第六章 气候的形成

1. 第六章 气候的形成 • 本章要点:气候系统各要素间是相互作用,相互影响,相互制约,相互调节的.气候系统内部存在大量正负反馈过程(p153),并进行着复杂的物质和能量交换.气候的形成和变化受内外因子作用,其中太阳辐射是气候系统的能源和最主要的外因.气候的形成和变化受诸因子影响,其中大气环流是最直接的因子(p235图8.6)

2. 气候的形成和变化 1、气候的概念：一个地区内多年的大气平均状况或统计状态。 2、形成因子：A、太阳辐射——大气运动最根本的能源。 B、地面状况——大气直接的热源和水源。 C、大气环流——双重性质。 D、人类活动——释放能量、改变地表特性。 气候 大气环流 太阳辐射 人类活动 地面状况

3. 物 质 输 移 水汽的输移： 垂直传输； 水平传输（高低纬间输送；海陆间输送）。 二氧化碳的输移： CO2从源区向四周及上层大气扩散输移。 气溶胶的输移： 源地附近浓度大，逐渐向四周及上空扩散输移。

4. 能 量 传 输 高低纬间的传输：主要依靠全球性的大气环流（显热和潜热）及洋流来实现的。 海陆间的传输：冬季，海洋是热源，大陆是冷源，热量从海洋输向大陆。越近海洋，输热越多，气温越高。 高低空之间的传输：在对流层中，由于空气的对流，高低空之间也在进行着能量的传输。

5. 教学方法:学生讲授和讨论为主,教师引导和归纳总结补充为辅.教学方法:学生讲授和讨论为主,教师引导和归纳总结补充为辅. 教学内容 6.1辐射因子 6.2环流因子 6.3海陆分布 6.4地形和地面特性 6.5冰雪覆盖

6. 辐射因子 • 天文气候带: p156-157 • 低纬-热量盈余, 高纬-热量亏损 • 到达地表年均总辐射 max-热带沙漠 • 地球能量平衡模式: p162图6.10

7. 环流因子 • 海洋和大气间物质和能量交换 • 风生洋流分布(164图6.12)和对气候影响(暖流-增温湿,寒流-降温湿) • 环流重新分配热量 调节作用 破坏纬向地带性 • 环流-高低纬,海陆间水分循环 • 厄尔尼诺-南方涛动(p170-172) • 南北半球西风带的区别?

8. 拉尼娜现象 正常年份 （瓦克环流） 厄尔尼诺现象 中、东气流上升 暖池 E风加强 暖池 表水面 E风 E风减弱 表水面 暖池东移 水温 29℃~30℃ 水温 23℃~25℃ 表层暖水向东流，东太平洋海平面升高，冷水上涌减弱，海水温度出现正距平，原来干旱气候变成多雨，出现洪水泛滥。西太平洋出现干旱。 东风异常加强下，表层暖水向西输送西太平洋海面抬升，东太平洋表层海水辐散，冷水强烈上涌。 在平均风速下，沿赤道太平洋洋面呈西高东低形势。

9. 海陆分布 • 海陆热力性质:冬-海热源,陆冷源; 夏-海冷源,陆热源.海陆气温差异-冬高纬大,夏副热带大 • 海洋-水汽源,大陆-水汽汇:对蒸发,湿度,雾及降水有大的影响 海陆风与季风 东亚和南亚季风区别

10. 海洋的气候学特性 • 1、海洋的热力状况 • 1）海洋温度随纬度增高而降低； • 2）低纬西部海温高于东部，中、高纬东部海温高于西部（受寒、暖流的影响）； • 3）北半球各纬度平均海温高于南半球相应纬度； • 4）全球平均海温（17.4℃）高于气温(14.3℃)，海洋是大气的热源； • 5）海水温度变化小于同纬度的大气和大陆。

11. 2、海洋的动力状况 • 1）在离岸风的作用下，海洋表层水随风离岸，深层海水上涌，海面降温，大气层结稳定，少雨。 • 2）在向岸风的作用下，海洋表层水向岸辐合，表面海水下沉，大气层结不稳定，沿岸地区多雨。 3、海洋在气候形成中的作用 • 1）海洋是大气运动的直接能源：海洋吸收了进入地表的太阳辐射的80%，且其中的85%贮存在海洋表层，这部分能量以长波有效辐射、潜热、和显热交换形式输送给大气。 • 2）既是大气巨大的热量贮存库。又是大气温度的调节器； • 3）是地球上CO2的贮存库：以缓解人类活动排放CO2产生的温室效应有重要作用； • 4）洋流在高低纬度间的热量传输上起重要作用。

12. 海洋性与大陆性气候 气候大陆度:K=1.7A/sinΦ-20.4(A: 气温年较差.Φ:纬度).K=0弱,K=100强,K=50中. 海洋性与大陆性气候的比较

13. 海洋性气候与大陆性气候的比较

14. 地形和地面特性 • 地形与气温 青藏高原机械阻挡:南-暖湿(弱),北-冷干(强); 西风气流分支冬强夏弱(各部位热力和动力各异). 青藏高原热力作用:夏-热源,冬-冷源. 坡向, 凹凸地形的气温及变化不同, 山地冬夏气温递减率不同

15. 地形与地方性风 地形与降水: 迎风坡促进降水形成(p188),形成雨坡和雨影. 青藏高原存在-西部干旱减缓,东部为湿润气候. 小气候: 概念, 特点, 类型.

16. 冰雪覆盖 • 雪被形成条件:冰点,固态降水 • 雪线:概念(p194) • 雪线高度影响因素(纬度,其他) • 冰雪覆盖-冷源(因反射强,能量交换弱,); 水分交换弱(致干) • 冰雪覆盖通过大气环流-影响远方气温降低,影响远方降水

17. Monsoon cloud below Tengboche（India) 亚洲季风 中国主要的天气系统

18. 季风是一个古老的气候学问题，季风一词起源于阿拉伯语“ mansim”，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，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。

19. 一、亚洲季风系统概述 Ramage ( “Monsoon Meteorology”, 1971)： ① l月与7月盛行风向的变化有120o； ② l月与7月盛盛行风向的平均频率超过40%； ③至少在1月和7月中有一个月的平均合成风超过3m／s； ④在5 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。 1 季风的定义 Webster (“Monsoons”,1987)：冬、夏风向的季节性反转和干、湿期的季节性交替出现。 为了定量描述季风及其强弱，Webster等（1992)从环流变化角度出发，定义了一个大尺度南亚季风指数： 即利用 40～110E， 0～20N 低纬度热带区域平均 850 hPa和 200 hPa纬向风切变（U850-U200），指数值大于零表示夏季风，小于零表示冬季风。

20. 郭其蕴（1983）： 采用 10N～50N内各纬度上月平均 110 E海平面气压与 160 E海平面气压差，定义了东亚季风指数。 施能等（1996）： 对郭其蕴的方法作了改进，用东亚纬向海陆之间的气压梯度大小作为东亚强度指数，具有较好的表征能力。 还有其他定义方法……

21. 季风具有以下三个特点： （l）盛行风向随着季节变化而有很大差异，甚至接近于相反。如冬季盛行东北气流(华北-东北为西北气流），夏季盛行西南气流（中国东部一日本还盛行东南气流）。 （2）两种季风各有不同的源地，因而气团性质有根本的不同，如冬季寒冷干燥，夏季炎热湿润。 （3）能给天气现象造成明显不同的季节性差异，如雨季和旱季、冬季和夏季的明显对比。

22. 2 季风的主要成员 季风环流系统有若干个成员组成，而且夏季风环流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 实线 表示低层系统，虚线 表示高层系统

23. 夏季季风 冬季季风 马斯克林高压、澳大利亚高压和西太平洋高压 西伯利亚高压 印度北部和南海季风槽 印度尼西亚季风槽 东非越赤道低空急流、南海低空急流、副热带西南低空急流 对流层低层季风涌升 印度北部、南海地区和江淮流域的降水和云覆盖 马来西亚南部和印度尼西亚的降水和云覆盖 对流层上层的青藏高压 对流层上层的南亚高压 热带东风急流 副热带西风急流 亚洲冬季季风和夏季季风成员

24. 2.1 夏季季风 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两支季风子系统，即南亚印度）季风和东亚季风。 • 一方面它们的来源、季风成员及其影响的地区是不同的。 • 南亚季风源于南半球的马斯克林高压，在东非沿岸越赤道后形成索马里急流，以西南季风形式影响印度、中南半岛和我国西南地区，对印度季风糟的形成和季风降水有很大的影响。东亚季风有它自己的成员，这支季风起源于澳大利亚高压，在105～125E 附近越过赤道以后，在南海、西太平洋地区也成为西南气流，由于西太平洋副热带高压的影响，形成ITCZ。副热带高压南侧的东南气流向北又变成西南气流，与北方冷空气活动配合，在长江流域形成梅雨锋。为区别不同的季风气流的来源，将与越赤道气流有关的季风气流称为热带季风，而与副热带高压有关的季风气流称为副热带季风。

25. 另一方面，这两支季风子系统又共存于一个大季风环流区内，又是相互作用的。另一方面，这两支季风子系统又共存于一个大季风环流区内，又是相互作用的。 • 印度南部西南季风加强延伸，可以影响到南海、西太平洋地区，加强那里的西南气流；而南海热带低压或台风西移可以引起孟加拉湾低压的发展，最后影响印度季风。 • 研究还表明：东亚夏季风又可划分为南海一西太平洋夏季风和中国大陆东部一日本副热带 两个相互独立的东亚夏季风子系统。可见，东亚夏季风完全不同于印度夏季风，并不是单纯的热带季风，而是具有热带季风和副热带季风的双重特性。 • 东亚季风环流系统与印度季风的关系的研究成果，突破了长期以来东亚夏季风从属于印度夏季风的观点，对中国气候变化的研究具有重要意义。

26. 2.2 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 东侧和南侧可产生很强的北风和东北风，这就是冬季风。 这种强北风和东北风的产生在很大程度上与非地转运动有关。当东北季风向南流向南海及印度尼西亚一带时，可形成冷涌，最后流入到赤道槽内，加强那里的对流和降水。

27. 2.3 季风扰动系统 夏季风期间季风地区除了像青藏高压、热带东风急流 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： （l）越赤道气流与低空急流 索马里低空急流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。这支急流长约 800－900 km，宽约300 km，厚约 1 km。 7月平均最大风速在 15 m／s以上，逐日最大风速可达成 25～50 m／s， 1972年 10月 3日观测到 63 m／s的极大值。 这支急流一年四季都存在, 但冬季只在南半球出现，到 4月才越过赤道。它起源于南半球的马斯克林高压 ( 中心 位于30 S，50 E 附近），2月开始北移，6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。6－8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，而且强度也显著减弱。

28. （2）季风槽和季风低压 季风槽是北半球夏季全球赤道槽的一部分。在地面图上，槽从西非延伸至中南半岛，向上伸展可达 500 hPa，随高度向南倾斜。季风槽由于受地形作用滞留少动，槽的位置大致与相对雨量最小区和雷暴频率最大区一致。 每年6－9月的夏季风期间在孟加拉湾北部生成的一种低压称为季风低压。它和其他热带扰动一样，向西移动，生命期为3～5天，平均每月生成2个。 季风低压是一种强热带扰动，水平范围约 1500 km，垂直范围约 8 km，涡旋的中心气压为 980 hPa，水平风速 20 m／s以上。

29. 二、亚洲季风活动与低频振荡 1 季风的爆发和建立 （1.1）夏季季风 雨带活动是东亚和南亚地区重要的气候特征，它与夏季风进退关系密切，对某一地区而言，雨带的停留则造成该地区的雨季。根据雨季和风向的变化，可以定出亚洲夏季风建立的平均日期线。夏季风建立过程开始于五月中旬前后，这时南亚和东亚夏季风往往有一次爆发过程。并在热带地区是从南海、中南半岛向印度半岛推进；在中国东部则由华南向华北推进，而西部则从孟加拉湾和缅甸向北推进，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。

30. 亚洲夏季风建立的平均日期

31. (2.2) 冬季季风 亚洲冬季风最显著的地区是中国的东岸，影响范围经南海到马来西亚和印度尼西亚一带。在 700hPa以下这里盛行强的偏北或东北风。印度冬季风也相当明显，在孟加拉湾北部有明显的北风分量，这相当于那里的干季。 冬季风的建立一般在10月中旬，这正是亚洲大陆高压加强，寒潮首次侵袭到华南沿海以至东南亚的时候。这时，南亚地区大气环流正处在明显的季节变化时期，热带和副热带的高低空流场急剧地从在季环流型向冬季环流型过渡，在南亚和东南亚地区冬季季风逐渐建立起来。

32. 2 低频振荡与季风活动 低频振荡（变化）到 80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 a 10－20天（准双周）和 b 30~60天（40~50天，30~50天，准 40天）两个周期段。 由于它们的周期比大气长波的周期（7天左右）长，频率低，因此称为大气低频振荡，也称季节内变化。 大气低频振荡同长期天气变化和短期气候异常有着密切的关系。一系列的资料分析表明，大气中的低频振荡以热带地区较为显著，尤其在南亚和东南亚季风区，它们的相对位相和振幅能够确定特定年份季风降水的特征。 夏季风建立以后，季风环流系统经历着加强与减弱、东西向或南北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。

33. 研究表明：30－60天低频振荡具有全球尺度，纬向波数为1，并且对流层上层和下层的纬向风有反向关系。这种低频振荡的存在可能与印度洋和西太平洋的大范围对流有关。通过分析夏季印度地区的30~60天低频振荡，发现这种扰动无论是云量还是高度场和风场，都表现有从赤道到青藏高原地区明显的向北传播，即扰动起源于印度洋赤道地区，消失在青藏高原南麓。研究表明：30－60天低频振荡具有全球尺度，纬向波数为1，并且对流层上层和下层的纬向风有反向关系。这种低频振荡的存在可能与印度洋和西太平洋的大范围对流有关。通过分析夏季印度地区的30~60天低频振荡，发现这种扰动无论是云量还是高度场和风场，都表现有从赤道到青藏高原地区明显的向北传播，即扰动起源于印度洋赤道地区，消失在青藏高原南麓。 这种低频扰动的经向传播与季风活动的活跃与中断期的交替变化有着密切的关系。当扰动从赤道向北传播到30N时，在气压场上表现为一槽脊线的经向传播。其传播速度为0．75 纬度／天，经向尺度为3 000 km左右，槽线与云区相对应，脊线一般是无云区。因而随着扰动的向北传播，对任一地区都会带来交替的天气变化，风场也表现有类似的经向传播，其振幅为3－6 m／s。

34. 在季风区，不仅存在着向东和向北传播的30～60天低频振荡，而且还存在着10－20天向西传播的扰动。Krishnamwh等（1973）对青藏高压的强度作过谱分析，发现存在14天左右的准周期振荡。这种振荡对青藏高原而言，表现为它的强度和位置的准周期变化。而对低空系统，就是所谓的季风活动的活跃与中断的不断交替：在季风活跃期，西南季风风速突然增加，印度半岛和中南半岛大范围降水，雨量加大，习惯上称为西南季风潮；在季风不活跃期，环流有所变化，大部分地区没有降水，称为西南季风中断。在季风区，不仅存在着向东和向北传播的30～60天低频振荡，而且还存在着10－20天向西传播的扰动。Krishnamwh等（1973）对青藏高压的强度作过谱分析，发现存在14天左右的准周期振荡。这种振荡对青藏高原而言，表现为它的强度和位置的准周期变化。而对低空系统，就是所谓的季风活动的活跃与中断的不断交替：在季风活跃期，西南季风风速突然增加，印度半岛和中南半岛大范围降水，雨量加大，习惯上称为西南季风潮；在季风不活跃期，环流有所变化，大部分地区没有降水，称为西南季风中断。

35. 与印度季风不同，华南和中南半岛地区夏季风的活跃和中断，主要反映在西太平洋副高、季风槽以及赤道反气旋等大型系统的强度与位置变化上。该地区西南季风的活跃主要受印度西南季风东传的影响，而西南季风的中断则主要是西太平洋副高西伸控制的结果。因而，西南季风活跃时期，表现为西太平洋副高强度弱，位置偏东；季风槽强大深厚，位置偏东；在赤道附近有较强的闭合反气旋环流；青藏高压增强，高空东风急流强大而完整。在西南季风中断时期，表现为西太平洋副高强度强，位置偏西，控制东南亚地区；季风槽浅薄，位置偏西；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。与印度季风不同，华南和中南半岛地区夏季风的活跃和中断，主要反映在西太平洋副高、季风槽以及赤道反气旋等大型系统的强度与位置变化上。该地区西南季风的活跃主要受印度西南季风东传的影响，而西南季风的中断则主要是西太平洋副高西伸控制的结果。因而，西南季风活跃时期，表现为西太平洋副高强度弱，位置偏东；季风槽强大深厚，位置偏东；在赤道附近有较强的闭合反气旋环流；青藏高压增强，高空东风急流强大而完整。在西南季风中断时期，表现为西太平洋副高强度强，位置偏西，控制东南亚地区；季风槽浅薄，位置偏西；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。 相应地，西南季风活跃期，东南亚地区的季风环流圈强而明显；而当西南季风中断时，季风环流圈显著减弱。

36. 像夏季风一样，冬季风也有明显的中期变化，即活跃和中断期。每年10月下旬亚洲上空冬季环流建立以后，在中纬度的对流层中层，不断有西风槽东移，西风槽过贝加尔湖后往往加强，形成一次东亚大槽在其平均位置建立的过程。这时，对流层低层就有一次强烈冷空气的爆发，强冷空气南下到南诲和东南亚地区，使这里的东北风加强，形成一次季风潮。也可以是南支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。像夏季风一样，冬季风也有明显的中期变化，即活跃和中断期。每年10月下旬亚洲上空冬季环流建立以后，在中纬度的对流层中层，不断有西风槽东移，西风槽过贝加尔湖后往往加强，形成一次东亚大槽在其平均位置建立的过程。这时，对流层低层就有一次强烈冷空气的爆发，强冷空气南下到南诲和东南亚地区，使这里的东北风加强，形成一次季风潮。也可以是南支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。 当大陆冷高压变性减弱，并东移出海，移入南海的冲锋逐渐静止甚至消失，东北风强度大减，甚至在东南亚一些地区转成偏南风，季风区的 Hadty环流大为减弱，这时冬季风中断。 完成季风潮到季风中断这样一个循环过程，通常需要10～15天。因此，在冬季风时期一般每月可有2－3次季风潮。

37. 三、亚洲季风的形成与维持 l. 季风的形成机制 Hadley 在1686年最早提出：季风形成的原因是与太阳辐射季节循环有关的海陆热力状况差异的季节性反转。50年代以来，许多气象学家对这一经典的提法作了进一步的修正，即认为季风现象主要是行星风带季节性位移的结果。70年代末以来，特别是通过1979年的季风试验，人们开始认识到青藏高原的热力和动力作用以及南北半球气流间的相互作用的重要性。到目前为止，通常认为形成季风的主要原因有四个，即海陆热力差异、行星风带的季节变化、大地形的作用和南北半球气流的相互作用。

38. (1.1) 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 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。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。同时，从海陆分布推算印度的西南季风厚度不超过2 000m，而我国西南地区季风的实际厚度达5 000－6000 m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。

39. 行星风带的季节变化 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。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。

40. (1.2) 大地形的作用 青藏高原对季风环流的影响，既有热力作用，又有地形动力作用。研究表明，巨大而高耸的青藏高原与周围自由大气间同样存在季节性热力差异。对青藏高原上空的大气来说，从3～9月是个热源，7月平均强度为877.8 J／cm2 · d；冬季由于强烈的辐射冷却，是个冷源，l月平均强度为-627J／cm2·d。为了区分高原与邻近大陆地区的热力差异，对沿30N的高原地区（70－110E）及亚非地区（0~160E）的平均温度偏差（相对于30N同高度的纬圈平均)做一比较。冬季在200 hPa以下的高原上空，气温普遍低于季风区，最大温差1．2C，出现在700 hPa高度上；在200 hPa以上的高原上空，高原地区的平均温度稍高于季风区的平均温度。夏季高原的高原热力影响更为明显，夏季季风区和高原区除 100 hPa以外，各层气温均比同纬度纬圈平均温度高，而高原区各层气温均高于季风区的气温，这显示了夏季高原对大气的巨大加热效应。 由于冬季青藏高原是个冷源，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。在夏季青藏高原是个热源，高原低层形成热低压，盛行气旋式环流。它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。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。

41. 青藏热低压对西南季风的作用

42. 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）无高原地形时，大陆热低压中心位于我国东北；有高原地形时，中心位于青藏高原和巴基斯坦上空。 （2）无高原地形时，此地上空不出现高空反气旋。反气旋中心收于西太平洋上空，且此地上空为强西风急流区，高空东风急流和低空西风中心均位于10N上空，刚好为海陆交界；而有高原地形时，在高原地形南坡20N处和15N各出现一对高空东风和低空西风中心这显然是高原上的山脉、海陆的热力差异造成的。 （3）有高原地形时和无高原地形时经因环流有很大差异。有高原地形时，季风环流圈十分明显；在无高原地形时，Hadley环流圈特别明显。前者高原上是强上升气流，而后者是下沉气流。 （4）有高原地形时，出现季风爆发现象，并且副热带急流从高原南坡25N处突然向北跳跃到45N处稳定下来；无高原地形时，副热带急流两个月内逐渐北进到45N，也无季风爆发现象。 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，都说明高原动力作用和热力作用对东亚季风的作用是重要的。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。

43. (1.3) 南北半球气流的相互作用 南北半球恻向交换过程是南北半球环流相互作用的主要形式之一，跨赤道的空气输送在季风区最明显，其中北印度洋是赤道气流中最重要的通道。在北半球夏季，亚洲南部两支季风环流都起源于南半球高压系统。 对越赤道气流和赤道西风的变化与南半球高压系统活动关系作了研究，发现在850hPa上，当南半球马斯克林高压加强以后， 45E附近东非沿岸的越赤道气流得到加强，然后在10 N、50 E 附近赤道西风加强，并向东推进；同样，澳大利亚附近高度场增加时，加大了澳大利亚北侧的越赤道气流，然后加强南海、西太平洋附近的西南气流。越赤道气流和赤道西风的加强进而影响到印度季风和东亚季风。 南北半球环流的侧向耦合过程也是南北半球环流相互作用的一种形式，如南北半球环流的低频振荡和遥相关就属于这一范畴。

44. 除了上述四个因素以外，针对亚洲夏季风具有突变性的显著特征，人们还注意到大气内部过程，主要研究有三个方面：①多平衡态理论；②正压不稳定理论；③低频振荡的触发作用。除了上述四个因素以外，针对亚洲夏季风具有突变性的显著特征，人们还注意到大气内部过程，主要研究有三个方面：①多平衡态理论；②正压不稳定理论；③低频振荡的触发作用。 在以上这些因素中，海陆本身的热力状况及其差异，以及行星风带的季节变化，是形成季风的基础，而大地形的动力和热力作用、半球间气流的相互作用以及大气内部过程，则是起到加强季风特色的作用。正因为这样，南亚和东南亚是季风的显著地区。

45. 四、冬季季风与寒潮 寒潮天气过程是季风问题中一个重要的方面。亚洲冬季风起源于西伯利亚（冷）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或东北风，这就是在冬季常见的冷空气活动。 4．1 概述 （1）冷空气强度的划分 寒潮天气过程是指一种与强大冷高压相伴随的大规模的强冷空气的活动过程。根据我国中央气象台规定，当空气侵入后，凡气温在24小时内剧降10C以上，最低气温降至5C以下者称为寒潮。以后又补充规定：一次冷空气活动使长江流域以及以北地区48小时内降温10C以上，长江中下游地区最低气温达4C或4C以下，陆上有相当于三个行政大区出现5～7级大风，沿海有三个海区伴有6－8级大风者，称为寒潮或强寒潮。未达到以上标准者，则称为较强冷空气或一般冷空气。

46. （2）冷高压 冷高压（又称冷性反气旋）的活动与冷空气活动密切相关。在冷空气南下之前，冷高压提供了形成冷气团的最理想的环流条件。而且，冷高压的强度也能反映冷空气势力的强弱；冷高压一旦南下，也必然带着冷空气南下，常可形成寒潮。 从范围和强度上来看，冬季欧亚大陆的冷高压是全球最强大的，水平范围最大可达 4 000－5 000 km，占据亚洲大陆面积的 3／4，当然小的只有几百公里；中心气压强度一般为 1040～l 050 hPa，最高达 1083．3 hPa（1968年 12月对日出现在中西伯利亚北部），不过到达江南一般不超过 1030 hPa，一般冷高压南下后都会减弱。

47. 两种类型的冷高压： • 温度分布对称的准静止型冷高压； • 温度分布不对称的移动型冷高压。 准静止型冷高压在冷空气源地较多见，温压场也较对称，中心轴线基本上垂直，强度随高度迅速减弱， 500 hPa以上就变成冷低压或冷槽，这种高压移动缓慢或是准静止状态。在其控制下，有利于冷空气积聚、冷却和加强。冬季西伯利亚、蒙古地区常出现这种高压。 移动型冷高压（这是影响我国最多的冷高压），这种高压的温压场分布不对称，低层高压处在开口向北的大冷舌中，为低温冷空气。高层东半部为冷槽，有冷平流，引导冷空气南下；西半部脊部对应有暖脊，有暖平流北上，因而是移动型系统。冷空气表现为东厚西薄，呈楔状。高压中心轴线随高度向西南方倾斜，强度随高度减弱，到 3~4 km高度处就变成高压脊。

48. （3）冷空气的源地和路径 冷空气的源地是指冷空气开始形成和积聚的地区。据统计，影响我国的冷空气有三个源地：（ l）新地岛以西的北冰洋洋面。来自这个地区的最多（约40％），达寒潮强度的次数也最多。 （2）新地岛以东的北冰洋洋面。来自这个地区并影响我国的冷空气次数较少（18％），但其强度一般较强，达寒潮强度的次数也较多。 （3）冰岛以南的大西洋洋面。来自这个地区的也较多（33％），但因气温较高，达到寒潮强度的比例少。 据中央气象台统计，来自这三个源地并影响我国的冷空气有 95％都要经 过西伯利亚中部（70 ～90E，43－65N），并在那里积聚加强，我们称该地区为“关键区”。冷空气经关键区南下入侵我国有三条路径，包括从西伯利亚东部经蒙古东部至我国东北地区南下的路径（如下图所示）。

49. 北 路 西 北 路 西 路 东 路 冷空气源地、路径及关键区

50. 反气旋频数图 冬季，亚洲冷高压出现频数最高的地区是从蒙古西部到我国河套地区，呈西北一东南向的狭长地带内，其活动可延伸到华东沿海。