澳大利亚冷高压

澳大利亚冷高压是指发生在澳大利亚的冷高压天气。冷高压爆发的越赤道气流会引起北半球夏季低纬季风环流系统的变化，从而进一步对我国北方降水产生影响。

概念按照静力学关系，冷高压的强度随高度减弱，到高空则转为冷低压。所以，它是一种比较浅薄的天气系统，平均厚度不超过3km。冷高压常在高空槽的后下方，由于槽后的质量辐合，可使其下面的高压得以维持和加强，并受高空气流的引导而移动。在槽后西北气流的引导下，使整个高压系统南下，或分裂成几个高压而南下，其中强的高压南下可形成一次寒潮过程。

澳大利亚冷高压对赤道辐合带形成的影响西太平洋及南海是北半球赤道辐合带比较活跃的地区之一，而辐合带是产生热带风暴的环流背景场。从时间上看，热带风暴主要发生在7—10月，这是因为在这段时间里，辐合带主要稳定在10°N以北这个有利于生成热带风暴的位置。关于这段时间辐合带的研究，已有不少人做过工作，而对于过渡季节(6—7月，下同)辐合带的研究尚较少。虽然在此期间辐合带出现的次数较少，其平均位置也较南，不利热带风暴的生成，但其年际变化十分显著，有些年份会异常北移，影响西太平洋及南海地区，并产生热带风暴。由于其生成具有突然性.故往往给人们带来一定的威胁，造成一定的损失。

澳大利亚冷高压是影响赤道辐合带北移的主要系统之一。由于受资料所限，以往的研究多偏重于个例分析或以单站资料分析为主，而研究则以多年的资料，用车贝雪夫多项式对1000及850hPa高度场进行展开，以期得到澳大利亚冷高压对赤道辐合带北移的环流场条件，并试探建立其概念模式。

过渡季节南海及西太平洋地区赤道辐合带概况根据国家气象局出版的历史天气图进行统计，1975—1984年10年中，南海及西太平洋地区赤道辐合带出现情况如下：5月出现次数极少，只有1976年出现过3d及1980年出现过9d，且位置也较偏南(8°N以南)，其余8年均未出现，6月份出现次数增多，10年中有5年有赤道辐合带出现，但大多在中、下旬，有相当年份在7月上旬才开始出现。鉴于此，并考虑到对澳大利亚冷高压用车贝雪夫多项式展开时需用欧洲中期天气预报中心(ECMWF，下面简称欧洲中心)出版的格点资料，只有1980—1983年4年，为增加个例次数，使分析的结果具有一定的代表性，我们将过渡季节的时间定为6—7月。根据1980—1983年共4年6—7月的统计，赤道辐合带出现的主要过程(维持4d以上)共有9次，月平均1次左右，最长的维持21d，平均约9d。

图例分析从图1可以看出，冷高压与赤道辐合带之间存在着一定的对应关系。在赤道辐合带形成之前，一般存在3个阶段。第一阶段，约在赤道辐合带形成前的半个月左右开始，维持约5—7d，在此期间，A10的值小于-100；第二阶段，约在辐合带形成前的7—9d开始，约维持5—7d，此时，A10的值在正负之间摆动；第三阶段，约在辐合带形成前的1—4d这段时间里，此时A10的值大于10。由于这个指标变化明显，这就给预报赤道辐合带的生成提供了一个很好的依据。

关于A10的图形根据其定义可知，它表示场区内东西向的梯度，对高度场来说，当A100时，表示西低东高。上述A10的变化从100，则反映了澳大利亚冷高压的演变过程是由西逐渐向东移动。

这种对应关系并非每次赤道辐合带生成的前期都存在，在计算的这7个月中，辐合带持续4d以上的主要过程共有8次，而符合上述规律的有4次，占50%，其余4次则规律不明显。这说明过渡季节赤道辐合带的形成，其中有一种形式与澳大利亚高度场有重要关系。但仍有相当一部分与它关系不大，而与其它系统有关。为了解与澳大利亚高度场有关的赤道辐合带形成的演变过程，我们将这4次过程的3个阶段分别进行合成计算，作出由澳大利亚高压影响而形成赤道辐合带的一种姆念模式。由于这是采用4次实时资料计算，所以得到的概念模式具有一定的客观性和代表性。由上述拟合结果得知，当K0=3，S0=2时，其拟合结果已较好，故计算也是采用K0=3，S0=2进行拟合，然后再进行合成。图2是1000hPa，图3是850hPa3个阶段环流的合成结果，从图中看出：第一阶段(图2a及图3a)，即辐合带形成前的半个月左右，在澳大利亚西部洋面上为一高压，中心在3005，105OE附近，其脊向东伸展控制整个澳大利亚。此阶段亦可称为冷高压酝酿阶段。第二阶段(图2b及图3b)，约辐合带形成前的4—9d，此时850hPa在东南印度洋上有一低槽发展，由于此槽的加强并东移，使得一直停滞在澳大利亚西部洋面上的冷高压开始东移，中心逐渐移到30°S，145°E附近。此阶段持续5—7d，可称为冷高压爆发阶段。第三阶段(图2c及图3c)，即辐合带形成前的1—4d。此时850hPa低槽继续东移，槽线已移到115°E，槽的底部达到30°S。1000hPa的冷高压中心已东移到澳大利亚东部海面上，冷高压势力向北扩展，10°—20°S地区普遍有升压表现。此时，北半球西大平洋地区赤道辐合带开始形成。此阶段可称冷高压减弱变性阶段。

综上所述，可知由澳大利亚冷高压影响的赤道辐合带形成前的概念模式是：首先在澳大利亚西部及洋面上有一冷高压形成并不断加强，当冷高压的西南方上空有低槽发展东移时，冷高压在源地开始东移，其路径是向东移动后再向北扩展，此时西太平洋地区赤道辐合带开始形成。

研究结论研究应用车贝雪夫多项式对过渡季节澳大利亚地区的高度场进行展开，得到如下几点结论：

（1）西太平洋赤进辐合带的形成约有50%与澳大利亚冷高压的活动相关连。

（2）用车贝雪夫多项式展开澳大利亚地区高度场时，收敛速度较快。

（3）赤道辐合带形成前的A10场变化规律较明显，其值可分为100等3个阶段。

（4）根据上述3个阶段，将几个过程进行合成。得到与3个阶段相对应的环流形势，其演变过程为：冷高压酝酿→冷高压东移→冷高压向北扩展变性→西太平洋赤道辐合带形成。关键在于850hPa低槽的发展东移。1

热带海气系统和澳大利亚冷高压的关联近年来，南北半球间的相互作用和热带大气的中期振荡问题已经引起了国内外学者的广泛兴趣。不少人从中短期过程着手对此进行过分析，设计一种气压指标来表征西太平洋热带环流的中期振荡过程；对南半球气流在热带大气中期变化过程中的重要作用作过论述。但是这些工作都是围绕中短期过程进行的，因此，所得的结论也多半是针对中短期而言的。而从长期的气候规律来看，澳大利亚冷高压的活动是与夏季热带大气环流的变化有着密切联系的，但此种相互关系跟中期过程有何不同呢?研究就是从月平均环流的角度出发来进一步探讨这些问题。

资料来源及高压强度指标的确定（1）资料来源

研究所用资料主要来自世界气象组织出版的1958—1980年气候月报，并以7—9月代表盛夏。计算范围是30°N—30°S，20°E—140°W。另外，为考虑大气和海洋的藕合作用，我们还对整个北太平洋SST进行分析。

（2）高压强度指标

在澳大利亚累年8月平均海平面气压场上，高压脊线的平均位置在24°S至28°S之间。因此，我们选取自西向东横贯澳大利亚至新西兰的7个测站(94300、94430、94461、94476、94510、94578和93308)作为气压指标站，并以其7—9月的平均气压代表冷高压的平均强度，以此作出平均气压年际变化曲线(图4)。从中可以看出，高压的强度存在着准3—4年的周期变化。与7—9月平均南方涛动指数的演变廓线加以比较，可见两者的波动位相基本相同。根据这种相应关系，我们选取57、65、69、72、77、82六年代表冷高压偏强年，60、64、71、74、78、81六年代表冷高压偏弱年，并以此为基础进行分析。

海平面气压涛动与冷高压强弱的关系（1）澳大利亚陆地气压的变化

在作出冷高压强年和弱年的澳大利亚平均海平面气压场后，我们发现，在强弱年间气压场的分布有明显的差别。在强冷高压年，澳大利亚和新西兰的海平面气压都有所升高，高压主体的强度和扩展范围也显著增大。从强、弱年的气压差分布图(图5)可看到，在强高压年，新西兰南部有一个5hPa的正变压中心，一条东南一西北向的正变压带从新西兰东海岸向西北延伸，一直深入到澳大利亚内陆。表明在冷高压偏强年，除整个海平面气压上升外，还出现了一条与纬圈不平行的最大变压轴线。这个正变压舌的出现，使原先在偏弱年向东北翘的高压脊转向南落，变为西北一东南向。气压场的这一调整是与一系列相应的环流变化相联系的，并对北半球热带天气系统产生深刻影响。

（2）北半球海平面气压的相应涛动

在图5中，可见北半球有两个明显的变压中心，一个在太平洋中途岛附近，峰值是正2hPa，这个正变压区扩展的范围很广，几乎占据整个北太平洋。另一个变压中心在印度半岛，峰值为负1.5hPa。应该注意的是，这个负变压区是从青藏高原南麓起向东一直扩展到菲律宾群岛东海岸的，说明整个南亚和东南亚地区同时出现降压。于是沿着太平洋高压边缘产生了一条变压零线。粗略地讲，此线以东为正变压区，以西为负变压区，变压梯度自东向西。这表明:在南半球冷高压从强到弱的变化过程中，北半球热带地区的海平面气压也会出现相应的纬向调整，即北太平洋西部和中部气压升高，而印度半岛和东南亚陆地气压降低，东一西气压梯度加大。由于上述两个变压中心正好分别处在西太平洋副高和印度季风槽所在的平均位置上，等变压线又与这两个天气系统构成的等高线十分相象，所以这从一个侧面反映出，冷高压弱年的太平洋副高比强年偏强，印度低压也比强年加深；相反，在强冷高压年则副高偏弱，印度季风槽有所填塞。这一结论，将在下面的讨论中得到进一步证实。

对流层低层环流与高压强弱的关系图6和图7分别是冷高压偏强年和偏弱年850hPa夏季7—9月的平均环流图，现分南半球、赤道地区和北半球三部分进行讨论。

（1）南半球环流

把图6和图7加以比较，即可发现南半球环流有三个主要差别。首先是高压环流强弱的差别：在强年，850hPa上的冷高压环流较大，主体中心只有一个，位于埃尔湖附近；而在弱年，高压分裂成两环，一环在澳大利亚中部偏西处，另一环在东部沿海地区。结合850hPa月平均高度场可知，前者出现的频数大，是环流的主体中心，后者是它分裂出来的一个单体。在高压偏强的年份，环流结构紧密，平均脊线在25°S以南；在高压偏弱的年份，高压环流变得松散，中心高度比强年低近20个位势米，脊线也有所北移，强弱对比十分鲜明。其次是热带东南信风强弱的不同：在高压偏强的年份，澳大利亚北部的东南信风加大，相反，在高压衰落的年份，信风减弱(如用94120、94299、96995、96839和94027等5个测站的平均风代表东南信风，则可在强高压年风速平均加大1.2m/s)。我们认为，造成这一现象的原因，除了冷高压的强弱变化外，还与上述脊线倾向的变动有密切关系。

流场的第三个主要差别是南半球中纬度西风带上槽脊位置及其振幅的变化。

从图6和图7可以看出，在强高压年，南半球中纬度西风带上出现两槽一脊，两个槽分别在110°E和180°E附近，脊线位于150°E，这时，槽脊波动的振幅都比较小，纬向环流盛行。而在弱高压年，西风带上尽管也是两槽一脊，但槽脊位置、波动振幅以及槽线的倾斜和流线的散合情况都与强年有所差别。由于这时110°E附近的槽位置变动不大，而其东面的槽脊却西退约12个经距，结果环流经向度明显加大。另外，因为160—170°E处的西风大槽向西南倾斜而且是非对称疏散的，所以涡度平流的作用始终使它得到维持和发展。当然，冷高压环流的减弱及东段脊线的北抬对低槽的加深也有重要作用，它们之间是相互依存的：一方面，西风槽的强烈发展有利于高压的减弱并促使其脊线北抬；另一方面，高压环流的减弱和轴线的北翘又有助于西风槽的加深。

总之，在平均气压指数从高值向低值过渡的过程中，南半球中低纬大气环流发生了三大变化：新西兰沿岸的西风槽西退加深，澳洲大陆冷高压减弱北抬，南半球热带东南信风减弱。

（2）赤道环流

容易发现，在平均气压指数低值期，北半球100—170°E之间的赤道西风是明显减弱的。个别测站甚至出现完全相反的纬向风，如在7°N上6个测站(48615、91408、91413、98471、91334、91348)平均风的u分量在高指数期为3.8m/s，但到p指数最低值时，却变为负0.3m/s，前后差值竟达4.1m/s之多，且位相完全相反。由于赤道西风的西撤，东西风汇合线也相应地从165°E西退到140°E附近。另外，在低指数阶段，赤道缓冲带的曲率比高指数时小，位置有所北移，同时越赤道气流的偏南风分量加大，如91408、91413两站从强年时的偏西风转为偏南风，印尼附近的跨赤道气流也明显增强。这表明在澳大利亚冷高压偏弱年的盛夏季节，南半球通过赤道而向北半球输送的动量和水汽潜热平均要较高压偏强年多，南北半球低纬环流的经向度加大，南北半球相互作用的纽带—跨赤道气流增强。

由以上分析我们发现：在长期的天气气候过程中，澳大利亚冷高压强度变化对越赤道气流与赤道西风的影响要比中短期的冷空气爆发过程复杂得多，而且性质也很不一样。在长期过程中，与赤道东太平洋冷水带相联系的东西向沃克环流影响和制约着赤道西风的进退。在此过程中，南北半球热带地区风压场变化都对越赤道气流产生了影响，而能量梯度的作用反而不明显。相反，在中短期的冷空气爆发过程中，赤道西风的爆发和跨赤道气流的剧增往往是由巨大的能量梯度造成的，扰动动能主要源于南半球风压场的变化。

（3）北半球环流

北印度洋和北太平洋夏季的三个主要大气活动中心(太平洋副高、热带辐合带和印度季风槽)的强弱与p指数的高低也有密切关系，主要表现为：

①在低指数年，副高有所增强，脊线北抬到32°N并西伸进入华东地区。其南侧的副热带东风明显比高指数年强盛(太平洋上n个测站的东风平均增大2.3米/秒)。海平面气压场出现大面积升压，且其正变压中心位于中途岛，即副高主体所在的平均位置上。与此相应，副高西北边缘处的月平均降水量和雨日数也较高指数年明显减少。说明澳大利亚冷高压和北太平洋副高在强度上呈反相关，这与其它学者在研究ENSO现象时所得到的结论是一致的。

②在高指数年，因赤道西风扩展到160°E，所以辐合带也相应向东南延伸。这时，辐合带主要活跃于西北太平洋上，其汇合气流有两支，一支是热带偏东信风，另一支是赤道西风。在140°E以东，这两支风系较为微弱，它们主要以东西风切变的形式来维持辐合带，相互间的辐合并不明显。在低指数年，辐合带西撤到东南亚，平均位置北抬到18°N。在15—20°N，125—140°E的范围内出现三支气流的强汇合区，一支是副高南侧的强偏东信风，另一支是来自南海的西南风(由来自中南半岛的西南季风与100°E附近的越赤道气流汇合而成)，第三支是南半球东南信风在130—140°E之间越赤道后直接北上的偏南气流。这个辐合区是一个平均的能汇，它集中了三支气流所提供的大量水汽、热量和角动量，由于它恰好处在热带风暴发生频数最高的菲律宾附近海面上，所以低指数年形成的低压、热带风暴和台风要比常年偏多。

③在高指数年，60—120°E的赤道西风带上出现两槽两脊的波动。特别要注意的是在100—105°。上出现的弱高压脊，因为它使中南半岛和南海频繁出现季风中断的形势。这时，从泥公河地区到南海中部都盛行西北气流，抑制了西南季风和越赤道气流向南海的推进，阻碍了水汽和能量的传输，导致辐合带东移南落。相反，在低指数年，南亚季风气流只有一槽一脊。这时，印度季风低压加深，槽前出现宽广的西南季风，它们与100°E附近的越赤道气流在南海中部汇合，源源不断地向辐合带提供水汽和能量，促使它北抬加强，为热带扰动的发生发界创造了一个良好的环流背景。

总之，盛夏南北半球热带环流的年际变化是和澳大利亚冷高压强度的年际变化密切关联的，但这种关联在性质和机制上又远非雷同于中短期过程的冷空气爆发，因而与此相应的天气变化也与中短期赶程不一致。

研究结论综合上述分析，可归纳出澳大利亚冷高压强度年际变化的特点以及它和低纬海—气系统准3—4年振荡之间的相互关系：

（1）澳大利亚冷高压的强度存在着与南方涛动密切相关的准3—4年低频振荡。在多数情况下，冷高压偏弱年与SOI指数高值期对应，而EI Nino加现象则多在高压偏强年出现。

（2）澳大利亚冷高压的强弱变动是整个南北半球大气和海流系统变化中的一部份，所以在冷高压强度变化的过程中，会伴随着大气环流和天气现象的一系列相应变化，其相互联系可用一个框图加以概括(图8)。

（3）澳大利亚冷高压的年振荡与中短期的南半球冷空气爆发过程并不相同，后者虽然也伴随着热带环流的变化，但只是较为短暂的天气过程，其性质是一个能量爆发和传递过程，而前者是和整个海一气系统长期变化相联系的气候现象，它出现的同时，整个海一气环流都要发生深刻变化并波及大范围的天气气候。然而，要真正回答引起这一藕合振荡的成因，尚需深入研究。2

本词条内容贡献者为:

赵阳国 - 副教授 - 中国海洋大学