地球系统获得太阳辐射能，并向外放出红外辐射。地球系统吸收的辐射能量与发出的辐射能量的差值称为辐射收支。从全年平均来看，入射太阳辐射和出射地球辐射的总的效果是，热带地区有一个净的能量流入，而高纬度地区有一个净的能量流出（图2.2）。这是因为在赤道地区，由于太阳光直射，地—气系统接收更多的辐射；在高纬地区，因为阳光斜射，并且由于冰雪覆盖加大，造成反射率比赤道地区大得多，所以地—气系统吸收的辐射明显要少。另外，低纬地区由于地球表面温度高，放射的长波辐射也比高纬地区多些。为了平衡这些盈亏，大气和海洋就必须从热带和副热带地区向中纬度和极地地区输送能量。在此过程中，对流（输送热量）和平流（输送热量和水汽）共同完成平衡任务。从能量平衡的角度出发便有了以下的“三圈环流”理论。

图2.2　北半球冬半年（10月至次年3月）经向辐射收支（Burroughs，2003）

赤道地区的大气因为有净的辐射能收入而被加热，空气膨胀、密度减小而上升，在赤道上空形成气压高于极地上空的暖高压区，产生指向两极的气压梯度，使得赤道上空的空气向两极方向运动。由于地球自转的原因，在向两极运动的过程中气流会发生偏转（科氏力的作用）。在北半球，产生运动方向的向右偏转，到了30°N附近，空气运动方向转为自西向东，空气在此纬度带辐合、堆积，产生下沉运动，在地面形成副热带高压。下沉的空气又分别向南北辐散，流向赤道的气流和上层由赤道流向副热带的气流，在赤道和副热带地区之间构成一个闭合的环流圈，称为低纬度环流圈或哈得来（Hadley）环流圈。相反，极地地区由于太阳净辐射的亏损，空气冷、密度大，形成下沉气流，而在极地上空形成低压区，在地面形成高压区，从而在地面产生向低纬地区流动的气流，这支气流同样受到地球自转的影响而产生流动方向的偏转，逐渐变成东北风，大约在副极地地区与来自副热带地区下沉辐散而向北运动的西南气流相遇，辐合上升，在高空又分成两支，分别向南、北运动。其中向极地运动的气流与低空由极地流向副极地的气流构成了另一个直接环流圈，称为高纬度环流圈或极地环流圈。而由副极地地区高空向南运动的那一支气流与来自副热带低空向北运动的气流，在哈得来环流圈和极地环流圈之间的中纬度地区形成一个与直接环流方向相反的间接环流圈，称为中纬度环流圈或费雷尔（Ferrel）环流圈。南半球三个环流圈的形成过程与北半球的完全相同（图2.3）。

人们对哈得来环流的机制有清楚的了解，用哈得来所提出的环流模式解释的信风形成，与观测结果非常符合。哈得来环流是一个封闭的环流，哈得来环流中有大规模的垂直运动。有时会有一个独立的哈得来环流圈从一个复杂的过程中分离出来、移动并消失。

哈得来环流基本上活动在热带地区，但是随太阳直射点的变化而移动。就北半球而言，大致是夏季偏北，冬季偏南。

极地环流同样也是一个简单的系统。相比赤道的空气，这里的空气比较寒冷、干燥，但仍然有足够热力和水分进行对流，完成热循环。但活动范围限于对流层内，最高也只到对流层顶（8km）。极地环流如散热器般平衡低纬度环流地区的热盈余，使整个地球热量收支平衡。

极地环流是影响中、高纬度地区气象变化的主要因子。低纬度环流与极地环流是由于地表的冷却或加热而出现，都直接与热能相关。这两个环流颇为稳定，虽然不时增强减弱，但是并不会完全消失。而中纬度环流恰如处于这两者之间的轴承，因中纬度的涡旋循环（高压及低压区）而出现。中纬度涡旋向极地方向和高空输送暖空气，向赤道方向和向下输送冷空气，所以涡旋的作用使得赤道和极地间的温差减小。

中纬度环流并不是真正闭合的循环。在南面处于低纬度环流之上，在北面又漂浮在极地环流上。这里虽然也有盛行风系，但是只在高空由西风主导，受高低压循环的影响，地面风向经常改变。

与赤道和极地之间的三圈经向环流相对应的是近地面的三个纬向风带——极地东风带、中纬度西风带和低纬度信风（东风）带，这些风带常被称之为行星风带。这些纬向风带决定了不同的气候和天气状况。沿着赤道到极地的方向，风带具有以下特点:

（1）在赤道两侧的热带地区吹的是略向赤道倾斜的东风，由于其持续稳定，称为信风带。现在经常称其为热带辐合带（ITCZ）和赤道无风带。热带辐合带位于哈得来环流的上升支处，经常出现多云和弱风天气，也有飑线和暴雨发生。另外，由于大气的相对湿度比较高，蒸发比副热带少。

（2）在信风带以南和以北的区域里经常出现偏西风，称为西风带。这里的风多变而且不稳定，尤其是在冬季。中纬度风暴和锋面系统引起本区域频繁的天气变化。

（3）从西风带向极地方向，偏东方向的风比较盛行，称为极地东风带。这里的空气是冷、干而稳定的，尤其是在冬季，常有高空气流下沉。在极地东风带和中纬度西风带之间的气流辐合区称为极锋，温度的水平梯度很大。

三圈环流模式大体反映了大气环流的最基本情况，说明了地球上存在的气压系统和行星风系的带状分布。但由于海陆分布和地形摩擦等影响，实际观测到的大气环流与上述三圈环流的模型是存在差异的，近地面的风不是完美的带状分布，南、北半球的环流分布也是不对称的。在纬向东、西风带和经向三圈环流的共同作用下，某些地区空气产生水平辐合，另一些地区空气产生水平辐散，使一些地区的高压带和另一些地区的低压带得以维持，即在近地面出现一些半永久性的高压和低压中心。例如北半球的北太平洋高压、北大西洋高压、西伯利亚高压、阿留申低压和冰岛低压；南半球的南太平洋、南大西洋和印度洋3个副热带高压，以及南极洲冷高压和副极地低压等。

冬季，大陆比同纬度海洋寒冷得多，蒙古高原和西伯利亚是亚洲的寒冷中心，形成范围广大的高压系统。大陆上的冷高压切断了副极地低压带，使低压系统只存在于相对温暖的海洋上。夏季，陆地比同纬度海洋热，空气上升形成低压，亚洲大陆的热低压中心在印度西北部。大陆上的热低压切断了北移的副热带高压，使其维持在海洋上。

由于陆地增暖和变冷的速度比海洋快，在季节循环过程中海洋和陆地就有了温度的差异，温度的差异造成了气压的差异，进而驱动了区域性风环流的产生，这种风环流与纬向带风有很大不同。区域风环流在热带地区尤为突出，气流从冷的表面流向暖的表面，产生季节性环流系统，即所谓的“季风”。

最著名的季风环流发生在印度。夏季，南亚和印度次大陆被太阳加热，低压在大陆上发展，环绕印度的是海洋到陆地间的巨大风系，水平辐合与上升运动为陆地带来大量水汽和强降雨。冬季，陆地冷于海洋，次大陆上为干的陆地风和下沉气流所控制，抑制了云与降水的形成。

季风也出现在世界上其他地区。夏季，美洲中部和北部的季风为墨西哥和美国西南部带来降水，到了冬季美洲季风就移到处于夏季的南美。

与三圈环流相联系的另一种非常重要的现象是急流。它的位置和强度变化与高空锋区、地面气旋和反气旋的活动有密切的关系。按出现的高度不同分别称为高空急流和低空急流。高空急流集中在对流层上部或平流层中的一股强而窄的气流。其中心轴向是准水平的，具有强的水平风切变和垂直风切交，有一个或多个风速极大值，叫急流带。通常急流长几千千米，宽几百千米，厚几千米，风速垂直切变为5～10m/s，水平切变为每百千米5m/s。急流中心称为急流轴。急流轴上风速的下限为30m/s。在对流层下部600hPa以下，也常有强而窄的气流带，为了与对流层上部的高空急流相区别，就把这种气流称为低空急流。虽然低空急流的尺度比较小，仅在一定地区范围内出现，却与暴雨、龙卷、雷暴等剧烈天气有密切关系。

根据性质和结构的不同，急流可分为极锋急流、副热带西风急流和热带东风急流。极锋急流是由于极锋活动地区强烈的经向温度梯度造成的。在热胀冷缩的作用下，南侧较暖的空气会使得整个气层变厚，而北侧的气层则因为较低的气温而变薄，从而使得气压梯度随着高度的升高而升高，到了对流层上层（300～200hPa）附近，强烈的气压梯度会造成强烈的西风气流——极锋急流。极锋急流有明显的分支和汇合现象，在其分支区的左侧有温带气旋发展的动力条件（高空辐散），气旋常在此处发生、发展。所以急流活动区多风暴天气。

亚洲地区气候的季节变化与6月及10月大气环流的突变紧密相连，而这种突变的重要表现之一是副热带西风急流的北跃或南落（叶笃正等，1958）通过影响200hPa南亚高压的强度副热带西风急流可以对我国东部旱涝灾害的形成产生作用。如果急流南移，将使得6～8月（1～3月）江南（华南）降水偏多；相反，急流偏北将使华北地区夏季降水偏多，江淮流域冬季降水偏多（Liang等，1998）。20世纪90年代末中国东部夏季降水发生了年代际突变，形成了“南涝北旱”的特征，起因是东亚上空副热带急流北移减弱。

以上从大气环流的角度简单介绍了全球的气候特征。现在的气候状态已或多或少伴随了我们1万年左右的时光。从地质历史来看，大气环流和气候经历过剧烈变化，有时是因为太阳辐射的变化，有时是因为地球本身的变化（板块漂移、山脉隆升等）。如果从短时期天气看，受不同尺度天气系统的主控作用，天气的变化则五彩纷呈。以下我们将介绍不同尺度的天气系统以及它们带来的天气变化。

2.2 大气环流

2.2　大气环流