氣候的形成課件1

氣候的形成

氣候的形成和變化1、氣候的概念：一個地區(qū)內(nèi)多年的大氣平均狀況或統(tǒng)計狀態(tài)。

2、形成因子：A、太陽輻射——大氣運動最根本的能源。

B、地面狀況——大氣直接的熱源和水源。

C、大氣環(huán)流——雙重性質(zhì)。

D、人類活動——釋放能量、改變地表特性。

太陽輻射大氣環(huán)流氣候地面狀況人類活動物質(zhì)輸移水汽的輸移：垂直傳輸；水平傳輸（高低緯間輸送；海陸間輸送）。氣溶膠的輸移：源地附近濃度大，逐漸向四周及上空擴散輸移。

二氧化碳的輸移：CO2從源區(qū)向四周及上層大氣擴散輸移。能量傳輸高低緯間的傳輸：主要依靠全球性的大氣環(huán)流（顯熱和潛熱）及洋流來實現(xiàn)的。海陸間的傳輸：冬季，海洋是熱源，大陸是冷源，熱量從海洋輸向大陸。越近海洋，輸熱越多，氣溫越高。高低空之間的傳輸：在對流層中，由于空氣的對流，高低空之間也在進行著能量的傳輸。教學(xué)方法:學(xué)生講授和討論為主,教師引導(dǎo)和歸納總結(jié)補充為輔.教學(xué)內(nèi)容

6.1輻射因子

6.2環(huán)流因子

6.3海陸分布

6.4地形和地面特性

6.5冰雪覆蓋輻射因子天文氣候帶:156-157低緯-熱量盈余,高緯-熱量虧損到達地表年均總輻射max-熱帶沙漠地球能量平衡模式:162圖6.10環(huán)流因子海洋和大氣間物質(zhì)和能量交換風(fēng)生洋流分布(164圖6.12)和對氣候影響(暖流-增溫濕,寒流-降溫濕)環(huán)流重新分配熱量調(diào)節(jié)作用破壞緯向地帶性環(huán)流-高低緯,海陸間水分循環(huán)厄爾尼諾-南方濤動(170-172)南北半球西風(fēng)帶的區(qū)別?

正常年份（瓦克環(huán)流）E風(fēng)暖池水溫29℃~30℃表水面水溫23℃~25℃在平均風(fēng)速下，沿赤道太平洋洋面呈西高東低形勢。厄爾尼諾現(xiàn)象東風(fēng)異常加強下，表層暖水向西輸送西太平洋海面抬升，東太平洋表層海水輻散，冷水強烈上涌。E風(fēng)加強暖池表水面拉尼娜現(xiàn)象E風(fēng)減弱暖池東移表層暖水向東流，東太平洋海平面升高，冷水上涌減弱，海水溫度出現(xiàn)正距平，原來干旱氣候變成多雨，出現(xiàn)洪水泛濫。西太平洋出現(xiàn)干旱。中、東氣流上升海陸分布海陸熱力性質(zhì):冬-海熱源,陸冷源;夏-海冷源,陸熱源.海陸氣溫差異-冬高緯大,夏副熱帶大海洋-水汽源,大陸-水汽匯:對蒸發(fā),濕度,霧及降水有大的影響海陸風(fēng)與季風(fēng)東亞和南亞季風(fēng)區(qū)別海洋的氣候?qū)W特性1、海洋的熱力狀況1）海洋溫度隨緯度增高而降低；2）低緯西部海溫高于東部，中、高緯東部海溫高于西部（受寒、暖流的影響）；3）北半球各緯度平均海溫高于南半球相應(yīng)緯度；4）全球平均海溫（17.4℃）高于氣溫(14.3℃)，海洋是大氣的熱源；5）海水溫度變化小于同緯度的大氣和大陸。2、海洋的動力狀況1）在離岸風(fēng)的作用下，海洋表層水隨風(fēng)離岸，深層海水上涌，海面降溫，大氣層結(jié)穩(wěn)定，少雨。2）在向岸風(fēng)的作用下，海洋表層水向岸輻合，表面海水下沉，大氣層結(jié)不穩(wěn)定，沿岸地區(qū)多雨。3、海洋在氣候形成中的作用1）海洋是大氣運動的直接能源：海洋吸收了進入地表的太陽輻射的80%，且其中的85%貯存在海洋表層，這部分能量以長波有效輻射、潛熱、和顯熱交換形式輸送給大氣。2）既是大氣巨大的熱量貯存庫。又是大氣溫度的調(diào)節(jié)器；3）是地球上CO2的貯存庫：以緩解人類活動排放CO2產(chǎn)生的溫室效應(yīng)有重要作用；4）洋流在高低緯度間的熱量傳輸上起重要作用。海洋性與大陸性氣候氣候大陸度:K=1.7A/sinΦ-20.4(A:氣溫年較差.Φ:緯度).K=0弱,K=100強,K=50中.

海洋性與大陸性氣候的比較海洋性氣候與大陸性氣候的比較地形和地面特性地形與氣溫青藏高原機械阻擋:南-暖濕(弱),北-冷干(強);

西風(fēng)氣流分支冬強夏弱(各部位熱力和動力各異).

青藏高原熱力作用:夏-熱源,冬-冷源.

坡向,凹凸地形的氣溫及變化不同,山地冬夏氣溫遞減率不同地形與地方性風(fēng)地形與降水:

迎風(fēng)坡促進降水形成(188),形成雨坡和雨影.

青藏高原存在-西部干旱減緩,東部為濕潤氣候.小氣候:概念,特點,類型.冰雪覆蓋

雪被形成條件:冰點,固態(tài)降水雪線:概念(194)雪線高度影響因素(緯度,其他)冰雪覆蓋-冷源(因反射強,能量交換弱,);水分交換弱(致干)冰雪覆蓋通過大氣環(huán)流-影響遠方氣溫降低,影響遠方降水

亞洲季風(fēng)和中國主要的天氣系統(tǒng)MonsooncloudbelowTengboche（India)

季風(fēng)是一個古老的氣候?qū)W問題，季風(fēng)一詞起源于阿拉伯語“mansim”，意思是季節(jié)（season）。

早期人們用季風(fēng)來表示印度洋特別是阿拉伯海沿海地區(qū)地面風(fēng)向的季節(jié)性反轉(zhuǎn)，即一年中半年吹西南風(fēng)，而另半年吹東北風(fēng)。隨著人們對季風(fēng)認識的不斷深入，原有季風(fēng)的概念得到了很大程度的擴展，從單純表示風(fēng)向的季節(jié)性反轉(zhuǎn)，擴展到表示幾乎與亞洲、澳大利亞和非洲的熱帶、副熱帶大陸，以及毗鄰的海洋地區(qū)所有的天氣年循環(huán)相關(guān)的現(xiàn)象。南亞是著名的季風(fēng)區(qū)，季風(fēng)的各種特征在這里表現(xiàn)得最明顯。季風(fēng)對我國大氣和氣候有著十分重要的影響，因此認識和掌握它的特征及其變化是十分必要的。為了定量描述季風(fēng)及其強弱，Webster等（1992)從環(huán)流變化角度出發(fā)，定義了一個大尺度南亞季風(fēng)指數(shù)：即利用40～110E，0～20N低緯度熱帶區(qū)域平均850hPa和200hPa緯向風(fēng)切變（U850-U200），指數(shù)值大于零表示夏季風(fēng)，小于零表示冬季風(fēng)。一、亞洲季風(fēng)系統(tǒng)概述1季風(fēng)的定義Ramage(“MonsoonMeteorology”,1971)：①l月與7月盛行風(fēng)向的變化有120o；②l月與7月盛盛行風(fēng)向的平均頻率超過40%；③至少在1月和7月中有一個月的平均合成風(fēng)超過3m／s；④在5經(jīng)緯度矩形內(nèi)，這兩個月份中每個月氣旋與反氣旋的交替出現(xiàn)至少每兩年一次。Webster(“Monsoons”,1987)：冬、夏風(fēng)向的季節(jié)性反轉(zhuǎn)和干、濕期的季節(jié)性交替出現(xiàn)。郭其蘊（1983）：

采用10N～50N內(nèi)各緯度上月平均110E海平面氣壓與160E海平面氣壓差，定義了東亞季風(fēng)指數(shù)。施能等（1996）：對郭其蘊的方法作了改進，用東亞緯向海陸之間的氣壓梯度大小作為東亞強度指數(shù)，具有較好的表征能力。還有其他定義方法……季風(fēng)具有以下三個特點：（l）盛行風(fēng)向隨著季節(jié)變化而有很大差異，甚至接近于相反。如冬季盛行東北氣流(華北-東北為西北氣流），夏季盛行西南氣流（中國東部一日本還盛行東南氣流）。（2）兩種季風(fēng)各有不同的源地，因而氣團性質(zhì)有根本的不同，如冬季寒冷干燥，夏季炎熱濕潤。（3）能給天氣現(xiàn)象造成明顯不同的季節(jié)性差異，如雨季和旱季、冬季和夏季的明顯對比。

季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)有若干個成員組成，而且夏季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)要比冬季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)復(fù)雜得多。亞洲夏季季風(fēng)向和冬季季風(fēng)系統(tǒng)示意圖

實線

表示低層系統(tǒng)，虛線表示高層系統(tǒng)2季風(fēng)的主要成員夏季季風(fēng)冬季季風(fēng)馬斯克林高壓、澳大利亞高壓和西太平洋高壓西伯利亞高壓印度北部和南海季風(fēng)槽印度尼西亞季風(fēng)槽東非越赤道低空急流、南海低空急流、副熱帶西南低空急流對流層低層季風(fēng)涌升

印度北部、南海地區(qū)和江淮流域的降水和云覆蓋馬來西亞南部和印度尼西亞的降水和云覆蓋對流層上層的青藏高壓對流層上層的南亞高壓

熱帶東風(fēng)急流副熱帶西風(fēng)急流

亞洲冬季季風(fēng)和夏季季風(fēng)成員

一方面它們的來源、季風(fēng)成員及其影響的地區(qū)是不同的。

南亞季風(fēng)源于南半球的馬斯克林高壓，在東非沿岸越赤道后形成索馬里急流，以西南季風(fēng)形式影響印度、中南半島和我國西南地區(qū)，對印度季風(fēng)糟的形成和季風(fēng)降水有很大的影響。東亞季風(fēng)有它自己的成員，這支季風(fēng)起源于澳大利亞高壓，在

105～125E附近越過赤道以后，在南海、西太平洋地區(qū)也成為西南氣流，由于西太平洋副熱帶高壓的影響，形成ITCZ。副熱帶高壓南側(cè)的東南氣流向北又變成西南氣流，與北方冷空氣活動配合，在長江流域形成梅雨鋒。為區(qū)別不同的季風(fēng)氣流的來源，將與越赤道氣流有關(guān)的季風(fēng)氣流稱為熱帶季風(fēng)，而與副熱帶高壓有關(guān)的季風(fēng)氣流稱為副熱帶季風(fēng)。

2.1夏季季風(fēng)陶詩言等（1987）通過對亞洲冬季風(fēng)系統(tǒng)特征的分析，注意到東亞地區(qū)的季風(fēng)與印度季風(fēng)之間不僅組成的成員不盡相同，而且其變化的特征也有明顯的差異，首次提出東亞季風(fēng)系統(tǒng)的新概念，即夏季亞洲存在著既相互獨立又相互作用的兩支季風(fēng)子系統(tǒng)，即南亞印度）季風(fēng)和東亞季風(fēng)。另一方面，這兩支季風(fēng)子系統(tǒng)又共存于一個大季風(fēng)環(huán)流區(qū)內(nèi)，又是相互作用的。印度南部西南季風(fēng)加強延伸，可以影響到南海、西太平洋地區(qū)，加強那里的西南氣流；而南海熱帶低壓或臺風(fēng)西移可以引起孟加拉灣低壓的發(fā)展，最后影響印度季風(fēng)。研究還表明：東亞夏季風(fēng)又可劃分為南海一西太平洋夏季風(fēng)和中國大陸東部一日本副熱帶兩個相互獨立的東亞夏季風(fēng)子系統(tǒng)?？梢?，東亞夏季風(fēng)完全不同于印度夏季風(fēng)，并不是單純的熱帶季風(fēng)，而是具有熱帶季風(fēng)和副熱帶季風(fēng)的雙重特性。

東亞季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)與印度季風(fēng)的關(guān)系的研究成果，突破了長期以來東亞夏季風(fēng)從屬于印度夏季風(fēng)的觀點，對中國氣候變化的研究具有重要意義。

這種強北風(fēng)和東北風(fēng)的產(chǎn)生在很大程度上與非地轉(zhuǎn)運動有關(guān)。當(dāng)東北季風(fēng)向南流向南海及印度尼西亞一帶時，可形成冷涌，最后流入到赤道槽內(nèi)，加強那里的對流和降水。2.2冬季季風(fēng)亞洲冬季風(fēng)起源于西伯利亞高壓，當(dāng)高壓離開源地向南爆發(fā)時，在其東側(cè)和南側(cè)可產(chǎn)生很強的北風(fēng)和東北風(fēng)，這就是冬季風(fēng)。

夏季風(fēng)期間季風(fēng)地區(qū)除了像青藏高壓、熱帶東風(fēng)急流這些行星尺度的天氣系統(tǒng)外，對季風(fēng)區(qū)天氣直接有關(guān)的主要大尺度天氣系擾動有：2.3季風(fēng)擾動系統(tǒng)（l）越赤道氣流與低空急流

索馬里低空急流是北半球夏季的一支著名的低空急流，它與西南季風(fēng)的活動有著密切關(guān)系。這支急流長約800－900km，寬約300km，厚約1km。7月平均最大風(fēng)速在15m／s以上，逐日最大風(fēng)速可達成25～50m／s，1972年10月3日觀測到63m／s的極大值。這支急流一年四季都存在,但冬季只在南半球出現(xiàn)，到4月才越過赤道。它起源于南半球的馬斯克林高壓(中心位于30S，50E附近），2月開始北移，6月到達東非高原，然后折向東沿索馬里海岸進入阿拉伯海，直至印度西海岸。6－8月期間位置穩(wěn)定，強度達到最強。10月初，這支氣流又撤回南半球，而且強度也顯著減弱。

季風(fēng)槽是北半球夏季全球赤道槽的一部分。在地面圖上，槽從西非延伸至中南半島，向上伸展可達500hPa，隨高度向南傾斜。季風(fēng)槽由于受地形作用滯留少動，槽的位置大致與相對雨量最小區(qū)和雷暴頻率最大區(qū)一致。每年6－9月的夏季風(fēng)期間在孟加拉灣北部生成的一種低壓稱為季風(fēng)低壓。它和其他熱帶擾動一樣，向西移動，生命期為3～5天，平均每月生成2個。季風(fēng)低壓是一種強熱帶擾動，水平范圍約1500km，垂直范圍約8km，渦旋的中心氣壓為980hPa，水平風(fēng)速20m／s以上。（2）季風(fēng)槽和季風(fēng)低壓（1.1）夏季季風(fēng)雨帶活動是東亞和南亞地區(qū)重要的氣候特征，它與夏季風(fēng)進退關(guān)系密切，對某一地區(qū)而言，雨帶的停留則造成該地區(qū)的雨季。根據(jù)雨季和風(fēng)向的變化，可以定出亞洲夏季風(fēng)建立的平均日期線。夏季風(fēng)建立過程開始于五月中旬前后，這時南亞和東亞夏季風(fēng)往往有一次爆發(fā)過程。并在熱帶地區(qū)是從南海、中南半島向印度半島推進；在中國東部則由華南向華北推進，而西部則從孟加拉灣和緬甸向北推進，整個過程歷經(jīng)兩個月，而且東亞季風(fēng)似乎比南亞季風(fēng)爆發(fā)早。

二、亞洲季風(fēng)活動與低頻振蕩1季風(fēng)的爆發(fā)和建立

亞洲夏季風(fēng)建立的平均日期

(2.2)冬季季風(fēng)

亞洲冬季風(fēng)最顯著的地區(qū)是中國的東岸，影響范圍經(jīng)南海到馬來西亞和印度尼西亞一帶。在700hPa以下這里盛行強的偏北或東北風(fēng)。印度冬季風(fēng)也相當(dāng)明顯，在孟加拉灣北部有明顯的北風(fēng)分量，這相當(dāng)于那里的干季。冬季風(fēng)的建立一般在10月中旬，這正是亞洲大陸高壓加強，寒潮首次侵襲到華南沿海以至東南亞的時候。這時，南亞地區(qū)大氣環(huán)流正處在明顯的季節(jié)變化時期，熱帶和副熱帶的高低空流場急劇地從在季環(huán)流型向冬季環(huán)流型過渡，在南亞和東南亞地區(qū)冬季季風(fēng)逐漸建立起來。a10－20天（準(zhǔn)雙周）和b30~60天（40~50天，30~50天，準(zhǔn)40天）兩個周期段。由于它們的周期比大氣長波的周期（7天左右）長，頻率低，因此稱為大氣低頻振蕩，也稱季節(jié)內(nèi)變化。

大氣低頻振蕩同長期天氣變化和短期氣候異常有著密切的關(guān)系。一系列的資料分析表明，大氣中的低頻振蕩以熱帶地區(qū)較為顯著，尤其在南亞和東南亞季風(fēng)區(qū)，它們的相對位相和振幅能夠確定特定年份季風(fēng)降水的特征。夏季風(fēng)建立以后，季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)經(jīng)歷著加強與減弱、東西向或南北向移動的準(zhǔn)周期振蕩，這與大氣低頻振蕩的傳播有著密切的關(guān)系。

2低頻振蕩與季風(fēng)活動低頻振蕩（變化）到80年代才為人們普遍重視，目前公認的大氣低頻振蕩有兩個頻帶

研究表明：30－60天低頻振蕩具有全球尺度，緯向波數(shù)為1，并且對流層上層和下層的緯向風(fēng)有反向關(guān)系。這種低頻振蕩的存在可能與印度洋和西太平洋的大范圍對流有關(guān)。通過分析夏季印度地區(qū)的30~60天低頻振蕩，發(fā)現(xiàn)這種擾動無論是云量還是高度場和風(fēng)場，都表現(xiàn)有從赤道到青藏高原地區(qū)明顯的向北傳播，即擾動起源于印度洋赤道地區(qū)，消失在青藏高原南麓。這種低頻擾動的經(jīng)向傳播與季風(fēng)活動的活躍與中斷期的交替變化有著密切的關(guān)系。當(dāng)擾動從赤道向北傳播到30N時，在氣壓場上表現(xiàn)為一槽脊線的經(jīng)向傳播。其傳播速度為0．75緯度／天，經(jīng)向尺度為3000km左右，槽線與云區(qū)相對應(yīng)，脊線一般是無云區(qū)。因而隨著擾動的向北傳播，對任一地區(qū)都會帶來交替的天氣變化，風(fēng)場也表現(xiàn)有類似的經(jīng)向傳播，其振幅為3－6m／s。

在季風(fēng)區(qū)，不僅存在著向東和向北傳播的30～60天低頻振蕩，而且還存在著10－20天向西傳播的擾動。Krishnamwh等（1973）對青藏高壓的強度作過譜分析，發(fā)現(xiàn)存在14天左右的準(zhǔn)周期振蕩。這種振蕩對青藏高原而言，表現(xiàn)為它的強度和位置的準(zhǔn)周期變化。而對低空系統(tǒng)，就是所謂的季風(fēng)活動的活躍與中斷的不斷交替：在季風(fēng)活躍期，西南季風(fēng)風(fēng)速突然增加，印度半島和中南半島大范圍降水，雨量加大，習(xí)慣上稱為西南季風(fēng)潮；在季風(fēng)不活躍期，環(huán)流有所變化，大部分地區(qū)沒有降水，稱為西南季風(fēng)中斷。

與印度季風(fēng)不同，華南和中南半島地區(qū)夏季風(fēng)的活躍和中斷，主要反映在西太平洋副高、季風(fēng)槽以及赤道反氣旋等大型系統(tǒng)的強度與位置變化上。該地區(qū)西南季風(fēng)的活躍主要受印度西南季風(fēng)東傳的影響，而西南季風(fēng)的中斷則主要是西太平洋副高西伸控制的結(jié)果。因而，西南季風(fēng)活躍時期，表現(xiàn)為西太平洋副高強度弱，位置偏東；季風(fēng)槽強大深厚，位置偏東；在赤道附近有較強的閉合反氣旋環(huán)流；青藏高壓增強，高空東風(fēng)急流強大而完整。在西南季風(fēng)中斷時期，表現(xiàn)為西太平洋副高強度強，位置偏西，控制東南亞地區(qū)；季風(fēng)槽淺薄，位置偏西；在赤道附近天閉合反氣旋環(huán)流；青藏高壓強度減弱，東風(fēng)急流弱。相應(yīng)地，西南季風(fēng)活躍期，東南亞地區(qū)的季風(fēng)環(huán)流圈強而明顯；而當(dāng)西南季風(fēng)中斷時，季風(fēng)環(huán)流圈顯著減弱。

像夏季風(fēng)一樣，冬季風(fēng)也有明顯的中期變化，即活躍和中斷期。每年10月下旬亞洲上空冬季環(huán)流建立以后，在中緯度的對流層中層，不斷有西風(fēng)槽東移，西風(fēng)槽過貝加爾湖后往往加強，形成一次東亞大槽在其平均位置建立的過程。這時，對流層低層就有一次強烈冷空氣的爆發(fā)，強冷空氣南下到南誨和東南亞地區(qū)，使這里的東北風(fēng)加強，形成一次季風(fēng)潮。也可以是南支西風(fēng)急流上有波動?xùn)|移，使中緯度槽經(jīng)向度加大，在低層冷鋒上誘導(dǎo)出氣旋。

當(dāng)大陸冷高壓變性減弱，并東移出海，移入南海的沖鋒逐漸靜止甚至消失，東北風(fēng)強度大減，甚至在東南亞一些地區(qū)轉(zhuǎn)成偏南風(fēng)，季風(fēng)區(qū)的Hadty環(huán)流大為減弱，這時冬季風(fēng)中斷。

完成季風(fēng)潮到季風(fēng)中斷這樣一個循環(huán)過程，通常需要10～15天。因此，在冬季風(fēng)時期一般每月可有2－3次季風(fēng)潮。l.季風(fēng)的形成機制

Hadley在1686年最早提出：季風(fēng)形成的原因是與太陽輻射季節(jié)循環(huán)有關(guān)的海陸熱力狀況差異的季節(jié)性反轉(zhuǎn)。50年代以來，許多氣象學(xué)家對這一經(jīng)典的提法作了進一步的修正，即認為季風(fēng)現(xiàn)象主要是行星風(fēng)帶季節(jié)性位移的結(jié)果。70年代末以來，特別是通過1979年的季風(fēng)試驗，人們開始認識到青藏高原的熱力和動力作用以及南北半球氣流間的相互作用的重要性。到目前為止，通常認為形成季風(fēng)的主要原因有四個，即海陸熱力差異、行星風(fēng)帶的季節(jié)變化、大地形的作用和南北半球氣流的相互作用。

三、亞洲季風(fēng)的形成與維持

(1.1)海陸熱力差異和行星風(fēng)帶的季節(jié)變化海陸熱力差異的影響由于海陸熱力差異產(chǎn)生了經(jīng)典的海陸季風(fēng)，即冬季大陸為冷源，海洋為熱源，風(fēng)從大陸吹向海洋；夏季大陸為熱源，海洋為冷源，風(fēng)從海洋吹向大陸。海陸熱機造成的風(fēng)向變化反映了季風(fēng)的本質(zhì)。如果只考慮海陸熱機是季風(fēng)的唯一成因，那么在所有的海邊都有季風(fēng)，而且高緯（溫度年較差比低緯的大得多）季風(fēng)要比低緯季風(fēng)顯著得多。但實際情況正好相反，最顯著的季風(fēng)氣候就在亞洲一非洲的低緯地區(qū)。同時，從海陸分布推算印度的西南季風(fēng)厚度不超過2000m，而我國西南地區(qū)季風(fēng)的實際厚度達5000－6000m或更高。因此，難以單純地由海陸熱力差異來解釋季風(fēng)的成因。

另一方面，在表面均勻的地球上，行星風(fēng)帶基本上是緯向的，地表太陽輻射地理分布的季節(jié)變化，引起行星風(fēng)系的季節(jié)變化。在兩支行星風(fēng)帶交替的區(qū)域，行星環(huán)流發(fā)生季節(jié)轉(zhuǎn)移，盛行風(fēng)向往往近于反向，有人稱這種現(xiàn)象為行星季風(fēng)，這種現(xiàn)象以低緯地區(qū)（30N～30S）最為顯著。恰恰東半球的低緯地區(qū)（從東非經(jīng)南亞到東亞以至西太平洋），海陸熱機和行星風(fēng)帶季節(jié)變化的作用一致，造成了最顯著的季風(fēng)氣候區(qū)。

行星風(fēng)帶的季節(jié)變化

(1.2)大地形的作用青藏高原對季風(fēng)環(huán)流的影響，既有熱力作用，又有地形動力作用。研究表明，巨大而高聳的青藏高原與周圍自由大氣間同樣存在季節(jié)性熱力差異。對青藏高原上空的大氣來說，從3～9月是個熱源，7月平均強度為877.8J／cm2·d；冬季由于強烈的輻射冷卻，是個冷源，l月平均強度為-627J／cm2·d。為了區(qū)分高原與鄰近大陸地區(qū)的熱力差異，對沿30N的高原地區(qū)（70－110E）及亞非地區(qū)（0~160E）的平均溫度偏差（相對于30N同高度的緯圈平均)做一比較。冬季在200hPa以下的高原上空，氣溫普遍低于季風(fēng)區(qū)，最大溫差1．2C，出現(xiàn)在700hPa高度上；在200hPa以上的高原上空，高原地區(qū)的平均溫度稍高于季風(fēng)區(qū)的平均溫度。夏季高原的高原熱力影響更為明顯，夏季季風(fēng)區(qū)和高原區(qū)除100hPa以外，各層氣溫均比同緯度緯圈平均溫度高，而高原區(qū)各層氣溫均高于季風(fēng)區(qū)的氣溫，這顯示了夏季高原對大氣的巨大加熱效應(yīng)。由于冬季青藏高原是個冷源，高原低層形成冷高壓，盛行反氣旋式環(huán)流，其東南側(cè)盛行北一東北風(fēng)，與東亞冬季風(fēng)一致。在夏季青藏高原是個熱源，高原低層形成熱低壓，盛行氣旋式環(huán)流。它與西太平洋副高相配合，不僅使其東側(cè)的西南季風(fēng)增厚，而且使夏季西南季風(fēng)更加深入到華北以至東北地區(qū)。另外，夏季高原巨大的熱源，有助于高層南亞高壓和東風(fēng)急流的形成與．維持，與印度西南季風(fēng)的爆發(fā)有直接關(guān)系。青藏?zé)岬蛪簩ξ髂霞撅L(fēng)的作用

青藏高原對西南季風(fēng)環(huán)流形成與維持的作用的數(shù)值試驗：

（l）無高原地形時，大陸熱低壓中心位于我國東北；有高原地形時，中心位于青藏高原和巴基斯坦上空。

（2）無高原地形時，此地上空不出現(xiàn)高空反氣旋。反氣旋中心收于西太平洋上空，且此地上空為強西風(fēng)急流區(qū)，高空東風(fēng)急流和低空西風(fēng)中心均位于10N上空，剛好為海陸交界；而有高原地形時，在高原地形南坡20N處和15N各出現(xiàn)一對高空東風(fēng)和低空西風(fēng)中心這顯然是高原上的山脈、海陸的熱力差異造成的。

（3）有高原地形時和無高原地形時經(jīng)因環(huán)流有很大差異。有高原地形時，季風(fēng)環(huán)流圈十分明顯；在無高原地形時，Hadley環(huán)流圈特別明顯。前者高原上是強上升氣流，而后者是下沉氣流。

（4）有高原地形時，出現(xiàn)季風(fēng)爆發(fā)現(xiàn)象，并且副熱帶急流從高原南坡25N處突然向北跳躍到45N處穩(wěn)定下來；無高原地形時，副熱帶急流兩個月內(nèi)逐漸北進到45N，也無季風(fēng)爆發(fā)現(xiàn)象。盡管上述季風(fēng)數(shù)值試驗還存在一些重大的缺陷，但總的來看，無論從天氣分析還是從動力分析，都說明高原動力作用和熱力作用對東亞季風(fēng)的作用是重要的。正是這些作用，把高低空季風(fēng)聯(lián)系起來，形成東亞地區(qū)獨具特色的季風(fēng)環(huán)流。

(1.3)南北半球氣流的相互作用

南北半球惻向交換過程是南北半球環(huán)流相互作用的主要形式之一，跨赤道的空氣輸送在季風(fēng)區(qū)最明顯，其中北印度洋是赤道氣流中最重要的通道。在北半球夏季，亞洲南部兩支季風(fēng)環(huán)流都起源于南半球高壓系統(tǒng)。

對越赤道氣流和赤道西風(fēng)的變化與南半球高壓系統(tǒng)活動關(guān)系作了研究，發(fā)現(xiàn)在850hPa上，當(dāng)南半球馬斯克林高壓加強以后，45E附近東非沿岸的越赤道氣流得到加強，然后在10N、50E附近赤道西風(fēng)加強，并向東推進；同樣，澳大利亞附近高度場增加時，加大了澳大利亞北側(cè)的越赤道氣流，然后加強南海、西太平洋附近的西南氣流。越赤道氣流和赤道西風(fēng)的加強進而影響到印度季風(fēng)和東亞季風(fēng)。南北半球環(huán)流的側(cè)向耦合過程也是南北半球環(huán)流相互作用的一種形式，如南北半球環(huán)流的低頻振蕩和遙相關(guān)就屬于這一范疇。

除了上述四個因素以外，針對亞洲夏季風(fēng)具有突變性的顯著特征，人們還注意到大氣內(nèi)部過程，主要研究有三個方面：①多平衡態(tài)理論；②正壓不穩(wěn)定理論；③低頻振蕩的觸發(fā)作用。詳細內(nèi)容可參考有關(guān)文獻，這里不再贅述。

在以上這些因素中，海陸本身的熱力狀況及其差異，以及行星風(fēng)帶的季節(jié)變化，是形成季風(fēng)的基礎(chǔ)，而大地形的動力和熱力作用、半球間氣流的相互作用以及大氣內(nèi)部過程，則是起到加強季風(fēng)特色的作用。正因為這樣，南亞和東南亞是季風(fēng)的顯著地區(qū)。

4．1概述（1）冷空氣強度的劃分寒潮天氣過程是指一種與強大冷高壓相伴隨的大規(guī)模的強冷空氣的活動過程。根據(jù)我國中央氣象臺規(guī)定，當(dāng)空氣侵入后，凡氣溫在24小時內(nèi)劇降10C以上，最低氣溫降至5C以下者稱為寒潮。以后又補充規(guī)定：一次冷空氣活動使長江流域以及以北地區(qū)48小時內(nèi)降溫10C以上，長江中下游地區(qū)最低氣溫達4C或4C以下，陸上有相當(dāng)于三個行政大區(qū)出現(xiàn)5～7級大風(fēng)，沿海有三個海區(qū)伴有6－8級大風(fēng)者，稱為寒潮或強寒潮。未達到以上標(biāo)準(zhǔn)者，則稱為較強冷空氣或一般冷空氣。四、冬季季風(fēng)與寒潮寒潮天氣過程是季風(fēng)問題中一個重要的方面。亞洲冬季風(fēng)起源于西伯利亞（冷）高壓，當(dāng)高壓離開源地向南爆發(fā)時，在其東側(cè)和南側(cè)可產(chǎn)生很強的北風(fēng)或東北風(fēng)，這就是在冬季常見的冷空氣活動。

（2）冷高壓冷高壓（又稱冷性反氣旋）的活動與冷空氣活動密切相關(guān)。在冷空氣南下之前，冷高壓提供了形成冷氣團的最理想的環(huán)流條件。而且，冷高壓的強度也能反映冷空氣勢力的強弱；冷高壓一旦南下，也必然帶著冷空氣南下，?？尚纬珊?。

從范圍和強度上來看，冬季歐亞大陸的冷高壓是全球最強大的，水平范圍最大可達4000－5000km，占據(jù)亞洲大陸面積的3／4，當(dāng)然小的只有幾百公里；中心氣壓強度一般為1040～l050hPa，最高達1083．3hPa（1968年12月對日出現(xiàn)在中西伯利亞北部），不過到達江南一般不超過1030hPa，一般冷高壓南下后都會減弱。

準(zhǔn)靜止型冷高壓在冷空氣源地較多見，溫壓場也較對稱，中心軸線基本上垂直，強度隨高度迅速減弱，500hPa以上就變成冷低壓或冷槽，這種高壓移動緩慢或是準(zhǔn)靜止?fàn)顟B(tài)。在其控制下，有利于冷空氣積聚、冷卻和加強。冬季西伯利亞、蒙古地區(qū)常出現(xiàn)這種高壓。

移動型冷高壓（這是影響我國最多的冷高壓），這種高壓的溫壓場分布不對稱，低層高壓處在開口向北的大冷舌中，為低溫冷空氣。高層?xùn)|半部為冷槽，有冷平流，引導(dǎo)冷空氣南下；西半部脊部對應(yīng)有暖脊，有暖平流北上，因而是移動型系統(tǒng)。冷空氣表現(xiàn)為東厚西薄，呈楔狀。高壓中心軸線隨高度向西南方傾斜，強度隨高度減弱，到3~4km高度處就變成高壓脊。兩種類型的冷高壓：

溫度分布對稱的準(zhǔn)靜止型冷高壓；溫度分布不對稱的移動型冷高壓。（3）冷空氣的源地和路徑冷空氣的源地是指冷空氣開始形成和積聚的地區(qū)。據(jù)統(tǒng)計，影響我國的冷空氣有三個源地：（l）新地島以西的北冰洋洋面。來自這個地區(qū)的最多（約40％），達寒潮強度的次數(shù)也最多。

（2）新地島以東的北冰洋洋面。來自這個地區(qū)并影響我國的冷空氣次數(shù)較少（18％），但其強度一般較強，達寒潮強度的次數(shù)也較多。

（3）冰島以南的大西洋洋面。來自這個地區(qū)的也較多（33％），但因氣溫較高，達到寒潮強度的比例少。據(jù)中央氣象臺統(tǒng)計，來自這三個源地并影響我國的冷空氣有95％都要經(jīng)過西伯利亞中部（70～90E，43－65N），并在那里積聚加強，我們稱該地區(qū)為“關(guān)鍵區(qū)”。冷空氣經(jīng)關(guān)鍵區(qū)南下入侵我國有三條路徑，包括從西伯利亞東部經(jīng)蒙古東部至我國東北地區(qū)南下的路徑（如下圖所示）。

冷空氣源地、路徑及關(guān)鍵區(qū)西路西北路北路東路

反氣旋頻數(shù)圖冬季，亞洲冷高壓出現(xiàn)頻數(shù)最高的地區(qū)是從蒙古西部到我國河套地區(qū)，呈西北一東南向的狹長地帶內(nèi)，其活動可延伸到華東沿海。

（4）冷空氣活動和天氣

冷高壓的前沿一般都有冷鋒存在，如果冷空氣很強，達到寒潮程度，則寒潮前沿的冷鋒也被稱為寒潮冷鋒。強冷空氣或寒潮過境時，突出的天氣表現(xiàn)是：大風(fēng)和劇烈降溫，有時伴有風(fēng)沙、雨、雪、雨淞和霜凍，春秋兩季江南地區(qū)，還可能有雷暴產(chǎn)生。寒潮大風(fēng)的風(fēng)向在南北方也有差異：東北、內(nèi)蒙古多為西北大風(fēng)；華北、黃淮多為偏北大風(fēng)；長江以南多為東北大風(fēng)。由于寒潮冷鋒的移速愈往南愈慢，有時會在南嶺以北地區(qū)趨于準(zhǔn)靜止?fàn)顟B(tài)，所以，南方大風(fēng)持續(xù)時間往往比北方長。冷高壓中心出海后，沿海地區(qū)有時會出現(xiàn)回流低云，在我國渤海和東海，有時在南海。

（1）南下冷空氣降溫強度的垂直分布

受南下冷空氣的影響，地面和低空部會出現(xiàn)降溫。而且是冷空氣愈強，降溫越大，冷空氣越厚，降溫層次越高。因為冷空氣總是有一定的厚度，所以，每次冷空氣活動都有一個最大的降溫高度。最大降溫高度既不在高空，也不在地面，平均在900~800hPa的高度。在這個高度上，鋒區(qū)強，冷平流最強，當(dāng)然，降溫也最大。

最大降溫高度與緯度的關(guān)系4．2冷空氣南下過程中的結(jié)構(gòu)及其變化最大降溫高度隨地區(qū)不同而差異。據(jù)實際資料統(tǒng)計分析，最大降溫高度北方高于南方，平原高于高原（如圖）。軌跡

ABC頂高/hpa850700400變溫/C

4327-16

冷空氣南下的頂高和變溫說明極地冷空氣取反氣旋路徑到達低緯時，變薄且增溫較大；而冷空氣取氣旋式路徑南下時，既能保持冷空氣的厚度，又不會使冷空氣迅速變暖，甚至當(dāng)路徑的氣旋式曲率很大時，還可能出現(xiàn)增厚降溫。4.3寒潮天氣形勢

寒潮爆發(fā)的基本過程和基本條件：

醞釀階段：冷空氣大規(guī)模南下，首先需有冷空氣的積聚。這時，南北空氣交換少，有利于冷空氣的積聚，也是能量的積聚過程，為冷空氣向南爆發(fā)作準(zhǔn)備；

爆發(fā)階段：大量冷空氣積聚后向南爆發(fā)。這時，伴有大范圍的強偏北風(fēng)，在空中有較強的長波槽脊的配合，即在我國東部存在大槽，西部存在大脊，我國正好位于槽后脊前。值得注意的是在寒潮開始時，這種大槽大脊并不存在，而是由小槽小脊東移逐漸發(fā)展而成的。實際天氣分析表明，強冷空氣或寒潮爆發(fā)南下，往往是一次高空槽發(fā)展加深成東亞大槽的過程，槽后的偏北氣流不僅為冷空氣南下提供了合適的環(huán)流條件，而且隨著槽的不斷發(fā)展加深，氣旋渦度不斷加大，使冷空氣能保持一定的厚度和強度。寒潮過程需要具備兩個基本條件：①要有冷空氣的醞釀和積聚過程，即冷源條件；（2）要有引導(dǎo)冷空氣入侵我國的合適流場，即引導(dǎo)條件。寒潮天氣形勢基本上可歸納為三類：小槽發(fā)展型（經(jīng)向型）、槽脊東移型和橫槽型（阻高崩潰型）。

1．小槽發(fā)展型

2．槽脊東移型

3橫槽型橫槽型寒潮是阻塞型形勢崩潰引起的強冷空氣爆發(fā)。

寒潮天氣形勢橫槽型寒潮過程的500hPa形勢示意圖藍箭頭表示冷平流，紅箭頭表示暖平流

（a）醞釀階段（b）爆發(fā)階段暴雨是我國主要的災(zāi)害性天氣之一，除了青藏高原、內(nèi)蒙古和新疆的沙漠地區(qū)以外，我國從南到北都有暴雨的危害。有些持續(xù)性大暴雨或罕見的特大暴雨能引起江河暴漲，洪水泛濫，造成嚴重災(zāi)害。華南是指武夷山一南嶺以南的廣西、廣東、福建、臺灣和海南五省區(qū)區(qū)域，它屬于熱帶季風(fēng)氣候區(qū)，是我國年平均溫度最高，雨期長（4~10月）且雨量最充沛的區(qū)域，并可分為兩個不同雨季：一是華