一、气团的分类和特性

    为了分析气团的特征、分布移动规律，常常对地球上的气团进行分类，分类的方法大多采用地理分类法和热力分类法两种。

（1）热力分类法：气团按其热力特性可分为冷气团和暖气团两大类。凡是气团温度低于流经地区下垫面温度的，叫冷气团；相反，凡是气团温度高于流经地区下垫面温度的，叫暖气团。这里所谓冷、暖均是比较而言，至于温度低到多少度才是冷气团，温度高到多少度才是暖气团，则没有绝对的数量界限。一般形成在冷源地的气团是冷气团，形成在暖源地的气团是暖气团。两气团相遇，温度低的是冷气团，温度高的是暖气团。

（2）地理分类法：根据气团形成源地的地理位置，对气团进行分类，称为气团的地理分类。按这种分类法气团分成北极气团、温带气团、热带气团、赤道气团四大类。由于源地地表性质不同，又将每种气团（赤道气团除外）分为海洋性和大陆性两种，这样，总共分为七种气团。

①北极（冰洋）大陆气团（Ac）：源地在北极附近的冰雪表面上，特点是温度低、气压高、湿度小、气层稳定。当它侵入一个地区时，就形成寒潮。我国境内看不到它的活动。

②北极（冰洋）海洋气团（Am）：源地也在北极地区，是北冰洋未封冻时所形成的，它的特点是比前者温度稍高，湿度较大，多在高纬度地区活动。

③温带（极地）大陆气团（Pc）：源地在西伯利亚和蒙古。冬季，这种气团形成于强烈冷却、积雪覆盖的大陆表面上。低层温度很低，有强烈逆温现象，空气层稳定；夏季，受大陆热力状况的影响，空气层不稳定。冬季出现在我国东北地区北部、新疆北部和内蒙地区。影响我国的多是变性温带大陆气团，势力强，维持时间长，影响范围广，是我国冷空气活动的主要来源。

④温带（极地）海洋气团（Pm）：源于温带洋面，冬夏情况有显著不同。冬季低层接触洋面，温度较高，湿度较大，常不稳定，易形成对流云，有时产生降水；夏季与温带大陆气团性质差不多，对我国影响不大。

⑤热带海洋气团（Tm）：太平洋副热带高压区域和大西洋亚速尔高压区域是它的主要源地。特征是温度高，湿度大，在海上因空气下沉，天气晴朗，影响我国的是变性热带海洋气团。夏季，它是控制我国天气的主要气团之一，在它控制下，可以出现干旱、晴热的天气，当它的北缘与变性温带气团相遇时，可出现降水天气。

⑥热带大陆气团（Tc）：主要源于副热带沙漠地区。如中亚、西南亚、北非撒哈拉沙漠等地。特征是炎热、干燥。夏季常影响我国西北地区，为最干热的气团。

⑦赤道气团（E）：形成于赤道附近的洋面，具有高温高湿的特征。盛夏时，它影响我国华南一带，天气湿热，常有雷雨产生。

二、中国境内的气团活动和气团天气

    由于不同的气团具有不同的温度、湿度和压力等物理特性，在它们控制下的地区，就分别具有不同的天气特点。例如，当冷气团向南移行至另一地区时，不仅会使这个地区变冷，且由于气团底部增暖，使该地区上空气层的稳定度减小，产生不稳定性的天气；当暖气团向北移行至另一地区时，不仅会使这个地区变暖，且由于气团底部变冷，会使该地上空气层的稳定度增大，产生稳定性天气（如平流雾、低云和毛毛雨）。但冷暖气团的天气特征在不同季节、不同地区有相当大的差别。例如，夏季暖空气，如遇外力抬升，可出现阵雨、雷暴等不稳定天气；冬季的冷气团，如果气层稳定，逆温深厚，也可以产生稳定性天气。

    我国大部分处于中纬度地区，冷、暖气流交绥频繁，缺少气团形成的环流条件；同时，地表性质复杂，没有大范围均匀的下垫面可作气团源地，因而，活动在我国境内的气团，大多是从其他地区移来的变性气团，其中最主要的是极地大陆气团和热带海洋气团。

    冬半年，通常受极地大陆气团影响，它的源地在西伯利亚和蒙古，我们称之为西伯利亚气团。这种气团的地面流场特征为很强的冷性反气旋，中低空有下沉逆温，它所控制的地区，天气干冷。当它与热带海洋气团相遇时，在交界处则能构成阴沉多雨的天气，冬季华南常见到这种天气。热带海洋气团可影响到华南、华东和云南等地，其他地区除高空外，它一般影响不到地面。北极气团也可南下侵袭我国，造成气温急剧下降的强寒潮天气。

    夏半年，西伯利亚气团在我国长城以北和西北地区活动频繁，它与南方热带海洋气团交绥，是构成我国盛夏南北方区域性降水的主要原因。热带大陆气团常影响我国西部地区，被它持久控制的地区，就会出现严重干旱和酷暑。来自印度洋的赤道气团，可造成长江流域以南地区大量降水。

    春季，西伯利亚气团和热带海洋气团两者势力相当，互有进退，因此是锋系及气旋活动最盛的时期。

    秋季，变性的西伯利亚气团占主要地位，热带海洋气团退居东南海上，我国东部地区在单一的气团控制下，出现全年最宜人的秋高气爽的天气。

三、锋面的三大特征

    锋是两种性质不同的气团相互作用的过渡带，因而锋两侧的温度、湿度、稳定度以及风、云、气压等气象要素具有明显差异，可以把锋看成是大气中气象要素的不连续面。

（1）锋面有坡度：锋面在空间向冷区倾斜，具有一定坡度。锋在空间呈倾斜状态是锋的一个重要特征。锋面坡度的形成和保持是地转偏转力作用的结果。一般锋面的坡度约在1／50—1／200，由于锋面坡度很小，锋面所遮掩的地区必然很大。如坡度为1／100，锋线长为1000千米、高为10千米的锋，其掩盖的面积可达100万平方千米；由于有坡度，可使暖空气沿倾斜面上升，为云雨天气的形成提供了有利条件。

（2）气象要素有突变：气团内部的温、湿、压等气象要素的差异很小，而锋两侧的气象要素的差异很大。

① 温度场：气团内部的气温水平分布比较均匀，通常在100千米内的气温差为1 ℃，最多不超过2 ℃。而锋附近区域内，在水平方向上的温度差异非常明显，100千米的水平距离内可相差近10 ℃，比气团内部的温度差异大5—10倍；在垂直方向上，气团中温度垂直分布是随高度递减的。然而锋区附近，由于下部是冷气团，上部是暖气团，锋面上下温度差异比较大，锋面往往是逆温层。

② 气压场：锋面两侧是密度不同的冷、暖气团，因而锋区的气压变化比气团内部的气压变化要大得多。锋附近区域气压的分布不均匀，锋处于气压槽中，等压线通过锋面有指向高压的折角，或锋处于两个高压之间气压相对较低的地区，等压线几乎与锋面平行。

③ 锋附近风场：风在锋面两侧有明显的逆向转变，即由锋后到锋前，风向呈逆时针方向变化。

（3）锋面附近天气变化剧烈：由于锋面有坡度，冷暖空气交绥，暖空气可沿坡上升或被迫抬升，且暖空气中含有较多的水汽，因而，空气绝热上升，水汽凝结，易形成云雨天气。由于锋面是各种气象要素水平差异较大地区，能量集中，天气变化剧烈。所以，锋是天气变化剧烈的地带。

四、锋的类型

关于锋的分类，目前主要有两种分类方法：

（1）根据锋面两侧冷、暖气团的移动方向及结构状况，锋可以分为下列四种：

①冷锋：是冷气团向暖气团方向移动的锋。暖气团被迫而上滑，锋面坡度较大，冷暖两方中，冷气团占主导的地位。

②暖锋：是暖气团向冷气团方向移动的锋。暖气团沿冷气团向上滑升，锋面坡度较小，冷暖两方中，暖空气占据主导地位。

③准静止锋：是冷、暖气团势力相当，使锋面呈来回摆动，这种锋的移动速度很小，可近似看作静止。

④锢囚锋：是冷锋追上暖锋，将地面空气挤至空中，地面完全为冷空气所占据，造成冷锋后面冷空气与暖锋前部的冷空气相接触的锋面。如果前面的冷气团比较暖湿，后面的冷气团比较寒干，则后面的冷气团就楔入前面冷气团的底部，形成冷式锢囚锋；如果后面的冷空气不如前面的冷空气那样冷而干，则后面相对暖的冷气团会滑行于前面冷气团之上，形成暖式锢囚锋。

在冷式锢囚情况下，暖锋脱离地面，成为高空暖锋，位于锢囚锋之后面；在暖式锢囚情况下，冷锋离开地面，成为高空冷锋，位于锢囚锋的前面。

（2）地理分类：锋还可以按照它所处的地理位置分类，从北到南分为：北极（冰洋）锋、温带锋（极锋）热带锋。

①冰洋锋是冰洋气团和极地气团之间的界面，处于高纬地区，势力较弱，位置变化不大；

②极锋是极地气团和热带气团之间的界面，冷、暖交绥强烈，位置变化大，对中纬地区影响很大。

③热带锋是赤道气流和信风气流之间的界面，由于两种气流之间的温差小，以气流辐合为主，可称为辐合线。它也有位置的季节变化，夏季移至北半球，冬季移至南半球。多出现在海上，是热带风暴的源地。

此外，还有处于空中的副热带锋，处于特定条件下的地中海锋等。

五、冷锋与冷锋云系

冷锋是冷气团向暖气团方向移动形成的锋面。根据冷气团移动的快慢不同，冷锋又分为两类：移动慢的叫第一型冷锋或缓行冷锋，移动快的叫第二型冷锋或急行冷锋。

（1）第一型冷锋：这种锋面处于高空槽线前部，多稳定性天气。这种锋移动缓慢，锋面坡度不大（约1/100），锋后冷空气迫使暖空气沿锋面平稳地上升，当暖空气比较稳定，水汽比较充沛时，会形成与暖锋相似的范围比较广阔的层状云系，只是云系出现在锋线后面，而且云系的分布次序与暖锋云系相反，降水性质与暖锋相似，在锋线附近降水区内还常有层积云、碎雨云形成。降水区出现在锋后，多为稳定性降水。如果锋前暖空气不稳定时，在地面锋线附近也常出现积雨云和雷阵雨天气。夏季，在我国西北、华北等地，以及冬季在我国南方地区出现的冷锋天气多属这一类型。

（2）第二型冷锋：这是一种移动快、坡度大（1/40—1/80）的冷锋。锋后冷空气移动速度远较暖气团为快，它冲击暖气团并迫使产生强烈上升。而在高层，因暖气团移速大于冷空气，出现暖空气沿锋面下滑现象，由于这种锋面处于高空槽后或槽线附近，更加强了锋线附近的上升运动和高空锋区上的下沉运动。夏季，在这种冷锋的地面锋线附近，一般会产生强烈发展的积雨云，出现雷暴、甚至冰雹、飑线等对流性不稳定天气。而高层锋面上，则往往没有云形成。所以第二型冷锋云系呈现出沿着锋线排列的狭长的积状云带，好似一道宽度约有10千米，高达十多千米的云堤。在地面锋线前方也常常出现高层云、高积云、积云。这种冷锋过境时，往往乌云翻滚，狂风大作，电闪雷鸣，大雨倾盆，气象要素发生剧变。这种天气历时短暂，锋线过后，天空豁然晴朗。在冬季，由于暖气团湿度较小，气温不可能发展成强烈不稳定天气，只在锋线前方出现卷云、卷层云、高层云、雨层云等云系。当水汽充足时，地面锋线附近可能有很厚、很低的云层，和宽度不大的连续性降水。地面锋过境后，云层很快消失，风速增大，并常出现大风。在干旱的季节，空气湿度小，地面干燥、裸露，还会有沙暴天气。这种冷锋天气多出现在我国北方的冬、春季节。

    冷锋在我国活动范围甚广，几乎遍及全国，尤其在冬半年，北方地区更为常见，它是影响我国天气的最重要的天气系统之一。冬季我国大陆上空气干燥，冷锋大多从俄罗斯、蒙古进入我国西北地区，然后南下，从西伯利亚带来的冷空气与当地较暖的空气相遇，在锋面上很少形成降水，所以，冬季寒潮冷锋过境时，只形成大风降温天气。冬季时多第二型冷锋，影响范围可达华南，但移到长江流域和华南地区后，常常转变为第一型冷锋或准静止锋。夏季时多第一型冷锋，影响范围较小，一般只达黄河流域，我国北方夏季雷阵雨天气和冷锋活动有很大的关系。

六、暖锋与暖锋云系

    当暖气团前进，冷气团后退，这时形成的锋面为“暖锋”。暖锋的坡度很小，约为1/150。由于暖空气一般都含有比较多的水汽，且又起主导作用，主动上升前进，在冷气团之上慢慢地向上滑升可以达到很高的高度，暖空气在上升过程中绝热冷却，达到凝结高度后，在锋面上便产生云系。如果暖空气滑升的高度足够高，水汽又比较充沛时，暖锋上常常出现广阔的、系统的层状云系。云系序列为：卷云（Ci）、卷层云（Cs）、高层云（As）、雨层云（Ns）。云层的厚度视暖空气上升的高度而异，一般情况下可达几千米，厚者可达对流层顶，而且愈接近地面锋线云层愈厚。暖锋降水主要发生在雨层云内，是连续性降水，降水宽度随锋面坡度大小而有变化，一般300—400千米。暖锋云系有时因为空气湿度和垂直速度分布不均匀而造成不连续，可能出现几十千米，甚至几百千米的无云空隙。

    在暖锋锋下的冷气团中，由于空气比较潮湿，在气流辐合作用和湍流作用下，常产生层积云和积云。如果从锋上暖空气中降下的雨滴在冷气团内发生蒸发，使冷气团中水汽含量增多，达到饱和时，会产生碎积云和碎层云。如果这种饱和凝结现象出现在锋线附近的地面层时，将形成锋面雾。以上是暖锋天气的一般情况，但是在夏季暖空气不稳定时，也可能出现积雨云、雷雨等阵性降水。在春季暖气团中水汽含量很少时，则仅仅出现一些高云，很少有降水。

    明显的暖锋在我国出现得较少，大多伴随着气旋出现。春秋季一般出现在江淮流域和东北地区，夏季多出现在黄河流域。

七、准静止锋与连阴雨

    很少移动或移动缓慢的锋叫准静止锋。它的两侧冷、暖气团往往形成“对峙”状态，暖气团前进，为冷气团所阻，暖气团被迫沿锋面上滑，情况与暖锋类似，出现的云系与暖锋云系大致相同。由于准静止锋的坡度比暖锋还小，沿锋面上滑的暖空气可以伸展到距离锋线很远的地方，所以云区和降水区比暖锋更为宽广。但是降水强度小，持续时间长，可能造成“雨霏霏，连日不开”的连阴雨天气。

    准静止锋天气一般分为两类：一类是云系发展在锋上，有明显的降水。例如，我国华南准静止锋，大多是于冷锋减弱演变而成，天气和第一型冷锋相似，只是锋面坡度更小，云区、降水区更为宽广，其降水区并不限于锋线地区，可延伸到锋面后很大的范围内，降水强度比较小，为连续性降水。由于准静止锋移动缓慢，并常常来回摆动，使阴雨天气持续时间长达10天至半个月，甚至一个月以上，“清明时节雨纷纷”就是江南地区这种天气的写照。这种阴雨天气，直至该准静止锋转为冷锋或暖锋移出该地区或锋消失以后，天气才能转晴。初夏时，如果暖气团湿度增大，低层升温，气层可能呈现不稳定状态，锋上也可能形成积雨云和雷阵雨天气；另一类是主要云系发展在锋下，并无明显降水的准静止锋，例如昆明准静止锋，它是南下冷空气为山所阻而呈静止状态，锋上暖空气干燥而且滑升缓慢，产生不了大规模云系和降水，而锋下的冷空气沿山坡滑升和湍流混合作用，在锋下可形成不太厚的雨层云，并常伴有连续性降水。

    我国准静止锋主要出现在华南、西南和天山北侧，出现时间多在冬半年，对这些地区及其附近天气的影响很大。

八、我国锋面活动的特点

我国境内的锋面活动有五大特点：

（1）因我国大部分地区处在中纬，是冷暖气流交汇的重要场所，所以我国锋面活动非常活跃，并且它与气旋结合为一体，以锋面气旋的形式影响着我国广大地区。

（2）我国锋面活动以冷锋最为显著，特别是在冬季更为突出，势力强，范围广。

（3）我国地域广大，地形复杂，锋面特点和锋面天气具有明显的地区差异。

（4）我国锋面活动主要集中在南北两带，与气旋活动分布相一致。

（5）冬季南北两个锋带基本上是发生在极地大陆气团与变性的极地大陆气团之间（昆明准静止锋和华南准静止锋除外），夏季锋带主要发生在极地大陆气团与热带海洋气团之间。

九、气旋与反气旋的特征和分类

    大气中存在着各种大型的旋涡运动，有的呈逆时针方向旋转，有的呈顺时针方向旋转；有的一面旋转一面向前运动，有的却停留原地少动；有的随生随消，有的却出现时间相当长。它们就像江河里的水的旋涡一样。这些大型旋涡在气象学上称为气旋和反气旋。

    气旋和反气旋是常见的天气系统，它们的活动对高低纬度之间的热量交换和各地的天气变化有很大的影响。

     

            

（1）气旋风和反气旋的特征

    气旋是中心气压比四周低的水平旋涡。在北半球，气旋区域内空气作逆时针方向流动，在南半球则相反。反气旋是中心气压高、四周气压低的水平旋涡。在北半球，反气旋区域内的空气作顺时针方向流动，在南半球则相反。气旋和反气旋一般也称低压和高压。

    在低层大气里，特别是在近地面附近，风向与等压线斜交，所以气旋在北半球是一个按逆时针方向旋转向中心汇集的气流系统；在南半球是按顺时针方向旋转向中心汇集的气流系统。由于气流从四面八方在气旋中心相汇，必然产生上升运动，气流升至高空又向四周流出，这样才能保证低层大气不断地从四周向中心流入，气旋才能存在和发展。所以气旋的存在和发展必须有一个由水平运动和垂直运动所组成的环流系统。因为在气旋中心是垂直上升气流，如果大气中水汽含量较大，就容易产生云雨天气。所以每当低气压（或气旋）移到本区时，云量就会增多，甚至出现阴天降雨的天气。

    在低压层大气里，特别是在近地面附近，因为反气旋的气流是由中心旋转向外流动。所以，在反气旋中心必然有下沉气流，以补充向四周外流的空气。否则，反气旋就不能存在和发展。所以反气旋的存在和发展必须具备一个垂直运动与水平运动紧密结合的完整的环流系统。由于在反气旋中心是下沉气流，不利于云雨的形成。所以，在反气旋控制下的天气一般是晴朗无云。若是在夏季，则天气炎热而干燥。如果反气旋长期稳定少动，则常出现旱灾。我国长江流域的伏旱，就是在副热带反气旋长期控制下造成的。冬季，反气旋来自高纬大陆，往往带来干冷的气流，严重者可成为寒流。

    气旋的直径一般为1000千米，大的可达2000—3000千米，小的只有200—300千米或者更小一些。反气旋大的可以和最大的大陆和海洋相比（如冬季亚洲的反气旋，往往占据整个亚洲大陆面积的3/4），小的直径也可达数百千米。

（2）气旋和反气旋的强度

    气旋和反气旋的强弱不一。它们的强度可以用其最大风速来度量：最大风速大的表示强，最大风速小的表示弱。在强的气旋中，地面最大风速可达30米／秒以上。在强的反气旋中，地面最大风速为20—30米／秒。

    气旋和反气旋的中心气压值常用来表示它们的强度。地面气旋的中心气压值一般为1010—970毫巴，个别中心值有低于930毫巴的。地面反气旋的中心气压值一般为1020—1030毫巴，冬季寒潮高压最强的高达1078.9毫巴以上。

（3）气旋和反气旋的分类

    气旋和反气旋的分类方法比较多，按其生成的地理位置，气旋可分为温带气旋和热带气旋；反气旋可分为温带反气旋、副热带反气旋和极地反气旋。

    按照结构的不同，温带气旋可分为锋面气旋、无锋面气旋；反气旋可分为冷性反气旋（或冷高压）和暖性反气旋（或暖高压）。

    气旋之间，并不存在不可逾越的鸿沟。不同类型的气旋和反气旋，在一定条件下会互相转化。如锋面气旋可因一定条件转化为无锋面气旋（冷涡），无锋面气旋（热低压）可因一定条件转化为锋面气旋；冷性反气旋也可转化为暖性反气旋。气旋、反气旋都应看作是有条件的、可变动的、互相转化的。

十、气旋与反气旋的天气特征

    气旋与反气旋天气，可以看成是以气旋和反气旋的空气运动特征为背景的气团天气与锋面天气的综合。

1.锋面气旋天气特征

    锋面气旋天气是由各方面的因素决定的。锋面气旋的中部和前部在对流层中、下层主要以辐合上升气流占优势，但由于上升气流的强度和锋面结构各有差异。同时，由于季节和地面特征的不同，组成气旋的各个气团的属性也有所区别。因此锋面气旋的天气特征不仅是复杂的，而且随着发展阶段、季节和地区的不同而有差异。要给出锋面气旋在各种情况下的具体天气特征，确实有一定困难，同时也过于烦琐。但只要牢牢掌握住各种锋面、气团所具有的天气特征，各种天气现象（如云、雨和风等）的成因及气旋各部位流场的情况，那么由锋面气旋带来的各种天气现象就不难推断出来。

    为了便于了解典型气旋的具体天气特征，现分阶段来讨论。

    锋面气旋在波动阶段强度一般较弱，坏天气区域不广。暖锋前会形成雨层云，伴有连续性降水及较坏的能见度，云层最厚的地方在气旋中心附近。当大气层结构不稳定时，如夏季，暖锋上也可出现雷阵雨天气。在冷锋后，大多数是第二型冷锋天气。在气旋的暖区，如果是热带海洋气团，水汽充沛，则易出现层云、层积云，有时可出现雾和毛毛雨等天气现象。如果是热带大陆气团，则由于空气干燥，无降水，最多只有一些薄的云层。

    当锋面气旋处于发展阶段时，气旋区域内的风速普遍增大，气旋前部具有暖锋云系和天气特征。云系向前伸展很远，尤其靠近气旋中心部分，云区最宽，离中心愈远，云区愈窄。气旋后部的云系和降水特征是第一型冷锋，还是第二型冷锋，则要视高空槽与地面锋线的配置情况及锋后风速分布情况而定。若高空槽在地面锋线的后面，地面上垂直于锋的风速小，则属于第一型冷锋；若地面锋位于高空槽线附近或后部，则属于第二型冷锋。

    当锋面气旋发展到锢囚阶段时，气旋区内地面风速较大。辐合上升气流加强，当条件充足时，云和降水天气加剧，云系比较对称地分布在锢囚锋的两侧。

    当锋面气旋进入消亡阶段，云和降水也就开始减弱，云底抬高。以后，随着气旋消亡，云和降水区也就逐渐减弱消失了。

    以上所讲都是假定气团为热力稳定时的情况，如气团处于热力不稳定时，则在气旋各个部位，都可能有对流性天气发生，特别在暖区，还可产生暴雨。

2.反气旋的天气特征

    反气旋的天气由于所处的发展阶段、气团性质和所在地理环境的不同而具有不同的特点。同时对某一个反气旋而言，随着反气旋结构变化、气团变性，天气情况也在变化。

    反气旋的中下层，因有显著的辐散下沉运动，尤其在反气旋中心的前方冷平流最强的区域，下沉运动最强，所以天气情况比气旋中要好些，一般说来，常是晴朗天气。同时反气旋是由单一气团组成，而且近地面层有明显的辐散，所以反气旋内天气分布比较均。由于在反气旋区域内，近地面没有锋存在，所以气团特性和反气旋天气具有紧密关系。但在其不同部位天气也有所不同。通常在反气旋的中心附近，下沉气流强，天气晴朗。有时在夜间或清晨还会出现辐射雾，日出后逐渐消散。如果有辐射逆温或上空有下沉逆温或两者同时存在时，逆温层下面聚集了水汽和其他杂质，低层能见度较坏。当水汽较多时，在逆温层下往往出现层云、层积云、毛毛雨及雾等天气现象。在逆温层以上，能见度很好，碧空无云。反气旋的外围往往有锋面存在，边缘部分的上空且有锋面逆温。反气旋的东部或东南部，因接近冷锋，常有较大的风力或较厚的云层，甚至有降水，西部和西南部，冷锋往往处在高空槽前，上空就有暖湿空气滑升，而有暖锋前天气。

    规模较小的位于两个气旋之间的反气旋天气是：前部具有冷锋后部的天气特征，后部具有暖锋前部的天气特征。

    规模特大而强的冷性反气旋（即所谓寒潮高压），从西伯利亚和蒙古侵入我国时，能带来大量的冷空气，使所经之地，气温骤降，风速猛增，一般可达10—20米／秒，有时甚至可达25米/秒以上。