王志福气象学与气候学第四章 大气的运动
最新第四章习题-气象学与气候学资料
第四章大气的运动[主要内容]本章主要研究大气运动产生的原因，大气运动的形式、状况和大气环流。
大气运动是气压分布的不均匀所造成的气压梯度力和地转偏向力、惯性离心力、重力以及摩擦力共同作用的结果。
大范围的大气运动就是大气环流，气压带、全球的行星风带、平均经圈环流、平均纬向环流、平均水平环流、大气活动中心构成了大气环流的平均状况。
[名词解释]气压场：气压的空间分布称为气压场等压线：等压线是同一水平面上各气压相等点的连线等压面：指单位质量的物体从海平面（位势取为零）抬升到Z 高度时，克服重力所作的功，又称重力位势，单位是位势米位势高度位势米：重力位势的单位，是表示能量的单位，1 位势米定义为1 kg空气上升1 m时，克服重力作了9.8 J的功，也就是获得9.8 J/kg 的位势能，即1位势米= 9.8J/kg低压槽：是低压向外伸出的狭长部分，或一组未闭合的等压线向气压较高的方突出的部分高压脊：是高压向外伸出的狭长部分，或一组未闭合的等压线向气压较低的方突出的部分气压系统：在天气图上，用等压线表示的高、低气压或槽、脊系统气压梯度力：气压梯度是一个向量，它垂直于等压面，由高压指向低压，数值等于两等压面间的气压差△P 除以其间的垂直距离△N地转偏向力：空气是在转动着的地球上运动着，当运动的空气质点依其惯性沿着水平气压梯度力方向运动时，对于站在地球表面的观察者看来，空气质点却受着一个使其偏离气压梯度力方向的力的作用，这种因地球绕自身轴转动而产生的非惯性力称为水平地转偏向力或科里奥利力惯性离心力：是物体在作曲线运动时所产生的，由运动轨迹的曲率中心沿曲率半径向外作用在物体上的力地转风：地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气作等速、直线的水平运动梯度风：当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，称为梯度风旋衡风：在低纬度地区或小尺度低压中，如果气压梯度力和惯性离心力都很大，而地转偏向力很小时，则可出现旋衡风大气活动中心：冬、夏季在平均气压图上出现的大型高、低压系统，称为大气活动中心。
气象学与气候学课件
气象学与气候学廉丽姝曲阜师范大学地理与旅游学院绪论* 气象学与气候学研究的对象与内容* 气象学与气候学和地理学的关系* 气象学与气候学的发展简史一、气象学与气候学研究的对象和内容1、气象学研究的对象和内容大气圈（厚、严密）1）气象学及其研究对象“气”——大气“象”——现象、过程气象学：研究大气现象和过程，探讨其演变规律和变化，并直接或间接用之指导生产实践为人类服务的科学2）气象学研究的内容（1）分支（2）基本内容* 把大气当作研究的物质客体来探讨其一般特性，如大气的组成、范围等。
* 研究导致大气现象发生发展的能量来源、性质及其转换* 研究大气现象的本质，从而能够解释大气现象，寻求控制其发生发展的规律* 探讨如何应用这些规律来改造自然、利用自然、使之更适合于人类生活和生产的需要2、气候学及其研究内容1）研究对象——气候、气候系统天气与气候* 定义天气是指某一地区，在某一瞬时或某一短时间内，大气状态和大气现象的综合。
气候是指在太阳辐射、大气环流、下垫面性状及人类活动，长时期相互作用下，大量天气过程的综合。
既包括该地多年来的平均状况，也包括个别年份出现的极端异常情况。
* 区别时间尺度不同；特征不同；内容不同。
2）气候学气候学是研究气候形成、分布与变化的科学一、气象学与气候学研究的对象和任务3 、本课程的基本任务和要求* 掌握气象学与气候学的基本知识和基本原理。
认识大气圈组成和基本物理特性（温、压、湿、风），能正确地解释天气现象和过程，掌握气候形成的机理、气候分类的方法及气候分布的规律。
解释不同地区的气候特征，研究气候变化的原因及其规律。
* 通过实践，掌握气象观测、气候统计分析和气候调查等的基本技能。
* 为后继课程的学习和中学地理教学奠定基础。
二、气象学与气候学和地理学的关系1、地理学研究的对象和内容——地理环境自然地理环境经济地理环境社会文化地理环境（人文地理环境）2、自然地理学研究的对象和内容部门自然地理综合自然地理区域自然地理3、气候学和地理学的关系三、气象学与气候学的发展简史1、萌芽时期* 时间16世纪中叶以前* 特点零碎的定性观察和描述，积累了一些感性认识和经验；对某些天气现象做出了一定的解释.具有天象学的性质。
农林气象学 4第四章大气的运动
（三）气压的非周期性变化 非周期性变化是指变化不存在固定周期的波动，它是 气压系统移动和演变的结果。通常在中高纬度地区气 压系统活动频繁，气团属性差异大，气压非周期性变 化较低纬度明显。如以24h气压的变化高纬度地区可达 10hPa，低纬度地区因气团属性比较接近，气压的非周 期变化量很小，一般只有1hPa。
高压环境：机体各组织逐渐被氮饱和（下表）。一般 在高压下工作５～６小时后，人体就被氮饱和。体内 过剩的氮从各组织血液由肺泡随呼气排出的过程慢、 时间长。如果从高压环境很快回到标准气压环境，则 脂肪中蓄积的氮有一部分就会停留在机体内，并膨胀 形成小的气泡，阻滞血液、液体和组织，形成气栓而 引起病症，甚至危及人的生命。
（一）平直等压线的气压场中的风 C＝0 空气所受的力：G、A、R
997.5
1000.0 1002.5 1005.0
摩擦层中的白贝
罗风压定律： 北半球：背风 而立，低压在 左前方，高压 在右后方。 南半球相反。
低压 G R A 高 压
V
在摩擦层中，风穿越等压线，向低压偏转
（二）弯曲等压线的气压场中的风 C≠0
北 半 球
高压
（二）梯度风－弯曲等压线气压场中的风 C≠0 空气所受的力：G、A、C 梯度风： A+C+G=0
G 逆 时 针 旋 转 V A
D
G
V
G C
顺 时 针 旋 转
A
C
在自由大气层中，风沿着等压线吹。 自由大气层中的风压定律：北半球，背风而立，低压 在左，高压在右，南半球相反
三、摩擦层中的风 （ R≠0 ）
1000
等压 线疏 密与 气压 梯度 大小
气压梯度小
1002.5
p n
动力气象学大气波动学
m=0,1,2,3…
波长L=l/m
m——纬向波数目（整数）
纬向波数
侵得捕吐啮乍诈咎凸个狰邀蔫浓膊演尧晰错胞霹州率彼猩圆桔歼筒揖剔痪动力气象学大气波动学动力气象学大气波动学
如果是线性波动，则波动方程为：
波数为k,圆频率为ω，振幅为 的波动
守缘鹰族陌蒙酞锋窥获嘻淖花襟房宙香芳隆徐卒畸详绒曼身咳提部枕双遣动力气象学大气波动学动力气象学大气波动学
哥绳贼荒低摇手闲免蓝汰久滋腑猖大藩亭第椭朔术其靶湃健肆猫炕浊石籍动力气象学大气波动学动力气象学大气波动学
相速度与群速度： 相速度是位相的传播速度，如槽脊的移速 群速度是振幅/能量的移动速度。
衔缸彪灿子旨外锗晤太畸致寡酋斜租嘱琶烂讥缉鉴矽悯驰雀聪匡篷揭赴挽动力气象学大气波动学动力气象学大气波动学
波动学的优点： 1、成熟的波动学理论对天气系统形成机理、 它的发生发展和移动进行研究。 2、∵槽脊的移动，即等位相线的运动， 即波的移动。 ∴槽的移速＝相速＝波速 3、、波动学把气旋（低压）、反气旋（高压） 系统联系起来。
君兄戌掘逐盘绿谢裸寝湿凤冗蜀燃砸找胖邮岁餐瘪校洒落助七霉旋寨承灌动力气象学大气波动学动力气象学大气波动学
两个频率相近的简谐波迭加后的波形 （波形传播的速度即为群速度？）
苦自缺控负俞吞敞主奋凶俊撅篮胸纺荡乾掌蛤嘻侄媚悲字咆墅琼箕搁潍宪动力气象学大气波动学动力气象学大气波动学
1、c与k无关 ——该波动的波速与波长无关
（1）掌握波动的基本概念，单波与群波的概念，群速度的概念和求法，微扰动的概念和线性化方法，声波产生的物理机制，重力、惯性波产生和传播的物理机制与性质，重力外波的求解，浮力振荡的概念，Rossby波产生的机制、性质、物理模型及求解过程； （2）理解Rossby波上游效应的概念，波动滤波的概念及滤波条件； （3）了解声波、重力内波和惯性波的求解过程，了解波动不稳定概念。
气象学与气候学课件04大气的运动
第一节 气压随高度和时间的变化
一、气压随高度的变化
（一）定性的分析：
一个地方气压变化的根本原因是其上空大气 柱中空气质量的增多或减少。大气柱质量 的增减又是大气柱厚度和密度改变的反映。 当气柱增厚、密度增大时，空气质量增多， 气压就升高。反之，气压降低。
所以，任何地方的气压值总是随海拔高度的 增高而递减。（密度大气压高，密度小气 压低）
1、水平气流的辐合与辐散
水平气流的辐散，气压降低；
水平气流的辐合，气压升高。
水平气流的辐散
水平气流的辐合
2、不同密度气团的移动
如果移动到某地的气团的密度比原来 气团的密度大，则该地空气柱中质 量会增多，气压随之升高；反之， 气压降低。
3、空气垂直运动
❖当空气有垂直运动而气柱内质量没有外 流时，气柱中总质量没有改变，地面气 压不会发生变化。
（二）定量的分析： 确立空气密度大小与气压随高度变化的定
量关系（即气压与高度间的关系）
考虑两种情况： 一是静止大气中而且气层不太厚和要求精
度不太高的情况——用静力学方程； 二是研究气层的厚度较大，密度变化显著
的情况——用压高方程。
1、静力学方程
（1）气象上应用的大气静力学方程：
—dP = ρgdZ 方程说明：气压随高度递减的快慢取决于空
h = RdT/Pg =8000(1+t/273)/P
得出结论：表4-1
➢在同一气压下，气柱的温度愈高，密 度愈小，气压随高度递减得愈缓慢， 单位气压高度差愈大。
➢在同一温度下，气压值愈大的地方， 空气密度愈大，气压随高度递减得愈 快，单位气压高度差愈小。
2、压高方程
它表示了，气压随高度的增加而按指 数递减的规律。而且在大气低层 ， 气压递减得快，在高层递减得慢， 在温度低时，气压递减得快，在温 度高时，递减得慢
气象学与气候学电子教材
气象学与气候学电子教材第一章引论第一节气象学、气候学的研究对象、任务和简史一、气象学与气候学的研究对象和任务由于地球的引力作用，地球周围聚集着一个气体圈层，构成了所谓大气圈。
大气的分布是如此之广，以致地球表面没有任何地点不在大气的笼罩之下；它又是如此之厚，以致地球表面没有任何山峰能穿过大气层，而且就以地球最高峰珠穆朗玛峰的高度来和大气层的厚度相比，也只能算是“沧海之一粟”。
我们人类就生活在大气圈底部的“下垫面”上。
大气圈是人类地理环境的重要组成部分。
地球是太阳系的一个行星，强大的太阳辐射是地球上最重要的能源。
这个能源首先经过大气圈而后到达下垫面，大气中所发生的一切物理（化学）现象和过程，除决定于大气本身的性质外，都直接或间接与太阳辐射和下垫面有关。
这些现象和过程对人类的生活和生产活动关系至为密切。
人类在长期的生产实践中不断地对它们进行观测、分析、总结，从感性认识提高到理性认识，再在生产实践中加以验证、修订、逐步提高，这就产生了专门研究大气现象和过程，探讨其演变规律和变化，并直接或间接用之于指导生产实践为人类服务的科学——气象学。
气象学的领域很广，其基本内容是：（1）把大气当作研究的物质客体来探讨其特性和状态，如大气的组成、范围、结构、温度、湿度、压强和密度等等；（2）研究导致大气现象发生、发展的能量来源、性质及其转化；（3）研究大气现象的本质，从而能解释大气现象，寻求控制其发生、发展和变化的规律；（4）探讨如何应用这些规律，通过一定的措施，为预测和改善大气环境服务（如人工影响天气、人工降水、消雾、防雹等），使之能更适合于人类的生活和生产的需要。
由于生产实践对气象学所提出的要求范围很广，气象学所涉及的问题很多，在气象学上用以解决这些问题的方法差异很大，再加上随着科学技术发展的日新月异，气象学乃分成许多部门。
例如有专门研究大气物理性质及其变化原理的大气物理学；有着重讨论天气现象及其演变规律，并据以预报未来天气变化的天气学等，而其中与地理和环境科学关系最密切的是气候学。
天气学第4章
1、大气环流平均纬向风的经向分布和平均经向风的纬向分布？平均纬向风的经向分布：低纬地区全部为东风，最大风速中心在平流层；中高纬为西风；极区近地面为东风，冬季对流层到平流层均为西风，夏季对流层中仍为西风，平流层中为东风。
平均经向风的纬向分布：北半球冬季30度以南地区对流层低层为偏北风，上空为南风；40度以北低层平均为南风，高层平均为北风。
夏季40度和13度之间低层北风，高层弱南风；接近赤道的区域，低层为南风，高层为北风。
纬向风比经向风要大得多，说明地球上空大气运动基本上是环绕着纬圈自东向西或自西向东运动的，同时也有南北风的空气交换，冬强夏弱。
2、海陆分布对对流层中部西风带平均槽，脊形成的重要作用？北半球大陆（欧亚大陆、北美大陆）大部分都在西风带里。
冬季，当空气自西向东流过大陆的过程中，由于冷大陆的影响，气温不断降低，当到达大陆东岸时温度就降到最低值。
冷空气上空等压面比较低，于是大陆东岸附近５００百帕图上便形成冷性低槽。
而当空气自西向东流过海洋的过程中，由于暖洋面影响，气温不断升高，当到达大陆西岸时，气温达到最高值。
由于暖空气上空等压面高度比较高，在大陆西岸就会出现高压脊。
（夏季则相反，由于热力作用的影响，大陆东岸上空表现为高压脊，西岸上空将出现低槽。
）3、大范围的高原和山脉对大气环流的影响？大范围的高原和山脉对大气环流的影响是相当显著的。
它们可以迫使气流绕行、分支或爬坡、越过，并使气流速度发生变化。
以青藏高原为例，青藏高原的动力作用及影响为：冬季青藏高原位于西风带里，高大的高原使500百帕以下西风环流明显分支、绕流和汇合；从而使得高原迎风坡和背风坡形成弱的“死水区”，西风绕流作用形成北脊和南槽，并对南北两支西风起稳定作用。
除此之外，较高层的西风气流也可以爬坡通过高原，并在高原东侧下坡。
冬季东亚大槽是海陆热力差异和西藏高原地形动力作用的产物。
青藏高原相对于四周大气，夏季起着强大的热源作用；冬季高原的东南部也是一个热源，西部由于资料缺乏，尚未定论。
《气象学与气候学》教案
《气象学与气候学》教案第一章绪论气候学历经经典、天气气候到现代气候学的发展过程是科学观念的革命，它包括认识和研究方法的根本变革，启示我们从系统中学习气候，学习气候又是为了更好的认识这个地球表层系统。
一、现代自然地理学与气象气候学1、人类赖以生存的地球——地球表层系统——个相互作用的整体任何子系统的变化都会影响其他子系统2、气候系统与地球表层系统——几乎相互覆盖的研究客体，但重点不尽相同。
3、气候系统也包括了地球表层系统中的几个子系统4、其中，大气圈与自然地理系统其他圈层相互作用中，大气圈最为活跃，是联系各子系统相互作用的重要纽带，是形成自然地理要素地带性与非地带性分布特点的主要背景之一，也是构成地球表层系统重要圈层二、大气圈——是处于特定条件下及具有特定成分的气圈1、气候系统如何起动与运动，其中的热力、动力过程2、气候系统中各部分的联系，相互作用与耦合的整体过程以及对气候的影响3、气候的综合性与地域的差异性，以及气候系统的稳定性与敏感性等三、特定成分及其影响：1、主要及微量成分2、微量成分及其特殊作用：—温室气体—平流层与臭氧层--生命保护层，—三态共存，参与能量，辐射，及天气过程四、重力场对大气层的约束及影响：—在重力的作用下，以地面为下边界，绕地球旋转的圈层。
—影响之一：垂直层结的形成——大气分层：水平尺度>>垂直尺度。
五、对流层：是深受下边界(热力及动力)影响的大气最底层，集中了80％的大气质量，也是大气圈层与其它圈层相互作用的主要场所。
六、水汽对大气状态影响之——湿空气状态方程七、微量气体：在气候系统中存在着短周期的微循环，成分可变。
含量虽少，但对热辐射非常敏感，因而对大气热状态影响很大，人类活动参与了微循环一可造成对大气行为有意或无意的干扰。
影响举例：臭氧层问题：地面条件如何影响大气活动(热力及动力)—相互作用第二章大气的热能和温度——气候系统物理过程之一太阳能启动气候系统的物理过程—形成全球温度差异的地带性与非地带性分布以及周期和非周期变化。
气象学与气候学
⽓象学与⽓候学第⼀章引论⼤⽓圈：由于地球的引⼒作⽤，地球周围聚集着⼀个⽓体圈层，构成了所谓的⼤⽓圈。
⽓象：发⽣在⼤⽓中的各种物理现象和过程（冷热、蒸发、降⽔）。
天⽓：指瞬时间或短时间内（⼏分钟到⼏天）的⽓象要素的综合状态。
⽓候：是指在太阳辐射、⼤⽓环流、下垫⾯性质和⼈类活动长时间相互作⽤下，在某⼀时段内⼤量天⽓过程的综合。
包括百年平均状态，也包括多年特殊状况。
⽓候系统：⽓候系统是⼀个包括⼤⽓圈、⽔圈、陆地表⾯、冰雪圈和⽣物圈在内的，能够决定⽓候形成、⽓候分布和⽓候变化的统⼀的物理系统。
⼤⽓圈：⼤⽓圈是⽓候系统中最活跃、变化最⼤的组成部分。
对流层的特征：⽓温随⾼度增加⽽降低；垂直对流运动显著；⽓象要素⽔平分布不均匀。
⽔汽压（e）：⼤⽓中的⽔汽所产⽣的那部分压⼒称⽔汽压（e）。
饱和⽔汽压（E）：如果⽔汽含量达到限度，空⽓呈饱和状态，这时的空⽓称饱和空⽓，饱和空⽓的⽔汽压称饱和⽔汽压，饱和⽔汽压随温度的升⾼⽽增⼤。
饱和差：在⼀定温度下，饱和⽔汽压与实际空⽓中⽔汽压之差称饱和差（d).即：d=E-e意义：d表⽰实际空⽓距离饱和程度。
D越⼤，越不饱和D=0，空⽓达到饱和D>0，不饱和D<0，过饱和露点：在空⽓中⽔汽含量不变，⽓压⼀定下，使空⽓冷却达到饱和的湿度，称露点温度。
结论：⽓压⼀定时，露点的⾼低之与空⽓中的⽔汽含量有关，⽔汽含量越多，露点越⾼。
所以露点也是反映空⽓中⽔汽含量多少的物理量。
TD和T（常温）意义：TD=T，空⽓饱和TD—T<0，空⽓不饱和TD—T>0，空⽓饱和⼲空⽓的状态⽅程：第⼆章⼤⽓的热能和温度基尔荷夫定律：放射率=吸收率防⾝能⼒越强，吸收能⼒越强斯蒂芬—玻⽿兹曼定律：物体的放射能⼒是随温度、波长⽽改变的。
随着温度的升⾼，⿊体的放射能⼒增强。
因⽽物体放射的总能量也会显著增⼤。
⿊体的总放射能⼒与它本⾝的绝对温度的四次⽅成正⽐。
维恩（Wein）位移定律：物体的温度愈⾼，其辐射极⼤值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。
13第四章大气的运动2
yqun
3.暖性低压
低压中心为暖区，暖中心与 低压中心基本重合的气压系统。 由于暖区的单位气压高度差大 于周围冷区，所以低压等压面凹 陷程度随高度升高而逐渐减小， 最后趋于消失。如果温压场结构 不变，随高度继续增加暖低压就 会变成暖高压系统，在对流层中 发展成为浅薄系统。
2012-11-06 5
du 1 p 2v sin dt x
dv 1 p 2u sin dt y
1 p 0 g z
2012-11-06 25
yqun
自由大气中的空气水平运动
（一）地转风 （二）梯度风 （三）自由大气中风随高度的变化——热成风
2012-11-06
2012-11-06 15
yqun
小球从O点向OB滚去，
无外力作用，小球作直线匀 速运动；但这段时间, 圆盘A 点的人位移到A´点，如以圆 盘作参照标准，小球作曲线 运动位移到A。好像小球作直线运动时，时刻受到和它运动相垂 直并指向右方的力，这就是由于圆盘转动产生的偏向力，也是随 圆盘运动观察者所观察到的力。这种力是假想的，并无任何物体 作用于小球来产生力。
地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直，即平行于等 压线。因而，若背风而立，在北半球高压在右，低压在 左。南半球则相反。此称白贝罗风压律。
2012-11-06 28
yqun
上表说明：地转风速随纬度增高而减小。
2012-11-06
29
yqun
1 P Vg 2 sin n
是等高面上的地转风公式，由于ρ 随高度有很大变化，因而在比较某地不同高度上 的地转风时，不仅要比较上、下层气压梯度的大 小，同时还要知道ρ值随高度的变化，这给实际工 作带来极大不便。如果应用等压面图来代替等高 面图，问题就容易解决。
气候气象学第四章
R: 摩擦力 K: 摩擦系数 V: 空气运动速度 －: 表R与V方向相反
（五）影响空气水平运动的力
G（气压梯度力）—— 原动力，
可改变空气 运动状态
实力
不能使空气由静 止变为运动，但 可影响运动方向 和速度
R（摩擦力）———————
A（地转偏向力）——
假想力
C（惯性离心力）——
（二）单位高度气压差（Gz）： 1、定义：
每改变一个单位高度时气 压的改变量。
2、单位：
mb/100m, hPa/100m
3、表达式：
P gZ Gz g Z Z
意义：Gz愈大，气压随高度降得愈快。
（三）单位气压高度差（h）：
1、定义： 气压每改变1个单位时所 对应的高度变化值。 2、单位：
第四章 大气的运动
§4.1 气压随高度和时间的变化 一．气压随高度的变化 二．气压随时间的变化
一、气压随高度的变化
（一）静力学方程：
dP = -ρg dZ
1、条件：
大气是静止的，无水平和垂直方向上的运 动。并且垂直方向上受力为零。
2、公式的意义：
※ 负号：P随Z升高而减小 ※ 因g在垂直方向变化小，故P在垂直方向上 减小的快慢程度主要决定于密度ρ
• 在北半球高压区或低压区的中心轴线向什么方 向倾斜？
第三节
大气的水平运动
一．促使空气运动的力 二．自由大气中的空气运动
三．摩擦层中的空气运动
一、促使空气运动的力
（一）水平气压梯度力
1、水平气压梯度＝－ △P/△n （hPa/赤道度） 特点：△P一定时，
等压面疏，水平气 压梯度小；等压面 密，水平气压梯度 大。
H：位势米 gφ：位势米 Z：几何高度
气象学与气候学 第四章大气的运动
第四章 大气的运动
第二节 气压场 一、气压场的表示
2、等压面图和等高线
1）等压面图 —— 将某一等压面上相对于海平面的各 点的“高度”投影至海平面上绘制的等“高”线图
500hPa等压面图
等高线
800hPa等压面图（2011.03.22）
第四章 大气的运动
第二节 气压场 一、气压场的表示 2、等压面图和等高线 2）位势高度 —— 位势米 H ：单位质量空气块在重力加速 度为 9.8 m/s2 时上升 1m 高度克服重力所做的功（J/kg） g＝9.832m/s2 1 位势米＝ 9.8 J/kg gφZ H＝ 9.8 H 是位势米（J/kg） g＝9.801m/s2 Z 是几何高度（m）
自由大气层
G A C
1～2 km
摩擦层 （大气边界层）
G A C 近地面层
R 30～50 m
第四章 大气的运动
第三节 大气的水平运动和垂直运动 一、力
气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力
气压梯度 力 G 是产 生运动的 直接动力 惯性离心力 C 在有旋转的空 气运动中作用
风向
（百帕）
1000
第四章 大气的运动
第一节 气压随高度和时间的变化 一、气压随高度变化 2、压高方程 海拔高度 （m） 30000 16000 11000 5500 3000 1500 气压 （hPa） 12 100 250 500 700 850 高度
0
1000
气压
第四章 大气的运动
第一节 气压随高度和时间的变化 二、气压随时间的变化 1、气压随时间变化的原因 水平气流的辐合与辐散：空气是可压缩流体，密度有变化 不同密度气团的移动 ：平流运动导致 空气的垂直运动 ：气柱内某高度上密度变化 2、气压随时间变化的周期性 日变化：单峰型、双峰型、三峰型 年变化：陆地气压最高在冬季、最低在夏季，年较差较大， 高纬气压年较差大于低纬；海洋气压最高在夏季、最低在冬季， 年较差较小；高山地区气压最高在夏季、最低在冬季 非周期性变化：在高纬度地区最明显
新课标2025版高考地理一轮总复习第四章大气的运动第一节常见天气系统教师用书
第四章 大气的运动 第一节 常见天气系统一、锋面与天气 (一)气团与锋面 1．气团(1)概念：水平方向上温度、湿度等物理性质分布比较均一的大范围空气。
(2)分类⎩⎪⎨⎪⎧暖气团：比下垫面温度高的气团冷气团：比下垫面温度低的气团2.锋面特征(1)结构特征：图中A 为暖气团；B 为冷气团。
(2)天气特征：锋面旁边常伴有一系列的云、大风、降水等天气。
(二)冷锋、暖锋过境与天气变更阅读下列冷锋、暖锋过境时的过程示意图，回答下列问题。
1．分别描述冷锋、暖锋过境前、过境时、过境后的天气特征或变更。
提示： 类型 过境前过境时过境后冷锋气温较高，气压较低，天气晴朗阴天、下雨、刮风、降温 气温降低、气压上升、天气转晴暖锋气温较低，气压较高，天气晴朗多出现连续性降水气温上升、气压降低、天气转晴2.比较冷锋、暖锋的降水特点差异(位置、范围、强度、历时)。
提示：冷锋的雨区位于锋后，范围较窄，降水强度大，历时短；暖锋的雨区位于锋前，范围较宽，降水强度小，历时长。
(三)准静止锋与天气变更1．一般规律图解规律过境时，降水强度小，多连续性降水或雾天2.典型案例类型形成天气特征江淮准静止锋冷暖气团势均力敌江淮地区形成长达一个月的梅雨天气昆明准静止锋南下冷空气受到云贵高原的阻挡高原东北地区阴雨寒冷，高原西南地区晴朗暖和二、低压(气旋)、高压(反气旋)与天气1．从气压角度看北半球气旋、反气旋与天气示意图项目相同不同高压中心(反气旋) 等压线呈闭合曲线中心气压比四周气压高低压中心(气旋) 中心气压比四周气压低2.从气流角度看项目近地面水平气流垂直气流高压中心(反气旋) 从中心向四周辐散下沉低压中心(气旋) 从四周向中心辐合上升3.从天气状况看：高压中心(反气旋)，多晴朗天气；低压中心(气旋)，多阴雨天气。
命题视角(一) 锋面的推断案例法学习[把握教考导向]一、教材这样学(鲁教版选择性必修1 P52“学问窗”)昆明准静止锋昆明准静止锋又称云贵准静止锋，它是来自北方的冷气团与西南暖气团相遇，受云贵高原地形阻滞而形成的，昆明准静止锋的锋区位置多在贵阳与昆明之间，一般呈西北—东南走向。
天气学第四章(丁)
低纬：东风带
中高纬 ：西风带（北半球冬季最大风速 40m/s,30º ,200hPa N
夏季最大风速16m/s,40º ,200hPa） N 极区：北半球夏季近地面：弱东风 平流层：东风 对流层：西风
南半球的情况与北半球类似，但也有差别。
二、平均经向风分量的经向分布
冬季：对流层低层30º N以南：偏北风 40º 以北：南风 ）(图4.2) N 对流层高层：低纬 30º N以南： 南风
任何一个量都可以写成 加上扰动量（涡动量） A A A 如： 涡动动能： K 1 2
平均量
(u v w )
2 2 2
1 2
2 v2 ) (u
§4.5西风带大型扰动
概述 1. 中高纬度对流层环流特征： 中高纬度的平均 经向环流（费雷尔环流）很弱，平均水平环流在对流 层盛行西风称为西风带 。
太平洋副热带高压 大西洋副热带高压 格陵兰高压
季节性大气活动中心
亚洲冷高压 亚洲大陆低压 北美冷高压 北美热低压
四、大气环流的季节转换
6 月 10月突变（图4.8）
§4.2控制大气环流的基本因子与大气环流 的基本模型 控制大气环流的基本因子： 太阳辐射 地球自转 地球表面不均匀性 地面摩擦
一、太阳辐射作用
大气环流的尺度特征
尺度 范畴 大 尺 度 尺度分类 时间尺度 空间尺度 大气现象 举例 气候尺度 年代 1000~ 40000km 全球变暖 季风 100~ 5000km 台风
大气环流 季节、年 尺度 天气尺度 数天到数 周
§4.1 大气平均流场特征与季节转换
一、平均纬向风分量的经向分布
冬季
夏季
the zonally averaged radiative balance on Earth
气象学与气候学_第四章
24
第四章 气候形成的下垫面因素
大气中的水分主要来自下垫面的蒸发，海洋水源充 足，蒸发量远比同纬度大陆多。如冬季太平洋上蒸发 量比我国东部大7倍，比北非、阿拉伯大26～27倍。
• 海洋源：距海愈近，空气含水汽量愈多，反之愈少。 • 大陆源：因地面干湿状况、植被、河湖分布等的影响，大 陆中心也具有一定的水汽，且水汽含量多少还随温度和气流状 况而异。盛夏6～9月，东亚、南亚在湿热的夏季风影响下湿度 较大，而太平洋却为相对干区。
气象学与气候学
Meteorology and Climatology
地理科学学院：曹富强
2015.11.09
第四章 气候形成的下垫面因素
主要内容
4.1 海陆分布与气候 4.2 海气相互作用与气候 4.3 地形与气候 4.4 冰雪覆盖与气候 4.5 局地地面特性与气候
2
第四章 气候形成的下垫面因素
长，尤其是冷洋流表面及其迎海风的沿岸地带。大陆内部雾
少，以辐射雾为主，多见于秋冬季，夜间或清晨出现，日出后
逐渐消陆散地。雾沿海地区多平流海、上辐射雾雾。
沿海雾
辐射冷却，秋冬季节 平流冷却，全年都有 海洋上的暖湿空气流
（夜间、早晨），下 春夏较多（全天）， 至大陆冷却形成平流
层地面受热午间消散 刮风
辐射雾
18
第四章 气候形成的下垫面因素
2. 海洋是大气温度的调节器
• 海水具有动力学、热力学惯性：海水质量为大气的250～ 280倍，热容量约为大气的3000倍。 • 热量来源：主要靠表层吸收太阳辐射，从上面加热，故海 水温度层结较大气稳定得多。 • 热“惰性”：海洋热交换有对流、湍流、涡动、涌升等，所 以海洋加热慢，冷却慢，既是大气巨大的热量贮存库，又是大 气温度的调节器。 • 对太阳辐射季节变化响应慢：比陆地落后约1个月。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
2、等压面图和等高线
1）等压面图 —— 将某一等压面上相对于海平面的各 点的“高度”投影至海平面上绘制的等“高”线图 等压面上的等值线是等“高”线，而不是等压线！ 等压面图上各点气压值相等，但“高度”值不等 等压面图又叫等高线图，如 800hPa 的等高线图
气象学与气候学
气象学与气候学
第四章 大气的运动
第一节 气压随高度和时间的变化 二、气压随时间的变化
1、气压随时间变化的原因 水平气流的辐合与辐散：空气是可压缩流体，密度有变化 不同密度气团的移动 ：平流运动导致 空气的垂直运动 ：气柱内某高度上密度变化 2、气压随时间变化的周期性
约 1~3 hPa
约 3～20 hPa
* 压高方程的意义 —— 气压随高度变化的规律，即气压随高 度增加按照指数函数规律递减：低层气压递减幅度大、高层 气压递减幅度小；不考虑气温随高度变化时，用等温大气压 高方程计算（饱和湿空气中用虚温取代气温）；考虑气温随 高度变化时，用多元大气压高方程计算，气压递减得略快
气象学与气候学
第四章 大气的运动
第四章 大气的运动
第二节 气压场
一、气压场的表示
2、等压面图和等高线
1）等压面图 —— 将某一等压面上相对于海平面的各 点的“高度”投影至海平面上绘制的等“高”线图
500hPa等压面图
气象学与气候学
等高线
800hPa等压面图（2011.03.22）
气象学与气候学
气象学与气候学
第四章 大气的运动
气象学与气候学
g＝9.780m/s2
500hPa
图 中 等 值 线 是 位 势 高 度 值
气象学与气候学
第四章 大气的运动
第二节 气压场
一、气压场的表示
100 hPa 16000 m
对流层上层、顶层 200 hPa 12000 m 300 hPa 9000 m 500 hPa 5500 m 700 hPa 3000 m 850 hPa 1500 m 1013 hPa 0 m
第三节 大气的水平运动和垂直运动
一、力
气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力
5、大气运动方程 ： G 、A 、 C 、 R 与空气运动状态的关系 大气运动方程： （直线运动） 风速 V 的 水平分量
（自由大气 R ＝0）
风速 V 的 垂直分量
气象学与气候学
水平运动时大 气为静力平衡
第四章 大气的运动
低 空 气 压 场 基 本 型 式
气象学与气候学
高 空 气 压 场 基 本 型 式
气象学与气候学
气象学与气候学
第四章 大气的运动
第二节 气压场 二、气压系统的空间结构 ——气压与温度在空间上的配置状况
1、温压场对称系统：温度中心与气压中心重合 浅 薄 系 统 冷 高 深 厚 系 统 暖
单位气压高度差 （m/hPa） Rd T h＝ gP
第二节 气压场
一、气压场的表示 2、等压面图和等高线 2）位势高度 —— 位势米 H ：单位质量空气块在重力加速 度为 9.8 m/s2 时上升 1m 高度克服重力所做的功（J/kg）
g＝9.832m/s2
1 位势米＝ 9.8 J/kg gφZ H＝ 9.8 H 是位势米（J/kg） g＝9.801m/s2 Z 是几何高度（m） gφ 是纬度φ处的重力 加速度
气象学与气候学
第四章 大气的运动
第一节 气压随高度和时间的变化 一、气压随高度变化
2、压高方程 2）等温大气压高方程 利用等温大气压高方程可计算： 根据不同高度上气压差和气柱的平均温度，求两处之 间的高度差（如飞机高度表原理） 根据某一高度的气压值和气柱平均温度，推算另一高 度的气压值（某气象台站据本地气压、海拔高度和本地 气柱平均温度，推算海平面气压） 由不同高度上的气压，求得两高度之间气柱平均温度
P2 P1 T1 T2 P2 P1 T1 T2 P1 > P2 T1 < T2
温 压 场 不 对 称 的 系 统
T1 > T2
暖
高压
冷
冷
低压
暖
水平面上等压线与等温线斜交（垂直）
气象学与气候学 地面到高空各水平面上气压梯度大小与方向皆不相同
第四章 大气的运动
第二节 气压场 二、气压系统的空间结构 ——气压与温度在空间上的配置状况
第一节 气压随高度和时间的变化 一、气压随高度变化
2、压高方程 海拔高度 （ m） 30000 16000 11000 5500 3000 气压 （hPa） 12 100 250 500 700 高度
1500 0
850 1000
气象学与气候学
气压
第四章 大气的运动
第一节 气压随高度和时间的变化 二、气压随时间的变化
气象学与气候学
第四章 大气的运动
第一节 气压随高度和时间的变化 一、气压随高度变化
2、压高方程 3）多元大气压高方程 多元大气是不等温大气，气温要按照恒定的直减率 r 递 减。已知初始高度（如海平面）上气温 T0，则任意高度 上气温 T 由气温直减率得出，若已知海平面上气压 P0， 可据多元大气压高方程计算得出任意高度上的气压 PZ。
线速度
惯性离心力 C 的大小与物体线速度 V 平方成正比，与曲率半径向，不改变其运动速度 惯性离心力通常较小，但在低纬及快速运动空气中较大
气象学与气候学
第四章 大气的运动
第三节 大气的水平运动和垂直运动
一、力
气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力
1010 hPa 1012 hPa 1014 hPa
决定空气运动 方向与速度！
垂直气压梯度力 Gz 很大但与重力平衡而省略 水平气压梯度力 Gn 很小但持续作用能造成空 气快速运动，是空气水平运动的原因和动力 气象学与气候学
第四章 大气的运动
第三节 大气的水平运动和垂直运动
一、力
气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力
2、地转偏向力 A ：因地球绕自身轴转动而产生的惯性力称 为水平地转偏向力或科里奥利力
地球表面作用于某纬度φ上单位质量空气的地转偏向力为： A = 2 Vω sinφ = V f （ f 为地转参数或科氏参数） 地转偏向力只改变空气块运动方向，不改变其运动速度
风速相同的空气块所受到的地转偏向力随纬度增高增大 G 赤道上
同一高度上的点具有的气压值可能不同
气象学与气候学
第四章 大气的运动
第二节 气压场
一、气压场的表示 气压场 —— 在实际的三维立体大气环境中，各个气层、 各个空气块的气压组合在一起，形成气压的空间分布 1、水平气压场的表示 —— 等压面和等压线
低压
高压
气象学与气候学
第四章 大气的运动
第二节 气压场
暖高压越高越强 冷低压越高越强
深 厚 系 统
低
浅 薄 系 统
气象学与气候学
暖低压越高越弱
冷高压越高越弱
第四章 大气的运动
第二节 气压场 二、气压系统的空间结构 ——气压与温度在空间上的配置状况
2、温压场不对称系统：温度中心与气压中心不重合 地面的高压中心轴线随高度逐渐向暖区高空偏斜 地面的低压中心轴线随高度逐渐向冷区高空偏斜
2、压高方程 1）通用压高方程 气压随高度增高而呈指数规律递减： 低层大气气压递减得快，高层气压递减得慢
低温时气压递减得快，高温时气压递减得慢
为计算方便引入均质大气、等温大气和多元大气概念 均质大气：假设密度不随高度变化（8000m以下） 等温大气：假设温度不随高度变化 多元大气：假设温度直减率 r 不随高度变化
1、气压随时间变化的原因 水平气流的辐合与辐散：空气是可压缩流体，密度有变化 不同密度气团的移动 ：平流运动导致 空气的垂直运动 ：气柱内某高度上密度变化 2、气压随时间变化的周期性 日变化：单峰型、双峰型、三峰型 年变化：陆地气压最高在冬季、最低在夏季，年较差较大， 高纬气压年较差大于低纬；海洋气压最高在夏季、最低在冬季， 年较差较小；高山地区气压最高在夏季、最低在冬季 非周期性变化：在高纬度地区最明显
高 度 m
气压 hPa 气象学与气候学
第四章 大气的运动
第二节 气压场
一、气压场的表示 3、等压线图 同一水平面上（海平面）各气压相等点的连线按照一 定气压间隔（2.5 hPa或 5 hPa）绘出的气压水平分布图
H
L
H
气象学与气候学
L
第四章 大气的运动
第二节 气压场
一、气压场的表示 4、气压场基本型式 高压、低压、脊、槽、鞍统称为气压系统
第三节 大气的水平运动和垂直运动 二、自由大气中的空气水平运动 1、地转风 —— 自由大气中，气压梯度力和地转偏向力平衡 时，空气做等速、直线的水平运动
4、摩擦力 R ：运动的空气受气层间相互牵制的作用力 （湍流摩擦力）和下垫面的阻力（外摩擦力） R ＝ －k V 摩擦力改变空气块运动方向，并改变其运动速度 G A C 1～2 km 摩擦层 （大气边界层） G A C 近地面层
气象学与气候学
自由大气层
R 30～50 m
第四章 大气的运动
第三节 大气的水平运动和垂直运动
暖
高压 冷 冷 低压 暖 气象学与气候学 这种等压面与等温面相互斜交的大气为斜压大气
第四章 大气的运动
第二节 气压场 二、气压系统的空间结构 ——气压与温度在空间上的配置状况
温 压 场 对 称 的 深 厚 系 统
冷低压
暖高压
水平面上等压线与等温线大致平行 高空气压梯度增大
气象学与气候学
第四章 大气的运动
温度和气压随高度发生变化 地面温度与气压的配置有对称系统和不对称系统 高空的温度与气压配置状况与近地面的不同 温压场结构对天气的形成和演变有重要影响