大氣的運(yùn)動(dòng)課件

大氣的運(yùn)動(dòng)

大氣時(shí)刻不停地運(yùn)動(dòng)著，運(yùn)動(dòng)的形式和規(guī)模復(fù)雜多樣。既有水平運(yùn)動(dòng)，也有垂直運(yùn)動(dòng)。既有規(guī)模很大的全球性運(yùn)動(dòng)，也有尺度很小的局地性運(yùn)動(dòng)。大氣的運(yùn)動(dòng)使不同地區(qū)、不同高度間的熱量和水分得以傳輸和交換，使不同性質(zhì)的空氣得以相互接近、相互作用，直接影響著天氣、氣候的形成和演變。大氣運(yùn)動(dòng)的產(chǎn)生和變化直接決定于大氣壓力的空間分布和變化。因而，研究大氣運(yùn)動(dòng)常常從大氣壓力的時(shí)空分布和變化入手。第一節(jié)氣壓隨高度和時(shí)間的變化

一、氣壓隨高度的變化

一個(gè)地方的氣壓值經(jīng)常有變化，變化的根本原因是其上空大氣柱中空氣質(zhì)量的增多或減少。大氣柱質(zhì)量的增減又往往是大氣柱厚度和密度改變的反映。當(dāng)氣柱增厚、密度增大時(shí)，則空氣質(zhì)量增多，氣壓就升高。反之，氣壓則減小。因而，任何地方的氣壓值總是隨著海拔高度的增高而遞減。如圖4·1所示，甲氣柱從地面到1000m和從1000m到2000m，雖然都是減少同樣高度的氣柱，但是低層空氣密度大于高層，

因而低層氣壓降低的數(shù)值大于高層。據(jù)實(shí)測，在地面層中，高度每升100m，氣壓平均降低12.7hPa，在高層則小于此數(shù)值。確定空氣密度大小與氣壓隨高度變化的定量關(guān)系，一般是應(yīng)用靜力學(xué)方程和壓高方程。

（一）靜力學(xué)方程

假設(shè)大氣相對于地面處于靜止?fàn)顟B(tài)，則某一點(diǎn)的氣壓值等于該點(diǎn)單位面積上所承受鉛直氣柱的重量。

見圖4·2，在大氣柱中截取面積為1cm2，厚度為△Z的薄氣柱。設(shè)高度Z1處的氣壓為P1，高度Z2處的氣壓為P2，空氣密度為ρ，重力加速度為g。在靜力平衡條件下，Z1面上的氣壓P1和Z2面上的氣壓P2間的氣壓差應(yīng)等于這兩個(gè)高度面間的薄氣柱重量，即

P2-P1=-△P=-ρg（Z2-Z1）=-ρg△Z

式中負(fù)號表示隨高度增高，氣壓降低。若△Z趨于無限小，則上式可寫成

-dP=ρgdZ

（4.1）

上式是氣象上應(yīng)用的大氣靜力學(xué)方程。方程說明，氣壓隨高度遞減的快慢取決于空氣密度（ρ）和重力加速度（g）的變化。重力加速度（g）隨高度的變化量一般很小，因而氣壓隨高度遞減的快慢主要決定于空氣的密度。在密度大的氣層里，氣壓隨高遞減得快，反之則遞減得慢。實(shí)踐證明，靜力學(xué)方程雖是靜止大氣的理論方程，但除在有強(qiáng)烈對流運(yùn)動(dòng)的局部地區(qū)外，其誤差僅有1％，因而得到廣泛應(yīng)用。將（4·1）式變換

高度所降低的氣壓值。

實(shí)際工作中還經(jīng)常引用氣壓高度差（h），它表示在鉛直氣柱中氣壓每改變一個(gè)單位所對應(yīng)的高度變化值。顯然它是鉛直氣壓梯度的倒數(shù)，即

式中Rd=287J/kgK為干空氣的氣體常數(shù)。將Rd、g值代入，并將T換成攝氏溫標(biāo)t，則得

表4·l是根據(jù)（4·2）式計(jì)算出的不同氣溫和氣壓下的h值。

從表4·l中可以看出：①在同一氣壓下，氣柱的溫度愈高，密度愈小，氣壓隨高度遞減得愈緩慢，單位氣壓高度差愈大。反之，氣柱溫度愈低，單位氣壓高度差愈小。②在同一氣溫下，氣壓值愈大的地方，空氣密度愈大，氣壓

隨高度遞減得愈快，單位高度差愈小。反之，氣壓愈低的地方單位氣壓高度差愈大。比如愈到高空，空氣愈稀薄，雖然同樣取上下氣壓差一個(gè)百帕，而氣柱厚度卻隨高度而迅速增大。通常，大氣總處于靜力平衡狀態(tài)，當(dāng)氣層不太厚和要求精度不太高時(shí)，（4·2）式可以用來粗略地估算氣壓與高度間的定量關(guān)系，或者用于將地面氣壓訂正為海平面氣壓。如果研究的氣層高度變化范圍很大，氣柱中上下層溫度、密度變化顯著時(shí)，該式就難以直接運(yùn)用，就需采用適合于較大范圍氣壓隨高度變化的關(guān)系式，即壓高方程。

（二）壓高方程為了精確地獲得氣壓與高度的對應(yīng)關(guān)系，通常將靜力學(xué)方程從氣層底部到頂部進(jìn)行積分，即得出壓高方程式中，P1、P2分別是高度Z1和Z2的氣壓值。該式表示任意兩個(gè)高度上的氣壓差等于這兩個(gè)高度間單位截面積空氣柱的重量。用狀態(tài)方程替換式中的ρ，得（4·4）式是通用的壓高方程。它表示氣壓是隨高度的增加而按指數(shù)遞減的規(guī)律。而且在大氣低層，氣壓遞減得快，在高層遞減得慢。在溫度低時(shí)，氣壓遞減得快，在溫度高時(shí)，遞減得慢。利用（4·4）式原則上可以進(jìn)行氣壓和高度間的換算，但直接計(jì)算還比較困難。因?yàn)樵诠街?/p>

指數(shù)上的子式中，g和T都隨高度而有變化，而且R因不同高度上空氣組成的差異也會隨高度而變化，因而進(jìn)行積分是困難的。為了方便實(shí)際應(yīng)用，需要對方程作某些特定假設(shè)。比如忽略重力加速度的變化和水汽影響，并假定氣溫不隨高度發(fā)生變化，此條件下的壓高方程，稱為等溫大氣壓高方程。在等溫大氣中，（4·4）式中的T可視為常數(shù)，于是得

式中負(fù)號取消是因?yàn)閷1和P2的位置上下調(diào)換。從（4·5）式中可以看出，等溫大氣中，氣壓隨高度仍是按指數(shù)規(guī)律遞減的，其變化曲線見圖4·3中實(shí)線。將T換成t，自然對數(shù)換成常用對數(shù)，并將g、R代入，則（4·5）式變成氣象上常用的等溫大氣壓高方程：

實(shí)際大氣并非等溫大氣，所以應(yīng)用（4·6）式計(jì)算實(shí)際大氣的厚度和高度時(shí)，必須將大氣劃分為許多薄層，求出每個(gè)薄層的tm，然后分別計(jì)算各薄層的厚度，最后把各薄層的厚度

求和便是實(shí)際大氣的厚度。表4·2是利用（4·6）式計(jì)算的標(biāo)準(zhǔn)大氣中氣壓與高度的對應(yīng)值。

（4.6）式中把重力加速度g當(dāng)成常數(shù)，實(shí)際上g隨緯度和高度而有變化，要求得精確的Z值，還必須對g作緯度和高度的訂正。一般說，在大氣低層g隨高度的變化不大，但將此式應(yīng)用到100km以上的高層大氣時(shí)，就必須考慮g的變化。此外，（4·6）式是把大氣當(dāng)成干空氣處理的，

但當(dāng)空氣中水汽含量較多時(shí)，就必須用虛溫代替式中的氣溫。假設(shè)溫度直減率（γ）不隨高度變化的大氣稱多元大氣。若取海平面的氣溫為T0，于是任意高度Z處的氣溫T=T0-γZ。令Z0=0，海平面氣壓為P0，任意高度Z上的氣壓為Pz，應(yīng)用（4·4）式有

（4·7）式表示在多元大氣中，氣壓隨高度也是按指數(shù)規(guī)律遞減的。當(dāng)γ=0.6℃/100m，T0=273K，P0=1000hPa時(shí)，氣壓隨高度降低的情況如圖4·3中的虛線所示。圖中實(shí)線是等溫大氣的情況，其氣壓隨高度的遞減比多元大氣慢一些。實(shí)際大氣與多元大氣更為接近。二、氣壓隨時(shí)間的變化（一）氣壓變化的原因某地氣壓的變化，實(shí)質(zhì)上是該地上空空氣柱重量增加或減少的反映，而空氣柱的重量是其質(zhì)量和重力加速度的乘積。重力加速度通常可以看作是定值，因而一地的氣壓變化就決定

就決定于其上空氣柱中質(zhì)量的變化，氣柱中質(zhì)量增多了，氣壓就升高。質(zhì)量減少了，氣壓就下降?？諝庵|(zhì)量的變化主要是由熱力和動(dòng)力因子引起。熱力因子是指溫度的升高或降低引起的體積膨脹或收縮、密度的增大或減小以及伴隨的氣候輻合或輻散所造成的質(zhì)量增多或減少。動(dòng)力因子是指大氣運(yùn)動(dòng)所引起的氣柱質(zhì)量的變化，根據(jù)空氣運(yùn)動(dòng)的狀況可歸納為下列三種情況。1.水平氣流的輻合與輻散空氣運(yùn)動(dòng)的方向和速度常不一致。有時(shí)運(yùn)動(dòng)的方向相同而速度不同，有時(shí)速度相同而

方向各異，也有時(shí)運(yùn)動(dòng)的方向、速度都不相同。這樣可能引起空氣質(zhì)量在某些區(qū)域堆聚，而在另一些地區(qū)流散。圖4·4a、c表示了各點(diǎn)的空氣都背著同一線或同一點(diǎn)散開，而且前面空氣運(yùn)動(dòng)速度快，后面的運(yùn)動(dòng)速度慢，顯然這個(gè)區(qū)域里的空氣質(zhì)點(diǎn)會逐漸向周圍流散，引起氣壓降低，這種現(xiàn)象稱為水平氣流輻散。相反，圖4·4b、d表示各點(diǎn)空氣向著同一點(diǎn)或同一線集聚，而且前面空氣質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)速度慢，后面運(yùn)動(dòng)速度快，結(jié)果這個(gè)區(qū)域里空氣質(zhì)點(diǎn)會逐漸聚積起來，引起氣壓升高，這種現(xiàn)象稱水平氣流輻合。實(shí)際大氣中空氣質(zhì)點(diǎn)水平輻合、輻散的分布比較復(fù)雜，有時(shí)下層輻合、上層輻散，有時(shí)下層輻散、上層輻合，在大多數(shù)情況下，上下層的輻散、輻合交互重疊非常復(fù)雜。因而某一地點(diǎn)氣壓的變化要依整個(gè)氣柱中是輻合占優(yōu)勢還是輻散占優(yōu)勢而定。2.不同密度氣團(tuán)的移動(dòng)不同性質(zhì)的氣團(tuán)，密度往往不同。如果移到某地的氣團(tuán)比原來氣團(tuán)密度大，則該地上空氣柱中質(zhì)量會增多，氣壓隨之升高。圖4.4反之該地氣壓就要降低。例如冬季大范圍強(qiáng)冷空氣南下，流經(jīng)之地空氣密度相繼增大，地面氣壓隨之明顯上升。夏季時(shí)暖濕氣流北上，引起流經(jīng)之處密度減小，地面氣壓下降。3.空氣垂直運(yùn)動(dòng)當(dāng)空氣有垂直運(yùn)動(dòng)而氣柱內(nèi)質(zhì)量沒有外流時(shí)，氣柱中總質(zhì)量沒有改變，地面氣壓不會發(fā)生變化。但氣柱中質(zhì)量的上下傳輸，可造成氣柱中某一層次空氣質(zhì)量改變，從而引起氣壓變化。圖4·5中位于A、B、C三地上空某一高度上a、b、c三點(diǎn)的氣壓，在空氣沒有垂直運(yùn)動(dòng)時(shí)應(yīng)是相等的。而當(dāng)B點(diǎn)有空氣上升運(yùn)動(dòng)時(shí)，空氣質(zhì)量由低層向上輸送，b點(diǎn)因上空氣柱中質(zhì)量增多而氣壓升高。C地有空氣下沉運(yùn)動(dòng)，空氣質(zhì)量由上層向下層輸送，c點(diǎn)因上空氣柱中質(zhì)量減少而氣壓降低。由于近地層空氣垂直運(yùn)動(dòng)通常比較微弱，以致空氣垂直運(yùn)動(dòng)對近地層氣壓變化的影響也較微小，可略而不計(jì)。實(shí)際大氣中氣壓變化并不由單一情況決定，而往往是幾種情況綜合作用的結(jié)果，而且這些情況之間又是相互聯(lián)系、相互制約、相互補(bǔ)償?shù)摹Ｈ鐖D4·6所示，上層有水平氣流輻合、下層有水平氣流輻散的區(qū)域必然會有空氣從上層向下層補(bǔ)償，從而出現(xiàn)空氣的下沉運(yùn)動(dòng)。反之，則會出現(xiàn)空氣上升運(yùn)動(dòng)。同理，在出現(xiàn)空氣垂直運(yùn)動(dòng)的區(qū)域也會在上層和下層出現(xiàn)水平氣流的輻合和輻散。

（二）氣壓的周期性變化氣壓的周期性變化是指在氣壓隨時(shí)間變化的曲線上呈現(xiàn)出有規(guī)律的周期性波動(dòng)，明顯的是以日為周期和以年為周期的波動(dòng)。地面氣壓的日變化有單峰、雙峰和三峰等型式，其中以雙峰型最為普遍，其特點(diǎn)是一天中有一個(gè)最高值、一個(gè)次高值和一個(gè)最低值、一個(gè)次低值（圖4·7）。一般是清晨氣壓上升，9—10時(shí)出現(xiàn)最高值，以后氣壓下降，到15—16時(shí)出現(xiàn)最低值，此后又逐漸升高，到21—22時(shí)出現(xiàn)次高值，以后再度下降，到次日3—4時(shí)出現(xiàn)次低值。最高、最低值出現(xiàn)的時(shí)間和變化幅度隨緯度而有區(qū)別，熱帶地區(qū)氣壓日變化最為明顯，日較差可達(dá)3—5hPa。隨著緯度的增高，氣壓日較差逐漸減小，到緯度50°日較差已減至不到1hPa。

氣壓日變化的原因比較復(fù)雜，現(xiàn)在還沒有公認(rèn)的解釋。一般認(rèn)為同氣溫日變化和大氣潮汐密切相關(guān)。比如氣壓一日波（單峰型）同氣溫的日變化關(guān)系很大。當(dāng)白天氣溫最高時(shí)，低層空氣受熱膨脹上升，升到高空向四周流散，引起地面減壓；清晨氣溫最低時(shí)，空氣冷卻收縮，氣壓相應(yīng)升到最高值。只是由于氣溫對氣壓的影響作用需要經(jīng)歷一段過程，以致氣壓極值出現(xiàn)的相時(shí)落后于氣溫。同時(shí)，氣壓日變化的振幅同氣溫一樣隨海陸、季節(jié)和地形而有區(qū)別，表現(xiàn)出陸地大于海洋、夏季大于冬季、山谷大于平原。氣壓的半日波（雙峰型）可能同一日間增溫和降溫的交替所產(chǎn)生的整個(gè)大氣半日振動(dòng)周期，以及由日月引起的大氣潮相關(guān)。至于三峰型氣壓波似應(yīng)與一日波、半日波以及局部地形條件等綜合作用有關(guān)。氣壓年變化是以一年為周期的波動(dòng)，受氣溫的年變化影響很大，因而也同緯度、海陸性質(zhì)、海拔高度等地理因素有關(guān)。在大陸上，一年中氣壓最高值出現(xiàn)在冬季，最低值出現(xiàn)在夏季，氣壓年變化值很大，并由低緯向高緯逐漸增大。海洋上一年中氣壓最高值出現(xiàn)在夏季，最低值出現(xiàn)在冬季，年較差小于同緯度的陸地。高山區(qū)一年中氣壓最高值出現(xiàn)在夏季，是空氣受熱，氣柱膨脹、上升，質(zhì)量增加所致，而最低值出現(xiàn)在冬季，是空氣受冷，氣柱收縮、空氣下沉、高山質(zhì)量減少的結(jié)果。見圖4·8。

（三）氣壓的非周期性變化氣壓的非周期性變化是指氣壓變化不存在固定周期的波動(dòng)，它是氣壓系統(tǒng)移動(dòng)和演變的結(jié)果。通常在中高緯度地區(qū)氣壓系統(tǒng)活動(dòng)頻繁，氣團(tuán)屬性差異大，氣壓非周期性變化遠(yuǎn)較低緯度明顯。如以24h氣壓的變化量來比較，高緯度地區(qū)可達(dá)10hPa，低緯度地區(qū)因氣團(tuán)屬性比較接近，氣壓的非周期變化量很小，一般只有1hPa。

一個(gè)地方的地面氣壓變化總是既包含著周期變化，又包括著非周期變化，只是在中高緯度地區(qū)氣壓的非周期性變化比周期性變化明顯得多，因而氣壓變化多帶有非周期性特征。在低緯度地區(qū)氣壓的非周期性變化比周期性變化弱小得多，因而氣壓變化的周期性比較顯著。當(dāng)然，遇有特殊情況下也會出現(xiàn)相反的情況。

第二節(jié)氣壓場氣壓的空間分布稱為氣壓場。由于各地氣柱的質(zhì)量不相同，氣壓的空間分布也不均勻，有的地方氣壓高，有的地方氣壓低，氣壓場呈現(xiàn)出各種不同的氣壓形勢，這些不同的氣壓形勢統(tǒng)稱氣壓系統(tǒng)。一、氣壓場的表示方法（一）等壓線和等壓面氣壓的水平分布形勢通常用等壓線或等壓面來表示。等壓線是同一水平面上各氣壓相等點(diǎn)的連線。等壓線按一定氣壓間隔（如2.5hPa或5hPa）繪出，構(gòu)成一張氣壓水平分布圖。若繪制的是海平面的等壓線，就是一張海平面氣壓分布圖。若繪制的是5000m高空的等壓線，就成為一張5000m高空的氣壓水平分布圖（等高面圖）。等壓線的形狀和疏密程度反映著水平方向上氣壓的分布形勢。等壓面是空間氣壓相等點(diǎn)組成的面。如700hPa等壓面上各點(diǎn)的氣壓值都等于700hPa。由于氣壓隨高度遞減，因而在某一等壓面以上各處的氣壓值都小于該等壓面上氣壓值，等壓面以下各處則反之。用一系列等壓面的排列和分布可以表示空間氣壓的分布狀況。

實(shí)際大氣中由于下墊面性質(zhì)的差異、水平方向上溫度分布和動(dòng)力條件的不均勻，以致同一高度上各地的氣壓不可能是一樣的。因而等壓面并不是一個(gè)水平面，而像地表形態(tài)一樣，是一個(gè)高低起伏的曲面。等壓面起伏形勢同它附近水平面上的氣壓高低分布有對應(yīng)關(guān)系。等壓面下凹部位對應(yīng)著水平面上的低壓區(qū)域，等壓面愈下凹，水平面上氣壓低得愈多。等壓面

向上凸起的部位對應(yīng)著水平面上的高壓區(qū)域，等壓面愈上凸，水平面上高壓愈強(qiáng)大。根據(jù)這種對應(yīng)關(guān)系，可求出同一時(shí)間等壓面上各點(diǎn)的位勢高度值，并用類似繪制地形等高線的方法，將某一等壓面上相對于海平面的各位勢高度點(diǎn)投影到海平面上，就得到一張等位勢高度線（等高線）圖，此圖能表示該等壓面的形勢，故這種圖稱為等壓面圖。見圖4·9，圖中P為等壓面，H1、H2、H3…為高度間隔相等的若干等高面，它們分別與等壓面P相截（截線以虛線表示），每條截線都在等壓面P上，所以截線上各點(diǎn)的氣壓值均相等，將這些截線投影到

水平面上，便得出P等壓面上距海平面高度分別為H1、H2、H3…的許多等高線。由圖可見，和等壓面凸起部位相對應(yīng)的是由一組閉合等高線構(gòu)成的高值區(qū)域，高度值由中心向外遞減，同理，和等壓面下凹部位相對應(yīng)的是由一組團(tuán)合等高線構(gòu)成的低值區(qū)域，高度值由中心向外遞增。因此，平面圖中等高線的高、低中心即代表氣壓的高低中心，而且等高線的疏密同等壓面的緩陡相對應(yīng)，等壓面陡的地方，如圖中A、B處，對應(yīng)于A'、B'處的密集等高線，等壓面平緩的地方如圖中C、D處，對應(yīng)于C'、D'處的稀疏等高線。

氣象上等高線的高度不是以米為單位的幾何高度，而是位勢高度。所謂位勢高度是指單位質(zhì)量的物體從海平面（位勢取為零）抬升到Z高度時(shí)，克服重力所作的功，又稱重力位勢，單位是位勢米。在SI制中，1位勢米定義為1kg空氣上升1m時(shí)，克服重力作了9.8J的功，也就是獲得9.8J/kg的位勢能，即

1位勢米=9.8J/kg

式中H為位勢高度（位勢米），Z為幾何高度（m），g，為緯度φ處的重力加速度（m/s2）。

當(dāng)g取9.8m/s2時(shí)，位勢高度H和幾何高度Z在數(shù)值上相同，但兩者物理意義完全不同，位勢米是表示能量的單位，幾何米是表示幾何高度的單位。由于大氣是在地球重力場中運(yùn)動(dòng)著，時(shí)刻受到重力的作用，因此用位勢米表示不同高度氣塊所具有的位能，顯然比用幾何高度要好。

氣象臺日常工作所分析的等壓面圖有850hPa、700hPa、500hPa以及300、200、100hPa等，它們分別代表1500m、3000m、5500m和9000m、12000m、16000m高度附近的水平氣壓場。海平面氣壓場一般用等高面圖（零高度面）來分析，必要時(shí)也用1000hPa等壓面圖來代替。

二、氣壓場的基本型式低空氣壓水平分布的類型，一般從海平面圖上等壓線的分布特征來確定：（一）低氣壓簡稱低壓，是由閉合等壓線構(gòu)成的低氣壓區(qū)。氣壓值由中心向外逐漸增高?？臻g等壓面向下凹陷，形如盆地。見圖4·10a。（二）低壓槽簡稱槽，是低氣壓延伸出來的狹長區(qū)域。在低壓槽中，各等壓線彎曲最大處的連線稱槽線。氣壓值沿槽線向兩邊遞增。槽附近的空間等壓面類似地形中狹長的山谷，呈下凹形。

（三）高氣壓簡稱高壓，由閉合等壓線構(gòu)成，中心氣壓高，向四周逐漸降低，空間等壓面類似山丘，呈上凸?fàn)?，見圖4·10b。（四）高壓脊簡稱脊，是由高壓延伸出來的狹長區(qū)域，在脊中各等壓線彎曲最大處的連線叫脊線，其氣壓值沿脊線向兩邊遞減，脊附近空間等壓面類似地形中狹長山脊。

（五）鞍形氣壓場

簡稱鞍，是兩個(gè)高壓和兩個(gè)低壓交錯(cuò)分布的中間區(qū)域。鞍形區(qū)空間的等壓面形似馬鞍。圖4·11。

以上幾種氣壓水平分布型式統(tǒng)稱氣壓系統(tǒng)。氣壓系統(tǒng)存在于三度空間中。由于愈向高空受地面影響愈小，以致高空氣壓系統(tǒng)比低空系統(tǒng)要相對簡單，大多呈現(xiàn)出沿緯向的平直或波狀等高線，有時(shí)也有閉合系統(tǒng)如切斷低壓、阻塞高壓。見圖4·12。

三、氣壓系統(tǒng)的空間結(jié)構(gòu)氣壓系統(tǒng)存在于三度空間中，在靜力平衡下，氣壓系統(tǒng)隨高度的變化同溫度分布密切相關(guān)。因此氣壓系統(tǒng)的空間結(jié)構(gòu)往往由于與溫度場的不同配置狀況而有差異。當(dāng)溫度場與氣壓場配置重合（溫度場的高溫、低溫中心分別與氣壓場的高壓、低壓中心相重合）時(shí)，稱氣壓系統(tǒng)是溫壓場對稱。當(dāng)溫度場與氣壓場的配置不重合時(shí)，稱氣壓系統(tǒng)是溫壓場不對稱。（一）溫壓場對稱系統(tǒng)由于溫壓場配置重合，所以該系統(tǒng)中水平面上等溫線與等壓線是基本平行的。系統(tǒng)中包括暖性高壓、冷性低壓和暖性低壓、冷性高壓，圖4·13。

1.暖性高壓高壓中心區(qū)為暖區(qū)，四周為冷區(qū)，等壓線和等溫線基本平行，暖中心與高壓中心基本重合的氣壓系統(tǒng)。由于暖區(qū)單位氣壓高度差大于周圍冷區(qū)，因而高壓的等壓面凸起程度隨高度增加不斷增大，即高壓的強(qiáng)度愈向高空愈增強(qiáng)。

2.冷性低壓低壓中心區(qū)為冷區(qū)，四周為暖區(qū)，等溫線與等壓線基本平行，冷中心與低壓中心基本重合的氣壓系統(tǒng)。因?yàn)槔鋮^(qū)單位氣壓高度差小于周圍暖區(qū)，因而冷低壓的等壓面凹陷程度隨高度

高空愈增強(qiáng)。3.暖性低壓低壓中心為暖區(qū)，暖中心與低壓中心基本重合的氣壓系統(tǒng)。由于暖區(qū)的單位氣壓高度差大于周圍冷區(qū)，所以低壓等壓面凹陷程度隨高度升高而逐漸減小，最后趨于消失。如果溫壓場結(jié)構(gòu)不變，隨高度繼續(xù)增加暖低壓就會變成暖高壓系統(tǒng)。

4.冷性高壓高壓中心為冷區(qū)，冷中心與高壓中心基本重合的氣壓系統(tǒng)。增加而增大，即冷低壓的強(qiáng)度愈向因?yàn)槔鋮^(qū)單位氣壓高度差小于周圍暖區(qū)，因而高壓等壓面的凸起程度隨高度升高而不斷減小，最后趨于消失。若溫壓場結(jié)構(gòu)不變，隨高度繼續(xù)增加，冷高壓會變成冷低壓系統(tǒng)。由上可見，暖性高壓和冷性低壓系統(tǒng)不僅存在于對流層低層，還可伸展到對流層高層，而且其氣壓強(qiáng)度隨高度增加逐漸增強(qiáng)，這類系統(tǒng)稱為深厚系統(tǒng)。而暖性低壓和冷性高壓系統(tǒng)主要存在于對流層低空，稱淺薄系統(tǒng)。

（二）溫壓場不對稱系統(tǒng)是指地面的高、低壓系統(tǒng)中心同溫度場冷

暖中心配置不相重合的系統(tǒng)。這種氣壓系統(tǒng)，中心軸線不是鉛直的，而發(fā)生偏斜。地面低壓中心軸線隨高度升高不斷向冷區(qū)傾斜，高壓中心軸線隨高度升高不斷向暖區(qū)傾斜。北半球中高緯度的冷空氣多從西北方向移來，因而低壓中心軸線常常向西北方向傾斜，而高壓的西南側(cè)比較溫暖，高壓中心軸線多向西南方向傾斜，見圖4·14。

大氣中氣壓系統(tǒng)的溫壓場配置絕大多數(shù)是不對稱的，對稱系統(tǒng)是很少的，因而氣壓系統(tǒng)的中心軸線大多是傾斜的，系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)隨高度發(fā)生改變的，氣壓系統(tǒng)的溫壓場結(jié)構(gòu)對于天氣的形成和演變有著重要影響。第三節(jié)大氣的水平運(yùn)動(dòng)和垂直運(yùn)動(dòng)

大氣的水平運(yùn)動(dòng)對于大氣中水分、熱量的輸送和天氣、氣候的形成、演變起著重要的作用。

一、作用于空氣的力

空氣的運(yùn)動(dòng)是在力的作用下產(chǎn)生的。作用

于空氣的力除重力之外，尚有由于氣壓分布不均而產(chǎn)生的氣壓梯度力，由于地球自轉(zhuǎn)而產(chǎn)生的地轉(zhuǎn)偏向力，由于空氣層之間、空氣與地面之間存在相對運(yùn)動(dòng)而產(chǎn)生的摩擦力，由于空氣作曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)產(chǎn)生的慣性離心力。這些力在水平分量之間的不同組合，構(gòu)成了不同形式的大氣水平運(yùn)動(dòng)。

（一）氣壓梯度力

氣壓梯度是一個(gè)向量，它垂直于等壓面，由高壓指向低壓，數(shù)值等于兩等壓面間的氣壓差（△P）除以其間的垂直距離（△N），用下式表達(dá)：

式中GN為氣壓梯度，由于△N是從高壓指向低壓，△P為負(fù)值，故經(jīng)度相差一度的緯圈長度，其值約為111km）。觀測表明，水平氣壓梯度值很小，一般為1—3hPa/赤道度，而垂直氣壓梯度在大氣低層可達(dá)1/10m左右，即相當(dāng)于水平氣壓梯度的10萬倍，因而氣壓梯度的方向幾乎與垂直氣壓梯度方向一致，等壓面近似水平。氣壓梯度不僅表示氣壓分布的不均勻程度，而且還表示了由于氣壓分布不均而作用在單位體積空氣上的壓力。為了闡明這個(gè)問題，在氣柱的P和P＋δP間取一小塊立方體流體（圖4·15），其體積是δV=δXδYδZ，Y軸平行于地面等壓線，X軸指向較高氣壓方向，Z軸垂直向上，并與地面重力作用線平行。

立方體周圍空氣對氣塊B面施加的壓力等于PδXδZ（P是這個(gè)面上號是因所取壓強(qiáng)方向與X方向相反），因而在X方向上，周圍空氣作用于立方體的凈壓力為此兩力之和，即

所以氣壓梯度是作用于單位體積空氣上的力。實(shí)際大氣中，由于空氣密度分布的不均勻，單位體積空氣塊質(zhì)量也是不等的。根據(jù)牛頓第二定律，在相同的氣壓梯度力作用下，對于密

度不同的空氣所產(chǎn)生的運(yùn)動(dòng)加速度是不同的，密度小的空氣所產(chǎn)生的運(yùn)動(dòng)加速度比較大，密度大的空氣所產(chǎn)生的運(yùn)動(dòng)加速度比較小。因此，用氣壓梯度難以比較各地空氣運(yùn)動(dòng)的速度。在氣象上討論空氣水平運(yùn)動(dòng)時(shí)，通常取單位質(zhì)量的空氣作為討論對象，并把在氣壓梯度存在時(shí)，單位質(zhì)量空氣所受的力稱為氣壓梯度式中ρ是空氣密度，△P是兩等壓面間的氣壓差，△N是兩等壓面間的垂直距離。氣壓梯度力的方向由高壓指向低壓，其大小與氣壓梯度-△P成正比，與空氣密度ρ成反比。氣壓梯度力可以分解為水平氣壓梯度力（Gn）和垂直氣壓梯度力（Gz），即：在大氣中氣壓梯度力垂直分量比水平分量大得多，但是重力與Gz始終處于平衡狀態(tài)，因

而在垂直方向上一般不會造成強(qiáng)大的垂直加速度。而水平氣壓梯度力雖小，由于沒有其它實(shí)質(zhì)力與它相平衡，在一定條件下卻能造成較大的空氣水平運(yùn)動(dòng)。通常，在同一水平面上，密度隨時(shí)間、地點(diǎn)變化不很明顯，因此水平氣梯度力相比較時(shí)，ρ的差異才需要考慮。實(shí)際大氣中經(jīng)常出現(xiàn)的數(shù)據(jù)是：ρ

這種氣壓梯度力持續(xù)作用3h，可使風(fēng)速由零增大到7.6m/s。可見氣壓梯度力是空氣產(chǎn)生水平運(yùn)動(dòng)的直接原因和動(dòng)力。

（二）地轉(zhuǎn)偏向力

空氣是在轉(zhuǎn)動(dòng)著的地球上運(yùn)動(dòng)著，當(dāng)運(yùn)動(dòng)的空氣質(zhì)點(diǎn)依其慣性沿著水平氣壓梯度力方向運(yùn)動(dòng)時(shí)，對于站在地球表面的觀察者看來，空氣質(zhì)點(diǎn)卻受著一個(gè)使其偏離氣壓梯度力方向的力的作用，這種因地球繞自身軸轉(zhuǎn)動(dòng)而產(chǎn)生的非慣性力稱為水平地轉(zhuǎn)偏向力或科里奧利力。在大尺度的空氣運(yùn)動(dòng)中，地轉(zhuǎn)偏向力是一個(gè)非常重要的力。

為了闡明地球自轉(zhuǎn)產(chǎn)生偏向力的原因，先做一個(gè)實(shí)驗(yàn)。取一個(gè)圓盤并讓它作逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)（圖4·16），同時(shí)取一小球讓它從圓盤中心O點(diǎn)向OB方向滾去。水平方向上如果沒有外力作用于小球，則小球保持著慣性沿OB直線勻速地滾動(dòng)著，圓盤的轉(zhuǎn)動(dòng)對小球運(yùn)動(dòng)的方向和速度都沒有影響。但當(dāng)小球自

O點(diǎn)沿OB方向滾動(dòng)到圓盤邊緣的時(shí)間里，站在圓盤上A點(diǎn)的人也隨圓盤一起轉(zhuǎn)動(dòng)，并由A移

到A'位置上。如觀察者以其立足的圓盤作為衡量物體運(yùn)動(dòng)的參照標(biāo)準(zhǔn)，在他看來，小球并沒有作直線運(yùn)動(dòng)向他滾來，而是作曲線運(yùn)動(dòng)向右（沿小球運(yùn)動(dòng)方向看）偏移到A的位置上了，如圖4·16中虛線所示。按牛頓運(yùn)動(dòng)定律，這種看來向右偏轉(zhuǎn)。好像是小球在作直線運(yùn)動(dòng)時(shí)，時(shí)刻受到的一個(gè)同它運(yùn)動(dòng)方向相垂直并指向其右方的作用力，就是由于圓盤轉(zhuǎn)動(dòng)所產(chǎn)生的偏向力，也就是隨圓盤一起轉(zhuǎn)動(dòng)的觀察者所觀察到的力。這種力是假想的，事實(shí)上并無任何

物體作用于小球來產(chǎn)生這個(gè)力，只是為了要在一個(gè)非慣性系里以牛頓定律來解釋所觀察到的現(xiàn)象而引進(jìn)的一個(gè)假想力。

為了計(jì)算由地轉(zhuǎn)偏向力所引起的相對加速度α，假設(shè)小球運(yùn)動(dòng)的速度是V，從O點(diǎn)出發(fā)經(jīng)過時(shí)間t到達(dá)A點(diǎn)，它的位移為OA=Vt。與此同時(shí)，圓盤逆時(shí)針轉(zhuǎn)動(dòng)了角∠AOA'，圓盤轉(zhuǎn)動(dòng)的角速度為ω，在t秒鐘內(nèi)轉(zhuǎn)過的角度∠AOA'=ωt。以S表示小球偏離的距離，并且近似等于，如略去其差別，則S==OA×∠AOA'，以O(shè)A=Vt，∠AOA'=ωt代入上式，則S=Vωt2，

圓盤上偏向力表達(dá)式表明，A的大小等于圓盤的角速度ω與小球運(yùn)動(dòng)速度V的乘積的兩倍。A的方向垂直于轉(zhuǎn)動(dòng)軸，也垂直于相對速度V，指向V的右側(cè)。

地球不停地繞地軸以角速度ω從西向東自轉(zhuǎn)，生活在地球上的人和上述圓盤上的人很相似會很自然地以轉(zhuǎn)動(dòng)的地表作為衡量物體運(yùn)動(dòng)的標(biāo)準(zhǔn)，所不同的是轉(zhuǎn)動(dòng)的球體表面更為復(fù)雜。然而圓盤非常相似地球極點(diǎn)的地平面。在北極，地平面繞其垂直軸（地軸）的角速度恰好等于地球自轉(zhuǎn)的角速度ω。轉(zhuǎn)動(dòng)方向也是逆時(shí)針的。因而在北極，單位質(zhì)量空氣受到的水平地轉(zhuǎn)偏向力與空氣運(yùn)動(dòng)方向垂直，并指向它的右方，大小等于2Vω。

在赤道，地球自轉(zhuǎn)軸與地表面的垂直軸正交，表明赤道上的地平面不隨地球自轉(zhuǎn)而旋轉(zhuǎn)，因而赤道上沒有水平地轉(zhuǎn)偏向力。

在北半球的其它緯度上，地球自轉(zhuǎn)軸與地平面垂直軸的交角小于90°，因而任何一地的地平面都有繞地軸轉(zhuǎn)動(dòng)的角速度。見圖

4·17，圖上ω表示繞地軸轉(zhuǎn)動(dòng)的角速度，

AC表示A點(diǎn)地平面的垂直軸。由于∠AOD=φ，所以∠ABC=φ，ω在地平面垂直軸方向的分量為ω1（ωsinφ）。根據(jù)圓盤轉(zhuǎn)動(dòng)速度所得的公式α=2Vω，可以得出任何緯度上作用于單位質(zhì)量運(yùn)動(dòng)空氣上的偏向力為：

A=2Vωsinφ

在南半球，由于地平面繞地軸按順時(shí)針方向轉(zhuǎn)動(dòng)，因而地轉(zhuǎn)偏向力指向運(yùn)動(dòng)物體的左方，其大小與北半球同緯度上的地轉(zhuǎn)偏向力相等。地轉(zhuǎn)偏向力只是在空氣相對于地面有運(yùn)動(dòng)時(shí)才產(chǎn)生，空氣處于靜止?fàn)顟B(tài)時(shí)沒有地轉(zhuǎn)偏向力作用。而且地轉(zhuǎn)偏向力只改變氣塊運(yùn)動(dòng)方向而不能改變其運(yùn)動(dòng)速度。在風(fēng)速相同情況下它隨緯度減小而減小。見表4·3。

（三）慣性離心力慣性離心力是物體在作曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)所產(chǎn)生的，由運(yùn)動(dòng)軌跡的曲率中心沿曲率半徑向外作用在物體上的力。這個(gè)力是物體為保持沿慣性方向運(yùn)動(dòng)而產(chǎn)生的，因而稱慣性離心力。慣性

離心力同運(yùn)動(dòng)的方向相垂直，自曲率中心指向外緣（圖4·18），其大小同物體轉(zhuǎn)動(dòng)的角速度ω的平方和曲率半徑r（4·10）式表明慣性離心力C的大小與運(yùn)動(dòng)物體的線速度V的平方成正比，與曲率半徑r成反比。實(shí)際上，空氣運(yùn)動(dòng)路徑的曲率半徑一般都很大，從幾十千米到上千千米，因而空氣運(yùn)動(dòng)時(shí)所受到的慣性離心力一般比較小，往往小于地轉(zhuǎn)偏向力。但是在低緯度地區(qū)或空氣運(yùn)動(dòng)速度很大而曲率半徑很小時(shí)，也可以達(dá)到較大的數(shù)值并有可能超過地轉(zhuǎn)偏向力。慣性離心力和地轉(zhuǎn)偏向力一樣只改變物體運(yùn)動(dòng)的方向，不改變運(yùn)動(dòng)的速度。

（四）摩擦力是兩個(gè)相互接觸的物體作相對運(yùn)動(dòng)時(shí)，接觸面之間所產(chǎn)生的一種阻礙物體運(yùn)動(dòng)的力。大氣運(yùn)動(dòng)中所受到的摩擦力一般分為內(nèi)摩擦力和外摩擦力。內(nèi)摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接觸的兩個(gè)空氣層之間產(chǎn)生的一種相互牽制的力，它主要通過湍流交換作用使氣流速度發(fā)生改變，也稱湍流摩擦力。其數(shù)值很小，往往不予考慮。

外摩擦力是空氣貼近下墊面運(yùn)動(dòng)時(shí)，下墊面對空氣運(yùn)動(dòng)的阻力。它的方向與空氣運(yùn)動(dòng)方向相反，大小與空氣運(yùn)動(dòng)的速度和摩擦系數(shù)成正比，其公式為

R=-kV（4·11）式中R為摩擦力，k為摩擦系數(shù)，V為空氣運(yùn)動(dòng)速度。內(nèi)摩擦力與外摩擦力的向量和稱摩擦力。摩擦力的大小在大氣中的各個(gè)不同高度上是不同的，以近地面層（地面至30—50m）最為顯著，高度愈高，作用愈弱，到1—2km以上，摩擦力的影響可以忽略不計(jì)。所以，把此高度以下的氣層稱為摩擦層（或行星邊界層），此層以上稱為自由大氣層。

上述四個(gè)力都是在水平方向上作用于空氣的力，它們對空氣運(yùn)動(dòng)的影響是不一樣的。一般來說，氣壓梯度力是使空氣產(chǎn)生運(yùn)動(dòng)的直接動(dòng)力，是最基本的力。其它力是在空氣開始運(yùn)動(dòng)后產(chǎn)生和起作用的，而且所起的作用視具體情況而有不同。地轉(zhuǎn)偏向力對高緯地區(qū)或大尺度的空氣運(yùn)動(dòng)影響較大，而對低緯地區(qū)特別是赤道附近的空氣運(yùn)動(dòng)，影響甚小。慣性離心力是在空氣作曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)起作用，而在空氣運(yùn)動(dòng)近于直線時(shí)，可以忽略不計(jì)。摩擦力在摩擦層中起作用，而對自由大氣中的空氣運(yùn)動(dòng)也不予考慮。地轉(zhuǎn)偏向力、慣性離心力和摩擦力雖然

不能使空氣由靜止?fàn)顟B(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)檫\(yùn)動(dòng)狀態(tài)，但卻能影響運(yùn)動(dòng)的方向和速度。氣壓梯度力和重力既可改變空氣運(yùn)動(dòng)狀態(tài)，又可使空氣由靜止?fàn)顟B(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)檫\(yùn)動(dòng)狀態(tài)。

（五）大氣運(yùn)動(dòng)方程大氣運(yùn)動(dòng)方程是描述作用于空氣微團(tuán)上的力與其所產(chǎn)生的加速度之間關(guān)系的方程。根據(jù)牛頓第二定律，物體所受的力等于質(zhì)量和加速度的乘積，即F=ma，F(xiàn)為物體所受的力，是各個(gè)作用力的總和。單位質(zhì)量空氣運(yùn)動(dòng)方程的一般形式為以FX、FY、FZ分別表示作用力在標(biāo)準(zhǔn)坐標(biāo)系X、Y、Z三個(gè)方向（X指向東、Y指向北、Z指向天頂）上的投影，則式中u、v、w分別為V在X、Y、Z三個(gè)方向上的分量。將G、A、R、g值代入上式，簡化后的運(yùn)動(dòng)方程為

在空氣作大規(guī)模水平運(yùn)動(dòng)中，大氣近似于靜力平衡，因而上式中的垂直運(yùn)動(dòng)項(xiàng)可以略去。在自由大氣中，R也可略去。上式可寫成

這是研究自由大氣運(yùn)動(dòng)時(shí)被廣泛應(yīng)用的運(yùn)動(dòng)方程式。方程中第三式是靜力平衡方程。二、自由大氣中的空氣水平運(yùn)動(dòng)觀測表明，自由大氣中大尺度空氣水平運(yùn)動(dòng)近似于穩(wěn)定、水平運(yùn)動(dòng)。表明空氣運(yùn)動(dòng)是在氣壓梯度力和地轉(zhuǎn)偏向力（曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)，還有慣性離心力）作用下運(yùn)動(dòng)著。（一）地轉(zhuǎn)風(fēng)

地轉(zhuǎn)風(fēng)是氣壓梯度力和地轉(zhuǎn)偏向力相平衡時(shí)，空氣作等速、直線的水平運(yùn)動(dòng)，其式為

地轉(zhuǎn)風(fēng)方向與水平氣壓梯度力的方向垂直，即平行于等壓線。因而，若背風(fēng)而立，在北半球高壓在其右方，在南半球，高壓在其左方，此稱風(fēng)壓律。表4·4說明，地轉(zhuǎn)風(fēng)速隨緯度增高而減小。但實(shí)際觀測到的地轉(zhuǎn)風(fēng)速卻是高緯度地區(qū)大于低緯度地區(qū)。這是由于高緯度的氣壓梯度值遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于低緯度的緣故。

由于地轉(zhuǎn)風(fēng)是G和A達(dá)到平衡時(shí)的空氣水平運(yùn)動(dòng)，因而是穩(wěn)定的直線運(yùn)動(dòng)，風(fēng)向與等壓線平行，等壓線也是相互平行的，見圖4·19。嚴(yán)格說，等壓線還應(yīng)平行于緯圈，因?yàn)榈剞D(zhuǎn)偏向力隨緯度有變化，只有等高線平行于緯線時(shí)才能達(dá)到處處氣壓梯度力與地轉(zhuǎn)偏向力相平衡，以獲得穩(wěn)定的直線運(yùn)動(dòng)。實(shí)際大氣中，這種嚴(yán)格的理論上的地轉(zhuǎn)風(fēng)是很少存在的。中高緯度自由大氣中的實(shí)際風(fēng)與地轉(zhuǎn)風(fēng)十分相近，水平運(yùn)動(dòng)基本上是地轉(zhuǎn)的。在低緯度地轉(zhuǎn)偏向力很小，地轉(zhuǎn)風(fēng)的概念已不適用。（4·15）式是等高面上的地轉(zhuǎn)風(fēng)公式，由于ρ隨高度有很大變化，因而在比較某地不同高度上的地轉(zhuǎn)風(fēng)時(shí)，不僅要比較上、下層氣壓梯度的大小，同時(shí)還要知道ρ值隨高度的變化，這給實(shí)際工作帶來極大不便。如果應(yīng)用等壓面圖來代替等高面圖，問題就容易解決，因?yàn)樵诘葔好鎴D上水平氣壓梯度力

（4·16）式中已經(jīng)不出現(xiàn)ρ，地轉(zhuǎn)風(fēng)直接與等壓面上的位勢梯度成正比，與緯度的正弦成反比。對于一地來說，緯度相同，只要比較各層等壓面圖上的等高線疏密程度，就可確定各層風(fēng)速的大小。

（二）梯度風(fēng)

當(dāng)空氣質(zhì)點(diǎn)作曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)，除受氣壓梯度力和地轉(zhuǎn)偏向力作用外，還受慣性離心力的作用，當(dāng)這三個(gè)力達(dá)到平衡時(shí)的風(fēng)，稱為梯度風(fēng)。由于作曲線運(yùn)動(dòng)的氣壓系統(tǒng)有高壓和低壓之分，而且在高壓和低壓系統(tǒng)中，力的平衡狀況不同，其梯度風(fēng)也各不相同。

將G、A、C的表達(dá)式代入上式，得高壓梯度風(fēng)風(fēng)速Vac，

（4·17）式和（4·18）式根號前都有正負(fù)兩個(gè)符號，可得兩個(gè)根。但這樣，低壓梯度風(fēng)風(fēng)速式根號前符號應(yīng)取正號，即高壓梯度風(fēng)風(fēng)速式根號前符號應(yīng)取負(fù)號，即在北半球，低壓中的梯度風(fēng)必然平行于等壓線，繞低壓中心作逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)。高壓中梯度風(fēng)平行于等壓線繞高壓中心作順時(shí)針旋轉(zhuǎn)。南半球則相反。不同條件下的梯度風(fēng)風(fēng)速。見表4·5、表4·6。另外，在低緯度地區(qū)或小尺度低壓中，如果氣壓梯度力和慣性離心力都

由于這種風(fēng)已不再考慮A的影響，因而其風(fēng)向既可按順時(shí)針方向吹，又可按逆時(shí)針方向吹。龍卷風(fēng)就具有旋衡風(fēng)的性質(zhì)，這在實(shí)際大氣中是存在的。梯度風(fēng)與地轉(zhuǎn)風(fēng)既有共同點(diǎn)，又有相異處，兩者都是作用于空氣質(zhì)點(diǎn)的力達(dá)到平衡時(shí)的風(fēng)。梯度風(fēng)考慮了空氣運(yùn)動(dòng)路徑的曲率影響，它比地轉(zhuǎn)風(fēng)更接近于實(shí)際風(fēng)。在研究自由大氣中大尺度空氣運(yùn)動(dòng)時(shí)，地轉(zhuǎn)風(fēng)或梯度風(fēng)這兩種平衡關(guān)系是基本上適應(yīng)的，尤其在中高緯度，它們概括了自由大氣中風(fēng)場

和氣壓場的基本關(guān)系，在氣象上有很大實(shí)用價(jià)值。但實(shí)際自由大氣中的空氣運(yùn)動(dòng)并不完全與地轉(zhuǎn)風(fēng)或梯度風(fēng)相吻合，各個(gè)作用力的平衡關(guān)系也只是相對的、暫時(shí)的，平衡關(guān)系經(jīng)常會遭到破壞。這是因?yàn)榭諝膺\(yùn)動(dòng)的路徑不會是直線的，也不會是圓形或曲線，結(jié)果氣壓梯度力便隨著時(shí)間和空間在發(fā)生變化。同時(shí)，空氣運(yùn)動(dòng)也不會總是平行于緯圈，常常有穿越緯圈的運(yùn)動(dòng)，其風(fēng)速也隨之發(fā)生相應(yīng)變化。由上可見，即使一開始空氣所受的力達(dá)到平衡，而隨著時(shí)間和空間的變化，力的平衡關(guān)系會遭到破壞，出現(xiàn)非平衡下的實(shí)際風(fēng)。實(shí)際風(fēng)與地轉(zhuǎn)風(fēng)、梯度風(fēng)之間便出現(xiàn)偏差，形成所謂偏差風(fēng)。正是由于偏差風(fēng)出現(xiàn)，促使風(fēng)場與氣壓場相互調(diào)整，建立新的平衡關(guān)系，新的平衡又在新的風(fēng)壓條件下遭到破壞。空氣運(yùn)動(dòng)就是從不平衡到平衡，又從平衡到不平衡的過程。地轉(zhuǎn)風(fēng)和梯度風(fēng)只不過是與實(shí)際風(fēng)相近似的一種暫時(shí)達(dá)到平衡狀態(tài)的應(yīng)具有的風(fēng)速值。（三）自由大氣中風(fēng)隨高度的變化大量高空探測資料表明，不同高度上的風(fēng)向、風(fēng)速是不一致的，風(fēng)隨高度有著明顯變化。自由大氣中風(fēng)隨高度的變化同氣壓場隨高度的變化密切相關(guān)。而氣壓隨高度遞降的快慢又與大氣柱中的平均溫度有關(guān)。在暖氣柱中，氣壓隨高度增加而降低得慢，即單位氣壓高度差大，而在冷氣柱中，氣壓隨高度增加而降低得快，即單位氣壓高度差小。因此，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，等壓面就會出現(xiàn)傾斜，暖區(qū)一側(cè)等壓面抬起，冷區(qū)一側(cè)等壓面降低，結(jié)果使高層水平面上的氣壓值不相等，出現(xiàn)了由暖區(qū)指向冷區(qū)的氣壓梯度力，從而產(chǎn)生了平行于等溫線的風(fēng)，而且氣層中平均溫度梯度愈大，高層出現(xiàn)的風(fēng)也愈大，這種由于水平溫度梯度的存在而產(chǎn)生的地轉(zhuǎn)風(fēng)在鉛直熱成風(fēng)的大小與氣層內(nèi)平均溫度梯度以及氣層的厚度成正比，與科氏參數(shù)（f）成反比。熱成風(fēng)的方向與平均等溫線相平行，在北半球背熱成風(fēng)而立，高溫在右，低溫在左，南半球則反。熱成風(fēng)風(fēng)速的表達(dá)式為式中Tm為氣層平均溫度，f為地轉(zhuǎn)參數(shù)，g為重力加速度，Z1、Z2為下、上層的高度（圖4·21，圖4·22）。

在平衡條件下，自由大氣中風(fēng)隨高度的變化主要與氣層中的溫度場有關(guān)。根據(jù)氣層中水平溫度場與氣壓場間的不同配置情況，風(fēng)隨高度的變化會有下列幾種基本形式。1.等溫線與等壓線平行出現(xiàn)于溫壓場對稱系統(tǒng)。根據(jù)風(fēng)隨高度變化狀況可分為兩類：一類是高壓區(qū)與高溫區(qū)相對應(yīng)的系統(tǒng)，其低層風(fēng)向與熱成風(fēng)風(fēng)向一致，因而其風(fēng)速隨高度逐漸增大，風(fēng)向不改變（圖4·23）。另一類是高壓區(qū)與低溫區(qū)相重合的系統(tǒng)。由于高壓區(qū)對應(yīng)著冷區(qū)，低層風(fēng)向與熱成風(fēng)方向相反。因而低層風(fēng)速隨高度逐漸減小，風(fēng)向不變，到某一高度風(fēng)速減小到零。再向高空，風(fēng)速隨高度增大，而風(fēng)向則與低層相反，即發(fā)生180°轉(zhuǎn)變，同熱成風(fēng)風(fēng)向一致（圖4·24）。2.等壓線與等溫線相交出現(xiàn)于溫壓場不對稱系統(tǒng)。在這種系統(tǒng)中風(fēng)隨高度的變化狀況也分為兩類，一類是等壓線與等溫線相交而有冷平流（圖4·25），低層風(fēng)從冷區(qū)吹愈到高層，風(fēng)向與熱成風(fēng)風(fēng)向愈接近。另一類是等壓線與等溫線相交而有暖平流（圖4·26），低層風(fēng)從暖區(qū)熱成風(fēng)愈接近。

在自由大氣中，隨著高度的增高，不論風(fēng)向如何變化，高層風(fēng)總是愈來愈趨向于熱成風(fēng)，這個(gè)結(jié)論與實(shí)際情況是相符的。比如北半球的對流層中，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，因而在對流層上層總是以西風(fēng)為主（熱成風(fēng)是西風(fēng)），并在

緯度30°附近上空出現(xiàn)最大的西風(fēng)風(fēng)速區(qū)，稱為西風(fēng)急流。上層地轉(zhuǎn)風(fēng)與下層地轉(zhuǎn)風(fēng)的矢量差。地轉(zhuǎn)風(fēng)是作用力平衡情況下的風(fēng)，所以熱成風(fēng)也是平衡狀態(tài)下的風(fēng)差。研究和了解熱成風(fēng)有助于揭示自由大氣中風(fēng)隨高度變化的基本規(guī)律，以及大氣平衡條件下的氣壓場、風(fēng)場、溫度場間的相互關(guān)系。

三、摩擦層中空氣的水平運(yùn)動(dòng)在摩擦層中，空氣的水平運(yùn)動(dòng)因受摩擦力作用，不僅風(fēng)速減弱、風(fēng)向受到干擾，而且破壞了氣壓梯度力與地轉(zhuǎn)偏向力間的平衡關(guān)系，表現(xiàn)出氣流斜穿等壓線，從高壓吹向低壓的特征。

（一）地面摩擦力對風(fēng)的影響如果地面層等壓線為平行直線時(shí)，空氣質(zhì)點(diǎn)受到氣壓梯度力（G）、地轉(zhuǎn)偏向力（A）和地面摩擦力（R）的共同作用。當(dāng)三個(gè)力達(dá)到平衡時(shí)，便出現(xiàn)了穩(wěn)定的地面平衡風(fēng)（圖4·27）。由于摩擦力（主要是外摩擦力）對風(fēng)的阻滯作用，使平衡風(fēng)的風(fēng)速比原氣壓場中相應(yīng)的地轉(zhuǎn)風(fēng)的風(fēng)速要減小，進(jìn)而使地轉(zhuǎn)偏向力也相應(yīng)減小。結(jié)果減小后的地轉(zhuǎn)偏向力和摩擦力的合力與氣壓梯度力相平衡時(shí)的風(fēng)，斜穿等壓線，由高壓吹向低壓。其風(fēng)速大小與氣壓梯度力成正比，而與地面摩擦系數(shù)成反比。摩擦層中風(fēng)場與氣壓場的關(guān)系為：在北半球背風(fēng)而立，高壓在右后方，低壓在左前方，此即白貝羅風(fēng)壓定律。至于風(fēng)向偏離等壓線的角度（α）和風(fēng)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(fēng)速減小得愈多。據(jù)統(tǒng)計(jì)，在中緯度地區(qū)，陸地上的地面風(fēng)速（10—12m高度上的風(fēng)速）約為該氣壓場所應(yīng)有地轉(zhuǎn)風(fēng)速的35—45％，在海洋上約為60—70％。風(fēng)向與等壓線的交角，在陸地上約為25°—35°，在海洋上約為10°—20°。在等壓線彎曲的氣壓場中，例如閉合的高壓和低壓中，由于地面摩擦力的作用，風(fēng)速比氣壓場中所應(yīng)有的梯度風(fēng)風(fēng)速要小，風(fēng)斜穿等壓線吹向低壓區(qū)。所以，低壓中的空氣是一面旋轉(zhuǎn)、一面向低壓中心輻合。高壓中空氣則是一面旋轉(zhuǎn)、一面從高壓中心向外輻散（圖4·28）。（二）摩擦層中風(fēng)隨高度的變化

在摩擦層中風(fēng)隨高度的變化，既受摩擦力隨高度變化的影響，又受氣壓梯度力隨高度變化的影響。假若各高度上的氣壓梯度力都相同，由于摩擦力隨高度不斷減小，其風(fēng)速將隨高度增高逐漸增大，風(fēng)向隨高度增高不斷向右偏轉(zhuǎn)（北半球），到摩擦層頂部風(fēng)速接近于地轉(zhuǎn)風(fēng)，風(fēng)向與等壓線相平行。根據(jù)理論計(jì)算和實(shí)測資料，可以得到北半球摩擦層中在不考慮氣壓梯度力隨高度改變時(shí)，風(fēng)隨高度變化的圖像（如圖4·29）。圖中V1、V2、V3…代表自地面起各高度的風(fēng)向、風(fēng)速矢量，接連各風(fēng)矢量終點(diǎn)的平滑曲線，稱為?？寺菥€，是風(fēng)速矢端跡圖。實(shí)際上，氣壓梯度力隨高度也在改變，因而摩擦層中風(fēng)的變化并不完全符合上述規(guī)律，需要根據(jù)熱成風(fēng)原理，用矢量合成方法進(jìn)行修正。

（三）風(fēng)的日變化和風(fēng)的陣性

1.風(fēng)的日變化近地面層中，風(fēng)存在著有規(guī)律的日變化。白天風(fēng)速增大，午后增至最大，夜間風(fēng)速減小，清晨減至最小。而摩擦層上層則相反，白天風(fēng)速小，夜間風(fēng)速大。這是因?yàn)樵谀Σ翆又?，通常是上層風(fēng)速大于下層。白天地面受熱，空氣逐漸變得不穩(wěn)定，湍流得以發(fā)展，上下層間

空氣動(dòng)量交換增強(qiáng)，使上層風(fēng)速大的空氣進(jìn)入下層，致下層風(fēng)速增大，風(fēng)向向右偏轉(zhuǎn)。同理，下層風(fēng)速小的空氣進(jìn)入上層，造成上層風(fēng)速減小，風(fēng)向向左偏轉(zhuǎn)。午后湍流發(fā)展旺盛，下層風(fēng)速增至最大值，風(fēng)向右偏最多，上層風(fēng)速減到最小值，風(fēng)向左偏最多，這時(shí)上下層風(fēng)的差異最小。夜間湍流減弱，下層風(fēng)速變小、風(fēng)向左偏，上層風(fēng)速增大、風(fēng)向右偏。上層與下層的分界線隨季節(jié)而有變化，夏季湍流最強(qiáng)，可達(dá)300m，冬季湍流最弱，低至20m，平均約50—100m。風(fēng)的日變化，晴天比陰天大，夏季比冬季大，陸地比海洋大。當(dāng)有強(qiáng)烈天氣系統(tǒng)過境

時(shí)，日變規(guī)律可能被擾和或被掩蓋。

2.風(fēng)的陣性是指風(fēng)向變動(dòng)不定、風(fēng)速忽大忽小的現(xiàn)象。它是因大氣中湍流運(yùn)動(dòng)引起的。當(dāng)大氣中出現(xiàn)強(qiáng)烈擾動(dòng)時(shí)，空氣上下層間交換頻繁，這時(shí)與空氣一起移動(dòng)的大小渦旋可使局部氣流加強(qiáng)、減弱或改變方向。圖4·30中的實(shí)箭頭表示大范圍氣流的方向，虛箭頭表示水平渦旋中氣流的方向。在A處兩者同向，使風(fēng)速增大，在B處兩者反向，使風(fēng)速減小，在C處和D處兩者垂直，風(fēng)向發(fā)生向左或向右偏轉(zhuǎn)。對于一定地點(diǎn)來說，隨著渦旋的過往，該地的風(fēng)速就會忽大忽小，風(fēng)向有忽左忽右的變化。風(fēng)的陣性在摩擦層中經(jīng)常出現(xiàn)，特別是山區(qū)更甚。隨著高度的增高，風(fēng)的陣性在逐漸減弱。以夏季和午后最為明顯。四、空氣的垂直運(yùn)動(dòng)

大氣運(yùn)動(dòng)經(jīng)常滿足靜力學(xué)方程，基本上是準(zhǔn)水平的，因而空氣的垂直運(yùn)動(dòng)速度很小，一般僅為水平速度的百分之一，甚至千分之一或更小。然而垂直運(yùn)動(dòng)卻與大氣中云雨的形成和發(fā)展及天氣變化有著密切關(guān)系。（一）對流運(yùn)動(dòng)對流運(yùn)動(dòng)是由于某團(tuán)空氣溫度與周圍空氣溫度不等而引起的。當(dāng)某空氣團(tuán)的溫度高于四周空氣溫度時(shí)，氣團(tuán)獲得向上浮力產(chǎn)生上升運(yùn)動(dòng)，升至上層向外流散，而低層四周空氣便隨之輻合以補(bǔ)充上升氣流，這樣便形成了空氣的對流運(yùn)動(dòng)。對流運(yùn)動(dòng)的高度、范圍和強(qiáng)度同上升氣團(tuán)的氣層穩(wěn)定度有關(guān)。大氣中這種熱力對流的水平尺度多在0.1—50km，是溫暖的低、中緯度地區(qū)和溫暖季節(jié)經(jīng)常發(fā)生的空氣運(yùn)動(dòng)現(xiàn)象。它的規(guī)模較小、維持時(shí)間短暫，但對大氣中熱量、水分、固體雜質(zhì)的垂直輸送和云雨形成、天氣發(fā)展演變具有重要作用。

（二）系統(tǒng)性垂直運(yùn)動(dòng)是指由于水平氣流的輻合、輻散、暖氣流沿鋒面滑升以及氣流受山脈的機(jī)械、阻滯等動(dòng)力作用所引起的大范圍、較規(guī)則的上升或下降運(yùn)動(dòng)。這種運(yùn)動(dòng)垂直速度很小，但范圍很廣，并能維持較長時(shí)間，對天氣的形成和演變產(chǎn)生著重大影響。

大氣是連續(xù)性流體，當(dāng)空氣發(fā)生水平輻合運(yùn)動(dòng)時(shí)，位于輻合氣流中的空氣必然受到側(cè)向的擠壓，便從上側(cè)面或下側(cè)面產(chǎn)生上升或下降氣流。同理，當(dāng)空氣向四周輻散時(shí)，在垂直方向上也會產(chǎn)生下沉或上升氣流以補(bǔ)償輻流氣流的流散。在系統(tǒng)性的垂直運(yùn)動(dòng)中，上升區(qū)或下降區(qū)的范圍可達(dá)幾百至幾千千米，而升降速度卻只有1—10cm/s。然而，這樣的升降速度在持續(xù)較長的時(shí)間里（例如一晝夜），空氣在垂直方向上可以移動(dòng)數(shù)百米至數(shù)千米，對天氣的形成和變化有很大影響。

系統(tǒng)性垂直運(yùn)動(dòng)的發(fā)生往往同天氣系統(tǒng)相聯(lián)系。例如與高壓、低壓、槽、脊以及鋒面等有密切關(guān)系。第四節(jié)大氣環(huán)流

大氣環(huán)流是指大范圍的大氣運(yùn)動(dòng)狀態(tài)。其水平范圍達(dá)數(shù)千千米，垂直尺度在10千米以上，時(shí)間尺度在1—2日以上。大氣環(huán)流反映了大氣運(yùn)動(dòng)的基本狀態(tài)，并孕育和制約著較小規(guī)模的氣流運(yùn)動(dòng)。它是各種不同尺度的天氣系統(tǒng)發(fā)生、發(fā)展和移動(dòng)的背景條件。一、大氣環(huán)流形成的主要因素

（一）太陽輻射作用

大氣運(yùn)動(dòng)需要能量，而能量幾乎都來源于太陽輻射的轉(zhuǎn)化。大氣不僅吸收太陽輻射、地面輻射和地球給予大氣的其它類型能量，同時(shí)大氣本身也向外放射輻射。然而這種吸收和放射的差額在大氣中的分布是很不均勻的，沿緯圈平均在35°S—35°N之間是輻射差額的正值區(qū)，即凈得能量區(qū)。由35°S向南和由35°N向北是輻射差額的負(fù)值區(qū)，即凈失能量區(qū)。這樣自赤道向兩極形成了輻射梯度，并以中緯度地區(qū)凈輻射梯度最大。凈輻射梯度分布引起了地

球上高、低緯度間的大氣熱量收支不平衡，使大氣中出現(xiàn)了有效位能，形成了向極的溫度梯度。大氣是低粘性、可壓縮流體，溫度和氣壓的改變可能引起膨脹或收縮。結(jié)果，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。在這種溫度梯度下，為保持靜力平衡，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(shè)地球表面性質(zhì)均一和沒有地轉(zhuǎn)偏向力，則氣壓梯度力的作用將使赤道和極地間構(gòu)成一個(gè)大的理想的直接熱力環(huán)流圈，見圖4·31。環(huán)流使高低緯度間不同溫度的空氣得以交換，并把低緯度的凈收入熱量向高緯度輸送，以補(bǔ)償高緯熱量的凈支出，從而維持了緯度間的熱量平衡。因此，太陽輻射對大氣系統(tǒng)加熱不均是大氣產(chǎn)生大規(guī)模運(yùn)動(dòng)的根本原因，而大氣在高低緯間的熱量收支不平衡是產(chǎn)生和維持大氣環(huán)流的直接原動(dòng)力。（二）地球自轉(zhuǎn)作用大氣是在自轉(zhuǎn)的地球上運(yùn)動(dòng)著，地球自轉(zhuǎn)產(chǎn)生的偏轉(zhuǎn)力迫使運(yùn)動(dòng)空氣的方向偏離氣壓梯度力方向。在北半球，氣流向右偏轉(zhuǎn)，結(jié)果使直接熱力環(huán)流圈中自極地低空流向赤道的氣流偏轉(zhuǎn)成東風(fēng)，而不能逕直到達(dá)赤道；同樣，自赤道高空流向極地的氣流，隨緯度增高，偏轉(zhuǎn)程度增大，逐漸變成與緯圈相平行的西風(fēng)?？梢?，在偏轉(zhuǎn)力的作用下，理想的單一的經(jīng)圈環(huán)流，既不能生成也難以維持，因而形成了幾乎遍及全球（赤道地區(qū)除外）的緯向環(huán)流。緯向風(fēng)帶的出現(xiàn)，阻擋著經(jīng)向氣流的逾越，引起某些地區(qū)空氣質(zhì)量的輻合和一些地區(qū)空氣質(zhì)量的輻散，使一些地區(qū)的高壓帶和另一些地區(qū)的低壓帶得以形成和維持。結(jié)果，全球氣壓水平分布在熱力和動(dòng)力因子作用下，呈現(xiàn)出規(guī)則的緯向氣壓帶，而且高低氣壓帶交互排列（圖4.34）。而氣壓帶的生成和維持又是經(jīng)圈環(huán)流形成的必需條件。因而地球自轉(zhuǎn)是全球大氣環(huán)流形成和維持的重要因子。

（三）地表性質(zhì)作用

地球表面有廣闊的海洋、大片的陸地，陸地上又有高山峻嶺、低地平原、廣大沙漠以及極地冷源，因此是一個(gè)性質(zhì)不均勻的復(fù)雜的下墊面。從對大氣環(huán)流的影響來說，海陸間熱力性質(zhì)的差異所造成的冷熱源分布和山脈的機(jī)械阻滯作用，都是重要的熱力和動(dòng)力因素。

海洋與陸地的熱力性質(zhì)有很大差異。夏季，陸地上形成相對熱源，海洋上成為相對冷源；冬季，陸地成為相對冷源，海洋卻成為相對熱源。這種冷熱源分布直接影響到海陸間的氣壓分布，使完整的緯向氣壓帶分裂成一個(gè)個(gè)閉合的高壓和低壓。同時(shí)，冬夏海、陸間的熱力差異引起的氣壓梯度驅(qū)動(dòng)著海陸間的大氣流動(dòng)，這種隨季節(jié)而轉(zhuǎn)換的環(huán)流是季風(fēng)形成的重要因素。北半球陸地遼闊，海陸東西相間分布，在冬季，大陸是冷源，緯向西風(fēng)氣流流經(jīng)大陸時(shí)，氣流溫度逐漸降低，直到大陸東岸降到最低，

氣流東流入海后，因海洋是熱源，氣溫不斷升溫，直到海洋東緣溫度升到最高，這樣便形成了圖4·32所示的溫度場。即大陸東岸成為溫度槽，大陸西岸形成溫度脊。夏季時(shí)，溫度場相反，大陸東岸為溫度脊，大陸西岸為溫度槽。根據(jù)熱成風(fēng)原理，與溫度場相適應(yīng)的高空氣壓場則是，冬季大陸東岸出現(xiàn)低壓槽，西岸出現(xiàn)高壓脊，夏季時(shí)相反?？梢?，海陸東西相間分布對高空環(huán)流形勢的建立和變化有明顯影響。地形起伏，尤其是大范圍的高原和高大山脈對大氣環(huán)流的影響非常顯著，其影響包括動(dòng)力作用和熱力作用兩個(gè)方面。當(dāng)大規(guī)模氣流爬越高原和高山時(shí)，常常在高山迎風(fēng)側(cè)受阻，造成空氣質(zhì)量輻合，形成高壓脊，在高山背風(fēng)側(cè)，則利于空氣輻散，形成低壓槽。東亞沿岸和北美東岸，冬半年經(jīng)常存在的高空大槽，雖然其形成同海陸溫差有關(guān)，但同西風(fēng)氣流爬越巨大青藏高壓和落基山的動(dòng)力減壓亦有一定關(guān)系。如果地形過于高大或氣流比較淺薄，則運(yùn)動(dòng)氣流往往不能爬越高大地形，而在山地迎風(fēng)面發(fā)生繞流或分支現(xiàn)象，在背風(fēng)面發(fā)生氣流匯合現(xiàn)象。

地形對大氣的熱力變化也有影響。比如青藏高原相對于四周自由大氣來說，夏季時(shí)高原面是熱源，冬季時(shí)是冷源，這種熱力效應(yīng)對南亞和東亞季風(fēng)環(huán)流的形成、發(fā)展和維持有重要影響。夏季極冰的冷源作用改變了太陽總輻射所形成的夏季經(jīng)向輻射梯度，使對流層大氣的夏季熱源仍維持在低緯，冷源維持在高緯極區(qū)，這種夏季極冰冷源作用是影響大氣環(huán)流運(yùn)動(dòng)的又一重要因素。由上可見，海陸和地形的共同作用，不僅使低層大氣環(huán)流變得復(fù)雜化，而且也使中高層大氣環(huán)流有在特定地區(qū)出現(xiàn)平均槽、脊的趨勢。

（四）地面摩擦作用大氣在自轉(zhuǎn)地球上運(yùn)動(dòng)著，與地球表面產(chǎn)生著相對運(yùn)動(dòng)。相對運(yùn)動(dòng)產(chǎn)生著摩擦作用，而摩擦作用和山脈作用使空氣與轉(zhuǎn)動(dòng)地球之間產(chǎn)生了轉(zhuǎn)動(dòng)力矩（即角動(dòng)量）。角動(dòng)量在風(fēng)帶中的產(chǎn)生、損耗以及在風(fēng)帶間的輸送、平衡，對大氣環(huán)流的形成和維持具有重要作用。角動(dòng)量為空氣質(zhì)點(diǎn)旋轉(zhuǎn)速度與它到旋轉(zhuǎn)軸距離的乘積。單位質(zhì)量空氣相對于地軸運(yùn)動(dòng)的角動(dòng)量公式為

ω為地球自轉(zhuǎn)角速度，R為地球半徑，u為大氣緯向風(fēng)速，為緯度。式中第一項(xiàng)表示當(dāng)空氣和地球一起以ω角速度旋轉(zhuǎn)時(shí)所具有的角動(dòng)量，又稱ω角動(dòng)量。第二項(xiàng)為大氣相對于地球運(yùn)動(dòng)的角動(dòng)量，又稱u角動(dòng)量。地球上的氣流基本上呈緯向流動(dòng)著，在中高緯度主要是西風(fēng)帶，低緯度是廣闊東風(fēng)帶。在西風(fēng)帶地球通過摩擦作用給大氣一個(gè)自東向西的轉(zhuǎn)動(dòng)力矩，所以西風(fēng)帶中大氣將損耗西風(fēng)角動(dòng)量而地球?qū)@得西風(fēng)角動(dòng)量。在東風(fēng)帶地球通過摩擦作用給大氣一個(gè)自西向東的轉(zhuǎn)動(dòng)力矩，所以在東風(fēng)帶中大氣獲得地球給予的西風(fēng)

角動(dòng)量，而地球?qū)⒅С鑫黠L(fēng)角動(dòng)量。照此下去，西風(fēng)帶因不斷損耗西風(fēng)角動(dòng)量，近地層西風(fēng)要減弱；東風(fēng)帶因不斷獲得西風(fēng)角動(dòng)量，近地層?xùn)|風(fēng)也要減弱。然而長期觀測事實(shí)證明，東、西風(fēng)帶的平均風(fēng)速沒有發(fā)生明顯變化，地球自轉(zhuǎn)速度也沒有發(fā)生變化。這表明大氣中的角動(dòng)量是守恒的，東、西風(fēng)帶由地球獲得或損耗的西風(fēng)角動(dòng)量是相等的。同時(shí)也表明大氣中必有一種從東風(fēng)帶向西風(fēng)帶輸送西風(fēng)角動(dòng)量的過程存在。

角動(dòng)量的輸送包括水平和垂直輸送。水平輸送主要通過平均緯向環(huán)流上疊加的大型渦旋（槽線呈東北-西南向）和平均經(jīng)向風(fēng)速來完成u角動(dòng)量的輸送。垂直輸送主要靠平均經(jīng)圈環(huán)流來實(shí)現(xiàn)。ω角動(dòng)量隨緯度有變化，緯度愈低，ω角動(dòng)量愈大。在低緯經(jīng)向環(huán)流圈中，赤道上升氣流向上攜帶的ω角動(dòng)量大于緯度30°附近下沉氣流向下攜帶的ω角動(dòng)量，因而有凈余的ω角動(dòng)量向上輸送。赤道上空獲得的ω角動(dòng)量向北運(yùn)行時(shí)，在絕對角動(dòng)量守恒定律支配下，轉(zhuǎn)化為u角動(dòng)量以補(bǔ)充大型渦旋向北輸送u角動(dòng)量的需要。同理，中緯逆環(huán)流圈中靠極一側(cè)上升氣流向上攜帶較小ω角動(dòng)量，而靠低緯一側(cè)下沉氣流向下攜帶較大ω角動(dòng)量，結(jié)果有凈余ω角動(dòng)量向下輸送，然后在低空于向北運(yùn)動(dòng)中轉(zhuǎn)化為u角動(dòng)量，補(bǔ)充地面西風(fēng)帶的損耗。通過角動(dòng)量輸送過程保持了東、西風(fēng)中角動(dòng)量平衡，使東、西風(fēng)帶能夠長期維持穩(wěn)定狀態(tài)。由上可見，地面摩擦作用是大氣環(huán)流中緯向環(huán)流與經(jīng)圈環(huán)流形成和維持的重要因素。大氣環(huán)流的形成和維持，除以上因子外，還同大氣本身的特殊性質(zhì)有聯(lián)系。

二、大氣環(huán)流平均狀況

大氣運(yùn)動(dòng)狀態(tài)千變?nèi)f化。為了從這些隨時(shí)間和空間不斷變化的復(fù)雜環(huán)流狀態(tài)中找出大氣環(huán)流的主要規(guī)律，通常采用求平均的方法，即對時(shí)間求平均，濾去所取時(shí)間內(nèi)環(huán)流隨時(shí)間的變化，顯現(xiàn)出大氣環(huán)流中比較穩(wěn)定的特征，對空間求平均，濾去各經(jīng)度間的環(huán)流差異，顯現(xiàn)出各緯圈上環(huán)流的基本特征。

（一）平均緯向環(huán)流大氣環(huán)流最基本的狀態(tài)是盛行著以極地為中心的旋轉(zhuǎn)的緯向環(huán)流，也就是東、西風(fēng)帶。對流層的中上層，除赤道地區(qū)有東風(fēng)外，各緯度幾乎是一致的西風(fēng)，而且西風(fēng)跨越的緯距隨著高度在擴(kuò)大。這是對流層中、上層由低緯指向高緯的經(jīng)向溫度所決定的。

近地面層的緯向環(huán)流分布見圖4·34，特征如下：

（1）高緯地區(qū)：冬夏季都是一層很淺薄的東風(fēng)帶，稱極地東風(fēng)帶。主要分布在北大西洋低壓和北太平洋低壓的向極一側(cè)，其厚度、強(qiáng)度都是冬季大于夏季。

（2）中緯地區(qū)：從地面向上都是西風(fēng)，稱盛行西風(fēng)帶。西風(fēng)帶在緯距上的寬度隨高度而增大。西風(fēng)風(fēng)速自地面向上直至200hPa，差不多是增加的，到對流層頂附近形成一個(gè)強(qiáng)西風(fēng)中心。北半球冬季西風(fēng)風(fēng)速大于夏季。由于經(jīng)常受到隨基本氣流向東移動(dòng)的高壓和低壓的影響，西風(fēng)的風(fēng)向和強(qiáng)度會發(fā)生很大變化；而且巨大的

大陸面積、不規(guī)則的地形以及氣壓型式的季節(jié)變化往往又使西風(fēng)氣流變得不十分清楚。南半球由于廣闊的海洋抑制了靜止氣壓系統(tǒng)的發(fā)展，西風(fēng)風(fēng)速比北半球要強(qiáng)，風(fēng)向也更為穩(wěn)定。

（3）低緯地區(qū)：自地面到高空是深厚的東風(fēng)層，稱熱帶東風(fēng)帶或信風(fēng)帶。它是緯向風(fēng)帶中風(fēng)向最為穩(wěn)定、風(fēng)速較大（平均風(fēng)速4—8m/s）、活動(dòng)范圍廣闊（幾乎占全球的一半）的風(fēng)帶。此外，北半球夏季，在南亞和非洲出現(xiàn)西風(fēng)系統(tǒng)，稱赤道西風(fēng)帶，其厚度從2—3km（非洲）到5—6km（印度洋）。（二）平均水平環(huán)流

水平環(huán)流是指緯向環(huán)流受到擾動(dòng)（主要是地球表面海陸分布以及地面摩擦和大地形作用所引起）后發(fā)展起來的槽、脊和高、低壓環(huán)流。在北半球?qū)α鲗又校邔拥钠骄江h(huán)流形式是西風(fēng)帶上存在著大尺度的平均槽、脊。1月份500hPa等壓面圖上西風(fēng)帶有三個(gè)平均槽，即位于亞洲東岸140°E附近的東亞大槽、北美東岸70°—80°W附近的北美大槽，和烏拉爾山西部的歐洲淺槽。在三槽之間并列著三個(gè)脊，脊的強(qiáng)度比槽弱得多。7月份，西風(fēng)帶顯著北移，槽脊的位置也發(fā)生很大變動(dòng)，即東亞大槽東移入海，原歐洲淺槽已不存在，并變?yōu)榧梗鴼W洲西岸和貝加爾湖地區(qū)各出現(xiàn)一個(gè)淺槽，北美大槽位置基本未動(dòng)。對流層上層300hPa平均圖上（圖略）的環(huán)流形勢與中層500hPa平均圖大體相似，只是西風(fēng)范圍更擴(kuò)大，風(fēng)速更增強(qiáng)。冬季時(shí)，三槽形勢非常清楚。夏季時(shí)，槽、脊明顯減弱。在副熱帶地區(qū)有深厚的高壓帶，其位置、范圍、強(qiáng)度都隨季節(jié)有變化。

在中高緯的對流層低層，由于地表海陸性質(zhì)差異和地表起伏不平所引起的熱力、動(dòng)力變化，使環(huán)流沿緯圈的不均勻性更加顯著，水平環(huán)流在月平均海平面氣壓分布圖上主要表現(xiàn)為一個(gè)個(gè)巨大的高、低壓系統(tǒng)。1月份北半球中高緯度沿緯圈有兩個(gè)大低壓，一個(gè)在北太平洋的阿留申群島附近，中心強(qiáng)度為1000hPa左右。另一個(gè)在北大西洋的冰島附近，中心強(qiáng)度為997hPa。還有兩個(gè)冷高壓，一個(gè)是歐亞大陸上的強(qiáng)大西伯利亞高壓，中心強(qiáng)度為1035hPa。另一個(gè)是北美大陸上的北美（加拿大）高壓，中心強(qiáng)度1020hPa。副熱帶的高壓有兩個(gè)主要中心，一個(gè)在太平洋，一個(gè)在大西洋，范圍甚小，強(qiáng)度較弱。南半球副熱帶高壓分裂成三個(gè)高壓中心，分別位于南太平洋、印度洋和南大西洋上，中心氣壓值都在1018hPa左右。而在澳大利亞大陸、非洲南部和南美南部分別形成幾個(gè)小低壓，中心氣壓值在1006—1009hPa。

7月份，北半球大陸上發(fā)展了兩個(gè)低壓，即亞洲南部低壓和北美西南部低壓，中心強(qiáng)度分別為997hPa和1011hPa。原在海洋上勢力很強(qiáng)的阿留申低壓和冰島低壓仍然存在，但強(qiáng)度已大為減弱，甚至幾乎消失了，而海洋上的北太平洋高壓（夏威夷高壓）、北大西洋高壓（亞速爾高壓）強(qiáng)度增強(qiáng)，范圍擴(kuò)大，位置北移，中心氣壓值增至1027hPa左右。南半球高壓帶幾乎環(huán)繞全球，中心氣壓值可超過1020hPa。以上冬、夏季在平均氣壓圖上出現(xiàn)的大型高、低壓系統(tǒng)，稱為大氣活動(dòng)中心。其中北半球海洋上的太平洋高壓、大西洋高壓、阿留申低壓、冰島低壓常年存在，只是強(qiáng)度、范圍隨季節(jié)有變化，稱為常年活動(dòng)中心。而陸地上的南亞低壓（印度低壓）、北美低壓、西伯利亞高壓、北美高壓等只是季節(jié)性存在，稱為季節(jié)性活動(dòng)中心?；顒?dòng)中心的位置和強(qiáng)弱反映了廣大地區(qū)大氣環(huán)流運(yùn)行的特點(diǎn)，其活動(dòng)和變化對其附近甚至全球的大氣環(huán)流、對高低緯間、海陸間水分熱量交換，對天氣、氣候形成演變起著重要影響。

（三）平均經(jīng)圈環(huán)流是指在南北向沿經(jīng)圈的垂直剖面上，由風(fēng)速的平均北、南分量和垂直分量構(gòu)成的平均環(huán)流圈。在大氣運(yùn)動(dòng)滿足靜力平衡和準(zhǔn)地轉(zhuǎn)平衡條件下，除低緯度以外，上述風(fēng)速的南北分量和垂直分量都很小，因而經(jīng)圈環(huán)流同緯圈環(huán)流相比要弱得多。從圖4·39可見，北半球有三個(gè)經(jīng)向環(huán)流圈，即①低緯環(huán)流圈，是一個(gè)直接熱力環(huán)流圈（正環(huán)流圈），是G.哈得萊（G.Hadley）最先提出的，故又稱哈得萊環(huán)流圈。②中緯環(huán)流圈，是間接熱力環(huán)流圈（逆環(huán)流圈），是

費(fèi)雷爾最先提出的，故又稱費(fèi)雷爾環(huán)流圈。③高緯環(huán)流圈，又稱極地環(huán)流圈，也是一個(gè)直接熱力環(huán)流圈，是三個(gè)環(huán)流圈中環(huán)流強(qiáng)度最弱的一個(gè)。

經(jīng)向環(huán)流圈都有季節(jié)性移動(dòng)。在北半球，夏季時(shí)向北移，冬季時(shí)向南移。環(huán)流強(qiáng)度也有變化（冬季增強(qiáng)，夏季減弱），甚至經(jīng)度上的瞬時(shí)經(jīng)圈環(huán)流也有差異。例如中緯度地區(qū)各個(gè)經(jīng)度上并不都是逆環(huán)流圈，而往往沿整個(gè)緯圈有正、逆環(huán)流圈相