季風環流

季風環流的簡稱是季風，即冬夏風或近乎風向相反的環流系統。在各個季風環流系統中，季風的開始往往是暴發性或突變性的，暴發時間各不相同。例如：西非夏季風系統在每年5月中旬間向北暴發；印度夏季風和東亞夏季風從5月中旬到7月中旬階段性的向北推進，在每個階段又有迅速推進和停滯的時候；澳洲季風則通常在每年的12月份突發性地暴發。 ^[2] 

海陸熱力差異、行星風帶的季節性位移、青藏高原等龐大地形的動力和熱力作用是季風形成的主要因素。 ^[3] 

由於海陸間熱力差異而引起的季風環流，稱為海陸季風(Sea—land Monsoon)。夏季大陸增熱比海洋劇烈，氣壓隨高度變化慢于海洋上空，所以到一定高度，就產生從大陸指向海洋的水平氣壓梯度，空氣由大陸指向海洋，海洋上形成高壓，大陸形成低壓，空氣從海洋流向大陸，形成了與高空氣流方向相反的氣流，構成了夏季的季風環流。 ^[3] 

冬季大陸迅速冷卻，海洋上温度比陸地上要高些，因此大陸為高壓，海洋上為低壓，低層氣流由大陸流向海洋，高層氣流由海洋流向大陸，形成冬季的季風環流。 ^[3] 

海陸季風與海陸熱力差異有關，因此凡海陸之間温度差異較大的地方，海陸季風就很盛行。地球上季風最強盛的區域在熱帶和副熱帶的範圍內。這是因為在赤道附近海陸温度差異終年都很小，隨着緯度的增高，海陸温度差異增大，季風勢力增強。但至中緯度以上，氣旋活動增多，風向變化複雜。季風規律性便受到擾亂。 ^[3] 

行星風帶隨季節變化有南北移動的規律，由此引起風向的季節性轉變而形成的季風環流稱為行星季風(Plantary Monsoon)。地球上存在的五個風帶在北半球夏季向北移動，南半球夏季向南移動。這樣，冬季西風帶的南緣地帶，夏季就可能變成東風帶；冬、夏的盛行風就會發生約180°的變化。

行星風向變化的區域基本呈帶狀分佈，可以發生在沿海、內陸以及大洋中部。就緯度來説，這種季風在赤道和熱帶地區最明顯，所以常稱之為赤道季風或熱帶季風。例如，在太平洋東部，冬季赤道低壓帶停留在南半球，夏季移動到了北半球，因而在赤道至10°N之間的區域，冬季受北半球信風控制，吹東北風，夏季則受南半球越過赤道的信風控制，吹西南風。 ^[3] 

青藏高原對季風環流的影響，既有熱力作用，又有地形動力作用。巨大而高聳的青藏高原與周圍自由大氣間同樣存在季節性熱力差異。對青藏高原上空的大氣來説，從3～9月是個熱源，導致印度低壓形成，對維持和加強南亞季風起了重要作用。模擬實驗表明，如果不存在青藏高原，南亞季風現象就會明顯減弱。它的存在對維持和加強南亞季風起了重要的作用，是西南季風較強的重要原因之一。冬季由於強烈的輻射冷卻，青藏高原不僅是個冷源，而且由於大地形的阻擋作用，冷空氣進入南亞後強度明顯減弱，因此南亞冬季風的強度較弱。 ^[3] 

某一地區的實際季風往往是當地的海陸分佈特點、行星風帶的季節性位移和地形等多種因素共同作用的結果，其中一個或者幾個因素在季風形成和維持過程中占主導地位，其他因素起輔助作用。例如，温帶和副熱帶季風的形成除海陸熱力差異之外．往往還包含行星風帶季節性位移的作用。而赤道和熱帶季風的形成除行星風帶季節性位移之外，也包含海陸熱力差異的作用。較大的地形往往是改變季風強度和方向的不可忽視的因素。此外，各地區由於所處緯度和地理條件的不同，季風的強度、特點也各有不同。 ^[3] 

世界上有很多季風地區，但最重要的季風氣候區域主要位於東半球。各個季風地區都有獨特的環流系統。根據季風系統發生的地域和環流特徵的不同，季風系統有各種不同名稱。主要季風系統包括西非季風系統、南亞季風系統、東亞季風系統和澳洲季風系統等。每個季風系統都是由一些環流系統組成的，它們稱為季風系統的成員。每個季風系統成員的來源不同，有的是中緯度的系統，有的是越赤道的氣流，還有的是副熱帶和熱帶的環流系統。 ^[2] 

每年5月中旬前後，來自南印度洋馬斯克林高壓的東南氣流沿非洲東岸低空形成強勁的索馬里急流，徑直向着南亞印度次大陸流去，並引起持續性降水，這就是南亞夏季風。造成降水的天氣系統主要是季風槽和季風低壓。季風槽基本上是沿着喜馬拉雅山脈南側，從西北一東南向孟加拉灣(BOB)及中南半島方向伸展的。當它處於活躍階段時，沿槽線有一連串的低壓活動，造成一次次的強降水過程。這些低壓在孟加拉灣得到進一步的發展和加強。所以在孟加拉灣地區是南亞地區低壓發生頻率最高的地區。南亞季風槽有時可以向東一直伸展到南中國海一帶。特別是在有很多台風的時候，它們有時像與赤道輻合帶(ITCZ)連接起來了。 ^[4] 

東亞季風區雖然與南亞季風區連在一起，許多學者也認為東亞夏季風是南亞夏季風向東的延伸，但根據近年來國內外的大量研究結果認為，東亞夏季風系統和南亞印度夏季風系統既有相互聯繫又是相互獨立的。基本來説，東亞夏季風系統相對於印度夏季風是一個相對獨立的季風系統。相反，東亞夏季風與南半球的印尼一北澳冬季風卻有着更為密切的聯繫。東亞夏季風盛行時，也正是印尼—北澳冬季風的盛行期。研究還認為，東亞季風系統包括南海季風系統(發生於南海西太平洋一帶的熱帶季風區，冬季為東北季風，夏季為西南季風)，以及副熱帶季風系統（發生於東亞大陸、日本一帶的副熱帶季風區，冬季盛行西北季風或東北季風；夏季盛行西南季風或東南季風）。 ^[4] 

不少學者把東亞和印尼一北澳夏季風(北半球)作為一個統一的環流系統來看。它的成員主要包括：低空的澳大利亞冷性反氣旋、東亞地區的向北越赤道氣流、南海—西太平洋熱帶輻合帶(ITCZ)(或稱熱帶季風輻合帶、南海季風槽等)、西太平洋副熱帶高壓、梅雨輻合帶(或稱副熱帶季風輻合帶、梅雨鋒等)；高空的南亞反氣旋的東部脊、東風急流(含南、北兩支東風急流)、東亞地區向南越赤道氣流、南半球高空副熱帶高壓脊等。在這些環流系統的控制下，存在三支低層季風氣流，這就是從澳大利亞冷性反氣旋中輻散出來的冬季東南季風和越過赤道後轉向而成的南海一西太平洋熱帶西南季風，以及由西太平洋副熱帶高壓脊西側向北流轉向而成的東亞大陸一日本副熱帶西南季風。東亞地區兩支西南季風的北側是兩條輻合帶，高層為輻散帶，相應地對應着兩條季風雨帶。而且可以推測，東亞夏季存在兩個閉合的經向垂直環流。一個是從澳大利亞反氣旋中輻散出向北的氣流在南海一西太平洋ITCZ中輻合上升，到高空後轉向南流在澳大利亞上空下沉再回到澳大利亞反氣旋中，構成閉合經圈環流。這個環流圈與熱帶季風相聯繫，稱為熱帶季風經圈環流。另一個與副熱帶季風相聯繫，從副熱帶高壓脊西側向北的氣流在副熱帶輻合帶中上升至高空後轉向南流，在華南沿海副熱帶高壓脊中下沉，構成一個較小的閉合經向環流，稱為副熱帶季風經圈環流。 ^[4] 

南海一西太平洋熱帶季風的氣流主要來自南半球。東亞大陸—日本副熱帶季風的氣流由三部分組成，即由副熱帶高壓西南側的東南氣流、南海西太平洋熱帶西南季風和印度熱帶西南季風三股氣流在副熱帶高壓西側匯合而成。南海—西太平洋ITCZ由單一的熱帶海洋氣團所組成，不具鋒面性質。副熱帶季風輻合帶由熱帶氣團與北方極地大陸變性氣團所構成，濕度對比明顯，至少在高空有明顯的鋒面結構。

夏季風環流系統中的某一成員的強弱、位置發生變化，均可影響到整個環流系統的變化，從而影響到夏季風的強弱和進退，並進而影響到各個地區的旱澇。這可以通過對圖1中的1978年和1980年的比較可見。圖1的實線部分是根據1980年(江淮流域典型澇年)夏季東亞季風環流系統的情況所繪製的綜合圖。 ^[4] 

在圖1中，除了上面所説的1980年(江淮流域典型澇年)的環流形勢，也繪製了1978年(江淮流域典型乾旱年)夏季東亞夏季風環流系統特徵(虛線)。由圖1中的實線和虛線的比較可見，洪澇年(1980年)105°E通道上的越赤道氣流比干旱年(1978年)明顯，澇年熱帶季風輻合帶位於12°N，在其中發生的颱風少，副熱帶季風輻合帶(或梅雨鋒)位於30°N左右，相應地高空存在兩支東風急流。乾旱年熱帶季風輻合帶位置偏北，位於22°N左右，在其中發生的颱風多，副熱帶季風輻合帶也偏北，位於40°N左右，相應地高空僅存在一條南支東風急流。總之，北半球的東亞季風系統洪澇年比干旱年偏南8個緯距左右。與此同時，北半球中緯西風急流軸的位置洪澇年也比干旱年偏南5個緯距，位於40°一45°N。而南半球澳大利亞冷高壓的位置只在東西方向上略有偏離。 ^[4] 

由於組成東亞副熱帶季風的三股氣流(即從澳大利亞冷性反氣旋中輻散出來的冬季東南季風氣流和越過赤道後轉向而成的南海西太平洋熱帶西南季風氣流，以及由西太平洋副熱帶高壓脊西側向北流轉向而成的東亞大陸一日本副熱帶西南季風氣流)均來自熱帶海洋上，含有豐富的水汽，當它們進入大陸後，又受到夏季大陸的輻射加熱作用和副熱帶高壓脊下的下沉增温作用，温度升高，於是形成高温高濕的特性。 ^[4] 

和東亞夏季風與印尼一北澳冬季風有密切的聯繫一樣，東亞冬季風與南半球印尼一北澳夏季風也有密切的聯繫，東亞冬季風盛行時正是印尼一北澳夏季風的盛行期。

東亞和印尼一北澳冬季風(北半球)環流系統的低空成員包括：亞洲大陸冷性反氣旋、東亞向南越赤道氣流、印尼一北澳夏季風輻合帶或熱帶輻合帶(西北季風與東南信風)以及澳大利亞熱低壓等；高空成員包括：南半球高空副熱帶高壓脊，向北越赤道氣流和北半球高空副熱帶高壓的西部脊，在這些環流系統的控制下，存在兩支季風氣流，一支是從亞洲冷性反氣旋內輻散出的東亞冬季風，30°N以北為西北季風，以南為東北季風，另一支是印尼一北澳夏季西北季風，它的氣流來自於北半球的東亞東北季風和北半球西太平洋副熱帶高壓南側的東北信風。東亞冬季風期間的主要降水區已由北半球移到赤道及其南側的印尼地區，這裏也是冬季全球最強的降水區。 ^[4] 

東亞和印尼一北澳冬季風(北半球)的經向垂直環流，從亞洲冷性反氣旋發出的冬季風向南流越過赤道，在南半球夏季風輻合帶上上升，至對流層高層後又轉為輻散的東南氣流向北流越過赤道進入北半球的西風帶，在這裏下沉回到冷性反氣旋中，從而構成一個閉合的經向垂直環流。 ^[4] 

強弱冬季風年的東亞環流系統和天氣特徵有明顯的差異。強冬季風年500 hPa西太平洋副熱帶高壓弱，亞洲地區西風環流弱，東亞長波槽南伸，200 hPa層115°E西風急流強且偏北。弱冬季風年環流特點與之相反，500 hPa西太平洋副熱帶高壓強，亞洲西風環流強，東亞槽弱，200 hPa層115°E西風急流弱而偏南。 ^[4]