氣象學與氣候學-第六章形成

第六章氣候的形成1、氣候形成與變化氣候系統(tǒng)的各種屬性在一定的外因條件下，通過氣候系統(tǒng)內部的物理過程、化學過程和生物過程（內部因子）而相互作用、關聯著，并在不同時間尺度內變化著，形成不同時期的氣候特征。2、氣候系統(tǒng)的屬性：①熱力屬性：空氣、水、冰和陸地表面的能量和溫度；②動力屬性：風、洋流及與之相聯系的垂直運動和冰體運動；③水分屬性：空氣濕度、云量及云中含水量、降水量、土壤濕度、河湖水位、冰雪等；④靜力屬性：大氣和海水的密度和壓強、大氣的組成成分、海水鹽度及氣候系統(tǒng)的幾何邊界和物理常數等。3、制約氣候形成和變化的因子太陽輻射、地球軌道參數的變化；地球物理因子；環(huán)流因子（大氣環(huán)流和洋流）；下墊面因子（海陸分布、地形與地面特性、冰雪覆蓋）；人類活動影響。第一節(jié)氣候形成的輻射因子一、太陽輻射分布特征1、太陽輻射能量（總量）的分布是完全因緯度而異的。2、夏半年獲得天文輻射量的最大值在20°~25°的緯度帶上，由此向兩極逐漸減少，最小值在極地。因為：①在赤道附近太陽位于或近似位于天頂的時間比較短，而在回歸線附近的時間比較長；②赤道上終年晝夜長短均等，而在20°~25°緯度帶上，夏季白晝時間比赤道長。3、夏季白晝長度隨緯度增高而增長，所以由熱帶向極地所受到的天文輻射量，隨緯度的增高而遞減的程度也趨于和緩，表現在高低緯度間氣溫和氣壓的水平梯度是夏季較小。4、冬半年北半球獲得天文輻射最多的是赤道。因為：隨著緯度的增高，正午太陽高度角和每天白晝長度都迅速遞減，所以天文輻射量也迅速減少，到極點為零。表現在高低緯度間氣溫和氣壓的水平梯度也是冬季比較大。5、夏半年與冬半年天文輻射的差值隨著緯度增高而加大。表現在氣溫年較差上是高緯度大，低緯度小。6、在赤道附近，天文輻射日總量有兩個最高點，時間在春分和秋分。隨著緯度升高，天文輻射日總量由兩個最高點逐漸合為一個。在回歸線及較高緯度地帶，最高點出現在夏至日（北半球）。不同緯度天文輻射的年變化7、極圈內，有極晝、極夜現象。在極夜期間，天文輻射為零。在一年內一定時期中，到達極地的天文輻射量大于赤道。例如，在5月10日到8月3日期間內，射到北極大氣上界的輻射能大于赤道。在夏至日，北極天文輻射能大于赤道0.368倍；8、南極夏至日（12月22日）天文輻射量比北極夏至日（6月22日）大。南北半球天文輻射日總量是不對稱的，南半球夏季（近日點）各緯圈日總量大于北半球夏季相應各緯圈的日總量。相反，南半球冬季各緯圈的日總量又小于北半球冬季相應各緯圈的日總量。二、輻射能收支的地理分布全球地-氣系統(tǒng)全年各緯圈吸收的太陽輻射和向外放射出的長波輻射的年平均值有較大差異：對太陽輻射的吸收值，低緯度明顯多于高緯度。①天文輻射的日輻射量本身有很大差別；②高緯度冰雪面積廣，反射率大。但最高值并非在赤道：赤道附近云量多，減少其對太陽輻射的吸收率。就長波射出輻射而言，高低緯度間的差值卻小得多：因為赤道與極地間的氣溫梯度不完全是由各緯度所凈得的太陽輻射能所決定的。通過大氣環(huán)流和洋流作用，可緩和高、低緯度間的溫度差。長波輻射與溫度的4次方成正比，南北氣溫梯度減小，其長波輻射的差值亦必隨之減小。第二節(jié)氣候形成的環(huán)流因子一、海氣相互作用海洋與大氣之間通過一定的物理過程發(fā)生相互作用，組成一個復雜的耦合系統(tǒng)。1、海洋對大氣的主要作用：在于給大氣熱量及水汽，為大氣運動提供能量。海洋占地球表面積的70.8％，海洋的比熱（4186.8J/kgK）約為空氣比熱（718J/kgK）的6倍。結果，到達地表的太陽輻射能約有80％為海洋所吸收，且將其中85％左右的熱能儲存在大洋表層（約自表面至100m深處）。其中部分能量再以蒸發(fā)潛熱和顯熱等方式輸送給大氣；潛熱約為顯熱的8倍。這種熱量的輸送，不僅影響大氣的溫度分布，更重要的是它是驅使大氣運動的能源，在大氣環(huán)流的形成和變化中有極為重要的作用。2、大氣對海洋的影響大氣主要通過向下的動量輸送（風應力），產生風生洋流和海水的上下翻涌運動，這兩者對全球氣候形成和變化均有重要影響。（1）風生洋流分布及其與大氣環(huán)流的關系世界洋流分布和地面風向的關系：在熱帶、副熱帶海洋，北半球洋流基本上是圍繞副熱帶高壓作順時針向流動。因信風的推動，在赤道具有由東向西的洋流，在北/南半球稱北（7、25）/南（10、17、29）赤道洋流。為維持海水的連續(xù)性，在南北赤道洋流間發(fā)展一種補償洋流，方向與赤道洋流相反，即自西向東流，稱赤道逆流（18、26、32）。7.北赤道洋流25.北赤道洋流10.南赤道洋流17.南赤道洋流29.南赤道洋流

18.赤道逆流26.赤道逆流32.赤道逆流

在副熱帶高壓西側，具有流向中高緯度方向的洋流（暖流）。如大西洋中的灣流（1）水溫很高，勢力很強，它不僅有北赤道洋流（8）匯入墨西哥灣，還有一部分南赤道洋流（10）注入。該暖洋流流量大，對沿岸氣候影響顯著。在北太平洋西部有黑潮暖流（22）。在南太平洋有東澳大利亞暖流（30）、在南印度洋有莫桑比克暖流（19），南大西洋有巴西暖流（11）。1.灣流8.加勒比洋流10.南赤道洋流22.黑潮洋流30.東澳大利亞洋流19.莫桑比克洋流11.巴西洋流在副熱帶高壓北側盛行西風，上述暖洋流在緯度40°附近，轉為東流，遇到大陸，分向南北流動，在北半球向南的一支沿副高東側南流（冷流）。在北大西洋沿北非西岸有加那利冷流（6），在北太平洋沿美國西岸有加利福尼亞冷流（24）；在南太平洋有秘魯冷流（31）。6.加那利洋流24.加利福尼亞洋流31.秘魯洋流14.本格拉洋流高于40°N洋面，洋流圍繞副極地低壓流動，北半球尤為顯著。北大西洋的灣流（1）受冰島低壓東南部西南風影響，北大西洋暖流（2）向東北方向沿歐洲西海岸伸入到巴倫支海。在冰島低壓的西部盛行北風和西北風，形成格陵蘭冷流（3）和拉布拉多冷流（5）。這些來自北冰洋的冷流攜有冰塊和冰山，溫度低、密度大，當它與灣流相遇時，就潛入灣流之下。1.灣流2.北大西洋漂流3.東格陵蘭洋流5.拉布拉多洋流北太平洋副極地低壓中心位于阿留申群島附近，環(huán)繞此低壓也有類似北大西洋的逆時針向洋流。如在北美西岸有阿拉斯加暖流（27），在亞洲東岸有堪察加冷流（28）。由于阿留申低壓沒有冰島低壓強，且北太平洋的地形與北大西洋不同，所以這里東西岸洋流強度比較弱。27.阿拉斯加洋流28.堪察加洋流南半球中高緯度洋面開闊，西風漂流（13）很強，水溫亦較低。印度洋季風盛行，洋流也隨著季節(jié)而改變。在北半球冬季，印度洋中盛行東北季風，因此在阿拉伯海具有西向洋流，稱東北季風洋流（16）；北半球夏季盛行西南風，洋流方向轉變180°，稱西南季風洋流（16）。13.西風漂流16.西南和東北季風漂流（2）風生洋流的其他影響因素洋流的流向除受風力作用影響外還受地轉偏向力和海水摩擦力的作用，因此洋流的流向并不和風向一致，在北半球要向右偏，南半球要向左偏。洋流的流速遠比風速小。從鉛直方向而言，洋流的速度以海洋表面最大，因摩擦力的影響，愈向下層流速愈小，至一定深度減弱為零。（3）風生洋流效應Ⅰ：海水輻合與輻散在海岸附近，風生洋流會引起海水質量的輻合和輻散。如在熱帶、副熱帶大陸西岸，因離岸風的作用，將表層海水吹流而去造成海水質量的輻散，引起深層海水上翻，由于深層海水水溫比表層水溫低，因此在上翻區(qū)海水水溫要比同緯度海洋表面的平均水溫為低。若風向改變，海水質量在此輻合，必然引起海水下翻，海面水溫將顯著增高，厄爾尼諾事件就與此有密切關系。（4）風生洋流效應Ⅱ：對天氣和氣候影響在暖洋流表面一般是水溫高于它上方的氣溫，海面向空氣提供的顯熱和潛熱都較多，不僅使空氣增溫，且使氣層處于不穩(wěn)定狀態(tài)，利于云和降水的形成。在冷洋流表面，一般是水溫低于它上面的氣溫，空氣層結穩(wěn)定，有利于霧的形成而不易產生降水，因此在低緯度大陸西岸往往形成多霧沙漠。二、環(huán)流與熱量輸送大氣環(huán)流和洋流對氣候系統(tǒng)中熱量的重新分配起著重要作用。一方面將低緯度的熱量傳輸到高緯度，調節(jié)了赤道與兩極間的溫度差異；另一方面又因大氣環(huán)流的方向有由海向陸與由陸向海的差異及洋流冷暖的不同，使得同一緯度帶上大陸東西岸氣溫產生明顯差別，破壞了天文氣候的地帶性分布。

（一）赤道與極地間的熱量輸送地球約在南北緯35°間，地-氣系統(tǒng)的輻射熱量有盈余，在高緯則相反。但根據多年觀測的溫度記錄，卻未見熱帶逐年增熱，也未見極地逐年變冷，這必然存在著熱量由低緯度向高緯度的傳輸；這種熱量傳輸是由大氣環(huán)流（顯熱和潛熱）和洋流（輸熱）來進行的。三種熱通量的輸送，從季節(jié)來看，冬季高低緯度間溫度差異最大，環(huán)流最強，由低緯向高緯輸送的熱量最大。夏季南北溫差小，熱量的傳送強度較小。在環(huán)流的經向熱量輸送中，洋流輸送量占33％，大氣環(huán)流占67％。在赤道至緯度30°地區(qū)洋流的輸送超過大氣環(huán)流的輸送。在30°N以北，大氣環(huán)流的輸送超過了洋流的輸送。

由于環(huán)流經向輸送熱量的結果，低緯度溫度降低了2~13℃，中高緯度溫度升高了6~23℃。（二）海陸間的熱量傳輸大氣環(huán)流和洋流對海陸間的熱量傳輸有明顯作用。冬季海洋是熱源，大陸是冷源；在中高緯度盛行西風，大陸西岸是迎風海岸；此外，又有暖洋流經過，故環(huán)流由海洋向大陸輸送的熱量甚多，提高了中高緯度大陸西岸的氣溫。北大西洋和北太平洋東岸暖洋流水溫正距平均在5℃以上；尤其是北大西洋暖流勢力最強，又由于北大西洋洋盆的有利形狀，使得該暖洋流流經冰島、挪威的北角，部分遠抵巴倫支海；在盛行西的作用下，使西北歐的氣候特別暖和。1月份的歐亞大陸，愈靠近大西洋海岸氣溫愈高，愈向內陸，氣溫乃逐漸降低。至東西伯利亞維爾霍揚斯克附近，1月平均氣溫降到-50℃，為世界“寒極”；在鄂霍次克海，海面因位于亞歐大陸東側，受西來大陸冷空氣及冷洋流的影響，溫度甚低，成為世界“冰窖”。北美大陸也有類似的西岸暖、東岸冷的現象，但海陸溫差不像亞歐大陸那樣突出。夏季，大陸是熱源，海洋是冷源，這時大陸上熱氣團在大陸氣流作用下向海洋輸送熱量。夏季在迎風海岸天氣比較涼爽，向內陸氣溫逐漸升高；在冷洋流流經且盛行離岸風的海岸附近，因受海水上翻的影響，氣溫比大陸內部要低得多。這種海陸間的熱量交換是造成同一緯度帶上，大陸東西兩岸和大陸內部氣溫有顯著差異的重要原因。三、環(huán)流與水分循環(huán)水分循環(huán)包括蒸發(fā)、水汽輸送、降水和徑流（地表和地下徑流）四個步驟，它須通過大氣環(huán)流來實現。首先，在蒸發(fā)過程中，在水源充足的條件下（如海洋），蒸發(fā)的快慢和蒸發(fā)量的多寡要受環(huán)流方向及其速度的影響。海洋上年平均蒸發(fā)量最高峰出現在15°~20°N和10°~20°S的信風帶，這是風向和風速都很穩(wěn)定的地帶。且信風來自副熱帶高壓，最有利于海水的蒸發(fā)；而赤道低壓帶因風速小，海面蒸發(fā)量反而較小。云和降水的形成以及降水量的大小與大氣環(huán)流的形勢更為密切。世界降水的緯度帶分布有兩個高峰：赤道低壓帶，這里有輻合上升氣流，產生大量的對流雨；中緯度西風帶，在冷暖氣團交綏的鋒帶上，氣旋活動頻繁，降水量較多，是次于赤道的第二個多雨帶。在這兩個高峰之間，是副熱帶高壓帶，盛行下沉氣流，因此即使在海洋上空，降水卻甚稀少。在13°~37°N及7°~40°S，蒸發(fā)量大于降水量，水汽有盈余；在赤道帶和中、高緯度降水量大于蒸發(fā)量，水汽有虧損；因此，要達到水分平衡，則需大氣環(huán)流將水汽從盈余地區(qū)輸送到水汽虧損的地區(qū)。以副熱帶高壓為中心，通過信風和盛行西南風（北半球副高北側）將水汽分別向南和向北作經向的輸送。四、環(huán)流變異與氣候環(huán)流因子在氣候形成中起著重要作用。當環(huán)流形勢在某些年份出現異常變化時，會直接影響某時期內的天氣和氣候，出現異常。厄爾尼諾：源于西班牙文“ElNino”，原意是“圣嬰”。最初用來表示在有些年份的圣誕節(jié)前后，沿南美秘魯和厄瓜多爾附近太平洋海岸出現的一支暖洋流；后來科學上用此詞表示在南美西海岸（秘魯和厄瓜多爾附近）經赤道東太平洋向西至日界線（180°）附近的海面溫度異常增暖現象。常年，此區(qū)域東向信風盛行，在平均風速下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高東低的形勢。西太平洋斜溫層深度約200m，東太平洋僅50m左右，這種結構與西暖東冷的平均海溫分布相適應。但在東風異常加強的情況下，赤道表面東風應力把表層暖水向西太平洋輸送，在西太平洋堆積，那里的海平面就不斷抬升，積累大量位能，斜溫層加深。而東太平洋在離岸風的作用下，表層海水產生強的離岸漂流，造成這里持續(xù)的海水質量輻散，海平面降低，次層冷海水上翻，導致這里成為溫度更低的冷水帶。此冷水帶有豐富的營養(yǎng)鹽分，使得浮游生物大量繁殖，為魚類提供充足的餌料，魚類又為鳥類提供豐盛的食物，所以這里鳥類甚多，鳥糞堆積甚厚，成為當地一項重要資源。天氣：在冷水帶上，氣溫高于水溫，空氣層結穩(wěn)定，對流不易發(fā)展，雨量偏少，氣候干旱。每隔數年，東向信風發(fā)生張馳（即減弱），此處的冷水上翻現象消失，并使西太平洋原先積累的位能釋放；表層暖水向東回流，導致赤道東太平洋海平面升高，海面水溫增暖，秘魯、厄瓜多爾沿岸由冷洋流轉變?yōu)榕罅?，海水溫度出現正距平；結果：下層海水的無機鹽類不再涌向海面，導致當地的浮游生物和魚類大量死亡，大批鳥類亦因饑餓而死，形成一種嚴重災害；天氣：原來的干旱氣候突然轉變?yōu)槎嘤隁夂颍踔猎斐珊樗簽E，即厄爾尼諾事件。與厄爾尼諾事件密切相關的環(huán)流還有南方濤動（SouthernOscillation，簡作SO）、沃克（Walker）環(huán)流和哈德萊（Hadley）環(huán)流。南方濤動是指南太平洋副熱帶高壓與印度洋赤道低壓這兩大活動中心之間氣壓變化的負相關關系。即南太平洋副熱帶高壓比常年增高（降低）時，印度洋赤道低壓就比常年降低（增高），兩者氣壓變化有“蹺蹺板”現象。為了定量地表示濤動振幅的大小，采用南太平洋塔希堤島（143°05‘W，17°53’S）的海平面氣壓（代表南太平洋副熱帶高壓）與同時期澳大利亞北部的達爾文港（130°59‘E，12°20’S）的海平面氣壓（代表印度洋赤道低壓）差值，經過一定的數學處理來計算南方濤動指數（SOI）。將歷年赤道東太平洋海面水溫SST（0°~10°S，180°W向東至90°W）與同時期南方濤動指數SOI進行對比，發(fā)現厄爾尼諾/南方濤動（合稱為ENSO）事件的主要特征是：當赤道東太平洋海水溫度SST出現異常高位相（增暖）時，南方濤動指數SOI卻出現異常低位相（塔希堤島氣壓與達爾港文氣壓差值減小）。1870~1990年的SST（0°~10°S，90°~180°W）與SOI的年平均距平曲線。當赤道東太平洋海水溫度SST連續(xù)三個月正距平在0.5℃以上或其季距平達到0.5℃以上，即可認為出現一次厄爾尼諾事件，達到上述數值的負距平時，則為反厄爾尼諾事件。1870~1990年SST（虛線）SOI（實線）的年平均距平在濤動的低指數時期，赤道低氣壓主體減弱，但前端向東伸展，此時南、北太平洋上副熱帶高壓減弱，并向較高緯度移動；結果導致信風減弱，赤道西風發(fā)展，此時有利于赤道西太平洋暖水的向東擴展和輸送；同時赤道東太平洋冷水上翻的現象亦相應減弱乃至停止，造成中、東太平洋海面水溫升高，出現厄爾尼諾事件。在海面高水溫作用下，低層大氣濕度加大，濕不穩(wěn)定得以發(fā)展；因此沃克環(huán)流發(fā)生變化，其上升分支向東移，西太平洋對流減弱，中、東太平洋對流發(fā)展。原先的南半球赤道東太平洋干旱帶變?yōu)槎嘤陰?，印度洋和西太平洋的雨量卻大為減少。在低緯度濤動低指數時期，在海面溫度增暖作用下，副熱帶與赤道間海水溫度的經向差別增大，必然導致哈德萊環(huán)流加強；該加強環(huán)流的下沉分支，將產生副熱帶高壓由弱變強的趨勢；該過程發(fā)展到一定程度時，將出現南方濤動指數由低向高轉變。在低緯度濤動的高指數時期，赤道低壓主體加強，但其東端西撤；南北太平洋副高加強且向赤道靠攏，由于經向氣壓梯度大，必然導致信風加強。在強離岸風作用下，赤道東太平洋海水上翻現象強烈發(fā)展，且向西平流，造成大范圍海面降溫，低層大氣變干，層結穩(wěn)定；赤道主要對流區(qū)萎縮在西太平洋，沃克環(huán)流上升分支西移，東太平洋又出現少雨氣候。同樣，在高指數時期，赤道低水溫又使海面經向溫度梯度變小，促使哈德萊環(huán)流減弱，從而使副熱帶高壓減弱，產生由高指數向低指數的轉變；實現整個過程轉變所需要的時間，即南方濤動的平均周期，約為40個月左右。近百年來出現的ENSO主要振蕩周期在2~7年內變化，峰值為4年左右。ENSO現象，并不是哪一個半球的行為，而是兩半球大氣環(huán)流作用下，低緯度大氣-海洋相互作用的現象。厄爾尼諾對氣候的影響以環(huán)赤道太平洋地區(qū)最為顯著。在厄爾尼諾年，印度尼西亞、澳大利亞、印度次大陸等地均出現干旱，而從赤道中太平洋到南美西岸則多雨。觀測事實表明，厄爾尼諾事件通過海氣作用的遙相關，還對相當遠的地區(qū)，甚至對北半球中高緯度的環(huán)流變化亦有一定的影響。比如，當厄爾尼諾出現時，將促使日本列島及我國東北地區(qū)夏季發(fā)生持續(xù)低溫，并在有的年份使我國大部分地區(qū)的降水有偏少的趨勢。海陸分布與周期性風系（一）海陸風海陸風的形成是當白天在日射下，陸地增溫快，陸上氣溫比鄰近海上高，陸上暖空氣膨脹上升，到某一高度上，因其氣柱質量增多，氣壓遂比海上同一高度平面上為高，等壓面便向海洋傾斜，空氣由大陸流向海洋。因此在下層地面上陸地的空氣質量減少，地面氣壓因而下降；而海洋因上層有大陸空氣的流入，空氣質量增多，海面氣壓升高，于是在下層便產生自海洋指向陸地的水平氣壓梯度力形成海風。夜間，陸地輻射冷卻比海面快，陸上空氣冷卻收縮，致使上層氣壓比海面上同高度的氣壓低，等壓面由海洋向陸地傾斜，空氣由海洋流向陸地上空，地面氣壓比海面氣壓高，于是形成了同白天相反的熱力環(huán)流，下層風由陸地吹向海洋，這就是陸風。（二）季風大范圍地區(qū)的盛行風隨季節(jié)而有顯著改變的現象（冬季由大陸吹向海洋，夏季由海洋吹向大陸），稱為季風。所謂有顯著改變是：1月與7月盛行風向的變移至少有120°；1月與7月盛行風向的頻率超過40％；至少在1月或7月中有1個月的盛行風的平均合成風速超過3m/s。季風的形成與多種因素有關，但主要是由于海陸間的熱力差異以及這種差異的季節(jié)變化引起，其它如行星風帶的季節(jié)移動和廣大高原的熱力、動力作用亦有關系。在夏季大陸上氣溫比同緯度的海洋高，氣壓比海洋上低，氣壓梯度由海洋指向大陸，所以氣流分布是從海洋流向大陸的，形成夏季風；冬季則相反，氣流分布是由大陸流向海洋，形成冬季風。東亞季風冬季，亞洲大陸為蒙古-西伯利亞高壓所盤據，高壓前緣的偏北風就成為亞洲東部的冬季風。由于各地處于高氣壓的部位不同，各地冬季風的方向并不完全相同，由北而南依次為西北風、北風和東北風。由于蒙古-西伯利亞高壓比較強大，由陸向海，氣壓比較陡峻，所以風力較強。在冬季風盛行時，這些地區(qū)是低溫、干燥和少雨。夏季，亞洲大陸為熱低壓所控制，同時太平洋副熱帶高壓西伸北進，因此高低壓之間的偏南風就成為亞洲東部的夏季風；由于此時氣壓梯度（溫度梯度）比冬季小，所以夏季風比冬季風弱。在夏季風盛行時是高溫、濕潤和多雨。東亞季風對我國、朝鮮半島、日本等地區(qū)的天氣和氣候影響很大。亞洲南部的季風，主要是由行星風帶的季節(jié)移動而引起的，但也有海陸熱力差異的影響。以印度季風（也稱南亞季風）為例，冬季行星風帶南移，赤道低壓移到南半球，亞洲大陸為強大冷高壓，高壓南部的東北風就成為亞洲南部的冬季風。夏季行星風帶北移，赤道低壓移到北半球，再加上大陸熱力因子的作用，低壓中心出現在印度半島。而此時正是南半球的冬季，澳大利亞是一個低溫高壓區(qū)，氣壓梯度由南向北，南來氣流跨越赤道后，受北半球地轉偏向力的作用，形成西南風，即南亞的夏季風。在季風的影響下，南亞也是冬干夏濕，但是它和東亞季風有一個明顯差別，即南亞夏季風比冬季風強。因為冬季亞洲南部遠離蒙古-西伯利亞高壓中心，并有青藏高原的阻擋，再加上印度半島面積較小，緯度較低，海陸之間的氣壓梯度較弱，因此冬季風不強。夏季印度半島氣溫特別高，是熱低壓中心所在，它與南半球副高之間的氣壓梯度大，因此南亞的夏季風強于冬季風。地形與地方性風因地形而產生的局部環(huán)流主要有高原季風、山谷風，因經過山區(qū)而形成的地方性風有焚風和峽谷風等。

（一）青藏高原季風在青藏高原，由于它與四周自由大氣的熱力差異，所造成冬夏相反的盛行風系，稱為高原季風。冬季高原上出現冷高壓，夏季出現熱低壓（500hPa以下），其厚度夏季比冬季