温带反气旋是出现在南北半球中高纬度地区的高压涡旋，冬季温带反气旋及其前面的锋面系统能够造成明显的大范围天气现象，如剧烈降温、降水、大风天气、霜冻等气象灾害。天气尺度的反气旋不仅能够造成剧烈的天气现象，也与大尺度大气环流相互作用，进而在局地及全球气候变化中发挥重要作用。但是相比于温带气旋，对温带反气旋的活动及其影响关注较少（Ioannidou and Yau, 2008；Zhang et al., 2012）。

天气气候学的统计是一项基础性研究工作。北半球温带反气旋活动规律和变化趋势的统计研究，将有助于深入理解当地气候特点和天气演变，提高中长期天气预报的准确率。前人对区域性反气旋的分布、移动、年际变化特征等已做了许多研究。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，发现反气旋频数显著下降，并将其划分为冬季型、春季型和夏季型三种类型。Favre and Gershunov(2006)基于日平均海平面气压资料，利用客观追踪方法分析了1950~2001年冬季东北太平洋上的反气旋和气旋，发现这段期间反气旋的强度减弱，其发生频数增加，且反气旋发生多的年份气旋就少，反之亦然。中国学者常称欧亚地区冬季地面冷性反气旋为冷高压，并从20世纪中叶就对其开展了一些研究。高由禧(1953)利用1946年、1949年两年的天气图研究冷高压的移动问题，发现高压的路径可能和高空急流的强度与位置有关。张淮和史久恩(1957)通过普查天气图对东亚的反气旋活动进行了统计工作，将其移动路径分为本区产生和外区侵入两大类，其中心的平均强度由西向东逐渐增加。近年来，Zhang et al.(2012)根据NCEP/NCAR的1978~2012年的海平面气压再分析资料，发现欧亚地区存在冬季反气旋强时气旋就弱的反相关关系，且自2000年后，冬季反气旋活动明显加强。Chen et al.(2014)较全面地统计了1948~2007年中国区域的冬季反气旋的活动，发现其发生频数呈上升趋势，且与极锋急流增强紧密相连。对于北半球反气旋的研究，Galarneau et al.(2008)利用NCEP/NCAR的间隔12 h再分析资料，分析了1950~2003年全球闭合反气旋的时空分布特征。统计结果表明东大西洋和东太平洋上反气旋全年都十分活跃，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 and Yau(2008)利用1957~2002年ERA-40的再分析资料研究北半球冬季反气旋，较完整地给出了北半球冬季反气旋的空间分布和移动特征。

从上述研究来看，温带反气旋具有显著的气候变化特征，且在不同地区又呈现出不同的变化特征。不过，目前已有的关于反气旋的研究多数是区域性的，半球范围的研究相对较少，且集中于南半球（Jones and Simmonds, 1994；Sinclair，1996；Pezza et al., 2007；Galarneau et al., 2008；Ioannidou and Yau, 2008）。研究反气旋地理分布的较多，对其发生频率和强度的时间变化及周期变化特征等研究较少。本文利用较长（1948~2013年）的NCEP /NCAR再分析资料，通过计算机客观识别、追踪方法，对北半球冬季温带反气旋的时空分布、生命史和周期变化特征等方面进行统计分析, 比较不同区域反气旋的特点，从而较全面地考察北半球温带反气旋总体的气候特征。

本文利用1948~2013年NCEP/NCAR全球2.5°（纬度）×2.5°（经度）间隔6 h网格资料中的海平面气压、10 m风场再分析资料（Kalnay et al., 1996；Kistler et al., 2001）和南京信息工程大学图书馆保存的历史天气图。

早期研究反气旋的气候变化主要依靠人工识别来进行统计分析（张淮和史久恩，1957；Harman，1987；张培忠和陈光明，1999）。随着再分析资料和计算机的发展，一些国外气象学家开始用计算机客观地判定和追踪温带反气旋，这些方法经过多年的发展并成功应用（Jones and Simmonds, 1994；Sinclair，1996；Favre and Gershunov, 2006；Zhi and Shi, 2006；Pezza et al，2007；史湘军和智协飞，2007；Galarneau et al., 2008；Ioannidou and Yau, 2008；Chen et al., 2014）。参照史湘军和智协飞(2007)的方法，结合气压场和反气旋的环流特征，对冬季反气旋中心的判别如下：（1）在20°N~80°N范围内，海平面气压场上有高压中心存在，且该中心大于阈值（该点的气候平均值）；（2）高压中心周围存在明显的反气旋环流，此标准结合气压场和风场两种约束条件来判定反气旋存在与否，相比以往仅依据海平面气压场的统计方法效果更好（Zhi and Shi, 2006；史湘军和智协飞，2007）；（3）剔除海拔高度2500 m以上的格点，这样可以在一定程度上排除高地的影响；（4）当两个高压中心距离小于1200 km，可以认为这两个中心属于同一个反气旋系统，系统的中心为最大的高压中心。为了追踪下一时刻的反气旋，根据Favre and Gershunov(2006)以及Zhang et al.(2012)的方法，首先找出当前时刻海平面气压场上的反气旋中心，然后在下一刻以此为中心，1280 km为半径找出最近的反气旋中心，这两个反气旋被认为属于同一个反气旋过程。反气旋至少维持3天，且发生在当年12月至次年2月。

为了检验本文所采用的判定和追踪反气旋的方法，随机选取6年的资料用于比较计算机统计和人工查阅历史天气图得到的结果。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。客观方法和人工方法差异的可能原因有，首先两种方法是分别对两种不同的资料进行统计，这两种资料本身就存在差异。另外，在个别情况下人工判断两个反气旋为同一次过程，而计算机检索时，由于反气旋中心移动范围要求较为苛刻，且中心判定标准为最大气压中心而不是几何中心，计算机就会将这两个反气旋分为两次过程。最后，当遇到大地形或其他原因导致反气旋路径突然改变也可能造成两种方法的识别结果不一致。总体来说，计算机还是能较好地识别反气旋的位置、强度以及移动路径。

图 1是1948~2013年北半球温带反气旋中心累积频次的地理分布。可以看出，在大洋上，中纬度中东部的北太平洋、中纬度东北大西洋，均为反气旋活跃区。相较于东太平洋，东大西洋反气旋分布的纬度范围更广。这两个区域正是夏威夷高压和亚速尔高压的控制范围。大洋上明显的大值区域与太平洋和大西洋上的风暴路径相吻合（Ioannidou and Yau, 2008）。Galarneau et al.(2008)研究也表明，在寒冷季节对流层低层两个海盆上的反气旋极大值区域，反映了动力作用造成的空气下沉运动易发生在高空急流的反气旋式切变的一侧。

图 1

Fig. 1

图 1 1948~2013年北半球冬季反气旋中心累积频次[2.5°（纬度）×2.5°（经度）区域内的反气旋频数]分布 Fig. 1 Distributions of annual occurrence frequency of anticyclonic centers (anticyclone frequency in 2.5°×2.5° area) in the Northern Hemisphere during the winter of 1961–2013

大陆上，北美落基山脉东部和加拿大、美国东部、欧洲、亚洲中部和东亚地区反气旋活动频繁。东亚的反气旋活动范围成西北—东南分布，东可达亚洲东海岸，向南可到中国南海地区形成冷涌。北美的五大湖、斯堪的纳维亚山脉西部、伊朗中西部，以及东亚的蒙古高原、高纬地区的北地群岛、新西伯利亚群岛也存在两个极大值区。冬季大陆反气旋发生、发展与下垫面冷却和地形分布密切相关。冬季冷空气爆发常伴随反气旋，可以看出欧亚大陆上的反气旋中心累积频次较北美大陆更多。但亚州中部受到青藏高原的阻挡，而北美地区的山脉多南北走向，中部是广阔的大平原，所以冬季反气旋活动区域可至墨西哥湾沿岸。

对比大陆和海洋上的反气旋分布发现，大陆上反气旋分布较集中，且多位于中高纬度，而北大西洋和太平洋上反气旋较陆地上分布较分散，纬度位置较低，这与前人的研究结果基本一致（Ioannidou and Yau, 2008）。这也很好地说明本文利用计算机对反气旋进行客观统计是比较可靠的。

本文规定在反气旋的生命周期中，第一次出现反气旋的时刻，就是反气旋的生成时刻，气压达到最大值的时刻为成熟时刻，最后出现的时刻为消亡时刻。图 2是1948~2013年的冬季反气旋生成、成熟和消亡的地理分布。可以看出，大洋上反气旋的生成区域分布比较分散，而大陆上反气旋多生成于较高纬度和极地区域。太平洋上一部分反气旋在太平洋偏低纬度生成，大值区位于西太平洋日本岛附近，还有一些反气旋主要生成于较高纬度（图 2a），后移动到太平洋中、东部时发展最强（图 2b），最后在太平洋东部、北美西北沿岸消亡（图 2c）。大西洋上，反气旋的生成区域分布也较分散，反气旋多在中、西部生成（图 2a），然后向东、向南移动，多在大西洋中东部达到最强（图 2b）。与北太平洋不同的是，反气旋的消亡区域分布在大西洋东部（图 2c），并且大值区从大西洋中部到欧洲西海岸呈西南—东北带状分布。有研究表明在热带特定经度的对流加强，会增强Hadley环流，进而加强相同经度的副热带反气旋（Matthews and Kiladis, 1999；Barlow et al., 2005）。

图 2

Fig. 2

图 2 1948~2013年冬季的北半球温带反气旋（a）生成、（b）成熟和（c）消亡的地理分布[2.5°（纬度）×2.5°（经度）区域内的反气旋频数] Fig. 2 Distributions of the (a) genesis events, (b) maturity events, and (c) lysis events of anticyclones (anticyclone frequency in 2.5°×2.5° area) in the Northern Hemisphere during the winter of 1948–2013

从图 2a看出，北美大陆反气旋多在加拿大西北部、美国北部生成，达到成熟时的大值区分布在加拿大东部，美国中部、东南部沿海地区（图 2b），两个消亡的极大值区分别位于美国东部沿海、加拿大拉布拉多高原（图 2c）。生成于加拿大西部的反气旋最初向东南方移动到加拿大大草原，在那里主要分成三条路径。一部分反气旋在当地消亡，一部分反气旋向东北方移动到加拿大东部和北大西洋消亡，第三条路径是造成冷空气爆发的主要路径，反气旋向东南方移动到美国东南部（Ioannidou and Yau, 2008）。欧亚大陆上，反气旋主要生成于欧洲中高纬度、亚洲中部，几个大值中心位于瑞典、伊朗、蒙古、中国东北，西伯利亚至楚科奇半岛（图 2a）。在东欧平原、西伯利亚、蒙古等地，反气旋多发展到最强（图 2b），最后在黑海、西伯利亚、中国东部沿海及邻近的西太平洋等地区消亡（图 2c）。影响反气旋生成、发展的有温度、地形和上层强迫等等多种因子。由图 2b可以看出欧亚最大的极值中心位于蒙古地区，对应于我国寒潮的关健区，蒙古至西伯利亚地区冬季由于雪盖和沙漠的长波辐射而成为一个强冷源区。而北美的反气旋生成区与大洋上层阻高的发展有密切联系（Ioannidou and Yau, 2008）。

反气旋的频数、强度及运动范围的变化特征与其所经之地的天气变化的频率和强度有密切联系，进而影响当地和全球的气候变化。图 3是北半球冬季温带反气旋年平均过程数（反气旋至少持续3天）的时间变化。从中可以看出66年平均每年冬季有57.1次反气旋过程，其中1996年最多，有71次，1980年最少有45次。1965~1975年和1988~2013年反气旋过程偏多，而1948~1965年偏少。20世纪80年代和90年代反气旋过程数为上升趋势，到1996年达到顶峰。根据以上分析，发现北半球反气旋分布范围广，活动范围大，区域特征明显，反气旋发生频数具有显著的年际—年代际变化。由于海陆差异对反气旋的强度和移动等特征的影响很大，参照Galarneau et al.(2008)、Ioannidou and Yau (2008)的研究，可以将其粗略分为以下四个高频活动区域：（1）北欧、西伯利亚和中国北部、东部，称作欧亚地区（0°~130°E）；（2）加拿大、美国中、东部，称作北美地区（130°W~70°W）；（3）北大西洋，称作大西洋地区（60°W~360°）；（4）北太平洋，称作太平洋地区（130°E~120°W）。下面通过统计分析方法，分别考察活跃于这四个区域的反气旋活动的年际—年代际特征。

图 3

Fig. 3

图 3 1948~2013年冬季（a）欧亚地区、（b）北美地区、（c）大西洋地区以及（d）太平洋地区温带反气旋过程数（反气旋至少持续3天）的时间变化 Fig. 3 Temporal variations of occurrence frequency of winter anticyclones that have a life time of at least three days during 1948–2013 in (a) Eurasia, (b) North America, (c) the Atlantic, and (d) the Pacific during 1948–2013

欧亚地区，每年平均有15.2次反气旋过程，整个生命过程中的年平均气压是1041 hPa，最大气压是1046 hPa，平均纬度位置在52.2°N，平均纬度范围在41.8°N~62.4°N。从20世纪50年代末到70年代中期呈上升趋势，1974年最多，有22次过程（图 4a）。反气旋的强度具有明显的年代际变化，在20世纪70年代中期之前偏强，70年代后期至21纪初期偏弱，之后反气旋强度有上升趋势（图 5a）。反气旋运动的平均纬度在1948~1985年期间偏北，20世纪80年代中期至21纪初年际变化很大（图 6a）。有研究表明，负北极涛动（AO）指数异常事件中出现强烈影响欧亚大陆的冷空气活动（梁苏洁，2014），反气旋的移动常伴随冷空气侵袭，所以欧亚反气旋活动的年际变化可能与AO指数年际变化联系密切。另外，反气旋的强度变化受西风带的强弱变化的影响，弱的对流层西风带可能减缓Rossby波的传播速度，进而增加地面高压系统的持续和强度（Zhang et al., 2012）。

图 4

Fig. 4

图 4 1948~2013年冬季（a）欧亚地区、（b）北美地区、（c）大西洋地区以及（d）太平洋地区温带反气旋过程数（反气旋至少持续3天）的时间变化 Fig. 4 Temporal variations of occurrence frequency of winter anticyclones that have a life time of at least three days during 1948−2013 in (a) Eurasia, (b) North America, (c) the Atlantic, and (d) the Pacific during 1948−2013

图 5

Fig. 5

图 5 同图 4，但为反气旋过程的平均气压 Fig. 5 Same as Fig. 4, but for the mean pressure calculated along the track

图 6

Fig. 6

图 6 同图 4，但为反气旋过程的平均纬度 Fig. 6 Same as Fig. 4, but for the mean latitude calculated along the track

北美地区每年平均有12.4次反气旋过程，平均气压是1033.4 hPa，最大气压是1039 hPa，平均纬度位置是49.1°N，平均纬度范围在33.6°N~64.6°N。1948~2013年反气旋发生频数、强度和移动轨迹平均纬度表现出较大的年际变化，1963年最多，有18次过程，但没有显著的变化趋势（图 4b、5b、6b）。反气旋轨迹的纬度范围在20世纪90年代之前呈上升趋势，之后趋势不明显，但是年际变化显著（图 7b）。

图 7

Fig. 7

图 7 同图 4，但为反气旋过程的平均纬度范围 Fig. 7 Same as Fig. 4, but for the latitudinal range defined by the difference between maximum and minimum latitudes reached along the tracks

大西洋地区，每年平均有9.3次反气旋过程，平均气压是1032.6 hPa，最大气压是1037 hPa，平均纬度位置为42.4°N，平均纬度范围在32.1°N~52.7°N。1953年反气旋发生频数最多（21次过程），2010年最少（9次过程），1990~2010年有下降趋势（图 4c）。20世纪60年代中期到80年代前期反气旋的年平均气压上升（0.6 hPa/a），运动到达的最低纬度向南延伸（－0.53°/a），纬度范围缩小（－0.54°/a）。而1995~2013年反气旋年平均气压下降（－0.26 hPa/a），运动到达的最低纬度向南延伸（－0.67°/a），同时纬度范围缩小（－0.4°/a）（图 5c、6c、7c）。

太平洋地区，每年平均有18次反气旋过程，平均气压是1031.5 hPa，最大气压是1036 hPa，平均纬度位置为43.8°N，平均纬度范围在34.1°N~53.5°N。从20世纪50年代末到90年代初反气旋年平均气压逐渐减少且具有较强的年际变率（图 5d），这与Favre and Gershunov(2006)结果一致，其变化与太平洋—北美遥相关（PNA）转变有关。1948~2013年期间，1994年纬度位置最北（54.6°N），1986最南（36°N），而运动纬度范围年际变率较大（图 6d、7d）。

通过比较以上四个区域的反气旋气候特征可以看出，太平洋反气旋活动最多，北美地区最少。活跃于大陆的反气旋强度和轨迹的平均纬度位置明显高于活跃于海洋上的，且欧亚大陆上的反气旋最强、最北。而北美地区的反气旋移动纬度范围最大，太平洋地区的纬度范围最小。考察各地区反气旋的个数（即过程数）和强度、纬度位置的相关关系。四个区域中，除了欧亚大陆，其他三个区域反气旋强度与平均纬度都有显著的正相关关系（北美：r=0.41，大西洋：r=0.31，太平洋：r=0.33，均通过了置信度为95%的统计显著性检验），即反气旋偏强的年份中，运动偏北。在北美和欧亚大陆，反气旋的强度都与运动纬度范围显著相关。不同的是，北美地区的反气旋越强其运动纬度范围越大（r=0.36，通过了置信度为99%的统计显著性检验），而欧亚大陆的反气旋越强其运动纬度范围越小（r=－0.41，通过了置信度为99%的统计显著性检验）。而各地区的反气旋的个数与移动轨迹的平均纬度并无显著相关关系（表 1）。

表 1 (Table 1)

表 1 欧亚、北美、大西洋和太平洋四个区域温带反气旋过程数（反气旋至少持续3天）、平均气压、平均纬度和平均纬度范围之间的线性相关系数 Table 1 Linear temporal correlation coefficients between frequency, mean pressure, mean latitude, and latitudinal range of winter anticyclones that have a life time of at least three days in Eurasia, North America, the Atlantic, and the Pacific during 1948–2013 过程数和平均气压相关系数 过程数和平均纬度相关系数 过程数和纬度范围相关系数 平均气压和平均纬度相关系数 平均气压和纬度范围相关系数 平均纬度和纬度范围相关系数 欧亚 −0.06 −0.03 0.08 0.05 −0.40** 0.12 北美 −0.04 −0.01 0.07 0.41** 0.36** −0.00 大西洋 0.18 −0.07 0.24* 0.31* 0.05 0.24* 太平洋 0.38** 0.04 −0.12 0.33** 0.04 0.16 *、**分别表示通过置信度为95%、99%的统计显著性检验

表 1 欧亚、北美、大西洋和太平洋四个区域温带反气旋过程数（反气旋至少持续3天）、平均气压、平均纬度和平均纬度范围之间的线性相关系数 Table 1 Linear temporal correlation coefficients between frequency, mean pressure, mean latitude, and latitudinal range of winter anticyclones that have a life time of at least three days in Eurasia, North America, the Atlantic, and the Pacific during 1948–2013

一般我们将更易产生瞬变天气现象的地区称为风暴路径或风暴轴，风暴轴强度变化在一定程度上可以反映反气旋的变化。不少研究表明，北半球风暴轴存在北移变化趋势并很有可能由全球变暖造成（Yin，2005）。20世纪70年代中后期，全球风暴轴强度增强主要是由于平均经向温带梯度增大，从而为斜压不稳定增长提供有力的背景条件（Lee et al., 2012；张颖娴等，2012）。但风暴轴的变化趋势并不具有整个半球变化一致的特征。20世纪70年代中后期北大西洋风暴轴北移加强，而北太平洋情况相反，即风暴轴向低纬度偏移，且与涡旋增长率变化有密切关系。本文中两大洋的反气旋的平均纬度位置变化类似于张颖娴等(2012)中风暴轴位置变化，表现出不同的变化趋势，这在一定程度上说明不同区域反气旋活动特征不同，可能与不同地区斜压性变化不同有关。

使用Morlet小波变换（Torrence and Comp, 1998；Zhi，2001）进一步分析了整个北半球以及其内四个地区反气旋数的周期特征。由图可见，北半球反气旋在1980~2000年期间存在显著的2~3年周期变化（图 8a）。欧亚地区的反气旋在20世纪70年代和90年代存在显著的2~3年周期变化。前人大量的研究揭示了地面气压、降水、SST以及热带印度洋和太平洋的其他要素的这种2~3年周期变化特征（Trenberth，1975；Meehl，1987；Zhu and Zhi, 1991；Shen and Lau, 1995；Zhi，1997；Webster et al., 1998；Chang and Li, 2000；Tseng and Mechoso, 2001；Yang et al., 2011）。北美地区的反气旋在1948~1990年期间存在显著的3~9年周期变化，并表现出从长周期向短周期转变的变频现象。Zhi et al.(1997)曾研究了热带大气低频振荡的变频特征及可能的影响因子。不过，这种年际变化的变频机理目前尚不清楚。大西洋的反气旋在20世纪70年代中期、80年代末到90年代初和2005~2010年期间存在显著的2~3年周期变化，70年代具有显著的准8年周期特征。太平洋的反气旋在20世纪70年代和80年代初期存在显著的2~3年周期变化，并具有从长周期向短周期转变的变频现象，在1960~1995年期间存在显著的准8年周期（图 8b、8c、8d、8e）。整个北半球和欧亚地区从20世纪70年代中期到90年代存在显著的16~18年周期的年代际变化特征（图 8）。

图 8

Fig. 8

图 8 1948~2013年反气旋数的小波变换功率谱（黑线部分表示通过90%置信水平，网格影区是小波变换受边界影响的区域）：（a）北半球；（b）欧亚地区；（c）北美地区；（d）大西洋地区；（e）太平洋地区 Fig. 8 Power spectrum analysis of the Morlet wavelet transform for occurrence frequency of anticyclones in (a) Eurasia, (b) North America, (c) the Atlantic, and (d) the Pacific during 1948–2013. Black contours encompass the wavelet power spectra that are statistically significant at the 90% confidence level. The cross-hatched region is the cone of influence

鉴于反气旋的持续时间与对局地天气的影响大小和范围有密切关系，图 9给出了四个区域反气旋的生命史长度在各个时段所占的百分比。由图可见，活跃于大西洋的反气旋持续5 d以上的比例最高，其他三个区域生命史为3~4 d的反气旋占总数的50%左右。四个区域反气旋数随生命史的变长而急剧下降，生命史为4~7 d的反气旋占40%左右，只有不到10%的反气旋生命史超过一周。

图 9

Fig. 9

图 9 不同生命史的反气旋出现的频率：（a）欧亚地区；（b）北美地区；（c）大西洋地区；（d）太平洋地区 Fig. 9 Occurrence frequencies of anticyclones as a function of their lifespans in (a) Eurasia, (b) North America, (c) the Atlantic, and (d) the Pacific

基于NCEP/NCAR再分析资料，采用客观判定和追踪反气旋的方法统计分析了1948~2013年北半球冬季温带反气旋的时空分布特征，得到如下几点结论：

（1）北半球冬季温带反气旋主要活动在中纬度中东部的北太平洋、东北大西洋、北美落基山脉东部和加拿大、美国东部、欧洲、中亚和东亚地区。大陆上反气旋分布较集中，且多位于中高纬度地区，而北大西洋和太平洋上反气旋较陆地上分布零散，纬度位置较低。

（2）大洋上反气旋的生成区域分布比较分散，太平洋上的反气旋主要生成于西太平洋，在中、东太平洋达到成熟期，最后在太平洋东部、北美西北沿岸消亡。大西洋上的反气旋与太平洋上的分布类似，但大西洋上的反气旋消亡区域的大值区从大西洋中部到欧洲西海岸成西南—东北带状分布。欧亚和北美地区的反气旋多生成于高纬度及极地区域，主要向东、东南方向移动。一些反气旋在当地发展消亡，而另一些反气旋则能移动到大陆东海岸。

（3）北半球反气旋活动具有明显的年际—年代际变化，且不同地区的时间变化特征也不尽相同。北半球各区域反气旋出现的个数均具有显著的2~3年周期变化特征，欧亚地区则具有显著的16~18年周期的年代际变化。

（4）北美、大西洋和太平洋地区反气旋强度偏强（弱）的年份中，运动轨迹偏北（南）。在北美大陆，反气旋的强度越强其运动纬度范围越大，而欧亚大陆的反气旋越强其运动纬度范围越小。

（5）欧亚、北美和太平洋地区持续时间3~4 d的反气旋占总数的50%左右，大西洋上的反气旋持续5 d以上的比例较其他地区更高，不到10%的反气旋生命史超过一周。

反气旋的气候变化以及他们导致的区域地表大气环流与北半球大气环流的转变和地面气候有密切联系。例如，2000年以来欧亚地区反气旋强度增强，可影响半永久性西伯利亚高压的加强和移动，从而有利于欧亚中纬度和中国东北地区地表气温降低（Pinto et al., 2007；Wen et al., 2009；Zhou et al., 2009；Zhang et al., 2012），导致极端冷冬事件增多，而下垫面的冷却反过来也会加强反气旋（Zhang et al., 2012）。能够移动到北美西海岸的东北太平洋上的反气旋不仅对北太平洋的天气气候有影响，而且对北美西部的地表气温有直接影响，尤其是夜间温度（Favre and Gershunov, 2006）。目前，导致各区域反气旋具有不同的气候特征的原因并不十分清楚，影响区域反气旋的年代际变化的主要因子以及与对当地气候的联系等等都需要在未来的工作中进一步研究。