第八章大气环流培训资料

第八章
大气环流本本运动尺度章内地方性的风内容全球性的风
海气相互作用
天气系统影响某地区（如晴雨和风等）的天气系统定义：影响某一地区天气现象（如晴、雨和风等）的过程，常能发展并维持一定的时间。

从气象卫星云图上可以看到各种尺度的天气系统混杂在一起，大至数千千米，小到数千米。

天气系统是在全球大气环流上演变的扰动系统，它与大气环流是密不可分的它与大气环流是密不可分的。

8.1运动尺度
不同时空尺度天气系统的运动特征也不
一样一样。

多种不同时空尺度的运动，形成了地球
上不同的天气和气候现象上不同的天气和气候现象。

四类尺度：四类尺度
小尺度
中尺度
天气尺度
行星尺度
小尺度
数米到数千米，典型2km；空间尺度为典型
时间尺度为数秒到数天；
小尺度涡旋、尘卷等对天气没多大影响；
海陆风、山谷风和焚风等对天气都有影
响。

响
中尺度
数千米到数百千米，典型空间尺度为典型
20km；
时间尺度为数分钟到一周；
中尺度是最具破坏力的尺度，垂直运动中尺度是最具破坏力的尺度垂直运动
剧烈；
台风和雷暴等天气系统属于此类。

天气尺度
数百千米到数千千米，典型空间尺度为典型
2000km；
时间尺度为数天到数周；
垂直运动小，但效果大，足以造成雨、垂直运动小但效果大足以造成雨
雪天气；
电视上天气预报中的天气图属天气尺度，
包括典型的高低压系统、气旋和锋面等。

行星尺度
数千千米以上，典型尺度为空间尺度为典型尺度为
5000km；
时间尺度为数周；
垂直运动轻微，可支配季节天气状况，垂直运动轻微可支配季节天气状况
甚至整个气候；
西风带中的长波属于此类。

天气系统是变化的，随时间的变化，天气系统
可划归另一类别。

雷暴尺度小时，可以划归小尺度；
海陆风、山谷风和焚风在尺度大时属中尺度。

一般来说，天气系统的空间尺度越大，维持的
时间越长
时间也越长。

天气学通过认识不同尺度天气系统的发生和发
展规律，对其变化和造成的天气作出预测。

几种典型的天气系统：海陆风、锋面、气旋、
雷暴、龙卷风和台风，它们会带来显著和强烈雷暴龙卷风和台风它们会带来显著和强烈的天气现象。

FIGURE 9.1 Scales of atmospheric motion. The tiny FIGURE 9.1 Scales of atmospheric motion. The tiny microscale
microscale motions constitute a part of the larger motions which in turn are part constitute a part of the larger constitute a part of the larger mesoscale mesoscale motions, which, in turn, are part of the much larger synoptic scale. Notice that as the scale becomes larger, motions observed at the smaller scale are no longer visible.
FIGURE 9.2 The scales of atmospheric motion with the phenomenon’s average size and life span. (Because the actual size of certain features may vary some of the features fall into more than one category )may vary, some of the features fall into more than one category.)
8.2 地方性的风
热力环流
冷却处形成冷中心的地面高压G
加热处形成暖中心的地面低压D
都是浅薄的系统不超过的高度且随高都是浅薄的系统，不超过1km的高度，且随高
度减弱，并由局地冷却和加热来维持。

许多地域性的风（局地环流）是热力环
流，如海陆风和山地风。

实际风是大尺度天气系统和局地环流综
合作用的结果，因此只有在盛行风较弱时，这种局地环流才能表现出来。

时这种局地环流才能表现出来
8.2.1 海陆风
海陆风：典型的热环流。

在大水域（海
洋和湖泊）的沿岸地区，在晴朗、小风的气象条件下，边界层内经常观测到向的气象条件下边界层内经常观测到向岸风和离岸风的交替变化。

在范围较大的湖泊或江河沿岸也有类似
海陆风性质的地方性风称为湖风或江海陆风性质的地方性风，称为
风。

太阳辐射使陆面增温高于海面，形成从海
面到陆面的气压梯度边界层下部的气流面到陆面的气压梯度，边界层下部的气流从海面吹向陆地，称为海风。

海风环流的厚度可从开始的数百米发展到
以上地面风速可逐渐增大气流能1km以上，地面风速可逐渐增大，气流能推进至内陆数十千米的纵深，伴随较强的上升运动
上升运动。

而上层的反向海风回流风速略偏小，到离而层的反向海风回流风速略偏小到离
岸数十千米处则产生较弱的下沉气流。

夜间陆面地表温度的降低比海面迅速，形
成与海风时相反的温度梯度、气压梯度以及反向的环流，称为陆风环流。

海陆风：出现在沿海地区或岛屿上成因海陆夜热力差异
成因：海陆昼夜热力差异。

白天近地面气流：
海洋陆地海风
夜间近地面气流：
陆地海洋陆风
一般海风比陆风要强。

白天海陆温差大，陆上气层较不稳定，有利
于海风的发展；
夜间海陆温差较小不利于陆风的发展
夜间海陆温差较小，不利于陆风的发展。

滨海一带温差最大，海陆风强度也大，
随着与海岸距离的逐渐增大，海陆风也随着与海岸离的渐增大海陆也逐渐减弱。

海陆风发展最强烈的地区，是在温度日
变化最大以及昼夜海陆温差最大的地区。

的地区在气温日变化较大的热带地区，全年都
盛行海陆风；
中纬度地区海陆风较弱，且大多在春夏地区海陆风较弱且大多在春夏
季才出现；
高纬度地区，只有夏季无云的天气，才
可偶尔见到极弱的海陆风
可偶尔见到极弱的海陆风。

8.2.2山谷风
山谷风在山区沿山坡形成山谷风在山区沿山坡形成。

白天自谷底沿山坡向上吹向山顶的风称
为谷风（Valley Breeze ）；
夜间自山顶沿山坡吹向谷底的风称为山
风（Mountain Breeze ）。

山谷风的形成机制
山谷风是由于山坡上的气温与同高度谷地上
产生的局地热力环流
空气温之间的差异产生的局地热力环流。

白天山坡向阳面受太阳辐射加热，温度高于周围
同高度的大气层，暖而不稳定的空气由谷底沿山坡爬升，形成谷风。

由于暖空气爬升时四周的冷空气下沉，导致高空
的逆谷风，形成白天的谷风环流。

夜间山坡辐射冷却降温，温度低于周围同高度的
大气层，冷空气沿山坡下滑，形成山风。

同时也导致高空的逆山风，形成夜间的山风环流。

山谷风（出现在山区）
白天
近地面气流：山谷山坡谷风（上坡风）夜间近地面气流：山坡山谷山风（下坡风）昼夜暖
暖
冷
冷冷暖山坡
山坡
山坡山坡山谷山谷
山谷风环流交替出现，使昼夜风速和风向呈现有山谷风环流交替出现使昼夜风速和风向呈现有
规律的变化。

晴朗的夏天盛行风弱的时候，山谷风的日循环很强。

晴朗的白天，谷风可以把温暖的空气和水汽向山
上输送，冬季可以减少寒意，春夏季如果水汽充沛常常会凝云致雨，对山区树木和农作物的生长有利。

春秋季节，山风会给低洼谷地区域带来冷空气，
加上夜间辐射降温，容易造成霜冻；而半山腰和坡地中部往往不受冻害是种植农作物的理想地往往不受冻害，是种植农作物的理想地区。

8.2.3焚风
焚风是指气流过山以后形成的干而暖的地
方性风，最初专指阿尔卑斯山区的风。

从地中海吹来的湿润气流到达阿尔卑斯山南
坡，受到山脉阻挡而强迫爬升，水汽凝结且部分降落；气流过山后下沉增温，山脉北麓的气温比南
1012℃相对湿度平均下麓同高度处平均高10~12
℃，相对湿度平均下降40%~50%。

的焚风在山的背风面出现温度高、湿度小的焚风。

焚风：气流过山形成的干热风，大多数焚气流过成的热大多数
是过山气流的绝热下沉增温造成的。

北美落基山东坡；
我国天山南麓乌鲁木齐等地；
大兴安岭和太行山的东麓；
台湾中央山脉西麓。

焚风产生的两条原因：
有降水时
有降水时，潜热释放提供过山气流热能而使
气温剧升；
无降水时，空气自上层而来，下沉经绝热压无降水时空气自上层而来下沉经
缩气温升高。

FIGURE 9.37 (a) A FIGURE 9.37 (a) A chinook
chinook wind can be enhanced when clouds form on the mountain’s windward side. Heat added and moisture lost on the upwind side produce warmer and drier air on the downwind sides. (b) A graphic representation of the rising and sinking air it th t i as it moves over the mountain.
焚风的发生不是轻而易举的事。

如果在山的迎风坡之前风速不够大爬到山如果在山的迎风坡之前风速不够大，爬到山
顶的空气已经增加了许多潜热变得暖和，气层稳定过了山顶后就不可能下山
层稳定，过了山顶后就不可能下山。

焚风干而暖的气流在寒冷季节能促使冰
雪融化，在温暖的季节能促使作物早熟。

若焚风过强，也可使植物干枯死亡，并且容
易引发森林火灾。

8.3全球性的风83
全球性的风包括：
全球大气环流
急流
大气长波
季风
8.3.1大气环流
大气环流是指大范围的大气运动状态。

水平范围：数千千米
垂直尺度：10km以上
垂直尺度
时间尺度：1~2日以上
大气环流反映了大气运动的基本状态，
并孕育和制约着较小规模的气流运动并孕育和制约着较小规模的气流运动。

是各种不同尺度的天气系统发生、发展
条件
和移动的背景条件。

全球能量收支与大气环流
大气环流是大气在气压梯度力作用下产生流动，
在不同热力作用下产生上升和下沉运动，形成在不同热力作用下产生上升和下沉运动形成的主导因素是地面的不同加热。

尽管全球能量收支是平衡的但对每纬度是尽管全球能量收支是平衡的，但对每一纬度是
不平衡的。

赤道盈余，极地亏损。

为了平衡，大气使热空气向极地流动，冷空气则流向赤道，大气使热空气向极地流动冷空气则流向赤道形成大气环流。

实际因地球自转、地形等影响，气流很复杂，
只能用一些简单的模型来说明。

单圈环流模型、三圈环流模型
1、单圈环流模式
假定条件：
不考虑地球转动（只有气压梯度力）；
地表均匀（无水、陆差异）；
表均无水异
太阳直射赤道（风不随季节变化）。

英国的哈德莱Hadley于1735年提出单圈
环流模式，驱动它的是太阳的辐射能量。

地-气系统的年辐射差额：40°N～40°S，正；
Φ＞40°，负。

热力环流经圈环流单圈环流（半球）
形成机制
赤道地区因太阳辐射净收入而加热过多，
因气流上升流出而产生大范围区域的赤道地面低压；而在极地能量亏损过多而降温，高空有空气流入下沉而产生一个极地地面高压。

地面和高空都出现气压梯度，地面气流
从极地吹向赤道，高空则从赤道流向极
高空则从赤道流向极地，形成一闭合环流圈，热带多余的能量可以传递到极地。

量可以传递到极地
FIGURE 10.1Diagram (a)shows the general circulation of air on a
●FIGURE 10.1 Diagram (a) shows the general circulation of air on a nonrotating earth uniformly covered with water and with the sun directly above the equator. (Vertical air motions are highly exaggerated in the vertical.)
Diagram (b) shows the names that apply to the different regions of the world and their approximate latitudes.
单圈环流模式下沉
上升上升
下沉
因为作了地球不转动的假设，这一经向
环流模型在中纬度地区与观测不致；
地区与观测不一致；而在赤道和极地地区与现代观测相符，在赤道和极地地与代测相符
特别是赤道地区环球的热带辐合带。

2、三圈环流模式
假定条件：
考虑太阳辐射和地球自转；
(F l)1856年提出的
费雷尔(Ferrel)1856年提出的；
更接实大气环模式
更接近实际的大气环流模式。

２ωv sinΦ
＝２v sin
水平地转偏向力：F
c
水平地转偏向力
热力环流三圈环流（半球）太阳辐射
受地转偏向力的作用，气流在赤道地区
由地面上升至高空向北运动时发生偏转，由地面上升至高空向北运动时发生偏转至30°N时变成高空西风流动，同时阻碍了其继续北流。

了其继续北流
大气在30°N附近堆积，并辐射冷却而下
沉，在近地面形成副热带高压。

沉在近地面形成
下沉气流产生晴朗天气和暖表面温度，
导致世界主要的沙漠带出现在此区域
导致世界主要的沙漠带出现在此区域。

洋面上高压中心的弱气压梯度，产生微
弱的风，副热带高压也称副热带无风带。

弱的风副热带高压也称
地面副热带高压的空气分南、北两支流
动北半球流向赤道的支在地转偏向动，北半球流向赤道的一支在地转偏向力作用下形成东北信风带，与南半球的东南信风带汇合形成赤道辐合带。

在赤道和30°N 之间形成一环流圈，通常
称为哈德莱环流。

赤道地区水平气压梯度弱，风小，天气
单一枯燥也称单一枯燥，也称
赤道无风带。

因空气凝结会产生巨大的积状云和雷暴，
释放巨量的潜热能量让空气更轻同释放巨量的潜热能量，让空气更轻，同时提供驱动哈德莱环流的能量。

地面副热带高压的空气向北流动的气流分支，
受地转偏向力的作用逐渐向东偏转形成
受地转偏向力的作用逐渐向东偏转，形成盛行西风带。

°
在60N附近，这些地面暖气流遇到来自极地
的冷空气，形成极锋，锋面将冷暖空气隔开。

这里称为副极地低压。

地面空气辐合上升，会形成风暴天气
形成风暴天气。

一部分上升气流在高空返回副热带无风带，在
副热带高压附近下沉到地面
副热带高压附近下沉到地面。

在30°N和60°N之间形成一个环流圈，成为
费雷尔环流。

它不是因为热量差异导致的热力环流，而是因为低纬度和极地高纬度的热力环流圈的动力作用引起的。

在高纬度地区，极地温度比60°N附近区
域低，热力作用会在极地和60°N之间形域低热力作用会在极地和
成一个环流圈，称为极地环流。

从极地地面来的冷空气因地转偏向力的
作用，逐渐变成向西流动，称为极地东风带。

在高空从°
在高空，从60N附近区域上升并向北流
动的气流因地转偏向力作用，转变为西风，最终到达极地并缓慢下沉至地面，风最终到达极地并缓慢下沉至地面
在极区形成极地高压。

综合
在北半球的赤道与极地之间会形成三圈
经向环流：哈德莱环流、费雷尔环流和
哈德莱环流费雷尔环流和极地环流；
个纬向带极地东在近地面形成三个纬向风带：极地东风
带、中纬度盛行西风带和低纬度东北信风带；
带
四个气压带：极地高压带、副极地低压
带、副热带高压带与赤道低压带（或称热带辐合带，ITCZ）。

南半球的情况与北半球的分布对称。

北半球经向环流的三圈模型
surface FIGURE 10.2The idealized wind and surface--pressure FIGURE 10.2 The idealized wind and surface pressure distribution over a uniformly water distribution over a uniformly water--covered rotating
earth.
三圈环流模式
（高纬环流）直接环流（强）北极
极地环流极锋6060°°N 费雷尔
环流（中纬度环流）间接环流（弱）
3030°°N
哈德莱
赤道环流
（低纬度环流、
热带环流、信
风环流）
直接环流强直接环流（强）
气压带
6060°°
N
赤道赤道低压带
行星风带
3030°°N (盛行盛行))西风带
赤道东北信风带东北信风带((贸易风带贸易风带))
赤道辐合带赤道辐合带((赤道无风带赤道无风带))
三圈环流模型反映了大气环流的最基本
情况，也与实际观测的地面风、地面气压分布等很接近。

但因其是理想的模型，而且忽略了海陆
差异和季节变化等因素，三圈环流与实际大气环流还有一定的差异。

3、实际大气环流（阅读）
考虑地球的实际情况，根据实际观测资
料绘制1月和7月的海平面、高空平均气压场和风场分布，可以看到真实的大气环流的平均状态。

气压场与三圈环流模型的差异
因巨大陆地影响，三圈环流模型中的理想气压
带出现分裂，在海洋上形成了一些一年中变化小的气压系统----半永久性气压系统。

在北半球冬季：冰岛低压、阿留申低压、太平洋副
热带高压和大西洋百慕大高压。

热带高压和大西洋百慕大高压
阿留申低压夏季减弱很多，仅变成亚洲大陆低压的
一个低压槽。

其他出现在陆地上的系统在一定季节中经常存
在----季节性气压系统。

西伯利亚高压、加拿大高压、亚洲和北美热低压。

西伯利亚高压加拿大高压亚洲和北美热低压
南半球气压系统变化不大，在副热带地区有四
个高压，而副极地低压带成为一连续围绕地球个高压，而副极地低压带成为连续围绕地球的槽。