/1km，故一个成熟的温带气旋中心常常有着TS-STS的强度，部分温带气旋甚至可以达到TY的强度，这取决于冷暖流对冲的强度，也就是中心气压的强度。
从垂直气流来说，冷高压因为热力学成因一般盛行下沉气流，但在冷锋锋区因为暖湿气流受到抬升的影响有一片比较强大的上升流区域。而温带气旋中心和暖锋附近作为辐合的最中心区域，该地区的上升气流可以达到一个比较强大的程度，故中高纬度的温带气旋中心附近以降雪和锋面强对流过程居多。[2][5]
诱生系统
1、 中尺度辐合系统MCC：
作为温带气旋最常见的诱生系统之一，MCC常出现在冷锋悬臂的末端，特别是长悬臂的东西向区域，此区域内的冷流常常因为距离水平动力中心过于遥远而移动缓慢，无法有效的支持锋面的继续维持而出现崩溃，从而使得暖湿气流在此处快速突破北上，并阻隔剩余的冷锋悬臂形成一个闭合的低压环流，这就是MCC系统的雏形。
而当该系统出现后，随着冷流的减弱和动力能量的消耗，环流内部的冷心气团逐渐被加热抬升，直到其作为冷气团的物理性质消失，此时我们认为该MCC系统成型，对于此类系统，一般其将继续发展，并沿着剩余锋面向温带气旋中心移动，造成冷锋锋面上的不规则降水中心。
当系统在逐渐北移的过程中逐渐落后于冷锋悬臂而进入冷平流控制地区，则有可能会出现类似热带气旋变性期的状态而新成新的小的温带气旋，这类气旋形成之初变受到强势冷平流的影响向锋面合并，最后化作锋面的一部分。特别值得注意的是，当MCC系统在冷锋悬臂末端大量出现时，我们可以认为该地区出现了“气旋族”，但注意要区别对待于母温带气旋的“气旋族”。
2、 冷锋飑线：
众所周知，冷锋是一个温带气旋中最强烈的锋面地区，由常年平均来看，当温带气旋发展
到成熟期时该地区常会出现飑线系统，且飑线呈现多波次，高强度的特点，其中有些强烈发展的飑线的阵风锋风速可以达到甚至超过12级，此地区为温带气旋除了中心外风速最高的地方。
3、 冷涌和诱生扰动：
冷涌，熟悉热带系统的读者都知道指中纬度地区变性的冷气团南下，抬升暖流在热带系统周围引爆对流的一种情况，而冷涌诱生扰动则是少之又少的一种情况，一般只出现在西北太平洋盛夏季节的中低纬度地区。
当一个温带气旋的冷锋悬臂断裂出一个MCC系统南下进入热带洋面，而后当重现组成的锋面再次因为特别强势的补充冷流而断裂时，一般很难形成第二个MCC系统，此时变性的冷平流就会南下进入之前的MCC中，激发大量的对流并逐渐形成辐合中心和扰动系统，此时如果周围环境合适，且水温又足够的话，很可能会就此形成一个热带扰动，甚至发展为一个热带气旋。[2]
发展带
一般只会在北纬和南纬30至60度的温带海面发展和影响近海陆地，但也有极少数于低纬度地区（例如中国
  温带气旋发生地区的华南至华东沿海）的热带气旋移近内陆受冷空气影响而转化为温带气旋（例：台风浣熊和热带风暴海高斯）。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。 
2、北美东北部： 
该地区的成因主要是阿留申分裂流出和北美极涡南下的共同影响，在高空构成横槽态势，同时底层墨西哥湾水汽沿着中美大平原北上，在科迪勒拉山系东侧形成的背风坡低压区形成辐合，最后导致北美大平原北部加拿大地盾处形成广大的低压区，系统东移后受到常年存在的北美大槽的影响加强进入北大西洋，而后在冰岛附近达到最强并东移登陆西欧沿海。 　活跃在中国的温带气旋，主要有两个较为集中的地带，一个在北纬25一35°，如江淮气旋、东海气旋和台湾气旋等；一个在北纬45－55°，如蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋和黄海气旋等。[2]
影响
温带气旋平均半径为1500KM，其范围一般在500~3000km左右。温带气旋的影响不局限在温带地区，一些大的温带气旋也能影响到亚热带和热带地区。温带气旋主要集中于暖湿气流的上升区，也即中西西北侧-东北侧以及暖锋的附近，当然冷锋上也会有冷锋切变云系出现，这里一般具有整个风暴最强的降水率，但雨带宽度也差不多是全气旋最小。而在冷锋前暖锋后的写片地区被成为气旋暖区，其内部一般盛行西南风，且常出现倒槽，是积状云团发展的好地方，也常常会有飑线之类的强烈中小尺度系统出现。 温带气旋对于西风的波动有较大的影响，较强的温带气旋甚至能影响到中低纬度热带系统的活动（冷锋冷涌、高空冷涡诱生扰动）。总而言之，温带气旋，作为春秋季影响我国北方最主要的天气系统，是中纬度底层天气变幻过程中最主要的中尺度系统之一，其强度变化和移动常常对于近地面有不可估量的印象，所以认真地分析温带气旋所处的状态和周围环流的变化，可以大致的预估到下一步周围各地的天气都会发生的各种变化，最对于气象预报来说是至关重要的。[2]
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海上温带气旋
海上温带气旋是在温带海上形成或移动的、中心气压低于四周的大气旋涡。北（南）半球气旋范围内的空气呈逆(顺)时针方向旋转，它的强度可用中心气压或最大风速表示。海上温带气旋的中心气压一般为970～1010毫巴,强者可低达920毫巴，海面最大风速可超过30米/秒。温带气旋的范围大，风区长，可在海上形成大风、降水和雷暴等危险天气和巨浪，在冬季有时也能引导低压后部的冷空气南下,形成寒潮天气，严重威胁海上航行和渔业生产,这是温带海上重要的灾害性天气系统之一。 
对温带气旋的性质、结构和成因的研究，始于19世纪初，但直到20世纪初，皮耶克尼斯父子创立了极锋学说之后，才奠定了气旋的发生和发展的理论基础。气旋可分为有锋面的和无锋面的两种。海上温带气旋多属有锋面的气旋，其温度分布是不对称的。在北半球，锋面气旋的中心轴线通常向西北方向倾斜，强度自地面向上逐渐减弱。锋面气旋的发展，一般经历了初生、发展和消亡3个阶段。由于海面的摩擦力小,空气向气旋中心汇集得少，因此，海上更有利于气旋的发展，从大陆移至海上的气旋经常再度增强，特别是在海洋锋区上空，由于斜压性强（见斜压大气），更容易生成气旋或使气旋增强。 
亚洲和美洲东部近海，是北半球海上温带气旋活动最盛的两个海区。就中国近海和西北太平洋海区而论，20°N以北的海区，全年均可受到温带气旋的影响。中国近海气旋的统计结果表明（见表）：3～5月的气旋活动最多,为全年的最盛季节；1月和12月为全年气旋活动最少的月份。　4LW~ 
就全年来说，影响中国近海的温带气旋，主要发生在两个地区：①从中国长江中下游到日本南部海上；②从蒙古中部到中国东北的大兴安岭东侧。这两个温带气旋的生成区恰和出现在东亚和西北太平洋上的南北两条主要锋带一致。气旋生成后，它们的移动方向基本上和对流层中层气流的方向一致，称动速度和对流层中层的气流速度成正比。西北太平洋温带气旋的路径主要有 3条：①自西向东；②自西南向东北；③先由西北向东南，然后折向东北。但不论朝哪个方向移动，如果锋面气旋在移动中并不消失，最终都要向阿留申群岛及其以东的洋面移去，到了那里，锋面气旋就锢囚了。[6]
温带反气旋
温带反气旋是指生成和活动于中高纬、温带地区的高气压系统。从气压场看是中心气压高于四周，并有闭合等压线的高压系统。从风场看，在北半球高压区内，风绕高压中心作顺时针旋转。因此也称为反气旋。温带反气旋一般生成在高纬地区并由冷气团组成，在合适的大气环流引导下，向南或东南移动。影响中、低纬地区，成为一次冷空气活动。有时可达到寒潮强度。所以，也称冷性反气旋。
温带反气旋的水平范围一般达几千公里，有时可占据我国大部地区。其生命史大体分为：
初生阶段，发展阶段和消亡阶段。温带反气旋从高纬向东南移动时，其前部由于与暖气团相交，常常形成冷锋。所以，常有云系或风、雨天气。但当冷锋过境，受温带反气旋控制时，特别在反气旋中心附近，则主要是晴好天气。冬季常会形成霜冻。[2][7]
研究方法
对温带气旋的研究方法大致可以归纳为两类：一是根据气旋的天气学定义，利用气旋客观识别与追踪算法判定追踪气旋，进而研究其频数、路径和强度的变化特征；二是依据长序列的小时变压资料，利用百分位数等极端事件的分析方法来探讨气旋活动特征。研究中常应用NCEP/NCAR再分析海平面气压场资料、ERA-40再分析海平面气压场资料和测站气压观测资料。 [8-10]
气旋的自动识别和追踪算法，主要基于温带气旋的客观定义，即依靠对再分析海平面气压场的低压中心的客观识别。通过比较气旋中心格点与其周围格点值的大小，判别低压中心；对不同研究区域针对气旋中心格点值与其周围格点值的平均差值满足一定的阈值使低压中心达到一定的强度。另外，气旋中心一般至少要连续存茌12 h或24 h。气旋路径追踪程序可用来判别一个气旋是新生的或是从上一时次移动过来的。[11-13]
代际变化
变化趋势研究表明，全球变暖的一个潜在影响即是温带气旋频数或强度的改变。[14]近些年大量的研究表明，在20世纪后半叶，北半球冬季气旋频数在高纬度(60°～90°N)增加，而在中纬度(30°～60°N)明显减少，这意味着风暴路径有向北偏移的趋势，同时气旋活动强度在中、高纬度都在增加。[14-15]在北大西洋和北太平洋两个气旋多发区，20世纪70年代以后冬季强气旋（中心气压值≤970 hPa）事件有显著的增加，[16-17]尤其是在北大西洋和西太平洋地区，冬季气旋频数、气旋强度和加深率都在增加。[13][15]而值得注意的是东太平洋和北美大陆却表现出许多相反的变化特征，而且大西洋和太平洋气旋活动的年代际变化还展示出南北的偶极子型。[15]
近来的研究表明，在东亚地区，温带气旋的活动与沙尘暴频数的变化密切相关[18-19]，这也使得东亚地区温带气旋的  1980-2001年与1958-1979年春季气旋频数差[11]变化研究得到越来越多的关注。Wang et al.基于1958-2001年ERA-40再分析海平面气压场资料，利用客观识别与追踪算法研究发现，春季（3-5月）东亚北方地区(80°～140°E，40°～60°N)气旋频率在中高纬度增加而在中低纬度减少，对其中110°～130°E和90°～110°E的正负距平区域的长期变化趋势和年代际变化分析表明，1980年前后的变化是完全不同的。具体表现为20世纪80年代以来蒙古地区中部和贝加尔湖东部地区气旋活动明显增加，而新疆东部、内蒙古地区以及东北地区大部气旋活动减弱，实际上这也是东亚北方气旋路径向北偏移的反映。[20]这个结果与McCabe et al.的研究结果一致。[14]图1给出1980年前后春季气旋频数之差。由图1可见，110°～130°E和80°～110°E之间气旋频数的变化也不完全一样，前者正负距平区有向东北传播的趋势。Zou et al.利用1951-2004年的站点6h变压资料得到了中  1951-2004年6h变压第99百分位数变化趋势[11]国区域的强气旋事件的变化趋势，结果表明，近50多年来，除东部沿海地区外，中国大部分地区强气旋事件都有明显的减弱趋势。这种减弱趋势对应了近半个世纪以来海平面气压梯度的减小和中国沙尘天气的减少趋势。[10][19-20]
王新敏等计算了1979-2001年春季（3-5月）蒙吉气旋(100°～115°E，42.5°～52.5°N)日数与同期中国北方沙尘暴日数，发现两者有显著的正相关关系(R=0.68)。春季蒙古气旋日数与中国北方沙尘暴日数有比较一致的多年变化趋势。20世纪80年代早、中期春季蒙古气旋活动与沙尘暴日数都处在一个相对高值的阶段，但从80年代后期到90年代两者呈一致的波动下降趋势。1997年两者的活动都减弱到最低值，随后又逐渐增多。[21]°
成因分析全球变暖的影响
在全球变暖的进程中，北半球冬季气温的升高趋势最为剧烈，尤其在中高纬度地区更为明显。McCabe et al提示冬季气旋频率的变化与北半球冬季温度的变化有较好的相关，具体表现为北半球冬季温度与中纬度(30°～60°N)气旋频率呈负相关而与高纬度(60°～90°N)气旋频率呈正相关，两种相关均较显著且前者的相关更强。由此可见，全球变暖可能造成高纬度气旋活动增加，而中纬度气旋活动减少，这支持了全球变暖可能导致北半球气旋路径  1979-2001春季蒙古气旋沙尘暴日数年际变化[11]向北偏移的假设。[14]
与中纬度斜压波的关系 
Geng et al.应用主分量分析得到，在1958-1998年，北大西洋地区气旋活动与对流层低层大尺度斜压性关系密切。同时，他们通过研究涡动最大增长率（一个表示斜压性的参数）和200 hPa的纬向风指出，在北大西洋的北部对流层低层大尺度斜压性和急流都在增强，两者的变化对应北大西洋的气旋活动，即斜压性和急流的增强与北大西洋的北部气旋频数昀增加、气旋加深率、移动速度和中心气压的增强相一致；Graham et al.的研究表明，北半球中纬度斜压波活动在过去的40 a已经增加，气旋活动的增强明显是由于北太平洋中部对流层上层风和垂直风切变的增加所致。[13][17]
  850hPa年平均气温变化[11]与北大西洋涛动的关系 
Geng et al.应用主分量分析得到1958-1998年北大西洋地区气旋活动与北大西洋涛动(NAO)的关系，北大西洋的北部气旋频数的增加，气旋加深率、移动速度和中心气压的增强也与北大西洋涛动(NAO)指数的变化相一致，即大西洋气旋频率与NAO相关明显。这与Graham et al.和Gulev et al.的研究结果一致，值得注意的是20世纪70年代中期NAO的转变，导致与之相联系的欧洲风暴路径有相当大的变化。[13][15][17]
与海温的关系 
Lambert认为太平洋强气旋事件的变化与赤道和中纬度的海温梯度有关，这种关系在大西洋中并不明显。Graham et al.提出太平洋地区25°～40°N强气旋增加也许与西北太平洋热带地区的海温增加有关。[16-17]
除上述因素外，Gulev et al.研究表明，太平洋北美型(PNA)的系统主要与东太平洋气旋频率有关，并且控刮海湾地区和北美海岸的气旋活动。[15]
20世纪后半叶，北半球冬季温带气旋频数在高纬度增加，而在中纬度明显减少，即气旋路径有向北极偏移的趋势，同时气旋活动强度在中、高纬度都有所增强。在东亚地区，温带气旋的活动与沙尘暴变化密切相关，近50多年来，东亚地区气旋活动也呈现出中高纬度增加，中低纬度减少的变化特点，特别是中国大部分地区强气旋事件的减弱趋势与近半个世纪以来中国沙尘天气的减少趋势相对应。
人类活动造成的全球变暖可能是导致北半球气旋路径向北偏移的主要原因。另外，对流层低层大尺度斜压性、急流和北大西洋涛动(NAO)也是影响北大西洋地区气旋活动的重要因素。
[11]