天氣學原理-大氣環(huán)流

第二章大氣環(huán)流1本章目錄大氣環(huán)流概論1經(jīng)圈環(huán)流2極地環(huán)流3大氣平均流場特征與季節(jié)轉(zhuǎn)化4急流5東亞大氣環(huán)流特征6我國大氣環(huán)流概況和主要天氣過程7中國氣象局氣象干部培訓學院四川分院42.1大氣環(huán)流概論5

一、大氣環(huán)流的概念和尺度

環(huán)流：空氣沿一封閉的軌跡運動，或有沿著某一封閉軌跡循環(huán)運動的傾向。大氣環(huán)流：將圍繞地球的大氣在全球范圍展開的環(huán)流運動統(tǒng)稱為大氣環(huán)流。這種大范圍的大氣運動的基本狀態(tài)，是各種不同尺度天氣系統(tǒng)發(fā)生、發(fā)展和移動的背景條件。尺度：水平尺度：數(shù)千公里以上垂直尺度：10公里以上

時間尺度：一至幾天、一月、一季、半年、一年的直至多年

平均的大氣環(huán)流

垂直方向上地球大氣按照溫度分層熱層外逸層自上而下五層：對流層、平流層、中間層、熱層和外逸層二、驅(qū)動大氣環(huán)流的根本動力和控制因子大氣運動的根本能源是太陽輻射能。地球自轉(zhuǎn)和公轉(zhuǎn)使得太陽輻射能在地球表面的非均勻分布，在地球表面產(chǎn)生溫度差異，這是大氣環(huán)流的原動力。

控制因子內(nèi)部因子（大氣本身）可壓縮性連續(xù)性流動性水平尺度和垂直分布外部因子太陽輻射能地球表面摩擦作用海陸分布大地形三、熱力環(huán)流原理由于下墊面受熱不均，熱的下墊面空氣受熱膨脹上升，冷處的下墊面空氣收縮下沉，而形成的空氣環(huán)流。高壓高壓低壓低壓熱冷由于這種環(huán)流是因溫度分布不均而產(chǎn)生的，所以稱為熱力環(huán)流2.2經(jīng)圈環(huán)流10一、極地赤道間的經(jīng)向環(huán)流：一圈環(huán)流假設：①地表均一（不存在地形）；②地球不自轉(zhuǎn)；③太陽直射赤道太陽輻射隨地理緯度的增高而減少，造成了赤道地區(qū)溫度高，極地地區(qū)溫度低。低緯度大氣因加熱膨脹上升，在高空流向高緯和極地，形成極地高壓帶；高緯度大氣因冷卻收縮下沉，在低空流向低緯和赤道，形成赤道低壓帶。在極地赤道間就構(gòu)成了南北向的閉合環(huán)流，稱為一圈環(huán)流。二、極地赤道間的經(jīng)向環(huán)流：三圈環(huán)流與一圈環(huán)流的不同點：在考慮了地球自轉(zhuǎn)的條件下，一圈環(huán)流模式將不會存在，大氣環(huán)流將變得更復雜。主要原因：在存在相對于地球運動的時候，產(chǎn)生地轉(zhuǎn)偏向力。北半球指向右，南半球指向左。與一圈環(huán)流的相同點：假定地表是均勻，即不考慮地形對大氣環(huán)流的影響。1、熱帶環(huán)流以北半球為例：當空氣由赤道上空向極地流動時，它由于受到地轉(zhuǎn)偏向力的作用逐漸向右偏。偏向力隨緯度增高而加大，在緯度30°～35°處，氣流與緯圈接近平行，空氣在這里堆積下沉，導致地面氣壓升高，形成副熱帶高壓帶。地面氣流分為兩支，一支流向赤道，一支流向極地。流向赤道的一支形成閉合環(huán)流圈，稱為熱帶環(huán)流。0°30°N30°S熱帶環(huán)流又稱哈得來環(huán)流（HadleyCell），形成在赤道到30°~35°之間，是一個直接熱力環(huán)流。熱帶環(huán)流又稱信風一反信風環(huán)流。流向低層流向赤道的氣流在地轉(zhuǎn)偏向力的作用下，在北半球成為東北風，在南半球成為東南風，稱為東北信風和東南信風。這兩支信風到了赤道附近輻合上升，在高空北半球吹西南風，在南半球吹西北風，稱為反信風，所以這樣由信風反信風構(gòu)成的熱帶環(huán)流又稱為信風（低空）—反信風（高空）環(huán)流。2、極地環(huán)流極地環(huán)流形成在極地到60°~65°之間，是一個直接熱力環(huán)流。極地空氣極端寒冷，氣柱收縮下沉，冷空氣在極地低層堆積形成極地高壓。下層空氣由極地高壓流向赤道方向，在地轉(zhuǎn)偏向力的作用下，北半球吹東北風，南半球吹東南風。在極地高壓與副熱帶高壓之間60°～65°附近相對的形成一低壓，稱為副極地低壓帶。3、中緯度環(huán)流中緯度環(huán)流形成在30°～60°之間。低層由極地流向低緯的空氣與副熱帶下沉流向極地的空氣在副極地地區(qū)相遇而輻合上升，在高空一部分流向副熱帶上空與熱帶來的高空氣流合并，一起下沉完成中緯度的間接環(huán)流。中緯度環(huán)流是由熱帶環(huán)流和極地環(huán)流強迫出來的間接環(huán)流。極鋒急流副熱帶急流三圈環(huán)流動態(tài)圖2.3極地環(huán)流19極地特征地理位置：66.5°N以北為北極地區(qū)（北冰洋為主）66.5°S以南為南極地區(qū)（大陸為主）能量特征：大氣在極地上空平均是凈支出熱量，所以極地是大氣的冷源。研究意義：中、低緯度的熱量通過平均經(jīng)圈環(huán)流和大型渦旋不斷向極地輸送，大氣在極地冷源上喪失熱量形成冷空氣，然后向南侵襲，影響中、低緯度的環(huán)流和天氣，所以研究極地環(huán)流很有意義。

極地渦旋斷裂為兩個閉合中心，一個在格陵蘭西側(cè)與加拿大之間，另外一個在亞洲的東北部。極地是一個槽區(qū)（低壓區(qū)）。一、1月份極地環(huán)流特征二、7月份極地環(huán)流特征7月份氣壓系統(tǒng)明顯減弱，低中心在極點附近，低壓中心的軸線幾乎垂直。極地地區(qū)，地面圖上多年平均氣壓是高壓。1月（左圖）和7月（右圖）北極多年平均氣壓（百帕）三、極地邊緣鋒面氣旋活躍北極的氣旋活動，冬季主要發(fā)生在極地邊緣，在大西洋和太平洋的北部邊緣獲得最大發(fā)展，因為這里北冰洋的北極氣團與中緯度較暖的海洋氣團之間存在巨大的溫度差異，因此氣旋活動也就頻繁起來。但是就整個北半球而言，氣旋活動最頻繁的地帶冬季平均在47oN，夏季約在62oN附近，由冬到夏移動15個緯度。四、極地氣溫分布地面溫度：冬季~-30°C以下；夏季~0°C近地層：兩公里以下為強逆溫，因為冰雪面上強烈輻射極地對流層頂是全球最低——平均位于300hPa五、極地環(huán)流異常若極地上空有暖性的反氣旋侵入，并持續(xù)較長時間（幾~十幾天），則極渦中心南移——造成中高緯度強冷空氣的侵入，暴發(fā)寒潮。據(jù)統(tǒng)計，在10個冬半年影響我國的171次寒潮中，有102次都在亞洲上空出現(xiàn)持久的極渦，特別是其中最強的6次寒潮過程，極渦就在亞洲上空，位置明顯偏南。在強寒潮發(fā)生前，亞洲上空早已有一個穩(wěn)定的強大極渦系統(tǒng)，并且一直維持到寒潮爆發(fā)以后。2.4大氣平均流場特征

與季節(jié)轉(zhuǎn)換27風的基本概念風是空氣的流動現(xiàn)象，氣象學中常指空氣相對于地面的水平運動。風是矢量，用風向和風速表示。其中，風向是指風的來向（如東風是指從東面吹來的風）。風速基本單位m/s。除實際風之外，根據(jù)各種定義，還有地轉(zhuǎn)風、梯度風、季風等。東西方向上的風稱為緯向風，南北方向上的風稱為經(jīng)向風。規(guī)定：西風為正，東風為負；南風為正，北風為負一、平均緯向風分量的經(jīng)向分布低緯地區(qū)：東風，大值中心在平流層；夏季北半球近地面有小范圍弱西風）；垂直向上，冬窄夏寬。中高緯地區(qū)：西風，最大風速中心在200hPa高度附近，冬強（30N）夏弱（40N），整個東西風風帶隨季節(jié)有南北移動。極區(qū)：近地面為弱東風；冬季從對流層到平流層均為西風；夏季對流層為西風，平流層為東風。冬季夏季二、平均經(jīng)向風分量的經(jīng)向分布30°N以南的對流層低層，有較強的平均偏北風，約最大3.5米/秒，200~300hPa之間有明顯南風分量中心，最大平均風速為2.5米/秒。40°N以北低層平均為南風，高層平均為北風，但是平均風速都不足1米/秒。

圖2.12北半球冬季平均經(jīng)向風分量（負值為北風）北半球冬季二、平均經(jīng)向風分量的經(jīng)向分布赤道區(qū)域，底層平均南風分量達2.5米/秒，高空為2米/秒以下的北風分量。13°~40°N，底層盛行1米/秒以下的北風分量，高空深厚的氣層里都是較弱的南風。圖2.13北半球夏季平均經(jīng)向風分量（負值為北風）北半球夏季小結(jié)

緯向風比經(jīng)向風大得多說明地球上空大氣運動基本上是環(huán)繞著緯圈自東向西（東風）或自西向東（西風）運動的。南北向的空氣交換冬強夏弱，經(jīng)向風量級雖小，但作用大。經(jīng)向風的分布反映出三圈環(huán)流赤道輻合帶冬季位于赤道以南

夏季位于赤道以北三、平均水平環(huán)流1、大氣活動中心（海平面氣壓場）分析多年平均海平面氣壓圖，可知，全球經(jīng)常有7~8個巨大的高、低壓區(qū)，一般稱之為大氣活動中心。大氣活動中心的形成與下墊面有很大關(guān)系。北半球海陸交錯，大氣冷熱源有季節(jié)變化，大氣活動中心隨季節(jié)也有很大變化。南半球的海陸分布較均勻，大氣活動中心則較為穩(wěn)定。多年平均海平面氣壓圖（1月）北半球有西伯利亞高壓、阿留申低壓、冰島低壓、北美高壓四個大氣活動中心。南半球有赤道低壓，位于印尼到澳大利亞的西太平洋。另外，東南太平洋，南印度洋及南大西洋各有一個高壓，其中東南太平洋高壓較強，印度洋高壓最弱。多年平均海平面氣壓圖（7月）北半球大氣活動中心只有以下三個大氣活動中心：印度低壓、太平洋副熱帶高壓、大西洋副熱帶高壓。南半球正是隆冬，大洋上三個高壓強度增強，澳大利亞大陸區(qū)也為高壓區(qū)，所以有四個高壓中心。三、平均水平環(huán)流2、對流層平均水平環(huán)流（500hPa氣壓場）圖2.15北半球500hPa平均等高線(a)1月(b)7月1、對流層中部中高緯冬季三槽：亞洲東岸、北美東部、歐洲東部

三脊：阿拉斯加、西歐沿岸、青藏高原北部夏季四槽：北美東岸、西歐、亞洲中部及西太平洋夏季槽強度大大減弱，脊不清楚2、對流層中部低緯度：副高夏季加強北移位于太平洋、大西洋和北非大陸三、平均水平環(huán)流——平流層平均水平環(huán)流平流層指100~1hPa層的大氣，100~10hPa為平流層低層，10~1hPa為平流層高層。圖2.16北半球100hPa平均等高線1月極渦強大，中高緯三個大槽還很清楚。7月極渦減弱，范圍收縮，而副熱帶高壓非常明顯，亞非大陸為強大的高壓所控制。圖2.17北半球10hPa平均等高線1月份：對流層的三槽結(jié)構(gòu)越往上越不明顯，到了10百帕近似于兩槽結(jié)構(gòu)，一個在美洲大陸，另一個在亞洲大陸。極渦是冷性的，越往上越明顯，強度越強。極渦中心四周，約在50~70oN有一強風速區(qū)，稱為極夜急流。對流層低層阿留申低壓所在地區(qū)，平流層低層為暖性高壓，越往上越強，即是阿留申高壓。7月份：平流層高層極區(qū)中心為一個近似同心圓的暖性高壓所控制，整個半球盛行東風環(huán)流，這時水平溫度梯度已反轉(zhuǎn)過來，變?yōu)闃O地暖而赤道冷。輻射能尤其是太陽輻射能是地球大氣最重要的能量來源。一年中整個地球可以由太陽獲得5.44×l024J的輻射能量。

地面和大氣一方面吸收太陽輻射能(短波），另一方面又不斷地放出輻射能（長波），輻射熱交換是決定熱狀況的熱量交換方式之一。凈輻射能=吸收太陽輻射能-放出輻射能4、大氣中的輻射收支情況低緯度能量有盈余，而高緯度能量虧欠為了維持大氣的能量平衡，需要有向極地的能量輸送，從而使赤道與極地間的溫差減小。5、大氣中溫度場的情況a.平均溫度場大氣內(nèi)部直接獲得的短波輻射很少，大氣內(nèi)部的能量獲得主要還是通過下墊面的能量輸送，而且海洋下墊面的熱量輸送更為重要。因此我們需要了解反映全球平均加熱場特征的平均溫度的基本特征。冬季(a)和夏季(b)海平面平均溫度（℃）平均溫度場的基本特征是緯向分布的，溫度從赤道向極地減小，這反映輻射能量凈實際收支的分布決定了溫度隨緯度的變化。但是由于海陸分布的熱力差異，形成不同經(jīng)度上的溫度槽脊，這在北半球最顯著。冬季北半球有兩個冷中心分別位于西伯利亞東北部和格陵蘭。暖洋流使得高緯地區(qū)的溫度比單純太陽輻射影響確定的溫度要高；冷洋流使得低緯地區(qū)的溫度減小。

冬季南北溫度差明顯地大于夏季。對流層：赤道比極地暖，溫度差從下往上遞減。平流層：夏極地的溫度比赤道高。5、大氣中溫度場的情況b.大氣溫度隨緯度分布的垂直剖面圖2.5急流45急流是圍繞地球的強而窄的強風帶。高空急流是指一股強而窄的氣流帶，急流中心最大風速在對流層的上部必須大于或等于30米/秒，它的風速水平切變量級為每百公里5米/秒，垂直切變量級為每公里5~10米/秒。急流水平長度達上萬公里，環(huán)繞地球，寬度約幾百公里，厚度約幾公里。在一定緯度上，急流中心最大風速值愈強，水平寬度愈寬，長度愈長。同一風速值的急流帶低緯比高緯長些。1、急流的概念、尺度和分類急流中心長軸就是急流軸，急流軸線上可能有多個風速極大值中心，急流軸在三維空間中呈準水平，多數(shù)軸線呈東西走向。急流的寬度是指急流中心兩側(cè)風速等于最大風速一半的兩點間的距離。對流層上部的急流是彎彎曲曲環(huán)繞著地球的，某些地區(qū)強些，另一些地區(qū)弱些，甚至在某些地區(qū)中斷（風速小于30米/秒），有時出現(xiàn)分支，有時兩支急流匯合起來。急流的入口區(qū)氣流輻合；急流的出口區(qū)氣流是輻散。急流軸的左側(cè)風速具有氣旋性切變，右側(cè)風速具有反氣旋性切變。渦度梯度在急流軸附近最大。急流的基本特點600百帕以下出現(xiàn)的強而窄的氣流稱為低空急流。中心最大風速、水平切變和垂直切變均達不到高空急流的標準，尺度也比對流層上層的急流的尺度小得多，但它與暴雨、颮線、龍卷、雷暴等劇烈天氣有密切關(guān)系，所以稱之為低空急流。低空急流2、急流種類——極鋒急流極鋒是極地氣團和中高緯度氣團之間的鋒。極鋒急流位于極地對流層頂和中緯度對流層頂?shù)臄嗔烟?，極鋒鋒區(qū)上方，平均高度在300hPa（10公里）圖2.22極鋒的垂直剖面圖急流隨著極鋒南北位移，冬強夏弱冬季平均：40o~60oN，甚至更低緯度夏季平均：60o~70oN，極圈附近極鋒極鋒急流中心2、急流種類——副熱帶西風急流副熱帶西風急流位于中緯度對流層頂和熱帶對流層頂斷裂處，副熱帶鋒區(qū)上方。平均高度150~200hPa急流風向和地理位置比極鋒急流穩(wěn)定得多隨副熱帶鋒南北位移，冬強夏弱，冬季平均：20°~30°N夏季平均：35°~45°N3、急流種類——熱帶東風急流

1.冬季在赤道附近夏季位于10o~20oN

2.平均高度在熱帶對流層頂，100~150hPa

3.亞洲——非洲東風急流最強：海陸對比和青藏高原熱源作用2.5東亞環(huán)流基本特征53地形特征：東亞地區(qū)位于全球最大陸地的東岸，瀕臨最大的大洋——太平洋，西部有地形十分復雜的高原——青藏高原。熱力特征：海陸之間的熱力差異和高原的熱力、動力作用，使得東亞地區(qū)成為一個全球著名的季風區(qū)，具有冷干的冬季與熱濕的夏季，天氣氣候差異比同緯度其他地區(qū)懸殊得多，相應的環(huán)流特征和天氣過程也都具有明顯的季節(jié)變化。對流層底部：由海陸差異造成東亞的四個大氣活動中心（蒙古冷高、阿留申低壓、印度熱低壓和太平洋副熱帶高壓）幾乎都是全球最強的氣壓系統(tǒng)，季節(jié)變化也最明顯，風系轉(zhuǎn)換也顯著。冬季盛行偏北風、偏西風，夏季偏南風、偏東風。冬季天氣干冷，夏季濕熱，雨量大部分集中在夏季。1、東亞季風特點對流層中部：由于海陸差異和高原的熱力、動力的共同作用，東亞西風帶平均環(huán)流的脊、槽，在冬、夏季也完全是相反位相。冬季，東亞上空500百帕等壓面圖上是一脊一槽（脊在高原北部，槽在亞洲沿岸），高空基本氣流為西北風；夏季則變成一槽一脊，即冬季的槽，夏季變?yōu)榧?，冬季的脊，夏季變?yōu)椴?，高空基本氣流?0oN以北為西風，30oN以南為偏東風。而在北美上空就沒有這樣的改變。高原四周的風系，具有明顯季節(jié)變化近地面層里冬季為冷高壓，夏季為熱低壓，所以高原在冬季北側(cè)為西風，南側(cè)為東風，夏季變?yōu)橄喾吹娘L向。400百帕以上的自由大氣中，冬季整個高原均為西風所控制。對流層上部，高原的南、北兩側(cè)各存在一支西風急流。夏季則由于高原加熱作用，使南側(cè)西風急流消失變?yōu)闁|風急流，而高原北側(cè)的西風急流得到加強。高原季風的復雜性夏季高原的加熱作用還在青藏高原及其鄰近地區(qū)產(chǎn)生上升氣流，這支上升氣流，到了高空即向四周輻散并下沉。高原南側(cè)的垂直環(huán)流很明顯，印度的西南季風沿喜馬拉雅山爬坡上升，在高層輻散，主要部分向南流去下沉，下沉氣流最南可達到南半球，隨南半球的東南信風向北流動，越過赤道到了北半球，由于偏向力的作用而轉(zhuǎn)為西南氣流，再北上構(gòu)成一個閉合環(huán)流，這個垂直環(huán)流稱為季風環(huán)流，破壞了這個季節(jié)里該區(qū)域中的Hadley環(huán)流。高原上這種垂直環(huán)流結(jié)構(gòu)對高原及其鄰近區(qū)域的天氣都有重要影響，從高原南、北兩側(cè)輻合的氣流約于30~35oN之間垂直上升，這正是高原上夏季緯向的輻合切變線的平均緯度，是造成高原上雨季的主要降水系統(tǒng)。在這個輻合切變線中，由于渦度分布不均勻，還可能產(chǎn)生許多大小不同的低渦，低渦的出現(xiàn)，可使降水強度增大，其向東移動，是造成高原東部及鄰近地區(qū)夏季暴雨天氣的重要系統(tǒng)之一。高原輻散氣流向四周下沉，向南的一支下沉氣流，因為其下層為比較深厚的西南季風，對天氣的直接影響不及向北的下沉氣流明顯。但是拉薩氣象臺的預報經(jīng)驗認為，從高原南邊移來的天氣系統(tǒng)，有時表現(xiàn)得很嚴重的天氣，往往一到高原南緣就減弱甚至消失，這顯然是受下沉氣流的影響。冬季對流層下半部的西風帶，受到高原阻擾而分為南、北兩支，繞過高原，向東流去，在對流層中、上部的氣流則爬坡越過高原。這兩種作用使得高原北部形成一個地形脊，南部形成地形槽，它們對東亞的天氣過程有很大影響。

2、青藏高原對東亞環(huán)流及天氣過程的影響青藏高原對亞洲環(huán)流的動力作用冬季500hPa上氣流圖從歐洲東移來的長波槽在高原鄰近就開始減速減弱，往往還分為兩段，遠離高原的北段迅速東移，至貝加爾湖附近才有可能重新加強，槽的南段或是切斷變成冷渦，停滯少動并漸漸就地減弱，或是繞過高原往東移去。

但是這并不意味著所有的高空槽都不能越過高原往東移去，當行星鋒區(qū)位于高原上空時，平直西風中的小槽還是能越過高原的。據(jù)拉薩統(tǒng)計，冬季每月可以有5~10次高空槽移過拉薩。槽在爬山時減弱，一般變成衰老系統(tǒng)，氣壓場表現(xiàn)得并不清楚，但溫度場上卻比較清楚，這樣的高空槽也能引起惡劣天氣。冬季高原對其四周的自由大氣來說是個冷源，因而加強了南側(cè)向北的溫度梯度，使得南支急流強而穩(wěn)定。孟加拉灣的地形槽，槽前的暖平流對于高原東部的天氣過程影響很大，是我國冬半年主要水汽輸送通道，強的暖濕空氣向我國東部地區(qū)輸送，是造成該地區(qū)持久連陰雨的重要條件，也使得昆明靜止鋒和華南靜止鋒能在較長時間內(nèi)維持下去，而且還是我國東部的江淮氣旋、東海氣旋生成的重要條件之一。從孟加拉灣低槽的渦源中，東移的南支急流中的小波動，我國預報員稱之為南支槽、印緬槽，它們也是造成我國華南冬季陰雨天氣的主要系統(tǒng)。冬季北半球的東西帶都向北移動，青藏高原雖固定不變，但因為熱力作用和經(jīng)過高原的氣流有季節(jié)變化，高原對環(huán)流的影響也就顯出季節(jié)性的差異。夏季，由于加熱，高原對于周圍的自由大氣來說是個熱源，它使高原上空大氣的水平溫度梯度在高原北側(cè)增大，在高原南側(cè)變?yōu)橄喾捶较颍粗赶蚰希?。根?jù)熱成風原理，高原北側(cè)的西風增大，高原南側(cè)西風消失而被東風所取代。

夏季

高原對大氣的摩擦作用使高原北側(cè)的反氣旋性渦度相應地明顯起來，表現(xiàn)為在700百帕天氣圖上常常有一個孤立的閉合小高壓在祁連山東南側(cè)的蘭州附近生成并東移，小高壓東部的偏北風和高壓南部的偏東風與這個季節(jié)西伸的太平洋高壓脊西部的西南風之間形成一條切變線。這是我國夏半年黃河流域降水的主要系統(tǒng)之一。切變線隨著兩側(cè)氣流勢力的對比變化而南北擺動，伴隨著的雨區(qū)也南北移動。GG65高原500百帕上高壓活動頻繁，對我國天氣也有重要影響。例如范圍較大而穩(wěn)定的暖高壓控制高原不僅會造成高原上干旱天氣，而且當這種高壓向東移到高原邊緣時，還會產(chǎn)生暖而平的輻散下沉氣流。這種氣流又由于有利的下坡地形而又有所加強，所以它在地勢較陡的祁連山北坡最為顯著，這時河西走廊在地面圖上就有強的熱低壓發(fā)展，吹干熱的偏東風，也就是干熱風。這會造成小麥嚴重減產(chǎn)。這種穩(wěn)定的暖高壓向東北方移，經(jīng)常不斷發(fā)展與西風帶的長波脊或西太平洋副熱帶高壓合并，是造成我國夏季酷暑天氣的一種重要天氣過程。

夏季青藏高原附近7月各不同層次大氣環(huán)流示意圖2.7我國四季大氣環(huán)流概況冬季10月中旬以后東亞高空西風急流分為南北兩支(青藏高原熱力作用）。急流強度逐漸加強達全年最強程度。整個中國大陸都在西風環(huán)流控制之下，西風帶的平均大槽位于140oE附近，強度明顯加強。青藏高原北部90oE附近為平均脊所在。我國上空基本氣流是西北風。地面上，蒙古的冷性高壓強度達全年最強值，中心平均位于100~105oE、45~55oN附近，冷高的范圍可達整個東亞地區(qū)，相當穩(wěn)定。這個季節(jié)里冷高的氣流，愈向南，偏東分量愈大。500hPa高度場

海平面氣壓場68蒙古的冷性高壓，只有在高空有較大的低槽移來而地面氣旋發(fā)展時才能在短時時間內(nèi)受到破壞，但是這種高空槽和地面氣旋往往又是誘導一次新的強冷高壓入侵東亞地區(qū)的氣壓系統(tǒng)，會造成一次強冷空氣或寒潮天氣過程。當這種過程結(jié)束后冬季風又會相對穩(wěn)定一段時間，整個冬季基本上就是這樣一次次冷空氣活動一再重復的過程。同時，南支急流中的孟加拉灣低槽的槽前西南氣流不斷向我國輸送水汽，與蒙古冷性高壓向南輸送的冷空氣相遇而形成華南、昆明準靜止鋒，對我國南方天氣影響很大。華南準靜止鋒上有時還會有氣旋活動。6970另外，誘導強冷空氣向南爆發(fā)的高空槽，隨西風帶基本氣流向東移動并加深，最后變成大槽取代衰老的東亞大槽，于是東亞大槽經(jīng)歷了一次新陳代謝。強冷空氣活動結(jié)束時，地面的氣旋在高空槽前向東北移動并加深，最后匯入亞洲東北部的阿留申低壓，補充了它因為摩擦而消耗的能量與渦度，從而使它再生。因此在整個冬季，這個大低壓基本上維持穩(wěn)定不變，故又稱之為半永久性的大氣活動中心。它與蒙古冷高一起是亞洲冬季天氣形勢的基本成員。712.春季南支西風急流于3~6月先后發(fā)生兩次顯著減弱，位置也向北移動約5個緯距。北支西風急流的強度和位置均少變化。西風帶槽脊的平均位置沒有大的變化，但強度減弱。5月份東亞大槽明顯變得寬平，我國上空基本氣流就由冬季西北風變成偏西風了。在每天天氣圖上多小槽、小脊的活動，而且槽、脊的移動都很明顯。低緯度熱帶系統(tǒng)開始活躍。72

地面上因為大陸增暖較快，蒙古冷性高壓減弱并西移到75oE附近，阿留申低壓也東移到160oW。我國東北地區(qū)開始出現(xiàn)一個低壓，鄂霍次克海為一個高壓。南亞的印度低壓于3月份開始漸漸擴展到孟加拉灣、緬甸，形成一個低壓帶，華南開始出現(xiàn)偏南風。

4月中旬以后偏南的夏季風就盛行起來，雨季也就逐漸開始。太平洋副熱帶高壓向西伸展。73

因為冬季的兩個大氣活動中心向相反方向移動并減弱，南方出現(xiàn)了印度低壓和西太平洋副熱帶高壓。但是它們的實力還弱，高空的基本氣流是較平直的西風，多小波活動，南、北兩支急流仍然存在，并對應著兩個鋒區(qū)，所以這個季節(jié)里是我國氣旋活動最頻繁的季節(jié)。74氣旋出現(xiàn)在北方的有蒙古氣旋、東北低壓和黃河氣旋。出現(xiàn)在南方鋒區(qū)中的有江淮氣旋、東海氣旋，與氣旋相伴出現(xiàn)的還有移動性的小型反氣旋，這就構(gòu)成了春天天氣多變的特點。753.夏季南支急流消失，與北支急流合并成一支急流，位于40oN附近。

西風帶的平均槽、脊位相與冬季相反。東亞沿海出現(xiàn)高壓脊取代原來的東亞大槽，在80~90oE出現(xiàn)槽取代原來的平均脊。脊、槽強度都比冬季弱。西太平洋副熱帶高壓脊線由15oN向北移到25oN并繼續(xù)向北移。在22oN以南出現(xiàn)了東風氣流，隨著副熱帶高壓脊線逐漸向北移。在青藏高原南側(cè)出現(xiàn)了全球最強的東風急流，中心位于100~150百帕等壓面上。在東風急流的下方為印度西南季風氣流。500hPa高度場

76印度的熱低壓大大加深。比海洋暖得多的亞洲大陸幾乎都為熱低壓所控制。蒙古冷性高壓和阿留申低壓完全破壞。副熱帶高壓在我國東部實力增強。我國西部則受性質(zhì)不同的大陸副熱帶高壓影響。海平面氣壓場77冷空氣勢力大大減弱，范圍縮小，路徑偏西，常常沿高壓東側(cè)南下到四川、陜西一帶再往東移。冷空氣南下，在高空槽上表現(xiàn)為冷性低槽或冷渦，而在地面圖上表現(xiàn)為冷性閉合小高或高壓脊。鋒面的斜壓性也大大不如冬春兩季，但它是我國大部分地區(qū)雨季中必不可少的角色，雨帶就發(fā)生在西太平洋副熱帶高壓脊的西北部的西南氣流與冷空氣交綏的地方。由初夏經(jīng)盛夏向秋季過渡的時期中，雨帶隨副熱帶高壓脊線逐漸北移，6~7月雨帶停留在長江中下游，即是梅雨。7月中旬梅雨結(jié)束，雨帶北移到華北，長江流域相對干旱。但這時華南受熱帶天氣系統(tǒng)影響，雨量又增多，進入另一雨量高峰期。7879東風帶系統(tǒng)隨副熱帶高壓脊線北移，一直可影響到35oN，臺風影響范圍就更廣了。冬季，我國天氣過程是以西風帶氣流控制為特色，比較單一穩(wěn)定。而夏季則同時受東、西風帶控制，影響的系統(tǒng)除了西風帶槽脊、氣旋、反氣旋和鋒面等以外，又有副熱帶高壓和東風帶的熱帶輻合帶、東風波、臺風等天氣系統(tǒng)。季風風系也比冬季復雜得多。北部是偏北風，南部有東南季風和西南季風。804.秋季

9月份，東亞沿岸在130oE附近平均槽開始建立，副熱帶高壓