氣象學課件第6章

1、氣象學課件第6章氣象學課件第6章第一節(jié) 氣壓一、氣壓及其單位氣壓：地球表面單位面積上所承受的大氣柱的重量稱為大氣壓強，簡稱氣壓。 但是，大氣柱的重量不能直接量得，實際上是用與大氣柱重量相平衡的水銀柱高度來度量的。故氣壓的常用單位是“毫米水銀柱高”(Hg)。氣壓的單位:國際上規(guī)定，將緯度45的海平面上，氣溫為0，大氣壓力為760Hg稱個標準大氣壓。 在國際單位制中壓強單位是帕(Pa)，1Pa1 Nm-2。 1標準大氣壓1013.2525hPa 760mmHg1013.25hPathemegalleryCompany Logo第一節(jié) 氣壓一、氣壓及其單位themegalleryComp二、氣壓隨高

2、度的變化 在靜止大氣中，大氣壓強就是單位面積上所受的大氣壓力，在數(shù)值上等于從這個高度以上到大氣上界單位面積上的空氣柱的重量。 顯然，高度越高，壓在其上的空氣柱越短，則氣壓也就越低。 因此，對于任何一地來說，氣壓總是隨著高度的增加而降低的。 登山運動員在攀登高峰時，愈接近頂峰、則愈感到呼吸困難，這就是氣壓低，空氣稀薄缺氧的緣故。themegalleryCompany Logo二、氣壓隨高度的變化themegalleryCompany 表6-1 氣壓隨高度的變化（氣柱平均溫度0）（一）靜力學方程當大氣處于靜力平衡時，氣壓與高度的關系為 （6-1）（6-1)式稱為大氣靜力學方程，其中負號表示氣壓隨高

3、度增加而減小。式中：dP為氣壓微變量；dZ為高度微變量；為空氣密度；g為重力加速度。themegalleryCompany Logo表6-1 氣壓隨高度的變化（氣柱平均溫度0）（一）靜力學方（二）拉普拉斯壓高公式 對于較厚層次的大氣而言，氣壓與高度之間存在下列關系： （6-2） 式中：Z1、Z2為兩地的海拔高度，以m為單位；P1為較低處氣壓，P2為較高處氣壓，以hPa為單位；t為兩地（或兩個高度）的平均溫度，近似的可取t=1/2(t1+t2),單位用；=1/273。themegalleryCompany Logo（二）拉普拉斯壓高公式themegalleryCompany三、氣壓隨時間的變化

4、一個地方的實際地面氣壓變化，既包括周期性變化，又包括非周期性變化。 地面氣壓的周期性變化分為日變化和年變化兩種。（一）日變化 特點：是一天中有一個最高值、一個次高值和一個最低值、一個次低值。最高值出現(xiàn)在910時，次高值出現(xiàn)在2122時，最低值出現(xiàn)在1516時，次低值出現(xiàn)在34時。氣壓最高點和最低點的出現(xiàn)與氣溫日變化有關，在一般情況下，它主要是由于氣溫日變化引起的水平氣流輻合或輻散，使空氣柱質量發(fā)生變化的結果。themegalleryCompany Logo三、氣壓隨時間的變化themegalleryCompany （二）年變化大陸型： 一年中氣壓最高值出現(xiàn)在冬季，最低值出現(xiàn)在夏季，氣壓年較差較

5、大。我國大陸上絕大部分地區(qū)的氣樂年變化都可歸入大陸型，愈深入內(nèi)陸，大陸型的特點愈明顯。海洋型： 氣壓年變化與大陸型剛好相反，最高值出現(xiàn)在夏季，最低值出現(xiàn)在冬季，氣壓年較差不大。高山型 高山地區(qū)一年中氣壓最高值出現(xiàn)在溫暖的季節(jié)，最低值出現(xiàn)在寒冷的季節(jié)。這一類的氣體年變化與海洋型相似，但兩者的成因不同。themegalleryCompany Logo（二）年變化themegalleryCompany Logo 氣壓的非周期性變化：氣壓的非周期性變化與氣壓系統(tǒng)的移動及演變有關。通常，在中高緯度氣壓的非周期性變化比低緯度明顯得多。 實際上，任何一個地方的氣壓變化，總是包含著周期性和非周期性變化兩種因素

6、。 在中高緯度，氣壓的非周期性變化比周期性變化大得多，因而氣壓變化多帶有非周期性變化的特征；在低緯度，氣壓的非周期性變化比周期性變化要小，因而，氣壓變化的周期性比較明顯。themegalleryCompany Logo 氣壓的非周期性變化：themegalleryCompany 四、氣壓的水平分布 氣壓在水平方向上的分布，常采用高空等壓面圖和海平面等壓線圖來表示。（一）等壓線 等壓線(isobar)：是同一水平面上各氣壓相等的點的連線。等壓線是按一定的氣壓間隔(25hPa)繪制，構成一張氣壓水平分布圖。等壓線的疏密可以反映水平方向上氣壓的變化程度。 等壓線越密集的區(qū)域，水平氣壓變化越大，相反，

7、等壓線越稀疏的地區(qū)，則表示水平方向上氣壓的差異越小。themegalleryCompany Logo 四、氣壓的水平分布themegalleryCompany（二）等壓面 等壓面(isobaric surface):是空間氣體相等的各點所構成的面。 空間氣壓分布情況常用一組等壓面來表示。因為氣壓隨高度遞減，所以高值等壓而在下，低值等壓面在上。又由于同一高度上，各地氣壓不等，因此等壓面不是等高面，而是一個曲面。同高度上，氣壓比四周低的地方，其附近等壓面是下凹的。氣壓愈低，等壓面下凹得愈深；同高度上，氣壓比四周高的地方，附近等壓面向上凸起。氣壓愈高，等壓面上凸得愈厲害；同高度上，若氣壓到處相等，則

8、等壓面為一水平面。themegalleryCompany Logo（二）等壓面themegalleryCompany Logo（三）氣壓系統(tǒng) 由于各地氣壓高低不一，且還在時刻不停地變化著，故在海平面等壓線圖上所反映出來的氣壓場形式則是多種多樣的，但通過仔細分析而顯示出來的氣壓場有五種基本形式：低氣壓(簡稱低壓) 也稱為氣旋，它是由一組閉合等壓線構成的中心氣壓較低、四周氣壓較高的區(qū)域，其空間等壓面的分布向下凹陷，形如盆地。 高氣壓(簡稱高壓) 也稱反氣旋。它是由一組閉合等壓線構成的中心氣壓較高、四周氣壓較低的區(qū)域。其空間等壓面向上凸起，形如山丘。themegalleryCompany Logo（

9、三）氣壓系統(tǒng)themegalleryCompany Log圖6-1 低壓等壓線、等壓面分布圖 a:低壓；b:低壓等壓面的空間分布立體圖圖6-2 高壓等壓線、等壓面分布圖 a:高壓；b:高壓等壓面的空間分布立體圖themegalleryCompany Logo圖6-1 低壓等壓線、等壓面分布圖 a:低壓；b:低壓等壓面圖6-3 低壓槽等壓線、等壓面分布圖 a、b：低壓槽；c：低壓槽等壓面的空間立體分布圖低壓槽（簡稱槽） 由低壓延伸出來的狹長區(qū)域叫低壓槽。 在槽中各等壓線彎曲最大處的連線，稱為槽線。氣壓沿槽線向兩邊遞增，槽線附近的空間等壓面形似山谷。themegalleryCompany Logo

10、圖6-3 低壓槽等壓線、等壓面分布圖 a、b：低壓槽；c：圖6-4 高壓脊等壓線、等壓面分布圖 a、b：高壓脊；c：高壓脊等壓面的空間立體分布圖高壓脊（簡稱脊） 由高壓延伸出來的狹長區(qū)域叫高壓脊。 在脊中各條等壓線彎曲最大處的連線，稱為脊線。氣壓沿脊線向兩邊遞減，脊線附近的空間等壓面形似山脊。themegalleryCompany Logo圖6-4 高壓脊等壓線、等壓面分布圖 a、b：高壓脊；c：圖6-5 氣壓場的基本形式鞍形氣壓區(qū) 由兩高壓和兩低壓相對組成的中間區(qū)域稱為鞍形氣壓區(qū)。 上述氣壓場的幾種基本形式，統(tǒng)稱為氣壓系統(tǒng)。themegalleryCompany Logo圖6-5 氣壓場的基

11、本形式鞍形氣壓區(qū)themegallery第二節(jié) 空氣的水平運動風 空氣在水平方向上的運動叫做風。 風是矢量，包括風向和風速。 圖6-7 風的十六位圖themegalleryCompany Logo第二節(jié) 空氣的水平運動風 空氣在水平方向上的運表2 風力等級表themegalleryCompany Logo表2 風力等級表themegalleryCompany Lo一、作用于空氣的力 空氣運動是由于空氣微團受力而產(chǎn)生的。 空氣的水平運動是空氣微團在水平方向上受力的結果。 空氣在水平方向上受的力有：水平氣壓梯度力水平地轉偏向力摩擦力慣性離心力 themegalleryCompany Logo一、作

12、用于空氣的力themegalleryCompany L（一）水平氣壓梯度力（G） 水平氣壓梯度： 當水平方向上氣壓分布不均勻時，就產(chǎn)生了水平氣壓梯度。水平氣壓梯度是指在垂直于等壓線的方向上，由高壓指向低壓，單位距離內(nèi)氣壓的改變值，記作-p/n。水平氣壓梯度表示水平方向上氣壓分布的不均勻程度。水平氣壓梯度力： 把在水平氣壓梯度存在時，單位質量空氣在水平方向上所受的力，稱為水平氣壓梯度力，記做Gn。themegalleryCompany Logo（一）水平氣壓梯度力（G）themegalleryCompa （6-3） 式中：為空氣密度；負號表示水平氣壓梯度力的方向是從高壓指向低壓。 此式說明：梯度

13、力的大小與水平氣壓梯度成正比，與空氣密度成反比。 只要水平方向上存在氣壓差，就有水平氣壓梯度力，空氣在水平氣壓梯度力的作用下，就會由高壓區(qū)流向低壓區(qū)，因此，水平方向上氣壓分布不均是使空氣產(chǎn)生水平運動的直接原因。themegalleryCompany Logo （二）水平地轉偏向力（A） 有一圓盤繞通過中心O的垂直軸做逆時針方向旋轉。旋轉的角速度，有一小球以速度v自中心O向OB方向運動時，站在圓盤外B點觀察的人看來，小球是以直線運動向他滾來，而站在團盤A點上的人看來，小球同時參加了兩種運動：一種是以速度v的直線運動，另一種是跟圓盤的轉動。當小球向OB方向滾到圓盤邊緣時，站在圓盤上的人己由A點隨圓

14、盤的轉動移到了A點的位置上，小球并沒有向圓盤上的人滾來，而是向右偏到A的位置上了，如圖中虛線所示。這就是由于圓盤的轉動而產(chǎn)生的偏向力。themegalleryCompany Logo（二）水平地轉偏向力（A）themegalleryCompa 地球的自轉所造成的類似的偏向力稱為地轉偏向力。 質量為m的物體所受水平地轉偏向力的大小為 （6-4） 式中：為地球自轉角速度，在南半球為負值；v為風速；為地理緯度。 A的大小與風速v、地球自轉角速度和sin成正比，方向與空氣運動方向相垂直，北半球垂直指向其右側，南半球垂直指向其左側。 水平地轉偏向力只改變空氣運動的方向而不改變其大小。themegalle

15、ryCompany Logo 地球的自轉所造成的類似的偏向力稱為地轉偏向力。them（三）慣性離心力（C） 當空氣做曲線運動時，轉動系統(tǒng)內(nèi)的觀察者看來，在曲線軌道上運動的空氣質點，時到受到一離開曲率中心向外力的作用，這個力是空氣質點為保持慣性方向運動而產(chǎn)生的，叫做慣性離心力。 方向：與空氣運動方向相垂直，由曲率中心指向外緣。 大?。号c空氣運動速度的平方成正比，與曲率半徑成反比。 若慣性離心力用C表示，則質量為m的物體所受的慣性離心力為 （6-5）themegalleryCompany Logo（三）慣性離心力（C）themegalleryCompany慣性離心力和地轉偏向力一樣，都不是一個實際

16、存在的力，它只是在轉動系統(tǒng)內(nèi)推斷出的假想力。它只改變空氣運動的方向，不改變運動的大小。（四）摩擦力（R）空氣層之間、空氣與地面之間由于受到摩擦力的作用，使風速減小。摩擦力的方向與空氣運動方向相反，大小與空氣相對于摩擦層次的速度成正比。表示為 （6-6）式中，R為摩擦力；k為摩擦系數(shù)；v為風速; m為物體質量。themegalleryCompany Logo慣性離心力和地轉偏向力一樣，都不是一個實際存在的力，them摩擦力的作用在大氣各個不同高度上是不同的，以近地氣層最為顯著。高度越高其作用越小，到距地面1-2km以上，摩擦力作用就很小可忽略不計，所以把此高度以下的氣層稱為摩擦層，此高度以上的稱

17、為自由大氣層。 以上四種力空氣水平運動的影響是不同的，一般來說，水平氣壓梯度力是最主要最基本的作用力，是空氣產(chǎn)生水平運動的原始動力，沒有水平氣壓梯度力，不僅不能產(chǎn)生水平運動而且也不可能產(chǎn)生其他幾個力。其他的力則要根據(jù)具體情況做具體分析，如討論低緯度的空氣運動時，有時可以忽略地轉偏向力；空氣運動接近于直線時，慣性離心力則可忽略不計；討論自由大氣中的空氣運動時，一般就不考慮摩擦力的影響了，這些力之間的不同結合，構成了不同形式的水平運動。themegalleryCompany Logo摩擦力的作用在大氣各個不同高度上是不同的，以近地氣theme二、自由大氣的風 距離地面1-2km以上的自由大氣中，由

18、于摩擦力對空氣運動的影響可忽賂不計，只須考慮水平氣壓梯度力、水平地轉偏向力和慣性離心力對空氣運動的影響。（一）地轉風 在自由大氣中，由平直等壓線所組成的氣壓場中，假設處于靜止狀態(tài)的空氣因受水平氣壓梯度力的作用，從高壓向低壓運動?？諝庖婚_始運動，就同時產(chǎn)生了地轉偏向力，迫使空氣運動方向不斷向右(在北半球)偏轉，運動著的空氣在水平氣壓梯度力的作用下，速度不斷增大，水平地轉偏向力也隨之不斷增大，運動方向不斷右偏，直到地轉偏向力增大到與水平氣壓梯度力大小等，方向相反時，空氣在平衡力的作用下，就沿等壓線做慣性等速直線運動，稱為地轉風。themegalleryCompany Logo二、自由大氣的風the

19、megalleryCompany Lo圖6-9 地轉風形成示意圖地轉風方向：垂直于水平氣壓梯度力方向，且位于其右方。地轉風與水平氣壓場之間的關系：北半球，在自由大氣中風平行于等壓線吹，背風而立，高壓在右，低壓在左，南半球則相反。這種關系稱為風壓定律。themegalleryCompany Logo圖6-9 地轉風形成示意圖地轉風方向：垂直于水平氣壓梯度力方（二）梯度風 高空彎曲等壓線的情況下，水平地轉偏向力和慣性離心力的合力與水平氣壓梯度力相平衡時，空氣沿等壓線做穩(wěn)定的曲線運動，這時的風稱為梯度風。水平地轉偏向力和慣性離心力的方向：自中心指向外緣；水平氣壓梯度力的方向：自外緣指向中心。北半球空

20、氣沿等壓線做順時針方向的穩(wěn)定曲線運動，南半球則相反。地轉風的風向仍然遵循風壓定律，即北半球，在自由大氣中，風沿等壓線吹，背風而立，高壓在右，低壓在左；南半球則相反。themegalleryCompany Logo（二）梯度風themegalleryCompany Logo圖6-10 高低氣壓系統(tǒng)中的梯度風themegalleryCompany Logo圖6-10 高低氣壓系統(tǒng)中的梯度風themegalleryC三、摩擦層中的風平直等壓線情況下： 在1-2 km以下的近地層中，由于摩擦力的存在，水平氣壓梯度力和水平地轉偏向力二力的平衡遭到破壞。 摩擦力使風速減小，地轉偏向力也隨之減小，當水平地轉

21、向力和摩擦力的合力與水平氣壓梯度力相平衡時，風不再沿等壓線吹，而是斜穿過等壓線，由高壓一方吹向低壓一方。如圖6-11。themegalleryCompany Logo三、摩擦層中的風themegalleryCompany Lo 圖6-11 平直等壓線時的摩擦風 風斜穿等壓線的角度決定于摩擦力的大小，摩擦力越大，夾角也越大。themegalleryCompany Logo 圖彎曲等壓線線情況下：在低壓系統(tǒng)中，風沿著逆時針方向斜穿過等壓線，由高壓一方吹向低壓一方，形成向內(nèi)輔合的氣流。在高壓系統(tǒng)中，風沿著順時針方向斜穿過等壓線，由高壓一方吹向低壓一方，形成向外輻散的氣流，見圖6-12。 在近地氣層，

22、無論是平直等壓線的情況，還是彎曲等壓線的情況，形成的風，稱為摩擦風。這時風壓定律都變?yōu)椋罕卑肭颍谀Σ翆哟髿庵校筹L而立，高壓在右后方，低壓在左前方；南半球則相反。themegalleryCompany Logo彎曲等壓線線情況下：themegalleryCompany 圖6-12 高低氣壓系統(tǒng)中的摩擦風themegalleryCompany Logo圖6-12 高低氣壓系統(tǒng)中的摩擦風themegalleryC四、風的變化風隨高度的變化在摩擦層中，一般來說，隨著高度增加，摩擦力逐漸減小，所以風速隨高度變大。近地面層中，風速隨高度的變化還與氣層是否穩(wěn)定有關。當氣層不穩(wěn)定時則有利于上下層空氣的動量

23、交換，容易使上下層的風速差別受小，則風速隨高度的變化不太明顯；若氣層穩(wěn)定就不利于上下層的動量交換，故風速隨高度的變化要明顯一些。從近地面層頂向上至摩擦層頂?shù)臍鈱?，風速隨高度增加而明顯變大。themegalleryCompany Logo四、風的變化themegalleryCompany Logo風的陣性 在觀測中可以發(fā)現(xiàn)，風速時大時小，風向則不停變化，這種現(xiàn)象稱為風的陣性。風在近地層具有顯著的陣性特點。風的陣性是亂流運動的結果。在近地氣層中充滿著大小不同、方向各異，又不停變化的亂流渦旋。風的陣性在摩擦層中表現(xiàn)得最經(jīng)常也最明顯(尤其是在山區(qū))，隨著高度的增加，風的陣性逐漸減弱，一般到2-3km以

24、上就不明顯了。一日之中，因午后亂流最強，其表現(xiàn)最為明顯。一年之中，則以夏季最為明顯。themegalleryCompany Logo風的陣性themegalleryCompany Logo風的日變化 摩擦層的風常表現(xiàn)一定的日變化規(guī)律，這是它區(qū)別于自由大氣中風的一個特點。日出后，地面增熱，大氣層結不穩(wěn)定性增加，亂流交換隨之加強，上下層空氣得以交換混合，導致下層風速增大，上層風速減小，午后最為明顯。夜間大氣層結穩(wěn)定性增加，亂流交換作用減弱，上層風速又逐漸變大，下層風速則逐漸變小。下層與上層之間過渡高度約為50-100m。 在氣壓形勢穩(wěn)定時，風的日變化較為明顯。當較強的天氣系統(tǒng)過境時，風的日變化將被

25、擾亂和掩蓋。一般情況下，風的日變化現(xiàn)象晴天比陰天明顯，夏季比冬季明顯，陸地上比海洋上明顯。themegalleryCompany Logo風的日變化themegalleryCompany Logo風的年變化 風的年變化與氣候條件和地理條件有關。 在我國廣大的季風氣候地區(qū)，主導風向的季節(jié)轉換十分明顯，夏季多偏南風，冬季多偏北風。 風速的年變化沒有明顯的普遍規(guī)律。 我國多數(shù)地區(qū)冬季風速大于夏季風速，春季是冷暖空氣交替控制的季節(jié)，常常出現(xiàn)風速的年最大值。上述現(xiàn)象在各地區(qū)差異很大，例如東南沿海地區(qū)常常在7-10月間出現(xiàn)風速年最大值，這是臺風和熱帶風暴活動造成的。themegalleryCompany

26、Logo風的年變化themegalleryCompany Logo第三節(jié) 大氣環(huán)流模式概述 地球上各種規(guī)模的氣流的綜合，稱為大氣環(huán)流。 它既包括超長波、長波、高空急流、副熱帶高壓等行星尺度系統(tǒng)，又包括鋒面氣旋、高空短波槽脊、切變線、臺風等大尺度的氣流以及山谷風、海陸風、龍卷風、雷雨云等中小尺度系統(tǒng)。 既包括平均狀態(tài)，也包括瞬時現(xiàn)象。這些系統(tǒng)之間，既有區(qū)別又有聯(lián)系，相互作用，共同構成了大氣環(huán)流總體。 大氣環(huán)流使熱量和水汽在不同地區(qū)之間，特別是高低緯度之間和海陸之間得以交換和輸送，對各地的天氣變化和氣候形成有重要影響。themegalleryCompany Logo第三節(jié) 大氣環(huán)流模式概述 地球上

27、各種規(guī)模的氣流的綜合，稱一、單圈環(huán)流 假設地球表面是均勻的，且無地轉偏向力的作用，那么由于低緯度地面吸收太陽輻射能多，高緯度地區(qū)吸收太陽輻射能少，赤道地帶的氣溫高于極地。赤道上的空氣膨脹向上，在上空積累而形成高壓；極地空氣向下收縮，而在上空形成低壓，于是高空中，空氣由赤道流向極地。在地面上，極地由于空氣堆積而形成高壓，赤道地帶由于空氣外流而形成低壓。故近地面層氣流和高空相反，空氣由極地吹向赤道(圖6-13)。 南北兩半球各形成一個閉合環(huán)流。通過這一環(huán)流，將低緯度的熱量送到高緯度，這種簡單的經(jīng)圈環(huán)流稱為單圈環(huán)流。themegalleryCompany Logo一、單圈環(huán)流themegallery

28、Company Logo圖6-13 單圈環(huán)流themegalleryCompany Logo圖6-13 單圈環(huán)流themegalleryCompany 二、三圈環(huán)流低緯度環(huán)流圈 副熱帶高壓：赤道空氣因受熱而膨脹上升，在高空，空氣向極地方向運動時，由于受到地轉偏向力的作用，空氣運動向右偏轉(北半球)，隨著緯度增加，地轉偏向力不斷增大，氣流方向不斷右偏，到緯度30上空附近，地轉偏向力增大到與水平氣壓梯度相等。這時，氣流偏轉成沿緯圈方向流動的西風，西風的形成阻礙了低緯高空氣流的繼續(xù)北流，空氣在此不斷堆積而下沉，在副熱帶地面上就形成了高壓，即副熱帶高壓。 赤道低壓：赤道地面，由于空氣流出而形成了赤道低

29、壓。themegalleryCompany Logo二、三圈環(huán)流themegalleryCompany Logo 信風：副熱帶地面上，下沉的空氣自副熱帶高壓分別向南和向北流動，其中向南的一支氣流，在地轉偏向力的作用下，在北半球偏成東北風，在南半球偏成東南風，返回赤道，這種風比較恒定，稱為信風。 北半球的東北信風和南半球的東南信風在赤道附近輻合上升，補償了由赤道上空流出的空氣。 反信風：高空風由赤道流向副熱帶，在地轉偏向力的作用下，北半球吹西南風，南半球吹西北風，因與低空的信風方向相反，故稱反信風。 信風和反信風在熱帶地區(qū)形成一個低緯度環(huán)流圈，稱為信風反信風環(huán)流。themegalleryComp

30、any Logo 信風：副熱帶地面上，下沉的空氣自副熱帶高壓分別向南和th極地環(huán)流圈和中緯度環(huán)流圈 極地高壓：由副熱帶高壓地面向北流動的一支氣流，在地轉偏向力的作用下，在北半球中緯度地區(qū)形成西南風，南半球為西北風。在極地由于終年寒冷，空氣密度大，形成極地高壓。 極鋒：地面自極地高壓向南流出的冷空氣，在地轉偏向力的作用下，在北半球形成東北風，南半球為東南風。這兩支氣流約在緯度60附近與從副熱帶高壓流來的暖空氣相遇，形成極鋒。 空氣輻合上升到高空后，一部分空氣向極地流動，在極地上空冷卻下沉，補償了極地下沉南流的空氣，與下層偏東氣流構成了極地環(huán)流圈；一部分氣流又從高空流回中緯度上空，在副熱帶地區(qū)下沉

31、，構成中緯度環(huán)流圈。themegalleryCompany Logo極地環(huán)流圈和中緯度環(huán)流圈 themegalleryCompa圖6-14 大氣環(huán)流模式 以上形成的低緯度、中緯度、高緯度三個環(huán)流圈，稱為三圈環(huán)流。themegalleryCompany Logo圖6-14 大氣環(huán)流模式 以上形成的低緯度、中緯度、三、氣壓帶和風帶 三圈環(huán)流的建立，對于行星風系的形成起著重要作用。 所謂行星風系是指全球范圍內(nèi)帶狀分布的氣壓帶和風帶。如圖6-15，在赤道附近，終年氣壓都很低，稱為赤道低壓帶；由此向高緯，氣壓逐漸增加，在緯度3035附近形成副熱帶高壓帶；氣壓自此向高緯減低，在緯度6065附近形成副極地低

32、壓帶；由此向極地方向，氣壓又有升高，到兩極附近，形成極地高壓帶。themegalleryCompany Logo三、氣壓帶和風帶themegalleryCompany Lo圖6-15 均勻自轉地球上的風帶和氣壓帶 地球上這些氣壓帶所對應的近地層風帶，由極地至赤道依次為極地東風帶、西風帶、信風帶和赤道無風帶。themegalleryCompany Logo圖6-15 均勻自轉地球上的風帶和氣壓帶 地球上這些氣壓帶四、大氣活動中心 大氣環(huán)流受大陸和海洋分布的影響很大。 在海洋上，高壓帶表現(xiàn)得較明顯，終年存在，但夏季很強，冬季較弱；在大陸上，只有冬季才有高壓帶，夏季由于陸地強烈增熱，變成了低氣壓。因

33、而這個高壓帶便被割裂為單獨的高壓區(qū)。 高壓區(qū)中心在大西洋的亞速爾群島附近和太平洋的夏威夷群島附近，副極地低壓帶也有同樣的情況，寒冷的季節(jié)，中緯度大陸上冷卻快且劇烈，這樣就把副極地低壓帶分割成為單獨的低壓區(qū)。 低壓中心在冰島附近和阿留申群島附近，它們冬季較強夏季較弱。西伯利亞和加拿大是中緯度范圍的廣大陸地，冬季時形成了強大的高壓中心。這是由于海陸分布割斷了氣壓帶而形成的高低氣壓中心，稱為大氣活動中心(表6-2)。themegalleryCompany Logo四、大氣活動中心themegalleryCompany Lo表6-2 氣壓帶和大氣活動中心themegalleryCompany Logo

34、表6-2 氣壓帶和大氣活動中心themegalleryCom一、季風 季風環(huán)流是中等范圍的大氣環(huán)流，它的形成與海洋分布、大氣活動中心有關。 季風是以一年為周期隨著季節(jié)而改變風向的風。 我國的季風就是由于海陸熱力差異的影響而形成的。冬季風由大陸吹向海洋，夏季風則由海洋吹向大陸，如圖6-17所示。 夏季風：由于地面的增熱冷卻都比海洋快且劇烈，故夏季大陸增熱強于海洋，大陸形成低氣壓，海洋形成高氣壓。于是，風由海洋吹向大陸，稱為海洋季風或夏季風。 冬季風：冬季海洋暖于大陸，大陸形成高氣壓，海洋形成低氣壓。于是，風從大陸吹向海洋，稱為大陸季風或冬季風。 第四節(jié)季風和地方性風themegalleryCom

35、pany Logo一、季風第四節(jié)季風和地方性風themegalleryC圖6-17 海陸熱力差異引起的季風 我國是受季風影響非常明顯的國家，夏季自東南洋面吹來的海洋季風，造成濕熱云雨的天氣，而冬季我國則受來自西北大陸的冬季風的影響，則造成干冷而晴朗的天氣。themegalleryCompany Logo圖6-17 海陸熱力差異引起的季風 我國是受季風影響非常二、地方性風 即使在同一氣團控制下，不同地區(qū)的風也可以有很大的差異，這種差異主要是由于地形和地表性質不同而引起的。這種與地方性特點有關的局部地區(qū)的風，稱為地方性風。 地方性風一般強度不大，只有當大范圍水平氣壓梯度比較小時，才會明顯地表現(xiàn)出來

36、。 常見的地方性風有：海陸風山谷風焚風等。themegalleryCompany Logo二、地方性風themegalleryCompany Logo海陸風 沿海地區(qū)在靜穩(wěn)天氣時，白天風從海洋吹向陸地，夜間風由陸地吹向海洋。這種在海陸之間形成的，以一天為周期，隨晝夜交替而轉換方向的風，稱為海陸風。 海陸風是由于海陸之間熱力差異而產(chǎn)生的一種熱力環(huán)流。白天，陸地增熱比海洋強烈，低空產(chǎn)生了由海洋指向陸地的水平氣壓梯度，形成了下層從海洋吹向陸地的海風；上層則相反，風從大陸吹向海洋。夜間，輻射冷卻時，陸地比海洋冷卻快，低層產(chǎn)生了從陸地指向海洋的水平氣壓梯度，形成了下層從陸地吹向海洋的陸風；上層則相反，風

37、從海洋吹向陸地(圖6-18)。themegalleryCompany Logo海陸風themegalleryCompany Logo圖6-18 海陸風的形成themegalleryCompany Logo圖6-18 海陸風的形成themegalleryCompan在內(nèi)陸地區(qū)，大的湖岸和河岸附近，也有類似于海陸風的水陸風出現(xiàn)。水陸風的強度視水體面積大小而不同，一般較海陸風小得多，海陸風和水陸風能造成熱量和水汽的輸送，對鄰近地區(qū)小氣候有一定的調節(jié)作用。海風和陸風轉換的時間各地不一，一般是陸風在上午轉為海風，1315時海風最強，日落后轉為陸風。清晨時陸風最強，日出后陸風消失。海風的風速和影響范圍都比

38、陸風大；一般海風風速可達56ms，可伸入到大陸5060 km；而陸風風速只有12ms，伸入海上有1020 km。themegalleryCompany Logo在內(nèi)陸地區(qū)，大的湖岸和河岸附近，也有類似于海陸風的theme山谷風 山地中，風隨晝夜交替而轉換方向。白天，風從山谷吹向山坡，稱為谷風；夜間，風從山坡吹向山谷，稱為山風，山風和谷風合稱為山谷風。 山谷風是由于在接近山坡的空氣與同高度谷底上空的空氣間，因白天增熱與夜間失熱程度不同而產(chǎn)生的一種熱力環(huán)流。 白天，山坡接受太陽輻射而很快增溫，靠近山坡的空氣也隨之增溫，而同高度谷底上空的空氣，因遠離地面，增溫緩慢，這種熱力差異，產(chǎn)生了由山坡上空指向

39、山谷上空的水平氣壓梯度。而在谷底，則產(chǎn)生了由山谷指向山坡的水平氣壓梯度。所以，白天風從山谷吹向山坡(上層相反，風從山坡吹向山谷上空)，形成了谷風。 themegalleryCompany Logo山谷風themegalleryCompany Logo夜間，山坡由于輻射冷卻而很快降溫，山坡附近的空氣也隨之降溫，而同高度谷底上空冷卻較慢。形成了和白天相反的熱力環(huán)流，下層風由山坡吹向山谷(上層風由山谷吹向山坡形成了山風）(圖6-19)。只有在同一氣團控制下的天氣，山谷風才會表現(xiàn)出來，當有強大氣壓系統(tǒng)控制時，山谷風常被系統(tǒng)性氣流所掩蓋。地形比較復雜時，山谷風也不明顯。一年中，山谷風以夏季最明顯；一天中

40、，白天的谷風比夜間的山風強大的多。山谷風的轉換，一般由山風轉為谷風是在上午9：00-10：00，由谷風轉為山風則在日落以后開始，在山谷風轉換時刻出現(xiàn)短時間的靜風。themegalleryCompany Logo夜間，山坡由于輻射冷卻而很快降溫，山坡附近的空氣也隨them圖6-19 山谷風的形成themegalleryCompany Logo圖6-19 山谷風的形成themegalleryCompan圖6-20 狹谷風的形成狹谷風 當空氣由開闊地區(qū)流入狹窄的走廊或谷口時，風速加大(圖6-20)，這種風稱為狹谷風(或穿堂風)。 在我國臺灣海峽、松遼平原等地區(qū)，經(jīng)常出現(xiàn)大風，就是這個原因。themegalleryCompany Logo圖6-20 狹谷風的形成狹谷風themegalleryCom焚風