第十六章 冷高压和副热带高压

第十六章 冷高压和副热带高压

第一节 反气旋概述

一、反气旋的概念

在北半球顺时针方向旋转、在南半球逆时针方向旋转的大型水平空气涡旋称为反气旋

(A nticyclone)。反气旋又称高气压(简称高压),它们是一个系统分别在流场和气压场上的名

称,除低纬地区外,一般两者可以互相换用。

反气旋的强度一般用其中心气压值来表示,中心气压值越高,表示反气旋越强,反之,则

弱。地面反气旋的中心气压值一般为1020～1030hP a。另外,反气旋的强度也可用其中的最大

风速来度量, 最大风速越大,表示反气旋越强。在强的反气旋中, 地面最大风速可达20 ～

30m / s。反气旋中的强风一般出现在边缘。当反气旋的中心气压值随时间升高,称反气旋加强;

若中心气压值随时间降低,则称反气旋减弱。

反气旋的水平范围亦以最外围一条闭合等压线的直径长度来表示。一般而言,反气旋的水

平范围比气旋大得多,大的反气旋可和最大的大陆和海洋相比,如冬季亚洲大陆的冷性反气旋

常占据整个亚洲大陆面积的3/ 4;小的反气旋直径也可达数百公里。

在近地面层,由于摩擦作用,反气旋区中的风向有从中心向外辐散的分量,所以垂直方向

上盛行下沉运动,在反气旋中心部分控制的地区一般为晴朗少云的好天气。

二、反气旋的分类

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。按热力结构则可将反气旋分为冷性反气旋和暖性反气旋。活动于中高纬度大陆近地面层

的反气旋属冷性反气旋,由冷空气组成,习惯上称为冷高压。出现在副热带地区的副热带高压

属暖性反气旋。此外,高空阻塞高压也是典型的暖性反气旋。

本章主要介绍冷高压和副热带高压。

第二节 冷 高 压

冷高压(C old H igh)在中、高纬度地区一年四季都有活动,尤其在冬半年势力最强,是影响

中、高纬度广大地区的重要天气系统之一。亚洲是北半球冷高压活动最频繁的地区,冷高压也

最强大;同时,我国东部海岸及其以东洋面正是冷高压的必经之路,所以本节主要以东亚冷高

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压为例介绍有关冷高压的知识。

一、冷高压的结构

冷高压在地面强辐射冷却以及高空冷平流共同作用下发展而成,通常有两种类型:一种是

温、压场分布近于对称的准静止型冷高压;另一种是温、压场分布不对称的移动性冷高压。前者

冷中心与高压中心接近重合,因而高压中心轴线基本上垂直,高压强度随高度迅速减弱,一般

到对流层中层就不明显了。这种冷高压在源地较常见,它移动缓慢或基本不动。后者通常是由

冷锋后部一个弱的地面高压脊,在高空温压场的一定配置下发展加强起来的:高空温度场落后

于高度场,高压脊前有冷平流,脊后有暖平流,地面弱高压脊处于高空高压脊前部,高空冷平流

有利于地面加压,使地面高压脊加强并发展成冷高压;当高空温度脊与地面冷高压中心接近

时,冷平流更加强盛,冷高压发展到最强阶段。这种冷高压高压中心轴线向西南方倾斜,高压强

度随高度逐渐减弱,到3～4km 高度上多半变为高压脊。锋面气旋冷锋后面的高压即属此类移

动性的冷高压。

二、冷高压的天气分布

冷高压不同部位的天气特征常常是不相同的,一般可大致分为前部、中部和后部三部分。

1)冷高压前部(东部)

冷高压入侵时,它所造成的最恶劣天气主要出现在冷高压前缘的冷锋附近,在这里水平气

压梯度大,冷平流强。主要天气特征是:冷锋过境后,气温明显下降,偏北风增大,常伴有雨、雪。

不同季节不同路径的冷空气带来的天气有较大差异。冬半年,强大的冷高压南下侵入我国时,

常使气温剧烈下降,风力猛增,出现寒潮天气。夏季,冷高压弱得多,降温较少,风速不大,当暖

空气比较潮湿时,有时会出现雷雨、大风甚至冰雹等天气。冬初和春末,冷锋移到江南或华南沿

海时,由于势力减弱或受地形阻挡常变为准静止锋,造成持续时间较长的阴雨天气。

2)冷高压中部(内部)

冷锋区过后,则转受冷高压内部控制,气压升高。由于气团干冷,盛行下沉气流,以晴冷、少

云天气为主,风力微弱。因辐射逆温和下沉逆温的存在,逆温层下聚集水汽和其它杂质,低层能

见度变坏,在内陆、港口和沿海夜间和清晨易出现辐射雾。当空气潮湿时,冬季可能有层云、层

积云出现,夏季则出现淡积云。高压中部天气一般可维持2～3 天,以后随着气团的变性增暖,

气温开始回升。

3)冷高压后部(西部)

当冷高压中心入海后,我国沿海就处于高压后部,气压逐渐下降,偏南风,风力不大。偏南

风把海上暖湿空气输送过来,气温回升,湿度增大,天气性质类似暖锋。春季在入海变性冷高压

后部,还常出现平流雾、毛毛雨或层云。

冷高压移到海上时,海上出现的低云云量要比陆地上多,尤其是积云性的对流云大为增

加,产生的降水也多为阵性的。

三、冷高压的活动规律

1.冷高压活动的气候特征

冷高压活动相当频繁,东亚地区大约每3～5 天就有一次,活动地区主要在蒙古西部到我国河

套地区的呈西北- 东南走向的狭长地带内。秋季活动频数最高,冬春季次之,夏季最少。夏季冷高压

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强度一般很弱,地面图上高压中心气压值仅有1010～ 1020hP a,活动地区偏北,一般在40°N 以北,

活动中心主要在贝加尔湖西部地区。冬半年冷高压强度很强,地面图上冷高压的中心气压值可达

1060～1070h P a(如1968 年曾在中西伯利亚观测到高达1083.8h P a 的记录),活动范围向南扩展,

可深入到华东沿海。据统计,冬季一次强冷高压活动过程平均为7 天左右。

2.冷高压的移动和变化

冷高压的移动主要受其上空3～5km 高度的气流的引导,移向和高空气流相一致,并趋向

冷舌移动,因此总体上冷高压都是自西向东或自西北向东南移动,到海上移行一段距离后再改

向东移动。实际工作中一般用700hP a 气流来预报地面冷高压的移动。冷高压的移动有多种形

式,有时是整个高压一起移动,有时是高压中心基本不动,只是向某个方向或两个方向上伸出

高压脊,伸出的高压脊也可以发展成一个脱离母体的单独的高压中心。

冷高压在东移和南下过程中,由于变性常会使高压中心产生分裂,它们在我国消失者不

多,多数经我国东移入海,在海上变性为暖性高压,最后并入副热带高压中。

3.冷空气的源地和路径

当冷高压主体从北方或西北方南下到达一定纬度后静止时,其前方常以“扩散”形式分出

一股股冷空气向偏南方向移动(这些冷空气在气压场上表现为小的冷高压单体或高压脊,它们

一般移动很快)。冷高压强度越强,其前方扩散出的冷空气也越强,强冷空气会给所经地区带来

剧烈降温、霜冻、大风等灾害性天气。

据统计,影响我国的强冷空气主要来自3 个源地:①新地岛以西的北方寒冷洋面,来自这

个地区的冷空气最多,达到寒潮强度的也最多;② 新地岛以东的北方寒冷洋面,来自这个地区

的冷空气频数不高,但气温低,达到寒潮强度的次数也较多;③冰岛以南洋面,来自这个地区的

冷空气次数较多,但强度一般较弱,达到寒潮强度的较少。

图16-1 侵入我国的冷空气的源地、路径及寒潮关键区

上述三个源地的冷空气在侵入我国以前,95% 都要经过西伯利亚中部(70°～90°E ,43°～

65°N )地区,并在那里积累加强,这个地区称为寒潮关键区。冷空气从关键区南下侵入我国的

路径(冷空气主体的移动路线)通常有4 条(如图16-1 所示),即①西北路(中路):冷空气从关

键区经蒙古到达我国河套附近南下,直达长江中、下游及江南地区,受该路冷空气影响,长江以

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北以偏北大风和降温为主,江南有雨雪;②东路:冷空气从关键区经蒙古到我国华北北部,以后

其主力继续东移,但低层冷空气折向西南,经渤海侵入华北,再从黄河下游向南达两湖盆地,此

路冷空气常使渤海、黄海、黄河下游及长江下游出现东北大风;③西路:冷空气从关键区经新

疆、青海、西藏高原东侧南下,主要影响西北、西南和江南各地,一般强度不大;④东路加西路:

东路冷空气从河套下游南下,西路冷空气从青海以东南下,两股冷空气在黄土高原东侧、黄河

和长江之间汇合后继续南下,造成黄河、长江之间大范围雨雪和大风天气。

冷空气从关键区到入侵华北、东北地区一般需3 天左右;侵入长江以南,需4 天左右。

四、寒 潮

1.寒潮的概念

寒潮(C old W ave,P olar Invasion )是当冷高压强度很大时,其前缘冷锋带来的大规模的强

冷空气活动过程,因这种冷空气来势凶猛,如同寒冷的潮流滚滚而来,故名“寒潮”或“寒潮爆

发”,国际上亦称“寒流”或“冷波”。过去中央气象台发布寒潮警报的标准是:一次冷空气活动,

在24h 内气温剧降10℃以上,同时最低气温降至5℃以下。后来又作了补充规定:一次冷空气

活动,使长江中下游及以北地区48h 内降温10℃以上,长江中下游(春季为江淮地区)最低气

温降至4℃或以下,陆上有3 个大区伴有5～7 级大风,渤海、黄海、东海先后有6～ 8 级大风,

称为寒潮。如果上述区域48h 内降温达14℃以上,其余条件同上,则称为强寒潮。未达以上标

准者,则称为一般冷空气或较强冷空气。国家气象局根据冷空气的强度和影响范围,把冷空气

活动划分为全国性寒潮、区域性寒潮、强冷空气和一般冷空气四类。

寒潮的爆发需具备两个基本条件:一是要有冷空气的酝酿和聚集;二是要有引导冷空气侵

入我国的合适流场。天气分析实践表明,绝大多数寒潮天气过程都与大气长波调整—— 东亚大

槽的重建相联系,槽后的西北气流引导强冷空气一次次爆发南下。

2.寒潮过程的天气特征

由于寒潮是大规模的强冷空气活动过程,在地面天气图上表现为强冷高压的南下,因此寒

潮天气过程与前述冷高压的天气过程相似,但寒潮天气要剧烈得多,尤其是冷高压前缘的强冷

锋附近,出现剧烈降温和大风,有时还伴有雨、雪或霜冻。在高纬海上航行的船舶,除可遭遇大

风浪外,还容易引起船体积冰等危害。

寒潮冷锋过境前,一般吹偏南风,风力较弱,天气相对较温暖。随着冷锋的接近,气压下降,

水平气压梯度增大,偏南风相应增大。冷锋一过境,风向转为偏北,气压急剧上升,气温急降,湿

度变小。若冷锋南下快,风向一旦转北,风速立即增大,表现为冬季二型冷锋特征,锋前多层状

云,云层由高云向低云演变,有不宽的连续性降水;锋后冷空气变性升温,气层不稳定,出现积

状云,云量较少,降水很快停止。南部海区由于暖空气湿度大,锋线附近的云和降水比较多,有

时还有阵性降水。若冷锋南下慢,风向转北后风力逐渐增大,最大风力常出现在冷锋过境后3h

左右,具有一型冷锋的天气特征,锋后出现层状云系和连续性降水。寒潮大风在海上一般为6

～8 级,最大可达10～11 级,能激起很高的海浪。渤海、黄海、东海北部多为西北到北风,东海

南部和南海多为东北风。大风持续时间一般为1～2 天,有时在2 天以上。

寒潮冷锋过境后,随着冷锋的远离,转受锋后冷高压中部和后部天气影响,天气特点如前

“冷高压的天气分布”所述。图16-2 和图16-3 是一次寒潮天气形势实例,图16-2 是1970 年11

月15 日08 时的地面形势;图16-3 是1970 年11 月9 日～15 日该次寒潮过程的综合动态图,

图中绘有地面冷高压中心、冷锋和500hP a 高空槽线的逐日位置。

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图16-2 寒潮天气地面形势实例(1970 年11 月15 日08 时)

图16-3 寒潮过程综合动态图(1970 年11 月9～15 日)

当亚洲大陆有寒潮爆发南下时,由于青藏高原和伊朗高原的阻挡作用,强冷空气很少能直

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接侵袭南亚地区。而东南亚和南海地区则经常受到强冷空气侵袭,尤其是从12 月份开始,强冷

空气可以直入南海,到达越南南部甚至马来半岛南部。

在北美洲,极地大陆气团在北美加拿大堆积形成冷高压,在一定高空环流形势下向南爆发

亦能形成寒潮天气,冬季常影响到美国中部和东部,有时甚至影响墨西哥沿岸海域。此外,欧洲

和南半球的澳大利亚也有寒潮爆发的天气过程。

第三节 副热带高压

一、概 述

在南北半球副热带地区(20°～35°)存在着的副热带高压带,由于海陆分布的影响,常断裂成若

干个具有闭合中心的高压单体,这些单体统称为副热带高压(Subtropical H igh ),简称副高。副热带

高压主要位于海洋上,分别称为北太平洋副热带高压(又称夏威夷高压)、北大西洋副热带高压(又

称亚速尔高压)、南太平洋副热带高压、南大西洋副热带高压和南印度洋副热带高压。

副热带高压是大型、持久的暖性深厚系统(暖中心与高压中心并不一定完全重合),它是控

制热带、副热带地区的大气活动中心,是组成大气环流的重要成员之一。它除了制约热带、副热

带天气,对中、高纬度地区天气也有重要影响。如出现在西北太平洋上的副热带高压(又称西太

平洋副高),其西端的脊常伸到我国沿海,夏季可伸入我国大陆,冬季在南海上空还形成独立的

南海高压,对我国及东亚的天气起到直接和重大影响。

本节主要介绍西北太平洋副高的基本特征。

图16-4 副热带高压天气分布特征

二、副热带高压的天气分布

副热带高压的天气分布如图16-4 所示。在高压内部一般辐散气流占优势,为下沉气流区,

特别是脊线附近下沉气流盛行,多晴朗少云天气,风力微弱,天气炎热。副高的北侧与盛行西风

带相邻,气旋和锋面活动频繁,上升运动强,再加上西部偏南气流带来丰沛的水汽,于是这些水

汽在副高北侧凝结,形成大范围的雨带,雨带通常位于副高脊线之北5～8 个纬距处,走向大致

和脊线平行。副高南侧为东风气流(信风),当无气旋性环流时,一般天气晴好,但当有东风波、

热带气旋等系统活动时,则会出现雷暴、大风、暴雨等恶劣天气。副高的东部因吹偏北向的冷气

流,且大洋东部存在着冷的涌升流,所以下层数百米高度内成为相对的冷空气层,大气层结稳

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定,大洋上有时会出现低的层云和雾;长期受其控制的一些陆地,因久旱无雨而变成沙漠。副高

西部的天气与东部差异很大,在副高西部是偏南暖气流,又是位于暖海流上空,低层大气层结

不稳定,多雷阵雨和大风。

三、副热带高压的活动规律

西太平洋副高的活动,表现为副高强度、位置、范围的季节性变化和非季节性变化。研究西

太平洋副高的变动,除可考察高压单体中心气压值和中心位置外,还常以500hP a 图上副高脊

线(闭合等压线或等高线的长轴)或588 位势什米等高线的位置来表示,有时也用588 线所包

围的面积变化来表示副高的增强和减弱。西太平洋副高多呈东西向扁长形状,除在盛夏偶有南

北狭长的形状外,一般脊线都呈西南西- 东北东走向。

1.季节性变化

副高的强度、位置、范围有明显的季节变化。冬季,副高强度弱,范围小,退居海上和低纬地

区;夏季则势力增强,范围扩大,控制了副热带地区的海洋和大陆。从春到夏,副高不断北进,入

秋以后又南退。

副高一年中北进与南退过程并不是匀速进行的,而表现为稳定少变、缓慢移动和跳跃三种

形式。一般北进持续时间较久,速度较缓慢,南退经历的时间短,速度快。如图16-5 所示,冬季

副高脊线在15°N 附近徘徊,随着季节的变暖,脊线开始缓慢北移,5 月底至6 月初,尤其是6

月中旬,出现第一次北跃,脊线突然北跃至20°N 以北,并稳定在20°～25°N 之间;到7 月上、中

旬,脊线再次北跳过25°N ,在25°～30°N 之间摆动;7 月底或8 月初,脊线跨越30°N 到达一年

中最北的位置。从9 月起,脊线开始南退,9 月上旬脊线回跳到25°N 附近,10 月上旬回跳到20°

N 以南地区,结束了为期1 年的季节性南北移动。一般在6 月至7 月副高跳跃性北进时,其强

度出现突然增强,9 月中旬以后出现突然减弱。

图16-5 110°～ 130°E 西太平洋副高脊位置随季节的纬度变化

2.非季节性变化

西太平洋副高在随季节作南、北移动的同时,还有较短时期的活动,即北进中可能有短暂

的南退,南退中可能出现短暂的北进,且北进常伴有西伸,南退常伴有东缩。如果将一个进退算

一个周期的话,则长的可达10 天以上,短的只有1～2 天,多数为6～7 天。一般称10～15 天的

周期为中周期,6～7 天的为短周期。副高的中短周期变化除内在原因外,还与周围天气系统的

活动有密切联系。

关于西太平洋副高长周期变化,因所采用的分析方法不同,所得结论颇有差异,故不作介绍。

四、副高活动对中国沿海天气的影响

1)副高季节性位移的影响

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副高季节性位移不仅与东亚不同纬度的季风进退有直接联系,而且影响我国东部雨带的

活动。当副高脊线位于20°N 以南时,雨带位于华南(27.5°N 以南地区),称为华南雨季(3～6

月)。2～4 月,副高脊线由18°N 以南的南海北部缓慢北进,则3～4 月华南雨量缓慢增长;5 月

上、中旬至6 月上旬,副高脊线位于18°～20°N ,华南沿海雨量陡增,6 月上旬达到最大,这段时

间一般称为华南前汛期。当6 月中旬左右,副高脊线北跃过20°N ,并稳定在20°～25°N 时,雨

带北移至长江中下游和日本一带,华南降水迅速减少,标志着华南前汛期结束、长江中下游梅

雨期(江淮梅雨季节)开始,梅雨期平均为20 天。7 月中旬前后,副高脊线第二次北跳,越过25°

N ,稳定在25°～30°N ,雨带北移到黄淮流域,称为黄淮雨季;长江中下游雨量迅速减少,梅雨结

束,开始被西太平洋副高所控制,天气炎热少雨,若副高强大,控制时间长,会造成严重干旱现

象。此时,华南又开始多受热带气旋的影响,进入第二个雨量集中时期,称为华南后汛期。从7

月底到8 月初,高压脊线进一步北越过30°N ,雨带移至华北、东北地区,华北雨季开始,黄淮地

区进入酷暑盛夏。9 月副高开始南撤,雨带亦随之南撤。副高脊线撤回25°N 以南后,长江流域

转入秋雨季节。脊线回到20°N 以南时,华南又多阴雨。

当副高的南北季节性移动出现异常时,往往会造成一些地区干旱,另一些地区洪涝的反常

天气。

春末夏初,当西太平洋副高脊显著加强时,若我国东部沿海地区有低压(槽)发展,构成“东

高西低”的形势,脊西部常可出现偏南大风。此外,副高西伸脊边缘控制我国沿海时,其西侧的

偏南气流将低纬暖湿空气输送到沿岸冷流水域时,常形成大范围的平流雾或平流低云。

副高对西北太平洋热带气旋移动路径的影响将在热带气旋一章中讨论。

2)副高短期活动的影响

西太平洋副高脊的短期东西进退对沿海天气也有很大的影响。副高脊西伸时,西部地区往

往为低压和槽控制,水汽较多,在高压脊西部气旋式风切变地区会产生热雷暴;随着脊的进一

步西伸,下沉气流逐渐加强,受其控制地区则出现晴热少云天气。当副高脊东缩时,西部常伴有

低槽东移,上升运动发展,若大气潮湿不稳定,常形成大范围的雷阵雨天气。

 

第十六章 冷高压和副热带高压

第一节 反气旋概述

一、反气旋的概念

在北半球顺时针方向旋转、在南半球逆时针方向旋转的大型水平空气涡旋称为反气旋

(A nticyclone)。反气旋又称高气压(简称高压),它们是一个系统分别在流场和气压场上的名

称,除低纬地区外,一般两者可以互相换用。

反气旋的强度一般用其中心气压值来表示,中心气压值越高,表示反气旋越强,反之,则

弱。地面反气旋的中心气压值一般为1020～1030hP a。另外,反气旋的强度也可用其中的最大

风速来度量, 最大风速越大,表示反气旋越强。在强的反气旋中, 地面最大风速可达20 ～

30m / s。反气旋中的强风一般出现在边缘。当反气旋的中心气压值随时间升高,称反气旋加强;

若中心气压值随时间降低,则称反气旋减弱。

反气旋的水平范围亦以最外围一条闭合等压线的直径长度来表示。一般而言,反气旋的水

平范围比气旋大得多,大的反气旋可和最大的大陆和海洋相比,如冬季亚洲大陆的冷性反气旋

常占据整个亚洲大陆面积的3/ 4;小的反气旋直径也可达数百公里。

在近地面层,由于摩擦作用,反气旋区中的风向有从中心向外辐散的分量,所以垂直方向

上盛行下沉运动,在反气旋中心部分控制的地区一般为晴朗少云的好天气。

二、反气旋的分类

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。按热力结构则可将反气旋分为冷性反气旋和暖性反气旋。活动于中高纬度大陆近地面层

的反气旋属冷性反气旋,由冷空气组成,习惯上称为冷高压。出现在副热带地区的副热带高压

属暖性反气旋。此外,高空阻塞高压也是典型的暖性反气旋。

本章主要介绍冷高压和副热带高压。

第二节 冷 高 压

冷高压(C old H igh)在中、高纬度地区一年四季都有活动,尤其在冬半年势力最强,是影响

中、高纬度广大地区的重要天气系统之一。亚洲是北半球冷高压活动最频繁的地区,冷高压也

最强大;同时,我国东部海岸及其以东洋面正是冷高压的必经之路,所以本节主要以东亚冷高

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压为例介绍有关冷高压的知识。

一、冷高压的结构

冷高压在地面强辐射冷却以及高空冷平流共同作用下发展而成,通常有两种类型:一种是

温、压场分布近于对称的准静止型冷高压;另一种是温、压场分布不对称的移动性冷高压。前者

冷中心与高压中心接近重合,因而高压中心轴线基本上垂直,高压强度随高度迅速减弱,一般

到对流层中层就不明显了。这种冷高压在源地较常见,它移动缓慢或基本不动。后者通常是由

冷锋后部一个弱的地面高压脊,在高空温压场的一定配置下发展加强起来的:高空温度场落后

于高度场,高压脊前有冷平流,脊后有暖平流,地面弱高压脊处于高空高压脊前部,高空冷平流

有利于地面加压,使地面高压脊加强并发展成冷高压;当高空温度脊与地面冷高压中心接近

时,冷平流更加强盛,冷高压发展到最强阶段。这种冷高压高压中心轴线向西南方倾斜,高压强

度随高度逐渐减弱,到3～4km 高度上多半变为高压脊。锋面气旋冷锋后面的高压即属此类移

动性的冷高压。

二、冷高压的天气分布

冷高压不同部位的天气特征常常是不相同的,一般可大致分为前部、中部和后部三部分。

1)冷高压前部(东部)

冷高压入侵时,它所造成的最恶劣天气主要出现在冷高压前缘的冷锋附近,在这里水平气

压梯度大,冷平流强。主要天气特征是:冷锋过境后,气温明显下降,偏北风增大,常伴有雨、雪。

不同季节不同路径的冷空气带来的天气有较大差异。冬半年,强大的冷高压南下侵入我国时,

常使气温剧烈下降,风力猛增,出现寒潮天气。夏季,冷高压弱得多,降温较少,风速不大,当暖

空气比较潮湿时,有时会出现雷雨、大风甚至冰雹等天气。冬初和春末,冷锋移到江南或华南沿

海时,由于势力减弱或受地形阻挡常变为准静止锋,造成持续时间较长的阴雨天气。

2)冷高压中部(内部)

冷锋区过后,则转受冷高压内部控制,气压升高。由于气团干冷,盛行下沉气流,以晴冷、少

云天气为主,风力微弱。因辐射逆温和下沉逆温的存在,逆温层下聚集水汽和其它杂质,低层能

见度变坏,在内陆、港口和沿海夜间和清晨易出现辐射雾。当空气潮湿时,冬季可能有层云、层

积云出现,夏季则出现淡积云。高压中部天气一般可维持2～3 天,以后随着气团的变性增暖,

气温开始回升。

3)冷高压后部(西部)

当冷高压中心入海后,我国沿海就处于高压后部,气压逐渐下降,偏南风,风力不大。偏南

风把海上暖湿空气输送过来,气温回升,湿度增大,天气性质类似暖锋。春季在入海变性冷高压

后部,还常出现平流雾、毛毛雨或层云。

冷高压移到海上时,海上出现的低云云量要比陆地上多,尤其是积云性的对流云大为增

加,产生的降水也多为阵性的。

三、冷高压的活动规律

1.冷高压活动的气候特征

冷高压活动相当频繁,东亚地区大约每3～5 天就有一次,活动地区主要在蒙古西部到我国河

套地区的呈西北- 东南走向的狭长地带内。秋季活动频数最高,冬春季次之,夏季最少。夏季冷高压

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强度一般很弱,地面图上高压中心气压值仅有1010～ 1020hP a,活动地区偏北,一般在40°N 以北,

活动中心主要在贝加尔湖西部地区。冬半年冷高压强度很强,地面图上冷高压的中心气压值可达

1060～1070h P a(如1968 年曾在中西伯利亚观测到高达1083.8h P a 的记录),活动范围向南扩展,

可深入到华东沿海。据统计,冬季一次强冷高压活动过程平均为7 天左右。

2.冷高压的移动和变化

冷高压的移动主要受其上空3～5km 高度的气流的引导,移向和高空气流相一致,并趋向

冷舌移动,因此总体上冷高压都是自西向东或自西北向东南移动,到海上移行一段距离后再改

向东移动。实际工作中一般用700hP a 气流来预报地面冷高压的移动。冷高压的移动有多种形

式,有时是整个高压一起移动,有时是高压中心基本不动,只是向某个方向或两个方向上伸出

高压脊,伸出的高压脊也可以发展成一个脱离母体的单独的高压中心。

冷高压在东移和南下过程中,由于变性常会使高压中心产生分裂,它们在我国消失者不

多,多数经我国东移入海,在海上变性为暖性高压,最后并入副热带高压中。

3.冷空气的源地和路径

当冷高压主体从北方或西北方南下到达一定纬度后静止时,其前方常以“扩散”形式分出

一股股冷空气向偏南方向移动(这些冷空气在气压场上表现为小的冷高压单体或高压脊,它们

一般移动很快)。冷高压强度越强,其前方扩散出的冷空气也越强,强冷空气会给所经地区带来

剧烈降温、霜冻、大风等灾害性天气。

据统计,影响我国的强冷空气主要来自3 个源地:①新地岛以西的北方寒冷洋面,来自这

个地区的冷空气最多,达到寒潮强度的也最多;② 新地岛以东的北方寒冷洋面,来自这个地区

的冷空气频数不高,但气温低,达到寒潮强度的次数也较多;③冰岛以南洋面,来自这个地区的

冷空气次数较多,但强度一般较弱,达到寒潮强度的较少。

图16-1 侵入我国的冷空气的源地、路径及寒潮关键区

上述三个源地的冷空气在侵入我国以前,95% 都要经过西伯利亚中部(70°～90°E ,43°～

65°N )地区,并在那里积累加强,这个地区称为寒潮关键区。冷空气从关键区南下侵入我国的

路径(冷空气主体的移动路线)通常有4 条(如图16-1 所示),即①西北路(中路):冷空气从关

键区经蒙古到达我国河套附近南下,直达长江中、下游及江南地区,受该路冷空气影响,长江以

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北以偏北大风和降温为主,江南有雨雪;②东路:冷空气从关键区经蒙古到我国华北北部,以后

其主力继续东移,但低层冷空气折向西南,经渤海侵入华北,再从黄河下游向南达两湖盆地,此

路冷空气常使渤海、黄海、黄河下游及长江下游出现东北大风;③西路:冷空气从关键区经新

疆、青海、西藏高原东侧南下,主要影响西北、西南和江南各地,一般强度不大;④东路加西路:

东路冷空气从河套下游南下,西路冷空气从青海以东南下,两股冷空气在黄土高原东侧、黄河

和长江之间汇合后继续南下,造成黄河、长江之间大范围雨雪和大风天气。

冷空气从关键区到入侵华北、东北地区一般需3 天左右;侵入长江以南,需4 天左右。

四、寒 潮

1.寒潮的概念

寒潮(C old W ave,P olar Invasion )是当冷高压强度很大时,其前缘冷锋带来的大规模的强

冷空气活动过程,因这种冷空气来势凶猛,如同寒冷的潮流滚滚而来,故名“寒潮”或“寒潮爆

发”,国际上亦称“寒流”或“冷波”。过去中央气象台发布寒潮警报的标准是:一次冷空气活动,

在24h 内气温剧降10℃以上,同时最低气温降至5℃以下。后来又作了补充规定:一次冷空气

活动,使长江中下游及以北地区48h 内降温10℃以上,长江中下游(春季为江淮地区)最低气

温降至4℃或以下,陆上有3 个大区伴有5～7 级大风,渤海、黄海、东海先后有6～ 8 级大风,

称为寒潮。如果上述区域48h 内降温达14℃以上,其余条件同上,则称为强寒潮。未达以上标

准者,则称为一般冷空气或较强冷空气。国家气象局根据冷空气的强度和影响范围,把冷空气

活动划分为全国性寒潮、区域性寒潮、强冷空气和一般冷空气四类。

寒潮的爆发需具备两个基本条件:一是要有冷空气的酝酿和聚集;二是要有引导冷空气侵

入我国的合适流场。天气分析实践表明,绝大多数寒潮天气过程都与大气长波调整—— 东亚大

槽的重建相联系,槽后的西北气流引导强冷空气一次次爆发南下。

2.寒潮过程的天气特征

由于寒潮是大规模的强冷空气活动过程,在地面天气图上表现为强冷高压的南下,因此寒

潮天气过程与前述冷高压的天气过程相似,但寒潮天气要剧烈得多,尤其是冷高压前缘的强冷

锋附近,出现剧烈降温和大风,有时还伴有雨、雪或霜冻。在高纬海上航行的船舶,除可遭遇大

风浪外,还容易引起船体积冰等危害。

寒潮冷锋过境前,一般吹偏南风,风力较弱,天气相对较温暖。随着冷锋的接近,气压下降,

水平气压梯度增大,偏南风相应增大。冷锋一过境,风向转为偏北,气压急剧上升,气温急降,湿

度变小。若冷锋南下快,风向一旦转北,风速立即增大,表现为冬季二型冷锋特征,锋前多层状

云,云层由高云向低云演变,有不宽的连续性降水;锋后冷空气变性升温,气层不稳定,出现积

状云,云量较少,降水很快停止。南部海区由于暖空气湿度大,锋线附近的云和降水比较多,有

时还有阵性降水。若冷锋南下慢,风向转北后风力逐渐增大,最大风力常出现在冷锋过境后3h

左右,具有一型冷锋的天气特征,锋后出现层状云系和连续性降水。寒潮大风在海上一般为6

～8 级,最大可达10～11 级,能激起很高的海浪。渤海、黄海、东海北部多为西北到北风,东海

南部和南海多为东北风。大风持续时间一般为1～2 天,有时在2 天以上。

寒潮冷锋过境后,随着冷锋的远离,转受锋后冷高压中部和后部天气影响,天气特点如前

“冷高压的天气分布”所述。图16-2 和图16-3 是一次寒潮天气形势实例,图16-2 是1970 年11

月15 日08 时的地面形势;图16-3 是1970 年11 月9 日～15 日该次寒潮过程的综合动态图,

图中绘有地面冷高压中心、冷锋和500hP a 高空槽线的逐日位置。

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图16-2 寒潮天气地面形势实例(1970 年11 月15 日08 时)

图16-3 寒潮过程综合动态图(1970 年11 月9～15 日)

当亚洲大陆有寒潮爆发南下时,由于青藏高原和伊朗高原的阻挡作用,强冷空气很少能直

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接侵袭南亚地区。而东南亚和南海地区则经常受到强冷空气侵袭,尤其是从12 月份开始,强冷

空气可以直入南海,到达越南南部甚至马来半岛南部。

在北美洲,极地大陆气团在北美加拿大堆积形成冷高压,在一定高空环流形势下向南爆发

亦能形成寒潮天气,冬季常影响到美国中部和东部,有时甚至影响墨西哥沿岸海域。此外,欧洲

和南半球的澳大利亚也有寒潮爆发的天气过程。

第三节 副热带高压

一、概 述

在南北半球副热带地区(20°～35°)存在着的副热带高压带,由于海陆分布的影响,常断裂成若

干个具有闭合中心的高压单体,这些单体统称为副热带高压(Subtropical H igh ),简称副高。副热带

高压主要位于海洋上,分别称为北太平洋副热带高压(又称夏威夷高压)、北大西洋副热带高压(又

称亚速尔高压)、南太平洋副热带高压、南大西洋副热带高压和南印度洋副热带高压。

副热带高压是大型、持久的暖性深厚系统(暖中心与高压中心并不一定完全重合),它是控

制热带、副热带地区的大气活动中心,是组成大气环流的重要成员之一。它除了制约热带、副热

带天气,对中、高纬度地区天气也有重要影响。如出现在西北太平洋上的副热带高压(又称西太

平洋副高),其西端的脊常伸到我国沿海,夏季可伸入我国大陆,冬季在南海上空还形成独立的

南海高压,对我国及东亚的天气起到直接和重大影响。

本节主要介绍西北太平洋副高的基本特征。

图16-4 副热带高压天气分布特征

二、副热带高压的天气分布

副热带高压的天气分布如图16-4 所示。在高压内部一般辐散气流占优势,为下沉气流区,

特别是脊线附近下沉气流盛行,多晴朗少云天气,风力微弱,天气炎热。副高的北侧与盛行西风

带相邻,气旋和锋面活动频繁,上升运动强,再加上西部偏南气流带来丰沛的水汽,于是这些水

汽在副高北侧凝结,形成大范围的雨带,雨带通常位于副高脊线之北5～8 个纬距处,走向大致

和脊线平行。副高南侧为东风气流(信风),当无气旋性环流时,一般天气晴好,但当有东风波、

热带气旋等系统活动时,则会出现雷暴、大风、暴雨等恶劣天气。副高的东部因吹偏北向的冷气

流,且大洋东部存在着冷的涌升流,所以下层数百米高度内成为相对的冷空气层,大气层结稳

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定,大洋上有时会出现低的层云和雾;长期受其控制的一些陆地,因久旱无雨而变成沙漠。副高

西部的天气与东部差异很大,在副高西部是偏南暖气流,又是位于暖海流上空,低层大气层结

不稳定,多雷阵雨和大风。

三、副热带高压的活动规律

西太平洋副高的活动,表现为副高强度、位置、范围的季节性变化和非季节性变化。研究西

太平洋副高的变动,除可考察高压单体中心气压值和中心位置外,还常以500hP a 图上副高脊

线(闭合等压线或等高线的长轴)或588 位势什米等高线的位置来表示,有时也用588 线所包

围的面积变化来表示副高的增强和减弱。西太平洋副高多呈东西向扁长形状,除在盛夏偶有南

北狭长的形状外,一般脊线都呈西南西- 东北东走向。

1.季节性变化

副高的强度、位置、范围有明显的季节变化。冬季,副高强度弱,范围小,退居海上和低纬地

区;夏季则势力增强,范围扩大,控制了副热带地区的海洋和大陆。从春到夏,副高不断北进,入

秋以后又南退。

副高一年中北进与南退过程并不是匀速进行的,而表现为稳定少变、缓慢移动和跳跃三种

形式。一般北进持续时间较久,速度较缓慢,南退经历的时间短,速度快。如图16-5 所示,冬季

副高脊线在15°N 附近徘徊,随着季节的变暖,脊线开始缓慢北移,5 月底至6 月初,尤其是6

月中旬,出现第一次北跃,脊线突然北跃至20°N 以北,并稳定在20°～25°N 之间;到7 月上、中

旬,脊线再次北跳过25°N ,在25°～30°N 之间摆动;7 月底或8 月初,脊线跨越30°N 到达一年

中最北的位置。从9 月起,脊线开始南退,9 月上旬脊线回跳到25°N 附近,10 月上旬回跳到20°

N 以南地区,结束了为期1 年的季节性南北移动。一般在6 月至7 月副高跳跃性北进时,其强

度出现突然增强,9 月中旬以后出现突然减弱。

图16-5 110°～ 130°E 西太平洋副高脊位置随季节的纬度变化

2.非季节性变化

西太平洋副高在随季节作南、北移动的同时,还有较短时期的活动,即北进中可能有短暂

的南退,南退中可能出现短暂的北进,且北进常伴有西伸,南退常伴有东缩。如果将一个进退算

一个周期的话,则长的可达10 天以上,短的只有1～2 天,多数为6～7 天。一般称10～15 天的

周期为中周期,6～7 天的为短周期。副高的中短周期变化除内在原因外,还与周围天气系统的

活动有密切联系。

关于西太平洋副高长周期变化,因所采用的分析方法不同,所得结论颇有差异,故不作介绍。

四、副高活动对中国沿海天气的影响

1)副高季节性位移的影响

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副高季节性位移不仅与东亚不同纬度的季风进退有直接联系,而且影响我国东部雨带的

活动。当副高脊线位于20°N 以南时,雨带位于华南(27.5°N 以南地区),称为华南雨季(3～6

月)。2～4 月,副高脊线由18°N 以南的南海北部缓慢北进,则3～4 月华南雨量缓慢增长;5 月

上、中旬至6 月上旬,副高脊线位于18°～20°N ,华南沿海雨量陡增,6 月上旬达到最大,这段时

间一般称为华南前汛期。当6 月中旬左右,副高脊线北跃过20°N ,并稳定在20°～25°N 时,雨

带北移至长江中下游和日本一带,华南降水迅速减少,标志着华南前汛期结束、长江中下游梅

雨期(江淮梅雨季节)开始,梅雨期平均为20 天。7 月中旬前后,副高脊线第二次北跳,越过25°

N ,稳定在25°～30°N ,雨带北移到黄淮流域,称为黄淮雨季;长江中下游雨量迅速减少,梅雨结

束,开始被西太平洋副高所控制,天气炎热少雨,若副高强大,控制时间长,会造成严重干旱现

象。此时,华南又开始多受热带气旋的影响,进入第二个雨量集中时期,称为华南后汛期。从7

月底到8 月初,高压脊线进一步北越过30°N ,雨带移至华北、东北地区,华北雨季开始,黄淮地

区进入酷暑盛夏。9 月副高开始南撤,雨带亦随之南撤。副高脊线撤回25°N 以南后,长江流域

转入秋雨季节。脊线回到20°N 以南时,华南又多阴雨。

当副高的南北季节性移动出现异常时,往往会造成一些地区干旱,另一些地区洪涝的反常

天气。

春末夏初,当西太平洋副高脊显著加强时,若我国东部沿海地区有低压(槽)发展,构成“东

高西低”的形势,脊西部常可出现偏南大风。此外,副高西伸脊边缘控制我国沿海时,其西侧的

偏南气流将低纬暖湿空气输送到沿岸冷流水域时,常形成大范围的平流雾或平流低云。

副高对西北太平洋热带气旋移动路径的影响将在热带气旋一章中讨论。

2)副高短期活动的影响

西太平洋副高脊的短期东西进退对沿海天气也有很大的影响。副高脊西伸时,西部地区往

往为低压和槽控制,水汽较多,在高压脊西部气旋式风切变地区会产生热雷暴;随着脊的进一

步西伸,下沉气流逐渐加强,受其控制地区则出现晴热少云天气。当副高脊东缩时,西部常伴有

低槽东移,上升运动发展,若大气潮湿不稳定,常形成大范围的雷阵雨天气。