副热带高压——山东天气100%转hurricane82

副热带高压——山东天气100%转hurricane82在南北半球的副热带地区，经常维持着沿纬圈分布的不连续的高压带，这就是副热带高压带，由于海陆的影响，常断裂成若干个高压单体，这些单体统称为副热带高压。在北半球，它主要出现在太平洋、印度洋、大西洋和北非大陆上。出现在西北太平洋上的副热带高压称之为西太平洋高压，其西部的脊在夏季可伸入我国大陆。在这里，我们只讨论这一副高单体。副热带高压是制约大气环流变化的重要成员之一，是控制热带、副热带地区的、持久的、大型天气系统之一。它对西太平洋和东亚地区的天气变化有极其密切的关系，且是最直接地控制和影响台风活动的最主要的大型天气系统。太平洋副热带高压的概况多年观测事实表明，太平洋副热带高压是常年存在的，它是一个稳定而少动的暖性深厚系统。其强度和范围，冬夏都有很大不同，夏季，太平洋副热带高压特别强大，其范围几乎占整个北半球面积的l／5一l／4。冬季，强度减弱，范围也缩小很多。太平洋副热带高压多呈东西扁长形状副热带高压带吹什么风，中心有时有数个，有时只有一个。一般冬季多为两个中心，分别位于东、西太平洋。西太平洋副热带高压除在盛夏偶有南北狭长的形状外，一般长轴都呈西西南-东东北走向。

副热带高压脊呈西西南-东东北走向，在500毫巴以下各层都较一致，但其脊线的纬度位置随高度有很大变化。冬季，从地面向上，副热带高压脊轴线随高度向南倾斜，到300毫巴以后，转为向北倾斜；夏季，对流层中部以下，多向北倾斜，向上则约呈垂直，到较高层后又转为向南倾斜。但位于140E（海洋上）的副热带高压脊轴线在低层随高度仍然是向南倾斜的。这是因为海洋上的热源或最暖区位于副热带高压的南方，而大陆上的热源或最暖区却位于副热带高压的北方。因此在500毫巴以下的低层，海洋上副热带高压脊轴线随高度往南偏移，而大陆上则往北偏移。这显示了热力因子对副热带高压结构的影响。副热带高压脊的强度总的看来随高度是增强的。但由于海、陆之间存在着显著的温度差异，使500毫巴以上的情况就不大相同。夏季，大陆上及接近大陆的海面上温度较高，所以位于该地区上空的高压随高度迅速增强，而位于海洋上空的高压则不然，其在500毫巴以上各层表现得比大陆上的弱得多。至100毫巴上，太平洋副热带高压已主要位于沿海岸及大陆上空，与地面图比，形势完全改观。通常所说的太平洋副热带高压脊主要是指500毫巴及其以下的情况。在对流层内高压区基本上与高温区的分布是一致的。

每一个高压单体都有暖区配合，但它们的中心并不一定重合。在对流层顶和平流层的低层，高压区则与冷区相配合。太平洋副热带高压的结构太平洋副热带高压脊中一般较为干燥。在低层，最干区偏于脊的南部，且随高度向北偏移，到对流层中部时，最干区基本与脊线相重台。因此，在夏季，当副热带高压西伸进我国大陆时，往往会造成长时间的高温干旱天气。另外在副高的南、北两缘有湿区分布，主要湿舌从大陆高压脊的西南缘及西缘伸向高压的北部。太平洋热带高压脊线附近气压梯度较小，平均风速也较小，而其南北两侧的气压梯度较大，水平风速也较大。又因为太平洋副热带高压是随高度增强的暖性深厚系统，到一定高度上便形成急流。故其两侧的风速必然也随高度而增大，到一定高度上便形成急流。其北侧为西风急流，南侧为东风急流。当太平洋副热带高压脊作南、北移动时，西风急流与东风急流的位置、强度、高度都会发生很大的变化。在卫星云图上，副热带高压主要表现为无云区或少云区，无云区的边界一般较明显。副热带高压脊线一般位于北方锋面云带伸出来的枝状云的末端；或是在副高西部洋面上常有一条条呈反气旋曲率的积云线时，500毫巴副高脊线常位于积云线最大反气旋曲率北边l个纬度处。

副高脊线附近也常有太阳耀斑区存在。副高西部常有的一些呈反气旋性曲率的积云线，常可维持2-3天。当副热带高压强度减弱时，低层常有大范围的对流云发展，有时甚至可出现一些小尺度的气旋性涡旋云系(常出现在副高南侧东风气流里)。这些云系在天气图上常反映不出来，但其出现对副热带高压强度减弱有一定的预报意义。另外，当强冷锋入海后，冷锋云系的残余常可伸入到副热带高压内部，甚至越过副热带高压进入低纬度，这在春秋季节发生较多。西太平洋副热带高压的活动特点副高内的天气，由于盛行下沉气流，以晴朗、少云，微风、炎热为主。高压的西北部和北部边缘，因与西风带交界，受西风带锋面、气旋活动的影响，上升运动强烈，水汽也较丰富，多阴雨天气。高压南侧是东风气流，晴朗少云，低层湿度大、闷热。但当有台风、东风波等热带天气系统活动时，可能产生大范围暴雨带和中小尺度的雷阵雨及大风天气。高压东部受北来冷气流的影响，形成的逆温层低、是少云干燥的天气，长期受其控制的地区，因久早无雨，可能出现干旱，甚至变成沙漠气候。副高的强度、范围、位置和形状有着明显的季节和短期变化，虽然各个地区副高变化的程度有所不同。下面我们主要介绍西太平洋副高的活动特征。

西太平洋副高的位置有多年变化的表现。据分析，1880-1890年，副高中心偏向平均位置的东南；1900一1920年却偏向西北；1920一1930年又偏向东南，这种副高中心位置的变动，必然会引起东亚，甚至全球性的气候变化。西太平洋副高的季节性活动，具有明显的规律性，冬季时，西太平洋副高脊线一船位于15N附近，随着季节的转暖，脊线缓慢北移，到6月中、下旬，脊线迅速北跳，稳定于20一30N月上、中旬，脊线再次北跳，跃到25N以北地区，以后就摆动在25一30之间，七月底到8月初，脊线跨越30N，到达最北的位置。从9月起，脊线开始自北、向南退缩，9月上旬脊线第一次回跳到25N附近，10月上旬再次跳到20N以南地区，从此结束了一年为周期的季节性南、北移动。副高的这种季节性移动并不是匀速进行的，而表现出有时稳定少动，有时缓慢移动，有时突发跳跃的方式，而且北进持续的时间比较久，速度比较缓慢，而南退却经历的时间短、速度比较快，这是副高季节变动的一般规律，在个别年份，副高的活动可能有明显出入。西太平洋副高的北进、南退，同其他地区副高的南北移动大体是一致的，只是移动的幅度更大一些。西太平洋副高还有短期活动的变化，主要表现在北进中有短暂的南退，南退中有短暂的北进，而且北进常常同西伸相结合，南退与东退相结合。

这种短期变化持续的时间长短不一，如果以一个进退作为一个周期，则比较长的周期可达15天左右，短的仅2-3天。长周期活动和短周期活动往往同时出现，而且彼此相互联系、相互影响。西太平洋副高的短期变化，大多是副高周围的天气系统活动所引起的。例如，夏季青藏高压、华北高压东移并入西太平洋副高时，副高产生明显西伸，甚至北跳；而当台风移至西太平洋副高的西南边缘时。副高开始东退；台风沿副高西部边缘北移时，高压继续东退；当台风越过副高脊线进入西风带时，副高又开始西伸。西风带的短波槽脊活动，对西太平洋副高的短期变化的影响也很显著，当副高强大时，一般小槽、小脊只能改变副高的外形，而脊线位置变化不大。但发展强大的长波槽脊，对副高的影响就十分可观了。当有大槽东移时，能迫使副高压脊不断东退；当大槽 在东亚沿海加深时，沿海副高南退，海上副高因与槽前长波脊迭加而北伸。可见周围系统同 西太平洋副高是相互影响的，影响大小视周围系统与西太平洋副高的发展程度和相互对比关 系而异。 西太平洋副热带高压与中国天气的关系 西太平洋副高对我国天气的影响十分重要，夏半年更为突出，这种影响一方面表现在西 太平洋副高本身；另方面还表现在西太平洋副高与其周围天气系统间的相互作用。

在西太平 洋高压控制下的地区，有强烈的下沉逆温，使低层水汽难以成云致雨，造成晴空万里的稳定 天气，时间长久了可能出现大范围干旱。 副高是向我国大陆输送水汽的重要系统。我国降水的水汽来源，虽然主要依靠西南气流 从印度洋输送来，而太平洋副高的位置、强度和活动，不仅对西南气流的水汽输送有关，而 且还影响着它南侧的东南季风从太平洋向大陆输送来的水汽。同时，西太平洋副高的北侧是 沿副高北上的暖湿空气与中纬度南下的冷空气相交绥的地带，往往形成大范围的阴雨天气， 是我国大陆地区的重要降水带。因而我国降水带的南北移动同西太平洋副高的季节活动相一 致，通常降雨带位于副高脊线以北约5-8 个纬度。每年2-4 月，副高脊线稳定在18-20N 时，我国华南地区出现连续低温阴雨天气。6月副高脊线北跳越过20N，稳定在20 一25N 间，降水带位于长江下游和日本一带，正是梅雨季节开始的时期。由于每年副高的势力强弱 不同，北进快慢有别，梅雨期的长短和入梅、出梅的早晚都有很大差异。梅雨可以出现在5 -7 月间的各个时段。出现在5 月的梅雨称为早梅雨出现在6-7 月的梅雨称正常梅雨。一般 月中旬前后入梅，7月上旬出梅，梅雨期平均约20 天。

造成梅雨期连续降雨过程的天 气系统，主要是准静止锋、切变线和西南低涡。这些系统在长江中下游地区的连续出现或缓 移、停滞，都能造成大面积的洪涝。到7 月份，副高脊线再次北跳，降雨带从长江流域推移 到黄淮流域。长江中、下游的梅雨结束，开始被西太平洋副高所控制，天气变得炎热少雨。 如果副高强大，控制时间长久，将造成严重干旱现象。从7 月底到8 月初，高压脊线进一 步越过30N，雨带也北移至华北、东北地带。9 月上旬，高压脊线开始向南回跳，雨带也 自北南移。 上述情况仅仅是西太平洋副高活动对我国天气影响的一般规律。实际上，副高的南、北 季节性移动经常出现异常，造成一些地区干旱；另一些地区水涝的反常天气。例如，1956 年西太平洋高压脊第一次北跳偏早，第二次北跳偏晚，这一年梅雨很盛，长江中下游流域雨 量过多。1954 年副高比较久地稳定在20 一25N 间，长江流域梅雨持续时间达两个月之久， 结果造成江淮地区几十年罕见的大水。1958 年副高脊线第一次北跳偏晚，第二次北跳偏早， 形成了这一年空梅，造成了干旱。 副高的预报：1、根据西风带环流预报副高：夏季副热带地区平均为6~7 个长波，平均波长为50~60 经度。

如果偏离这个波数和波长，则环流为不稳定形势，大环流会自动进行调整，调整到波数趋于平均数。稳定形势下，长波脊与副高脊重叠，因此环流势的调整必然带来副高脊的东 进西退和强度变化副热带高压带吹什么风，如巴尔克湖附近有低槽发展南伸时，在其下游平均半个波长的110 处，有高压脊形成，此时有利于副高西伸北跳；反之，巴尔克什湖地区有脊生成发展，其下游半个平均波长处的110 篘有低槽生成，此时副高将南退东撤到140 篘以东的太平洋上。 这样一次调整，一般3~5 天完成。 当鄂霍茨克海地区有低槽发展加深，副高西侧又有小槽东移时，副高将减弱南退，鄂霍茨克 海高压南下并入副高时，则将加强北推。 当振幅较大的西风槽，槽线为南北向或东北~西南向的槽，东移靠近副高时，若低槽强度变 化不大或发展时，将造成副高南撤东退；若低槽减弱，因槽南端有正变迁高，将造成副高西 伸；槽线为东~西向的槽，靠近副高时，则有利副高西伸（见图）。而西风脊靠近副高脊时 将造成副高西伸北进。西太平洋副高这样一次进退循环过程，一般要5~6 天才能完成。 2、利用大陆高压的活动预报副高进退：夏季（尤其是月）华北地区经常有暖性高压存在， 当华北暖高并入副高时，副高脊大大向北推进，副高脊线也由原耒东西向较为南北向，甚至 在较高纬度出现合高压中心。

夏季，****高原500 百帕，经常有分裂暖性高压中心出现，盛夏之前青藏高压位置比西太 平洋副高位置偏北，暖高从高原东移入海时，并入副高时，可造成副高明显北进，盛夏以后， 青藏高压位置比西太平洋副高位置偏南，青藏高压东移入海并入副高可使副高脊明显西伸。 这种暖平流造成的十H 一般有3~6 个位势什米就可使副产生西伸北跳。 秋季和初夏冷高东移靠近副高，开始由于冷高前部冷平流的作用副高东撤，冷高变性后并入 副高，副高将西伸北跳。西风带高压造成的正变高，一般需6~9 个位势什米才能引起副高 3、利用台风的位置和移动预报副高的变化：台风（热带风暴）在副高南侧的偏东气流引导下西行，台风移至副高西南侧时，副高开始东退，台风北上时，副高继续东退，台风越过副 高脊线后，副高在台风南侧西伸；副高较弱时台风可穿越副高脊，使其断裂；副高较强时， 台风在其南侧偏东气流引导下，稳定西行，台风西行，副脊也西伸。 4、副高是个深厚系统可以利用对流层上部的形势及变化预报500 百帕副高：100 百帕青藏 高压中心移出高原，在里海和我国东部110N 附近有高中心建立时，500 百帕副热带高压 有一次西伸北跳过程；当100 百帕青藏高中心从高原东部跳回高原，或高中心稳定在高原 上时，500 百帕副高将减弱东移南退； 副高西伸（东退）时，200（或是300）百帕，正（负）变高的出现要比500 百帕早，强度 也比500 百帕大；副高西进、东退时，对流层顶的升降也比500 百帕上正负变高出现要早； 四月份100 百帕平均图上副高中心位于日本南海上时，对应八月份副高比正常年份强；当 四月份100 百帕平均图上副高中心位于我国东海上时，对应八月份500 正常年份偏弱。

当活动在我国大陆的100 百帕副高较常年平均位置偏北时，则500 百帕副高稳定且位置偏 北；若100 百帕上副高较常年偏东偏南，则500 经验统计：副热带高压的北跳往往先从东部开始，150 副高西部出现较大十ΔH24时，则北高压加强西，若副高西侧出现较大负 ΔH24 时，则副高减弱东退； 在700 百帕或500 百帕上，副高北侧西南风加强，且范围扩大，则未耒副高加强西伸。 若减弱，则副高往往东撤。 副高脊内碧空少云区扩大并北移，预示着副高加强北跳。若碧空少云缩小南退，则副高减 当暖中心出现在副高中心南侧时预示副高要南退。当副高北跳到偏离平均脊线位置较远的地方时，即使没有西耒槽的发展，副高也会减弱南 在500百帕和700 百帕上，高脊向十ΔT24 区伸展，副高中心向十ΔT24 中心移动。若高 压内温度少变，则副高稳定；若副高脊内有明显正变温，则副高原地加强；若副高脊内有明 显的负变迁温，则副高原地减弱。 副高北侧的锋区中有加压（减压）时，副高脊将北上（南下）。 当西风带有负（正）涡度平流往副高输送时，副高加强、扩展（减弱）。 海温变异与副高强度、位置、季节跳跃有很大的关系。当赤道海面增温时，副高加强。降 温时则减弱。一般副高的活动滞后海温变化1~2 个季度。3 月份在30~45N，160~1 80N 加热场气温为正（负）值的年份，对应5 月份在160~180E 月在西太平洋10~15N，加热场强（弱）的年份，对应5 月份在120~140E 副高位置偏北（南）。