空气水平运动.doc

大气是处于不停的运动状态之中的，大气的运动可分为水平运动和铅直运动两部份。空气的水平运动就是通常所说的风。风对于地球上热量和水份的输送起着重要作用，直接影响着各地区天气的变化和气候的特征。本章对空气水平运动的形成及基本规律做一介绍。 1 大气运动方程 任何物体的运动都是在力的作用下产生的，空气的水平运动也是一样。空气受到不同性质的力的作用，就会出现不同的运动状态。“因此我们首先要讨论作用于空气上的力，也就是讨论空气所受到的各种力的形成及其性质。一、作用于空气的力 空气微团的运动是相对于某一个坐标系而言的，在观察空气运动时，坐标系选在地球以外的空间固定位置上时，则称此坐标系为静止坐标系（绝对坐标系或惯性坐标系）。而选在转动的地球上的坐标系，则称为运动坐标系（相对坐标系或非惯性坐标系）。在运动坐标系中所看到的静止的空气，在静止坐标系中则看到此空气是随着地球一起转动的。在本章讨论中，我们所选的是运动坐标系，即观测者是站在地球上来看空气所受到的力的。1气压梯度力 单位质量空气在气压场中由于气压分布不均匀而受到的力称为气压梯度力。气压梯度力是引起空气运动的主要的力，它的大小决定于气压梯度和空气密度，它的方向垂直于等压面从高压指向低压。空气的水平运动，主要是在水平气压梯度力的作用下产生的。在气压场中，由于水平方向气压分布不均匀，作用于单位质量空气上的力称为水平气压梯度力用。 水平气压梯度力的大小取决于水平气压梯度和空气密度的大小，其方向垂直于等压线由高压指向低压。它的单位为牛顿千克。 由气压梯度的物理意义可知，水平气压梯度表示了在水平方向由于气压分布不均匀作用在单位容积空气上的力。 水平气压梯度力的数值为Gn=710-4牛顿/千克。 由以上计算看出，在上述条件下，水平气压梯度力的数值不是很大，若此力作用于1千克质量的空气上，可获得了7104米秒2的加速度。两小时后能产生5.1米秒的风速。可见此力虽然很小，但空气在它的长时间作用下可产生很大的速度。如果空气仅受水平气压梯度力的作用，空气质点将沿着水平气压梯度力的方向作加速运动，但实际观测表明，风并不是沿着水平气压梯度力的方向吹，说明空气质点还要受到其它力的作用。2地转偏向力 由物理学知道，如果质点相对于以匀角速转动的参照系运动，则该质点要受到一种惯性力的作用，该惯性力依赖于相对速度和参照系的转动角速度以及质点的质量，这种惯性力称为科里奥利力。同理，由于地球的自转，当物体相对于地面运动时，对于站在地面上的观察者来说，感到物体运动的方向发生了改变，设想物体受到一力的作用，此力称为地转偏向力，也就是物理学中的科里奥利力。地球除绕太阳作公转外，还不停地绕地轴作逆时针方向的旋转，其地转角速度以表示，它的大小为： 729 l0-5（弧度秒）的方向是沿着地轴垂直于北极点地平面向上（这里的“日”是指恒星日，一恒星日等于23时56分）。由于地球的自转，使各处的地平面发生转动。就北半球来说，以极地平面为例，由于地球的旋转使极地地平面产生一个绕它的垂直轴作逆时针方向的转动，它的角速度就是地转角速度。若有物体相对于极地地面运动时，站在地面上的观察者会感到物体受到一个平行于地平面的力的作用，这个力称为水平地转偏向力。再以赤道平面为例，在赤道上，与其上任何一点相切的地平面都随着地球的自转而绕着穿过这一点与地轴相平行的一个轴转动。只有水平方向的角速度。地球自转时，赤道地平面的东边一侧“下降”，而西边一侧“上升”。若有物体相对于地平面运动时，地球上的观察者感到向东运动的物体受到向上的力的作用，而向西运动的物体，受到向下的力的作用。所以认为在赤道平面上运动的物体只受到垂直方向力的作用，此力即为垂直地转偏向力。 在赤道和极地之间的各纬度上，由于地球的自转，使其各处的地平面产生转动。此转动可分解看成一个绕垂直轴的转动（相当于极地平面的情况）和一个绕水平轴的转动（相当于赤道平面的情形）。地转角速度在垂直和水平两个方向均有分量。所以，若物体要同时受到垂直和水平两个方向的作用。因此认为在中间纬度地区运动的物体，既受水平地转偏向力的作用，又受垂直地转偏向力的作用。 上面从地平面日转动分析了地转偏向力的物理意义。此力是站在转动地球上的观察者 感动到的由于地球自转而作用于相对于地球运动的空气质点上的力。3摩擦力 如果两个互相接触的物体作相对运动，在接触面上，会产生阻碍相对运动的力，这种力称为摩擦力。在大气与地面之间，大气内的各气层之间，存在着相对运动，因而在它们相接触的界面上，也会产生摩擦力，摩擦力阻碍着它们的相对运动。我们把气层与气层之间的摩擦力称为内摩擦力，大气与地面之间的摩擦力称为外摩擦力。（1）内摩擦力 内摩擦力是由空气内部各气层之间气流速度的大小和方向不同而产生的一种相互制约的力。在流速不同的气层之间，通过分子不规则运动，层与层之间进行动量交换，使流动慢的气层加速，流动快的气层减速，从而使流速有趋向一致的倾向，这相当于一种摩擦作用而产生的阻力，这种阻力是由于气层之间分子不规则运动而引起的，故称为分子摩擦力，又称为分子粘滞力。由实验得到，在流速不同的界面上，分子粘滞力的大小与流体的速度梯度成正比，它的方向与界面相切，故又称为切应力。2 自由大气中的风 空气水平运动的形式是多种多样的，有直线运动，有曲线运动。有等速运动也有变速运动。这些不同运动形式的产生是由受力情况不同所造成的。根据大气中不同高度各种力的作用情况，我们把大气分为摩擦层和自由大气。摩擦层又称为行星边界层，它的范围从地面到1-2千米高度。在摩擦层中又分为近地面层和上部摩擦层。近地面层从地面到50米左右，此层中以湍流粘性力的作用为主。上部摩擦层又称埃克曼层，它的范围由50米向上到摩擦层顶，在该层中气压梯度力、地转偏向力和湍流粘性力相平衡。摩擦层顶以上称为自由大气，在自由大气中，主要是气压梯度力和地转偏向力相平衡，如果空气质点作曲线运动还要考虑惯性离心力。 在流动的空气中，空间各点的运动率不随时间变化的运动称为空气的稳定运动。在空气稳定运动中作用于运动质点上的诸力之合力等于零。这种稳定运动又称平衡运动。下面介绍几种平衡运动。一、地转风 在自由大气中，平直等压线情况下，水平气压梯度力与水平地转偏向力达到平衡时空气的等速、直线水平运动称为地转风。地转风平行于 等压线吹，在北半球观察者背风而立，高压在右，低压在左。而在南半球，观察者背风而立，高压在左，低压在右。这就是地转风方向与水平气压场之间的关系，即白贝罗风压定律。 地转风的风速大小取决于水平气压梯度、空气密度及地转参数。若在同一地理纬度上，并空气密度一样时，水平面上的等压线越密集，地转风速就越大；若在同一地理纬度，并各高度上水平气压梯度相同时，由于密度的影响、地转风将会随高度的增高而加大。当水平气压梯度和密度不变时，纬度越高，地转风速越小。在赤道附近，由于地转偏向力很小，所以不存在产生地转风的条件。二、梯度凤 地转风反映的是自由大气中平直等压线情况下空气的稳定运动，而在实际应用的天气图上等压线往往是弯曲的，在不计摩擦力作用的情况下，作曲线运动的空气质点不仅受水平气压梯度力和水平地转偏向力的作用，而且还要受惯性离心力的作用，如果三力达到平衡，则变为稳定运动、梯度风就是在自由大气中，不计摩擦力的影响，水平气压梯度力、水平地转偏向力及惯性离心力三个力达到平衡时空气的等速、水平、圆周运动。 梯度凤的大小与水平气压梯度、地理纬度、空气密度及空气运动的曲率半径有关。并具有以下“特点：1在北半球，地转偏向力总是指向空气运动方向的右方。所以低压中的风是沿等压线逆时针方向吹的。在高压中的风是沿等压线顺时针方向吹的。南半球相反。2当气压梯度力和地理纬度一定，并高低压具有同样的曲率半径时，高压中的梯度风比低压中的梯度风速大，同样纬度和气压梯度力的条件下的地转风速介于两者之间。3在高压中水平气压梯度有一极限值。这说明高压附近附近不可能出现大的气压梯度，也就是说高压中心附近风速必是很小。而在低压中并不存在水平气压梯度的极限值，所以在低压中心附近风速可以达到很大。另外，在赤道地区，水平地转偏向力很小，可出现小范围的旋涡，因曲率半径很小，故惯性离心力可以很大，若不计水平地转偏向力的作用，水平气压梯度力和惯性离心力可达平衡，这时的风称为旋衡风，可以顺转也可以逆转，但中心必须是低压，例如龙卷风就具有这种性质。三、自由大气中风随高度的变化及热成风 在自由大气中，各个高度上的风向风速经常是不一致的，我们把地转风在铅直方向上的速度矢量差称为热成风。地转风是指某一高度上空气的水平运动，它的大小决定于该高度上的水平气压梯度和空气密度，所以地转风随高度的变化也取决于水平气压梯度和空气密度的变化。然而温度在水平方向上的不均匀会引起气压梯度的改变。由于水平温度梯度的存在，使地转风随高度发生了改变。 地转风不随高度变化。也就是说，地转风随高度发生变化，只能发生在密度的分布依赖于气压和温度的斜压大气中。 从中高纬度地区来看，其水平温度梯度的量级为1100km，而垂直温度梯度的量级为61km，水平气压梯度的量级为1 hPa100km，而垂直气压梯度的量级为100hPa1km。1热成风与平均温度 水平梯度的关系是类似于地转风与水平气压梯度的关系。所以热成风规则和地转风规则类似，在北半球背热成风而立，高温在右，低温在左。2自由大气中任意高度上的地转风都是起始高度上的地转风与该高度至起始高度间热成风的矢量和。3热成风是由水平温度梯度造成的，它的大小正比于空气层的厚度和该层平均温度水平梯度，而反比于地理纬度的正弦和气层的平均绝对温度。四. 地转风随高度变化的基本类型 由前面讨论已知，上层地转风为下层地转风与气层之间热成风之和，下层地转风是由下层水平气压梯度决定的，热成风的大小是由气层的平均水平温度梯度决定。在大气中水平气压梯度与水平温度梯度的配置情况是多种多样的，这就使得受热成风影响的地转风随高度的变化也是多种多样的，下面仅就四种基本类型，来讨论地转风随高度的变化。1低层水平气压梯度（或水平位势梯度）与气层的水平平均温度梯度方向一致，即低层等压线（或等高线）与气层的等水平平均温度线平行。在此温压场的配置下低层坡转风与热成风方向一致，地转风速随高度增加，方向不变，没有冷、暖平流。2低层水平气压梯度与气层的水平平均温度梯度方向相反，这时低层的等压线与气层的等水平平均温度线也平行。在这种温压场配置下，低层地转风与热成风方向相 反，造成起初地转风风速随高度减小，风向不变，到某一高度，风速为零，再向上则风速随高度增加，但风向与低层相反。3低层水平气压梯度与气层水平平均温度梯度相垂直并在它的左面，此时低层等压线与气层的等水平平均温度线相垂直。在这种温压场配置下，风速随高度增加，风向顺转，有暖平流。4低层水平气压梯度与气层水平平均温度梯度相垂直并在它的右面，此时低层等压线与气层平均等温线也相垂直，在此种温压场的配置下，风速随高度增加，风向逆转，并有冷平流。 在北半球，由于太阳辐射的影响，总是北部冷，南部暖，所以热成风总是偏西风，对于具有自西向东运动的低压和高压来说，根据热成风原理，在高压的东部和低压的西部风矢随高度逆转，且有冷平流; 在高压的西部和低压的东部风矢随高度顺转，且有暖平流；在低压的南部和高压的北部，风速随高度增大，风向不变，没有冷、暖平流，在低压的北部和高压的南部起初风速随高度减小，风向不变，到某一高度风速为零，然后风速又随高度增加风向与低层相反。结果就造成了在低压和高压的上空等压线（或等高线）就不再闭合，而变成了槽脊形式。同时也造成了上空气压最低的区域向冷中心方向倾斜，气压最高的区域向暖中心倾斜。 由于北半球中纬度地区热成风的方向总是偏西的，所以不管低层吹什么方向的风，随着高度的增高，偏西风分量总是不断加大，因此在对流层的上层盛行西风，出现西风急流. 另外在天气分析中，利用单站测风资料，根据本站上、下层风向的顺转或逆转，可以判断当地上空出现冷、暖平流的情况，若风随高度顺转，则有暖平流，逆转则有冷平流。五、地转偏差 以上所讲的地转风与梯度风，是在作用于空气的各力达到平衡时得到的，只是实际风的近似，大气的实际运动要比平衡风复杂得多。事实上一切平衡只是相对的、暂时的，当各力的平衡遭到破坏时，空气就会出现加速运动，使本来的速度发生改变，所以实测的风与地转风有所差别，所谓地转偏差就是实际风与地转风的向量差，又称偏差风。当空气作加速运动时，气压梯度力要与地转偏向力和加速度两者之和达平衡，运动方程中的风速为实际风速。在同一地理纬度的地区地转偏差的大小与空气的加速度成正比。但这一关系不能用于赤道地区，因在赤道地区不存在地转风，故地转偏差的概念也就失去意义了。 当地转平衡遭到破坏时就会产生地转偏差。在原来已达地转平衡的条件下只要水平气压梯度力、地理纬度和空气密度三者中间有一个发生变化，地转平衡就会遭到破坏。下面具体讨论产生地转偏差的原因。1等压线有辐合、辐散时会产生地转偏差。在同一地理纬度，等压线呈辐合状，若空气质点从a点移动到b点，气压梯度力加大了，但空气质点运动速度因惯性暂时保持不变，所以地转偏向力仍保持不变。在此情况下，水平气压梯度力大于水平地转偏向力，空气质点开始穿越等压线向低压方向运动，这时的风吹向低压，风速要小于b点应有的地转风速，故称为次地转凤。 相反，当等压线呈辐散状时，当空气质点由 a1运动到b1点时，水平气压梯度减小，但由于惯性作用，空气质点运动的速度并没有立刻减小，这时水平地转偏向力大于水平气压梯度力，空气运动偏向高压一侧，此时的风吹向高压，其速度比b1点应有的地转风速大，故称为地转风。2等压线呈南北走向，且等压线之间等距时，会产生地转偏差。南北气压梯度相等，若空气质点由a点向北运动到b点，由于水平地转偏向力的加大，使平衡遭到破坏，空气质点运动偏向高压一侧，出现超地转风，反之当空气质点由北向南运动时，会出现次地转风。3气压变化不一致时，会产生地转偏差。当各地气压变化不一致时，即有变压梯度出现时，水平气压梯度立即发生变化.例如高压的一侧加压，低压的一侧减压，则气压梯度加大，平衡被破坏空气运动偏向低压一侧，会产生次地转风；如果变压的情况与前面相反，高压一侧减压，低压一侧加压，则空气运动偏向高压一侧，出现超地转风。在天气图上等压线经常是弯曲的、不平行的，有的地方密集，有的地方稀疏，风速并不完全与地转风相等。气压梯度力的存在产生空气的运动，同时空气运动也会引起气压场的改变。 这说明气压场影响风场，反过来风场也要影响气压场。实质上，气压场与风场是相互影响，相互适应的。 3 行星边界层中的风 一、摸擦力对空气水平运动的影响 在行星边界层中，因摩擦力与水平气压梯度力及水平地转偏向力具有同样量级，所以在分析空气水平运动时，必须考虑摩擦力的作用。在平直等压线的情况下，由于摩擦力的作用使风速变小，因而水平地转偏向力也减小，此时三个力达到平衡时的风就不再平行于等压线，而是朝向低压。如在北半球，观察者背风而立，高压在其右后方，低压在其左前方。 在圆形等压线的情况下，空气作曲线运动，还必需考虑惯性离心力的影响，即空气作稳定运动时应有水平气压梯度力、水平地转偏向力、摩擦力及惯性离心力四个力达到平衡。 在低压中是水平地转偏向力、惯性离心力及摩擦力的合力与水平气压梯度力平衡，风向向低压偏转。造成空气逆时针方向向低压辐合。在高压中，当水平地转偏向力、惯性离力心和摩擦力的合力与水平气压梯度力相 平衡时，风向向低压偏转，出现空气顺时针向地由高压中心向边 缘辐散。由此得到与平直等压线气压场中相类似的圆形等压线条件下的风压规律，即在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在左前方。二、边界层中风随高度的变化 在边界层内，随着高度的增加，摩擦力逐渐减弱.在近地面层中风速随高度的上升增加很决，而风向变化很小。在上部摩擦层中，如果气压场没有明显的变化，在北半球风速随高度增加而加大，风向随高度增加逐渐向右偏。当高度达摩擦层顶时，风矢量逐渐趋于地转风。若把上部摩擦层中各高度上的风速矢量投影在同一平面上，则这些矢量端点的连线是符合著名的爱克曼（Ekmax1）螺线的。 风速大小和风向随着高度的增加最后趋近于地转风。上面所讲的是理想的爱克曼层，在实际大气中湍流交换系数是随高度变化的，风速矢端迹图与爱克曼螺线有很大的差异。 三、风的日变化 在边界层中，上部风速通常比下层风速大，风向比下层向右偏。风也具有明显的日变化。 在靠近地面的气层中，一般是白天风速增大，风向向右偏，到午后14一15时左右风速达最大，夜间风速减小，风向向左偏。在边界层的上层则相反，风速白天减小，而夜间增大。风速日变化转变的高度，是随季节而不同的。 引起风速日变化的原因主要是由于白天日出后，引起大气层结不稳定性增加，湍流加强，到中午后达到最强，此后又逐渐减弱。在湍流交换作用下，上层空气的动量下传，使上层风速减小，风向左偏，下层风速增大，风向右偏。夜间大气稳定度加强，抑制了湍流输送，使上层风恢复到原来的状况；下层因得不到上层动量的下传，风速减小，风向左偏。在湍流交换的作用下造成了边界层中上下层风日变化的反相。 风的日变化，当有强的天气系统过境时，将被扰乱和掩盖。一般情况下，风的日变化是晴天比阴天大，夏季比冬季大，陆地比海洋大。 4 大气环流模式及地方性风 一、大气环流模式 大气环流就是大范围的大气运动状态。就水平尺度而言，有某大地区（例如欧亚地区）、某半球或全球范围的大气环流；就铅直尺度而言，有对流层、平流层、中层或整个大气圈的大气环流；就时间尺度而言，有一至几天、一月、一季、半年、一年的直至多年平均的大气环流。大气环流既是地气系统进行热量、水分等的交换和能量转换的重要机制，又是这些物理量的输送、平衡和转换的重要结果。大气环流不仅决定着某地区的天气状况，同时在一定程度上也决定了气候的形成，所以研究大气环流意义是很重大的。 大气运动的根本能源是太阳辐射能，地球的自转和公转使地球表面产生温度的差异，太阳辐射能在地球上的非均匀分布，是大气环流的原动力。控制大气环流的基本因素包括太阳辐射能及其高能粒子周期性和非周期性的振动、地球表面的摩擦作用，海陆分布和大地形的影响等外界因素，以及大气本身的可压缩性、连续性、流动性和大气水平尺度与垂直分布等内部因素。1热力环流原理 在A、B两处， 地面和大气中的温度及气压在水平方向分布均匀，等压面与水平面平行，在这种条件下没有空气的水平运动。若由于某种原因使B 处气柱增暖，则等压面将由B 点上空向A点上空倾斜。这样就使得B 点上空某高度上的气压高于同高度A点上空的气压，因此将产生由B 点上空指向A点上空的水平气压梯度，空气将会由B 点上空流向A点上空。这样就造成了A点上空空气质量的流入，使低层A点的气压高于B 点，产生了低层由A点指向B 点的水平气压梯度，空气将由A点流向B 点。同时B 点处空气因增暖而上升，A点处空气下沉，因此形成了一个环流。 由于这种环流是因温度分布不均而产生的，所以称为热力环流。由此可以看出，在地球表面上只要有冷、热的差异就会产生环流。例如在地球上的极地和赤道之间、陆地与海洋之间都存在着热力的差异，因此均可形成热力环流。2极地赤道间的经向环流一圈环流 如果地球没有自转、地表均一，那么，由于太阳辐射随地理纬度的增高而减少，造成了赤道地区温度高，极地地区温度低。根据热力环流原理，赤道地区气温高，空气膨胀上升，在赤道上空的气压就会高于极地上空同一高度的气压，在气压梯度力的作用下，赤道上空的空气就向极地流动。赤道上空由于空气流出，气柱质量减少地面气压就会降低，因而形成低压，称赤道低压带。极地上空因有空气流入，再加上气温较低，空气冷却下沉，地面气压就会升高形成高压区，称极地高压。于是在低层就产生了空气自极地流向赤道，这支气流在赤道地区受热上升，补偿了赤道上空流走的空气质量。这样，在极地赤道间就构成了南北向的闭合环流，称为一圈环流。3三圈环流 三圈环流的形成前面已经讨论了，由于地球的自转，空气相对于地球一有运动，就会受到地转偏向力的作用。在北半球使空气运动向右偏转；在南半球，使空气运动向左偏转。并且地转偏向力随着地理纬度的增高而加大，所以在考虑了地球自转的条件下，上述一圈环流模式将不会存在，大气环流将变得更复杂一些。（1）热带环流 热带环流又称信风一反信风环流. 形成在赤道到30-35之间。如前所述当空气由赤道上空向极地流动时，它将要受到地转偏向力的作用，逐渐向右偏，（在南半球向左偏）。随着地理纬度的增高及风速的加大，偏向力也逐濒加大， 在纬度3035时，气流接近和纬圈平行，使从赤道上空流来的空气在这里堆积下沉，使地面气压升高，形成高压，称为副热带高压带。在这里地面气流分为两支，一支流向赤道，一支流向极地。这样就形成了在对流层中由赤道到3035之间的闭合环流。其中流向赤道的气流在地转偏向力的作用下，在北半球成为东北风，在南半球成为东南风，称为东北信风和东南信风。这两支信风到了赤道附近辐合上升，在高空北半球吹西南风，在南半球吹西北风，称为反信风，所以这样由信风反信风构成的热带环流又称为信风反信风环流。（2）极地环流 极地环流形成在极地到6065之间。极地空气极端寒冷，堆积形成极地下层的极地高压。下层空气由极地高压流向赤道方向，在地转偏向力的作用下，北半球吹东北风，南半球吹东南风。在极地高压与副热带高压之间6065附近相对的形成一低压，称为副极地低压带。来自副热带高压带和