3．2 大气环流
大气每时每刻都在不停地运动着，其运行是极其复杂和多变的。如果从随时随地不断变化的运行状态中对时间进行平均，就可发现大气运行具有明显的规律性。进行时间平均的空间分布常被看成是全球大气大规模运动的基本状态。
（1）大气环流的基本状况
平均纬圈环流 指东西方向水平环流。从图6-9看出，高低空气流以纬线方向为主。低空在60°～90°的高纬地区为东风带（北半球为东北风，南半球为东南风），随冬夏太阳位置的南北移动，东风带位置也南北移动，且冬强夏弱。在30°～60°的中纬地区为西风带（北半球为西南风，南半球为西北风），西风带的位置也随季节南边移动，冬强夏弱。在0°～30°的低纬地区为东风带（北半球为东北风，南半球为东南风），但强度夏强冬弱。
平均经圈环流 指在南北方向的垂直剖面上的环流。从图6-9看出北半球有三个经线方向环流圈（相应南半球也如此），即低纬的热带环流圈（Ⅰ），中纬的中纬度环流圈（Ⅱ）和高纬的极地环流圈（Ⅲ）。极地环流圈强度最弱。经圈环流随季节移动，北半球冬季南移，夏季北移。南半球反之。
图6-7和6-8是全球1、7月平均海平面气压（将不同海拔高度气象台站的气压订正到海平面的气压）场的分布。大陆由于冬季是冷源和夏季是热源，而在冬季形成强大的冷高压和夏季形成范围广大但浅薄的热低压。
如1月北半球大陆的亚洲高压、北美高压十分强大，7月为低压所替代。南半球冬季情况类似。海洋上夏季是冷源（相对同纬陆地言），冬季是热源，则夏季副热带高压强大，冬季副热带高压弱小。如北半球7月北太平洋和北大西洋副热带高压强大；1月二者均很弱小。南半球的夏季类似。海洋的副极地低压则冬季强大，夏季很弱小，如北半球的冰岛低压和阿留申低压是之。南半球类似。
赤道地区冬夏均有低气压出现，南北极地区冬夏为高气压区，它们随季节其强度和范围也有所变化。
月平均气压场的分布表明地球上一些区域长期受高压或低压控制，或随季节高低压交替控制，这对这些区域的天气、气候的影响和形成具有重要意义。如副热带高压控制区是副热带干燥的荒漠气候和草原气候形成的重要原因。东亚的季风气候主要是冬季受高压控制和夏季受低压控制所形成的。
季风 （季风环流的简称）是指在一个大范围地区内，盛行风向或气压系统有明显的季节变化，而且随着风向和气压系统的季节变换，天气气候也发生明显的变化。海陆间热力差异是季风形成的重要原因之一。大陆表面在冬季强烈辐射冷却形成高气压，在夏季强烈的太阳辐射照射增温形成低气压，高低气压的气流方向正相反。亚洲大陆冬季为强大的高气压控制，东亚和南亚的气流为从内陆向海洋的偏北气流，空气干燥寒冷，此为冬季风。亚洲大陆夏季为热低压控制，东亚和南亚的气流由海入陆（偏南气流），空气温湿，多降雨，此为夏季风。图6-9中的东风带和西风带随季节南北移动，其过渡区的风向也随季节交替形成季风。
（2）大气环流的形成
太阳辐射对形成大气环流的作用2.1小节中已表明在地球南北纬35°之间为辐射平衡正值区，即地球热源区，而在这以外的中高纬度地区为辐射平衡负值区，即冷源区。由此形成的高低纬之间的温度差异，进而形成了低纬低压和高纬高压，出现了高低纬之间的气压梯度力。对表面均匀且不自转的地球而言，在气压梯度力的作用下，赤道附近空气受热膨胀上升，高空空气流向两极；在极地空气冷却下沉，向低纬地区流动，于是形成南北方向高低纬之间的大气环流圈。这种由热力分布不均匀形成的热力环流在海陆之间、山坡与山谷之间、城市与郊区之间也可出现。
地球自转对大气环流形成的作用 如图6-9所示，当赤道上空空气向极地流动时，在北半球，随着纬度增大，地转偏向力也增大，空气运动方向逐渐向右偏转，到纬度30°附近，偏转达90°，空气运动方向折向自西向东与纬圈平行。在这里，由赤道来的北上气流受阻，空气堆积下沉，使地面形成副热带高压带。此带下沉气流到低空分为南北两支。南支气流在地转偏向力作用下转变为东北风（南半球为东南风），形成东北信风（南半球为东南信风）带。这支气流补充了赤道上升气流，这样，在纬度0°～30°的垂直方向形成一个闭合的热带环流圈，又称Hadley环流圈（图中Ⅰ）。北支气流在地转偏向力作用下，转变为西南风，形成了中纬度地区的盛行西风带。在纬度60°附近的副极地地区遇到由北极向南流来的冷空气，被迫沿冷空气向上爬升。此处地面出现副极地低压带。该带的上升气流在高空分为南北两支。北支从高空到达北极上空冷却下沉，形成极地高压，补偿北极地区地面流向低纬的气流。这支下沉向南流气流在地转偏向力作用下形成东北气流，称为极地东风带。这样在极地与纬度60°间的垂直方向形成一个极地环流圈（Ⅲ）。副极地低压带高空向南流的气流受地转偏向力作用，在副极地低压带与副热带高压带之间形成一个偏东风带。这支气流到纬度30°附近下沉，构成一个中纬度环流圈（Ⅱ）。该环流圈流向与上两个正环流圈相反，故称为反环流圈，又称为Ferrel环流圈。
海陆差异对大气环流的影响 海洋覆盖着地球表面的71％，陆地面积仅占地表的29％，且约67％的陆地分布在北半球。由于海陆表面热容量的巨大差异，海洋上气温的日、年变化比陆面上小得多。北半球的夏季，太阳直射北半球，北半球陆地增温速度比海洋快，海洋温度比同纬度陆面低。此时的南半球陆面冷却降温速度比海洋快，洋面温度比同纬陆面高。此时，北半球的陆地是热源；海洋是冷源；南半球的陆地是冷源，海洋是热源。北半球的冬季，太阳直射南半球，南半球陆面增温比洋面快，洋面温度比同纬陆面低。此时，北半球陆面冷却降温比洋面快，洋面温度比同纬陆面高。此时，北半球陆地是冷源，海洋是热源；南半球反之，海洋是冷源，大陆是热源。不管陆地还是海洋，是热源时，空气密度减小，气压降低，有利于低压形成或加强。是冷源时，反之，有利于高压的形成或加强。随着季节的转换，大陆和海洋上的气压系统的性质或强度也产生变化（图6-7，图6-8）。
地形对大气环流的影响 在动力影响方面，陆地上高大的山脉和高原是气流运行的巨大障碍物，迫使气流绕行、分支或爬坡翻越，气流的速度和方向随之发生改变。例如喜马拉雅山阻挡了南来的印度洋暖湿气流进入青藏高原、新疆和其他内陆地区，同时它也阻挡了西伯利亚腹地干燥寒冷的空气进入南亚地区。青藏高原使西风带的西风分为南支和北支气流，在高原东北部北支气流由原来的自西向东变为从西北往东南，在高原东南部南支气流方向变为从西南往东北，这对我国东部地区的环流有重要影响。前者加强了从西伯利亚来的冷高压，且路径也由原来的向东转变为向东南方向移动。后者加强了从我国西南地区来的低压，且路径也有向东北方向偏转的趋势。
在热力影响方面，青藏高原平均高出海平面4～5km，在高原上夏季获得的太阳辐射能比周围同高度的自由大气多。高原相对于周围大气是一个热源，高原大气上升，周围大气流向高原，从而加强了地面低压系统，使夏季风（偏南风为主）得到加强。在高原上冬季冷却比周围同高度自由大气快，温度低，高原上气压高，空气外流，加强了地面高压系统，使冬季风（偏北风为主）得到加强。