第二章大气环流.doc

33 第一篇 天气学原理 第二章 大气环流第二章 大气环流第一节 大气环流概论 2.1.1 大气环流的概念和尺度众所周知水是一种流体，它具有流体的一切物理特性。大气与水一样也是一种流体，具有流体的一切物理特性，只不过与水相比，大气的质量要轻得多，并且随着高度的增加，质量越来越轻。我们地球上空直到十几公里到处充满了这种流体，环绕着地球进行运动，大气环流就是研究环绕地球运动的大气的规律。作为一般定义，我们把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，也就是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。大气环流的水平尺度是全球，也可以研究某大地区（如欧亚地区）或某半球范围内的大气环流状况；在垂直方向上（即垂直于水平面的方向上）可分为五层，由下到上分别叫做对流层、平流层、中间层、热层和外逸层，每层大气之间在水平方向上热力性质比较均匀，各层之间有一很薄的过渡带，也即各层的层顶。对流层大气温度随高度递减，即高度越高温度越低；平流层大气温度起初随高度不变，而后随高度增加，原因是平流层高层大气中臭氧吸收太阳的紫外线引起温度升高；中间层大气温度随高度递减；热层大气温度随高度又渐增。 研究大气环流的时间尺度一般在一至几天、一月、一季、半年、一年的直至多年平均的大气环流。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。所以，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要以年和季节来度量。研究大气环流的重要意义就在于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。 2.1.2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，地球的自转和公转使地球表面产生温度的差异，而太阳辐射能在地球上的非均匀分布，正是大气环流的原动力。控制大气环流的基本因子无外乎内外两类因子，内部因子包括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；外部因子包括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。内外因子的共同作用决定了大气环流的运动状态。 2.1.3 热力环流原理大气环流一般都是热力环流，我们来看看最基本的热力环流是如何形成的。假设最初大气状态是均匀的，没有任何扰动，并且等压面完全平行于地表面，如图1.2.1a所示。当b点下方受到一个加热以后，b点空气团必然受热膨胀，有一个向上的运动分量，此时b端等压面必然会上移，则ab两点之间的等压面不平行于地面。这样，b点上空的空气团受到挤压而密度加大，与a点上空的空气团之间形成一个气压梯度，受到气压梯度力的作用，空气团则由b点上空流向a点上空；同时，b点下方的空气团由于产生向上的运动，其四周必然有空气过来补充，必然有a点处的空气流过来，a点上空的气体下来补充a点下方流走的空气，这样，就形成了一个热力环流圈，流动方向如图1.2.1b中箭头所示。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、热的差异就会产生热力环流。例如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，因此均可形成大气热力环流。babbaaheat图1.2.1热力环流图第二节 经圈环流 2.2.1 极地赤道间的经向环流一圈环流假设我们的地球没有自转，并且地表均一，即不存在地形。这样，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图1.2.2一圈环流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。如图1.2.2所示。所谓一圈环流是针对半球范围而言的。注：气压，单位面积上空气柱的重量。 2.2.2极地赤道间的经向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。主要的原因是在存在相对于地球运动的大气的时候，将会产生地转偏向力。地转偏向力是一种惯性力，只有当物体相对于地球作运动的时候才会存在。在北半球，地转偏向力指向运动着的物体的右方，南半球则指向其左方。值得我们注意的是，三圈环流模式中我们没有考虑大地形对大气环流的影响，即仍然假设地球表面均一。热带环流（hadley cell）在以上假设情况下，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，这时地面气压升高，形成高压，称为副热带高压带。在这里地表面气流分为两支，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。这个环流称作热带环流，又称信风一反信风环流，但最常见的名称是哈得来环流（hadley cell），它是一个直接热力环流。图1.2.3热带环流之所以称它为信风一反信风环流，是因为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。如图1.2.3所示。图1.2.4三圈环流极地环流 （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。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。极地环流也是一个直接的热力环流。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。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。这样，三圈环流的模型如图1.2.4所示。第三节 极地环流地理学上把66.5n以北和66.5s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。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。 2.3.1 1月份极地环流特征图1.2.5 1 月份北极地区500百帕气压形势在1月份，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，其它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。图1.2.6 1月份北极地区700百帕气压形势地面图上，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。图1.2.7 1月份北极地区多年平均地面气压形势 2.3.2 7月份极地环流特征图1.2.8 北极地区7月份500百帕平均等高线7月份气压系统明显减弱，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，其它系统不明显。图1.2.9 北极地区7月份700百帕平均等高线极地地区，地面图上多年平均气压是高压。图1.2.10 北极地区7月份多年平均地面气压图 2.3.3 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47n，夏季约在62n附近，由冬到夏移动15个纬度。 2.3.4 极地近地面气温垂直分布的特点 2.3.4.1 温度变化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23c/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。 2.3.4.2 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-30c以下。夏季，由于日光连续照射，冰雪融化，限制气温上升到0c以上，所以极地地面平均温度为0c左右。 2.3.4.3 极地地区大气层结稳定极地对流层顶是全球最低，平均位于300百帕（910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。 2.3.5 极地环流的异常 极地环流异常情况很多，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。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。第四节 大气平均流场特征与季节转换 2.4.1 平均纬向风分量的经向分布风的概念风就是空气的流动现象。气象学中常指空气相对于地面的水平运动。它是一个矢量，用风向和风速表示。风向指风的来向，比如，从东面吹来的风叫做东风；风速是指风的大小，如每秒钟5米，写作5m/s。除了实际风之外，根据各种定义，还有地转风、梯度风、海陆风、山谷风、季风、信风等各类风。一般情况下，我们把东西方向上的风称为纬向风，南北方向上的风叫做经向风。如果坐标轴x轴由西向东为正，y轴由南向北为正，则西风为正，东风为负；南风为正，北风为负。如图1.2.11所示，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 图1.2.11 全球平均纬向风分量的经向分布图（横坐风带的宽度在对流层下 标：纬度；纵坐标：左公里，右气压）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30n附近，夏季约在40n附近，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。 2.4.2 平均经向风分量的经向分布如图1.2.12所示，北半球冬季，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，200300mb之间有明显南风分量中心，最大平均风速为2.5米/秒。40n以北为低层平均为南风，高层平均为北风，但是平均风速都不足1米/秒。图1.2.12北半球冬季(122月)平均经向风分量（米/秒）（正值为南风，负值北风。横坐标：纬度；纵坐标：气压）如图1.2.13所示，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。 图1.13 北半球夏季（68月）平均经向风分量（说明同上图）13n40n，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。由以上分析可以看出，纬向风量级比经向风大得多，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，量级比纬向风要小的多，但是作用却不可低估。小量级的经向风在高低纬地区之间的动量和能量交换上起着不可低估的作用。 2.4.3 平均水平环流 2.4.3.1 大气活动中心分析多年平均海平面气压图（图1.2.14）可知，全球经常有78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。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。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。图1.2.14 多年平均海平面气压图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。 2.4.3.2 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，如图1.2.15所示。 无论冬夏，北半球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。根据地转风原则，风沿等高线吹，在北半球，背风而立右侧为高压、左侧为低压。注：风向定义：沿经线方向自南向北吹的风称为南风、反方向为北风；沿纬线方向自西向东吹的风称西风，反方向为东风。中高纬度的等高线表示气流方向为自西向东的西风带。西风带呈波动状态，相对高度低的波谷称为“槽”，槽东边称槽前，盛行风由南指向北；槽的西边称槽后，盛行风由北指向南。西风带上相对高度高的波峰称为“脊”。脊的东边称脊前，脊的西边称脊后。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。除此之外，有三个大脊分别与三个大槽相对应。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。另外，由四个脊分别与四个大槽相对应。冬季副热带高压强度弱，位置偏南（北纬20n以南）高压不明显；夏季副热带高压强，位置偏北，中心在2030n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。 图1.2.15 北半球500百帕多年平均图 2.4.3.3 平流层平均水平环流一般平流层大气是指1001百帕层的大气，10010百帕称为平流层低层，101百帕称为平流层高层。100百帕北半球1月及7月的多年平均图如图1.2.16所示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。100百帕平均高度为16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。1月份对流层中部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5070n有一个强风速区，称为极夜急流。如图1.2.17。对流层低层阿留申低压所在地区，在平流层低层为暖性高压，越往上越强，即是阿留申高压。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。图1.2.16北半球100百帕多年平均图图1.2.17北半球10百帕多年平均图 2.4.4大气中辐射收支情况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 l024焦耳的辐射能量。地面和大气的其它能量来源与来自太阳的辐射能比较起来是极其微小的，比如来自宇宙中其它星体的辐射能仅是来自太阳辐射能的一亿分之一，从地球内部传递到地面上的能量也仅是来自太阳辐射能的一万分之一。 地面和大气一方面吸收太阳辐射能，另一方面又不断地放出辐射能，辐射热交换是决定热状况的热量交换方式之一。地球及大气的热状况、温度的分布和变化，制约着大气运动状态，影响着云与降水的形成。 太阳投向地球的微粒辐射和电磁辐射的强弱与太阳活动有关，太阳活动强烈时，能引起地球上产生一系列的地球物理现象，也可导致天气、气候的异常变化。大气环流的原动力是太阳辐射。因此，形成气温分布的机制是大气辐射平衡。这样，问题就归结为大气的冷热源是如何分布的。如图1.2.18所示，大气圈上面的辐射收支的年平均值的纬度分布显示以纬度40附近为分界线，净辐射量或为正或为负值，因此，总体上看，通过地球大气南北热量的输送，补偿了这种高低现象。如果把大型环流简单地分 图1.2.18 大气层上面的辐射平衡的年平均值的纬度分布图成对流层和中层大气，对于驱动对流层大型环流的大气来说，与其说辐射直接对大气产生作用，不如说是热量收支所起的作用。对于中层大气则认为是辐射直接作用的结果，致使中层大气产生环流的原因与对流层明显不同。 2.4.5大气中温度场的情况图1.2.19 全球海洋平均温度分布图 2.4.5.1 平均温度场对流层大气内部直接获得的太阳短波辐射很少，大气内部的能量获得主要还是通过下垫面的能量输送，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。如图1.2.19所示，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，在南半球表现尤为明显。但是由于纬向上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。海洋中存在洋流，如图1.2.20所示。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。图1.2.20 海洋表面主要洋流图1.2.21由ecmwf（欧洲数值天气预报中心）的分析资料算得的月平均纬向温度的分布（上为1月份，下为7月份，单位c沿赤道由东向西的赤道暖洋流使得太平洋西部海域为暖水区（sst正距平），而太平洋东部为冷水区（sst负距平）。但是在某些异常年份，相反的情况会发生，在秘鲁沿海的冷水区会异常增暖，海洋环流发生逆转，这就是厄尔尼诺现象。 2.4.5.2 大气温度随纬度分布的垂直剖面图由图1.2.21可见冬季南北温度差明显地大于夏季。在对流层中赤道比极地暖，温度差从下往上递减。在平流层中，夏季极地的温度比赤道高。第五节 急流 2.5.1急流的概念、尺度和分类 2.5.1.1 概念所谓的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公里5米/秒，垂直切变量级为每公里510米/秒。满足了以上条件的气流带才叫做急流。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。 2.5.1.2 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。 2.5.1.3 急流的基本特点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。 2.5.1.4 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急流标准，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。 2.5.2 各类急流的结构特点 2.5.2.1 极锋急流的结构特点图1.2.22 极锋的垂直剖面图虚线为等温线（），细实现为等风速线（米/秒），粗线为对流层顶和锋的边界极锋是极地气团和中高纬气团之间的锋。锋区内斜压性强,经向温度差大，是大气能量积蓄区。在适宜的天气形势下，常有气旋发生或发展，常伴有暴雨、强风等严重天气，是中高纬度最重要的锋系和主要天气系统之一。极锋急流又称温度急流或北支急流，是与中高纬度的高空行星锋区(极锋)相联系的强风带。极锋的垂直剖面图如图2.2.22所示。极锋急流中心的下方，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、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4060n，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。 2.5.2.2 副热带西风急流结构特点图1.2.23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。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2030n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。图2.2.23是冬季副热带急流轴和极锋急流轴的主要活动区。 2.5.2.3 热带东风急流结构特点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100150mb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1015n附近的阿拉伯海上空，风速约35米/秒。第六节 东亚大气环流特征东亚是指亚洲东部大陆，主要包括中国、日本、朝鲜和韩国。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。 2.6.1东亚季风的特点对流层底部，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。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。高原季风的复杂性：高原四周的风系，由于高原上空与四周自由大气之间的热力差异，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。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。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。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。在这个辐和切变线中，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。 2.6.2青藏高原对东亚环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。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。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，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，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。夏季，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。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。夏季，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，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。第七节 我国大气环流概况和主要天气过程 2.7.1 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。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。 2.7.2 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。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