1、1010hpa 1008 1006 1004一力一一水平氣壓梯度力：風向垂直于等壓線，高壓指向低壓。對比南的差異判斷圖中不同地區的風向2.判斷圖中不同地區的風向太陽輻射能從低緯向高緯遞減。大氣運動的根本原因：太陽輻射能的緯度分布不均，造成高低緯度間的溫度差異地球表面高低緯度間的大氣存在著熱量和溫度的差異，必然引起大氣的運動。因此各地冷熱 不均是大氣運動的根本原因。大氣運動能輸送大氣中的熱量和水汽，引起各種天氣變化。綜合運用氣壓帶和風帶圖，需要注意三方面問題：注意該圖使用的前提條件和范圍，哪些是水平圖、立體圖，何處是海洋或陸地必須給 學生交代清楚。注意一般規律與特殊現象的關系，本文所列地理現象多

2、為普遍規律，是學生學習的重 點，然而客觀存在的特殊現象，如自然帶中的非地帶性現象，副熱帶高壓帶中的亞熱帶季風 性濕潤氣候等也應在教學中加以說明，以免學生誤解。注意該圖使用的時間，本文所列圖示可先在新課相應章節中使用，然后在期末復習時 整體推出，使學生在復雜的地理現象中梳理出清晰的脈絡，對地理環境的整體性有更高的認 識。五、關于大氣環流就水平尺度而言，有某大地區（例如歐亞地區）、某半球或全球范圍的大氣環流；就鉛 直尺度而言，有對流層、平流層、中層或整個大氣圈的大氣環流，就時間尺度而言，有一至 幾天、一月、一季、半年、一年的直至多年平均的大氣環流。它既是地一氣系統進行熱量、 水分、角動量等的交換和

3、能量轉換的重要機制，又是這些物理量的輸送、平衡和轉換的重要 結果（見大氣角動量平衡、大氣環流的能量平衡和轉換）。研究大氣環流的特征及其形成、 維持、變化和作用，掌握其規律，對于改進和提高天氣預報的準確率、研究氣候形成的理論， 以及為更有效地利用氣候資源提供可靠的物理依據，都具有重要的意義。平均環流大氣運動的根本能源是太陽輻射能。由于地球的自轉和公轉，且因其赤道面 和黃道面有23 26的交角，所以低緯度地區比高緯度地區受熱多，因而低緯度大氣較高 緯度大氣暖。高低緯度之間的溫度差異，是造成大氣運行的基本因素。這種溫度差異有著明 顯的季節性變化，大氣環流的特征也隨季節而變。緯向環流就平均情況而言，無

4、論南半球或北半球，大氣環流的最基本性狀是大氣大體 上沿緯圈方向繞地極的運行。這在南半球更為顯著。由全球沿緯圈平均的東西向風速分布圖， 可更清楚地看出平均緯向環流的特點。在對流層，低緯度地區常盛行東風，稱為東風帶，又稱信風帶（在北半球為東北信風， 在南半球為東南信風），其范圍隨高度減小；中高緯度地區則盛行西風，稱為西風帶，其所 跨的緯度，除低層外均較東風帶為寬。中緯度地區，西風的強度隨高度迅速增大，最大風速 出現在緯度3045上空的200百帕附近，稱為行星西風急流；極地附近，低層存在較 淺薄的弱東風，稱極地東風帶。平均說來，在低層，極地東風有偏向中緯度吹的分量，中高 緯度地區的西風有向高緯度和極

5、地吹的分量，低緯度地區的東風有向赤道吹的分量。這些平 均風帶總稱為行星風系，其范圍和強度有明顯的季節性變化。在平流層，冬半球為西風環流，夏半球為東風環流，在春秋過渡季節里，高緯度地區為 西風，低緯度地區為東風。無論西風或東風，都隨高度增強，強度都較對流層里的大。另外， 在赤道附近的上空，東西風的交替，還存在準兩年的周期性變化（見平流層和中層大氣環流）。經圈環流由大氣在南北方向和鉛直方向的平均運動所構成的平均環流，每個半球都存 在三個經圈環流：（1）低緯度的正環流（或稱直接環流），是G.哈得來在1735年最先提出 的，故稱為哈得來環流；（2）中緯度的逆環流（或稱間接環流），是W.費雷爾在1856

6、年最 先提出的，故稱為費雷爾環流；（3）極區的正環流，它比較弱，稱為極地環流。哈得來環流 和費雷爾環流的下沉氣流區和副熱帶高壓帶的平均緯度相吻合，而費雷爾環流和極地環流的 上升氣流區和極鋒（見鋒）的平均緯度一致。此外，經圈環流的強度和位置，也都表現出明 顯的季節性變化。非軸對稱環流大氣環流不是軸對稱的。在不同的經圈剖面上，緯向環流和經圈環流都 可能有很大的不同。在等壓面或等高面平均圖上，高空存在西風帶槽、脊和副熱帶高壓、熱 帶擾動，低空則存在一些半永久性的低壓和高壓系統，稱為大氣活動中心。這種特征，主要 是由于地球表面海陸分布所引起的輻射、感熱和水汽潛熱等熱力差異，以及地面摩擦和大地 形的作用

7、所造成的。正因為大氣環流具有非軸對稱性，使各地區的天氣變化和氣候特征更加 復雜：有些地區出現顯著的季風環流，低緯度地區出現沃克環流。由于地表的不均勻性，科 里奧利參數隨緯度的變化，以及大氣本身的可壓縮性和斜壓性，加上大氣中的水汽相變和風 速的水平切變、鉛直切變等因子，使大氣總呈現出各種波動或渦旋形運行的狀態。有時波或 渦的南北幅度很大，大氣主要作南北向運行，稱為經向環流型；有時南北幅度很小，大氣主 要沿緯圈運行，稱為緯向環流型。不管哪種環流型，大氣環流狀態都是由很多不同尺度和不 同頻率的大氣波動疊加而成的。沿緯圈繞地球一周的波數為13個的波稱為超長波，波數 為47個的波稱為行星波或長波。波數為

8、8個或以上的波稱為短波。行星波和短波都是移 動性的波，超長波主要是擺動性的。在對流層內，短波主要出現在其中部和下部，長波主要 出現在其中部和上部，超長波則存在于整個對流層。但在逐日天氣圖上，超長波為行星波和 短波所掩蓋面難以辨識；在旬或月平均圖上，特別在多年的平均圖上，因平滑而消去了較短 的波，超長波就可清楚地顯現出來了。例如圖1所示的波動，基本上就是因海陸和大地形所 激發的超長波。一般的海平面天氣圖所顯示的低層大氣運動更復雜，可出現更多的旋渦，包 括氣旋（或稱低壓系統）和反氣旋（或稱高壓系統）。在中緯度，氣旋多同冷暖空氣的界面 鋒面相結合，氣旋內部和鄰近地區有上升運動；反氣旋內部有下沉運動。

9、高空和低空的 大氣環流系統是相互聯系的，低空環流系統與經圈環流也是相互聯系的。大氣環流的逐日變化，是由那些不同尺度的高空波動和旋渦，以及低空的鋒系、氣旋和 反氣旋的發生、發展和消亡的過程所引起的，并表現為緯向環流型和經向環流型的循環轉變 過程。大氣環流平均狀態中的三個經圈環流、東風帶、西風帶和急流，是由于太陽輻射的加 熱不均勻、地球自轉、大型擾動和摩擦等因子共同作用所造成和維持的。研究動向大氣環流是一個復雜的問題，環流性狀在不斷地變化著，有的年份還有明顯 異常。從長期來看，即使是一些最基本的狀態，也經歷著緩慢的變異，表現為氣候變化。這 是太陽一天氣氣候關系、地一氣關系、海一氣關系，甚至還有生物

10、和人類活動的影響長期綜 合作用的結果。隨著大氣探測技術的發展，為獲取更多的氣象要素資料、不斷揭示大氣環流 各種事實提供了條件。在研究方法上，除了動力學理論分析和模型實驗外，已更廣泛地利用大型電子計算機， 對物理因子進行數值模擬試驗。（摘自中國大百科全書大氣科學、海洋科學、水文科學）六、東亞季風的天賜恩惠中國的亞熱帶在緯度上多處于副熱帶范圍內，但自然景觀卻與同緯度的中亞、西亞和北 非等著名的干旱沙漠地帶截然不同。這里具有冬冷夏熱、四季分明、水熱同季、濕潤多雨的 氣候特點，廣布著水量豐富的河流和湖泊。這里的自然景觀呈現出顯著的南北過渡特征。在 長江和大巴山以北的北亞熱帶地區，天然植被為常綠與落葉闊

11、葉混交林，是暖溫帶落葉闊葉 林與亞熱帶常綠闊葉林之間的過渡類型；在南嶺以南地區，海拔1200米以下為含有熱帶樹 種的常綠闊葉林，具有從亞熱帶向熱帶過渡的性質；在中亞熱帶地區為常綠闊葉林，是典型 的亞熱帶植被。此外，亞熱帶針葉林（如東部的馬尾松林、西部的云南松林）、竹林也是這 個地帶常見的植被。中國亞熱帶的土壤分布同樣具有南北過渡特性，黃棕壤是北亞熱帶的地 帶性土壤；赤紅壤發育在南亞熱帶盆地、丘陵地區，是亞熱帶紅壤向熱帶磚紅壤的過渡型土 壤；紅壤與黃壤是亞熱帶典型的地帶性土壤，前者主要分布在長江以南的廣大低山、丘陵區， 后者大面積分布于貴州高原和亞熱帶東部山地。除地帶性土壤外，這里還分布有大面積

12、的石 灰性土和紫色土，前者以廣西、貴州境內的石灰巖丘陵區最為集中，后者以四川盆地分布面 積最廣。中國亞熱帶的優越自然環境，是經歷漫長歲月的孕育、演化和發展之后形成的，它 對生物界的旺盛生長和循環，對農作物的栽培和畜牧業的發展都十分有利。因此，中國的亞 熱帶現已成為地球上適宜生物繁衍生長的“搖籃”，是世界上植物種類最為豐富和密集的地 區之一，也是世界珍稀動物大熊貓的“故鄉”、白NFDED 豚的“樂園”。那么，中國亞熱帶得天獨厚的條件和絢麗多姿的景觀，究竟是什么原因造成的呢？誠然， 這是一個極為復雜的問題。但卻可以肯定地說，它在很大程度上是受賜于東亞季風的恩惠。季風是大氣環流的重要組成部分。中國亞

13、熱帶地區是東亞季風盛行的地區，這里的四季 氣候特征是由季風環流的基本特征決定的，而這里的自然景觀又深深打上了季風氣候的烙 印。中國亞熱帶的季風環流形勢，可用東亞各季具有代表性的氣壓場特征來加以揭示。冬季，整個亞洲大陸完全受蒙古高壓控制。從1月海平面平均氣壓場圖可見，在蒙古及 其鄰近地區是一個強大的冷高壓，其中心氣壓值達到1040百帕，比北美冷高壓要高出20 百帕。它的覆蓋范圍之大、維持時間之長，均較北半球其他地區顯著，從而成為北半球最強 大的冷高壓。它是秉性干燥而寒冷的極地大陸氣團源地。與此同時，在北太平洋北部的阿留 申群島附近存在一個較深厚的低壓，其中心強度僅1000百帕，稱為阿留申低壓。該

14、低壓幾 乎盤踞整個北太平洋，其勢力強盛時南界可擴展到北緯32左右的地區。在冬季時北太平 洋副熱帶高壓勢力衰減，在太平洋西部幾乎見不到蹤跡，主要退縮在太平洋東南部，于是可 吸引寒潮東流；但勢力減弱時則南下的寒潮和冷空氣頻率增大。由此可見，東亞季風區冬季 天氣和氣候變化主要受控于蒙古高壓與阿留申低壓的勢力強弱與消長。中國亞熱帶地區，正 位于冷空氣南下的路徑上，往往出現大風、雨雪和劇烈的降溫天氣。因此，這里冬季氣溫要 低于同緯度的其他地區。1月海平面平均氣壓場春季，是由冬季到夏季氣壓形勢變換的過渡季節。隨著太陽高度角的增大，地面和空氣 溫度不斷升高，中高緯度地區的蒙古高壓和阿留申低壓的勢力明顯減弱，

15、而副熱帶地區的北 太平洋高壓逐步加強，其中心擴展到太平洋西部，這時印度低壓也初具雛形，控制東亞地區 的高低壓系統已由冬季的兩個中心變為四個中心，即中高緯度的系統在減弱、退縮，而副熱 帶地區的系統卻在發展和加強。四個東亞大氣活動中心都影響著春季大氣環流活動，形成以 河套為中心的鞍形氣壓場。因此，春季南北氣流交換復雜，氣旋活動頻繁，天氣變化急劇， 風向也不穩定，造成華北一帶多大風和沙塵天氣。由北方冷氣流與南方暖氣流交匯而成的極 鋒帶及由此產生的大范圍降水帶，從中國華南登陸并逐步北移。此時中國東南沿海地區南風 機會增多，低層濕度明顯增大，偏南氣流與來自河套地區的東北氣流在華中地區輻合，形成 一個比較

16、穩定的輻合帶，使亞熱帶中部出現陰沉、潮濕、多雨的天氣現象。夏季，氣壓場分布形勢與冬季完全相反。這時中高緯度的蒙古高壓和阿留申低壓勢力消 亡；相反印度低壓和西太平洋高壓已發展為鼎盛時期，前者控制整個亞洲大陸，后者盤踞在 中國東面的太平洋上。因此，東亞夏季的天氣氣候變化基本上受這兩個環流系統的強弱和相 互作用所控制。從“7月海平面平均氣壓場圖”中可看出，在印度北部、巴基斯坦和中國西 南一帶有一個強大的熱低壓，中心強度為995百帕，其周圍的環流幾乎包括整個亞洲大陸在 內，1005百帕等壓線所伸展范圍即幾乎包括中國全境。與此同時，在中國東面的太平洋上 有一個北半球最強大的副熱帶高壓，其中心強度超過10

17、25百帕，其向大陸西伸和向北移動 的位置都是全年最盛時期。由于這兩個強大的高低壓間的等壓線在東亞沿岸大體呈南北向分 布形式，以致夏季在中國沿海盛行東南風。5060 70 80 90 100110120 130140 150 160 17018080901001101201301407月海平面平均氣壓場此時影響中國亞熱帶天氣的主要是熱帶海洋氣團和赤道海洋氣團，都是夏季降水的重要 水汽來源。熱帶海洋氣團源出于北太平洋副熱帶高壓，性質濕熱而穩定，在中國華南登陸， 多為東南風（夏季風），它將海洋上水汽攜入大陸，當其與變性極地大陸氣團交鋒，形成極 鋒。極鋒的進退與雨量帶的推移是一致的：4月華南雨季開始，

18、5月中旬至6月上旬江南丘 陵多雨，6月上中旬至7月上中旬，江淮地區出現梅雨，7月下旬以后極鋒北移，江淮伏旱 開始。在中國亞熱帶，降水集中的雨季是與高溫期相一致，即“雨熱同季”，這對植物生長 與農業生產都十分有利。若在單一的熱帶海洋氣團控制下，則天空晴朗少雨，從而造成長江 中下游酷熱天氣。赤道海洋氣團發源于南半球副熱帶高壓，越過赤道洋面后仍具高溫多濕性 質，但已不夠穩定，即使在它單一控制之下也會形成雷雨天氣，向中國移動時表現為西南季 風。在亞熱帶范圍內，它主要影響東經105110以西的云南和川西。印度大陸低壓的 出現，主要促使氣流向大陸輻合上升，造成雷暴雨天氣，并支配著西部高原地區的風向。秋季，

19、是由夏季到冬季氣壓形勢變換的過渡季節。這時副熱帶地區的印度低壓和太平洋 高壓開始明顯衰退，而中高緯度的蒙古高壓和阿留申低壓卻開始活躍起來。但由于在近地層 冷高壓（蒙古高壓）迅速建立的同時，其對流層中高層仍有副熱帶高壓維持在較高的緯度， 從而形成地面冷空氣之上重疊著暖空氣，大氣層結構穩定，大部分地區出現天高云淡、秋高 氣爽的穩定天氣。此時，中國西南地區仍受西南氣流影響，多陰雨天氣。隨著西南季風撤離 大陸，川黔上空東風環流轉為西風環流，形成“華西秋雨”。嗣后，副熱帶高壓迅速南撤， 印度半島北部已由氣旋環流轉為反氣旋環流，中國大陸上秋高氣爽的季節結束，華西秋雨停 止，標志著夏季環流型已轉變為冬季環流

20、型。隨著太平洋高壓和印度低壓先后退離大陸，盛 行氣流又恢復到冬季情況。冬季風逐漸遍及中國各地，東亞各地又成為蒙古高壓控制的局面。青藏高原的存在，對于上述季風環流形勢的加強起著重要作用。由于冬季高原近地面有 青藏冷高壓出現，使高原與同高度自由大氣之間產生氣壓差異，在高原東側的平原上空盛行 東北風。青藏冷高壓愈強大，東北風也愈強，影響范圍也愈大。從而加強了來自蒙古高壓的 冬季風勢力。由于夏季在高原近地面為青藏低壓，其長軸7月份所在的平均位置在北緯32 附近，使高原東側的西南季風加強，并影響了太平洋副熱帶高壓脊向西延伸，從而加強了東 南季風的勢力，創造了中國東部地區夏季降水的良好條件。由于高原的屏障

21、作用，使蒙古高 原一帶冬季受暖平流的影響較小，有利于冷空氣的堆積和蒙古高壓的發展；夏季使印度半島 很少受到冷空氣的影響，有利于熱低壓的維持。同時，高原地形使西風帶氣流在其西端受阻 而發生分支現象，在高原南北兩側形成兩支強西風氣流。南支西風氣流的存在，實際上擴大 了西風帶向南影響的范圍，使冬季風到達更南的緯度，并阻滯了西南季風向北前進。因此， 隨著西風帶北移，南支西風氣流消失，西南季風以突然爆發的形式迅速北上，東南季風在江 南丘陵地區停留后開始向北躍進，中國東部長江中下游地區梅雨開始。此外，由于冷空氣受 高原地形的阻擋和擠壓，迫使冬季風在中國東部地區加強，從而推移到更南的緯度地區。總 之，由于青

22、藏高原的動力作用和熱力作用，大大改變了由海陸影響所引起的氣壓分布，進而 也影響到大氣環流形式，增強了中國季風現象的復雜性。七、什么是季風環流在一個大范圍地區內，它的盛行風向或氣壓系統有明顯的季節變化，這種在1年內隨著 季節不同，有規律轉變風向的風，稱為季風。季風盛行地區的氣候又稱季風氣候。季風明顯 的程度用一個定量的參數來表示稱為季風指數，如易赫洛莫夫，它是根據地面冬夏盛行風向 之間的夾角來表示，當夾角在120-180，認為是季風，然后用1月和7月盛行風向出現 的頻率相加除2即I= (F1+F2)/2為季風指數，當I40%為季風區，1=40%60%為較明顯季 風區，I60%為明顯季風區全球明顯

23、季風區主要在亞洲的東部和南部、東非的索馬里和西 非幾內亞。季風區有澳大利亞的北部和東南部、北美的東南岸和南美的巴西東岸等地。亞洲 東部的季風主要包括我國的東部、朝鮮、日本等地區。亞洲南部的季風，以印度半島最為顯 著，這是世界聞名的印度季風。八、大氣環流的作用在高緯與低緯之間、海洋與陸地之間，由于冷熱不均出現氣壓差異，在氣壓梯度力和地 轉偏向力的作用下，形成地球上的大氣環流。大氣環流引導著不同性質的氣團活動、鋒、氣 旋和反氣旋的產生和移動，對氣候的形成有著重要的意義。常年受低壓控制，以上升氣流占 優勢的赤道帶，降水充沛，森林茂密；相反，受高壓控制，以下沉氣流占優勢的副熱帶，則 降水稀少，形成沙漠

24、。來自高緯或內陸的氣團寒冷干燥，來自低緯或海洋的氣團溫和濕潤。 一個地區在一年里受兩種性質不同的氣團控制，氣候便有明顯的季節變化。如我國氣候冬季 寒冷干燥，夏季炎熱多雨，則是受極地大陸氣團和熱帶海洋氣團冬夏交替控制的結果。總之， 從全球來講，大氣環流在高低緯之間，海陸之間進行著大量的熱量和水分輸送。在經向方向 的熱量輸送上，大氣環流輸送的熱量約占80%。在大氣環流和洋流的共同作用下，使熱帶溫度降低了 713 C，中緯度溫度則有所升 高，60 N以上的高緯地區竟升高達20 C。大氣環流水分輸送，也起著重要的作用。大氣中水分輸送的多少、方向和速度與環流形 勢密切相關。北半球，水汽的輸送以30 N附

25、近為中心，向北通過西風氣流輸送至中高緯度； 向南通過信風氣流輸送至低緯度。我國的水汽輸送，主要有兩支:一支來自孟加拉灣、印度 洋和南海，隨西南氣流輸入我國；另一支來自大西洋和北冰洋，隨西北氣流輸入我國。南方 一支輸送量大，北方一支輸送量小，兩者的界線是黃淮之間和秦嶺一線，基本上相當于氣候 上的濕潤和半濕潤的界線。降水的形成離不開天氣系統，離不開云、水汽的輸入和空氣的垂直上升運動。這一切都 和環流形勢緊密相連。例如，降水量的多少和進入各種天氣系統的水汽量有關，暖濕赤道空 氣的流入能在幾小時或1小時以內產生100毫米的降水;雷暴降水量的多少可和流入積雨云 內水汽量的多少成正比。世界降水的分布有兩個

26、高峰和兩個低峰，即兩個多雨帶和兩個少雨帶，兩個多雨帶和赤 道輻合帶、極鋒輻合帶兩個氣流輻合帶的位置基本相符；兩個少雨帶和副熱帶高壓帶、極地 高壓帶兩個氣壓帶的位置一致。大氣環流在氣候的形成中起著極其重要的作用。在不同的環流控制下就會有不同的氣 候，即使同一環流系統，如環流的強度發生改變，則它所控制的地區的氣候也將發生改變； 如環流出現異常情況，則氣候也將出現異常。大氣環流狀況的變化，可用經向環流和緯向環流的強弱和轉換來表示。某地區在較長時 間內的大氣環流的變化都有一個該時期的平均狀況。當某年某一段長時間內的經向環流和緯 向環流的持續時間和轉換頻率，大大超過該時期的平均狀況時，則稱某年某一段長時間內的 大氣環流狀況為環流異常。如1972年的主要環流特征，北半球有兩個穩定而強大的長波槽 脊存在，12次年3月在歐洲上空和北太平洋上空為阻塞高壓，大西洋西部和亞洲為低槽，59月，歐洲和北美西部為阻塞高壓，北美東部和東亞為大槽。整個一年里，北大西洋、 北太平洋、歐洲東部和東北部、亞洲西部大部分地區在強大的大范圍