（3）冬夏地形动力作用的差别。a、夏季，高原的动力作用对其北侧的高压带、高原上的低压带有重要作用和影响。冬季，高原上的高压脊、拉萨的温度脊等系统与动力作用关系密切。冬季高原的动力作用应比夏季更为重要。而夏季高原的影响可能主要表现在热力作用上。b、冬夏模拟结果的差别来自初始的纬向平均场，因此说明高原地形纯动力影响与环流条件存在着相互的作用。c、夏季，高原作用主要表现在对气流的绕流上，而冬季，高原的作用在爬流和绕流两个方面都很重要。这表现为弱气流流过高原时以绕为主，强气流通过高原时爬也很重要。

（4）高原的动力作用无论是冬夏在高原地区主要表现在对流层中、下部，但高原作为一个整体对大气所产生的动力影响可以向上传播得甚高。

（5）青藏高原的摩擦作用十分显著，在500hPa以下均为极弱的风，因而与机械阻挡作用类似，由于摩擦作用一定程度上影响中纬度系统不能越过高原而向南延伸。这表现在对流层下部印度北部东移的气旋（反气旋）环流经常要有迅速减弱或消亡。

（6）青藏高原的东北边界处有背风气旋和反气旋出现，700hPa最清楚。但向南移动的地形引起的反气旋（气旋）环流在青藏高原东南边界附近消失，这是由于高原的机械阻挡作用阻止沿山脉南缘主要低空扰动向东移动的结果。

（7）阻塞高压

对亚洲夏季风活动的影响：

（1）7月，青藏高原南缘低层的南风最强，并沿南坡向上伸展，这引起强迫抬升运动。在高原北侧也有强迫上升，因为北风是从北坡吹上来的，这两支辐合气流的分界线大致与对流层上部西藏高压的位置是一致的。在西藏高原以南，200hPa以上北风盛行，在17N，150hPa附近有最大值（4m/s）。这支北风气流代表沿90E季风环流圈的高空回流支，与强纬向东风有关，它在100hPa，17N处有25m/s的最大值，在这支东风急流下方是低层西风，在13N，850hPa超过13m/s。这种上下相反的气流产生了明显的东风切变，这表明对流层温度从高原附近向南到赤道区减小。

（2）Murakami等的8层二维数值模式试验表明：在没有山脉的情况下，计算的低层西风最大值不到5m/s，高层东风最大值不到10m/s。如果包括山脉，低层西风急流超过10m/s，高空东风急流大于25m/s。这肯定了西藏高原对季风环流的强烈影响。

（3）Hahn和Manabe的三维全球模式试验表明：在M模式（有山脉）中，在季风爆发时期副热带急流迅速地移过西藏高原。没有山脉时副热带急流不突然北跳到其夏季的位置，而是在5、6月相当慢地北移。在7月稳定在比M模式约偏南10纬度上。在M模式中，西藏高原上出现温度最大值，与观测一致。在无山脉模式（NM）中，高原上的温度比M模式中约低10－12C。这表明对流层中部的热源在M模式中是被维持在高原之上，结果在高原近地面形成暖心低压，高空形成暖心高压。M模式和NM模式的加热场有显著差别。在M模式中，潜热在高原上变得很重要，而NM模式中，以感热为主。实际上，一般如果考虑山脉作用，地表面的感热加热作用变得要不显著。在M模式中，尤其在西藏高原坡地上，出现更大的降雨量，并且印度的大部分地区所得到的降水量也比NM模式中多。

（4）郭晓岚、钱永甫研究表明：高原上温度场和环流场的巨大日变化主要由于西藏高原激起。在夜间，高原上以及南北坡300hPa以下以下沉运动为主；而在白天，夜间的下沉运动由强上升气流代替。高原更南面，在日夜期间，低层为强南风，其上为明显的北风。一天的平均环流场与实际观测到的7月平均经圈环流很相似。

对亚洲冬季风的影响：

（1）冬季，西藏高原对这种冬季风环流是一种热汇，同时对西风气流也具有重要的机械作用。低层西风在高原西端分裂成南北两支。高空急流是在高原南侧，而不是在高原上最强。当低层气流流到高原西端时，平均风分裂成两支气流。南支气流比北支略弱。两支气流在高原以东约120E处汇合成一支强气流。其间有一个极弱的风速区从东坡向下游一直伸展1000km左右，在这个最弱的风速区有一对涡，反气旋涡旋在北，气旋性涡旋在南，在高原西端附近也有类似的现象，但不如下游清楚。

（2）在500hPa，主要的西风气流在25N和45N仍有明显的分支，而直接在高原之上，500hPa冬季平均最弱(<10m/s)。这些极弱的风表明高原上有显著的摩擦作用。高原上行星边界层顶可达6－7km（距海平面）。这种较高的行星边界层可起到把亚洲山脉的垂直和水平范围扩大的作用。300hPa上的冬季平均风在高原上也是弱的，这说明西藏高原的机械作用可扩展到300hPa，也表明泰勒柱现象可发生在西藏高原上。

（3）在200hPa上，最强的风并不在西藏高原上，而在喜马拉雅山南缘。冬季平均气流的这些特征不能用绝对位涡守恒原理来解释。在200hPa高度可观测到在喜马拉雅山以南急流向东有明显加速。70E以 东，这种向东加速与来自热带的明显偏南气流有关。而偏南气流可能对应于热力直接的、局地哈得莱环流的上升支。哈得莱环流是与北侧冷的大陆和高山与南侧暖的 洋面和赤道降水间的加热差有关。数值试验表明，在高原以西的这个地区南北垂直环流是热力间接的。在高原以东存在着热力直接的南北方向垂直环流，主要的下沉 气流中心在40N，105E，700hPa为流出，200hPa为流入。在高原东端，200hPa辐散气流主要是偏南风，来自22.5N,95E的高原辐散中心，这些偏南的高层辐散风在高原南侧造成了200hPa急流的向东加速。这些高层的偏南辐散风来自最强的赤道降水区，因而100E以东局地哈得莱环流的特征是：来自赤道暴雨区的对流层上部偏南辐散气流和高原东北附近的强对流层下部的回流气流（季风涌），这支气流是下沉的。

（4）南北大槽在接近西藏高原时一般分裂为两部分。北部继续沿50N向东传播，南部沿高原南侧缓慢东移。东移槽的这种分裂现象主要是由高原机械作用引起，热力作用不一定会引起分裂。西藏高原即使在200hPa也能影响东亚波动的活动。

（5）在季风涌中，北风和低温的相关表明感热是向北输送的，这常出现在西藏高原的背风侧。高原由于机械阻挡作用也能强烈地影响感热输送。起源于孟加拉湾地区的大量热通量通过西藏高原的东南部向北到华中，其中的一部分又沿着高原东北流向西北，可到塔克拉玛干沙漠。

十四．亚洲季风

亚洲夏季风的主要成员：

（1）北半球夏季风时的马斯克林高压。（2）北半球夏季印度北部的季风槽。（3）北半球夏季时东非的跨赤道低空急流，即索马里急流。（4）北半球夏季印度北部的季风雨与云区。（5）对流层上部北半球夏季的西藏高压。（6）北半球夏季的热带东风急流。

东亚冬季风的主要成员：

（1）北半球冬季的西伯利亚高压。（2）北半球冬季时的印度尼西亚的季风槽。（3）北半球冬季的对流层下部的季风涌。（4）北半球冬季时马来西亚南部和印度尼西亚的降水与云区。（5）对流层上部北半球冬季的西太平洋高压。（6）北半球冬季的副热带急流。

冬季风也有明显的中期变化，即有活跃期和不活跃期（中断期）。每个时期有5－8天。在活跃期，在华南沿海地区的最低1－2km出现非常强的冷涌，而中断期的特征是在南海出现异常的持续地面南风。

在 活跃期开始，许多行星尺度的环流系统几乎同时加强，包括高空槽东移，华南沿岸冷涌爆发，热带对流区辐散环流加强以及太平洋和印度洋瓦克环流加强，东亚局地 哈得莱环流的高空回流支也加强，这又使东亚急流中心加强，同时西亚急流明显减弱。在冷涌的中断期，中纬度环流都表现出相反的变化。热带的变化虽不明显，但 也有相反变化的趋势。【这 种冷涌活跃与不活跃期热带响应在组织程度上的差别表明，冬季的热带大气似是由中纬所强迫而不是反之，至少在东亚和太平洋地区是如此。在北半球夏季，澳大利 亚附近的南半球急流也以短期的增强，这与北半球热带地区对流的增强是同位相的。因而热带对流是通过增强的南北半球的哈得莱环流来影响冬半球的急流。

低频振荡特征：

30－50天 低频振荡的向北传播在季风区，尤其南亚季风区最明显，在南海、菲律宾和西太平洋地区也很明显。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加热 有关。这种扰动无论是云量、高度场和风场都表现有从赤道到喜马拉雅山地区明显的向北传播。即，扰动起源于印度洋赤道地区，消失于西藏高原南麓。这种扰动的 经向传播与季风活跃和中断期的交替变化有密切关系。当扰动从赤道向北传播到30N时，在气压场上表现为一列槽脊区的经向传播。其传播速度为0.75纬度/d，经向尺度为3000km左右，槽线与云区相对应，脊线处一般是无云的。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3-6m/s。

30－50天低频振荡的另一种位相传播是向东传播。这些向东传播的赤道波在西太平洋地区振幅最大，并且这种低频振荡的向东传播是全球性的，是一种行星尺度的波动，全年存在。向东传播的相速度为80经度/d左右。大约在50天左右的时间可围绕地球一周。在季风区这种波最明显，并且还具有向北传播的趋势。30－50天的低频振荡除了向东和沿经向传播以外，在某些季节、地区以及层次也存在向西的位相传播。它们常从太平洋中部开始，一直可到达东亚和南亚季风区。

30－50天的低频振荡是一种全球现象，纬向波数为1，它们的振幅不仅在夏季季风区明显，而在50N和50S的 对流层上部也有很大的振幅。在北半球冬季，太平洋中部似也是低频振荡的一个源区。这种低频扰动有两个源区，一是在夏季季风区，主要表现从赤道向喜马拉雅山 区的经向传播；一是在北半球冬季的东太平洋赤道地区，从这里扰动向北传播。在季风区，低频振荡的活动有明显的季节变化，这种变化与季风活动有密切的关系。 低频风最大值最先出现在春季马来西亚和中印半岛地区，这个地区在5月初季风即已爆发，这说明了季风的振荡可能与季风活动有关。夏季，低频振荡向北扩展，在10－20N，从阿拉伯海到太平洋地区纬向风振荡有较大的振幅，其值在3－5m/s。秋季季风区低频振荡的振幅显著减小。

在季风区不但存在着向东传播的行星尺度的30－50天振荡以及经向传播的30－50天振荡，而且还存在10－20天向西传播的气压脉动。这些低频波都影响季风的活动。

低 频振荡可明显地影响季风活动（中断和活跃期的交替）。如，在整个夏季季风时期，气压距平都是向北移动的。当一个低压距平移入季风区时，夏季季风雨爆发；当 一个高压距平从赤道区移来时，季风中断。另外，上述低频波到达印度中部时，这些波中的一些可以出现锁相现象。季风的中断和活跃期也可表现为两种低频系统的 锁相关系。

十五．大气中的基本波动

（1）超长波：大气中存在水平尺度L与地球平均半径a相当的所谓行星尺度运动。行星尺度运动的典型就是超长波。超长波指沿纬圈的数目在1－3左右的由Rossby参数引起的大气波动，其波长占120－180个经度，在中纬度波长在10000公里左右。它在对流层上层和平流层中最为显著。超长波的基本尺度： ， ,,  。

（2）长波：中高纬度的西风带上，对流层中上层的环流场中波长为3000～8000公里的波动。它是当西风气流发生南北扰动，由科里奥利力随纬度变化（即β效应）而产生的具有行星尺度的Rossby波动，绕纬圈波数达4～7波。 长波的发生、发展、移动和变化，对天气系统（如气旋、锋等）的强弱、移动以及未来的天气变化都有十分重要的作用。长波的强度随高度增加而增加，在对流层顶 达到最强。发展中的长波其温度场常常落后于高度场，使得长波脊后有暖平流，长波槽后有冷平流，导致斜压不稳定发展。长波是频散波，长波的能量以大于波动移 动的速度传到下游，因此可利用这个特征预报上游长波向下游的位置和强度。当长波槽脊强烈发展时，振幅不断加大，长波脊中出现的高压中心有时从脊中分离出来 而形成阻塞高压。