气象学课件第五章气压和风

g
dz
P P 1
z1 R ( T 1 γ ( z - z 1 ))
得
z 2 z1
T1 γ
1
( P2
Rγ
)g
P1
当Z1=0m时, T1=288K， =0. 65 ℃/hm, R=287J/K·kg P1=1013.2hPa。
二. 气压场(field of pressure)
气压在三维空间的分布叫做气压场。某 一平面上的气压分布状况，叫做平面气压场。 其表示方法有：
静力学方程表示了大气在静力平衡状态下，气压 随高度的变化关系。
压高公式
由大气静力学方程可推出气压随高度变化的公式。
将气体状态方程=P/（RT）代入静力学方程：
dP P g
dz
RT
→
dP g dz
P
RT
将两边积分 P 2 d P z 2 g d z
P P 1
z1 R T
得
P2
P1e
x
自由大气
G
V
G V
A
R A
摩擦层
摩擦层高低压中的风
在摩擦层的高压中，风沿等压线顺时针方向由 里向外吹。
在摩擦层的低压中，风沿等压线逆时针方向由wk.baidu.com外向里吹。
高压
低压
摩擦层高低压中的风
第三节大气环流(atmospheric circulation)
一 三圈环流 二 季风环流 三 地方性环流
大气环流的概念
第五章 气压和风
第一节 气压和气压场 第二节 空气的水平运动 第三节 大气环流 第四节 风与农业
退出
第一节 气压和气压场
一 气压及其变化 二 气压场
一.气压及其变化
1.气压的概念
单位面积上受到的大气压力叫大气压强 (Atmospheric pressure)，简称气压。
在重力平衡条件下，任何高度上的气压值都等 于该高度的单位面积上所承受的大气柱的重量。 任何平面上的大气压强与平面的方向无关。
(4)只改变运动方向，不改 变 速率的大小。
A’
ω·Δt
O
AB
ω
3 . 惯性离心力(inertial centrifugal force)
当空气作曲线运动时，还要受到惯性 离心力的作用。其大小为：
C= ω2r=v2/r
4. 摩擦力(friction force)
空气运动时，要受到空气与地面之间 和不同空气层之间的摩擦力的作用。
认为物体偏离了一个角
度∠ AOA’。
A
ω·Δt
O
A’ B
ω
如果认为这种偏转是因某种力的作用，则在这 种力的作 用一产生的位移为
：S AA' OA AOA' vt t v t2
设a为这种力所产生的加速度，则
S 1 at 2
2
A
将以上两式联系起来，得
a=2ωv
根据牛顿第二定律，a应为 单位质量的物体所受到的力。 因此，上述假想的力的大小为
气压单位：百帕（hectopascal, hPa） 毫米汞柱mmHg
二者的换算关系：1 hPa=3/4 mmHg 标准大气压：在温度为0℃，在纬度4 5 ° N ( S ) 的海平面 上的大气压。其值为1013.2 hPa 。
2.气压的变化
(1)气压随时间的变化
a. 气压的周期性变化 日变化 气压日变化的原因主要有:
(1) 温压场对称系统
暖性高压
冷性低压
温压场对称系统
D
暖性低压
G
暖
冷
暖
冷性高压
(2) 温压场不对称系统
高压
低压
第二节 空气的水平运动
一 作用于空气的力 二 自由大气中空气的水平运动 三 摩擦层中空气的水平运动
通常把空气的水平运动称为风。
风的特点：
1.风是矢量。风向指风的来向，用16方位表示； 风速以m/s或风力级为单位。
气温的变化 大气潮汐
年变化 气压年变化的原因主要受气温影响。 b. 非周期变化 原因是气压系统的移动和演变。
(2)气压随空间的变化
a. 气压的垂直变化 由右图可以直观 Z
地看出，在高度为 z处和高度为z+ △ z 处相比，z处上空 的大气柱的重量要 大一些。因此气压 是随高度降低的。
Y
S △P
Z+△z P+ △p
G
A
P1
当气压梯度力与地转偏向力达到平衡时 的 风叫做地转风(geostrophic wind) 。
这时就满足风压定律：在北半球，背风而 立，高压在右，低压在左；南半球相反。
风速与气压梯度成正比。
G
P5
G
V
V P4
GV
A
A
P3
A
G
P2
A P1
2.梯度风─ 自由大气层高低压中的风 当气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力
所以，空气运动以水平运动为主，水平 气压梯度力是产生风的原动力。
2. 地转偏向力(Coriolis force)
由于地球自转而使地面上的运动物体偏离原运动 方向的力，叫做地转偏向力。
首先考察物体在一不动圆盘上的运动。
地转偏向力(Coriolis force)
再考察物体在一逆时针转动的圆盘上的运动。
P
式中-dP/dN叫做气压梯度，这 个力与气压梯度成正比，所以
叫气压梯度力。
N
P+△ P
S
N+△ N
N
在水平方向的气压梯度力为：
Gn
1
dP dn
在垂直方向的气压梯度力为：
Gz
1
dP dZ
大气处于静力平衡时，重力与Gz相抵消； 而水平气压梯度力虽小，但没有其它力与 它相平衡，只要这个力在一段时间内持续 发生作用，就能造成较大的空气水平运动。
ω·Δt
O
B A’
f =2ωv
f又称为科里奥利(Coriolis)力 。
ω
在地球表面运动的物体与在圆盘上稍有 不 同，地面近似为球面。
设在A点，一物体 在水平面上以速度v运 动，将这个速度分解为 与赤道面平行和与赤道 面垂直的两个分量，则 物体相当于以速度v’在 圆盘上运动。
V
φ
V’
A
φ
物体受到的科里奥利力
等压面的高度与气压分布的关系：
等压面上高度高的地方，其附近水 平面上的气压也高，反之亦然。
所以只需表示出等压面的形状，就 等于知道了气压的分布。
等压面的高度的表示方法
等压面高度的表示方法与地理上表示 地形的方法相同，都是用等高线表示。
起伏不平的地形
地形与等高线图的对照
(3)等压面上的等高线(isohypse)
1. 气压场表示方法 (1)等压线(isobaric line) 将同一水平面上气
压相等的点连成的线。
绘制方法：在空白地图上各站点填上气压值， 然后将气压相等的点相连，每隔2.5hPa绘一 根等压线。
低 槽
低
脊
槽
鞍
高 脊
低 高
等压线示意图
(2)等压面(isobaric surface) ：空中气 压相等的点所连成的面，它一般为 一不规则的曲面。类似起伏不平的 地表面。
将等压面上高度相等的点连成线再投影到 一个平面上，就是等压面上的等高线图。
H5
H5
H4
H4
H3
H3
H2
H2
H1
H1
等压面
高
低
高
海平面的投影图
等高线上高度的单位
─ 位势米(geopotential meter)
等压面上等高线的高度为位势高度(geopotential height) 。
位势高度：指单位质量的物体从海平面(位势取为零)
地球上各种规模的大气运动的综合表 现，称为大气环流。
大气环流构成大气运行的基本形式， 是形成全球气候特征和大范围天气形势的 主要因素，也是各种尺度天气系统的活动 背景。
分析三圈环流时要始终记住：
太温 阳度
气 压
空
三
辐在
在
气 地转偏
射各 纬纬
各 纬
水 向力
圈
度度 分分
度 分
平
环
布布 不不
布 不
运
均均
（对地面来说称为地转偏向力） 的大小就应为：
f =2ωv’=2ωv• sinφ
地转偏向力的表达式：
f =2ωv’=2ωv• sinφ
式中ω为地球自转角速度。 ω =7.2921×10-5s-1
地转偏向力有以下性质：
(1) 与纬度的正弦成正比；
(2) 与物体运动速度成正比；
(3)与运动方向垂直，在北半 球指向运动方向的右方， 在南半球指向运动方向的 左方；
P+ △p S
WP
Z+△z
z X
大气静力学方程的意义
1. dp 表示单位高度的气压变化量，也称气压梯度。
dz
2. “-”表示气压随高度减少。
3. 气压随高度的变化主要取决于空气密度，因为g 可视为常数。
4. 根据气体状态方程， 与温度有关，所以 冷（大）气层的气压随高度降得快 暖（小）气层的气压随高度降得慢
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(gpm)。 10位势米也称位势什米。
1gpm为海平面上1kg的物体上升1m时克服重力作了 9.8J的功。
1gpm＝9.8J/kg=9.8m2/s2 位势高度H和几何高度Z的换算关系：H=gZ/9.8 位势高度H和几何高度Z在数值上相近，但两者物理
意义完全不同。
2. 气压场的基本型式
高压(high pressure)：是中心气压高、向四周气压逐渐降低的闭 合等压线区。
低压(low pressure) ：是中心气压低、向四周气压逐渐升高的闭 合等压线区。
高
低
脊 脊槽
鞍 低
低
槽
高
2. 气压场的基本型式
高压脊(pressure ridge) ：是从高压区延伸出来的狭长区域。 低压槽(pressure trough) ：是从低压区延伸出来的狭长区域。
2. 风具有阵性。 风速时大时小，风
向在主导风向左右不 停摆动。 原因：地面摩擦导致 乱流，叠加到主流风 中。
一、作用于空气的力
空气的运动是在力的作用下形成的 ， 空气受到的力主要有：
1.气压梯度力 (pressure-gradient force)
由于空间气压分布的不均匀而使空气块 受 到的力，叫做气压梯度力。
均
动
流
匀匀
匀
一、三圈环流
1 . 地球无自转时的环流—单圈环流
2 . 地球自转时的环流—三圈环流
图1
地球自转时的环流—三圈环流
图2
地球自转时的环流—三圈环流
z
P
X
W
大气静力学方程
右图为任一高度的一个
薄层空气块，其受力有：
向上：PS
Z
向下：重力W和（P+ △ P ） S
其中：W=S△zg
在静力平衡条件下，应有：
（P+ △P）S+ S △ z g= PS 即： △ P = - △ z g 或： △ P / △ z = - g Y
微分形式 d P ρ g dz
p
g RT
(z 2
z
1
)
或
z2
z1
RT g
ln
P1 P2
若气层的厚度不大，取气层的平均温度
并忽略水汽的影响：
T (T1 T2)/2
z2 z1
R dT g
ln
P1 P2
将自然对数改为常用对数：ln=2.303lg
并取：Rd=287, g=9.80
T =273(1+a t ） a=1/237
设有如右图所示的空气块，由 P 于气压分布的不均匀，沿N方向 所受到的力为：
P• S-（P+△P）S= -△P • S
N
P+△ P
S
N+△ N
N
单位质量的气块所受到的力
气块所受到的力：
P • S－（P+△P）S= － △ P • S 单位质量的气块所受到的力:
G
P S
S N
1
P N
1
dP dN
地转偏向力(Coriolis force)
再考察物体在一逆时针转动的圆盘上的运动。
地转偏向力(Coriolis force)
再考察物体在一逆时针转动的圆盘上的运动。
现在对物体在运动圆盘上运动的情况作 一分析。
设在时间Δt内，一 物体以速度v从O点向B 作直线运动，圆盘上的
A ’点经时间Δt后到了A， 而物体运动到了A ’点。 因此在圆盘上的观察者
鞍形气压区(pressure saddle) ：相对的两个高压和两个低压之间 气压场。
高
低
脊 脊槽
鞍 低
低
槽
高
鞍形气压场示意图
3. 气压系统的空间结构
气压系统随高度的变化同温度分布密切 相关。
气压随高度的升高而降低。但根据大 气 静力学方程，气压降低的快慢与温度的 高低 有关，因此气压系统的空间结构往往 由于与 温度场的不同配置状况而有差异。
三力达到平衡时的风叫做梯度风。
这时风向规律为：（北半球） 在高压中，风沿等压线作顺时针方向旋转。 在低压中，风沿等压线作反时针方向旋转。
G
高压
D
低压
三、摩擦层中空气的水平运动
空气由高压斜穿等压线向低压方向运 动。风与等压线成一个角度，摩擦力越 大，角度也越大。
风压定律：在北半球，背风而立，高压在 右后方，低压在左前方。
t 以℃为单位
z2
z1
1 8 4 0 0 (1 a t )lg
P1 P2
-------拉普拉斯压高方程
变温大气的压高公式
将气体状态方程=P/（RT）代入静力学方程：
dP P g
dz
RT
dP g dz
P
RT
令T=T(z)=T0－ △ Z ， 再将两边积分
P 2 d P z 2
摩擦力的大小与速度成正比，一般与 风速的方向相反，其大小为：R=-kv
二. 自由大气中空气的水平运动
1. 地转风
设高空的等压线为平行直线，这时惯性离心力和 摩擦力都可忽略不计，只需考虑气压梯度力和地转偏 向力的作用。
下图中直线为等压线，设气压南高北低，P1>P2.
G
P5
G
V
V P4
GV
A
P3
A
A
P2