气象学课件第6章

1、气象学课件第6章气象学课件第6章第一节 气压一、气压及其单位气压：地球表面单位面积上所承受的大气柱的重量称为大气压强，简称气压。 但是，大气柱的重量不能直接量得，实际上是用与大气柱重量相平衡的水银柱高度来度量的。故气压的常用单位是“毫米水银柱高”(Hg)。气压的单位:国际上规定，将纬度45的海平面上，气温为0，大气压力为760Hg称个标准大气压。 在国际单位制中压强单位是帕(Pa)，1Pa1 Nm-2。 1标准大气压1013.2525hPa 760mmHg1013.25hPathemegalleryCompany Logo第一节 气压一、气压及其单位themegalleryComp二、气压随高

2、度的变化 在静止大气中，大气压强就是单位面积上所受的大气压力，在数值上等于从这个高度以上到大气上界单位面积上的空气柱的重量。 显然，高度越高，压在其上的空气柱越短，则气压也就越低。 因此，对于任何一地来说，气压总是随着高度的增加而降低的。 登山运动员在攀登高峰时，愈接近顶峰、则愈感到呼吸困难，这就是气压低，空气稀薄缺氧的缘故。themegalleryCompany Logo二、气压随高度的变化themegalleryCompany 表6-1 气压随高度的变化（气柱平均温度0）（一）静力学方程当大气处于静力平衡时，气压与高度的关系为 （6-1）（6-1)式称为大气静力学方程，其中负号表示气压随高

3、度增加而减小。式中：dP为气压微变量；dZ为高度微变量；为空气密度；g为重力加速度。themegalleryCompany Logo表6-1 气压随高度的变化（气柱平均温度0）（一）静力学方（二）拉普拉斯压高公式 对于较厚层次的大气而言，气压与高度之间存在下列关系： （6-2） 式中：Z1、Z2为两地的海拔高度，以m为单位；P1为较低处气压，P2为较高处气压，以hPa为单位；t为两地（或两个高度）的平均温度，近似的可取t=1/2(t1+t2),单位用；=1/273。themegalleryCompany Logo（二）拉普拉斯压高公式themegalleryCompany三、气压随时间的变化

4、一个地方的实际地面气压变化，既包括周期性变化，又包括非周期性变化。 地面气压的周期性变化分为日变化和年变化两种。（一）日变化 特点：是一天中有一个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值。最高值出现在910时，次高值出现在2122时，最低值出现在1516时，次低值出现在34时。气压最高点和最低点的出现与气温日变化有关，在一般情况下，它主要是由于气温日变化引起的水平气流辐合或辐散，使空气柱质量发生变化的结果。themegalleryCompany Logo三、气压随时间的变化themegalleryCompany （二）年变化大陆型： 一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年较差较

5、大。我国大陆上绝大部分地区的气乐年变化都可归入大陆型，愈深入内陆，大陆型的特点愈明显。海洋型： 气压年变化与大陆型刚好相反，最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，气压年较差不大。高山型 高山地区一年中气压最高值出现在温暖的季节，最低值出现在寒冷的季节。这一类的气体年变化与海洋型相似，但两者的成因不同。themegalleryCompany Logo（二）年变化themegalleryCompany Logo 气压的非周期性变化：气压的非周期性变化与气压系统的移动及演变有关。通常，在中高纬度气压的非周期性变化比低纬度明显得多。 实际上，任何一个地方的气压变化，总是包含着周期性和非周期性变化两种因素

6、。 在中高纬度，气压的非周期性变化比周期性变化大得多，因而气压变化多带有非周期性变化的特征；在低纬度，气压的非周期性变化比周期性变化要小，因而，气压变化的周期性比较明显。themegalleryCompany Logo 气压的非周期性变化：themegalleryCompany 四、气压的水平分布 气压在水平方向上的分布，常采用高空等压面图和海平面等压线图来表示。（一）等压线 等压线(isobar)：是同一水平面上各气压相等的点的连线。等压线是按一定的气压间隔(25hPa)绘制，构成一张气压水平分布图。等压线的疏密可以反映水平方向上气压的变化程度。 等压线越密集的区域，水平气压变化越大，相反，

7、等压线越稀疏的地区，则表示水平方向上气压的差异越小。themegalleryCompany Logo 四、气压的水平分布themegalleryCompany（二）等压面 等压面(isobaric surface):是空间气体相等的各点所构成的面。 空间气压分布情况常用一组等压面来表示。因为气压随高度递减，所以高值等压而在下，低值等压面在上。又由于同一高度上，各地气压不等，因此等压面不是等高面，而是一个曲面。同高度上，气压比四周低的地方，其附近等压面是下凹的。气压愈低，等压面下凹得愈深；同高度上，气压比四周高的地方，附近等压面向上凸起。气压愈高，等压面上凸得愈厉害；同高度上，若气压到处相等，则

8、等压面为一水平面。themegalleryCompany Logo（二）等压面themegalleryCompany Logo（三）气压系统 由于各地气压高低不一，且还在时刻不停地变化着，故在海平面等压线图上所反映出来的气压场形式则是多种多样的，但通过仔细分析而显示出来的气压场有五种基本形式：低气压(简称低压) 也称为气旋，它是由一组闭合等压线构成的中心气压较低、四周气压较高的区域，其空间等压面的分布向下凹陷，形如盆地。 高气压(简称高压) 也称反气旋。它是由一组闭合等压线构成的中心气压较高、四周气压较低的区域。其空间等压面向上凸起，形如山丘。themegalleryCompany Logo（

9、三）气压系统themegalleryCompany Log图6-1 低压等压线、等压面分布图 a:低压；b:低压等压面的空间分布立体图图6-2 高压等压线、等压面分布图 a:高压；b:高压等压面的空间分布立体图themegalleryCompany Logo图6-1 低压等压线、等压面分布图 a:低压；b:低压等压面图6-3 低压槽等压线、等压面分布图 a、b：低压槽；c：低压槽等压面的空间立体分布图低压槽（简称槽） 由低压延伸出来的狭长区域叫低压槽。 在槽中各等压线弯曲最大处的连线，称为槽线。气压沿槽线向两边递增，槽线附近的空间等压面形似山谷。themegalleryCompany Logo

10、图6-3 低压槽等压线、等压面分布图 a、b：低压槽；c：图6-4 高压脊等压线、等压面分布图 a、b：高压脊；c：高压脊等压面的空间立体分布图高压脊（简称脊） 由高压延伸出来的狭长区域叫高压脊。 在脊中各条等压线弯曲最大处的连线，称为脊线。气压沿脊线向两边递减，脊线附近的空间等压面形似山脊。themegalleryCompany Logo图6-4 高压脊等压线、等压面分布图 a、b：高压脊；c：图6-5 气压场的基本形式鞍形气压区 由两高压和两低压相对组成的中间区域称为鞍形气压区。 上述气压场的几种基本形式，统称为气压系统。themegalleryCompany Logo图6-5 气压场的基

11、本形式鞍形气压区themegallery第二节 空气的水平运动风 空气在水平方向上的运动叫做风。 风是矢量，包括风向和风速。 图6-7 风的十六位图themegalleryCompany Logo第二节 空气的水平运动风 空气在水平方向上的运表2 风力等级表themegalleryCompany Logo表2 风力等级表themegalleryCompany Lo一、作用于空气的力 空气运动是由于空气微团受力而产生的。 空气的水平运动是空气微团在水平方向上受力的结果。 空气在水平方向上受的力有：水平气压梯度力水平地转偏向力摩擦力惯性离心力 themegalleryCompany Logo一、作

12、用于空气的力themegalleryCompany L（一）水平气压梯度力（G） 水平气压梯度： 当水平方向上气压分布不均匀时，就产生了水平气压梯度。水平气压梯度是指在垂直于等压线的方向上，由高压指向低压，单位距离内气压的改变值，记作-p/n。水平气压梯度表示水平方向上气压分布的不均匀程度。水平气压梯度力： 把在水平气压梯度存在时，单位质量空气在水平方向上所受的力，称为水平气压梯度力，记做Gn。themegalleryCompany Logo（一）水平气压梯度力（G）themegalleryCompa （6-3） 式中：为空气密度；负号表示水平气压梯度力的方向是从高压指向低压。 此式说明：梯度

13、力的大小与水平气压梯度成正比，与空气密度成反比。 只要水平方向上存在气压差，就有水平气压梯度力，空气在水平气压梯度力的作用下，就会由高压区流向低压区，因此，水平方向上气压分布不均是使空气产生水平运动的直接原因。themegalleryCompany Logo （二）水平地转偏向力（A） 有一圆盘绕通过中心O的垂直轴做逆时针方向旋转。旋转的角速度，有一小球以速度v自中心O向OB方向运动时，站在圆盘外B点观察的人看来，小球是以直线运动向他滚来，而站在团盘A点上的人看来，小球同时参加了两种运动：一种是以速度v的直线运动，另一种是跟圆盘的转动。当小球向OB方向滚到圆盘边缘时，站在圆盘上的人己由A点随圆

14、盘的转动移到了A点的位置上，小球并没有向圆盘上的人滚来，而是向右偏到A的位置上了，如图中虚线所示。这就是由于圆盘的转动而产生的偏向力。themegalleryCompany Logo（二）水平地转偏向力（A）themegalleryCompa 地球的自转所造成的类似的偏向力称为地转偏向力。 质量为m的物体所受水平地转偏向力的大小为 （6-4） 式中：为地球自转角速度，在南半球为负值；v为风速；为地理纬度。 A的大小与风速v、地球自转角速度和sin成正比，方向与空气运动方向相垂直，北半球垂直指向其右侧，南半球垂直指向其左侧。 水平地转偏向力只改变空气运动的方向而不改变其大小。themegalle

15、ryCompany Logo 地球的自转所造成的类似的偏向力称为地转偏向力。them（三）惯性离心力（C） 当空气做曲线运动时，转动系统内的观察者看来，在曲线轨道上运动的空气质点，时到受到一离开曲率中心向外力的作用，这个力是空气质点为保持惯性方向运动而产生的，叫做惯性离心力。 方向：与空气运动方向相垂直，由曲率中心指向外缘。 大小：与空气运动速度的平方成正比，与曲率半径成反比。 若惯性离心力用C表示，则质量为m的物体所受的惯性离心力为 （6-5）themegalleryCompany Logo（三）惯性离心力（C）themegalleryCompany惯性离心力和地转偏向力一样，都不是一个实际

16、存在的力，它只是在转动系统内推断出的假想力。它只改变空气运动的方向，不改变运动的大小。（四）摩擦力（R）空气层之间、空气与地面之间由于受到摩擦力的作用，使风速减小。摩擦力的方向与空气运动方向相反，大小与空气相对于摩擦层次的速度成正比。表示为 （6-6）式中，R为摩擦力；k为摩擦系数；v为风速; m为物体质量。themegalleryCompany Logo惯性离心力和地转偏向力一样，都不是一个实际存在的力，them摩擦力的作用在大气各个不同高度上是不同的，以近地气层最为显著。高度越高其作用越小，到距地面1-2km以上，摩擦力作用就很小可忽略不计，所以把此高度以下的气层称为摩擦层，此高度以上的称

17、为自由大气层。 以上四种力空气水平运动的影响是不同的，一般来说，水平气压梯度力是最主要最基本的作用力，是空气产生水平运动的原始动力，没有水平气压梯度力，不仅不能产生水平运动而且也不可能产生其他几个力。其他的力则要根据具体情况做具体分析，如讨论低纬度的空气运动时，有时可以忽略地转偏向力；空气运动接近于直线时，惯性离心力则可忽略不计；讨论自由大气中的空气运动时，一般就不考虑摩擦力的影响了，这些力之间的不同结合，构成了不同形式的水平运动。themegalleryCompany Logo摩擦力的作用在大气各个不同高度上是不同的，以近地气theme二、自由大气的风 距离地面1-2km以上的自由大气中，由

18、于摩擦力对空气运动的影响可忽赂不计，只须考虑水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力对空气运动的影响。（一）地转风 在自由大气中，由平直等压线所组成的气压场中，假设处于静止状态的空气因受水平气压梯度力的作用，从高压向低压运动。空气一开始运动，就同时产生了地转偏向力，迫使空气运动方向不断向右(在北半球)偏转，运动着的空气在水平气压梯度力的作用下，速度不断增大，水平地转偏向力也随之不断增大，运动方向不断右偏，直到地转偏向力增大到与水平气压梯度力大小等，方向相反时，空气在平衡力的作用下，就沿等压线做惯性等速直线运动，称为地转风。themegalleryCompany Logo二、自由大气的风the

19、megalleryCompany Lo图6-9 地转风形成示意图地转风方向：垂直于水平气压梯度力方向，且位于其右方。地转风与水平气压场之间的关系：北半球，在自由大气中风平行于等压线吹，背风而立，高压在右，低压在左，南半球则相反。这种关系称为风压定律。themegalleryCompany Logo图6-9 地转风形成示意图地转风方向：垂直于水平气压梯度力方（二）梯度风 高空弯曲等压线的情况下，水平地转偏向力和惯性离心力的合力与水平气压梯度力相平衡时，空气沿等压线做稳定的曲线运动，这时的风称为梯度风。水平地转偏向力和惯性离心力的方向：自中心指向外缘；水平气压梯度力的方向：自外缘指向中心。北半球空

20、气沿等压线做顺时针方向的稳定曲线运动，南半球则相反。地转风的风向仍然遵循风压定律，即北半球，在自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在右，低压在左；南半球则相反。themegalleryCompany Logo（二）梯度风themegalleryCompany Logo图6-10 高低气压系统中的梯度风themegalleryCompany Logo图6-10 高低气压系统中的梯度风themegalleryC三、摩擦层中的风平直等压线情况下： 在1-2 km以下的近地层中，由于摩擦力的存在，水平气压梯度力和水平地转偏向力二力的平衡遭到破坏。 摩擦力使风速减小，地转偏向力也随之减小，当水平地转

21、向力和摩擦力的合力与水平气压梯度力相平衡时，风不再沿等压线吹，而是斜穿过等压线，由高压一方吹向低压一方。如图6-11。themegalleryCompany Logo三、摩擦层中的风themegalleryCompany Lo 图6-11 平直等压线时的摩擦风 风斜穿等压线的角度决定于摩擦力的大小，摩擦力越大，夹角也越大。themegalleryCompany Logo 图弯曲等压线线情况下：在低压系统中，风沿着逆时针方向斜穿过等压线，由高压一方吹向低压一方，形成向内辅合的气流。在高压系统中，风沿着顺时针方向斜穿过等压线，由高压一方吹向低压一方，形成向外辐散的气流，见图6-12。 在近地气层，

22、无论是平直等压线的情况，还是弯曲等压线的情况，形成的风，称为摩擦风。这时风压定律都变为：北半球，在摩擦层大气中，背风而立，高压在右后方，低压在左前方；南半球则相反。themegalleryCompany Logo弯曲等压线线情况下：themegalleryCompany 图6-12 高低气压系统中的摩擦风themegalleryCompany Logo图6-12 高低气压系统中的摩擦风themegalleryC四、风的变化风随高度的变化在摩擦层中，一般来说，随着高度增加，摩擦力逐渐减小，所以风速随高度变大。近地面层中，风速随高度的变化还与气层是否稳定有关。当气层不稳定时则有利于上下层空气的动量

23、交换，容易使上下层的风速差别受小，则风速随高度的变化不太明显；若气层稳定就不利于上下层的动量交换，故风速随高度的变化要明显一些。从近地面层顶向上至摩擦层顶的气层，风速随高度增加而明显变大。themegalleryCompany Logo四、风的变化themegalleryCompany Logo风的阵性 在观测中可以发现，风速时大时小，风向则不停变化，这种现象称为风的阵性。风在近地层具有显著的阵性特点。风的阵性是乱流运动的结果。在近地气层中充满着大小不同、方向各异，又不停变化的乱流涡旋。风的阵性在摩擦层中表现得最经常也最明显(尤其是在山区)，随着高度的增加，风的阵性逐渐减弱，一般到2-3km以

24、上就不明显了。一日之中，因午后乱流最强，其表现最为明显。一年之中，则以夏季最为明显。themegalleryCompany Logo风的阵性themegalleryCompany Logo风的日变化 摩擦层的风常表现一定的日变化规律，这是它区别于自由大气中风的一个特点。日出后，地面增热，大气层结不稳定性增加，乱流交换随之加强，上下层空气得以交换混合，导致下层风速增大，上层风速减小，午后最为明显。夜间大气层结稳定性增加，乱流交换作用减弱，上层风速又逐渐变大，下层风速则逐渐变小。下层与上层之间过渡高度约为50-100m。 在气压形势稳定时，风的日变化较为明显。当较强的天气系统过境时，风的日变化将被

25、扰乱和掩盖。一般情况下，风的日变化现象晴天比阴天明显，夏季比冬季明显，陆地上比海洋上明显。themegalleryCompany Logo风的日变化themegalleryCompany Logo风的年变化 风的年变化与气候条件和地理条件有关。 在我国广大的季风气候地区，主导风向的季节转换十分明显，夏季多偏南风，冬季多偏北风。 风速的年变化没有明显的普遍规律。 我国多数地区冬季风速大于夏季风速，春季是冷暖空气交替控制的季节，常常出现风速的年最大值。上述现象在各地区差异很大，例如东南沿海地区常常在7-10月间出现风速年最大值，这是台风和热带风暴活动造成的。themegalleryCompany

26、Logo风的年变化themegalleryCompany Logo第三节 大气环流模式概述 地球上各种规模的气流的综合，称为大气环流。 它既包括超长波、长波、高空急流、副热带高压等行星尺度系统，又包括锋面气旋、高空短波槽脊、切变线、台风等大尺度的气流以及山谷风、海陆风、龙卷风、雷雨云等中小尺度系统。 既包括平均状态，也包括瞬时现象。这些系统之间，既有区别又有联系，相互作用，共同构成了大气环流总体。 大气环流使热量和水汽在不同地区之间，特别是高低纬度之间和海陆之间得以交换和输送，对各地的天气变化和气候形成有重要影响。themegalleryCompany Logo第三节 大气环流模式概述 地球上

27、各种规模的气流的综合，称一、单圈环流 假设地球表面是均匀的，且无地转偏向力的作用，那么由于低纬度地面吸收太阳辐射能多，高纬度地区吸收太阳辐射能少，赤道地带的气温高于极地。赤道上的空气膨胀向上，在上空积累而形成高压；极地空气向下收缩，而在上空形成低压，于是高空中，空气由赤道流向极地。在地面上，极地由于空气堆积而形成高压，赤道地带由于空气外流而形成低压。故近地面层气流和高空相反，空气由极地吹向赤道(图6-13)。 南北两半球各形成一个闭合环流。通过这一环流，将低纬度的热量送到高纬度，这种简单的经圈环流称为单圈环流。themegalleryCompany Logo一、单圈环流themegallery

28、Company Logo图6-13 单圈环流themegalleryCompany Logo图6-13 单圈环流themegalleryCompany 二、三圈环流低纬度环流圈 副热带高压：赤道空气因受热而膨胀上升，在高空，空气向极地方向运动时，由于受到地转偏向力的作用，空气运动向右偏转(北半球)，随着纬度增加，地转偏向力不断增大，气流方向不断右偏，到纬度30上空附近，地转偏向力增大到与水平气压梯度相等。这时，气流偏转成沿纬圈方向流动的西风，西风的形成阻碍了低纬高空气流的继续北流，空气在此不断堆积而下沉，在副热带地面上就形成了高压，即副热带高压。 赤道低压：赤道地面，由于空气流出而形成了赤道低

29、压。themegalleryCompany Logo二、三圈环流themegalleryCompany Logo 信风：副热带地面上，下沉的空气自副热带高压分别向南和向北流动，其中向南的一支气流，在地转偏向力的作用下，在北半球偏成东北风，在南半球偏成东南风，返回赤道，这种风比较恒定，称为信风。 北半球的东北信风和南半球的东南信风在赤道附近辐合上升，补偿了由赤道上空流出的空气。 反信风：高空风由赤道流向副热带，在地转偏向力的作用下，北半球吹西南风，南半球吹西北风，因与低空的信风方向相反，故称反信风。 信风和反信风在热带地区形成一个低纬度环流圈，称为信风反信风环流。themegalleryComp

30、any Logo 信风：副热带地面上，下沉的空气自副热带高压分别向南和th极地环流圈和中纬度环流圈 极地高压：由副热带高压地面向北流动的一支气流，在地转偏向力的作用下，在北半球中纬度地区形成西南风，南半球为西北风。在极地由于终年寒冷，空气密度大，形成极地高压。 极锋：地面自极地高压向南流出的冷空气，在地转偏向力的作用下，在北半球形成东北风，南半球为东南风。这两支气流约在纬度60附近与从副热带高压流来的暖空气相遇，形成极锋。 空气辐合上升到高空后，一部分空气向极地流动，在极地上空冷却下沉，补偿了极地下沉南流的空气，与下层偏东气流构成了极地环流圈；一部分气流又从高空流回中纬度上空，在副热带地区下沉

31、，构成中纬度环流圈。themegalleryCompany Logo极地环流圈和中纬度环流圈 themegalleryCompa图6-14 大气环流模式 以上形成的低纬度、中纬度、高纬度三个环流圈，称为三圈环流。themegalleryCompany Logo图6-14 大气环流模式 以上形成的低纬度、中纬度、三、气压带和风带 三圈环流的建立，对于行星风系的形成起着重要作用。 所谓行星风系是指全球范围内带状分布的气压带和风带。如图6-15，在赤道附近，终年气压都很低，称为赤道低压带；由此向高纬，气压逐渐增加，在纬度3035附近形成副热带高压带；气压自此向高纬减低，在纬度6065附近形成副极地低

32、压带；由此向极地方向，气压又有升高，到两极附近，形成极地高压带。themegalleryCompany Logo三、气压带和风带themegalleryCompany Lo图6-15 均匀自转地球上的风带和气压带 地球上这些气压带所对应的近地层风带，由极地至赤道依次为极地东风带、西风带、信风带和赤道无风带。themegalleryCompany Logo图6-15 均匀自转地球上的风带和气压带 地球上这些气压带四、大气活动中心 大气环流受大陆和海洋分布的影响很大。 在海洋上，高压带表现得较明显，终年存在，但夏季很强，冬季较弱；在大陆上，只有冬季才有高压带，夏季由于陆地强烈增热，变成了低气压。因

33、而这个高压带便被割裂为单独的高压区。 高压区中心在大西洋的亚速尔群岛附近和太平洋的夏威夷群岛附近，副极地低压带也有同样的情况，寒冷的季节，中纬度大陆上冷却快且剧烈，这样就把副极地低压带分割成为单独的低压区。 低压中心在冰岛附近和阿留申群岛附近，它们冬季较强夏季较弱。西伯利亚和加拿大是中纬度范围的广大陆地，冬季时形成了强大的高压中心。这是由于海陆分布割断了气压带而形成的高低气压中心，称为大气活动中心(表6-2)。themegalleryCompany Logo四、大气活动中心themegalleryCompany Lo表6-2 气压带和大气活动中心themegalleryCompany Logo

34、表6-2 气压带和大气活动中心themegalleryCom一、季风 季风环流是中等范围的大气环流，它的形成与海洋分布、大气活动中心有关。 季风是以一年为周期随着季节而改变风向的风。 我国的季风就是由于海陆热力差异的影响而形成的。冬季风由大陆吹向海洋，夏季风则由海洋吹向大陆，如图6-17所示。 夏季风：由于地面的增热冷却都比海洋快且剧烈，故夏季大陆增热强于海洋，大陆形成低气压，海洋形成高气压。于是，风由海洋吹向大陆，称为海洋季风或夏季风。 冬季风：冬季海洋暖于大陆，大陆形成高气压，海洋形成低气压。于是，风从大陆吹向海洋，称为大陆季风或冬季风。 第四节季风和地方性风themegalleryCom

35、pany Logo一、季风第四节季风和地方性风themegalleryC图6-17 海陆热力差异引起的季风 我国是受季风影响非常明显的国家，夏季自东南洋面吹来的海洋季风，造成湿热云雨的天气，而冬季我国则受来自西北大陆的冬季风的影响，则造成干冷而晴朗的天气。themegalleryCompany Logo图6-17 海陆热力差异引起的季风 我国是受季风影响非常二、地方性风 即使在同一气团控制下，不同地区的风也可以有很大的差异，这种差异主要是由于地形和地表性质不同而引起的。这种与地方性特点有关的局部地区的风，称为地方性风。 地方性风一般强度不大，只有当大范围水平气压梯度比较小时，才会明显地表现出来

36、。 常见的地方性风有：海陆风山谷风焚风等。themegalleryCompany Logo二、地方性风themegalleryCompany Logo海陆风 沿海地区在静稳天气时，白天风从海洋吹向陆地，夜间风由陆地吹向海洋。这种在海陆之间形成的，以一天为周期，随昼夜交替而转换方向的风，称为海陆风。 海陆风是由于海陆之间热力差异而产生的一种热力环流。白天，陆地增热比海洋强烈，低空产生了由海洋指向陆地的水平气压梯度，形成了下层从海洋吹向陆地的海风；上层则相反，风从大陆吹向海洋。夜间，辐射冷却时，陆地比海洋冷却快，低层产生了从陆地指向海洋的水平气压梯度，形成了下层从陆地吹向海洋的陆风；上层则相反，风

37、从海洋吹向陆地(图6-18)。themegalleryCompany Logo海陆风themegalleryCompany Logo图6-18 海陆风的形成themegalleryCompany Logo图6-18 海陆风的形成themegalleryCompan在内陆地区，大的湖岸和河岸附近，也有类似于海陆风的水陆风出现。水陆风的强度视水体面积大小而不同，一般较海陆风小得多，海陆风和水陆风能造成热量和水汽的输送，对邻近地区小气候有一定的调节作用。海风和陆风转换的时间各地不一，一般是陆风在上午转为海风，1315时海风最强，日落后转为陆风。清晨时陆风最强，日出后陆风消失。海风的风速和影响范围都比

38、陆风大；一般海风风速可达56ms，可伸入到大陆5060 km；而陆风风速只有12ms，伸入海上有1020 km。themegalleryCompany Logo在内陆地区，大的湖岸和河岸附近，也有类似于海陆风的theme山谷风 山地中，风随昼夜交替而转换方向。白天，风从山谷吹向山坡，称为谷风；夜间，风从山坡吹向山谷，称为山风，山风和谷风合称为山谷风。 山谷风是由于在接近山坡的空气与同高度谷底上空的空气间，因白天增热与夜间失热程度不同而产生的一种热力环流。 白天，山坡接受太阳辐射而很快增温，靠近山坡的空气也随之增温，而同高度谷底上空的空气，因远离地面，增温缓慢，这种热力差异，产生了由山坡上空指向

39、山谷上空的水平气压梯度。而在谷底，则产生了由山谷指向山坡的水平气压梯度。所以，白天风从山谷吹向山坡(上层相反，风从山坡吹向山谷上空)，形成了谷风。 themegalleryCompany Logo山谷风themegalleryCompany Logo夜间，山坡由于辐射冷却而很快降温，山坡附近的空气也随之降温，而同高度谷底上空冷却较慢。形成了和白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷(上层风由山谷吹向山坡形成了山风）(图6-19)。只有在同一气团控制下的天气，山谷风才会表现出来，当有强大气压系统控制时，山谷风常被系统性气流所掩盖。地形比较复杂时，山谷风也不明显。一年中，山谷风以夏季最明显；一天中

40、，白天的谷风比夜间的山风强大的多。山谷风的转换，一般由山风转为谷风是在上午9：00-10：00，由谷风转为山风则在日落以后开始，在山谷风转换时刻出现短时间的静风。themegalleryCompany Logo夜间，山坡由于辐射冷却而很快降温，山坡附近的空气也随them图6-19 山谷风的形成themegalleryCompany Logo图6-19 山谷风的形成themegalleryCompan图6-20 狭谷风的形成狭谷风 当空气由开阔地区流入狭窄的走廊或谷口时，风速加大(图6-20)，这种风称为狭谷风(或穿堂风)。 在我国台湾海峡、松辽平原等地区，经常出现大风，就是这个原因。themegalleryCompany Logo图6-20 狭谷风的形成狭谷风themegalleryCom焚风