大气环流（转载）
2014-07-18 17:25阅读：
大气环流
一、三圈环流
1.单圈环流
假设地球表面是均匀一致的，并且没有地球自转运动，即空气的运动既无摩擦力，又无地转偏向力的作用。那么赤道地区空气受热膨胀上升，极地空气冷却收缩下
沉，赤道上空某一高度的气压高于极地上空某一相似高度的气压。在水平气压梯度力的作用下，赤道高空的空气极地上空流去，赤道上空气柱质量减小，使赤道地面
气压降低而形成低气压区，称为赤道低压；极地上空有空气流入，地面气压升高而形成高气压区，称为极地高压。于是在低层就产生了自极地流向赤道的气流补充了
赤道上空流出的空气质量，这样就形成了赤道与极地之间一个闭合的大气环流，这种经圈环流称为单圈环流。
事实上地球时刻不停地自转着，假使地表面是均匀的，但由于空气流动时会受到地转偏向力的作用，环流变得复杂起来。
2.三圈环流
赤道上受热上升的空气自高空流向高纬，起初受地转偏向力的作用很小，空气基本上是顺着气压梯度力的方向沿经圈运行的。随着纬度的增加，地转偏向力作用逐渐增大，气流就逐渐向纬圈方向偏转，到
30°N
附近，地转偏向力增大到与气压梯度力相等，这时在北半球的气流几乎成沿纬圈方向的西风，它阻碍气流向极地流动。故气流在30°N上空堆积并下沉，使低层产
生一个高压带，称为副热带高压带，赤道则因空气上升形成赤道低压带，这就导致空气从副热带高压带分别流向赤道和高纬地区。其中流向赤道的气流，受地转偏向
力的影响，在北半球成为东北风，在南半球成为东南风，分别称为东北信风和东南信风。这两支信风到赤道附近辐合，补偿了赤道上空流出的空气，于是热带地区上
下层气流构成了第一环流圈(Ⅰ)，称信风环流圈或热带环流圈。
三圈环流
极地寒冷、空气密度大，地面气压高，形成极地高
压带。在北半球空气从极地高压区流出并向右偏转成为偏东风，副热带高压带流出的气流北上时亦向右偏转，成为中纬度低层的偏西风。这两支气流在
60°N
附近汇合，暖空气被冷空气抬升，从高空分别流向极地和副热带。在纬度60°N附近，由于气流流出，低层形成副极地低压带。流向极地的气流与下层从极地流向
低纬的气流构成极地环流圈，这是第二环流圈(Ⅱ)；自高空流向副热带处的气流与地面由副热带高压带向高纬流动的气流构成中纬度环流圈，这是第三环流圈
(Ⅲ)。只受太阳辐射和地球自转影响所形成的环流圈，称为三圈环流。它是大气环流的理想模式。
2.行星风系和大气活动中心
(1)行星风系
观测表明，三圈环流的理论基本上是正确的。地球表面上气压和风的分布基本是呈带状分布。在北半球从南到北分布着三个风带；东北信风带、盛行西风带和极地东风带。全球范围内呈纬向带状分布的气压带和风带，称为行星风系。
行星风系
信风带位于南北纬
5°～25°附近。因为该区
域多为海洋，风向风力都很少改变，每年应期而至，所以称信风。盛行西风带风向较稳定且风力强，极地东风带其厚度和强度都是冬季大于夏季。赤道低压带内因。
地面风很微弱，又称赤道无风带，其原因是：赤道无风带内东北信风和东南信风在赤道地区辐合所至。由于上升气流使当地对流旺盛，云量多，午后常有雷雨。而在
副热带高压带内气流下沉辐散，水平气流沉寂，静风频率高，也称副热带无风带。因气流下沉，绝热增温，空气干燥，少云雨，世界上的大沙漠多在这一范围内。如
非洲的撒哈拉大沙漠，我国西北部的塔克拉玛干大沙漠等。这就是全球最热地区出现在回归线附近而不在赤道的原因。
(2)大气活动中心
上述行星风系是在地表均匀一致的条件下才能存在。实际上由于海陆分布和地形条件的影响，使得大气环流比理想的模式要复杂得多。如海陆分布的影响，由于海陆的热力差异，使得有规律分布的气压带和风带或被割裂或变形。位于
30°～50°N
副热带高压带，本来是连续的气压带。夏季在海洋上高压明显，而大陆上由于强烈增温，使之变成低压区。这样，副热带高压带被割裂了。在北半球的夏季，高压中
心分别在太平洋的夏威夷群岛附近和大西洋的亚速尔群岛附近。低压区分别出现在印度和北美大陆。冬季大陆上为强大的冷高压控制，海洋上相对为低压区。在北半
球，低压中心分别在冰岛附近和阿留申群岛附近，高压中心在西伯利亚或蒙古和加拿大。由于海陆热力差异而使完整的纬向气压带分裂成一个个范围较大的闭合的
高、低压区，它们主宰着大气的活动和水热的交换，对天气和气候变化有重大影响，称之为大气活动中心。常年存在，只是强弱和势力范围有变化的，称为半永久活动中心。而只在一定季节才出现的，称为季节性活动中心。
气压带和大气活动中心
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气压带
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半永久性活动中心
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季节性活动中心
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7月
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1月
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北半球
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副极地低压带
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冰岛低压，阿留申低压
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北美高压，蒙古高压
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副热带高压带
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夏威夷高压，亚索尔高压
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印度低压，北美低压
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赤道低压带
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平均12～15°N
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平均5°S
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南半球
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副热带高压带
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南太平洋高压
南印度洋高压
南大西洋高压
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澳洲高压
南非高压
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澳洲低压
南美低压
南非低压
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二、季风环流
大范围地区的盛行风向随季节有显著改变的现象称为季风。所谓有显著改变有各种不同的说法，目前比较流行的观点是：
1月和7月盛行风向改变至少120°，1月和7月盛行风向的频率超过40%，至少在1月或7月中有1个月的盛行风的平均合成风速超过3m/s。这种随季节改变的风，冬季由大陆吹向海洋，夏季由海洋吹向大陆，随着风向的转变，天气和气候的特点也随着发生改变。
1.季风环流的形成
季风的形成与多种因素有关，但主要是由于海陆间热力差异以及这种差异的季节变化，其它如行星风系的季节移动和广阔高原的热力、动力作用等也有关系，这几者
又是相互联系着的。在夏季大陆上气温比同纬度的海洋高，气压比海洋低，气压梯度由海洋指向大陆，风由海洋吹向大陆，形成夏季风，冬季则相反，因此风从大陆
吹向海洋，形成冬季风。由海洋热力差异而产生的季风，大都发生在海陆相接的区域。温带、副热带地区海陆间的热力差异随季节变化大，季风现象尤为显著，如亚
洲东部、北美东部等。
亚洲南部的季风，主要是由行星风带的季节移动而引起的，但也有海陆热力差异的影响，以印度季风为例，冬季行星风带南移，赤道低压移到南半球，亚洲大陆冷高
压强大，高压南部的东北风就成为亚洲南部的冬季风。夏季行星风带北移，赤道低压移到北半球，再加上大陆热力因子的作用，低压中心出现在印度半岛。而此时正
是南半球的冬季，澳大利亚是一个低温高压区，气压梯度由南向北，南来气流跨越赤道后，受北半球地转偏向力的作用，形成西南风，这就是南亚的夏季风。
2.我国的季风环流
我国位于欧亚大陆的东海岸，濒临太平洋西部并深入大陆腹地且有地形复杂的高原，海陆间热力差异和高原的热力、动力作用，使我国季风环流极为显著。
我国的季风属于东亚季风。冬季，大陆上为强大的蒙古高压控制，海洋上有阿留申低压和赤道低压，因此盛行干燥寒冷的西北风、北风和东北风，即冬季风，天气以
寒冷晴朗而又干燥为主。夏季，大陆上是印度低压，海洋上被太平洋副热带高压控制，因此盛行温暖潮湿的西南风、南风、东南风，即夏季风，造成潮湿多云雨的天
气。我国西南地区还受西南季风的影响。春、秋季节是冬夏季风转换时期，天气多变，春季尤为突出，秋季相对稳定些。
三、地方性风
与地形或地表性质有关的局部地区的风称为地方性风。一般地，地方性风的形成与气压场的关系很小，它也只在晴朗天气下才表现显著。常见的地方性风有海陆风、山谷风、焚风和峡谷风等。
1.海陆风
在沿海地区发生的昼夜间有风向转换现象的风，称为海陆风。白天，风从海洋吹向陆地，称为海风；夜间，风从陆地吹向海洋，称为陆风。
昼间地表受热后，陆地增温比海面快，出现由海洋指向陆地的气压梯度，在下层形成由海洋吹向陆地的海风，入夜后，陆地表面辐射冷却比海面快，使陆面气温低于
海面，出现与日间相反的热力环流，下层风由陆地吹向海洋，形成陆风。这种由于海陆热力差异而产生的气压梯度力是比较小的，只有当大范围水平气压场比较弱时
才能显现出来。
在热带地区，特别是冷洋流经过的海岸地带，海陆风最强烈，全年都可出现。温带地区海陆风较弱，主要在夏季出现。海陆风深入陆地的距离因地而异，一般为
20～50km。一般在上午出现海风，13:00～15:00时海风最强，日落后海风渐渐减弱，并转为陆风。海风风力一般比陆风强，可达5～6m/s或更大，陆风一般只有1～2m/s。
海陆风对海滨地区的气候有一定的影响，白天吹海风，海上水汽输入大陆沿岸，往往形成雾或低云，甚至产生降水，同时还可以降低沿岸的气温，使夏季不致于十分炎热。
在内陆地区，大的湖泊、水库和河流沿岸，也有类似海陆风的地方性风，称为水陆风，但强度比海陆风要小得多。
2.山谷风
当大范围水平气压场比较弱时，在山区白天地面风常从谷地吹向山坡，晚上地面风常从山坡吹向谷地，这就是山谷风。山谷风是由于山地热力因子形成的，白天因坡
上的空气比同高度上的自由大气增热强烈，空气受热膨胀，暖空气沿坡上升，成为谷风；夜间由于辐射冷却，使邻近坡面的空气迅速变冷，密度增大，因而沿坡下
滑，流入谷地，成为山风。
山谷风的形成
我国地形复杂，多山地，许多山区都存在山谷风。一般在早晨日出后
2～3h开始出现谷风，并随着地面增热，风速逐渐加强，午后达到最大，此后风速又随温度的下降而逐渐减小，在日没前1～1.5h谷风平息而渐渐代之以山风。山谷风还有明显的季节变化，冬季山风比谷风强，夏季则谷风比山风强。
山谷风对山区天气有一定影响。在晴朗天气下，白天谷风将谷中的水汽带到山顶，使山顶湿度增大，因上升运动而发生绝热冷却，常形成云雾；夜间山风把山上的冷空气带到谷地，使谷地气温降低，易出现霜冻害。
3.焚风
气流翻越高大山岭时，在背风坡绝热下沉，形成又干又热的风称为焚风。
当未饱和的暖湿空气越山而过时，气流沿迎风坡爬升而发生绝热冷却，开始气流按干绝热过程降温（γ
d=1.0℃/100m）。
到达凝结高度后，空气达饱和状态，则按湿绝热过程降温（γm=0.5℃/100m），并有水汽凝结成云，甚至出现降水。当气流越过山顶后，就沿背风坡下
滑，并按干绝热过程增温，加之水汽在迎风坡已凝结降落，空气相对湿度减小，因而在背风坡就出现了炎热而干燥的焚风。
上图表示一团暖湿空气越山时形成焚风的过程。设山高
3000m，
在迎风坡山脚处测得温度为20℃，露点温度为15℃，当气流沿迎风坡上升时，先按干绝热过程降温，到达500m处时，温度降至15℃，相对湿度为100%
（此高度称为凝结高度）。当气流继续上升、水汽即凝结并放出潜热。在500m的高度以上，空气上升时不断有水汽凝结成云致雨，气温按湿绝热降温（取
γm=0.5℃/100m），到达山顶时，气温降至2.5℃，空气中的水汽压为7.3hPa，相对湿度仍为100%。空气越过山顶后，在背风坡顺坡下沉，
并按干绝热增温，当气流达到山脚时，温度增至32.5℃，相对湿度降至15%。气温比越山前提高了12.5℃，相对湿度降低了58%，从而形成了炎热而干
燥的焚风。
我国许多地方都有焚风。当偏西气流越过太行山时，位于太行山东麓的石家庄就会出现焚风。据统计，出现焚风时，石家庄的日平均气温比无焚风时要高
10℃左右。
焚风有利有弊。初春的焚风可使山地的积雪融化，有利灌溉；秋季焚风可催粮果早熟；但强大而持久的焚风可造成高温逼熟、干旱或森林火灾等。
4.峡谷风
当空气由开阔地区进入狭窄谷口时，类似江河中的河水由开阔江面进入狭窄江面，因流体不可压缩性，使流速加大，因而形成强风，这种风称为峡谷风。我国台湾海峡，松辽平原等地，两侧有山岭，地形像个喇叭管，空气流经窄口时，经常出现风速较大的峡谷风。
