天气学原理知识点

第一节影响大气运动的作用力的存在与参考系无关。气压梯度力G1P作用于单位质量气块上的净压力。g*0g*0

(1z/a)2

g*地球对单位质量空气的引力。0切应力/雷诺应力zx

作用于单位面积〔动力粘滞系数。z2u 2v 2 摩擦力F i j k单位质量气块所受到的净粘滞力。z2 z2 z2 称为运动学粘滞系数。二、视示力/外观力：惯性离心力CR〔/2hA2V地转偏向力与地球自转角速度相垂直，在纬圈平面内；地转偏向力与V相垂直，对运动气块不做功，它只能转变气块的运动方向，而不能转变其速度大小；A在北半球使运动向右偏，南半球使运动向左偏；V0时地转偏向力消逝。gg*2R：单位质量大气所受的地心引力和惯性离心力的合力。※※※此处有重点图示，请大家加强理解1.8重力与惯性引力区分①地心引力指向地心②静止的气块，惯性离心力在纬圈平面内，并朝向外③重力是地心引力与惯性离心力的合力④除开极地和赤道外，重力并不指向地心，但重力都垂直于水平面⑤重力在赤道上最小，随纬度而增大其次节掌握大气运动的根本定律dTT：dt tT

dTuTTTdT

V

TTt dt x y z dt h z局地温度变化等于气块运动中温度的〔加热或冷却加上温度的平地温度变化所供给的奉献〕和对流变化〔垂直运动引起的局地温度变化。二、旋转坐标系中的大气运动方程〔称为单位质量空气的相对运动方程〕由动量守恒定律导出——三、连续方程

dV1P2VgFdt 气压梯度力、地转偏向力、重力、摩擦力由质量守恒定律导出——(V)0 固定在空间的单位体积内t流体的净流出量，等于该单位体积内流体质量的减小。(V称为质量散度，即单位体积内流体的净流出量。对于大范围的大气运动 Vu

0 (不行压缩流体的速度

x y zv项在气象上称为水平散度，它表示流体在单位时间内水平面积的y 平风速分布来推断垂直运动。四、热力学能量方程〔内能加动能的变化率等于加热率加上外力对空气块的作功率。c dTPd Q 其中c

是定容比热，Pd表示了压力对单vdt dt v

dt与热力过程的相互联系。第三节大尺度运动系统的掌握方程对不同类型运动的作用具有不同的相对重要性。一、尺度分析与大气运动系统的分类通过尺度分析保存大项，略去小项可以使方程得到简化。〔即尺度〕①各场变量的数量级；②些典型值比较方程中各项的大小。水平尺度对大气运动系统进展分类。行星尺度、大尺度〔天气尺度、中尺度、对流或小尺度。二、天气尺度系统的运动方程中纬度天气尺度系统的特征尺度：V10m/s102m/sL106mH104m零级简化一级简化除保存方程中数量级最大的各项外，还保存小一个时级的各项。垂直运动方程的零级、一级以至再准确一些的简化方程均为：01pg 即pg 〔这就是气象学中的静力平衡方程〕z z第四节“P”坐标系中的根本方程组以气压Pxyp,tp”坐标系。等压面图是气压为肯定值的平面天气图。度量等压面距海平面的高度承受位势高度。重力位势：单位质量的物体从海平面上升到高度z抑制重力所作的功。zgdz等位势面处处与重力的方向相垂直，是水平面。0定义：1位势米=9.8J/kgH/9.8

zgdz/9.80“P〔等压面的坡度〕来表示G9.8Hp 1只知道气压梯度还不够，还必需知道该处的空气密度G P； h“P”坐标系中的根本方程组：duf 其中f2sindt x运动方程

dfudt y1p 连续方程

u

0x y p 个别变化〔非绝热加热〕状态方程 pRT R为摩尔气体常数热力学能量方程

dTt P

c dpp平流变化 对流变化第五节风场与气压场的关系有构造特征和移动、进展规律的天气系统。一、地转风〔重点指数：三星〕在大气中水平方向的气压梯度力和地转地转风形成示意图偏向力平衡时的空气水平运动，即满足地转平衡方程fu1p fv1p

的风。y xV g

1Pf h

1f p1地转平衡和地转风的意义：严格地说，地转平衡只有在中纬度自由大气的大尺度系统中，当气流呈水平直线运动且无摩擦时赤道上不存在地转风；在低纬度地区地转风与实际风差异较大，地转风原理不能应用。在北半球背风而立高压在右，低压在左，南半球则相反。二、梯度风水平气压梯度力G、地转偏向力A和惯性离心力C三力平衡时的空气水平运动，称为梯度风。在北半球示意图如下：反气旋性环流气旋性环流反气旋性环流气旋性环流sn在有梯度风时，等压线与流线重合，p/s0，故切向方程为：dV/dt0即无切向加速度。0

1pn

fVf

2V f ①VRTRT

较大，故惯性离心力较小，环流中心。Rf24 pRRf24 pRnTf 2R0·p/n0，气压梯度和梯度风风速可以任意地大。TRT

Vf最大

RTf。2大〔RT

越小，则气压梯度越小，梯度风风速也越小。所以越接近反气旋中心，气压梯度和梯度风风速越小。地转风与梯度风的比较1p V V地转风速率：V 代入①得：g1 fg fn V fRf TRT

0RT

0，地转风比梯度风小，最大梯度风为地转风的两倍。所以在应用地转近似关系时，10～15Vf大，地转近似关系已不适宜，而必需改用梯度风。三、流线和轨迹

/fR 较T段时间内空气质块运动的路经。移动系统的轨迹曲率半径：R R

1Ccos S T V R －流线曲率半径； C－系统移动速度；SR －轨迹曲率半径； －流线与系统移动方向的夹角。T低压移动过程中CV/2和C2V时空气水平运动轨迹示意图※※※此处有重点图示,加强理解低压在移动过程中的运动轨迹，说明地转风的近似比梯度风近似要好迹却不能。②V(11)V(KK)t R R T ST SR RT S

为水平风的方向角，V为气块运动速度。只有在局地风向不随时间转变的条件下才有K K。但实际大气中天气系统总T S是处于运动之中，故常常是K KT S的：得R RS

(1Ccos)V是流线〔等压线〕与系统移动方C是系统移动速度A、当系统不动时〔C0〕RS

R，流线与轨迹重合；TBRS

R〔D→C为系统移动，圆为0时刻的流线，0-1-2-3T箭头为此处气块的轨迹，D→C之间的夹角〕Ⅰ、CV时，R R(1cos

)R＞R；南半部，R＜R；2 S T 2

S T S TRSⅡ、C2VRS

R；TR(12cos。当2cos＞1时，流线曲率和轨迹曲率相反，T呈反气旋弯曲。结论：系统移动时，RS

RT

误差较大，系统移速越快，误差越大；直接计算R不便利，需知道系统的移速，且系统发生变形时，更不易计算。T所以在实际计算中用地转风近似比梯度风近似好。四、地转风随高度的变化——热成风p热成风速率：V Rln 0kTpT f p1与lnp0

/p有关。1的热成风。在实际工作中可以依据高空风随高度的变化来确定冷/暖平流的层次和估量冷/暖平流的大小。并可依据上下层热成风的分布来确定相对不稳定区的方位和进展大气稳定度变化趋势的推断。※※※※此处有重点理解图示之前／高压之后。当大气中密度的分布仅仅随气压而变时(PpRT，当大气是正压时，等压面也就是等温度面，因而也就没有热成风。当大气密度分布不仅随气压而且还随温度而变时(P,T〔或等温面发生、进展有重大意义。性。假设有条件使大气的状态始终维持正压性，这种状态称为自动正压状态。※※※※※五、地转偏差———本章最重要内容DVVg，由水平加速度造成，即由水平气压梯度力与地转偏向力的不平衡引起的弯曲；垂直运动及风矢在垂直方向的切变。对于水平动能的制造和转换有重要作用地转偏差是造成垂直运动的重要缘由。摩擦层中的地转偏差动。为地转风风速的35～45％1地转偏差指向摩擦力方向的右侧且与其垂直DVV g f

kF。空气水平辐散，并引起下沉运动。自由大气中地转偏差D与加速度的方向垂直，并指向加速度的左方。1 dV 1

V

VDVV kg f

kf t

Vs

p①D1压梯度的大小成正比，其方向与等变压线垂直并指向低值区。由于在有限范围内可视f决5m/s压风辐合所引起的降水可达4mm/h。②平流加速度所对应的地转偏差D2n表示沿流线方向的平流等高线辐散时地转偏差指向高压一侧。切向／纵向地转偏差D 表示2s曲线运