气象学课件第五章气压和风

1、气压和气压场第一节第二节第三节空气的水平运动大气环流退出第五章气压和风第四节风与农业一二第一节气压和气压场气压及其变化气压场一.气压及其变化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 。(1)气压随时间的变化气压的周

2、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。非周期变化原因是气压系统的移动和演变。2.气压的变化a. 气压的垂直变化 (2)气压随空间的变化zZ+zSWPPP+ pX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。YZ大气静力学方程zZ+zSWPP+ pX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 = - gYZdzdP

3、 g微分形式大气静力学方程的意义1. dp表示单位高度的气压变化量，也称气压梯度。dz“-”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。由大气静力学方程可推出气压随高度变化的公式。 将气体状态方程=P/（RT）代入静力学方程：压高公式gdzRT将两边积分dP PdzdP g PRTdzRT2g2dPPzz1PP1 得(z z)RTgP P exp2121或2gPRT lnP1z2 z1若气层的厚度不大，取

4、气层的平均温度并忽略水汽的影响：将自然对数改为常用对数：ln=2.303lgT (T1 T2 )/2并取：Rd=287,g=9.80T=273(1+a t ）221gPz zRd T lnP1a=1/237t 以为单位221Pz z 18400(1 at)lgP1-拉普拉斯压高方程将气体状态方程=P/（RT）代入静力学方程：变温大气的压高公式令T=T(z)=T0 Z，再将两边积分gdP P dzRTdzdP g PRTdz2zz1PP12dPgPR(T1 (z - z1 )得当Z1=0m时, T1=288K， =0. 65 /hm,R=287J/KkgP1=1013.2hPa。gR 1PP1

5、( 2 ) 1Tz2 z1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. 气压场表示方法将同一水平面上气(1)等压线(isobaric line)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)等压线示意图低低高高低鞍槽脊槽脊(2)等压面(isobaric surface) ：空中气 压相等的点所连成的面，它一般为 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

6、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。等压面高度的表示方法与地理上表示 地形的方法相同，都是用等高线表示。等压面的高度的表示方法起伏不平的地形地形与等高线图的对照将等压面上高度相等的点连成线再投影到 一个平面上，就是等压面上的等高线图。(3)等压面上的等高线(isohypse)海平面的投影图等压面高低高H5 H4 H3 H2 H1H5H4H3H2H1等压面上等高线的高度为位势高度(geopotentialheight) 。位势高度：指单位质量的物体从海平面(位势取为零)抬升到Z高度时，克服重力所作的功，又称重力位势，单位是位势米(gpm)。 10位势米也称位势什

7、米。1gpm为海平面上1kg的物体上升1m时克服重力作了9.8J的功。1gpm9.8J/kg=9.8m2/s2位势高度H和几何高度Z的换算关系：H=gZ/9.8位势高度H和几何高度Z在数值上相近，但两者物理 意义完全不同。等高线上高度的单位位势米(geopotential meter)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。2. 气压场的基本型式低低高高低鞍槽脊槽脊2. 气压场的基本型式高压脊(pressure ridge) ：是从高压区延伸出来的狭长区域。 低压

8、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间 气压场。低低高高低鞍槽脊槽脊鞍形气压场示意图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，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第二节空气的水平运动作用于空气的力自由大气中空气的水平运动三摩擦层中空气的水平运动

9、通常把空气的水平运动称为风。 风的特点：风是矢量。风向指风的来向，用16方位表示； 风速以m/s或风力级为单位。风具有阵性。风速时大时小，风向在主导风向左右不 停摆动。原因：地面摩擦导致 乱流，叠加到主流风 中。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SPP+PNN+NN设有如右图所示的空气块，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

10、力:单位质量的气块所受到的力SPP+PNN+NNP S 1P 1dP S N N dNG 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。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。ndn在水平方向的气压梯度力为：G 1dPz dZ在垂直方向的气压梯度力为：G 1dP2.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

11、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，一物体以速度v从O点向B 作直线运动，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 。OBAtA 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OBAtA2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

12、质量的物体所受到的力。 因此，上述假想的力的大小为f =2vf又称为科里奥利(Coriolis)力。S AA OA AOA vt t v t 2设a为这种力所产生的加速度，则S1 at 2种力的作用一产生的位移为：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AVV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 sinOBAtA与纬度的正弦成正比；与物体运动速度成正比；与运动方向垂直，在北半 球指向运动方向的右方

13、， 在南半球指向运动方向的 左方；只改变运动方向，不改变 速率的大小。地转偏向力的表达式：f =2v=2v sin式中为地球自转角速度。 =7.292110-5s-1地转偏向力有以下性质：3.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 和不同空气层之间的摩擦力的作用。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=-kvP1P2P3GGVAAGVAVAP41. 地转风设高空的等压线为平行直线，这时惯性离心

14、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. GP5二.自由大气中空气的水平运动GGVAAGVAGVAP1P2P3P4P5风速与气压梯度成正比。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。2.梯度风自由大气层高低压中的风当气压梯度力、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。G高压D低压这时风向规律为：（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。三、摩擦

15、层中空气的水平运动GVA自由大气GVRA摩擦层空气由高压斜穿等压线向低压方向运 动。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。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第三节大气环流(atmospheric circulation)三圈环流季风环流地方性环流地球上各种规模的大气运动的综合表 现，称为大气环流。大气环流构成大气运行的基本形式， 是形成全球气候特征和大范围天气形势的 主要因素，也是各种尺度天气系统的活动 背

16、景。大气环流的概念分析三圈环流时要始终记住：太 阳 辐 射 纬 度 分 布不 均 匀温 度 在 各 纬 度 分 布 不 均 匀气 压 在 各 纬 度 分 布 不 均 匀空气 水平 运动地转偏 向力三圈环 流一、三圈环流1.地球无自转时的环流单圈环流2.地球自转时的环流三圈环流图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(1)气压带地面气压沿纬圈 的分布。北半球自南向北的 气压带依次是：赤道低压带 副热带高压带副极地低压带 极地高压带3.气压带与风带地面风沿纬圈 的分布。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)

17、 行星风带由于地表的海陆分布，实际的气压带一般分裂 为若干个高低压中心大气活动中心。海洋上由于温度变化缓慢，因此海洋上的气压 分布与三圈环流模式基本一致，成为半永久活 动中心；4.大气活动中心副极地 低压带副热带 高压带陆地海洋低压陆地陆地海洋高压陆地由于地表的海陆分布，实际的气压带一般分裂 为若干个高低压中心大气活动中心。海洋上由于温度变化缓慢，因此海洋上的气压 分布与三圈环流模式基本一致，成为半永久活 动中心；陆地上冬夏季温度差异大，气压的差异也大。 在冬季，副极地低压带在大陆上被高压割裂； 在夏季，副热带高压带在大陆上被低压割裂。4.大气活动中心副极地 低压带副热带 高压带陆地海洋海洋陆

18、地陆地陆地低压高压高压高压低压低压，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北 半 球 一 月 气 压 分 布北 半 球 七 月 气 压 分 布二、季风环流季风(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

19、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。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 从大陆指向海洋 风也从大陆吹向 海洋。冬季风2. 我国的季风环流（1）我国地理位置、地形特点：位于欧亚大陆的东海岸，濒临太平洋，深入 大陆腹地；地形复杂；

20、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。（2）我国的季风主要成因：海陆热力差异。（3）我国冬、夏季风特点：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。三、地方性风1.海陆风(land and sea breezes)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。 白天海风白天大陆增暖快，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；海风冷水温

21、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，风从陆地吹向海洋。夜间陆风陆风暖水寒冷 地面2.山谷风(mountain-valley wind)暖暖冷山谷风是在大范围地区气压梯度很小的条件下，由 于晴天山坡和山谷受热状况不同而形成的以日为周期 的风。白天风由山谷吹向山顶，为谷风。夜间风由山顶吹向山谷，为山风。暖冷冷3.焚风(foehn wind)定义：沿山坡向下吹的干燥而炎热的风，叫做焚 风。成因：暖湿的空气越过较高的山脉，在山的迎风 坡上升降温，到一定高度达到过饱和后产生凝结 降水，并释放大量的潜热，翻过高山后沿背风坡 下沉，绝热增温，成为又干又热的风。干燥的原因：在迎风坡

22、产生了大量的降水，使空气 中水汽含量大幅度减少。炎热的原因：在迎风坡释放了大量的潜热并保留在 空气中。2500mt=20td=20t=10td=10t=25td=20 t=35td=10500m山顶e=E10=12.3hPa山脚 e=12.3hPa E35=56.3hPa r=22%焚风实例云雨当空气由开阔地区进入狭窄谷口 时，形成强风，这种风称为峡谷风。我国台湾海峡，松辽平原等地， 两侧有山岭，空气流经窄口时，经常 出现风速较大的峡谷风。西北一些冷 空气必经的山口地区，更是成为我国 风速最大的地区。4.峡谷风(gorge wind)魔鬼城（风城）我国新疆准噶尔 盆地北部，克拉 玛依东北部10

23、0 公里处的乌尔禾 地区，大风在风 城里激荡回旋， 凄厉呼啸，如同 鬼哭狼嚎，令人 毛骨悚然，“魔 鬼城”因此而得 名。第四节风与农业有利影响：输送co2不利影响：太大的风能对植物造成机械性损伤防御措施：防护林、风障本章总结本章重点和难点：掌握气压的变化规律与气压场的表示方法。掌握作用于大气中的力的特点、变化规律和计 算方法。深刻认识风与大气环流的形成原因。了解气压带、风带的分布规律、季风及其它地 方性环流的形成原因。作业复习思考题第五章：1*.试计算一个表面积为1.7m2 的成人在海平面(气压为1013hPa)所受到的大气压力，这个压力为何不会把人压 垮？在某山脚处测得气压为1013hPa，

24、气温为19，山顶处气压为880hPa，气温为12，求山的高度。设在45N附近700hPa高度上气温为0，等压线为东西 向的平行直线，气压南高北低，梯度为0.01hPa/km，若 不考虑摩擦力的影响，试求风向风速。风与等压线的交角是陆上大还是海上大？为什么？试由 结论解释为何高气压和低气压在海上生存的时间比陆上 长。5*.某时刻在武汉（30N）地面上气压为1000hPa，气 温为27.0，气压从南向北每100km降低1.2hPa，空气 与地面之间外摩擦力的摩擦系数k=610-5N/(ms-1)， 试求风向风速（已知干空气的比气体常数为287JK-1kg-1 ，地球自转角速度为7.292110-5 s-1 ）。6.一团气温为30，露点温度为25的气块从海平面开 始翻越一座3000m的高山，凝结产生的水滴都降落在迎 风坡，试计算翻山后气块到达海平面时的气温和相对 湿度(忽略未饱和空气作垂直运动时水汽压的变化)。要求：独立认真完成，下次理论课上课前 交齐。凡发现抄袭现象，按0分处理；迟 交则适当扣分。*注：题号带*的题目供有兴趣的同学选做。参考文献冯秀藻，陶炳炎等.农业气象学原理. 北京：气象出版社. 1991周淑贞. 气象学与气候学