第六篇 亚洲季风和中国主要的
天气系统
Monsoon cloud below Tengboche（ India)
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。
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 。
一、亚洲季风系统概述
1 季风的定义 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。
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。
由于地面
地形及海陆差
异的作用, 平
均海平面气压
场环流分布表
现为 沿纬圈方
向的不均匀性,
而且呈现出一
个个巨大的闭
合高, 低压系
统, 称为永久
或半永久性活
动中心 。 长年
存在的活动中
心称为永久性
的, 而有季节
变化的则称为
半永久性的 。
（ a） 1 月平均海平面气压场和风场（ l）平均低层环流
（ b） 7 月平均海平面气压场和风场
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 ……
o 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 。
季风区的划分
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
2 季风的主要成员
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
? 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 。
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。
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
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
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，
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 ITCZ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
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 100E附近。
? 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 。
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 。
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。
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：
2.3 季风扰动系统
（ 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。
越赤
道的
低空
急流
的逐
月路
径
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 。
（ 2）季风槽和季风低压
对流层中层气旋主要出现在阿拉伯海北部, 有时在孟加拉湾地区 。 气旋最强
的环流在 700 ~300 hPa 之间, 在地面和 200 hPa常常看不到闭合环流, 水平尺度
是 1000 km,垂直尺度约 6 km,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 70O～ 500 hPa；
最大水平风速出现在 600 hPa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；
扰动基本上具有副热带性质, 生成纬度在 20 N,500 hPa以下是冷心 500～ 300
hPa是暖心；扰动是准静止的, 可静止 3～ 7天, 在地面表现为西南气流中的一个
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 。
在 500 hPa上的扰动区非常潮湿, 水汽主要由阿拉伯海的积雨云从下层 输送上
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
（ 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 。
二、亚洲季风活动与低频振荡
1 季风的爆发和建立
亚洲夏季风建立的平均日期
? 中国夏季风的进退不是连续的, 而是阶段性的 。 确定季风
的进退, 除了 根据雨季和风向的变化以外, 还可以根据地面,
850或 700 hPa上特定数值的等 θse线的变化来表示 。 如果用
850 hPa的 340K位温等值线 代表季风气团的前锋, 则有三次突
然的北推和四次静止时段：
? 5月第 4侯到 6月第 2侯：华南北部（ 华南前汛期）
? 6月第 4侯到 7月第 1侯：长江流域 （ 长江流域的梅雨期 ）
? 7月第 2侯到 7月第 4侯：黄淮流域 （ 黄淮雨季）和
? 7月第 5侯到 8月第 2侯：华北 （ 华北雨季 ） 。
上面夏季风和雨带的三次北跳与东亚大气环流的季节变化
密切相关, 尤其与高空行星锋区西风急流和副热带高压的演变
有关 。
850 hPa 340K等值线平均位置的时间变化
1971－ 1980年的平均位置
华南北部 （ 5月第 4侯
到 6月第 2侯 ）
长江流域（ 6月第 4
侯到 7月第 1侯）
黄淮流域 （ 7月第 2
侯到 7月第 4侯 ）
华北（ 7月第 5侯
到 8月第 2侯）
(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 。
五个冬季 (1980-l984年 12－ 2月 ）
850 hPa 经向风为北风的出现频率
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 。
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
? 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。
1979年全年 30~50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 55～ 110 E的纬向平均
在 140－ 270天之间 （ 1979年 4月 20日左右到 8月 27日左右 ）, 季风区气压系统的运动
明显向北, 气压脉动的振幅为 l～ 2 hPa。 图中还可以看出低频振荡与季风活动的关系：
在印度中部 （ 20 N） 夏季季风雨的爆发出现在 6月 20日 （ 200天 ） 前后, 这时一个低压
距平 （ 2,0 hPa） 从赤道地区到达 20 N；在 7月 20日 （ 231天 ） 前后为季风中断期,，
这时一个高压距平 （ 2,0 hPa） 从赤道地区移来； 7月末 （ 约在 238天 ） 又出现季风活
跃期, 这正好对应于一个低压距平向北移动；夏季风的撤退在 8月 28日 （ 270天 ） 前后,
这与一个高压距平从赤道地区 到达 20 N附近一致 。
? 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 。
1979年 5月 17日至 9月 30日印度中部逐日降水量
分布 粗实线 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
7月 850 hPa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
季风槽
? 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 。
? 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 。
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 。
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。
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。
行星风带的季节变化
(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 。
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 （ b）夏季
亚非季风区
高原地区
季风以外地区
青藏热低压对西南季风的作用
700
hPa
流
场
分
布
500
hPa
流
场
分
布
?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 。
(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 。
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。 详细内容可参考有关文献，这里
不再赘述。
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。
2 季风数值模拟研究的现状
为了研究季风的成因及其演变机理, 常用方法之一就是数值模
拟 。 季风的数值模拟一般采用气候模式 。 气候模式的发展始于 1956年,
世界上的发达国家都有各自的气候模式, 至今仍在不断地进行发展 。 70
年代以来, 许多气象学者对季风进行了大量的数值试验, 得到了不少十
分有意义的结果 。 这些工作大致可分为两类：
第一类主要是一些敏感性试验 。 在大地形和季风环流形成关系方面
,如前面提到的 Halm和 Manabe的数值试验, 说明了高原在南亚季风环
流形成中的巨大作用 ; 由于印度和东亚夏季风形成的主要热源分别是孟
加拉湾热源中心和南海一西太平洋热源中心及其相应的南半球冷源中心
,青藏高原的大气热源并未显示出它具有决定性的作用 。
第二类主要是季风活动, 夏季降水的模拟 。 曾庆存等 （ 1988） 用 IAP
2L GCM 成功地模拟了东亚大气环流的季节性突变和夏季东亚大陆上的
季风降水 。
模拟的 120 E侯平均纬向风的时间纬度剖面
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 。
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。
（ 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。
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 。
两种类型的冷高压：
a) 温度分布对称的 准静止型冷高压 ；
b) 温度分布不对称的 移动型冷高压 。
（ 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 ） 。
冷空气源地, 路径及关键区
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 。
85
0hP
a
经
向
风
为
北
风
时
的
出
现
频
率
（ 4） 冷空气活动和天气
冷高压的前沿一般都有冷锋存在, 如果冷空气很强, 达到寒潮
程度, 则寒潮前沿的冷锋也被称为寒潮冷锋 。
强冷空气或寒潮过境时, 突出的天气表现是：大风和剧烈降温
,有时伴有风沙, 雨, 雪, 雨淞和霜冻, 春秋两季江南地区, 还可
能有雷暴产生 。 寒潮大风的风向在南北方也有差异：东北, 内蒙古
多为西北大风；华北, 黄淮多为偏北大风；长江以南多为东北大风
。 由于寒潮冷锋的移速愈往南愈慢, 有时会在南岭以北地区趋于准
静止状态, 所以, 南方大风持续时间往往比北方长 。
冷高压中心出海后, 沿海地区有时会出现回流低云, 在我国渤
海和东海, 有时在南海 。
（ 1） 南下冷空气降温强
度的垂直分布
受南下冷空气的影响,
地面和低空部会出现降温
。 而且是冷空气愈强, 降
温越大, 冷空气越厚, 降
温层次越高 。 因为冷空气
总是有一定的厚度, 所以
,每次冷空气活动都有一
个 最大的降温高度 。 最大
降温高度既不在高空, 也
不 在 地 面, 平均在
900~800hPa的高度 。 在这
个高度上, 锋区强, 冷平
流最强, 当然, 降温也最
大 。
最大降温高度与
纬度的关系
4,2 冷空气南下过程中的结构及其变化
最大降温高度随地区不同而差异。
据实际资料统计分析，最大降温高
度北方高于南方，平原高于高原（
如图） 。
（ 2） 南下冷空气过程中的厚度变化及三线路径
空气南下过程中厚度变薄, 其原因可以在三维路径中看出 。 根据位涡守恒原理：
（ ζ + f ） / Δp = constant
其中 ζ 是相对涡度, f 是牵连涡度, Δp 是气柱的厚度 。
气柱的厚度与气柱本身所具有的绝对涡度成正比 。
在冷空气南下过程中, f 是减小的 。 如果气柱相对涡度加大, 流线
呈气旋式弯曲, 则气柱厚度变化不大, 若流线呈反气旋式弯曲, 则
气柱厚度强烈收缩 。 因而, 冷空气南下时的厚度就取决于冷空气运
动的轨迹 。 冷锋后除靠近气旋区外的冷空气, 在向南突出的冷高脊
区大多数呈反气旋式运动, 冷空气必然会扩散变薄 。
一次寒潮爆发过程中冷空气的三维路
径 （ 在 290K的等熵面上 ）
图上数字分别是
12,24,36小时
后的高度。可见
，冷空气多半是
反气旋式弯曲，
因而气柱垂直收
缩，伴有相应的
下沉运动。如图
中部的气块,36
小时中，从 640
hPa下降到 900
hPa左右。只有
在东北部有些路
径呈气旋性弯曲
，才基本上保持
了其厚度，垂直
运动不明显。
（ 3） 空中槽在冷空气南下中的作用
冷空气南下过程中不仅有厚度的变化, 而且还有温度的变化 。 一方面由于
冷空气与下垫面接触, 非绝热加热使空气增暖, 同时, 还受到由垂直运动引
起的绝热加热的影响, 而且这项的作用还相当大 。
南下冷空气路径示意图
位于 60N的冷空气，其
厚度为 500 hPa，下界
在地面，开始时相对涡
度 ζ ＝ 0，取三条路径 A
,B,C到达 30 N，其
相对涡度分别为：
A路径为 -ωsin30,B
路径为 0,C路径为
2sin30。根据 （ ζ + f ）
/ Δp = constant
导出下表。
轨迹 A B C
顶高 /hpa 850 700 400
变温 /C 43 27 -16
冷空气南下的顶高和变温
说明极地 冷空气取反气旋路径到达低纬时, 变薄且增温较大 ；而冷
空气取 气旋式路径南下时, 既能保持冷空气的厚度, 又不会使冷空气
迅速变暖, 甚至当路径的气旋式曲率很大时, 还可能出现增厚降温 。
4.3 寒潮天气形势
? 寒潮爆发的基本过程和基本条件,
1) 酝酿阶段：冷空气大规模南下, 首先需有冷空气的积聚 。 这时, 南北
空气交换少, 有利于冷空气的积聚, 也是能量的积聚过程, 为冷空气向南爆发
作准备；
2) 爆发阶段：大量冷空气积聚后向南爆发 。 这时, 伴有大范围的强偏北风
,在空中有较强的长波槽脊的配合, 即在我国东部存在大槽, 西部存在大脊,
我国正好位于槽后脊前 。 值得注意的是在寒潮开始时, 这种大槽大脊并不存在
,而是由小槽小脊东移逐渐发展而成的 。 实际天气分析表明, 强冷空气或寒潮
爆发南下, 往往是一次高空槽发展加深成东亚大槽的过程, 槽后的偏北气流不
仅为冷空气南下提供了合适的环流条件, 而且随着槽的不断发展加深, 气旋涡
度不断加大, 使冷空气能保持一定的厚度和强度 。
3) 寒潮过程需要具备两个基本条件,① 要有冷空气的酝酿和积聚过程,
即冷源条件； （ 2） 要有引导冷空气入侵我国的合适流场, 即引导
条件 。
寒潮天气形势基本上可归纳为三类,小槽发展型 （经向
型）,槽脊东移型 和 横槽型 （阻高崩溃型）。
1．小槽发展型
2．槽脊东移型
3 横槽型
横槽型寒潮是阻塞型形势崩溃引起的强冷空气爆发。
? 寒潮天气形势
横槽型 寒潮过程的 500 hPa形势示意图
蓝箭头 表示冷平流, 红箭头 表示暖平流
（ a）
酝酿
阶段
（ b）
爆发
阶段
暴雨是我国主要的灾害性天气之一, 除了青藏高原, 内蒙古和新疆的沙漠地区以
外, 我国从南到北都有暴雨的危害 。 有些持续性大暴雨或罕见的特大暴雨能引起江
河暴涨, 洪水泛滥, 造成严重灾害 。 华南是指武夷山一南岭以南的广西, 广东
,福建, 台湾和海南五省区区域, 它属于热带季风气候区, 是我国年平均
温度最高, 雨期长 （ 4~10月 ） 且雨量最充沛的区域, 并可分为两个不同雨
季：一是华南前汛期 （ 4～月 ）, 它是西风带环流系统与热带季风环流系统
相互作用的降水；二是台风汛期, 有台风, ITCZ等热带系统造成的降水 。
五、夏季季风与中国的暴雨
l 概述,我国受南亚和西太平洋季风环流影响很大。在盛夏，活跃的季风可以
到达东北、华北以及西北的一部分。当盛行季风环流并与复杂的地形相结合时，
在雨季经常出现季风雨，尤其是持续性的季风降水。我国的雨季一般始于夏季风
爆发，终于季风撤退。
我国中央气象台规定,日雨量 大于 50 mm 暴雨
日雨量 大于 100 mm 大暴雨
日雨量 大于 200 mm 特大暴雨。
1976－ 1980年 3月～ 11月沿 110 E华南降水的时间刻面图
4月初 （ 盛期在 5－ 6
月 ）, 华南前汛期降水开
始 ；华南前汛期暴雨过程
很多, 每年都要出现 10次
以上的暴雨过程, 多区域
性或连续性大暴雨, 以及
特大暴雨 。 尤其是广东省,
特大暴雨出现的频数及其
中心最大雨量都比广西和
福建大得多 。
每年 6月中, 下旬到 7月
上半月的初夏, 出现梅雨,
又俗称, 霉雨, 。 有的年
份出现持久而强的梅雨降
水, 有的年份则出现, 空
梅, 。
7月上, 中旬, 江淮流
域梅雨期结束, 华北雨季
开始 。 北方降雨多为过程
性的, 很少出现像江淮,
华南地区那样的连绵阴雨 。
虽然暴雨出现的频数比南
方少得多, 但强度大 。
850 hPa 340K等值线平均位置的时间变化
1971－ 1980年的平均位置
华南北部 （ 5月第 4侯
到 6月第 2侯 ）
长江流域（ 6月第 4
侯到 7月第 1侯）
黄淮流域 （ 7月第 2
侯到 7月第 4侯 ）
华北（ 7月第 5侯
到 8月第 2侯）
2 夏季暴雨的环流形势
东
亚
梅
雨
期
大
尺
度
环
流
示
意
图
Tropical Upper
tropspheric trough
ITCZ
3 夏季暴雨的天气系统
梅雨期大暴雨天气系统
700Hpa系统
切变 切变
低涡
低涡 低槽 台风 其他 合计
次数
百分率
（ %）
18
36
7
14
13
26
10
20
2
4
0
0
50
100
地面系统
静止锋或波动 气旋 冷锋 台风 其他 合计
次数
百分率
（ %）
26
52
14
28
4
8
2
4
4
8
50
100
霉雨天气形势
天气系统
Monsoon cloud below Tengboche（ India)
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。
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 。
一、亚洲季风系统概述
1 季风的定义 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。
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。
由于地面
地形及海陆差
异的作用, 平
均海平面气压
场环流分布表
现为 沿纬圈方
向的不均匀性,
而且呈现出一
个个巨大的闭
合高, 低压系
统, 称为永久
或半永久性活
动中心 。 长年
存在的活动中
心称为永久性
的, 而有季节
变化的则称为
半永久性的 。
（ a） 1 月平均海平面气压场和风场（ l）平均低层环流
（ b） 7 月平均海平面气压场和风场
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 ……
o 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 。
季风区的划分
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
2 季风的主要成员
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
? 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 。
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。
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
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
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，
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 ITCZ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
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 100E附近。
? 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 。
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 。
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。
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：
2.3 季风扰动系统
（ 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。
越赤
道的
低空
急流
的逐
月路
径
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 。
（ 2）季风槽和季风低压
对流层中层气旋主要出现在阿拉伯海北部, 有时在孟加拉湾地区 。 气旋最强
的环流在 700 ~300 hPa 之间, 在地面和 200 hPa常常看不到闭合环流, 水平尺度
是 1000 km,垂直尺度约 6 km,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 70O～ 500 hPa；
最大水平风速出现在 600 hPa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；
扰动基本上具有副热带性质, 生成纬度在 20 N,500 hPa以下是冷心 500～ 300
hPa是暖心；扰动是准静止的, 可静止 3～ 7天, 在地面表现为西南气流中的一个
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 。
在 500 hPa上的扰动区非常潮湿, 水汽主要由阿拉伯海的积雨云从下层 输送上
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
（ 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 。
二、亚洲季风活动与低频振荡
1 季风的爆发和建立
亚洲夏季风建立的平均日期
? 中国夏季风的进退不是连续的, 而是阶段性的 。 确定季风
的进退, 除了 根据雨季和风向的变化以外, 还可以根据地面,
850或 700 hPa上特定数值的等 θse线的变化来表示 。 如果用
850 hPa的 340K位温等值线 代表季风气团的前锋, 则有三次突
然的北推和四次静止时段：
? 5月第 4侯到 6月第 2侯：华南北部（ 华南前汛期）
? 6月第 4侯到 7月第 1侯：长江流域 （ 长江流域的梅雨期 ）
? 7月第 2侯到 7月第 4侯：黄淮流域 （ 黄淮雨季）和
? 7月第 5侯到 8月第 2侯：华北 （ 华北雨季 ） 。
上面夏季风和雨带的三次北跳与东亚大气环流的季节变化
密切相关, 尤其与高空行星锋区西风急流和副热带高压的演变
有关 。
850 hPa 340K等值线平均位置的时间变化
1971－ 1980年的平均位置
华南北部 （ 5月第 4侯
到 6月第 2侯 ）
长江流域（ 6月第 4
侯到 7月第 1侯）
黄淮流域 （ 7月第 2
侯到 7月第 4侯 ）
华北（ 7月第 5侯
到 8月第 2侯）
(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 。
五个冬季 (1980-l984年 12－ 2月 ）
850 hPa 经向风为北风的出现频率
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 。
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
? 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。
1979年全年 30~50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 55～ 110 E的纬向平均
在 140－ 270天之间 （ 1979年 4月 20日左右到 8月 27日左右 ）, 季风区气压系统的运动
明显向北, 气压脉动的振幅为 l～ 2 hPa。 图中还可以看出低频振荡与季风活动的关系：
在印度中部 （ 20 N） 夏季季风雨的爆发出现在 6月 20日 （ 200天 ） 前后, 这时一个低压
距平 （ 2,0 hPa） 从赤道地区到达 20 N；在 7月 20日 （ 231天 ） 前后为季风中断期,，
这时一个高压距平 （ 2,0 hPa） 从赤道地区移来； 7月末 （ 约在 238天 ） 又出现季风活
跃期, 这正好对应于一个低压距平向北移动；夏季风的撤退在 8月 28日 （ 270天 ） 前后,
这与一个高压距平从赤道地区 到达 20 N附近一致 。
? 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 。
1979年 5月 17日至 9月 30日印度中部逐日降水量
分布 粗实线 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
7月 850 hPa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
季风槽
? 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 。
? 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 。
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 。
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。
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。
行星风带的季节变化
(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 。
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 （ b）夏季
亚非季风区
高原地区
季风以外地区
青藏热低压对西南季风的作用
700
hPa
流
场
分
布
500
hPa
流
场
分
布
?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 。
(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 。
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。 详细内容可参考有关文献，这里
不再赘述。
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。
2 季风数值模拟研究的现状
为了研究季风的成因及其演变机理, 常用方法之一就是数值模
拟 。 季风的数值模拟一般采用气候模式 。 气候模式的发展始于 1956年,
世界上的发达国家都有各自的气候模式, 至今仍在不断地进行发展 。 70
年代以来, 许多气象学者对季风进行了大量的数值试验, 得到了不少十
分有意义的结果 。 这些工作大致可分为两类：
第一类主要是一些敏感性试验 。 在大地形和季风环流形成关系方面
,如前面提到的 Halm和 Manabe的数值试验, 说明了高原在南亚季风环
流形成中的巨大作用 ; 由于印度和东亚夏季风形成的主要热源分别是孟
加拉湾热源中心和南海一西太平洋热源中心及其相应的南半球冷源中心
,青藏高原的大气热源并未显示出它具有决定性的作用 。
第二类主要是季风活动, 夏季降水的模拟 。 曾庆存等 （ 1988） 用 IAP
2L GCM 成功地模拟了东亚大气环流的季节性突变和夏季东亚大陆上的
季风降水 。
模拟的 120 E侯平均纬向风的时间纬度剖面
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 。
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。
（ 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。
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 。
两种类型的冷高压：
a) 温度分布对称的 准静止型冷高压 ；
b) 温度分布不对称的 移动型冷高压 。
（ 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 ） 。
冷空气源地, 路径及关键区
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 。
85
0hP
a
经
向
风
为
北
风
时
的
出
现
频
率
（ 4） 冷空气活动和天气
冷高压的前沿一般都有冷锋存在, 如果冷空气很强, 达到寒潮
程度, 则寒潮前沿的冷锋也被称为寒潮冷锋 。
强冷空气或寒潮过境时, 突出的天气表现是：大风和剧烈降温
,有时伴有风沙, 雨, 雪, 雨淞和霜冻, 春秋两季江南地区, 还可
能有雷暴产生 。 寒潮大风的风向在南北方也有差异：东北, 内蒙古
多为西北大风；华北, 黄淮多为偏北大风；长江以南多为东北大风
。 由于寒潮冷锋的移速愈往南愈慢, 有时会在南岭以北地区趋于准
静止状态, 所以, 南方大风持续时间往往比北方长 。
冷高压中心出海后, 沿海地区有时会出现回流低云, 在我国渤
海和东海, 有时在南海 。
（ 1） 南下冷空气降温强
度的垂直分布
受南下冷空气的影响,
地面和低空部会出现降温
。 而且是冷空气愈强, 降
温越大, 冷空气越厚, 降
温层次越高 。 因为冷空气
总是有一定的厚度, 所以
,每次冷空气活动都有一
个 最大的降温高度 。 最大
降温高度既不在高空, 也
不 在 地 面, 平均在
900~800hPa的高度 。 在这
个高度上, 锋区强, 冷平
流最强, 当然, 降温也最
大 。
最大降温高度与
纬度的关系
4,2 冷空气南下过程中的结构及其变化
最大降温高度随地区不同而差异。
据实际资料统计分析，最大降温高
度北方高于南方，平原高于高原（
如图） 。
（ 2） 南下冷空气过程中的厚度变化及三线路径
空气南下过程中厚度变薄, 其原因可以在三维路径中看出 。 根据位涡守恒原理：
（ ζ + f ） / Δp = constant
其中 ζ 是相对涡度, f 是牵连涡度, Δp 是气柱的厚度 。
气柱的厚度与气柱本身所具有的绝对涡度成正比 。
在冷空气南下过程中, f 是减小的 。 如果气柱相对涡度加大, 流线
呈气旋式弯曲, 则气柱厚度变化不大, 若流线呈反气旋式弯曲, 则
气柱厚度强烈收缩 。 因而, 冷空气南下时的厚度就取决于冷空气运
动的轨迹 。 冷锋后除靠近气旋区外的冷空气, 在向南突出的冷高脊
区大多数呈反气旋式运动, 冷空气必然会扩散变薄 。
一次寒潮爆发过程中冷空气的三维路
径 （ 在 290K的等熵面上 ）
图上数字分别是
12,24,36小时
后的高度。可见
，冷空气多半是
反气旋式弯曲，
因而气柱垂直收
缩，伴有相应的
下沉运动。如图
中部的气块,36
小时中，从 640
hPa下降到 900
hPa左右。只有
在东北部有些路
径呈气旋性弯曲
，才基本上保持
了其厚度，垂直
运动不明显。
（ 3） 空中槽在冷空气南下中的作用
冷空气南下过程中不仅有厚度的变化, 而且还有温度的变化 。 一方面由于
冷空气与下垫面接触, 非绝热加热使空气增暖, 同时, 还受到由垂直运动引
起的绝热加热的影响, 而且这项的作用还相当大 。
南下冷空气路径示意图
位于 60N的冷空气，其
厚度为 500 hPa，下界
在地面，开始时相对涡
度 ζ ＝ 0，取三条路径 A
,B,C到达 30 N，其
相对涡度分别为：
A路径为 -ωsin30,B
路径为 0,C路径为
2sin30。根据 （ ζ + f ）
/ Δp = constant
导出下表。
轨迹 A B C
顶高 /hpa 850 700 400
变温 /C 43 27 -16
冷空气南下的顶高和变温
说明极地 冷空气取反气旋路径到达低纬时, 变薄且增温较大 ；而冷
空气取 气旋式路径南下时, 既能保持冷空气的厚度, 又不会使冷空气
迅速变暖, 甚至当路径的气旋式曲率很大时, 还可能出现增厚降温 。
4.3 寒潮天气形势
? 寒潮爆发的基本过程和基本条件,
1) 酝酿阶段：冷空气大规模南下, 首先需有冷空气的积聚 。 这时, 南北
空气交换少, 有利于冷空气的积聚, 也是能量的积聚过程, 为冷空气向南爆发
作准备；
2) 爆发阶段：大量冷空气积聚后向南爆发 。 这时, 伴有大范围的强偏北风
,在空中有较强的长波槽脊的配合, 即在我国东部存在大槽, 西部存在大脊,
我国正好位于槽后脊前 。 值得注意的是在寒潮开始时, 这种大槽大脊并不存在
,而是由小槽小脊东移逐渐发展而成的 。 实际天气分析表明, 强冷空气或寒潮
爆发南下, 往往是一次高空槽发展加深成东亚大槽的过程, 槽后的偏北气流不
仅为冷空气南下提供了合适的环流条件, 而且随着槽的不断发展加深, 气旋涡
度不断加大, 使冷空气能保持一定的厚度和强度 。
3) 寒潮过程需要具备两个基本条件,① 要有冷空气的酝酿和积聚过程,
即冷源条件； （ 2） 要有引导冷空气入侵我国的合适流场, 即引导
条件 。
寒潮天气形势基本上可归纳为三类,小槽发展型 （经向
型）,槽脊东移型 和 横槽型 （阻高崩溃型）。
1．小槽发展型
2．槽脊东移型
3 横槽型
横槽型寒潮是阻塞型形势崩溃引起的强冷空气爆发。
? 寒潮天气形势
横槽型 寒潮过程的 500 hPa形势示意图
蓝箭头 表示冷平流, 红箭头 表示暖平流
（ a）
酝酿
阶段
（ b）
爆发
阶段
暴雨是我国主要的灾害性天气之一, 除了青藏高原, 内蒙古和新疆的沙漠地区以
外, 我国从南到北都有暴雨的危害 。 有些持续性大暴雨或罕见的特大暴雨能引起江
河暴涨, 洪水泛滥, 造成严重灾害 。 华南是指武夷山一南岭以南的广西, 广东
,福建, 台湾和海南五省区区域, 它属于热带季风气候区, 是我国年平均
温度最高, 雨期长 （ 4~10月 ） 且雨量最充沛的区域, 并可分为两个不同雨
季：一是华南前汛期 （ 4～月 ）, 它是西风带环流系统与热带季风环流系统
相互作用的降水；二是台风汛期, 有台风, ITCZ等热带系统造成的降水 。
五、夏季季风与中国的暴雨
l 概述,我国受南亚和西太平洋季风环流影响很大。在盛夏，活跃的季风可以
到达东北、华北以及西北的一部分。当盛行季风环流并与复杂的地形相结合时，
在雨季经常出现季风雨，尤其是持续性的季风降水。我国的雨季一般始于夏季风
爆发，终于季风撤退。
我国中央气象台规定,日雨量 大于 50 mm 暴雨
日雨量 大于 100 mm 大暴雨
日雨量 大于 200 mm 特大暴雨。
1976－ 1980年 3月～ 11月沿 110 E华南降水的时间刻面图
4月初 （ 盛期在 5－ 6
月 ）, 华南前汛期降水开
始 ；华南前汛期暴雨过程
很多, 每年都要出现 10次
以上的暴雨过程, 多区域
性或连续性大暴雨, 以及
特大暴雨 。 尤其是广东省,
特大暴雨出现的频数及其
中心最大雨量都比广西和
福建大得多 。
每年 6月中, 下旬到 7月
上半月的初夏, 出现梅雨,
又俗称, 霉雨, 。 有的年
份出现持久而强的梅雨降
水, 有的年份则出现, 空
梅, 。
7月上, 中旬, 江淮流
域梅雨期结束, 华北雨季
开始 。 北方降雨多为过程
性的, 很少出现像江淮,
华南地区那样的连绵阴雨 。
虽然暴雨出现的频数比南
方少得多, 但强度大 。
850 hPa 340K等值线平均位置的时间变化
1971－ 1980年的平均位置
华南北部 （ 5月第 4侯
到 6月第 2侯 ）
长江流域（ 6月第 4
侯到 7月第 1侯）
黄淮流域 （ 7月第 2
侯到 7月第 4侯 ）
华北（ 7月第 5侯
到 8月第 2侯）
2 夏季暴雨的环流形势
东
亚
梅
雨
期
大
尺
度
环
流
示
意
图
Tropical Upper
tropspheric trough
ITCZ
3 夏季暴雨的天气系统
梅雨期大暴雨天气系统
700Hpa系统
切变 切变
低涡
低涡 低槽 台风 其他 合计
次数
百分率
（ %）
18
36
7
14
13
26
10
20
2
4
0
0
50
100
地面系统
静止锋或波动 气旋 冷锋 台风 其他 合计
次数
百分率
（ %）
26
52
14
28
4
8
2
4
4
8
50
100
霉雨天气形势
