副热带高压形成原因 副热带高气压带在多少纬度

导语：副热带高压，作为大气环流系统中的一个重要组成部分，其形成原因涉及多方面的气象因素，从热力学的角度来看，副热带地区由于太阳辐射强烈，地表接收到的热量多，导致大气加热上升，形成低压区域，而周围的高纬度地区相对较冷，空气下沉形成高压，这种热力差异驱动了气流的运动，接下来就一起去看看副热带高气压带在多少纬度吧！

副热带高压形成原因

副热带高压

副热带高压是出现在副热带的大范围高压环流系统，在夏季，副热带高压的活动不但影响着其北面中高纬度地区的天气变化，而且对南面低纬度的环流和天气也有很重要的作用，副热带高压与台风的关系十分密切，台风的运动在很大程度上取决于副热带高压的状况。

另外台风的发生频数和发展强弱、发展方式等也与副热带高压的活动有关。因而了解副热带高压的特征及演变规律对于做好台风预报是十分必要的。在太平洋地区的副热带高压叫太平洋高压，其中位于西太平洋地区(180°以西的洋面)的部分又叫西太平洋高压。有时它是单独的一环高压，有时是庞大的太平洋高压的一部分。副热带高压是一种暖性的天气系统，垂直范围相当深厚，一般伸展到整个对流层。高压多呈东西向的扁平形状，其长轴即为副热带高压脊线，它也是东西风的分界线。高压脊线一般随高度向南倾斜，坡度并不大。但有时，脊线也向北倾斜，这种情况在夏季东亚大陆上较为多见。一般认为副热带高压是一种动力系统，它的生成与哈得来环流北支的下沉气流运动有关。

在高压内普遍存在着下沉运动，尤其是在高压南部下沉运动更为明显。因而高压内部一般是晴空或少云，在卫星云图上表现为黑色的无云区。副热带高压的结构相当复杂，各高压之间差别甚大。最近西太平洋地区副热带高压卫星云图研究表明13.在高压内部可以观测到许多种云系的存在，其中有面积较大的积雨云团，有时还发现有低层的气旋性涡旋云系。这表明至少在这些地区在低层存在着辐合上升运动。根据最近的研究，并不是所有的副热带高压都是由动力作用生成的，有些副热带高压是热力(如凝结潜热)生成的[4.15.例如夏季出现在我国青藏高原上的青藏高压就是热力生成的。它与一般主要由动力因子生成的太平洋高压的动力学性质和生成机制很不相同。

副热带高压的活动具有明显的季节变化，冬季位置最南，夏季最北，南北纬度变化在20°左右。副热带高压脊线的移动不是渐变的，而是有阶段性的。黄土松等I⁶1.陶诗言等7.汪国瑗)都研究过副热带高压这种阶段性的季节变化。根据1953—1961年资料作出的4—10月110°—130°E500毫巴副热带高压脊线位置的南北变化情况。在副热带高压北进时期，其脊线位置有两次明显的北跳。6月以前，脊线在20°N以南。第一次北跳常常发生在6月下旬，脊线从20°N跳到25°N,以后徘徊在那里，一直可到7月中旬。这时华南雨季结束，长江中下游梅雨开始。第二次北跳在7月中、下旬，脊线北跳到30°N以北。这时东南沿海的台风季开始，华北雨季也开始。

以后脊线一直维持到9月上旬，从9月上中旬开始，副热带高压脊线回跳到25°N附近。10月中旬以后脊线又回到6月以前的位置。副热带高压的季节北跳与西太平洋台风的发生发展和台风路径有密切的关系。根据1955—1963年146个台风的分析大多数发生在副热带高压中心跳跃性变化而绝大多数台风的路径则与副热带高压南部和西部的流场一致。台风发生地点常常是在高压跳跃前高压南部的辐合区中，时间是在跳跃后的1—2天。台风生成前有明显的减压，这种减压是由于副热带高压北跳引起的。这可能是台风发生的重要条件，这与预报员的实际经验是一致的。在这几天中，副热带高压发生了明显的北跳(从25°到30°N),这是第二次季节性北跳。北跳后不久在西太平洋上产生两个台风(14号、15号),侵袭福建。

1974年7月中旬也是这种情况，9.10.11号台风也是发生在副热带高压南侧减压的形势下。副热带高压跳跃的早晚对台风活动也有明显的影响。1974年10月和11月副热带高压南撤很晚，一直稳定在25°N左右，比常年偏高5°,因而10月台风发生频繁，尤其是10月9日—11月2日接连发生了6个台风，每隔4天一个。并且由于副热带高压成带状分布，台风的路径都是西行的。最晚一个登陆台风(在广东省台山县)的登陆日期在12月2日(27号),为88年所罕见。上述情况说明，副热带高压的季节变化对台风的发生发展和路径都有重要的影响。西太平洋高压的活动除了季节变化以外，还有短期变化。短期变化很复杂，与许多因子的作用有关[18-23.例如在一段时期内副热带高压可以北进和南撤，可以东退和西进。并且高压本身的形状和结构也可发生变化，如分裂和合并。

高压的运动一方面决定于高压与西风带槽脊和低纬度天气系统的相互作用;另一方面决定于副热带高压本身的特征和结构，即内在因子。高压的运动是这两方面因子综合作用的结果。副热带高压的东西进退与西风环流的变化密切有关。当西风环流是纬向环流时，太平洋高压较强，常呈带状西伸，位置较稳定。当西风环流是经向时，随着西风带槽脊的东移，副热带高压有明显的东退或西进，有时还可以被高空槽切断分裂。据统计在这种情况下，一次西进和东退的周期约5—6天。如果西风带环流发生显著的长波调整，高压进退的范围可达30—40纬距，周期在2周左右。在实际预报工作中，由大陆上正变高中心的活动可以判断西太平洋副热带高压的西伸和北跳。系统性的正变高中心多来自我国西北地区。其中一部分是西风带高压脊带来的，这种西风带高压脊加压区的迭加主要使副热带高压西伸。

另一部分是从副热带急流以南、青藏高原以北沿急流东传的暖平流加压。汪国瑗曾强调它对副热带高压西伸的作用。高压的进退除决定于高空西风环流的季节和短期变化外，还决定于副热带高压本身流型的配置和调整。盛夏北半球副热带高压范围内具有6—7个较稳定的长波系统，波长在50°—60°经度。影响我国东部大陆的副热带高压单体是与其中两个系统有关的。副热带长波调整的结果，决定了副热带高压的建立和崩溃。如果在某段时间，副热带地区长波数目和波长不符合上述特征，长波将要发生调整。调整过程往往在3—5天内完成。根据调整的要求和实际可能(当时温压场配置)使在105°—125°E范围内为副热带长波脊控制，则在我国东部地区将有一次西太平洋高压西进北伸过程。

地球

如果调整结果在105°—125°E上空为长波槽所在，则原在该处的高压便向东南撤退到大洋上，这些地区转受西风带移动性槽脊的影响。长波调整后一般可维持10天左右。这种大范围流型的变化对于台风的发生发展和移动路径有明显的影响。在副热带高压脊线以南是偏东信风。它是太平洋热带地区的一支基本气流，对台风活动的影响很大。这支气流在太平洋高压的东部和西部的特征差别很大。在东部气流主要是辐散下沉的。在下沉过程中空气增暖，湿度减小，有时相对湿度可减小到1%左右。在近洋面的低层，由于乱流交换空气充分混合，使整层混合比不变。在这层邻近海洋面气层与上面干暖下沉空气间由一层逆温层分开。逆温层的厚度为几百米到一公里，高度由东向西增加，在400米到2公里之间。

逆温层中空气干燥、稳定，但没有风向风速的不连续，这种逆温层叫信风逆温层。在1000米厚度中温度可逆升8℃,极端情况下上升15℃。Neiburger20和Haraguchi[253曾分别研究了夏季和冬季北太平洋信风逆温层的地理分布和特征。信风逆温层的作用是限制对流活动和乱流交换261.当信风向西和向南流动时，流经的海面越来越暖，由海面不断得到感热和潜热，但是感热的输送只占潜热输送的1/10.蒸发到信风气流中的水汽非常显著,例如在7月，在加利福尼亚沿岸混合比为10克/千克，当到达菲律宾时增加到18克/千克。在凝结层上和逆温层下常出现直径10—50公里的信风积云。在积云之间是范围较大的晴空，气流是下沉的。

积云可以有效地把水汽输送向上，尤其是一些面积较大的积云，由于其中上升气流较强，可以伸透到逆温层以上一些高度，在这里云顶容易蒸发，结果是增加了干空气中的水汽含量。通过积云不断的输送，使逆温层逐渐抬高、减弱，相应下面的湿层加厚。最后在西太平洋地区，逆温层抬升到3公里以上，并常遭到破坏，只残留一些不大明显的水汽和温度的垂直变化。根据上面的说明可以知道，在信风起源的东太平洋地区，信风是下沉的。以后在向西和向南运动中，逐渐转变为上升运动。上升运动区主要位于高压南侧接近热带辐合区的地方，或在副热带高压的西侧。由于存在上升运动，出现大片云雨区，对流活动明显，甚至还可以见到低空气旋性涡旋。

如果西太平洋副热带高压伸入我国大陆，由于低空加热作用，上升运动更为明显，经常有对流云、积云线和雷暴出现。这些积雨云团主要出现在高压西侧潮湿的西南气流中，说明高压西侧是很不稳定的。华南预报员的经验也表明;当高压西进和东退时经常发生不稳定的雷暴天气。副热带高压南侧的信风一般较稳定，在有些地方如东太平洋稳定度可达90%。在西太平洋，信风稳定度较差，气流强而多变。这支信风的东西进退和南北扩展对台风的发生发展有重要意义。

副热带高气压带在多少纬度

副热带高气压带大致位于南北纬20度至40度之间的纬度范围，但主要集中于南北纬30度附近。这个高压带在夏季时，其范围和强度达到最大，几乎可占整个北半球面积的1/5到1/4.副热带高气压带是一个稳定而少动的暖性深厚系统，对全球天气气候有着重要影响，能够影响雨带的变化、高温的持续以及台风的走向等天气变化。