大连海事大学气象学教案：大气运动

§1.空气的水平运动（Horizontalmotionofair）§2.大气的垂直运动（Verticalmotionofair）§3.大气稳定度（Atmosphericstability）§4.大气环流（GeneralCirculation）§5.季风（Monsoons）§6.局地环流（Localcirculation）§7.地方性风（Localwind）第三章大气的运动作用在空气微团上的力1.重力(gravity)；大小为g≈9.8m/s2，方向向下，指向地心。2.水平气压梯度力(pressuregradientforce):由于作用在单位质量空气上的压力在水平方向上分布不均匀，引起气压梯度力。大小为：；方向：垂直等压线从高压指向低压。(1)Gn与ρ成反比，Gn与气压梯度成正比。(2)ρ一定时，大，等压线密集，Gn大。(3)一定时，ρ大，空气浓密，Gn小。(4)若=0,两地没有气压差

Gn=0无风。Gn是使空气产生水平运动的原动力。作用在空气微团上的力3.水平地转偏向力(deflectionforceofearthrotation)

由于地球自转,作用在运动物体上产生使运动物体发生偏转的力，称地转偏向力，又称可科利奥里力(Coriolisforce)或科氏力。大小为：A=2ωVsinφω=7.292×10-5/sω:地转角速度V:风速φ:纬度方向：北半球，恒垂直于物体运动方向的右侧90度，南半球相反.讨论：(1)A是物体相对于地球运动才产生的，静止物体不受其作用。(2)地转偏向力是虚拟力，只改变物体的运动方向，不改变速度。(3)在北半球A恒垂直于物体运动的右方，南半球相反。(4)A

与sinφ成正比，两极最大，赤道上为零。作用在空气微团上的力4.惯性离心力

指物体在作曲线运动时产生的一种虚拟力。大小：与向心力相等方向：与向心力相反。表示：

r为曲率半径5.摩擦力运动物体受下垫面摩擦作用所产生的力。表示式：R=-kV方向与运动物体相反。

综上所述，根据牛顿第二定律，

（地转风风速公式）（1）Vg与水平气压梯度成正比，即等压线密集，Vg大。（2）Vg与空气密度成反比，气压梯度一定时，高空的Vg大于低空的Vg。（3）Vg与纬度的正弦成反比，低纬Vg大于高纬Vg。（4）赤道及其附近不遵守地转风原则。地转风

当水平气压梯度力和水平地转偏向力达到平衡时，空气沿等压线（等压面）作无磨擦的直线运动，称地转风。即：

风压定律(Buysballot’slaw)在北半球自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在右，低压在左。在南半球自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在左，低压在右。它明确地揭示了气压场与风场之间的关系。地转风速计算方法

在地面图上，取一个纬距Δn≈111Km=60nmile，ρ=1293g/m3，ω=7.29×10-5s-1；若取ΔP=1hPa

则：（m/s）当ΔP≠1hPa时，（m/s）等压面上的地转风

令

坐标转换静力方程：于是：定义为位势高度和位势高度差则：

梯度风

在自由大气中，空气的水平圆周运动称为梯度风（GradientWind）。梯度风可以看成是水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力三者平衡时的水平运动。定义:在自由大气中，当水平气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力达到平衡时，空气沿等压线作水平、无摩擦、等速作曲线运动。即:

低压（气旋）中的梯度风在北半球在低压区（气旋）中风绕中心逆时针方向吹，气压梯度力沿半径指向中心，地转偏向力和惯性离心力都沿半径指向外缘。三力平衡时

即

或低压（气旋）中的梯度风

则式中表示低压中的梯度风速，解这个以为未知数的一元二次方程，得：根号前应取正号才有意义。高压（反气旋）中的梯度风根号前应取负号才有意义。气压梯度和梯度风的大小受反气旋曲率限制。曲率愈大（r愈小），气压梯度愈小，梯度风也小。反之相反。气旋和反气旋的梯度风公式：

即高压中此为高压梯度风速的极限值梯度风的讨论1.在气旋中:G=A+C，只要气压梯度和梯度风按一定比例增大，三力的平衡总可建立。因此，气旋中气压梯度和风速可以任意大。2.在反气旋中:A=G+C，当气压梯度和梯度风按一定比例增大时，C比A增大的快，三力不能保持平衡。只有使气压梯度和梯度风减小，才能三力保持平衡。3.最大水平气压梯度的分布，高压边缘较大，越近中心越小。曲率小处等压线密集，曲率大处等压线稀疏。4.在中高纬度高压风速大，低纬风速小。梯度风与地转风比较地转风：低压中的梯度风：高压中的梯度风：因此，在水平气压梯度和曲率半径相同时，Va＞Vg＞Vc。实际上低压中的风比高压大，原因是低压中大，不受限制。摩擦层中的风在地面天气图上，由于地面作用，实际风不沿等压线吹，而与等压线存在一个交角，并偏向低压。此时的平衡为:地面实际风比地转风小，方向偏低压一侧。摩擦层中的风压定律在北半球摩擦层中，风斜穿等压线吹，背风而立，高压在右后方，低压在左前方。在南半球高压在左后方，低压在右前方。北半球，高压中风穿等压线沿顺时针方向向外辐散，低压中风穿等压线沿逆时针方向向中心辐合。(右图）地面高压气流地面低压气流实际风向的确定和风随高的变化地面实际风与等压线的夹角取决于下垫面的粗糙度、大气稳定和纬度。通常在中纬度陆地上夹角为35-45，海面上为10-20。在陆地实际风速约为相应地转风速的1/3-1/2，在海上约为地转风速的3/5-2/3。在气压梯度不随高度变化的前提下，风随高度的变化主要取决于摩擦力随高度的变化。在北半球，风速随高度增大，风向逐渐右偏；在南半球，风速随高度增大，风向逐渐左偏。地形动力作用绕流岬角效应

大气的垂直运动1.对流:指热力作用下的暖空气上升冷空气下沉。由垂直方向的运动方程，状态方程和静力关系可以证明，当气块温度T’与周围环境温度T不同时，就发生垂直运动，即:

T‘<T下沉运动

T’=T无对流

T'>T上升运动特点：水平范围小（几公里到几十公里），持续时间短（几十分钟到几小时），垂直速度大（1-30m/s）。通常造成雷雨大风，冰雹和阵性降水等不稳定天气。大气的垂直运动2.水平辐合辐散引起的垂直运动：低层辐散引起下沉运动，低层辐合引起上升运动。特点：水平范围大，垂直运动小。3．锋面上的垂直运动：指暖空气沿锋面坡度爬升产生上升运动。4．地形引起的垂直运动：当气流遇到高大地形或山脉时，在迎风坡产生上升运动，在背风坡产生下沉运动。垂直运动中气温的绝热变化1.热力学第一定律：气体作功或传递热量都能改变系统的内能。空气块在垂直运动过程中可以看作是绝热过程，即dQ≈02.干绝热过程:干空气或未饱和湿空气作垂直升降运动时与周围环境不发生热量交换的变化过程，称干绝热过程。3.干绝热直减率:在干绝热直过程中,气块温度随高度的变化率称干绝热直减率。即：

因此,在干绝热上升过程中,气块每升高100米温度下降1度,每下降100米温度升高1度。即垂直运动中气温的绝热变化4.湿绝热直减率:

在湿绝热直过程中,气块温度随高度的变化率称湿绝热直减率。即：可以证明，γm＜γd，因为在湿绝热过程中，水汽凝结释放潜热使冷却作用变的缓慢。γm不是常数，而是随气压和温度变化,其中主要随气温的降低而增大。通常取γm≈0.6℃/100m5.干绝热线：在干绝热过程中气体状态的变化曲线。湿绝热线：在湿绝热过程中气体状态的变化曲线。6.焚风：是一种干热风，是干湿绝热过程中，在迎风坡和背风坡作用的结果。0m1000m3000m大气稳定度的概念

如图小球处于三个不同位置，分别是稳定平衡，不稳定平衡和随遇平衡。大气稳定度:

处于静力平衡状态的大气层中，一些空气块受到动力因子和热力因子的扰动，产生向上或向下的垂直运动。这种偏离其平衡位置的运动能否继续发展成为对流运动，是由大气层结，即温度和湿度的垂直分布所决定的。大气层结具有的这种影响对流运动的特性称为大气稳定度，又称大气静力稳定度或大气层结稳定度。稳定度判别的气块法通常采用“气块法”判断静力稳定度。当一气块受外力作用在垂直方向上产生扰动后，周围大气有使它返回起始位置的趋势时，这种大气层结是稳定的；反之，大气有使它继续远离起始位置的趋势时，这种大气层结是不稳定的；若气块随时与周围大气取得平衡时，这种大气层结是中性的。影响稳定度变化的因子：辐射和温度平流大气稳定度判据干绝热过程：

γ＜γd

层结稳定

γ=γd

中性

γ＞γd

层结不稳定湿绝热过程：

γ＜γm

层结稳定

γ=γm中性

γ＞

γm

层结不稳定干湿混合绝热过程

γ＞γd

绝对不稳定

γm＜γ＜γd条件不稳定

γ＜γm

绝对稳定大气中的逆温1．逆温定义：在对流层中，某一时刻某气层温度随高度上升或不变的状态称逆温。逆温所在的气层称逆温层。2．逆温对天气的影响：逆温存在好象一个盖子，能有效地抑制对流的发展，阻挡水汽和尘埃等向上输送。低层逆温，易发生雾或低云天气。3．逆温的种类：（1）辐射逆温：夜间辐射冷却形成的逆温。条件是陆地，晴朗和微风等；（2）平流逆温：暖空气流到冷的下垫面（陆面或水面）上形成的逆温。无日变化；（3）下沉逆温：高空空气绝热下沉增温而形成的逆温。多出现在高压区，范围广，厚度大；（4）乱流逆温：低层空气的乱流混合作用形成的逆温。多发生在摩擦层中部。（5）锋面逆温：冷暖气团交界的过渡层内形成的逆温。大气环流（GeneralCirculation）大气环流：一般是指具有全球性、大范围空的气运行现象，它的水平尺度在数千公里，垂直尺度在十公里以上，时间尺度大于24小时。大气环流反映了大气运动的基本状态和基本特征，是各种不同尺度天气系统活动的基础和背景。同时也是气候形成和演变的重要背景条件。通常认为影响大气环流的主要因子有：太阳辐射、地球自转、海陆分布不均匀等因素等影响。通过本章的学习，了解大气环流的基本状态和气压场、风场分布的基本特征。太阳辐射——单圈环流假设：地球是静止的，下垫面性质均一。只考虑太阳辐射随纬度的不均匀性，赤道低纬由于受热垂直上升，极地高纬冷却下沉，高层空气由赤道流向极地，低层空气由极地流向赤道，从而产生了一个简单的一圈环流，称单圈环流。地球自转——三圈环流假设：下垫面性质均一。在太阳辐射随纬度不均匀和地球自转（地转偏向力）二个因子的作用下，从赤道到极地形成三圈环流，即赤道环流（哈德莱环流）、极地环流和中间环流（费雷尔环流）。三圈环流和行星风带气压带和风带的分布气压带：赤道低压带，副热带高压带，副极地低压带和极地高压。南北半球对称。风带：赤道无风带，信风带，副热带无风带，西风带和极地东风带。南北半球对称。风带一.

赤道无风带（Doldrums）平均位于南北纬10º范围内，特征：对流旺盛、平流微弱、云量多、温高、湿大、多雷雨、风微弱不定向，位置随季节南北移动。风带二．信风带（TradesWindZone）位于副热带高压带与赤道低压带之间，平均位置在南北纬10--28º附近。北半球吹东北信风，南半球吹东南信风。特征：风向常年稳定少变，风力一般3—4级，天气晴朗，大洋西部降水较多，位置随季节南北移动。三.副热带无风带（HorseLatitudes）位于信风带和西风带之间，平均位于南北纬30º附近。特征：内部多下沉气流，天气晴朗、少云、微风、陆上干燥、海上潮湿，位置随季节南北移动。风带四．盛行西风带（Westerlies）位于副热带高压带与副极地低压带之间，在南北纬30--60º之间。大气主要自西向东运动，北半球主要为SW风，南半球为NW风。特征：此区域气旋活动频繁，天气十分复杂，常有大风和雷雨，风速较大，南半球在此范围内，除南美尖端外几乎没有陆地，常年盛行强劲的西风，7级以上的大风频率每月可达10天以上，故有“咆哮西风带”之称。位置随季节南北移动。五．极地东风带（PolarEasterlies）

位于南北纬60--90º之间，北半球吹NE风，南半球吹SE风。

实际海平面平均气压场的基本特征冬季：北半球受四个大范围的气压系统（又称大气活动中心）控制，它们是阿留申低压，冰岛低压，蒙古高压和北美高压。蒙古高压前部的偏北气流就是亚洲稳定的冬季季风。南半球在南太平洋，南大西洋和南印度洋分别是三个高压中心，在南非，澳大利亚和南美大陆上是热低压组成的低压带。夏季：北半球的大气活动中心有印度低压，北美低压，太平洋副高和大西洋副高，同时冰岛低压和阿留申低压明显减弱，范围大大缩小。南半球大陆上的高压加强伸展，在副热带纬度上，高压带环绕全球。春秋两季属于过渡季节，北半球春季，原有的四个大气活动中心减弱，副热带高压开始增强。冬季（1月）平均水平气压场夏季（7月）平均水平气压场大气活动中心永久性大气活动中心：指常年存在的大范围气压区。如赤道低压带、海上副热带高压、南极高压、冰岛低压、阿留申低压和南半球副极地低压带。半永久性大气活动中心：指大范围的气压区随季节改变。如蒙古高压、北美高压、印度低压、北美低压、澳大利亚高压、南美高压、非洲高压、澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。影响我国天气和气候的大气活动中心主要有：西伯利亚高压、阿留申低压、西太平洋副高、印度低压。大气活动中心的季节变化必然引起大气环流的季节变化，而大气活动中心的短期变化对大范围的天气造成重大影响，它们是制作天气预报的背景条件。季风（Monsoons）季风定义：大范围风向随季节而有规律改变的盛行风。要求盛行风的方向改变120°，盛行风频率占40％。季风的成因（FormationofMonsoons）：（1）海陆季风：由海陆之间热力异差引起的风系，随季节有极明显的变化，称海陆季风。（2）行星季风：由于行星风带随季节移动而引起的风系变化，典型代表是南亚季风。（3）青藏高原的地形作用：青藏高原在夏季的热源作用和冬季的冷源作用对维持和加强南亚季风起了重要的作用。季风的分布季风主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲四个区域。东亚季风成因:

主要是由于海陆间的热力差异引起的。范围：我国大部分地区，朝鲜半岛和日本附近洋面。冬季风特征：蒙古高压盘踞亚洲大陆，寒潮和冷空气不断爆发南下，高压前缘的偏北风成为东亚的冬季风。我国大部、朝鲜半岛和日本附近洋面吹西北风，东海南部、南海、台湾海峡吹东北风，风力均在5-6级，最大8-9级。夏季风特征：陆地是印度低压（亚洲低压），海上是西太平洋副热带高压。我国东部沿海、朝鲜、日本吹东南风；南海、台湾海峡、菲律宾附近洋面吹西南风。风力一般3-4级。季风的天气气候特征：夏季风：高温、潮湿、多阴雨，来临慢；冬季风：来临快、强度大、大风、干冷等。冬季风大于夏季风。南亚季风成因：主要是南半球东南信风带北移引起的，也有海陆间的热力差异和大地形（青藏高原）的作用。