1 引言

天气尺度上，对流层低层主要环流系统为气旋和反气旋。气旋将低纬度的暖空气输送至高纬度，反气旋将高纬度的冷空气输送至低纬度(Francis et al, 2012; Ammar et al, 2014; Kouroutzoglou et al, 2014)。冬季，欧亚大陆上的温带反气旋(此后简称反气旋)的活动常伴随冷空气的活动，可造成当地降温、降水、大风等天气。强反气旋的活动甚至造成低温、霜冻、雨雪、大风等灾害，对人类的生产和生活造成巨大影响。虽然欧亚反气旋的活动对局地及全球的天气、气候变化具有与气旋同等重要的作用，但是相对温带气旋的研究，长期以来对反气旋的研究十分缺乏(张淮等，1957；张培忠等，1999；Chen et al, 2014)。因此，研究冬季欧亚温带反气旋的活动规律和变化趋势对理解北半球，尤其欧亚地区的天气、气候变化以及极端气候事件具有重要意义。

国际上对反气旋气候特征的研究开展得较早较多，Harman (1987)通过普查1959-1979年的逐月天气图对北美洲反气旋活动频率进行了分析，发现反气旋频数成显著下降趋势，并按季节移动特征将其分为3种类型。Favre等(2006)利用客观追踪方法，分析总结了1950-2001年冬季东北太平洋上的反气旋和气旋的频率、强度和轨迹特征，建立了一个描述其活动特征的指数，进而研究反气旋和大气环流及北美西部气温的关系。Hatzaki等(2014)利用墨尔本大学的自动识别和追踪方法研究1979-2012年影响地中海反气旋的季节气候学特征，发现反气旋的高频发生区位于陆地，海洋上的高频活动区也是反气旋的主要生成地，且反气旋显著的季节性特征与影响地中海的大尺度大气环流的季节变化有关。Agee (1991)对于北半球反气旋的研究表明，北半球反气旋事件在1905-1940年暖期成上升趋势，1940-1977年冷期成下降趋势。Galarneau等(2008)利用1950-2003年NCEP/NCAR再分析资料统计全球闭合反气旋，发现东大西洋和东太平洋上的反气旋全年均十分活跃，且夏季达到最强，而冬季大陆上和海洋上的反气旋数量相当。Ioannidou等(2008)利用1957-2002年ERA-40再分析资料研究表明，冬季反气旋主要分布在大西洋和太平洋副热带海盆、副热带北非地区、广大的北美地区和亚洲中部。大洋上的海平面气压的标准偏差最大值对应太平洋和大西洋上的风暴路径。在大陆地区，冬季冷空气爆发常伴随反气旋，且欧亚大陆较北美大陆发生频次更多。

欧亚地区冬季地面冷性反气旋的活动常伴随大规模冷空气爆发，中国学者称之为冷高压(陈家辉，1997)。以往的许多研究主要揭示造成寒潮的冷性反气旋的活动特征(张培忠等，1999；王遵娅等，2006；钱维宏等，2007)，但对欧亚地区冬季反气旋气候特征的研究较少。张淮等(1957)通过普查天气图对从外区侵入东亚的反气旋进行了统计，发现其移动路径受四周流场和地形影响，并且有明显的月、季变化，反气旋中心的平均强度由西向东逐渐增大。近年来，Chen等(2014)的研究表明，1948-2007年影响中国的冬季反气旋活动成上升趋势，并与极锋急流强度的变化紧密相关。

可以看出，已有的欧亚冬季反气旋的研究并不全面，且对强反气旋以及反气旋的生命史关注较少。本研究利用60多年的历史资料对欧亚大陆的冬季反气旋活动进行气候学统计，从宏观上了解其活动的气候特征(生成、消亡、移动、生命史、强度等)，为进一步研究欧亚区域冬季反气旋的年际-年代际变化打下坚实的基础。

2 资料和方法 2.1 数据

所用资料为1948-2013年共66 a冬季(12月至次年2月)的NCEP/NCAR 2.5°×2.5°间隔6 h网格资料中的海平面气压场、10 m风场再分析资料(Kalnay et al, 1996; Kistler et al, 2001)，以及南京信息工程大学图书馆保存的历史天气图。

2.2 方法

自动化识别、跟踪反气旋的方法已经发展多年并得到了成功应用(Jones et al, 1994; Favre et al, 2006; Zhi et al, 2006；Pezza et al, 2007; 史湘军等，2007; Ioannidou et al, 2008; Zhang et al, 2008; Simmonds et al, 2012; Neu et al, 2013; Zhang X D et al, 2012; Chen et al, 2014; Hatzaki et al, 2014)。文中以识别海平面气压场的高压中心方法(Jones et al, 1994; Favre et al, 2006; Pezza et al, 2007; Ioannidou et al, 2008; Zhang X D，et al, 2012)为基础，结合反气旋的环流特征(Zhi et al, 2006；史湘军等，2007)，将其应用到欧亚冬季温带反气旋中心的识别。在(20°-80°N，0°-140°E)的海平面气压场上，搜索符合条件的局地气压最大值(Zhang X D et al, 2012)，高压中心周围需具有明显的反气旋环流，以此确保高压中心外存在闭合等压线，剔除海拔高度2500 m以上的格点，这样做可以在一定程度上排除海拔高度的影响(Zhang Y X et al, 2012)。根据Favre等(2006)以及Zhang X D等(2012)的方法追踪下一时刻的反气旋，首先找出当前时刻海平面气压场上的反气旋中心，然后找出下一时刻离此中心最近的反气旋，若两中心的距离不大于1280 km (Zhang X D et al, 2012)，就判定这两个反气旋属于同一次过程，规定反气旋至少维持1 d，且移动超过500 km (Chen et al, 2014)。此方法利用气压场和风场两种约束条件来判定反气旋是否存在，相比以往仅依据海平面气压场的统计方法，效果更好。利用上述方法，对NCEP /NCAR提供的1948-2013年海平面气压场、风场资料检索该时段内欧亚大陆冬季的反气旋过程。随机选取6 a资料，比较计算机统计和人工查阅历史天气图统计的结果，发现每年至少有75%的反气旋过程能够用此方法捕捉到，并且能较好地识别反气旋的位置、强度以及移动路径。

3 反气旋活动的气候特征 3.1 生成和消亡

1948-2013年共有11056次反气旋过程影响欧亚地区，其中87.2%(9637次)的反气旋生成于欧亚地区，而12.8%(1419次)的反气旋生成于欧亚大陆以外。

对于生成于欧亚大陆上的反气旋(图 1)，蒙古高原地区(Ⅰ区)是反气旋最主要的源区。中西伯利亚(Ⅱ区)和伊朗及其周边的土耳其东部与阿富汗等地(Ⅲ区)为反气旋次大值生成区。邻近波罗的海的欧洲区域(Ⅳ区)、中国东北及其以北的俄罗斯东北部(Ⅴ区)和地中海及其周边区域(Ⅵ区)也是反气旋的主要生成区。而中国南部及其沿海地区(Ⅶ区)和西西伯利亚及其东欧平原等地(Ⅷ区)反气旋较少产生。

此外，反气旋主要向东、东南方向移动，其消亡区主要集中于地中海东部、伊朗东部和东亚沿海等地(图略)。

为了更清楚地了解反气旋的活动特征，根据上述反气旋的源地分布，分区考察反气旋的生成和消亡。源于Ⅰ区的反气旋集中生成于贝加尔湖的西南部，主要向东和东南方移动，其消亡区域广泛地分布于整个东亚和北太平洋，少部分能移至东太平洋，甚至移至北美西海岸，其中贝加尔湖南部和中国东部沿海地区为高密度区(图 2a)。来自Ⅱ区的反气旋集中生成于中西伯利亚(70°N，95°E)附近，且主要向东移动，消亡区主要分布于俄罗斯东北部，向东能延伸至北美洲，有少部分反气旋南下到达中国北方东部沿海，极少移动到太平洋上。Ⅲ区面积最大，源于此区的反气旋数量也最多，占总数的24.7%，反气旋主要生成于里海西南方，多数在本区内里海东南方消亡，主要受山脉、青藏高原等的阻挡，反气旋难以进一步东移。少数生成于Ⅲ区的反气旋能移动到东亚，甚至能到达中国东部沿海、西太平洋上消亡。源于Ⅳ区和Ⅵ区的反气旋均倾向生成于陆地上，集中生成于波罗的海或地中海西北部的反气旋沿东南方移向波罗的海或地中海的东部、南部，这与Katsoulis等(1998)和Hatzaki等(2014)的结果一致。生成于地中海西南部的反气旋主要向东移动到地中海东部。此外，生成于Ⅳ区的反气旋的消亡地区主要分布于Ⅳ区东南部的欧洲区域，少部分移到东亚；而源于Ⅵ区的反气旋主要在本区东部和Ⅲ区消亡，因地形阻挡极少东移到东亚(Hatzaki et al, 2014)。源于Ⅴ区的反气旋主要生成于60°N以北区域，相比同样生成于较高纬度的Ⅱ区和Ⅳ区的反气旋，此区反气旋类似于Ⅱ区向东移动，消亡区主要分布于俄罗斯东北部，一部分反气旋南下移动到太平洋上，但是还有少部分反气旋东移到达北美洲。生成于Ⅶ区的反气旋的消亡地主要局限于其东部沿海，少部分于太平洋西部消亡。不同于其他区域反气旋的生成区较集中，来自Ⅷ区的反气旋分布于整个西西伯利亚和东欧平原，且主要向东、东南方移动，于俄罗斯中部消亡(图 2)。

此外，还分别统计了源于8个区域的强反气旋过程数。将一次反气旋移动过程中心气压达到最大时的气压值按从小到大的顺序排列，取中位数(1035 hPa)为参考强度值，将大于参考强度的反气旋过程定义为强反气旋过程，小于参考强度的反气旋过程定义为弱反气旋过程。主要生成区Ⅰ区也是强反气旋过程最主要的生成区，占37.4%，而另一个主要源地Ⅲ区虽然生成的反气旋数量最多，但是发展成强的反气旋过程数却少于Ⅰ区，占17.6%。值得注意的是，生成于Ⅵ区的反气旋数量并不是最少，但是发展成强反气旋过程所占百分比却最低(0.5%)。而源于Ⅱ区的反气旋数量虽然最少(6.5%)，但仍有9.1%的反气旋发展成强过程(图 2)。

3.2 频数和强度

反气旋的活动轨迹分布也可以由反气旋出现频次的空间分布来体现。图 3为1948-2013年冬季气候平均反气旋中心累计频数的地理分布。移动性反气旋活动的分布大值区和反气旋生成的分布大值中心十分相似，这与Godev (1971)和Ioannidou等(2008)的研究比较一致。几个大值中心分别位于黑海和里海以南的伊朗、贝加尔湖西南部的蒙古高原、俄罗斯东北部。另外几个次活跃区位于波罗的海及其周边地区、环地中海、东亚沿海。亚洲的反气旋活动范围成西北-东南分布，冬季反气旋在亚洲中部、北部增强后多向东南沿海移动，对中国天气造成显著影响。

温带反气旋的产生和发展与大气斜压性密切相关(Chen et al, 2014; Hatzaki et al，2014)。平均经向温度梯度能够体现斜压锋区的位置和强度。平均来说，东亚40°-55°N低空斜压锋带对应蒙古高原的反气旋活跃区，(35°N，40°E)附近的平均经向温度梯度大值区对应黑海和里海以南的反气旋活跃区(图 4b)。此外，贝加尔湖西南部、俄罗斯东北部和地中海西北部位于高空脊前(图 4a)，高压脊前的负涡度平流和冷平流有利于地面反气旋发生、发展。冬季蒙古高原和西伯利亚的冷下垫面对空气有强烈的降温作用，这对冷性反气旋的发展十分有利。

值得注意的是，位于蒙古高原的反气旋活跃区有两个大值中心，而在以往文献中此处的活跃区只有一个大值中心，Ioannido等(2008)发现大值中心偏西，与文中的90°E左右的中心基本一致，张培忠等(1999)研究中的大值中心偏东，与文中的100°E左右的中心基本一致。这可能有3种原因，一是研究的年代与时间尺度不同，反气旋活动具有年代际变化，文中所取资料时间跨度较长，基本包括了以往研究的时间范围，所以，反气旋的活跃区也较大。二是张培忠等(1999)统计的是影响中国寒潮的反气旋，分布自然会有差异。三是统计的方法不同，张培忠等(1999)是人工统计，而文中和Ioannidou等(2008)均是用计算机识别统计。反气旋的识别方法、位置判定标准的不同以及计算过程中的误差导致统计结果不尽相同。

为了进一步了解反气旋的发展，这里考察反气旋的强度分布。图 5a表明中心气压高于1035 hPa的反气旋主要分布于亚洲中纬度地区，且反气旋生成区大值中心的气压值高于消亡区大值中心的气压值。此外，反气旋中心气压的地理分布与海平面气压的气候平均的空间分布十分相似，即活跃于亚洲中部的反气旋中心气压较高，这凸显了反气旋活动在海平面气压气候态中的作用。除了中心气压外，还有多种表示反气旋强度的指标。Simmonds等(1993)首次用气旋中心的相对气压值来表示气旋的强度。Zhang X D等(2012)应用反气旋中心气压和相应位置的气候月平均气压值的偏差来代表反气旋强度，即反气旋中心的相对气压值，因此，文中也给出了Zhang X D等(2012)的相对气压的分布。对比图 5a、b发现，相对于中心气压，相对气压高的反气旋多分布于较高纬度，且向东延伸到欧洲。东亚区域两种表示反气旋强度的指标分布相似，但相对气压强的反气旋向南范围更广。而且不论中心气压还是相对气压，地中海南部的反气旋都较弱，这与前文分析源于Ⅵ区的反气旋较少发展为强反气旋过程一致。

3.3 移动距离

为了更深入地了解反气旋的移动特征，分别考察起源于8个区域的强、弱反气旋过程始末的移动距离，即整个生命史中达到的最大移动经度范围和纬度范围。源于8个区的反气旋最远移动距离均超过8000 km，其中强反气旋移动1500-2000 km的发生频率最高(17%)，而弱反气旋移动1000-1500 km的发生频率最高(19%)。从图 6可以看出，强和弱反气旋的百分比随距离的增加迅速下降，但是相比于弱反气旋，生成于Ⅲ区、Ⅳ区、Ⅵ区、Ⅶ区和Ⅷ区的强反气旋的百分比，随距离增大下降的速度更缓慢，说明强反气旋移动的距离更长。源于Ⅰ区和Ⅴ区的强反气旋过程数较多，但强、弱反气旋移动距离并无明显差别。源于Ⅱ区的强反气旋移动2000-2500 km的发生频率最高，弱反气旋在此区间出现第2个峰值，但移动距离大于2500 km的强、弱反气旋百分比差别不明显。

进一步比较生成于8个区的反气旋移动的经、纬度范围。Ⅲ区、Ⅳ区、Ⅵ区、Ⅶ区和Ⅷ区的强反气旋移动的经度范围和纬度范围都较弱反气旋的更大，一定程度上说明生成于这5个区的反气旋的移动距离，经向和纬向移动范围会随着强度的增大而增大。和移动距离相似，源于Ⅰ区和Ⅴ区的强、弱反气旋移动的经、纬度范围差别也不明显。高由禧(1953)的研究表明，东亚冷高压中心的移动情况与其强度关系不很明显，而其路径与西风急流的位置和强度有密切关系。源于Ⅱ区的强反气旋经度范围与弱反气旋的差别不明显，但纬度范围更大，说明强反气旋易向更低纬度侵入(图略)。

3.4 生命史

由于反气旋对局地天气的影响大小和范围与其持续时间有密切关系，因此，有必要考察欧亚反气旋的生命史长度在各个时段所占百分比。结果发现持续时间短(1-2 d)的反气旋较多(占总数的44.2%)，而持续时间长(超过一周)的反气旋较少(占总数的3.2%)。图 7还表明强反气旋相比弱的更易出现较长的持续时间，且源于Ⅱ区、Ⅲ区和Ⅵ区的弱反气旋过程生命史均不超过一周，自然强反气旋少的区域反气旋生命史超过一周的情况也更少。

4 结论

利用NCEP/NCAR再分析资料，采用判定和追踪反气旋的客观方法研究分析了1948-2013年欧亚地区冬季温带反气旋和强反气旋的生成、消亡的地理分布，移动距离和生命史等气候活动特征。得到如下主要结论：

(1) 根据反气旋生成区的地理分布将欧亚地区分为8个区域，反气旋的主要源地位于蒙古高原、中西伯利亚和伊朗及其周边等地，其中蒙古高原和伊朗等地也是强反气旋过程最主要的源地。次大值源地为邻近波罗的海西北部、地中海区域和中国东北以北的俄罗斯东北部。源于不同区域的反气旋移动情况和消亡地不同，主要向东、东南方移动。源于东亚的反气旋有少部分能移到东太平洋，甚至北美西海岸。

(2) 移动性反气旋活动的分布大值区和反气旋生成的分布大值中心十分相似，蒙古高原以及黑海和里海以南的反气旋活跃区对应低空平均经向温度梯度大值区，有利于反气旋发生、发展，贝加尔湖西南部，俄罗斯东北部和地中海西北部位于高空脊前。反气旋中心气压的大值区分布于亚洲中部，相对气压的大值区广泛分布于欧亚大陆较高纬度。

(3) 反气旋的移动距离与反气旋过程的强度有密切关系。源于Ⅲ区、Ⅳ区、Ⅵ区、Ⅶ区和Ⅷ区的强反气旋不论经向还是纬向相较弱的反气旋均移动更长距离。源于Ⅱ区的强反气旋比弱的更易向低纬度移动。但是源于Ⅰ区和Ⅴ区的强、弱反气旋移动距离并无明显差别。

(4) 生命史1-2 d的反气旋占总数的44.2%，而只有3.2%的反气旋生命史超过一周，且强反气旋比弱的反气旋更易持续较长时间。