《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

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
§10.1
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
东亚夏季风与冬季风的交替
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。
Khromov (1957)给 出的全球季风范围
Ramage (1971)给 出的全球季风范围
全球季风的分布
■ tropical monsoon ■ subtropical monsoon ■ temperate-fr风的形成机制
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。
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。
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。
§10.2 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
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。
有的海边都有季风，而且高纬（温度年较差比低纬大）季风比
低纬显著。但实际情况正好相反，最显著的季风气候在亚洲一 非洲的低纬地区。同时，从海陆分布推算印度的西南季风厚度
不超过2000m，而我国西南地区季风的实际厚度达5000－6000m
或更高。 故，难以单纯地由海陆热力差异解释季风的成因。
2.太阳辐射的径向差异
第十章 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。
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海陆热力差异 ㈡太阳辐射的径向差异 ㈢青藏高原与大气之间的热力差异
1.海陆热力差异
由于海陆热力差异产生了经典的海陆季风，即冬季大陆为
冷源，海洋为热源，风从大陆吹向海洋；夏季大陆为热源，海
洋为冷源，风从海洋吹向大陆。海陆热机造成的风向变化反映 了季风的本质。若只考虑海陆热机是季风的唯一成因，则在所
3.大地形的作用
青藏高原对季风环流的影响既有热力作用又有动力作用。
冬季青藏高原是冷源，高原低层形成冷高压，盛行反气旋
式环流，其东南侧盛行北一东北风，与东亚冬季风一致。 夏季青藏高原是热源，高原低层形成热低压，盛行气旋式 环流。与西太平洋副高相配合，不仅使其东侧的西南季风增 厚，而且使夏季西南季风更加深入到华北以至东北地区。
§10.3 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
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。
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。
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。
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。
夏季风的主要系统
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。
在表面均匀的地球上，行星风带基本上是纬向的，地表 太阳辐射地理分布的季节变化，引起行星风系的季节变化。
在两支行星风带交替的区域，行星环流发生季节转移，盛行
风向往往近于反向，有人称这种现象为行星季风，以低纬地 区（30°N～30°S）最为显著。恰恰东半球的低纬地区 （从东非经南亚到东亚以至西太平洋），海陆热机和行星风 带季节变化的作用一致，造成了最显著的季风气候区。
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。
(Li & Zeng, 2003, Adv. Atmos. Sci.)
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。
季风的主要成员
亚洲夏季季风和冬季季风系统示意图 （蓝线 表示低层系统，红线 表示高层系统）
2.1 夏季季风
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
另外，夏季高原巨大的热源，有助于高层南亚高压和东风
急流的形成与维持，与印度西南季风的爆发有直接关系。
青藏热低压对西南季风的作用
二.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。
索马里低空急流、南海低 对流层低层季风涌升 空急流、副热带低空急流 印度北部、南海地区和江 马来西亚南部和印度尼西 淮流域的降水和云覆盖 亚的降水和云覆盖 对流层上层的青藏高压 热带东风急流 对流层上层的南亚高压 副热带西风急流
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。
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