大气的运动和天气系统

大气的运动和天气系统大气运动在地球环境的形成中有重要的作用。大尺度的空气环流将热量从能量盈余的低纬地区输向能量亏损的高纬地区。气流的运动还将水分充足地区，如海面和热带潮湿地区输送到其他地区。1盛行气流是形成天气和气候的重要因素。大气运动决定了生态环境的水热条件，从而影响自然景观、动植物群落乃至人类生活。大气运动对海水运动有极大的影响。风能可以转变为波浪和洋流能，从而形成第二个全球性环流系统。海水运动不只影响了海洋和海岸地貌，而且也将热量从低纬地区输送到高纬地区。2大气运动包括垂直运动与水平运动。以垂直运动为主的空气运动，称为上升气流或下沉气流。空气在水平方向的流动称为风。3一、大气的水平运动气压的水平分布不均匀产生气压梯度力，从而引起空气运动。空气一旦开始运动就立即会受到地转偏向力、惯性离心力和摩擦力的影响。4（l）水平气压梯度力风的产生首先是由于存在着水平气压梯度力。由于气压在空间分布不均，便产生一个从高压指向低压的力，这就是气压梯度力。水平气压梯度力尽管很小,但在某一段时间持续发生作用,能够使空气产生很大的运动速度.例如，全球水平气压的平均梯度力G＝1hPa/100km，相当于空气块所受的力是7×10-7N/g，它所具有的加速度是0.07cm/s2，在一小时后，可产生2.5m/s的风速，二小时后，可产生5.1m/s的风速。实际上，地球上经常存在着强大的高气压和低气压，其水平气压梯度远超过1hPa/100km，所以，水平气压梯度力能使空气运动产生较大的速度。5（2）地转偏向力地球自转的角速度分为垂直和水平两个方向的分量，水平方向分量对地球上任何作水平运动的物体产生一个与其运动方向相垂直的作用力。这就是地转偏向力F，它的大小为F＝2mvωsin式中，m为运动物体质量；v为物体水平运动速度；ω为地球自转角速度，为0.000073弧度/秒；为地理纬度。6当空气在气压梯度力作用下运动时，地转偏向力使气流产生偏向。在北半球，气流偏向运动方向的右方；在南半球，气流偏向左方。作用于相同质量和速度但在不同地点运动的物体的地转偏向力的大小是不同的，如图所示，在赤道为零，随纬度的增高偏向力加大，在两极达最大值。7（3）惯性离心力当空气作曲线运动时，还要受到惯性离心力C的作用。惯性离心力的方向与空气运动方向相垂直，并自曲线路径的曲率中心指向外缘（图3-23），其大小与空气运动线速度v的平方成正比，与曲率半径r成反比。即当空气运动速度很大、运动路径的曲率半径特别小时，惯性离心力也能达到很大数值，甚至大大超过地转偏向力。8（4）摩擦力水平气压梯度力使空气运动产生加速度，但风速加大总是有限度的。因为处于运动状态不同的气层之间，空气和地面之间都会相互发生作用，对气流运动产生阻力。气层之间产生的阻力，称为内摩擦力；地面对气流运动产生的阻力，叫外摩擦力。9摩擦力总是和运动方向相反，使空气运动速度减小，地转偏向力也相应减小。结果气流运动的方向并不与等压线平行而是与之形成一定的交角。陆地上风向与等压线平均交角为25°-35°，海洋上约为10°-20°。10摩擦层中，风随高度的变化，受磨擦力和气压梯度力随高度变化的影响。通常，离地面愈高，风速愈大，风向与等压线的交角愈小。把北半球磨擦层中不同高度上风的向量投影到同一水平面上，可得到一条风向风速随高度变化的螺旋线，称为埃克曼螺线。它表示北半球磨擦层中风随高度呈螺旋式旋转分布；随着高度的升高，风速逐渐增大，风向向右偏转，最终风向与等压线完全一致。11在大于1.5km的高空自由大气中，摩擦力可以忽略不计，起作用的主要是气压梯度力和地转偏向力，当这两种力平衡时，就形成地转风。地转风是指自由大气中空气作等速、直线水平运动。高空风近似于地转风，它的方向与等压线平行，背风而立，在北半球是高压在右，低压在左；在南半球是高压在左，低压在右。12在离地面10m以下的气层中，磨擦力随高度增加迅速减小，风速随高度增加特别快，所以一般要求测风仪器离地面10～15m。根据风速的大小，可将风力划分为12级。从风力征象，可估算出相应的风级。从天气预报中的风力等级，也可以知道风力征象。13二、大气环流大气环流是指大范围内具有一定稳定性的各种气流运行的综合现象。是形成各种天气和气候的主要因素。由于纬度高低、海陆分布及地表状态所接受的太阳辐射分布不均和地球转动的影响，形成各种类型的环流。大型的有行星风系、季风等；小型的有海陆风、山谷风等。全球性气温和气压差异形成行星风系；巨大的海陆差异是季风环流的重要成因；局地的水陆、地形等的差异则形成各种地方性风系。14（一）全球气压带假定地球表面结构均一，且没有自转运动，赤道地带就会由于气温高，空气受热膨胀上升，到高空后流向极地。极地上空积聚的来自赤道的空气向下沉降，使地面空气密度增大，气压升高；而赤道地面因空气上升密度减小，气压降低。结果，在地面上就形成了由极地流向赤道的气流。赤道地区空气以上升运动为主，两极地区以下沉为主，从而形成赤道和极地之间的闭合环流。15

但地球是在不停地自转运动着，空气一旦开始运动，地转偏向力便随之发生作用。图3-25所示的闭合环流图式，实际上不可能存在。16当空气由赤道上空流向极地时，开始受地转偏向力影响很小，基本上按气压梯度力方向沿经圈运动。往后，随纬度增高偏转力加大，气流逐渐具有西风的成分，至纬度20°—30°，地转偏向力与气压梯度力大致平衡，气流运动方向大致与纬圈平行，不可能向极地运动。但是，上空不断有空气来补充，在此堆积的空气必然作下沉运动，以致近地面层空气密度增大，形成动力高压带，这就是副热带高压带。副热带高压带与极地高压区之间是一相对的低压带，称为副极地低压带。这样，全球近地面气层就形成了赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带、极地高压区。17全球大气环流图式18地球表面性质很不均匀，既有广阔的海洋，又有巨大的陆地，实际的气压分布受到海陆分布的影响。海陆对于气压分布的影响因季节而异。冬季寒冷大陆产生高压中心，如亚洲的西伯利亚高压和北美洲的加拿大高压。而副极地低压带这时只存在于海洋上，其中心是阿留低压和冰岛低压。夏季陆地上形成低压。同时海洋上却形成强大的高压中心（如北太平洋副热带高压）。19（一）行星风系气流由副热带高压带向赤道和副极地低压运动时，向赤道吹的气流在地转偏向力作用下，在北半球为东北风，在南半球为东南风，由于风向稳定，通常分别称为东北信风和东南信风（或贸易风）。东北信风与东南信风在赤道附近辐合上升，补偿了赤道上空流出的空气，并在热带的上下气层间构成一个环流图式，称为热带环流（即信风环流）。不考虑海陆和地形的影响，地面盛行风的全球性型式称为行星风系。20由副热带高压带指向极地的气流，在地转偏向力作用下，在中纬度地带形成偏西风，称为盛行西风。当它到达副极地低压带时，便和由极地高压吹来的偏东气流（极地东风）辐合上升。由副热带高压吹来的暖气流，滑行在由极地吹来的冷气流之上，在极地冷却下降，补偿了由极地流出的空气质量。于是，在高纬地带上下气层间构成一个环流圈，称为极地环流。21综上所述，在地表结构均一情况下，根据纬度热力差异而产生的水平气压梯度力、地转偏向力，可将全球划分为三圈环流图式。在这个图式中，全球有七个气压带和六个风带（南北半球信风带，南北半球盛行西风带、两极东风带）。22在南半球40°～60°间，是一片近乎连绵不断的大洋，西风持续不断，海员称之为“咆哮的四十度”，“狂暴的五十度”和“呼啸的六十度”。23中纬度地带地面与高空都是盛行西风，高空的气流总趋势虽是自西向东，然而并非严格循纬圈运动，而是有波动和次一级涡旋的。西风带中的波动形成高空波。当波动加深，最后被分割，交错出现孤立的低压中心（切断低压）与高压中心（阻塞高压）。24这种高低中心涡旋，最终将减弱消失，恢复平稳的自西向东的气流。这种切断过程的重要性在于把冷空气带到低纬，把暖空气带到高纬，完成高低纬之间的热量和动量输送。25高空西风带中，往往出现风速极强的狭带，称为急流。它好比河道深槽中的湍急水流，有一个高速的中心，而周围的风速降低。急流带中风速最大区域的连线，叫做急流轴，它断续地环绕地球一周。26（二）季风大陆和海洋间的广大地区，以一年为周期、随着季节变化而方向相反的风系，称为季风。季风环流三度空间结构的理想模式（见图:夏季风示意图）。强调海陆间温度差异在季风环流中的作用。实际上，其他因素如海陆分布的相对位置、形状和大小，行星风带的季节移动、南北半球相互作用和大地形，尤其是青藏高原的作用对亚洲季风的形成均起着关键性作用。27亚欧大陆是全球最大的大陆，太平洋是最大的水域。在北半球的冬季，亚洲高压特别强大；在夏季，北太平洋高压势力大大加强。气压场的季节变化特别明显，所以亚洲东部的季风环流最为典型，形成颇具特色的东亚季风气候。28在印度半岛以及我国云南等地区，每年4—10月盛行西南气流，称为西南季风。东亚季风与西南季风不仅成因不同，特点也有差别。西南季风比东亚季风稳定得多。气候的主要特征是：1）一年分为明显的旱季和雨季，雨季降水量占全年降水总量的80％以上；2）最高气温出现在雨季来临之前，即4月中旬前后。29（三）局地环流行星风系、季风风系都是在大范围气压场控制下的大气环流。由于局部环境影响，如地形起伏、地表受热不均等等引起的小范围气流，称局地环流。301.海陆风海陆风也是由于海陆热力差异引起的，但影响范围局限于沿海，风向转换以一天为周期。白天，陆地增温比海面快，陆面气温高于海面，因而形成热力环流。下层风由海面吹向陆地，叫海风，上层则有反向气流。夜间，陆地降温快，地面冷却，而海面降温缓慢，海面气温高于陆面，海岸和附近海面间形成与白天相反的热力环流，气流由陆地吹向海面，为陆风。当大范围气压场气压梯度较大时，相应于气压场的风可以掩盖海陆风。312.山谷风在山地区域，日出以后山坡受热，其上空气增温很快，而山谷中同一高度上的空气，由于距地面较远，增温较慢，因而产生由山谷指向山坡的气压梯度力，风由山谷吹向山坡，这就是谷风。夜间，山坡辐射冷却，气温降低很快，而谷中同一高度的空气冷却较慢，因而形成与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷，这就是山风。323.焚风气流受山地阻挡被迫抬升，空气冷却，水汽凝结；气流越山之后顺坡下沉，此时空气中水汽含量大为减少，下沉气流按干绝热递减率增温（1℃/100米），以致背风坡气温比迎风坡同一高度气温为高，从而形成相对干而热的风，这就是焚风。33焚风效应对山地自然环境局部差异有重要的意义对植被类型形成与生态特征、土壤形成过程与土壤类型都有一定的影响。焚风现象在我国西南峡谷区表现特别显著。例如，云南怒江谷地自然环境具有热带和亚热带稀树草原特征，显然与焚风效应有关。34龙卷空气中产生垂直轴，并伴有极大风速的涡旋，称为龙卷。龙卷与强烈的雷暴活动有关，它是从雷雨云中伸向地面呈倒漏斗状的激烈旋转的空气涡旋。龙卷的水平面积很小，其直径在海上为25—100米，在陆上为100—1000米，有时达到2000米。龙卷接近地面时，能拔树掀屋，破坏力极大，对局部地区来说，也是一种灾害性天气。35水龙卷363738三、主要天气系统大气中引起天气变化的各种尺度的运动系统，称天气系统。根据水平尺度和生命史，可对天气系统进行分类。下面主要介绍气团和锋，以及气旋、反气旋。39气团1.概念气团是在水平方向上性质比较均匀的大块空气，即气层的温度和湿度等主要物理属性变化较小。气团的规模大，范围可达数百公里直到2000—3000公里，垂直厚度可达对流层的中上部。不同的气团有不同的物理属性。在同一个气团所占据的范围内，天气状况基本类似。两个物理属性不同气团的交锋，是形成复杂天气状况的主要原因。40大团空气长时期停留在大块土地上，受到该地区影响，使温度，湿度有其大地区性质。气团形成地区称气团源地41气团变性环流条件发生变化，气团就要离开源地移动到另一个地区。随着大范围空气运动，以及新到达地区的地表性质的改变，从而气团物理属性也将发生变化，称为气团的变性。42当气团移出源地之后，依行进方向所经过地表冷或热的比较，可分为冷气团和热气团。冷气团向较温暖地区移动，会使经过地区的气温降低，而暖气团则会提高经过地区的气温。极地大陆气团热带海洋气团43气团分布热带大陆气团（Tc）热带海洋气团（Tm）极地大陆气团（Pc）极地海洋气团（Pm）北极大陆气团（Ac）北极海洋气团（Am）赤道气团（E）44气团分类气团的分类主要有两种，即热力分类和地理分类，二者是有联系的。气团的热力分类根据气团离开源地后与其经过的地面之间温度对比将气团分为冷气团与暖气团两类。一般地讲，由较低纬度流向较高纬度地区的是暖气团；反之是冷气团。前者使到达地区增暖，后者使到达地区变冷。45依源地的冷热，气团可分为极圈气团，极地气团，热带气团和赤道气团四种。依源地的干湿可分为干燥的大陆性气团和潮湿的海洋性气团两种。46气团是在一定的自然环境中形成的，它的物理属性具有地域特征。依据气团源地特点，划分为冰洋（北极、南极）大陆气团等类型。气团的地理分类47影响亚洲地区的气团分布西伯利亚气团长江气团鄂霍次克海气团热带气团西太平洋气团48影响我国的气团多属变性气团冬季主要为极地大陆气团，热带海洋气团仅影响华南、华东、云南等地。夏季，极地大陆气团退居长城以北，热带海洋气团影响我国大部。这两种不同性质气团交汇，是形成夏季降水的主要原因。49锋锋及其类型当两个性质不同的气团相接触时，形成的狭窄过渡区域，称为锋。锋的两侧气象要素存在明显的差异，这种差异主要表现在温度方面，因此通常把锋看成是冷、暖气团之间的过渡区。50锋面的形成冷、暖气团相遇，在交界面形成一条温度、湿度、风向及天气显著变化的狭长地带，称为锋面。在锋面经过或停留的地区，云量较多，容易刮风下雨。锋面的种类有四种锢囚锋滞留锋暖锋冷锋51认识天气图上锋面的符号冷锋暖锋静止锋锢囚锋52冷锋锋面有密度大（冷）的气团移向密度小（暖）的气团时，则这个锋面称为冷锋。5354暖锋锋面有密度小（暖）的气团移向密度大（冷）的气团时，则这个锋面称为暖锋。55冷气团暖气团56静止锋当冷气团和暖气团威力相当时，两起团彼此停滞不前，形成一道锋面，此锋面即为静止锋。当冷锋前进的速度比暖锋快，最后冷锋与暖锋相当，地面的暖空气全部被冷暖锋抬升至空中，就形成锢囚锋。57静止锋58锢囚锋59锋面过境的情形当锋面通过台湾时，台北和高雄的天气情况晴时多云25℃~31℃27℃~32℃晴过境前60阴有雨20°C~25°C26°C~31°C多云时晴61阴有雨20°C~25°C26°C~31°C多云时晴62阴有雨24°C~27°C阴有雨24°C~29°C63归纳：锋的空间状态是倾斜的，它的上面是暖气团，下面是冷气团。锋的宽度，在近地面层中约为几十公里，在高层可达200—400公里。这与一个气团所占据的水平范围相比是较小的。因此，常把锋视作一个面，称为锋面。锋面与地面相交的线称为锋线。长的锋线达数千公里，短的也有数百公里。64在一个气团内气温的水平分布是比较均一的，在100公里的距离内，气温差只有1—2℃，但在锋附近，相同距离的气温差可达10℃左右。天气图上，锋附近等温线特别密集，这是确定锋线的重要标志。锋通常出现在低压槽中，所以在典型的情况下，锋前吹西南风，锋后吹西北风，地面锋线正是气流辐合线。65根据锋的移动情况，可将锋分为暖锋、准静止锋、冷锋三种基本类型。暖锋是指暖气团主动向冷气团方向移动的锋；准静止锋是指很少移动或速度非常缓慢移动的锋；冷锋则是指冷气团主动向暖气团方向移动的锋。6667准静止锋天气准静止锋是很少移动或移动速度缓慢的锋。它的两侧冷暖气团往往形成势均力敌的形势。准静止锋的云区，降水区比暖锋更广。我国的准静止锋主要有华南准静止锋，江淮准静止锋，昆明准静止锋，天山准静止锋等。我国江南清明节前后细雨绵绵和江淮流域初夏时的梅雨天气都与准静止锋有关。贵州高原冬半年多阴雨，“天无三日晴”便同昆明准静止锋活动有关68697071冷锋是影响我国最重要的天气系统之一。冷锋活动遍及我国绝大部分地区。北方地区的夏季暴雨就和冷锋活动有一定关系。长江流域及其以南地区，也往往受其影响，春末夏初的冰雹等不稳定天气，常与冷锋活动有关。72气旋和反气旋气旋气旋是和低压区紧密联系、相伴而生的大型空气旋涡。北半球气旋，空气按反时针方向自外围向中心运动，强大的气旋地面风速可达30米/秒以上。气旋直径自几百公里至2000公里以上。它常带来大风、降水等天气。73气旋的形成气旋是由于锋面上或密度不同的空气分界面上发生波动，进一步发展形成的。根据地理位置可将气旋分为温带气旋（产生于极锋上）和热带气旋（产生于赤道锋上）两类。锋面气旋中，以极锋上产生的气旋最为重要。它一般活动于中纬度地区。台风是发生于赤道锋上的强大低气压系统——热带气旋。74气旋天气特征锋面气旋天气是由其中的流场、气团属性和锋的结构特征决定的。(1)从流场来说，在锋面气旋中有强烈的上升气流，有利于云和降水的形成。(2)从气团属性来说，若气团湿度大就更易于发生降水。若气团层结稳定，会有系统性上升，从而产生层状云系和连续性降水。如气团层结不稳定，则有利于对流发展，产生积状云和阵性降水。(3)从锋的结构看，气旋区域如果有冷暖锋，则气旋前方