第四章 大气的运动大气时刻不停地运动着,运动的形式和规模复杂多样 。 既有水平运动,也有垂直运动 。
既有规模很大的全球性运动,也有尺度很小的局地性运动 。 大气的运动使不同地区,不同高度间的热量和水分得以传输和交换,使不同性质的空气得以相互接近,相互作用,直接影响着天气,气候的形成和演变 。
大气运动的产生和变化直接决定于大气压力的空间分布和变化 。 因而,研究大气运动常常从大气压力的时空分布和变化入手 。
第一节 气压随高度和时间的变化一,气压随高度的变化一个地方的气压值经常有变化,变化的根本原因是其上空大气柱中空气质量的增多或减少 。 大气柱质量的增减又往往是大气柱厚度和密度改变的反映 。 当气柱增厚,密度增大时,
则空气质量增多,气压就升高 。 反之,气压则减小 。 因而,任何地方的气压值总是随着海拔高度的增高而递减 。 如图 4·1所示,甲气柱从地面到 1000m和从 1000m到 2000m,虽然都是减少同样高度的气柱,但是低层空气密度大于高层,
因而低层气压降低的数值大于高层 。 据实测,
在地面层中,高度每升 100m,气压平均降低
12.7hPa,在高层则小于此数值 。 确定空气密度大小与气压随高度变化的定量关系,一般是应用静力学方程和压高方程 。
（ 一 ） 静力学方程假设大气相对于地面处于静止状态,则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受铅直气柱的重量 。
见图 4·2，在大气柱中截取面积为 1cm2，厚度为
△ Z的薄气柱。设高度 Z1处的气压为 P1，高度 Z2
处的气压为 P2，空气密度为 ρ,重力加速度为 g。
在静力平衡条件下,Z1面上的气压 P1和 Z2面上的气压 P2间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量，即
P2-P1=-△ P=-ρ g（ Z2-Z1） =-ρ g△ Z
式中负号表示随高度增高，气压降低。若
△ Z趋于无限小，则上式可写成
-dP=ρ gdZ （ 4.1）
上式是气象上应用的大气静力学方程。方程说明，气压随高度递减的快慢取决于空气密度（ ρ ）和重力加速度（ g）的变化。重力加速度（ g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。在密度大的气层里，气压随高递减得快，反之则递减得慢。实践证明，静力学方程虽是静止大气的理论方程，但除在有强烈对流运动的局部地区外，其误差仅有 1％，因而得到广泛应用。将
（ 4·1）式变换高度所降低的气压值。
实际工作中还经常引用气压高度差（ h），它表示在铅直气柱中气压每改变一个单位所对应的高度变化值。显然它是铅直气压梯度的倒数，即式中 Rd=287J/kgK为干空气的气体常数。将
Rd,g值代入，并将 T换成摄氏温标 t，则得表 4·l是根据（ 4·2）式计算出的不同气温和气压下的 h值。
从表 4·l中可以看出,① 在同一气压下，气柱的温度愈高，密度愈小，气压随高度递减得愈缓慢，单位气压高度差愈大。反之，气柱温度愈低，单位气压高度差愈小。 ② 在同一气温下，气压值愈大的地方，空气密度愈大，气压随高度递减得愈快，单位高度差愈小。反之，
气压愈低的地方单位气压高度差愈大。比如愈到高空，空气愈稀薄，虽然同样取上下气压差一个百帕，而气柱厚度却随高度而迅速增大。
通常，大气总处于静力平衡状态，当气层不太厚和要求精度不太高时，（ 4·2）式可以用来粗略地估算气压与高度间的定量关系，或者用于将地面气压订正为海平面气压。如果研究的气层高度变化范围很大，气柱中上下层温度、
密度变化显著时，该式就难以直接运用，就需采用适合于较大范围气压随高度变化的关系式，
即压高方程。
（二）压高方程为了精确地获得气压与高度的对应关系，通常将静力学方程从气层底部到顶部进行积分，
即得出压高方程式中,P1,P2分别是高度 Z1和 Z2的气压值。该式表示任意两个高度上的气压差等于这两个高度间单位截面积空气柱的重量。用状态方程替换式中的 ρ,得
（ 4·4）式是通用的压高方程。它表示气压是随高度的增加而按指数递减的规律。而且在大气低层，气压递减得快，在高层递减得慢。在温度低时，气压递减得快，在温度高时，递减得慢。
利用（ 4·4）式原则上可以进行气压和高度间的换算，但直接计算还比较困难。因为在公式中指数上的子式中,g和 T都随高度而有变化，而且 R因不同高度上空气组成的差异也会随高度而变化，因而进行积分是困难的。为了方便实际应用，需要对方程作某些特定假设。比如忽略重力加速度的变化和水汽影响，并假定气温不随高度发生变化，此条件下的压高方程，称为等温大气压高方程。在等温大气中，（ 4·4）式中的 T可视为常数，于是得式中负号取消是因为将 P1和 P2的位置上下调换。从（ 4·5）式中可以看出，等温大气中，气压随高度仍是按指数规律递减的，其变化曲线见图 4·3中实线。将 T换成 t，自然对数换成常用对数，并将 g,R代入，则（ 4·5）式变成气象上常用的等温大气压高方程：
实际大气并非等温大气，所以应用（ 4·6）
式计算实际大气的厚度和高度时，必须将大气划分为许多薄层，求出每个薄层的 tm，然后分别计算各薄层的厚度，最后把各薄层的厚度求和便是实际大气的厚度。表 4·2是利用（ 4·6）
式计算的标准大气中气压与高度的对应值。
（ 4.6）式中把重力加速度 g当成常数，实际上 g随纬度和高度而有变化，要求得精确的 Z值，
还必须对 g作纬度和高度的订正。一般说，在大气低层 g随高度的变化不大，但将此式应用到
100km以上的高层大气时，就必须考虑 g的变化。
此外，（ 4·6）式是把大气当成干空气处理的，
但当空气中水汽含量较多时，就必须用虚温代替式中的气温。
假设温度直减率（ γ ）不随高度变化的大气称多元大气。若取海平面的气温为 T0，于是任意高度 Z处的气温 T=T0-γ Z。令 Z0=0，海平面气压为 P0，任意高度 Z上的气压为 Pz，应用（ 4·4）
式有
（ 4·7）式表示在多元大气中，气压随高度也是按指数规律递减的。当 γ =0.6℃/100m,
T0=273K,P0=1000hPa时，气压随高度降低的情况如图 4·3中的虚线所示。图中实线是等温大气的情况，其气压随高度的递减比多元大气慢一些。实际大气与多元大气更为接近。
二,气压随时间的变化
（ 一 ） 气压变化的原因某地气压的变化，实质上是该地上空空气柱重量增加或减少的反映，而空气柱的重量是其质量和重力加速度的乘积。重力加速度通常可以看作是定值，因而一地的气压变化就决定就决定于其上空气柱中质量的变化，气柱中质量增多了，气压就升高。质量减少了，气压就下降。空气柱质量的变化主要是由热力和动力因子引起。热力因子是指温度的升高或降低引起的体积膨胀或收缩、密度的增大或减小以及伴随的气候辐合或辐散所造成的质量增多或减少。动力因子是指大气运动所引起的气柱质量的变化，根据空气运动的状况可归纳为下列三种情况。
1.水平气流的辐合与辐散空气运动的方向和速度常不一致。有时运动的方向相同而速度不同，有时速度相同而方向各异，也有时运动的方向、速度都不相同。这样可能引起空气质量在某些区域堆聚，而在另一些地区流散。图 4·4a,c表示了各点的空气都背着同一线或同一点散开，而且前面空气运动速度快，后面的运动速度慢,显然这个区域里的空气质点会逐渐向周围流散,引起气压降低,这种现象称为水平气流辐散 。 相反,图 4·4b,d表示各点空气向着同一点或同一线集聚,而且前面空气质点运动速度慢,后面运动速度快,结果这个区域里空气质点会逐渐聚积起来,引起气压升高,这种现象称水平气流辐合 。 实际大气中空气质点水平辐合,辐散的分布比较复杂,有时下层辐合,
上层辐散,有时下层辐散,上层辐合,在大多数情况下,上下层的辐散,辐合交互重叠非常复杂 。 因而某一地点气压的变化要依整个气柱中是辐合占优势还是辐散占优势而定 。
2.不同密度气团的移动不同性质的气团,密度往往不同 。 如果移到某地的气团比原来气团密度大,
则该地上空气柱中质量会增多,
气压随之升高 。
反之该地气压就要降低 。 例如冬季大范围强冷空气南下,流经之地空气密度相继增大,地面气压随之明显上升 。 夏季时暖湿气流北上,引起流经之处密度减小,地面气压下降 。
3.空气垂直运动当空气有垂直运动而气柱内质量没有外流时,
气柱中总质量没有改变,地面气压不会发生变化 。 但气柱中质量的上下传输,可造成气柱中某一层次空气质量改变,从而引起气压变化 。
图 4·5中位于 A,B,C三地上空某一高度上 a,b、
c三点的气压,在空气没有垂直运动时应是相等的 。 而当 B点有空气上升运动时,空气质量由低层向上输送,b点因上空气柱中质量增多而气压升高 。 C地有空气下沉运动,空气质量由上层向下层输送,c点因上空气柱中质量减少而气压降低 。 由于近地层空气垂直运动通常比较微弱,以致空气垂直运动对近地层气压变化的影响也较微小,可略而不计 。
实际大气中气压变化并不由单一情况决定,而往往是几种情况综合作用的结果,而且这些情况之间又是相互联系,相互制约,相互补偿的 。
如图 4·6所示,上层有水平气流辐合,下层有水平气流辐散的区域必然会有空气从上层向下层补偿,从而出现空气的下沉运动 。 反之,则会出现空气上升运动 。 同理,在出现空气垂直运动的区域也会在上层和下层出现水平气流的辐合和辐散 。
（ 二 ） 气压的周期性变化气压的周期性变化是指在气压随时间变化的曲线上呈现出有规律的周期性波动,明显的是以日为周期和以年为周期的波动 。
地面气压的日变化有单峰,双峰和三峰等型式,其中以双峰型最为普遍,其特点是一天中有一个最高值,一个次高值和一个最低值,一个次低值 （ 图 4·7） 。 一般是清晨气压上升,
9— 10时出现最高值,以后气压下降,到 15— 16
时出现最低值,此后又逐渐升高,到 21— 22时出现次高值,以后再度下降,到次日 3— 4时出现次低值 。 最高,最低值出现的时间和变化幅度随纬度而有区别,热带地区气压日变化最为明显,日较差可达 3— 5hPa。 随着纬度的增高,
气压日较差逐渐减小,到纬度 50° 日较差已减至不到 1hPa。
气压日变化的原因比较复杂,现在还没有公认的解释 。 一般认为同气温日变化和大气潮汐密切相关 。 比如气压一日波 （ 单峰型 ） 同气温的日变化关系很大 。 当白天气温最高时,低层空气受热膨胀上升,升到高空向四周流散,引起地面减压；清晨气温最低时,空气冷却收缩,
气压相应升到最高值 。 只是由于气温对气压的影响作用需要经历一段过程,以致气压极值出现的相时落后于气温 。 同时,气压日变化的振幅同气温一样随海陆,季节和地形而有区别,
表现出陆地大于海洋,夏季大于冬季,山谷大于平原 。 气压的半日波 （ 双峰型 ） 可能同一日间增温和降温的交替所产生的整个大气半日振动周期,以及由日月引起的大气潮相关 。
至于三峰型气压波似应与一日波,半日波以及局部地形条件等综合作用有关 。
气压年变化是以一年为周期的波动,受气温的年变化影响很大,因而也同纬度,海陆性质,
海拔高度等地理因素有关 。 在大陆上,一年中气压最高值出现在冬季,最低值出现在夏季,
气压年变化值很大,并由低纬向高纬逐渐增大 。
海洋上一年中气压最高值出现在夏季,最低值出现在冬季,年较差小于同纬度的陆地 。 高山区一年中气压最高值出现在夏季,是空气受热,气柱膨胀,上升,质量增加所致,而最低值出现在冬季,是空气受冷,气柱收缩,空气下沉,高山质量减少的结果 。 见图 4·8。
（ 三 ） 气压的非周期性变化气压的非周期性变化是指气压变化不存在固定周期的波动,它是气压系统移动和演变的结果 。 通常在中高纬度地区气压系统活动频繁,
气团属性差异大,气压非周期性变化远较低纬度明显 。 如以 24h气压的变化量来比较,高纬度地区可达 10hPa,低纬度地区因气团属性比较接近,气压的非周期变化量很小,一般只有 1hPa。
一个地方的地面气压变化总是既包含着周期变化,又包括着非周期变化,只是在中高纬度地区气压的非周期性变化比周期性变化明显得多,因而气压变化多带有非周期性特征 。 在低纬度地区气压的非周期性变化比周期性变化弱小得多,因而气压变化的周期性比较显著 。 当然,遇有特殊情况下也会出现相反的情况 。
第二节 气压场气压的空间分布称为气压场 。 由于各地气柱的质量不相同,气压的空间分布也不均匀,有的地方气压高,有的地方气压低,气压场呈现出各种不同的气压形势,这些不同的气压形势统称气压系统 。
一,气压场的表示方法
（ 一 ） 等压线和等压面气压的水平分布形势通常用等压线或等压面来表示 。 等压线是同一水平面上各气压相等点的连线 。 等压线按一定气压间隔 （ 如 2.5hPa
或 5hPa） 绘出,构成一张气压水平分布图 。 若绘制的是海平面的等压线,就是一张海平面气压分布图 。 若绘制的是 5000m高空的等压线,就成为一张 5000m高空的气压水平分布图 （ 等高面图 ） 。 等压线的形状和疏密程度反映着水平方向上气压的分布形势 。
等压面是空间气压相等点组成的面 。 如
700hPa等压面上各点的气压值都等于 700hPa。
由于气压随高度递减,因而在某一等压面以上各处的气压值都小于该等压面上气压值,等压面以下各处则反之 。 用一系列等压面的排列和分布可以表示空间气压的分布状况 。
实际大气中由于下垫面性质的差异,水平方向上温度分布和动力条件的不均匀,以致同一高度上各地的气压不可能是一样的 。 因而等压面并不是一个水平面,而像地表形态一样,是一个高低起伏的曲面 。 等压面起伏形势同它附近水平面上的气压高低分布有对应关系 。 等压面下凹部位对应着水平面上的低压区域,等压面愈下凹,水平面上气压低得愈多 。 等压面向上凸起的部位对应着水平面上的高压区域，
等压面愈上凸，水平面上高压愈强大。根据这种对应关系，可求出同一时间等压面上各点的位势高度值，并用类似绘制地形等高线的方法，
将某一等压面上相对于海平面的各位势高度点投影到海平面上，就得到一张等位势高度线
（等高线）图，此图能表示该等压面的形势，
故这种图称为等压面图。见图 4·9，图中 P为等压面,H1,H2,H3… 为高度间隔相等的若干等高面，它们分别与等压面 P相截（截线以虚线表示），每条截线都在等压面 P上，所以截线上各点的气压值均相等，将这些截线投影到水平面上，便得出 P等压面上距海平面高度分别为 H1,H2,H3… 的许多等高线。 由图可见，和等压面凸起部位相对应的是由一组闭合等高线构成的高值区域，高度值由中心向外递减，同理，和等压面下凹部位相对应的是由一组团合等高线构成的低值区域，高度值由中心向外递增。因此，平面图中等高线的高、低中心即代表气压的高低中心，而且等高线的疏密同等压面的缓陡相对应，等压面陡的地方，如图中 A、
B处，对应于 A',B'处的密集等高线，等压面平缓的地方如图中 C,D处，对应于 C',D'处的稀疏等高线。
气象上等高线的高度不是以米为单位的几何高度,而是位势高度 。 所谓位势高度是指单位质量的物体从海平面 （ 位势取为零 ） 抬升到 Z高度时,克服重力所作的功,又称重力位势,单位是位势米 。 在 SI制中,1位势米定义为 1kg空气上升 1m时,克服重力作了 9.8J的功,也就是获得 9.8J/kg的位势能,即
1位势米 = 9.8J/kg
式中 H为位势高度（位势米）,Z为几何高度
（ m）,g，为纬度 φ 处的重力加速度（ m/s2）。
当 g取 9.8m/s2时，位势高度 H和几何高度 Z在数值上相同，但两者物理意义完全不同，位势米是表示能量的单位，几何米是表示几何高度的单位。由于大气是在地球重力场中运动着，时刻受到重力的作用，因此用位势米表示不同高度气块所具有的位能，显然比用几何高度要好。
气象台日常工作所分析的等压面图有 850hPa、
700hPa,500hPa以及 300,200,100hPa等,它们分别代表 1500m,3000m,5500m和 9000m、
12000m,16000m高度附近的水平气压场 。 海平面气压场一般用等高面图 （ 零高度面 ） 来分析,必要时也用 1000hPa等压面图来代替 。
二,气压场的基本型式低空气压水平分布的类型,一般从海平面图上等压线的分布特征来确定：
（ 一 ） 低气压简称低压,是由闭合等压线构成的低气压区 。 气压值由中心向外逐渐增高 。 空间等压面向下凹陷,形如盆地 。 见图 4·10a。
（ 二 ） 低压槽简称槽,是低气压延伸出来的狭长区域 。 在低压槽中,各等压线弯曲最大处的连线称槽线 。
气压值沿槽线向两边递增 。 槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷,呈下凹形 。
（ 三 ） 高气压简称高压,由闭合等压线构成,中心气压高,
向四周逐渐降低,空间等压面类似山丘,呈上凸状,见图 4·10b。
（ 四 ） 高压脊简称脊,是由高压延伸出来的狭长区域,在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线,其气压值沿脊线向两边递减,脊附近空间等压面类似地形中狭长山脊 。
（ 五 ） 鞍形气压场简称鞍,是两个高压和两个低压交错分布的中间区域 。 鞍形区空间的等压面形似马鞍 。 图
4·11。
以上几种气压水平分布型式统称气压系统 。 气压系统存在于三度空间中 。 由于愈向高空受地面影响愈小,
以致高空气压系统比低空系统要相对简单,大多呈现出沿纬向的平直或波状等高线,有时也有闭合系统如切断低压,阻塞高压 。 见图 4·12。
三,气压系统的空间结构气压系统存在于三度空间中,在静力平衡下,
气压系统随高度的变化同温度分布密切相关 。
因此气压系统的空间结构往往由于与温度场的不同配置状况而有差异 。 当温度场与气压场配置重合 （ 温度场的高温,低温中心分别与气压场的高压,低压中心相重合 ） 时,称气压系统是温压场对称 。 当温度场与气压场的配置不重合时,称气压系统是温压场不对称 。
（ 一 ） 温压场对称系统由于温压场配置重合,所以该系统中水平面上等温线与等压线是基本平行的 。 系统中包括暖性高压,冷性低压和暖性低压,冷性高压,
图 4·13。
1.暖性高压高压中心区为暖区,四周为冷区,等压线和等温线基本平行,暖中心与高压中心基本重合的气压系统 。 由于暖区单位气压高度差大于周围冷区,因而高压的等压面凸起程度随高度增加不断增大,即高压的强度愈向高空愈增强 。
2.冷性低压低压中心区为冷区,四周为暖区,等温线与等压线基本平行,冷中心与低压中心基本重合的气压系统 。 因为冷区单位气压高度差小于周围暖区,因而冷低压的等压面凹陷程度随高度高空愈增强 。
3.暖性低压低压中心为暖区,暖中心与低压中心基本重合的气压系统 。 由于暖区的单位气压高度差大于周围冷区,所以低压等压面凹陷程度随高度升高而逐渐减小,最后趋于消失 。 如果温压场结构不变,随高度继续增加暖低压就会变成暖高压系统 。
4.冷性高压高压中心为冷区,冷中心与高压中心基本重合的气压系统 。 增加而增大,即冷低压的强度愈向 因为冷区单位气压高度差小于周围暖区,
因而高压等压面的凸起程度随高度升高而不断减小,最后趋于消失 。 若温压场结构不变,随高度继续增加,冷高压会变成冷低压系统 。
由上可见,暖性高压和冷性低压系统不仅存在于对流层低层,还可伸展到对流层高层,而且其气压强度随高度增加逐渐增强,这类系统称为深厚系统 。 而暖性低压和冷性高压系统主要存在于对流层低空,称浅薄系统 。
（ 二 ） 温压场不对称系统是指地面的高、低压系统中心同温度场冷暖中心配置不相重合的系统。 这种气压系统，
中心轴线不是铅直的，而发生偏斜。地面低压中心轴线随高度升高不断向冷区倾斜，高压中心轴线随高度升高不断向暖区倾斜。北半球中高纬度的冷空气多从西北方向移来，因而低压中心轴线常常向西北方向倾斜，而高压的西南侧比较温暖，高压中心轴线多向西南方向倾斜，
见图 4·14。
大气中气压系统的温压场配置绝大多数是不对称的,对称系统是很少的,因而气压系统的中心轴线大多是倾斜的,系统的结构随高度发生改变的,气压系统的温压场结构对于天气的形成和演变有着重要影响 。
第三节 大气的水平运动和垂直运动大气的水平运动对于大气中水分,热量的输送和天气,气候的形成,演变起着重要的作用 。
一,作用于空气的力空气的运动是在力的作用下产生的。作用于空气的力除重力之外，尚有由于气压分布不均而产生的气压梯度力,由于地球自转而产生的地转偏向力，由于空气层之间、空气与地面之间存在相对运动而产生的摩擦力，由于空气作曲线运动时产生的惯性离心力。这些力在水平分量之间的不同组合，构成了不同形式的大气水平运动。
（ 一 ） 气压梯度力气压梯度是一个向量,它垂直于等压面,由高压指向低压,数值等于两等压面间的气压差
（ △ P） 除以其间的垂直距离 （ △ N）,用下式表达：
式中 GN为气压梯度,由于 △ N是从高压指向低压,△ P为负值,故经度相差一度的纬圈长度,其值约为 111km） 。
观测表明,水平气压梯度值很小,一般为 1—
3hPa/赤道度,而垂直气压梯度在大气低层可达 1/10m左右,即相当于水平气压梯度的 10万倍,因而气压梯度的方向几乎与垂直气压梯度方向一致,等压面近似水平 。
气压梯度不仅表示气压分布的不均匀程度,
而且还表示了由于气压分布不均而作用在单位体积空气上的压力 。 为了阐明这个问题,在气柱的 P和 P＋ δ P间取一小块立方体流体 （ 图
4·15）,其体积是 δ V=δ Xδ Yδ Z,Y轴平行于地面等压线,X轴指向较高气压方向,Z轴垂直向上,并与地面重力作用线平行 。
立方体周围空气对气块 B面施加的压力等于 Pδ Xδ Z（ P是这个面上号是因所取压强方向与 X方向相反 ）,因而在 X方向上,周围空气作用于立方体的净压力为此两力之和,即所以气压梯度是作用于单位体积空气上的力。
实际大气中，由于空气密度分布的不均匀，
单位体积空气块质量也是不等的。根据牛顿第二定律，在相同的气压梯度力作用下，对于密度不同的空气所产生的运动加速度是不同的，
密度小的空气所产生的运动加速度比较大，密度大的空气所产生的运动加速度比较小。 因此，
用气压梯度难以比较各地空气运动的速度。在气象上讨论空气水平运动时，通常取单位质量的空气作为讨论对象，并把在气压梯度存在时，
单位质量空气所受的力称为气压梯度式中 ρ 是空气密度,△ P是两等压面间的气压差,
△ N是两等压面间的垂直距离 。 气压梯度力的方向由高压指向低压,其大小与气压梯度 -△ P成正比,与空气密度 ρ 成反比 。 气压梯度力可以分解为水平气压梯度力 （ Gn） 和垂直气压梯度力 （ Gz）,即：
在大气中气压梯度力垂直分量比水平分量大得多,但是重力与 Gz始终处于平衡状态,因而在垂直方向上一般不会造成强大的垂直加速度。 而水平气压梯度力虽小，由于没有其它实质力与它相平衡，在一定条件下却能造成较大的空气水平运动。
通常,在同一水平面上,密度随时间,地点变化不很明显,因此水平气梯度力相比较时,ρ 的差异才需要考虑 。 实际大气中经常出现的数据是,ρ
这种气压梯度力持续作用 3h，可使风速由零增大到 7.6m/s。可见气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力。
（二）地转偏向力空气是在转动着的地球上运动着,当运动的空气质点依其惯性沿着水平气压梯度力方向运动时,对于站在地球表面的观察者看来,空气质点却受着一个使其偏离气压梯度力方向的力的作用,这种因地球绕自身轴转动而产生的非惯性力称为水平地转偏向力或科里奥利力 。 在大尺度的空气运动中,地转偏向力是一个非常重要的力 。
为了阐明地球自转产生偏向力的原因，先做一个实验。取一个圆盘并让它作逆时针旋转
（图 4·16），同时取一小球让它从圆盘中心 O点向 OB方向滚去。水平方向上如果没有外力作用于小球，则小球保持着惯性沿 OB直线匀速地滚动着，圆盘的转动对小球运动的方向和速度都没有影响。但当小球自
O点沿 OB方向滚动到圆盘边缘的时间里，站在圆盘上 A点的人也随圆盘一起转动，并由 A移到 A'位置上。 如观察者以其立足的圆盘作为衡量物体运动的参照标准，在他看来，小球并没有作直线运动向他滚来，而是作曲线运动向右
（沿小球运动方向看）偏移到 A的位置上了，
如图 4·16中虚线所示。按牛顿运动定律，这种看来向右偏转。好像是小球在作直线运动时，
时刻受到的一个同它运动方向相垂直并指向其右方的作用力，就是由于圆盘转动所产生的偏向力，也就是随圆盘一起转动的观察者所观察到的力。这种力是假想的，事实上并无任何物体作用于小球来产生这个力，只是为了要在一个非惯性系里以牛顿定律来解释所观察到的现象而引进的一个假想力。
为了计算由地转偏向力所引起的相对加速度
α,假设小球运动的速度是 V,从 O点出发经过时间 t到达 A点,它的位移为 OA=Vt。 与此同时,
圆盘逆时针转动了角 ∠ AOA',圆盘转动的角速度为 ω,在 t秒钟内转过的角度 ∠ AOA'=ωt。 以
S表示小球偏离的距离,并且近似等于,如略去其差别,则 S==OA× ∠AOA',
以 OA=Vt,∠ AOA'=ωt代入上式,则 S=Vωt2，
圆盘上偏向力表达式表明,A的大小等于圆盘的角速度 ω与小球运动速度 V的乘积的两倍 。
A的方向垂直于转动轴,也垂直于相对速度 V，
指向 V的右侧 。
地球不停地绕地轴以角速度 ω从西向东自转,生活在地球上的人和上述圆盘上的人很相似会很自然地以转动的地表作为衡量物体运动的标准,所不同的是转动的球体表面更为复杂 。
然而圆盘非常相似地球极点的地平面 。
在北极,地平面绕其垂直轴 （ 地轴 ） 的角速度恰好等于地球自转的角速度 ω。 转动方向也是逆时针的 。 因而在北极,单位质量空气受到的水平地转偏向力与空气运动方向垂直,并指向它的右方,大小等于 2Vω。
在赤道,地球自转轴与地表面的垂直轴正交,
表明赤道上的地平面不随地球自转而旋转,因而赤道上没有水平地转偏向力 。
在北半球的其它纬度上,地球自转轴与地平面垂直轴的交角小 于 90°,因而任何一地的地平面都有绕地轴转动的角速度 。 见图
4·17,图上 ω表示绕地轴转动的角速度,
AC表示 A点地平面的垂直轴 。 由于 ∠ AOD
=φ,所以 ∠ ABC=φ,ω在地平面垂直轴方向的分量为 ω1（ ωsinφ ） 。 根据圆盘转动速度所得的公式 α =2Vω,可以得出任何纬度上作用于单位质量运动空气上的偏向力为：
A=2Vωsinφ
在南半球,由于地平面绕地轴按顺时针方向转动,因而地转偏向力指向运动物体的左方,
其大小与北半球同纬度上的地转偏向力相等 。
地转偏向力只是在空气相对于地面有运动时才产生,空气处于静止状态时没有地转偏向力作用 。 而且地转偏向力只改变气块运动方向而不能改变其运动速度 。 在风速相同情况下它随纬度减小而减小 。 见表 4·3。
（ 三 ） 惯性离心力惯性离心力是物体在作曲线运动时所产生的，由运动轨迹的曲率中心沿曲率半径向外作用在物体上的力。这个力是物体为保持沿惯性方向运动而产生的，因而称惯性离心力。惯性离 心力同运动的方向相垂直，自曲率中心指向外缘（图 4·18），其大小同物体转动的角速度
ω的平方和曲率半径 r
（ 4·10） 式表明惯性离心力 C的大小与运动物体的线速度 V的平方成正比,与曲率半径 r成反比 。
实际上,空气运动路径的曲率半径一般都很大,从几十千米到上千千米,因而空气运动时所受到的惯性离心力一般比较小,往往小于地转偏向力 。 但是在低纬度地区或空气运动速度很大而曲率半径很小时,也可以达到较大的数值并有可能超过地转偏向力 。
惯性离心力和地转偏向力一样只改变物体运动的方向，不改变运动的速度。
（ 四 ） 摩擦力是两个相互接触的物体作相对运动时,接触面之间所产生的一种阻碍物体运动的力 。 大气运动中所受到的摩擦力一般分为内摩擦力和外摩擦力 。
内摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接触的两个空气层之间产生的一种相互牵制的力,
它主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变,
也称湍流摩擦力 。 其数值很小,往往不予考虑 。
外摩擦力是空气贴近下垫面运动时,下垫面对空气运动的阻力 。 它的方向与空气运动方向相反,大小与空气运动的速度和摩擦系数成正比,其公式为
R = -kV （ 4·11）
式中 R为摩擦力,k为摩擦系数,V为空气运动速 度 。 内摩擦力与外摩擦力的向量和称摩擦力 。 摩擦力的大小在大气中的各个不同高度上是不同的,以近地面层 （ 地面至 30— 50m） 最为显著,高度愈高,作用愈弱,到 1— 2km以上,
摩擦力的影响可以忽略不计 。 所以,把此高度以下的气层称为摩擦层 （ 或行星边界层 ）,此层以上称为自由大气层 。
上述四个力都是在水平方向上作用于空气的力，它们对空气运动的影响是不一样的。一般来说，气压梯度力是使空气产生运动的直接动力，是最基本的力。其它力是在空气开始运动后产生和起作用的，而且所起的作用视具体情况而有不同。地转偏向力对高纬地区或大尺度的空气运动影响较大，而对低纬地区特别是赤道附近的空气运动，影响甚小。惯性离心力是在空气作曲线运动时起作用，而在空气运动近于直线时，可以忽略不计。摩擦力在摩擦层中起作用，而对自由大气中的空气运动也不予考虑。地转偏向力、惯性离心力和摩擦力虽然不能使空气由静止状态转变为运动状态，但却能影响运动的方向和速度。气压梯度力和重力既可改变空气运动状态，又可使空气由静止状态转变为运动状态。
（ 五 ） 大气运动方程大气运动方程是描述作用于空气微团上的力与其所产生的加速度之间关系的方程 。 根据牛顿第二定律,物体所受的力等于质量和加速度的乘积,即 F=ma,F为物体所受的力,是各个作用力的总和 。 单位质量空气运动方程的一般形式为以 FX,FY,FZ分别表示作用力在标准坐标系 X、
Y,Z三个方向 （ X指向东,Y指向北,Z指向天顶 ）
上的投影,则式中 u,v,w分别为 V在 X,Y,Z三个方向上的分量 。
将 G,A,R,g值代入上式,简化后的运动方程为在空气作大规模水平运动中,大气近似于静力平衡,因而上式中的垂直运动项可以略去 。
在自由大气中,R也可略去 。 上式可写成这是研究自由大气运动时被广泛应用的运动方程式 。 方程中第三式是静力平衡方程 。
二,自由大气中的空气水平运动观测表明,自由大气中大尺度空气水平运动近似于稳定,水平运动 。 表明空气运动是在气压梯度力和地转偏向力 （ 曲线运动时,还有惯性离心力 ） 作用下运动着 。
（ 一 ） 地转风地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时,
空气作等速,直线的水平运动,其式为地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直,
即平行于等压线 。 因而,若背风而立,在北半球高压在其右方,在南半球,高压在其左方,
此称风压律 。
表 4·4说明,地转风速随纬度增高而减小 。 但实际观测到的地转风速却是高纬度地区大于低纬度地区 。 这是由于高纬度的气压梯度值远远大于低纬度的缘故 。
由于地转风是 G和 A达到平衡时的空气水平运动,因而是稳定的直线运动,风向与等压线平行,等压线也是相互平行的,见图 4·19。 严格说,等压线还应平行于纬圈,因为地转偏向力随纬度有变化,只有等高线平行于纬线时才能达到处处气压梯度力与地转偏向力相平衡,
以获得稳定的直线运动 。 实际大气中,这种严格的理论上的地转风是很少存在的 。 中高纬度自由大气中的实际风与地转风十分相近,水平运动基本上是地转的 。 在低纬度地转偏向力很小,地转风的概念已不适用 。
（ 4·15） 式是等高面上的地转风公式,由于 ρ 随高度有很大变化,因而在比较某地不同高度上的地转风时,不仅要比较上,下层气压梯度的大小,同时还要知道 ρ 值随高度的变化,这给实际工作带来极大不便 。 如果应用等压面图来代替等高面图,问题就容易解决,因为在等压面图上水平气压梯度力
（ 4·16）式中已经不出现 ρ，地转风直接与等压面上的位势梯度成正比，与纬度的正弦成反比。对于一地来说，纬度相同，只要比较各层等压面图上的等高线疏密程度，就可确定各层风速的大小。
（ 二 ） 梯度风当空气质点作曲线运动时,除受气压梯度力和地转偏向力作用外,还受惯性离心力的作用,
当这三个力达到平衡时的风,称为梯度风 。
由于作曲线运动的气压系统有高压和低压之分,
而且在高压和低压系统中,力的平衡状况不同,
其梯度风也各不相同 。
将 G,A,C的表达式代入上式，得高压梯度风风速 Vac，
（ 4·17）式和（ 4·18）式根号前都有正负两个符号，可得两个根。但这样,低压梯度风风速式根号前符号应取正号,
即高压梯度风风速式根号前符号应取负号,即在北半球,低压中的梯度风必然平行于等压线,绕低压中心作逆时针旋转 。 高压中梯度风平行于等压线绕高压中心作顺时针旋转 。 南半球则相反 。
不同条件下的梯度风风速 。 见表 4·5,表 4·6。
另外,在低纬度地区或小尺度低压中,如果气压梯度力和惯性离心力都由于这种风已不再考虑 A的影响，因而其风向既可按顺时针方向吹，又可按逆时针方向吹。
龙卷风就具有旋衡风的性质，这在实际大气中是存在的。
梯度风与地转风既有共同点,又有相异处,
两者都是作用于空气质点的力达到平衡时的风 。
梯度风考虑了空气运动路径的曲率影响,它比地转风更接近于实际风 。
在研究自由大气中大尺度空气运动时，地转风或梯度风这两种平衡关系是基本上适应的，
尤其在中高纬度，它们概括了自由大气中风场和气压场的基本关系，在气象上有很大实用价值。 但实际自由大气中的空气运动并不完全与地转风或梯度风相吻合，各个作用力的平衡关系也只是相对的、暂时的，平衡关系经常会遭到破坏。这是因为空气运动的路径不会是直线的，也不会是圆形或曲线，结果气压梯度力便随着时间和空间在发生变化。同时，空气运动也不会总是平行于纬圈，常常有穿越纬圈的运动，其风速也随之发生相应变化。由上可见，
即使一开始空气所受的力达到平衡，而随着时间和空间的变化，力的平衡关系会遭到破坏，
出现非平衡下的实际风。实际风与地转风、
梯度风之间便出现偏差,形成所谓偏差风 。 正是由于偏差风出现,促使风场与气压场相互调整,
建立新的平衡关系,新的平衡又在新的风压条件下遭到破坏 。 空气运动就是从不平衡到平衡,
又从平衡到不平衡的过程 。 地转风和梯度风只不过是与实际风相近似的一种暂时达到平衡状态的应具有的风速值 。
（ 三 ） 自由大气中风随高度的变化大量高空探测资料表明,不同高度上的风向,
风速是不一致的,风随高度有着明显变化 。
自由大气中风随高度的变化同气压场随高度的变化密切相关 。 而气压随高度递降的快慢又与大气柱中的平均温度有关 。 在暖气柱中,气压随高度增加而降低得慢,即单位气压高度差大,
而在冷气柱中,气压随高度增加而降低得快,
即单位气压高度差小 。 因此,假若等压面在低层是水平的 （ 气压梯度为零 ）,而由于气柱中平均温度在水平方向上有差别,到高层以后,
等压面就会出现倾斜,暖区一侧等压面抬起,
冷区一侧等压面降低,结果使高层水平面上的气压值不相等,出现了由暖区指向冷区的气压梯度力,从而产生了平行于等温线的风,而且气层中平均温度梯度愈大,高层出现的风也愈大,
这种由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在铅直热成风的大小与气层内平均温度梯度以及气层的厚度成正比,与科氏参数 （ f） 成反比 。 热成风的方向与平均等温线相平行,在北半球背热成风而立,高温在右,低温在左,南半球则反 。
热成风风速的表达式为式中 Tm为气层平均温度,f为地转参数,g为重力加速度,Z1,Z2为下,上层的高度 （ 图 4·21,图
4·22） 。
在平衡条件下,自由大气中风随高度的变化主要与气层中的温度场有关 。 根据气层中水平温度场与气压场间的不同配置情况,风随高度的变化会有下列几种基本形式 。
1.等温线与等压线平行出现于温压场对称系统 。 根据风随高度变化状况可分为两类：一类是高压区与高温区相对应的系统,其低层风向与热成风风向一致,因而其风速随高度逐渐增大,风向不改变 （ 图
4·23） 。 另一类是高压区与低温区相重合的系统 。 由于高压区对应着冷区,低层风向与热成风方向相反 。 因而低层风速随高度逐渐减小,
风向不变,到某一高度风速减小到零 。 再向高空,风速随高度增大,而风向则与低层相反,即发生 180° 转变,
同热成风风向一致 （ 图 4·24） 。
2.等压线与等温线相交出现于温压场不对称系统 。 在这种系统中风随高度的变化状况也分为两类,一类是等压线与等温线相交而有冷平流 （ 图 4·25）,低层风从冷区吹愈到高层,风向与热成风风向愈接近 。
另一类是等压线与等温线相交而有暖平流
（ 图 4·26）,低层风从暖区热成风愈接近。
在自由大气中,随着高度的增高,不论风向如何变化,高层风总是愈来愈趋向于热成风,
这个结论与实际情况是相符的 。 比如北半球的对流层中,温度分布大致是南暖北冷,并且在纬度 30° 附近温度梯度最大,因而在对流层上层总是以西风为主 （ 热成风是西风 ）,并在纬度 30° 附近上空出现最大的西风风速区,称为西风急流 。
上层地转风与下层地转风的矢量差 。 地转风是作用力平衡情况下的风,所以热成风也是平衡状态下的风差 。 研究和了解热成风有助于揭示自由大气中风随高度变化的基本规律,以及大气平衡条件下的气压场,风场,温度场间的相互关系 。
三,摩擦层中空气的水平运动在摩擦层中,空气的水平运动因受摩擦力作用,不仅风速减弱,风向受到干扰,而且破坏了气压梯度力与地转偏向力间的平衡关系,表现出气流斜穿等压线,从高压吹向低压的特征 。
（ 一 ） 地面摩擦力对风的影响如果地面层等压线为平行直线时,空气质点受到气压梯度力 （ G）,地转偏向力 （ A） 和地面摩擦力 （ R） 的共同作用 。 当三个力达到平衡时,便出现了稳定的地面平衡风 （ 图 4·27） 。
由于摩擦力 （ 主要是外摩擦力 ） 对风的阻滞作用,
使平衡风的风速比原气压场中相应的地转风的风速要减小,进而使地转偏向力也相应减小 。
结果减小后的地转偏向力和摩擦力的合力与气压梯度力相平衡时的风,斜穿等压线,由高压吹向低压 。 其风速大小与气压梯度力成正比,
而与地面摩擦系数成反比 。 摩擦层中风场与气压场的关系为：在北半球背风而立,高压在右后方,低压在左前方,此即白贝罗风压定律 。
至于风向偏离等压线的角度 （ α ） 和风速减小的程度,则取决于摩擦力的大小 。 摩擦力愈大,
交角愈大,风速减小得愈多 。 据统计,
在中纬度地区,陆地上的地面风速 （ 10— 12m高度上的风速 ） 约为该气压场所应有地转风速的
35— 45％,在海洋上约为 60— 70％ 。 风向与等压线的交角,在陆地上约为 25° — 35°,在海洋上约为 10° — 20° 。
在等压线弯曲的气压场中,例如闭合的高压和低压中,由于地面摩擦力的作用,风速比气压场中所应有的梯度风风速要小,风斜穿等压线吹向低压区 。 所以,低压中的空气是一面旋转,一面向低压中心辐合 。 高压中空气则是一面旋转,一面从高压中心向外辐散 （ 图 4·28） 。
（ 二 ） 摩擦层中风随高度的变化在摩擦层中风随高度的变化,既受摩擦力随高度变化的影响,又受气压梯度力随高度变化的影响 。 假若各高度上的气压梯度力都相同,
由于摩擦力随高度不断减小,其风速将随高度增高逐渐增大,风向随高度增高不断向右偏转
（ 北半球 ）,到摩擦层顶部风速接近于地转风,
风向与等压线相平行 。
根据理论计算和实测资料,可以得到北半球摩擦层中在不考虑气压梯度力随高度改变时,
风随高度变化的图像 （ 如图 4·29） 。 图中 V1,V2、
V3… 代表自地面起各高度的风向,风速矢量,接连各风矢量终点的平滑曲线,称为埃克曼螺线,是风速矢端迹图 。
实际上,气压梯度力随高度也在改变,因而摩擦层中风的变化并不完全符合上述规律,需要根据热成风原理,用矢量合成方法进行修正 。
（ 三 ） 风的日变化和风的阵性
1.风的日变化近地面层中，风存在着有规律的日变化。
白天风速增大，午后增至最大，夜间风速减小，
清晨减至最小。而摩擦层上层则相反，白天风速小，夜间风速大。这是因为在摩擦层中，通常是上层风速大于下层。白天地面受热，空气逐渐变得不稳定，湍流得以发展，上下层间空气动量交换增强，使上层风速大的空气进入下层，致下层风速增大，风向向右偏转。 同理，
下层风速小的空气进入上层，造成上层风速减小，风向向左偏转。午后湍流发展旺盛，下层风速增至最大值，风向右偏最多，上层风速减到最小值，风向左偏最多，这时上下层风的差异最小。夜间湍流减弱，下层风速变小、风向左偏，上层风速增大、风向右偏。上层与下层的分界线随季节而有变化，夏季湍流最强，可达 300m，冬季湍流最弱，低至 20m，平均约 50—
100m。风的日变化，晴天比阴天大，夏季比冬季大，陆地比海洋大。当有强烈天气系统过境时，日变规律可能被扰和或被掩盖。
2.风的阵性是指风向变动不定,风速忽大忽小的现象 。
它是因大气中湍流运动引起的 。 当大气中出现强烈扰动时,空气上下层间交换频繁,这时与空气一起移动的大小涡旋可使局部气流加强,
减弱或改变方向 。 图 4·30中的实箭头表示大范围气流的方向,虚箭头表示水平涡旋中气流的方向 。 在 A处两者同向,使风速增大,在 B处两者反向,使风速减小,在 C处和 D处两者垂直,
风向发生向左或向右偏转 。 对于一定地点来说,
随着涡旋的过往,该地的风速就会忽大忽小,
风向有忽左忽右的变化 。
风的阵性在摩擦层中经常出现,特别是山区更甚 。
随着高度的增高,风的阵性在逐渐减弱 。 以夏季和午后最为明显 。
四,空气的垂直运动大气运动经常满足静力学方程,基本上是准水平的,因而空气的垂直运动速度很小,一般仅为水平速度的百分之一,甚至千分之一或更小 。 然而垂直运动却与大气中云雨的形成和发展及天气变化有着密切关系 。
（ 一 ） 对流运动对流运动是由于某团空气温度与周围空气温度不等而引起的 。 当某空气团的温度高于四周空气温度时,气团获得向上浮力产生上升运动,
升至上层向外流散,而低层四周空气便随之辐合以补充上升气流,这样便形成了空气的对流运动 。 对流运动的高度,范围和强度同上升气团的气层稳定度有关 。 大气中这种热力对流的水平尺度多在 0.1— 50km,是温暖的低,中纬度地区和温暖季节经常发生的空气运动现象 。
它的规模较小,维持时间短暂,但对大气中热量,
水分,固体杂质的垂直输送和云雨形成,天气发展演变具有重要作用 。
（ 二 ） 系统性垂直运动是指由于水平气流的辐合,辐散,暖气流沿锋面滑升以及气流受山脉的机械,阻滞等动力作用所引起的大范围,较规则的上升或下降运动 。 这种运动垂直速度很小,但范围很广,并能维持较长时间,对天气的形成和演变产生着重大影响 。
大气是连续性流体，当空气发生水平辐合运动时，位于辐合气流中的空气必然受到侧向的挤压，便从上侧面或下侧面产生上升或下降气流。同理，当空气向四周辐散时，在垂直方向上也会产生下沉或上升气流以补偿辐流气流的流散。
在系统性的垂直运动中,上升区或下降区的范围可达几百至几千千米,而升降速度却只有
1— 10cm/s。 然而,这样的升降速度在持续较长的时间里 （ 例如一昼夜 ）,空气在垂直方向上可以移动数百米至数千米,对天气的形成和变化有很大影响 。
系统性垂直运动的发生往往同天气系统相联系。例如与高压、低压、槽、脊以及锋面等有密切关系。
第四节 大气环流大气环流是指大范围的大气运动状态 。 其水平范围达数千千米,垂直尺度在 10千米以上,
时间尺度在 1— 2日以上 。 大气环流反映了大气运动的基本状态,并孕育和制约着较小规模的气流运动 。 它是各种不同尺度的天气系统发生,
发展和移动的背景条件 。
一,大气环流形成的主要因素
（ 一 ） 太阳辐射作用大气运动需要能量，而能量几乎都来源于太阳辐射的转化。大气不仅吸收太阳辐射、地面辐射和地球给予大气的其它类型能量，同时大气本身也向外放射辐射。然而这种吸收和放射的差额在大气中的分布是很不均匀的，沿纬圈平均在 35° S— 35° N之间是辐射差额的正值区，即净得能量区。由 35° S向南和由 35° N向北是辐射差额的负值区，即净失能量区。这样自赤道向两极形成了辐射梯度，并以中纬度地区净辐射梯度最大。净辐射梯度分布引起了地球上高、低纬度间的大气热量收支不平衡，使大气中出现了有效位能，形成了向极的温度梯度。大气是低粘性、可压缩流体，温度和气压的改变可能引起膨胀或收缩。结果，低纬大气因净得热量不断增温并膨胀上升，极地大气因净失热量不断冷却并收缩下沉。在这种温度梯度下，为保持静力平衡，对流层高层必然出现向极地的气压梯度，低层出现向低纬的气压梯度。假设地球表面性质均一和没有地转偏向力，
则气压梯度力的作用将使赤道和极地间构成一个大的理想的直接热力环流圈，见图 4·31。环流使高低纬度间不同温度的空气得以交换，
并把低纬度的净收入热量向高纬度输送,以补偿高纬热量的净支出,从而维持了纬度间的热量平衡 。 因此,太阳辐射对大气系统加热不均是大气产生大规模运动的根本原因,而大气在高低纬间的热量收支不平衡是产生和维持大气环流的直接原动力 。
（ 二 ） 地球自转作用大气是在自转的地球上运动着，地球自转产生的偏转力迫使运动空气的方向偏离气压梯度力方向。
在北半球,气流向右偏转,结果使直接热力环流圈中自极地低空流向赤道的气流偏转成东风,
而不能迳直到达赤道；同样,自赤道高空流向极地的气流,随纬度增高,偏转程度增大,逐渐变成与纬圈相平行的西风 。 可见,在偏转力的作用下,理想的单一的经圈环流,既不能生成也难以维持,因而形成了几乎遍及全球 （ 赤道地区除外 ） 的纬向环流 。 纬向风带的出现,
阻挡着经向气流的逾越,引起某些地区空气质量的辐合和一些地区空气质量的辐散,使一些地区的高压带和另一些地区的低压带得以形成和维持 。 结果,全球气压水平分布在热力和动力因子作用下,呈现出规则的纬向气压带,而且高低气压带交互排列 （ 图 4.34） 。 而气压带的生成和维持又是经圈环流形成的必需条件 。 因而地球自转是全球大气环流形成和维持的重要因子 。
（ 三 ） 地表性质作用地球表面有广阔的海洋,大片的陆地,陆地上又有高山峻岭,低地平原,广大沙漠以及极地冷源,因此是一个性质不均匀的复杂的下垫面 。 从对大气环流的影响来说,海陆间热力性质的差异所造成的冷热源分布和山脉的机械阻滞作用,都是重要的热力和动力因素 。
海洋与陆地的热力性质有很大差异。夏季，
陆地上形成相对热源，海洋上成为相对冷源；
冬季，陆地成为相对冷源，海洋却成为相对热源。这种冷热源分布直接影响到海陆间的气压分布，使完整的纬向气压带分裂成一个个闭合的高压和低压。同时，冬夏海、陆间的热力差异引起的气压梯度驱动着海陆间的大气流动，
这种随季节而转换的环流是季风形成的重要因素。北半球陆地辽阔，海陆东西相间分布，在冬季，大陆是冷源，纬向西风气流流经大陆时，
气流温度逐渐降低，直到大陆东岸降到最低，
气流东流入海后，因海洋是热源，气温不断升温，直到海洋东缘温度升到最高，这样便形成了图 4·32所示的温度场。即大陆东岸成为温度槽，大陆西岸形成温度脊。夏季时，温度场相反，大陆东岸为温度脊，大陆西岸为温度槽。
根据热成风原理，与温度场相适应的高空气压场则是，冬季大陆东岸出现低压槽，西岸出现高压脊，夏季时相反。
可见，海陆东西相间分布对高空环流形势的建 立和变化有明显影响。
地形起伏,尤其是大范围的高原和高大山脉对大气环流的影响非常显著,其影响包括动力作用和热力作用两个方面 。 当大规模气流爬越高原和高山时,常常在高山迎风侧受阻,造成空气质量辐合,形成高压脊,在高山背风侧,则利于空气辐散,形成低压槽 。 东亚沿岸和北美东岸,冬半年经常存在的高空大槽,虽然其形成同海陆温差有关,但同西风气流爬越巨大青藏高压和落基山的动力减压亦有一定关系 。 如果地形过于高大或气流比较浅薄,则运动气流往往不能爬越高大地形,而在山地迎风面发生绕流或分支现象,在背风面发生气流汇合现象 。
地形对大气的热力变化也有影响 。 比如青藏高原相对于四周自由大气来说,夏季时高原面是热源,冬季时是冷源,这种热力效应对南亚和东亚季风环流的形成,发展和维持有重要影响 。
夏季极冰的冷源作用改变了太阳总辐射所形成的夏季经向辐射梯度,使对流层大气的夏季热源仍维持在低纬,冷源维持在高纬极区,这种夏季极冰冷源作用是影响大气环流运动的又一重要因素 。
由上可见,海陆和地形的共同作用,不仅使低层大气环流变得复杂化,而且也使中高层大气环流有在特定地区出现平均槽,脊的趋势 。
（ 四 ） 地面摩擦作用大气在自转地球上运动着,与地球表面产生着相对运动 。 相对运动产生着摩擦作用,而摩擦作用和山脉作用使空气与转动地球之间产生了转动力矩 （ 即角动量 ） 。 角动量在风带中的产生,损耗以及在风带间的输送,平衡,对大气环流的形成和维持具有重要作用 。
角动量为空气质点旋转速度与它到旋转轴距离的乘积 。 单位质量空气相对于地轴运动的角动量公式为
ω为地球自转角速度,R为地球半径,u为大气纬向风速,为纬度 。
式中第一项表示当空气和地球一起以 ω角速度旋转时所具有的角动量,又称 ω角动量 。 第二项为大气相对于地球运动的角动量,又称 u角动量 。
地球上的气流基本上呈纬向流动着，在中高纬度主要是西风带，低纬度是广阔东风带。
在西风带地球通过摩擦作用给大气一个自东向西的转动力矩，所以西风带中大气将损耗西风角动量而地球将获得西风角动量。在东风带地球通过摩擦作用给大气一个自西向东的转动力矩，所以在东风带中大气获得地球给予的西风角动量，而地球将支出西风角动量。 照此下去，
西风带因不断损耗西风角动量，近地层西风要减弱；东风带因不断获得西风角动量，近地层东风也要减弱。然而长期观测事实证明，东、
西风带的平均风速没有发生明显变化，地球自转速度也没有发生变化。这表明大气中的角动量是守恒的，东、西风带由地球获得或损耗的西风角动量是相等的。同时也表明大气中必有一种从东风带向西风带输送西风角动量的过程存在。
角动量的输送包括水平和垂直输送 。 水平输送主要通过平均纬向环流上叠加的大型涡旋 （ 槽线呈东北 -西南向 ） 和平均经向风速来完成 u角动量的输送 。 垂直输送主要靠平均经圈环流来实现 。 ω角动量随纬度有变化,纬度愈低,ω角动量愈大 。 在低纬经向环流圈中,赤道上升气流向上携带的 ω角动量大于纬度 30° 附近下沉气流向下携带的 ω角动量,因而有净余的 ω角动量向上输送 。 赤道上空获得的 ω角动量向北运行时,在绝对角动量守恒定律支配下,转化为 u角动量以补充大型涡旋向北输送 u角动量的需要 。 同理,中纬逆环流圈中靠极一侧上升气流向上携带较小 ω角动量,而靠低纬一侧下沉气流向下携带较大 ω角动量,结果有净余 ω角动量向下输送,然后在低空于向北运动中转化为 u角动量,补充地面西风带的损耗 。 通过角动量输送过程保持了东,西风中角动量平衡,使东,西风带能够长期维持稳定状态 。 由上可见,
地面摩擦作用是大气环流中纬向环流与经圈环流形成和维持的重要因素 。
大气环流的形成和维持,除以上因子外,还同大气本身的特殊性质有联系 。
二,大气环流平均状况大气运动状态千变万化 。 为了从这些随时间和空间不断变化的复杂环流状态中找出大气环流的主要规律,通常采用求平均的方法,即对时间求平均,滤去所取时间内环流随时间的变化,显现出大气环流中比较稳定的特征,对空间求平均,滤去各经度间的环流差异,显现出各纬圈上环流的基本特征 。
（ 一 ） 平均纬向环流大气环流最基本的状态是盛行着以极地为中心的旋转的纬向环流,也就是东,西风带 。
对流层的中上层,除赤道地区有东风外,各纬度几乎是一致的西风,而且西风跨越的纬距随着高度在扩大 。 这是对流层中,上层由低纬指向高纬的经向温度所决定的 。
近地面层的纬向环流分布见图 4·34,特征如下：
（ 1） 高纬地区,冬夏季都是一层很浅薄的东风带,称极地东风带 。 主要分布在北大西洋低压和北太平洋低压的向极一侧,其厚度,强度都是冬季大于夏季 。
（ 2）中纬地区,从地面向上都是西风，称盛行西风带。西风带在纬距上的宽度随高度而增大。
西风风速自地面向上直至 200hPa，差不多是增加的，到对流层顶附近形成一个强西风中心。
北半球冬季西风风速大于夏季。由于经常受到随基本气流向东移动的高压和低压的影响，西风的风向和强度会发生很大变化；而且巨大的大陆面积、不规则的地形以及气压型式的季节变化往往又使西风气流变得不十分清楚。南半球由于广阔的海洋抑制了静止气压系统的发展，
西风风速比北半球要强，风向也更为稳定。
（ 3）低纬地区,自地面到高空是深厚的东风层，称热带东风带或信风带。它是纬向风带中风向最为稳定、风速较大（平均风速 4—
8m/s）、活动范围广阔（几乎占全球的一半）
的风带。
此外,北半球夏季,在南亚和非洲出现西风系统,称赤道西风带,其厚度从 2— 3km（ 非洲 ） 到 5— 6km（ 印度洋 ） 。
（ 二 ） 平均水平环流水平环流是指纬向环流受到扰动 （ 主要是地球表面海陆分布以及地面摩擦和大地形作用所引起 ） 后发展起来的槽,脊和高,低压环流 。
在北半球对流层中,高层的平均水平环流形式是西风带上存在着大尺度的平均槽,脊 。 1月份 500hPa等压面图上西风带有三个平均槽,即位于亚洲东岸 140° E附近的东亚大槽,北美东岸 70° — 80° W附近的北美大槽,和乌拉尔山西部的欧洲浅槽 。 在三槽之间并列着三个脊,脊的强度比槽弱得多 。 7月份,西风带显著北移,槽脊的位置也发生很大变动,即东亚大槽东移入海,原欧洲浅槽已不存在,并变为脊,而欧洲西岸和贝加尔湖地区各出现一个浅槽,北美大槽位置基本未动 。
对流层上层 300hPa平均图上 （ 图略 ） 的环流形势与中层 500hPa平均图大体相似,只是西风范围更扩大,风速更增强 。 冬季时,三槽形势非常清楚 。 夏季时,槽,脊明显减弱 。 在副热带地区有深厚的高压带,其位置,范围,强度都随季节有变化 。
在中高纬的对流层低层,由于地表海陆性质差异和地表起伏不平所引起的热力,动力变化,
使环流沿纬圈的不均匀性更加显著,水平环流在月平均海平面气压分布图上主要表现为一个个巨大的高,低压系统 。 1月份北半球中高纬度沿纬圈有两个大低压,一个在北太平洋的阿留申群岛附近,中心强度为 1000hPa左右 。 另一个在北大西洋的冰岛附近,中心强度为 997hPa。
还有两个冷高压,一个是欧亚大陆上的强大西伯利亚高压,中心强度为 1035hPa。 另一个是北美大陆上的北美 （ 加拿大 ） 高压,中心强度
1020hPa。 副热带的高压有两个主要中心,
一个在太平洋,一个在大西洋,范围甚小,强度较弱 。 南半球副热带高压分裂成三个高压中心,
分别位于南太平洋,印度洋和南大西洋上,中心气压值都在 1018hPa左右 。 而在澳大利亚大陆,
非洲南部和南美南部分别形成几个小低压,中心气压值在 1006— 1009hPa。
7月份,北半球大陆上发展了两个低压,即亚洲南部低压和北美西南部低压,中心强度分别为 997hPa和 1011hPa。 原在海洋上势力很强的阿留申低压和冰岛低压仍然存在,但强度已大为减弱,甚至几乎消失了,而海洋上的北太平洋高压 （ 夏威夷高压 ）,北大西洋高压 （ 亚速尔高压 ） 强度增强,范围扩大,位置北移,中心气压值增至 1027hPa左右 。 南半球高压带几乎环绕全球,中心气压值可超过 1020hPa。
以上冬,夏季在平均气压图上出现的大型高,
低压系统,称为大气活动中心 。 其中北半球海洋上的太平洋高压,大西洋高压,阿留申低压,
冰岛低压常年存在,只是强度,范围随季节有变化,称为常年活动中心 。 而陆地上的南亚低压 （ 印度低压 ）,北美低压,西伯利亚高压,
北美高压等只是季节性存在,称为季节性活动中心 。 活动中心的位置和强弱反映了广大地区大气环流运行的特点,其活动和变化对其附近甚至全球的大气环流,对高低纬间,海陆间水分热量交换,对天气,气候形成演变起着重要影响 。
（ 三 ） 平均经圈环流是指在南北向沿经圈的垂直剖面上,由风速的平均北,南分量和垂直分量构成的平均环流圈 。 在大气运动满足静力平衡和准地转平衡条件下,除低纬度以外,上述风速的南北分量和垂直分量都很小,因而经圈环流同纬圈环流相比要弱得多 。 从图 4·39可见,北半球有三个经向环流圈,即 ① 低纬环流圈,是一个直接热力环流圈 （ 正环流圈 ）,是 G,哈 得 莱
（ G.Hadley） 最先提出的,故又称哈得莱环流圈 。
② 中纬环流圈,是间接热力环流圈 （ 逆环流圈 ）,是费雷尔最先提出的,故又称费雷尔环流圈 。 ③ 高纬环流圈,又称极地环流圈,也是一个直接热力环流圈,是三个环流圈中环流强度最弱的一个 。
经向环流圈都有季节性移动 。 在北半球,夏季时向北移,冬季时向南移 。 环流强度也有变化 （ 冬季增强,夏季减弱 ）,甚至经度上的瞬时经圈环流也有差异 。 例如中纬度地区各个经度上并不都是逆环流圈,而往往沿整个纬圈有正,逆环流圈相间出现 。 又如东亚的夏季环流同平均情况的差别就更大了 。 图 4·40是 1958年 7
月 75° — 110° E平均经圈环流状况,气流沿青藏高原南坡上升,升到高空又折向南流,流到低纬下沉,下沉气流在低空又向北流向青藏高原,这就组成了一个闭合的经向环流圈,称南亚季风环流圈,它同低纬哈得莱环流圈的环流方向恰恰相反,这个环流圈的形成显然同青藏高原面夏季是热源有关 。
此外,在赤道地区的东西方向上,还存在着几个纬向热力直接环流圈,称沃克 （ Walker）
环流圈 （ 图 4·41）,它是由于赤道地区存在着大尺度的东西向热力差异引起的 。 这些环流的强度都是很弱的,而且经常有变化 。 当出现大的变化时,不仅对赤道地区环流有影响,而且同中纬度环流,甚至高纬度环流遥相关 。 引起天气,气候的异常 。
（ 四 ） 急流是指风速 30m/s以上的狭窄强风带 。 是大气环流中的一个重要特征 。
在天气图上观察到的急流带环绕地球自西向东弯曲延伸达几千千米,水平宽度约上千千米,
垂直厚度达几千米到十几千米 。 急流中心强度最大区称急流轴 。 急流轴是准水平的,其南北两端存在着强大的垂直风速切变 （ 每千米 5—
10m/s） 。 一般情况下,急流中心风速可达
50— 80m/s,强急流中心风速达 100— 150m/s或更大 。 根据现有资料,位于东亚海洋上和日本上空的急流强度最大,冬季偶尔达 150— 180m/s，
甚至达 200m/s。 在同一条急流轴上,风速分布并不均匀,有一个或几个强风中心 。 急流轴线在有的地方出现分支,有的地区出现汇合 。
急流区大多与对流层上层水平温度梯度很大的锋区相对应,因而也和天气系统的发生,发展有密切关系 。 在对流层上层已经发现有下列几种急流 。
（ 1） 温带急流,又称极锋急流,位于南北半球中高纬度地区的上空,是与极锋相联系的西风急流 。 急流的平均高度在冬季约 8— 10km，
夏季约 9— 11km,平均厚度约 3— 10km。 急流的位置经常在变动,冬季平均位于 40° — 60° N间,
甚至伸展到更低纬度 。 夏季平均位置北移到
70° N附近 。 温带急流的中心最大风速一般 45—
55m/s,甚至达 105m/s。 一般是冬季强,夏季弱 。
急流轴有明显的分支和汇合现象 。
（ 2） 副热带急流,又称南支西风急流,位于 200hPa上空副热带高压的北缘,同副热带锋区相联系,是一支相当强大而稳定的急流 。 急流轴位于 25— 32° N的 11— 13km的高空,位置比较稳定,夏季向高纬推移 10— 15个纬距 。 冬季中心最大风速约 50— 60m/s,强中心风速可增至
100— 150m/s,甚至可达 200m/s。 夏季风速减半 。
其分支,汇合现象以东亚最清楚 。
3.热带东风急流,主要出现在夏季北半球亚洲,非洲副热带对流层顶附近 （ 100— 150hPa）
处的一支急流,盛夏其平均位置在北纬 10° —
20° 间,最大风速平均 30— 40m/s,个别达
50m/s,风向稳定,强中心在阿拉伯海上空 。
由上可知,大气环流基本上是纬向环流中包含着经圈环流,纬向主流上又叠着涡旋运动 。 这种不同运动形式之间相互联系,相互制约着,形成一个整体的环流体系 。
三,大气环流的变化大气环流在演变过程中既有形态的变化,
也有强度,位置的变化 。 这些变化集中表现为随季节交替的年变化和与大型环流调整相联系的中短期变化 。
（ 一 ） 年变化大气环流的基本状态决定于地表热力分布的特征,而地表热力状况在一年中具有明显的季节性变化,进而引起大气环流的季节交替 。
在中高纬度,一年中环流状态的季节转换,
一般是以西风带上槽脊的数量,结构形式和西风的强弱表现出来 。 从北半球 500hPa多年平均流场来分析,1— 4月 （ 冬季 ） 中高纬度西风带上有三个槽,三个脊,而且槽脊的位置和强度基本稳定,6— 8月（夏季）西风带上原有的三个槽已变为四个比较浅的槽，因此冬季和夏季的环流形势比较稳定，且占全年相当长的时间，
成为中高纬度高层大气环流的基本形态，并在一年中交替出现。环流在从冬季形态转变为夏季形态中，只通过短暂的春季环流（ 5月）过渡阶段。同样，从夏季环流形态转变为冬季环流形态时，也只经过秋季（ 9— 10月）短促的过渡阶段。这种以一年为周期的环流形态的变化，
称为环流的年变化（图 4·43）。
对流层上层 （ 200hPa） 的纬向环流形势也有季节性转换,主要表现在高空急流的变换上 。
冬季时位于北纬 30° 附近的副热带急流非常明显,
4月份开始减弱,5月底突然消失,同时在 40° N
以北出现中纬度急流； 9— 10月中纬度急流又突然消失,副热带急流又迅速建立 。
（ 二 ） 中短期变化大气环流的中短期变化是由不同尺度的高空和低空天气系统的发生,发展和消亡过程所引起的 。 这种变化主要表现在西风带纬向环流和经向环流的相互转换上 。 纬向环流型,即
500hPa上,环流比较平直,并在平直的西风带上多小槽,小脊,很少有大槽,大脊 。 经向环流型,即 500hPa西风带上发展出深槽大脊,能引起强烈冷,暖空气活动 。 纬向型和经向型环流经常交替出现,其交替周期大约 2— 6周 。 这种交替演变规律一般用环流指数来表示 。
环流指数分纬向环流指数 （ IZ） 和经向环流指数 （ IM） 两种 。 纬向环流指数又称西风指数,
表示平均地转风速中西风分量的一个指标 。 可以定量地表述纬向环流的强弱,它是在所取范围 （ 一般取 35° — 55° 或 45° — 65° 为南北范围,经度范围根据需要而定,可取自然天气区,
也可取东半球或西半球,但范围不宜过大 ） 各点上地转西风分量的总平均值 。 一般在 500hPa
等压面图上计算西风指数,我国经常使用亚洲地区的西风指数,所选范围是 45° —
65° N,60° — 150° E,其计算公式为式中 Φ为位势高度,n为计算范围内所取点的数目,φ 为纬度 。 计算西风指数的时间单位可以是季节,也可以是月,候 。 西风环流指数并不能完全反映出纬向,经向环流特征,比如经向环流明显,锋区很强时,西风指数可能很高；相反经向环流很弱,锋区也弱时,西风指数可能很低 。 因而需引进经向环流指数作为补充 。
经向环流指数是用某一经度范围内,沿经圈上地转风的平均南北分量表示经向环流的一个指标 。 其计算公式为式中 λ 为经度,△ λ 为沿纬圈上每个小区的固定距离 。
西风指数的高低,振幅大小和演变特征,基本上能反映出环流形势的特征及其转换趋势 。
既有规模很大的全球性运动,也有尺度很小的局地性运动 。 大气的运动使不同地区,不同高度间的热量和水分得以传输和交换,使不同性质的空气得以相互接近,相互作用,直接影响着天气,气候的形成和演变 。
大气运动的产生和变化直接决定于大气压力的空间分布和变化 。 因而,研究大气运动常常从大气压力的时空分布和变化入手 。
第一节 气压随高度和时间的变化一,气压随高度的变化一个地方的气压值经常有变化,变化的根本原因是其上空大气柱中空气质量的增多或减少 。 大气柱质量的增减又往往是大气柱厚度和密度改变的反映 。 当气柱增厚,密度增大时,
则空气质量增多,气压就升高 。 反之,气压则减小 。 因而,任何地方的气压值总是随着海拔高度的增高而递减 。 如图 4·1所示,甲气柱从地面到 1000m和从 1000m到 2000m,虽然都是减少同样高度的气柱,但是低层空气密度大于高层,
因而低层气压降低的数值大于高层 。 据实测,
在地面层中,高度每升 100m,气压平均降低
12.7hPa,在高层则小于此数值 。 确定空气密度大小与气压随高度变化的定量关系,一般是应用静力学方程和压高方程 。
（ 一 ） 静力学方程假设大气相对于地面处于静止状态,则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受铅直气柱的重量 。
见图 4·2，在大气柱中截取面积为 1cm2，厚度为
△ Z的薄气柱。设高度 Z1处的气压为 P1，高度 Z2
处的气压为 P2，空气密度为 ρ,重力加速度为 g。
在静力平衡条件下,Z1面上的气压 P1和 Z2面上的气压 P2间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量，即
P2-P1=-△ P=-ρ g（ Z2-Z1） =-ρ g△ Z
式中负号表示随高度增高，气压降低。若
△ Z趋于无限小，则上式可写成
-dP=ρ gdZ （ 4.1）
上式是气象上应用的大气静力学方程。方程说明，气压随高度递减的快慢取决于空气密度（ ρ ）和重力加速度（ g）的变化。重力加速度（ g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。在密度大的气层里，气压随高递减得快，反之则递减得慢。实践证明，静力学方程虽是静止大气的理论方程，但除在有强烈对流运动的局部地区外，其误差仅有 1％，因而得到广泛应用。将
（ 4·1）式变换高度所降低的气压值。
实际工作中还经常引用气压高度差（ h），它表示在铅直气柱中气压每改变一个单位所对应的高度变化值。显然它是铅直气压梯度的倒数，即式中 Rd=287J/kgK为干空气的气体常数。将
Rd,g值代入，并将 T换成摄氏温标 t，则得表 4·l是根据（ 4·2）式计算出的不同气温和气压下的 h值。
从表 4·l中可以看出,① 在同一气压下，气柱的温度愈高，密度愈小，气压随高度递减得愈缓慢，单位气压高度差愈大。反之，气柱温度愈低，单位气压高度差愈小。 ② 在同一气温下，气压值愈大的地方，空气密度愈大，气压随高度递减得愈快，单位高度差愈小。反之，
气压愈低的地方单位气压高度差愈大。比如愈到高空，空气愈稀薄，虽然同样取上下气压差一个百帕，而气柱厚度却随高度而迅速增大。
通常，大气总处于静力平衡状态，当气层不太厚和要求精度不太高时，（ 4·2）式可以用来粗略地估算气压与高度间的定量关系，或者用于将地面气压订正为海平面气压。如果研究的气层高度变化范围很大，气柱中上下层温度、
密度变化显著时，该式就难以直接运用，就需采用适合于较大范围气压随高度变化的关系式，
即压高方程。
（二）压高方程为了精确地获得气压与高度的对应关系，通常将静力学方程从气层底部到顶部进行积分，
即得出压高方程式中,P1,P2分别是高度 Z1和 Z2的气压值。该式表示任意两个高度上的气压差等于这两个高度间单位截面积空气柱的重量。用状态方程替换式中的 ρ,得
（ 4·4）式是通用的压高方程。它表示气压是随高度的增加而按指数递减的规律。而且在大气低层，气压递减得快，在高层递减得慢。在温度低时，气压递减得快，在温度高时，递减得慢。
利用（ 4·4）式原则上可以进行气压和高度间的换算，但直接计算还比较困难。因为在公式中指数上的子式中,g和 T都随高度而有变化，而且 R因不同高度上空气组成的差异也会随高度而变化，因而进行积分是困难的。为了方便实际应用，需要对方程作某些特定假设。比如忽略重力加速度的变化和水汽影响，并假定气温不随高度发生变化，此条件下的压高方程，称为等温大气压高方程。在等温大气中，（ 4·4）式中的 T可视为常数，于是得式中负号取消是因为将 P1和 P2的位置上下调换。从（ 4·5）式中可以看出，等温大气中，气压随高度仍是按指数规律递减的，其变化曲线见图 4·3中实线。将 T换成 t，自然对数换成常用对数，并将 g,R代入，则（ 4·5）式变成气象上常用的等温大气压高方程：
实际大气并非等温大气，所以应用（ 4·6）
式计算实际大气的厚度和高度时，必须将大气划分为许多薄层，求出每个薄层的 tm，然后分别计算各薄层的厚度，最后把各薄层的厚度求和便是实际大气的厚度。表 4·2是利用（ 4·6）
式计算的标准大气中气压与高度的对应值。
（ 4.6）式中把重力加速度 g当成常数，实际上 g随纬度和高度而有变化，要求得精确的 Z值，
还必须对 g作纬度和高度的订正。一般说，在大气低层 g随高度的变化不大，但将此式应用到
100km以上的高层大气时，就必须考虑 g的变化。
此外，（ 4·6）式是把大气当成干空气处理的，
但当空气中水汽含量较多时，就必须用虚温代替式中的气温。
假设温度直减率（ γ ）不随高度变化的大气称多元大气。若取海平面的气温为 T0，于是任意高度 Z处的气温 T=T0-γ Z。令 Z0=0，海平面气压为 P0，任意高度 Z上的气压为 Pz，应用（ 4·4）
式有
（ 4·7）式表示在多元大气中，气压随高度也是按指数规律递减的。当 γ =0.6℃/100m,
T0=273K,P0=1000hPa时，气压随高度降低的情况如图 4·3中的虚线所示。图中实线是等温大气的情况，其气压随高度的递减比多元大气慢一些。实际大气与多元大气更为接近。
二,气压随时间的变化
（ 一 ） 气压变化的原因某地气压的变化，实质上是该地上空空气柱重量增加或减少的反映，而空气柱的重量是其质量和重力加速度的乘积。重力加速度通常可以看作是定值，因而一地的气压变化就决定就决定于其上空气柱中质量的变化，气柱中质量增多了，气压就升高。质量减少了，气压就下降。空气柱质量的变化主要是由热力和动力因子引起。热力因子是指温度的升高或降低引起的体积膨胀或收缩、密度的增大或减小以及伴随的气候辐合或辐散所造成的质量增多或减少。动力因子是指大气运动所引起的气柱质量的变化，根据空气运动的状况可归纳为下列三种情况。
1.水平气流的辐合与辐散空气运动的方向和速度常不一致。有时运动的方向相同而速度不同，有时速度相同而方向各异，也有时运动的方向、速度都不相同。这样可能引起空气质量在某些区域堆聚，而在另一些地区流散。图 4·4a,c表示了各点的空气都背着同一线或同一点散开，而且前面空气运动速度快，后面的运动速度慢,显然这个区域里的空气质点会逐渐向周围流散,引起气压降低,这种现象称为水平气流辐散 。 相反,图 4·4b,d表示各点空气向着同一点或同一线集聚,而且前面空气质点运动速度慢,后面运动速度快,结果这个区域里空气质点会逐渐聚积起来,引起气压升高,这种现象称水平气流辐合 。 实际大气中空气质点水平辐合,辐散的分布比较复杂,有时下层辐合,
上层辐散,有时下层辐散,上层辐合,在大多数情况下,上下层的辐散,辐合交互重叠非常复杂 。 因而某一地点气压的变化要依整个气柱中是辐合占优势还是辐散占优势而定 。
2.不同密度气团的移动不同性质的气团,密度往往不同 。 如果移到某地的气团比原来气团密度大,
则该地上空气柱中质量会增多,
气压随之升高 。
反之该地气压就要降低 。 例如冬季大范围强冷空气南下,流经之地空气密度相继增大,地面气压随之明显上升 。 夏季时暖湿气流北上,引起流经之处密度减小,地面气压下降 。
3.空气垂直运动当空气有垂直运动而气柱内质量没有外流时,
气柱中总质量没有改变,地面气压不会发生变化 。 但气柱中质量的上下传输,可造成气柱中某一层次空气质量改变,从而引起气压变化 。
图 4·5中位于 A,B,C三地上空某一高度上 a,b、
c三点的气压,在空气没有垂直运动时应是相等的 。 而当 B点有空气上升运动时,空气质量由低层向上输送,b点因上空气柱中质量增多而气压升高 。 C地有空气下沉运动,空气质量由上层向下层输送,c点因上空气柱中质量减少而气压降低 。 由于近地层空气垂直运动通常比较微弱,以致空气垂直运动对近地层气压变化的影响也较微小,可略而不计 。
实际大气中气压变化并不由单一情况决定,而往往是几种情况综合作用的结果,而且这些情况之间又是相互联系,相互制约,相互补偿的 。
如图 4·6所示,上层有水平气流辐合,下层有水平气流辐散的区域必然会有空气从上层向下层补偿,从而出现空气的下沉运动 。 反之,则会出现空气上升运动 。 同理,在出现空气垂直运动的区域也会在上层和下层出现水平气流的辐合和辐散 。
（ 二 ） 气压的周期性变化气压的周期性变化是指在气压随时间变化的曲线上呈现出有规律的周期性波动,明显的是以日为周期和以年为周期的波动 。
地面气压的日变化有单峰,双峰和三峰等型式,其中以双峰型最为普遍,其特点是一天中有一个最高值,一个次高值和一个最低值,一个次低值 （ 图 4·7） 。 一般是清晨气压上升,
9— 10时出现最高值,以后气压下降,到 15— 16
时出现最低值,此后又逐渐升高,到 21— 22时出现次高值,以后再度下降,到次日 3— 4时出现次低值 。 最高,最低值出现的时间和变化幅度随纬度而有区别,热带地区气压日变化最为明显,日较差可达 3— 5hPa。 随着纬度的增高,
气压日较差逐渐减小,到纬度 50° 日较差已减至不到 1hPa。
气压日变化的原因比较复杂,现在还没有公认的解释 。 一般认为同气温日变化和大气潮汐密切相关 。 比如气压一日波 （ 单峰型 ） 同气温的日变化关系很大 。 当白天气温最高时,低层空气受热膨胀上升,升到高空向四周流散,引起地面减压；清晨气温最低时,空气冷却收缩,
气压相应升到最高值 。 只是由于气温对气压的影响作用需要经历一段过程,以致气压极值出现的相时落后于气温 。 同时,气压日变化的振幅同气温一样随海陆,季节和地形而有区别,
表现出陆地大于海洋,夏季大于冬季,山谷大于平原 。 气压的半日波 （ 双峰型 ） 可能同一日间增温和降温的交替所产生的整个大气半日振动周期,以及由日月引起的大气潮相关 。
至于三峰型气压波似应与一日波,半日波以及局部地形条件等综合作用有关 。
气压年变化是以一年为周期的波动,受气温的年变化影响很大,因而也同纬度,海陆性质,
海拔高度等地理因素有关 。 在大陆上,一年中气压最高值出现在冬季,最低值出现在夏季,
气压年变化值很大,并由低纬向高纬逐渐增大 。
海洋上一年中气压最高值出现在夏季,最低值出现在冬季,年较差小于同纬度的陆地 。 高山区一年中气压最高值出现在夏季,是空气受热,气柱膨胀,上升,质量增加所致,而最低值出现在冬季,是空气受冷,气柱收缩,空气下沉,高山质量减少的结果 。 见图 4·8。
（ 三 ） 气压的非周期性变化气压的非周期性变化是指气压变化不存在固定周期的波动,它是气压系统移动和演变的结果 。 通常在中高纬度地区气压系统活动频繁,
气团属性差异大,气压非周期性变化远较低纬度明显 。 如以 24h气压的变化量来比较,高纬度地区可达 10hPa,低纬度地区因气团属性比较接近,气压的非周期变化量很小,一般只有 1hPa。
一个地方的地面气压变化总是既包含着周期变化,又包括着非周期变化,只是在中高纬度地区气压的非周期性变化比周期性变化明显得多,因而气压变化多带有非周期性特征 。 在低纬度地区气压的非周期性变化比周期性变化弱小得多,因而气压变化的周期性比较显著 。 当然,遇有特殊情况下也会出现相反的情况 。
第二节 气压场气压的空间分布称为气压场 。 由于各地气柱的质量不相同,气压的空间分布也不均匀,有的地方气压高,有的地方气压低,气压场呈现出各种不同的气压形势,这些不同的气压形势统称气压系统 。
一,气压场的表示方法
（ 一 ） 等压线和等压面气压的水平分布形势通常用等压线或等压面来表示 。 等压线是同一水平面上各气压相等点的连线 。 等压线按一定气压间隔 （ 如 2.5hPa
或 5hPa） 绘出,构成一张气压水平分布图 。 若绘制的是海平面的等压线,就是一张海平面气压分布图 。 若绘制的是 5000m高空的等压线,就成为一张 5000m高空的气压水平分布图 （ 等高面图 ） 。 等压线的形状和疏密程度反映着水平方向上气压的分布形势 。
等压面是空间气压相等点组成的面 。 如
700hPa等压面上各点的气压值都等于 700hPa。
由于气压随高度递减,因而在某一等压面以上各处的气压值都小于该等压面上气压值,等压面以下各处则反之 。 用一系列等压面的排列和分布可以表示空间气压的分布状况 。
实际大气中由于下垫面性质的差异,水平方向上温度分布和动力条件的不均匀,以致同一高度上各地的气压不可能是一样的 。 因而等压面并不是一个水平面,而像地表形态一样,是一个高低起伏的曲面 。 等压面起伏形势同它附近水平面上的气压高低分布有对应关系 。 等压面下凹部位对应着水平面上的低压区域,等压面愈下凹,水平面上气压低得愈多 。 等压面向上凸起的部位对应着水平面上的高压区域，
等压面愈上凸，水平面上高压愈强大。根据这种对应关系，可求出同一时间等压面上各点的位势高度值，并用类似绘制地形等高线的方法，
将某一等压面上相对于海平面的各位势高度点投影到海平面上，就得到一张等位势高度线
（等高线）图，此图能表示该等压面的形势，
故这种图称为等压面图。见图 4·9，图中 P为等压面,H1,H2,H3… 为高度间隔相等的若干等高面，它们分别与等压面 P相截（截线以虚线表示），每条截线都在等压面 P上，所以截线上各点的气压值均相等，将这些截线投影到水平面上，便得出 P等压面上距海平面高度分别为 H1,H2,H3… 的许多等高线。 由图可见，和等压面凸起部位相对应的是由一组闭合等高线构成的高值区域，高度值由中心向外递减，同理，和等压面下凹部位相对应的是由一组团合等高线构成的低值区域，高度值由中心向外递增。因此，平面图中等高线的高、低中心即代表气压的高低中心，而且等高线的疏密同等压面的缓陡相对应，等压面陡的地方，如图中 A、
B处，对应于 A',B'处的密集等高线，等压面平缓的地方如图中 C,D处，对应于 C',D'处的稀疏等高线。
气象上等高线的高度不是以米为单位的几何高度,而是位势高度 。 所谓位势高度是指单位质量的物体从海平面 （ 位势取为零 ） 抬升到 Z高度时,克服重力所作的功,又称重力位势,单位是位势米 。 在 SI制中,1位势米定义为 1kg空气上升 1m时,克服重力作了 9.8J的功,也就是获得 9.8J/kg的位势能,即
1位势米 = 9.8J/kg
式中 H为位势高度（位势米）,Z为几何高度
（ m）,g，为纬度 φ 处的重力加速度（ m/s2）。
当 g取 9.8m/s2时，位势高度 H和几何高度 Z在数值上相同，但两者物理意义完全不同，位势米是表示能量的单位，几何米是表示几何高度的单位。由于大气是在地球重力场中运动着，时刻受到重力的作用，因此用位势米表示不同高度气块所具有的位能，显然比用几何高度要好。
气象台日常工作所分析的等压面图有 850hPa、
700hPa,500hPa以及 300,200,100hPa等,它们分别代表 1500m,3000m,5500m和 9000m、
12000m,16000m高度附近的水平气压场 。 海平面气压场一般用等高面图 （ 零高度面 ） 来分析,必要时也用 1000hPa等压面图来代替 。
二,气压场的基本型式低空气压水平分布的类型,一般从海平面图上等压线的分布特征来确定：
（ 一 ） 低气压简称低压,是由闭合等压线构成的低气压区 。 气压值由中心向外逐渐增高 。 空间等压面向下凹陷,形如盆地 。 见图 4·10a。
（ 二 ） 低压槽简称槽,是低气压延伸出来的狭长区域 。 在低压槽中,各等压线弯曲最大处的连线称槽线 。
气压值沿槽线向两边递增 。 槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷,呈下凹形 。
（ 三 ） 高气压简称高压,由闭合等压线构成,中心气压高,
向四周逐渐降低,空间等压面类似山丘,呈上凸状,见图 4·10b。
（ 四 ） 高压脊简称脊,是由高压延伸出来的狭长区域,在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线,其气压值沿脊线向两边递减,脊附近空间等压面类似地形中狭长山脊 。
（ 五 ） 鞍形气压场简称鞍,是两个高压和两个低压交错分布的中间区域 。 鞍形区空间的等压面形似马鞍 。 图
4·11。
以上几种气压水平分布型式统称气压系统 。 气压系统存在于三度空间中 。 由于愈向高空受地面影响愈小,
以致高空气压系统比低空系统要相对简单,大多呈现出沿纬向的平直或波状等高线,有时也有闭合系统如切断低压,阻塞高压 。 见图 4·12。
三,气压系统的空间结构气压系统存在于三度空间中,在静力平衡下,
气压系统随高度的变化同温度分布密切相关 。
因此气压系统的空间结构往往由于与温度场的不同配置状况而有差异 。 当温度场与气压场配置重合 （ 温度场的高温,低温中心分别与气压场的高压,低压中心相重合 ） 时,称气压系统是温压场对称 。 当温度场与气压场的配置不重合时,称气压系统是温压场不对称 。
（ 一 ） 温压场对称系统由于温压场配置重合,所以该系统中水平面上等温线与等压线是基本平行的 。 系统中包括暖性高压,冷性低压和暖性低压,冷性高压,
图 4·13。
1.暖性高压高压中心区为暖区,四周为冷区,等压线和等温线基本平行,暖中心与高压中心基本重合的气压系统 。 由于暖区单位气压高度差大于周围冷区,因而高压的等压面凸起程度随高度增加不断增大,即高压的强度愈向高空愈增强 。
2.冷性低压低压中心区为冷区,四周为暖区,等温线与等压线基本平行,冷中心与低压中心基本重合的气压系统 。 因为冷区单位气压高度差小于周围暖区,因而冷低压的等压面凹陷程度随高度高空愈增强 。
3.暖性低压低压中心为暖区,暖中心与低压中心基本重合的气压系统 。 由于暖区的单位气压高度差大于周围冷区,所以低压等压面凹陷程度随高度升高而逐渐减小,最后趋于消失 。 如果温压场结构不变,随高度继续增加暖低压就会变成暖高压系统 。
4.冷性高压高压中心为冷区,冷中心与高压中心基本重合的气压系统 。 增加而增大,即冷低压的强度愈向 因为冷区单位气压高度差小于周围暖区,
因而高压等压面的凸起程度随高度升高而不断减小,最后趋于消失 。 若温压场结构不变,随高度继续增加,冷高压会变成冷低压系统 。
由上可见,暖性高压和冷性低压系统不仅存在于对流层低层,还可伸展到对流层高层,而且其气压强度随高度增加逐渐增强,这类系统称为深厚系统 。 而暖性低压和冷性高压系统主要存在于对流层低空,称浅薄系统 。
（ 二 ） 温压场不对称系统是指地面的高、低压系统中心同温度场冷暖中心配置不相重合的系统。 这种气压系统，
中心轴线不是铅直的，而发生偏斜。地面低压中心轴线随高度升高不断向冷区倾斜，高压中心轴线随高度升高不断向暖区倾斜。北半球中高纬度的冷空气多从西北方向移来，因而低压中心轴线常常向西北方向倾斜，而高压的西南侧比较温暖，高压中心轴线多向西南方向倾斜，
见图 4·14。
大气中气压系统的温压场配置绝大多数是不对称的,对称系统是很少的,因而气压系统的中心轴线大多是倾斜的,系统的结构随高度发生改变的,气压系统的温压场结构对于天气的形成和演变有着重要影响 。
第三节 大气的水平运动和垂直运动大气的水平运动对于大气中水分,热量的输送和天气,气候的形成,演变起着重要的作用 。
一,作用于空气的力空气的运动是在力的作用下产生的。作用于空气的力除重力之外，尚有由于气压分布不均而产生的气压梯度力,由于地球自转而产生的地转偏向力，由于空气层之间、空气与地面之间存在相对运动而产生的摩擦力，由于空气作曲线运动时产生的惯性离心力。这些力在水平分量之间的不同组合，构成了不同形式的大气水平运动。
（ 一 ） 气压梯度力气压梯度是一个向量,它垂直于等压面,由高压指向低压,数值等于两等压面间的气压差
（ △ P） 除以其间的垂直距离 （ △ N）,用下式表达：
式中 GN为气压梯度,由于 △ N是从高压指向低压,△ P为负值,故经度相差一度的纬圈长度,其值约为 111km） 。
观测表明,水平气压梯度值很小,一般为 1—
3hPa/赤道度,而垂直气压梯度在大气低层可达 1/10m左右,即相当于水平气压梯度的 10万倍,因而气压梯度的方向几乎与垂直气压梯度方向一致,等压面近似水平 。
气压梯度不仅表示气压分布的不均匀程度,
而且还表示了由于气压分布不均而作用在单位体积空气上的压力 。 为了阐明这个问题,在气柱的 P和 P＋ δ P间取一小块立方体流体 （ 图
4·15）,其体积是 δ V=δ Xδ Yδ Z,Y轴平行于地面等压线,X轴指向较高气压方向,Z轴垂直向上,并与地面重力作用线平行 。
立方体周围空气对气块 B面施加的压力等于 Pδ Xδ Z（ P是这个面上号是因所取压强方向与 X方向相反 ）,因而在 X方向上,周围空气作用于立方体的净压力为此两力之和,即所以气压梯度是作用于单位体积空气上的力。
实际大气中，由于空气密度分布的不均匀，
单位体积空气块质量也是不等的。根据牛顿第二定律，在相同的气压梯度力作用下，对于密度不同的空气所产生的运动加速度是不同的，
密度小的空气所产生的运动加速度比较大，密度大的空气所产生的运动加速度比较小。 因此，
用气压梯度难以比较各地空气运动的速度。在气象上讨论空气水平运动时，通常取单位质量的空气作为讨论对象，并把在气压梯度存在时，
单位质量空气所受的力称为气压梯度式中 ρ 是空气密度,△ P是两等压面间的气压差,
△ N是两等压面间的垂直距离 。 气压梯度力的方向由高压指向低压,其大小与气压梯度 -△ P成正比,与空气密度 ρ 成反比 。 气压梯度力可以分解为水平气压梯度力 （ Gn） 和垂直气压梯度力 （ Gz）,即：
在大气中气压梯度力垂直分量比水平分量大得多,但是重力与 Gz始终处于平衡状态,因而在垂直方向上一般不会造成强大的垂直加速度。 而水平气压梯度力虽小，由于没有其它实质力与它相平衡，在一定条件下却能造成较大的空气水平运动。
通常,在同一水平面上,密度随时间,地点变化不很明显,因此水平气梯度力相比较时,ρ 的差异才需要考虑 。 实际大气中经常出现的数据是,ρ
这种气压梯度力持续作用 3h，可使风速由零增大到 7.6m/s。可见气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力。
（二）地转偏向力空气是在转动着的地球上运动着,当运动的空气质点依其惯性沿着水平气压梯度力方向运动时,对于站在地球表面的观察者看来,空气质点却受着一个使其偏离气压梯度力方向的力的作用,这种因地球绕自身轴转动而产生的非惯性力称为水平地转偏向力或科里奥利力 。 在大尺度的空气运动中,地转偏向力是一个非常重要的力 。
为了阐明地球自转产生偏向力的原因，先做一个实验。取一个圆盘并让它作逆时针旋转
（图 4·16），同时取一小球让它从圆盘中心 O点向 OB方向滚去。水平方向上如果没有外力作用于小球，则小球保持着惯性沿 OB直线匀速地滚动着，圆盘的转动对小球运动的方向和速度都没有影响。但当小球自
O点沿 OB方向滚动到圆盘边缘的时间里，站在圆盘上 A点的人也随圆盘一起转动，并由 A移到 A'位置上。 如观察者以其立足的圆盘作为衡量物体运动的参照标准，在他看来，小球并没有作直线运动向他滚来，而是作曲线运动向右
（沿小球运动方向看）偏移到 A的位置上了，
如图 4·16中虚线所示。按牛顿运动定律，这种看来向右偏转。好像是小球在作直线运动时，
时刻受到的一个同它运动方向相垂直并指向其右方的作用力，就是由于圆盘转动所产生的偏向力，也就是随圆盘一起转动的观察者所观察到的力。这种力是假想的，事实上并无任何物体作用于小球来产生这个力，只是为了要在一个非惯性系里以牛顿定律来解释所观察到的现象而引进的一个假想力。
为了计算由地转偏向力所引起的相对加速度
α,假设小球运动的速度是 V,从 O点出发经过时间 t到达 A点,它的位移为 OA=Vt。 与此同时,
圆盘逆时针转动了角 ∠ AOA',圆盘转动的角速度为 ω,在 t秒钟内转过的角度 ∠ AOA'=ωt。 以
S表示小球偏离的距离,并且近似等于,如略去其差别,则 S==OA× ∠AOA',
以 OA=Vt,∠ AOA'=ωt代入上式,则 S=Vωt2，
圆盘上偏向力表达式表明,A的大小等于圆盘的角速度 ω与小球运动速度 V的乘积的两倍 。
A的方向垂直于转动轴,也垂直于相对速度 V，
指向 V的右侧 。
地球不停地绕地轴以角速度 ω从西向东自转,生活在地球上的人和上述圆盘上的人很相似会很自然地以转动的地表作为衡量物体运动的标准,所不同的是转动的球体表面更为复杂 。
然而圆盘非常相似地球极点的地平面 。
在北极,地平面绕其垂直轴 （ 地轴 ） 的角速度恰好等于地球自转的角速度 ω。 转动方向也是逆时针的 。 因而在北极,单位质量空气受到的水平地转偏向力与空气运动方向垂直,并指向它的右方,大小等于 2Vω。
在赤道,地球自转轴与地表面的垂直轴正交,
表明赤道上的地平面不随地球自转而旋转,因而赤道上没有水平地转偏向力 。
在北半球的其它纬度上,地球自转轴与地平面垂直轴的交角小 于 90°,因而任何一地的地平面都有绕地轴转动的角速度 。 见图
4·17,图上 ω表示绕地轴转动的角速度,
AC表示 A点地平面的垂直轴 。 由于 ∠ AOD
=φ,所以 ∠ ABC=φ,ω在地平面垂直轴方向的分量为 ω1（ ωsinφ ） 。 根据圆盘转动速度所得的公式 α =2Vω,可以得出任何纬度上作用于单位质量运动空气上的偏向力为：
A=2Vωsinφ
在南半球,由于地平面绕地轴按顺时针方向转动,因而地转偏向力指向运动物体的左方,
其大小与北半球同纬度上的地转偏向力相等 。
地转偏向力只是在空气相对于地面有运动时才产生,空气处于静止状态时没有地转偏向力作用 。 而且地转偏向力只改变气块运动方向而不能改变其运动速度 。 在风速相同情况下它随纬度减小而减小 。 见表 4·3。
（ 三 ） 惯性离心力惯性离心力是物体在作曲线运动时所产生的，由运动轨迹的曲率中心沿曲率半径向外作用在物体上的力。这个力是物体为保持沿惯性方向运动而产生的，因而称惯性离心力。惯性离 心力同运动的方向相垂直，自曲率中心指向外缘（图 4·18），其大小同物体转动的角速度
ω的平方和曲率半径 r
（ 4·10） 式表明惯性离心力 C的大小与运动物体的线速度 V的平方成正比,与曲率半径 r成反比 。
实际上,空气运动路径的曲率半径一般都很大,从几十千米到上千千米,因而空气运动时所受到的惯性离心力一般比较小,往往小于地转偏向力 。 但是在低纬度地区或空气运动速度很大而曲率半径很小时,也可以达到较大的数值并有可能超过地转偏向力 。
惯性离心力和地转偏向力一样只改变物体运动的方向，不改变运动的速度。
（ 四 ） 摩擦力是两个相互接触的物体作相对运动时,接触面之间所产生的一种阻碍物体运动的力 。 大气运动中所受到的摩擦力一般分为内摩擦力和外摩擦力 。
内摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接触的两个空气层之间产生的一种相互牵制的力,
它主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变,
也称湍流摩擦力 。 其数值很小,往往不予考虑 。
外摩擦力是空气贴近下垫面运动时,下垫面对空气运动的阻力 。 它的方向与空气运动方向相反,大小与空气运动的速度和摩擦系数成正比,其公式为
R = -kV （ 4·11）
式中 R为摩擦力,k为摩擦系数,V为空气运动速 度 。 内摩擦力与外摩擦力的向量和称摩擦力 。 摩擦力的大小在大气中的各个不同高度上是不同的,以近地面层 （ 地面至 30— 50m） 最为显著,高度愈高,作用愈弱,到 1— 2km以上,
摩擦力的影响可以忽略不计 。 所以,把此高度以下的气层称为摩擦层 （ 或行星边界层 ）,此层以上称为自由大气层 。
上述四个力都是在水平方向上作用于空气的力，它们对空气运动的影响是不一样的。一般来说，气压梯度力是使空气产生运动的直接动力，是最基本的力。其它力是在空气开始运动后产生和起作用的，而且所起的作用视具体情况而有不同。地转偏向力对高纬地区或大尺度的空气运动影响较大，而对低纬地区特别是赤道附近的空气运动，影响甚小。惯性离心力是在空气作曲线运动时起作用，而在空气运动近于直线时，可以忽略不计。摩擦力在摩擦层中起作用，而对自由大气中的空气运动也不予考虑。地转偏向力、惯性离心力和摩擦力虽然不能使空气由静止状态转变为运动状态，但却能影响运动的方向和速度。气压梯度力和重力既可改变空气运动状态，又可使空气由静止状态转变为运动状态。
（ 五 ） 大气运动方程大气运动方程是描述作用于空气微团上的力与其所产生的加速度之间关系的方程 。 根据牛顿第二定律,物体所受的力等于质量和加速度的乘积,即 F=ma,F为物体所受的力,是各个作用力的总和 。 单位质量空气运动方程的一般形式为以 FX,FY,FZ分别表示作用力在标准坐标系 X、
Y,Z三个方向 （ X指向东,Y指向北,Z指向天顶 ）
上的投影,则式中 u,v,w分别为 V在 X,Y,Z三个方向上的分量 。
将 G,A,R,g值代入上式,简化后的运动方程为在空气作大规模水平运动中,大气近似于静力平衡,因而上式中的垂直运动项可以略去 。
在自由大气中,R也可略去 。 上式可写成这是研究自由大气运动时被广泛应用的运动方程式 。 方程中第三式是静力平衡方程 。
二,自由大气中的空气水平运动观测表明,自由大气中大尺度空气水平运动近似于稳定,水平运动 。 表明空气运动是在气压梯度力和地转偏向力 （ 曲线运动时,还有惯性离心力 ） 作用下运动着 。
（ 一 ） 地转风地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时,
空气作等速,直线的水平运动,其式为地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直,
即平行于等压线 。 因而,若背风而立,在北半球高压在其右方,在南半球,高压在其左方,
此称风压律 。
表 4·4说明,地转风速随纬度增高而减小 。 但实际观测到的地转风速却是高纬度地区大于低纬度地区 。 这是由于高纬度的气压梯度值远远大于低纬度的缘故 。
由于地转风是 G和 A达到平衡时的空气水平运动,因而是稳定的直线运动,风向与等压线平行,等压线也是相互平行的,见图 4·19。 严格说,等压线还应平行于纬圈,因为地转偏向力随纬度有变化,只有等高线平行于纬线时才能达到处处气压梯度力与地转偏向力相平衡,
以获得稳定的直线运动 。 实际大气中,这种严格的理论上的地转风是很少存在的 。 中高纬度自由大气中的实际风与地转风十分相近,水平运动基本上是地转的 。 在低纬度地转偏向力很小,地转风的概念已不适用 。
（ 4·15） 式是等高面上的地转风公式,由于 ρ 随高度有很大变化,因而在比较某地不同高度上的地转风时,不仅要比较上,下层气压梯度的大小,同时还要知道 ρ 值随高度的变化,这给实际工作带来极大不便 。 如果应用等压面图来代替等高面图,问题就容易解决,因为在等压面图上水平气压梯度力
（ 4·16）式中已经不出现 ρ，地转风直接与等压面上的位势梯度成正比，与纬度的正弦成反比。对于一地来说，纬度相同，只要比较各层等压面图上的等高线疏密程度，就可确定各层风速的大小。
（ 二 ） 梯度风当空气质点作曲线运动时,除受气压梯度力和地转偏向力作用外,还受惯性离心力的作用,
当这三个力达到平衡时的风,称为梯度风 。
由于作曲线运动的气压系统有高压和低压之分,
而且在高压和低压系统中,力的平衡状况不同,
其梯度风也各不相同 。
将 G,A,C的表达式代入上式，得高压梯度风风速 Vac，
（ 4·17）式和（ 4·18）式根号前都有正负两个符号，可得两个根。但这样,低压梯度风风速式根号前符号应取正号,
即高压梯度风风速式根号前符号应取负号,即在北半球,低压中的梯度风必然平行于等压线,绕低压中心作逆时针旋转 。 高压中梯度风平行于等压线绕高压中心作顺时针旋转 。 南半球则相反 。
不同条件下的梯度风风速 。 见表 4·5,表 4·6。
另外,在低纬度地区或小尺度低压中,如果气压梯度力和惯性离心力都由于这种风已不再考虑 A的影响，因而其风向既可按顺时针方向吹，又可按逆时针方向吹。
龙卷风就具有旋衡风的性质，这在实际大气中是存在的。
梯度风与地转风既有共同点,又有相异处,
两者都是作用于空气质点的力达到平衡时的风 。
梯度风考虑了空气运动路径的曲率影响,它比地转风更接近于实际风 。
在研究自由大气中大尺度空气运动时，地转风或梯度风这两种平衡关系是基本上适应的，
尤其在中高纬度，它们概括了自由大气中风场和气压场的基本关系，在气象上有很大实用价值。 但实际自由大气中的空气运动并不完全与地转风或梯度风相吻合，各个作用力的平衡关系也只是相对的、暂时的，平衡关系经常会遭到破坏。这是因为空气运动的路径不会是直线的，也不会是圆形或曲线，结果气压梯度力便随着时间和空间在发生变化。同时，空气运动也不会总是平行于纬圈，常常有穿越纬圈的运动，其风速也随之发生相应变化。由上可见，
即使一开始空气所受的力达到平衡，而随着时间和空间的变化，力的平衡关系会遭到破坏，
出现非平衡下的实际风。实际风与地转风、
梯度风之间便出现偏差,形成所谓偏差风 。 正是由于偏差风出现,促使风场与气压场相互调整,
建立新的平衡关系,新的平衡又在新的风压条件下遭到破坏 。 空气运动就是从不平衡到平衡,
又从平衡到不平衡的过程 。 地转风和梯度风只不过是与实际风相近似的一种暂时达到平衡状态的应具有的风速值 。
（ 三 ） 自由大气中风随高度的变化大量高空探测资料表明,不同高度上的风向,
风速是不一致的,风随高度有着明显变化 。
自由大气中风随高度的变化同气压场随高度的变化密切相关 。 而气压随高度递降的快慢又与大气柱中的平均温度有关 。 在暖气柱中,气压随高度增加而降低得慢,即单位气压高度差大,
而在冷气柱中,气压随高度增加而降低得快,
即单位气压高度差小 。 因此,假若等压面在低层是水平的 （ 气压梯度为零 ）,而由于气柱中平均温度在水平方向上有差别,到高层以后,
等压面就会出现倾斜,暖区一侧等压面抬起,
冷区一侧等压面降低,结果使高层水平面上的气压值不相等,出现了由暖区指向冷区的气压梯度力,从而产生了平行于等温线的风,而且气层中平均温度梯度愈大,高层出现的风也愈大,
这种由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在铅直热成风的大小与气层内平均温度梯度以及气层的厚度成正比,与科氏参数 （ f） 成反比 。 热成风的方向与平均等温线相平行,在北半球背热成风而立,高温在右,低温在左,南半球则反 。
热成风风速的表达式为式中 Tm为气层平均温度,f为地转参数,g为重力加速度,Z1,Z2为下,上层的高度 （ 图 4·21,图
4·22） 。
在平衡条件下,自由大气中风随高度的变化主要与气层中的温度场有关 。 根据气层中水平温度场与气压场间的不同配置情况,风随高度的变化会有下列几种基本形式 。
1.等温线与等压线平行出现于温压场对称系统 。 根据风随高度变化状况可分为两类：一类是高压区与高温区相对应的系统,其低层风向与热成风风向一致,因而其风速随高度逐渐增大,风向不改变 （ 图
4·23） 。 另一类是高压区与低温区相重合的系统 。 由于高压区对应着冷区,低层风向与热成风方向相反 。 因而低层风速随高度逐渐减小,
风向不变,到某一高度风速减小到零 。 再向高空,风速随高度增大,而风向则与低层相反,即发生 180° 转变,
同热成风风向一致 （ 图 4·24） 。
2.等压线与等温线相交出现于温压场不对称系统 。 在这种系统中风随高度的变化状况也分为两类,一类是等压线与等温线相交而有冷平流 （ 图 4·25）,低层风从冷区吹愈到高层,风向与热成风风向愈接近 。
另一类是等压线与等温线相交而有暖平流
（ 图 4·26）,低层风从暖区热成风愈接近。
在自由大气中,随着高度的增高,不论风向如何变化,高层风总是愈来愈趋向于热成风,
这个结论与实际情况是相符的 。 比如北半球的对流层中,温度分布大致是南暖北冷,并且在纬度 30° 附近温度梯度最大,因而在对流层上层总是以西风为主 （ 热成风是西风 ）,并在纬度 30° 附近上空出现最大的西风风速区,称为西风急流 。
上层地转风与下层地转风的矢量差 。 地转风是作用力平衡情况下的风,所以热成风也是平衡状态下的风差 。 研究和了解热成风有助于揭示自由大气中风随高度变化的基本规律,以及大气平衡条件下的气压场,风场,温度场间的相互关系 。
三,摩擦层中空气的水平运动在摩擦层中,空气的水平运动因受摩擦力作用,不仅风速减弱,风向受到干扰,而且破坏了气压梯度力与地转偏向力间的平衡关系,表现出气流斜穿等压线,从高压吹向低压的特征 。
（ 一 ） 地面摩擦力对风的影响如果地面层等压线为平行直线时,空气质点受到气压梯度力 （ G）,地转偏向力 （ A） 和地面摩擦力 （ R） 的共同作用 。 当三个力达到平衡时,便出现了稳定的地面平衡风 （ 图 4·27） 。
由于摩擦力 （ 主要是外摩擦力 ） 对风的阻滞作用,
使平衡风的风速比原气压场中相应的地转风的风速要减小,进而使地转偏向力也相应减小 。
结果减小后的地转偏向力和摩擦力的合力与气压梯度力相平衡时的风,斜穿等压线,由高压吹向低压 。 其风速大小与气压梯度力成正比,
而与地面摩擦系数成反比 。 摩擦层中风场与气压场的关系为：在北半球背风而立,高压在右后方,低压在左前方,此即白贝罗风压定律 。
至于风向偏离等压线的角度 （ α ） 和风速减小的程度,则取决于摩擦力的大小 。 摩擦力愈大,
交角愈大,风速减小得愈多 。 据统计,
在中纬度地区,陆地上的地面风速 （ 10— 12m高度上的风速 ） 约为该气压场所应有地转风速的
35— 45％,在海洋上约为 60— 70％ 。 风向与等压线的交角,在陆地上约为 25° — 35°,在海洋上约为 10° — 20° 。
在等压线弯曲的气压场中,例如闭合的高压和低压中,由于地面摩擦力的作用,风速比气压场中所应有的梯度风风速要小,风斜穿等压线吹向低压区 。 所以,低压中的空气是一面旋转,一面向低压中心辐合 。 高压中空气则是一面旋转,一面从高压中心向外辐散 （ 图 4·28） 。
（ 二 ） 摩擦层中风随高度的变化在摩擦层中风随高度的变化,既受摩擦力随高度变化的影响,又受气压梯度力随高度变化的影响 。 假若各高度上的气压梯度力都相同,
由于摩擦力随高度不断减小,其风速将随高度增高逐渐增大,风向随高度增高不断向右偏转
（ 北半球 ）,到摩擦层顶部风速接近于地转风,
风向与等压线相平行 。
根据理论计算和实测资料,可以得到北半球摩擦层中在不考虑气压梯度力随高度改变时,
风随高度变化的图像 （ 如图 4·29） 。 图中 V1,V2、
V3… 代表自地面起各高度的风向,风速矢量,接连各风矢量终点的平滑曲线,称为埃克曼螺线,是风速矢端迹图 。
实际上,气压梯度力随高度也在改变,因而摩擦层中风的变化并不完全符合上述规律,需要根据热成风原理,用矢量合成方法进行修正 。
（ 三 ） 风的日变化和风的阵性
1.风的日变化近地面层中，风存在着有规律的日变化。
白天风速增大，午后增至最大，夜间风速减小，
清晨减至最小。而摩擦层上层则相反，白天风速小，夜间风速大。这是因为在摩擦层中，通常是上层风速大于下层。白天地面受热，空气逐渐变得不稳定，湍流得以发展，上下层间空气动量交换增强，使上层风速大的空气进入下层，致下层风速增大，风向向右偏转。 同理，
下层风速小的空气进入上层，造成上层风速减小，风向向左偏转。午后湍流发展旺盛，下层风速增至最大值，风向右偏最多，上层风速减到最小值，风向左偏最多，这时上下层风的差异最小。夜间湍流减弱，下层风速变小、风向左偏，上层风速增大、风向右偏。上层与下层的分界线随季节而有变化，夏季湍流最强，可达 300m，冬季湍流最弱，低至 20m，平均约 50—
100m。风的日变化，晴天比阴天大，夏季比冬季大，陆地比海洋大。当有强烈天气系统过境时，日变规律可能被扰和或被掩盖。
2.风的阵性是指风向变动不定,风速忽大忽小的现象 。
它是因大气中湍流运动引起的 。 当大气中出现强烈扰动时,空气上下层间交换频繁,这时与空气一起移动的大小涡旋可使局部气流加强,
减弱或改变方向 。 图 4·30中的实箭头表示大范围气流的方向,虚箭头表示水平涡旋中气流的方向 。 在 A处两者同向,使风速增大,在 B处两者反向,使风速减小,在 C处和 D处两者垂直,
风向发生向左或向右偏转 。 对于一定地点来说,
随着涡旋的过往,该地的风速就会忽大忽小,
风向有忽左忽右的变化 。
风的阵性在摩擦层中经常出现,特别是山区更甚 。
随着高度的增高,风的阵性在逐渐减弱 。 以夏季和午后最为明显 。
四,空气的垂直运动大气运动经常满足静力学方程,基本上是准水平的,因而空气的垂直运动速度很小,一般仅为水平速度的百分之一,甚至千分之一或更小 。 然而垂直运动却与大气中云雨的形成和发展及天气变化有着密切关系 。
（ 一 ） 对流运动对流运动是由于某团空气温度与周围空气温度不等而引起的 。 当某空气团的温度高于四周空气温度时,气团获得向上浮力产生上升运动,
升至上层向外流散,而低层四周空气便随之辐合以补充上升气流,这样便形成了空气的对流运动 。 对流运动的高度,范围和强度同上升气团的气层稳定度有关 。 大气中这种热力对流的水平尺度多在 0.1— 50km,是温暖的低,中纬度地区和温暖季节经常发生的空气运动现象 。
它的规模较小,维持时间短暂,但对大气中热量,
水分,固体杂质的垂直输送和云雨形成,天气发展演变具有重要作用 。
（ 二 ） 系统性垂直运动是指由于水平气流的辐合,辐散,暖气流沿锋面滑升以及气流受山脉的机械,阻滞等动力作用所引起的大范围,较规则的上升或下降运动 。 这种运动垂直速度很小,但范围很广,并能维持较长时间,对天气的形成和演变产生着重大影响 。
大气是连续性流体，当空气发生水平辐合运动时，位于辐合气流中的空气必然受到侧向的挤压，便从上侧面或下侧面产生上升或下降气流。同理，当空气向四周辐散时，在垂直方向上也会产生下沉或上升气流以补偿辐流气流的流散。
在系统性的垂直运动中,上升区或下降区的范围可达几百至几千千米,而升降速度却只有
1— 10cm/s。 然而,这样的升降速度在持续较长的时间里 （ 例如一昼夜 ）,空气在垂直方向上可以移动数百米至数千米,对天气的形成和变化有很大影响 。
系统性垂直运动的发生往往同天气系统相联系。例如与高压、低压、槽、脊以及锋面等有密切关系。
第四节 大气环流大气环流是指大范围的大气运动状态 。 其水平范围达数千千米,垂直尺度在 10千米以上,
时间尺度在 1— 2日以上 。 大气环流反映了大气运动的基本状态,并孕育和制约着较小规模的气流运动 。 它是各种不同尺度的天气系统发生,
发展和移动的背景条件 。
一,大气环流形成的主要因素
（ 一 ） 太阳辐射作用大气运动需要能量，而能量几乎都来源于太阳辐射的转化。大气不仅吸收太阳辐射、地面辐射和地球给予大气的其它类型能量，同时大气本身也向外放射辐射。然而这种吸收和放射的差额在大气中的分布是很不均匀的，沿纬圈平均在 35° S— 35° N之间是辐射差额的正值区，即净得能量区。由 35° S向南和由 35° N向北是辐射差额的负值区，即净失能量区。这样自赤道向两极形成了辐射梯度，并以中纬度地区净辐射梯度最大。净辐射梯度分布引起了地球上高、低纬度间的大气热量收支不平衡，使大气中出现了有效位能，形成了向极的温度梯度。大气是低粘性、可压缩流体，温度和气压的改变可能引起膨胀或收缩。结果，低纬大气因净得热量不断增温并膨胀上升，极地大气因净失热量不断冷却并收缩下沉。在这种温度梯度下，为保持静力平衡，对流层高层必然出现向极地的气压梯度，低层出现向低纬的气压梯度。假设地球表面性质均一和没有地转偏向力，
则气压梯度力的作用将使赤道和极地间构成一个大的理想的直接热力环流圈，见图 4·31。环流使高低纬度间不同温度的空气得以交换，
并把低纬度的净收入热量向高纬度输送,以补偿高纬热量的净支出,从而维持了纬度间的热量平衡 。 因此,太阳辐射对大气系统加热不均是大气产生大规模运动的根本原因,而大气在高低纬间的热量收支不平衡是产生和维持大气环流的直接原动力 。
（ 二 ） 地球自转作用大气是在自转的地球上运动着，地球自转产生的偏转力迫使运动空气的方向偏离气压梯度力方向。
在北半球,气流向右偏转,结果使直接热力环流圈中自极地低空流向赤道的气流偏转成东风,
而不能迳直到达赤道；同样,自赤道高空流向极地的气流,随纬度增高,偏转程度增大,逐渐变成与纬圈相平行的西风 。 可见,在偏转力的作用下,理想的单一的经圈环流,既不能生成也难以维持,因而形成了几乎遍及全球 （ 赤道地区除外 ） 的纬向环流 。 纬向风带的出现,
阻挡着经向气流的逾越,引起某些地区空气质量的辐合和一些地区空气质量的辐散,使一些地区的高压带和另一些地区的低压带得以形成和维持 。 结果,全球气压水平分布在热力和动力因子作用下,呈现出规则的纬向气压带,而且高低气压带交互排列 （ 图 4.34） 。 而气压带的生成和维持又是经圈环流形成的必需条件 。 因而地球自转是全球大气环流形成和维持的重要因子 。
（ 三 ） 地表性质作用地球表面有广阔的海洋,大片的陆地,陆地上又有高山峻岭,低地平原,广大沙漠以及极地冷源,因此是一个性质不均匀的复杂的下垫面 。 从对大气环流的影响来说,海陆间热力性质的差异所造成的冷热源分布和山脉的机械阻滞作用,都是重要的热力和动力因素 。
海洋与陆地的热力性质有很大差异。夏季，
陆地上形成相对热源，海洋上成为相对冷源；
冬季，陆地成为相对冷源，海洋却成为相对热源。这种冷热源分布直接影响到海陆间的气压分布，使完整的纬向气压带分裂成一个个闭合的高压和低压。同时，冬夏海、陆间的热力差异引起的气压梯度驱动着海陆间的大气流动，
这种随季节而转换的环流是季风形成的重要因素。北半球陆地辽阔，海陆东西相间分布，在冬季，大陆是冷源，纬向西风气流流经大陆时，
气流温度逐渐降低，直到大陆东岸降到最低，
气流东流入海后，因海洋是热源，气温不断升温，直到海洋东缘温度升到最高，这样便形成了图 4·32所示的温度场。即大陆东岸成为温度槽，大陆西岸形成温度脊。夏季时，温度场相反，大陆东岸为温度脊，大陆西岸为温度槽。
根据热成风原理，与温度场相适应的高空气压场则是，冬季大陆东岸出现低压槽，西岸出现高压脊，夏季时相反。
可见，海陆东西相间分布对高空环流形势的建 立和变化有明显影响。
地形起伏,尤其是大范围的高原和高大山脉对大气环流的影响非常显著,其影响包括动力作用和热力作用两个方面 。 当大规模气流爬越高原和高山时,常常在高山迎风侧受阻,造成空气质量辐合,形成高压脊,在高山背风侧,则利于空气辐散,形成低压槽 。 东亚沿岸和北美东岸,冬半年经常存在的高空大槽,虽然其形成同海陆温差有关,但同西风气流爬越巨大青藏高压和落基山的动力减压亦有一定关系 。 如果地形过于高大或气流比较浅薄,则运动气流往往不能爬越高大地形,而在山地迎风面发生绕流或分支现象,在背风面发生气流汇合现象 。
地形对大气的热力变化也有影响 。 比如青藏高原相对于四周自由大气来说,夏季时高原面是热源,冬季时是冷源,这种热力效应对南亚和东亚季风环流的形成,发展和维持有重要影响 。
夏季极冰的冷源作用改变了太阳总辐射所形成的夏季经向辐射梯度,使对流层大气的夏季热源仍维持在低纬,冷源维持在高纬极区,这种夏季极冰冷源作用是影响大气环流运动的又一重要因素 。
由上可见,海陆和地形的共同作用,不仅使低层大气环流变得复杂化,而且也使中高层大气环流有在特定地区出现平均槽,脊的趋势 。
（ 四 ） 地面摩擦作用大气在自转地球上运动着,与地球表面产生着相对运动 。 相对运动产生着摩擦作用,而摩擦作用和山脉作用使空气与转动地球之间产生了转动力矩 （ 即角动量 ） 。 角动量在风带中的产生,损耗以及在风带间的输送,平衡,对大气环流的形成和维持具有重要作用 。
角动量为空气质点旋转速度与它到旋转轴距离的乘积 。 单位质量空气相对于地轴运动的角动量公式为
ω为地球自转角速度,R为地球半径,u为大气纬向风速,为纬度 。
式中第一项表示当空气和地球一起以 ω角速度旋转时所具有的角动量,又称 ω角动量 。 第二项为大气相对于地球运动的角动量,又称 u角动量 。
地球上的气流基本上呈纬向流动着，在中高纬度主要是西风带，低纬度是广阔东风带。
在西风带地球通过摩擦作用给大气一个自东向西的转动力矩，所以西风带中大气将损耗西风角动量而地球将获得西风角动量。在东风带地球通过摩擦作用给大气一个自西向东的转动力矩，所以在东风带中大气获得地球给予的西风角动量，而地球将支出西风角动量。 照此下去，
西风带因不断损耗西风角动量，近地层西风要减弱；东风带因不断获得西风角动量，近地层东风也要减弱。然而长期观测事实证明，东、
西风带的平均风速没有发生明显变化，地球自转速度也没有发生变化。这表明大气中的角动量是守恒的，东、西风带由地球获得或损耗的西风角动量是相等的。同时也表明大气中必有一种从东风带向西风带输送西风角动量的过程存在。
角动量的输送包括水平和垂直输送 。 水平输送主要通过平均纬向环流上叠加的大型涡旋 （ 槽线呈东北 -西南向 ） 和平均经向风速来完成 u角动量的输送 。 垂直输送主要靠平均经圈环流来实现 。 ω角动量随纬度有变化,纬度愈低,ω角动量愈大 。 在低纬经向环流圈中,赤道上升气流向上携带的 ω角动量大于纬度 30° 附近下沉气流向下携带的 ω角动量,因而有净余的 ω角动量向上输送 。 赤道上空获得的 ω角动量向北运行时,在绝对角动量守恒定律支配下,转化为 u角动量以补充大型涡旋向北输送 u角动量的需要 。 同理,中纬逆环流圈中靠极一侧上升气流向上携带较小 ω角动量,而靠低纬一侧下沉气流向下携带较大 ω角动量,结果有净余 ω角动量向下输送,然后在低空于向北运动中转化为 u角动量,补充地面西风带的损耗 。 通过角动量输送过程保持了东,西风中角动量平衡,使东,西风带能够长期维持稳定状态 。 由上可见,
地面摩擦作用是大气环流中纬向环流与经圈环流形成和维持的重要因素 。
大气环流的形成和维持,除以上因子外,还同大气本身的特殊性质有联系 。
二,大气环流平均状况大气运动状态千变万化 。 为了从这些随时间和空间不断变化的复杂环流状态中找出大气环流的主要规律,通常采用求平均的方法,即对时间求平均,滤去所取时间内环流随时间的变化,显现出大气环流中比较稳定的特征,对空间求平均,滤去各经度间的环流差异,显现出各纬圈上环流的基本特征 。
（ 一 ） 平均纬向环流大气环流最基本的状态是盛行着以极地为中心的旋转的纬向环流,也就是东,西风带 。
对流层的中上层,除赤道地区有东风外,各纬度几乎是一致的西风,而且西风跨越的纬距随着高度在扩大 。 这是对流层中,上层由低纬指向高纬的经向温度所决定的 。
近地面层的纬向环流分布见图 4·34,特征如下：
（ 1） 高纬地区,冬夏季都是一层很浅薄的东风带,称极地东风带 。 主要分布在北大西洋低压和北太平洋低压的向极一侧,其厚度,强度都是冬季大于夏季 。
（ 2）中纬地区,从地面向上都是西风，称盛行西风带。西风带在纬距上的宽度随高度而增大。
西风风速自地面向上直至 200hPa，差不多是增加的，到对流层顶附近形成一个强西风中心。
北半球冬季西风风速大于夏季。由于经常受到随基本气流向东移动的高压和低压的影响，西风的风向和强度会发生很大变化；而且巨大的大陆面积、不规则的地形以及气压型式的季节变化往往又使西风气流变得不十分清楚。南半球由于广阔的海洋抑制了静止气压系统的发展，
西风风速比北半球要强，风向也更为稳定。
（ 3）低纬地区,自地面到高空是深厚的东风层，称热带东风带或信风带。它是纬向风带中风向最为稳定、风速较大（平均风速 4—
8m/s）、活动范围广阔（几乎占全球的一半）
的风带。
此外,北半球夏季,在南亚和非洲出现西风系统,称赤道西风带,其厚度从 2— 3km（ 非洲 ） 到 5— 6km（ 印度洋 ） 。
（ 二 ） 平均水平环流水平环流是指纬向环流受到扰动 （ 主要是地球表面海陆分布以及地面摩擦和大地形作用所引起 ） 后发展起来的槽,脊和高,低压环流 。
在北半球对流层中,高层的平均水平环流形式是西风带上存在着大尺度的平均槽,脊 。 1月份 500hPa等压面图上西风带有三个平均槽,即位于亚洲东岸 140° E附近的东亚大槽,北美东岸 70° — 80° W附近的北美大槽,和乌拉尔山西部的欧洲浅槽 。 在三槽之间并列着三个脊,脊的强度比槽弱得多 。 7月份,西风带显著北移,槽脊的位置也发生很大变动,即东亚大槽东移入海,原欧洲浅槽已不存在,并变为脊,而欧洲西岸和贝加尔湖地区各出现一个浅槽,北美大槽位置基本未动 。
对流层上层 300hPa平均图上 （ 图略 ） 的环流形势与中层 500hPa平均图大体相似,只是西风范围更扩大,风速更增强 。 冬季时,三槽形势非常清楚 。 夏季时,槽,脊明显减弱 。 在副热带地区有深厚的高压带,其位置,范围,强度都随季节有变化 。
在中高纬的对流层低层,由于地表海陆性质差异和地表起伏不平所引起的热力,动力变化,
使环流沿纬圈的不均匀性更加显著,水平环流在月平均海平面气压分布图上主要表现为一个个巨大的高,低压系统 。 1月份北半球中高纬度沿纬圈有两个大低压,一个在北太平洋的阿留申群岛附近,中心强度为 1000hPa左右 。 另一个在北大西洋的冰岛附近,中心强度为 997hPa。
还有两个冷高压,一个是欧亚大陆上的强大西伯利亚高压,中心强度为 1035hPa。 另一个是北美大陆上的北美 （ 加拿大 ） 高压,中心强度
1020hPa。 副热带的高压有两个主要中心,
一个在太平洋,一个在大西洋,范围甚小,强度较弱 。 南半球副热带高压分裂成三个高压中心,
分别位于南太平洋,印度洋和南大西洋上,中心气压值都在 1018hPa左右 。 而在澳大利亚大陆,
非洲南部和南美南部分别形成几个小低压,中心气压值在 1006— 1009hPa。
7月份,北半球大陆上发展了两个低压,即亚洲南部低压和北美西南部低压,中心强度分别为 997hPa和 1011hPa。 原在海洋上势力很强的阿留申低压和冰岛低压仍然存在,但强度已大为减弱,甚至几乎消失了,而海洋上的北太平洋高压 （ 夏威夷高压 ）,北大西洋高压 （ 亚速尔高压 ） 强度增强,范围扩大,位置北移,中心气压值增至 1027hPa左右 。 南半球高压带几乎环绕全球,中心气压值可超过 1020hPa。
以上冬,夏季在平均气压图上出现的大型高,
低压系统,称为大气活动中心 。 其中北半球海洋上的太平洋高压,大西洋高压,阿留申低压,
冰岛低压常年存在,只是强度,范围随季节有变化,称为常年活动中心 。 而陆地上的南亚低压 （ 印度低压 ）,北美低压,西伯利亚高压,
北美高压等只是季节性存在,称为季节性活动中心 。 活动中心的位置和强弱反映了广大地区大气环流运行的特点,其活动和变化对其附近甚至全球的大气环流,对高低纬间,海陆间水分热量交换,对天气,气候形成演变起着重要影响 。
（ 三 ） 平均经圈环流是指在南北向沿经圈的垂直剖面上,由风速的平均北,南分量和垂直分量构成的平均环流圈 。 在大气运动满足静力平衡和准地转平衡条件下,除低纬度以外,上述风速的南北分量和垂直分量都很小,因而经圈环流同纬圈环流相比要弱得多 。 从图 4·39可见,北半球有三个经向环流圈,即 ① 低纬环流圈,是一个直接热力环流圈 （ 正环流圈 ）,是 G,哈 得 莱
（ G.Hadley） 最先提出的,故又称哈得莱环流圈 。
② 中纬环流圈,是间接热力环流圈 （ 逆环流圈 ）,是费雷尔最先提出的,故又称费雷尔环流圈 。 ③ 高纬环流圈,又称极地环流圈,也是一个直接热力环流圈,是三个环流圈中环流强度最弱的一个 。
经向环流圈都有季节性移动 。 在北半球,夏季时向北移,冬季时向南移 。 环流强度也有变化 （ 冬季增强,夏季减弱 ）,甚至经度上的瞬时经圈环流也有差异 。 例如中纬度地区各个经度上并不都是逆环流圈,而往往沿整个纬圈有正,逆环流圈相间出现 。 又如东亚的夏季环流同平均情况的差别就更大了 。 图 4·40是 1958年 7
月 75° — 110° E平均经圈环流状况,气流沿青藏高原南坡上升,升到高空又折向南流,流到低纬下沉,下沉气流在低空又向北流向青藏高原,这就组成了一个闭合的经向环流圈,称南亚季风环流圈,它同低纬哈得莱环流圈的环流方向恰恰相反,这个环流圈的形成显然同青藏高原面夏季是热源有关 。
此外,在赤道地区的东西方向上,还存在着几个纬向热力直接环流圈,称沃克 （ Walker）
环流圈 （ 图 4·41）,它是由于赤道地区存在着大尺度的东西向热力差异引起的 。 这些环流的强度都是很弱的,而且经常有变化 。 当出现大的变化时,不仅对赤道地区环流有影响,而且同中纬度环流,甚至高纬度环流遥相关 。 引起天气,气候的异常 。
（ 四 ） 急流是指风速 30m/s以上的狭窄强风带 。 是大气环流中的一个重要特征 。
在天气图上观察到的急流带环绕地球自西向东弯曲延伸达几千千米,水平宽度约上千千米,
垂直厚度达几千米到十几千米 。 急流中心强度最大区称急流轴 。 急流轴是准水平的,其南北两端存在着强大的垂直风速切变 （ 每千米 5—
10m/s） 。 一般情况下,急流中心风速可达
50— 80m/s,强急流中心风速达 100— 150m/s或更大 。 根据现有资料,位于东亚海洋上和日本上空的急流强度最大,冬季偶尔达 150— 180m/s，
甚至达 200m/s。 在同一条急流轴上,风速分布并不均匀,有一个或几个强风中心 。 急流轴线在有的地方出现分支,有的地区出现汇合 。
急流区大多与对流层上层水平温度梯度很大的锋区相对应,因而也和天气系统的发生,发展有密切关系 。 在对流层上层已经发现有下列几种急流 。
（ 1） 温带急流,又称极锋急流,位于南北半球中高纬度地区的上空,是与极锋相联系的西风急流 。 急流的平均高度在冬季约 8— 10km，
夏季约 9— 11km,平均厚度约 3— 10km。 急流的位置经常在变动,冬季平均位于 40° — 60° N间,
甚至伸展到更低纬度 。 夏季平均位置北移到
70° N附近 。 温带急流的中心最大风速一般 45—
55m/s,甚至达 105m/s。 一般是冬季强,夏季弱 。
急流轴有明显的分支和汇合现象 。
（ 2） 副热带急流,又称南支西风急流,位于 200hPa上空副热带高压的北缘,同副热带锋区相联系,是一支相当强大而稳定的急流 。 急流轴位于 25— 32° N的 11— 13km的高空,位置比较稳定,夏季向高纬推移 10— 15个纬距 。 冬季中心最大风速约 50— 60m/s,强中心风速可增至
100— 150m/s,甚至可达 200m/s。 夏季风速减半 。
其分支,汇合现象以东亚最清楚 。
3.热带东风急流,主要出现在夏季北半球亚洲,非洲副热带对流层顶附近 （ 100— 150hPa）
处的一支急流,盛夏其平均位置在北纬 10° —
20° 间,最大风速平均 30— 40m/s,个别达
50m/s,风向稳定,强中心在阿拉伯海上空 。
由上可知,大气环流基本上是纬向环流中包含着经圈环流,纬向主流上又叠着涡旋运动 。 这种不同运动形式之间相互联系,相互制约着,形成一个整体的环流体系 。
三,大气环流的变化大气环流在演变过程中既有形态的变化,
也有强度,位置的变化 。 这些变化集中表现为随季节交替的年变化和与大型环流调整相联系的中短期变化 。
（ 一 ） 年变化大气环流的基本状态决定于地表热力分布的特征,而地表热力状况在一年中具有明显的季节性变化,进而引起大气环流的季节交替 。
在中高纬度,一年中环流状态的季节转换,
一般是以西风带上槽脊的数量,结构形式和西风的强弱表现出来 。 从北半球 500hPa多年平均流场来分析,1— 4月 （ 冬季 ） 中高纬度西风带上有三个槽,三个脊,而且槽脊的位置和强度基本稳定,6— 8月（夏季）西风带上原有的三个槽已变为四个比较浅的槽，因此冬季和夏季的环流形势比较稳定，且占全年相当长的时间，
成为中高纬度高层大气环流的基本形态，并在一年中交替出现。环流在从冬季形态转变为夏季形态中，只通过短暂的春季环流（ 5月）过渡阶段。同样，从夏季环流形态转变为冬季环流形态时，也只经过秋季（ 9— 10月）短促的过渡阶段。这种以一年为周期的环流形态的变化，
称为环流的年变化（图 4·43）。
对流层上层 （ 200hPa） 的纬向环流形势也有季节性转换,主要表现在高空急流的变换上 。
冬季时位于北纬 30° 附近的副热带急流非常明显,
4月份开始减弱,5月底突然消失,同时在 40° N
以北出现中纬度急流； 9— 10月中纬度急流又突然消失,副热带急流又迅速建立 。
（ 二 ） 中短期变化大气环流的中短期变化是由不同尺度的高空和低空天气系统的发生,发展和消亡过程所引起的 。 这种变化主要表现在西风带纬向环流和经向环流的相互转换上 。 纬向环流型,即
500hPa上,环流比较平直,并在平直的西风带上多小槽,小脊,很少有大槽,大脊 。 经向环流型,即 500hPa西风带上发展出深槽大脊,能引起强烈冷,暖空气活动 。 纬向型和经向型环流经常交替出现,其交替周期大约 2— 6周 。 这种交替演变规律一般用环流指数来表示 。
环流指数分纬向环流指数 （ IZ） 和经向环流指数 （ IM） 两种 。 纬向环流指数又称西风指数,
表示平均地转风速中西风分量的一个指标 。 可以定量地表述纬向环流的强弱,它是在所取范围 （ 一般取 35° — 55° 或 45° — 65° 为南北范围,经度范围根据需要而定,可取自然天气区,
也可取东半球或西半球,但范围不宜过大 ） 各点上地转西风分量的总平均值 。 一般在 500hPa
等压面图上计算西风指数,我国经常使用亚洲地区的西风指数,所选范围是 45° —
65° N,60° — 150° E,其计算公式为式中 Φ为位势高度,n为计算范围内所取点的数目,φ 为纬度 。 计算西风指数的时间单位可以是季节,也可以是月,候 。 西风环流指数并不能完全反映出纬向,经向环流特征,比如经向环流明显,锋区很强时,西风指数可能很高；相反经向环流很弱,锋区也弱时,西风指数可能很低 。 因而需引进经向环流指数作为补充 。
经向环流指数是用某一经度范围内,沿经圈上地转风的平均南北分量表示经向环流的一个指标 。 其计算公式为式中 λ 为经度,△ λ 为沿纬圈上每个小区的固定距离 。
西风指数的高低,振幅大小和演变特征,基本上能反映出环流形势的特征及其转换趋势 。
