大气环流新预报员课件

1中国天气（一）—大气环流中国气象局培训中心气象业务培训部宋燕博士教授Email:songyan@2一、大气环流概论1.概念：

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，即地球大气对太阳辐射响应的综合结果,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，水平尺度横跨数千公里，垂直尺度达数十公里以上，时间尺度在105s(1.5天)以上的平均运动。

34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。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。56地球大气按照温度分层：中层平流层对流层8－10－12km50km500km热层外逸层85km极地中纬度赤道72.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。空间尺度大气环流概论8

当体现这种总体行为的时间尺度需以年代为标尺时，属于气候和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于某地的“环流背景”。93.根本动力 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，太阳辐射能在地球上的非均匀分布，是大气环流的原动力。104.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。

ABheatABheat11对比：低压环流的形成12对比：低压环流的形成极地极地13一圈环流

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。14（1）风场的产生

风：空气的水平运动；大气运动的基本特性及其成因温度场变化气压场变化产生风场根据状态方程，温度变化会产生温度梯度，由此引起气压场变化，气压梯度增大，气压场变化导致风场变化。遵循风压定律。

15（2）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(也有动力作用)；海陆风——海洋与陆地的热力差异造成的昼夜风向相反的风；山谷风——由山谷热力差异造成的昼夜风向

相反的山谷环流；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。16海陆风17海陆风的形成原理海风陆风18Monsoonalcirculation(summer)19Monsoonalcirculation(Winter)20山谷风

谷风山风21焚风焚风定义：暖空气越过高山下沉，而在局地吹起的干燥的热风。

焚风效应过山前：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，按湿绝热直减率降温，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。22布拉风布拉风（borascura）：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。sea布拉风的直接原因是气压差23城市热岛(雨岛)

2425二、极地赤道间的经向环流1.一圈环流

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。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。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。

假设：地球没有自转、地表均一

262.三圈环流关键：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：考虑地球自转，假设地表均一

缺点：不考虑地形的影响在考虑了地球自转的条件下，一圈环流模式将不会存在27热带环流（HadleyCell）

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30°～35°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。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30°～35°之间的闭合环流。28EquatorNSHADLEYCELLISATHERMALLY-DIRECTCIRCULATION29ITCZ

其中流向赤道的气流在地转偏向力的作用下，在北半球成为东北风，在南半球成为东南风，称为东北信风和东南信风。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，在南半球吹西北风，称为反信风，所以这样由信风反信风构成的热带环流（Hadley环流）又称为信风（低空）—反信风（高空）环流。

30TheHadleyCell31Globalatmosphericcirculation32极地环流（PolarCell）

极地环流形成在极地到60°～65°之间。极地空气极端寒冷，堆积形成极地下层的极地高压。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。在极地高压与副热带高压之间60°～65°附近相对的形成一低压，称为副极地低压带。 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60°～65°间的闭合环流，称为极地环流。33中纬度环流（FerrelCell）

中纬度环流形成在30°～60°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。3435对流层底层信风特征36Precipitationoccursinbandsofsurfaceconvergence(lowpressureregions)37030306060NSLatitudeHighHighLowLowSurfacePressureSystemsHADLEYCELLSARETHERMALLYDIRECTCIRCULATIONSFERRELCELLSARETHERMALLY-INDIRECTCIRCULATIONSAsare(weak)polarcellsLow38030306060NSLowLatitudeHighHighLowLowAtmosphericVerticalCirculationSurfacePressureCenters030306060NSWesterlyEasterlySurfaceWinds39三圈环流观测事实（利用实际资料分离出的实例，箭头代表流线方向）40经向三圈环流以及与其相关的天气系统41表征大气运动特征的两个物理量42散度4243水平辐合－辐散与垂直运动44涡度的定义涡度为速度的旋度，即表示旋转的程度。大尺度大气运动中涡度的垂直分量远大于水平分量规定：反时针（气旋式）旋转为正；顺时针（反气旋式）旋转为负。在自然坐标下有曲率涡度和切变涡度两项，C为质点速率45自然坐标系

自然坐标系是沿质点的运动轨道建立的坐标系.在质点运动轨道上任取一点作为坐标原点O,质点在任意时刻的位置,都可用它到坐标原点O的轨迹的长度来表示.在自然坐标系中,两个单位矢量是这样定义的:切向单位矢量,沿质点所在点的轨道切线方向;法向单位矢量,垂直于在同一点的切向单位矢量而指向曲线的凹侧.可见这两个单位矢量的方向,也是随质点位置的不同而不同的.在自然坐标系中表示质点速度,是非常简单的,因为无论质点处在什么位置上速度都只有切向分量,而没有法向分量.

46曲率项（C/R）产生的涡度

47涡度分布在槽脊区域中曲率涡度切变项产生的涡度48三、极地环流概况概念：地理学上把66.5ºN以北和66.5ºS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，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。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、低纬度的环流和天气，所以研究极地环流很有意义。北极环流的平均状况49（一）1月

北半球500百帕平均图上，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北部，极地是一个槽区。

700百帕平均图基本上与500百帕一样，在新地岛500百帕平均图上有槽的地方，在700百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的低中心，在700百帕上的位置比500百帕偏向东南。 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。501月北极的多年平均气压（百帕）冰岛低压51(二）7月

气压系统明显减弱，500百帕极地涡旋中心在极地附近，700百帕低中心也在极点附近，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。500百帕524.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，在大西洋和太平洋的北部边缘获得最大发展，因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47ºN，夏季约在62ºN附近，由冬到夏移动15个纬度。53温带气旋发源地热带气旋发源地副热带高压发源地全球气旋发源地545556575.极地近地面气温垂直分布的特点（一）温度变化——逆温特征明显

冬季极地冰雪面上强烈辐射，贴近地面气层存在明显逆温层，厚度约为2公里。夏季，贴地气层的逆温大大减弱，只在少数情况下，温度递减率才超过2~3ºC/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，由于冰雪强烈融化而有足够的水气，因此在逆温层下面常有雾形成。58（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，气温一般都在-30ºC以下。夏季，由于日光连续照射，冰雪融化，限制气温上升到0ºC以上，所以极地地面平均温度为0ºC左右。（三）极地地区大气层结稳定（四）极夜急流

其对流层顶是全球最低，平均位于300百帕（9~10公里）高度上。

冬季极夜强烈辐射冷却，在平流层中也产生指向极点的水平温度梯度，而且梯度相当大，相应出现一支强西风急流，中心风速达40米/秒以上，最大可达100米/秒，通常称为极夜急流。 夏季，极区出现极昼，产生了指向赤道的水平温度梯度，相应风向转东风，与对流层绕极西风截然相反。596.极地环流的异常——极涡和寒潮 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，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。 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。60

1969年1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。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。61四.大气平均流场特征与季节转换（1）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30个纬距，垂直方向上冬季东风带迅速变窄，夏季则变化较小。 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。最大风速中心在200mb高度附近，冬季位于30°N附近，夏季约在40°N附近，整个东西风风带随季节有南北移动。62

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的东风，与低纬的东风相连。6364（2）平均经向风分量的经向分布 北半球冬季，30°N以南的对流层低层，有较强的平均偏北风，约最大3.5米/秒，200~300mb之间有明显南风分量中心，最大平均风速为2.5米/秒。

40°N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1米/秒。

北半球夏季，赤道区域，底层平均南风分量达2.5米/秒，高空为2米/秒以下的北风分量。

13°N—40°N，底层盛行1米/秒以下的北风分量，高空深厚的气层里都是较弱的南风。65北南南北66南北北南67结论：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）或自西向东（西风）运动的。但也有南北向的空气交换，冬强夏弱。 经向风量级虽小，但作用很大。68（3）平均水平环流A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7—8个巨大的高、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月份北半球有西伯利亚高压、阿留申低压、冰岛低压、北美高压四个大气活动中心。 南半球有赤道低压，位于印尼到澳大利亚的西太平洋。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。6970

7月北半球大气活动中心的分布几乎与1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，称为印度低压，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压所占据，分别称为太平洋副热带高压和大西洋副热带高压。 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。717273

B对流层平均水平环流

1、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。7475

1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。

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20—30°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。761月和7月500hPa高度场和温度场77C平流层平均水平环流

平流层一般指100—1百帕层的大气，100—10百帕称为平流层低层，10—1百帕称为平流层高层。100百帕平均高度为16公里左右，为平流层低部，在相当程度上还受到对流层环流的影响。

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100百帕北半球1月及7月的多年平均图

1月极涡强大，中高纬三个大槽还很清楚。7月极涡减弱，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,即著名的南亚高压。7910百帕冬季1月份对流层的三槽结构越往上越不明显，到了10百帕已变成近似于两槽结构，一个在美洲大陆，另一个在亚洲大陆。极涡是冷性的，越往上越明显，强度越强。极涡中心四周，约在50—70ºN有一强风速区，即为极夜急流。对流层低层阿留申低压所在地区，平流层低层为暖性高压，越往上越强，即是阿留申高压。阿留申高压8010百帕夏季到了春季，南北温差大大减小，极涡明显减弱，范围也缩小。到了夏季，平流层高层极区中心为一个近似同心圆的暖性高压所控制，整个半球盛行东风环流，这时水平温度梯度已反转过来，变为极地暖而赤道冷。81五、急流（1）概念：急流是指一股强而窄的气流带，急流中心最大风速在对流层的上部必须大于或等于30米/秒，它的风速水平切变量级为每百公里5米/秒，垂直切变量级为每公里5~10米/秒。82

急流中心长轴就是急流轴，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准水平，多数轴线呈东西走向。

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，甚至在某些地区中断（风速小于30米/秒），有时出现分支，有时两支急流汇合起来。83300百帕低压槽底部的等高线和风速（m/s）分布

84（2）尺度：急流水平长度达上万公里，环绕地球，宽度约几百公里，厚度约几公里。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最大风速一半的两点间的距离。85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1、2、3和４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和右前方。86高空急流核的入口区和出口区

87200hPa1月平均风速和风向（1966~1977年）。风速的单位：ms-1。AA和BB为图5.2剖面的位置，分别代表急流入口区和出口区88+_

con(NVA)

con(NVA)

div(PVA)

div(PVA)入口区出口区急流轴大风核ⅠⅡⅢⅣpositivevortexadvectionnegativevortexadvection高空急流大风核附近的散度

正涡度平流（PVA）对应辐散，负涡度平流（NVA）对应辐合899090高空急流附近的涡度散度垂直速度急流核u辐散上升辐合下沉辐合下沉辐散上升正涡度负涡度91（3）低空急流

600百帕以下出现的强而窄的气流称为低空急流。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。 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，风速大于等于12米/秒。在日常工作中常把850百帕或700百帕等压面上，风速≥12米/秒的西南风极大风速带称为低空急流。92（4）急流的基本特点

急流轴的左侧风速具有气旋性切变(涡度），右侧风速具有反气旋性切变（负涡度）。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区后，就会迅速引起地面气旋与反气旋的发生和发展。93高空急流之间的相互作用极锋急流副热带急流入口区右侧出口区左侧次级环流的上升运动区94Couplingofupperleveljetstreaksandthelow-leveljetduringperiodsofeastwardpropagationofthreelow-levelvortices.(a)Mean200hPa(dashlines)and850hPa(solidlines)isotachpatternavergedfortheperiodof00UTC23Juneto18UTC24June,1999;(b)sameas(a),butfortheperiodof00UTC26June-18UTC28June;(c)sameas(a),butfortheperiodof00UTC28June-18UTC29June,1999.ShadedareasdenotemajorprecipitationregionsbasedonGPCPdataset.

(a)(b)(c)高低空急流之间的相互作用9596（5）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。 极锋急流随着极锋而南北移动很大。冬季平均位于40~60°N，甚至还可能达到更低的纬度；夏季平均位于北极圈附近。急流所在高度平均约在300百帕等压面上，中心最大风速达到105米/秒。冬季较强，夏季较弱。97PolarfrontandPolarcell98极锋急流和地面气压系统极锋急流极锋急流和大型扰动99（6）副热带西风急流结构特点

副热带西风急流是由Hadley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，所以角动量输送也随高度而增大，在对流层顶附近达到最大。副热带急流最大风速中心，出现在对流层上部Hadley环流和Ferell环流汇合的中纬度对流层顶（250mb）与热带对流层顶（100mb)之间的断裂处附近。 副热带西风急流的风速垂直切变在对流层上部最大，500mb等压面上强度大大减弱。极锋急流则相反，在对流层中下部也较强。100

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20~30ºN近乎定常，这与Hadley环流位置和强度相当稳定有关。其强度和位置跟着Hadley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15个纬距左右，其轴基本上呈东西向。101（7）热带东风急流

夏季随着北半球西风带北移，赤道东风带也北移，在热带对流层顶附近约100~150mb处，东风达到急流标准。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的。 盛夏最强的平均东风，位于10~15ºN附近的阿拉伯海上空，风速约35米/秒。102103104六、控制大气环流的基本因子1太阳辐射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；一圈环流理论。2地球自转地球自转产生地转偏向力，会影响大气运动的方向；三圈环流，三风四带。105控制大气环流的基本因子3角动量交换单位质量的空气绕地轴旋转的绝对角动量：

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。

（1）空气与转动地球之间产生角动量，极地为零，赤道最大；

（2）地球与大气之间的角动量交换通过摩擦和地形作用完成

（3）东风带中，地球给予大气西风角动量，东风带减弱；西风带中，地球给予大气向东角动量，西风带减弱。相对角动量地球角动量106角动量交换大气内部角动量的水平输送：（1）北半球夏季，角动量水平输送主要靠非定常扰动完成，非定常扰动引起的角动量水平输送峰值无论冬夏季，也不论南北半球都出现在30°纬度附近。（2）在冬季的低纬度地区平均经圈环流对角动量的水平输送作用比较显著，说明冬季哈得来环流相当重要。106大气向北输送角动量107角动量交换大气内部角动量的垂直输送：（1）大气内部角动量全球来看是守恒的，要维持守恒，除去角动量水平输送外，必须还要有垂直输送协同才能完成角动量平衡。（2）哈得来环流在较低纬度把具有较大Ω角动量空气在上升气流中带到低纬的高空西风带中去，同时在副热带地区又把具有较小角动量的空气在下沉气流中带回到东风带。结果有净的角动量自东风带输送到低纬的高空西风带中去。在此高空西风带里，大型涡旋再将多余动的角动量输送到中、高纬度去，以补偿大气在西风带带中失去的西风角动量，使西风带不致因失去西风角动量而减弱，甚至消失。（3）中高纬度道理也一样，只不过是通过费雷尔环流来实现。1071084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。海、陆分布对大气环流的影响；地形影响。冬季绕流作用季节热力作用1095能量收支长期平均来看，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。两极能量亏损→水平温度梯度→三圈环流和东西风带→能量得以交换；地形起伏和海陆热力差异→平均槽脊（大型扰动或涡动）。109110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→大型扰动维持→东北-西南走向，角动量输送→扰动动能转换为纬向动能，东西风带维持。费雷尔环流，冷空气上升、暖空气下沉→纬向动能转换为纬向有效位能。垂直环流在能量输送和平衡中的作用赤道Hadley环流Ferrel环流30ºN60ºN位能转化为动能东风带西风带动能转化为位能111七、东亚环流基本特征地形特征

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。112纬向海陆热力差异和高度差异经向海陆热力差异和高度差异蒙古冷高阿留申热低压印度热低压西太平洋副热带高压冬季夏季东亚大槽113海陆和高原对东亚环流和天气系统活动的影响（1）东亚季风特点

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。114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相。冬季，东亚上空500百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30ºN以北为西风，30ºN以南为偏东风。

而在北美上空就没有这样的改变。115

高原季风的复杂性：高原四周的风系，具有明显季节变化，高原上近地面层里冬季为冷高压，夏季为热低压，所以高原在冬季北侧为西风，南侧为东风，夏季变为相反的风向。400百帕以上的自由大气中，冬季整个高原均为西风所控制。对流层上部，高原的南、北两侧各存在一支西风急流。冷高压H近地面自由大气西风对流层顶西风急流北南冬季高原冷源116

高原季风的复杂性：夏季则由于高原加热作用，使南侧西风急流消失变为东风急流，而高原北侧的西风急流得到加强。夏季高原的加热作用还在青藏高原及其邻近地区产生上升气流，这支上升气流，到了高空即向四周辐散并下沉。

N赤S热低压L近地面自由大气对流层顶北南夏季高原热源季风环流圈117季风环流圈：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，这个垂直环流称为季风环流，破坏了这个季节里该区域中的Hadley环流。赤道南半球北半球青藏高原东南信风西南季风118

海-陆-气综合作用

对东亚季风变异的影响机理DG对流降水119

从高原南、北两侧辐合的气流约于30~35ºN之间垂