第6章 亚洲季风和中国主要的天气过程.docx
- 文档编号:10757841
- 上传时间:2023-02-22
- 格式:DOCX
- 页数:32
- 大小:59.91KB
第6章 亚洲季风和中国主要的天气过程.docx
《第6章 亚洲季风和中国主要的天气过程.docx》由会员分享,可在线阅读,更多相关《第6章 亚洲季风和中国主要的天气过程.docx(32页珍藏版)》请在冰豆网上搜索。
第6章亚洲季风和中国主要的天气过程
第六章亚洲季风和中国主要的天气过程
目录
引言2
6.1亚洲季风系统概述2
6.1.1季风的定义2
6.1.2季风的主要成员3
6.2亚洲季风活动与低频震荡5
6.2.1季风的爆发和建立5
6.2.2低频震荡与季风活动的关系6
6.3亚洲季风的形成与维持8
6.3.1季风的形成机制8
6.3.2季风数值模拟研究的现状11
6.4冬季季风与寒潮12
6.4.1概述12
6.4.2冷空气南下过程中的结构及其变化14
6.4.3寒潮天气形势16
6.5夏季季风与中国的暴雨17
6.5.1概述17
6.5.2夏季暴雨的环流形势18
6.5.3夏季暴雨的天气系统20
雷达气象部分的补充内容20
习题22
参考文献22
引言
季风是一个古老的气候学问题,季风一词起源于阿拉伯语“mausim”,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。
季风对我国天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。
6.1亚洲季风系统概述
6.1.1季风的定义
季风是盛行风向的季节变化,Ramage(1971)总结了前人的工作,给季风作了一个具体的定义,即:
(1)1月与7月盛行风向的变化有120°,
(2)1月与7月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反气旋的交替出现至少每两年一次。
之后Webster(1987)又给出了一个更普遍的标准:
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°E-110°E,0°-20°N低纬度热带区域平均850hPa和200hPa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。
郭其蕴(1983)采用10°N-50°N内各纬度上月平均110°E海平面气压减160°E海平面气压,对差值≤-5hPa的各纬度值累加,取绝对值后标准化,定义了东亚季风指数,指数小于零表示夏季风,大于零表示冬季风。
施能等(1996)对郭其蕴(1983)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。
当然还有许多其它定义方法,但不同的定义方法所得出的季风强弱存在着一定差异(Yasunari,1996),显然,在如何度量季风强弱变化的问题上还存在着分歧。
总之,季风应具有以下三个特点:
1.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-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。
随着高空观测资料的增加,高空天气学的发展给季风带来更加丰富的内容。
人们发现,在北半球的冬季,南亚高压位于马来西亚东部,南亚大陆高空盛行偏西气流;北半球的夏季,青藏高原为高空反气旋所盘踞,南亚高空盛行气流由冬季的偏西气流转变为夏季的东北气流,即所谓“高空季风”。
这种高空和低空的季风互相协调组成大气环流系统中的一个重要部分-季风环流系统,而季风则是组成季风环流系统的几支气流(陈隆勋,1982)。
6.1.2季风的主要成员
就风系而言,亚洲冬季风与夏季风近于反向,但冬、夏季风环流系统并不是这种简单的反向关系。
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。
图6.1概要地表示了亚洲冬、夏季风环流系统几个组成成员之间的关系。
并可作一对比(表6.1)
图6.1亚洲冬季季风和夏季季风系统示意图(实线表示低层系统,虚线表示高层系统)
表6.1亚洲冬季季风和夏季季风成员
亚洲冬、夏季风环流系统,由于下垫面热源分布不同,在夏季风期间,上升运动和降水出现在陆地,而下沉运动出现在南部海洋;在冬季风期间,上升运动和降水出现在海洋,而下沉运动出现在亚洲东部大陆。
1.夏季季风
陶诗言等(1987)通过对亚洲各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,对印度季风槽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°-125°E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。
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圈环流;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100°E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东伸,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(Nitta,T.,1987)。
研究还表明(ZhuQiangen等,1986):
东亚夏季风又可划分为南海-西太平洋夏季风和中国大陆东部-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,其不是单纯的热带季风,而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。
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(卢文通,1988)。
当东北季风向南流向南海及印尼一带时,可形成冷涌,最后流入到赤道槽内,加强那里的对流和降水。
3.季风扰动系统
夏季风期间季风地区除了象青藏高压、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:
(1)过赤道气流与低空急流
索马里低空急流是北半球夏季一支著名的低空急流,它与西南冬季的活动有着密切关系。
这支急流长约800-900公里,宽约300公里,厚约1公里。
7月平均最大风速在15m/s以上,逐日最大风速可达成25-50m/s,1972年10月3日观测到63m/s的极大值。
这支急流一年四季都存在(图6.2)(J.Findlater,1966),但在冬季只出现在南半球,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。
图6.2越赤道的低空急流的逐月路径(引自J.Findlater,1966)
在东亚夏季风系统中也存在着一支源自澳大利亚的低空越赤道气流,它在100-120°E地区越过赤道,在我国的南海北部一带与低空急流连接,最大风速可达30m/s以上,对东亚的降水、暴雨有着重要作用。
(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500hPa,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(C.S.拉梅奇,1978)。
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。
它和其它热带扰动一样,向西移动,生命期为3-5天,平均每月生成2个(Godole,R.V.,1977)。
季风低压是一种强热带扰动,水平范围约1500公里,垂直范围约8公里,涡旋的中心气压为980hPa,水平风速20米/秒以上。
(3)对流层中层气旋
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700-300hPa之间,在地面和200hPa常都看不到闭合环流,水平尺度是1000km,垂直尺度约6km,这种气旋可产生大量降水。
概括起来主要特征有:
涡度最大值在700-500hPa;最大水平风速出现在600hPa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,500hPa以下是冷心,500-300hPa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500hPa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平流过来。
6.2亚洲季风活动与低频震荡
6.2.1季风的爆发和建立
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(图6.3)(Tao,S.Y.,1987)。
图中可见,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,而且东亚季风似比南亚季风爆发早。
图6.3亚洲夏季风建立的平均日期(引自Tao,S.Y.,1987)
中国夏季风的进退不连续,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、850hPa或700hPa上特定数值的等θse线的变化来表示。
如果用850hPa的θse=340°K等值线代表季风气团的前锋,则由图6.4可见有三次突然的北推和四次静止时段,即华南北部(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)和华北(7月第5侯到8月第2侯)。
每一个稳定阶段伴随有一条雨带或暴雨带,即华南前汛期、长江流域的梅雨期、黄淮雨季和华北雨季。
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高的演变有关。
图6.4850hPa的θse=340°K等值线平均位置的时间变化(1971-1980年的平均位置)
2.冬季季风
亚洲冬季风最明显的地区是中国的东岸,经南海到马来西亚和印度尼西亚一带(图6.5)(LuJingxi,1972)。
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。
图6.5五个冬季(1980-1984年12-2月)850hPa经向风为北风的出现频率(引自LuJingxi,1972)
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以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夏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。
6.2.2低频震荡与季风活动的关系
低频振荡(变化)到八十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,即10-20天(准双周)和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,已引起广大气象学者的极大注意。
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。
研究表明(Madden,1972),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(Yasunari,1981)。
分析了夏季印度地区的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30°N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3000公里左右,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米/秒。
图6.6是1979年全年55°-110°E,30-50天周期的纬向平均的海平面气压(Krishnamurti,1985)。
注意在140天到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1-2hPa。
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(2.0hPa)从赤道地区到达20°N;在7月20日(231天)前后为季风中断期(不活跃期),这时一个高压距平(2.0hPa)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。
30-50天低频振荡的另一种位相传播是向东传播(Madden,1971),而且振幅在南亚和东南亚季风区最明显。
Murakami等(1986)则利用OLR资料发现印度地区和东亚地区低频对流活动常常反位向,且至少有78%的低频振荡在15-20°N之间是由东向西传播的(ChenLongxun,1988),这表明印度季风和东亚季风之间存在着某种联系。
图6.61979年全年30-50天时间尺度的海平面气压时间经度剖面图(等值线间隔:
0.5hPa;阴影区为正值;气压值为55°-110°E的纬向平均)(引自Krishnamurti,1985)
在季风区,不但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。
Krishnamurti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。
图6.7给出的1979年的印度中部逐日雨量分布,看出1979年的夏季风季节,有两次较大的季风中断期。
图6.71979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)
对印度地区在季风活动正常期,在850-700hPa上(见图6.8),印度西北-巴基斯坦为一季节性的低压所在,季风槽位于印度北部平原,大致呈西北西-东南东走向。
其南面是南-西南季风,北面是偏东风。
产生在孟加拉湾北部的季风低压,往往叠加在季风槽上,往西北西方向移动,经印度北部平原并与在印度西北部的热低压合并。
季风槽和季风低压是季风环流中最主要的降水天气系统,季风潮和季风中断,也表现在季风槽和季风低压的位置和强度的变化差异上。
当环流形势与平均情况相似时,季风活动正常,印度雨量较多。
当有季风低压发展并往西北西侵入印度北部平原时,印度低层西风深厚,风力增加,季风低压西南方出现大暴雨,这就是一次季风潮。
当环流形势改变,季风槽比正常情况往北移动2-3纬距,槽线北移到喜马拉雅山南麓,在印度南部又形成一个弱季风槽。
此时,山的南麓由季风正常期的盛行东风下沉气流变为盛行西南风上升气流,季风可以爬上高原,于是正常的季风经圈环流减弱或被破坏。
这时,高原上有大雨,而印度北部平原和半岛大部分地区少雨或无雨,即季风中断。
图6.87月850hPa平均季风环流形势(粗断线表示季风槽,粗黑箭头表示季风低压路径,细黑箭头表示流线)
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(杨崧,1981)。
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;在赤道附近无闭合反气旋环流;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。
季风的活跃和中断在时间上具有宽频(含两种尺度)的特点,这往往是上述两种低频波出现锁相(phase-locked)的结果。
由图6.9(丁一汇,1991)可见,东传30-50天的气压振幅为1.5hPa,而西传10-20天的气压振幅为1hPa左右。
在印度中部(70°-90°E)这两支波出现一段锁相的时期,即脊线的位相在印度中部交叉,这正是发生在7月20日前后季风中断期。
另外,季风的活动与行星尺度的气压波有密切关系(图6.9a),1979年6月11日前后季风雨在印度西南部爆发,18日在印度中部爆发。
在这个时期,海平面气压30-50天的行星波在这个地区出现负距平,之后不久,即开始出现强降水和非常活跃的季风,并且气压进一步下降(1.4hPa)。
7月28日季风又开始活跃,着显然与下一个行星尺度槽的到来有关,而8月25日左右季风的最后撤退似与下一个行星尺度的脊线到达有关,而季风的活跃和中断期则表现为两种低频波的锁相关系。
图6.9气压扰动以及波X-T图(a)沿赤道30-50天周期行星尺度东传的海平面气压扰动(hPa)X-T图(b)沿10°-20°N,10-20天周期天气尺度西传的海平面气压扰动(hPa)X-T图(c)季风区30-50天波和10-20天波的X-T图(H:
表示高值中心,L:
表示低值中心。
引自丁一汇,1991)
象夏季风一样,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,强冷空气南下到南海和东南亚地区,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。
当气旋在海上加强时,可使大陆冷高压前缘的偏北风加速南侵,在我国东南沿海以及中南半岛形成一次低层的东北风和高层的偏西风的加强过程,从而在经圈方向的哈得来环流也得到加强,形成一次季风潮。
当大陆冷高压变性减弱,并东移出海,移入南海的冷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,季风区的哈得来环流大为减弱,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。
6.3亚洲季风的形成与维持
6.3.1季风的形成机制
Halley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。
五十年代以来,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。
七十年代末以来,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。
1.海陆热力差异和行星风带的季节变化
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—非洲的低纬地区。
同时,研究表明(叶笃正,1979):
从海陆分布推算印度的西南季风厚度不超过2000米,而我国西南地区季风的实际厚度达5000-6000米或更高。
因此,难以单纯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。
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(叶笃正,1979),巨大而高耸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210卡/厘米?
日;冬季由于强烈的辐射冷却,是个冷源,1月平均强度为-150卡/厘米?
日。
为区分高原与邻近大陆地区的热力差异,我们对沿30°N的高原地区(70°—110°E)及亚非地区(0°—160°E)的平均温度偏差(相对于30°N同高度的纬圈平均)作一比较(图6.10a)。
冬季在200hPa以下的高原上空,气温普遍低于季风区,最大温差1.2°C,出现在700hPa高度上;在200hPa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(图6.10b
- 配套讲稿:
如PPT文件的首页显示word图标,表示该PPT已包含配套word讲稿。双击word图标可打开word文档。
- 特殊限制:
部分文档作品中含有的国旗、国徽等图片,仅作为作品整体效果示例展示,禁止商用。设计者仅对作品中独创性部分享有著作权。
- 关 键 词:
- 第6章 亚洲季风和中国主要的天气过程 亚洲 季风 中国 主要 天气 过程
![提示](https://static.bdocx.com/images/bang_tan.gif)