海洋气象学之气 压

海洋气象学之气压

气压的高低及其变化趋势,与天气状况及其未来变化关系十分密切。众所周知,气压高,一

般天气晴好;气压降低时,天气往往变坏,可能出现阴雨、大风等坏天气;气压开始升高,又意味

着天气转好。气压形势的分析和预报,是制作天气预报的基础。

第一节 气压的定义、单位及时空变化

一、气压的定义和单位

大气是有重量的。在重力方向上,单位截面上大气柱的重量称为大气压强(A tm ospheric

P ressure),简称气压。

在标准情况下,即气温为0℃、纬度45℃的海平面上,760m m 水银柱高的大气压称为标准

大气压,可表示为:p 0= 760m m H g。

在国际单位制中,气象上规定采用“百帕”(h P a)作为气压的单位。经过计算,标准大气压

的值为1013.25hP a,即有:

p 0= 760m m H g= 1013.25h P a

显然,hP a 和m m H g 两单位之间有如下关系:

1h P a=

3

4 m m H g 或 1m m H g=

4

3 hP a (3-1)

现在,国际上有些国家仍然继续使用“毫巴”(m b )作为气压的单位。1m b= 1hP a,两者完全

相等。

二、气压随高度的变化

根据气压的定义可知,空间任意高度上的气压值,应该等于从该高度起直至大气上界为止

单位截面积上垂直空气柱的重量。如图3-1 中Z 处,由于Z 处以上的气柱比地面变短,大气柱

14

重量减少,Z 处气压p 小于地面气压。所以,气压总是随着高度的升高而减小。又因空气密度

随高度升高而迅速减小,造成气压随高度升高而减小的速度很快。表3-1 是气压随高度变化的

一些典型数据。由表3-1 可见,大约在5.5km 高度处,气压值约为地面气压的1/ 2,到16km 高

度处,已减少到约为地面气压的1/ 10,到31km 高空处仅为地面气压的1/ 100 了。

气压随高度的变化表3-1

高度(km ) 0 1.5 3 5.5 9 12 16 20.5 24 31 36 48 气压(hP a) 1 000 850 700 500 300 200 100 50 30 10 5 1 1.大气静力方程

通常采用此方程讨论气压随高度变化的定量关系。

假定大气处于静力平衡状态,即在垂直方向上所受到的力达到平衡。如图3-2 所示,在截

面积为ΔS 的垂直大气柱中,取一高度为ΔZ 的薄层,当ΔZ 很小时,其中的大气密度ρ可视为

不随高度改变。因假定气柱是处于静力平衡状态,故有该小气层上下底面的压力差F 1- F 2=

p 1·ΔS - p 2·ΔS 与气层重量W= ρgΔZ·ΔS 相等,即:

(p 1- p 2)·ΔS= ρg (Z2- Z1)·ΔS

- (p 2- p 1)= ρg (Z2- Z1)

即Δp = - ρg ΔZ (3-2)

或

Δp

ΔZ= - ρg (3-2)′

式(3-2)或(3-2)′称为大气静力方程。式中右边“负号”表示当ΔZ> 0 时,有Δp < 0,即高度

增加时,气压是下降的。根据大气静力方程可得到如下结论:

图3-1 气压的确定图3-2 气层的静力平衡

1)当ΔZ> 0 时,Δp < 0,即气压随高度的升高而递减;

2)任一单位截面积的微小气层,上下界的气压差等于该气层空气的重量,如式(3-2)所示。

3)式(3-2)′中,

Δp

ΔZ称为单位高度气压差,即在垂直气柱中,每改变单位高度时,对应的气

压改变量。一般情况下,g 可看作常数,那么,随着高度的升高气压递减的速度仅取决于空气的

密度。且与密度成正比。低空空气密度大,越往高空密度越小,所以单位高度气压差低空大,往

高空减小。

经计算得出:在近地面层,高度每升高10m ,气压的降低值约为1.3hP a;在0～ 1000m 的

低层大气中,每上升100m ,气压约降低12hP a 以上;在2～3km 高度,每上升100m ,下降不到

15

10h P a; 到4 ～ 5km 高度,每上升100m ,下降约7hP a;在9～ 10km 高空,每上升100m , 只降

5hP a 左右。

2.单位气压高度差

在垂直气柱中,每改变单位气压时(1h P a),对应的高度改变量,称为单位气压高度差。可

由静力方程式(3-2)得出单位气压高度差的表达式为:

h=

ΔZ

Δp

=

1

ρg

(3-3)

上式表明,单位气压高度差h 的大小主要随空气密度ρ的改变而改变,且与ρ成反比。在

低空,空气密度ρ大,要使气压降低1hP a,只需上升较小的高度,即h 值小;随着高度的升高,

空气密度ρ减小,气压每降低1h P a,所需上升的高度也就越来越大,即h 值越来越增大。可见,

h 的大小表示气压随高度变化的快慢。

在水平方向上,温度是影响空气密度ρ的主要因素。在暖区,气温高,空气密度ρ小,h 值

大;在冷区,气温低,空气密度ρ大,h 值小。所以,水平方向上单位气压高度差h 的大小主要受

气温的影响,暖区要大于冷区。

三、气压随时间的变化

气压随时间的变化有周期性变化和非周期性变化两种,这里主要介绍地面气压周期性的

日变化和年变化。

1.气压的日变化

地面气压一天中有两个峰值和两个谷值,峰值分别在10 时和22 时,其中10 时为最高,22

时为次高;谷值分别在4 时和16 时,其中16 时为最低,4 时为次低。日变化呈现两个大致对称

的半日波,每12 小时为一个周期。每天的最高值与最低值之差,称为气压日较差。

气压日较差的大小随纬度变化:在低纬地区最大,可达3～ 5hP a;中纬地区, 日较差小于

1hP a,又因经常受到高低气压系统的影响,致使气压的日变化不甚明显。中高纬地区只有在稳

定的天气形势下,才能记录到完整的日变化。

2.气压的年变化

根据气压的月平均值资料,发现气压具有年变化周期,而且随下垫面性质的不同,主要可

区分两种类型:

1)大陆型:一年中气压最高值出现在冬季,最低值出现在夏季,气压年较差大。例如北京的

气压年较差可达26hP a 之多。

2)海洋型:一年中气压最高值出现在夏季,最低值出现在冬季,气压年较差比大陆小。

气压年变化出现上述两种类型主要是海陆热力性质差异而造成的。冬季同纬度相比,海洋

上气温高于陆地,海洋上空气膨胀上升,陆地上空气冷却下沉,上空空气自海洋流向陆地,因而

陆地上单位截面大气柱的质量增加,气压高;而海洋上单位截面大气柱质量减少,气压低。夏季

则相反,同纬度相比海洋上气温低于陆地,所以形成海洋上气压高、陆地气压低的情况。

气压的年较差随纬度的增高而增大,在中高纬地区气压年较差最为显著。

此外,气压存在着非周期性变化。例如,冬季强冷空气南下时,它所经之地气压明显升高;

夏季有台风来临时,气压明显下降等。说明气压的非周期性变化与冷、暖空气及气压系统的活

动直接相关。气压的非周期变化的幅度也远大于周期性日变化幅度。一般在天气转坏时,正常

的日变化规律便遭到破坏。

16

第二节 海平面气压场的基本型式

某一时刻,气压的空间分布称为气压场。海平面上的气压分布称为海平面气压场,它反映了海

平面附近的气压形势。船舶所接收的传真地面天气图,就是海平面的气压形势图,图上绘有等压线,

用等压线来反映海平面气压分布的特征。为便于理解,首先介绍等压面和等压线的概念。

一、空间等压面和等压线

空间由气压相等的点所组成的曲面称为等压面(Isobaric Surface)。因为气压是随时、随

图3-3 空间等压面和海平面等压线

地、随高度变化的, 故可以想象, 空间等压面

是类似于地形起伏不平的曲面,而且空间等

压面的数值是近地面大、随着高度的升高而

减小。取一组贴近地面的空间等压面, 并沿

MN 线作等压面的垂直剖面图,如图3-3a)所

示。由图可见该组等压面的空间分布特征是:

等压面的右边向上凸起,左边向下凹。然后用

海平面去截该组等压面, 如图3-3b )所示, 在

海平面上得到一组截线, 每条截线上各点的

气压值相等, 称为海平面上的等压线

(Isobar)。右边是一组等压线的高值区,表示

这里是高压区,它所对应的空间等压面向上

凸起;左边是一组等压线的低值区,表示这里

是低压区,它对应的空间等压面向下凹。可

见,海平面上等压线的分布清楚地反映了海

平面附近空间气压场的分布情况。船舶接收的传真地面天气图,就是海平面气压形势图,它是

海拔高度为零的等高面图。

二、海平面气压场的基本型式

由于气压场的分布是复杂多变的,所以等压线的形状及组合也是多样的,主要有以下几种

型式,如图3-4 所示。

1.低气压(L ow pressure;D epression)

由闭合等压线构成的中心气压比周围低的区域称为低气压,简称低压。其空间等压面的形

状向下凹陷,如盆地,见图3-4a)。

2.低压槽(T rough )

由低压向外延伸出来的狭长区域,或一组未闭合的等压线向气压较高的一方凸出的部分

称为低压槽,简称槽。在低压槽中,各条等压线曲率最大处的连线,称为槽线(T rough L ine),见

图3-4c)。

3.高气压(H igh P ressure)

由闭合等压线构成的中心气压比周围高的区域称为高气压,简称高压。其空间等压面向上

凸起,形如山丘,见图3-4b)。

17

图3-4 海平面气压场的基本型式

4.高压脊(R idge)

由高压向外延伸出来的狭长区域,或一组

未闭合的等压线向气压较低一方凸起的部分

称为高压脊,简称脊。在高压脊中,各条等压线

曲率最大处的连线,称为脊线(R idge L ine),见

图3-4d)。

5.鞍型区(C ol)

相对并相邻的两高压和两低压组成的中

间区域称为鞍型区,简称鞍。其空间等压面的

形状类似马鞍,见图3-4e)。鞍型区内气压分布

较均匀,又有匀压区之称,其主要天气特征是

风小。

上述几种气压场的基本型式,统称为气压

系统(P ressure System s)。各个气压系统都具

有自己特有的结构和运动情况,因而所伴生的

天气也不同。掌握气压场的分布和变化是制作

天气预报的基础。

第三节 气压系统随高度的变化

任何气压系统都具有三度空间结构。由对静力平衡方程的讨论可知,气压系统随高度的变

化与它和温度场的配置密切相关。地面上的高、低气压系统随高度的升高其强度是加强或是减

弱,主要取决于气压场和温度场的配置情况。

图3-5 温、压场对称的气压系统的垂直结构

一、温压场对称的系统

所谓温压场对称是指系统的温度场与气压场相重合(即温度场的冷、暖中心同气压场的

高、低压中心相重合),称这样的气压系统是温压场对称的系统。这类系统中又可分为以下几种

情况:

1.暖高压

当温度场的暖中心与高压中心重合时,称为暖高压。暖高压中心部位温度高于四周,密度

相对要小。根据静力平衡方程可知,中心部位的单位气压高度差大于四周,即两等压面间的厚

度大于周围。因此,随着高度的升高,中心部位的等压面越来越向上凸起,如图3-5a)所示。这

18

表明暖高压不仅可以伸展到很高的高度,而且随着高度的升高其强度加强,故暖高压属于深厚

系统。像副热带高压、阻塞高压都属于深厚暖性高压系统。

2.冷低压

当温度场的冷中心与低压中心重合时,称为冷低压。冷低压中心部位温度低于四周,则两

等压面间厚度小于四周。因此随着高度的升高,等压面越来越向下凹陷,如图3-5d)所示。表明

冷低压也是深厚系统。如高空冷涡就属于此类系统。

3.冷高压

当温度场的冷中心与高压中心重合时,称为冷高压。冷高压中心部位是冷区,故两等压面

间的厚度中心较薄,而四周较厚,空间等压面变得越来越平,致使冷高压的强度随高度升高而

明显减弱,到一定高度后可转变为低压,如图3-5b )所示。表明冷高压属于浅薄系统。如冬季北

方西伯利亚冷高压就具此结构。

4.热低压

当温度场的暖中心与低压中心重合时,称为热低压。同理可知,该系统的强度随高度的增

加而减弱,到一定高度后,低压消失,甚至转化为高压,如图3-5c)所示。热低压属于浅薄系统。

但应注意,热带风暴等级以上的热带气旋,虽属暖性低压,由于其强度强,通常到300hP a 高度

以上才转变成高压,所以它是深厚系统而不是浅薄系统。

以上温压场对称的系统其中心轴线(各高度上系统中心的联线)在空间是垂直的,如图3-

5 中虚线所示。

二、温压场不对称的系统

当地面的高、低压系统中心同温度的冷、暖中心配置不重合时,气压系统的垂直结构就会

出现不对称性。图3-6a)、b)是温压场不对称的高、低压系统的垂直剖面图。高气压中,如图3-

图3-6 温、压场不对称的气压系统的垂直结构

6a)所示,暖区一侧的气压随高度降低比冷区一侧

慢,所以随着高度的升高,高压中心向暖中心靠近,

致使高压中心轴线随高度升高向暖区倾斜;同理可

知,随着高度的升高,低压中心轴线向冷区一侧倾

斜,如图3-6b)所示。在北半球的中高纬度地区,不

对称的低压总是东暖西冷;不对称的高压总是东冷

西暖。因而,不对称的高、低压中心轴线通常都是随高度升高向西倾斜。北半球中高纬度,冷空

气一般从西北方向移来,所以低压中心轴线常向西北方向倾斜;而高压的西南部比较暖,其中

心轴线便向西南方向倾斜。

大气中的温压场配置,有时可能是对称的,但更多情况下是不对称的。因而气压系统的中

心轴线大多是倾斜的。

海洋气象学之气压

气压的高低及其变化趋势,与天气状况及其未来变化关系十分密切。众所周知,气压高,一

般天气晴好;气压降低时,天气往往变坏,可能出现阴雨、大风等坏天气;气压开始升高,又意味

着天气转好。气压形势的分析和预报,是制作天气预报的基础。

第一节 气压的定义、单位及时空变化

一、气压的定义和单位

大气是有重量的。在重力方向上,单位截面上大气柱的重量称为大气压强(A tm ospheric

P ressure),简称气压。

在标准情况下,即气温为0℃、纬度45℃的海平面上,760m m 水银柱高的大气压称为标准

大气压,可表示为:p 0= 760m m H g。

在国际单位制中,气象上规定采用“百帕”(h P a)作为气压的单位。经过计算,标准大气压

的值为1013.25hP a,即有:

p 0= 760m m H g= 1013.25h P a

显然,hP a 和m m H g 两单位之间有如下关系:

1h P a=

3

4 m m H g 或 1m m H g=

4

3 hP a (3-1)

现在,国际上有些国家仍然继续使用“毫巴”(m b )作为气压的单位。1m b= 1hP a,两者完全

相等。

二、气压随高度的变化

根据气压的定义可知,空间任意高度上的气压值,应该等于从该高度起直至大气上界为止

单位截面积上垂直空气柱的重量。如图3-1 中Z 处,由于Z 处以上的气柱比地面变短,大气柱

14

重量减少,Z 处气压p 小于地面气压。所以,气压总是随着高度的升高而减小。又因空气密度

随高度升高而迅速减小,造成气压随高度升高而减小的速度很快。表3-1 是气压随高度变化的

一些典型数据。由表3-1 可见,大约在5.5km 高度处,气压值约为地面气压的1/ 2,到16km 高

度处,已减少到约为地面气压的1/ 10,到31km 高空处仅为地面气压的1/ 100 了。

气压随高度的变化表3-1

高度(km ) 0 1.5 3 5.5 9 12 16 20.5 24 31 36 48 气压(hP a) 1 000 850 700 500 300 200 100 50 30 10 5 1 1.大气静力方程

通常采用此方程讨论气压随高度变化的定量关系。

假定大气处于静力平衡状态,即在垂直方向上所受到的力达到平衡。如图3-2 所示,在截

面积为ΔS 的垂直大气柱中,取一高度为ΔZ 的薄层,当ΔZ 很小时,其中的大气密度ρ可视为

不随高度改变。因假定气柱是处于静力平衡状态,故有该小气层上下底面的压力差F 1- F 2=

p 1·ΔS - p 2·ΔS 与气层重量W= ρgΔZ·ΔS 相等,即:

(p 1- p 2)·ΔS= ρg (Z2- Z1)·ΔS

- (p 2- p 1)= ρg (Z2- Z1)

即Δp = - ρg ΔZ (3-2)

或

Δp

ΔZ= - ρg (3-2)′

式(3-2)或(3-2)′称为大气静力方程。式中右边“负号”表示当ΔZ> 0 时,有Δp < 0,即高度

增加时,气压是下降的。根据大气静力方程可得到如下结论:

图3-1 气压的确定图3-2 气层的静力平衡

1)当ΔZ> 0 时,Δp < 0,即气压随高度的升高而递减;

2)任一单位截面积的微小气层,上下界的气压差等于该气层空气的重量,如式(3-2)所示。

3)式(3-2)′中,

Δp

ΔZ称为单位高度气压差,即在垂直气柱中,每改变单位高度时,对应的气

压改变量。一般情况下,g 可看作常数,那么,随着高度的升高气压递减的速度仅取决于空气的

密度。且与密度成正比。低空空气密度大,越往高空密度越小,所以单位高度气压差低空大,往

高空减小。

经计算得出:在近地面层,高度每升高10m ,气压的降低值约为1.3hP a;在0～ 1000m 的

低层大气中,每上升100m ,气压约降低12hP a 以上;在2～3km 高度,每上升100m ,下降不到

15

10h P a; 到4 ～ 5km 高度,每上升100m ,下降约7hP a;在9～ 10km 高空,每上升100m , 只降

5hP a 左右。

2.单位气压高度差

在垂直气柱中,每改变单位气压时(1h P a),对应的高度改变量,称为单位气压高度差。可

由静力方程式(3-2)得出单位气压高度差的表达式为:

h=

ΔZ

Δp

=

1

ρg

(3-3)

上式表明,单位气压高度差h 的大小主要随空气密度ρ的改变而改变,且与ρ成反比。在

低空,空气密度ρ大,要使气压降低1hP a,只需上升较小的高度,即h 值小;随着高度的升高,

空气密度ρ减小,气压每降低1h P a,所需上升的高度也就越来越大,即h 值越来越增大。可见,

h 的大小表示气压随高度变化的快慢。

在水平方向上,温度是影响空气密度ρ的主要因素。在暖区,气温高,空气密度ρ小,h 值

大;在冷区,气温低,空气密度ρ大,h 值小。所以,水平方向上单位气压高度差h 的大小主要受

气温的影响,暖区要大于冷区。

三、气压随时间的变化

气压随时间的变化有周期性变化和非周期性变化两种,这里主要介绍地面气压周期性的

日变化和年变化。

1.气压的日变化

地面气压一天中有两个峰值和两个谷值,峰值分别在10 时和22 时,其中10 时为最高,22

时为次高;谷值分别在4 时和16 时,其中16 时为最低,4 时为次低。日变化呈现两个大致对称

的半日波,每12 小时为一个周期。每天的最高值与最低值之差,称为气压日较差。

气压日较差的大小随纬度变化:在低纬地区最大,可达3～ 5hP a;中纬地区, 日较差小于

1hP a,又因经常受到高低气压系统的影响,致使气压的日变化不甚明显。中高纬地区只有在稳

定的天气形势下,才能记录到完整的日变化。

2.气压的年变化

根据气压的月平均值资料,发现气压具有年变化周期,而且随下垫面性质的不同,主要可

区分两种类型:

1)大陆型:一年中气压最高值出现在冬季,最低值出现在夏季,气压年较差大。例如北京的

气压年较差可达26hP a 之多。

2)海洋型:一年中气压最高值出现在夏季,最低值出现在冬季,气压年较差比大陆小。

气压年变化出现上述两种类型主要是海陆热力性质差异而造成的。冬季同纬度相比,海洋

上气温高于陆地,海洋上空气膨胀上升,陆地上空气冷却下沉,上空空气自海洋流向陆地,因而

陆地上单位截面大气柱的质量增加,气压高;而海洋上单位截面大气柱质量减少,气压低。夏季

则相反,同纬度相比海洋上气温低于陆地,所以形成海洋上气压高、陆地气压低的情况。

气压的年较差随纬度的增高而增大,在中高纬地区气压年较差最为显著。

此外,气压存在着非周期性变化。例如,冬季强冷空气南下时,它所经之地气压明显升高;

夏季有台风来临时,气压明显下降等。说明气压的非周期性变化与冷、暖空气及气压系统的活

动直接相关。气压的非周期变化的幅度也远大于周期性日变化幅度。一般在天气转坏时,正常

的日变化规律便遭到破坏。

16

第二节 海平面气压场的基本型式

某一时刻,气压的空间分布称为气压场。海平面上的气压分布称为海平面气压场,它反映了海

平面附近的气压形势。船舶所接收的传真地面天气图,就是海平面的气压形势图,图上绘有等压线,

用等压线来反映海平面气压分布的特征。为便于理解,首先介绍等压面和等压线的概念。

一、空间等压面和等压线

空间由气压相等的点所组成的曲面称为等压面(Isobaric Surface)。因为气压是随时、随

图3-3 空间等压面和海平面等压线

地、随高度变化的, 故可以想象, 空间等压面

是类似于地形起伏不平的曲面,而且空间等

压面的数值是近地面大、随着高度的升高而

减小。取一组贴近地面的空间等压面, 并沿

MN 线作等压面的垂直剖面图,如图3-3a)所

示。由图可见该组等压面的空间分布特征是:

等压面的右边向上凸起,左边向下凹。然后用

海平面去截该组等压面, 如图3-3b )所示, 在

海平面上得到一组截线, 每条截线上各点的

气压值相等, 称为海平面上的等压线

(Isobar)。右边是一组等压线的高值区,表示

这里是高压区,它所对应的空间等压面向上

凸起;左边是一组等压线的低值区,表示这里

是低压区,它对应的空间等压面向下凹。可

见,海平面上等压线的分布清楚地反映了海

平面附近空间气压场的分布情况。船舶接收的传真地面天气图,就是海平面气压形势图,它是

海拔高度为零的等高面图。

二、海平面气压场的基本型式

由于气压场的分布是复杂多变的,所以等压线的形状及组合也是多样的,主要有以下几种

型式,如图3-4 所示。

1.低气压(L ow pressure;D epression)

由闭合等压线构成的中心气压比周围低的区域称为低气压,简称低压。其空间等压面的形

状向下凹陷,如盆地,见图3-4a)。

2.低压槽(T rough )

由低压向外延伸出来的狭长区域,或一组未闭合的等压线向气压较高的一方凸出的部分

称为低压槽,简称槽。在低压槽中,各条等压线曲率最大处的连线,称为槽线(T rough L ine),见

图3-4c)。

3.高气压(H igh P ressure)

由闭合等压线构成的中心气压比周围高的区域称为高气压,简称高压。其空间等压面向上

凸起,形如山丘,见图3-4b)。

17

图3-4 海平面气压场的基本型式

4.高压脊(R idge)

由高压向外延伸出来的狭长区域,或一组

未闭合的等压线向气压较低一方凸起的部分

称为高压脊,简称脊。在高压脊中,各条等压线

曲率最大处的连线,称为脊线(R idge L ine),见

图3-4d)。

5.鞍型区(C ol)

相对并相邻的两高压和两低压组成的中

间区域称为鞍型区,简称鞍。其空间等压面的

形状类似马鞍,见图3-4e)。鞍型区内气压分布

较均匀,又有匀压区之称,其主要天气特征是

风小。

上述几种气压场的基本型式,统称为气压

系统(P ressure System s)。各个气压系统都具

有自己特有的结构和运动情况,因而所伴生的

天气也不同。掌握气压场的分布和变化是制作

天气预报的基础。

第三节 气压系统随高度的变化

任何气压系统都具有三度空间结构。由对静力平衡方程的讨论可知,气压系统随高度的变

化与它和温度场的配置密切相关。地面上的高、低气压系统随高度的升高其强度是加强或是减

弱,主要取决于气压场和温度场的配置情况。

图3-5 温、压场对称的气压系统的垂直结构

一、温压场对称的系统

所谓温压场对称是指系统的温度场与气压场相重合(即温度场的冷、暖中心同气压场的

高、低压中心相重合),称这样的气压系统是温压场对称的系统。这类系统中又可分为以下几种

情况:

1.暖高压

当温度场的暖中心与高压中心重合时,称为暖高压。暖高压中心部位温度高于四周,密度

相对要小。根据静力平衡方程可知,中心部位的单位气压高度差大于四周,即两等压面间的厚

度大于周围。因此,随着高度的升高,中心部位的等压面越来越向上凸起,如图3-5a)所示。这

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表明暖高压不仅可以伸展到很高的高度,而且随着高度的升高其强度加强,故暖高压属于深厚

系统。像副热带高压、阻塞高压都属于深厚暖性高压系统。

2.冷低压

当温度场的冷中心与低压中心重合时,称为冷低压。冷低压中心部位温度低于四周,则两

等压面间厚度小于四周。因此随着高度的升高,等压面越来越向下凹陷,如图3-5d)所示。表明

冷低压也是深厚系统。如高空冷涡就属于此类系统。

3.冷高压

当温度场的冷中心与高压中心重合时,称为冷高压。冷高压中心部位是冷区,故两等压面

间的厚度中心较薄,而四周较厚,空间等压面变得越来越平,致使冷高压的强度随高度升高而

明显减弱,到一定高度后可转变为低压,如图3-5b )所示。表明冷高压属于浅薄系统。如冬季北

方西伯利亚冷高压就具此结构。

4.热低压

当温度场的暖中心与低压中心重合时,称为热低压。同理可知,该系统的强度随高度的增

加而减弱,到一定高度后,低压消失,甚至转化为高压,如图3-5c)所示。热低压属于浅薄系统。

但应注意,热带风暴等级以上的热带气旋,虽属暖性低压,由于其强度强,通常到300hP a 高度

以上才转变成高压,所以它是深厚系统而不是浅薄系统。

以上温压场对称的系统其中心轴线(各高度上系统中心的联线)在空间是垂直的,如图3-

5 中虚线所示。

二、温压场不对称的系统

当地面的高、低压系统中心同温度的冷、暖中心配置不重合时,气压系统的垂直结构就会

出现不对称性。图3-6a)、b)是温压场不对称的高、低压系统的垂直剖面图。高气压中,如图3-

图3-6 温、压场不对称的气压系统的垂直结构

6a)所示,暖区一侧的气压随高度降低比冷区一侧

慢,所以随着高度的升高,高压中心向暖中心靠近,

致使高压中心轴线随高度升高向暖区倾斜;同理可

知,随着高度的升高,低压中心轴线向冷区一侧倾

斜,如图3-6b)所示。在北半球的中高纬度地区,不

对称的低压总是东暖西冷;不对称的高压总是东冷

西暖。因而,不对称的高、低压中心轴线通常都是随高度升高向西倾斜。北半球中高纬度,冷空

气一般从西北方向移来,所以低压中心轴线常向西北方向倾斜;而高压的西南部比较暖,其中

心轴线便向西南方向倾斜。

大气中的温压场配置,有时可能是对称的,但更多情况下是不对称的。因而气压系统的中

心轴线大多是倾斜的。