东亚季风环流

三．低频振荡与东亚季风的活动
㈠ 低频振荡与季风的建立和撤退
低频振荡的纬向往往决定东亚和印尼－澳大 利亚北部冬夏季风建立和撤退的具体日期； 低频振荡还可以大致决定对流天气扰动群体 发生法展的时段。
㈡ 低频振荡与东亚副热带季风北进的关系
准 40 天振荡与东亚副热带季风及其雨带的 两次跳跃和3次停滞有关： 当准 40 天振荡周期的北进期与副热带季风北 进的季节变化趋势叠加时，使副热带季风及其 雨带北跃
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。
3 印尼-北澳 季风辐合带
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。
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。
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
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；
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
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，ຫໍສະໝຸດ Baidu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。
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。
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
《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

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
㈢冷涌的向南传播及其对低纬环流的作用。 1 定义：东亚冬季风在北方爆发及侵入我国 习惯上称为寒潮（cold wave)，当其进一步 向南海推进时称为冷涌。 2 南海冷涌：一般认为当南海北部东北风大 于等于8米/秒，深圳与黄石地面气压大于等 于8hPa，且冷涌过程中东北风维持在6米/秒 以上时，称为南海冷涌。 冷涌向南传播过程中，冷空气的厚度愈 来愈薄，一般不超过700hPa。
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
青藏高原对东亚季风的建立、维持与传播 的作用
东亚夏季风：
青藏高原对东亚夏季风来说主要是热力作用， 表现在高空南亚高压的北上 青藏高原对亚洲夏季风的动力作用不明显
青藏高原的存在，在其背风坡的我国西南一 带可以生成西南涡、西北涡等降水天气系统
东亚冬季风：青藏高原的动力作用是主要的
青藏高原的存在限制了冬季风的传播路径， 并使其风速加强 青藏高原的存在对高空西风带的分支作用 有利于北支西风气流在高原东侧沿海 一带形成东亚长波槽，引导低层冷空气南 下；有利于南支西风气流在孟加拉湾处生 成南支槽，南支槽活跃东移时，有利于在 我国南方冬季锋生和降水。
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
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：

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。
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）
I<40% 具有季风倾向的地区
由图可见：亚、非和澳洲的热带和副热带 地区为全世界最大季风区。
世界季风区域分布图
实线为I=40％等值线，斜线区为﹥60％的明 显季风区
亚洲季风区：
1．南亚：热带季风区，冬季盛行东北季 风，夏季盛行西南季风。 ２．东亚季风区：
① 南海－西太平洋为热带季风区，冬季盛 行东北季风，夏季盛行西南季风。
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。
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。
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。
② 东亚大陆－日本为副热带季风区，冬季 30°Ｎ以北盛行西北季风，以南盛行东北季 风；夏季盛行西南季风或东南季风。
二．东亚夏季风环流系统
㈠ 高低空环流系统低空成员：
澳大利亚冷性质反气旋，东亚地区向 北越过赤道气流、南海－西太平洋热带辐 合带（ITCZ ，或称热带季风辐合带、南 海季风槽等），西太平洋副热带高压，梅 雨辐合带（或称副热带季风辐合带、梅雨 锋等）。
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
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