二、大气环流和风系

在太阳辐射、地球自转、地表性质以及地面摩擦力的共同作用下，大气圈内的空气产生了不同规模的三维运动，总称为大气环流(Atmospheric Circulation)。大气环流的原动力是太阳辐射能。大气环流把热量和水分从一个地区输送到另一个地区，从而使高低纬度之间，海陆之间的热量和水分得到交换，调整了全球的热量和水分的分布，是各地天气、气候形成和变化的重要因素。地表系统内大气环流的规模大致可以分为三个层次，即因全球性气温和气压差异形成的行星风系(行星尺度)，由巨大的海陆差异形成的季风环流等大型环流(海陆尺度)，也有由于局地的水陆、地形差异形成的小型环流，又称地方性风系(局地尺度)。

(一)全球大气环流

1.行星风系和三圈环流模式

太阳系中的任何行星只要它的周围包围着大气，都有环流现象发生，发生在行星上的总的大气环流现象称为行星风系。

大气运动所需要的能量几乎都来源于太阳的辐射能。辐射差额在35°N～35°S之间为正值区，35°S向南和35°N向北是负值区。在太阳辐射的直接加热下，地球高低纬度之间形成了从赤道向两极的温度梯度，结果使低纬赤道地区的大气不断增温而膨胀上升，形成赤道低压；而极地大气因不断冷却而收缩下沉，使地面气压升高形成极地高压。于是水平气压梯度力使地面气流自极地流向赤道，补偿赤道地表流走的空气质量。假设地球表面性质均一且地球不自转，那么，在赤道和极地之间就会形成一个单一闭合的直接热力环流圈。因此太阳辐射是产生和维持大气环流的最直接的原动力。

地转偏向力的作用使理想环流复杂化。由于地球自转，从赤道上空向极地方向流动的气流，在地转偏向力的作用下，方向发生偏转，到纬度20°～30°附近，气流完全偏转成纬向西风，阻挡来自赤道上空的气流继续向高纬流动，加上气流移行过程中温度降低，纬圈缩小，发生空气质量的辐合下沉，形成高压带，称副热带高压(简称副高)。而赤道因空气流出形成地面低气压——赤道低压。副高出现后在低层分成向南向北的两支气流。向北的这支气流与极地高压向南流的空气在纬度60°处辐合上升形成地面的副极地低气压带。这样便形成了全球性的7个纬向气压带。由于气压带的存在，产生气压梯度力，高压带的空气便向低压带流动。副高向南流的空气，在地转偏力作用下在北半球向右偏转成为东北风，在南半球向左偏转成为东南风，由于风向常年稳定被分别称做东北信风和东南信风。副高向北流的空气，在地转偏向力作用下，在中纬度形成偏西风称为盛行西风(北半球为西南风，南半球为西北风)。由极地流向副极地低压区的空气在高纬度较大地转偏向力的作用下形成极地东风(见图7-10)。

图7-10　行星气压带和三圈环流模式图

随着冬夏太阳位置的南北移动，极地东风带、盛行西风带以及信风带的位置也随之南北移动，强度发生变化。其中，在60°～90°高纬度地区的极地东风和在30°～60°中纬度地区的盛行西风是冬强夏弱，而在0°～30°的低纬度地区的信风带，其强度则是夏强冬弱。

东北信风与东南信风两支气流在赤道地区汇合上升，补偿赤道上空流走的空气并在低纬度形成一个完整环流圈，称做信风环流圈，又称低纬度环流圈或哈德莱(Hadley)环流圈如图7-10Ⅰ所示，它是一个直接热力环流圈。在纬度60°附近辐合上升的气流在高空分成南北两支。一支向北流向极地，补偿极地表面流走的空气，所形成的闭合环流圈称为高纬环流圈，又称极地环流圈(见图7-10Ⅲ)，也是一个直接热力环流圈；另一支向南流去，与低纬北流空气在副热带地区相遇下沉，构成中纬度环流圈，又称费利尔环流圈(见图7-10Ⅱ)是一个间接热力环流圈。

由上所述，在地表性质均一的情况下，赤道和极地之间存在六个大气环流圈，称平均经圈环流或三圈环流。近地面层的七个气压带和六个风带，它们就是通常所说的行星风带，又称纬圈环流。

2.海平面气压分布

地球表面，海陆相间分布。由于海陆热力性质的差异，使纬向气压带发生断裂，形成若干个闭合的高压和低压中心。冬季(1月)，北半球大陆是冷源，有利于高压的形成，如亚欧大陆的西伯利亚高压和北美大陆的北美高压；海洋相对是热源，有利于低压的形成，如北太平洋的阿留申低压，北大西洋的冰岛低压。

夏季(7月)相反，北半球大陆是热源，形成低压，如亚欧大陆的印度低压(又称亚洲低压)和北美大陆上的北美低压。副热带高压带在海洋上出现两个明显的高压中心，即夏威夷高压和亚速尔高压。

南半球季节与北半球相反，冬、夏季气压性质发生与北半球相反的变化。而且因南半球陆地面积小，纬向气压带比北半球明显，尤其在40°S以南，无论冬夏，等压线基本上呈纬向带状分布。

上述冬夏季海平面气压图上出现的大型高压、低压系统，称为大气活动中心。其中北半球海洋上的太平洋高压(夏威夷高压)和大西洋高压(亚速尔高压)、阿留申低压、冰岛低压常年存在，只是强度、范围随季节有变化，称为常年活动中心。而陆地上的印度低压、北美低压、西伯利亚高压、北美高压等只是季节性存在，称为季节性活动中心。活动中心的位置和强弱，反映了广大地区大气环流运行的特点，其活动和变化对附近甚至全球的大气环流，以及高低纬度间、海陆间的水分与热量的交换起着十分重要的作用。

(二)区域大气环流

区域大气环流是由地表海陆热力性质差异造成气压场随季节发生变化，以及行星风带的季节位移和如青藏高原那样高大地形影响所产生的一种区域性、季节性的气流运动，常被称做季风环流或季风(Monsoon)。

1.季风及其形成

以一年为周期，大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象，称为季风。季风不仅是指风向上有明显的季节转换，北半球1月与7月盛行风向的改变方位可达120°～180°，而且两种季风各有不同源地，气团属性有本质差异。伴随着风向的转换，天气和气候也发生相应的变化。

季风的形成与多种因素有关，主要是由于海陆间的热力差异以及这种差异的季节性变化引起的，行星风系的季节性移动和大地形的影响起加强作用。海陆热力差异导致大陆地表夏季为低压控制，海洋为高压控制，在气压梯度力的作用下，夏季气流由海洋吹向大陆。但受地转偏向力和摩擦力作用，使气流按反时针方向吹向大陆，将海上大量水汽带至大陆，形成大陆降水的湿季，并形成夏季风。冬季情况相反，北半球气流呈顺时针方向从大陆吹向海洋，形成寒冷且干燥的冬季风，在亚洲东部表现尤为明显。

亚洲南部的季风主要是由行星风系的季节移动引起的。在两个行星风系相接的地方，会发生风向随季节而改变的现象，但只有在赤道和热带地区才最为明显。例如，夏季太阳直射北半球，赤道低压带北移，南半球的东南信风受低压带的吸引而跨过赤道，转变为北半球的西南季风；冬季，太阳直射南半球，赤道低压带南移，北半球的东北信风越过赤道后，转变成为南半球的西北季风。由于它多见于赤道和热带地区，所以又称为赤道季风或热带季风。受这种季风影响的地区，一年中有明显的干季和湿季。

2.季风区的分布及分类

世界季风区分布很广，大致在30°W～170°E，20°S～35°N的范围。其中，东亚和南亚的季风最显著。东亚季风与南亚季风成因不同，天气气候特点也有差别。

(1)东亚季风。东亚是世界上最著名的季风区，季风范围广，强度大。因为这里位于世界上最大的欧亚大陆东部，面临世界上最大的太平洋，海陆的气温与气压对比和季节变化比其他任何地区都显著，加上青藏高原大地形的影响，冬季加强偏北季风，夏季加强偏南季风，季风现象最突出。而且，夏季东亚大陆的气压梯度比冬季弱，形成的夏季风比冬季风弱，降水的年季变化也比较大。东亚季风的范围大致包括我国东部、朝鲜、日本及俄罗斯太平洋沿岸地区。当冬季风很强时可影响东南亚、菲律宾群岛甚至更偏南的地方。

(2)南亚季风。在印度半岛、东南亚以及我国云南等低纬度地区，每年4～10月间盛行西南气流，通常称为西南季风，其中以印度半岛最为典型，因此又称印度季风。它主要由行星风带的季节性移动引起，也含有海陆热力差异和青藏高原的大地形作用，导致低纬度上两个行星风带相交接的地带，风向随季节而改变。冬季，当太阳直射在南回归线附近，赤道低压带移至南半球时，北半球低纬度受大陆高压的影响，盛行东北信风，带来干燥少雨的旱季。夏季，当太阳直射移至北回归线附近时，赤道低压带移至赤道与北纬10°之间的区域，南半球的东南信风越过赤道并受地转偏向力作用转变为西南气流，带来暖湿气流形成雨季，且降水具有定时的爆发性。因此，西南季风区的最高温出现在雨季前的4月中、下旬。而青藏高原等地形的屏障和南半球澳大利亚高压加强北上，形成南亚地区夏季气压梯度大于冬季，使得夏季风强于冬季风。因为冬季，它远离大陆冷高压，东北季风长途跋涉，并受青藏高原的阻挡，加上半岛面积小，海陆间的气压梯度小，所以冬季风不强。而夏季，半岛气温特高，气压特低，与南半球高压之间形成较大的气压梯度，加上青藏高原的热源作用，使南亚季风不但强度大而且深厚。

(3)高原季风。高耸挺拔的大高原，由于它与周围自由大气的热力差异所形成的冬夏相反的盛行风系，称为高原季风，以青藏高原季风最为典型。夏季，在28°N～36°N之间，海拨4000m以上的青藏高原，地表强烈吸收太阳辐射，成为高耸在大气层中的一个热源，它直接加热中高层大气，从而形成一个高温低压区，出现与哈得莱环流相反的经向环流圈。冬季，高原地表是个冷源，为低温高压区，出现与哈得莱环流相似的经向环流圈。它使高原许多地方冬夏季节出现与平原近地表近乎相反的盛行风，称为高原季风。

高原季风破坏了对流层中层的行星风带和行星环流，对环流和气候的影响很大，尤其在东亚和南亚季风区。在冬夏不同的季节，高原季风环流的方向与东亚地区因海陆热力性质差异所形成的季风的方向完全一致，两者叠加起来，使得东亚地区的季风(尤其冬季风)势力特别强盛，厚度特别大。

(三)局地环流

由于受局部环境的影响，如地表受热不均、地形起伏以及人类活动等引起的小范围气流运动，称为局地环流或地方性风系。局部环流主要有海陆风、山谷风、焚风、高原季风及城市热岛环流等。局地环流虽然不能改变大范围气流运行的总趋势，但对小范围地区的气候却有着不可忽视的影响。

1.海陆风

海陆风是指发生在沿海地区的白天吹海风、夜间吹陆风、以一日为周期的地方性风系(见图7-11)。

图7-11　海陆风环流

海陆风也是由于海陆的热力性质的差异引起的，但影响的范围仅限于沿海地区。在沿海地区，白天，陆地增温快，陆面气温高于海面，近地面空气上升形成低压，气流从海洋流向陆地，形成海风；夜间相反，陆地降温快，陆面气温低于海面，形成陆风。

海陆风对沿海地区的天气和气候有着明显的影响：白天，海风携带着海洋水汽输向大陆沿岸，使沿海地区多雾、多低云，降水量增多，同时还调节了沿海地区的温度，使夏季不致过于炎热，冬季不致过于寒冷。

海风和陆风转换的时间因地区和天气条件而不同。一般说来，海风开始于9～11时，13～15时最强，之后逐渐转弱，日落后转为陆风。阴天海风要推迟到中午前后才出现。大范围气压场的气压梯度较大时，相应于气压场的风可以掩盖海陆风。海陆风的水平尺度通常为数十千米到上百千米，垂直尺度可达1～2km。

海陆风与东亚季风形成原理基本相同，但季风是以一年为一周期，由海陆间气压的季节变化而产生的。海陆风只是滨海地带海陆间气压日变化产生的一日之内风向转变现象。海陆风多出现在日照强烈、气压梯度较小的地区与季节，所以低纬度区夏季最为显著。但在内陆较大水域的沿岸，同样会产生类似于海陆风的湖风与岸风。

2.山谷风

在山区，白天从谷地吹向山坡、夜间从山坡吹向谷地，以一日为周期的地方性风系，称为山谷风(见图7-12)。白天，因为山坡上的空气比同高度的自由大气增温强烈，空气从谷地沿坡向上爬升，形成谷风；夜间由于山坡辐射冷却，冷空气沿坡下滑，从山坡流入谷地，形成山风。

图7-12　谷风和山风

山谷风是山区经常出现的现象，只要周围大范围气压场比较弱，就能出现山谷风。如我国乌鲁木齐南倚天山，北临准噶尔盆地，山风和谷风的交替很明显。一般山风在日出后2～3小时转为谷风，午后达最大，日落前1～1.5小时转为山风。夏季谷风比山风强，冬季山风比谷风强。谷风出现时，将水汽带到山上，减少谷中湿度而加大山上湿度，甚至形成云雾或降水，山风情况则相反。

3.焚风

当流经山地的湿润气流受到山地阻挡时，被迫沿坡绝热爬升，这时按照干绝热递减率降温。当达到水汽凝结高度时，形成云，此后按照湿绝热递减率降温，逐渐形成降水。空气继续沿坡上升，降水也不断发生。当越过山顶以后，空气沿坡下沉增温，水汽含量大为减少，按照干绝热递减率下沉压缩升温。由于干绝热递减率比湿绝热递减率大，过山后的空气温度比山前同高度上空气的温度要高得多，湿度也小得多，形成了沿着背风坡向下吹的既热且干的风，称为焚风(见图7-13)。焚风无论隆冬还是酷暑，白昼还是夜间，均可在山区出现。我国的太行山、武夷山、西南峡谷等地区以及欧洲的阿尔卑斯山、北美的落基山等山麓地带都是著名的焚风区。

图7-13　焚风形成示意图

焚风效应对山地自然环境的局部差异有重要意义，对植被类型的形成及生态特征、土壤的类型和形成过程都有一定的影响。如我国西南峡谷区的云南怒江谷地呈现出热带和亚热带稀树草原特征的自然环境，与焚风带来的效应是分不开的。

4.“城市热岛”和“城市风”

城市人口集中，工业发达，居民生活、工业生产及交通工具每天释放出大量的人为热，导致城市热力过程的总效应为：城市的温度一般高于周围的郊区和农村，城市犹如一个温暖的岛屿，称为“城市热岛”。这主要是城市上空通过乱流扩散从暖的建筑物得到显热，并且吸收城市表面和污染层放出的长波辐射的结果。R.G.巴里认为，热岛效应对最低温度的影响最为明显，可以使城市的最低温度比周围的郊区和农村高5～6℃，有些大城市，在适当的条件下(夜间天空少云、清晨几小时无风时)，这个差别可大到6～8℃。城市热岛效应在降水性质上有非常直接的表现，如在同一时间，城市周围的农村正在降雪，但对应着的城市内部降落的却是雨夹雪或雨。随着城市化的快速发展，热岛效应将越来越明显。

由于城市热岛的存在，当大气环流较微弱时，常常引起空气在城市地区上升、郊区下沉，使得城市和郊区之间形成了一个小型的热力环流，称为“城市风”。

5.布拉风

从比较大的高原或山地向邻近平原倾泻下来的寒冷暴风称为布拉风。它风速大、温度低，又被称为冷的“空气瀑布”。布拉风在俄罗斯的黑海和新地岛等地较显著。冬季在我国的某些山地、高原地区也会有类似布拉风的地方性风系出现。

6.峡谷风

当空气由开阔地区进入峡谷时，气流加速前进成强风称为峡谷风。在我国的台湾海峡、松辽平原等地，两侧的山岭地形像喇叭管口，从而出现所谓的峡管效应，即峡谷风。