第四章气压介绍.ppt

1、第四章 气压与风 （7学时）,地球大气始终在不停的运动，其运动形式多种多样。从广义讲，大气的三维运动均称为风，但从狭义角度讲，仅指空气的水平运动。引起大气运动的原因，是气压在空间上分布不均匀，而空气运动又影响气压的分布和变化。因此，研究气压与风的变化规律以及彼此的相互关系，才能掌握大气的变化规律，正确预测天气及其对火灾的发生、蔓延的影响。,内容提要: 1、气压的定义、单位、变化特点； 2、气压场的表示方法； 3、风的特性、成因及气压场与风的关系； 4、大气环流的形成原理； 5、一、二、三级环流的形成与变化规律； 6、风与农林生产的关系；,重点和难点： 1、气压的形成、变化； 2、气压与风的关系

2、（白贝逻风压定律）； 3、几种环流形成的原理、规律。,第一节气压及其变化,一、气压的定义及其单位：,1、气压：在被测高度上，单位面积所承受的大气压力叫大气压强（atmospheric pressure），简称气压。 分析： 上面空气运动对它所产生的碰撞力 所受的力： 上面空气柱压在其上的重力 下面空气运动对它所产生的碰撞力 上下空气运动所产生的碰撞力相互抵消，剩余只有向下的空气柱的重量。大气压强实质上是单位面积上大气柱的重量。,从概念可以看出：在被测高度上-当高度发生变化、压在其上的空气柱的长度也发生变化，且随H，空气柱缩短，即气压。,2、单位：-常用“毫米水银柱高”(mmHg)。 国际上规定

3、，将纬度45的海平面上，气温为0，大气压力为760mmHg称一个标准大气压。在国际单位制中压强单位是帕(Pa)，1Pa1Nm-2。则一个标准大气压等于1 013.25hPa。 即 标准大气压1013.25 hPa 标准状态下，将水银密度，重力加速度g代入得： 760mmHg=1013.25 hPa 1mmHg4/3 hPa 1mb = 1 hPa,二、气压随高度的变化 从定义可知：随H，压在其上的空气柱缩短，气压减小。但减小的幅度大小与什么因素有关，用“静力学方程”和“压高公式”来表达。 （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: =g 式为大气静力学方程，其中负号表示气压随

4、高度增加而减小。,其中P为气压，m为气块质量，g为重力加速度。 当空气块处于静止时，它在水平方向上各面所受的力相互抵消，垂直方向上所受的向上净压力（上下压力差）必为重力所平衡，即 F1F2mg0 Pdxdy（PdP）dxdymg0 dPdxdymg0 设空气的密度为，mggdxdydz，故有 =g,由式可知： =g为垂直气压梯度， 静力平衡方程说明气压随高度增加，气压减小，气压减小的大小取决于空气密度和重力加速度。 由于重力加速度随高度变化很小，所以气压随高度的变化主要决定于空气密度，密度较大的气层，气压随高度增加而降低较快（低层大气），密度小的气层，气压随高度增加而降低较慢（高层大气）。,针

5、对某一气块：将 PV=nRT 代入 =g得： =3.42 P/T P-气块的气压；T-气块的温度 可知：气块气温高，则 小，反之则大；（常用） 气块气压高，则 大，反之则小。,（二）拉普拉斯压高公式,将空气状态方程 代入 =g，再对高度、气压进行积分，得： 式中：高度为z1，气温为t1，气压为p1 高度为z2，气温为t2，气压为p2。 t取气层的平均温度,该公式实质上是用气压来测定高度的，如登山用的高度表和航空用的高程表，实际上用的是气压表。 由压高公式可知，气层上界和下界的气压若保持不变，气层的厚度与平均温度有关。平均温度高、气层厚；平均温度低，气层薄。,二、气压随时间的变化 （一）气压变化

6、的原因 某地气压的变化，实质上是该地上空空气柱重量增加或减少的反映，而空气柱重量的变化是由热力和动力因子引起的。 1、热力因素 空气温度的升高与降低引起空气密度的增加与减少。 2、动力因素 水平气流的辐合与辐散 不同密度气团的移动 空气的垂直运动,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。 （二）地面气压的周期性变化分为日变化和年变化两种。 日变化 最高值 910时 1、 时相 2122时 最低值 1516时 34时,最高、最低值出现的时间、变化幅度随纬度、季节、地形而异。2、日较差 地面气压日较差的大小与纬度有关，通常低纬度比中纬度大（这与气温日较差随纬度增加而减小的

7、特征是一致的）。 在低纬度地区，气压日变化最明显，可达3-5百帕，到纬度50附近，日振幅小于1百帕。我国中纬度地区，气压变化振幅为1-2.5百帕，低纬为2.5-4百帕，而在青藏高原东部的山谷有时可达6.5百帕。,（三）年变化 常见的气压年变化可分为大陆型、海洋型和高山型。 1大陆型 最高值-冬季， 最低值-夏季， 气压年较差较大。 我国大陆上绝大部分地区的气压年变化都可归入大陆型，愈深入内陆，大陆型的特点愈明显。 2海洋型 最高值-夏季， 最低值-冬季，气压年较差不大。 3高山型 最高值-温暖季节， 最低值-寒冷季节。气压年较差小。,气压年较差随纬度而，（T的年变化随纬度而），而且温度年较差越

8、大的地区，气压年较差也越大，如陆地年较差比海洋大。,（四）气压中高纬度的非周期性变化 与气压系统的移动和演变有关。 气压的非周期性变化，通常在中高纬度比低纬度明显的多（中高纬度气压系统活动频繁，而低纬地区气压系统较为稳定）。以24hr变压为例，高纬可达10百帕，中纬约3-4百帕，低纬一般只有1百帕（除台风过境外）。 气压的非周期性变化大于周期性变化，一年中气压的非周期性变化一般在970-1040百帕之间。 气压随时间的急剧变化，往往是天气急剧变化的预兆，因此掌握气压随时间的变化与天气变化的关系，是天气分析和预报工作的重要内容。,第二节 气压的空间分布 气压场是指气压的空间分布状况。本节主要讲解

9、气压的水平分布。 水平气压场：是指某一水平面上的气压分布。 一、气压场的表示方法 海平面：等压线图 一定高度处：等压面图-气压随高度增加而降低，由于各地热力和动力条件不同，使得距地一定高度的水平面上各处气压值并不相同，所以要表示气压在一定高度处水平方向上的分布，则常用等压面图来表示。,1、等压面-高空天气图 等压面（isobaric surface）是空间气压相等的各点所构成的面。,因为气压随高度递减，所以高值等压面在下，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平面，而是一个曲面，等压面的起伏形势，是和水平面上气压的分布相对应的。,地面,1500米,850hPa,85

10、0hPa,850hPa,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，等压面下凹的愈深； 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，等压面上凸的愈厉害; 同高度上，气压到处相等，则等压面为一水平面。 通过等压面图可以看出高空气压在水平方向上的分布。 目前，我国气象台站绘制的高空天气图实质上就是等压面图。,2、等压线- 地面天气图 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（2.5 hPa）绘制，构成一张气压水平分布图。目前，我国气象台绘制的地面天气图，就是高度为零的海平面气压分布图。它是把同一时刻各测站的海平面气压填在一张

11、空白地图上，并把气压数值相等的各点用平滑的曲线连结起来，就得该时刻的海平面气压分布图，也就是地面天气图，从等压线图即可清楚地看出各地的气压水平分布形势。,1015,1010,1005,1000,气压梯度大,气压梯度小,等压线疏密与气压梯度大小,气压梯度,等压线的稀疏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，等压线越稀疏的地区，则表示水平方向上气压的差异越小。,水平方向上气压的变化-水平气压梯度 水平气压梯度大小： 水平气压梯度方向：高压 -低压,二、气压场的基本形式 由于各地气压高低不同且时刻变化着，故在海平面等压线图上和高空等压面图上反映的气压场形式是多种

12、多样的，但通过仔细分析基本上有以下五种基本形式。,1低气压（简称低压） 低气压（cyclone）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。,2高气压（简称高压） 高气压(anticyclone)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。,3低压槽（简称槽） 由低压延伸出来的狭长区域叫低压槽(trough)。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。,北半球低压槽一般从北向南伸展，称为“竖槽”， 从南向北伸展称为“倒

13、槽”，从东向西伸展称为“横槽”,4高压脊（简称脊） 由高压延伸出来的狭长区域叫高压脊(ridge)。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。,5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。 鞍型场建立时，区域内风速小，风向多变，气压较稳定，但这种情形维持不久即迅速改变，它预示着剧烈天气发生。 上述气压场的几种基本形式，统称为气压系统(pressure system)；在不同的天气系统中，天气情况是不同的，预报这些系统的移动与演变，是天气预报的重要内容。,三、气压系统垂直结构 暖空气中气压随高度减小比冷空气要慢的多，由于温

14、度分布的不均匀，气压形式随高度的变化将发生改变，常见的气压系统的垂直结构归纳为三类。 （一）深厚而对称的冷低压和暖高压 （二）浅薄而对称的冷高压和暖低压 （三）温压场不对称的气压系统,第三节空气的运动,空气的运动有：水平方向上的运动-平流运动、垂直方向上的运动-对流运动，无规则性的运动-乱流运动。 空气的水平运动能引起空气质量的输送，同时也造成热量、动量以及水汽、二氧化碳等的输送和交换，是天气变化和气候形成的重要因素。,一、空气的水平运动-风风的概念： 空气在水平方向上的运动叫做风。风是矢量：风向-指风的来向，通常是用八或十六方位来表示 NNE-东北偏北风速-单位时间内风的行程，通常用m/s（

15、米/秒） 或风级来表示 一横表示2级，半横表示一级， 大风用 八级以上用,风的速度和等级之间的换算口诀： 二是二来一是一，三级三上加个一， 四到九级不难算，级数减二乘个三， 十到十二不多见，牢记十级就好办， 十级风速二十七，每加四来多一级。 如：11级：27+4=31m/s,二、风的成因 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。这些力之间互相联系，又互相制约。,（一）水平气压梯度力（Gn） 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

16、方向上，由高压指向低压，单位距离内气压的改变值，记作 。水 当有水平气压梯度存在时，作用于单位质量空气上的力，称为水平气压梯度力。平气压梯度表示水平方向上气压分布的不均匀程度，我们讨论空气的水平运动时，通常取单位质量的空气作为对象，并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，记作Gn。,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。 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原始动力。,（二）水平地转偏向力（A） 指由于地球的自转而使地表上运动的物体发生方向偏转的力。它包括水平和垂

17、直两个分力。其中水平地转偏向力的大小为：,m ：空气质量；v ：风速；：地球自转角 速度；j：地理纬度。,水平地转偏向力的特点：、A只有空气相对于地面运动时才产生，若=0， 则A=0；、在北半球，A垂直指向的右侧，使空气向右偏 转，南半球则相反；、A只改变V的方向，不改变的大小；、A的大小还与 有关，随 而。,（三）惯性离心力（C） 当空气做曲线运动时，空气质点时刻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。若惯性离心力用 C 表示，则,在实际大气中，空气运动路经的曲率半径一般都很大，从几十km到几百km，甚至上千km，因而受到的惯性离心力通常都

18、很小。但当空气运动速度很大，且曲率半径很小时，惯性离心力也可达到很大的数值。 它只改变空气运动的方向不改变运动的大小；只有空气沿曲线运动时才产生。,（四）摩擦力（K） 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:,式中K为摩擦力； k为摩擦系数；V为风速； 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12Km以上，摩擦力作用就很小可忽略不计，,以上四种力是作用于空气水平运动的力。它们对空气水平运动的影响是不同的，而且这些力之间的不同结合，构成了不同形式的水

19、平运动。 三、自由大气中的风 （一）地转风 在平直等压线情况下，当水平气压梯度力与水平地转偏向力达到平衡力时，空气的水平等速直线运动，称为地转风（geostrophic wind）。,注意：、在 G 的作用下产生加速度-v；、有 v 时，才有 A 的产生（指向运动右边且垂直）；、A 的方向始终与 v 相垂直。高空风与气压之间的关系（白贝逻风压定律）： 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（即Buys Ballots Law）。,（二）梯度风 在圆形等压线的情况下，当G、A、C三力达到平衡时，空气的水平等速曲线运动称为梯度风（g

20、radient wind）。,注意：、由G 的作用下产生加速度-v；、有v 时，才有A的产生（指向运动右边且垂直）；、由v 确定C。,梯度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。 在实际工作中，根据风压定律，已知气压的分布情况，可推断风的分布情况；反之若探测出风的分布情况，也可推断气压的分布情况。,四、摩擦层中的风 在近地气层中，空气的水平运动称为摩擦风。1、平直等压线：G、A、K达到平衡时，（风的方向始终由高压吹向低压）,空气的水平直线运动。,风斜穿等压线的角度决定于摩擦力的大小，摩擦力愈大，交角也愈大。据统计，陆上为354

21、5，海上为1520。,低,1005.0,1002.5,1000.0,北半球低压系统,南半球低压系统,低压系统：北逆南顺 水平旋转辐合,单位：hpa,单位：hpa,低,1005.0,1002.5,1000.0,2、圆形等压线：,高,1000.0,1002.5,1005.0,高,1000.0,1002.5,1005.0,北半球高压系统,南半球高压系统,高压系统：北顺南逆 水平旋转辐散,单位：hpa,单位：hpa,高低气压系统中的摩擦风,地面风与气压之间的关系(白贝逻风压定律)：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。,不同的气压系统中有不同的天气特征： 在低压系

22、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，形成向内辐合的气流。 地面空气水平辐合中心上升气流绝热冷却阴雨天气 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。 地面空气水平辐散中心下沉气流空气增温晴朗天气,以上讨论自由大气和近地层的风，都假设气压分布是均匀的，即等压线之间是互相平行的，气压场中气压梯度到处都相等的条件下推导得出的。在实际气压场中，等压线并非处处平行，气压梯度也不是处处相等。因此，上述平衡关系是暂时的，上述结论只是实际风的一种近似。,五、风的变化（一）风的特点-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

23、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，风越大乱流越强。 实际观测中，通常观测一段时间内的平均风向风速，以消除阵性的影响。在某一点上测风时要采用五点玫瑰法。 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23Km以上就不明显了。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。,（二）风速随高度的变化 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。但近地面层中，风速随高度的变化还与气层是否稳定有关，当气层不稳定时有利于上下层空气的动量交换，容易使上下层的风速差别变小，

24、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。,（三）风的日变化 在气压场形势稳定少变的情况下，低层大气中的风常表现出一定的日变化规律。近地：最大-午后（地表获得热量最多，热容性 不同的地表此时温差最大） 最小-清晨（地表均在放热，地表热容性 不同但温差较小）1000米以上气层：最大-夜间（清晨） 最小-中午,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

25、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50100m。 一般情况下，风的日变化晴天比阴天明显，夏季比冬季明显，陆地上比海洋上明显。主要因为这是气温日较差大的时段和地区，气压日较差也明显。,（四）风的年变化-没有明显的普遍规律 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。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710月间出现风速年最大值，这是台风和热带风暴活动造成的。,第三节大气环流模式概述,大气环流（gen

26、eral circulation）是指大规模的空气运动，它按照本身的运行规律形成一个往返的循环运动模式。它反映了大气运动的基本状态和变化特征，其水平尺度达数千公里，垂直范围达十几公里，时间尺度一般在两天以上。大气环流构成全球大气的基本形势，是全球气候特征和大范围天气形势的主导因素，也是各种尺度天气系统活动的背景。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。,一、大气环流形成的因素： 大气环流是大气大范围运动的基本状态的表现，它的形成和维持是由许多因子决定的，主要有：1、太阳辐射：对地球加热不均匀是大气产生大规模运动的根本

27、原因，大气在高低纬度间的热量收支不平衡是产生和维持大气环流的直接原动力。2、地球自转：使只有在热力差异下相对于地表运动的空气发生偏转，因此，地球自转是全球大气环流形成和维持的主要因子。3、地表性质（海陆分布、地形等）作用：由于其不均匀，从而造成不同的冷热源，进而使大气环流变得更为复杂。,一级环流-水平尺度几千km，垂直尺度十km以上，如行星风系； 二级环流-生命期较短的天气学环流，其中有一些外形的变化比其位置变化要大，但它们对全球平均环流的贡献是很巨大的，如季风、气旋、反气旋等； 三级环流-由于风速风向受局地地形影响而产生的一些小尺度环流，它们大都与下垫面状况和地形起伏、水陆分布、城市结构有关

28、，如海陆风、山谷风等。,二、大气环流：（一）单圈环流-仅受太阳辐射的作用 由于太阳辐射随纬度的增加而减小，所以在赤道与极地之间形成南北向的经圈环流。,理想环流,（二）三圈环流-受太阳辐射、地球自转共同作用1、三圈环流：,三圈环流,1、赤道和30N之间形成一个环流，叫低纬度环流圈，也叫信风（风力和风向很少改变的风）环流（或哈得莱环流）。2、30N与60N之间-中纬度环流圈（费雷尔环流）。3、60N 与极地之间形成-极地环流圈。,这样形成了低纬度、中纬度和高纬度三个环流圈，称三圈环流（three-cell circulation）。其中以信风环流最强，中纬度环流最弱。同理，在南半球也存在这样类似的

29、三个环流。,2、气压带和风带 在三圈环流建立的同时，地球表面也形成了与纬度大致平行的若干风带和气压带，通常称之为行星风带和气压带。所谓行星风系是指全球范围内带状分布的气压带和风带。,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。 赤道低压带是东北信风和东南信风的辐合带，气流上升，风力减弱，对流旺盛，云量较多，降水充沛。 副热带高压带是气流下沉辐散区，绝热增温作用使空气干燥，降水稀少，使该纬度带上多沙漠。 副极地低压带是极地东风和中纬度西风交绥的地区，两种不同性质气流相遇形成锋面，叫做极锋，在极锋地带有频繁的气旋活动。,极地高压带是气流下沉辐散区，

30、由于辐射冷却的结果，大气层结稳定，晴朗少云，温度极低，形成冷空气的源地。 地球上这些气压带以及所对应的近地层风带，共同决定的天气气候特点使地球表面的植被分布出现了不同的地带性。,气压带风带 的季节移动,行星风系随季节作南北移动。冬季南移，夏季北移。这种季节性位移的结果，使行星风系扩大了南北影响的范围。,（三）、大气活动中心-太阳辐射+地球自转+地表性质 由于地表性质不均匀（海陆分布），使下垫面形成不同的冷热源，而热源利于低压系统的形成，冷源利于高压系统的形成，使得原来的气压带被割裂成一个个单独的高、低压系统。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。,第四节季风和地方性

31、风一、季风1、定义： 是以一年为周期随着季节而改变风向的风。夏季，风由海洋吹向陆地，形成夏季风；冬季，风由陆地吹向海洋，形成冬季风。 季风环流是中等范围的大气环流。2、形成： 它的形成就与海洋分布、大气活动中心有关。我国的季风就是由于海陆热力差异的影响而形成的。,季风环流,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。,二、地方性风 因地理位置、地形和地表性质等影响而产生的带有地方性特征的局部地区的环流称为地方性风(local wind)。 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

32、时，才会明显地表现出来。 常见的地方性风有海陆风、山谷风、焚风等。其中海陆风和山谷风的形成与地表性质不均匀而产生的热力环流有关。,（一）海陆风 沿海地区风向随昼夜交替而转变的风称为海陆风。 白天-海风（海洋吹向陆地） 夜间-陆风（陆地吹向海洋） 海陆风是由于海陆之间热力差异而产生的一种热力环流。 在同一高度上比较气压（暖气团随H，气压变化小）产生水平气压梯度，导致空气由高压向低压流动。 通常：海风的强度比陆风大（摩擦力不同）,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。若这种规律遭到破坏，预兆天气将发生变化。,（二）山谷风 山地中风向随昼夜交替而转换方向的风称为山谷风。 白天-谷风（山谷吹向山坡） 夜间-山风（山坡吹向山谷） 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