第一讲大气环流

1、大气环流大气环流黄楚惠中国气象局气象干部培训学院四川分院全国气象部门新任预报员上岗培训班 （2014年3月）大气环流大气环流1 、大气环流研究、大气环流研究2、热力环流原理、热力环流原理3、三圈环流、三圈环流4、大气平均流场特征、大气平均流场特征5、平均水平环流、平均水平环流6、极地环流概况、极地环流概况7 、急流、急流8、东亚环流特征、东亚环流特征提纲提纲n1960年代以前，主要限于地面观测资料的分析和统计，诊断分析和理论研究十分有限。n1960年代开始，根据日益增多的观测资料（包括卫星、飞机及其他特殊观测资料）开展大气环流的观测和结果统计。大气环流数值模拟实验开始成为主要研究方法之一，理论

2、研究也开始深入。n1970年代开始，随着大型、高性能电子计算机应用，不断采取新资料处理和客观分析方法，为大气环流的观测分析、统计、数值模拟和计算提供了更多、更长期的资料。1 、大气环流的研究、大气环流的研究研究方法主要有四种：n观测资料的分析和统计n理论研究n数值模拟实验n实验室研究主要用转盘实验研究大气环流的各种基本性质。上面几种方法最好是结合起来应用，尤其是前三种。在任何情况下，由第一种方法得到的结果，都是后三种方法研究的依据和基础。1、大气环流的研究大气环流的研究大气环流的定义大气环流的定义大气环流包含内容广泛，定义也不完全相同。n某些区域大气的平均状态n全球大气的瞬时状态n主要指所有永

3、久性或半永久性大气活动的集合体：赤道辐合带、急流、季风、副热带高压和各种永久性和半永久性气旋和反气旋中心。n所有特征的定量统计结果1、大气环流的研究、大气环流的研究普遍认可的定义普遍认可的定义n环流：环流：空气沿一个空气沿一个封闭封闭的轨迹运动，或沿着某一的轨迹运动，或沿着某一封闭封闭轨迹轨迹循环运动的倾向。循环运动的倾向。n经向环流：经向环流：气流沿经圈方向运动（南北向）气流沿经圈方向运动（南北向）n纬向环流：纬向环流：气流沿纬圈方向运动（东西向）气流沿纬圈方向运动（东西向）n大气环流：大气环流：指全球范围的大尺度大气运行的基本状况指全球范围的大尺度大气运行的基本状况，水，水平尺度在数千公里

4、以上，垂直尺度在平尺度在数千公里以上，垂直尺度在1010公里以上，时间尺公里以上，时间尺度在度在1-21-2日以上。是各种不同尺度的天气系统发生发展和移日以上。是各种不同尺度的天气系统发生发展和移动的背景条件。动的背景条件。1、大气环流的研究、大气环流的研究大气环流大气环流指全球范围的大尺度大气运行的基本状况指全球范围的大尺度大气运行的基本状况按照大气在垂直方向上的某种特征，将大气划分成水按照大气在垂直方向上的某种特征，将大气划分成水平方向性质比较均匀的若干层次。平方向性质比较均匀的若干层次。一般按照大气的热力性质划分，即气温随高度分布将一般按照大气的热力性质划分，即气温随高度分布将大气分为大

5、气分为对流层对流层、平流层平流层、中间层中间层、热层热层和和外逸层外逸层；各层；各层之间有一很薄的过渡带，也即各层的层顶。之间有一很薄的过渡带，也即各层的层顶。1、大气环流的研究、大气环流的研究对流层温度随高度递减；平流层起初随高度不变，而后随高度增加，原因是臭氧吸收太阳的紫外线引起温度升高；中间层温度随高度递减；热层温度随高度又渐增。 中中 层层平流层平流层对流层对流层81012 km50 km500 km热热 层层外逸层外逸层85 km极极地地中中纬纬度度赤赤道道 尺度尺度 水平尺度：有某大地区（例如欧亚地区）、某半球或 全 球范围的大气环流 垂直尺度：有对流层、平流层、中层或整个大气圈的

6、大 气环流 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 。空空间间尺尺度度大气环流研究 大气环流的演变不仅仅是大气内部状态和行为的反映，而且是与大气密切相关的太阳辐射、海洋、冰雪、陆地和生物圈所组成的复杂系统的总体行为。大 气 圈水 圈岩 石 圈冰 冻 圈生 物 圈人人 类类 圈圈地球系统结构当体现这种总体行为的时间尺度需以年代为标尺时，属于气候气候和气候变化气候变化所研究的领域；当时间尺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，则正是天气学天气学研究的范畴；而全球范围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盛行

7、于某地的“环流背景”。现代的大气环流研究领域正深入到气候学的传统研究领域，如厄尔尼诺现象、温室气体效应、臭氧层效应和大气环流的相互影响等等。大气环流的基本状况决定着气候系统未来的变化趋势，对大气环流演变规律的深入理解与否，不仅决定常规天气预报的成败，也同样影响月、季的气候预报准确率，而这种短期的气候预报则是现代气候学研究的重点和难点。意义意义大气环流是地气系统进行热量、水分等的交换和能量转换的重要机制，又是这些物理量的输送、平衡和转换的重要结果。大气环流不仅决定着某地区的天气状况，同时在一定程度上也决定了气候的形成，所以研究大气环流意义是很重大的。根本动力根本动力大气运动的根本能源是太阳辐射能

8、，地球的自转和公转使地球表面产生温度的差异，太阳辐射能在地球上的非均匀分布，是大气环流的原动力。 控制因素控制因素内部因子内部因子：大气本身的可压缩性、连续性、流动性和大气水平尺度与垂直分布等外部因子：外部因子：太阳辐射能及其高能粒子周期性和非周期性的振动、地球表面的摩擦作用，海陆分布和大地形的影响等外界因素。n由于这种环流是因温度分布不均而产生的，所以称为热力环流。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。2 、热力环流原理、热力环流原理2 、热力环流原理、热力环流原理2 、热力环流原理、热力环流原理就同一水平面而言，气流总是由高压流向低压就同一水平面而言，气流总是由高压流向

9、低压2 、热力环流原理、热力环流原理 在地球上的极地和赤道之间、陆地与海洋之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间都存在着热力的差异，因此均可形成热力环流。流。2 、热力环流原理、热力环流原理假设：地球没有自转、假设：地球没有自转、地表均一，极地赤道间地表均一，极地赤道间的经向环流的经向环流一圈环一圈环流流3、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：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：地表均一假设：地表均一 缺点：不考虑地形的影响缺点：不考虑地形的影

10、响地转偏向力n惯性离心力：惯性离心力：n重力：重力：n地转偏向力：地转偏向力： 由于地球旋转及空气微团相由于地球旋转及空气微团相对于地球有运动而产生。垂直于对于地球有运动而产生。垂直于和和V,V,且在北半球指向运且在北半球指向运动的右方。因为垂直于动的右方。因为垂直于V V，所以，所以，CoriolisCoriolis力对空气微团力对空气微团不做功，只能改变速度的方向，不能改变速度的大小，故不做功，只能改变速度的方向，不能改变速度的大小，故CoriolisCoriolis力又有地转偏向力之称。力又有地转偏向力之称。 R2cFRga2gV 2C 赤道上空向北流动的气流，赤道上空向北流动的气流，在

11、柯氏力的作用下向右偏转，在柯氏力的作用下向右偏转，在在3030NN左右转为西风左右转为西风，并在此处辐，并在此处辐合，质量堆积，地面气压升高，合，质量堆积，地面气压升高，并且冷却下沉，下沉气流辐散，并且冷却下沉，下沉气流辐散，其中向南的一支在柯氏力影响下其中向南的一支在柯氏力影响下右偏，转为东北风，此风系稳定，右偏，转为东北风，此风系稳定，称为称为东北信风，在南半球为东南东北信风，在南半球为东南信风信风，两支信风在赤道汇合上升，两支信风在赤道汇合上升，从而构成直接环流圈，称从而构成直接环流圈，称为为HadleyHadley环流环流3.1 Hadley 3.1 Hadley （哈得来）环流（哈得

12、来）环流的形成的形成3 3、三圈环流、三圈环流EquatorNSHADLEY CELL IS A THERMALLY-DIRECT CIRCULATIONGlobal atmospheric circulation 3.23.2极地环流圈极地环流圈的形成的形成 极地能量亏损，温度低，密度极地能量亏损，温度低，密度大，从而使气压随高度递减增大，大，从而使气压随高度递减增大，高空有较低纬度指向极地的气压高空有较低纬度指向极地的气压梯度，而低层有极地指向较低纬梯度，而低层有极地指向较低纬度的气压梯度。则低层空气有指度的气压梯度。则低层空气有指向较低纬度运动，在柯氏力作用向较低纬度运动，在柯氏力作用下

13、右偏成为东北风，高层南风在下右偏成为东北风，高层南风在柯氏力作用下右偏成为西南风，柯氏力作用下右偏成为西南风，构成极地环流圈构成极地环流圈3 3、三圈环流、三圈环流 HadleyHadley环流中在环流中在3030NN下沉辐散的气流中，向北流动下沉辐散的气流中，向北流动的气流，与极地环流圈中上升支汇合，在高空辐散，其的气流，与极地环流圈中上升支汇合，在高空辐散，其中有一支向南运动。这样在中有一支向南运动。这样在HadleyHadley环流圈和极地环流圈环流圈和极地环流圈之间存在一个与直接环流圈相反的环流，为间接环流圈，之间存在一个与直接环流圈相反的环流，为间接环流圈，也称也称Ferrel(Fe

14、rrel(费雷尔费雷尔) ) 环流圈。环流圈。 3.3 Ferrel (3.3 Ferrel (费雷尔费雷尔) )环流环流的形成的形成3、三圈环流、三圈环流三风三风: 极地东风（东北风极地东风（东北风) 中纬西风（西南风中纬西风（西南风) 低纬东风（东北信风）低纬东风（东北信风） 3 3、三圈环流、三圈环流3.4 3.4 低层三风四带低层三风四带四带：四带： 极地高压带极地高压带 副极地低压带副极地低压带 副热带高压带副热带高压带 赤道低压带赤道低压带 高纬西风带高纬西风带极锋西风急流极锋西风急流 中纬东风带中纬东风带弱弱 低纬西风带低纬西风带副热带西风急流副热带西风急流 二条行星锋区：极锋和

15、副热带锋二条行星锋区：极锋和副热带锋3、三圈环流、三圈环流3.5 3.5 高空主要为西风带高空主要为西风带 Global atmospheric circulation4 、 大气平均流场特征大气平均流场特征4.14.1平均纬向风分量的经向分布平均纬向风分量的经向分布n在低纬地区，夏季除了北半球的对流层底层有小范围弱在低纬地区，夏季除了北半球的对流层底层有小范围弱西风以外，全部为西风以外，全部为东风东风，最大风速中心在平流层。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带的宽度在对流层下部占南北各30个纬距，垂直方向上个纬距，垂直方向上冬季东风带迅速变窄，夏季则变化较小。冬季东

16、风带迅速变窄，夏季则变化较小。n中高纬度的对流层中冬、夏季均为中高纬度的对流层中冬、夏季均为西风西风，冬强夏弱冬强夏弱，北，北半球的强度变化更为显著。最大风速中心在半球的强度变化更为显著。最大风速中心在200mb高度高度附近，冬季位于附近，冬季位于30N附近，夏季约在附近，夏季约在40 N附近，整附近，整个东西风风带随季节有南北移动。个东西风风带随季节有南北移动。 4.14.1平均纬向风分量的经向分布平均纬向风分量的经向分布 极区近地面为弱东风，冬季从对流层到平流层均为西风，极区近地面为弱东风，冬季从对流层到平流层均为西风，夏季对流层中仍为西风，强度减弱，平流层则变为环流极地夏季对流层中仍为西

17、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。的东风，与低纬的东风相连。4.1平均纬向风分量的经向分布平均纬向风分量的经向分布 北半球北半球冬季冬季，30N以南的对流层以南的对流层低层低层，有较强的平均，有较强的平均偏北偏北风，风，约最大约最大3.5米米/秒，秒，200300mb之间有明显之间有明显南风南风分量中心，最大平分量中心，最大平均风速为均风速为2.5米米/秒。秒。 40 N以北以北低层低层平均为平均为南风南风，高层高层平均为平均为北风北风，但是平均风速都，但是平均风速都不足不足1米米/秒。秒。 4.2 4.2 平均经向风分量的经向分布平均经向风分量的经向分布南南南南北北

18、北北北半球夏季：赤道区域，底层平均北半球夏季：赤道区域，底层平均南风南风分量达分量达2.5米米/秒，高空为秒，高空为2米米/秒以下的秒以下的北风北风分量。分量。 13 N40 N，底层盛行，底层盛行1米米/秒以下的秒以下的北风北风分量，高空分量，高空深厚的气层里都是较弱的深厚的气层里都是较弱的南风南风。4.2 4.2 平均经向风分量的经向分布平均经向风分量的经向分布南南北北南南北北平均纬向风与平均经向风的比较：平均纬向风与平均经向风的比较：n平均纬向风分量远远大于经向风平均纬向风分量远远大于经向风n经向风分量虽然很小，但依然存在，说明大气中存在空经向风分量虽然很小，但依然存在，说明大气中存在空

19、气的南北交换和热量输送气的南北交换和热量输送 纬向风比经向风大得多，纬向风比经向风大得多， 说明地球上空大气运动基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）或自西向东（西风）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，冬强夏弱。运动的。但也有南北向的空气交换，冬强夏弱。经向风经向风量级虽小，但作用很大。量级虽小，但作用很大。 795 5、平均水平环流、平均水平环流 5.1 5.1 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7878个巨大的高、个巨大的高、低压区，一般称之为大气活动中

20、心低压区，一般称之为大气活动中心。大气活动中心的形成与下垫面有很大关系。1 1月份北半球有月份北半球有西伯利亚高压、阿留申低压、冰岛低压、西伯利亚高压、阿留申低压、冰岛低压、北美高压北美高压四个大气活动中心。四个大气活动中心。 南半球有赤道低压，位于印尼到澳大利亚的西太平洋。南半球有赤道低压，位于印尼到澳大利亚的西太平洋。 另外，东南太平洋，南印度洋及南大西洋各有一个高压，其中另外，东南太平洋，南印度洋及南大西洋各有一个高压，其中 东南太平洋高压较强，印度洋高压最弱。东南太平洋高压较强，印度洋高压最弱。80 5.1 大气活动中心（大气活动中心（1月份）月份）西伯利亚高压阿留申低压阿留申低压冰岛

21、低压冰岛低压北美高压北美高压东南太平洋高压东南太平洋高压印度洋高压弱印度洋高压弱817 7月北半球大气活动中心的分布几乎与月北半球大气活动中心的分布几乎与1 1月相反，阿留申月相反，阿留申低压中心已消失，冰岛低压也大为减弱，北美东北部为弱低低压中心已消失，冰岛低压也大为减弱，北美东北部为弱低压，只有以下三个大气活动中心：亚洲大陆为强大的低压区，压，只有以下三个大气活动中心：亚洲大陆为强大的低压区，称为称为印度低压印度低压，低压中心经常在印度西北部；，低压中心经常在印度西北部；北太平洋北太平洋与与北大北大西洋为强大高压西洋为强大高压所占据，分别称为太平洋副热带高压和大西洋所占据，分别称为太平洋副

22、热带高压和大西洋副热带高压。副热带高压。 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，所以有四个高压中心。 5.1 大气活动中心大气活动中心82 5.1 5.1 大气活动中心（大气活动中心（7 7月份）月份）印度低压印度低压北太平洋北太平洋北大西洋北大西洋845.2 对流层平均水平环流对流层平均水平环流 1月、7月500mb多年平均图代表对流层中层冬季和夏季 的水平环流图。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1月最强，7月大为减弱。855.2 5.2 对流层平均水平环流对流层平均水平环流861月北半球中高纬西风带上有三个大槽，分别位于东亚沿

23、岸、北美东岸以及东欧地区。 7月份西风带整体显著北移，中高纬有四个大槽，分别位 于北美东岸、西欧、亚洲中部及西太平洋。冬季副热带高压强度弱，位置偏南（北纬20 N以南） 高压不明显；夏季副热带高压强，位置偏北，中心在2030 N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。另外，在印度半岛有（副热带）低压存在。5.2 对流层平均水平环流对流层平均水平环流871月和7月500hPa高度场和温度场6、极地环流概况、极地环流概况n概念：地理学上把概念：地理学上把66.5N66.5N以北和以北和66.5S66.5S以南地区称为极以南地区称为极地，北极地区除格陵兰以外，基本上都是

24、海洋，是个多地，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。南极地区是冰山的大洋，但即使在冬季也不完全冰封。南极地区是个大陆。个大陆。n作用：大气在极地上空平均是净支出热量，所以极地是作用：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流和大大气的冷源，中、低纬度的热量通过平均经圈环流和大型涡旋不断向极地输送，大气在极地冷源上丧失热量形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，然后向南侵袭，影响中、低纬度的环流和天成冷空气，然后向南侵袭，影响中、低纬度的环流和天气，所以研究极地环流很有意义气，所以研究极

25、地环流很有意义6.1 北极环流的平均状况 1月月 北半球北半球500500百帕平均图上，极地涡旋断裂为两个闭合中心，百帕平均图上，极地涡旋断裂为两个闭合中心，一个在格陵兰西侧与加拿大之间，另外一个在亚洲的东一个在格陵兰西侧与加拿大之间，另外一个在亚洲的东北部，极地是一个槽区。北部，极地是一个槽区。n700700百帕平均图基本上与百帕平均图基本上与500500百帕一样，在新地岛百帕一样，在新地岛500500百百帕平均图上有槽的地方，在帕平均图上有槽的地方，在700700百帕上是一个闭合的小百帕上是一个闭合的小低压，其他两个位于格陵兰与加拿大之间及亚洲东北部低压，其他两个位于格陵兰与加拿大之间及亚

26、洲东北部的低中心，在的低中心，在700700百帕上的位置比百帕上的位置比500500百帕百帕偏向东南偏向东南。n地面图上，基本是一个高压带。但冰岛低压很强大，向地面图上，基本是一个高压带。但冰岛低压很强大，向大西洋的极圈伸出一个槽，约占极地一半面积。大西洋的极圈伸出一个槽，约占极地一半面积。6、极地环流概况、极地环流概况6.1 北极环流的平均状况北极环流的平均状况 7月月 气压系统气压系统明显减弱，明显减弱，500hPa500hPa极涡中心极涡中心在极点在极点附近；附近；700700百帕低中心也在极点附近，百帕低中心也在极点附近，低压中心的轴线几乎垂直，低压中心的轴线几乎垂直，地面图上除了在加

27、拿大地区地面图上除了在加拿大地区有一个闭合低压中心以外，有一个闭合低压中心以外，其他系统不明显。其他系统不明显。 极地极地地区，地面图上多地区，地面图上多年平均气压是高压。年平均气压是高压。6.1 6.1 北极环流的平均状况北极环流的平均状况 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：冬季，北极对流层中部一半是极地涡旋或极涡的槽区，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。若极地持久地被暖性反气旋或暖脊所控制，但有时也会出现反气旋。若极地持久地被暖性反气旋或暖脊所控制，就会使极地冷

28、性涡旋分裂并偏离极地向南移动，导致锋区位置比平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。均情况偏南，寒潮活动多而强烈。 据统计，在据统计，在1010个冬半年影响我国的个冬半年影响我国的171171次寒潮中，有次寒潮中，有102102次都在次都在亚洲上空出现持久的极涡，特别是其中最强的亚洲上空出现持久的极涡，特别是其中最强的6 6次寒潮过程，极涡次寒潮过程，极涡就在亚洲上空，位置明显偏南。在强寒潮发生前，亚洲上空早已有就在亚洲上空，位置明显偏南。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。一个稳定的强大极涡系统，

29、并且一直维持到寒潮爆发以后。6.26.2极地环流的异常极地环流的异常6、极地环流概况、极地环流概况 19691969年年1 1月，极地虽然没有反气旋中心，但从北太平洋月，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位于北美和亚洲。却有暖脊伸向极地，极涡分裂后中心分别位于北美和亚洲。我国大部份地区出现持久的低温天气，渤海海面出现几十年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。来罕见的封冻现象。6.2 极地环流的异常极地环流的异常927 7 、急流、急流 概念：急流是指一股强而窄的气流带，急流中最大概念：急流是指一股强而窄的气流带，急流中最大

30、风速在对流层的上部必须风速在对流层的上部必须大于或等于大于或等于3030米米/ /秒秒的风速，水平的风速，水平切变量级为每百公里切变量级为每百公里5 5米米/ /秒，垂直切变量级为每公里秒，垂直切变量级为每公里510510米米/ /秒。可有多个风速极大值中心。秒。可有多个风速极大值中心。急流的基本特点急流的基本特点n急流轴的急流轴的左侧左侧风速具有风速具有气旋性切变气旋性切变，右侧右侧风速具有风速具有反气反气旋性切变旋性切变。涡度梯度在急流轴附近。涡度梯度在急流轴附近最大最大。配置：配置：n急流中心若与槽线重合或相交急流中心若与槽线重合或相交，槽前辐合，槽后辐散，槽前辐合，槽后辐散，这样的高空

31、槽，即使开始时并无地面气旋、反气旋与它这样的高空槽，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区后，就会迅速引配合，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展。起地面气旋与反气旋的发生和发展。7 7 、急流、急流 1 2013年四川盆地年四川盆地7.8暴雨过程暴雨过程300hPa 8日08时500hPa 8日08时700hPa850hPan 思考：降水通常位于低空急流的哪一侧？又位于思考：降水通常位于低空急流的哪一侧？又位于700hPa切变线的哪一侧？切变线的哪一侧？96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，

32、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里称为急流的出口区。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，又可将相位对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对急流核的不同地区标注成1 1、2 2、3 3和区，和区，分别表示急流入口的左后方、右后方和急流出分别表示急流入口的左后方、右后方和急流出口的左前方和右前方。口的左前方和右前方。97高空急流核的入口区和出口区高空急流核的入口区和出口区101101 0dudt急流核ududtv a 0

33、 0dudtv a 0辐散上升辐合下沉辐合辐散上升高空急流附近的涡度散度垂直速度正涡度下沉负涡度 f (v vg ) fvavuxy阴影区为极锋急流活动区域，粗实线为副热带西风急流轴阴影区为极锋急流活动区域，粗实线为副热带西风急流轴热带东风急流8、东亚环流的基本特征地形特征东亚地区位于全球最大陆地的东岸，又濒临最大的大洋-太平洋，西部有地形十分复杂的高原-青藏高原。热力特征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具有明显的季节变化。8.1 海陆和高原对东亚环流和

34、天气系统活动的影海陆和高原对东亚环流和天气系统活动的影响响（1）东亚季风特点）东亚季风特点n在对流层底部，由海陆差异造成东亚的四个大气活动中在对流层底部，由海陆差异造成东亚的四个大气活动中心（蒙古冷高、阿留申低压、印度热低压和太平洋副热心（蒙古冷高、阿留申低压、印度热低压和太平洋副热带高压）几乎都是全球最强的气压系统，季节变化也最带高压）几乎都是全球最强的气压系统，季节变化也最明显，风系转换也显著。冬季盛行偏北风、偏西风，夏明显，风系转换也显著。冬季盛行偏北风、偏西风，夏季偏南风、偏东风。冬季天气干冷，夏季湿热，雨量大季偏南风、偏东风。冬季天气干冷，夏季湿热，雨量大部分集中在夏季。部分集中在夏

35、季。对流层中部，由于海陆差异和高原的热力、动力的共同作用，对流层中部，由于海陆差异和高原的热力、动力的共同作用，东亚西风带平均环流的脊、槽，在冬、夏季也完全是相反位东亚西风带平均环流的脊、槽，在冬、夏季也完全是相反位相。冬季，东亚上空相。冬季，东亚上空500500百帕等压面图上是一脊一槽（脊在百帕等压面图上是一脊一槽（脊在高原北部，槽在亚洲沿岸），高空基本气流为西北风；夏季高原北部，槽在亚洲沿岸），高空基本气流为西北风；夏季则变成一槽一脊，即冬季的槽，夏季变为脊，冬季的脊，夏则变成一槽一脊，即冬季的槽，夏季变为脊，冬季的脊，夏季变为槽，高空基本气流在季变为槽，高空基本气流在30N30N以北为西

36、风，以北为西风，30N30N以南为偏以南为偏东风。而在北美上空就没有这样的改变。东风。而在北美上空就没有这样的改变。高原季风的复杂性：高原季风的复杂性：高原四周的风系，具有明显高原四周的风系，具有明显季节变化，高原上近地面层季节变化，高原上近地面层里冬季为冷高压，夏季为热里冬季为冷高压，夏季为热低压，所以高原在冬季北侧低压，所以高原在冬季北侧为西风，南侧为东风，夏季为西风，南侧为东风，夏季变为相反的风向。变为相反的风向。400400百帕以上的自由大气中，百帕以上的自由大气中，冬季整个高原均为西风所控冬季整个高原均为西风所控制。制。 对流层上部，高原的南、北对流层上部，高原的南、北两侧各存在一支

37、西风急流。两侧各存在一支西风急流。高原季风的复杂性：高原季风的复杂性： 夏季则由于高原加热作用，夏季则由于高原加热作用，使南侧西风急流消失变为东使南侧西风急流消失变为东风急流，而高原北侧的西风风急流，而高原北侧的西风急流得到加强。急流得到加强。 夏季高原的加热作用还在青夏季高原的加热作用还在青藏高原及其邻近地区产生上藏高原及其邻近地区产生上升气流，这支上升气流，到升气流，这支上升气流，到了高空即向四周辐散并下沉。了高空即向四周辐散并下沉。n高原南侧的垂直环流很明显，印度的西南季风高原南侧的垂直环流很明显，印度的西南季风沿喜马拉雅山爬坡上升，在高层辐散，主要部沿喜马拉雅山爬坡上升，在高层辐散，主

38、要部分向南流去下沉，下沉气流最南可达到南半球，分向南流去下沉，下沉气流最南可达到南半球，随南半球的东南信风向北流动，越过赤道到了随南半球的东南信风向北流动，越过赤道到了北半球，由于偏向力的作用而转为西南气流，北半球，由于偏向力的作用而转为西南气流，再北上构成一个闭合环流，这个垂直环流称为再北上构成一个闭合环流，这个垂直环流称为季风环流，破坏了这个季节里该区域中的季风环流，破坏了这个季节里该区域中的Hadley环流。环流。n从高原南、北两侧辐合的气流约于从高原南、北两侧辐合的气流约于3035N之间垂直之间垂直上升，这正是高原上夏季纬向的辐合切变线的平均纬度，上升，这正是高原上夏季纬向的辐合切变线

39、的平均纬度，是造成高原上雨季的主要降水系统。在这个辐合切变线是造成高原上雨季的主要降水系统。在这个辐合切变线中，由于涡度分布不均匀，还可能产生许多大小不同的中，由于涡度分布不均匀，还可能产生许多大小不同的低涡，低涡的出现，可使降水强度增大，其向东移动，低涡，低涡的出现，可使降水强度增大，其向东移动，是造成高原东部及邻近地区夏季暴雨天气的重要系统之是造成高原东部及邻近地区夏季暴雨天气的重要系统之一。一。n高原辐散气流向四周下沉，向南的一支下沉气流，因为高原辐散气流向四周下沉，向南的一支下沉气流，因为其下层为比较深厚的西南季风，对天气的直接影响不及其下层为比较深厚的西南季风，对天气的直接影响不及向

40、北的下沉气流明显。从高原南边移来的天气系统，有向北的下沉气流明显。从高原南边移来的天气系统，有时表现得很严重的天气，往往一到高原南缘就减弱甚至时表现得很严重的天气，往往一到高原南缘就减弱甚至消失，这显然是受下沉气流的影响。消失，这显然是受下沉气流的影响。（2）青藏高原对东亚环流及天气过程的影响）青藏高原对东亚环流及天气过程的影响n冬季对流层下半部的西风带，受到高原阻扰而分为南、冬季对流层下半部的西风带，受到高原阻扰而分为南、北两支，绕过高原，向东流去，在对流层中、上部的气北两支，绕过高原，向东流去，在对流层中、上部的气流则爬坡越过高原。这两种作用使得高原流则爬坡越过高原。这两种作用使得高原北部

41、北部形成一个形成一个地形地形脊脊，南部南部形成地形形成地形槽槽，它们对东亚的天气过程有很，它们对东亚的天气过程有很大影响。大影响。n 冬季，从欧洲东移来的长波槽在高原邻近冬季，从欧洲东移来的长波槽在高原邻近就开始减速减弱，往往还分为两段，远离高原就开始减速减弱，往往还分为两段，远离高原的北段迅速东移，至贝加尔湖附近才有可能重的北段迅速东移，至贝加尔湖附近才有可能重新加强，槽的南段或是切断变成冷涡，停滞少新加强，槽的南段或是切断变成冷涡，停滞少动并渐渐就地减弱，或是绕过高原往东移去。动并渐渐就地减弱，或是绕过高原往东移去。 当行星锋区位于高原上空时，平直西风中当行星锋区位于高原上空时，平直西风中

42、的小槽是能越过高原的。的小槽是能越过高原的。n据拉萨统计，冬季每月可以有据拉萨统计，冬季每月可以有510次高空槽移次高空槽移过拉萨。槽在爬山时减弱，一般变成衰老系统，过拉萨。槽在爬山时减弱，一般变成衰老系统，气压场表现得并不清楚，但温度场上却比较清气压场表现得并不清楚，但温度场上却比较清楚，这样的高空槽也能引起恶劣天气。楚，这样的高空槽也能引起恶劣天气。冬季，高原对其四周的自由大气来说是个冷源，因而加强冬季，高原对其四周的自由大气来说是个冷源，因而加强了南侧向北的温度梯度，使得南支急流强而稳定。了南侧向北的温度梯度，使得南支急流强而稳定。孟加拉湾的地形槽（南支槽、印缅槽），槽前的暖平流对孟加拉

43、湾的地形槽（南支槽、印缅槽），槽前的暖平流对于高原东部的天气过程影响很大，是我国冬半年主要水于高原东部的天气过程影响很大，是我国冬半年主要水汽输送通道，强的暖湿空气向我国东部地区输送，是造汽输送通道，强的暖湿空气向我国东部地区输送，是造成该地区持久连阴雨的重要条件，也使得昆明静止锋和成该地区持久连阴雨的重要条件，也使得昆明静止锋和华南静止锋能在较长时间内维持下去，而且还是我国东华南静止锋能在较长时间内维持下去，而且还是我国东部的江淮气旋、东海气旋生成的重要条件之一。部的江淮气旋、东海气旋生成的重要条件之一。n从孟加拉湾低槽的涡源中，东移的南支急流中从孟加拉湾低槽的涡源中，东移的南支急流中的小波

44、动，我国预报员称之为南支槽、印缅槽，的小波动，我国预报员称之为南支槽、印缅槽，它们也是造成我国华南冬季阴雨天气的主要系它们也是造成我国华南冬季阴雨天气的主要系统。统。n夏季，由于加热，高原对于周围的自由大气来夏季，由于加热，高原对于周围的自由大气来说是个热源，它使高原上空大气的水平温度梯说是个热源，它使高原上空大气的水平温度梯度在高原北侧增大，在高原南侧变为相反方向度在高原北侧增大，在高原南侧变为相反方向（即指向南）。根据热成风原理，高原北侧的（即指向南）。根据热成风原理，高原北侧的西风增大，高原南侧西风消失而被东风所取代。西风增大，高原南侧西风消失而被东风所取代。n高原对大气的摩擦作用使高原

45、北侧的反气旋性涡度相应高原对大气的摩擦作用使高原北侧的反气旋性涡度相应地明显起来，表现为在地明显起来，表现为在700百帕天气图上常常有一个孤百帕天气图上常常有一个孤立的闭合小高压在祁连山东南侧的兰州附近生成并东移，立的闭合小高压在祁连山东南侧的兰州附近生成并东移，小高压东部的偏北风和高压南部的偏东风与这个季节西小高压东部的偏北风和高压南部的偏东风与这个季节西伸的太平洋高压脊西部的西南风之间形成一条切变线。伸的太平洋高压脊西部的西南风之间形成一条切变线。这是我国夏半年黄河流域降水的主要系统之一。切变线这是我国夏半年黄河流域降水的主要系统之一。切变线随着两侧气流势力的对比变化而南北摆动，伴随着的雨

46、随着两侧气流势力的对比变化而南北摆动，伴随着的雨区也南北移动。区也南北移动。8.2 我国各季环流概况和主要天气过程的特点（1）冬季）冬季10月中旬以后东亚高空西风急流分为南北两支。急流强月中旬以后东亚高空西风急流分为南北两支。急流强度逐渐加强达全年最强程度。整个中国大陆都在西风环度逐渐加强达全年最强程度。整个中国大陆都在西风环流控制之下，西风带的平均大槽位于流控制之下，西风带的平均大槽位于140E附近，强度附近，强度明显加强。青藏高原北部明显加强。青藏高原北部90E附近为平均脊所在。我国附近为平均脊所在。我国上空基本气流是西北风。上空基本气流是西北风。地面上，蒙古的冷性高压强度达全年最强值，中心平均位地面上，蒙古的冷性高压强度达全年最强值，中心平均位于于100105E、4555N附近，冷高的范围可达整附近，冷高的范围可达整个东亚地区，相当稳定。这个季节里冷高的气流，愈向个东亚