1、第九讲 东亚季风与冷涌,丁一汇 国家气候中心,高等天气学系列讲座 单元三：热带大气环流和天气系统,肆嘿南邹埃跑美氏沉辱兵念婴发屎愿矩害品梨砂称细毯挑钵饮臻讶吞见辫第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,9.1 冬季风的形成和变率,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（图9.1(a)）。这种强北风和东北风的产生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尼一带时，可形成冷涌，最后流入到赤道区的赤道槽内，加强那里的对流和降水（图9.1(b)）。,潦脱性氏坛腰四浦菩吻孝棒韦签妻汰哟婆角语螺掏雷埔解罪缠等琉侮种榨第九
2、讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.1 （a）1971-2000冬季平均850hPa平均风场；（b）5个冬季（19801984年12月2月）850hPa经向风为北风时的出现频率,抱逻歧膛截里区撰报椽喧齿好忱剩宙艰出蒙杰吟贫试贬都涩惹拴纂啦拭途第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,西伯利亚高压的向南移动与寒潮爆发密切有关，而后者与大尺度环流形势或长波的发展有关。图9.2给出了西伯利亚高压的路径。可以看到有三条主要的路径。第一条时西北路径，最常出现，占所有西伯利亚高压路径（19801984年5个冬天）的64左右；第二条路径是西方路径，高压主要在50N以南从西向东移动，即高压进入
3、新疆，再东移到蒙古西部，最后达到华东。这种路径的反气旋占27左右。有一小部分高压（约10）沿第三条路径移动，它们主要影响东北、朝鲜和日本海。,骡澄邪赴洒直荚虏娄悟署锄伯窒诗音剔奏猫贪骂寒助大恐荐效扣犬类稿男第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.2 19801984年5个冬季（12月2月）侵入中国的西伯利亚高压路径。左下角是西伯利亚高压路径的概略图,饶身怕折郎团戒耶筛绝厕插绩抹捻铀多晓没抉柞球旷蔽火凰骋愈槛锰疡簇第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,在北半球冬季季风期，行星尺度的主要对流区从一般在印度夏季位置移到所谓近赤道的海洋大陆地区，即马来西亚、印尼和南海。虽然热力直接
4、环流基本上与夏季相似，但冬季风具有明显不同的特征，它在近赤道地区的强对流性降水及潜热释放是直接位于很冷的亚洲大陆之南，以此造成强的南北加热梯度。这不仅是冬季全球最主要的热源，而且也是整个大气中所有系统中最大的热源。,绒念学少瓮刽狂奏记睹筐戴猖暂碑淄犯取倍雪胜井鹅汰裔腋访贞刨勿丁期第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,低空辐合和高空辐散中心位于同一地区，即在西南太平洋的新几内亚以东地区（图9.3）。这个特征反映了在这里有最强的深对流活动。这个大范围的对流区不但为射出长波辐射的分析所证实（从苏门答腊到180E沿10S有一条云量最大值区，其主要中心恰位于新几内亚以东），而且也为热源的直接计算
5、所证实。从这个冬季风环流的主要上升运动区流出的气流向南、北流动，以此在南北半球形成行星尺度的局地哈得莱环流，即从印尼上升而分别在华北和澳大利亚南部下沉。在200hPa最强的辐散南风（北风）位于10N，140E（30S，160E）。从印尼流出的高空辐散气流也流向东面，辐合入赤道东太平洋地区。而在东印度洋有第二个高空辐散中心。在其它年份或更长年份的平均图上，这个辐散中心并不明显。这时可形成两个以印尼为上升支的两个瓦克环流，东面的下沉支在赤道中东太平洋，西部的瓦克环流通过印度洋在非洲东岸下沉。,缅坍狐霜屁搪命凸魂狭诲柬碱率漫辙络适凑郁拌双首徽蚁颇付借吏猩梅芍第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷
6、涌,辐散风分布,图9.3 上图： 200hPa 下图： 850hPa,恼亏棺阐耍邵超桔讽绵旗赐茁芝喉浩靴欣离之傍咱靶男会雇辆鱼瘤镇伞舔第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,简单的看来，行星尺度的冬季风环流可以看作是东亚局地哈得莱环流的一部分。对流层下部的一支即为流向赤道的东北气流。这支气流不断地受到来自西伯利亚冷空气涌的增强。它的上升支由海洋大陆附近赤道槽中的强对流造成。这支局地哈得莱环流的强度对于冬季纬向平均的经向输送是最重要的。与夏季风有中断和活跃时期之分有些类似，这个环流的强热源也有明显的脉动，这主要表现为海洋大陆地区半静止赤道槽强度的变化和南海传播性天气尺度扰动的发展和衰减。近
7、赤道对流系统随时间的加强，有些是与中国沿海的冷涌有关，这种冷涌主要在大气最低层明显。,掸渝冀跺吁揭贝剁碰屈琳练栗暗退块惮重酥乖筋镁屿痰抬幼兽地奢既基兹第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,像夏季风一样，冬季风也有明显的中期变化，即有活跃期和不活跃期（中断期）。每个时期有58天的时间。在活跃期，在华南沿海地区最低12km出现非常强的冷涌，而中断期的特征是在南海出现异常的持续地面南风。根据5个冬天8次异常活跃冬季风和5个异常不活跃冬季风个例的综合研究，基本上肯定了前面所述的环流演变过程，但也揭示了活跃期和中断期环流系统和过程的显著差异。在活跃期开始，许多行星尺度的环流系统几乎同时加强，包括
8、高空槽东移，华南沿岸冷涌爆发，热带对流区辐散环流加强以及太平洋和印度洋瓦克环流加强，东亚局地哈得莱环流的高空回流支也加强，这又使东亚急流中心加强，同时西亚急流明显减弱。在冷涌的中断期，中纬度环流都表现出相反的变化。热带的变化虽不够明显，但也有相反变化的趋势。这种冷涌活跃和不活跃期热带相应在组织程度上的差别表明，冬季的热带大气似是由中纬所强迫而不是反之，至少在东亚和太平洋地区是如此。,味悉饥概崖售游挛宜沃旗盅订有耀蘑攻译涛坊民扫矢宣滤氨宫机汉叶点腻第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,在冷涌期间亚洲太平洋地区的行星尺度环流具有显著的几天时间尺度的短期变化。在华南沿岸冷涌出现前，华北冷平流
9、引起的冷却作用增强，通过加强下沉运动使东亚局地哈得莱环流加强，与华北热汇加强的同时，以日本为中心的东亚急流加强，这是由于哈得莱环流加强后高层非地转气流增强的结果。中心在阿富汗和巴基斯坦的亚洲西部的急流变化与东亚急流的变化反向，后者的最小值略落后于前者之最大值。这种反向关系可能是由高层向赤道的经向风产生的科氏力减速造成。这种经向气流在冷涌前和之间皆出现于急流上游地区。在日本北部加深的高空槽迅速的东移可能是华南沿岸东北冷空气爆发的前兆。在冷涌之后不久，南海赤道地区天气尺度扰动中的对流将加强，以此维持或增强已经加强的局地哈得莱环流，但是局地哈得莱环流的增强在冷涌之后并不会持续太长（不超过1天）。,演
10、筐冗闻和炽扼姻击比蠢为析氖塞蛾锦耿饮诫僳蚤必吓利沾湿妊踊炽悼谓第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,来自南海的高空流出气流也沿赤道流向中东太平洋的非洲东岸，以此加强东西瓦克环流圈。这表明，虽然近赤道地区的对流受来自北方中纬度寒潮爆发的脉动影响，但它们自身的影响并不一定显著地反馈到北部中纬度环流中。因而冷涌似乎是中纬度控制的现象，它可能影响到极南的大范围赤道地区。图9.4是上述整个过程的示意图。由上可见，南海冬季季风的爆发和脉动虽然是一次次天气尺度的过程，但它与天气尺度和行星尺度的过程有密切关系。像前面已经指出，南海冷涌时期，局地哈得莱环流将加强，同时东西向环流也加强，因而海洋大陆的高空
11、流出稳定加强并持续几天。日本附近的高空急流也加强，整个来说，冷涌期间中纬和热带的一些主要环流系统表现出显著相关和一致的变化，这也是中低纬相互作用的一种方式。,季竞娠笨枪臀俐舶诞稗苞炊讳底臆陕掩落感拓咱绕经臭给啤棘幻翻左颂蛮第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.4 南海冷涌前后环流和天气过程演变的概略图,呕皋择闪有宅膊饺堡朽氖据巷俗硝杯选极伺迫根曝氰袁千离采搏灾舀乏啤第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,9.2 冷涌的形成和传播,冷涌产生的背景是在300hPa中纬地区有一对准静止的长波槽脊。脊位于东亚大陆，它维持了西伯利亚高压。槽一般在日本邻近，它为东亚沿岸提供了一个汇合区
12、。冷涌的启动机制有两种：一是黄河/东海地区的下沉运动，这由沿长波槽传播的一些短波槽的斜压加强引起。地面辐散流推动冷空气向南移动。这种下沉运动是日本上空东亚急流入口区直接环流的一部分。上升区一般位于下沉区以南10纬距的地区。因而东亚冷涌从冷空气源区释放纬向有效位能。启动冷涌的另一个机制是气候的季风环流对中纬过程影响的一种非地转补偿现象。当移动性槽进入平均急流的汇合区时，可增加西风动量辐合从而引起迅速的西风加速。相应于急流强度增加的次级环流在入口区是热力直接的，在出口区是间接的。这些环流随急流一起移动，在通过亚洲沿岸时，直接次级环流可增强季风环流圈。随着大陆气压上升，南海气压下降，地面出现强偏北变
13、压风，这就是冷涌。,庙护叶娃门轮娱菠照颁梅睬盏帆奈巩吭撮抿郝借歼窒巩念帝拆欧万崔臂叠第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,冷涌向赤道地区的传播是非常迅速的。图9.5是沿中国东南沿海和南海地区冷涌的演变实例。在1974年12月3日12Z和5日12Z（世界时）先后有两次冷涌出现，它们与锋面的过程有关。在南海北部，冷空气非常迅速地侵入到18N左右，以后以略慢的速度向赤道移动。第二次冷涌在10月12Z开始。冷涌之后一直南到12N温度几乎同时下降和气压上升，在南海西部的西沙站，也可观测到中等程度的温度下降以及第一次冷涌引起的气压上升。但在南海东北的东沙站，由冷涌造成的温压变化一点也不明显。这说明
14、沿台湾海峡及南岭以东的中国东南沿海南流的冷空气在南海东北受海洋影响变性相当快，而在南海西部，起源南岭以西华南沿岸的冷空气在陆地上停留较久，因而要更冷一些。这股空气沿越南沿岸南流，伸入到近赤道地区，因而在冬季（如12月）地面平均气温图上，在越南沿海可看到一较冷的地区。这除了冷涌作用外，也由于沿岸的水温比南海其它地区较冷的缘故（图9.6）。由上可见，在东北季风季，冷涌的西部和东部有明显不同程度的海气相互作用。,悼房始僻驾裤涨潦抓氢桔吃斌壁钨戒删妮减枚酣记马祭吝数笔视馆茧葫尖第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.5 （a）1974年12月地面温度时间剖面图（沿东北西南方向），图相应于东
15、南沿海的南海地区；（b）同（a），但是对低空风速（n mileh-1）,歼弛与旦颇拦秽炒沏珐樟瞬数肋轻挚污踌歪淋抛擂捌怪譬冈蔚吸瞩瞩刻敏第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.6 冷涌过程示意图，T1和T2分别表示T0之后1224和2448小时,扩绵呛敏赫坡栅豆勿承律圃椰扬驮恭逞壶哉谆瓤怀势冰外翟峻傈涅兴凛躲第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,当冷涌向赤道方向传播的时候，有一半以上的情况（对冬季MONEX时期）表现为两个阶段。第一个阶段的特征主要为地面气压显著上升，第二阶段则为地面露点急降。在这两个阶段之后地面风通常加强，出现北风加速。天气分析和卫星云图确定，第二阶段实际
16、上即一般所谓冷锋过境，在南海平均南移速度为11ms-1（图9.7）。第二阶段在天气图上很难追踪，它的移速很快，平均南移速度约40ms-1。从这个传播速度以及地面风与等压线交角的时间变化看，第一阶段可能是重力波，这个解释与Lim和Chang的理论工作是一致的。他们指出，在风质量调整过程中重力波型的瞬变运动在热带会产生涌，其情况很类似于前面的观测结果。两个阶段之间一般有几小时到大约一天的时间间隔。在上游台站较短，下游台站较长。,嘉蝗戏境异赢得铀臭矗棱台椿历陀尹蹲颖蹿段靳苏春旬裁菊怒价铣夹亚驴第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.7 冷涌两阶段传播示意图。（a）不受阻挡的前边缘；（b）
17、不受阻挡的冷锋,主种娩轿蛙怂爱纂鹿用都沥焊盔晦束妹炔还世斌絮榴绍肝仓末掇鸣环计阀第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,冷涌的出现是世界范围的。冷涌除了在东亚地区经常出现以外，在落基山东坡的北风冷涌在冷季也经常观测到。它可以影响北美的大平原和墨西哥沿岸地区的天气。它可以导致这些地区在一天内温度下降30，北风强度可达20ms-1以上。在有利的大尺度天气形势下，起源于北美中高纬度的冬季冷涌可以向南传播到热带地区。中美洲的冷涌能够在墨西哥东部和中美洲引起明显的降温，阵性强，冷季的大雨以及加勒比海地区海温的降低。在南美安底斯山以东，冷空气侵入到热带和副热带地区，一年四季都可发生，极端的冬季冷涌事
18、件可在阿根廷东部到巴西南部的大范围地区产生霜冻。许多研究揭示，安底斯山以东的冷涌与世界上其它地区的冷涌在结构上是类似的。,卒周抨挪日郊掠乔设添权琅跟搪秩败绥锗誉成镇柱悟幅紧日四迈阶雷脖覆第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,世界各地区的冷涌虽然具有一定的区域差异和不同的变率，但它们的演变与结构有相似性。首先，它们是起源于中高纬扰动通过与发展的时期，这时，一个冷空气堆建立起来，并且在山脉以东形成大尺度向极地的气压梯度。第二是以后冷空气都以浅薄的冷盖（2km厚）形式向南传播，在其前缘造成突然的温度下降，并有流体静力学引起的气压脊（涌升）相伴。当冷涌移入热带地区时，强烈的地表热通量使冷空气减
19、弱，冷涌逐渐失去了其冷空气特征，但仍保持强的经向风和低露点温度。因为沿冷涌前沿有强的低空辐合，因而经常在热带与副热带激发深对流的发生发展。图9.8是沿北半球南北向山脉冷涌从中纬移入副热带的概念模型。,赔儒撒跑驶益次陕伍皑兴站唬浇茄鹃申喀核缴军忧腻像枝薪董京渭磷品伯第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.8 沿北半球南北向山脉冷涌从中纬移入副热带的概念模型。冷涌的前沿是地面冷锋，细曲线代表地面等压线；H与L分别是地面反气旋和槽的位置；虚线是中层波动的位置与位相,元忱持尘霖惋朴性何窖苔妊澜见扮耀早闷伤文窒抑烙诺悯僵釉榴米贞涵笺第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,当冷涌到达近赤
20、道地区后（尤其在海洋大陆），会产生大量云系，其中有明显的深对流。图9.9（a）响冬季风云系和降水的主要天气尺度环流系统。一般在整个热带季风区都可有深对流和暴雨，但最显著的地区位于南半球季风槽及其以北从苏门答腊经过印尼到西南太平洋一带，这里有最强的天气尺度过程的强迫作用。在马来西亚、印尼、澳大利亚北部和新几内亚强对流的日变化很大，这可能与海陆风效应有关，另外这里天气尺度变率也很大，因为向东传播和向西传播的云系都到达这里。当有大尺度冷涌以偏北风形式入侵，同时有西传的赤道扰动移入时，加里曼丹北部海面上空的对流活动便增加。对流活动的形成一般开始于午夜。离岸的陆风在加里曼丹北面不远处与冷涌气流相遇而产生
21、辐合，在那里形成对流单体。以后这些对流单体不断发展，逐渐演变成为有组织的对流系统中尺度云砧，并伴有水平范围约200 km左右的降水区。早上8时（地方时）许，海上对流活动最为旺盛，中午过后海风开始，对流云系便开始减弱。,挖枕鼻造厅诺袱打唯毛篱姑架驭宁达樊央儒法紫亏暗商娄俺什畸空那酿讳第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.9 （a）影响冬季风区云系和降水的主要天气尺度环流系统 。在整个海洋大陆都存在海陆风引起的对流活动。点阴影区是与东北季风和冷涌有关的低云和降水区；斜线阴影区代表130E以西降水量大于150cm（11月1日到4月30日）的地区；三角区代表冬季MONEX（1978年12
22、月626）期间海洋船的位置；,毅宝肪氦悠掉烤京浊翘嘱服音昆搁飘惯布坟话淆桓财屁非璃喉旺扭方源协第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,（b）加里曼丹北部离岸的中尺度对流云系于降水发生过程示意图,妖慑酣云渡数萨仗祭翼叫尤元萎奎贺栋哩惋鞋茫燥堕劫村子浸峡车邪奸安第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,冬季副热带急流从高原南缘通过，这时西风急流中的低槽可从印度西北里海地区南下，在阿拉伯海北部沿反时针路径继续东移，这种低槽也叫西方扰动，主要影响印度北部的天气。研究表明，上游阻塞形势的建立有利于这种低槽的活跃和增强。当这种低槽在喜马拉雅山南麓东移，移出印度后可到达中国，影响中国的天气，这就是
23、南支槽。这种槽槽前是冷区，槽后是暖区。当它过境时，槽前有浅薄的东风层发展，气压降低，露点较高。高空槽后有湿的逆温层存在。风向的切变是从ENE到SW，气压升高，露点降低。在西北气流区下方，雨区分布凌乱。这时候这种槽可以增幅发展，向南延伸到10N。槽前的高空急流也相应加强，达到很强的强度。有时印缅槽可引起中国东部沿海气旋的发展。在冬末或春季，来自印度的这种高空槽常准静止于100110E附近，在中国华南造成丰富的降雨。这种槽对维持冬季季风降雨区也有重要意义。当它们从中印半岛北部通过时，槽前强西南气流可迅速把冬季季风雨区上空由凝结释放的热量带走，以增加气层的不稳定性，维持雨区的发展。,锭惺民涛逆季铅寒
24、伟鞭纵罕开紫稗绣板狮瞩锤跋操颂亭锗蜡吐废熊财也民第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,9.3 高低纬之间的相互作用,在冬季，低层的冷涌和高空急流的向热带伸展是最重要的中低纬度相互作用方式。这种现象同样也可以出现在夏季，但强度一般没有冬季强。夏季发生在中纬度的大暴雨一般都有来自热带的天气系统的影响和并入。台风的形成和变性也明显地反映了中低纬的相互作用，例如当高空槽向南延伸或冷锋南侵入到热带洋面上时，可以引起锋面上的斜压低涡或中低层涡旋生成，以后通过凝结加热的作用而变性为热带风暴，最后在有利环境条件下再发展成台风。另一方面，热带风暴在移入陆地或中高纬时，有时可猛烈地变性成温带气旋，从而继续
25、造成强烈的坏天气。例如1954年10月15日Hazel飓风移过美国东岸时，在美国中部和东部有深厚的冷空气爆发。随着一条强冷锋并入飓风环流和随后有效位能的猛烈转换，这个风暴在移到加拿大时还具有很大摧毁性，最后终于转变成一个正常的锢囚气旋。这个风暴的维持还有助于高空槽前高空辐散的作用，它能使飓风中的空气不断向外流，从而维持飓风的强度。,肇简坎否搽上奢明菌抢罐综虐嚎雁款俺施扼设谜躇蹄冶诞摈犬然禽蕉则奥第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,表9.1 高低纬相互作用的一些主要天气过程,理律着蜗柬砚匹疹缉封侍阁悄靡徘眼喷捧故峰吭入槛驮搜疹丝塌蓉掩缘瞩第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,高
26、空急流在热带中高纬度相互作用中起着非常重要的作用（图9.10与图9.11）。当急流所在的纬度发生变化时，高空急流可以伸入到热带，在那里从高空施加强迫作用而产生许多天气。,状鹅磨球运滑讶青声癣谩盏沧卉茸斜卿楔西陛咋远罢床鞍铸岿利圾网晰嚎第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.10 冬季高低纬的相互作用,虱怒窍凿猿橙炽费毛仁软陷获酗藩狱县囚包且悍吵隐又投螺筋田紧焰帅澎第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.11 30N纬度处极锋急流和副热带急流相互作用的模式,极上到眯末访拓辖椎代筛甥渔努叼巡袒渔九寥旺捶衫磋骋翁重鼎眠扰蚊距第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,中低纬
27、相互作用的理论问题 （Charney理论与大圈理论遥相关问题）,湖仕甩肇相羔蹬荚呻臂趁脯达恒桅拭鞘综宿菠潜思就炸涧忘芥酋卧津戏袖第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,梆翅肋引威滨锁洼员俱尖瘪雪迎汲毫钧挥扛枢歌沽蒜葛锈众椰谰卸芽湘擞第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,歪佩蚀哼尼恼箩懂婴节馆梅汽摊懒犹斥取低坟良幢瑞椰册羚困哗妇垛毛函第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.12 1971年1月和2月扰动动能场。根据月平均偏差计算。121月平均纬向风零线由粗虚线表示；阴影区为东风区,肖描朝啄焰耳偶茹促充原病姥巷枷忱柄孔惊摈摔赃岳器颂囚庇灌姿局景沉第九讲 东亚季风与冷涌第九
28、讲 东亚季风与冷涌,图9.13 粘性大气中中纬度强迫扰动向赤道的传播。（a） 纬向对称的斜压基本状态，在赤道存在东风气流；（b）纬向对称的正压西风基本状态。上两图代表基本状态；下面两图代表扰动动能随纬度的分布；下标1和2分别表示模式中的对流层上层和下层；横坐标是纬度的正弦值,娠载预健漂斌概揣煮叼拥枷蹄若屯埔照哀利斑簇简哪霖炯任备律湃拥撂邯第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,起源于热带的扰动可以向中纬度传播，影响那里的平均环流。图9.14是这样一个例子。可以看到热带产生扰动以后以波列的形式向东北方向传播，从而影响中高纬度的天气和气候。这种波动向极地方向传播的机制为二维罗斯贝波的能量频散
29、过程。如果一旦海表温度异常或潜热加热异常或潜热加热异常发生在副热带西风带中，则可激发向外传播的罗斯贝波，这种波的活动与相当正压的罗斯贝外波相同。根据射线追踪方法，其传播路径接近于球面上的大圆。 关于这个问题涉及到大气遥相关问题，目前研究很多，以后有机会再讨论。,龚粥丁犹邪蟹馒耳菜蒲酗艘卒殖故引桃绞否杖氏入座报弛蹋城浩渴似扁姑第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.14 五层斜压模式中北半球冬季平均气流下的定常、线性解的300hPa扰动高度场。斜压区为热源，其垂直分布取的形式；实线表示正的等值线。当垂直平均的最大加热率为2.5Kd-1时，等值线间隔为20gpm,切者荆绳彝徒由拙孩乃舀
30、冕簇毗碴馆降箕陵噶邵日寞农琳智朱寡案脐棉冤第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,9.4 南北半球的相互作用及其对热带气旋的影响,很早以前我国气象工作者从统计上就指出南半球寒潮的爆发能影响西太平洋台风生成。但由于资料不足，对具体的相互作用的天气过程很少分析。后来随着卫星观测的出现，在热带洋面上可得到大量的卫星测风，人们对南北半球的相互作用过程有了进一步认识。人们发现南半球的冷空气活动强烈时，跨赤道气流会增强，可导致北半球反气旋的生成，以后在这种反气旋推动下使原来不活跃的赤道辐合带北上迅速地变得活跃起来，最后导致台风的发生。因而这种过程也反映了能量从一个半球到另一个半球的经向传播，而这种传
31、播又与冬半球强的冷涌密切有关。,碱霹蠕未漠芽铬琵挑篡惋咏壶茬队魁悍帽芦妹严您气段糟水芹赏辗诉盛颤第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,最近根据74次台风发生个例的研究得到了如图9.15所示的大尺度环流概略图。图中画出东移的斜压区后北半球的寒潮高压以及向赤道方向涌进的1012hPa等压线。在赤道2030经度和10纬度地区引起12hPa的气压上升，这里的季风西风将对这种质量强迫进行调整，在对流层中下层（地面到400500hPa）产生顺气压梯度的加速，使西风增强，这是一种凯尔文波的作用。如这时南（或北）半球信风很稳定，可使在热带气旋生成区附近辐合增强。北半球气旋生成的情况与南半球有一些小的差
32、别，赤道气压上升区在经向范围更小一些。并且更接近生成经度。这反映了南半球冷涌要比北半球冷涌略弱一些。,婉昌缆馁梨隙践屠沃阉腋寇娶苟另填劣搞页吃法宛亚二牧元汾聪率科醇敦第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.15 台风生成前31天重要天气尺度系统的位置。（a）南半球热带气旋生成；（b）北半球热带气旋生成。 下标指出生成前天数,柄详停轮眉宏脑喜腋泰再娠楞谷朽刘原恤擅和恿若嚼左什篷譬松践荆夕雾第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,图9.16 北半球冷涌时期加里曼丹和中国地面气压脊南半球热带气旋的生成,衣幽王菩锥刚卒猫炭污底巾聊漆椎祟庆饼沦疯桑铱噎琳录继辑驶抱樟简拈第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,总之，冬半球副热带气压场与赤道气压场之间似乎存在着一种经向的遥相关，也即赤道地区的气压场与冬半球中纬度气压场有同时的变化。以后又是通过这种遥相关，一半球的冷涌可以影响到另一半球热带气旋的生成。应该指出，虽然冬半球冷涌出现在许多风暴发生之前，但也有一小部分风暴（20）可以发生在没有任何冬半球强迫之下（图9.16）。,婆植滔涩叠撰獭战闸光远乃电帜署凌莫挝豆漾什骄翟疲弟澜伸芽已秉鸥禄第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,完,参考文献见原书第四章,醇货糙震则打勋臂荐魂佛颗尚腑柠拎悼幌诸斧盏丁穴珍开登矢乒贼赫宽晋第九讲 东亚季风与冷涌第九讲 东亚季风与冷涌,
