第七章大气环流(P.111-125)
本章主要介绍大气环流状况、大气活动中心、季风和地方性风情况，使学生对大气环流情况有初步的了解。

第一节大气环流模式(P.111-112)
大气环流：指大范围的大气运动（平均）状态及其时空的变化过程。

一、单圈环流
假设地球表面性质均匀一致和没有地转偏向力，则气压梯度力的作用将使赤道和极地间构成一个大的理想的直接热力环流圈（哈得来环流图）：赤道两侧地区终年受太阳的直射，得到的热量多；两极附近，太阳终年斜射，得到的热量少。

因此，赤道两侧的空气受热上升，极地的空气冷却而下沉。

在北半球，赤道附近的空气上升到高空后向北吹，到北极附近下沉，然后又从地面上向南吹，再回到赤道附近，于是形成了一个闭合流动圈。

南半球则与北半球的空气流动方向相反。

实际上，在自转的地球表面只要空气一运动，地转偏向力即随之发生作用，使环流变得复杂起来。

二、三圈环流
1941年，美国气象学家罗斯尔（Rossby）提出了三圈环流模型：从图8—1（P.112）可以看到：假设地表均匀。

（1）由于气流受地转偏向力的作用，使赤道地区由地面上升至高空的气流向北运动时发生偏转，至20°—30°N时，气流变成自西向东的纬向环流；这样就阻碍了低纬高空大气的继续北流，从而使大气在那里堆积，并辐射冷却而下降，在近地面形成副热带高压；
（2）地面副热带高压的空气分南、北两支流动，流向赤道的一支在地转偏向力作用下形成东北信风带，它与南半球的东南信风带汇合形成赤道辐合带，这样在30°N与赤道之间的经圈剖面上形成一环流圈，通常称哈得来环流（信风环流圈）（即热带环流圈）；
（3）副高和极地高压之间（60°N附近）相对是一低压带，称为副极地低压带。

副高低层流向极地的暖空气在地转偏向力的作用下形成西南风（称为西
风带）；
（4）从极地低层流向低纬的冷空气在地转偏向力作用下形成东北风（称极地东风带）；
（5）两股冷暖气流在60°N附近相遇形成极锋。

（6）从副高北上的暖空气沿极锋向极地滑升，到高空分成南、北两支，北支流向极地，并下降循环形成极地环流圈；在极锋上空向南流的一支气流在副热带高压带地区与信风环流上空向北流动的气流相遇而辐合下降，形成一个逆环流圈，称为弗雷尔（Ferrel）环流圈（即中纬度环流圈）。

结果，在赤道与极地之间形成三圈经向环流，同时在近地面形成三个纬向风带：极地东风带，中纬度西风带和低纬度信风带，以及四个气压带：极地高压带、副极地低压带、副热带高压带与赤道低压带。

三圈环流模型能很好地解释地球上主要降水与干旱地带的形成。

赤道两侧的气流是上升的，这里是地球上云、雨最多的地带；30°附近的气流是下沉的，这一带少雨而干旱。

第二节大气活动中心(P.113-117)
上面讨论的三圈环流和行星风带均未考虑地表物理状况的影响，地表物理状况中最大的影响因素是海陆的存在。

由于海陆的热属性不同，使得上述有规律分布的气压带和风带或者断裂，或者变形。

例如，副热带高压带（30~35°N 地区）原是一个连续带，但是夏季，由于海洋较大陆增暖慢，气温较大陆低，有利于高压的加强，故海洋上高压明显；而陆地强烈增暖，气温较海洋高，有利于低压的加强，所以副热带高压被割裂了，在海洋为高压区，在大陆上为低压区。

在北半球夏季，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（即太平洋副高或夏威夷高压和大西洋副高或亚速尔高压）；低压区分别出现在印度和北美大陆（即印度低压和北美低压）。

到了冬季，同在副热带，大陆为强烈冷高压控制，海洋为相对低压区。

同理，副极地低压带也有类似情况。

冬季大陆为冷高压，低压在海洋上。

北半球低压中心分别在冰岛和阿留申群岛附近（即冰岛低压和阿留申低压）；高压中心在西伯利亚和加拿大（即蒙古高压和北美高压）。

这种由于海陆分布割裂了气压带而形成的高低气压中
心，对冬、夏天气、气候有决定性的影响，被称为大气活动中心（见表）。

第三节季风和地方性风(P.118-125)
一、季风
季风定义主要有两种：①认为一年内随季节有规律转变风向的风称为季风；
②认为盛行风向有明显的季节变化，且这两种风向的性质（主要是潮湿程度）和它们所带来的天气现象都有明显差别的风称为季风。

后一种认识更符合东亚季风实质，故持第二种认识。

不同类型的季风形成的主要原因不同的，但一般都与下列因素有关：
1、海陆性质不同形成的热力差异
在各种不同的地球表面中，海洋和陆地面积大，物理性质极不相同。

在相同的辐射条件下，大陆气温变化快，海洋温度变化慢，同纬度地区冬季海洋比大陆温度高，夏季大陆比海洋温度高。

对于在海洋和陆地之上的空气来讲，在冬季到达海洋上空就可以获取能量，到达大陆上空气就会失去能量，即：海洋是热源，大陆是冷源。

夏季正好相反。

这种海洋和陆地之间的冬夏季之间的相反热力差异，必然形成相反的热力环流。

这是对于季风形成经典的解释。

海陆之间的热力环流的差异确实是季风形成的原因之一，但只用海洋陆之间的热力环流来说明季风环流是不完整。

东亚的海陆分布与季风的产生是有联系的。

冬季在寒冷的亚洲大陆北方腹地（即冷源）有一个强大的冷高压——西伯利亚或蒙古高压。

这个高压是寒冷的冬季风的源地。

夏季在亚洲大陆南部腹地（即热源）则有强大的暖低压，这是夏季风能深入大陆的动力原因。

由于地转偏向力的影响，致使冬季位于蒙古高压东南方的东亚地区，位于蒙古高压南方的南亚和东南亚地区，盛行的是偏北气流；而夏季位于亚洲暖低压东方和东北方的东亚大陆，和位于这个低压中心南方的南亚地区，盛行的都是偏南气流。

（见图所示，李来胜P139）
2、行星热源的分布和极冰的作用（极冰：北极范围广大的冰雪覆盖区），亚洲大陆的季风只在南亚和东亚明显，大陆的北部和西部海岸季风现象不明显；亚洲大陆北部，海陆温度季节变化比南部明显得多，但实际情况是季风现象不明显。

这是由于行星热源（行星温度纬度）的分布和极冰（冷源）作用所造成。

（假定地表物理性质均匀，由于太阳辐射量随纬度变化规律的增减，形成南北受热不均的温度差别，产生了南北方向上温度梯度，叫行星温度梯度。

）
3、赤道辐合带
赤道季风还与赤道辐合带的南北移动有关，地球的风带分布在赤道附近是一个无风带。

在这个地带里，由于空气炎热潮湿，上升气流很强，气压较低，所以两侧气压较高地带的气流，流向这里汇合，叫做赤道辐合带。

由于地转偏向力的影响，赤道辐合带的北侧（在北半球）多为东北风，其南侧（在南半球）则为东南风。

赤道辐合带是随着太阳的位置而作南北移动的。

在北半球的夏季，这个辐合带可以到达北回归线（23.5ºN）附近，在这个地理位置上，冬季盛行的是东北风，夏季则由东南风转变成西南风，有明显的季节变化。

4、行星风带
图8-1所示的地球风带分布，一般认为这种风带属行星风带。

实际上形成风带的原因，除了行星冷热源的分布作用外，还应有海陆间温度梯度的成分在内，实际上行星风带和季风常合在一起，形成十分复杂的情况。

（但有一点是可以肯定的，季风的形成以海陆温度梯度为主，当这一温度梯度与行星温度梯度一致时，得到加强，季风现象显著；反之，受到削弱，季风现象不明显。

）
二、地方性风
地方性风：在小范围的局部地区空气受热不均匀而产生的环流，称局地环流，也称地方性风。

它包括海陆风、山谷风、焚风和峡谷风等。

（一）海陆风
沿海地区和岛屿上，由于海陆热力性质的不同，一天之中使风向发生有规律的变化。

白天，陆地增温比海洋快，陆地上的气温比海上高，因而形成局地环流（图8-5，P.123），下层风由海洋吹向陆地，称海风；夜间，陆地降温快，地面冷却，而海面降温慢，海面气温高于陆地，于是产生了与白天相反的热力环流，下层风自陆地吹向海洋，称为陆风。

这种以一天为周期而转换风向的风系，称海陆风。

（二）山谷风
在山区，白天日出后，山坡受热，其上空气增温快，而同一高度的山谷上空的空气距地面较远，增温较慢，于是暖空气沿山坡上升，风由山谷吹向山坡，
称谷风。

夜间辐射冷却，气温迅速降低，而同一高度山谷上空的空气冷却较慢，于是山坡上的空气沿山坡下滑，形成与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷，称山风。

这种以一日为周期而转换风向的风系，称山谷风。

（见图8-6，P. 124）
（三）焚风
焚风是一种翻越高山，沿背风坡向下吹的干热风。

当空气翻越高山时，在迎风坡被迫抬升，空气冷却，起初按干绝热直减率1℃/（100m）降温；空气湿度达饱和时，按湿绝热直减率0.5℃/(100m)降温，水汽凝结，产生降水，降落在迎风坡上；空气越过山顶后，沿背风坡下降，此时，空气中的水汽含量大为减少，下降的空气按干绝热直减率增温。

以至背风坡气温比山前迎风坡同高度上的气温高得多，湿度显著减小，从而形成相对干而热的风，称焚风。

（见图）
焚风无论隆冬，白昼还是夜晚均可在山区出现。

它有利也有弊。

初春的焚风可以使积雪消融，有灌溉作用；夏末的焚风可促使粮食与水果早熟，但强大的焚风容易引起北方小麦空瘪粒现象，在林区易造成森林火灾。

（四）峡（狭）谷风
当空气由开阔地区进入狭窄谷口时，气流的横切面减小，由于空气质量不可能在这里堆积，于是气流加速前进，从而形成强风，称为峡谷或“穿堂风”。

凡山谷地区地形像喇叭管的，两山之间经常会出现大风，这种风就是典型的峡（狭）谷风。

（见图）。