东亚季风环流

高空成员：
南亚反气旋的东部脊、东风急流（含 南北两支东风急流）、东亚地区向南越赤 道气流、南半球高空副热带高压脊等。
3 南海-西太 平洋ITCZ
5 梅雨辐 合带
4 西太平 洋副高
1 澳大利亚 冷性反气旋 2 东亚地区向 北越赤道气流
亚澳地区1988年6月950hPa平均流场（点 划线为等风速线，间隔为20米/秒）

北半球东亚的低频冬季风活动对南半球夏 季风有显著影响。

北半球低频东北风涌向南侵入南半球后 常引起气旋性扰动的发展，并在其北侧赤道 附近引起西风爆发，风速比东北风涌的风速 大得多。西风爆发具有低频振荡的特性，东 传，把赤道西太平亚还表的暖水向东吹流， 使得东太平洋海表温度（SST）变暖。同时， 西太平洋海面降低，东太平洋海面升高从而 导致厄尔尼诺（El Nino）事件的发生。
四. 中国夏季风降水的水汽源地
㈠ 南海地区的水汽来源 ㈡ 中国大陆东南地区的水汽来源 ㈢ 中国东部地区的水汽收支
§6.3 东亚季风与低频振荡
大气低频振荡的一般情况 低频振荡的传播
低频振荡与东亚季风的活动
一． 大气低频振荡的一般情况
大气振荡导致大气环流的周期性变化：
㈠ 高频振荡：时间尺度小于７－１０天
㈣ 东亚与南亚夏季风的比较
１．印度和中国的降水除少数地区无明
显的相关。 ２．印度夏季风由单纯的热带季风所组 成，东亚夏季风包含热带季风和副 热带季风两部分，影响系统复杂。 ３．大部分夏季风低压系统是在东亚季 风区发生而后向西传播到印度季风区 ４．印度季风区的西南气流向东输送构成 东亚副热带季风的一部分。
㈢东亚副热带夏季风的进退
东亚副热带季风的进退主要是指副热带 季风北侧前沿的南北进退。 东亚副热带夏季风的进退与东亚热带夏 季风进退有密切关系，但由于海上资料的缺 乏，目前尚没有关于热带夏季风进退的详细 研究。
§6.2 东亚季风的形成
东亚季风形成的基本因子 亚洲季风区的热源（汇）分布 东亚季风的建立与维持机制 中国夏季风降水的水汽源地
3 冷涌向南传播路径：
东亚大陆
经台湾海峡 南海； 进入 南下 中国大陆西部 沿中南半岛东海岸 低纬 从东路南下的冷空气主要在海面上移动， 变性增温增湿逐渐失去干冷的特性；从西路 南下的冷空气由于在陆地附近的海上移动， 且受冷洋流的影响，其变性很慢。强的冷涌 可以侵入南半球，并可从南海南部向西传播 至印度洋，形成印度季风区的东北季风。
三．东亚冬季风环流系统
㈠ 高低空环流系统
低空成员：
亚洲大陆冷性反气旋、东亚向南越赤道 气流、印尼－北澳夏季风辐合带或热带辐合 带（西北季风与东南信风）以及澳大利亚热 低压等。
高空成员：
南半球高空副热带高压脊，向北越赤道 气流和北半球高空副热带高压的西部脊。
1 亚洲大陆 冷性反气旋 2 东亚向南 越赤道气流
本章难点：
• 季风低频振荡激发与传播机制
季风：一般地说，季风是指近地面层冬夏
盛行风向接近相反且气侯特征明显不同的 现象。目前，对季风研究已超出气候学范 畴，而是把它作为一个天气现象来进行研 究。
现代人们对季风的认识有了进步，至少有 三点是公认的，即： （1）季风是大范围地区的盛行风向随季节 改变的现象，这里强调“大范围”是因为 小范围风向受地形影响很大； （2）随着风向变换，控制气团的性质也产 生转变，例如，冬季风来时感到空气寒冷 干燥，夏季风来时空气温暖潮湿； （3）随着盛行风向的变换，将带来明显的 天气气候变化。

当处于周期的其他阶段时则北移缓慢或停滞 ㈢ 低频振荡与东亚冬季风活动的关系

㈣ 东亚夏季风环流系统的准双周振荡
北半球东亚季风与南半球印尼－北澳季 风处于同一个季风环流系统，因此：东亚冬 （夏）季风的完全建立（撤退）也就是印尼－ 北澳夏（冬）季风的开始建立（撤退）。 东亚冬（夏）季风的完全建立（撤退） 与东亚冬（夏）季风的开始撤退（建立）以低 层越赤道气流的转换为标志。
㈡东亚夏季风的建立过程
南海－西太平洋热带西南季风由南半 球印尼－北澳冬季风越赤道而建立； 大陆－日本副热带季风是北半球低纬 环流自身变化的结果。
大陆－日本副热带西南季风。
东亚地区两支西南季风的北侧是两条辐合带，高层
为辐散带，对应着两条季风雨带。
㈡ 夏季风异常的环流特征 夏季风环流系统中某一成员的强弱、位 臵发生变化，均可影响整个环流系统变化， 从而影响夏季风的强弱和进退，并进而影响 各个地区旱涝。
㈢ 东亚副热带夏季风的热力性质
由于组成东亚副热带季风的三股气流均 来自热带海洋上，富含水汽，当其进入大陆 后受夏季大陆的辐射加热作用和副热带高压 脊下的下沉增温作用，形成高温高湿的特性。
㈡ 低频振荡：时间尺度大于７－１０天，小于
一个季度（也称季节内变化） ㈢ 季节变化： 以年为周期的振荡 ㈣ 甚低频振荡: 年以上的大气振荡
二．低频振荡的传播
㈠ 纬向传播

1波型准40天振荡沿赤道东传的环流变化 特征说明：
1. 低频对流最有利的发展区域：赤道印度洋
2. 低频对流获得再次加强的区域：西太平洋
HS＞0为大气热源， HS＜0为大气热汇（或冷源） ㈡ 冬季热源（汇）分布
三.东亚季风的建立与维持机制
南海－西太平洋热带季风经向垂直 环流与东亚大陆－日本副热带经向垂直 环流是由与其相对应的热源（汇）所维 持的。
亚洲热带季风环流及副热带季风环流基 本特征的最初建立，主要是由海陆热力差与 太阳辐射的经向差共同决定的。对流凝结潜 热的释放是加强和维持（也许还有修改）季 风环流的重要因子。副热带季风环流还受纬 向海陆热力差的作用。
1 南压反气 旋东部脊
2 东风急流
3 东亚地区向 南越赤道气流
4 南半球高 空副高脊
亚澳地区1988年6月200hPa平均流场（点 划线为等风速线，间隔为20米/秒）
在这些环流系统的控制下，存在三支低层季风气流：
澳大利亚冷性反气旋中辐散出来的冬季东南季风； 越赤道后转向而成的南海－西太平洋热带西南季风； 由西太平洋副热带高压脊西侧向北流转向而成的东亚
一． 东亚季风形成的基本因子
㈠ ㈡ ㈢ 太阳辐射的径向差异 海陆热力差异 青藏高原与大气之间的热力差异
二.亚洲季风区的热源（汇）分布
㈠ 夏季（北半球）热源（汇）分布
大气热源（汇）（HS）由四种加热分 量所组成，即大气对太阳辐射的直接吸收 （ΔS），大气长波辐射收支（ΔF）（地 面有效辐射ER和大气层顶长波辐射F∞之 差），来自地面的湍流感热输送（SH）和 来自当地降水的凝结潜热（Lp）。平衡公 式可写为：
这两个区域都属亚洲季风区的范围
纬向波数为2的长波射出辐射（OLR）低频扰 动表现出较明显的驻波特性。

准40天低频振荡在各纬度上的传播方向不同： 赤道东传，副热带地区大多数西传，在30◦N以 东传为主。


低频振荡的纬向传播具有显著的年际变化。
㈡ 径向传播
㈢ 南北半球低频环流相互作用
低频振荡的经向传播可以引起南北半球 低频环流的相互作用。 南半球中纬度大范围的斜压性和冷空气活 动具有准40天的周期性，对北半球夏季风有 显著影响；
东亚季风环流
季风现象，在中国、印度及阿拉伯海 沿岸一带，早在古代就已经引起人们的广 泛注意。现在西文中的“季风”一词(如英 语中的monsoon，德语中的Monsun，俄文中 的MyccoH，等)，来源于古代阿拉伯字 Mausim，它的意思即为气候。
本章重点：
• 东亚季风和夏季风的一般特征 • 东亚季风的形成机制3 印尼-北澳 季风合带4 澳大利亚热 低压
1987年12月亚澳地区950hPa流场
3
北半球高空 副高西部脊
2 向北越 赤道气流
1 南半球高空 副高脊
1987年12月亚澳地区200hPa流场
㈡ 冬季风异常的环流特征
强弱冬季风年的东亚环流系统和天气特 征有明显的差异。强冬季风年500hPa西太平 洋副热带高压弱，亚洲地区西风环流弱，东 亚长波槽脊南伸，200hPa层115°E西风急流 强且偏北。弱冬季风年环流特点与之相反， 500hPa西太平洋副热带高压强，亚洲地区西 风环流强，东亚槽弱，200hPa层115°E西风 急流弱且偏南。
《圖二》圖中顯示了各個季風區冬季及夏季盛行風和降雨區的變化。
图中显示各个季风区冬季盛行风和 降水区的变化
图中显示各个季风区夏季盛行风和 降水区的变化
南京信息工程大学 大气科学系

东亚季风的环流系统


东亚季风的形成
东亚季风与低频振荡
§6.1
东亚季风的环流系统
世界季风区 东亚夏季风环流系统东亚冬季风环流系统
东亚冬季风环流系统
东亚季风与冬季风的交替
一. 世界季风区
赫洛莫夫(xopomob)规定,凡地面上冬 （1月）夏（7月）盛行风向之间至少差 120°且季风指数（I）达到一定百分率的 地区为季风区。
I的定义为：
I=（F1+F2）/ 2式中F1和F2分别为1月和7月 盛行风向频率的百分数。规定：
I>60% 明显季风区 I<40% 季风区
沿海
进入
四．东亚季风与冬季风的交替 ㈠东亚冬夏季风的建立和撤退
一般所讲的冬夏季风的建立（撤退）都是 针对一个局部地区而言的。实际上，冬夏季风 都不是在一季风区的所有地方同时建立和撤退 的，而是一个不断推进和撤退的过程。因此， 对一季风区而言，所谓季风的建立与撤退包含 两个概念：
一是在季风区开始建立（撤退）； 一是在整个季风区完全建立（撤退）。 对于整个季风区来说，冬（夏）季风的 开始建立也就是夏（冬）季风的开始撤 退，冬（夏）季风的完全建立也就是夏 （冬）季风的完全撤退。东亚季风比较 复杂，夏季存在两种性质不同的季风和 季风环流系统。
I<40% 具有季风倾向的地区