气旋反气旋

第三章气旋与反气旋

1、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；按其形成及

热力结构，则可分为无锋气旋和锋面气旋。P108

2、无锋气旋有（1）热带气旋；（2）地方性气旋—地形低压或热低压。P108

3、根据反气旋形成和活动的主要地理区域，可分为极地反气旋、温带反气旋和副热带反气

旋。按热力结构则可分为冷性反气旋和暖性反气旋。P108

d(f

)

4、水平无辐散大气中，绝对涡度是守恒的，即

0

。P116

dt

5、温带气旋的生命史包括波动阶段、成熟阶段、锢囚阶段、消亡阶段四个阶段。

6、温带反气旋的发展过程可分为初生阶段、发展阶段、消亡阶段。P128

7、冷性反气旋的消亡过程有两种情况：一种是转化为暖性反气旋，然后减弱、消亡；另一

种是减弱、消失或并入到副热带高压中去。P130

8、在东亚地区，气旋再生过程一般三种情况，分别为：（副冷锋加入后的再生）、（气旋入海

后加强）和（两个锢囚气旋合并加强）。

9、在同一锋系上出现的气旋序列，称为气旋族。P130

10、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。P132

11、如气旋处于热力不稳定时，则在气旋的各个部位，都可能有对流性天气发生。（P132）

12、地面气旋中心一般定在锋面云带的曲率从凹变成凸的部位。P132

13、青年气旋的锋面云带有一条条向四周辐散的卷云线，这表示对流层上部气流有辐散。P132

14、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

有暖锋前部天气特征。P134

15、按热低压形成过程，通常分为地方性热低压和锋前热低压两种。P134

16、气旋和反气旋的强度一般用其（中心气压值）来表示。

17、东亚气旋主要发生在两个地区，南面的一个位于25—35N之间，即我国的（江淮流

域）、（东海）和日本（南部海面）的广大地区，习惯上称这些地区的气旋为南方气旋，有

江淮气旋和东海气旋等，其典型的气旋为（江淮气旋）；另一个位于45-55N之间，并

以（黑龙江）、（吉林）与内蒙古的交界地区产生最多，习惯上称这些地区的气旋为北方气

旋，有蒙古气旋、东北气旋（又称东北低压）、黄河气旋、黄海气旋。其典型的气旋为（蒙

古气旋）。P136-137

18、气旋路径主要集中在三个地带：最多的是在日本以东或东南方的洋面上，其次是在我国

的东北地区，第三个是朝鲜、日本北部地带。P137

第1页共5页

19、锋面气旋的移动方向均沿对流层（500hPa或700hPa）气流的方向移动。P137

20、东亚锋面气旋的移动速度一般在气旋的初生阶段快；锢囚或消亡阶段慢。春季快；夏季

慢。P138

21、进入我国的温带反气旋，大都是从亚洲北部、西北部或西部移来的，只有少数是在蒙古

西部形成的。P139

22、温带反气旋进入我国的路径可归纳为以下四条：P139

（1）从亚洲大陆西北方移来，经西伯利亚、蒙古，然后进入我国。

（2）从亚洲大陆北方移来，有的开始自北向南或自东北向西南移动，一般到55N以

南附近就转向东南，然后经西伯利亚西部、蒙古，进入我国；有的经西伯利亚东部进入我

国东北地区。

（3）从亚洲大陆西方移来，在50N以南，多由西向东移动，有的直接进入我国新疆

地区；有的则折向东北移动，经蒙古进入我国。

（4）起源于蒙古，常直接南下进入我国。

23、按江淮气旋形成过程可分两大类，一类是（静止锋上的波动），另一类为（倒槽锋生气

旋）。P141

24、江淮气旋的雨区与典型气旋模式类似。暴雨在各部位均可发生。根据总结：如果气旋形

成位置偏西，而向东移，又有低空切变线（850hPa及700hPa）与之配合，则雨区移向与气

旋中心路径一致。如果气旋形成位置偏东，向东北移动，则除了在气旋中心有暴雨外，冷

锋经过的地区也可产生雷雨或暴雨。P142

25、当气旋发展速度达到（24h内中心气压下降达24hPa）时称为爆发性气旋，这时指在60

N地区而言的。由于同样的气压加深率在不同的纬度上地转风的加强率是不同的，纬度愈

低地转风速加强愈大。为了获得任何纬度的地转等值率，就必须要用sin/sin60乘以

24hPa/日，这个临界比率称为该纬度的一个贝吉隆，这个比率从25N的11.7hPa/日变化

到70N的26.0hPa/日。东亚地区爆发性气旋很少。P143

26、绝大多数爆发性气旋形成于高空西风急流（出口区的左侧），少数形成于（入口区右侧）。P143

27、由天气预报的实践和理论分析发现，在大尺度系统的演变过程中，大气基本上是作（涡

旋）运动的，且为（准地转）运动的，知道了（涡度）变化也就知道了气压的变化。P109

28、在黄河流域发生的气旋称（黄河气旋）。一年四季均可出现，以（夏季）为最多，是影

响我国华北和东北地区的重要天气系统。P142

29、江淮气旋一年四季都可以发生，但以（春季和初夏）两季出现较多，特别是6月份是江

淮气旋活动的最盛时期。

第早饭英语怎么读 2页共5页

30、热低压是出现在近地面层的（无锋面）气旋。它是浅薄而不大移动的低系统，一般到三

四公里高度就不明显了。其水平尺房子的英语怎么写 度一般不大，小的直径仅二三个纬距，大的有五六个纬距。

一、简答题

1、

简答涡度方程各项的物理意义

d(f



)



u



vuv

()(f



)()

typxpxy

1涡度倾侧项：它表示在有涡度水平分量，即有风的垂直切变存在，同时又有垂直运动在水

平方向不均匀分布时所引起的涡度变化。

2散度项：相对涡度散度和地转涡度散度。第一部分：相对涡度散度，当>0时，水平辐散

使气旋性涡度减小，水平辐合使气旋性涡度增加，当<0时，水平辐散使反气旋性涡度减小，

水平辐合使反气旋性涡度增加。第二部分：地转涡度散度：辐散时有反气旋性相对涡度产生，朗读者第三季

辐合时则有气旋性相对涡度产生。

2、简述位势倾向方程在日常工作中的应用：P118-120

答：位势倾向方程可以用来判断等压面高度的变化，进一步可判断地面气旋与反气旋的

发生发展。

f

2



2



()fV

g

•(

g

f)2

Pt

f

2





f

2

RdQ

(V

g

•)



Ppc

p

p



pdt

2

地转涡度和相对涡度的地转风平流。短波（波长<3000km）的地转涡度平流较小，地

转风绝对涡度平流强弱主要决定于地转风相对涡度平流。在等高线均匀分布的槽中，

槽前脊后沿气流方向为正涡度平流，等压面高度降低；槽后脊前为负涡度平流，等压

面高度升高；在槽线和脊线上，涡度平流为零，等压面高度没有变化。槽脊没有发展，

只是向前移动。

厚度平流（或温度平流）随高度的变化项：暖平流区中，当暖平流（绝对值）随高度

减弱（随气压增强）时，等压面高度升高；冷平流区中，沿气流方向温度升高，当冷

平流（绝对值）随高度减弱（随气压增加）时，等压面高度降低。

非绝热加热随高度的变化项：当非绝热加热随高度增加时（强对流潜热加热高度以下

的等压面上，如台风系统的发展），等压面高度将降低，反之，当非绝热加热项随

高度减小时（感热加热，如地球表面对大气的加热），等压面高度将升高

3、如何利用方程来定性诊断大气的垂直运动？P120-122

2



22

(



f)



f[V

g

•(



g

f)]

2

pp





RdQ



2

(V

g

•)2

pc

p

pdt

第3页共5页

右端第一项：涡度平流随高度变化项，当涡度平流随高度增加时，有上升运动（

<0）;当涡度平流随高度减小时，有下沉运动（>0）。

第二项：厚度平流（或温度平流）的拉普拉斯：在暖平流区，有上升运动<0，在

冷平流区，有下沉运动>0；

第三项：非绝热加热的拉普拉斯：在非绝热加热区有上升运动<0，在非绝热冷却

区有下沉运动>0

4、利用涡度方程、位势倾向方程和方程来定性分析温带气旋各发展阶段的有利和不利因

子。P126-127、

答：（1）波动阶段：高空温度场落后于温度场。气旋位于高空槽，气旋前部为暖平流，

后部为冷平流，所以热力因子使地面气旋前部减压，后部加压，从等高线看，槽前为正涡度

平流区，涡度因子使地面气旋中心减压。这两种因子联合作用的结果，使地面气旋一面向前

移动，一面加深发展。高空槽也因冷平流而加深，并因涡度平流作用而向前移动。此时地面

摩擦影响很小。

（2）成熟阶段：在此阶段，高空槽已加深且已出现闭合中心，但温度槽仍落后于高度

槽，不过两者比前一阶段有所接近。地面气旋前部仍为暖平流，后部为冷平流。同时气旋仍

在高空槽的前方，气压变化的热力及动力因子的配置与前一阶段差别不大。气旋继续发展并

向前移动。随着地面气旋的发展，气旋上空的温度因上升运动而逐渐降低，这在气旋中心偏

后地区最明显，因为这里同时有冷平流，所以温度槽离气旋中心愈来愈近。此阶段高空槽仍

因冷平流而继续发展，地面裁判员宣誓词 摩擦影响增大，但还不占主导地位。

（3）锢囚阶段：在此阶段，高空槽进一步发展，出现闭合中心，高空冷中心与高度场

的低中心更加接近。地面气旋发展到最强阶段开始锢囚。冷平流侵入气旋的南部。因高空出

现闭合中心，涡度平流减弱，因而地面气旋中心涡度减压因子也减弱，并偏离气旋中心。等

高线与等温线的夹角已减小，温度平流变小，热力因子造成的气压变化也减小。气旋已发展

到最深阶段而开始减弱，移动缓慢。这时，气旋低层基本上为冷平流所控制，只是各个不同

部分的程度有所不同。但是高空温度对比仍然明显，此时摩擦影响已相对地增大成为主要因

子。

（4）消亡阶段：在此阶段，高空温压场已近于重合，成为一个深厚的冷低压。这时地

面气旋也已变成一冷低压，锋面已移到气旋的外围，造成气压变化的涡度因子及热力因子都

迅速减弱，由于摩擦辐合使气旋填塞而消亡。

5、典型气旋的具体天气特征？（记住画线的地方即可）

（1）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

第4页共5页

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。

（2）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。

（3）当锋面气旋发展到锢囚阶段时，气旋区内地面风苦瓜的功效与作用 速较大。辐合上升气流加强，当

水汽条件充沛时，云和降水天气加剧，云系比较对称地分布在锢囚锋的两侧。

（4）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。

5、简述日本以东的西北太平洋上多爆发性气旋的可能原因。（为便于记忆，只记红字即可）P143-144

答：（1）由于在急流最大风速中心左侧为正相对涡度中心，右侧为负相对涡度中心，急

流出口区左侧和入口区右侧为正涡度平流区。在这两个地区的低层有利于气旋的发展。傅雷家书感想

（2）气旋中心西部干冷、东部暖湿，中心及其以东地区是气旋性环流，较强的偏南风

低空急流将南方的暖湿气流源源不断向气旋前部输送和堆积，并形成对流不稳定。由方程

可知，暖温度平流和高层正涡度平流将产生上升运动，触发对流不稳定，积云发展潜热释放，

又加强了上升运动，并使气旋获得进一步发展。

（3）由于青藏高原大地形对气流的阻挡，高层西风气流分为两支，分别在高原南北两

侧绕过高原，而后在高原东侧汇合，汇合地点一般位于东亚沿岸或日本上空。南支气流上的

低槽较浅且移动缓慢，北支气流上的低槽移动较快且可发展较深。往往北支槽与南支脊在日

本上空处于同一经度，从而构成典型的东亚急流。一般南支槽前正涡度平流较弱，东亚气旋

在其下形成，但强度较弱。当此较弱的气旋向东或东北方移动，进入北支槽前的下方（高空

急流出口区左侧）时，由于这里正涡度平流强，气旋便在此强烈发展，从而达到爆发性气旋

的标准。这就是东亚气旋形成和发展的环流背景。由于急流中心主要位于日本上空，故西北

太平洋上易形成爆发性气旋。又由于冬春季西风急流偏南，易受高原的阻挡产生这种环流形

势，因此爆发性气旋多发生于冬春季节。

第5页共5页