空氣的水平運動

大氣是處于不停的運動狀態(tài)之中的，大氣的運動可分為水平運動和鉛直運動兩部份?？諝獾乃竭\動就是通常所說的風。風對于地球上熱量和水份的輸送起著重要作用，直接影響著各地區(qū)天氣的變化和氣候的特征。本章對空氣水平運動的形成及基本規(guī)律做一介紹。§1大氣運動方程任何物體的運動都是在力的作用下產(chǎn)生的，空氣的水平運動也是一樣。空氣受到不同性質的力的作用，就會出現(xiàn)不同的運動狀態(tài)?！耙虼宋覀兪紫纫懻撟饔糜诳諝馍系牧?，也就是討論空氣所受到的各種力的形成及其性質。一、作用于空氣的力空氣微團的運動是相對于某一個坐標系而言的，在觀察空氣運動時，坐標系選在地球以外的空間固定位置上時，則稱此坐標系為靜止坐標系（絕對坐標系或慣性坐標系）。而選在轉動的地球上的坐標系，則稱為運動坐標系（相對坐標系或非慣性坐標系）。在運動坐標系中所看到的靜止的空氣，在靜止坐標系中則看到此空氣是隨著地球一起轉動的。在本章討論中，我們所選的是運動坐標系，即觀測者是站在地球上來看空氣所受到的力的。氣壓梯度力單位質量空氣在氣壓場中由于氣壓分布不均勻而受到的力稱為氣壓梯度力。氣壓梯度力是引起空氣運動的主要的力，它的大小決定于氣壓梯度和空氣密度，它的方向垂直于等壓面從高壓指向低壓?？諝獾乃竭\動，主要是在水平氣壓梯度力的作用下產(chǎn)生的。在氣壓場中，由于水平方向氣壓分布不均勻，作用于單位質量空氣上的力稱為水平氣壓梯度力用。水平氣壓梯度力的大小取決于水平氣壓梯度和空氣密度的大小，其方向垂直于等壓線由高壓指向低壓。它的單位為牛頓/千克。由氣壓梯度的物理意義可知，水平氣壓梯度表示了在水平方向由于氣壓分布不均勻作用在單位容積空氣上的力。水平氣壓梯度力的數(shù)值為Gn=7x10-4牛頓/千克。由以上計算看出，在上述條件下，水平氣壓梯度力的數(shù)值不是很大，若此力作用于1千克質量的空氣上，可獲得了7x10-4米/秒2的加速度。兩小時后能產(chǎn)生5.1米/秒的風速?？梢姶肆﹄m然很小，但空氣在它的長時間作用下可產(chǎn)生很大的速度。如果空氣僅受水平氣壓梯度力的作用，空氣質點將沿著水平氣壓梯度力的方向作加速運動，但實際觀測表明，風并不是沿著水平氣壓梯度力的方向吹，說明空氣質點還要受到其它力的作用。地轉偏向力由物理學知道，如果質點相對于以勻角速轉動的參照系運動，則該質點要受到一種慣性力的作用，該慣性力依賴于相對速度和參照系的轉動角速度以及質點的質量，這種慣性力稱為科里奧利力。同理，由于地球的自轉，當物體相對于地面運動時，對于站在地面上的觀察者來說，感到物體運動的方向發(fā)生了改變，設想物體受到一力的作用，此力稱為地轉偏向力，也就是物理學中的科里奧利力。地球除繞太陽作公轉外，還不停地繞地軸作逆時針方向的旋轉，其地轉角速度以。表示，它的大小為：7.29x10-5（弧度/秒）Q的方向是沿著地軸垂直于北極點地平面向上（這里的“日”是指恒星日?，一恒星日等于23時56分）。由于地球的自轉，使各處的地平面發(fā)生轉動。就北半球來說，以極地平面為例，由于地球的旋轉使極地地平面產(chǎn)生一個繞它的垂直軸作逆時針方向的轉動，它的角速度就是地轉角速度。若有物體相對于極地地面運動時，站在地面上的觀察者會感到物體受到一個平行于地平面的力的作用，這個力稱為水平地轉偏向力。再以赤道平面為例，在赤道上，與其上任何一點相切的地平面都隨著地球的自轉而繞著穿過這一點與地軸相平行的一個軸轉動。只有水平方向的角速度。地球自轉時，赤道地平面的東邊一側“下降”，而西邊一側“上升”。若有物體相對于地平面運動時，地球上的觀察者感到向東運動的物體受到向上的力的作用，而向西運動的物體，受到向下的力的作用。所以認為在赤道平面上運動的物體只受到垂直方向力的作用，此力即為垂直地轉偏向力。在赤道和極地之間的各緯度上，由于地球的自轉，使其各處的地平面產(chǎn)生轉動。此轉動可分解看成一個繞垂直軸的轉動（相當于極地平面的情況）和一個繞水平軸的轉動（相當于赤道平面的情形）。地轉角速度在垂直和水平兩個方向均有分量。所以，若物體要同時受到垂直和水平兩個方向的作用。因此認為在中間緯度地區(qū)運動的物體，既受水平地轉偏向力的作用，又受垂直地轉偏向力的作用。上面從地平面日轉動分析了地轉偏向力的物理意義。此力是站在轉動地球上的觀察者感動到的由于地球自轉而作用于相對于地球運動的空氣質點上的力。摩擦力如果兩個互相接觸的物體作相對運動，在接觸面上，會產(chǎn)生阻礙相對運動的力，這種力稱為摩擦力。在大氣與地面之間，大氣內(nèi)的各氣層之間，存在著相對運動，因而在它們相接觸的界面上，也會產(chǎn)生摩擦力，摩擦力阻礙著它們的相對運動。我們把氣層與氣層之間的摩擦力稱為內(nèi)摩擦力，大氣與地面之間的摩擦力稱為外摩擦力。（1）內(nèi)摩擦力內(nèi)摩擦力是由空氣內(nèi)部各氣層之間氣流速度的大小和方向不同而產(chǎn)生的一種相互制約的力。在流速不同的氣層之間，通過分子不規(guī)則運動，層與層之間進行動量交換，使流動慢的氣層加速，流動快的氣層減速，從而使流速有趨向一致的傾向，這相當于一種摩擦作用而產(chǎn)生的阻力，這種阻力是由于氣層之間分子不規(guī)則運動而引起的，故稱為分子摩擦力，又稱為分子粘滯力。由實驗得到，在流速不同的界面上，分子粘滯力的大小與流體的速度梯度成正比，它的方向與界面相切，故又稱為切應力?！?自由大氣中的風空氣水平運動的形式是多種多樣的，有直線運動，有曲線運動。有等速運動也有變速運動。這些不同運動形式的產(chǎn)生是由受力情況不同所造成的。根據(jù)大氣中不同高度各種力的作用情況，我們把大氣分為摩擦層和自由大氣。摩擦層又稱為行星邊界層，它的范圍從地面到1-2千米高度。在摩擦層中又分為近地面層和上部摩擦層。近地面層從地面到50米左右，此層中以湍流粘性力的作用為主。上部摩擦層又稱埃克曼層，它的范圍由50米向上到摩擦層頂，在該層中氣壓梯度力、地轉偏向力和湍流粘性力相平衡。摩擦層頂以上稱為自由大氣，在自由大氣中，主要是氣壓梯度力和地轉偏向力相平衡，如果空氣質點作曲線運動還要考慮慣性離心力。在流動的空氣中，空間各點的運動率不隨時間變化的運動稱為空氣的穩(wěn)定運動。在空氣穩(wěn)定運動中作用于運動質點上的諸力之合力等于零。這種穩(wěn)定運動又稱平衡運動。下面介紹幾種平衡運動。一、地轉風在自由大氣中，平直等壓線情況下，水平氣壓梯度力與水平地轉偏向力達到平衡時空氣的等速、直線水平運動稱為地轉風。地轉風平行于等壓線吹，在北半球觀察者背風而立，高壓在右，低壓在左。而在南半球，觀察者背風而立，高壓在左，低壓在右。這就是地轉風方向與水平氣壓場之間的關系，即白貝羅風壓定律。地轉風的風速大小取決于水平氣壓梯度、空氣密度及地轉參數(shù)。若在同一地理緯度上，并空氣密度一樣時，水平面上的等壓線越密集，地轉風速就越大；若在同一地理緯度，并各高度上水平氣壓梯度相同時，由于密度的影響、地轉風將會隨高度的增高而加大。當水平氣壓梯度和密度不變時，緯度越高，地轉風速越小。在赤道附近，由于地轉偏向力很小，所以不存在產(chǎn)生地轉風的條件。二、 梯度鳳地轉風反映的是自由大氣中平直等壓線情況下空氣的穩(wěn)定運動，而在實際應用的天氣圖上等壓線往往是彎曲的，在不計摩擦力作用的情況下，作曲線運動的空氣質點不僅受水平氣壓梯度力和水平地轉偏向力的作用，而且還要受慣性離心力的作用，如果三力達到平衡，則變?yōu)榉€(wěn)定運動、梯度風就是在自由大氣中，不計摩擦力的影響，水平氣壓梯度力、水平地轉偏向力及慣性離心力三個力達到平衡時空氣的等速、水平、圓周運動。梯度鳳的大小與水平氣壓梯度、地理緯度、空氣密度及空氣運動的曲率半徑有關。并具有以下特點：在北半球，地轉偏向力總是指向空氣運動方向的右方。所以低壓中的風是沿等壓線逆時針方向吹的。在高壓中的風是沿等壓線順時針方向吹的。南半球相反。2?當氣壓梯度力和地理緯度一定，并高低壓具有同樣的曲率半徑時，高壓中的梯度風比低壓中的梯度風速大，同樣緯度和氣壓梯度力的條件下的地轉風速介于兩者之間。3.在高壓中水平氣壓梯度有一極限值。這說明高壓附近附近不可能出現(xiàn)大的氣壓梯度，也就是說高壓中心附近風速必是很小。而在低壓中并不存在水平氣壓梯度的極限值，所以在低壓中心附近風速可以達到很大。另外，在赤道地區(qū)，水平地轉偏向力很小，可出現(xiàn)小范圍的旋渦，因曲率半徑很小，故慣性離心力可以很大，若不計水平地轉偏向力的作用，水平氣壓梯度力和慣性離心力可達平衡，這時的風稱為旋衡風，可以順轉也可以逆轉，但中心必須是低壓，例如龍卷風就具有這種性質。三、 自由大氣中風隨高度的變化及熱成風在自由大氣中，各個高度上的風向風速經(jīng)常是不一致的，我們把地轉風在鉛直方向上的速度矢量差稱為熱成風。地轉風是指某一高度上空氣的水平運動，它的大小決定于該高度上的水平氣壓梯度和空氣密度，所以地轉風隨高度的變化也取決于水平氣壓梯度和空氣密度的變化。然而溫度在水平方向上的不均勻會引起氣壓梯度的改變。由于水平溫度梯度的存在，使地轉風隨高度發(fā)生了改變。地轉風不隨高度變化。也就是說，地轉風隨高度發(fā)生變化，只能發(fā)生在密度的分布依賴于氣壓和溫度的斜壓大氣中。從中高緯度地區(qū)來看，其水平溫度梯度的量級為1°C/100km，而垂直溫度梯度的量級為6C/1km，水平氣壓梯度的量級為1hPa/100km，而垂直氣壓梯度的量級為100hPa/1km。熱成風與平均溫度水平梯度的關系是類似于地轉風與水平氣壓梯度的關系。所以熱成風規(guī)則和地轉風規(guī)則類似，在北半球背熱成風而立，高溫在右，低溫在左。2?自由大氣中任意高度上的地轉風都是起始高度上的地轉風與該高度至起始高度間熱成風的矢量和。3.熱成風是由水平溫度梯度造成的，它的大小正比于空氣層的厚度和該層平均溫度水平梯度，而反比于地理緯度的正弦和氣層的平均絕對溫度。地轉風隨高度變化的基本類型由前面討論已知，上層地轉風為下層地轉風與氣層之間熱成風之和，下層地轉風是由下層水平氣壓梯度決定的，熱成風的大小是由氣層的平均水平溫度梯度決定。在大氣中水平氣壓梯度與水平溫度梯度的配置情況是多種多樣的，這就使得受熱成風影響的地轉風隨高度的變化也是多種多樣的，下面僅就四種基本類型，來討論地轉風隨高度的變化。低層水平氣壓梯度（或水平位勢梯度）與氣層的水平平均溫度梯度方向一致，即低層等壓線（或等高線）與氣層的等水平平均溫度線平行。在此溫壓場的配置下低層坡轉風與熱成風方向一致，地轉風速隨高度增加，方向不變，沒有冷、暖平流。低層水平氣壓梯度與氣層的水平平均溫度梯度方向相反，這時低層的等壓線與氣層的等水平平均溫度線也平行。在這種溫壓場配置下，低層地轉風與熱成風方向相反，造成起初地轉風風速隨高度減小，風向不變，到某一高度，風速為零，再向上則風速隨高度增加，但風向與低層相反。低層水平氣壓梯度與氣層水平平均溫度梯度相垂直并在它的左面，此時低層等壓線與氣層的等水平平均溫度線相垂直。在這種溫壓場配置下，風速隨高度增加，風向順轉，有暖平流。低層水平氣壓梯度與氣層水平平均溫度梯度相垂直并在它的右面，此時低層等壓線與氣層平均等溫線也相垂直，在此種溫壓場的配置下，風速隨高度增加，風向逆轉，并有冷平流。在北半球，由于太陽輻射的影響，總是北部冷，南部暖，所以熱成風總是偏西風，對于具有自西向東運動的低壓和高壓來說，根據(jù)熱成風原理，在高壓的東部和低壓的西部風矢隨高度逆轉，且有冷平流；在高壓的西部和低壓的東部風矢隨高度順轉，且有暖平流；在低壓的南部和高壓的北部，風速隨高度增大，風向不變，沒有冷、暖平流，在低壓的北部和高壓的南部起初風速隨高度減小，風向不變，到某一高度風速為零，然后風速又隨高度增加風向與低層相反。結果就造成了在低壓和高壓的上空等壓線（或等高線）就不再閉合，而變成了槽脊形式。同時也造成了上空氣壓最低的區(qū)域向冷中心方向傾斜，氣壓最高的區(qū)域向暖中心傾斜。由于北半球中緯度地區(qū)熱成風的方向總是偏西的，所以不管低層吹什么方向的風，隨著高度的增高，偏西風分量總是不斷加大，因此在對流層的上層盛行西風，出現(xiàn)西風急流另外在天氣分析中，利用單站測風資料，根據(jù)本站上、下層風向的順轉或逆轉，可以判斷當?shù)厣峡粘霈F(xiàn)冷、暖平流的情況，若風隨高度順轉，則有暖平流，逆轉則有冷平流。五、地轉偏差以上所講的地轉風與梯度風，是在作用于空氣的各力達到平衡時得到的，只是實際風的近似，大氣的實際運動要比平衡風復雜得多。事實上一切平衡只是相對的、暫時的，當各力的平衡遭到破壞時，空氣就會出現(xiàn)加速運動，使本來的速度發(fā)生改變，所以實測的風與地轉風有所差別，所謂地轉偏差就是實際風與地轉風的向量差，又稱偏差風。當空氣作加速運動時，氣壓梯度力要與地轉偏向力和加速度兩者之和達平衡，運動方程中的風速為實際風速。在同一地理緯度的地區(qū)地轉偏差的大小與空氣的加速度成正比。但這一關系不能用于赤道地區(qū)，因在赤道地區(qū)不存在地轉風，故地轉偏差的概念也就失去意義了。當?shù)剞D平衡遭到破壞時就會產(chǎn)生地轉偏差。在原來已達地轉平衡的條件下只要水平氣壓梯度力、地理緯度和空氣密度三者中間有一個發(fā)生變化，地轉平衡就會遭到破壞。下面具體討論產(chǎn)生地轉偏差的原因。1?等壓線有輻合、輻散時會產(chǎn)生地轉偏差。在同一地理緯度，等壓線呈輻合狀，若空氣質點從a點移動到b點，氣壓梯度力加大了，但空氣質點運動速度因慣性暫時保持不變，所以地轉偏向力仍保持不變。在此情況下，水平氣壓梯度力大于水平地轉偏向力，空氣質點開始穿越等壓線向低壓方向運動，這時的風吹向低壓，風速要小于b點應有的地轉風速，故稱為次地轉鳳。相反，當?shù)葔壕€呈輻散狀時，當空氣質點由al運動到bl點時，水平氣壓梯度減小，但由于慣性作用，空氣質點運動的速度并沒有立刻減小，這時水平地轉偏向力大于水平氣壓梯度力，空氣運動偏向高壓一側，此時的風吹向高壓，其速度比bl點應有的地轉風速大，故稱為地轉風。2?等壓線呈南北走向，且等壓線之間等距時，會產(chǎn)生地轉偏差。南北氣壓梯度相等，若空氣質點由a點向北運動到b點，由于水平地轉偏向力的加大，使平衡遭到破壞，空氣質點運動偏向高壓一側，出現(xiàn)超地轉風，反之當空氣質點由北向南運動時，會出現(xiàn)次地轉風。3.氣壓變化不一致時，會產(chǎn)生地轉偏差。當各地氣壓變化不一致時，即有變壓梯度出現(xiàn)時，水平氣壓梯度立即發(fā)生變化?例如高壓的一側加壓，低壓的一側減壓，則氣壓梯度加大，平衡被破壞空氣運動偏向低壓一側，會產(chǎn)生次地轉風；如果變壓的情況與前面相反，高壓一側減壓，低壓一側加壓，則空氣運動偏向高壓一側，出現(xiàn)超地轉風。在天氣圖上等壓線經(jīng)常是彎曲的、不平行的，有的地方密集，有的地方稀疏，風速并不完全與地轉風相等。氣壓梯度力的存在產(chǎn)生空氣的運動，同時空氣運動也會引起氣壓場的改變。這說明氣壓場影響風場，反過來風場也要影響氣壓場。實質上，氣壓場與風場是相互影響，相互適應的?！?行星邊界層中的風一、摸擦力對空氣水平運動的影響在行星邊界層中，因摩擦力與水平氣壓梯度力及水平地轉偏向力具有同樣量級，所以在分析空氣水平運動時，必須考慮摩擦力的作用。在平直等壓線的情況下，由于摩擦力的作用使風速變小，因而水平地轉偏向力也減小，此時三個力達到平衡時的風就不再平行于等壓線，而是朝向低壓。如在北半球，觀察者背風而立，高壓在其右后方，低壓在其左前方。在圓形等壓線的情況下，空氣作曲線運動，還必需考慮慣性離心力的影響，即空氣作穩(wěn)定運動時應有水平氣壓梯度力、水平地轉偏向力、摩擦力及慣性離心力四個力達到平衡。在低壓中是水平地轉偏向力、慣性離心力及摩擦力的合力與水平氣壓梯度力平衡，風向向低壓偏轉。造成空氣逆時針方向向低壓輻合。在高壓中，當水平地轉偏向力、慣性離力心和摩擦力的合力與水平氣壓梯度力相平衡時，風向向低壓偏轉，出現(xiàn)空氣順時針向地由高壓中心向邊緣輻散。由此得到與平直等壓線氣壓場中相類似的圓形等壓線條件下的風壓規(guī)律，即在北半球，背風而立，高壓在右后方，低壓在左前方。二、 邊界層中風隨高度的變化在邊界層內(nèi)，隨著高度的增加，摩擦力逐漸減弱.在近地面層中風速隨高度的上升增加很決，而風向變化很小。在上部摩擦層中，如果氣壓場沒有明顯的變化，在北半球風速隨高度增加而加大，風向隨高度增加逐漸向右偏。當高度達摩擦層頂時，風矢量逐漸趨于地轉風。若把上部摩擦層中各高度上的風速矢量投影在同一平面上，則這些矢量端點的連線是符合著名的愛克曼（Ekmaxl）螺線的。風速大小和風向隨著高度的增加最后趨近于地轉風。上面所講的是理想的愛克曼層，在實際大氣中湍流交換系數(shù)是隨高度變化的，風速矢端跡圖與愛克曼螺線有很大的差異。三、 風的日變化在邊界層中，上部風速通常比下層風速大，風向比下層向右偏。風也具有明顯的日變化。在靠近地面的氣層中，一般是白天風速增大，風向向右偏，到午后14一15時左右風速達最大，夜間風速減小，風向向左偏。在邊界層的上層則相反，風速白天減小，而夜間增大。風速日變化轉變的高度，是隨季節(jié)而不同的。引起風速日變化的原因主要是由于白天日出后，引起大氣層結不穩(wěn)定性增加，湍流加強，到中午后達到最強，此后又逐漸減弱。在湍流交換作用下，上層空氣的動量下傳，使上層風速減小，風向左偏，下層風速增大，風向右偏。夜間大氣穩(wěn)定度加強，抑制了湍流輸送，使上層風恢復到原來的狀況；下層因得不到上層動量的下傳，風速減小，風向左偏。在湍流交換的作用下造成了邊界層中上下層風日變化的反相。風的日變化，當有強的天氣系統(tǒng)過境時，將被擾亂和掩蓋。一般情況下，風的日變化是晴天比陰天大，夏季比冬季大，陸地比海洋大?！?大氣環(huán)流模式及地方性風一、大氣環(huán)流模式大氣環(huán)流就是大范圍的大氣運動狀態(tài)。就水平尺度而言，有某大地區(qū)（例如歐亞地區(qū)）、某半球或全球范圍的大氣環(huán)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(huán)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(huán)流。大氣環(huán)流既是地氣系統(tǒng)進行熱量、水分等的交換和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。大氣環(huán)流不僅決定著某地區(qū)的天氣狀況，同時在一定程度上也決定了氣候的形成，所以研究大氣環(huán)流意義是很重大的。大氣運動的根本能源是太陽輻射能，地球的自轉和公轉使地球表面產(chǎn)生溫度的差異，太陽輻射能在地球上的非均勻分布，是大氣環(huán)流的原動力?？刂拼髿猸h(huán)流的基本因素包括太陽輻射能及其高能粒子周期性和非周期性的振動、地球表面的摩擦作用，海陸分布和大地形的影響等外界因素，以及大氣本身的可壓縮性、連續(xù)性、流動性和大氣水平尺度與垂直分布等內(nèi)部因素。熱力環(huán)流原理在A、B兩處，地面和大氣中的溫度及氣壓在水平方向分布均勻，等壓面與水平面平行，在這種條件下沒有空氣的水平運動。若由于某種原因使B處氣柱增暖，則等壓面將由B點上空向A點上空傾斜。這樣就使得B點上空某咼度上的氣壓咼于同咼度A點上空的氣壓，因此將產(chǎn)生由B點上空指向A點上空的水平氣壓梯度，空氣將會由B點上空流向A點上空。這樣就造成了A點上空空氣質量的流入，使低層A點的氣壓高于B點，產(chǎn)生了低層由A點指向B點的水平氣壓梯度，空氣將由A點流向B點。同時B點處空氣因增暖而上升，A點處空氣下沉，因此形成了一個環(huán)流。由于這種環(huán)流是因溫度分布不均而產(chǎn)生的，所以稱為熱力環(huán)流。由此可以看出，在地球表面上只要有冷、熱的差異就會產(chǎn)生環(huán)流。例如在地球上的極地和赤道之間、陸地與海洋之間都存在著熱力的差異，因此均可形成熱力環(huán)流。極地赤道間的經(jīng)向環(huán)流 一圈環(huán)流如果地球沒有自轉、地表均一，那么，由于太陽輻射隨地理緯度的增高而減少，造成了赤道地區(qū)溫度高，極地地區(qū)溫度低。根據(jù)熱力環(huán)流原理，赤道地區(qū)氣溫高，空氣膨脹上升，在赤道上空的氣壓就會高于極地上空同一高度的氣壓，在氣壓梯度力的作用下，赤道上空的空氣就向極地流動。赤道上空由于空氣流出，氣柱質量減少地面氣壓就會降低，因而形成低壓，稱赤道低壓帶。極地上空因有空氣流入，再加上氣溫較低，空氣冷卻下沉，地面氣壓就會升高形成高壓區(qū)，稱極地高壓。于是在低層就產(chǎn)生了空氣自極地流向赤道，這支氣流在赤道地區(qū)受熱上升，補償了赤道上空流走的空氣質量。這樣，在極地赤道間就構成了南北向的閉合環(huán)流，稱為一圈環(huán)流。三圈環(huán)流三圈環(huán)流的形成前面已經(jīng)討論了，由于地球的自轉，空氣相對于地球一有運動，就會受到地轉偏向力的作用。在北半球使空氣運動向右偏轉；在南半球，使空氣運動向左偏轉。并且地轉偏向力隨著地理緯度的增高而加大，所以在考慮了地球自轉的條件下，上述一圈環(huán)流模式將不會存在，大氣環(huán)流將變得更復雜一些。熱帶環(huán)流熱帶環(huán)流又稱信風一反信風環(huán)流.形成在赤道到30°-35°之間。如前所述當空氣由赤道上空向極地流動時，它將要受到地轉偏向力的作用，逐漸向右偏，(在南半球向左偏)。隨著地理緯度的增高及風速的加大，偏向力也逐瀕加大，在緯度30°?35°時，氣流接近和緯圈平行，使從赤道上空流來的空氣在這里堆積下沉，使地面氣壓升高，形成高壓，稱為副熱帶高壓帶。在這里地面氣流分為兩支，一支流向赤道，一支流向極地。這樣就形成了在對流層中由赤道到30°?35°之間的閉合環(huán)流。其中流向赤道的氣流在地轉偏向力的作用下，在北半球成為東北風，在南半球成為東南風，稱為東北信風和東南信風。這兩支信風到了赤道附近輻合上升，在高空北半球吹西南風，在南半球吹西北風，稱為反信風，所以這樣由信風反信風構成的熱帶環(huán)流又稱為信風一反信風環(huán)流。極地環(huán)流極地環(huán)流形成在極地到60°?65°之間。極地空氣極端寒冷，堆積形成極地下層的極地高壓。下層空氣由極地高壓流向赤道方向，在地轉偏向力的作用下，北半球吹東北風，南半球吹東南風。在極地高壓與副熱帶高壓之間60°?65。附近相對的形成一低壓，稱為副極地低壓帶。來自副熱帶高壓帶和極地高壓帶的南、北