关于大气环流知识的学习笔记

　　以下是我学习大气环流和天气知识时做的笔记，是我在学习过程中按我的理解进行的摘抄和记录。
　　大气环流，指具有与地球大小可类比的大范围的大气运行现象。其水平尺度一般在数千公里以上，垂直尺度在10千米以上，时间尺度在数天以上。大气环流既是地气系统进行热量、水分、角动量等物理量交换的重要机制，也是这些物理量的输送、平衡和转换的重要结果。太阳辐射在地球表面的非均匀分布是大气环流的原动力。
　　一、相关的几个名词
　　要学习大气环流知识，应先了解以下知识：
　　1。大气边界层：又称摩擦层，是大气最底层，靠近地球表面，受地面摩擦阻力影响的大气层区域。这种摩擦阻力由于大气中的湍流而向上传递，并随高度的增加而逐渐减弱，达到某一高度后基本可以忽略。此高度称为大气边界层厚度，它随气象条件、地形、地面粗糙度而变化，大致为300～1000米。
　　大气边界层内的空气运动明显地受地面摩擦力的影响，其性质主要取决于地表面的热力和动力作用。该层厚度变化与外层气流的速度有关，也与其自身的气象条件有关，还与下垫面状况（如地形、地貌，建筑物、植被等）有关。在大气边界层内，风速、温度和湿度都有明显的日变化，这种日变化随高度减弱。大气边界层有如下特点：
　　风速随高度增加而逐渐增大：风速在地表面等于零，而在大气边界层外缘同地转风速度相等。
　　湍流结构：在大气边界层中，大气流动具有很大的随机性，基本上是湍流流动，其结构可用湍流度、雷诺应力、相关函数和频谱等表示，气流湍流度可达20。
　　风向偏转：在北半球，由于地球自转产生的科里奥利力的作用，顺着地面附近风的方向看，风向随高度的增加逐渐向右偏转，在大气边界层外缘与地转风的风向相合，风向偏转角度一般可达几十度。
　　温度层结（即温度随高度变化）：大气温度随高度变化情况复杂多变，其变化率直接影响大气的稳定程度。
　　气溶胶浓度高：地面是产生气溶胶的主要源地，该层紧临地面，气溶胶（如尘埃、烟、雾等）在该层浓度高。
　　2。对流层：对流层位于大气的最底层，包含大气边界层，从地球表面向高空伸展，直至平流层的起点。它的厚度不一，在地球两极上空为8公里，在赤道上空为17公里，夏季高于冬季，平均约为12公里。它是大气中最稠密的一层，集中了约75的大气质量和90以上的水汽质量。
　　对流层有如下特点：
　　温度随高度的增加而降低：这是因为该层不能直接吸收太阳的短波辐射，但能吸收地面反射的长波辐射而从下垫面加热大气，所以靠近地面的空气受热多，远离地面的空气受热少。每升高1公里，气温约下降6。5度。
　　空气对流：因为岩石圈与水圈的表面被太阳晒热，而热辐射将下层空气烤热，冷热空气发生垂直对流。又由于地面有海陆之分、昼夜之别以及纬度高低之差，因而不同地区温度也有差别，这就形成了空气的水平运动。
　　温度、湿度等各要素水平分布不均匀：大气与地表接触，水蒸气、尘埃、微生物以及人类活动产生的有毒物质进入空气层，故该层中除气流做垂直和水平运动外，化学过程十分活跃，并伴随气团变冷或变热，水汽形成雨、雪、雹、霜、露、云、雾等一系列天气现象。
　　3。平流层：又称同温层，是距地表约10～50公里处的大气层。位于对流层之上，散逸层之下，是地球大气层里上热下冷的一层。
　　平流层具有如下特点：
　　平流层分为不同的温度层，高温层位于顶部，低温层位于底部。
　　气流主要表现为水平方向运动，对流现象减弱，因此称作“平流层”，又称“同温层”。这里基本上没有水汽，晴朗无云，很少发生天气变化，适于飞机航行。在2030公里高处，氧分子在紫外线作用下形成臭氧层，像一道屏障保护着地球上的生物免受太阳紫外线及高能粒子的袭击。
　　4。赤道低气压带：位于赤道及其两侧。三月份和九月份太阳直射赤道时，此区域接受太阳光热最多，地面温度高，接近地面的空气受热膨胀上升，空气密度减小，气压降低。因此在南北纬5之间的地区，形成了一个赤道低气压带。
　　5。副热带高压带：位于南、北纬2030附近副热带地区。赤道低气压带的上升气流到达上空，受气压梯度力影响，向极地方向流去。由于受地转偏向力的作用，到纬度2030处，气流运行方向偏转得近乎与纬圈平行。这些从赤道地区上空源源不断流来的大气，堆聚下沉，导致近地面空气密度增大，气压增高，形成高压带。
　　6。副极地低压带：位于南、北纬60附近副极地地区。以北半球为例，在近地面，从副热带高压带流向更高纬的气流，在地转偏向力的作用下逐渐右偏成西南风，最后偏转为基本与纬线平行的西风，称为盛行西风。盛行西风与从极地高气压带南下的极地东风相遇，暖而轻的西风气流爬升到冷而重的东风气流之上，形成副极地上升气流，到高空向南北流出，致使近地面的气压降低，形成副极地低压带。
　　7。极地高气压带：由于两极地区低层空气的温度很低，气柱收缩下沉，空气密度较大，加以上空有副极地低压带流来的空气补充，故形成极地高压。气流由极地向四周辐散，范围冬季扩展，夏季缩小，边缘部分与西风带气流交绥，有锋面和气旋活动，其内部则天气单一。
　　8。地球自转偏向力：地球自转偏向力是由于地球自转而使地球表面运动物体受到的与其运动方向相垂直的力。这个力会影响运动物体的运动方向，对季风环流、气团运行、洋流与河流的运动方向以及其它许多自然现象有着明显的影响。具体请看《关于地球自转偏向力的学习笔记》。
　　9。气压梯度力：空气由高气压地区移动至低气压地区，流动速度受到两地气压差的影响，这种气压差称为气压梯度。在天气图上，等压线距离愈近，气压梯度力愈大，即两地的气压差愈大，风速愈快。
　　二、大气环流的形成原因
　　促使大气环流形成的主要因素有三个：一是太阳辐射不均匀。大阳辐射是地球上大气运动能量的来源，由于地球的自转和公转，地球表面接受太阳辐射能量不均匀，热带地区多，而极区少，从而形成大气的热力环流。太阳直射的位置也随月份不同而变化，三月和九月，太阳直射赤道附近地区，南北半球的气压分布比较均匀。六月，太阳直射于北回归线上，十二月，太阳直射于南回归线上。当太阳移动时，所有气压系统亦随之移动，幅度大约是纬度七度。二是地球自转。在地球表面运动的大气都会受地转偏向力作用而发生偏转。三是地球表面海陆分布不均匀。海洋与陆地的受热能力有差异。夏季，由于陆地吸热比海洋快，所以陆地的温度比海洋高，导致气压较低。冬季，海洋的温度比陆地高，所以海洋的气压比陆地低。这个现象使得本来连续的气压带受到陆地与海洋的分割。以上三个因素导致了地球大气环流的平均状态和复杂多变的形态。
　　大气流动趋于将热量输送到不同区域，以减少温度差异。在对流层中，水平温度梯度从赤道指向两极，空气将从赤道上空向两极上空流动，在地表则从两极流向赤道，形成径向的大环流。但由于地球自转偏向力的作用，在摩擦层以上的气流方向由径向转为纬向，使得赤道向两极移动的气流在纬度30左右的上空发生辐合，引起空气的下沉运动，形成副热带高压区。气流在下层发生辐散，沿着地表分别向南北方向流动。在北半球，向南流动的空气形成东北风，向北流动的形成西南风。西南风在北纬60左右的地方又与来自极地的冷空气辐合，形成副极地低压区。在这个低压区里辐合上升的空气到高空后发生辐散，分别向南北方向流动，向极地流动的那一支在极地辐合产生空气下流，形成极地高压区。就这样，在赤道低气压区、副热带高气压区、副极地低气压区和极地高气压区之间形成了三个环流。这就是整体的宏观的大气环流模式。
　　三、大气环流的基本特征
　　大气环流主要表现为：全球尺度的东西风带、三圈环流（哈得莱环流、费雷尔环流和极地环流）、定常分布的平均槽脊、高空急流以及西风带中的大型扰动等。大气环流构成了全球大气运动的基本形势，是全球气候特征和大范围天气形势的主导因子，也是各种尺度天气系统活动的背景。
　　从全球纬向环流看，对流层大气大体上沿纬圈方向绕地球运行。在低纬地区常盛行东风，称为东风带，又称为信风带，俗称贸易风，北半球为东北信风，南半球为东南信风。中纬度地区则盛行西风，称为西风带，其所跨的纬度比东风带宽，西风强度随纬度增加而增加，最大出现在3040上空的200百帕（200百帕对应平均海拔高度约为12千米）附近，称为行星西风急流。在极地附近，低层存在较浅薄的弱东风，称为极地东风带。
　　从全球径向环流看，在南北方向及垂直方向上的平均运动构成三个经圈环流。低纬度的正环流，即哈得莱环流，在近赤道地区空气受热上升，在高层向南、北运行逐渐转为偏西风，在纬度30左右有一股气流下沉，在低层又分为两支，一支回到近赤道，另一支向极地方向移动。在中纬度形成一个逆环流（也称间接环流），即费雷尔环流。冷空气在极地下沉，在纬度60附近上升，形成一个较弱的极区正环流。中纬地区与低纬区之间，则常有极锋活动。
　　另外，还有一个在中高纬度的水平面上盛行的叠加在平均纬向环流上的波状平均水平环流（又称平均槽脊），通常北半球冬季为3个波，夏季为4个波，三波与四波之间的转换表征季节变化。
　　低纬度环流与极地环流比中纬度环流稳定，原因是两者主要是由于地表的温度所引起，低纬度环流大量传送热能和极地环流大量吸收热能，导致一般情况下短暂气象效果不容易产生。因此，在纬度30至60以外地区，不会出现中纬度气压中心每天由低转高再转低的情况，使得这两个环流较为稳定，虽然不时增强或减弱，但不会消失。
　　中纬度环流依靠低纬度环流与极地环流出现，有些像两者之间的轴承滚珠，故又称“混合区”。其南面处于低纬度环流之上，北面处于极地环流上。信风带和西风带都可以在中纬度环流下找到，但主要是西风带。不像信风和极地东风那样有所属的环流捍卫它们的主导地位，盛行西风常常需要听命于经过的气象系统。
　　四、主要的风系统
　　（一）行星风系统（PlanetaryWindSystem）
　　1。赤道无风带（Doldrums）
　　赤道附近地区是南北信风相遇的地方，形成热带辐合带。这个地区风向多变，风速微弱，习惯上称为无风带。
　　2。南北半球信风带（TradeWindBelts）
　　信风的风速平均为每秒钟四至八米，通常夏季较弱，冬季较强。
　　3。中纬度西风带（WesterliesWindBelts）
　　温带西风与信风相比，无论风向和风速两方面都是多变的。在西风带中经常有气旋和反气旋的地区性气压中心形成，对西风带的西风产生影响。北半球温带的大陆面积较大，加上海陆冬夏的热力差异，形成很多地区性的气压中心，使得北半球的西风带极不稳定。南半球因为中纬度的海洋面积宽广，对气压系统干扰小，所以南半球西风带的风向和风速比北半球稳定。
　　
　　（二）高空风系统（UpperWindSystem）
　　高空中气压的分布受地表的影响较小，但受其他个别因素的影响更大。
　　1。上层西风及东风带（UpperWesterliesandEasterliesWind）
　　在温带上空的大气自西向东流动，叫做西风带；在近热带上空的大气自东向西流，叫做东风带。这两个高空风带是相对稳定的高空风系。在航空交通中，经常记录到这两个风系。
　　2。急流（JetStreams）
　　在中纬度地区和亚热带地区上空，经常出现风速极大的强风带，风速往往超过每秒钟三十米。这些突然出现的强劲气流称为急流。通常分为两大类：
　　a）极锋急流（PolarFrontJets）
　　在纬度60的地区，由于两股温度不同的气流相遇，空气急速上升，令高空的气压梯度力发生变化，产生急流。急流常与高空锋区紧密联系在一起，所以也可看成锋区在高空上的表现形式。在急流下方，常有气旋及云雨天气发生。
　　b）副热带急流（SubtropicalJets）
　　在纬度20至30上空，特别是北半球，因为地形和其他地表因素影响，也有急流形成。因为喜马拉雅山和西藏高原的关系，空气到达这些地区时，往往被迫上升，破坏了高空的气压梯度平衡，导致急流的出现。
　　
　　（三）季风区域性风系统（MonsoonsRegionalWindSystem）
　　
　　大范围地区的盛行风随季节明显改变，叫做季风。大体上季风可分为两类：
　　
　　1。因海陆差异而形成的季风
　　海洋和陆地的热力特性不同，导致气压分布不平均，并随季节转变，造成季风现象。夏季大陆上的气压比海洋低，气流由海洋流向大陆，因此夏季季风是向岸风，带来雨水。冬季海洋气压比大陆低，因此冬季季风由陆地吹向海洋，造成寒冷而干燥的天气。
　　
　　2。因行星风带季节性的移动而形成的季风
　　行星风带受太阳位置转移的影响，也随气压带作季节性有规律的移动。在两个行星风带连接的地区，便会发生显著的季节性风向改变现象。例如，在北纬25至30的大陆西岸，夏天受东北信风影响，天气干燥，冬天则受南移的西南风影响，带来雨水，形成独特的地中海气候。
　　
　　亚洲的季风系统：世界上的季风系统以亚洲地区最为完整，因为亚洲大陆面积广阔，太平洋也是世界最大的海洋，两者之间温度梯度和气压梯度的季节性变化比任何其它地区都大，造成明显的季风现象。
　　
　　冬季季风：冬季时，亚洲大陆中部地区气温低，形成高压区。太平洋地区温度较高，气压较低。寒冷的空气由大陆中心地吹向太平洋，在亚洲北方地区形成西北季候风。但对中国及亚洲的地区来说，西北季候风受到地转偏向力的影响，会转为东北季候风。受影响的地区包括中国南方、香港及东南亚地区。在南亚地区，特别是喜马拉雅山以南地区，气压系统受到地形分割的影响，形成一个微弱的高压中心，产生另一个季风系统。在印度等地区，空气由印度中部向外吹，形成西北季候风。风横过赤道进入南半球时，会转为东北季风影响到澳洲北部地区。
　　
　　夏季季风：夏季时，海洋的气压比大陆高，空气由太平洋向亚洲大陆中心移动，亚洲沿海地区都受到东南季候风的影响。南亚地区，如印度半岛等地，则受到由南半球吹来的信风影响，南半球的东南信风在横过赤道后转为西南风，影响到印度半岛西岸及东南亚西部地区，为这些地区带来雨水。
　　五、气团
　　气团（AirMass）是指在一定范围内，温度、湿度和稳定度等物理属性相对比较均匀的大块空气。
　　
　　（一）气团的形成
　　要形成一股性质一致的气团，必须要具备两个条件：一是大范围性质一致的下垫面，气团的物理属性由下垫面的性质来决定，如果地面的性质稳定，气块便有时间形成稳定的特性。二是停滞和缓慢进行的大气环流，大气环流如果是移行缓慢的高气压，它们能使空气有充足的时间与下垫面发生相互作用，令气团的属性变得稳定。
　　
　　（二）气团的类别
　　
　　气团根据源地的三个因素而分为各种类别：
　　1。纬度位置
　　冰洋气团（AArctic，AAAntartic）
　　极地气团（PPolar）
　　热带气团（TTropical）
　　赤道气团（EEquatorial）
　　2。海陆位置
　　海洋性气团（mMaritime）
　　大陆性气团（cContinental）
　　3。气团温度与地面温度
　　冷气团（kcold）
　　暖气团（wwarm）
　　根据以上的因素，气团可区分为七大类：
　　冰洋大陆气团（Ac，AAc）
　　冰洋海洋气团（Am，AAm）
　　极地大陆气团（Pc）
　　极地海洋气团（Pm）
　　热带大陆气团（Tc）
　　热带海洋气团（Tm）
　　赤道气团（E）：赤道气团主要为海洋性，不再分海陆
　　（三）气团与天气
　　
　　当气团移动到一个地方时，它的特性会影响到这地方的天气变化，如：暖气团入侵某地后，地面温度上升，气团本身从低层开始逐渐变冷，因此温度直减率变小，气团变得稳定，有时甚至出现逆温层。天气亦变得稳定。在冷气团的影响下，地面温度下降，但气团本身却逐渐增温，使温度直减率变增大，气团呈不稳定状况，对流活动旺盛，天气变得不稳定，可能出现积状云和降水的现象。气团由源地移到另一个新的地区时，由于下垫面和空气发生相互作用，使得气团的特性发生变化，这个作用称为气团变性。气团变性的过程是通过辐射、湍流、蒸发和凝结实现的。一般来说，暖气团变冷慢，但冷气团变暖则快得多。这是由于气团变暖时容易引起湍流和对流作用，令上下层空气混合，加速气团变化作用。
　　
　　（四）锋（Front）
　　两股性质不同的气团相遇时，在它们之间的交界面存在的一个过渡性、不连续的地带，称为锋。锋的两侧差异主要体现在温度上，根据锋的两侧冷暖气团的移动方向及结构状况，锋可以分为四类：
　　1。冷锋（ColdFront）
　　冷气团起主导作用，推动锋面向暖空气移动。由于冷空气比暖空气重，暖空气上升急速，造成锋面斜度较大，温度变化迅速。
　　2。暖锋（WarmFront）
　　暖空气起主导作用，推动锋面向冷空气一侧移动。暖空气遇到冷空气时，缓慢上升，所以锋面斜度较小，温度变化缓慢。
　　3。静止锋（StationaryFront）
　　当暖气团和冷气团势均力敌时，锋面移动很慢，来回拉锯，甚至停留不动，这种锋称为静止锋。
　　4。锢囚锋（OccludedFront）
　　当三个气团相遇时，形成两个锋面。其中一个锋面追上另一个锋面时形成锢囚锋。例如，当冷锋追到暖锋时，冷空气会占据整个大气下层，而将暖空气锢囚於高空之中。
　　5。气旋
　　气旋是一个三度空间的空气旋涡。在北半球，气旋范围内的空气作逆时针旋转，在南半球则相反。气旋中心的气压比四周地区低，故又称为低压中心（Depression）。气旋根据其生成及活动范围可分为：
　　a。温带气旋（TemperateCycloneTemperateDepression）
　　通常见于纬度60的地区。在北半球气旋内空气从四周向中心逆时针旋入而向高空辐合上升。温带气旋通常由锋面产生波动，在适当条件配合上，波动加深，逐渐形成。温带气旋通常由西向东移，因此经过的地区会出现五个阶段的天气变化：正常天气、暖锋、暖区、冷锋及冷区。
　　b。热带气旋（TropicalCycloneTropicalDepression）
　　在南北纬5至10之间的海洋面，由于高温低压的不稳定状况，加上地转偏向力的影响，形成强大的热带气旋涡流，称为台风。
　　
　　6。反气旋（Anticyclone）
　　大气中，气流运动方向与气旋相反的封闭环流称为反气旋。反气旋内空气在北半球由中心顺时针方向向外旋出，南半球则相反。实际上反气旋与高气压并无分别，但是由于反气旋中心等压线较疏落，气压梯度小，风力微弱，甚至无风，所以带来稳定的天气。当冬季大量冷空气积聚成强烈反气旋，向低纬度南下，即成寒潮，天气迅速变冷。