冬夏季风比较
冬夏季风的差 异在地理环境中有 哪些反映？试举例 说明。
季风区
大兴安岭—阴山—贺兰山—乌鞘岭—巴颜喀拉山—唐 古拉山—冈底斯山
青藏高 原的隆 起与中 国大气 流场
青藏高原不仅强烈影响高空气流的运行，而且导 致高原季风生成，使我国季风呈现出复杂现象。
青藏高原隆起对季风气候的影响
青藏高原的动力作用 对冬夏季风的分支作用
青藏高原的动力作用 对西风的分支作用
➢ 青藏高原西部，冬半年西风（西风带南移所致）气流受 到高原阻挡，距地面3～4 km高度以下的气流被分为南、 北两支。 南支：在高原西南面，为西北气流；绕过高原南侧转 为西南气流，高原南侧成槽，加剧西南干暖气流势力。由 于冬季西风带的位置主要在青藏高原的西端偏南，加之地 形的影响，所以南支比北支气流强大得多，故称“南支急 流”。 北支：在高原西北面，为西南气流，绕过新疆北部转 为西北气流，进一步加强冬季风的势力；高原北侧成脊， 盛行下沉气流，进一步强化西北地区的干旱化。
环流格局：高空
➢ 从行星风系来看，中国大致35N以北为西风带；25N～
35N之间为副热带高压带；25N以南为东北信风带（低层
气流）。 ➢ 在东西风带交界处（25N～35N），气流的季节变化最
为明显，冬季受西风带控制，夏季则受东风带支配。
中国11月月气压平均流场 （885500hhPPa）a）
中国77月月气压平均流场 （885500hhPPa）a）
第3章 中国气候
气候类型多样； 季风气候显著； 大陆性气候强； 水热同期。
基本特征
一、季风- monsoon
由于海陆热力性质差异或气压带风带随季节移动而 引起的大范围地区的盛行风随季节而改变的现象。
最主要特征是一年中随同季风的旋转，降水发生明 显的季节变化。
季风气候是大陆性气候与海洋性气候的混合型。夏 季受来自海洋的暖湿气流的影响，高温潮湿多雨， 气候具有海洋性。冬季受来自大陆的干冷气流的影 响，气候寒冷，干燥少雨，气候具有大陆性。
在图中指出低压中心，低压槽的 位置，指出西南季风的大致影响范 围。
பைடு நூலகம்
夏季风的三源地
第一支源于印度洋的西南季风，在 阿拉伯海一带形成一支低空急流，经过 印度半岛影响我国西南及华南地区；
第二支源于澳大利亚北部的东南信 风，越过赤道后与第一支气流及北半球 的东北信风会合成赤道辐合带；
第三支气流源于北太平洋副热带高 压，即为主要影响中国东部地区的东南 季风和南季风。它与从北方来的冷空气 相遇后形成一条大雨带，通常以这条大 雨带表示夏季风的活动。
在图中指出三个源地并 说明中国夏季风的形成。
东南季风进退
➢ 东南季风的源地：北太平洋副热带高压，即为主 要影响中国东部地区的东南季风和南季风。它与从北 方来的冷空气相遇后形成极锋雨带，常以这条雨带表 示夏季风的活动。
5月初盛行于华南 6月中旬推移到江淮流域 7月中下旬北跃到华北和东北地区 8月中下旬达到鼎盛时期，北界可达东北北部、 内蒙古长城沿线 8月底或9月初，高压脊开始南退，雨带随之南 移。10月以后，高压脊退至北纬20°以南，大部分 地区雨季结束。
冬季盛行风向和频率
极地大陆冷高 压及其伴随的极锋 或冷锋是冬季天气 的控制系统，盛行 偏北风。大陆上的 冷高压一般于9月份 形成，冬季风1月最 盛。 中国1月海平面气压和盛行风向频率 在图中指出高压中心、高压脊的位置；指 出黄土高原、黄淮海地区、闽粤沿海和台湾等 地区的盛行风向。
夏季盛行风向
夏季时，中国大 陆大部分地区为热带、 副热带海洋气团和热 带大陆气团所控制。 地面为印度热低压盘 踞，与海洋上的高压 系统相配合，使得夏 季对流层低层盛行西 南季风、南季风和东 南季风。
青藏高原的屏障作用
➢ 北部蒙古一带很少受到南来的暖气流的影响，有利 于冷空气的堆积，形成强大的蒙古高气压，盛行下沉 气流，加剧了蒙古高原的干旱。
➢ 西侧阻挡了从 西来的西风带气 压系统，有的在 高原西侧滞留、 减弱，甚至消亡 。
➢ 南侧印度地区，由于高原阻挡了冬季 风的南下，所以比同纬度地区温度高而 气压低，温度的年较差小。
冬季 青藏高原北部对冬季风分支的分点在95E附近， 冷空气堆积并分化为两支:一支沿阿尔金山成东风吹 入塔里木盆地；另一支则沿着祁连山成西或偏西北 风吹向河西走廊，顺地势南下，形成冬季风通道， 加剧了冬季风向东南的势力。
夏季 夏季，西南季风抵达孟加拉湾再向北推进时，碰 到青藏高原，即分为东、西两支：一支沿喜马拉雅 山转为东风向西吹去；另一支则沿着山脉的走向流 向我国西南地区，加剧藏东南水汽通道作用，使高 原边缘降水增多，并进而因雨影作用使高原内部干 旱加剧。
一、季风- monsoon
按中国所处的纬度位置，大致在30°N以北为 西风带,30°N以南为副热带高压带和东北信风带。 由于行星风系的季节性位移，在东、西风气流交界 处(25°N～35°N)，季节变化最为明显。冬季受西 风气流支配，夏季则受东风气流制约。行星风系的 这种季节性位移配合因海陆冷热源作用所引起的季 节性风系的变化，使我国成为世界上著名的季风气 候区。
冬季：高原的冷源作用。在高原地区海拔3000～4000 m 高度形成一个冷高压，这就使高原空气向外辐散，呈反气旋 性环流。必然加强邻近地区的下沉气流，加强地面高压，加 强了由海陆分布所引起的冬季风环流。 夏季：在青藏高原上出现了热低压，高原上温度是同纬 度同高度最热的，对流旺盛，邻近地区的空气流入高原，叠 加在高原东侧的季风之上，增强了邻近地区低压的强度，加 强了夏季风环流。
➢东侧的四 川、汉中一 带，为气流 的相对静止 区，气流扰 动少，风力 弱，多小涡 旋，少有发 展。
青藏高原的热力作用
➢ 高原季风
➢ 青藏高原面与同高度的自由大气相比，有强大的热力差异 ，对大气环流产生明显的热力作用。这种由于高原同四周自 由大气之间冬、夏冷热源作用差异所引起的特殊的气压场变 化，形成了独特的冬夏季风向变化的高原季风现象。
青藏高原的动力作用 ➢ 对西风的分支作用
➢ 南、北两支气流在长江中下游汇合，气流相对静止区 正好处在四川盆地上空，使其成为我国著名的微风区， 四川多云雾也与此有关。
➢ 受青藏高原的阻挡，西风气流的分叉、绕 行、汇合与东流，形成了北半球最强大的西 风带。 ➢ 分支气流形成于10月，次年4-5月退出， 它与东亚季风的进退有一定的关系。