大連海事大學氣象學教案：大氣運動

§1.空氣的水平運動（Horizontalmotionofair）§2.大氣的垂直運動（Verticalmotionofair）§3.大氣穩(wěn)定度（Atmosphericstability）§4.大氣環(huán)流（GeneralCirculation）§5.季風（Monsoons）§6.局地環(huán)流（Localcirculation）§7.地方性風（Localwind）第三章大氣的運動作用在空氣微團上的力1.重力(gravity)；大小為g≈9.8m/s2，方向向下，指向地心。2.水平氣壓梯度力(pressuregradientforce):由于作用在單位質量空氣上的壓力在水平方向上分布不均勻，引起氣壓梯度力。大小為：；方向：垂直等壓線從高壓指向低壓。(1)Gn與ρ成反比，Gn與氣壓梯度成正比。(2)ρ一定時，大，等壓線密集，Gn大。(3)一定時，ρ大，空氣濃密，Gn小。(4)若=0,兩地沒有氣壓差

Gn=0無風。Gn是使空氣產生水平運動的原動力。作用在空氣微團上的力3.水平地轉偏向力(deflectionforceofearthrotation)

由于地球自轉,作用在運動物體上產生使運動物體發(fā)生偏轉的力，稱地轉偏向力，又稱可科利奧里力(Coriolisforce)或科氏力。大小為：A=2ωVsinφω=7.292×10-5/sω:地轉角速度V:風速φ:緯度方向：北半球，恒垂直于物體運動方向的右側90度，南半球相反.討論：(1)A是物體相對于地球運動才產生的，靜止物體不受其作用。(2)地轉偏向力是虛擬力，只改變物體的運動方向，不改變速度。(3)在北半球A恒垂直于物體運動的右方，南半球相反。(4)A

與sinφ成正比，兩極最大，赤道上為零。作用在空氣微團上的力4.慣性離心力

指物體在作曲線運動時產生的一種虛擬力。大小：與向心力相等方向：與向心力相反。表示：

r為曲率半徑5.摩擦力運動物體受下墊面摩擦作用所產生的力。表示式：R=-kV方向與運動物體相反。

綜上所述，根據牛頓第二定律，

（地轉風風速公式）（1）Vg與水平氣壓梯度成正比，即等壓線密集，Vg大。（2）Vg與空氣密度成反比，氣壓梯度一定時，高空的Vg大于低空的Vg。（3）Vg與緯度的正弦成反比，低緯Vg大于高緯Vg。（4）赤道及其附近不遵守地轉風原則。地轉風

當水平氣壓梯度力和水平地轉偏向力達到平衡時，空氣沿等壓線（等壓面）作無磨擦的直線運動，稱地轉風。即：

風壓定律(Buysballot’slaw)在北半球自由大氣中，風沿等壓線吹，背風而立，高壓在右，低壓在左。在南半球自由大氣中，風沿等壓線吹，背風而立，高壓在左，低壓在右。它明確地揭示了氣壓場與風場之間的關系。地轉風速計算方法

在地面圖上，取一個緯距Δn≈111Km=60nmile，ρ=1293g/m3，ω=7.29×10-5s-1；若取ΔP=1hPa

則：（m/s）當ΔP≠1hPa時，（m/s）等壓面上的地轉風

令

坐標轉換靜力方程：于是：定義為位勢高度和位勢高度差則：

梯度風

在自由大氣中，空氣的水平圓周運動稱為梯度風（GradientWind）。梯度風可以看成是水平氣壓梯度力、水平地轉偏向力和慣性離心力三者平衡時的水平運動。定義:在自由大氣中，當水平氣壓梯度力、地轉偏向力和慣性離心力達到平衡時，空氣沿等壓線作水平、無摩擦、等速作曲線運動。即:

低壓（氣旋）中的梯度風在北半球在低壓區(qū)（氣旋）中風繞中心逆時針方向吹，氣壓梯度力沿半徑指向中心，地轉偏向力和慣性離心力都沿半徑指向外緣。三力平衡時

即

或低壓（氣旋）中的梯度風

則式中表示低壓中的梯度風速，解這個以為未知數的一元二次方程，得：根號前應取正號才有意義。高壓（反氣旋）中的梯度風根號前應取負號才有意義。氣壓梯度和梯度風的大小受反氣旋曲率限制。曲率愈大（r愈小），氣壓梯度愈小，梯度風也小。反之相反。氣旋和反氣旋的梯度風公式：

即高壓中此為高壓梯度風速的極限值梯度風的討論1.在氣旋中:G=A+C，只要氣壓梯度和梯度風按一定比例增大，三力的平衡總可建立。因此，氣旋中氣壓梯度和風速可以任意大。2.在反氣旋中:A=G+C，當氣壓梯度和梯度風按一定比例增大時，C比A增大的快，三力不能保持平衡。只有使氣壓梯度和梯度風減小，才能三力保持平衡。3.最大水平氣壓梯度的分布，高壓邊緣較大，越近中心越小。曲率小處等壓線密集，曲率大處等壓線稀疏。4.在中高緯度高壓風速大，低緯風速小。梯度風與地轉風比較地轉風：低壓中的梯度風：高壓中的梯度風：因此，在水平氣壓梯度和曲率半徑相同時，Va＞Vg＞Vc。實際上低壓中的風比高壓大，原因是低壓中大，不受限制。摩擦層中的風在地面天氣圖上，由于地面作用，實際風不沿等壓線吹，而與等壓線存在一個交角，并偏向低壓。此時的平衡為:地面實際風比地轉風小，方向偏低壓一側。摩擦層中的風壓定律在北半球摩擦層中，風斜穿等壓線吹，背風而立，高壓在右后方，低壓在左前方。在南半球高壓在左后方，低壓在右前方。北半球，高壓中風穿等壓線沿順時針方向向外輻散，低壓中風穿等壓線沿逆時針方向向中心輻合。(右圖）地面高壓氣流地面低壓氣流實際風向的確定和風隨高的變化地面實際風與等壓線的夾角取決于下墊面的粗糙度、大氣穩(wěn)定和緯度。通常在中緯度陸地上夾角為35-45，海面上為10-20。在陸地實際風速約為相應地轉風速的1/3-1/2，在海上約為地轉風速的3/5-2/3。在氣壓梯度不隨高度變化的前提下，風隨高度的變化主要取決于摩擦力隨高度的變化。在北半球，風速隨高度增大，風向逐漸右偏；在南半球，風速隨高度增大，風向逐漸左偏。地形動力作用繞流岬角效應

大氣的垂直運動1.對流:指熱力作用下的暖空氣上升冷空氣下沉。由垂直方向的運動方程，狀態(tài)方程和靜力關系可以證明，當氣塊溫度T’與周圍環(huán)境溫度T不同時，就發(fā)生垂直運動，即:

T‘<T下沉運動

T’=T無對流

T'>T上升運動特點：水平范圍?。◣坠锏綆资铮?，持續(xù)時間短（幾十分鐘到幾小時），垂直速度大（1-30m/s）。通常造成雷雨大風，冰雹和陣性降水等不穩(wěn)定天氣。大氣的垂直運動2.水平輻合輻散引起的垂直運動：低層輻散引起下沉運動，低層輻合引起上升運動。特點：水平范圍大，垂直運動小。3．鋒面上的垂直運動：指暖空氣沿鋒面坡度爬升產生上升運動。4．地形引起的垂直運動：當氣流遇到高大地形或山脈時，在迎風坡產生上升運動，在背風坡產生下沉運動。垂直運動中氣溫的絕熱變化1.熱力學第一定律：氣體作功或傳遞熱量都能改變系統(tǒng)的內能?？諝鈮K在垂直運動過程中可以看作是絕熱過程，即dQ≈02.干絕熱過程:干空氣或未飽和濕空氣作垂直升降運動時與周圍環(huán)境不發(fā)生熱量交換的變化過程，稱干絕熱過程。3.干絕熱直減率:在干絕熱直過程中,氣塊溫度隨高度的變化率稱干絕熱直減率。即：

因此,在干絕熱上升過程中,氣塊每升高100米溫度下降1度,每下降100米溫度升高1度。即垂直運動中氣溫的絕熱變化4.濕絕熱直減率:

在濕絕熱直過程中,氣塊溫度隨高度的變化率稱濕絕熱直減率。即：可以證明，γm＜γd，因為在濕絕熱過程中，水汽凝結釋放潛熱使冷卻作用變的緩慢。γm不是常數，而是隨氣壓和溫度變化,其中主要隨氣溫的降低而增大。通常取γm≈0.6℃/100m5.干絕熱線：在干絕熱過程中氣體狀態(tài)的變化曲線。濕絕熱線：在濕絕熱過程中氣體狀態(tài)的變化曲線。6.焚風：是一種干熱風，是干濕絕熱過程中，在迎風坡和背風坡作用的結果。0m1000m3000m大氣穩(wěn)定度的概念

如圖小球處于三個不同位置，分別是穩(wěn)定平衡，不穩(wěn)定平衡和隨遇平衡。大氣穩(wěn)定度:

處于靜力平衡狀態(tài)的大氣層中，一些空氣塊受到動力因子和熱力因子的擾動，產生向上或向下的垂直運動。這種偏離其平衡位置的運動能否繼續(xù)發(fā)展成為對流運動，是由大氣層結，即溫度和濕度的垂直分布所決定的。大氣層結具有的這種影響對流運動的特性稱為大氣穩(wěn)定度，又稱大氣靜力穩(wěn)定度或大氣層結穩(wěn)定度。穩(wěn)定度判別的氣塊法通常采用“氣塊法”判斷靜力穩(wěn)定度。當一氣塊受外力作用在垂直方向上產生擾動后，周圍大氣有使它返回起始位置的趨勢時，這種大氣層結是穩(wěn)定的；反之，大氣有使它繼續(xù)遠離起始位置的趨勢時，這種大氣層結是不穩(wěn)定的；若氣塊隨時與周圍大氣取得平衡時，這種大氣層結是中性的。影響穩(wěn)定度變化的因子：輻射和溫度平流大氣穩(wěn)定度判據干絕熱過程：

γ＜γd

層結穩(wěn)定

γ=γd

中性

γ＞γd

層結不穩(wěn)定濕絕熱過程：

γ＜γm

層結穩(wěn)定

γ=γm中性

γ＞

γm

層結不穩(wěn)定干濕混合絕熱過程

γ＞γd

絕對不穩(wěn)定

γm＜γ＜γd條件不穩(wěn)定

γ＜γm

絕對穩(wěn)定大氣中的逆溫1．逆溫定義：在對流層中，某一時刻某氣層溫度隨高度上升或不變的狀態(tài)稱逆溫。逆溫所在的氣層稱逆溫層。2．逆溫對天氣的影響：逆溫存在好象一個蓋子，能有效地抑制對流的發(fā)展，阻擋水汽和塵埃等向上輸送。低層逆溫，易發(fā)生霧或低云天氣。3．逆溫的種類：（1）輻射逆溫：夜間輻射冷卻形成的逆溫。條件是陸地，晴朗和微風等；（2）平流逆溫：暖空氣流到冷的下墊面（陸面或水面）上形成的逆溫。無日變化；（3）下沉逆溫：高空空氣絕熱下沉增溫而形成的逆溫。多出現(xiàn)在高壓區(qū)，范圍廣，厚度大；（4）亂流逆溫：低層空氣的亂流混合作用形成的逆溫。多發(fā)生在摩擦層中部。（5）鋒面逆溫：冷暖氣團交界的過渡層內形成的逆溫。大氣環(huán)流（GeneralCirculation）大氣環(huán)流：一般是指具有全球性、大范圍空的氣運行現(xiàn)象，它的水平尺度在數千公里，垂直尺度在十公里以上，時間尺度大于24小時。大氣環(huán)流反映了大氣運動的基本狀態(tài)和基本特征，是各種不同尺度天氣系統(tǒng)活動的基礎和背景。同時也是氣候形成和演變的重要背景條件。通常認為影響大氣環(huán)流的主要因子有：太陽輻射、地球自轉、海陸分布不均勻等因素等影響。通過本章的學習，了解大氣環(huán)流的基本狀態(tài)和氣壓場、風場分布的基本特征。太陽輻射——單圈環(huán)流假設：地球是靜止的，下墊面性質均一。只考慮太陽輻射隨緯度的不均勻性，赤道低緯由于受熱垂直上升，極地高緯冷卻下沉，高層空氣由赤道流向極地，低層空氣由極地流向赤道，從而產生了一個簡單的一圈環(huán)流，稱單圈環(huán)流。地球自轉——三圈環(huán)流假設：下墊面性質均一。在太陽輻射隨緯度不均勻和地球自轉（地轉偏向力）二個因子的作用下，從赤道到極地形成三圈環(huán)流，即赤道環(huán)流（哈德萊環(huán)流）、極地環(huán)流和中間環(huán)流（費雷爾環(huán)流）。三圈環(huán)流和行星風帶氣壓帶和風帶的分布氣壓帶：赤道低壓帶，副熱帶高壓帶，副極地低壓帶和極地高壓。南北半球對稱。風帶：赤道無風帶，信風帶，副熱帶無風帶，西風帶和極地東風帶。南北半球對稱。風帶一.

赤道無風帶（Doldrums）平均位于南北緯10o范圍內，特征：對流旺盛、平流微弱、云量多、溫高、濕大、多雷雨、風微弱不定向，位置隨季節(jié)南北移動。風帶二．信風帶（TradesWindZone）位于副熱帶高壓帶與赤道低壓帶之間，平均位置在南北緯10--28o附近。北半球吹東北信風，南半球吹東南信風。特征：風向常年穩(wěn)定少變，風力一般3—4級，天氣晴朗，大洋西部降水較多，位置隨季節(jié)南北移動。三.副熱帶無風帶（HorseLatitudes）位于信風帶和西風帶之間，平均位于南北緯30o附近。特征：內部多下沉氣流，天氣晴朗、少云、微風、陸上干燥、海上潮濕，位置隨季節(jié)南北移動。風帶四．盛行西風帶（Westerlies）位于副熱帶高壓帶與副極地低壓帶之間，在南北緯30--60o之間。大氣主要自西向東運動，北半球主要為SW風，南半球為NW風。特征：此區(qū)域氣旋活動頻繁，天氣十分復雜，常有大風和雷雨，風速較大，南半球在此范圍內，除南美尖端外幾乎沒有陸地，常年盛行強勁的西風，7級以上的大風頻率每月可達10天以上，故有“咆哮西風帶”之稱。位置隨季節(jié)南北移動。五．極地東風帶（PolarEasterlies）

位于南北緯60--90o之間，北半球吹NE風，南半球吹SE風。

實際海平面平均氣壓場的基本特征冬季：北半球受四個大范圍的氣壓系統(tǒng)（又稱大氣活動中心）控制，它們是阿留申低壓，冰島低壓，蒙古高壓和北美高壓。蒙古高壓前部的偏北氣流就是亞洲穩(wěn)定的冬季季風。南半球在南太平洋，南大西洋和南印度洋分別是三個高壓中心，在南非，澳大利亞和南美大陸上是熱低壓組成的低壓帶。夏季：北半球的大氣活動中心有印度低壓，北美低壓，太平洋副高和大西洋副高，同時冰島低壓和阿留申低壓明顯減弱，范圍大大縮小。南半球大陸上的高壓加強伸展，在副熱帶緯度上，高壓帶環(huán)繞全球。春秋兩季屬于過渡季節(jié)，北半球春季，原有的四個大氣活動中心減弱，副熱帶高壓開始增強。冬季（1月）平均水平氣壓場夏季（7月）平均水平氣壓場大氣活動中心永久性大氣活動中心：指常年存在的大范圍氣壓區(qū)。如赤道低壓帶、海上副熱帶高壓、南極高壓、冰島低壓、阿留申低壓和南半球副極地低壓帶。半永久性大氣活動中心：指大范圍的氣壓區(qū)隨季節(jié)改變。如蒙古高壓、北美高壓、印度低壓、北美低壓、澳大利亞高壓、南美高壓、非洲高壓、澳大利亞低壓、南美低壓和非洲低壓。影響我國天氣和氣候的大氣活動中心主要有：西伯利亞高壓、阿留申低壓、西太平洋副高、印度低壓。大氣活動中心的季節(jié)變化必然引起大氣環(huán)流的季節(jié)變化，而大氣活動中心的短期變化對大范圍的天氣造成重大影響，它們是制作天氣預報的背景條件。季風（Monsoons）季風定義：大范圍風向隨季節(jié)而有規(guī)律改變的盛行風。要求盛行風的方向改變120°，盛行風頻率占40％。季風的成因（FormationofMonsoons）：（1）海陸季風：由海陸之間熱力異差引起的風系，隨季節(jié)有極明顯的變化，稱海陸季風。（2）行星季風：由于行星風帶隨季節(jié)移動而引起的風系變化，典型代表是南亞季風。（3）青藏高原的地形作用：青藏高原在夏季的熱源作用和冬季的冷源作用對維持和加強南亞季風起了重要的作用。季風的分布季風主要分布在南亞、東亞、東南亞和赤道非洲四個區(qū)域。東亞季風成因:

主要是由于海陸間的熱力差異引起的。范圍：我國大部分地區(qū)，朝鮮半島和日本附近洋面。冬季風特征：蒙古高壓盤踞亞洲大陸，寒潮和冷空氣不斷爆發(fā)南下，高壓前緣的偏北風成為東亞的冬季風。我國大部、朝鮮半島和日本附近洋面吹西北風，東海南部、南海、臺灣海峽吹東北風，風力均在5-6級，最大8-9級。夏季風特征：陸地是印度低壓（亞洲低壓），海上是西太平洋副熱帶高壓。我國東部沿海、朝鮮、日本吹東南風；南海、臺灣海峽、菲律賓附近洋面吹西南風。風力一般3-4級。季風的天氣氣候特征：夏季風：高溫、潮濕、多陰雨，來臨慢；冬季風：來臨快、強度大、大風、干冷等。冬季風大于夏季風。南亞季風成因：主要是南半球東南信風帶北移引起的，也有海陸間的熱力差異和大地形（青藏高原）的作用。