副热带西南低空急流对流层低层季风涌升印度北部.pptx

第六篇亚洲季风和中国主要的亚洲季风和中国主要的天气系统天气系统MonsooncloudbelowTengboche（India)季季风风是是一一个个古古老老的的气气候候学学问问题题，季季风风一一词词起起源源于于阿阿拉拉伯伯语语“mansim”，意思是季节（，意思是季节（season）。）。早期人们用季风来表示印度洋特别是阿拉伯海沿海地区地面风向早期人们用季风来表示印度洋特别是阿拉伯海沿海地区地面风向的季节性反转，即一年中半年吹西南风，而另半年吹东北风。随着人的季节性反转，即一年中半年吹西南风，而另半年吹东北风。随着人们对季风认识的不断深入，原有季风的概念得到了很大程度的扩展，们对季风认识的不断深入，原有季风的概念得到了很大程度的扩展，从单纯表示风向的季节性反转，扩展到表示几乎与亚洲、澳大利亚和从单纯表示风向的季节性反转，扩展到表示几乎与亚洲、澳大利亚和非洲的热带、副热带大陆，以及毗邻的海洋地区所有的天气年循环相非洲的热带、副热带大陆，以及毗邻的海洋地区所有的天气年循环相关的现象。关的现象。南亚是著名的季风区，季风的各种特征在这里表现得最明显。季风南亚是著名的季风区，季风的各种特征在这里表现得最明显。季风对我国大气和气候有着十分重要的影响，因此认识和掌握它的特征及对我国大气和气候有着十分重要的影响，因此认识和掌握它的特征及其变化是十分必要的。其变化是十分必要的。为为了了定定量量描描述述季季风风及及其其强强弱弱，Webster等等（1992)从从环环流流变变化化角角度度出出发发，定定义了一个大尺度南亚季风指数：义了一个大尺度南亚季风指数：即即利利用用40110E，020N 低低纬纬度度热热带带区区域域平平均均850hPa和和200hPa纬纬向风切变向风切变（U850-U200），指数值大于零表示夏季风，小于零表示冬季风指数值大于零表示夏季风，小于零表示冬季风。一、亚洲季风系统概述一、亚洲季风系统概述1季风的定义季风的定义Ramage(“Monsoon Meteorology”,1971)：l月与月与7月盛行风向的变化有月盛行风向的变化有120o；l月与月与7月盛盛行风向的平均频率超过月盛盛行风向的平均频率超过40%；至少在至少在1月和月和7月中有一个月的平均合成风超过月中有一个月的平均合成风超过3ms；在在5经纬度矩形内，这两个月份中每个月气旋与反气经纬度矩形内，这两个月份中每个月气旋与反气旋的交替出现至少每两年一次。旋的交替出现至少每两年一次。Webster(“Monsoons”,1987)：冬、夏风向的季节性冬、夏风向的季节性反转和干、湿期的季反转和干、湿期的季节性交替出现。节性交替出现。由由于于地地面面地地形形及及海海陆陆差差异异的的作作用用，平平均均海海平平面面气气压压场场环环流流分分布布表表现现为为沿沿纬纬圈圈方方向向的的不不均均匀匀性性，而而且且呈呈现现出出一一个个个个巨巨大大的的闭闭合合高高、低低压压系系统统，称称为为永永久久或或半半永永久久性性活活动动中中心心。长长年年存存在在的的活活动动中中心心称称为为永永久久性性的的，而而有有季季节节变变化化的的则则称称为为半永久性的半永久性的。（a）1 月平均海平面气压场和风场月平均海平面气压场和风场（l）平均低层环流）平均低层环流（b）7 月平均海平面气压场和风场月平均海平面气压场和风场郭其蕴（郭其蕴（1983）：）：采用采用10N50N内各纬度上月平均内各纬度上月平均110E海海平面气压与平面气压与160E海平面气压差，定义了东亚季海平面气压差，定义了东亚季风指数。风指数。施能等（施能等（1996）：）：对郭其蕴的方法作了改进，对郭其蕴的方法作了改进，用东亚纬向海陆之用东亚纬向海陆之间的气压梯度大小作为东亚强度指数间的气压梯度大小作为东亚强度指数，具有较好，具有较好的表征能力。的表征能力。还有其他定义方法还有其他定义方法o季风具有以下三个特点：季风具有以下三个特点：（l）盛盛行行风风向向随随着着季季节节变变化化而而有有很很大大差差异异，甚甚至至接接近近于于相相反反。如如冬冬季季盛盛行行东东北北气气流流(华华北北-东东北北为为西西北北气气流流），夏夏季季盛行西南气流（中国东部一日本还盛行东南气流）。盛行西南气流（中国东部一日本还盛行东南气流）。（2）两两种种季季风风各各有有不不同同的的源源地地，因因而而气气团团性性质质有有根根本本的的不同，如冬季寒冷干燥，夏季炎热湿润。不同，如冬季寒冷干燥，夏季炎热湿润。（3）能能给给天天气气现现象象造造成成明明显显不不同同的的季季节节性性差差异异，如如雨雨季季和旱季、冬季和夏和旱季、冬季和夏季的明显对比。季的明显对比。季风区的划分季季风风环环流流系系统统有有若若干干个个成成员员组组成成，而而且且夏夏季季风风环环流流系统要比冬季风环流系统复杂得多。系统要比冬季风环流系统复杂得多。亚洲夏季季风向和冬季季风系统示意图亚洲夏季季风向和冬季季风系统示意图实线实线 表示低层系统，表示低层系统，虚线虚线 表示高层系统表示高层系统2季风的主要成员季风的主要成员夏季季风夏季季风冬季季风冬季季风马马斯斯克克林林高高压压、澳澳大大利利亚亚高高压压和和西西太太平平洋高压洋高压西伯利亚高压西伯利亚高压印度北部和南海季风槽印度北部和南海季风槽印度尼西亚季风槽印度尼西亚季风槽东东非非越越赤赤道道低低空空急急流流、南南海海低低空空急急流流、副副热热带西南低空急流带西南低空急流对流层低层季风涌升对流层低层季风涌升印印度度北北部部、南南海海地地区区和和江江淮淮流流域域的的降降水水和和云云覆盖覆盖马马来来西西亚亚南南部部和和印印度度尼尼西西亚亚的的降降水和云覆盖水和云覆盖对流层上层的青藏高压对流层上层的青藏高压对流层上层的南亚高压对流层上层的南亚高压热带东风急流热带东风急流副热带西风急流副热带西风急流亚洲冬季季风和夏季季风成员亚洲冬季季风和夏季季风成员 一方面它们的来源、季风成员及其影响的地区是不同的。一方面它们的来源、季风成员及其影响的地区是不同的。南南亚亚季季风风源源于于南南半半球球的的马马斯斯克克林林高高压压，在在东东非非沿沿岸岸越越赤赤道道后后形形成成索索马马里里急急流流，以以西西南南季季风风形形式式影影响响印印度度、中中南南半半岛岛和和我我国国西西南南地地区区，对对印印度度季季风风糟糟的的形形成成和和季季风风降降水水有有很很大大的的影影响响。东东亚亚季季风风有有它它自自己己的的成成员员，这这支支季季风风起起源源于于澳澳大大利利亚亚高高压压，在在105125E附附近近越越过过赤赤道道以以后后，在在南南海海、西西太太平平洋洋地地区区也也成成为为西西南南气气流流，由由于于西西太太平平洋洋副副热热带带高高压压的的影影响响，形形成成ITCZ。副副热热带带高高压压南南侧侧的的东东南南气气流流向向北北又又变变成成西西南南气气流流，与与北北方方冷冷空空气气活活动动配配合合，在在长长江江流流域域形形成成梅梅雨雨锋锋。为为区区别别不不同同的的季季风风气气流流的的来来源源，将将与与越越赤赤道道气气流流有有关关的的季季风风气气流流称称为为热热带带季风，而与副热带高压有关的季风气流称为副热带季风。季风，而与副热带高压有关的季风气流称为副热带季风。2.1夏季季风夏季季风陶诗言等（陶诗言等（1987）通过对亚洲冬季风系统特征的分析，注意到东亚地区的季风）通过对亚洲冬季风系统特征的分析，注意到东亚地区的季风与印度季风之间不仅组成的成员不尽相同，而且其变化的特征也有明显的差异，与印度季风之间不仅组成的成员不尽相同，而且其变化的特征也有明显的差异，首次提出首次提出东亚季风系统的新概念东亚季风系统的新概念，即夏季亚洲存在着既相互独立又相互作用的，即夏季亚洲存在着既相互独立又相互作用的两支季风子系统，即南亚印度）季风和东亚季风。两支季风子系统，即南亚印度）季风和东亚季风。在高空，这两支季风环流都伴有较强的偏东气流，虽然东在高空，这两支季风环流都伴有较强的偏东气流，虽然东亚地区偏东气流强度比印度上空的弱，但越赤道的经向风亚地区偏东气流强度比印度上空的弱，但越赤道的经向风强度比印度洋西部强。再从大气热源的分布看，两个系统强度比印度洋西部强。再从大气热源的分布看，两个系统各有一个巨大的热源中心位于北半球，各有一个冷源中心各有一个巨大的热源中心位于北半球，各有一个冷源中心位于南半球。孟加拉湾热源和青藏高原热源与南半球马斯位于南半球。孟加拉湾热源和青藏高原热源与南半球马斯克林冷源，维持了印度季风槽的上升支和南半球的下沉支，克林冷源，维持了印度季风槽的上升支和南半球的下沉支，组成印度季风系统的季风经四环流；而南海和东亚大陆的组成印度季风系统的季风经四环流；而南海和东亚大陆的热源与澳大利亚的冷源，维持了南海和西太平洋热源与澳大利亚的冷源，维持了南海和西太平洋ITCZ的的上升支和澳大利亚的下沉支，从而组成了东南亚季风系统上升支和澳大利亚的下沉支，从而组成了东南亚季风系统的季风经圈环流。因此，这是两支相互独立的季风子系统，的季风经圈环流。因此，这是两支相互独立的季风子系统，它们的分界线大约在它们的分界线大约在100E附近。附近。另另一一方方面面，这这两两支支季季风风子子系系统统又又共共存存于于一一个个大大季季风风环环流流区区内内，又是相互作用的。又是相互作用的。印印度度南南部部西西南南季季风风加加强强延延伸伸，可可以以影影响响到到南南海海、西西太太平平洋洋地地区区，加加强强那那里里的的西西南南气气流流；而而南南海海热热带带低低压压或或台台风风西西移移可可以以引引起起孟孟加加拉拉湾湾低压的发展，最后影响印度季风。低压的发展，最后影响印度季风。研研究究还还表表明明：东东亚亚夏夏季季风风又又可可划划分分为为南南海海一一西西太太平平洋洋夏夏季季风风和和中中国国大大陆陆东东部部一一日日本本副副热热带带 两两个个相相互互独独立立的的东东亚亚夏夏季季风风子子系系统统。可可见见，东东亚亚夏夏季季风风完完全全不不同同于于印印度度夏夏季季风风，并并不不是是单单纯纯的的热热带带季季风风，而而是是具具有热带季风和副热带季风的双重特性。有热带季风和副热带季风的双重特性。东东亚亚季季风风环环流流系系统统与与印印度度季季风风的的关关系系的的研研究究成成果果，突突破破了了长长期期以以来来东东亚亚夏夏季季风风从从属属于于印印度度夏夏季季风风的的观观点点，对对中中国国气气候候变变化化的的研研究究具具有有重要意义。重要意义。这这种种强强北北风风和和东东北北风风的的产产生生在在很很大大程程度度上上与与非非地地转转运运动动有有关关。当当东东北北季季风风向向南南流流向向南南海海及及印印度度尼尼西西亚亚一一带带时时，可可形形成成冷冷涌涌，最最后后流流入入到到赤赤道道槽槽内内，加加强强那那里里的的对对流流和和降水。降水。2.2冬季季风冬季季风亚洲冬季风起源于西伯利亚高压，当高压离开源地向南爆发时，在其亚洲冬季风起源于西伯利亚高压，当高压离开源地向南爆发时，在其东侧和南侧可产生很强的北风和东北风，这就是冬季风。东侧和南侧可产生很强的北风和东北风，这就是冬季风。夏季风期间季风地区除了像夏季风期间季风地区除了像青藏高压、热带东风急流青藏高压、热带东风急流 这些行星尺度的天气这些行星尺度的天气系统外，对季风区天气直接有关的主要大尺度天气系扰动有：系统外，对季风区天气直接有关的主要大尺度天气系扰动有：2.3季风扰动系统季风扰动系统（l）越赤道气流与低空急流）越赤道气流与低空急流索马里低空急流索马里低空急流是北半球夏季的一支著名的低是北半球夏季的一支著名的低空急流，它与西南季风的活动有着密切关系。空急流，它与西南季风的活动有着密切关系。这支急流长约这支急流长约 800900 km，宽，宽约约300 km，厚约，厚约 1 km。7月平均最大风速在月平均最大风速在 15 ms以上，逐日最大风速可以上，逐日最大风速可达成达成 2550 ms，1972年年 10月月 3日观测到日观测到 63 ms的极大值。的极大值。这支急流一年四季都存在这支急流一年四季都存在,但冬季只在南半球出现，到但冬季只在南半球出现，到4月才越过赤道。它月才越过赤道。它起源于南半球的起源于南半球的马斯克林高压马斯克林高压(中心中心位于位于30S，50E附近），附近），2月开始北移，月开始北移，6月到达东非高原，然后折向东月到达东非高原，然后折向东沿索马里海岸进入阿拉伯海，直至印度西海岸。沿索马里海岸进入阿拉伯海，直至印度西海岸。68月期间位置稳定，强度达到最强。月期间位置稳定，强度达到最强。10月初，这支气流又撤回南半球，而月初，这支气流又撤回南半球，而且强度也显著减弱。且强度也显著减弱。越赤越赤道的道的低空低空急流急流的逐的逐月路月路径径季季风风槽槽是是北北半半球球夏夏季季全全球球赤赤道道槽槽的的一一部部分分。在在地地面面图图上上，槽槽从从西西非非延延伸伸至至中中南南半半岛岛，向向上上伸伸展展可可达达500hPa，随随高高度度向向南南倾倾斜斜。季季风风槽槽由由于于受受地地形形作作用用滞滞留留少少动动，槽槽的的位位置置大大致致与与相相对雨量最小区和雷暴频率最大区一致。对雨量最小区和雷暴频率最大区一致。每每年年69月月的的夏夏季季风风期期间间在在孟孟加加拉拉湾湾北北部部生生成成的的一一种种低低压压称称为为季季风风低低压压。它它和和其其他他热热带带扰扰动动一一样样，向向西西移移动动，生生命命期期为为35天，平均每月生成天，平均每月生成2个。个。季季风风低低压压是是一一种种强强热热带带扰扰动动，水水平平范范围围约约1500km，垂垂直直范范围围约约8km，涡涡旋旋的的中中心心气气压压为为980hPa，水水平平风风速速20ms以上。以上。（2）季风槽和季风低压）季风槽和季风低压对对流流层层中中层层气气旋旋主主要要出出现现在在阿阿拉拉伯伯海海北北部部，有有时时在在孟孟加加拉拉湾湾地地区区。气气旋旋最最强强的的环环流流在在700300hPa之之间间，在在地地面面和和200hPa常常常常看看不不到到闭闭合合环环流流，水水平平尺尺度度是是1000km，垂直尺度约，垂直尺度约6km，这种气旋可产生大量降水。概括起来主要特征：，这种气旋可产生大量降水。概括起来主要特征：涡度最大值在涡度最大值在70O500 hPa；最大水平风速出现在最大水平风速出现在600 hPa高度上；高度上；最大上升运动偏向扰动的西南方，这个地区上升运动强，降水量较大；最大上升运动偏向扰动的西南方，这个地区上升运动强，降水量较大；扰扰动动基基本本上上具具有有副副热热带带性性质质，生生成成纬纬度度在在 20 N，500 hPa以以下下是是冷冷心心 500300 hPa是是暖暖心心；扰扰动动是是准准静静止止的的，可可静静止止37天天，在在地地面面表表现现为为西西南南气气流流中中的的一一个个弱槽；弱槽；湿静力稳定度垂直结构表明，中层以下的大气很不稳定，有利于深对流发展湿静力稳定度垂直结构表明，中层以下的大气很不稳定，有利于深对流发展。在在500hPa上上的的扰扰动动区区非非常常潮潮湿湿，水水汽汽主主要要由由阿阿拉拉伯伯海海的的积积雨雨云云从从下下层层输输送送上上来，同时也顺着高层东风气流从孟加拉湾子流过来。来，同时也顺着高层东风气流从孟加拉湾子流过来。（3）对流层中层气旋）对流层中层气旋（1.1）夏季季风）夏季季风雨雨带带活活动动是是东东亚亚和和南南亚亚地地区区重重要要的的气气候候特特征征，它它与与夏夏季季风风进进退退关关系系密密切切，对对某某一一地地区区而而言言，雨雨带带的的停停留留则则造造成成该该地地区区的的雨雨季季。根根据据雨雨季季和和风风向向的的变变化化，可可以以定定出出亚亚洲洲夏夏季季风风建建立立的的平平均均日日期期线线。夏夏季季风风建建立立过过程程开开始始于于五五月月中中旬旬前前后后，这这时时南南亚亚和和东东亚亚夏夏季季风风往往往往有有一一次次爆爆发发过过程程。并并在在热热带带地地区区是是从从南南海海、中中南南半半岛岛向向印印度度半半岛岛推推进进；在在中中国国东东部部则则由由华华南南向向华华北北推推进进，而而西西部部则则从从孟孟加加拉拉湾湾和和缅缅甸甸向向北北推进，整个过程历经两个月，而且东亚季风似乎比南亚季风爆发早。推进，整个过程历经两个月，而且东亚季风似乎比南亚季风爆发早。二、亚洲季风活动与低频振荡二、亚洲季风活动与低频振荡1季风的爆发和建立季风的爆发和建立亚洲夏季风建立的平均日期亚洲夏季风建立的平均日期中中国国夏夏季季风风的的进进退退不不是是连连续续的的，而而是是阶阶段段性性的的。确确定定季季风风的的进进退退，除除了了根根据据雨雨季季和和风风向向的的变变化化以以外外，还还可可以以根根据据地地面面、850或或 700 hPa上上特特定定数数值值的的等等 se线线的的变变化化来来表表示示。如如果果用用850hPa的的340K位位温温等等值值线线 代代表表季季风风气气团团的的前前锋锋，则则有有三三次次突突然的北推和四次静止时段：然的北推和四次静止时段：5月第月第4侯到侯到 6月第月第2侯：华南北部（侯：华南北部（华南前汛期）华南前汛期）6月第月第4侯到侯到 7月第月第1侯：长江流域侯：长江流域（长江流域的梅雨期）长江流域的梅雨期）7月第月第 2侯到侯到 7月第月第4侯：黄淮流域侯：黄淮流域（黄淮雨季）和黄淮雨季）和7月第月第5侯到侯到 8月第月第2侯：华北（侯：华北（华北雨季）。华北雨季）。上上面面夏夏季季风风和和雨雨带带的的三三次次北北跳跳与与东东亚亚大大气气环环流流的的季季节节变变化化密密切切相相关关，尤尤其其与与高高空空行行星星锋锋区区西西风风急急流流和和副副热热带带高高压压的的演演变变有关。有关。850hPa340K等值线平均位置的时间变化等值线平均位置的时间变化19711980年的平均位置年的平均位置华华南南北北部部（5月月第第4侯侯到到6月第月第2侯）侯）长江流域（长江流域（6月第月第4侯到侯到7月第月第1侯）侯）黄淮流域（黄淮流域（7月第月第2侯到侯到7月第月第4侯）侯）华北（华北（7月第月第5侯侯到到8月第月第2侯）侯）(2.2)冬季季风冬季季风亚亚洲洲冬冬季季风风最最显显著著的的地地区区是是中中国国的的东东岸岸，影影响响范范围围经经南南海海到到马马来来西西亚亚和和印印度度尼尼西西亚亚一一带带。在在700hPa以以下下这这里里盛盛行行强强的的偏偏北北或或东东北北风风。印印度度冬冬季季风风也也相相当当明明显显，在在孟孟加加拉拉湾湾北北部部有有明明显显的的北北风风分分量量，这这相相当于那里的干季。当于那里的干季。冬冬季季风风的的建建立立一一般般在在10月月中中旬旬，这这正正是是亚亚洲洲大大陆陆高高压压加加强强，寒寒潮潮首首次次侵侵袭袭到到华华南南沿沿海海以以至至东东南南亚亚的的时时候候。这这时时，南南亚亚地地区区大大气气环环流流正正处处在在明明显显的的季季节节变变化化时时期期，热热带带和和副副热热带带的的高高低低空空流流场场急急剧剧地地从从在在季季环环流流型型向向冬冬季季环环流流型型过过渡渡，在在南南亚亚和和东东南南亚亚地地区区冬冬季季季季风风逐逐渐建立起来。渐建立起来。五个冬季五个冬季(1980-l984年年122月）月）850hPa经向风为北风的出现频率经向风为北风的出现频率a 1020天（准双周）和天（准双周）和 b 3060天（天（4050天，天，3050天，准天，准 40天）两个周期段。天）两个周期段。由由于于它它们们的的周周期期比比大大气气长长波波的的周周期期（7天天左左右右）长长，频频率率低低，因因此此称称为为大气低频振荡，也称季节内变化。大气低频振荡，也称季节内变化。大大气气低低频频振振荡荡同同长长期期天天气气变变化化和和短短期期气气候候异异常常有有着着密密切切的的关关系系。一一系系列列的的资资料料分分析析表表明明，大大气气中中的的低低频频振振荡荡以以热热带带地地区区较较为为显显著著，尤尤其其在在南南亚亚和和东东南南亚亚季季风风区区，它它们们的的相相对对位位相相和和振振幅幅能能够够确确定定特特定定年年份份季季风风降降水水的的特特征征。夏夏季季风风建建立立以以后后，季季风风环环流流系系统统经经历历着着加加强强与与减减弱弱、东东西西向向或或南南北北向移向移动的准周期振荡，这与大气低频振荡的传播有着密切的关系。动的准周期振荡，这与大气低频振荡的传播有着密切的关系。2低频振荡与季风活动低频振荡与季风活动低频振荡（变化）到低频振荡（变化）到 80年代才为人们普遍重视，年代才为人们普遍重视，目前公认的大气低频振荡有两个频带目前公认的大气低频振荡有两个频带q研研究究表表明明：3060天天低低频频振振荡荡具具有有全全球球尺尺度度，纬纬向向波波数数为为1，并并且且对对流流层层上上层层和和下下层层的的纬纬向向风风有有反反向向关关系系。这这种种低低频频振振荡荡的的存存在在可可能能与与印印度度洋洋和和西西太太平平洋洋的的大大范范围围对对流流有有关关。通通过过分分析析夏夏季季印印度度地地区区的的3060天天低低频频振振荡荡，发发现现这这种种扰扰动动无无论论是是云云量量还还是是高高度度场场和和风风场场，都都表表现现有有从从赤赤道道到到青青藏藏高高原原地地区区明明显的向北传播，即扰动起源于印度洋赤道地区，消失在青藏高原南麓。显的向北传播，即扰动起源于印度洋赤道地区，消失在青藏高原南麓。这这种种低低频频扰扰动动的的经经向向传传播播与与季季风风活活动动的的活活跃跃与与中中断断期期的的交交替替变变化化有有着着密密切切的的关关系系。当当扰扰动动从从赤赤道道向向北北传传播播到到30N时时，在在气气压压场场上上表表现现为为一一槽槽脊脊线线的的经经向向传传播播。其其传传播播速速度度为为075纬纬度度天天，经经向向尺尺度度为为3000km左左右右，槽槽线线与与云云区区相相对对应应，脊脊线线一一般般是是无无云云区区。因因而而随随着着扰扰动动的的向向北北传传播播，对对任任一一地地区区都都会会带带来来交交替替的的天天气气变变化化，风风场场也也表表现现有有类类似似的的经经向向传传播播，其其振振幅幅为为3 36ms s。1979年全年年全年3050天时间尺度的海平面气压时间纬度剖面图天时间尺度的海平面气压时间纬度剖面图阴影区为正值；气压值为阴影区为正值；气压值为55110110E的纬向平均的纬向平均在在140270天天之之间间（1979年年4月月20日日左左右右到到8月月27日日左左右右），季季风风区区气气压压系系统统的的运运动动明明显显向向北北，气气压压脉脉动动的的振振幅幅为为l2hPa。图图中中还还可可以以看看出出低低频频振振荡荡与与季季风风活活动动的的关关系系：在在印印度度中中部部（20N）夏夏季季季季风风雨雨的的爆爆发发出出现现在在6月月20日日（200天天）前前后后，这这时时一一个个低低压压距距平平（20hPa）从从赤赤道道地地区区到到达达20N；在在7月月20日日（231天天）前前后后为为季季风风中中断断期期，这这时时一一个个高高压压距距平平（20hPa）从从赤赤道道地地区区移移来来；7月月末末（约约在在238天天）又又出出现现季季风风活活跃跃期期，这这正正好好对对应应于于一一个个低低压压距距平平向向北北移移动动；夏夏季季风风的的撤撤退退在在8月月28日日（270天天）前前后后，这与一个高压距平从赤道地区这与一个高压距平从赤道地区到达到达20N附近一致。附近一致。q在在季季风风区区，不不仅仅存存在在着着向向东东和和向向北北传传播播的的3060天天低低频频振振荡荡，而而且且还还存存在在着着1020天天向向西西传传播播的的扰扰动动。Krishnamwh等等（1973）对对青青藏藏高高压压的的强强度度作作过过谱谱分分析析，发发现现存存在在14天天左左右右的的准准周周期期振振荡荡。这这种种振振荡荡对对青青藏藏高高原原而而言言，表表现现为为它它的的强强度度和和位位置置的的准准周周期期变变化化。而而对对低低空空系系统统，就就是是所所谓谓的的季季风风活活动动的的活活跃跃与与中中断断的的不不断断交交替替：在在季季风风活活跃跃期期，西西南南季季风风风风速速突突然然增增加加，印印度度半半岛岛和和中中南南半半岛岛大大范范围围降降水水，雨雨量量加加大大，习习惯惯上上称称为为西西南南季季风风潮潮；在在季季风风不不活活跃跃期期，环环流流有有所所变变化化，大大部部分分地地区区没没有有降降水，称为西南季风中断。水，称为西南季风中断。1979年年5月月17日日至至9月月30日日印印度度中中部部逐逐日日降降水水量量分布分布粗实线粗实线为多年平均的逐日降水量为多年平均的逐日降水量1979年的夏季风季节，有两次较大的季风中断期年的夏季风季节，有两次较大的季风中断期7月月850hPa平均季风环流形势平均季风环流形势粗黑箭头表示季风低压路径，细黑箭头表示流线粗黑箭头表示季风低压路径，细黑箭头表示流线季风槽季风槽西南季风西南季风q与与印印度度季季风风不不同同，华华南南和和中中南南半半岛岛地地区区夏夏季季风风的的活活跃跃和和中中断断，主主要要反反映映在在西西太太平平洋洋副副高高、季季风风槽槽以以及及赤赤道道反反气气旋旋等等大大型型系系统统的的强强度度与与位位置置变变化化上上。该该地地区区西西南南季季风风的的活活跃跃主主要要受受印印度度西西南南季季风风东东传传的的影影响响，而而西西南南季季风风的的中中断断则则主主要要是是西西太太平平洋洋副副高高西西伸伸控控制制的的结结果果。因因而而，西西南南季季风风活活跃跃时时期期，表表现现为为西西太太平平洋洋副副高高强强度度弱弱，位位置置偏偏东东；季季风风槽槽强强大大深深厚厚，位位置置偏偏东东；在在赤赤道道附附近近有有较较强强的的闭闭合合反反气气旋旋环环流流；青青藏藏高高压压增增强强，高高空空东东风风急急流流强强大大而而完完整整。在在西西南南季季风风中中断断时时期期，表表现现为为西西太太平平洋洋副副高高强强度度强强，位位置置偏偏西西，控控制制东东南南亚亚地地区区；季季风风槽槽浅浅薄薄，位位置置偏偏西；在赤道附近天闭合反气旋环流；青藏高压强度减弱，东风急流弱。西；在赤道附近天闭合反气旋环流；青藏高压强度减弱，东风急流弱。相相应应地地，西西南南季季风风活活跃跃期期，东东南南亚亚地地区区的的季季风风环环流流圈圈强强而而明明显显；而而当西南季风中断时，季风环流圈显著减弱。当西南季风中断时，季风环流圈显著减弱。q像像夏夏季季风风一一样样，冬冬季季风风也也有有明明显显的的中中期期变变化化，即即活活跃跃和和中中断断期期。每每年年10月月下下旬旬亚亚洲洲上上空空冬冬季季环环流流建建立立以以后后，在在中中纬纬度度的的对对流流层层中中层层，不不断断有有西西风风槽槽东东移移，西西风风槽槽过过贝贝加加尔尔湖湖后后往往往往加加强强，形形成成一一次次东东亚亚大大槽槽在在其其平平均均位位置置建建立立的的过过程程。这这时时，对对流流层层低低层层就就有有一一次次强强烈烈冷冷空空气气的的爆爆发发，强强冷冷空空气气南南下下到到南南诲诲和和东东南南亚亚地地区区，使使这这里里的的东东北北风风加加强强，形形成成一一次次季季风风潮潮。也也可可以以是是南南支支西西风急流上有波动东移，使中纬度槽经向度加大，在低层冷锋上诱导出气旋。风急流上有波动东移，使中纬度槽经向度加大，在低层冷锋上诱导出气旋。当当大大陆陆冷冷高高压压变变性性减减弱弱，并并东东移移出出海海，移移入入南南海海的的冲冲锋锋逐逐渐渐静静止止甚甚至至消消失失，东东北北风风强强度度大大减减，甚甚至至在在东东南南亚亚一一些些地地区区转转成成偏偏南南风风，季季风风区区的的 Hadty环流大为减弱，这时冬季风中断。环流大为减弱，这时冬季风中断。完完成成季季风风潮潮到到季季风风中中断断这这样样一一个个循循环环过过程程，通通常常需需要要1015天天。因因此此，在在冬季风时期一般每月可有冬季风时期一般每月可有23次季风潮。次季风潮。l.季风的形成机制季风的形成机制Hadley 在在1686年年最最早早提提出出：季季风风形形成成的的原原因因是是与与太太阳阳辐辐射射季季节节循循环环有有关关的的海海陆陆热热力力状状况况差差异异的的季季节节性性反反转转。50年年代代以以来来，许许多多气气象象学学家家对对这这一一经经典典的的提提法法作作了了进进一一步步的的修修正正，即即认认为为季季风风现现象象主主要要是是行行星星风风带带季季节节性性位位移移的的结结果果。70年年代代末末以以来来，特特别别是是通通过过1979年年的的季季风风试试验验，人人们们开开始始认认识识到到青青藏藏高高原原的的热热力力和和动动力力作作用用以以及及南南北北半半球球气气流流间间的的相相互互作作用用的的重重要要性性。到到目目前前为为止止，通通常常认认为为形形成成季季风风的的主主要要原原因因有有四四个个，即即海海陆陆热热力力差差异异、行行星星风风带带的的季季节节变变化化、大大地地形的作用和南北半球气流的相互作用。形的作用和南北半球气流的相互作用。三、亚洲季风的形成与维持三、亚洲季风的形成与维持 (1.1)海陆热力差异和行星风带的季节变化海陆热力差异和行星风带的季节变化海陆热力差异的影响海陆热力差异的影响由于海陆热力差异产生了经典的海陆季风经典的海陆季风，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。如果只考虑海陆热机是季风的唯一成因，如果只考虑海陆热机是季风的唯一成因，那么在所有的海边都有季风，而且高纬（温度年较差比低纬那么在所有的海边都有季风，而且高纬（温度年较差比低纬的大得多）季风要比低纬季风显著得多。的大得多）季风要比低纬季风显著得多。但实际情况正好相反，最显著的季风气候就在亚洲一非洲的低纬地区最显著的季风气候就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50006000m或更高。因此，难以单纯地由海陆热力差异来解释季风的成因。另一方面，在表面均匀的地球上，行星风带基本上是纬向的，另一方面，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。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，这种现象以低纬地往往近于反向，有人称这种现象为行星季风，这种现象以低纬地区（区（30N30S）最为显著。）最为显著。恰恰东半球的低纬地区（从东非经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用一致，造成了最显著的季风气候区。致，造成了最显著的季风气候区。行星风带的季节变化行星风带的季节变化(1.2)大地形的作用大地形的作用青青藏藏高高原原对对季季风风环环流流的的影影响响，既既有有热热力力作作用用，又又有有地地形形动动力力作作用用。研研究究表表明明，巨巨大大而而高高耸耸的的青青藏藏高高原原与与周周围围自自由由大大气气间间同同样样存存在在季季节节性性热热力力差差异异。对对青青藏藏高高原原上上空空的的大大气气来来说说，从从39月月是是个个热热源源，7月月平平均均强强度度为为877.8 Jcm2 d；冬冬季季由由于于强强烈烈的的辐辐射射冷冷却却，是是个个冷冷源源，l月月平平均均强强度度为为-627Jcm2d。为为了了区区分分高高原原与与邻邻近近大大陆陆地地区区的的热热力力差差异异，对对沿沿30N的的高高原原地地区区（70110E）及及亚亚非非地地区区（0160E）的的平平均均温温度度偏偏差差（相相对对于于30N同同高高度度的的纬纬圈圈平平均均)做做一一比比较较。冬冬季季在在200 hPa以以下下的的高高原原上上空空，气气温温普普遍遍低低于于季季风风区区，最最大大温温差差12C，出出现现在在700hPa高高度度上上；在在200 hPa以以上上的的高高原原上上空空，高高原原地地区区的的平平均均温温度度稍稍高高于于季季风风区区的的平平均均温温度度。夏夏季季高高原原的的高高原原热热力力影影响响更更为为明明显显，夏夏季季季季风风区区和和高高原原区区除除 100 hPa以以外外，各各层层气气温温均均比比同同纬纬度度纬纬圈圈平平均均温温度度高高，而而高高原原区区各各层层气气温温均均高高于于季季风风区区的的气气温温，这这显显示示了了夏夏季季高高原原对对大大气气的的巨巨大大加加热效应。热效应。由由于于冬冬季季青青藏藏高高原原是是个个冷冷源源，高高原原低低层层形形成成冷冷高高压压，盛盛行行反反气气旋旋式式环环流流，其其东东南南侧侧盛盛行行北北一一东东北北风风，与与东东亚亚冬冬季季风风一一致致。在在夏夏季季青青藏藏高高原原是是个个热热源源，高高原原低低层层形形成成热热低低压压，盛盛行行气气旋旋式式环环流流。它它与与西西太太平平洋洋副副高高相相配配合合，不不仅仅使使其其东东侧侧的的西西南南季季风风增增厚厚，而而且且使使夏夏季季西西南南季季风风更更加加深深入入到到华华北北以以至至东东北北地地区区。另另外外，夏夏季季高高原原巨巨大大的的热热源源，有有助助于于高高层层南南亚亚高高压压和和东东风风急急流流的的形形成成与与维维持，与印度西南季风的爆发有直接关系。持，与印度西南季风的爆发有直接关系。青藏高原地区及亚非季凤区相对于纬向平均的温度偏差廓线青藏高原地区及亚非季凤区相对于纬向平均的温度偏差廓线（a）冬季）冬季（b）夏季）夏季亚非季风区亚非季风区高原地区高原地区季风以外地区季风以外地区青藏热低压对西南季风的作用青藏热低压对西南季风的作用700hPa流场分布500hPa流场分布q 青藏高原对西南季风环流形成与维持的作用的数值试验青藏高原对西南季风环流形成与维持的作用的数值试验：（l）无无高高原原地地形形时时，大大陆陆热热低低压压中中心心位位于于我我国国东东北北；有有高高原原地地形形时时，中中心位于青藏高原和巴基斯坦上空。心位于青藏高原和巴基斯坦上空。（2）无无高高原原地地形形时时，此此地地上上空空不不出出现现高高空空反反气气旋旋。反反气气旋旋中中心心收收于于西西太太平平洋洋上上空空，且且此此地地上上空空为为强强西西风风急急流流区区，高高空空东东风风急急流流和和低低空空西西风风中中心心均均位位于于10N上上空空，刚刚好好为为海海陆陆交交界界；而而有有高高原原地地形形时时，在在高高原原地地形形南南坡坡20N处处和和15N各各出出现现一一对对高高空空东东风风和和低低空空西西风中心这显然是高原上的山脉、海陆的热力差异造成的。风中心这显然是高原上的山脉、海陆的热力差异造成的。（3）有有高高原原地地形形时时和和无无高高原原地地形形时时经经因因环环流流有有很很大大差差异异。有有高高原原地地形形时时，季季风风环环流流圈圈十十分分明明显显；在在无无高高原原地地形形时时，Hadley环环流流圈圈特特别别明明显显。前前者者高高原原上上是是强强上上升升气气流流，而后者是下沉气流。而后者是下沉气流。（4）有有高高原原地地形形时时，出出现现季季风风爆爆发发现现象象，并并且且副副热热带带急急流流从从高高原原南南坡坡25N处处突突然然向向北北跳跳跃跃到到45N处处稳稳定定下下来来；无无高高原原地地形形时时，副副热热带带急急流流两两个个月月内内逐逐渐渐北北进进到到45N，也也无季风爆发现象。无季风爆发现象。尽管上述季风数值试验还存在一些重大的缺陷，但总的来看，无论从天气分析还是从动力分析，都说明高高原原动动力力作作用用和和热热力力作作用用对对东东亚亚季季风风的的作作用用是是重重要要的的。正是这些作用，把高低空季风联系起来，形成东亚地区独具特色的季风环流。(1.3)南北半球气流的相互作用南北半球气流的相互作用南南北北半半球球恻恻向向交交换换过过程程是是南南北北半半球球环环流流相相互互作作用用的的主主要要形形式式之之一一，跨跨赤赤道道的的空空气气输输送送在在季季风风区区最最明明显显，其其中中北北印印度度洋洋是是赤赤道道气气流流中中最最重重要要的的通通道道。在在北北