第七章气压和风

本 第七章 气压和风
章
主
气压
要
影响大气运动的力
内
风与气压的关系
容
风的测量和应用
7.1 气压
气压（大气压强）P
作用在单位面积上的大气压力。 即单位面积上向上延伸到大气上界的垂直空气柱的重量。
气压的单位
国际标准单位：帕（帕斯卡 Pa）
气象上标准单位：百帕（百帕斯卡hPa）或毫巴(mb)
1hPa＝100Pa＝100N／m2
3. 纯水银易得。
气压随高度的变化
垂直气压梯度
﹣—d—p ＝ρg
dz
z½ ρ¾ p¾
对于等温大气： p(z) = p0 exp(−z / H )
海拔高度 （m） 30000 16000 11000 5500 3000 1500 0
气压 （hPa）
12 100 250 500 700 850 1000
气压p、空气密度ρ、温度T满足理想气 体状态方程：p= ρRT，三者之一变化时， 其余的也会随之变化。
对于一个水平气压系统，当温度分布在 水平方向变化时，可导致气压分布在水 平方向变化，从而引起气压系统随高度 变化。
地面冷热不均与热力环流
1、地面冷热不均（温度梯度）是引起大气 运动的根本原因。
视示力 水平方向作用于空气的力
惯性离心力 地转偏向力（科里奥利力）
水平气压梯度力 Fp
水平地转偏向力 Fc
惯性离心力
FCN
摩擦力
f
7.2.1 气压梯度力（Fp）
气压梯度力
Fpy = − 1 ⋅ Δp
m ρ Δy
气压梯度
r − ∇p
r Fp
=−
1
⋅∇r p
mρ
气压梯度的方向：由高压指向低压。
气压梯度力的方向：由高压指向低压。
反之，气压下降时， 水银柱会自动降低， 水银自动流回槽里。
压高公式：
p = ρg H
ρ 为温度为 t 时水银的密度 g 为当地的重力加速度 H 为水银柱的高度
如果大气压力不变，温度变化，或两个重 力加速度不同的测点，大气压力相同，但 水银柱高度的读数是不相同的，只有当ρ 和 g 的数值一定时，水银柱的高度才能正 确地代表大气压力，所以必须规定一个标 准条件。
高度
气压
典型气压值
海平面：980~1040hPa 强台风中心：低于950hPa,甚至低于900hPa 高气压中心：1020~1040hPa 气压随海拔高度指数减小。青藏高原平均
海拔4000m,地面平均气压600hPa。 近地面3km内,气压随高度近似线性减小，
每上升100m气压下降10hPa（在标准大气 时）。
低压槽：从低压区延伸出来的气压较低的狭长 区域。
高压脊：从高压区延伸出来的气压较高的狭长 区域。
鞍形气压区：两个高压和两个低压组成的中间 区域，等压面形状像马鞍。
海平面气压场
地面天气形势图（地面天气图、地面图） 本站气压 气压订正 海平面气压 等高面（海拔高度为0）上的等压线图 （每隔2.5hPa）
科里奥利力使任何方向运动在北半球偏向右 方，偏折大小取决于地球的自转速度、纬度、 物体速度和质量；
科里奥利力方向与风向垂直，只影响风向， 而不影响风速；
科里奥利力表现象一个真实的力，对地球上 运动的任何物体都有。
实际因为科里奥利力太小，或运动尺度小， 或作用距离短，看不到科里奥利效应。
水汽凝结成水或凝华为冰会释放潜热，也是推动 大气运动的能量来源，这样的大气运动系统有台 风（第十一章）、雷暴和龙卷（第十章）。
热力环流 大气运动的基本形式
太
同
阳
空
一
辐
冷
气
水
射
热
垂
平
分
不
直面Biblioteka 布均运气
不
动
压
均
差
异
空
气
热
水
力
平 运 动
环 流
（风）
百帕
995 1000
低压
1005
高压
1010
B
冷却
高压
位势高度H：单位质量的物体，从海平面（位势高度 为0）抬升到z高度时克服重力所作的功, 即位势米。
H＝z·g／9.8
H 位势高度（位势米） z 海拔高度（米） g 重力加速度
1位势什米＝10位势米
高空气压场的基本型式（气压系统）
高压
顺
时
G
针
旋
转
脊 脊线
低压
逆
时
D
针
旋
转
槽
D
脊后 脊前
槽后 槽前
G
槽线
摩擦层（行星边界层、大气边界层）：受 摩擦影响的气层，大致为向上到1km,由于 不规则地形，这个高度也在变化。
摩擦层中，几十米以下，摩擦力近似不变， 称为近地面层(surface layer);
再往上到摩擦层顶，随高度增加摩擦力逐渐 减小到零，称为上部摩擦层或埃克曼层 (Ekman layer)。
等压面图上是等高线，等高线代表了等 压线，低值代表低压区，高值代表高压 区；等压面图间接反映了水平气压分布。
五种基本类型的气压分布形态
低气压(D)：中心气压低于四周气压，空间等 压面形状像山谷，图上表现为一组闭合曲线。
高气压(G)：中心气压高于四周气压，空间等 压面形状像山峰，图上表现为一组闭合曲线。
y方向(正北)的科氏力：
Fcy m
= − fc ⋅vx
x方向(正东)的科氏力：
Fcx m
=
fc ⋅vy
科氏参数（地转参数）： fc = 2 ⋅ω ⋅sinφ
地球自转角速度： ω = 2π / 24hr = 7.29 ×10−5 rad ⋅ s−1
静止v＝0, Fc＝0 赤道φ＝0, Fc＝0 北极φ＝90°, Fc＝2 ω v
标准条件是：
1. 以 0℃的水银密度为准，取 ρ(0)= 1.35951×104 kg · m-3；
2. 取 g=9.80665 m · s-2 为标准重力加速度。 （纬度45°32′33″的海平面上）
取液体水银来制作气压表的优点：
1. 水银的密度大，液柱高度合适；
2. 在温度高达+60℃的情况下，水银的饱 和蒸气压仍然很小，因此在管顶的水银 蒸气所产生的附加压力对读数精确度的 影响可以忽略不计；
我国目前的无线电气象探空仪上还使用 空盒气压表。
高度表(altimeter)和气压表(barograph)是 两种空盒气压表。
高度表测量的是气压，表盘的刻度是气压 转换的高度值。
气压表通过杠杆连接的自记笔记录到纸上， 可获得气压随时间的连续变化。
沸点气压表(hypsometer )
气压梯度力是大气中唯一驱动风的力。
摩擦力、科里奥利力和惯性离心力在风速 为零时消失。
它们可以改变既有风的风速和风向，但不能 使风从静止状态下产生。
7.2.2 摩擦力
地面摩擦力：贴近地面，风受到地球表面的拖曳力。
湍流摩擦力：地面以上，气团之间的混乱运动（湍 流）和空气交换造成气层之间的摩擦力。与空气密 度成反比。
垂直气压梯度力 Fpz = − 1 ⋅ ∂p
m ρ ∂z
水平气压梯度力 Fpn = − 1 ⋅ ∂p
m ρ ∂n
nr
=
r xi
+
r yj
水平气压梯度力是形成风的原始动力。
气压图上等压线（或等高线）密集，气压 梯度大，导致强的气压梯度力和大风。
气压梯度力与空气密度成反比，高空风比 低层风大。
气压梯度力
高空水平温度不同，导致水平气压不同。
气压不同，造成从高压到低压的气压梯度，气 压梯度力的作用使空气从高压流向低压。
若取消空气只能垂直伸缩的限制，在水平方向， 高空暖空气流向冷空气，导致地表暖空气中气 压下降、冷空气中气压升高，在地面形成从冷 空气到暖空气的气压梯度，地面空气由冷空气 流向暖空气。
沸点气压表是利用液体的沸点温度随 气压变化的固定关系来测量气压的。
利用这一特性测量气压，已在一些探 空仪上得到应用，因为在低气压测量 时，它比空盒气压表的精度要高，在 10hpa的测量结果的随机误差和系统 误差均可小于0.1K。
这种方法的优点是将气压测量转化为 较易实施的温度测量。
7.1.2 运动的起因和能源
空盒气压表(aneroid barometer )
用金属膜盒(盒内近于真空)作 为感应元件的气压表。
利用大气作用于金属空盒上 （盒内接近于真空）的压力， 使空盒变形，通过杠杆系统带 动指针，使指针在刻度盘上指 出当时气压的数值。
空盒气压表不如水银气压表精 确，一般台站只作参考仪器。
由于它便于携带、使用方便、 维护容易，适用于野外考察或 测压准确度要求不太高的观测 用。
高气压
低气压
高气压
冷却
受热 冷却
北半球从南到北气温逐渐降低。
若限制空气只能垂直伸缩，在静力平衡条 件下：
温度高，分子运动加快，大气密度减小；
温度低，分子运动变慢，大气密度增加；
相同地面气压时，暖气柱比冷气柱长，气压 随高度递减慢，等压面比冷气柱高。
同一高度层面，暖空气中的气压高于冷空气 中的气压。高空暖空气为高压(G)，冷空气为 低压(D)。
地面摩擦的阻滞作用借助于湍流运动，以湍流摩擦 力的形式向上传递。上层空气的运动也间接受到地 面摩擦的影响。
摩擦力（f）
摩擦力的方向：与运动方向相反，使风速变慢。
摩擦力的大小：f/m=－k v，随风速增加而增大。
k为摩擦系数 摩擦层 f≠0 自由大气层 f＝0
湍流摩擦力的影响随离地高度而减小，因 此风速离地而逐渐增大。