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如图4.14所示，科里奥利效应和气压梯度力产生的是风的螺旋形运动，而不是简单的直线形运动。旋风是许多风暴的基本运动形式，对于地球的空气环流系统非常重要。这些风暴形式稍后将在本章讨论。
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图 4.14 科里奥利效应在北半球对空气流动的影响。直线箭头指示因气压差造成一个高压区向外吹风应遵循的路径，或一个低压区向内吹风应遵循的路径。弯曲的箭头表示科里奥利效应明显的致偏效应。弯曲箭头在图中所指示的风向始终受来源方向控制。
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摩擦效应
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风的运动受到地球表面摩擦力的拖曳而减慢。这种效应在地面最强，向上逐渐减小，直到地面以上1500米处才不起作用。摩擦力不仅使风速降低，而且会改变风向。风的运动既未遵循完全受气压梯度力控制的路径，也未遵循受科里奥利效应控制的路径，摩擦效应（frictional effect）使风沿着一条中间路径运动。
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地理学与生活（插图第11版） [:1705395325]
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全球大气环流模式
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地球上的赤道地区是低压地带。在这一地区，强烈的太阳加热造成对流效应。从图4.15可以看出，温暖空气如何上升，其趋向于从赤道低压向南、北方向运动。赤道空气上升后，变冷并最终变得稠重。近地面较轻的空气支持不了冷而重的空气，因此沉重的空气下降，形成地面的高压带。这些亚热带高压区域大致位于赤道以南和以北30°。
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图 4.15 （a）地球为均质表面状态下的行星风系和气压带。高、低气压带代表地球表面的气压状态。风向带是地球表面盛行风的运动带，反映了气压梯度和科里奥利效应。地球表面陆地和水面的反差在北半球特别明显，使这种简单的模式发生复杂的扭曲。（b）地球表面随高度增加而形成的风系总体模式。空气下降时形成高压，空气上升时——例如在赤道——形成低压。
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当这种变冷的空气到达地球表面时，分别向南、北方运动。然而，科里奥利效应改变了风向，在北半球的热带形成了东北信风带，在中纬度地区形成了西风带（实际上是西南风带）。这些名称指的是风吹来的方向。美国的大部分地区位于西风带内，也就是空气总是从西南横贯全国吹向东北。在西风带北部的海洋上空，也有一系列上升气流区，为副极地低压 ，这些区域往往寒冷多雨。副极地低压区通过极地东风带与极地高压相连。全球环流的总体模式受到地方风向的改变。
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应当明了的是，这些风向带的移动是同太阳垂直光线的位置变化相一致的。例如，赤道低压状态最明显的位置是在北半球夏季紧靠赤道的区域和南半球夏季时紧靠赤道的地区。大气环流将在“降水类型”一节做较详细的讨论。
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最强的高空气流是急流 （jet stream），位于9—12千米的高处。这种气流的运动速度在南、北半球从西向东都达到160—320千米／时，以波浪起伏的形式环绕全球，当它们向西运动时先向北，然后向南流动。在北半球的任何时间都有3—6个波形，但波形并不总是连续的。这些波状气流，或可称之为“波浪”，控制着地球表面气团的流动。比较稳定的波状气流有可能形成日复一日类似的天气状况。这些波状气流往往将极地的冷空气同热带的暖空气分隔开。在北半球，当一股波状气流远远插入南方时，冷空气就向赤道运动，而暖空气则向极地运动，从而将恶劣的天气变化带到中纬地带。急流在冬季表现得比夏季明显。
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没有任何地方像南亚和东亚人烟稠密地区那样更能感受到季节变换对人类的深刻影响。夏季，来自印度的西南风从温暖的印度洋上空携带了大量水分到达陆地。当风越过沿海山地和喜马拉雅山麓时产生了季风雨。季风（monsoon）就是按季节改变风向的风。夏季的季风给东南亚的大部分地区带来大量的雨水。
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在亚洲的南部和东部，农业经济——特别是稻米生产，完全依赖夏季的季风雨水。如果风向由于几个可能原因中的任何一个而转换延期，或者降雨显著超过或少于最适当的数量，就会导致粮食歉收。1978年夏季的季风雨时期过长，在印度东部和东南亚造成灾难性的洪水灾害、粮食歉收和生命的损失。
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向来自北方、横贯全区的冬季季风的过渡，是逐渐发生的。这一过程在9月份首先见于北部。到了1月，次大陆大部分变干燥。然后，南部地区从3月开始，每年循环发生。
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4.3 洋流
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表层洋流大体上同全球的风向模式相一致，因为是地球上的风驱动洋流运动。此外，正如气压差引起风的运动一样，海水的密度差异也引起了海水的运动。当海水蒸发时，不会蒸发的盐分和其他矿物质残渣被留下，使海水密度变大。高密度的海水存在于高压区，那里下沉的干燥空气能迅速地吸取水分。在低压区，雨水丰富，海水密度低。风向（包括科里奥利效应）和海水密度差异使海水在宽广的路径上从大洋的一个海域向另一海域运动（图4.16）。
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图 4.16 世界上主要的表层洋流。注意加勒比海墨西哥湾和大西洋热带的温暖海水如何向北欧运动。
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地表的空气运动和海水的表层运动有一个重大的差别：陆地是海水运动的障碍，使洋流偏离，有时迫使洋流向主要洋流相反的方向运动；而空气在陆地和海洋上是自由运动的。
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洋盆的形状也对洋流的模式产生重大影响。例如，北太平洋洋流从西向东运动，流到加拿大和美国西岸，然后被迫向北和向南分流——虽然主要的洋流是沿着加利福尼亚海岸向南运动的寒流。然而在大西洋，如图4.16所示，洋流受到海岸形状的影响（远远深入大西洋的新斯科舍和纽芬兰），向东北方向偏转，然后径直横穿大西洋，穿过不列颠群岛和挪威，最后到达俄罗斯最西北的海岸。这种温暖海水向北方陆地大规模运动的现象被称为北大西洋漂流（North Atlantic drift），对于那些地区的居民有巨大的意义。如果没有这股暖流，欧洲北部将会寒冷得多。
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洋流不仅影响邻近海洋的陆地的温度，还影响那里的降水。邻近陆地的寒流只是使紧靠水面的空气变得寒冷，而其上部的空气是温暖的。该区域很少有机会发生对流，因此不会有水汽流向附近的陆地。世界上的沿海荒漠通常与寒流相毗邻。而另一方面，暖流——例如印度沿岸的洋流——则向邻近的陆地供给水分，尤其是盛行风吹向陆地时（见“厄尔尼诺”专栏）。
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