第九讲 东亚季风与冷涌
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西部的西沙站，也可观测到中等程度的温度下降以及第一次
冷涌引起的气压上升。但在南海东北的东沙站，由冷涌造成
的温压变化一点也不明显。这说明沿台湾海峡及南岭以东的
中国东南沿海南流的冷空气在南海东北受海洋影响变性相当
快，而在南海西部，起源南岭以西华南沿岸的冷空气在陆地
上停留较久，因而要更冷一些。这股空气沿越南沿岸南流， 伸入到近赤道地区，因而在冬季（如12月）地面平均气温图
来自南海的高空流出气流也沿赤道流向中东太平洋的非洲东 岸，以此加强东西瓦克环流圈。这表明，虽然近赤道地区的 对流受来自北方中纬度寒潮爆发的脉动影响，但它们自身的 影响并不一定显著地反馈到北部中纬度环流中。因而冷涌似 乎是中纬度控制的现象，它可能影响到极南的大范围赤道地 区。图9.4是上述整个过程的示意图。由上可见，南海冬季季 风的爆发和脉动虽然是一次次天气尺度的过程，但它与天气 尺度和行星尺度的过程有密切关系。像前面已经指出，南海 冷涌时期，局地哈得莱环流将加强，同时东西向环流也加强， 因而海洋大陆的高空流出稳定加强并持续几天。日本附近的 高空急流也加强，整个来说，冷涌期间中纬和热带的一些主 要环流系统表现出显著相关和一致的变化，这也是中低纬相 互作用的一种方式。
冷涌向赤道地区的传播是非常迅速的。图9.5是沿中国东南沿 海和南海地区冷涌的演变实例。在1974年12月3日12Z和5日 12Z（世界时）先后有两次冷涌出现，它们与锋面的过程有 关。在南海北部，冷空气非常迅速地侵入到18ºN左右，以后 以略慢的速度向赤道移动。第二次冷涌在10月12Z开始。冷 涌之后一直南到12ºN温度几乎同时下降和气压上升，在南海
图9.7 冷涌两阶段传播示意图。（a）不受阻挡的前 边缘；（b）不受阻挡的冷锋
冷涌的出现是世界范围的。冷涌除了在东亚地 区经常出现以外，在落基山东坡的北风冷涌在冷季 也经常观测到。它可以影响北美的大平原和墨西哥 沿岸地区的天气。它可以导致这些地区在一天内温 度下降30℃，北风强度可达20m·s-1以上。在有利的 大尺度天气形势下，起源于北美中高纬度的冬季冷 涌可以向南传播到热带地区。中美洲的冷涌能够在 墨西哥东部和中美洲引起明显的降温，阵性强，冷 季的大雨以及加勒比海地区海温的降低。在南美安 底斯山以东，冷空气侵入到热带和副热带地区，一 年四季都可发生，极端的冬季冷涌事件可在阿根廷 东部到巴西南部的大范围地区产生霜冻。许多研究 揭示，安底斯山以东的冷涌与世界上其它地区的冷 涌在结构上是类似的。
图9.4 南海冷涌前 后环流和天气过 程演变的概略图
9.2 冷涌的形成和传播
冷涌产生的背景是在300hPa中纬地区有一对准静止的 长波槽脊。脊位于东亚大陆，它维持了西伯利亚高压。槽一 般在日本邻近，它为东亚沿岸提供了一个汇合区。冷涌的启 动机制有两种：一是黄河/东海地区的下沉运动，这由沿长波 槽传播的一些短波槽的斜压加强引起。地面辐散流推动冷空 气向南移动。这种下沉运动是日本上空东亚急流入口区直接 环流的一部分。上升区一般位于下沉区以南10º纬距的地区。 因而东亚冷涌从冷空气源区释放纬向有效位能。启动冷涌的 另一个机制是气候的季风环流对中纬过程影响的一种非地转 补偿现象。当移动性槽进入平均急流的汇合区时，可增加西 风动量辐合从而引起迅速的西风加速。相应于急流强度增加 的次级环流在入口区是热力直接的，在出口区是间接的。这 些环流随急流一起移动，在通过亚洲沿岸时，直接次级环流 可增强季风环流圈。随着大陆气压上升，南海气压下降，地 面出现强偏北变压风，这就是冷涌。
出的气流向南、北流动，以此在南北半球形成行星尺度的局
地哈得莱环流，即从印尼上升而分别在华北和澳大利亚南部 下沉。在200hPa最强的辐散南风（北风）位于10ºN，140ºE （30ºS，160ºE）。从印尼流出的高空辐散气流也流向东面， 辐合入赤道东太平洋地区。而在东印度洋有第二个高空辐散
中心。在其它年份或更长年份的平均图上，这个辐散中心并
图9.8 沿北半球南北向山脉冷涌从中纬移入副热带的概 念模型。冷涌的前沿是地面冷锋，细曲线代表地面等压 线；H与L分别是地面反气旋和槽的位置；虚线是中层 波动的位置与位相
当冷涌到达近赤道地区后（尤其在海洋大陆），会产生 大量云系，其中有明显的深对流。图9.9（a）响冬季风云系 和降水的主要天气尺度环流系统。一般在整个热带季风区都 可有深对流和暴雨，但最显著的地区位于南半球季风槽及其 以北从苏门答腊经过印尼到西南太平洋一带，这里有最强的 天气尺度过程的强迫作用。在马来西亚、印尼、澳大利亚北 部和新几内亚强对流的日变化很大，这可能与海陆风效应有 关，另外这里天气尺度变率也很大，因为向东传播和向西传 播的云系都到达这里。当有大尺度冷涌以偏北风形式入侵， 同时有西传的赤道扰动移入时，加里曼丹北部海面上空的对 流活动便增加。对流活动的形成一般开始于午夜。离岸的陆 风在加里曼丹北面不远处与冷涌气流相遇而产生辐合，在那 里形成对流单体。以后这些对流单体不断发展，逐渐演变成 为有组织的对流系统－中尺度云砧，并伴有水平范围约200 km左右的降水区。早上8时（地方时）许，海上对流活动最 为旺盛，中午过后海风开始，对流云系便开始减弱。
在冷涌期间亚洲－太平洋地区的行星尺度环流具有显著
的几天时间尺度的短期变化。在华南沿岸冷涌出现前，华北 冷平流引起的冷却作用增强，通过加强下沉运动使东亚局地 哈得莱环流加强，与华北热汇加强的同时，以日本为中心的 东亚急流加强，这是由于哈得莱环流加强后高层非地转气流 增强的结果。中心在阿富汗和巴基斯坦的亚洲西部的急流变 化与东亚急流的变化反向，后者的最小值略落后于前者之最 大值。这种反向关系可能是由高层向赤道的经向风产生的科 氏力减速造成。这种经向气流在冷涌前和之间皆出现于急流 上游地区。在日本北部加深的高空槽迅速的东移可能是华南 沿岸东北冷空气爆发的前兆。在冷涌之后不久，南海赤道地 区天气尺度扰动中的对流将加强，以此维持或增强已经加强 的局地哈得莱环流，但是局地哈得莱环流的增强在冷涌之后 并不会持续太长（不超过1天）。
世界各地区的冷涌虽然具有一定的区域差异和
不同的变率，但它们的演变与结构有相似性。首先， 它们是起源于中高纬扰动通过与发展的时期，这时， 一个冷空气堆建立起来，并且在山脉以东形成大尺 度向极地的气压梯度。第二是以后冷空气都以浅薄 的冷盖（～2km厚）形式向南传播，在其前缘造成 突然的温度下降，并有流体静力学引起的气压脊 （涌升）相伴。当冷涌移入热带地区时，强烈的地 表热通量使冷空气减弱，冷涌逐渐失去了其冷空气 特征，但仍保持强的经向风和低露点温度。因为沿 冷涌前沿有强的低空辐合，因而经常在热带与副热 带激发深对流的发生发展。图9.8是沿北半球南北向 山脉冷涌从中纬移入副热带的概念模型。
低空辐合和高空辐散中心位于同一地区，即在西南太平
洋的新几内亚以东地区（图9.3）。这个特征反映了在这里有 最强的深对流活动。这个大范围的对流区不但为射出长波辐 射的分析所证实（从苏门答腊到180ºE沿10ºS有一条云量最 大值区，其主要中心恰位于新几内亚以东），而且也为热源
的直接计算所证实。从这个冬季风环流的主要上升运动区流
上，在越南沿海可看到一较冷的地区。这除了冷涌作用外， 也由于沿岸的水温比南海其它地区较冷的缘故（图9.6）。由 上可见，在东北季风季，冷涌的西部和东部有明显不同程度 的海气相互作用。
图9.5 （a）1974年12 月地面温度时间剖面图 （沿东北－西南方向）， 图相应于东南沿海的南 海地区；（b）同（a）， 但是对低空风速（n mile·h-1）
像夏季风一样，冬季风也有明显的中期变化，即有 活跃期和不活跃期（中断期）。每个时期有5～8天的时 间。在活跃期，在华南沿海地区最低1～2km出现非常强 的冷涌，而中断期的特征是在南海出现异常的持续地面 南风。根据5个冬天8次异常活跃冬季风和5个异常不活 跃冬季风个例的综合研究，基本上肯定了前面所述的环 流演变过程，但也揭示了活跃期和中断期环流系统和过 程的显著差异。在活跃期开始，许多行星尺度的环流系 统几乎同时加强，包括高空槽东移，华南沿岸冷涌爆发， 热带对流区辐散环流加强以及太平洋和印度洋瓦克环流 加强，东亚局地哈得莱环流的高空回流支也加强，这又 使东亚急流中心加强，同时西亚急流明显减弱。在冷涌 的中断期，中纬度环流都表现出相反的变化。热带的变 化虽不够明显，但也有相反变化的趋势。这种冷涌活跃 和不活跃期热带相应在组织程度上的差别表明，冬季的 热带大气似是由中纬所强迫而不是反之，至少在东亚和 太平洋地区是如此。
图Biblioteka Baidu.1 （a）1971-2000冬季平均850hPa平均风场；（b） 5个冬季（1980～1984年12月～2月）850hPa经向风为 北风时的出现频率
西伯利亚高压的向南移动与寒潮爆发密切有关， 而后者与大尺度环流形势或长波的发展有关。图9.2给 出了西伯利亚高压的路径。可以看到有三条主要的路 径。第一条时西北路径，最常出现，占所有西伯利亚 高压路径（1980～1984年5个冬天）的64％左右；第 二条路径是西方路径，高压主要在50ºN以南从西向东 移动，即高压进入新疆，再东移到蒙古西部，最后达 到华东。这种路径的反气旋占27％左右。有一小部分 高压（约10％）沿第三条路径移动，它们主要影响东 北、朝鲜和日本海。
不明显。这时可形成两个以印尼为上升支的两个瓦克环流，
东面的下沉支在赤道中东太平洋，西部的瓦克环流通过印度 洋在非洲东岸下沉。
辐散风分布
图9.3 上图： 200hPa 下图： 850hPa
简单的看来，行星尺度的冬季风环流可以看作
是东亚局地哈得莱环流的一部分。对流层下部的一 支即为流向赤道的东北气流。这支气流不断地受到 来自西伯利亚冷空气涌的增强。它的上升支由海洋 大陆附近赤道槽中的强对流造成。这支局地哈得莱 环流的强度对于冬季纬向平均的经向输送是最重要 的。与夏季风有中断和活跃时期之分有些类似，这 个环流的强热源也有明显的脉动，这主要表现为海 洋大陆地区半静止赤道槽强度的变化和南海传播性 天气尺度扰动的发展和衰减。近赤道对流系统随时 间的加强，有些是与中国沿海的冷涌有关，这种冷 涌主要在大气最低层明显。
高等天气学系列讲座 单元三：热带大气环流和天气系统
第九讲 东亚季风与冷涌
丁一汇 国家气候中心
9.1 冬季风的形成和变率
亚洲冬季风起源于西伯利亚高压。当高压 离开源地向南爆发时在其东侧和南侧可产生 很强的北风和东北风，这就是冬季风（图 9.1(a)）。这种强北风和东北风的产生很大程 度上与非地转运动有关。当东北季风向南流 向南海及印尼一带时，可形成冷涌，最后流 入到赤道区的赤道槽内，加强那里的对流和 降水（图9.1(b)）。
图9.6 冷涌过程示意图，T1和T2分别表示T0之后12～ 24和24～48小时
当冷涌向赤道方向传播的时候，有一半以上的 情况（对冬季MONEX时期）表现为两个阶段。第 一个阶段的特征主要为地面气压显著上升，第二阶 段则为地面露点急降。在这两个阶段之后地面风通 常加强，出现北风加速。天气分析和卫星云图确定， 第二阶段实际上即一般所谓冷锋过境，在南海平均 南移速度为～11m·s-1（图9.7）。第二阶段在天气 图上很难追踪，它的移速很快，平均南移速度约 40m·s-1。从这个传播速度以及地面风与等压线交角 的时间变化看，第一阶段可能是重力波，这个解释 与Lim和Chang的理论工作是一致的。他们指出，在 风－质量调整过程中重力波型的瞬变运动在热带会 产生涌，其情况很类似于前面的观测结果。两个阶 段之间一般有几小时到大约一天的时间间隔。在上 游台站较短，下游台站较长。
图9.2 1980～1984年5个冬季（12月～2月）侵入中国 的西伯利亚高压路径。左下角是西伯利亚高压路径的概 略图
在北半球冬季季风期，行星尺度的主
要对流区从一般在印度夏季位置移到所谓 近赤道的海洋大陆地区，即马来西亚、印 尼和南海。虽然热力直接环流基本上与夏 季相似，但冬季风具有明显不同的特征， 它在近赤道地区的强对流性降水及潜热释 放是直接位于很冷的亚洲大陆之南，以此 造成强的南北加热梯度。这不仅是冬季全 球最主要的热源，而且也是整个大气中所 有系统中最大的热源。
冷涌引起的气压上升。但在南海东北的东沙站，由冷涌造成
的温压变化一点也不明显。这说明沿台湾海峡及南岭以东的
中国东南沿海南流的冷空气在南海东北受海洋影响变性相当
快，而在南海西部，起源南岭以西华南沿岸的冷空气在陆地
上停留较久，因而要更冷一些。这股空气沿越南沿岸南流， 伸入到近赤道地区，因而在冬季（如12月）地面平均气温图
来自南海的高空流出气流也沿赤道流向中东太平洋的非洲东 岸，以此加强东西瓦克环流圈。这表明，虽然近赤道地区的 对流受来自北方中纬度寒潮爆发的脉动影响，但它们自身的 影响并不一定显著地反馈到北部中纬度环流中。因而冷涌似 乎是中纬度控制的现象，它可能影响到极南的大范围赤道地 区。图9.4是上述整个过程的示意图。由上可见，南海冬季季 风的爆发和脉动虽然是一次次天气尺度的过程，但它与天气 尺度和行星尺度的过程有密切关系。像前面已经指出，南海 冷涌时期，局地哈得莱环流将加强，同时东西向环流也加强， 因而海洋大陆的高空流出稳定加强并持续几天。日本附近的 高空急流也加强，整个来说，冷涌期间中纬和热带的一些主 要环流系统表现出显著相关和一致的变化，这也是中低纬相 互作用的一种方式。
冷涌向赤道地区的传播是非常迅速的。图9.5是沿中国东南沿 海和南海地区冷涌的演变实例。在1974年12月3日12Z和5日 12Z（世界时）先后有两次冷涌出现，它们与锋面的过程有 关。在南海北部，冷空气非常迅速地侵入到18ºN左右，以后 以略慢的速度向赤道移动。第二次冷涌在10月12Z开始。冷 涌之后一直南到12ºN温度几乎同时下降和气压上升，在南海
图9.7 冷涌两阶段传播示意图。（a）不受阻挡的前 边缘；（b）不受阻挡的冷锋
冷涌的出现是世界范围的。冷涌除了在东亚地 区经常出现以外，在落基山东坡的北风冷涌在冷季 也经常观测到。它可以影响北美的大平原和墨西哥 沿岸地区的天气。它可以导致这些地区在一天内温 度下降30℃，北风强度可达20m·s-1以上。在有利的 大尺度天气形势下，起源于北美中高纬度的冬季冷 涌可以向南传播到热带地区。中美洲的冷涌能够在 墨西哥东部和中美洲引起明显的降温，阵性强，冷 季的大雨以及加勒比海地区海温的降低。在南美安 底斯山以东，冷空气侵入到热带和副热带地区，一 年四季都可发生，极端的冬季冷涌事件可在阿根廷 东部到巴西南部的大范围地区产生霜冻。许多研究 揭示，安底斯山以东的冷涌与世界上其它地区的冷 涌在结构上是类似的。
图9.4 南海冷涌前 后环流和天气过 程演变的概略图
9.2 冷涌的形成和传播
冷涌产生的背景是在300hPa中纬地区有一对准静止的 长波槽脊。脊位于东亚大陆，它维持了西伯利亚高压。槽一 般在日本邻近，它为东亚沿岸提供了一个汇合区。冷涌的启 动机制有两种：一是黄河/东海地区的下沉运动，这由沿长波 槽传播的一些短波槽的斜压加强引起。地面辐散流推动冷空 气向南移动。这种下沉运动是日本上空东亚急流入口区直接 环流的一部分。上升区一般位于下沉区以南10º纬距的地区。 因而东亚冷涌从冷空气源区释放纬向有效位能。启动冷涌的 另一个机制是气候的季风环流对中纬过程影响的一种非地转 补偿现象。当移动性槽进入平均急流的汇合区时，可增加西 风动量辐合从而引起迅速的西风加速。相应于急流强度增加 的次级环流在入口区是热力直接的，在出口区是间接的。这 些环流随急流一起移动，在通过亚洲沿岸时，直接次级环流 可增强季风环流圈。随着大陆气压上升，南海气压下降，地 面出现强偏北变压风，这就是冷涌。
出的气流向南、北流动，以此在南北半球形成行星尺度的局
地哈得莱环流，即从印尼上升而分别在华北和澳大利亚南部 下沉。在200hPa最强的辐散南风（北风）位于10ºN，140ºE （30ºS，160ºE）。从印尼流出的高空辐散气流也流向东面， 辐合入赤道东太平洋地区。而在东印度洋有第二个高空辐散
中心。在其它年份或更长年份的平均图上，这个辐散中心并
图9.8 沿北半球南北向山脉冷涌从中纬移入副热带的概 念模型。冷涌的前沿是地面冷锋，细曲线代表地面等压 线；H与L分别是地面反气旋和槽的位置；虚线是中层 波动的位置与位相
当冷涌到达近赤道地区后（尤其在海洋大陆），会产生 大量云系，其中有明显的深对流。图9.9（a）响冬季风云系 和降水的主要天气尺度环流系统。一般在整个热带季风区都 可有深对流和暴雨，但最显著的地区位于南半球季风槽及其 以北从苏门答腊经过印尼到西南太平洋一带，这里有最强的 天气尺度过程的强迫作用。在马来西亚、印尼、澳大利亚北 部和新几内亚强对流的日变化很大，这可能与海陆风效应有 关，另外这里天气尺度变率也很大，因为向东传播和向西传 播的云系都到达这里。当有大尺度冷涌以偏北风形式入侵， 同时有西传的赤道扰动移入时，加里曼丹北部海面上空的对 流活动便增加。对流活动的形成一般开始于午夜。离岸的陆 风在加里曼丹北面不远处与冷涌气流相遇而产生辐合，在那 里形成对流单体。以后这些对流单体不断发展，逐渐演变成 为有组织的对流系统－中尺度云砧，并伴有水平范围约200 km左右的降水区。早上8时（地方时）许，海上对流活动最 为旺盛，中午过后海风开始，对流云系便开始减弱。
在冷涌期间亚洲－太平洋地区的行星尺度环流具有显著
的几天时间尺度的短期变化。在华南沿岸冷涌出现前，华北 冷平流引起的冷却作用增强，通过加强下沉运动使东亚局地 哈得莱环流加强，与华北热汇加强的同时，以日本为中心的 东亚急流加强，这是由于哈得莱环流加强后高层非地转气流 增强的结果。中心在阿富汗和巴基斯坦的亚洲西部的急流变 化与东亚急流的变化反向，后者的最小值略落后于前者之最 大值。这种反向关系可能是由高层向赤道的经向风产生的科 氏力减速造成。这种经向气流在冷涌前和之间皆出现于急流 上游地区。在日本北部加深的高空槽迅速的东移可能是华南 沿岸东北冷空气爆发的前兆。在冷涌之后不久，南海赤道地 区天气尺度扰动中的对流将加强，以此维持或增强已经加强 的局地哈得莱环流，但是局地哈得莱环流的增强在冷涌之后 并不会持续太长（不超过1天）。
世界各地区的冷涌虽然具有一定的区域差异和
不同的变率，但它们的演变与结构有相似性。首先， 它们是起源于中高纬扰动通过与发展的时期，这时， 一个冷空气堆建立起来，并且在山脉以东形成大尺 度向极地的气压梯度。第二是以后冷空气都以浅薄 的冷盖（～2km厚）形式向南传播，在其前缘造成 突然的温度下降，并有流体静力学引起的气压脊 （涌升）相伴。当冷涌移入热带地区时，强烈的地 表热通量使冷空气减弱，冷涌逐渐失去了其冷空气 特征，但仍保持强的经向风和低露点温度。因为沿 冷涌前沿有强的低空辐合，因而经常在热带与副热 带激发深对流的发生发展。图9.8是沿北半球南北向 山脉冷涌从中纬移入副热带的概念模型。
低空辐合和高空辐散中心位于同一地区，即在西南太平
洋的新几内亚以东地区（图9.3）。这个特征反映了在这里有 最强的深对流活动。这个大范围的对流区不但为射出长波辐 射的分析所证实（从苏门答腊到180ºE沿10ºS有一条云量最 大值区，其主要中心恰位于新几内亚以东），而且也为热源
的直接计算所证实。从这个冬季风环流的主要上升运动区流
上，在越南沿海可看到一较冷的地区。这除了冷涌作用外， 也由于沿岸的水温比南海其它地区较冷的缘故（图9.6）。由 上可见，在东北季风季，冷涌的西部和东部有明显不同程度 的海气相互作用。
图9.5 （a）1974年12 月地面温度时间剖面图 （沿东北－西南方向）， 图相应于东南沿海的南 海地区；（b）同（a）， 但是对低空风速（n mile·h-1）
像夏季风一样，冬季风也有明显的中期变化，即有 活跃期和不活跃期（中断期）。每个时期有5～8天的时 间。在活跃期，在华南沿海地区最低1～2km出现非常强 的冷涌，而中断期的特征是在南海出现异常的持续地面 南风。根据5个冬天8次异常活跃冬季风和5个异常不活 跃冬季风个例的综合研究，基本上肯定了前面所述的环 流演变过程，但也揭示了活跃期和中断期环流系统和过 程的显著差异。在活跃期开始，许多行星尺度的环流系 统几乎同时加强，包括高空槽东移，华南沿岸冷涌爆发， 热带对流区辐散环流加强以及太平洋和印度洋瓦克环流 加强，东亚局地哈得莱环流的高空回流支也加强，这又 使东亚急流中心加强，同时西亚急流明显减弱。在冷涌 的中断期，中纬度环流都表现出相反的变化。热带的变 化虽不够明显，但也有相反变化的趋势。这种冷涌活跃 和不活跃期热带相应在组织程度上的差别表明，冬季的 热带大气似是由中纬所强迫而不是反之，至少在东亚和 太平洋地区是如此。
图Biblioteka Baidu.1 （a）1971-2000冬季平均850hPa平均风场；（b） 5个冬季（1980～1984年12月～2月）850hPa经向风为 北风时的出现频率
西伯利亚高压的向南移动与寒潮爆发密切有关， 而后者与大尺度环流形势或长波的发展有关。图9.2给 出了西伯利亚高压的路径。可以看到有三条主要的路 径。第一条时西北路径，最常出现，占所有西伯利亚 高压路径（1980～1984年5个冬天）的64％左右；第 二条路径是西方路径，高压主要在50ºN以南从西向东 移动，即高压进入新疆，再东移到蒙古西部，最后达 到华东。这种路径的反气旋占27％左右。有一小部分 高压（约10％）沿第三条路径移动，它们主要影响东 北、朝鲜和日本海。
不明显。这时可形成两个以印尼为上升支的两个瓦克环流，
东面的下沉支在赤道中东太平洋，西部的瓦克环流通过印度 洋在非洲东岸下沉。
辐散风分布
图9.3 上图： 200hPa 下图： 850hPa
简单的看来，行星尺度的冬季风环流可以看作
是东亚局地哈得莱环流的一部分。对流层下部的一 支即为流向赤道的东北气流。这支气流不断地受到 来自西伯利亚冷空气涌的增强。它的上升支由海洋 大陆附近赤道槽中的强对流造成。这支局地哈得莱 环流的强度对于冬季纬向平均的经向输送是最重要 的。与夏季风有中断和活跃时期之分有些类似，这 个环流的强热源也有明显的脉动，这主要表现为海 洋大陆地区半静止赤道槽强度的变化和南海传播性 天气尺度扰动的发展和衰减。近赤道对流系统随时 间的加强，有些是与中国沿海的冷涌有关，这种冷 涌主要在大气最低层明显。
高等天气学系列讲座 单元三：热带大气环流和天气系统
第九讲 东亚季风与冷涌
丁一汇 国家气候中心
9.1 冬季风的形成和变率
亚洲冬季风起源于西伯利亚高压。当高压 离开源地向南爆发时在其东侧和南侧可产生 很强的北风和东北风，这就是冬季风（图 9.1(a)）。这种强北风和东北风的产生很大程 度上与非地转运动有关。当东北季风向南流 向南海及印尼一带时，可形成冷涌，最后流 入到赤道区的赤道槽内，加强那里的对流和 降水（图9.1(b)）。
图9.6 冷涌过程示意图，T1和T2分别表示T0之后12～ 24和24～48小时
当冷涌向赤道方向传播的时候，有一半以上的 情况（对冬季MONEX时期）表现为两个阶段。第 一个阶段的特征主要为地面气压显著上升，第二阶 段则为地面露点急降。在这两个阶段之后地面风通 常加强，出现北风加速。天气分析和卫星云图确定， 第二阶段实际上即一般所谓冷锋过境，在南海平均 南移速度为～11m·s-1（图9.7）。第二阶段在天气 图上很难追踪，它的移速很快，平均南移速度约 40m·s-1。从这个传播速度以及地面风与等压线交角 的时间变化看，第一阶段可能是重力波，这个解释 与Lim和Chang的理论工作是一致的。他们指出，在 风－质量调整过程中重力波型的瞬变运动在热带会 产生涌，其情况很类似于前面的观测结果。两个阶 段之间一般有几小时到大约一天的时间间隔。在上 游台站较短，下游台站较长。
图9.2 1980～1984年5个冬季（12月～2月）侵入中国 的西伯利亚高压路径。左下角是西伯利亚高压路径的概 略图
在北半球冬季季风期，行星尺度的主
要对流区从一般在印度夏季位置移到所谓 近赤道的海洋大陆地区，即马来西亚、印 尼和南海。虽然热力直接环流基本上与夏 季相似，但冬季风具有明显不同的特征， 它在近赤道地区的强对流性降水及潜热释 放是直接位于很冷的亚洲大陆之南，以此 造成强的南北加热梯度。这不仅是冬季全 球最主要的热源，而且也是整个大气中所 有系统中最大的热源。