第 16 章 气压和风

量测和记录

大气具有一定的重量，因而对地面产生压力。从大气圈的上界到地表的垂直空气柱的重量所产生的压力，平均约为每平方厘米 1 千克（每平方英寸

14.7 磅）。当然，这大致与重力相等。

仪器 这个垂直空气柱的重量用托里切利于 1643 年首先制作的气压计来量测。实际上，他是使一端封闭的玻璃管内的水银柱重量与横断面相等的空气柱的压力相平衡。之所以用水银这种目前已知最重的液体，是因为如果管子里装水的话，那末它就要有 10 米（34 英尺）长。现代的水银气压计，诸如寇乌式气压计或福丁式气压计，具有不同的精确度和进行订正的调整器，以及能标指精确读数的刻度标尺。这些气压计按照水银柱的长度（以英寸或毫米表示）进行读数；29.92 英寸（世界平均海平面气压）等于 760 毫米。在本世纪，发明了另一种更符合逻辑的气压量测系统，虽然水银柱通常

依然还在使用。物理学家使用的一个单位叫做达因，即使 1 克物质在 1 秒钟内产生每秒 l 厘米的速度变化的力①。1 巴为每平方厘米 1 百万达因的压力， 现在是气压量测的标准单位，等于 1000 毫巴（mb）。除在一定的温度和纬度外，没有通用的换算公式；在北纬 45°的海平面，温度为 0℃时，l 巴等于29.5306 英寸或 750.1 毫米水银柱，即 30 英寸水银柱等于 1015.9 毫巴。29.92

英寸水银柱的平均海平面大气压等于 1013.25 毫巴。

除水银气压计外，还发明了另一些气压纪录仪器。空盒式气压计基本上是一个几乎真空的金属盒，金属盒的侧面可弯挠变形，因而能随着外界气压的变化而扩张或压缩。一只弹簧将这些变动与一根绕圆形刻度盘转动的指针相连。气压自记器的工作基于类似的原理，一只弹簧连接着一支上了墨的钢笔，钢笔在附着于旋转圆筒的记录纸上连续不断地进行记录。这些空盒式气压计既不如水银气压计精确，也不如它们可靠。

气压计读数的订正 人们对记录的气压进行订正，以便获得可进行比较的标准。订正的方面包括：（l）纬度，（2）温度和（3）高度。

（l）纬度地球不是完美的球体，因而重力随着纬度而变化，重力在极地达到最大值，在赤道达到最小值。因此，为了进行精确的比较，气压读数都统一订正到纬度 45°。

1. 温度气压读数误差的产生，是由于水银柱和金属标尺二者膨胀系数的不同造成的。对于每一种仪器都要制作出相应的表格以便订正得以进行。按照规定，巴（气压单位）统一订正到 0℃（32°F）。

2. 高度气压随高度有相当明显的变化，因为上覆空气的比例随高度而减少。极粗略地说，气压约为每升高 270 米（900 英尺）减小 34 毫巴（l 英寸水银柱），但是这仅适用于最低的 1000 米，1000 米以上递减率变小。从海平面到 600 米（2000 英尺），每升高 330 米（100 英尺），约减小 4％； 从 600 米到 1500 米（5000 英尺），约减小 3％ ；从 1500 米到 3000 米（10000 英尺），约减小 2.5％。在 24 公里（15 英里）高处，气压递减率实际上变得很小，假如海平面气压为 1016 毫巴（30 英寸），那么勃朗峰顶的气压即约为 540 毫巴。登山运动员有时携带刻度为英尺或米的空盒气压计。飞机的高度计运用同样的原理。

登高时人们感到难以适应，这说明了气压随高度减小所产生的生理学影响。事实上，如果没有氧气筒的帮助，攀登埃弗勒斯峰（即珠穆朗玛峰—— 译者）是不可能的。1953 年 5 月 29 日登上埃弗勒斯峰峰顶的埃德蒙·希拉里和坦辛·诺基（Tensing Norkey）爵士，每人都用了一个重 14 公斤以上的开路电路氧气装置，在攀登的最后阶段，他们每分钟从氧气装置中吸入 3 立升氧气。

气压图 气压图的绘制原理与气温图相同。在图上找出台站位置，标上这些台站的平均气压值，然后内插绘出称为等压线的相等气压的线。这些值都订正到了海平面；由于气压随高度的降低十分迅速，因而等压线与等高线相似甚于等温线海平面气压变化较小，其辐度（就其平均值而言）仅从大约980 毫巴（29 英寸）到 1070 毫巴（31.5 英寸）。而法国阿尔卑斯山的气压能降低到 540 毫巴（16 英寸），在更高的山脉，气压更低。英国接近海平面的地点的最低气压读数为 1884 年 1 月 26 日珀斯郡的 925.5 毫巴（27.33 英寸），这与一场破坏性很大的猛烈风暴有关。世界海平面气压读数的最高记录是 1900 年俄国的 1079 毫巴，最低记录是 1958 年太平洋上的 877 毫巴。

气压图有多种多样。一种是天气图，即每日天气图，它们及时描绘出某一时刻的等压线。大多数国家都有中心气象局，观测者通过电传打印机用国际公认的代号向中心气象局定期发送资料。英国中央气象预报局位于布拉克内尔，天气图在这里绘制；情报由此发送到飞机场和国际气象部门。

这些天气图并不仅仅绘制出地表的形势。近年来，用无线电高空测候仪和无线电探空测风仪升空，进行高空气象研究，这使得高空天气图的绘制有可能进行。这些图称为等值线图，它们表示标准气压面的高度。它们对于高空飞行以及帮助预报人员预报地面天气状况有很大的作用。

另一类图是一个大陆或世界范围的平均气压图，这类图表示经计算得出的一个长时期内的平均气压。虽然这种图仅仅表示大致的概括状况，但它们是有用处的，因为它们能表示出一个季节接一个季节海陆上空的气压分布的型式和显著特点。

还有一种有用的图，它们用等变压线——气压变化相等的线表示一段时期内气压的变化。当这些等压线绘制出来时，它们的势态便能表明气压系统正在如何发展和移动，从而有助于天气预报。

世界气压的分布

行星系统 一个均质地球的海平面上气压分布的理论概念（一个“理想的”或“行星的”系统）作为一个初步的基础是有用的（图 183），但是必须认识到这个概念常常发生巨大变化。

图 183 二分点时海平面附近气压和风的行星系统

在离赤道几度以内，通常是气压一般小于 1013 毫巴（29.9 英寸）的一个带——赤道槽或低压带，现在称为热带辐合带。这是一个通常叫做赤道无风带的高温和高湿度地区，这里接近海平面的空气呈停滞或者滞缓状态。低压是由于增温而形成，因为一块空气的压力随其温度的升高而减小。愈益增多的高空观测资料表明，随着高度的增加，这样滞缓的状况迅速消失，而且能看到速度相当大的气流。必须强调的是，这是在行星尺度上的一种概括的

情势，而且存在着相当大的区域性差异。

大约在南、北纬 30°处存在着副热带高压带（有时叫做“马纬度”）， 这是一个平静的和气流下沉的地带。要解释这些带的存在并非容易的事。它们部分可能是由于对流层上部空气从赤道全面地向极地运动而形成。这些空气处于地球自转的影响之下，因而它们的离心力把它们向回拉，并聚集在这些纬度（图 186）。似乎还存在着对流层上部的空气从高纬地区向赤道的运动，它们在马纬度下沉，因此加剧了空气的聚集。

极地附近有一个副极地低压带。这个带气压分布的一个原因，是地球自转使地极旋转，因此形成向极地低压运动的趋势。但是，极地周围的严寒使热效应超过动力效应，结果低压带位于极圈上或极圈外侧。

因此，南极冰盖（其上有严寒而稠密的空气）上面有一个浅的极地高压系统。但是，北极地区较复杂，因为它是一个洋盆，其四周有 2/3 环绕着陆地；因此即使在月平均气压图上，北极的低压也不经常出现。

图 183 表明春秋分时的行星气压系统，但是各个气压带随季节的不同而

向北向南移动若干度。由于头顶太阳明显地移动 47 度纬度，热赤道也有移

动，但没有那么大（大约移动 10 度纬度），赤道低压带随之移动约 7 度。其他气压带或多或少也同样移动。

气压“单体” 气压分布的这个简单的行星概念由于海陆的不规则分布

（特别是在北半球）而发生重大的变化。海陆不规则的分布引起明显的温度季节变化。其结果是：冬季在寒冷大陆内部上空形成高压，相反地在夏季增温的大陆上空形成的低压，使纬向“带”中断（图 184、185）。这种影响在南半球不那么明显，因为那里陆地面积小，除了夏季赤道低压带在南方大陆上略向南延伸以外，副热带高压带没有明显的中断，而南大洋的副极地低压带全年都连续不断。

在北半球，气压带的中断是很明显的，以致它们形成一系列巨大的“单体”，这些单体可以认为是大气圈中常常具有相当大的深度、并一直延伸到对流层顶的大型涡流。冬季，强烈的欧亚（西伯利亚）高压和美国高压控制大陆，在大西洋和太平洋北部上空，有北大西洋低压和北太平洋低压（有时分别叫做冰岛低压和阿留申低压）。可是在夏季，由于陆地增温，亚洲和北美洲上空形成低压；亚洲低压的中心在印度西北部，美国低压的中心在美国西南部和墨西哥北部。每一低压实际上都是赤道低压向北的延伸。这些低压中断了副热带高压带，但北大西洋和北太平洋受马纬度高压单体控制，这些单体有时称为亚速尔高压和夏威夷高压。冰岛低压和阿留申低压不太强，所处位置比冬季偏北。阿留申低压实际上不存在。

图 184，185 1 月和 7 月世界气压“单体”

这是海平面附近主要相对高压和低压“单体”示意图

高空气压 近年来，对高空大气形势作了大量研究，并定期地绘制和发表反映这些形势的气压图。但是，高空气压问题极端复杂；尽管人们越来越多地认识到，气象学（特别是长期天气预报）的发展与高层空气有很大关系。

对一系列高空气压图和海平面气压图进行对比表明，气压分布有明显的不同，有时形势实际上相反，虽然由于海陆分布的影响减小，整个高空气压型式没有海平面复杂。在海平面一个巨大反气旋上空 3000 米（10000 英尺） 处，可能出现一个低压。在中对流层不太高的地方（约 10 公里，6 英里），

气压的分布似乎是南、北两半球各由一个巨大低压系统控制（它们大致以极地为中心），大约在南、北纬 15°有一系列的高压单体。

风

风力和风速 风的量测和记录包括风向和风速。1949 年以前，曾使用过各种各样的代号表示。在英国的报表上，风向曾用指南针的基本方位表示， 风力用已沿用了一个半世纪并以个人在岸上和船上的观测为基础的蒲福风级来表示。共使用 13 级风力，即从 0 级（静风）到 12 级（飓风），风级与对风力影响的描述和地面以上 10 米处的估计风速有关。例如 l3－18 节（海里

/小时）的 4 级风（和风）在海上用“渔船撑起所有的风帆”，在陆上用“吹起尘土和纸片，小树枝摆动”来判断。39—46 节的 8 级风（强风）类似地描述为“渔船急驶港口”和“细枝和大枝从树上折断”。每小时 160 公里（100

英里）以上的风速偶尔出现于英国的西海岸。1962 年 2 月 16 日大风期间， 设得兰群岛安斯特岛上皇家空军站曾记录到每小时 285 公里（177.2 英里） 的一阵狂风，这是英国的最高纪录2。1949 年以来，大多数国家采纳了国际气象组织的建议，使用以每小时公里表示的风速的标准代号，并以其真实方向表示风向。风向和风速用平均值表示，虽然通常存在着对飞行有很重要意义的持续的静风和阵风（即湍流）。

仪器 除了直接观测和估计以外，有几种记录风的仪器可以使用。通常用的一种仪器是风杯风速计，这种仪器由一根立柱构成，其顶端有三条水平轮辐，彼此间有一相同的交角，风杯固定于轮辐的末端。风吹来时，这些轮辐便作水平旋转，从而使一根将运动传送到一个刻度盘上的中央拉杆移动。有些类型的仪器产生电压，并对电压进行记录。

丹斯（Dines）压力管的优点是，它是一种连续纪录风向和风速的自动记录仪器。它由一个安置在突出位置上的风向标构成，风向标有一长柄伸到记录装置上。风向标的前端有一个面对风的孔穴，并且将风形成的压力增加传送到记录装置上。这样能精确地表示出风速，而风向标的运动记录了风向的变化。二者都被记录为在一个旋转圆筒上划出的墨水线。这种仪器目前正在逐渐地被淘汰。

高空风的记录过去是用施放一个具有固定上升速度的小气球和用一台经纬仪观测其趋向的办法来进行的。对气球水平偏移进行量测，并对不同高度的风力进行一些估计。这种方法既慢又不准确，在现代化气象站已被带雷达靶的气球所代替，即使是阴天，观测者也能精确地对这种气球进行追踪。

风观测记录的表示 风向和风速的观测资料通常按百分率进行计算。详细的表格分列出不同方向的风、各种风速以及静风的这些资料。

风图 风借助于符号在图上加以表示，箭头通常指示风吹的方向。风力用相应于使用代号的箭柄上若干“羽毛”来表示，或者用粗细不同的箭头表示。不同季节的平均空气运动，可用“流线”表示，流线呈长箭头形态，其弯曲表示风向的变化。

风玫瑰能明显地表示出风的状况。风玫瑰有许多种。它基本上由辐射线构成，辐射线长度与每一基本风向的平均百分频率成比例，静风处于玫瑰的

² ×（干球温度＋湿球温度）＋15

中心。有时，每条辐射线的一部分可以加粗，以表示某临界风力以上的风的频率。另一些类型，用 12 条辐射线表示各月的基本风向。

风系

风和气压的关系 风可以定义为空气在一个实际水平的面上从高压向低压的运动。其方向和强度是四个因素的结果：（l）气压梯度；（2）科里奥利力；（3）离心力和（4）摩擦力。

（l）气压梯度 高压地区形成风趋于由此向外吹的中心，就是说，它们是辐散地区。相反地，低压地区是风的焦点，也就是说是辐合地区。当地球表面两个邻近地区的气压差别很大时，那么就说这里气压梯度陡；在气压图上，等压线密集，从而看出等压线和气压图与等高线和地形图相似；在这种状况下，形成的风强盛。但是，当气压梯度和缓时，风很微弱。

其结果是空气从高压区趋于向低压区运动。可是，以下几个因素使这种一般的情况发生相当大的变化。

1. 科里奥利力 地球自转所产生的偏斜力——科里奥利力的效应，可以用费雷尔定律（Ferrel’s Law）极清楚地加以阐述。由于地球的自转，地球表面的运动物体，在北半球向右偏转，在南半球向左偏转。这对洋流、潮汐运动都有影响，并影响到在北半球倾向于沿河流右岸聚集的漂木，影响步枪子弹（被轻微偏斜）。这种力与运动物体的速度成比例，并随纬度而变化， 在赤道为零，在极地为最大值。

当气压梯度产生的某一方向的力和相反方向的科里奥利力之间形成平衡状态时，将会形成稳定不变的风。这称为地转平衡状态，此时的空气运动称为地转流或地转风，其方向平行于平直的等压线。

1. 离心力 当气流沿一弯曲路径运动时（例如在等压线封闭或弯曲的气压系统中），它便经受到从曲线的中心向外的离心力的作用。梯度风的产生是气压梯度一方与科里奥利力和离心力另一方之间平衡的结果。因此空气倾向于沿等压线运动，在北半球围绕高压呈顺时针方向，围绕低压呈反时针方向；而在南半球，空气倾向于围绕高压作反时针方向运动，围绕低压作顺时针方向运动。风和气压的这种关系是 19 世纪中叶由荷兰科学家拜斯·巴洛特（Buys Ballot）提出的。如果你在北半球背对着风站立，那末你左边的气压低于右边的气压，南半球情况相反。

2. 摩擦力 的影响近似于纯地转流的风仅出现于上层大气之中。但是在地面附近，摩擦力往往减小由于自转所产生的偏转力，因此最后结果是空气以一个不大的角度从高压到低压横穿等压线。陆地上的这种影响大于海洋，而且这种影响随着高度增加而减小。

了解了以上这些概念，就能够对地球上的主要风系进行描述。正如均质地球上气压的理论分布是对风系初步认识的一个有用的步骤一样，描述与这种气压带的理想排列有关的风系，然后考察其实际的变化，也有很大的帮助。

1. 信风 信风从副热带高压吹向赤道低压，但由于它们因地球自转而发生偏斜，因此它们在北半球吹东北风（东北信风），在南半球吹东南风（东南信风）。信风系统与其他气压带和风带一起随季节南北移动大约纬度 7 度。北半球冬季时，东北信风大致位于北回归线和赤道以北几度之间的地带，而在夏季，它们占据大致从北纬 30°左右到北纬 10°左右的偏北地带，东南信

风系统也相应向北移动。

信风以风力和风向的稳定著称，尤其是大洋的东岸，尽管它们在冬季明显强于夏季。但是在西海岸以及赤道附近都有局部气压变动的许多干扰，这里存在着它们的辐合所造成的复杂影响，以及被增强的垂直对流上升。P·R·克罗计算了北纬 45°和南纬 45°之间的 990 个海域中的每一海域（占经度和纬度 5°）内这些信风的稳定度百分率；在大部分大洋中，它们的稳定度为 70

％，在各大洋东部中心，稳定度为 90％以上。信风的风力大部分为每小时 16

—30 公里（10—20 英里），有些地方每小时 20—40 公里（15—25 英里）， 静风极为罕见；通常为晴好的天气。

信风（Trade Wind，贸易风）这个名词来源于“blow trade”的短语， 意思是以恒定的方向稳定地吹送的风。这个名称原来与贸易并无关系，尽管在帆船时代这种风肯定曾促进过贸易。

在两个信风系统之间，存在着所谓的热带辐合带，这个带的一部分是一个无风或微风的地区，即赤道无风带。不过，最近已经发现，在“夏”半球， 特别是在各大陆上空（这里增温显著），有一个西风地带插入信风带之间； 这西风称为“赤道西风”。

1. 中纬度西风 西风是从副热带高压到副极地低压即纬度从大约 35° 到 60°的气流；这一地带随着气压带的季节变化而南北移动。它们实际上是由两个独立的环极涡流组成，其速度和稳定性都随高度而增加，并因对流层上部的射流（见下文）而复杂化。在这一带内，风向和风速都很不恒定，这是局部气压系统的结果，但是西向分量占有优势；北半球最经常吹的是西南风，因此有“西南不定风”或“扰动西风”的称谓。

在南半球，从南纬 40°到 60°是开阔的连续的海洋，西风带既强盛又稳定，并以大风、风暴海域、阴暗天空和湿冷天气为特征。海员们把它们称为“咆哮的西风带”，把它们所处的纬度叫做“咆哮的 40 度”。

图 186 对流层空气环流

这幅简化图表示在极地和马纬度出现辐散区（用虚线表示），即空气下沉和吹出的区域；而在赤道和中纬度出现辐合区（用实线表示），即空气上升和吹入的地区的情形。空气在赤道上升到 6000 米（20000 英尺）以上。空气从赤道上升到大约 30°处下沉的热驱动环流，称为“G·哈德利单体”。哈德利于 1735 年提出这个概念，故名。“航空时代”证实了“哈德利单体” 即所谓“热直接单体”在热带纬度的存在。理论上的极地单体可能并不存在； 对流层顶较低，气流寒冷而致密，往往在更为水平的面上运动

和混合。中纬度单体（有时称为“热间接单体”，因为它不象热带单体那样直接由热驱动）由两个围绕地球向东移动的高空涡旋组成。事实上，这些涡旋是下面要叙述的极锋射流（PFJ）和副热带射流（SJ）。

1. 极地东风 冷空气倾向于从极地高压向赤道运动。这种运动在南半球是明显的，南半球南极高原上的高压和南大洋上的副极地低压都很显著。当南半球空气向赤道运动时，它便向左偏转，结果形成从极地区向东作螺旋形运动、形成一个极地涡旋的风带。

在北半球，气压和风的状况相当复杂，因此这些极地风极不规则。有时， 北美洲或亚洲大面积受到向南扩展的极地风的影响。

高层空气运动 迄今所叙述的风主要是地表气流。在对流层上部空气似

乎总的是向东运动（因此称为“高空西风”），这主要是上层气压分布和赤道到极地的热梯度的结果。气流在大约 10 公里高处（6 英里）呈一系列波状或环状的形式运动。即呈现为一种“环极涡流”。中纬度的低气压即来源于这些环流。这些西风的最大风速似乎出现在纬度 30°左右，它们就是下面要讨论的所谓副热带射流。由于这些高度的空气密度减小，因而这些风速比海平面大。在大约南北纬 15°的高压单体之间，有一个高空风带（但风速小）， 称为“赤道东风带”。

射流 1939—l945 年的世界大战将近结束时，美国在太平洋地区的轰炸机在高空中遭遇到从西向东的强大气流，一架向西飞的飞机有时几乎不能控制自己。术语“射流”于是被创造出来了，这是一个相当不恰当的名称，因为它既不是“射”，也不是“流”，但它已为人们接受。“极锋射流”出现于中纬度 9000—12000 米（30000—40000 英尺）处，大致在对流层顶部；但是，它既向南又向北波动，还波动到 3000 米（10000 英尺）低处。较连续和持久的副热带射流出现于大约 12000 米（40000 英尺）高处，实际上它们是与中纬度单体有关的涡流（图 186）。其他射流有已查明在大约 7600 米（25000英尺）处穿越阿拉斯加和加拿大的北极射流，以及最近在北极圈上空的平流层下部发现的“极夜射流”。日益增多的观测资料表明，在夏季，射流的平均速度约为每小时 90—110 公里（50—60 节），但在冬季速度要大得多（每小时 170—220 公里，90—120 节）。有时，曾出现特别强大的射流，速度曾高达每小时 460 公里（250 节）。这些射流对于飞行的重要性很大，特别是在广阔无垠的太平洋上空，因而每天有一架气象侦察飞机从火奴鲁鲁飞行3700 公里（2300 英里）的航程，另一架飞机从阿拉斯加的费尔班克斯起飞， 第三架飞机从圣弗朗西斯科起飞。根据它们的报告，能够标绘出当天的射流。

除了这些全球性的射流以外，还有其他一些局部的和短暂得多的射流， 这是一类宽约 160 公里（100 英里）、深约 3—8 公里（2—5 英里）的几乎呈管形断面的“湍急的空气河流”。这类射流边缘极其湍急，但内部气流和缓， 向东飞行的飞机有时能在那里“骑着大风”跨越大西洋和太平洋，以便节省时间和燃料。

射流对于地表天气形势也有相当重要的影响，尽管它根本还没有被理解。一般来说，射流的路径越呈波浪形和“扇形”，地球表面附近的地方性气压系统便越多，越活跃。美国已发现，在射流活动和龙卷风的发生之间有明显的关系。当极锋射流向南转弯到密西西比河流域上空时，便可能要发生风暴，美国气象局管辖的堪萨斯城局部大风暴预报中心（the Severe Local Storm Fore-cast Centre）可能会发布警报。射流向地面下沉可能意味着有暴雨或雹暴。射流位置和性质似乎有重要的气象学影响，特别是对锋生作用和季风的“暴发”。

行星风系的中断 行星风系在很大程度上适用于南半球大部分区域。在南半球，陆块的阻断作用不严重。但在北半球和南半球南纬 30°以北部分， 行星风系就象已经叙述过的气压一样，有相当大的改变。这些变化有（1）陆地和附近海洋上气压和风的季节性逆转，通常称为季风；（2）环绕着因行星气压带的中断而形成的高压和低压“单体”运动的“空气环流轮”的生成；

1. 围绕着较局部的气压系统的空气运动。

图 187 副热带射流

季风 季风一词源于阿拉伯语“mausim”，意思是季节。我们已经知道， 大陆上空季节温度的巨大差异造成明显相反的气压状况，特别是中亚。夏季， 印度西北部上空形成低压，这个低压相当强，以致取代赤道低压，因而形成从南半球副热带高压跨过赤道到印度西北部的一个连续不断的气压梯度。由于地球自转的影响，跨过赤道的东南信风变为印度半岛的西南季风，缅甸、印度尼西亚、中国和日本则出现吹向增温大陆的东南风（图 189）。

图 188 、189 亚洲 1、7 月季风气流

冬季，中亚的酷寒导致了一个强大高压的形成，干冷风由这个高压向外从西北方向吹到日本和中国，从北方或东北方吹到东南亚（图 188）。这股向外的气流得到从高空下沉的巨大气团的加强。这种季节性的逆转具有很大的意义。在第 18 章，将划分出六种季风气候的类型。

但是，仅仅根据大陆和海洋的明显季节性冷热差异对亚洲季风进行这种简单的传统解释，是远不够充分的。除此以外，还与夏季地表附近和对流层上部半球风带的向极地移动有关。亚洲的季风在很大程度上受到高大的西藏高原对高空西风带的中断作用的影响。夏季，这些风带移动到高原以北，加之，副热带射流向北迁移，从而使西南季风向北推进。

由于亚洲面积巨大，而且有巨大的横向地形屏障，其季风效应极为显著。澳大利亚、北美洲和南美洲西部和西非海岸，在较小程度上有同样的季风效应。

近年来，季风的型式似乎已发生明显的变化。

“空气环流轮” 前面已经指出，行星气压带实际上为随季节波动的高低气压“单体”所取代。空气呈顺时针方向从亚速尔高压和夏威夷高压向外流出，因而在赤道一侧进入信风带，在极地一侧进入西风系统。与此类似， 空气呈逆时针方向从南太平洋和南大西洋的副热带高压向外运动。

气团

在现代气象学中，气团也许是最基本的概念。气团由在相当大距离内其温度和水气含量在水平方向上一致的一大片空气组成。如果在这种气团的垂直断面上，等压线和等温线（即温度和气压不变的水平面）平行，就说这种大气层处于正压状态；其性质趋于稳定。

根据气团的源地、路径和温度与湿度特征，气团可划分为若干类型。按照温度，它们被称为极地气团或热带气团；根据湿度，称为海洋气团（曾越过海洋，因而潮湿）或大陆气团（源于大陆，所以干燥）。根据温度和湿度， 可划分出四种主要类型：极地海洋气团（Pm）、极地大陆气团（Pc）、热带海洋气团（Tm）和热带大陆气团（Tc）。赤道海洋气团（Em）一语有时被应用于在距赤道几度以内发源的非常潮湿温暖的气团；这些气团是 Tm 气团的一种突出形态（美国使用这些符号时把它们颠倒过来，例如 cP 或 mT）。

Pc 气团发源于内陆地区，北美洲和亚洲北部的冻原地区和格陵兰冰盖上空，是寒冷干燥气团。当这些气团向外扩展到沿海和北大西洋上空时，它们从下面得到热量，含水量增加。这样就形成 Pm 气团。Tc 气团发源于副热带高压单体，它们或者向赤道运动，或者向极地运动。在前一种情况下，气团被称为 TcK（德语 kalt，冷），因为它势必比与它所遇到的赤道空气冷，特

别是在冬季。当它们向极地运动时，就成为 TcW（warm，—温暖）。

来自热带纬度的主要气团都具有 Tm 性质。它们也可能向较冷的纬度或较暖的纬度运动，并分别称为 TmW 和 TmK。但是看来有矛盾的是，当它们从同一个单体气槽中辐散出来时，TmK 气团在向赤道前进过程中变暖，并且比向极地前进时变冷的 TmW 温暖。

在 TmW 气团的运动具有季风性质时，便加上（M）进行进一步的有效区别， 这种气团用缩写 TmW（M）表示。极地大陆气团也可能有季风效应（PcM）—

—向外吹送的冬季风。

也许还应当指出，气团在离开源地之后便发生相当大的变化。在这种情况下，可以加上前缀——N，例如 NTm。有些气象学家还进一步加上一个后辍

——大写首字母来表示源地，例如北太平洋加 NP；南印度洋加 SI，澳大利亚加 A 等等。另一些气象学家加上后辍 S 或 U 来表示稳定（stable）或不稳定

（unstable）状态。特殊类型的气团可以用 A（发源于北极的气团）和 AA（发源于南极的气团）来表示。极地气团（Polar）和北极气团（Arctic air masses） 的源地可能会发生混淆。创造“极地气团”一词只不过是为了表示与热带气团在温度上的差异。“北极的”（Arctic）一词后来在极地（Polar）一词被接受以后才加以采用。并非所有的权威都能在这二者之间加以区别。

锋带 当温度和湿度不同的气团从不同的大高压单体向外移动时，它们便发生冲突。在这样冲突地带所作的一个垂直剖面将会表明，常温面和常压面会以某一角度相交。换句话说，这样的一个气团变成了斜压的气团，这将在锋带中引起大规模的大气不稳定状态。这些锋带成为许多小型低压系统的形成场所，这个形成过程称为“锋生作用”。

最明显的锋带位于北太平洋和北大西洋，Pm 气团和 Tm 气团在这里相遇。这些锋带分别为极锋、太平洋极锋和大西洋极锋。地中海锋是唯一的冬季锋带，这锋带沿着将欧洲的 Pc 气团与撒哈拉的 Tc 气团分开的舌状海域延伸， 如果主要副热带高压单体被一分为二，那么有时便在北太平洋地区中部形成一条次生极地锋。北极锋（AF）位于欧亚大陆和美洲的北部边缘附近。

热带辐合带（ ITCZ）大致位于赤道附近，Tm 气团在这里辐合。热带辐合带一词比赤道辐合带（它有时这样称呼）好，因为在二至点时陆块上热赤道的移动十分明显。它并非是一条真正的气团不连续线，而是一个至少涉及两个大致平行、有时远离的气团边界的宽阔而复杂的带。实际上人们已经发现，在亚洲和澳大利亚的两个 TmK 气团边界之间（相隔几百公里），有一条明显的半永久性气流（称为赤道西风）能在印度洋、印度尼西亚和东太平洋以及在厄瓜多尔和哥伦比亚的一个小地区上空出现。

对于名称还提出了另一些建议，例如“赤道气流边界”；有时也使用“赤道槽”一词，因为它不含有因果关系。

当热带辐合带表现不明显时气团实际上便可能停滞不动；这事实上就是赤道无风带的低压地区。在海洋上空，热带辐合带是其中 TmK 气团（实际上是信风）多少具有类似温度和湿度特征的一个辐合带。在陆地上空，它可能成为一个真正的锋，一个 Tm 气团与一个明显不同的 Tc 气团在此相接触，形成热带锋波或微弱的低气压。这在西非（举例来说）表现得很清楚，从撒哈拉高压单体来的 Tc 气团和从几内亚湾来的 Em 气团在此相接触；人们认识到， 这些气流分别是极为干燥的哈马丹风和潮湿的季风。

气团的重要性不可能予以过高的评价。现代气候学系以气团的源地、扩

散和由此而形成的接触的研究为基础。大致地说，赤道气候受赤道和热带气团控制，中纬度气候受热带和极地气团共同控制，高纬度气候受极地气团和北极气团两者控制。试考虑下面两个例子。北美洲大陆在不同季节不同程度地受以下气团影响：（1）来自北方的干冷稳定的 Ac 或 Pc 气团，它们以最极端的形态（称为“极地爆发”）进入热带纬度；（2）来自西北方（太平洋） 和东北方（大西洋）的凉湿、不稳定的 Pm 气团；（3）来自西南方（太平洋） 的暖湿、相当不稳定的 Tm 气团；（4）来自东南方（墨西哥湾和大西洋）的暖湿、极不稳定的 Tm 气团；和（5）仅在夏季才有的、在西南沙漠地区形成的干热、不稳定的 Tc 气团。北美洲的气候是这些气团的影响和相互作用的综合。不列颠群岛和西欧（基本上是过渡带）在不同的规模上遭受到来自西、西北和北方的 Pm 气团、来自西南方的 Tm 气团、来自东北和东面的 Pc 气团和来自东南面的 Tc 气团的影响。最关键的是 Pm 气团和两面的 Tm 气团之间的锋带。

中纬度地方性气压和风系

在北大西洋和北太平洋中，陆地和海洋以复杂的方式互相交错。这些区域，特别是北大西洋，是繁忙的海洋，不断地有航船和航空班机穿越；两侧是技术先进的国家。在气压系统和风不断波动以及气候多变的这个地带，气象学有了很大的进展。人们对于北半球极为明显地影响这些纬度地区的地方性气压系统进行了描述，尽管类似的气压系统影响着南半球。

预报天气的主要问题与地方性气压分布的未来发展和变化的预报有关， 因而与温度和湿度各异、运动方向不同的有关气团的未来发展和变化的预报有关。预报人员的主要工具——天气图表明等压线系呈现有时明显凸出的封闭曲线形态。正如世界气压分布的基本差别在于相对高压和低压地区一样， 在较小尺度的封闭等压线系统也可能包围从中心向外减小的高气压（反气旋），或由中心向外增加的低气压（低压）。

以下是气压分布的基本类型，尽管能划分出各种变型。高压楔位于两个相邻的低压之间，高压脊是两个相距较远的低压之间较宽阔的区域；这些高压往往形成非常晴朗但短暂的天气，被称作“太好却不能持久”的“借来的一天”。

副低压是主低压外围的一个小单元。它可能就是等压线的凸出部分，或者它也可能有其自己独立的中心（具有封闭的等压线），而且它可能比主低压强烈（气压较低）。大多数副低压在北半球似乎都以反时针方向绕着主低压移动。低压槽是两个高压区之间的一个狭长的低压区，它们带来夹有大雨或冰雹的飑风。

气压谷位于两个低压或两个反气旋之间，但不十分确定，或者是气压槽， 或者是气压楔。其天气易变，所以气压谷对于预报人员来说经常是一个难题。

有时气压图表现出一种平直等压线的型式，这时由此所形成的天气取决于它们的走向。如果等压线南北走向，气压向东减小，气流就将来自北方， 带来寒冷的天气并可能有阵雨。

中纬度的天气系由一般向东移动的一连串无穷尽的这种气压系统所控制。每一不同的系统带来一种特有的天气系列，预报人员试图通过估计不断来临的每一系统将会如何影响他们所关注的地区来解释这些天气。

在一个低压中，可以区分出低压由之构成的气团之间的分隔线。这些线就是锋。锋的确定和识别对于预报人员来说是一个极其重要的因素，因为它们过境时天气发生明显的变化。

在旧式天气图上，每个台站都标出等压线、风箭符（表示风向和风力）， 以及表示天气和云量的符号，还标上记录的温度。在现代的天气图上，除此以外还用各种明显的线来标出不同的锋，等压线在靠近这些线的地方常常突然改变方向（图 190）。

反气旋 反气旋往往以缓慢和有点不规则的方式移动，缓慢移动通常意味着天气在一段时间内相当稳定。有关的风轻缓而且多变，在北半球大致呈顺时针方向由中心向外运动。反气旋是具有极端缓慢的下沉气流的场所。

反气旋中的天气在夏季趋于干燥、温暖和阳光充足。在冬季，反气旋可能造成阴天多云状况（所谓“反气旋阴暗”），或者形成晴朗、高爽的白天和夜间严重的霜冻。在工业中心常出现雾。

中纬度反气旋为什么会形成，它们是怎样运动的？目前尚无适当的理论加以解释。最简单的方法是把它们理解为较为活动的低压之间的静止气团。有时，一个反气旋能在相当长时间内保持不动，阻止低压的正常运动，

并迫使它们以不经常通过的路径绕其边缘运动；这叫做阻塞高压。这种高压在冬季可能出现于西北欧，特别是斯堪的纳维亚，结果低压被迫位于挪威海或中欧南部上空；阻塞高压能象在 1947 年和 1963 年头几个月那样在不列颠群岛和西欧形成长时间的干冷状况。1968 年 7—8 月在西北欧相反形成了一个阻塞高压，使低压连续不断地移到英国南部和西欧上空；这使得这些地方出现潮湿多云的夏季，但是英格兰西北部和苏格兰由于这个阻塞高压而不再受通常频繁的低压影响，出现一个特别晴朗的夏天。

锋低压 人们提出了各种不同的理论来解释中高纬地方性低压系统。最初，由挪威科学家于 1914—1918 年间作出的最令人满意的解释，可以称为波动理论。这个理论假定有两个相邻的气团，一个是冷（极地）气团，另一个是暖（热带）气团，其间隔有一个有时宽达 80 公里（50 英里）的锋带。冷空气吹向西南，暖空气吹向东北，大致互相平行（图 191）。“波”在暖气团伸进冷气团、形成一个突出部分时生成。在突出部的最北部，形成一个低压中心。当中心的气压明显低于边缘时，就把它称为“深低压”；如果差别小，它就是“浅低压”。

图 190 大西洋东北部的气压系统

图上风的细节、天气状况等从略。注意冰岛东北面的低压系统和比斯开湾的高压。1.暖锋；2.冷锋；3.暖锢囚作用。

暖气流的突出部分或“湾”部逐渐地变成为明显得多的“舌”，即低压的暖区。按大的运动方向（即向东或东北）推进的暖区东缘为暖锋，暖空气沿着暖锋上升到它所赶上的冷空气上面。低压发展时，致密的冷空气从后面切入暖空气凸出部，迫使暖空气上升，成为冷锋。人们目前认识到，冷锋内的情况大不相同，比想象的要复杂得多。如果暖气团大部分上升到冷楔上面， 它叫做上滑锋，形成暴雨和明显的温度变化。如果暖空气下沉到冷楔上面， 它就叫做下滑锋，造成风向逆转，接着天气晴朗变好。

当低压前进时，每条锋的过境都产生一系列独特的天气（云（图 191）、雨和温度变化）。在暖锋的前面，有一条宽阔的雨带，浓云密布的天空连续

不断地降雨，而在锋到达以前，风向逆转（呈逆时针方向变化），然后当锋到达时风向又转顺（呈顺时针方向变化）。冷锋来时，温度明显下降，降雨为大阵雨，有时伴随着打雷，北风或西北风变强。有时冷锋可能与特别大的暴风雨有关，这种暴风雨称为线飑。线飑在锋前面一段距离内移动，这一现象在美国密西西比河流域特别明显。线飑伴随着长长的云卷；有时达 8 级风力的强大风飑、猛烈的雷暴和带冰雹的倾盆大雨。

图 191 低压的生命史

1. 移动方向相反的极地和热带气流被一条极地锋即宽约 80 公里（50 英里）的过渡带隔开。

2. 热带空气“舌”凸入冷空气时，一个“波”生成，逆时针方向的环流开始运动。

3. 热区形成，东面为一条暖锋，西面是一条冷锋。

4. 冷锋已赶上暖锋，部分暖区被抬离地面。接着锢囚锋消失，低压变为一片均一的空气，因而充满和消失。（5）暖锋的断面，标出了云的序列。

（6）冷锋的断面。

（7）冷锢囚锋的断面。（8）暖锢囚锋的断面。云的符号见后。

暖锋逐渐地被冷锋赶上，最后冷锋把暖区从地面上完全抬起，这叫做锢囚，其中心线是锢囚锋。低压后部的冷空气这时已赶上原来与之形成暖锋的冷空气。假如赶上来的冷空气比前面的空气冷，是冷锢囚；如果它不比前面空气冷，就叫做暖锢囚（图 191）。在锢囚锋后面，低压趋于“充满”，即消失；大多数低压以锢囚状态到达不列颠群岛。

这就是一个低压的生命史，它经过：（1）开始阶段，这时一个波正在形成；（2）活动阶段，形成明显的暖锋和暖区；（3）锢囚阶段；（4）解体阶段，低压消失。当低压向东移动到不列颠群岛时，任何地方的天气都取决于该地相对于各条锋的位置。对于大量天气图进行的分析表明，低压的运动似乎多少平行于暖区的等压线，这个“经验法则”是有助于气象学家预报低压未来路径的一个法则。

在任何低压中，都可能有两条以上的锋。因此在一个低压的冷区内，可能在已经并入低压因而发生变化的极地空气，和新涌入的较冷极地空气之间形成温度的不连续。这样的次生锋可能使“理想”低压中发生的天气序列变得大为复杂，也是预报人员的麻烦问题。加拿大气象学家认为，北美洲上空的低压经常具有涉及三个或四个气团的双重的锋面结构，看来锋波一般是呈“家族”形式发育。

热低压 气团在夏季白天的集中增温可能形成强烈的低压形势。从大范围来说，这是给吸引来的季风提供中心的低压形势的原因。从小范围来说， 热低压形成于热荒漠，导致干热的“对流风”。在中纬度，它们可能引起雷暴；小的热低压可能向北跨过英吉利海峡，给英格兰南部带来短时期的暴雨。

背风低压 这一特殊类型的低压似乎形成于山脉的背风坡，它们可能是气流越过山脉时由动力作用形成的涡流的结果。这些低压出现于比利牛斯山

—塞文山—阿尔卑斯山屏障以南的西地中海盆地，沿加拿大落基山东侧一带，和南岛新西兰阿尔卑斯山以东。这个现象在地中海特别重要；实际上按估计，影响这些地区的低压中有 60％以这种方式形成。与冰锋有关连的 PmK 气团向南通过罗讷河谷（它最突出的形式叫做密斯脱拉风），并冲进地中海。

由冷锋形成的气压普遍下降受到加剧，便形成利翁湾的低压系统，然后，这个低压系统可能向东南进入地中海。

陆龙卷 无论陆地还是海洋都可能发生较强烈、局部的低压涡流。陆地风暴即陆龙卷在密西西比河流域经常出现，平均每年约 600 次。这种风在北半球通常呈反时针方向，并具有很大的速度；据估计，它们可能达到每小时

8 00 公里（500 英里），但不可能获得量测的记录，因为它们是世界上破坏性最大的风暴，呈旋转的漏斗状黑云越过大地。

陆龙卷与低压的低压槽有关，来自北方的冷空气和来自墨西哥湾的暖湿空气在这里沿着一条锋相接触。局部的增温也引起了象是涡流的强烈对流气流的上冲。它们存在的时间是短暂的，很少超过 1 个小时，通常直径仅二三

百米甚至更小，以大约每小时 65 公里（每小时 40 英里）的速度横跨地面。幸而它们的破坏面积有限，但涡旋的中心能引起巨大的灾难。不仅建筑物被这种可怕的风毁坏，而且中心特别低的气压使建筑物向外坍塌，因为风内的气压比风外大得多。1965 年 4 月，美国中西部各州的一系列陆龙卷造成了广泛的破坏和生命的损失，在这里它们被俗称为“旋转风”。

较高纬度地区偶尔也发生陆龙卷，在英国有几次发生陆龙卷的记录。例如 1950 年 5 月 21 日，形成于线飑上的一阵小龙卷风，掀翻了伊利的一辆双

层公共汽车； 1954 年 12 月 8 日，另一次陆龙卷毁坏了冈纳斯伯里

（Gunnersbury）地铁站。英国的最严重的一次陆龙卷可能是在 1703 年，这

一次有 8000 人死亡。幸运的是这些“温带陆龙卷”极少出现。

水龙卷 一种类似于陆龙卷的强烈低压系统（但在海上）导致水龙卷的产生。一片旋转的暗灰色圆锥形云从积雨云的底层向下喷射，逐渐伸长，一直接触到水面。这种迅速旋转的水滴源于由于涡流中心气压降低引起冷却而发生的凝结作用，还源于从强烈扰动的海面吸上来的水。

热带低压系统

到现在为止，注意力一直集中于中高纬的低压系统。在热带地区，它们也有发生，而且热带低压系统可分为两类：弱低压和强低压。

热带弱低压系统 这些弱的浅低压常见于赤道附近和热带纬度较潮湿的地区，特别是热带辐合带地区。它们的运动缓慢，方向不固定，但一般是向西，风力微弱，但是由于它们具有潮湿不稳定的特点，因而形成长时间的降雨。

关于这种热带低压的形成有若干种理论，没有一种完全令人满意。一种理论认为，它们形成于运动方向不同的两股气流的边界上；另一种则认为在三股气流汇合点上形成这种低压的中心；第三种认为它们是由于空气向东北或东南信风中一个波槽的后部辐合而形成。当然，肯定存在着高温高湿度的条件。

热带强低压系统 强烈的小热带低压系统（直径在 80—400 公里，即 50

—250 英里）形成于热带纬度内的温暖海洋中，大部分在赤道两侧 6°—20

°纬度之间。这些低压似乎从一个局部热源（即“暖核”）发育而成，同时引起一个波的扰动的生成。一片高耸积云的发展是这个过程（称为气旋发生） 的反映。导致这种涡旋形成的大气状况尚未充分了解，但是现在已能使用卫星通过刚形成的风暴中正在生成的云型来探测这些风暴（照片 99）。它们发

生于除南大西洋以外的所有大洋，在西印度群岛和墨西哥湾被称为飓风，在中国海域叫做台风，在印度洋称作气旋，在澳大利亚西北部海岸以外被称作畏来畏来风。这些低压的气压梯度极端陡峭，实际上，当风暴来临时，气压可在几小时内降低 40 毫巴之多。常常记录到 950 毫巴。风暴的中心（即“眼”，

直径约 20 公里即 12 英里的小区域）是静风地区，至多有微弱多变的风；但

是环绕中心四周却可能旋转着极端强烈的大风，有时风速可高达每小时 270 公里（170 英里）。与此同时还发生雷暴大雨。这些热带风暴对于航海是一个威胁，虽然船舶通过无线电收到警报，有时也能驶出风暴可能经过的路径， 因为它们移动的速度仅约每小时 16—24 公里（10—15 英里/小时）。所有飓风的路径都由佛罗里达州迈阿密的美国国家飓风中心（America’s National Hurricane Center）加以密切监视，它们的成因和影响在国家飓风研究室（the National Hurricane Research Laboratory）进行研究。人们记忆中最猛烈的飓风可能是代号为“卡米尔”的飓风，它于 1969 年 8 月袭击海湾各州，造成了巨大的破坏和生命损失。

飓风偶尔在高纬地区生成。有一个例子发生于 1968 年 1 月 14—15 日夜间，这一夜一次飓风（代号为低 Q）掠过苏格兰，在格拉斯哥造成一系列的破坏，死亡 20 人，损坏房屋 30000 间。加勒比海地区的飓风能远远向北深入纽约，偶尔还可以进入新英格兰和加拿大。

特种风

有名称的风 在世界上许多地区，有规则或定期出现的风由于有其自身的温度和湿度特征而十分独特，从而获得适当的名称。

低压风 某些地区的位置和地形，使得与低压有关的风具有独特的性质。一个正在移动的低压驱动在其向极地一侧和向赤道一侧形成的气团，因而可能产生冷风和暖风。向东越过地中海的低压常常导致从位于暖区的撒哈拉吹出的干热风（图 192），例如意大利和北非的西洛可风（siroco）、西班牙的累韦切风（leveche）和埃及的喀新风（khamsin）。突尼斯的吉布列风

（gibli）就象是从开启着的炉门出来的热风。它们常常是炎热、多尘和极为干燥的，能对葡萄的花造成很大损害，使它们像是受过冻害一样。有时它们是潮湿的（由于越过海域），但湿热更不舒服。在世界其他地区，澳大利亚维多利亚的布列克费尔德风（brickfielders）（温度超过 38℃（100°F） 的多尘埃风）和阿根廷潮湿的松达风（zonda）在性质上与之类似。

与此相反，低压所含有的极地气团可能引起强烈的冷风，当它们“冲” 进通常较温和的地区时，有时被称为“极地爆发”。在地中海地区，有从欧洲“冷高压”吹出的布拉风（bora）和密斯脱拉风（mistral）。这些严寒的风在它们沿高地间的“漏斗”处吹送时特别强劲——密斯脱拉风沿罗讷河河谷吹，布拉风向西南吹入亚得里亚海。与这些风类似的有新南威尔士的南寒风（southerly－burst）、阿根廷的帕波罗风（pampero）、巴西的弗里亚根风（friagem）即苏拉佐风（surazo）、得克萨斯的诺泽风（norther，强北风）和墨西哥的诺特风（norte，北风）和帕帕加约风（papagayo）。

下降风 当一股气流越过一条山脉以后，就发生绝热增温。这些风中，最有名的是阿尔卑斯山的焚风（foehn）和落基山的钦诺克风（Chinook）。当低压位于阿尔卑斯山主脉以北时，潮湿空气在向北吸引越过山脊时形成焚

风。现在认为，焚风部分是由于一条山脉背风坡发生气团扰动，从而涡流迫使空气下沉而引起的，然后空气由于绝热压缩而增温。焚风在北坡下降，成为干热风，沿地形线如莱茵河上游——阿尔河、罗伊斯河和从马蒂尼到日内瓦湖的罗讷河河谷吹送。焚风使那里的积雪迅速地融化，常引起广泛的雪崩， 而且温度能在几小时内上升 10℃。焚风极为干燥，因而有严重的火灾危险。在焚风天气期间，阿尔卑斯山有些村庄禁止在户外抽烟。同样地，钦诺克风从西面吹过落基山，其影响更为强烈，它在不到 1 小时内能升高温度 15℃或15℃以上，曾有过 3 分钟内上升 15℃的记录。其影响与焚风相同，印第安语“钦诺克”一词的意思是“吃雪者”。虽然它能极为有效地清除地面上的积雪，但在一年年初不时出现的钦诺克风时期能造成很大损害，因为树本和植物开始过早地发芽，动物开始脱落冬毛，如果再度发生寒冷天气就可能造成惨重损失。

其他的下降风有伊朗的萨姆风（samum）、新西兰南岛东侧的诺威斯特风

（nor’-wester）、从南非高原吹向海岸的贝尔格风（Berg，山岳风）和加利福尼亚的圣阿那风（Santa Ana）。

对流风 某些荒漠风是由于急剧的增温和空气辐合旋转呈环涡状上升暖气流形成的。局部的对流风有撒哈拉的达斯特德维尔风（dust－devils，尘暴旋风），大规模的有撒哈拉的旋转、灼热、含沙的西蒙风（simoon）和中亚塔里木盆地的卡拉布伦风（karaburan，风沙尘）。

海陆风 海陆风是按日而不是按季节改变风向的地方性风。它们在一段较短距离内发生差别增温时形成，差别增温这种状况在海岸附近最经常发生。夏季白天陆地增温形成局部低压地区，冷空气从海上进入这个低压地区， 尽管它们没有远远深入内陆。在下午增温最强烈时表现最明显。夜间，陆地降温比海域快，形成稍高一点的气压。变凉的较重空气沿山坡下沉，夜间向外流入海域，成为陆风。

图 192 地中海流域有名称的风

具有一定的温度、湿度特征并与低压过境有关的风，其出现相当有规则， 因而给予特别的名称。特拉蒙大拿风（tramon-tana）冷而湿，格里盖尔风

（gregale，干冽风）狂吹怒号并伴有阵雨，西洛可风（sirocco）炎热（有时干燥，如在西西里北部；有时潮湿难受，如在西西里南部），莱范特风

（levante）温和湿润，密斯脱拉风（mistral）和布拉风（bora）寒冷咆哮， 利比西奥风（libeccio）狂暴而强盛，累韦切风（leveche）和奇利风（chili） 特别干热。

这些风在通常平静的地区最为明显，因为例如在吹信风的岛屿海岸上， 它们的影响被盛行风所掩盖。但是，在赤道附近的岛屿和沿海地区，海风能驱除滞留的湿热而受人们欢迎。在这些岛屿上，海陆风相当规则，因而渔船在夜间随陆风山海，次日下午随海风归来。

山谷风 谷风（有时称为上升风）白天从山谷向上吹送，而山风（即下吹风）在夜间吹下山谷。在这些地方，大的风的环流没有强到足以遮掩这些地方性影响的地步。

山风是相当容易加以解释的。山坡上部在夜间因辐射而迅速降温，冷凉而稠密的空气凭借重力向山下流动，之所以循山谷向下是因为这是阻力明显最小的路径。这种风的一种极明显的形态是出现在寒冷空气从冰帽吹出的地

方，冰帽上冷却强烈。这种现象能在格陵兰和北冰洋的岛屿上看到；在厄瓜多尔，内瓦达风（nevados）从安第斯山雪地向下吹到高山谷中。

谷风不太容易理解。它在白天吹送，是差别增温的结果。部分解释为： 山坡附近的空气通过传导增热的程度大于谷底以上同样高度的空气。这引起空气从山坡对流上升，因此空气从山谷向上运动取代其位置。

地形屏障的作用 近年来，人们非常注意越过横地形屏障的气流。一个明显的结果是在地形屏障的迎风坡一侧形成地形雨。更为复杂的结果是背风坡上的空气动力学作用。当微风越过屏障时，其影响限于简单的层流。风较强时，形成稳定的涡流；风更强时，形成背风波，背风波能发展成为复杂的扰动，即有时所谓的旋转流。这可能形成引人注目的云状。例如，一种东或东北风能猛烈地和阵发性地吹过北奔宁山脉的克罗斯山崖进入西边的伊登谷地。这导致形成笼罩在山脊上的透镜状山头云（一种旗云），而以西几公里背风驻波的顶部有一片称为舵柄云门（helm－bar）相同高度的云（图 193）。

图 193 舵轮风大气环流的近期变化

过去几年来，大气环流型式的一些重大、但未予解释的变化似乎已经发生，引起了北半球气候带的明显南移。H·H 拉姆认为，这是由于异常高的气压状况在北冰洋占优势的结果，而不是短期循环变化的结果。中纬度向东移动的低压系统目前正在穿越亚热带地区，而形成季风的环流型式也已向南移位。其直接结果包括北非、地中海和中东雨量的明显增加，撒哈拉以南萨王纳地区降水更明显地、灾难性地减少；印度西北部和巴基斯坦的季风雨若干年来部分地减少，有些地方完全不存在。据估计，1957 年以来，印度次大陆大面积地区夏季季风雨减少了一半。