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季风环流

在一个大范围地区内因地表陆地海洋的分布,形成陆地海洋吸热、散热速度不同,而此情况延伸到长时间的季节时,也因季节天气的不同,其盛行风向或气压系统有明显的季度变化,便形成了季风环流。主要季风系统包括西非季风系统、南亚季风系统、东亚季风系统和澳洲季风系统等。每个季风系统都是由一些环流系统组成的,它们称为季风系统的成员。每个季风系统成员的来源不同,有的是中纬度的系统,有的是越赤道的气流,还有的是副热带热带的环流系统。 [1]

季风环流的简称是季风,即冬夏风或近乎风向相反的环流系统。在各个季风环流系统中,季风的开始往往是暴发性或突变性的,暴发时间各不相同。例如:西非夏季风系统在每年5月中旬间向北暴发;印度夏季风和东亚夏季风从5月中旬到7月中旬阶段性的向北推进,在每个阶段又有迅速推进和停滞的时候;澳洲季风则通常在每年的12月份突发性地暴发。 [2]

海陆热力差异、行星风带的季节性位移、青藏高原等庞大地形的动力和热力作用是季风形成的主要因素。 [3]

由于海陆间热力差异而引起的季风环流,称为海陆季风(Sealand Monsoon)。夏季大陆增热比海洋剧烈,气压随高度变化慢于海洋上空,所以到一定高度,就产生从大陆指向海洋的水平气压梯度,空气由大陆指向海洋,海洋上形成高压,大陆形成低压,空气从海洋流向大陆,形成了与高空气流方向相反的气流,构成了夏季的季风环流。 [3]

冬季大陆迅速冷却,海洋上温度比陆地上要高些,因此大陆为高压,海洋上为低压,低层气流由大陆流向海洋,高层气流由海洋流向大陆,形成冬季的季风环流。 [3]

海陆季风与海陆热力差异有关,因此凡海陆之间温度差异较大的地方,海陆季风就很盛行。地球上季风最强盛的区域在热带和副热带的范围内。这是因为在赤道附近海陆温度差异终年都很小,随着纬度的增高,海陆温度差异增大,季风势力增强。但至中纬度以上,气旋活动增多,风向变化复杂。季风规律性便受到扰乱。 [3]

行星风带随季节变化有南北移动的规律,由此引起风向的季节性转变而形成的季风环流称为行星季风(Plantary Monsoon)。地球上存在的五个风带在北半球夏季向北移动,南半球夏季向南移动。这样,冬季西风带的南缘地带,夏季就可能变成东风带;冬、夏的盛行风就会发生约180°的变化。行星风向变化的区域基本呈带状分布,可以发生在沿海、内陆以及大洋中部。就纬度来说,这种季风在赤道和热带地区最明显,所以常称之为赤道季风或热带季风。例如,在太平洋东部,冬季赤道低压带停留在南半球,夏季移动到了北半球,因而在赤道至10°N之间的区域,冬季受北半球信风控制,吹东北风,夏季则受南半球越过赤道的信风控制,吹西南风。 [3]

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。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,导致印度低压形成,对维持和加强南亚季风起了重要作用。模拟实验表明,如果不存在青藏高原,南亚季风现象就会明显减弱。它的存在对维持和加强南亚季风起了重要的作用,是西南季风较强的重要原因之一。冬季由于强烈的辐射冷却,青藏高原不仅是个冷源,而且由于大地形的阻挡作用,冷空气进入南亚后强度明显减弱,因此南亚冬季风的强度较弱。 [3]

某一地区的实际季风往往是当地的海陆分布特点、行星风带的季节性位移和地形等多种因素共同作用的结果,其中一个或者几个因素在季风形成和维持过程中占主导地位,其他因素起辅助作用。例如,温带和副热带季风的形成除海陆热力差异之外.往往还包含行星风带季节性位移的作用。而赤道和热带季风的形成除行星风带季节性位移之外,也包含海陆热力差异的作用。较大的地形往往是改变季风强度和方向的不可忽视的因素。此外,各地区由于所处纬度和地理条件的不同,季风的强度、特点也各有不同。 [3]

世界上有很多季风地区,但最重要的季风气候区域主要位于东半球。各个季风地区都有独特的环流系统。根据季风系统发生的地域和环流特征的不同,季风系统有各种不同名称。主要季风系统包括西非季风系统、南亚季风系统、东亚季风系统和澳洲季风系统等。每个季风系统都是由一些环流系统组成的,它们称为季风系统的成员。每个季风系统成员的来源不同,有的是中纬度的系统,有的是越赤道的气流,还有的是副热带和热带的环流系统。 [2]

每年5月中旬前后,来自南印度洋马斯克林高压的东南气流沿非洲东岸低空形成强劲的索马里急流,径直向着南亚印度次大陆流去,并引起持续性降水,这就是南亚夏季风。造成降水的天气系统主要是季风槽和季风低压。季风槽基本上是沿着喜马拉雅山脉南侧,从西北一东南向孟加拉湾(BOB)及中南半岛方向伸展的。当它处于活跃阶段时,沿槽线有一连串的低压活动,造成一次次的强降水过程。这些低压在孟加拉湾得到进一步的发展和加强。所以在孟加拉湾地区是南亚地区低压发生频率最高的地区。南亚季风槽有时可以向东一直伸展到南中国海一带。特别是在有很多台风的时候,它们有时像与赤道辐合带(ITCZ)连接起来了。 [4]

东亚季风区虽然与南亚季风区连在一起,许多学者也认为东亚夏季风是南亚夏季风向东的延伸,但根据近年来国内外的大量研究结果认为,东亚夏季风系统和南亚印度夏季风系统既有相互联系又是相互独立的。基本来说,东亚夏季风系统相对于印度夏季风是一个相对独立的季风系统。相反,东亚夏季风与南半球的印尼一北澳冬季风却有着更为密切的联系。东亚夏季风盛行时,也正是印尼北澳冬季风的盛行期。研究还认为,东亚季风系统包括南海季风系统(发生于南海西太平洋一带的热带季风区,冬季为东北季风,夏季为西南季风),以及副热带季风系统(发生于东亚大陆、日本一带的副热带季风区,冬季盛行西北季风或东北季风;夏季盛行西南季风或东南季风)。 [4]

不少学者把东亚和印尼一北澳夏季风(北半球)作为一个统一的环流系统来看。它的成员主要包括:低空的澳大利亚冷性反气旋、东亚地区的向北越赤道气流、南海西太平洋热带辐合带(ITCZ)(或称热带季风辐合带、南海季风槽等)、西太平洋副热带高压、梅雨辐合带(或称副热带季风辐合带、梅雨锋等);高空的南亚反气旋的东部脊、东风急流(含南、北两支东风急流)、东亚地区向南越赤道气流、南半球高空副热带高压脊等。在这些环流系统的控制下,存在三支低层季风气流,这就是从澳大利亚冷性反气旋中辐散出来的冬季东南季风和越过赤道后转向而成的南海一西太平洋热带西南季风,以及由西太平洋副热带高压脊西侧向北流转向而成的东亚大陆一日本副热带西南季风。东亚地区两支西南季风的北侧是两条辐合带,高层为辐散带,相应地对应着两条季风雨带。而且可以推测,东亚夏季存在两个闭合的经向垂直环流。一个是从澳大利亚反气旋中辐散出向北的气流在南海一西太平洋ITCZ中辐合上升,到高空后转向南流在澳大利亚上空下沉再回到澳大利亚反气旋中,构成闭合经圈环流。这个环流圈与热带季风相联系,称为热带季风经圈环流。另一个与副热带季风相联系,从副热带高压脊西侧向北的气流在副热带辐合带中上升至高空后转向南流,在华南沿海副热带高压脊中下沉,构成一个较小的闭合经向环流,称为副热带季风经圈环流。 [4]

南海一西太平洋热带季风的气流主要来自南半球。东亚大陆日本副热带季风的气流由三部分组成,即由副热带高压西南侧的东南气流、南海西太平洋热带西南季风和印度热带西南季风三股气流在副热带高压西侧汇合而成。南海西太平洋ITCZ由单一的热带海洋气团所组成,不具锋面性质。副热带季风辐合带由热带气团与北方极地大陆变性气团所构成,湿度对比明显,至少在高空有明显的锋面结构。

夏季风环流系统中的某一成员的强弱、位置发生变化,均可影响到整个环流系统的变化,从而影响到夏季风的强弱和进退,并进而影响到各个地区的旱涝。这可以通过对图1中的1978年和1980年的比较可见。图1的实线部分是根据1980年(江淮流域典型涝年)夏季东亚季风环流系统的情况所绘制的综合图。 [4]

在图1中,除了上面所说的1980年(江淮流域典型涝年)的环流形势,也绘制了1978年(江淮流域典型干旱年)夏季东亚夏季风环流系统特征(虚线)。由图1中的实线和虚线的比较可见,洪涝年(1980年)105°E通道上的越赤道气流比干旱年(1978年)明显,涝年热带季风辐合带位于12°N,在其中发生的台风少,副热带季风辐合带(或梅雨锋)位于30°N左右,相应地高空存在两支东风急流。干旱年热带季风辐合带位置偏北,位于22°N左右,在其中发生的台风多,副热带季风辐合带也偏北,位于40°N左右,相应地高空仅存在一条南支东风急流。总之,北半球的东亚季风系统洪涝年比干旱年偏南8个纬距左右。与此同时,北半球中纬西风急流轴的位置洪涝年也比干旱年偏南5个纬距,位于40°一45°N。而南半球澳大利亚冷高压的位置只在东西方向上略有偏离。 [4]

由于组成东亚副热带季风的三股气流(即从澳大利亚冷性反气旋中辐散出来的冬季东南季风气流和越过赤道后转向而成的南海西太平洋热带西南季风气流,以及由西太平洋副热带高压脊西侧向北流转向而成的东亚大陆一日本副热带西南季风气流)均来自热带海洋上,含有丰富的水汽,当它们进入大陆后,又受到夏季大陆的辐射加热作用和副热带高压脊下的下沉增温作用,温度升高,于是形成高温高湿的特性。 [4]

和东亚夏季风与印尼一北澳冬季风有密切的联系一样,东亚冬季风与南半球印尼一北澳夏季风也有密切的联系,东亚冬季风盛行时正是印尼一北澳夏季风的盛行期。

东亚和印尼一北澳冬季风(北半球)环流系统的低空成员包括:亚洲大陆冷性反气旋、东亚向南越赤道气流、印尼一北澳夏季风辐合带或热带辐合带(西北季风与东南信风)以及澳大利亚热低压等;高空成员包括:南半球高空副热带高压脊,向北越赤道气流和北半球高空副热带高压的西部脊,在这些环流系统的控制下,存在两支季风气流,一支是从亚洲冷性反气旋内辐散出的东亚冬季风,30°N以北为西北季风,以南为东北季风,另一支是印尼一北澳夏季西北季风,它的气流来自于北半球的东亚东北季风和北半球西太平洋副热带高压南侧的东北信风。东亚冬季风期间的主要降水区已由北半球移到赤道及其南侧的印尼地区,这里也是冬季全球最强的降水区。 [4]

东亚和印尼一北澳冬季风(北半球)的经向垂直环流,从亚洲冷性反气旋发出的冬季风向南流越过赤道,在南半球夏季风辐合带上上升,至对流层高层后又转为辐散的东南气流向北流越过赤道进入北半球的西风带,在这里下沉回到冷性反气旋中,从而构成一个闭合的经向垂直环流。 [4]

强弱冬季风年的东亚环流系统和天气特征有明显的差异。强冬季风年500 hPa西太平洋副热带高压弱,亚洲地区西风环流弱,东亚长波槽南伸,200 hPa层115°E西风急流强且偏北。弱冬季风年环流特点与之相反,500 hPa西太平洋副热带高压强,亚洲西风环流强,东亚槽弱,200 hPa层115°E西风急流弱而偏南。 [4]

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