第四篇 大气环流
热空气膨胀上升，冷空气流过来填补它的
空缺，造成的空气循环流动现象，称为 环
流 。就全球而言，就是大气环流。如赤道
地区比较热，两极地区比较冷，赤道地区
的暖空气上升，由高空流向两极，两极的
空气则向赤道移动，造成环流。根据环流
范围的大小，通常分为三种。 主环流,覆
盖地球表面大部分地区，指全球性风系。
次环流,比主环流的范围小一点，包括气
团和锋面在内。 局部环流,范围更小，存
在时间很短暂但可以发展成剧变的天气，
包括海陆风、山风、谷风、雷雨、积云、
龙卷风等。
大气环流指的是在全球范围内, 水平尺度横跨数千公里, 垂
直尺度延伸数十公里以上, 时间尺度在 105 S以上的平均运动 。
所谓环流, 指的是空气沿一封闭的轨迹移动, 或有沿着某一封
闭轨迹循环运动的倾向 。 显然, 气流治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 。
从一般意义而言, 大气环流强调的是空气的运动, 包括大
气中一切以运动形式存在的总体 。 本章主要讨论全球范围, 长
时间平均的大气运动及其变化规律 。 各种短期天气现象和过程
必定以其相关的平均大气环流过程为背景, 而平均大气环流的
异常变化必然会导致天气, 气候的异常 。
4.1 大气环流的基本概念
尺度范畴 尺度分类 时间尺度 空间尺度 大气现象举
例
大尺度
气候尺度 年代 1000 –
40 000 km
全球变暖现
象
大气环流 季节, 年 季风
天气尺度 数天到数周 100 – 5000
km
台风
大气环流的尺度特征
统计方法
（ 1）经典方法 尺度和量纲分析 尺度分离
定性描述
推理
（ 2）现代方法 定量观测分析（卫星、雷达等）
数值模拟（ GCM 等）
4.2 大气环流的研究方法
?造成大气环流变化的复杂性,不单由大气内部过程决定，还由
大气上、下边界处的各种物理、化学过程决定。
大气一海洋一冰雪一陆地和生物圈所组成
的复杂系统示意图
（ 1）地球
大气流体
的层结性
和旋转性；
（ 2）各种
尺度的运
动及其相
互作用；
（ 3）地球
系统各圈
的相互作
用和影响。
4.3 大气环流的基本特征
?大气环流研究方法 ----尺度分离：
大气环流研究的一个基本出发点, 就是 将大气环流看成是相对较小尺度流
体运动的平均背景场, 而较小尺度运动则是大气平均环流场上叠加的扰动
流场 。 例如, 天气尺度涡旋和中小尺度局地环流, 相对于全球尺度的大气
环流, 均被认为是平均环流背景场上叠加的次尺度涡动 （ 扰动 ） 部分, 即
距平, 或在平均值附近的有限振荡 。 如图是求算实测风沿纬圈 （ 大气环流
的空间特征尺度可以用部分或整个纬圈的长度 L表示 ） 的平均值和距平值的
示意图 。
纬
圈
上
实
测
风
的
平
均
量
和
涡
动
量
值得强调的是, 相对于时间平均的扰动部分 （ 即类似于对纬圈平均时称为
涡动 的部分 ）, 称为 瞬变量, 记为 A’
A’＝ A－ A。 假设时间取足够长, 则 A将不随 τ 变化 。 一般地, 它意味着时
间 τ 应大于天气系统的典型生命期 。
-----中纬度, τ 应当大于 15～ 20天；
-----热带, τ 要小些 。
-----全球环流而言, τ 要小于季节循环周期, 即 3个月, 约 91～ 92天 。
以公式表达：
A = [A] +A*
[A] 代表大气运动 沿纬圈的平均状况,定义为 [A] = 1/L∫ 0L Adx。
A* 为叠加在平均值上的 距平（扰动）部分 。相似地，对 A在时间尺度上
取平均记为 A，同样可以分解为时间尺度上的平均值和距平值。 A ＝ 1/τ
∫ τ 0 Adt，，代表所取平均的时间长度。
今天看来, Hadley环流理论是太过于简单, 但其基本观点 ——即 热力驱
动了风, 大气环流得以形成及维持的 最终原动力, 来自于太阳辐射的热量
分布不均匀, 却是大气环流理论极为重要的基本观点 。
?热力驱动的环流
风是人们在日常生活中直接感受到的大气运动形式。简而言之,大气环流
就是研究风的科学。其核心内容就是揭示风的形成、维持和消亡的变化规
律，并利用此规律分析风的各种表现形式，从而能够预测它的演变 。 然而，
大气流体运动的复杂多变，人类至今还不能完全掌握它的演变规律。千百
年来，人类孜孜以求，探索着大气运动的奥秘。 Halley（ 1687）和 Hadley
（ 1720），通过对信风现象的研究，提出了赤道和高纬度极地之间的热力
差异是地球上的大规模风系形成的根本原因。
Hadley指出，在炎热的赤道，空气受热上升，而在寒冷的极
地空气遇冷下沉。因此赤道上空源源而来的空气向极地流动，
并在极地产生下沉，然后再从低空折向赤道运动。
这就是著名的 Hadley环流理论的基本思想。
地一气系统所吸收的太阳短波射入辐射随纬度变化, 辐射的最大值在赤道
,并向极地减少；与此同时, 地一气系统所发射的长波辐射随纬度变化要
比太阳短波射入辐射的变化平缓得多 。 在低纬度地区有热量的净收入, 而
在高纬度地区有热量的净支出 。 因此热量的净收支不均匀的分布是随纬度
变化的 。 因此大气温度的纬度分布必然取决于热量净收支随纬度变化的规
律 。
(1) Hadley环流 热力作用所产生的大气环流，这是单纯的热力环流。习惯上称纯热力驱动的大气环流流型为
Hadley环流 。
辐射收支的
纬度变化
地一气系统沿纬圈的太阳辐射能量的净收支是不均匀分布
的。赤道地区获得的净辐射热量远多于极地地区。
根据热力学第一定理，辐射加热的不均匀将产生大气温度的变化
地一气系统的太阳短波射入辐射和
长波辐射通量随纬度变化的情况
射入辐射
射出辐射
由
ECMW
F 分析
资料 计
算的 大
气温 度
随纬 度
变化 的
情况
（ 0C）
纬度
summer
winter
在设有一薄层流体夹于两个水平隔板面之间, 流体的厚度为 H,比其水
平宽度 L小得多 。 施加外部约束即对下层流体加热, 使得下层隔板的温度
高于上层隔板的温度 。 当约束较弱时, 热量从下层隔板扩散到上层流体 。
这种现象称为 热传导, 它是靠分子的热运动来传递热量的, 流体总体是
,静止的,, 无宏观运动, 这种运动是分子尺度的 。 若下层隔板继续加热,
当达到某一临界数值观时, 可观测到流体内部突然有上下流动, 整个流体
层分成许多比较规律的封闭单元, 液体呈一串串对流结构, 称为 Benard对
流 。 只要温度固定不变, 则这种对流是稳定的 。 事实上, 当温差增大到一
定值时, 靠分子的热运动传递热量已经不够, 于是, 要形成更大尺宽的宏
观对流来传递热量 。
(2) 温差造成的热力对流 1901年,Benard 就发现大气温度的
差异将产生热力对流。他在实群室曾
经做过一个著名的物理实验。Benard对流
热力对流的 Benard实验
（ a） Benard对流实验结果照片；
（ b） Benar对流实验主视图
大气温度的变化表现在低纬度地区大气温度高于高纬度地区, 高层大气
温度低于低层大气 。 在地一气系统接收太阳辐射随纬度变化的分布状况下,
低纬低层大气为热源, 高层和极地大气为热汇 （ 冷源 ） 。 设想低纬大气相
当于 Benard对流实验装置中的高温下层隔板, 具有温度为 T2,而极地的温
度为 T1,T2＞ T1。 于是与 Benard对流形成的过程相同, 当 Δ T= T2-T1超
过一临界值时, 对流出现 。 相似的对流也发生在低层 （ 热源 ） 与高层 （ 冷
源 ） 大气之间 。 因此, 流体为了平衡流体内部不平衡的热量分布, 将会自
发地产生了宏观的 由南向北, 由低向高的定向运动 。 这就是 Hadley单圈环
流的形成机制 （ 如下图 ） 。
实际大气中 Benard对流的现象
夏日因热力强迫形成的对流
云（或所谓的对流单体） 沿海地区的海陆风
大气环流的形成
城市热岛效应
城区 气温高郊区 气温低 郊区 气温低
城市 ― 热岛效应 ‖ 城市风
海
陆
风
的
形
成
Hadley环流理
论模型和观测
事实
（ a ） Hadley
环流理论模型
（ b ） Hadley
环流观测事实
（ 利用实际资
料滤波分离出
的实例 ）
（ a）
（ b）
（ a） Hadley
环流理论模型
（ b） Hadley环流观测事实（ 利用实际资料滤波分离出的实例 ）
进一步从理论上分析, 大气在地球重力场作用下, 等密度面应该与地表面平
行 。 由于极赤温差, 高低空温差的出现, 温度的变化将引起密度的变化, 根据
静力平衡关系, 得到：
ln（ p0/p1） = g [H1（ z） -H0（ z） ] / RT
H1（ z） 是从大气上界到大气下界的高度, 并假设大气下界 H0（ z） 是平坦
的, P0=常数； T是此层的平均温度 。 将此式对 y求导得到：
?p1 / ? y = p1 g [H1（ z） -H0（ z） ] / RT2* ?T/ ?y
上式说明温度梯度的 南北差异 气压梯度力, 而气压梯度 力最终驱动了大
气, 风
（ c）进一步分析 Benard实验只能定性说明大气环流现象。
气压梯度和温度梯度的南北配置
----等压面； —等温面 ； 空气运动的环流
轨迹
(3) 环流的形成
我们已经了解到, 大气环流的形成及维持的最终原动力
来自太阳辐射, 因此不难理解, 大气和海洋中的 全球平均水
平温度场的分布则是由全球平均太阳辐射差额水平分布所决
定的 。 为了深入地了解地一气系统加热的全球分布, 我们不
仅要了解太阳辐射收支的纬向分布 （ 如上述图 ）, 还需要了
解太阳辐射差额的全球平均分布 。
?热力驱动的环流
大气平均加热场
（ l）全球平均辐射收支
太阳辐射是指由太阳表面以电磁波方式向宇宙空间传递能量。
太阳辐射是由地球上最重要的能源。尽管地球只截获约 20亿分
之一的太阳辐射，但却占加热地球大气能源的 99%，其余微不
足道的能量来源于月球和其他星球，以及地球内部的地热。因
此可以认为 太阳短波射入辐射是地 — 气系统的唯一能量来源
（长波射入辐射数量很少，可以忽略）。
按照 stefan定律
F＝ σ T4
地球作为圆球体, 它的球体面积为 4a2（ a是地球半径 ）, 因
此球面平均的在大气上界的太阳辐射通量 I = S／ （ 4π a2） ＝
344 W·m-2 。
σ ＝ 5,67 × 10 -8w· m-2· K-4 stefan－
Boltzmann常数,T 是绝对温度,F是辐
射通量。
太阳表面发射的辐射通量 Fsun = 6,2 × 107 W· m-2
假设太阳是理想黑体，具有 5750K的温度
考虑到日地距离
地一气系统在大气上界（即不考虑空气的吸收、衰减作用）接
收到的太阳辐射通量 S = 1380 W·m-2左右，称 太阳常数。
考虑到整个薄层处于热平
衡, 并作为理想黑体射出长
波辐射 E,即 E=A,整个薄
层的平均温度 T满足 σ T4
＝ E＝ 227 W·m － 2
T = 25l K＝ - 21oC
远小于平均的实际大气温
度 （ 150C）, 显然这是忽略
大气层厚度所导致的结果 。
（ a）最简单的全球平均辐射平衡模式 假设地 ~系统是一个没有厚
度的薄层
吸收、反射太阳短波射入辐射 发射长波辐射
如果整个薄层表面的平均反
射率为 a ~ 0,34，反射的太
阳辐射通量 R=aI＝ 117 W·m
－ 2，因此实际接收到的太阳
辐射通量应当为 A＝ I－ R
＝ 227 W· m － 2 。
在这种模式中,
地球的平均温度为
T＝ 360C。 计算结
果与实际平均温度
相比太高 。 值得注
意的是, 在包括大
气层的全球平均辐
射收支模式中, 大
气层的总体效应是
使温度升高, 这就
是所谓的 大气温室
效应 。
（ b）全球平均辐射平衡的两层模式 考虑了大气层厚度的全球平均辐射
收支模式
E1=A1+E2-T3
E2=A2+0.64E1
在 （ b） 模式中, 我们
没有考虑水汽的影响 。 事实
上, 由于太阳辐射的加热作
用, 在水体和陆面下垫面引
起蒸发, 蒸发又导致潜热通
量从下垫面向上输送, 下垫
面失去热量 。 当水汽进入大
气, 它在凝结成降水落回地
面前, 又会形成为云, 增加
了大气的温室效应 。 由于水
汽引起净热量向上的通量输
送, 在全球平均辐射收支的
湿两层模式中 （ 如图 ）,
E2 = A2 +0.64E1-Qw
E1=A1+E2-T3+Qw
则 T＝ 190C,平均温度值降
低, 与实际平均温度相接近
。 可见 水汽过程的效应减缓
了大气的温室效应 。
（ c）全球平均辐射平衡的两层湿模式
图中, 考虑影响全球平均
能量收支模式的因子更多, 辐
射过程更加复杂, 但与理想模
式并无本质差别 。 这种能量收
支平衡是对全球平均而言的 。
根据观测, 影响能量收支的因
子大部分都随纬度而变化, 例
如反射率, 长波辐射, 能量净
实际收支的分布都随纬度而变
化 。 在低纬度, 由于大面积的
海洋, 它具有低反射率的特征,
因此吸收较多的短波辐射；在
高纬度, 由于冬季冰, 雪的覆盖,
它具有高反射率的特征, 因此吸
收较少的短波辐射 。 在气旋系统
活跃的中纬度, 云的覆盖增加了反射率 。
较高的反射率同样也出现在有深厚对流云覆盖的低纬度。长波辐射分布的特征表
现为低纬度向高纬度减少。在中、高纬度的青藏高原，存在异常的长波辐射低值区
。在低纬度对流云区的长波辐射要比无云区少得多。长波辐射值较小的地区表明存
在云区和较低的温度。 能量净实际收支的水平分布表明上述影响因子的综合作用。
（ d）全球实际平均能量收支模式
? 卫星观测的全球辐射能量实际收支量
（ a） 全球实际反射率水平分布特征
（ b） 全球实际长波辐射水平分布特征
（ c） 全球辐射能量净实际收支水平分布特征
在前面我们已经了解到 大气环流的形成及演变不仅取决于
大气内部的种种过程, 还决定于发生在大气上边界和下边界
处的各种物理过程 。 在上面讨论的辐射能量净实际收支分布
情况时, 我们不难理解, 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了垫面的能量输送, 而
海洋下垫面的热量输送则尤为重要 。 因此我们需要了解反映
全球海洋平均加热 场特征的海平面平均温度 （ SST） 的基本
分布 。
（ 2）全球海洋平均温度分布
(a) 冬季海洋平均温度
(b) 夏季海洋平均温度
(c)海洋表面主要的洋流
(d) 海洋上的 Elnino 现象 (1)
(d) 海
洋上的
Elnino
现象 (2)
Elnino
海洋上的 Elnino 现象：开始阶段
海洋上的 Elnino 现象：发展阶段
Elnino
The image
below displays
the Sea Surface
Temperature
(SST) Anomalies
in degrees
Celsius for the
middle of
September,
1997,By this
time,the classic
El Ni?o pattern
has almost fully
ripened,with
maxima above
+4 degrees
Celsius,
Example,1997-1998 El Ni?o
The most recent El Ni?o event began in the spring months of 1997,Instrumentation placed on
Buoys in the Pacific Ocean after the 1982-1983 El Ni?o began recording abnormally high
temperatures off the coast of Peru,Over the next couple of months,these strength of these
anomalies grew,The anomalies grew so large by October 1997 that this El Ni?o had already
become the strongest in the 50+ years of accurate data gathering,
4,4 海洋对大气环流的影响（基本分析）
海洋对大气环流, 乃至整个气候系统起着一个巨大的调节器
的作用 。 海洋有巨大的热容量, 大的比热和巨大的流动性 。 因此
海洋吸收或放出热量而升高或降低其温度的速率要比空气缓慢得
多, 这意味着海洋上较小的温度距平使其能够向大气传输大量的
热量 （ 如下图所示 ） 。 因此海洋是大气热机运转的主要能源 。 据
计算, 占地球表面 71％ 的海洋吸收了进入地球大气系统上界太阳
辐射量的 70％ 左右, 并将此部分的 85％ 左右贮存在海洋表层 。 这
部分能量再以长波有效辐射, 潜热和感热交换的形式输送给大气,
成为大气运动的直接能源 。
另一方面, 海洋提供了大约 86％ 的大气水汽来源 。 海洋热状况
和蒸发强度的变化等将直接影响大气中能量和水分的分布 。
? 海洋的调节作用
? 海洋的, 层结, 效应 （ 1）海洋的调节作用
海洋, 大气环流, 天气尺度系统对热量的输送
海洋同时也是 二氧化碳的汇聚地, 由于化石燃料的燃烧所产生
的二氧化碳约有一半进入到海洋中去, 造成这一过程的原因主要
是海洋上层和大气之间的湍流交换 。 海洋中二氧化碳的输送和海
洋中碳的生物地球化学循环, 对研究人类活动产生的二氧化碳的
长期效应有十分重要的作用 。
（ 2）海洋的“层结”效应 海洋是从上层开始加热的，热量来源主要靠它的
表层吸收太阳辐射。它的层结上热下冷要比大气
稳定得多,这就是所谓 海洋的, 层结, 效应即惰
性。
? 当相对快速变化的大气过程对海洋施加风应力时，惰性海洋宛如一台过滤
器 ——滤掉了快速变化的高频振荡，而低频振荡得以保留（在物理上，就是
所谓低通滤波器）。这种低频振荡与大气环流的年际变化关系密切。也正是
由于惰性,海洋变化有明显的持续性 。 海洋的惰性也使得 海洋对太阳辐射季
节变化的响应要比陆地滞后一个月左右 。
地球大气中存在着一些 辐射
性质活泼的微量气体, 如二
氧化碳等 。 这些气体虽然对
太阳短波辐射是相对无效的
吸收物质, 但 对地面放出的
长波辐射却是相对不透明的,
这就使得全球平均的地面气
温得以维持在 15℃ 左右 。 但如果没有地球大气, 地面平均气温只能达到一 18oC
左右 。 这种现象就是, 温室效应, 。 二氧化碳和水汽则是主要的温室气体 。 由
于人类活动的影响, 自工业革命以来大气中二氧化碳的浓度一直在增加 。 据估计,
工业革命前二氧化碳的浓度约为 265× 10-3～ 299 × 10-3 Ml/L,到现在已增加了大
约 25％, 到 2035年可能达到 420 10-3 ～ 475 10-3 Ml/L。
二氧化碳（ CO2）的增加的图像
0
4.5 温室气体对大气环流的影响
温室气体对大气环流的影响
?旋转地球上的环流
在转动的地球上, 大气由于受到地球重力的作用, 必定随地球转动 。 事实上,
地球大气有别于 Benard流体或其它流体的根本特征就在于大气的层结结构和旋
转性 。 地球上的实际大气是重力层结, 旋转性, 热力共同作用的
结果, 并进而制约了热力驱动的 Hadley环流 。
1 大气环流的运动特征
可以大气固有的尺度特征参数来表征
? Rossby 变形半径,L0 =（ gH） 1/2 / f
? 热力 Rossby参数,R0T =（ L0 /L） 2 * ΔT / T
2 三圈环流
（ 1） 三圈环流的建立
?
热
带Ha
dley
环
流
圈---
---
直
接
环
流
圈；
?F
errel
环
流
圈
（
中
纬
度
环
流
圈
）---
接
环
流
圈
?
极
地Ha
dley
环
流
圈---
---
直
接
环
流
圈
（ a）理论模型
Polar Easterlies,From 60-90 degrees latitude.
Trade Winds
Prevailing
Westerlies
,From 30-
60 degrees
latitude
Tropical
Easterlies:
From 0-30
degrees
latitude
（ b）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）
（ 2） 三圈环流的理论解释
通过分析大气闭合方程组 （ P86-87） 可以得到如下结论：
? 随高度的增加，纬向平均风随高度越来越偏西。
? Hadley环流是热力驱动环流圈。
? 天气尺度涡动的作用使 Ferrel 环流圈得以形成和
维持。
（ 1）摩擦和角动量输送
3 摩擦作用 地面摩擦和大气内部各层之间的内摩擦作用总是
使空气运动减弱，在讨论大气环流的形成和维持
问题上，是一个不可忽视的因子。
?大气角动量 是表征大气环流和气候状况的基本参数。
? 低纬东风带：风在地面所受到的摩擦阻力是向东的，地球通过摩擦作用给
其上面的大气施加一个向东的转动力矩，或说东风带的大气获得了地球给予
的西风角动量。
? 中高纬西风带：地球通过摩擦作用给大气一个向西的转动力矩，大气本身
损耗了西风角动量。
Question
角动量从热带东风带向中高纬西风带的输送是通过什么机制
完成的？
高空西风
带与角动
量输送
(a) 北半球高空西风带波动水平流线
（ b）副热带反气旋水平流线
角动量向北输送
4.6 地形影响
? 各种尺度的一般作用
? 山脉本身特征（ 长、宽、高 ）
? 大气的状态
1）抬高的热力作用,热力环流，山谷风等
2）山脉波和背风波引起的上升和下沉作用
3）对气团的阻挡作用,焚风
4）空气的偏转,绕流
5）对降水的地形控制,地形降水
1）地形机械阻挡气流
2）大地形造成的摩擦分布不均匀
3）地形造成的抬高的冷热源 ------热力作用
? 高原的动力作用
冬季青藏高原 500 hPa气流
绕流气流
（ a） 绕流气
流的物理实验
（ b） 青藏高
原的绕流气流
D 代表低压
G 代表高压
D
D
G
G
青藏高原
4.7 实际大气环流的平均特征
本节主要介绍实际大气环流的基本特征和它的平均运行状况,
通过了解大气中的气压场和风场的平均特征, 初步建立实际的大
气环流的三维图像 。
了解不同等压面上的平均水平环流的重要性在于它不仅反映了
环流随纬度的平均分布, 还反映了不同高度, 不同经度上的纬度
偏差分布特点 。 例如, 在对流层下部的大气活动中心, 在对流层
中上部的高空平均槽脊等 。 这里, 我们着重讨论北半球的环流情
况 。
由于地面
地形及海陆差
异的作用, 平
均海平面气压
场环流分布表
现为 沿纬圈方
向的不均匀性,
而且呈现出一
个个巨大的闭
合高, 低压系
统, 称为永久
或半永久性活
动中心 。 长年
存在的活动中
心称为永久性
的, 而有季节
变化的则称为
半永久性的 。
（ a） 1 月平均海平面气压场和风场（ l）平均低层环流
COADS Release 1 long-term January mean of sea level pressure (SLP)
for 1950-79 (2-degree latitude/longitude boxes),millibars.
COADS Release 1 long-term January means of wind speed (colors) and
vector wind for 1950-79 (2-degree latitude/longitude boxes),meters per
second.
（ b） 7 月平均海平面气压场和风场
（ 2）对流层平均环流
500 hPa对流层中层平均高度场（ 1月）
（ a） 极涡
无论冬夏季, 都存在
围绕极地地区的低压中心
,称 极涡 （ 极地涡旋 ） 。
环绕极涡的等高线, 由地
转风关系, 表示了气流气
旋性的运动方向 。 这种以
极地地区为中心的沿纬圈
的西风带呈现波动状 。 但
极涡中心并不正好在南北
极 。 在 冬季北半球, 存在
两个极涡中心, 其中一个
较强的位于 格陵兰西部,
另一个较弱的在 东西伯利
亚的北冰洋沿岸 。 在 夏季
北半球, 只有一个极涡中
心位于 加拿大极区 。
北半球冬季对流层以极地为中心的沿纬圈的西风带上有行星
尺度的平均槽、脊系统。其中有 三个明显的槽,一是在 140E
的亚洲东岸（由鄂霍次克海向较低纬度的日本及中国东海倾
斜），称为 东亚大槽 ；二是位于 80W的北美大陆东岸（自大
湖区向较低纬度的西南方倾斜），称为 北美大槽 ；三是在 10
－ 60E之间，乌拉尔山以西，由欧州北海向西南方向伸展的较
弱的 欧洲浅槽,是三个槽中最弱的一个。在三个槽之间有 三
个平均脊,分别位于 阿拉斯加, 西欧沿岸 和 贝加尔湖地区,脊
的强度要比槽弱得多。
（ b）槽脊系统
冬季
500 hPa对流层中层平均高度场（ 7月）
槽脊系统
对
流
层
平
均
环
流
夏季北半球对流层中部的环流与冬季相比有显著的不同 。 中
高纬度的西风带上由三槽三脊转变为 四槽四脊 。 等高线变稀疏,
其强度比冬季显著减弱 。 北美大槽的位置由冬至夏没有明显变
化, 而 东亚大槽即向东移 20个经度, 到了勘察加半岛以东附近,
而 乌拉尔山以西的浅槽到夏季已不存在 。 北美大槽和东亚大槽
之间的距离加长, 引起季节性的长波调整, 形成两个相对较弱
的波动, 在 欧洲西岸 和 乌拉尔山以东 附近 地区各出现一个弱的
浅槽, 从而构成了 夏季四槽的形势 。 总体而言, 北半球对流层
中部的环流可以归纳为, 冬三夏四, 环 流形势 。
夏季
尽管实际逐日的高空天气图要比平均的高空环流形势复杂多变, 但纬向
运动的波动性却是显而易见的 。 Rossby（ 1939)的一个重大贡献就是发现了
这种波动性是可以利用涡度守衡方程来诊断和预报的 。
长波公式的最重要和最有
意义的应用是指示出新长波
槽的可能形成地区 。
长波移动公式：
当 l = ls时, 波为静止波；
当 l＜ ls时, 长波为前进波；
当 l＞ 1s时，长波槽将后退
1980,2,3GMT0000实
况高空天气图显示的大
气波动
( c ) Rossby波和驻波公式
实际大气波动 （ 实线 ） 与正弦波的比较 （ 虚
线 ）, 代表了一个正弦波 v=vF sin2πx/2λ曲线 ）
顾名思义, 上下游效应指的是大范围上, 下游长波系统之
间的相互影响和调整 。
上游某地区长波系统发生某种显著变化后, 接着以相当快的速
度 （ 一般大于基本气流的速度及波动本身的移动速度 ） 影响到
下游地区长波系统的变化, 称为上游效应 ；反之, 下游某地区
长波系统的显著变化也会影响到上游, 使上游长波系统也随之
发生转变, 则称为 下游效应 。 在长波系统的这种调整过程中,
以上游效应最为重要 。 就东亚和我国的位置而言, 其高空西风
带的上游地区应为乌拉尔山地区, 欧洲北大西洋, 北美东岸；
西北太平洋则为下游地区 。
（ d）上下游效应
概念
实际大气中的波动可以看成是由不同振幅、不同频率、不同
波长的简单波叠加而成的所谓群波。群波的移动速度称为 群
速度 Cg。
Cg＝ U + β l2 /4 π2
可见，在西风带中群速总是大于零。群速代表能量的传播
和频散，因此，在上下游效应中，当 Cg 不等于 0，则表示
有能量的频散，即上游波动振幅增大（槽脊加深），其相邻
下游波动槽脊也加深。如 Cg＞ C，表示波动能量先于波动
本身到达下游，出现所谓上游效应；反之谓下游效应。
群速度 与上下游效应
西风带东西方向的发展演变 可以通过 Rossby波 的波速公式
和 上下游效应 来说明 。 而 大气长波南北方向的发展演变 则可以
通过两个相伴出现的典型天气形势 阻塞高压和切断低压 加以论
述 。 当大气长波强度显著加强, 例如两个不同纬带内的槽脊在
移动过程中相互叠加时, 槽脊强度加强, 波动变得不稳定 。 此
时大气长波槽不断向南加深, 长波脊不断向北伸展 。 在长波脊
中往往可形成闭合的暖高压, 称为 阻塞高压 。 同时在阻塞高压
的一侧或两侧可形成孤立的闭合的冷低压, 称为 切断低压 。 两
者往往可同时出现 。 阻塞高压和切断低压的形成与维持阻挡着
上游波动向下游传播, 破坏了正常的西风带环流, 使地面上的
气旋和反气旋的移动受到阻挡, 所以这种环流形势又称之为阻
塞形势 。 阻塞形势是一种稳定的形势, 它可以维持相当长的时
间, 对其控制下的地区以及上, 下 游大范围地区的环流天气过
程, 都将会产生很大的影响 。
（ e）阻塞高压和切断低压
a 在地面图上和 500hPa
等压面图上必须同时出
现闭合等值线, 而且在
500hPa图上, 阻塞高压
将西风急流分为南北两
支；
b 阻高中心位于 30N以
北；
c 阻高持续时间不小于 5
天 。
阻塞高压垂直结构示意图（ 1）阻塞高压的特征
阻塞高压出现的频数与中国天气气候有很大的关系。阻塞高压是高空深厚的
暖高压系统，在它的西侧盛行偏南气流，在东侧盛行偏北气流。如图 为发展
完好的阻塞高压垂直结构示意图。
切断低压是出现于对流层中上层
的冷性闭合的低压系统, 在高空
等压面图上表现为与北方冷空气
主体割裂的一堆孤立冷空气, 这
种系统一般在 300～ 500hPa等压面
图上表现最为明显 。 在高空等压
面图上, 切断低压的出现形式大
致有两种：一种是以闭合低压单
独出现, 在它的一例或两侧有明
显的高压脊或高压；另一种是与
阻塞高压同时出现, 切断低压出
现在阻塞高压的南侧 。 随着切断
低压的出现, 与它对应的地面图
上, 在初始阶段往往是一个冷性
高压, 由于切断低压的不断发展,
地面上逐渐出现了低压环流或锋
面气旋 。
切断低压的形成也是西风带长
波不稳定发展的结果, 其形成过
程如图 所示 。
切断低压结构示意图
（ 2）切断低压
热空气膨胀上升，冷空气流过来填补它的
空缺，造成的空气循环流动现象，称为 环
流 。就全球而言，就是大气环流。如赤道
地区比较热，两极地区比较冷，赤道地区
的暖空气上升，由高空流向两极，两极的
空气则向赤道移动，造成环流。根据环流
范围的大小，通常分为三种。 主环流,覆
盖地球表面大部分地区，指全球性风系。
次环流,比主环流的范围小一点，包括气
团和锋面在内。 局部环流,范围更小，存
在时间很短暂但可以发展成剧变的天气，
包括海陆风、山风、谷风、雷雨、积云、
龙卷风等。
大气环流指的是在全球范围内, 水平尺度横跨数千公里, 垂
直尺度延伸数十公里以上, 时间尺度在 105 S以上的平均运动 。
所谓环流, 指的是空气沿一封闭的轨迹移动, 或有沿着某一封
闭轨迹循环运动的倾向 。 显然, 气流治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 。
从一般意义而言, 大气环流强调的是空气的运动, 包括大
气中一切以运动形式存在的总体 。 本章主要讨论全球范围, 长
时间平均的大气运动及其变化规律 。 各种短期天气现象和过程
必定以其相关的平均大气环流过程为背景, 而平均大气环流的
异常变化必然会导致天气, 气候的异常 。
4.1 大气环流的基本概念
尺度范畴 尺度分类 时间尺度 空间尺度 大气现象举
例
大尺度
气候尺度 年代 1000 –
40 000 km
全球变暖现
象
大气环流 季节, 年 季风
天气尺度 数天到数周 100 – 5000
km
台风
大气环流的尺度特征
统计方法
（ 1）经典方法 尺度和量纲分析 尺度分离
定性描述
推理
（ 2）现代方法 定量观测分析（卫星、雷达等）
数值模拟（ GCM 等）
4.2 大气环流的研究方法
?造成大气环流变化的复杂性,不单由大气内部过程决定，还由
大气上、下边界处的各种物理、化学过程决定。
大气一海洋一冰雪一陆地和生物圈所组成
的复杂系统示意图
（ 1）地球
大气流体
的层结性
和旋转性；
（ 2）各种
尺度的运
动及其相
互作用；
（ 3）地球
系统各圈
的相互作
用和影响。
4.3 大气环流的基本特征
?大气环流研究方法 ----尺度分离：
大气环流研究的一个基本出发点, 就是 将大气环流看成是相对较小尺度流
体运动的平均背景场, 而较小尺度运动则是大气平均环流场上叠加的扰动
流场 。 例如, 天气尺度涡旋和中小尺度局地环流, 相对于全球尺度的大气
环流, 均被认为是平均环流背景场上叠加的次尺度涡动 （ 扰动 ） 部分, 即
距平, 或在平均值附近的有限振荡 。 如图是求算实测风沿纬圈 （ 大气环流
的空间特征尺度可以用部分或整个纬圈的长度 L表示 ） 的平均值和距平值的
示意图 。
纬
圈
上
实
测
风
的
平
均
量
和
涡
动
量
值得强调的是, 相对于时间平均的扰动部分 （ 即类似于对纬圈平均时称为
涡动 的部分 ）, 称为 瞬变量, 记为 A’
A’＝ A－ A。 假设时间取足够长, 则 A将不随 τ 变化 。 一般地, 它意味着时
间 τ 应大于天气系统的典型生命期 。
-----中纬度, τ 应当大于 15～ 20天；
-----热带, τ 要小些 。
-----全球环流而言, τ 要小于季节循环周期, 即 3个月, 约 91～ 92天 。
以公式表达：
A = [A] +A*
[A] 代表大气运动 沿纬圈的平均状况,定义为 [A] = 1/L∫ 0L Adx。
A* 为叠加在平均值上的 距平（扰动）部分 。相似地，对 A在时间尺度上
取平均记为 A，同样可以分解为时间尺度上的平均值和距平值。 A ＝ 1/τ
∫ τ 0 Adt，，代表所取平均的时间长度。
今天看来, Hadley环流理论是太过于简单, 但其基本观点 ——即 热力驱
动了风, 大气环流得以形成及维持的 最终原动力, 来自于太阳辐射的热量
分布不均匀, 却是大气环流理论极为重要的基本观点 。
?热力驱动的环流
风是人们在日常生活中直接感受到的大气运动形式。简而言之,大气环流
就是研究风的科学。其核心内容就是揭示风的形成、维持和消亡的变化规
律，并利用此规律分析风的各种表现形式，从而能够预测它的演变 。 然而，
大气流体运动的复杂多变，人类至今还不能完全掌握它的演变规律。千百
年来，人类孜孜以求，探索着大气运动的奥秘。 Halley（ 1687）和 Hadley
（ 1720），通过对信风现象的研究，提出了赤道和高纬度极地之间的热力
差异是地球上的大规模风系形成的根本原因。
Hadley指出，在炎热的赤道，空气受热上升，而在寒冷的极
地空气遇冷下沉。因此赤道上空源源而来的空气向极地流动，
并在极地产生下沉，然后再从低空折向赤道运动。
这就是著名的 Hadley环流理论的基本思想。
地一气系统所吸收的太阳短波射入辐射随纬度变化, 辐射的最大值在赤道
,并向极地减少；与此同时, 地一气系统所发射的长波辐射随纬度变化要
比太阳短波射入辐射的变化平缓得多 。 在低纬度地区有热量的净收入, 而
在高纬度地区有热量的净支出 。 因此热量的净收支不均匀的分布是随纬度
变化的 。 因此大气温度的纬度分布必然取决于热量净收支随纬度变化的规
律 。
(1) Hadley环流 热力作用所产生的大气环流，这是单纯的热力环流。习惯上称纯热力驱动的大气环流流型为
Hadley环流 。
辐射收支的
纬度变化
地一气系统沿纬圈的太阳辐射能量的净收支是不均匀分布
的。赤道地区获得的净辐射热量远多于极地地区。
根据热力学第一定理，辐射加热的不均匀将产生大气温度的变化
地一气系统的太阳短波射入辐射和
长波辐射通量随纬度变化的情况
射入辐射
射出辐射
由
ECMW
F 分析
资料 计
算的 大
气温 度
随纬 度
变化 的
情况
（ 0C）
纬度
summer
winter
在设有一薄层流体夹于两个水平隔板面之间, 流体的厚度为 H,比其水
平宽度 L小得多 。 施加外部约束即对下层流体加热, 使得下层隔板的温度
高于上层隔板的温度 。 当约束较弱时, 热量从下层隔板扩散到上层流体 。
这种现象称为 热传导, 它是靠分子的热运动来传递热量的, 流体总体是
,静止的,, 无宏观运动, 这种运动是分子尺度的 。 若下层隔板继续加热,
当达到某一临界数值观时, 可观测到流体内部突然有上下流动, 整个流体
层分成许多比较规律的封闭单元, 液体呈一串串对流结构, 称为 Benard对
流 。 只要温度固定不变, 则这种对流是稳定的 。 事实上, 当温差增大到一
定值时, 靠分子的热运动传递热量已经不够, 于是, 要形成更大尺宽的宏
观对流来传递热量 。
(2) 温差造成的热力对流 1901年,Benard 就发现大气温度的
差异将产生热力对流。他在实群室曾
经做过一个著名的物理实验。Benard对流
热力对流的 Benard实验
（ a） Benard对流实验结果照片；
（ b） Benar对流实验主视图
大气温度的变化表现在低纬度地区大气温度高于高纬度地区, 高层大气
温度低于低层大气 。 在地一气系统接收太阳辐射随纬度变化的分布状况下,
低纬低层大气为热源, 高层和极地大气为热汇 （ 冷源 ） 。 设想低纬大气相
当于 Benard对流实验装置中的高温下层隔板, 具有温度为 T2,而极地的温
度为 T1,T2＞ T1。 于是与 Benard对流形成的过程相同, 当 Δ T= T2-T1超
过一临界值时, 对流出现 。 相似的对流也发生在低层 （ 热源 ） 与高层 （ 冷
源 ） 大气之间 。 因此, 流体为了平衡流体内部不平衡的热量分布, 将会自
发地产生了宏观的 由南向北, 由低向高的定向运动 。 这就是 Hadley单圈环
流的形成机制 （ 如下图 ） 。
实际大气中 Benard对流的现象
夏日因热力强迫形成的对流
云（或所谓的对流单体） 沿海地区的海陆风
大气环流的形成
城市热岛效应
城区 气温高郊区 气温低 郊区 气温低
城市 ― 热岛效应 ‖ 城市风
海
陆
风
的
形
成
Hadley环流理
论模型和观测
事实
（ a ） Hadley
环流理论模型
（ b ） Hadley
环流观测事实
（ 利用实际资
料滤波分离出
的实例 ）
（ a）
（ b）
（ a） Hadley
环流理论模型
（ b） Hadley环流观测事实（ 利用实际资料滤波分离出的实例 ）
进一步从理论上分析, 大气在地球重力场作用下, 等密度面应该与地表面平
行 。 由于极赤温差, 高低空温差的出现, 温度的变化将引起密度的变化, 根据
静力平衡关系, 得到：
ln（ p0/p1） = g [H1（ z） -H0（ z） ] / RT
H1（ z） 是从大气上界到大气下界的高度, 并假设大气下界 H0（ z） 是平坦
的, P0=常数； T是此层的平均温度 。 将此式对 y求导得到：
?p1 / ? y = p1 g [H1（ z） -H0（ z） ] / RT2* ?T/ ?y
上式说明温度梯度的 南北差异 气压梯度力, 而气压梯度 力最终驱动了大
气, 风
（ c）进一步分析 Benard实验只能定性说明大气环流现象。
气压梯度和温度梯度的南北配置
----等压面； —等温面 ； 空气运动的环流
轨迹
(3) 环流的形成
我们已经了解到, 大气环流的形成及维持的最终原动力
来自太阳辐射, 因此不难理解, 大气和海洋中的 全球平均水
平温度场的分布则是由全球平均太阳辐射差额水平分布所决
定的 。 为了深入地了解地一气系统加热的全球分布, 我们不
仅要了解太阳辐射收支的纬向分布 （ 如上述图 ）, 还需要了
解太阳辐射差额的全球平均分布 。
?热力驱动的环流
大气平均加热场
（ l）全球平均辐射收支
太阳辐射是指由太阳表面以电磁波方式向宇宙空间传递能量。
太阳辐射是由地球上最重要的能源。尽管地球只截获约 20亿分
之一的太阳辐射，但却占加热地球大气能源的 99%，其余微不
足道的能量来源于月球和其他星球，以及地球内部的地热。因
此可以认为 太阳短波射入辐射是地 — 气系统的唯一能量来源
（长波射入辐射数量很少，可以忽略）。
按照 stefan定律
F＝ σ T4
地球作为圆球体, 它的球体面积为 4a2（ a是地球半径 ）, 因
此球面平均的在大气上界的太阳辐射通量 I = S／ （ 4π a2） ＝
344 W·m-2 。
σ ＝ 5,67 × 10 -8w· m-2· K-4 stefan－
Boltzmann常数,T 是绝对温度,F是辐
射通量。
太阳表面发射的辐射通量 Fsun = 6,2 × 107 W· m-2
假设太阳是理想黑体，具有 5750K的温度
考虑到日地距离
地一气系统在大气上界（即不考虑空气的吸收、衰减作用）接
收到的太阳辐射通量 S = 1380 W·m-2左右，称 太阳常数。
考虑到整个薄层处于热平
衡, 并作为理想黑体射出长
波辐射 E,即 E=A,整个薄
层的平均温度 T满足 σ T4
＝ E＝ 227 W·m － 2
T = 25l K＝ - 21oC
远小于平均的实际大气温
度 （ 150C）, 显然这是忽略
大气层厚度所导致的结果 。
（ a）最简单的全球平均辐射平衡模式 假设地 ~系统是一个没有厚
度的薄层
吸收、反射太阳短波射入辐射 发射长波辐射
如果整个薄层表面的平均反
射率为 a ~ 0,34，反射的太
阳辐射通量 R=aI＝ 117 W·m
－ 2，因此实际接收到的太阳
辐射通量应当为 A＝ I－ R
＝ 227 W· m － 2 。
在这种模式中,
地球的平均温度为
T＝ 360C。 计算结
果与实际平均温度
相比太高 。 值得注
意的是, 在包括大
气层的全球平均辐
射收支模式中, 大
气层的总体效应是
使温度升高, 这就
是所谓的 大气温室
效应 。
（ b）全球平均辐射平衡的两层模式 考虑了大气层厚度的全球平均辐射
收支模式
E1=A1+E2-T3
E2=A2+0.64E1
在 （ b） 模式中, 我们
没有考虑水汽的影响 。 事实
上, 由于太阳辐射的加热作
用, 在水体和陆面下垫面引
起蒸发, 蒸发又导致潜热通
量从下垫面向上输送, 下垫
面失去热量 。 当水汽进入大
气, 它在凝结成降水落回地
面前, 又会形成为云, 增加
了大气的温室效应 。 由于水
汽引起净热量向上的通量输
送, 在全球平均辐射收支的
湿两层模式中 （ 如图 ）,
E2 = A2 +0.64E1-Qw
E1=A1+E2-T3+Qw
则 T＝ 190C,平均温度值降
低, 与实际平均温度相接近
。 可见 水汽过程的效应减缓
了大气的温室效应 。
（ c）全球平均辐射平衡的两层湿模式
图中, 考虑影响全球平均
能量收支模式的因子更多, 辐
射过程更加复杂, 但与理想模
式并无本质差别 。 这种能量收
支平衡是对全球平均而言的 。
根据观测, 影响能量收支的因
子大部分都随纬度而变化, 例
如反射率, 长波辐射, 能量净
实际收支的分布都随纬度而变
化 。 在低纬度, 由于大面积的
海洋, 它具有低反射率的特征,
因此吸收较多的短波辐射；在
高纬度, 由于冬季冰, 雪的覆盖,
它具有高反射率的特征, 因此吸
收较少的短波辐射 。 在气旋系统
活跃的中纬度, 云的覆盖增加了反射率 。
较高的反射率同样也出现在有深厚对流云覆盖的低纬度。长波辐射分布的特征表
现为低纬度向高纬度减少。在中、高纬度的青藏高原，存在异常的长波辐射低值区
。在低纬度对流云区的长波辐射要比无云区少得多。长波辐射值较小的地区表明存
在云区和较低的温度。 能量净实际收支的水平分布表明上述影响因子的综合作用。
（ d）全球实际平均能量收支模式
? 卫星观测的全球辐射能量实际收支量
（ a） 全球实际反射率水平分布特征
（ b） 全球实际长波辐射水平分布特征
（ c） 全球辐射能量净实际收支水平分布特征
在前面我们已经了解到 大气环流的形成及演变不仅取决于
大气内部的种种过程, 还决定于发生在大气上边界和下边界
处的各种物理过程 。 在上面讨论的辐射能量净实际收支分布
情况时, 我们不难理解, 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了垫面的能量输送, 而
海洋下垫面的热量输送则尤为重要 。 因此我们需要了解反映
全球海洋平均加热 场特征的海平面平均温度 （ SST） 的基本
分布 。
（ 2）全球海洋平均温度分布
(a) 冬季海洋平均温度
(b) 夏季海洋平均温度
(c)海洋表面主要的洋流
(d) 海洋上的 Elnino 现象 (1)
(d) 海
洋上的
Elnino
现象 (2)
Elnino
海洋上的 Elnino 现象：开始阶段
海洋上的 Elnino 现象：发展阶段
Elnino
The image
below displays
the Sea Surface
Temperature
(SST) Anomalies
in degrees
Celsius for the
middle of
September,
1997,By this
time,the classic
El Ni?o pattern
has almost fully
ripened,with
maxima above
+4 degrees
Celsius,
Example,1997-1998 El Ni?o
The most recent El Ni?o event began in the spring months of 1997,Instrumentation placed on
Buoys in the Pacific Ocean after the 1982-1983 El Ni?o began recording abnormally high
temperatures off the coast of Peru,Over the next couple of months,these strength of these
anomalies grew,The anomalies grew so large by October 1997 that this El Ni?o had already
become the strongest in the 50+ years of accurate data gathering,
4,4 海洋对大气环流的影响（基本分析）
海洋对大气环流, 乃至整个气候系统起着一个巨大的调节器
的作用 。 海洋有巨大的热容量, 大的比热和巨大的流动性 。 因此
海洋吸收或放出热量而升高或降低其温度的速率要比空气缓慢得
多, 这意味着海洋上较小的温度距平使其能够向大气传输大量的
热量 （ 如下图所示 ） 。 因此海洋是大气热机运转的主要能源 。 据
计算, 占地球表面 71％ 的海洋吸收了进入地球大气系统上界太阳
辐射量的 70％ 左右, 并将此部分的 85％ 左右贮存在海洋表层 。 这
部分能量再以长波有效辐射, 潜热和感热交换的形式输送给大气,
成为大气运动的直接能源 。
另一方面, 海洋提供了大约 86％ 的大气水汽来源 。 海洋热状况
和蒸发强度的变化等将直接影响大气中能量和水分的分布 。
? 海洋的调节作用
? 海洋的, 层结, 效应 （ 1）海洋的调节作用
海洋, 大气环流, 天气尺度系统对热量的输送
海洋同时也是 二氧化碳的汇聚地, 由于化石燃料的燃烧所产生
的二氧化碳约有一半进入到海洋中去, 造成这一过程的原因主要
是海洋上层和大气之间的湍流交换 。 海洋中二氧化碳的输送和海
洋中碳的生物地球化学循环, 对研究人类活动产生的二氧化碳的
长期效应有十分重要的作用 。
（ 2）海洋的“层结”效应 海洋是从上层开始加热的，热量来源主要靠它的
表层吸收太阳辐射。它的层结上热下冷要比大气
稳定得多,这就是所谓 海洋的, 层结, 效应即惰
性。
? 当相对快速变化的大气过程对海洋施加风应力时，惰性海洋宛如一台过滤
器 ——滤掉了快速变化的高频振荡，而低频振荡得以保留（在物理上，就是
所谓低通滤波器）。这种低频振荡与大气环流的年际变化关系密切。也正是
由于惰性,海洋变化有明显的持续性 。 海洋的惰性也使得 海洋对太阳辐射季
节变化的响应要比陆地滞后一个月左右 。
地球大气中存在着一些 辐射
性质活泼的微量气体, 如二
氧化碳等 。 这些气体虽然对
太阳短波辐射是相对无效的
吸收物质, 但 对地面放出的
长波辐射却是相对不透明的,
这就使得全球平均的地面气
温得以维持在 15℃ 左右 。 但如果没有地球大气, 地面平均气温只能达到一 18oC
左右 。 这种现象就是, 温室效应, 。 二氧化碳和水汽则是主要的温室气体 。 由
于人类活动的影响, 自工业革命以来大气中二氧化碳的浓度一直在增加 。 据估计,
工业革命前二氧化碳的浓度约为 265× 10-3～ 299 × 10-3 Ml/L,到现在已增加了大
约 25％, 到 2035年可能达到 420 10-3 ～ 475 10-3 Ml/L。
二氧化碳（ CO2）的增加的图像
0
4.5 温室气体对大气环流的影响
温室气体对大气环流的影响
?旋转地球上的环流
在转动的地球上, 大气由于受到地球重力的作用, 必定随地球转动 。 事实上,
地球大气有别于 Benard流体或其它流体的根本特征就在于大气的层结结构和旋
转性 。 地球上的实际大气是重力层结, 旋转性, 热力共同作用的
结果, 并进而制约了热力驱动的 Hadley环流 。
1 大气环流的运动特征
可以大气固有的尺度特征参数来表征
? Rossby 变形半径,L0 =（ gH） 1/2 / f
? 热力 Rossby参数,R0T =（ L0 /L） 2 * ΔT / T
2 三圈环流
（ 1） 三圈环流的建立
?
热
带Ha
dley
环
流
圈---
---
直
接
环
流
圈；
?F
errel
环
流
圈
（
中
纬
度
环
流
圈
）---
接
环
流
圈
?
极
地Ha
dley
环
流
圈---
---
直
接
环
流
圈
（ a）理论模型
Polar Easterlies,From 60-90 degrees latitude.
Trade Winds
Prevailing
Westerlies
,From 30-
60 degrees
latitude
Tropical
Easterlies:
From 0-30
degrees
latitude
（ b）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）
（ 2） 三圈环流的理论解释
通过分析大气闭合方程组 （ P86-87） 可以得到如下结论：
? 随高度的增加，纬向平均风随高度越来越偏西。
? Hadley环流是热力驱动环流圈。
? 天气尺度涡动的作用使 Ferrel 环流圈得以形成和
维持。
（ 1）摩擦和角动量输送
3 摩擦作用 地面摩擦和大气内部各层之间的内摩擦作用总是
使空气运动减弱，在讨论大气环流的形成和维持
问题上，是一个不可忽视的因子。
?大气角动量 是表征大气环流和气候状况的基本参数。
? 低纬东风带：风在地面所受到的摩擦阻力是向东的，地球通过摩擦作用给
其上面的大气施加一个向东的转动力矩，或说东风带的大气获得了地球给予
的西风角动量。
? 中高纬西风带：地球通过摩擦作用给大气一个向西的转动力矩，大气本身
损耗了西风角动量。
Question
角动量从热带东风带向中高纬西风带的输送是通过什么机制
完成的？
高空西风
带与角动
量输送
(a) 北半球高空西风带波动水平流线
（ b）副热带反气旋水平流线
角动量向北输送
4.6 地形影响
? 各种尺度的一般作用
? 山脉本身特征（ 长、宽、高 ）
? 大气的状态
1）抬高的热力作用,热力环流，山谷风等
2）山脉波和背风波引起的上升和下沉作用
3）对气团的阻挡作用,焚风
4）空气的偏转,绕流
5）对降水的地形控制,地形降水
1）地形机械阻挡气流
2）大地形造成的摩擦分布不均匀
3）地形造成的抬高的冷热源 ------热力作用
? 高原的动力作用
冬季青藏高原 500 hPa气流
绕流气流
（ a） 绕流气
流的物理实验
（ b） 青藏高
原的绕流气流
D 代表低压
G 代表高压
D
D
G
G
青藏高原
4.7 实际大气环流的平均特征
本节主要介绍实际大气环流的基本特征和它的平均运行状况,
通过了解大气中的气压场和风场的平均特征, 初步建立实际的大
气环流的三维图像 。
了解不同等压面上的平均水平环流的重要性在于它不仅反映了
环流随纬度的平均分布, 还反映了不同高度, 不同经度上的纬度
偏差分布特点 。 例如, 在对流层下部的大气活动中心, 在对流层
中上部的高空平均槽脊等 。 这里, 我们着重讨论北半球的环流情
况 。
由于地面
地形及海陆差
异的作用, 平
均海平面气压
场环流分布表
现为 沿纬圈方
向的不均匀性,
而且呈现出一
个个巨大的闭
合高, 低压系
统, 称为永久
或半永久性活
动中心 。 长年
存在的活动中
心称为永久性
的, 而有季节
变化的则称为
半永久性的 。
（ a） 1 月平均海平面气压场和风场（ l）平均低层环流
COADS Release 1 long-term January mean of sea level pressure (SLP)
for 1950-79 (2-degree latitude/longitude boxes),millibars.
COADS Release 1 long-term January means of wind speed (colors) and
vector wind for 1950-79 (2-degree latitude/longitude boxes),meters per
second.
（ b） 7 月平均海平面气压场和风场
（ 2）对流层平均环流
500 hPa对流层中层平均高度场（ 1月）
（ a） 极涡
无论冬夏季, 都存在
围绕极地地区的低压中心
,称 极涡 （ 极地涡旋 ） 。
环绕极涡的等高线, 由地
转风关系, 表示了气流气
旋性的运动方向 。 这种以
极地地区为中心的沿纬圈
的西风带呈现波动状 。 但
极涡中心并不正好在南北
极 。 在 冬季北半球, 存在
两个极涡中心, 其中一个
较强的位于 格陵兰西部,
另一个较弱的在 东西伯利
亚的北冰洋沿岸 。 在 夏季
北半球, 只有一个极涡中
心位于 加拿大极区 。
北半球冬季对流层以极地为中心的沿纬圈的西风带上有行星
尺度的平均槽、脊系统。其中有 三个明显的槽,一是在 140E
的亚洲东岸（由鄂霍次克海向较低纬度的日本及中国东海倾
斜），称为 东亚大槽 ；二是位于 80W的北美大陆东岸（自大
湖区向较低纬度的西南方倾斜），称为 北美大槽 ；三是在 10
－ 60E之间，乌拉尔山以西，由欧州北海向西南方向伸展的较
弱的 欧洲浅槽,是三个槽中最弱的一个。在三个槽之间有 三
个平均脊,分别位于 阿拉斯加, 西欧沿岸 和 贝加尔湖地区,脊
的强度要比槽弱得多。
（ b）槽脊系统
冬季
500 hPa对流层中层平均高度场（ 7月）
槽脊系统
对
流
层
平
均
环
流
夏季北半球对流层中部的环流与冬季相比有显著的不同 。 中
高纬度的西风带上由三槽三脊转变为 四槽四脊 。 等高线变稀疏,
其强度比冬季显著减弱 。 北美大槽的位置由冬至夏没有明显变
化, 而 东亚大槽即向东移 20个经度, 到了勘察加半岛以东附近,
而 乌拉尔山以西的浅槽到夏季已不存在 。 北美大槽和东亚大槽
之间的距离加长, 引起季节性的长波调整, 形成两个相对较弱
的波动, 在 欧洲西岸 和 乌拉尔山以东 附近 地区各出现一个弱的
浅槽, 从而构成了 夏季四槽的形势 。 总体而言, 北半球对流层
中部的环流可以归纳为, 冬三夏四, 环 流形势 。
夏季
尽管实际逐日的高空天气图要比平均的高空环流形势复杂多变, 但纬向
运动的波动性却是显而易见的 。 Rossby（ 1939)的一个重大贡献就是发现了
这种波动性是可以利用涡度守衡方程来诊断和预报的 。
长波公式的最重要和最有
意义的应用是指示出新长波
槽的可能形成地区 。
长波移动公式：
当 l = ls时, 波为静止波；
当 l＜ ls时, 长波为前进波；
当 l＞ 1s时，长波槽将后退
1980,2,3GMT0000实
况高空天气图显示的大
气波动
( c ) Rossby波和驻波公式
实际大气波动 （ 实线 ） 与正弦波的比较 （ 虚
线 ）, 代表了一个正弦波 v=vF sin2πx/2λ曲线 ）
顾名思义, 上下游效应指的是大范围上, 下游长波系统之
间的相互影响和调整 。
上游某地区长波系统发生某种显著变化后, 接着以相当快的速
度 （ 一般大于基本气流的速度及波动本身的移动速度 ） 影响到
下游地区长波系统的变化, 称为上游效应 ；反之, 下游某地区
长波系统的显著变化也会影响到上游, 使上游长波系统也随之
发生转变, 则称为 下游效应 。 在长波系统的这种调整过程中,
以上游效应最为重要 。 就东亚和我国的位置而言, 其高空西风
带的上游地区应为乌拉尔山地区, 欧洲北大西洋, 北美东岸；
西北太平洋则为下游地区 。
（ d）上下游效应
概念
实际大气中的波动可以看成是由不同振幅、不同频率、不同
波长的简单波叠加而成的所谓群波。群波的移动速度称为 群
速度 Cg。
Cg＝ U + β l2 /4 π2
可见，在西风带中群速总是大于零。群速代表能量的传播
和频散，因此，在上下游效应中，当 Cg 不等于 0，则表示
有能量的频散，即上游波动振幅增大（槽脊加深），其相邻
下游波动槽脊也加深。如 Cg＞ C，表示波动能量先于波动
本身到达下游，出现所谓上游效应；反之谓下游效应。
群速度 与上下游效应
西风带东西方向的发展演变 可以通过 Rossby波 的波速公式
和 上下游效应 来说明 。 而 大气长波南北方向的发展演变 则可以
通过两个相伴出现的典型天气形势 阻塞高压和切断低压 加以论
述 。 当大气长波强度显著加强, 例如两个不同纬带内的槽脊在
移动过程中相互叠加时, 槽脊强度加强, 波动变得不稳定 。 此
时大气长波槽不断向南加深, 长波脊不断向北伸展 。 在长波脊
中往往可形成闭合的暖高压, 称为 阻塞高压 。 同时在阻塞高压
的一侧或两侧可形成孤立的闭合的冷低压, 称为 切断低压 。 两
者往往可同时出现 。 阻塞高压和切断低压的形成与维持阻挡着
上游波动向下游传播, 破坏了正常的西风带环流, 使地面上的
气旋和反气旋的移动受到阻挡, 所以这种环流形势又称之为阻
塞形势 。 阻塞形势是一种稳定的形势, 它可以维持相当长的时
间, 对其控制下的地区以及上, 下 游大范围地区的环流天气过
程, 都将会产生很大的影响 。
（ e）阻塞高压和切断低压
a 在地面图上和 500hPa
等压面图上必须同时出
现闭合等值线, 而且在
500hPa图上, 阻塞高压
将西风急流分为南北两
支；
b 阻高中心位于 30N以
北；
c 阻高持续时间不小于 5
天 。
阻塞高压垂直结构示意图（ 1）阻塞高压的特征
阻塞高压出现的频数与中国天气气候有很大的关系。阻塞高压是高空深厚的
暖高压系统，在它的西侧盛行偏南气流，在东侧盛行偏北气流。如图 为发展
完好的阻塞高压垂直结构示意图。
切断低压是出现于对流层中上层
的冷性闭合的低压系统, 在高空
等压面图上表现为与北方冷空气
主体割裂的一堆孤立冷空气, 这
种系统一般在 300～ 500hPa等压面
图上表现最为明显 。 在高空等压
面图上, 切断低压的出现形式大
致有两种：一种是以闭合低压单
独出现, 在它的一例或两侧有明
显的高压脊或高压；另一种是与
阻塞高压同时出现, 切断低压出
现在阻塞高压的南侧 。 随着切断
低压的出现, 与它对应的地面图
上, 在初始阶段往往是一个冷性
高压, 由于切断低压的不断发展,
地面上逐渐出现了低压环流或锋
面气旋 。
切断低压的形成也是西风带长
波不稳定发展的结果, 其形成过
程如图 所示 。
切断低压结构示意图
（ 2）切断低压
