大气环流(基础班)-大气科学基础培训班课件.ppt

1、天气学 大气环流湖北分院湖北分院 业务培训部业务培训部徐丽娅徐丽娅一、大气环流概论1.概念：概念：环流：空气沿一封闭的轨迹运动，或有沿着某环流：空气沿一封闭的轨迹运动，或有沿着某一封闭轨迹循环运动的倾向。一封闭轨迹循环运动的倾向。气流沿经圈方向运动称为经圈（向）环流，沿气流沿经圈方向运动称为经圈（向）环流，沿纬圈方向移动称为纬圈（向）环流。纬圈方向移动称为纬圈（向）环流。一、大气环流概论 围绕地球的大气在全球范围展开的环流运动统围绕地球的大气在全球范围展开的环流运动统称为大气环流称为大气环流，即地球大气对太阳辐射响应的综合，即地球大气对太阳辐射响应的综合结果结果,即大气环流就是大范围的大气运动

2、状态。即大气环流就是大范围的大气运动状态。一般大气环流指全球范围内，水平尺度横跨数一般大气环流指全球范围内，水平尺度横跨数千千 公里，垂直尺度达数十公里以上，时间尺度在公里，垂直尺度达数十公里以上，时间尺度在 105s(1.5天天)以上的平均运动。以上的平均运动。一、大气环流概论对流层顶高度：对流层顶高度：赤道：赤道：12km中纬：中纬：10km高纬：高纬：8km一、大气环流概论2.尺度尺度 空间尺度空间尺度 水平尺度：有某大地区（例如欧亚地区）、某水平尺度：有某大地区（例如欧亚地区）、某 半球或全半球或全 球范围的大气环流。球范围的大气环流。垂直尺度：垂直尺度：有对流层、平流层、中层或整个大

3、有对流层、平流层、中层或整个大 气气 圈的大气环流圈的大气环流。时间尺度：一至几天、一月、一季、半年、一年的时间尺度：一至几天、一月、一季、半年、一年的 直至多年平均的大气环流直至多年平均的大气环流。一、大气环流概论 当体现这种总体行为的时间尺度需以年代为标当体现这种总体行为的时间尺度需以年代为标尺时，属于尺时，属于气候气候和和气候变化气候变化所研究的领域；当时间所研究的领域；当时间尺尺 度需要以天为标尺时，空间尺度局限于个别的天度需要以天为标尺时，空间尺度局限于个别的天气系统区域范围，则正是气系统区域范围，则正是天气学天气学研究的范畴；而全研究的范畴；而全球范围球范围 内大气环流的时间尺度则

4、需以年和季节度量。内大气环流的时间尺度则需以年和季节度量。大气环流是造成有利于或不利于某个天气系统大气环流是造成有利于或不利于某个天气系统 盛行于某地的盛行于某地的“环流背景环流背景”。一、大气环流概论3.根本动力根本动力 大气运动的根本能源是太阳辐射能，地球大气运动的根本能源是太阳辐射能，地球的自转和公转使地球表面产生温度的差异，的自转和公转使地球表面产生温度的差异，太太阳辐射能在地球上的非均匀分布，是大气环流阳辐射能在地球上的非均匀分布，是大气环流的原动力。的原动力。一、大气环流概论4.热力环流原理热力环流原理 由于这种环流是因温度分布不均而产生的，所由于这种环流是因温度分布不均而产生的，

5、所 以称为热力环流。由此可以看出，在地球表面上以称为热力环流。由此可以看出，在地球表面上只要有冷、热的差异就会产生环流。只要有冷、热的差异就会产生环流。一、大气环流概论 在地球上的极地和赤道之间、陆地与海洋之间在地球上的极地和赤道之间、陆地与海洋之间都存在着热力的差异，因此均可形成热力环流。都存在着热力的差异，因此均可形成热力环流。三圈环流三圈环流海陆风海陆风一、大气环流概论大气运动的基本特性及其成因大气运动的基本特性及其成因（1）风场的产生）风场的产生 风：空气的水平运动；风：空气的水平运动；温度场变化温度场变化 气压场变化气压场变化 产生风场产生风场 根据状态方程，温度变化会产生温度梯度，

6、由根据状态方程，温度变化会产生温度梯度，由此此 引起气压场变化，气压梯度增大，气压场变化导引起气压场变化，气压梯度增大，气压场变化导 致风场变化。后两者遵循风压定律。致风场变化。后两者遵循风压定律。一、大气环流概论（2）几种不同类型的风）几种不同类型的风 季风：由海陆热力差异的季节变化造成的风季风：由海陆热力差异的季节变化造成的风(也也 有动力作用有动力作用)；海陆风：海洋与陆地的热力差异造成的昼夜风海陆风：海洋与陆地的热力差异造成的昼夜风 向相反的风；向相反的风；山谷风：由山谷热力差异造成的昼夜风向相反山谷风：由山谷热力差异造成的昼夜风向相反 的山谷环流；的山谷环流；焚风：地形造成的一种典型

7、的干热风；焚风：地形造成的一种典型的干热风；布拉风：地形造成的一种典型的干冷风。布拉风：地形造成的一种典型的干冷风。城市热岛效应城市热岛效应一、大气环流概论一、大气环流概论一、大气环流概论一、大气环流概论一、大气环流概论一、大气环流概论一、大气环流概论焚 风 焚风效应是指当气流经过山脉时，沿迎风坡上升冷却，在所含水汽达饱和之前按干绝热过程降温，达饱和后，按湿绝热直降温，并因发生降水而减少水分。过山后空气沿背风坡下沉，按干绝热直减率增温，故气流过山后的温度比山前 同高度上的温度高得多，湿度也显著减少。焚风定义：暖空气越过高山下 沉，而在局地吹起的干 燥的热风。一、大气环流概论 布拉风（bora

8、scura）是一种从山地或高原经过低矮隘道向下倾 落的寒冷暴风。出现于山地或高地边缘的冷而强的风。它是由强而寒冷的空气在 山前或高地前聚集，达到一定厚度后从山顶或高地边缘沿坡倾泻 而下的下吹风。这种风因为在不太高的寒冷高原上的严寒空气，受暖海面上暖低气流的吸引倾泻而下的一种极严寒的地方性风。它还曾吹翻火车，冻死不耐寒的亚热带植物，破坏建筑物等造成重大经济损失。但达到灾难性程度的次数一般并不很多。一、大气环流概论 布拉风的直接原因是气压差。当冷空气被山脉或高地阻挡聚集起来，形成了很高的气压，而温暖的海面上空却处于暖空气低气压控制，这时，在气压梯度力的作用下，山上或高地的冷空气会从 高压区流向低压

9、区，冷而重的空气像瀑布一样直泻山麓，冷空气的势能转化成动能，犹如从山坡上滚下来的石头越滚越快一样，使到达海岸的风速骤然增大。由于冷空气来源于高寒地带，温度很低，它过山下降时虽有绝热增温效应（当空气和外界不发生热量交换，气压增高时，空气因压缩而增温），但因落差不大，而两地温差明显，比背风坡原来的气温还是低得多，因此，布拉风所经之处，气温会迅速降低。凡地处高寒山区，又面临温暖海面的地形，都有发生布拉风的可能。一、大气环流概论 布拉风常发生在黑海西北部海区、亚德里亚海的东北部海岸（南斯拉夫北部海岸）以及地中海西北角，法国利翁湾等也都有这种寒冷大风（当地叫做密司曲拉风）。最典型的布拉风出现在黑海北岸的

10、诺沃罗西斯克。一、大气环流概论一、大气环流概论一、大气环流概论二、极地、赤道间的经向环流1.一圈环流一圈环流 假设：地球没有自转、地表均一假设：地球没有自转、地表均一 由于太阳辐射随地理纬度的增高而减少，造成了赤道地区温度高，极地地区温度低。根据热力环流原理，赤道地区气温高，空气膨胀上升，在赤道上空的气压就会高于极地上空同一高度的气压，在气压梯度力的作用下，赤道上空的空气就向极地流动。赤道上空由于空气流出，气柱质量减少地面气压就会降低，因而形成低压，称赤道低压带赤道低压带。极地上空因有空气 流入，再加上气温较低，空气冷却下沉，地面气压就会升高形成高压区，称极地高压极地高压。二、极地、赤道间的经

11、向环流 于是在低层就产生了空气自极地流向赤道的气流，这支气流在赤道地区受热上升，补偿了赤道上空流走的空气质量。这样，在极地赤道间就构成了南北向的闭合环流，称为一圈环流。二、极地、赤道间的经向环流2.三圈环流三圈环流 在考虑了地球自转的条件下，一圈环流模式将不会存在，大气环流将变得更复杂一些。关键关键：在存在相对于地球运动的时候，产生地转偏向力。北半 球指向右，南半球指向左。假设假设：地表均一 缺点缺点：不考虑地形的影响二、极地、赤道间的经向环流二、极地、赤道间的经向环流热带环流热带环流（Hadley Cell）热带环流又称信风一反信风环流.形成在赤道到30-35之间。当空气由赤道上空向极地流动

12、时，它将要受到地转偏 向力的作用，逐渐向右偏，（在南半球向左偏）。随着地理纬度的增高及风速的加大，偏向力也逐渐加大，在纬度 3035时，气流接近和纬圈平行，使从赤道上空流来的空气在这里堆积下沉，使地面气压升高，形成高压，称为副热带高压带副热带高压带。在这里地面气流分为两支，一支流向赤道，一支流向极地。这样就形成了对流层由赤道到3035之间的闭合环流。二、极地、赤道间的经向环流 其中流向赤道的气流在地转偏向力的作用下，其中流向赤道的气流在地转偏向力的作用下，在北半球成为在北半球成为东北风东北风，在南半球成为在南半球成为东南风东南风，称为，称为东北信风和东南信风东北信风和东南信风。这两支信风到了赤

13、道附近辐。这两支信风到了赤道附近辐合上升，在高空北半球吹西南风，在南半球吹西北合上升，在高空北半球吹西南风，在南半球吹西北风，称为反信风，所以这样由信风反信风构成的热风，称为反信风，所以这样由信风反信风构成的热带环流带环流（Hadley环流）又称为信风（低空）环流）又称为信风（低空）反信反信风（高空）环流。风（高空）环流。二、极地、赤道间的经向环流二、极地、赤道间的经向环流极地环流（极地环流（Polar Cell）极地环流形成在极地到6065之间。极地空气极端寒冷，堆积形成极地下层的极地高压极地高压。下层空气由极地高压流向赤道方向，在地转偏向力的作用下，北半球吹东北风，南半球吹东南风。在极地高

14、压与副热带高压之间6065附近相对的形成一低压，称为副极地低压带副极地低压带。来自副热带高压带和极地高压带的南、北两股气流在副极地低压带处辐合上升，其中一股由高空返回极地，在地转偏 向力的作用下形成与低层相反的气流，从而形成了极地与6065间的闭合环流，称为极地环流极地环流。二、极地、赤道间的经向环流中纬度环流中纬度环流（Ferrel Cell）中纬度环流形成在3060之间。低层由极地流向低纬的空气与副热带下沉流向极地的空气在副极地地区相遇而辐合上升，在高空一部分流向副热带上空与热带来 的高空气流合并，一起下沉完成中纬度的间接环流间接环流。二、极地、赤道间的经向环流二、极地、赤道间的经向环流三

15、圈环流观测事实（利用实际资料分离出的实例，箭头代表流线方向）三、极地环流概况 1.概念：概念：地理学上把地理学上把66.5N以北和以北和66.5S以南地区称为以南地区称为极地，北极地区除格陵兰以外，基本上都是海洋，极地，北极地区除格陵兰以外，基本上都是海洋，是个多冰山的大洋，但即使在冬季也不完全冰封。是个多冰山的大洋，但即使在冬季也不完全冰封。南极地区是个大陆。南极地区是个大陆。三、极地环流概况 2.作用：作用：大气在极地上空平均是净支出热量，所以极地大气在极地上空平均是净支出热量，所以极地是大气的冷源，中、低纬度的热量通过平均经圈环是大气的冷源，中、低纬度的热量通过平均经圈环流和大型涡旋不断

16、向极地输送，大气在极地冷源上流和大型涡旋不断向极地输送，大气在极地冷源上丧失热量形成冷空气，然丧失热量形成冷空气，然 后向南侵袭，影响中、低后向南侵袭，影响中、低纬度的环流和天气，所以研究极地环流很有意义。纬度的环流和天气，所以研究极地环流很有意义。三、极地环流概况 3.北极环流的平均状况北极环流的平均状况（一）（一）1月月 北半球北半球500百帕平均百帕平均图上，极地涡旋断裂为两图上，极地涡旋断裂为两个闭合中个闭合中 心，一个在格陵心，一个在格陵兰西侧与加拿大之间，另兰西侧与加拿大之间，另外一个在亚洲的东北部，外一个在亚洲的东北部，极地是一个槽区。极地是一个槽区。三、极地环流概况 700百帕

17、平均图基本上百帕平均图基本上与与500百帕一样，在新地岛百帕一样，在新地岛500百百 帕平均图上有槽的地帕平均图上有槽的地方，在方，在700百帕上是一个闭百帕上是一个闭合的小低压，其他两个位于合的小低压，其他两个位于格陵兰与加拿大之间及亚洲格陵兰与加拿大之间及亚洲东北部的低中心，东北部的低中心，在在700百百帕上的位置比帕上的位置比500百帕偏向百帕偏向东南。东南。三、极地环流概况 地面图上，地面图上，基本是一个高压基本是一个高压带。但是冰岛低带。但是冰岛低压很强大，压很强大，向大向大西洋的极圈伸出西洋的极圈伸出一个槽，约占极一个槽，约占极地一半面积。地一半面积。三、极地环流概况(二）二）7月

18、月 气压系统明显减弱，气压系统明显减弱，500百帕极地涡旋中心在百帕极地涡旋中心在极地附近，极地附近，700百帕低中心也在极百帕低中心也在极 点附近，低压点附近，低压中心的轴线几乎垂直，地面图上除了在加拿大地中心的轴线几乎垂直，地面图上除了在加拿大地区有一个闭合低压中心以外，其他系统不明显。区有一个闭合低压中心以外，其他系统不明显。极地地区，地面图上多年平均气压是高压。极地地区，地面图上多年平均气压是高压。三、极地环流概况 三、极地环流概况 4.极地气旋活动路径极地气旋活动路径 北极的气旋活动，冬季主要发生在极地边缘，北极的气旋活动，冬季主要发生在极地边缘，在大西洋和太平洋的北部边缘获得最大发

19、展在大西洋和太平洋的北部边缘获得最大发展，因，因为这里北冰洋的北极气团与中纬度较暖的海洋气为这里北冰洋的北极气团与中纬度较暖的海洋气团之间存在巨大的温度差异，因此气旋活动也就团之间存在巨大的温度差异，因此气旋活动也就频繁起来。但是就整个北半球而言，气旋活动最频繁起来。但是就整个北半球而言，气旋活动最频繁的地带冬季平均在频繁的地带冬季平均在47N，夏季约在，夏季约在62N附近附近，由冬到夏移动，由冬到夏移动15个纬度。个纬度。三、极地环流概况 三、极地环流概况 5.极地近地面气温垂直分布的特点极地近地面气温垂直分布的特点（一）温度变化（一）温度变化 冬季冬季极地冰雪面上强烈辐射，贴近地面气层存在

20、极地冰雪面上强烈辐射，贴近地面气层存在明显明显逆温层逆温层，厚度约为，厚度约为2公里。公里。夏季夏季，贴地气层的，贴地气层的逆温大大减弱逆温大大减弱，只在少数情况下，温度递减率才超，只在少数情况下，温度递减率才超过过23C/公里。夏季，南方暖空气移入北极，受公里。夏季，南方暖空气移入北极，受到下垫面的冷却常有逆温出现，并且，由于冰雪强到下垫面的冷却常有逆温出现，并且，由于冰雪强烈融化而有足够的水汽，因此在逆温层下面常有雾烈融化而有足够的水汽，因此在逆温层下面常有雾形成。形成。三、极地环流概况（二）极地地面温度年变化十分显著（二）极地地面温度年变化十分显著 冬季，极夜期间，造成强烈辐射冷却，气温

21、一冬季，极夜期间，造成强烈辐射冷却，气温一般都在般都在-30C以下。夏季，由于日光连续照射，冰以下。夏季，由于日光连续照射，冰雪融化，限雪融化，限 制气温上升到制气温上升到0C以上，所以极地地以上，所以极地地面平均温度为面平均温度为0C左右。左右。三、极地环流概况（三）极地地区大气层结稳定（三）极地地区大气层结稳定 其对流层顶是全球最低，平均位于其对流层顶是全球最低，平均位于300百帕（百帕（910公里）高度上。公里）高度上。冬季冬季极夜强烈辐射冷却，在极夜强烈辐射冷却，在平流层中也产生指向极点的水平温度梯度，而且平流层中也产生指向极点的水平温度梯度，而且梯度相当大，相应出现一支强梯度相当大，

22、相应出现一支强西风急流西风急流，中心风，中心风速达速达40米米/秒以上，最大可达秒以上，最大可达100米米/秒，通常称秒，通常称为为极夜急流。极夜急流。夏季夏季，极区出现极昼，产生了指向赤道的水平，极区出现极昼，产生了指向赤道的水平温度梯度，相应风向转温度梯度，相应风向转东风东风，与对流层绕极西风，与对流层绕极西风截然相反。截然相反。三、极地环流概况 6.极地环流的异常极地环流的异常 极地环流异常情况其中一种形势可导致北半球极地环流异常情况其中一种形势可导致北半球出现大范围持续严寒天气：出现大范围持续严寒天气：冬季，北极对流层中部一半是极地涡旋或极涡的槽区，但有时也会出现反气旋。若极地持久地被

23、暖性反气旋或暖脊所控制，就会使极地冷性涡旋分裂并偏离极地向南移动，导致锋区位置比平均情况偏南，寒潮活动多而强烈。三、极地环流概况 据统计，在10个冬半年影响我国的171次寒潮中，有102次都在亚洲上空出现持久的极涡，特别是其中最强的6次寒潮过程，极涡就在亚洲上空，位极涡就在亚洲上空，位置明显偏南置明显偏南。在强寒潮发生前，亚洲上空早已有一个稳定的强大极涡系统，并且一直维持到寒潮爆发以后。三、极地环流概况 1969年年1月，极地虽然没有反气旋中心，但从月，极地虽然没有反气旋中心，但从北太平洋却有暖脊伸向极地，极涡分裂后中心分别北太平洋却有暖脊伸向极地，极涡分裂后中心分别位于北美和亚洲。我国大部份

24、地区出现持久的低温位于北美和亚洲。我国大部份地区出现持久的低温天气，渤海海面出现几十年来罕见的封冻现象。天气，渤海海面出现几十年来罕见的封冻现象。四.大气平均流场特征与季节转换（一）平均纬向风分量的经向分布（一）平均纬向风分量的经向分布 在低纬地区，夏季除了北半球的对流层底层有在低纬地区，夏季除了北半球的对流层底层有小范围弱西风以外，全部为东风，最大风速中心小范围弱西风以外，全部为东风，最大风速中心在平流层。东风带的宽度在对流层下部占南北各在平流层。东风带的宽度在对流层下部占南北各30个纬距，垂直方向上冬季东风带迅速变窄，夏个纬距，垂直方向上冬季东风带迅速变窄，夏季则变化较小。季则变化较小。四

25、.大气平均流场特征与季节转换 中高纬度的对流层中冬、夏季均为西风，冬强中高纬度的对流层中冬、夏季均为西风，冬强夏弱，北半球的强度变化更为显著。最大风速中心夏弱，北半球的强度变化更为显著。最大风速中心在在200hPa高度附近，冬季位于高度附近，冬季位于30N附近，夏季约附近，夏季约在在40 N附近，整个东西风风带附近，整个东西风风带 随季节有南北移动随季节有南北移动。极区近地面为弱东风，冬季从对流层到平流层极区近地面为弱东风，冬季从对流层到平流层均为均为 西风，夏季对流层中仍为西风，强度减弱，平西风，夏季对流层中仍为西风，强度减弱，平流层则变为环流极地的东风，与低纬的东风相连。流层则变为环流极地

26、的东风，与低纬的东风相连。四.大气平均流场特征与季节转换四.大气平均流场特征与季节转换（二）平均经向风分量的经向分布（二）平均经向风分量的经向分布 北半球冬季，北半球冬季，30N以南的对流层低层，有较强以南的对流层低层，有较强的平均偏北风，约最大的平均偏北风，约最大3.5米米/秒，秒，200300hPa之之间有明显南风分量中间有明显南风分量中 心，最大平均风速为心，最大平均风速为2.5米米/秒。秒。40 N以北低层平均为南风，高层平均为北以北低层平均为南风，高层平均为北风，但是平均风速都不足风，但是平均风速都不足1米米/秒。秒。四.大气平均流场特征与季节转换 北半球夏季，赤道区域，底层平均南风

27、分量达北半球夏季，赤道区域，底层平均南风分量达2.5米米/秒，高空为秒，高空为2米米/秒以下的北风分量。秒以下的北风分量。13 N40 N，底层盛行，底层盛行1米米/秒以下的北风分量，高空深秒以下的北风分量，高空深厚的气层里都是较弱的南风。厚的气层里都是较弱的南风。四.大气平均流场特征与季节转换四.大气平均流场特征与季节转换四.大气平均流场特征与季节转换结论：结论：1.纬向风比经向风大得多，说明地球上空大气运动纬向风比经向风大得多，说明地球上空大气运动基本上是环绕着纬圈自东向西（东风）或自西向基本上是环绕着纬圈自东向西（东风）或自西向东（西风）运动的。但也有南北向的空气交换，东（西风）运动的。

28、但也有南北向的空气交换，冬强夏弱。冬强夏弱。2.经向风量级虽小，但作用很大。经向风量级虽小，但作用很大。四.大气平均流场特征与季节转换（三）平均水平环流（三）平均水平环流 1.大气活动中心大气活动中心 分析多年平均海平面气压图可知，全球经常有分析多年平均海平面气压图可知，全球经常有78个巨大的高、低压区，一般称之为个巨大的高、低压区，一般称之为大气活动大气活动中心。中心。大气活动中心的形成与下垫面有很大关系。大气活动中心的形成与下垫面有很大关系。四.大气平均流场特征与季节转换1月份：月份：北半球有北半球有西伯利亚高压西伯利亚高压、阿留申低压阿留申低压、冰岛低冰岛低压压、北美高压北美高压四个大气

29、活动中心。四个大气活动中心。南半球有南半球有赤道低压赤道低压，位于印尼到澳大利亚的西，位于印尼到澳大利亚的西太平洋。另外，太平洋。另外，东南太平洋东南太平洋，南印度洋南印度洋及及南大西南大西洋洋各有一个各有一个高压高压，其中东南，其中东南 太平洋高压较强，印太平洋高压较强，印度洋高压最弱。度洋高压最弱。四.大气平均流场特征与季节转换四.大气平均流场特征与季节转换7月：月：北半球大气活动中心的分布北半球大气活动中心的分布几乎与几乎与1月相反月相反，阿，阿留申低压中心已消失，冰岛低压也大为减弱，北美留申低压中心已消失，冰岛低压也大为减弱，北美东北部为弱低东北部为弱低 压，只有以下三个大气活动中心：

30、亚压，只有以下三个大气活动中心：亚洲大陆为强大的低压区，称为洲大陆为强大的低压区，称为印度低压印度低压，低压中心，低压中心经常在印度西北部；北太平洋与北大西洋为强大高经常在印度西北部；北太平洋与北大西洋为强大高压所占据，分别称为压所占据，分别称为太平洋副热带高压太平洋副热带高压和和大西洋副大西洋副热带高压。热带高压。南半球正是隆冬，大洋上三个高压强度增强，南半球正是隆冬，大洋上三个高压强度增强，澳大利亚大陆区也为高压区，所以有四个高压中澳大利亚大陆区也为高压区，所以有四个高压中心。心。四.大气平均流场特征与季节转换四.大气平均流场特征与季节转换2.对流层平均水平环流对流层平均水平环流 500h

31、Pa多年平均图代表对流层中层冬季和夏季多年平均图代表对流层中层冬季和夏季的水平环流图。的水平环流图。无论冬夏，极区都是一个低压区，一般称为极无论冬夏，极区都是一个低压区，一般称为极地涡旋，简称极涡。极涡强度在地涡旋，简称极涡。极涡强度在1月最强，月最强，7月大月大为减弱。为减弱。四.大气平均流场特征与季节转换四.大气平均流场特征与季节转换 1月北半球中高纬西风带上有三个大槽，分别位月北半球中高纬西风带上有三个大槽，分别位于东亚沿岸、北美东岸以及东欧地区。于东亚沿岸、北美东岸以及东欧地区。7月份西风带整体显著北移，中高纬有四个大月份西风带整体显著北移，中高纬有四个大槽，分别位于北美东岸、西欧、亚

32、洲中部及西太平槽，分别位于北美东岸、西欧、亚洲中部及西太平洋。洋。冬季副热带高压强度弱，位置偏南冬季副热带高压强度弱，位置偏南(北纬北纬20 N以南以南)高压不明显；夏季副热带高压强，位置偏北，高压不明显；夏季副热带高压强，位置偏北，中心在中心在2030 N之间，在低纬太平洋、大西洋和之间，在低纬太平洋、大西洋和北非大陆有明显的高压中心，北非高压最强。另北非大陆有明显的高压中心，北非高压最强。另外，在印度半岛有（副热带）低压存在。外，在印度半岛有（副热带）低压存在。四.大气平均流场特征与季节转换四.大气平均流场特征与季节转换3.平流层平均水平环流平流层平均水平环流 平流层一般指平流层一般指10

33、0 1百帕层的大气，百帕层的大气，100 10百帕称为平流层低层，百帕称为平流层低层，10 1百帕称为平流层百帕称为平流层高层。高层。100百帕平均高度为百帕平均高度为16公里左右，为平流层底公里左右，为平流层底 部，在相当程度上还受到对流层环流的影响。部，在相当程度上还受到对流层环流的影响。四.大气平均流场特征与季节转换 1月极涡强大，中高纬三个大槽还很清楚。月极涡强大，中高纬三个大槽还很清楚。7月月极涡减弱，范围收缩，而副热带高压非常明显，亚极涡减弱，范围收缩，而副热带高压非常明显，亚非大陆为强大的高压所控制非大陆为强大的高压所控制,即著名的南亚高压。即著名的南亚高压。四.大气平均流场特征

34、与季节转换10百帕冬季百帕冬季 1月份对流层的三槽结构月份对流层的三槽结构越往上越不明显，到了越往上越不明显，到了10百帕百帕已变成近似于两槽结构，一个已变成近似于两槽结构，一个在美洲大陆，另一个在亚洲大在美洲大陆，另一个在亚洲大陆。极涡是陆。极涡是 冷性的，越往上越冷性的，越往上越明显，强度越强。极涡中心四明显，强度越强。极涡中心四周，约在周，约在5070N有一强风有一强风速区，即为极夜急流。速区，即为极夜急流。对流层低层阿留申低压所在地区，平流层低层为暖性对流层低层阿留申低压所在地区，平流层低层为暖性高压，越往上越强，即是阿留申高压。高压，越往上越强，即是阿留申高压。四.大气平均流场特征与

35、季节转换10百帕夏季百帕夏季 到了春季，南北温差大到了春季，南北温差大大减小，极涡明显减弱，范大减小，极涡明显减弱，范围也缩小。围也缩小。到了夏季，平流层高层到了夏季，平流层高层极区中心为一个近似同心圆极区中心为一个近似同心圆的暖性高压所控制，整个半的暖性高压所控制，整个半球盛行东风环流，这时水平球盛行东风环流，这时水平温度梯度已反转过来，变为温度梯度已反转过来，变为极地暖而赤道冷。极地暖而赤道冷。五、急流1.概念概念 急流是指一股强而窄的气流带急流是指一股强而窄的气流带，急流中最大风，急流中最大风速在对流层的上部必须大于或等于速在对流层的上部必须大于或等于30米米/秒秒，风，风速水平切变量级

36、为速水平切变量级为每百公里每百公里5米米/秒秒，垂直切变量，垂直切变量级为级为每公里每公里510米米/秒秒。五、急流 急流中心长轴就是急流中心长轴就是急流轴急流轴，急流轴线上可能有，急流轴线上可能有多个风速极大值中心，急流轴在三维空间中呈多个风速极大值中心，急流轴在三维空间中呈准水准水平平，多数轴线呈，多数轴线呈东西走向东西走向。总体来说，对流层上部的急流是弯弯曲曲环绕总体来说，对流层上部的急流是弯弯曲曲环绕着地球的，某些地区强些，另一些地区弱些，甚至着地球的，某些地区强些，另一些地区弱些，甚至在某些地区中断（风速小于在某些地区中断（风速小于30米米/秒），有时出现秒），有时出现分支，有时两支

37、急流汇合起来。分支，有时两支急流汇合起来。五、急流300百帕低压槽底部的等高线和风速分布百帕低压槽底部的等高线和风速分布五、急流2.尺度尺度 急流水平长度达急流水平长度达上万公里上万公里，环绕地球，宽度，环绕地球，宽度 约约几几百公里百公里，厚度约，厚度约几公里几公里。在一定纬度上，急流中心。在一定纬度上，急流中心最大风速值愈强，水平宽度愈宽，长度愈长。同一最大风速值愈强，水平宽度愈宽，长度愈长。同一风速值的急流带低纬比高纬长些。风速值的急流带低纬比高纬长些。急流的宽度是指急流中心两侧风速等于急流的宽度是指急流中心两侧风速等于最大风速最大风速一半一半的两点间的距离。的两点间的距离。五、急流3.

38、急流的入口区和出口区急流的入口区和出口区 在急流核的左侧气流是辐合的，这里称为急流在急流核的左侧气流是辐合的，这里称为急流的入口区。在急流核的右侧气流是辐散的，这里的入口区。在急流核的右侧气流是辐散的，这里称为急流的出口区。由于高空急流的不同部位对称为急流的出口区。由于高空急流的不同部位对应不同的垂直环流和天气现象，又可将相对急流应不同的垂直环流和天气现象，又可将相对急流核的不同地区标注成核的不同地区标注成1、2、3和区，分别表示和区，分别表示急流入口的左后方、右后方和急流出口的左前方急流入口的左后方、右后方和急流出口的左前方和右前方。和右前方。五、急流五、急流五、急流4.低空急流低空急流 6

39、00百帕以下出现的强而窄的气流称为低空急百帕以下出现的强而窄的气流称为低空急流。流。其中心最大风速、水平切变和垂直切变均达其中心最大风速、水平切变和垂直切变均达不到标准，尺度也比对流层上层的急流的尺度小不到标准，尺度也比对流层上层的急流的尺度小得多，但它与暴雨、飑线、龙卷、雷暴等剧烈天得多，但它与暴雨、飑线、龙卷、雷暴等剧烈天气有密切关系，所以称之为低空急流。气有密切关系，所以称之为低空急流。五、急流 与强降水相联系的低空急流，是指位于与强降水相联系的低空急流，是指位于600-900百帕之间的水平动量集中的气流带，风速大于百帕之间的水平动量集中的气流带，风速大于等于等于12米米/秒。在日常工作

40、中常把秒。在日常工作中常把850百帕或百帕或700百百帕等压面上，风速帕等压面上，风速12米米/秒的西南风极大风速带称秒的西南风极大风速带称为低空急流。为低空急流。五、急流5.急流的基本特点急流的基本特点 急流轴的急流轴的左侧风速具有气旋性切变，右侧风速左侧风速具有气旋性切变，右侧风速具有反气旋性切变。具有反气旋性切变。涡度梯度在急流轴附近最大。涡度梯度在急流轴附近最大。急流中心若与槽线重合或相交，槽前辐合，槽急流中心若与槽线重合或相交，槽前辐合，槽后辐散，这样的高空槽，即使开始时并无地面气旋后辐散，这样的高空槽，即使开始时并无地面气旋、反气旋与它配合，一旦它移到斜压性比较强的地、反气旋与它配

41、合，一旦它移到斜压性比较强的地区后，就会迅速引起地面气旋与反气旋的发生和发区后，就会迅速引起地面气旋与反气旋的发生和发展。展。五、急流五、急流五、急流6.极锋急流的结构特点极锋急流的结构特点 急流中心的下方，有温度水平梯度很大的锋急流中心的下方，有温度水平梯度很大的锋区，中心上方对流层顶断裂。急流轴附近辐散、区，中心上方对流层顶断裂。急流轴附近辐散、辐合的分布特点叠置于斜压性很强的极锋上，地辐合的分布特点叠置于斜压性很强的极锋上，地面上就产生气旋和反气旋，有时极锋急流还与地面上就产生气旋和反气旋，有时极锋急流还与地面上一串气旋、反气旋相对应。面上一串气旋、反气旋相对应。极锋急流随着极锋而南北移

42、动很大。冬季平均极锋急流随着极锋而南北移动很大。冬季平均位于位于4060N，甚至还可能达到更低的纬度；，甚至还可能达到更低的纬度；夏季平夏季平 均位于北极圈附近。急流所在高度平均约均位于北极圈附近。急流所在高度平均约在在300百帕等压面上，中心最大风速达到百帕等压面上，中心最大风速达到105米米/秒。冬季较强，夏季较弱。秒。冬季较强，夏季较弱。五、急流五、急流极极锋锋急急流流与与地地面面天天气气系系统统五、急流7.西风带急流的结构特点西风带急流的结构特点 副热带西风急流是由副热带西风急流是由Hadley环流的上层支（向环流的上层支（向北值）携带低层大气在东风带获得的地球角动量北值）携带低层大气

43、在东风带获得的地球角动量来维持的。由于温度经向水平梯度而引起的气压来维持的。由于温度经向水平梯度而引起的气压经向水平梯度随高度增大而增大，所以角动量输经向水平梯度随高度增大而增大，所以角动量输送也随高度而增大，在对流层顶附近达到最大。送也随高度而增大，在对流层顶附近达到最大。五、急流 副热带急流最大风速中心，出现在对流层上部副热带急流最大风速中心，出现在对流层上部Hadley环流和环流和Ferell环流汇合的中纬度对流层顶环流汇合的中纬度对流层顶（250mb）与热带对流层顶）与热带对流层顶（100mb）之间的断）之间的断裂处附近。裂处附近。副热带西风急流的风速垂直切变在对流层上部副热带西风急流

44、的风速垂直切变在对流层上部最大，最大，500mb等压面上强度大大减弱。极锋急流则等压面上强度大大减弱。极锋急流则相反，在对流层中相反，在对流层中 下部也较强。下部也较强。五、急流 副热带西风急流的风向和地理位置比极锋急流副热带西风急流的风向和地理位置比极锋急流稳定得多，冬季位于稳定得多，冬季位于2030N近乎定常，这与近乎定常，这与Hadley环流位置和强度相当稳定有关。其强度和位环流位置和强度相当稳定有关。其强度和位置跟着置跟着Hadley环流的强度和位置变化而变化，冬季环流的强度和位置变化而变化，冬季强度强，夏季弱。夏季位置向北移动强度强，夏季弱。夏季位置向北移动15个纬距左个纬距左右，其

45、轴基本上呈东西向。右，其轴基本上呈东西向。五、急流8.热带东风急流热带东风急流 夏季随着北半球西风带北移，赤道东风带也北夏季随着北半球西风带北移，赤道东风带也北移，在热带对流层顶附近约移，在热带对流层顶附近约100150mb处，东风处，东风达到急流标准。亚洲地区在海陆对比和青藏高原热达到急流标准。亚洲地区在海陆对比和青藏高原热源的共同作用下，东风急流是全球最强且最稳定源的共同作用下，东风急流是全球最强且最稳定的。的。盛夏最强的平均东风，位于盛夏最强的平均东风，位于1015N附近的阿附近的阿拉伯海上拉伯海上 空，风速约空，风速约35米米/秒。秒。五、急流五、急流六、控制大气环流的基本因子1.太阳

46、辐射太阳辐射 大气环流形成与维持的基本能源是太阳辐射能大气环流形成与维持的基本能源是太阳辐射能南北温差，冬季大于夏季；南北经向热量交换，一南北温差，冬季大于夏季；南北经向热量交换，一圈环流理论上存在。圈环流理论上存在。2.地球自转地球自转 地球自转产生地转偏向力，会影响大气以及其地球自转产生地转偏向力，会影响大气以及其它物体运动的方向；三圈环流，三风四带。它物体运动的方向；三圈环流，三风四带。六、控制大气环流的基本因子3.角动量交换角动量交换 单位质量的空气绕地轴旋转的绝对角动量：单位质量的空气绕地轴旋转的绝对角动量：M=(a+z)cos u+(a+z)cos 前者为相对角动量，后者为地球角动

47、量。极地角动前者为相对角动量，后者为地球角动量。极地角动量小，赤道大。量小，赤道大。空气与转动地球之间产生角动量，极地为零，空气与转动地球之间产生角动量，极地为零，赤道最大；东风带中，地球给予大气西风角动量，赤道最大；东风带中，地球给予大气西风角动量，西风带中，地球给予大气向东角动量。地球与大气西风带中，地球给予大气向东角动量。地球与大气之间的角动量交换通过摩擦和地形作用完成。之间的角动量交换通过摩擦和地形作用完成。六、控制大气环流的基本因子4.地球表面的不均匀性地球表面的不均匀性 对季风的形成与维持起着至关重要的作用。对季风的形成与维持起着至关重要的作用。海、陆分布对大气环流的影响海、陆分布

48、对大气环流的影响 地形影响地形影响 六、控制大气环流的基本因子5.能量收支能量收支 长期平均来看，大气环流基本保持稳定，没有不长期平均来看，大气环流基本保持稳定，没有不断加速或减速，表明长期平均而言，大气中能量收支断加速或减速，表明长期平均而言，大气中能量收支是平衡的。大气从太阳辐射中获得的辐射能与大气消是平衡的。大气从太阳辐射中获得的辐射能与大气消耗的辐射能和动能相抵。耗的辐射能和动能相抵。两极能量亏损两极能量亏损水平温度梯度水平温度梯度纬向有效位能纬向有效位能三圈环流和东西风带地形起伏和海陆热力差异三圈环流和东西风带地形起伏和海陆热力差异平均平均槽脊（大型扰动或涡动）经圈环流暖上升、冷下沉

49、槽脊（大型扰动或涡动）经圈环流暖上升、冷下沉扰动有效位能转换为纬圈动扰动有效位能转换为纬圈动 能，东西风带得以维持能，东西风带得以维持 六、控制大气环流的基本因子 平均槽脊及非定常大型扰动，暖上升、冷下沉平均槽脊及非定常大型扰动，暖上升、冷下沉扰动有效位能转换成扰动动能扰动有效位能转换成扰动动能大型扰动维持大型扰动维持东北东北-西南走向，角动量输送西南走向，角动量输送扰动动能转换为纬向动能扰动动能转换为纬向动能，东西风带维持。，东西风带维持。费雷尔环流，冷空气上升、暖空气下沉费雷尔环流，冷空气上升、暖空气下沉纬向动纬向动能转换为纬向有效能转换为纬向有效 位能。位能。七、东亚环流基本特征地形特征

50、地形特征 东亚地区位于全球最大陆地的东岸，又濒东亚地区位于全球最大陆地的东岸，又濒临最大的大洋临最大的大洋-太平洋，西部有地形十分复杂的高原太平洋，西部有地形十分复杂的高原-青藏高原。青藏高原。热力特征热力特征海陆之间的热力差异和高原的热力、动力海陆之间的热力差异和高原的热力、动力作用，使得东亚地区成为一个全球著名的季风区，具作用，使得东亚地区成为一个全球著名的季风区，具有冷干的冬季与热湿的夏季，天气气候差异比同纬度有冷干的冬季与热湿的夏季，天气气候差异比同纬度其他地区悬殊得多，相应的环流特征和天气过程也都其他地区悬殊得多，相应的环流特征和天气过程也都具有明显的季节变化。具有明显的季节变化。七