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1、本 章 目 录大气环流概论1经圈环流2极地环流3大气平均流场特征与季节转化4急流5东亚大气环流特征6我国大气环流概况和主要天气过程7中国气象局气象干部培训学院中国气象局气象干部培训学院 四川分院四川分院2.1 2.1 大气环流概论大气环流概论 一、大气环流的概念和尺度一、大气环流的概念和尺度 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。大气环流：将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。这种大范围的大气运动的基本状态，是各种不同尺度天气系统发生、发展和移动的背景条件。尺度：水平尺度：数千公里以上 垂直尺度：10公里以上 时间尺度：一至几天、一月、一季、半年
2、、一年的直至多年 平均的大气环流 垂直方向上地球大气按照垂直方向上地球大气按照温度温度分层分层热层外逸外逸层自上而下五层：对流层、平流层、中间层、热层和外逸层二、驱动大气环流的根本动力和控制因子二、驱动大气环流的根本动力和控制因子大气运动的根本能源是太阳辐射能。地球自转和公转使得太阳辐射能在地球表面的非均匀分布，在地球表面产生温度差异，这是大气环流的原动力。控制因子内部因子（大气本身）可压缩性连续性流动性水平尺度和垂直分布外部因子太阳辐射能地球表面摩擦作用海陆分布大地形三、热力环流原理三、热力环流原理由于下垫面受热不均，热的下垫面空气受热膨胀上升，冷处的下垫面空气收缩下沉，而形成的空气环流。高
3、压高压低压低压热热冷冷由于这种环流是因温度分布不均而产生的，所以称为热力环流热力环流2.2 2.2 经圈环流经圈环流一、极地赤道间的经向环流一、极地赤道间的经向环流 ：一圈环流一圈环流假设：地表均一（不存在地形）；地球不自转；太阳直射赤道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。低纬度大气因加热膨胀上升，在高空流向高纬和极地，形成极地高压带；高纬度大气因冷却收缩下沉，在低空流向低纬和赤道，形成赤道低压带。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二、极地赤道间的经向环流 ：三圈环流三圈环流与一圈环流的不同点：在考虑了地球自转的条件下
4、，一圈环流模式将不会存在，大气环流将变得更复杂。主要原因：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。与一圈环流的相同点：假定地表是均匀，即不考虑地形对大气环流的影响。1、热带环流热带环流以北半球为例：当空气由赤道上空向极地流动时，它由于受到地转偏向力的作用逐渐向右偏。偏向力随纬度增高而加大，在纬度3035处，气流与纬圈接近平行，空气在这里堆积下沉，导致地面气压升高，形成副热带高压带。地面气流分为两支，一支流向赤道，一支流向极地。流向赤道的一支形成闭合环流圈，称为热带环流。030N30S热带环流又称哈得来环流（Hadley Cell），形成在赤道到3035之间，是一
5、个直接热力环流。热带环流又称信风一反信风环流。流向低层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又称为信风（低空）反信风（高空）环流。2、极地环流环流极地环流形成在极地到6065之间，是一个直接热力环流。极地空气极端寒冷，气柱收缩下沉，冷空气在极地低层堆积形成极地高压。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6065附近相对的形成一低压，称为副极地低
6、压带。3、中纬度环流中纬度环流形成在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。中纬度环流是由热带环流和极地环流强迫出来的间接环流。极锋急流副热带急流副热带急流三圈环流动态图2.3 2.3 极地环流极地环流极地特征地理位置：66.5N以北为北极地区（北冰洋为主）66.5S以南为南极地区（大陆为主）能量特征：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。研究意义：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
7、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。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（低压区）。一、一、1 1月份极地环流特征月份极地环流特征二、二、7 7月份极地环流特征月份极地环流特征7月份气压系统明显减弱，低中心在极点附近，低压中心的轴线几乎垂直。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。1月（左图）和7月（右图）北极多年平均气压（百帕）三、极地边缘锋面气旋活跃三、极地边缘锋面气旋活跃北极的气旋活动，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
8、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47N，夏季约在62N附近，由冬到夏移动15个纬度。四、极地气温分布四、极地气温分布地面温度：冬季 -30C以下；夏季 0C近地层：两公里以下为强逆温，因为冰雪面上强烈辐射极地对流层顶是全球最低平均位于300hPa五、极地环流异常五、极地环流异常若极地上空有暖性的反气旋侵入，并持续较长时间（几十几天），则极涡中心南移造成中高纬度强冷空气的侵入，暴发寒潮。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，
9、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。2.4 2.4 大气平均流场特征大气平均流场特征 与季节转换与季节转换风的基本概念风是空气的流动现象，气象学中常指空气相对于地面的水平运动。风是矢量，用风向和风速表示。其中，风向是指风的来向（如东风是指从东面吹来的风）。风速基本单位m/s。除实际风之外，根据各种定义，还有地转风、梯度风、季风等。东西方向上的风称为纬向风，南北方向上的风称为经向风。规定：西风为正，东风为负；南风为正，北风为负一、平均纬向风分量的经向分布平均纬向风分量的经向分布低纬地区：东风，大值中心在平流层；夏季北半
10、球近地面有小范围弱西风）；垂直向上，冬窄夏宽。中高纬地区：西风，最大风速中心在200hPa高度附近，冬强（30N）夏弱（40N），整个东西风风带随季节有南北移动。极区：近地面为弱东风；冬季从对流层到平流层均为西风；夏季对流层为西风，平流层为东风。冬季夏季二、平均经向风分量的经向分布平均经向风分量的经向分布30N以南的对流层低层，有较强的平均偏北风，约最大3.5米/秒，200300hPa之间有明显南风分量中心，最大平均风速为2.5米/秒。40N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。图2.12 北半球冬季平均经向风分量（负值为北风）北半球冬季二、平均经向风分量的经向分布平
11、均经向风分量的经向分布赤道区域，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 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。图2.13 北半球夏季平均经向风分量（负值为北风）北半球夏季小结小结 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。南北向的空气交换冬强夏弱，经向风量级虽小，但作用大。经向风的分布反映出三圈环流 赤道辐合带冬季位于赤道以南 夏季位于赤道以北三、平均水平环流三、平均水平环流1、大气活动中心（海平面气压场）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，
12、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。北半球海陆交错，大气冷热源有季节变化，大气活动中心随季节也有很大变化。南半球的海陆分布较均匀，大气活动中心则较为稳定。多年平均海平面气压图（多年平均海平面气压图（1 1月）月）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。多年平均海平面气压图（多年平均海平面气压图（7 7月）月）北半球大气活动中心只有以下三个大气活动中心：印度低压、太平洋副热带高压、大西洋副热带高压。南半球
13、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。三、平均水平环流三、平均水平环流2、对流层平均水平环流（500hPa气压场）图2.15 北半球500hPa平均等高线(a)1月(b)7月1、对流层中部中高纬冬季三槽：冬季三槽：亚洲东岸、北美东部、欧洲东部 三脊：三脊：阿拉斯加、西欧沿岸、青藏高原北部夏季四槽：夏季四槽：北美东岸、西欧、亚洲中部及西太平洋 夏季槽强度大大减弱，脊不清楚2、对流层中部低纬度：副高夏季加强北移 位于太平洋、大西洋和北非大陆三、平均水平环流三、平均水平环流平流层平均水平环流平流层平均水平环流平流层指1001hPa层的大气，10010hPa为
14、平流层低层，101hPa为平流层高层。图2.16 北半球100hPa平均等高线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。图2.17 北半球10hPa平均等高线1月份：对流层的三槽结构越往上越不明显，到了10百帕近似于两槽结构，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5070N有一强风速区，称为极夜急流。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。7月份：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
15、度已反转过来，变为极地暖而赤道冷。辐射能尤其是太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源。一年中整个地球可以由太阳获得5.44 l024J的辐射能量。地面和大气一方面吸收太阳辐射能(短波），另一方面又不断地放出辐射能（长波），辐射热交换是决定热状况的热量交换方式之一。净辐射能=吸收太阳辐射能-放出辐射能4 4、大气中的辐射收支情况、大气中的辐射收支情况低纬度能量有盈余，而高纬度能量亏欠为了维持大气的能量平衡，需要有向极地的能量输送，从而使赤道与极地间的温差减小。5 5、大气中温度场的情况、大气中温度场的情况a.平均温度场 大气内部直接获得的短波辐射很少，大气内部的能量获得主要还是通过下垫面的能量输送
16、，而且海洋下垫面的热量输送更为重要。因此我们需要了解反映全球平均加热场特征的平均温度的基本特征。冬季冬季(a)和夏季和夏季(b)海平面平均温度（海平面平均温度（）平均温度场的基本特征是纬向分布的，温度从赤道向极地减小，这反映辐射能量净实际收支的分布决定了温度随纬度的变化。但是由于海陆分布的热力差异，形成不同经度上的温度槽脊，这在北半球最显著。冬季北半球有两个冷中心分别位于西伯利亚东北部和格陵兰。暖洋流使得高纬地区的温度比单纯太阳辐射影响确定的温度要高；冷洋流使得低纬地区的温度减小。冬季南北温度差明显地大于夏季。对流层：赤道比极地暖，温度差从下往上递减。平流层：夏极地的温度比赤道高。5 5、大气
17、中温度场的情况、大气中温度场的情况b.大气温度随纬度分布的垂直剖面图2.5 2.5 急流急流急流是围绕地球的强而窄的强风带。高空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510米/秒。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。1 1、急流的概念、尺度和分类、急流的概念、尺度和分类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
18、西走向。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。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。急流的入口区气流辐合；急流的出口区气流是辐散。急流轴的左侧风速具有气旋性切变，右侧风速具有反气旋性切变。涡度梯度在急流轴附近最大。急流的基本特点急流的基本特点600百帕以下出现的强而窄的气流称为低空急流。中心最大风速、水平切变和垂直切变均达不到高空急流的标准，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。低空急流低空急
19、流2 2、急流种类、急流种类极锋急流极锋急流极锋是极地气团和中高纬度气团之间的锋。极锋急流位于极地对流层顶和中纬度对流层顶的断裂处，极锋锋区上方，平均高度在300hPa（10公里）图2.22 极锋的垂直剖面图急流随着极锋南北位移，冬强夏弱冬季平均：40o60oN，甚至更低纬度夏季平均：60o70oN，极圈附近极锋极锋急流中心2 2、急流种类、急流种类副热带西风急流副热带西风急流副热带西风急流位于中纬度对流层顶和热带对流层顶断裂处，副热带锋区上方。平均高度150200hPa急流风向和地理位置比极锋急流稳定得多随副热带锋南北位移，冬强夏弱，冬季平均：2030N 夏季平均：3545N3 3、急流种类
20、、急流种类热带东风急流热带东风急流 1.冬季在赤道附近 夏季位于10o20oN 2.平均高度在热带对流层顶，100150hPa 3.亚洲非洲东风急流最强：海陆对比和青藏高原热源作用2.5 2.5 东亚环流基本特征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，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。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
21、、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。1 1、东亚季风特点、东亚季风特点对流层中部：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30N以北为西风，30N以南为偏东风。而在北美上空就没有这样的改变。高原四周的风系，具有明显季
22、节变化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。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。高原季风的复杂性高原季风的复杂性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。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
23、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。高原上这种垂直环流结构对高原及其邻近区域的天气都有重要影响，从高原南、北两侧辐合的气流约于3035N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，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一。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向北的下沉气流明显。但是拉萨气象
24、台的预报经验认为，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消失，这显然是受下沉气流的影响。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、上部的气流则爬坡越过高原。这两种作用使得高原北部形成一个地形脊，南部形成地形槽，它们对东亚的天气过程有很大影响。2 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青藏高原对亚洲环流的动力作用青藏高原对亚洲环流的动力作用冬季500hPa上气流图 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，远离高原的北段迅速东移，至贝加尔湖附近才有可能重新加
25、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。但是这并不意味着所有的高空槽都不能越过高原往东移去，当行星锋区位于高原上空时，平直西风中的小槽还是能越过高原的。据拉萨统计，冬季每月可以有510次高空槽移过拉萨。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楚，这样的高空槽也能引起恶劣天气。冬季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。孟加拉湾的地形槽，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，
26、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，而且还是我国东部的江淮气旋、东海气旋生成的重要条件之一。从孟加拉湾低槽的涡源中，东移的南支急流中的小波动，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统。冬季冬季 北半球的东西带都向北移动，青藏高原虽固定不变，但因为热力作用和经过高原的气流有季节变化，高原对环流的影响也就显出季节性的差异。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，高原北侧的西风增大，高原南侧西风消失而被东风所取代。夏季夏季 高原对大气的摩擦作
27、用使高原北侧的反气旋性涡度相应地明显起来，表现为在700百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，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。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，伴随着的雨区也南北移动。GG 高原500百帕上高压活动频繁，对我国天气也有重要影响。例如范围较大而稳定的暖高压控制高原不仅会造成高原上干旱天气，而且当这种高压向东移到高原边缘时，还会产生暖而平的辐散下沉气流。这种气流又由于有利的下坡地形而又有所加强，所以它在地势较陡的祁连山北坡最为显著，
28、这时河西走廊在地面图上就有强的热低压发展，吹干热的偏东风，也就是干热风。这会造成小麦严重减产。这种稳定的暖高压向东北方移，经常不断发展与西风带的长波脊或西太平洋副热带高压合并，是造成我国夏季酷暑天气的一种重要天气过程。夏季夏季青藏高原附近青藏高原附近7 7月各不同层次大气环流示意图月各不同层次大气环流示意图2.7 我国四季大气环流概况我国四季大气环流概况1.1.冬季冬季10月中旬以后东亚高空西风急流分为南北两支(青藏高原热力作用）。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流控制之下，西风带的平均大槽位于140E附近，强度明显加强。青藏高原北部90E附近为平均脊所在。我国上空基本气
29、流是西北风。地面上，蒙古的冷性高压强度达全年最强值，中心平均位于100105E、4555N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，愈向南，偏东分量愈大。500hPa高度场 海平面气压场 蒙古的冷性高压，只有在高空有较大的低槽移来而地面气旋发展时才能在短时时间内受到破坏，但是这种高空槽和地面气旋往往又是诱导一次新的强冷高压入侵东亚地区的气压系统，会造成一次强冷空气或寒潮天气过程。当这种过程结束后冬季风又会相对稳定一段时间，整个冬季基本上就是这样一次次冷空气活动一再重复的过程。同时，南支急流中的孟加拉湾低槽的槽前西南气流不断向我国输送水汽，与蒙古冷性高压向南输送的冷空气相
30、遇而形成华南、昆明准静止锋，对我国南方天气影响很大。华南准静止锋上有时还会有气旋活动。另外，诱导强冷空气向南爆发的高空槽，随西风带基本气流向东移动并加深，最后变成大槽取代衰老的东亚大槽，于是东亚大槽经历了一次新陈代谢。强冷空气活动结束时，地面的气旋在高空槽前向东北移动并加深，最后汇入亚洲东北部的阿留申低压，补充了它因为摩擦而消耗的能量与涡度，从而使它再生。因此在整个冬季，这个大低压基本上维持稳定不变，故又称之为半永久性的大气活动中心。它与蒙古冷高一起是亚洲冬季天气形势的基本成员。2.2.春季春季南支西风急流于36月先后发生两次显著减弱，位置也向北移动约5个纬距。北支西风急流的强度和位置均少变化
31、。西风带槽脊的平均位置没有大的变化，但强度减弱。5月份东亚大槽明显变得宽平，我国上空基本气流就由冬季西北风变成偏西风了。在每天天气图上多小槽、小脊的活动，而且槽、脊的移动都很明显。低纬度热带系统开始活跃。地面上因为大陆增暖较快，蒙古冷性高压减弱并西移到75E附近，阿留申低压也东移到160W。我国东北地区开始出现一个低压，鄂霍次克海为一个高压。南亚的印度低压于3月份开始渐渐扩展到孟加拉湾、缅甸，形成一个低压带，华南开始出现偏南风。4月中旬以后偏南的夏季风就盛行起来，雨季也就逐渐开始。太平洋副热带高压向西伸展。因为冬季的两个大气活动中心向相反方向移动并减弱，南方出现了印度低压和西太平洋副热带高压。
32、但是它们的实力还弱，高空的基本气流是较平直的西风，多小波活动，南、北两支急流仍然存在，并对应着两个锋区，所以这个季节里是我国气旋活动最频繁的季节。气旋出现在北方的有蒙古气旋、东北低压和黄河气旋。出现在南方锋区中的有江淮气旋、东海气旋，与气旋相伴出现的还有移动性的小型反气旋，这就构成了春天天气多变的特点。3.夏季夏季南支急流消失，与北支急流合并成一支急流，位于40N附近。西风带的平均槽、脊位相与冬季相反。东亚沿海出现高压脊取代原来的东亚大 槽，在8090E出现槽取代原来的平均脊。脊、槽强度都比冬季弱。西太平洋副热带高压脊线由15N向北移到25N并继续向北移。在22N以南出现了东风气流，随着副热带
33、高压脊线逐渐向北移。在青藏高原南侧出现了全球最强的东风急流，中心位于100150百帕等压面上。在东风急流的下方为印度西南季风气流。500hPa高度场 印度的热低压大大加深。比海洋暖得多的亚洲大陆几乎都为热低压所控制。蒙古冷性高压和阿留申低压完全破坏。副热带高压在我国东部实力增强。我国西部则受性质不同的大陆副热带高压影响。海平面气压场冷空气势力大大减弱，范围缩小，路径偏西，常常沿高压东侧南下到四川、陕西一带再往东移。冷空气南下，在高空槽上表现为冷性低槽或冷涡，而在地面图上表现为冷性闭合小高或高压脊。锋面的斜压性也大大不如冬春两季，但它是我国大部分地区雨季中必不可少的角色，雨带就发生在西太平洋副热
34、带高压脊的西北部的西南气流与冷空气交绥的地方。由初夏经盛夏向秋季过渡的时期中，雨带随副热带高压脊线逐渐北移，67月雨带停留在长江中下游，即是梅雨。7月中旬梅雨结束，雨带北移到华北，长江流域相对干旱。但这时华南受热带天气系统影响，雨量又增多，进入另一雨量高峰期。东风带系统随副热带高压脊线北移，一直可影响到35N，台风影响范围就更广了。冬季，我国天气过程是以西风带气流控制为特色，比较单一稳定。而夏季则同时受东、西风带控制，影响的系统除了西风带槽脊、气旋、反气旋和锋面等以外，又有副热带高压和东风带的热带辐合带、东风波、台风等天气系统。季风风系也比冬季复杂得多。北部是偏北风，南部有东南季风和西南季风。
35、4.4.秋季秋季 9月份，东亚沿岸在130E附近平均槽开始建立，副热带高压势力减弱，并自盛夏最北的位置南撤，脊线退到2530N，海上高压中心则向东南方移去。高空强东风开始南移，南支的西风带逐渐恢复。地面上北方冷空气势力各地区冷空气活动增多。热带天气系统，除台风外，基本上很少能影响我国大陆。除华西、华南以外，各地区雨季基本结束。由于副热带高压仍维持在我国上空，但地面为冷高所控制，构成秋高气爽的天气特色。若副热带高压增强且稳定地控制某一地区时，也会使该地区很热，成为秋老虎天气。但华西地区，秋季开始就阴雨连绵，直到冬季来临时雨季才结束，这方面与其他地区有所不同。复习思考题：1.什么是大气环流？地球大
36、气在垂直方向上分为几层？2.什么是热力环流？三圈环流各自的名称是什么？一圈环流和三圈环流各自的科学假设是什么？3.冬夏季极地环流的特征如何？近地面温度特征是什么？4.什么是极夜急流？请叙述我国冬季寒潮与极涡的联系。5.冬夏季全球平均纬向风分量和经向风分量如何分布？6.什么是大气活动中心？全球海平面图上冬夏季有哪几个大气活动中心？对流层中层北半球冬夏季大气环流形势有什么特征？平流层中部又如何？7.什么是急流？全球有哪几个高空急流？请叙述低空急流的概念和基本特点。8.控制大气环流的基本因子是什么？9.请叙述东亚地区的地形特征和热力特征。东亚季风的环流特点是怎样的？1月份北半球有西伯利亚高压、阿留申
37、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。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。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。教 学 要 求掌握大气环流的概念，思考驱动大气环流的原动力掌握热力环流的概念，理解热力环流的原理；掌握三圈环流的形成原理和科学假设；了解极地环流的状况，理解极涡与我国寒潮的关系；了解冬夏季全球平均纬向风分量和经向风分量分布，掌握大气活动中心的概念，了解对流层和平流层各个层次大气环流的状况；掌握高空急流的概念，熟知各高空急流的名称和形成原理，理解高空急流对降水的动力作用；了解东亚地区的地形特征和热力特征，熟悉东亚季风的环流特点。