第7章 空气水平运动

1、第七章第七章 空气水平运动空气水平运动 本章主要本章主要内内容容 大气是处于不停的运动状态中的，大气运 动可分为水平运动和铅直（垂直）运动两部 分。 空空气气水平水平运动运动就是通常所就是通常所说说的的风风。 风对风对于地球上于地球上热热量和水量和水份份的的输输送起着很重送起着很重 要作用要作用，直接影响着各地区天气的变化和气 候特征。 （2 2）大气运动方程）大气运动方程 （1 1）作用于空气的力）作用于空气的力 1 1 大大气运动气运动方程方程 （1 1）作用于空作用于空气气的力的力 1030 1020 1010 （hPa） A C B 气压梯度力气压梯度力：单位质量空气在气压场中由于气压

2、分布：单位质量空气在气压场中由于气压分布 不均匀而受到的力。不均匀而受到的力。 气压梯度力是引起空气运动的主要力，空气水平运动气压梯度力是引起空气运动的主要力，空气水平运动 主要是在水平气压梯度力的作用下产生的。主要是在水平气压梯度力的作用下产生的。 等压线越密，等压线越密， 气压梯度越气压梯度越 大，水平气大，水平气 压梯度力就压梯度力就 越大。越大。 k z p G j y p i x p GGG z yxn 1 )( 1 水平气压梯度 力大小大小取决于水 平气压梯度和空 气密度；方向方向垂 直于等压线由高 压指向低压。 G Gn n 作用于空作用于空气气的力的力 （百帕） 北半球 气压梯

3、度力 地转偏向力A 10081008 10101010 10061006 10041004 10021002 sin2VA 地转偏向力 定义定义：因地球绕自身轴转动而产生的惯性力称为水平 地转偏向力或科里奥利力。 地转偏向力A大大 小小与空气相对地面 运动速度（V）、 地球自转角速度、 地理纬度有关。 方向方向：在北半球， 与空气运动方向相 垂直，并指向它的 右方。 作用于空作用于空气气的力的力 定义：定义：惯性离心力是物体在作曲线运动时所产生的， 由运动轨迹的曲率中心沿曲率半径向外作用在物体上的 力。 惯性离心力同运动的 方向垂直，自曲率中心 指向外缘（方向方向）， 大小大小：同物体转动的

4、角速度的平方和曲率 半径r的乘积成正比。 r r V rC 2 2 2 惯性离心力惯性离心力 作用于空作用于空气气的力（水平）的力（水平） 地转偏向力 （百帕） 1000 1005 1010 （北半球） 风向 地面摩擦力 水平气压 梯度力 VkN 以近地面层（地 面至30-50米）最 为显著； 高度愈高，作用 愈弱，到到1-2km1-2km以以 上，摩擦力影上，摩擦力影响响忽忽 略不略不计计。 摩擦力摩擦力 两个相互接触物体相对运动时，接触面之间产生阻碍物体运 动的力。方向方向与空气运动方向相反，大小大小与空气运动的速度和 摩擦系数成正比。 作用于空作用于空气气的力（水平）的力（水平）重力重力

5、 作用于单单位位质质量量空气上的重力是地心引 力和运动坐标系中空气所受惯性离心力的 向量和。即重力含有惯性离心力。 大小：g 方向：竖直向下。 在水平方向水平方向影响空气运动4个力： 气压梯度力是空气产生运动的直接动力，是 最基本的力；（动力） 地转偏向力对高纬度地区或大尺度的空气运 动影响较大； 惯性离心力是在空气作曲线运动时起作用， 而在空气直线运动时忽略不计； 摩擦力摩擦力在摩擦层中起作用；对自由大气中的 空气运动不予考虑。 小结 6.1.26.1.2大大气运动气运动方程方程 sin2f sin 自由大气中（N=0） 水平运动 x y z 0 大气运动方程 是描述作用于空 气微团的力与其

6、 所产生的加速度 之间关系的方程。 自由大气中风随高度的变化及热成风自由大气中风随高度的变化及热成风 地转风地转风 梯度风梯度风 地转风随高度变化的基本类型地转风随高度变化的基本类型 地转偏差地转偏差 空气水平运动的形式是多种多样的，根据 大气中不同高度各种力的作用情况，我们把大 气分为摩擦层和自由大气； 在自由大气中，主要考虑气压梯度力和地 转偏向力相平衡，-地转风；如果空气质点 作曲线运动还要考虑惯性离心力，三力平衡相 时-梯度风； 在流动的空气中，空间各点的运动率不随 时间变化的运动里，作用于作用于运动质运动质点上点上诸诸力之力之 合力等于合力等于0 0。这种稳这种稳定的定的运动称为运动

7、称为平衡平衡运动运动。 （1 1） 地地转风转风 概念概念：在自 由大气中，平 直等压线情况 下，水平气压 梯度力与水平 地转偏向力达 到平衡时空气 的等速、直线 水平运动称为 地转运动，这 时的风称为地 转风。 10081008 10101010 10061006 10041004 10021002 10001000 （百帕） 北半球 地转偏向力 气压梯度力 风向 Vg 在高空平直等压线气压场中，暂时静止的空气，受水 平气压梯度力的作用，由高压指向低压，空气开始运动， 当空气开始运动，地转偏向力立即产生，并迫使它向右 偏离（北半球），空气在水平气压梯度力的作用下，它的 速率越来越大，水平地转

8、偏向力也越来越大，使它向右偏 离的程度也越来越大， 当水平地转偏向力增大到与水平气压梯度力大小相等、 方向相反时，空气将沿着平直等压线作等速的水平直线运 动，就形成地转风Vg。 地转风形成过程地转风形成过程 P-1 P-1 P0P0 V1 V2 An1 An2 An Vg 低压 高压 方向（白方向（白贝罗风压贝罗风压定律）定律） 在北半球，背地转风而立，高压在右，低压在左。 n G F n G F n G F 地地转风转风方向方向 方 向 高压 低压 低 压 高 压 p1p1 p0p0 Vg Vg p1p0 4、大小大小：由定义 水平方向 n G F n A 讨论：对一定地 区而言， 、 为常

9、量。 1）Vg与 成 正比=等压线 密，Vg大，反之 成立。 2）g与成反 比=高空的地 转风比低空大。 n p 地转风大小地转风大小 x p f v y p f u fu y p y fv x p x g g g g 1 1 1 0: 1 0: 0 pV y p v x p u hg gg （2 2） 梯度风梯度风 概念概念：梯度 风就是在自由 大气中，不计 摩擦力的影响， 水平气压梯度 力、水平地转 偏向力及惯性 离心力三个力 达到平衡时空 气的等速、水 平、圆周运动。 反气旋（高压）中梯度风是=风顺时针旋 转 G G n A C vac n G F D D n G F CAn 气旋（低压

10、）中梯度风是=逆时针旋转 梯度梯度风风 闭合的气压场和旋转式的流场，可能出现四种组合，即，反气旋 式高压，气旋式高压（），气旋式低压和反气旋 式低压。 梯度梯度风风 反反气气旋式高旋式高压压 上式取正正号号所得到的风速，远大于实际大气 中可能出现的风速，因此是不合理的解不合理的解。 另外，要使上式根号内为非零正值必须有： 22 4 f rrp r 2 4p r fr r prrffr VC 42 22 2 4p r fr 可见反气旋的曲率半径r大小受气压梯度力 和地转参数的制约，不能太小不能太小。 在高压中心，r 很小， 也必须很小，说明 高高压压中心附近中心附近气压气压梯度和梯度和风风速必定

11、都很小速必定都很小。 实际大气中常见反气旋式高压如冷高冷高压压、副、副 热带热带高高压压、西风带中的阻塞高阻塞高压压。 p r 梯度风梯度风 反反气气旋式高旋式高压压 梯度梯度风风 气气旋式高旋式高压压 在气旋式高压环流中，科氏力、气压梯度力和 离心力都是向外的，不可能维持力的平衡关系， 因此这类环流在实际大气中不可能存在。 GAC 梯度梯度风风 气气旋式低旋式低压压 在低压中，气 压梯度力指向中 心，地转偏向力 和惯性离心力自 中心指向外。三 力达到平衡： 22 24 C frfrrp V r G C A 5.2.25.2.2梯度梯度风风 反反气气旋式低旋式低压压 反气旋式低压中力的平衡关系

12、为： 2 1Vp fV rr 为了达到力的平衡，离心力必须足够大， 这就要求V很大并且（或者）r很小。 但在大、中尺度的闭合系统中，不可能出 现如上式表示的那种平衡关系。 这类反反气气旋式低旋式低压压只有在可忽略科氏力只有在可忽略科氏力 （地（地转转偏向力）的小尺度中才能出偏向力）的小尺度中才能出现现。如龙 卷风。 梯度梯度风风（小（小结结） 梯度风的大小与水平气压梯度、地理纬度、空气密度及空气运动的曲率半水平气压梯度、地理纬度、空气密度及空气运动的曲率半 径径有关。 梯度风是水平等速曲线运动水平等速曲线运动，风向与等压线平行。在北半球，低压中的 风是沿等压线逆时针方向吹的（气旋）；在高压中的

13、风是沿等压线顺时针方 向吹的（反气旋）。南半球相反。 当r趋于无穷时，梯度风变成地转风，所以地转风是梯度风的一种特殊 情形。 在同一纬度的地区，气旋式低压中的梯度风比相同气压梯度下的地转风在同一纬度的地区，气旋式低压中的梯度风比相同气压梯度下的地转风 小；反气旋式高压中的梯度风比相同气压梯度下的地转风大。小；反气旋式高压中的梯度风比相同气压梯度下的地转风大。 （3 3）自由大气中风随高度的变化自由大气中风随高度的变化- -热成风热成风 大量高空探大量高空探测资测资料表明，不同高度上料表明，不同高度上风风向、向、风风速是不速是不 一致的，一致的，风随风随高度有明高度有明显变显变化。化。 定定义义

14、：地：地转风转风 在垂直方向上的速度矢量差在垂直方向上的速度矢量差称为称为 热热成成风风 。 自由大气中风（地转风）是指某一高度上空 气的水平运动，其值取决于该高度上的水平气压 梯度和空气密度。然而由于有了水平温度梯度， 引起气压梯度随高度发生变化，使得风也相应地 随高度发生变化。 地转风随高度发生变化，只能发生在密度分 布依赖于气压和温度的斜压大气中。 g V T V 定义：上下层地转风的向量差。 由以上定义，知 ， 下上ggT VVV 下g V T VV 上g V 上 g V 下 g V 可知 T V T V 下 g V Tgg VVV 下上 推知 反知： 热成风热成风 x T Tf zg

15、 v y T Tf zg u T T 大小大小 假若等压面在低层是水平的（气压梯度为零），而由于气柱中平均温 度在水平方向上有差别，到高层以后，等压面倾斜，暖区一侧等压面抬起， 冷区一侧等压面下降，结果使高空水平面上的气压值不相等，出现了由暖区 指向冷区的气压梯度力，从而产生了平行于等温线的风，而且气层中平均气层中平均 温度梯度愈大，高层出现的风也愈大温度梯度愈大，高层出现的风也愈大， 这种由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在垂直方向上速度矢量差， 就称为热成风。P126 热热成成风风的形成的形成过过程程 热成风与温度场的关系（类似于地转风与气压梯度）： 热成风平行等温线吹，北半球、背热成风

16、而立，高温在右，热成风平行等温线吹，北半球、背热成风而立，高温在右， 低温在左。低温在左。 T1 T1（低温） T2 T2（高温） 补充两个基本概念： 冷平流：对本站而言，如果有冷空气流来，叫冷平流。 暖平流：对本站而言，如果有暖空气流来，叫暖平流。 T V 热热成成风风 方向方向 热成风（小结） 自由大气中，上层地转风等于下层地转风与气层之间热成 风的矢量和； 热热成成风风方向方向，在北半球背热成风而立，高温在右，地温在 左； 热热成成风风大小大小，它正比于空气层的厚度和该层平均温度水平 梯度；而反比于地理纬度的正弦和气层的平均绝对温度。 （4 4）地转风随高度变化的基本类型）地转风随高度变

17、化的基本类型 上层地转风为下层地转风与气层之间热成风 之和，下层地转风是由下层水平气压梯度决定，下层地转风是由下层水平气压梯度决定， 热成风的大小是由气层的平均水平温度梯度决热成风的大小是由气层的平均水平温度梯度决 定定。 不同温度场与气压场的配置形成风随高度 的变化情况，根据多年的经验，归纳以下两类两类： 等温线与等压线平行等温线与等压线平行；等温线与等压线相交等温线与等压线相交。 高压区与高温区相对应 p2p2 p1 p1 T2T2 T1T1 结论：随Z增加，风向不变，风速逐渐增 大。 T V 下g v 、等温线与等压线平行 p2p2 p1 p1 T1T1 T2T2 结论：起初随Z增加，风

18、向不变，风速逐 渐减小，到某一高度处为零后；再往上， 风向相反，风速逐渐增大。 T V 下g v 、等温线与等压线平行 高压区与低温区相对应 冷平流冷平流 结论：风速随高度增加而增加；方向随高 度向左转（逆转），愈到高层，风向与热 成风风向愈接近，有冷平流。 p2 p1 p2 p1 T2 T2 T1 T1 T V 下g v 上g v 、等温线与等压线相交 气压场 ，温度场 结论：风速随高度增加而增加，风向随高度 向右转（顺转），愈到高层，风向与热成风 风向愈接近，有暖平流。 、等温线与等压线相交 下 决定 g V T V 决定 上g v 下g v p2p2 p1 p1 T1 T1 T2 T2

19、T V 暖平流暖平流 由上述可知，在自由大气层中，随Z增加，风 总是愈来愈趋向于热成风。 此结论与实际情况是符合的。例如，在北半球， 对流层中，由于太阳辐射影响，南面是暖区，北 面是冷区，温度分布大致是南暖北冷，并且在纬 度30附近温度梯度最大，因而在对流层顶上部 总是以西风为主（热成风是西风），并在纬度30 附近上空出现最大的西风风速区，称为西西风风急急 流流。 利用热成风原理，判断具有自西向东运动低压和高压系统， 其上层槽脊结构。 在高压的东部A风矢随高度逆转，且有冷平流； 在低压的西部B风矢随高度顺转，且有暖平流； 在低压的北部D起初风速随高度减小，风向不变，到某一高度风速为0，然后风速

20、又随高度 增加风向与低层相反。形成上层不闭合槽脊形式；上空气压最低区域向冷中心方向倾斜。 （5 5） 地转偏差地转偏差 du fv dt dv fu dt 所谓地转偏差就是实际风与地转风的向量差， 又称偏差风。 g VVV ggg Vu iv j Vu iv j 1 () 1 () g g dup f vv dtx dvp f uu dty 地转风公式 在同一地理纬 度的地区地转 偏差的大小与 空气的加速度 成正比。但这 一关系不能适 用于赤道地区， 因在赤道地区 不存在地转风， 故地转偏差的 概念也就失去 意义了。 du ufvu dt dv vfuv dt 0 dV V dt 方向方向：在

21、北半球地转偏差与空气运动的加速度相 垂直，并在它的左方。 当地转平衡遭到破坏时就会产生地转偏差。在原 来已达到地转平衡的条件下只要水平气压梯度力、 地理纬度和空气密度三者中间有一个发生变化， 地转平衡就会遭到破坏。 地地转转偏差偏差 地地转转偏差偏差 地转偏差的类型： 1n G 1n A g1 V 2n G 2n A g1 V 2 V a b 1 P P 1n G 1n A g1 V 2n G 2n A g1 V 2 V a b 1 P P 次地转风超地转风 、等压线 有辐合、辐散 时会产生地转 偏差 、等压线 呈南北走向， 且等压线之间 等距时，会产 生地转偏差。 地地转转偏差偏差 a b

22、n G n G g V g V 1n A 2n A V P 1 P 超地转风 次地转风 、气压 变化不一致 时，会产生 地转偏差。 5.2.45.2.4地地转转偏差偏差 当各地气压变化不一致时，即有变压梯度出现 时，水平气压梯度立即发生变化。 高压的一侧加压，低压的一侧减压，则气压梯 度加大，平衡被破坏，空气运动偏向低压一空气运动偏向低压一 侧，会产生次地转风侧，会产生次地转风； 如果变压的情况与前面相反，高压一侧减压， 低压一侧加压，则空气运动偏向高压一侧，空气运动偏向高压一侧， 出现超地转风出现超地转风。 摩擦力对空气水平运动的影响摩擦力对空气水平运动的影响 边界层中风随高度的变化边界层中

23、风随高度的变化 风的日变化和风的阵性风的日变化和风的阵性 空气的垂直运动空气的垂直运动 01 04 02 03 （1 1）摩擦力对空气水平运动的影响摩擦力对空气水平运动的影响 G N A V 高 低 P0 P1 风向偏离等压线的角 度和风速减小的程 度，则取决于摩擦力 的大小。摩擦力愈大， 交角愈大，风速减小 得愈多。 据统计，中纬度地区，陆地上的地面风速（10-12m高度 上风速）约为该气压场所对应的地转风速的35-45%， 在海洋上约为60-70%。风向与等压线的交角，在陆地 上约为25-35，在海洋上约为10-20 在行星 边界层 （摩擦摩擦层层） 中，等等压压 线为线为平直平直 直直线

24、线时。 在弯弯曲等曲等压线压线 中。1）高压中； 2）低压中 风向低压偏转，空气逆时针方向向低压中心辐合运动。风向低压偏转，空气逆时针方向向低压中心辐合运动。 D 低 CA R V G 高G N RV G A （1 1）摩擦力摩擦力对对空空气气水平水平运动运动的影的影响响 风向：摩擦风斜 穿等压线吹。在北 半球，背摩擦风而 立，高压在右后， 低压在左前。 C N 风向向低压偏转，空气顺时针由高压中心向边缘辐散运动。风向向低压偏转，空气顺时针由高压中心向边缘辐散运动。 1、风速随Z 逐渐增大。 2、风向随Z 逐渐右偏转。 遵循埃克曼螺埃克曼螺线线 （风速矢端迹图） （2 2）边边界界层层中中风随

25、风随高度的高度的变变化化规规律律 G GV V2 2 V V1 1 V V3 3 V V2 2 V V4 4 V V3 3 V V4 4 H H4 4 H H3 3 H H2 2 H H1 1 假若各 高度上的 气压梯度 力都相同。 到摩擦到摩擦 层顶层顶部部风风 速接近于速接近于 地地转风转风， 风向与等 压线平行 （3 3） 风风的日的日变变化和化和风风的的阵阵性性 1 夜间 昼 间 (a)各高度上风的是日变化 风速 高度 下层风速小 于上层风速； 下层风速白 天增大，午后 增至最大，夜 间风速减小， 清晨减至最小； 上层相反 Z1上下 层分界 线；夏 季可达 300m， 冬季低 至20m

26、; 平均为 50- 100m 风的日变化 风风的日的日变变化和化和风风的的阵阵性性 风风的日的日变变化化 (b)上下层风的日变化 1、夜间的上层风 2、白天的上层风 3、白天的下层风 4、夜间的下层风 1 2 3 4 1 2 3 4 风风的日的日变变化和化和风风的的阵阵性性 A B D C 风的阵性指风向变动不 定、风速忽大忽小的现象。 它由大气中湍流运动引起。 当大气中出现强烈扰动时， 空气上下层间动量交换频繁， 这时与空气一起移动的大小 涡旋可使局部气流加强、减 弱或改变方向。 A处两者同向，风速增大； C处两者垂直，风向发生 偏转。 注注：实箭头表示大范围气流方向； 虚箭头表示水平涡旋中

27、气流方向。 （4 4）空）空气气的垂直的垂直运动运动 大气运动经常满足静力学方程，基本 上是准水平的，因而空气的垂直运动速度 很小。 然而垂直垂直运动运动却却与与大大气气中云雨的形成中云雨的形成 和和发发展及天展及天气变气变化有着密切化有着密切关关系。系。 垂直运动可主要分为：对流运动、系 统性垂直运动。 对流运动 对流运动 对流运动是由于某团空气温度与周围空气温度不等而引起的对流运动是由于某团空气温度与周围空气温度不等而引起的。 当某空气团的稳定高于四周空气温度时，气团获得向上浮力产生上升运动，升至上 层向外流散，而低层四周空气便随之辐合以补充上升气流，这样便形成空气的对流运 动。 对流运动

28、的高度、强度同上升气团的气层稳定度有关。这种热力对流水平尺度多在热力对流水平尺度多在 0.1-50km0.1-50km，是温暖的低、中纬度地区经常发生的空气运动现象，是温暖的低、中纬度地区经常发生的空气运动现象。 系统性垂直运动 系统性垂直运动 系统性垂直运动是指由于水平气流辐合、辐散、暖气流沿锋面滑 升以及气流受到山脉的机械、阻滞等动力作用所引起的大范围、较规 则的上升或下降运动。 在系统性垂直运动中，上升区或下降区范围可达几百到几千千米，系统性垂直运动中，上升区或下降区范围可达几百到几千千米， 往往同天气系统相联系。例如高压、低压、槽、脊以及锋面等有密切往往同天气系统相联系。例如高压、低压

29、、槽、脊以及锋面等有密切 关系关系。 01 大气环流形成大气环流形成 的主要因素的主要因素 02 地方性风地方性风 大气环流是指大范围的大气运动状态。 大气环流其水平范围达数千千米，垂直尺 度在10千米以上，时间尺度在1-2日以上。 大气环流反映了大气运动的基本状态，并 孕育和制约着较小规模的气流运动。 大气环流它是各种不同尺度的天气系统发 生、发展和移动的背景条件。 （1 1）大气环流形成的主要因素大气环流形成的主要因素 下沉 赤道低压带 上升 90极地高压带 太阳辐射太阳辐射对地气系 统加热不均匀是大气 产生大规模运动的根 本原因， 而大气在高低纬间 的热量收支不平衡是 产生和维持大气环流

30、 的直接动力 太太阳辐阳辐射射 低纬大气因净得热量不断增温并膨胀上升，极低纬大气因净得热量不断增温并膨胀上升，极 地大气因净失热量不断冷却并收缩下沉地大气因净失热量不断冷却并收缩下沉； 对流层高层必然出现向极地的气压梯度，低层 出现向低纬的气压梯度， 假设地球表面性质均一和没有地转偏向力，在 气压梯度了作用下赤道和极地之间构成一个理想 直接热力环流圈。 地球自转作用 赤道低压带 90极地高压带 副热带高压带 副极地低压带 中纬 西风 东北 信风 极地东风 30 60 0 30 60 0 90N 副热带高压带 极地高压 阿留申低压 和冰岛低压 热带辐合带 地球自转地球自转是 全球大气环流形 成和维持的重要 因子 地球自地球自转转作用作用 “ “三三风风四四带带” ” （2 2） 地方性风地方性风 海海 洋洋 陆陆 地地 升温快升温快 升温