第7章 空氣水平運動課件

1、第七章第七章 空氣水平運動空氣水平運動本章主要本章主要內內容容大氣是處于不停的運動狀態(tài)中的，大氣運動可分為水平運動和鉛直（垂直）運動兩部分?？湛諝鈿馑剿竭\動運動就是通常所就是通常所說說的的風風。風對風對于地球上于地球上熱熱量和水量和水份份的的輸輸送起著很重送起著很重要作用要作用，直接影響著各地區(qū)天氣的變化和氣候特征。（2 2）大氣運動方程）大氣運動方程（1 1）作用于空氣的力）作用于空氣的力1 1 大大氣運動氣運動方程方程（1 1）作用于空作用于空氣氣的力的力103010201010（hPa）ACB 氣壓梯度力氣壓梯度力：單位質量空氣在氣壓場中由于氣壓分布：單位質量空氣在氣壓場中由于氣壓分

2、布不均勻而受到的力。不均勻而受到的力。 氣壓梯度力是引起空氣運動的主要力，空氣水平運動氣壓梯度力是引起空氣運動的主要力，空氣水平運動主要是在水平氣壓梯度力的作用下產生的。主要是在水平氣壓梯度力的作用下產生的。等壓線越密，等壓線越密，氣壓梯度越氣壓梯度越大，水平氣大，水平氣壓梯度力就壓梯度力就越大。越大。kzpGjypixpGGGzyxn1)(1 水平氣壓梯度力大小大小取決于水平氣壓梯度和空氣密度；方向方向垂直于等壓線由高壓指向低壓。G Gn n作用于空作用于空氣氣的力的力（百帕）北半球氣壓梯度力地轉偏向力A1008100810101010100610061004100410021002sin2

3、VA 地轉偏向力 定義定義：因地球繞自身軸轉動而產生的慣性力稱為水平地轉偏向力或科里奧利力。 地轉偏向力A大大小小與空氣相對地面運動速度（V）、地球自轉角速度、地理緯度有關。 方向方向：在北半球，與空氣運動方向相垂直，并指向它的右方。作用于空作用于空氣氣的力的力 定義：定義：慣性離心力是物體在作曲線運動時所產生的，由運動軌跡的曲率中心沿曲率半徑向外作用在物體上的力。 慣性離心力同運動的方向垂直，自曲率中心指向外緣（方向方向）， 大小大?。和矬w轉動的角速度的平方和曲率半徑r的乘積成正比。rrVrC222慣性離心力慣性離心力作用于空作用于空氣氣的力（水平）的力（水平）地轉偏向力（百帕）10001

4、0051010（北半球）風向地面摩擦力水平氣壓梯度力VkN 以近地面層（地面至30-50米）最為顯著； 高度愈高，作用愈弱，到到1-2km1-2km以以上，摩擦力影上，摩擦力影響響忽忽略不略不計計。摩擦力摩擦力 兩個相互接觸物體相對運動時，接觸面之間產生阻礙物體運動的力。方向方向與空氣運動方向相反，大小大小與空氣運動的速度和摩擦系數(shù)成正比。作用于空作用于空氣氣的力（水平）的力（水平）重力重力 作用于單單位位質質量量空氣上的重力是地心引力和運動坐標系中空氣所受慣性離心力的向量和。即重力含有慣性離心力。 大?。篻 方向：豎直向下。在水平方向水平方向影響空氣運動4個力：氣壓梯度力是空氣產生運動的直接

5、動力，是最基本的力；（動力）地轉偏向力對高緯度地區(qū)或大尺度的空氣運動影響較大；慣性離心力是在空氣作曲線運動時起作用，而在空氣直線運動時忽略不計；摩擦力摩擦力在摩擦層中起作用；對自由大氣中的空氣運動不予考慮。小結6.1.26.1.2大大氣運動氣運動方程方程 sin2fsin自由大氣中（N=0）水平運動xyz0 大氣運動方程是描述作用于空氣微團的力與其所產生的加速度之間關系的方程。自由大氣中風隨高度的變化及熱成風自由大氣中風隨高度的變化及熱成風地轉風地轉風梯度風梯度風地轉風隨高度變化的基本類型地轉風隨高度變化的基本類型地轉偏差地轉偏差 空氣水平運動的形式是多種多樣的，根據(jù)大氣中不同高度各種力的作用

6、情況，我們把大氣分為摩擦層和自由大氣； 在自由大氣中，主要考慮氣壓梯度力和地轉偏向力相平衡，-地轉風；如果空氣質點作曲線運動還要考慮慣性離心力，三力平衡相時-梯度風； 在流動的空氣中，空間各點的運動率不隨時間變化的運動里，作用于作用于運動質運動質點上點上諸諸力之力之合力等于合力等于0 0。這種穩(wěn)這種穩(wěn)定的定的運動稱為運動稱為平衡平衡運動運動。（1 1） 地地轉風轉風 概念概念：在自由大氣中，平直等壓線情況下，水平氣壓梯度力與水平地轉偏向力達到平衡時空氣的等速、直線水平運動稱為地轉運動，這時的風稱為地轉風。100810081010101010061006100410041002100210001

7、000（百帕）北半球地轉偏向力氣壓梯度力風向Vg 在高空平直等壓線氣壓場中，暫時靜止的空氣，受水平氣壓梯度力的作用，由高壓指向低壓，空氣開始運動， 當空氣開始運動，地轉偏向力立即產生，并迫使它向右偏離（北半球），空氣在水平氣壓梯度力的作用下，它的速率越來越大，水平地轉偏向力也越來越大，使它向右偏離的程度也越來越大， 當水平地轉偏向力增大到與水平氣壓梯度力大小相等、方向相反時，空氣將沿著平直等壓線作等速的水平直線運動，就形成地轉風Vg。地轉風形成過程地轉風形成過程P-1P-1P0P0V1V2An1An2AnVg低壓高壓方向（白方向（白貝羅風壓貝羅風壓定律）定律）在北半球，背地轉風而立，高壓在右，

8、低壓在左。nGFnGFnGF地地轉風轉風方向方向方向高壓低壓低壓高壓p1p1p0p0VgVgp1p04、大小大小：由定義水平方向nGFnA討論：對一定地區(qū)而言， 、 為常量。1）Vg與 成正比=等壓線密，Vg大，反之成立。2）g與成反比=高空的地轉風比低空大。np地轉風大小地轉風大小xpfvypfufuypyfvxpxgggg1110:10:0pVypvxpuhggg（2 2） 梯度風梯度風 概念概念：梯度風就是在自由大氣中，不計摩擦力的影響，水平氣壓梯度力、水平地轉偏向力及慣性離心力三個力達到平衡時空氣的等速、水平、圓周運動。反氣旋（高壓）中梯度風是=風順時針旋轉G GnACvacnGFD

9、DnGFCAn氣旋（低壓）中梯度風是=逆時針旋轉梯度梯度風風 閉合的氣壓場和旋轉式的流場，可能出現(xiàn)四種組合，即，反氣旋式高壓，氣旋式高壓（），氣旋式低壓和反氣旋式低壓。梯度梯度風風反反氣氣旋式高旋式高壓壓 上式取正正號號所得到的風速，遠大于實際大氣中可能出現(xiàn)的風速，因此是不合理的解不合理的解。 另外，要使上式根號內為非零正值必須有：224f rrpr24prfrrprrffrVC422224prfr 可見反氣旋的曲率半徑r大小受氣壓梯度力和地轉參數(shù)的制約，不能太小不能太小。 在高壓中心，r 很小， 也必須很小，說明高高壓壓中心附近中心附近氣壓氣壓梯度和梯度和風風速必定都很小速必定都很小。 實際

10、大氣中常見反氣旋式高壓如冷高冷高壓壓、副、副熱帶熱帶高高壓壓、西風帶中的阻塞高阻塞高壓壓。pr梯度風梯度風反反氣氣旋式高旋式高壓壓梯度梯度風風氣氣旋式高旋式高壓壓 在氣旋式高壓環(huán)流中，科氏力、氣壓梯度力和離心力都是向外的，不可能維持力的平衡關系，因此這類環(huán)流在實際大氣中不可能存在。GAC梯度梯度風風氣氣旋式低旋式低壓壓 在低壓中，氣壓梯度力指向中心，地轉偏向力和慣性離心力自中心指向外。三力達到平衡：2224CfrfrrpVr GCA5.2.25.2.2梯度梯度風風反反氣氣旋式低旋式低壓壓反氣旋式低壓中力的平衡關系為：21VpfVrr 為了達到力的平衡，離心力必須足夠大，這就要求V很大并且（或者

11、）r很小。 但在大、中尺度的閉合系統(tǒng)中，不可能出現(xiàn)如上式表示的那種平衡關系。 這類反反氣氣旋式低旋式低壓壓只有在可忽略科氏力只有在可忽略科氏力（地（地轉轉偏向力）的小尺度中才能出偏向力）的小尺度中才能出現(xiàn)現(xiàn)。如龍卷風。梯度梯度風風（?。ㄐ〗Y結） 梯度風的大小與水平氣壓梯度、地理緯度、空氣密度及空氣運動的曲率半水平氣壓梯度、地理緯度、空氣密度及空氣運動的曲率半徑徑有關。 梯度風是水平等速曲線運動水平等速曲線運動，風向與等壓線平行。在北半球，低壓中的風是沿等壓線逆時針方向吹的（氣旋）；在高壓中的風是沿等壓線順時針方向吹的（反氣旋）。南半球相反。 當r趨于無窮時，梯度風變成地轉風，所以地轉風是梯度風

12、的一種特殊情形。 在同一緯度的地區(qū)，氣旋式低壓中的梯度風比相同氣壓梯度下的地轉風在同一緯度的地區(qū)，氣旋式低壓中的梯度風比相同氣壓梯度下的地轉風?。环礆庑礁邏褐械奶荻蕊L比相同氣壓梯度下的地轉風大。??；反氣旋式高壓中的梯度風比相同氣壓梯度下的地轉風大。（3 3）自由大氣中風隨高度的變化自由大氣中風隨高度的變化- -熱成風熱成風 大量高空探大量高空探測資測資料表明，不同高度上料表明，不同高度上風風向、向、風風速是不速是不一致的，一致的，風隨風隨高度有明高度有明顯變顯變化?；?定定義義：地：地轉風轉風 在垂直方向上的速度矢量差在垂直方向上的速度矢量差稱為稱為熱熱成成風風 。 自由大氣中風（地轉風）

13、是指某一高度上空氣的水平運動，其值取決于該高度上的水平氣壓梯度和空氣密度。然而由于有了水平溫度梯度，引起氣壓梯度隨高度發(fā)生變化，使得風也相應地隨高度發(fā)生變化。 地轉風隨高度發(fā)生變化，只能發(fā)生在密度分布依賴于氣壓和溫度的斜壓大氣中。gVTV定義：上下層地轉風的向量差。由以上定義，知 ，下上ggTVVV下gVTVV上gV上gV下gV可知TVTV下gVTggVVV下上推知反知：熱成風熱成風xTTfzgvyTTfzguTT大小大小 假若等壓面在低層是水平的（氣壓梯度為零），而由于氣柱中平均溫度在水平方向上有差別，到高層以后，等壓面傾斜，暖區(qū)一側等壓面抬起，冷區(qū)一側等壓面下降，結果使高空水平面上的氣壓值

14、不相等，出現(xiàn)了由暖區(qū)指向冷區(qū)的氣壓梯度力，從而產生了平行于等溫線的風，而且氣層中平均氣層中平均溫度梯度愈大，高層出現(xiàn)的風也愈大溫度梯度愈大，高層出現(xiàn)的風也愈大， 這種由于水平溫度梯度的存在而產生的地轉風在垂直方向上速度矢量差，就稱為熱成風。P126 熱熱成成風風的形成的形成過過程程 熱成風與溫度場的關系（類似于地轉風與氣壓梯度）：熱成風平行等溫線吹，北半球、背熱成風而立，高溫在右，熱成風平行等溫線吹，北半球、背熱成風而立，高溫在右，低溫在左。低溫在左。T1T1（低溫）T2T2（高溫）補充兩個基本概念：冷平流：對本站而言，如果有冷空氣流來，叫冷平流。暖平流：對本站而言，如果有暖空氣流來，叫暖平流

15、。TV熱熱成成風風方向方向熱成風（小結） 自由大氣中，上層地轉風等于下層地轉風與氣層之間熱成風的矢量和； 熱熱成成風風方向方向，在北半球背熱成風而立，高溫在右，地溫在左； 熱熱成成風風大小大小，它正比于空氣層的厚度和該層平均溫度水平梯度；而反比于地理緯度的正弦和氣層的平均絕對溫度。（4 4）地轉風隨高度變化的基本類型）地轉風隨高度變化的基本類型 上層地轉風為下層地轉風與氣層之間熱成風之和，下層地轉風是由下層水平氣壓梯度決定，下層地轉風是由下層水平氣壓梯度決定，熱成風的大小是由氣層的平均水平溫度梯度決熱成風的大小是由氣層的平均水平溫度梯度決定定。 不同溫度場與氣壓場的配置形成風隨高度的變化情況，

16、根據(jù)多年的經驗，歸納以下兩類兩類：等溫線與等壓線平行等溫線與等壓線平行；等溫線與等壓線相交等溫線與等壓線相交。高壓區(qū)與高溫區(qū)相對應p2p2p1p1T2T2T1T1結論：隨Z增加，風向不變，風速逐漸增大。TV下gv 、等溫線與等壓線平行p2p2p1p1T1T1T2T2結論：起初隨Z增加，風向不變，風速逐漸減小，到某一高度處為零后；再往上，風向相反，風速逐漸增大。 TV下gv 、等溫線與等壓線平行高壓區(qū)與低溫區(qū)相對應冷平流冷平流結論：風速隨高度增加而增加；方向隨高度向左轉（逆轉），愈到高層，風向與熱成風風向愈接近，有冷平流。p2p1p2p1T2T2T1T1TV下gv上gv、等溫線與等壓線相交氣壓場

17、 ，溫度場結論：風速隨高度增加而增加，風向隨高度向右轉（順轉），愈到高層，風向與熱成風風向愈接近，有暖平流。、等溫線與等壓線相交下決定gVTV決定上gv下gvp2p2p1p1T1T1T2T2TV暖平流暖平流 由上述可知，在自由大氣層中，隨Z增加，風總是愈來愈趨向于熱成風。 此結論與實際情況是符合的。例如，在北半球，對流層中，由于太陽輻射影響，南面是暖區(qū)，北面是冷區(qū)，溫度分布大致是南暖北冷，并且在緯度30附近溫度梯度最大，因而在對流層頂上部總是以西風為主（熱成風是西風），并在緯度30附近上空出現(xiàn)最大的西風風速區(qū)，稱為西西風風急急流流。 利用熱成風原理，判斷具有自西向東運動低壓和高壓系統(tǒng)，其上層槽

18、脊結構。 在高壓的東部A風矢隨高度逆轉，且有冷平流； 在低壓的西部B風矢隨高度順轉，且有暖平流； 在低壓的北部D起初風速隨高度減小，風向不變，到某一高度風速為0，然后風速又隨高度增加風向與低層相反。形成上層不閉合槽脊形式；上空氣壓最低區(qū)域向冷中心方向傾斜。（5 5） 地轉偏差地轉偏差dufvdtdvfudt 所謂地轉偏差就是實際風與地轉風的向量差，又稱偏差風。gVVV gggVu iv jVu iv j 1()1()ggdupf vvdtxdvpf uudty 地轉風公式在同一地理緯度的地區(qū)地轉偏差的大小與空氣的加速度成正比。但這一關系不能適用于赤道地區(qū)，因在赤道地區(qū)不存在地轉風，故地轉偏差的

19、概念也就失去意義了。duufvudtdvvfuvdt 0dVVdt 方向方向：在北半球地轉偏差與空氣運動的加速度相垂直，并在它的左方。當?shù)剞D平衡遭到破壞時就會產生地轉偏差。在原來已達到地轉平衡的條件下只要水平氣壓梯度力、地理緯度和空氣密度三者中間有一個發(fā)生變化，地轉平衡就會遭到破壞。地地轉轉偏差偏差地地轉轉偏差偏差地轉偏差的類型：1nG1nAg1V2nG2nAg1V2Vab1PP1nG1nAg1V2nG2nAg1V2Vab1PP次地轉風超地轉風 、等壓線有輻合、輻散時會產生地轉偏差 、等壓線呈南北走向，且等壓線之間等距時，會產生地轉偏差。地地轉轉偏差偏差abnGnGgVgV1nA2nAVP1P

20、超地轉風次地轉風 、氣壓變化不一致時，會產生地轉偏差。5.2.45.2.4地地轉轉偏差偏差當各地氣壓變化不一致時，即有變壓梯度出現(xiàn)時，水平氣壓梯度立即發(fā)生變化。高壓的一側加壓，低壓的一側減壓，則氣壓梯度加大，平衡被破壞，空氣運動偏向低壓一空氣運動偏向低壓一側，會產生次地轉風側，會產生次地轉風；如果變壓的情況與前面相反，高壓一側減壓，低壓一側加壓，則空氣運動偏向高壓一側，空氣運動偏向高壓一側，出現(xiàn)超地轉風出現(xiàn)超地轉風。摩擦力對空氣水平運動的影響摩擦力對空氣水平運動的影響邊界層中風隨高度的變化邊界層中風隨高度的變化風的日變化和風的陣性風的日變化和風的陣性空氣的垂直運動空氣的垂直運動01040203

21、（1 1）摩擦力對空氣水平運動的影響摩擦力對空氣水平運動的影響GNAV高低P0P1風向偏離等壓線的角度和風速減小的程度，則取決于摩擦力的大小。摩擦力愈大，交角愈大，風速減小得愈多。據(jù)統(tǒng)計，中緯度地區(qū)，陸地上的地面風速（10-12m高度上風速）約為該氣壓場所對應的地轉風速的35-45%，在海洋上約為60-70%。風向與等壓線的交角，在陸地上約為25-35，在海洋上約為10-20 在行星邊界層（摩擦摩擦層層）中，等等壓壓線為線為平直平直直直線線時。 在彎彎曲等曲等壓線壓線中。1）高壓中； 2）低壓中風向低壓偏轉，空氣逆時針方向向低壓中心輻合運動。風向低壓偏轉，空氣逆時針方向向低壓中心輻合運動。D低

22、CARVG高GNRVGA（1 1）摩擦力摩擦力對對空空氣氣水平水平運動運動的影的影響響 風向：摩擦風斜穿等壓線吹。在北半球，背摩擦風而立，高壓在右后，低壓在左前。CN風向向低壓偏轉，空氣順時針由高壓中心向邊緣輻散運動。風向向低壓偏轉，空氣順時針由高壓中心向邊緣輻散運動。1、風速隨Z 逐漸增大。2、風向隨Z 逐漸右偏轉。遵循?？寺莅？寺菥€線（風速矢端跡圖）（2 2）邊邊界界層層中中風隨風隨高度的高度的變變化化規(guī)規(guī)律律G GV V2 2V V1 1V V3 3V V2 2V V4 4V V3 3V V4 4H H4 4H H3 3H H2 2H H1 1 假若各高度上的氣壓梯度力都相同。 到摩

23、擦到摩擦層頂層頂部部風風速接近于速接近于地地轉風轉風，風向與等壓線平行（3 3）風風的日的日變變化和化和風風的的陣陣性性1夜間晝間(a)各高度上風的是日變化風速高度 下層風速小于上層風速； 下層風速白天增大，午后增至最大，夜間風速減小，清晨減至最小；上層相反Z1上下層分界線；夏季可達300m，冬季低至20m;平均為50-100m風的日變化風風的日的日變變化和化和風風的的陣陣性性風風的日的日變變化化(b)上下層風的日變化1、夜間的上層風2、白天的上層風3、白天的下層風4、夜間的下層風12341234風風的日的日變變化和化和風風的的陣陣性性ABDC 風的陣性指風向變動不定、風速忽大忽小的現(xiàn)象。它由

24、大氣中湍流運動引起。 當大氣中出現(xiàn)強烈擾動時，空氣上下層間動量交換頻繁，這時與空氣一起移動的大小渦旋可使局部氣流加強、減弱或改變方向。 A處兩者同向，風速增大； C處兩者垂直，風向發(fā)生偏轉。注注：實箭頭表示大范圍氣流方向；虛箭頭表示水平渦旋中氣流方向。（4 4）空）空氣氣的垂直的垂直運動運動 大氣運動經常滿足靜力學方程，基本上是準水平的，因而空氣的垂直運動速度很小。 然而垂直垂直運動運動卻卻與與大大氣氣中云雨的形成中云雨的形成和和發(fā)發(fā)展及天展及天氣變氣變化有著密切化有著密切關關系。系。 垂直運動可主要分為：對流運動、系統(tǒng)性垂直運動。對流運動對流運動 對流運動是由于某團空氣溫度與周圍空氣溫度不等

25、而引起的對流運動是由于某團空氣溫度與周圍空氣溫度不等而引起的。 當某空氣團的穩(wěn)定高于四周空氣溫度時，氣團獲得向上浮力產生上升運動，升至上層向外流散，而低層四周空氣便隨之輻合以補充上升氣流，這樣便形成空氣的對流運動。 對流運動的高度、強度同上升氣團的氣層穩(wěn)定度有關。這種熱力對流水平尺度多在熱力對流水平尺度多在0.1-50km0.1-50km，是溫暖的低、中緯度地區(qū)經常發(fā)生的空氣運動現(xiàn)象，是溫暖的低、中緯度地區(qū)經常發(fā)生的空氣運動現(xiàn)象。系統(tǒng)性垂直運動系統(tǒng)性垂直運動系統(tǒng)性垂直運動是指由于水平氣流輻合、輻散、暖氣流沿鋒面滑升以及氣流受到山脈的機械、阻滯等動力作用所引起的大范圍、較規(guī)則的上升或下降運動。在

26、系統(tǒng)性垂直運動中，上升區(qū)或下降區(qū)范圍可達幾百到幾千千米，系統(tǒng)性垂直運動中，上升區(qū)或下降區(qū)范圍可達幾百到幾千千米，往往同天氣系統(tǒng)相聯(lián)系。例如高壓、低壓、槽、脊以及鋒面等有密切往往同天氣系統(tǒng)相聯(lián)系。例如高壓、低壓、槽、脊以及鋒面等有密切關系關系。01大氣環(huán)流形成大氣環(huán)流形成的主要因素的主要因素02地方性風地方性風 大氣環(huán)流是指大范圍的大氣運動狀態(tài)。 大氣環(huán)流其水平范圍達數(shù)千千米，垂直尺度在10千米以上，時間尺度在1-2日以上。 大氣環(huán)流反映了大氣運動的基本狀態(tài)，并孕育和制約著較小規(guī)模的氣流運動。 大氣環(huán)流它是各種不同尺度的天氣系統(tǒng)發(fā)生、發(fā)展和移動的背景條件。（1 1）大氣環(huán)流形成的主要因素大氣環(huán)流

27、形成的主要因素下沉赤道低壓帶上升90極地高壓帶 太陽輻射太陽輻射對地氣系統(tǒng)加熱不均勻是大氣產生大規(guī)模運動的根本原因， 而大氣在高低緯間的熱量收支不平衡是產生和維持大氣環(huán)流的直接動力太太陽輻陽輻射射 低緯大氣因凈得熱量不斷增溫并膨脹上升，極低緯大氣因凈得熱量不斷增溫并膨脹上升，極地大氣因凈失熱量不斷冷卻并收縮下沉地大氣因凈失熱量不斷冷卻并收縮下沉； 對流層高層必然出現(xiàn)向極地的氣壓梯度，低層出現(xiàn)向低緯的氣壓梯度， 假設地球表面性質均一和沒有地轉偏向力，在氣壓梯度了作用下赤道和極地之間構成一個理想直接熱力環(huán)流圈。地球自轉作用赤道低壓帶90極地高壓帶副熱帶高壓帶副極地低壓帶中緯 西風東北 信風極地東風306003060090N副熱帶高壓帶極地高壓阿留申低壓和冰島低壓熱帶輻合帶 地球自轉地球自轉是全球大氣環(huán)流形成和維持的重要因子地球自地球自轉轉作用作用“ “三三風風四四帶帶” ”（2 2） 地方性風地方性風海海 洋洋陸陸 地地升溫快升溫快升溫慢升溫慢海海陸風陸風 由不同的地形或地表性質所引起的與與地地方特點有