第十章 海洋气象之大气环流

第十章 海洋气象之大气环流

大气环流(G eneral C irculation )是指全球范围的大尺度(水平范围数千公里以上,垂直范

围10km 以上)大气运行现象。它既包括平均状况也包括瞬时状况,反映了大气运动的基本状

态和基本特征,是各种不同尺度天气系统发生、发展和移动的背景条件。因此,它不仅决定各地

的天气类型,同时还决定各地气候的形成和特点。

第一节 行星风带和气压带

一、单圈环流模式

大气环流的形成和维持是太阳辐射、地球自转、海陆分布和地形差异等因子综合作用的结

果,其中太阳辐射在地表分布的不均匀是大气环流产生的根本原因和条件,因而也可以说是大

气环流的原动力。

假定地球表面均匀一致,即没有海陆之分和地形差异等现象,同时不考虑地球自转的影

响。由于太阳辐射在地表分布不均匀,使地表温度分布因纬度而异。赤道和低纬地区获得太阳

辐射多,地表温度高;极地和高纬地区得到太阳辐射少,地表温度低。因此,赤道和低纬大气净

获得热量不断增温并膨胀上升,气压随高度的递减率小;而高纬和极地大气净失去热量不断冷

却并收缩下沉,气压随高度的递减率大。这样,在对流层中、上部产生由赤道指向极地的水平气

压梯度分量,促使空气从赤道上空流向极地上空,赤道附近地面气压降低形成低压带,极地附

近地面气压升高形成高压带,从而在对流层下部产生与上部相反方向的水平气压梯度,促使空

气由极地流向赤道。于是在极地和赤道之间构成一个南北向的闭合环流圈,称为单圈环流,如

图10-1 所示。因这个环流圈是在地面受热不均匀的条件下产生的,所以又称为热力环流圈。

二、三圈环流模式

在自转的地球上,相对于地表运动的大气会受到地转偏向力的作用,并且随纬度的增加,

地转偏向力逐渐增大。仍假定地表是均匀的。当空气由赤道上空向极地流动时,受逐渐增大的

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地转偏向力的影响,气流渐渐转向沿纬圈方向运动。约在纬度30°附近,水平气压梯度力与地

转偏向力达到平衡,气流运动方向转为自西向东(偏西风)。于是自赤道源源不断向两极运动的

空气在纬度30°附近堆积,并产生下沉运动,使地面气压升高,形成一个高压区,称为副热带高

压带。高压区内低层空气向四周流散开来,其中向赤道流去的气流正好补偿了赤道上空流向极

地方向的空气质量,于是在低纬地区形成了一个闭合经圈环流,称为赤道环流或哈德莱环流

(又叫低纬环流)。

另一方面,由纬度30°附近副热带高压带向极地流去的暖气流和从极地高压带流出的冷

气流在纬度60°附近相对低压区相遇,并形成极锋区。暖气流沿锋面滑升,当上升气流到达对

流层上部时,一部分流向极地,补偿了极地下沉流向赤道方向的空气质量,于是在极地和纬度

约60°之间构成了第二个闭合经圈环流,称为极地环流(又叫高纬环流)。

由于两极上空平流层底比低纬和赤道地区上空低,所以极锋区上升气流中流向低纬的那

部分一般出现在平流层内,它与赤道环流圈高层来自赤道的更暖湿空气在副热带相遇,从而在

极地环流和赤道环流之间,构成了第三个闭合环流,称为中间环流(又称中纬环流)。

图10-2 是北半球三圈环流示意图,南半球的三圈环流与北半球对称。

图10-1 单圈环流示意图图10-2 北半球三圈环流示意图

三、行星风带和气压带

与三圈环流模式对应,在南北半球近地面层出现了四个气压带和三个行星风带,如图10-

3 所示。由赤道向极地,气压带依次为赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带和极地高压

带;风带依次为信风带、西风带和极地东风带。下面对行星风带作简单说明。

图10-3 地面行星风带和气压带

1.信风带

由于副热带高压带和赤道低压带之间气压梯度的存

在,一部分气流自副热带高压带向赤道流动,在地转偏向

力的作用下,在北半球形成东北风,在南半球形成东南风。

因为风向、风力几乎常年稳定,风力一般为3～ 4 级,最大

不超过5 级,所以称为信风带(T rade-w ind Zone)。

信风带控制地区,天气一般比较干燥晴朗,能见度良

好。

2.盛行西风带

因副热带高压带与副极地低压带之间气压梯度的存

在,副热带高压带的辐散气流除一部分流向赤道外,另一部分则流向副极地低压带,在地转偏

向力的作用下变成偏西风,与高空的偏西风相连接,使中纬度地区西风盛行,故称为盛行西风

带(P revailing W esterlies)。

在北半球,由于海陆分布和地形差异等因素影响,西风带内多锋面和气旋活动,风向、风力

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多变,经常有大风、云雨天气,冬季大洋西北部这种现象更为突出。在南半球,因海洋广大,西风

带内风向稳定,风力强,故又称咆哮西风带(R oaring W esterlies)。

3.极地东风带

自极地高压向副极地低压带辐散的气流,因地转偏向力的作用变成偏东风,称为极地东风

带(P olar E asterlies)。

4.赤道无风带和副热带无风带

北半球的东北信风和南半球的东南信风在赤道地区辐合,产生上升气流,故这里风力微

弱,称为赤道无风带(D oldrum s / E quatorial C alm s),或赤道辐合带(又叫赤道槽)。在赤道无

风带中,气温高,湿度大,对流旺盛,天空多对流云,夜间常有阵雨或雷雨,降雨时能见度不良。

在纬度30°～35°副热带高压东西向脊线两侧,微风和静风频率高,气流下沉增温,天气晴朗、温

暖,称为副热带无风带(S ubtropical C alm s),在国外又称为“马纬度”(H orselatitudes)。

第二节 实际大气平均水平环流的基本特征

由于海陆分布和地形起伏等因素的影响,大气环流的实际状况比三圈环流要复杂得多。在

南半球,因陆地面积较少,地表相对比较均匀,气压和风的分布基本还呈带状;而在北半球,陆

地面积较大且海陆交错分布,海陆热力性质差异显著,地形起伏亦很明显,故气压和风的带状

结构受到很大破坏。此外,风带和气压带还随季节转移而南北移动。

本节主要介绍因海陆分布和地形起伏的影响,海平面高度和对流层中部平均气压场(即水

平环流)的实际状况(注:由于大尺度大气运动具有准地转的性质,故可用水平气压场近似表示

水平流场)。下一节再介绍风带的变化。

一、北半球对流层中部平均水平环流的特征

图10-4 表示500h P a(平均高度5500m )平均气压场在冬季和夏季的分布情况。从图中可

以看出,在北极为极地低压(地理学上把66.5°N 以北和66.5°S 以南地区称为极地),又称极

涡。冬季极涡断裂为两个闭合中心,一个在格陵兰西侧与加拿大之间,另一个在亚洲的东北端;

夏季极涡主要有一个中心,偏于西半球,强度比冬季明显减弱。

在中高纬度,是以极地为中心的环绕纬圈的西风带,西风带上有尺度很大的槽和脊。冬季,

西风气流强,位置偏南,其上有三个明显的平均大槽,它们分别是位于亚洲东岸140°E 附近的

东亚大槽、北美东岸70°～ 80°W 附近的北美大槽和欧洲东部强度较弱的欧洲浅槽;在三槽之

间存在三个脊,分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原的北部,脊的强度比槽弱得多。夏季,

西风气流弱,位置明显北移,其上平均槽有四个,东亚大槽东移到勘察加半岛附近(170°E ),北

美大槽略向东移,欧洲西岸和青藏高原北部贝加尔湖地区各出现一个浅槽,原欧洲浅槽消失,

槽的强度大大减弱,脊就更不明显。

在低纬度,平均槽、脊的数目和位置与中高纬度不完全相同。冬季,除北美和东亚大槽向南

伸到较低纬度外,在地中海、孟加拉湾和东太平洋加利福尼亚半岛都有比较明显的槽;北太平

洋和北大西洋上的副热带高压强度很弱,高压中心退居大洋东部、位于20°N 以南。夏季,副热

带高压大大加强,在低纬北太平洋、北大西洋和北非大陆均有闭合高压中心,中心位置移到

20°N 以北。

图10-4 北半球对流层中部环流

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a)1 月份500hP a 平均等高线图b )7 月份500hP a 平均等高线图

二、海平面平均水平环流的特征

图10-5 表示冬季和夏季海平面气压场的多年平均状况。由图中可看出,全球经常存在着

7～8 个巨大的高、低气压区,常称之为大气活动中心。

图10-5a) 1 月海平面等压线图

1 月份,北半球是冬天,为大气冷源的陆地上都被高压控制,亚欧大陆上为西伯利亚高压,

北美大陆上为北美高压, 西伯利亚高压强于北美高压; 北太平洋上有强大的阿留申低压

(A leutian L ow ),北大西洋上有强大的冰岛低压(Icelan d L ow ),这两个低压分别位于东亚大

槽和北美大槽东部的下方;副热带高压有两个主要中心,一个位于太平洋东部,称为夏威夷高

压(H aw aii H igh),另一个位于大西洋东部,称为亚速尔高压(A zores H igh),强度均很弱,中心

位置偏南。此时南半球是夏天,在南太平洋、南大西洋和南印度洋分别有三个闭合副热带高压

中心,强度强;而在南美、南部非洲和澳大利亚大陆上形成几个小规模的弱低压。

7 月份,北半球是夏天,大气活动中心的分布几乎与1 月相反。大陆发展了两个热低压,即

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图10-5b) 7 月海平面等压线图

亚洲南部低压(又称印度低压)和北美西南部低压;海洋上的阿留申低压和冰岛低压仍然存在,

但已大大减弱;夏威夷高压和亚速尔高压大大增强,中心北移,范围扩大,几乎完全占据两个大

洋。此时南半球正值隆冬,大陆上高压加强伸展,与三大洋的副热带高压几乎连接成环绕纬圈

的高压带,其中除大洋上有三个闭合高压中心外,澳大利亚大陆上也出现高压中心。

综上所述可见,大气活动中心随季节有很大变化,其中全年始终都存在的大气活动中心称

为永久性大气活动中心,随季节而发生根本变化的称为半永久性大气活动中心。属于永久性大

图10-6 海陆季风形成示意图

气活动中心的有赤道低压带、海上副热带高压、南极高压、南半球副极地低压带、冰岛低压和阿

留申低压。属于半永久性大气活动中心的有冬季的西伯利亚高压、北美高压、澳大利亚高压、南

美高压和非洲高压,以及夏季的印度低压、北美低压、澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。大

气活动中心是地面大气环流的重要成员,是作天气预报时需要考虑的重要背景条件。

第三节 季风环流

通常,将大范围风向随季节而有规律转变的盛行风称为季风(M onsoon )。

一、季风的成因和分布

1.季风的成因

季风的形成与多种因素有关,但最主要的是由于海陆热力差异和行星风带的季节性位移。

此外,像青藏高原这样的庞大地形,对大气的动力作用和冬夏的冷、热源作用也不可忽视。

1)海陆季风

由海陆热力差异引起的风向随季节明

显改变的风系, 称为海陆季风(S ee-land

M onsoon )。如图10-6 所示, 冬季,大陆上

气温比同纬度的海洋低,高压发展,而海洋

上则低压发展,水平气压梯度的方向由大

陆指向海洋,形成了从陆地吹向海洋的冬

季风;夏季正好相反,大陆上低压发展,海

洋上高压发展,水平气压梯度的方向由海

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洋指向大陆,形成了从海洋吹向大陆的夏季风。

全球海陆季风最强的区域多在热带和副热带海陆热力差异最显著的地区。

2)行星季风

行星风带随季节有南北移动的规律,由此引起风向的季节性改变而形成的季风称为行星

图10-7 世界季风分布图

季风(P lanetary M onsoon)。地表行星风

带在北半球夏季时向北移动,南半球夏季

时向南移动, 这样,冬季西风带的南缘地

带,夏季就可能变成东风带,冬夏盛行风

向就发生约180°的变化。行星风向变化的

区域基本上呈带状分布,可以发生在沿

海、内陆以及大洋中部。就纬度来说,行星

季风在赤道和热带地区最明显,因此常被

称为赤道季风或热带季风。

2.季风的分布

世界上季风的范围很广,主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲,此外,在澳洲也有一

些季风,如图10-7 所示。

二、东亚季风和南亚季风

亚洲大陆是地球上最大的大陆,向南伸展的纬度很低,所以亚洲季风是世界上范围最广、

最强盛的季风。根据季风的成因和季风气候的特征,主要可分为东亚季风区和南亚季风区。

1.东亚季风

东亚季风主要是由海陆热力差异而形成的。东亚位于欧亚大陆(世界上最大的大陆)的东

南部和太平洋(世界上最大的海洋)之间,气温和气压梯度的季节变化比其它任何地区都显著,

所以这一地区发生的季风是海陆热力差异引起的季风中最强盛的。它的范围包括我国东部、朝

鲜、日本等地区和附近的广阔海域。

冬季,西伯利亚高压盘踞亚洲大陆,高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风。由于所

处高压部位的不同,通常各地的冬季风风向由北向南依次为西北风、北风、东北风。如渤海、黄

海、东海北部和日本海附近海面多西北风和北风,东海南部和南海多为东北风,东北信风也因

而加强。西伯利亚高压强盛,气压梯度较大,风力较强,风向稳定。黄渤海和东海的风力一般在

5～6 级左右,寒潮南下时,最大风力可达8～9 级以上。

夏季,亚洲大陆为热低压控制,同时西太平洋副热带高压北上西伸,高、低压之间的偏南风

便成为亚洲东部的夏季风。它的风向,在我国东部和日本及附近洋面(约50°N 以南)为东南或

南风,在华南沿海、南海和菲律宾附近洋面上多为西南风。由于夏季气压梯度比冬季小,所以夏

季风强度比冬季风弱,海上风力一般在3～4 级左右。

冬季风盛行时,我国东部、朝鲜和日本等地具有低温、干燥和少雨的气候特征;夏季风盛行

时,则表现为高温、潮湿、多雨和多雾的特征。冬季风来得快,9 月开始爆发,东海以北即出现偏

北风,到10 月下旬,偏北风已到达南海南部;夏季风来得慢,4 月初东南季风即在广东沿海和

北部湾出现,到6 月底才扩展到华北北部和东北地区。

2.南亚季风

南亚季风区域较广,包括北印度洋及其周围的东非、西南亚、南亚、中印半岛一带,并与东

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亚季风区相连接。南亚季风以印度半岛和北印度洋表现最突出,因此又称印度季风。南亚季风

主要是由于行星风带的季节性位移引起的,海陆热力差异和青藏高原大地形也有相当大的影

响。

冬季,行星风带南移,赤道低压带移到南半球,亚洲大陆高压强大,其南部的东北风就成为

亚洲南部的冬季风。因亚洲南部远离大陆高压中心,并有青藏高原的阻挡,再加上印度半岛面

积相对较小、纬度较低,海陆之间气压梯度较弱,所以冬季风不强。自11 月起,东北季风开始影

响北印度洋,以后一直到次年4 月,北印度洋几乎都在东北季风控制下,风力一般为3～4 级左

右,且天空晴朗,能见度好,被称为北印度洋航海的“黄金季节”。

夏季,亚洲南部强烈增温,形成低压区,低压中心位于印度半岛北部(印度低压),而此时南

半球正值冬季,澳大利亚大陆高压发展,并与南印度洋副热带高压合并加强,位置偏北,使北印

度洋上水平气压梯度加大,印度低压南侧的西南风风力大。与此同时,南半球的东南信风越过

赤道进入北半球之后,受地转偏向力作用逐渐转变为西南风,与前述西南风迭加在一起,造成

北印度洋夏季的西南季风特别强大,成为世界海洋上著名的狂风恶浪海域之一。一般,5 月下

旬前后东北季风转换为西南季风;7 月初至8 月末,西南季风的风力常达8～9 级以上,并伴有

暴雨,给船舶的安全航行造成一定困难,所以从5 月份起,小型船只就停止在该海区航行;9～

10 月风力减小。南亚夏季风爆发快。

在春、秋季季风转换季节,上述季风区风向不稳定。

此外,其它地区还存在一些季风现象,例如:北澳、印尼和伊里安冬季吹东南季风,夏季吹

西北季风;塞内加尔到塞拉利昂的西非沿岸一带,有西南季风与东北季风交替的现象;北美东

岸和西北大西洋,冬季吹西北风,夏季盛行西南风;巴西东海岸,7 月吹东南风,1 月吹东北风或

东风。

第四节 海陆风和山谷风

图10-8 海陆风

一、海 陆 风

在海岸附近,白天近地面层风由海洋吹向陆地,称为海风(Sea B reeze),夜间近地面层风由

陆地吹向海洋,称为陆风(L and B reeze)。这样在小范围内构成了具有明显日变化的风系,称为

海陆风。

海陆风是由于海陆热力性质差异而形成的一种小范围的热力环流。白天陆面增温比海面

快,根据热力环流原理,在低层形成由海洋指向陆地的水平气压梯度分量,于是出现海风,在某

一高度以上风又从陆地吹向海洋,形成一个闭合环流如图10-8a)所示;夜间陆面冷却比海面

快,在低层形成由陆地指向海洋的水平气压梯度分量,于是出现陆风,在一定高度上,风又从海

洋吹向陆地,构成与白天相反的环流,如

图10-8b )所示。海陆温差越大,海陆风发

展越强。因此在地面温度日较差大的地区

和季节,海陆风现象明显。在低纬地区,气

温日较差大,一年四季均可出现海陆风;

在中纬地区,海陆风主要出现在夏季,冬

季很弱;在高纬地区,只有夏季晴朗的日

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子里才能见到微弱的海陆风。在我国沿海,不少港口都能观测到明显的海陆风。

一般情况下,海风比陆风强,海风可达5～6m / s,陆风只有2～3m / s。海风的水平范围和垂

直厚度也比陆风大,在热带地区,海风可深入内陆50～100km ,其垂直厚度可达1km 左右;而

陆风入海距离不超过10km ,其垂直厚度基本不超过500m 。

海风和陆风的转换时间随地区和天气条件而异。通常,海风始于9～11 时,到13～15 时最

强,日落后明显减弱,17～20 时左右转为陆风。如果是阴天,海风出现的时间要向后延迟,有时

到中午12 时左右才出现,强度也明显减弱。在海风和陆风交替期间可暂时出现静风,在低纬地

区,特别是傍晚无风时,使人有异常闷热之感。

海风从海上带来大量水汽,使陆地上空气湿度增大,有时会形成雾和低云,甚至产生降水。

海风还可以使沿岸陆地气温降低,所以沿海地区夏季不十分炎热。

二、山 谷 风

在山区,白天自谷底沿山坡向上吹向山顶的风称为谷风(V alley B reeze);夜间自山顶沿山

坡吹向谷底的风称为山风(M ountain B reeze)。与海陆风类似,它是由于山坡上的气温与同高

度谷地上空气温之间的差异产生的局地热力环流,如图10-9 所示。

图10-9 山谷风

谷风一般在日出后2 ～ 3h 开始, 午后最

强;日落后山风开始, 逐渐增强, 到日出前最

强。在背阴的峡谷中,谷风出现的时间会向后

延迟,持续时间也会缩短。山谷风在夏季较明

显,冬季较弱,一般冬季山风比谷风强, 夏季

则谷风比山风强。除山地外,高原和盆地边缘

也可能出现与山谷风类似的风。

有些港口受地形影响,海陆风与山谷风往往同时出现,两者叠加的结果使向岸风(海风+

谷风)和离岸风(陆风+ 山风)都相当显著。例如,我国秦皇岛和连云港就是这种情况。

山谷风和海陆风一般都是在大范围水平气压场比较弱时,才能显现出来。

 

第十章 海洋气象之大气环流

大气环流(G eneral C irculation )是指全球范围的大尺度(水平范围数千公里以上,垂直范

围10km 以上)大气运行现象。它既包括平均状况也包括瞬时状况,反映了大气运动的基本状

态和基本特征,是各种不同尺度天气系统发生、发展和移动的背景条件。因此,它不仅决定各地

的天气类型,同时还决定各地气候的形成和特点。

第一节 行星风带和气压带

一、单圈环流模式

大气环流的形成和维持是太阳辐射、地球自转、海陆分布和地形差异等因子综合作用的结

果,其中太阳辐射在地表分布的不均匀是大气环流产生的根本原因和条件,因而也可以说是大

气环流的原动力。

假定地球表面均匀一致,即没有海陆之分和地形差异等现象,同时不考虑地球自转的影

响。由于太阳辐射在地表分布不均匀,使地表温度分布因纬度而异。赤道和低纬地区获得太阳

辐射多,地表温度高;极地和高纬地区得到太阳辐射少,地表温度低。因此,赤道和低纬大气净

获得热量不断增温并膨胀上升,气压随高度的递减率小;而高纬和极地大气净失去热量不断冷

却并收缩下沉,气压随高度的递减率大。这样,在对流层中、上部产生由赤道指向极地的水平气

压梯度分量,促使空气从赤道上空流向极地上空,赤道附近地面气压降低形成低压带,极地附

近地面气压升高形成高压带,从而在对流层下部产生与上部相反方向的水平气压梯度,促使空

气由极地流向赤道。于是在极地和赤道之间构成一个南北向的闭合环流圈,称为单圈环流,如

图10-1 所示。因这个环流圈是在地面受热不均匀的条件下产生的,所以又称为热力环流圈。

二、三圈环流模式

在自转的地球上,相对于地表运动的大气会受到地转偏向力的作用,并且随纬度的增加,

地转偏向力逐渐增大。仍假定地表是均匀的。当空气由赤道上空向极地流动时,受逐渐增大的

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地转偏向力的影响,气流渐渐转向沿纬圈方向运动。约在纬度30°附近,水平气压梯度力与地

转偏向力达到平衡,气流运动方向转为自西向东(偏西风)。于是自赤道源源不断向两极运动的

空气在纬度30°附近堆积,并产生下沉运动,使地面气压升高,形成一个高压区,称为副热带高

压带。高压区内低层空气向四周流散开来,其中向赤道流去的气流正好补偿了赤道上空流向极

地方向的空气质量,于是在低纬地区形成了一个闭合经圈环流,称为赤道环流或哈德莱环流

(又叫低纬环流)。

另一方面,由纬度30°附近副热带高压带向极地流去的暖气流和从极地高压带流出的冷

气流在纬度60°附近相对低压区相遇,并形成极锋区。暖气流沿锋面滑升,当上升气流到达对

流层上部时,一部分流向极地,补偿了极地下沉流向赤道方向的空气质量,于是在极地和纬度

约60°之间构成了第二个闭合经圈环流,称为极地环流(又叫高纬环流)。

由于两极上空平流层底比低纬和赤道地区上空低,所以极锋区上升气流中流向低纬的那

部分一般出现在平流层内,它与赤道环流圈高层来自赤道的更暖湿空气在副热带相遇,从而在

极地环流和赤道环流之间,构成了第三个闭合环流,称为中间环流(又称中纬环流)。

图10-2 是北半球三圈环流示意图,南半球的三圈环流与北半球对称。

图10-1 单圈环流示意图图10-2 北半球三圈环流示意图

三、行星风带和气压带

与三圈环流模式对应,在南北半球近地面层出现了四个气压带和三个行星风带,如图10-

3 所示。由赤道向极地,气压带依次为赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带和极地高压

带;风带依次为信风带、西风带和极地东风带。下面对行星风带作简单说明。

图10-3 地面行星风带和气压带

1.信风带

由于副热带高压带和赤道低压带之间气压梯度的存

在,一部分气流自副热带高压带向赤道流动,在地转偏向

力的作用下,在北半球形成东北风,在南半球形成东南风。

因为风向、风力几乎常年稳定,风力一般为3～ 4 级,最大

不超过5 级,所以称为信风带(T rade-w ind Zone)。

信风带控制地区,天气一般比较干燥晴朗,能见度良

好。

2.盛行西风带

因副热带高压带与副极地低压带之间气压梯度的存

在,副热带高压带的辐散气流除一部分流向赤道外,另一部分则流向副极地低压带,在地转偏

向力的作用下变成偏西风,与高空的偏西风相连接,使中纬度地区西风盛行,故称为盛行西风

带(P revailing W esterlies)。

在北半球,由于海陆分布和地形差异等因素影响,西风带内多锋面和气旋活动,风向、风力

83

多变,经常有大风、云雨天气,冬季大洋西北部这种现象更为突出。在南半球,因海洋广大,西风

带内风向稳定,风力强,故又称咆哮西风带(R oaring W esterlies)。

3.极地东风带

自极地高压向副极地低压带辐散的气流,因地转偏向力的作用变成偏东风,称为极地东风

带(P olar E asterlies)。

4.赤道无风带和副热带无风带

北半球的东北信风和南半球的东南信风在赤道地区辐合,产生上升气流,故这里风力微

弱,称为赤道无风带(D oldrum s / E quatorial C alm s),或赤道辐合带(又叫赤道槽)。在赤道无

风带中,气温高,湿度大,对流旺盛,天空多对流云,夜间常有阵雨或雷雨,降雨时能见度不良。

在纬度30°～35°副热带高压东西向脊线两侧,微风和静风频率高,气流下沉增温,天气晴朗、温

暖,称为副热带无风带(S ubtropical C alm s),在国外又称为“马纬度”(H orselatitudes)。

第二节 实际大气平均水平环流的基本特征

由于海陆分布和地形起伏等因素的影响,大气环流的实际状况比三圈环流要复杂得多。在

南半球,因陆地面积较少,地表相对比较均匀,气压和风的分布基本还呈带状;而在北半球,陆

地面积较大且海陆交错分布,海陆热力性质差异显著,地形起伏亦很明显,故气压和风的带状

结构受到很大破坏。此外,风带和气压带还随季节转移而南北移动。

本节主要介绍因海陆分布和地形起伏的影响,海平面高度和对流层中部平均气压场(即水

平环流)的实际状况(注:由于大尺度大气运动具有准地转的性质,故可用水平气压场近似表示

水平流场)。下一节再介绍风带的变化。

一、北半球对流层中部平均水平环流的特征

图10-4 表示500h P a(平均高度5500m )平均气压场在冬季和夏季的分布情况。从图中可

以看出,在北极为极地低压(地理学上把66.5°N 以北和66.5°S 以南地区称为极地),又称极

涡。冬季极涡断裂为两个闭合中心,一个在格陵兰西侧与加拿大之间,另一个在亚洲的东北端;

夏季极涡主要有一个中心,偏于西半球,强度比冬季明显减弱。

在中高纬度,是以极地为中心的环绕纬圈的西风带,西风带上有尺度很大的槽和脊。冬季,

西风气流强,位置偏南,其上有三个明显的平均大槽,它们分别是位于亚洲东岸140°E 附近的

东亚大槽、北美东岸70°～ 80°W 附近的北美大槽和欧洲东部强度较弱的欧洲浅槽;在三槽之

间存在三个脊,分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原的北部,脊的强度比槽弱得多。夏季,

西风气流弱,位置明显北移,其上平均槽有四个,东亚大槽东移到勘察加半岛附近(170°E ),北

美大槽略向东移,欧洲西岸和青藏高原北部贝加尔湖地区各出现一个浅槽,原欧洲浅槽消失,

槽的强度大大减弱,脊就更不明显。

在低纬度,平均槽、脊的数目和位置与中高纬度不完全相同。冬季,除北美和东亚大槽向南

伸到较低纬度外,在地中海、孟加拉湾和东太平洋加利福尼亚半岛都有比较明显的槽;北太平

洋和北大西洋上的副热带高压强度很弱,高压中心退居大洋东部、位于20°N 以南。夏季,副热

带高压大大加强,在低纬北太平洋、北大西洋和北非大陆均有闭合高压中心,中心位置移到

20°N 以北。

图10-4 北半球对流层中部环流

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a)1 月份500hP a 平均等高线图b )7 月份500hP a 平均等高线图

二、海平面平均水平环流的特征

图10-5 表示冬季和夏季海平面气压场的多年平均状况。由图中可看出,全球经常存在着

7～8 个巨大的高、低气压区,常称之为大气活动中心。

图10-5a) 1 月海平面等压线图

1 月份,北半球是冬天,为大气冷源的陆地上都被高压控制,亚欧大陆上为西伯利亚高压,

北美大陆上为北美高压, 西伯利亚高压强于北美高压; 北太平洋上有强大的阿留申低压

(A leutian L ow ),北大西洋上有强大的冰岛低压(Icelan d L ow ),这两个低压分别位于东亚大

槽和北美大槽东部的下方;副热带高压有两个主要中心,一个位于太平洋东部,称为夏威夷高

压(H aw aii H igh),另一个位于大西洋东部,称为亚速尔高压(A zores H igh),强度均很弱,中心

位置偏南。此时南半球是夏天,在南太平洋、南大西洋和南印度洋分别有三个闭合副热带高压

中心,强度强;而在南美、南部非洲和澳大利亚大陆上形成几个小规模的弱低压。

7 月份,北半球是夏天,大气活动中心的分布几乎与1 月相反。大陆发展了两个热低压,即

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图10-5b) 7 月海平面等压线图

亚洲南部低压(又称印度低压)和北美西南部低压;海洋上的阿留申低压和冰岛低压仍然存在,

但已大大减弱;夏威夷高压和亚速尔高压大大增强,中心北移,范围扩大,几乎完全占据两个大

洋。此时南半球正值隆冬,大陆上高压加强伸展,与三大洋的副热带高压几乎连接成环绕纬圈

的高压带,其中除大洋上有三个闭合高压中心外,澳大利亚大陆上也出现高压中心。

综上所述可见,大气活动中心随季节有很大变化,其中全年始终都存在的大气活动中心称

为永久性大气活动中心,随季节而发生根本变化的称为半永久性大气活动中心。属于永久性大

图10-6 海陆季风形成示意图

气活动中心的有赤道低压带、海上副热带高压、南极高压、南半球副极地低压带、冰岛低压和阿

留申低压。属于半永久性大气活动中心的有冬季的西伯利亚高压、北美高压、澳大利亚高压、南

美高压和非洲高压,以及夏季的印度低压、北美低压、澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。大

气活动中心是地面大气环流的重要成员,是作天气预报时需要考虑的重要背景条件。

第三节 季风环流

通常,将大范围风向随季节而有规律转变的盛行风称为季风(M onsoon )。

一、季风的成因和分布

1.季风的成因

季风的形成与多种因素有关,但最主要的是由于海陆热力差异和行星风带的季节性位移。

此外,像青藏高原这样的庞大地形,对大气的动力作用和冬夏的冷、热源作用也不可忽视。

1)海陆季风

由海陆热力差异引起的风向随季节明

显改变的风系, 称为海陆季风(S ee-land

M onsoon )。如图10-6 所示, 冬季,大陆上

气温比同纬度的海洋低,高压发展,而海洋

上则低压发展,水平气压梯度的方向由大

陆指向海洋,形成了从陆地吹向海洋的冬

季风;夏季正好相反,大陆上低压发展,海

洋上高压发展,水平气压梯度的方向由海

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洋指向大陆,形成了从海洋吹向大陆的夏季风。

全球海陆季风最强的区域多在热带和副热带海陆热力差异最显著的地区。

2)行星季风

行星风带随季节有南北移动的规律,由此引起风向的季节性改变而形成的季风称为行星

图10-7 世界季风分布图

季风(P lanetary M onsoon)。地表行星风

带在北半球夏季时向北移动,南半球夏季

时向南移动, 这样,冬季西风带的南缘地

带,夏季就可能变成东风带,冬夏盛行风

向就发生约180°的变化。行星风向变化的

区域基本上呈带状分布,可以发生在沿

海、内陆以及大洋中部。就纬度来说,行星

季风在赤道和热带地区最明显,因此常被

称为赤道季风或热带季风。

2.季风的分布

世界上季风的范围很广,主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲,此外,在澳洲也有一

些季风,如图10-7 所示。

二、东亚季风和南亚季风

亚洲大陆是地球上最大的大陆,向南伸展的纬度很低,所以亚洲季风是世界上范围最广、

最强盛的季风。根据季风的成因和季风气候的特征,主要可分为东亚季风区和南亚季风区。

1.东亚季风

东亚季风主要是由海陆热力差异而形成的。东亚位于欧亚大陆(世界上最大的大陆)的东

南部和太平洋(世界上最大的海洋)之间,气温和气压梯度的季节变化比其它任何地区都显著,

所以这一地区发生的季风是海陆热力差异引起的季风中最强盛的。它的范围包括我国东部、朝

鲜、日本等地区和附近的广阔海域。

冬季,西伯利亚高压盘踞亚洲大陆,高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风。由于所

处高压部位的不同,通常各地的冬季风风向由北向南依次为西北风、北风、东北风。如渤海、黄

海、东海北部和日本海附近海面多西北风和北风,东海南部和南海多为东北风,东北信风也因

而加强。西伯利亚高压强盛,气压梯度较大,风力较强,风向稳定。黄渤海和东海的风力一般在

5～6 级左右,寒潮南下时,最大风力可达8～9 级以上。

夏季,亚洲大陆为热低压控制,同时西太平洋副热带高压北上西伸,高、低压之间的偏南风

便成为亚洲东部的夏季风。它的风向,在我国东部和日本及附近洋面(约50°N 以南)为东南或

南风,在华南沿海、南海和菲律宾附近洋面上多为西南风。由于夏季气压梯度比冬季小,所以夏

季风强度比冬季风弱,海上风力一般在3～4 级左右。

冬季风盛行时,我国东部、朝鲜和日本等地具有低温、干燥和少雨的气候特征;夏季风盛行

时,则表现为高温、潮湿、多雨和多雾的特征。冬季风来得快,9 月开始爆发,东海以北即出现偏

北风,到10 月下旬,偏北风已到达南海南部;夏季风来得慢,4 月初东南季风即在广东沿海和

北部湾出现,到6 月底才扩展到华北北部和东北地区。

2.南亚季风

南亚季风区域较广,包括北印度洋及其周围的东非、西南亚、南亚、中印半岛一带,并与东

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亚季风区相连接。南亚季风以印度半岛和北印度洋表现最突出,因此又称印度季风。南亚季风

主要是由于行星风带的季节性位移引起的,海陆热力差异和青藏高原大地形也有相当大的影

响。

冬季,行星风带南移,赤道低压带移到南半球,亚洲大陆高压强大,其南部的东北风就成为

亚洲南部的冬季风。因亚洲南部远离大陆高压中心,并有青藏高原的阻挡,再加上印度半岛面

积相对较小、纬度较低,海陆之间气压梯度较弱,所以冬季风不强。自11 月起,东北季风开始影

响北印度洋,以后一直到次年4 月,北印度洋几乎都在东北季风控制下,风力一般为3～4 级左

右,且天空晴朗,能见度好,被称为北印度洋航海的“黄金季节”。

夏季,亚洲南部强烈增温,形成低压区,低压中心位于印度半岛北部(印度低压),而此时南

半球正值冬季,澳大利亚大陆高压发展,并与南印度洋副热带高压合并加强,位置偏北,使北印

度洋上水平气压梯度加大,印度低压南侧的西南风风力大。与此同时,南半球的东南信风越过

赤道进入北半球之后,受地转偏向力作用逐渐转变为西南风,与前述西南风迭加在一起,造成

北印度洋夏季的西南季风特别强大,成为世界海洋上著名的狂风恶浪海域之一。一般,5 月下

旬前后东北季风转换为西南季风;7 月初至8 月末,西南季风的风力常达8～9 级以上,并伴有

暴雨,给船舶的安全航行造成一定困难,所以从5 月份起,小型船只就停止在该海区航行;9～

10 月风力减小。南亚夏季风爆发快。

在春、秋季季风转换季节,上述季风区风向不稳定。

此外,其它地区还存在一些季风现象,例如:北澳、印尼和伊里安冬季吹东南季风,夏季吹

西北季风;塞内加尔到塞拉利昂的西非沿岸一带,有西南季风与东北季风交替的现象;北美东

岸和西北大西洋,冬季吹西北风,夏季盛行西南风;巴西东海岸,7 月吹东南风,1 月吹东北风或

东风。

第四节 海陆风和山谷风

图10-8 海陆风

一、海 陆 风

在海岸附近,白天近地面层风由海洋吹向陆地,称为海风(Sea B reeze),夜间近地面层风由

陆地吹向海洋,称为陆风(L and B reeze)。这样在小范围内构成了具有明显日变化的风系,称为

海陆风。

海陆风是由于海陆热力性质差异而形成的一种小范围的热力环流。白天陆面增温比海面

快,根据热力环流原理,在低层形成由海洋指向陆地的水平气压梯度分量,于是出现海风,在某

一高度以上风又从陆地吹向海洋,形成一个闭合环流如图10-8a)所示;夜间陆面冷却比海面

快,在低层形成由陆地指向海洋的水平气压梯度分量,于是出现陆风,在一定高度上,风又从海

洋吹向陆地,构成与白天相反的环流,如

图10-8b )所示。海陆温差越大,海陆风发

展越强。因此在地面温度日较差大的地区

和季节,海陆风现象明显。在低纬地区,气

温日较差大,一年四季均可出现海陆风;

在中纬地区,海陆风主要出现在夏季,冬

季很弱;在高纬地区,只有夏季晴朗的日

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子里才能见到微弱的海陆风。在我国沿海,不少港口都能观测到明显的海陆风。

一般情况下,海风比陆风强,海风可达5～6m / s,陆风只有2～3m / s。海风的水平范围和垂

直厚度也比陆风大,在热带地区,海风可深入内陆50～100km ,其垂直厚度可达1km 左右;而

陆风入海距离不超过10km ,其垂直厚度基本不超过500m 。

海风和陆风的转换时间随地区和天气条件而异。通常,海风始于9～11 时,到13～15 时最

强,日落后明显减弱,17～20 时左右转为陆风。如果是阴天,海风出现的时间要向后延迟,有时

到中午12 时左右才出现,强度也明显减弱。在海风和陆风交替期间可暂时出现静风,在低纬地

区,特别是傍晚无风时,使人有异常闷热之感。

海风从海上带来大量水汽,使陆地上空气湿度增大,有时会形成雾和低云,甚至产生降水。

海风还可以使沿岸陆地气温降低,所以沿海地区夏季不十分炎热。

二、山 谷 风

在山区,白天自谷底沿山坡向上吹向山顶的风称为谷风(V alley B reeze);夜间自山顶沿山

坡吹向谷底的风称为山风(M ountain B reeze)。与海陆风类似,它是由于山坡上的气温与同高

度谷地上空气温之间的差异产生的局地热力环流,如图10-9 所示。

图10-9 山谷风

谷风一般在日出后2 ～ 3h 开始, 午后最

强;日落后山风开始, 逐渐增强, 到日出前最

强。在背阴的峡谷中,谷风出现的时间会向后

延迟,持续时间也会缩短。山谷风在夏季较明

显,冬季较弱,一般冬季山风比谷风强, 夏季

则谷风比山风强。除山地外,高原和盆地边缘

也可能出现与山谷风类似的风。

有些港口受地形影响,海陆风与山谷风往往同时出现,两者叠加的结果使向岸风(海风+

谷风)和离岸风(陆风+ 山风)都相当显著。例如,我国秦皇岛和连云港就是这种情况。

山谷风和海陆风一般都是在大范围水平气压场比较弱时,才能显现出来。