第六章 东亚季风环流
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南京信息工程大学 大气科学系
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）。
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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。
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3 东亚地区向 南越赤道气流
1 南压反气 旋东部脊
2 东风急流
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）
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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
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。
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3 南海-西太 平洋ITCZ
2 东亚地区向 北越赤道气流
5 梅雨辐 合带
4 西太平 洋副高
1 澳大利亚 冷性反气旋
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）
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：
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。
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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：
本章难点：
• 季风低频振荡激发与传播机制
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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。
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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。
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。
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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
置发生变化，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。
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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。
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㈡东亚夏季风的建立过程
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§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
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一． 东亚季风形成的基本因子
㈠ 太阳辐射的径向差异 ㈡ 海陆热力差异 ㈢ 青藏高原与大气之间的热力差异
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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
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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
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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
这两个区域都属亚洲季风区的范围
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➢ 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。
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㈡ 径向传播
㈢ 南北半球低频环流相互作用
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§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
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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
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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 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。
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世界季风区域分布图
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《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
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图中显示各个季风区夏季盛行风和 降水区的变化
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➢ 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
第六章 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。
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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
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。
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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。
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。
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3 冷涌向南传播路径：
➢东亚大陆 沿海经台湾海峡 进南入海； ➢中国大陆西部 南下沿中南半岛东海岸
低纬
进入
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，
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。
南京信息工程大学 大气科学系Βιβλιοθήκη 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。
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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。
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青藏高原对东亚季风的建立、维持与传播 的作用
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。
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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
实线为I=40％等值线，斜线区为﹥60％的明 显季风区
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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。
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。
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§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
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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。
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。
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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。
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HS F S SH Lp
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
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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。
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。
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1 亚洲大陆 冷性反气旋
2 东亚向南 越赤道气流
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
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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
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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。
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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。
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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）。
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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。
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3 东亚地区向 南越赤道气流
1 南压反气 旋东部脊
2 东风急流
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）
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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
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。
南京信息工程大学 大气科学系
3 南海-西太 平洋ITCZ
2 东亚地区向 北越赤道气流
5 梅雨辐 合带
4 西太平 洋副高
1 澳大利亚 冷性反气旋
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）
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：
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。
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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：
本章难点：
• 季风低频振荡激发与传播机制
南京信息工程大学 大气科学系
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。
南京信息工程大学 大气科学系
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。
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。
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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
置发生变化，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。
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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。
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㈡东亚夏季风的建立过程
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§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
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一． 东亚季风形成的基本因子
㈠ 太阳辐射的径向差异 ㈡ 海陆热力差异 ㈢ 青藏高原与大气之间的热力差异
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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
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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
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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
这两个区域都属亚洲季风区的范围
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➢ 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。
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㈡ 径向传播
㈢ 南北半球低频环流相互作用
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§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
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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
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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 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。
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世界季风区域分布图
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《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
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图中显示各个季风区夏季盛行风和 降水区的变化
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➢ 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
第六章 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。
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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
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。
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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。
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。
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3 冷涌向南传播路径：
➢东亚大陆 沿海经台湾海峡 进南入海； ➢中国大陆西部 南下沿中南半岛东海岸
低纬
进入
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，
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。
南京信息工程大学 大气科学系Βιβλιοθήκη 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。
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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。
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青藏高原对东亚季风的建立、维持与传播 的作用
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。
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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
实线为I=40％等值线，斜线区为﹥60％的明 显季风区
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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。
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。
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§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
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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。
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。
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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。
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HS F S SH Lp
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
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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。
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。
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1 亚洲大陆 冷性反气旋
2 东亚向南 越赤道气流
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
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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
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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。
南京信息工程大学 大气科学系
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。
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