案例农业气象学chapter

1、一二1 气压和气压场气压及其变化气压场第五章气压和风 1.气压的概念 单位面积上受到的大气压力叫大气压强(Atmospheric pressure)，简称气压。 在重力平衡条件下，任何高度上的气压值都等于该高度的单位面积上所承受的大气柱的重量。 任何平面上的大气压强与平面的方向无关。 气压单位：百帕（hectopascal, hPa） ， 毫米汞柱mmHg， 二者的换算关系：1 hPa=3/4 mmHg 标准大气压：在温度为0，在纬度45N(S)的海平面上的大气压。其值为1013.2 hPa 。一.气压及其变化动槽式水银气压表构造：三部分水银柱玻璃管：上端较粗，下端较细，抽真空，灌注水银，插入

2、水银槽。水银槽：铜护套1，玻璃圈2，水银面调整螺钉4，象牙针5标尺套管：水银柱3，调节螺旋6，游标尺7，附属温度表8(1)气压随时间的变化a. 气压的周期性变化日变化 气压日变化的原因主要有: 气温的变化 大气潮汐年变化 气压年变化的原因主要受气温影响。b. 非周期变化 原因是气压系统的移动和演变。2.气压的变化武汉气压：2011年1月17日0时-2011年1月18日0时武汉气压：2011年8月1日0时-2011年8月2日0时 a. 气压的垂直变化 由右图可以直观地看出，在高度为z处和高度为z+ z处相比，z处上空的大气柱的重量要大一些。因此气压是随高度降低的。 (2)气压随空间的变化zZ+z

3、SWPPP+ pXYZ 右图为任一高度的一个薄层空气块，其受力有：向上：PS向下：重力W和（P+ P）S其中：W=Szg在静力平衡条件下，应有：（P+ P）S+ S z g= PS即： P= -z g或： P/ z = - g大气静力学方程zZ+zSWPP+ pXYZ微分形式大气静力学方程的意义 表示单位高度的气压变化量，也称气压梯度。“-”表示气压随高度减少。气压随高度的变化主要取决于空气密度，因为g可视为常数。根据气体状态方程， 与温度有关，所以 冷（大）气层的气压随高度降得快 暖（小）气层的气压随高度降得慢 静力学方程表示了大气在静力平衡状态下，气压随高度的变化关系。铅直气压梯度 g z

4、 PdPdz气压高度海拔高度（m）气压（hPa） 30000 12 16000 100 11000 250 5500 500 3000 700 1500 850 0 1000 气压在三维空间的分布叫做气压场。某一平面上的气压分布状况，叫做平面气压场。其表示方法有：1. 气压场表示方法(1)等压线(isobaric line) 将同一水平面上气压相等的点连成的线。绘制方法：在空白地图上各站点填上气压值，然后将气压相等的点相连，每隔2.5hPa绘一根等压线。二.气压场(field of pressure)等压线示意图(2)等压面(isobaric surface) ：空中气压相等的点所连成的面，它

5、一般为一不规则的曲面。类似起伏不平的地表面。等压面的高度与气压分布的关系：等压面上高度高的地方，其附近水平面上的气压也高，反之亦然。所以只需表示出等压面的形状，就等于知道了气压的分布。气压场都可以划分为以下类型。高压(high pressure)：是中心气压高、向四周气压逐渐降低的闭合等压线区。低压(low pressure) ：是中心气压低、向四周气压逐渐升高的闭合等压线区。高压脊(pressure ridge) ：是从高压区延伸出来的狭长区域。低压槽(pressure trough) ：是从低压区延伸出来的狭长区域。鞍形气压区(pressure saddle) ：相对的两个高压和两个低压之

6、间气压场。2. 气压场的基本型式鞍形气压场示意图等压线与气压场的分布型式2006-11-22 0时地面天气图 2006-11-22 12时海洋实况 气压系统随高度的变化同温度分布密切相关。 气压随高度的升高而降低。但根据大气静力学方程，气压降低的快慢与温度的高低有关，温度愈高，气压随高度的升高而减小愈慢。也就是说，在暖空气中气压随高度的升高而减小得比在冷空气中慢。因此气压系统的空间结构往往由于与温度场的不同配置状况而有差异。3. 气压系统的空间结构(1) 温压场对称系统暖性高压冷性低压冷暖暖GD温压场对称系统暖性低压冷性高压(2) 温压场不对称系统高压低压一二2 空气的水平运动 作用于空气的力

7、自由大气中空气的水平运动三摩擦层中空气的水平运动 空气的运动是在力的作用下形成的，空气受到的力主要有：1.气压梯度力 (pressure-gradient force) 由于空间气压分布的不均匀而使空气块受到的力，叫做气压梯度力。一、作用于空气的力NSPP+PNN+N设有如右所示的空气块，由于气压分布的不均匀，沿N方向所受到的力为：P S-（P+P）S= -P S气块所受到的力：P S（P+P）S= P S单位质量的气块所受到的力:单位质量的气块所受到的力NSPP+PNN+N式中-dP/dN叫做气压梯度，这个力与气压梯度成正比，所以叫气压梯度力。 虽然大气中垂直气压梯度力比水平气压梯度力大得多

8、，但是在大气处于静力平衡时，重力与Gz相抵消；而水平气压梯度力虽小，但没有其它力与它相平衡，只要这个力在一段时间内持续发生作用，就能造成较大的空气水平运动。所以，空气运动以水平运动为主，水平气压梯度力是产生风的原动力。在水平方向的气压梯度力为：在垂直方向的气压梯度力为：2. 地转偏向力(Coriolis force) 由于地球自转而使地面上的运动物体偏离原运动方向的力，叫做地转偏向力。 首先考察物体在一不动圆盘上的运动。地转偏向力(Coriolis force) 再考察物体在一逆时针转动的圆盘上的运动。地转偏向力(Coriolis force) 再考察物体在一逆时针转动的圆盘上的运动。地转偏向

9、力(Coriolis force) 再考察物体在一逆时针转动的圆盘上的运动。 设在时间t内，一物体从O点开始，以速度v沿直线向B运动，由于圆盘在以角速度沿逆时钟方向转动，圆盘上的A点经时间t后到了A，而物体运动到了A点。因此在圆盘上的观察者认为物体偏离了一个角度 AOA，觉得是受了某种力的作用。OBAt A 现在对物体在运动圆盘上运动的情况作一分析。 如果认为这种偏转是因某种力的作用，则在这种力的作用一产生的位移为：OBAt 设a为这种力所产生的加速度，则A 将以上两式联系起来，得 a=2v 根据牛顿第二定律，a应为单位质量的物体所受到的力。因此，上述假想的力的大小为 f =2v f又称为科里

10、奥利（Coriolis）力 。 在地球表面运动的物体与在圆盘上稍有不同，地面近似为球面。 设在A点，一物体在水平面上以速度v运动，将这个速度分解为与赤道面平行和与赤道面垂直的两个分量，则物体相当于以速度v在圆盘上运动。物体受到的科里奥利力（对地面来说称为地转偏向力）的大小就应为： f =2v=2v sin AVV f =2v=2v sin3.惯性离心力(inertial centrifugal force) 当空气作曲线运动时，还要受到惯性离心力的作用。其大小为： C= 2r=v2/r4.摩擦力(friction force) 空气运动时，要受到空气与地面之间和不同空气块之间的摩擦力的作用。前

11、者称外摩擦力，后者称内摩擦力。前者在数值上要远大于后者。摩擦力的大小与速度成正比，一般与风速的方向相反，其大小为： R=-kvP1P2P3GGVAAGVAGVAP4P5 设高空的等压线为平行直线，这时惯性离心力和摩擦力都可忽略不计，只需考虑气压梯度力和地转偏向力的作用。 下图中直线为等压线，设气压南高北低，P1P2.1. 地转风二.自由大气中空气的水平运动 当气压梯度力与地转偏向力达到平衡时的风叫做地转风(geostrophic wind) 。这时就满足： 风压定律：在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；南半球相反。风速与气压梯度成正比。 GGVAAGVAGVAP1P2P3P4P5 当气压梯

12、度力、地转偏向力和惯性离心力三力达到平衡时的风叫做梯度风。 这时风向规律为：（北半球） 在高压中，风沿等压线作顺时针方向旋转。 在低压中，风沿等压线作反时针方向旋转。2.梯度风自由大气层高低压中的风G高压D低压风与等压线成一个角度，摩擦力越大，角度也越大。风压定律：在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在左前方。三、摩擦层中空气的水平运动 GVA自由大气GVRA摩擦层 在摩擦层的高压中，风沿等压线顺时针方向由里向外吹。 在摩擦层的低压中，风沿等压线逆时针方向由外向里吹。摩擦层高低压中的风低压高压摩擦层高低压中的风一二三3 大气环流(atmospheric circulation)三圈环流季风环

13、流地方性环流蒲福风力等级表风级名称风速(m/s)陆地地面物象海面波浪浪高(m)0无风0.0-0.2静,烟直上平静0.01软风0.3-1.5烟示风向微波峰无飞沫0.12轻风1.6-3.3感觉有风小波峰未破碎0.23微风3.4-5.4旌旗展开小波峰顶破裂0.64和风5.5-7.9吹起尘土小浪白沫波峰1.05劲风8.0-10.7小树摇摆中浪折沫峰群2.06强风10.8-13.8电线有声大浪白沫离峰3.0风级名称风速(m/s)陆地地面物象海面波浪浪高(m)7疾风13.9-17.1步行困难破峰白沫成条4.08大风17.2-20.7折毁树枝浪长高有浪花5.59烈风20.8-24.4小损房屋浪峰倒卷7.01

14、0狂风24.5-28.4拔起树木海浪翻滚咆哮9.011暴风28.5-32.6损毁重大波峰全呈飞沫11.512飓风32.6摧毁极大海浪滔天14.0 地球上各种规模的大气运动的综合表现，称为大气环流。分析大气环流时要始终记住以下几点：太阳辐射分布的不均匀引起的温度分布的不均匀，低纬热，高纬冷；在热的地方空气上升，地面上形成低压，高空中形成高压；而在冷的地方空气下沉，在地面上形成高压，在高空形成低压；因而空气从高压向低压流动；空气一旦运动，就会产生地转偏向力，北半球向右偏，南半球向左偏。一.三圈环流赤道南极北极赤道单圈环流1.地球无自转时的环流单圈环流单圈环流北极南极赤道赤道2.地球自转时的环流三圈

15、环流图1地球自转时的环流三圈环流图2地球自转时的环流三圈环流图3地球自转时的环流三圈环流 三圈环流模式赤道30N60N北极哈德莱环流极地环流费雷尔环流极锋 （高纬环流）直接环流（强）（中纬度环流）间接环流（弱）（低纬度环流、热带环流、信风环流）直接环流（强）(1)气压带 :3.气压带与风带赤道30N60N北极赤道低压带副热带高压带副极地低压带极地高压带北半球自南向北的行星风带依次是：赤道无风带东北信风带盛行西风带极地东风带 (2) 行星风带赤道无风带信风带西风带极地东风带赤道南极北极赤道3030606060603030西南东北偏西风西南西南偏东风西北东南偏西风西北西北偏东风赤道低气压带副热带高

16、压带东北信风带低纬环流圈极地高压带副极地低压带中纬环流圈西风带东风带高纬环流圈副热带高压带东南信风带西风带副极地低压带东风带极地高压带低纬环流圈中纬环流圈高纬度环流气压带半永久性活动中心季节性活动中心7月1月北半球副极地低压带冰岛低压，阿留申低压北美高压，蒙古高压副热带高压带夏威夷高压，亚索尔高压印度低压，北美低压赤道低压带平均1215N平均5S南半球副热带高压带南太平洋高压南印度洋高压南大西洋高压澳洲高压南非高压澳洲低压南美低压南非低压气压带和大气活动中心全球一月气压分布全球一月气压分布北美高压蒙古高压冰岛低压阿留申低压夏威夷高压亚索尔高压全球七月气压分布全球七月气压分布印度低压北美低压季风

17、(monsoon) ：大范围地区的盛行风随着季节有显著改变的现象。其中1月和7月风向变化在120以上。1.季风环流的形成(1)行星风带位移而产生的季风 南亚季风 由于太阳直射点的季节变化，上述行星风带的位置也会发生变化，使部分风带过渡带的盛行风随季节变化，这样的季风以南亚最为典型，故称为南亚季风。 二、季风环流 海陆热特性不同夏季：大陆增暖快，气温高，空气易上升，形成低压；海洋凉爽，空气易下沉，形成高压。所以，气压梯度力从海洋指向大陆，风也从海洋吹向大陆(2)因海陆分布而产生的季风 东亚季风夏季风冬季：大陆降温快，气温低，空气易下沉，形成高压；海洋较温暖，空气易上升，形成低压。所以，气压梯度力

18、从大陆指向海洋，风也从大陆吹向海洋。冬季风季 风我国位于最大大陆欧亚大陆的东海岸，濒临最大大洋太平洋，深入大陆腹地；地形复杂；海陆热力差异和高原热力、动力作用极为显著，使我国成为典型的季风气候区。我国的季风主要是由于海陆热力差异而形成的。冬季，大陆上为强大的蒙古高压控制，海洋上有阿留申低压和赤道低压，因此盛行干燥寒冷的西北风、北风和东北风，即冬季风。夏季，大陆上是印度低压，海洋上为副热带高压控制，因此盛行温暖潮湿的偏南夏季风，造成潮湿多云雨的天气。 2. 我国的季风环流我国位于最大大陆欧亚大陆的东海岸，濒临最大大洋太平洋，深入大陆腹地；地形复杂；海陆热力差异和高原热力、动力作用极为显著，使我国

19、成为典型的季风气候区。我国的季风主要是由于海陆热力差异而形成的。冬季，大陆上为强大的蒙古高压控制，海洋上有阿留申低压和赤道低压，因此盛行干燥寒冷的西北风、北风和东北风，即冬季风。夏季，大陆上是印度低压，海洋上为副热带高压控制，因此盛行温暖潮湿的偏南夏季风，造成潮湿多云雨的天气。 2. 我国的季风环流 海陆风是在沿海地区由于海陆在白天和黑夜热力特性的不同而形成的以日为周期的风。三、地方性风1.海陆风(land and sea breezes) 白天大陆增暖快，空气上升，而海洋上相对凉爽，空气易下沉，风也从海洋吹向大陆；白天海风海风冷水温暖地面 夜间大陆降温快，空气下沉，而海洋上降温慢，空气易上升，风从陆地