天气学原理-第一章.ppt
天气学原理和方法(1-5)
天气学原理和方法第一章大气运动的基本特征地球大气的各种天气现象和天气变化都与大气运动有关。
大气运动在空间和时间上具有很宽的尺度谱，天气学研究的是那些与天气和气候有关的大气运动。
大气运动受质量守恒、动量守恒和能量守恒等基本物理定律所支配。
为了应用这些物理定律讨论在气象上有意义的相对于自转地球的大气运动，本章首先讨论影响大气运动的基本作用力，和在旋转坐标系中所呈现的视示力，然后导出控制大气运动的基本方程组，并在此基础上分析大尺度运动系统的风压场和气压场的关系，并引出天气图分析中应遵循的一向基本指导原则。
第一节旋转坐标系中运动方程及作用力分析一、旋转坐标系中运动方程1.（绝对速度）与（相对速度）假设t时刻一空气质点位于P点，经t 时间，质块移到Pa点，地球上的固定点P移到了Pe位置位移0为R，质块相对固定地点的位移为R，图1.1 旋转坐标系显然当 0位移很小时单位时间内的位移为由此得此关系式表明：绝对速度等于相对速度与牵连速度之和2．与的关系地球自转角速度为则于是由此可得微分算子将微分算子用于则有再将代入上式右端得（*）式中为地转偏向力加速度，即柯氏加速度为向心力加速度3．牛顿第二定律单位质量的空气块所受到的力在绝对坐标系中单位质量空气块受到的力有+：地心引力F：摩擦力将此式代入（*）式：二、作用力分析1．气压梯度力①定义：单位质量空气块所受的净空气的压力②表达式G=-(1.1)③推导：图1.1.2 作用于气块上的气压梯度力的X分量x方向：B面 PA面：-（P+净压力：-同理y方向：z方向：净空气总压力④讨论：大小：气压梯度力的大小与气压梯度成正比，与空气密度成反比方向：气压梯度力的方向指向的方向，即由高压指向低压的方向2．地心引力① 定义：地球对单位质量的空气块所施加的万有引力② 表达式(1.2)K：万有引力常量M：地球质量a：到地心的距离③ 推导：图1.1.3 地心引力受力分析图④ 讨论：大小：不变，常数方向：指向地球心3．惯性离心力① 定义：观测者站在旋转地球外观测单位质量空气块所受到一个向心力的作用，但站在转动地球上（观测它的运动，发现它是静止的，这必然引入一个与向心力大小相同，方向相反的力，此力称为惯性离心力。
大气运动的基本特征
第一章 大气运动的基本特征
大气科学学院 苗春生
1.1 影响大气运动的作用力
➢ 气压梯度力的数学表达式：G p x y z / x y z
➢ 气压梯度力的推导：
设气块为一个六面体，取局地直角坐标系，其体 积为 V x y z(图1.1)。
设周围大气作用于B 面上的压力为p y z ，
则作用于A面上的压 力应为 ( p p x) y z
一个沿x方向的作用力f zx，下部
流体必施于 z面0 上部流体层一个
反作用力- f ， zx
f zx
A u
z
摩擦力与作用面积,垂直切变成正比
第一章 大气运动的基本特征
大气科学学院 苗春生
1.1 影响大气运动的作用力
定义 为动力粘滞系数， 为 z作x 用于单位面积的粘滞
力，称为切应力或雷诺应力。
上部大气作用的X方向切应力
(p i p j p k) x y z p x y z 全矢量形式 x y z
第一章 大气运动的基本特征
大气科学学院 苗春生
体积元上的总净压力 (p i p j p k) x y z p x y z x y z
1.1 影响大气运动的作用力
按气压梯度，气压梯度力的定义
由于气压分布不均匀而造成的单位体积气块上
一、基本作用力-----气压梯度力
➢ 气压梯度的定义：当气压分布不均匀，气块就会受 到一个净压力的作用，作用于单位体积气块上的净 压力称为气压梯度。
➢ 气压梯度力的定义：当气压分布不均匀，气块就会 受到一个净压力的作用，作用于单位质量气块上的 净压力称为气压梯度力。
G p x y z / x y z 1 p ？？
用绳子牵引转动单位质量的球
1-气团和锋面
北极气团： 北极气团： 北极地区全年都是冰雪覆盖的北冰洋， 北极地区全年都是冰雪覆盖的北冰洋，下 垫面性质均匀，盛行反气旋环流， 垫面性质均匀，盛行反气旋环流，在这个地区 形成的气团称为北极气团 或冰洋气团） 北极气团（ 形成的气团称为北极气团（或冰洋气团）。 极地气团： 极地气团： 靠近极圈的高纬广大地区， 靠近极圈的高纬广大地区，冬季受反气旋 环流控制，夏季亦有弱的辐散， 环流控制，夏季亦有弱的辐散，在这个地区形 极地气团。 成的气团称为极地气团 成的气团称为极地气团。
准静止锋 当冷、暖气团的势力相当时，锋面的移动 当冷、暖气团的势力相当时， 十分缓慢或相对静止， 十分缓慢或相对静止，这种锋面称为准静止锋。(6h)
2. 根据锋的伸展高度可将锋分为： 根据锋的伸展高度可将锋分为： 对流层锋、地面锋（或低层锋）和高空锋 对流层锋、 或低层锋）
3.根据锋面两侧的气团来源的地理位置不同， 3.根据锋面两侧的气团来源的地理位置不同， 根据锋面两侧的气团来源的地理位置不同 可将锋分为： 可将锋分为：
1、如果其他因子不变，锋面坡度随纬度增高而增 、如果其他因子不变， ；（赤道 赤道） 大；（赤道） 2、锋面坡度与锋两侧温度差成反比； 、锋面坡度与锋两侧温度差成反比； 3、当锋面两侧平行于锋面的地转风速差等于0时， 、当锋面两侧平行于锋面的地转风速差等于 时 锋面不存在； 锋面不存在；锋面两侧平行于它的地转风风速应具 有气旋性切变； 有气旋性切变； 4、锋面坡度是与两气团的风速差成正比而与温度差 、 成反比，但实际上，温差增大时，风速差也增大， 成反比，但实际上，温差增大时，风速差也增大， 二者相互抵消，总的来说对锋面坡度影响不大； 二者相互抵消，总的来说对锋面坡度影响不大；
1.4 我国境内的 气团活动 与气团天气
第一章天气图基本分析方法课件
4. 根据梯度风的原则，
在低压区，等压线可分析得密集一些； 在高压区，分析得稀疏些，在高压中心附近基本
其表示法主要有： 1. 比例式
如 1:10000000 即地图上的1cm相当于 实际100km。
2. 图解式 3. 斜线图解尺 或称复式图解尺
如图1.7所示
24
二、地图比例尺（续）
由于兰勃特正形圆锥投影图在各纬 度上放大率是不同的，故需用复式 图解尺表示其缩尺。
其特点就是对不同的纬度用不同的缩尺来表 示，使用时必须注意与纬度配合，才能正确 表示出实际距离。
关于底图范围大小的选择，主要视预报 的时效和季节而定，
如用作中长期天气预报的底图范围就应该大一些， 甚至需要整个北半球天气图。
在冬半年，
高纬大气活动(如寒潮的侵袭)对我国影响较大，故 ห้องสมุดไป่ตู้图范围应包括极地或极地的一部分；
在夏半年，
低纬度和太平洋上的大气活动(如台风、副热带高 压)对我国影响较大，故底图上低纬度和太平洋区 域应多占些面积。
26
二、地图比例尺（续）
我国目前所用的
东亚天气图的缩尺为1:10000000，即图上 1cm相当于实际100km；
欧亚天气图的缩尺为1:20000000，即图上 1cm相当于实际200km；
北半球天气图的缩尺为1:30000000，即图 上1cm相当于实际300km。
27
二、地图比例尺（续）
44
(一) 等值线分析原则（续）
以上这四条规则是绘制等值线的基 本规则，必须严格遵守，在任何时 候不能违反，否则将犯原则性错误， 因此必须反复练习，熟练掌握。
天气学原理第一章知识点
第一节 影响大气运动的作用力一、基本作用力：大气与地球或大气之间的相互作用而产生的真实力，它们的存在与参考系无关。
1气压梯度力G =- — \ P 作用于单位质量气块上的净压力。
P地心引力g^ g0 2：- g 0地球对单位质量空气的引力。
（1+z/a ）2 切应力/雷诺应力z = I U 作用于单位面积上的粘滞力（」动力粘滞系数） GZ称为运动学粘滞系数、视示力/外观力: 惯性离心力C=Q 2R （0 =2兀/24h ）：大小与向心力相等而方向相反。
地转偏向力A =-2门V地转偏向力与地球自转角速度相垂直，在纬圈平面内；地转偏向力与V 相垂直，对运动气块不做功，它只能改变气块的运动方 向，而不能改变其速度大小；对于水平运动而言，A 在北半球使运动向右偏，南半球使运动向左偏； 地转偏向力的大小与相对速度大小成正比， 当V 二0时地转偏向力消失三、重力 ^g^-2R :单位质量大气所受的地心引力和惯性离心力的合力 探※※此处有重点图示，请大家加强理解图1.8重力与惯性引力区别① 地心引力指向地心② 静止的气块，惯性离心力在纬圈平面内，并朝向外③ 重力是地心引力与惯性离心力的合力④ 除开极地和赤道外，重力并不指向地心，但重力都垂直于水平面⑤ 重力在赤道上最小，随纬度而增大第二节控制大气运动的基本定律局地温度变化等于气块运动中温度的个别变化（加热或冷却）加上温度的平 流变化（气块在温度水平分布不均匀的区域内保持原有的温度作水平运动而对局 地温度变化所提供的贡献）和对流变化（垂直运动引起的局地温度变化）。
、旋转坐标系中的大气运动方程 （称为单位质量空气的相对运动方程） ?- ■-2 JZ k 单位质量气块所受到的净粘滞力 摩擦力F 二；：2v . -2 j ；2T.:t 全导数手与局地导数手:dT dt -'Z由动量守恒定律导出dV 1P _2^ V g F dt :气压梯度力、地转偏向力、重力、摩擦力三、连续方程由质量守恒定律导出一（2） - 0 固定在空间的单位体积内；:t流体的净流出量，等于该单位体积内流体质量的减小。
人教版高中地理必修一第一章第三节《常见的天气系统》教学课件
冷锋与天气
冷气团
暖气团
过境前：暖气团控 制，气温高，气压 低，天气晴朗
市区
过境时：常阴 天、大风 雨雪、降温
过境后：冷气团控制， 气温降低，气压升高， 天气转晴。
“一场秋雨一场寒” 沙尘暴来势汹汹
暴风雪中人“推”车 夏季的暴雨
我国冷锋天气实例
春：大风、寒潮、沙尘暴 夏：我国北方夏季暴雨 秋：一场秋雨一场寒 冬：大风、寒潮
春雨绵绵 “一场春雨一场暖”
情境三 山水画中的地理
张嘉林《江南梅雨天》
云贵准静止锋
江淮准静止锋
中国东部锋面雨和雨带的推移
夏
季
北
风
华北、东北
方
的 进 退
东部地区 雨带推移
雨
7、8月
季
长江中下游地区 9月
10月
雨
季
东南季风强的年份，北涝南旱
东南季风弱的年份，南涝北旱
开始晚 结束早 雨季短
3.根据冷、暖气团势力的不同，锋面可分为几类？
学生课前预习案展示
勇于开始，才能找到成 功的路
学生问题汇总 1.示意图中如何判断冷、暖锋谁占主导?
2.为什么冷锋锋面与地面的倾角大，而暖锋锋面与地 面的倾角小？
3.为什么冷锋和暖锋形成的降水特点不同？
4.如何判断锋面中雨区的位置？
情境一 古典文学中的地理
人教版高中地理必修一 第一章第三节《常见的
天气系统》教学课件
2020/8/25
学生课前预习案展示
勇于开始，才能找到成 功的路
学生课前预习案展示
勇于开始，才能找到成 功的路
基本概念强调
1.什么是气团?气团的冷、暖是相对的还是绝对的？ 单一气团控制下天气如何？
气象天气学原理位涡及位涡方程
1. 地面气压系统的形成和移动
1.1 地面气压系统的形成
④非绝热加热的作用 在非绝热加热最大值区，对地面气旋的形成起作 用（因为非绝热加热导致暖空气上升）。 在非绝热变 化中，对气旋发生发展影响最大的是凝结释放的潜热 。凝结潜热由上升运动引起，反过来它又加快了上升 速度，这种正反馈作用往往在中层达到最大。因此， 凝结潜热的释放对气旋的发展有重要作用，降水越大 ，这种作用越强。这与长时间的积云对流的潜热释放 将会与地球旋转有同等的动力作用，形成地面低压槽 （如来自于海洋表面的热量和水汽的上升流及积云对 流的潜热释放被认为是热带气旋形成的原因）。
1. 位涡与准地转位涡的定义的定义
在准地转运动中，位涡的表达式可以写为
2. 准地转位涡方程
3. 准地转位涡方程的物理意义
4. 准地转位涡方程的物理意义
5. 位涡观点在预报中的应用
5.1 位涡分析法
位涡在等熵坐标中可写成
5. 位涡观点在预报中的应用
5.1 位涡分析法
5. 位涡观点在预报中的应用
5. 位涡观点在预报中的应用
分析PV面的位势高度具有两个优点：
1. 它可以直接反映正的位涡异常对低空大气的影响 程度，当对流层顶(局地正的位涡异常)下降时(例 如处于一个发展着的气旋后部)，相应地PV=2的等 位涡面的高度下降，对地面系统发展的影响加大； 2. PV=2的等位涡面高度与业务工作中常用的对流层 顶高度图的关系密切，两者的图形十分相似，而且 在PV=2面上的特征更为明显。
5.1 位涡分析法
位涡的数量级 O(q)=10-6m2s-1K kg-1=1 PVU， 这里PVU为位涡单位。 在实际大气中，一般可以认为在几天之内大气的位 涡保持不变。但是当大气中有显著的凝结过程发生 时，在加热区下方，大气的位涡增大，而在其上方 位涡减小，其变化量可达到每天一个PVU。
天气学原理课件
• 第三个阶段：1940—1960年 ， 芝加哥学派Rossby “大气长波理论”
• 第四个阶段：1960—现在 ， 产生多门学科来预测天气
3.天气学研究对象和方法
研究对象：研究整个地球大气的天气现象和天气过程的 规律及其物理本质——预测天气
研究方法：1、 天气图——工具 建立天气模式，分析天气过程的演变规律
2、定性的物理分析方法 a)天气图看懂 b)公式意义明确（不在于推导）
4.课程内容和参考书
内容：1——5章 参考书：梁必琪的《天气学》
5.要求
• 天气学 、天气分析、动力气象联系学习 • 认真阅读课本 • 每章思考题——记忆 • 考试：思考题范围之内
第一章 大气运动的基本特征
第1节 影响大气运动的作用力
一 .气压梯度力：单位质量动气块受到的大气的净压力。
受的压力为：
同理：y方向所受净压力为： z方向所受净压力为：
总的净压力为：
气压梯度力：
讨论：
1.气压梯度力是由气压分布不均匀引起的。
2.气指压G向梯低度压力P，x的垂x方y直y向z于z指等向压–1线。P 的 方1向 ，Px 即i由P高y j压
讨论：
1、 的方向除赤道和极地外，均不指向心。 由于地球为椭圆，地球上重力垂直于当地水平面，
向下
2、重力的大小随纬度变化，极地最大，赤道最小，一般 用45纬度海平面重力值= 9.806m/s2
五、地转偏向力（科力奥利力） 方向：垂直于 与 组成的平面，指向运动方向右侧
大小：
设：局地直角坐标系 原点：地表某点 y轴：沿原点所在经圈切线方向指向北 x轴：沿原点所在纬圈切线方向指向东 z轴；指向当地天顶方向
天气学原理
天气学原理基础一、大气运动的基本特征1、真实力：气压梯度力、地心引力、摩擦力（1）气压梯度力：作用于单位质量气块上的净压力，由于气压分布不均匀而产生（2）地心引力：地球对单位质量空气的万有引力 不变，指向地心。
（3）摩擦力：单位质量空气受到的净粘滞力 一般只在行星边界层（摩擦层）考虑摩擦作用，自由大气中则忽略摩擦作用。
2、视示力：惯性离心力、地转偏向力惯性离心力：地球受到了向心力的作用却不作加速运动，违背牛顿第二定律，为了解释这种现象引入惯性离心力，其大小与向心力相等而方向相反地转偏向力(科氏力）：观测者站在旋转地球上观测单位质量空气块运动，发现在北半球有一个向右偏的力，在南半球向左偏的力。
称此力为地转偏向力，又名科氏力。
由于坐标系的旋转导致物体没有受力却出现加速度，违背牛顿第二定律，从而引入，以使牛顿运动定律在旋转参考系中成立地转偏向力的特点：在纬圈平面内；只改变气块运动方向，不改变其速度大小；在北半球，地转偏向力指向运动方向右侧，在南半球，地转偏向力指向运动方向左侧；地转偏向力的大小与相对速度成正比重力：地心引力与惯性离心力的合力。
重力垂直于水平面，赤道最小，极地最大重力是垂直方向上的，而大气运动是准水平的；科氏力始终垂直于速度方向，故只改变方向，不作功；所以，引起大气运动的最重要作用是：由于压力分布不均匀而产生的压力梯度力（热力作用引起的）。
3、控制大气运动的基本规律：能量守恒、质量守恒、动量守恒牛顿第二运动定律——运动方程质量守恒定律——连续方程能量守恒定律——热力学能量方程气体实验定律——气体状态方程4、地转风地转风是自由大气中水平气压梯度力和地转偏向力相平衡时的空气的水平运动。
风沿等压线（等高线、等位势线）吹，背风而立低压在左高压在右地转风性质：1）地转关系是在无摩擦，不考虑加速度和垂直方向的地转偏向力的情况下近似成立的赤道上（φ=0）水平地转偏向力为零，地转风不存在2）地转风的大小与水平气压梯度力成正比3）地转风与等压线平行，在北半球，背风而立，低压在左高压在右，南半球，背风而立，低压在右高压在左（风压定律）4）地转风速大小与纬度成反比，但在赤道上=0地转平衡不成立。
天气学原理与方法
F ma
力 真实力(基本力,牛顿力，在空间固定、绝对坐标 系中): 气压梯度力、地心引力、摩擦力 非真实力（视示力、外观力，在旋转坐标系中）： 惯性离心力、地转偏向力
一、基本作用力（真实力）
1. 气压梯度力
气压梯度力
当气压分布不均匀时，单位质量气块上受到的 净压力称为气压梯度力
单位质量空气的气压梯度力
• 一. 地转风
• 零级近似
1 p 0 fv x 1 p 0 fu y 1 p 0 g z
f 2 sin
-(1/) ▽p
低压
Vg
高压
A
du z g ( ) p fv dt x dv z g ( ) p fu dt y z 0 g ( ) p fv x z 0 g ( ) p fv x z z fu g ( ) p ( ) p , fv g ( ) p y y x
特征值或特征尺度：表示特定类型的运动 （如大尺度运动或中小尺度运动）的空间范 围和时间区间的物理量或其他特性的一种尺 度。
（2）用特征值比较方程中各项的大小 例：
3.大气运动系统的分类
行星尺 度
大尺度（天气尺度） 中尺度
对流或小尺度
104km 103km
102km
10km
4.大尺度系统的各场变量的特征尺度
变压风
---
+
思考题
1.什么是零级近似和一级近似? 2.写出零级近似和一级近似的方程组。 3.什么叫位势、位势米、位势高度？ 4.写出个别变化、局地变化、平流变化的P坐标与Z坐标转换关系。 5.写出P坐标系的基本方程。 6.什么是自然坐标？写出自然坐标水平运动方程。 7.什么是地转风？它有哪些基本性质？写出表达式。 8.什么是梯度风？它有哪些基本性质？写出表达式。 9.什么是热成风？它有哪些基本性质？写出表达式。 10.什么是偏差风？它有哪些基本性质？写出表达式。 11.地转偏差是哪些原因造成的？什么是变压风、法向和切向地 转偏差？
天气学原理和方法[1_5]
![天气学原理和方法[1_5]](https://img.taocdn.com/s3/m/a11d620377232f60ddcca1c2.png)
天气学原理和方法第一章大气运动的基本特征地球大气的各种天气现象和天气变化都与大气运动有关。
大气运动在空间和时间上具有很宽的尺度谱，天气学研究的是那些与天气和气候有关的大气运动。
大气运动受质量守恒、动量守恒和能量守恒等基本物理定律所支配。
为了应用这些物理定律讨论在气象上有意义的相对于自转地球的大气运动，本章首先讨论影响大气运动的基本作用力，和在旋转坐标系中所呈现的视示力，然后导出控制大气运动的基本方程组，并在此基础上分析大尺度运动系统的风压场和气压场的关系，并引出天气图分析中应遵循的一向基本指导原则。
第一节旋转坐标系中运动方程及作用力分析一、旋转坐标系中运动方程1. （绝对速度）与（相对速度）t时刻一空气质点位于P点，经t 时间，质块移到Pa点，地球上的固定点P移到了Pe位置位移假设为R，质块相对固定地点的位移为R，图1.1 旋转坐标系显然当 0位移很小时单位时间内的位移为由此得此关系式表明：绝对速度等于相对速度与牵连速度之和2．与的关系地球自转角速度为则于是由此可得微分算子将微分算子用于则有再将代入上式右端得（*）式中为地转偏向力加速度，即柯氏加速度为向心力加速度3．牛顿第二定律单位质量的空气块所受到的力在绝对坐标系中单位质量空气块受到的力有+：地心引力F：摩擦力将此式代入（*）式：二、作用力分析1．气压梯度力①定义：单位质量空气块所受的净空气的压力②表达式G=-(1.1)③推导：图1.1.2 作用于气块上的气压梯度力的X分量x方向：B面 PA面：-（P+净压力：-同理y方向：z方向：净空气总压力④讨论：大小：气压梯度力的大小与气压梯度成正比，与空气密度成反比方向：气压梯度力的方向指向的方向，即由高压指向低压的方向2．地心引力① 定义：地球对单位质量的空气块所施加的万有引力② 表达式(1.2)K：万有引力常量M：地球质量a：到地心的距离③ 推导：图1.1.3 地心引力受力分析图④ 讨论：大小：不变，常数方向：指向地球心3．惯性离心力① 定义：观测者站在旋转地球外观测单位质量空气块所受到一个向心力的作用，但站在转动地球上（观测它的运动，发现它是静止的，这必然引入一个与向心力大小相同，方向相反的力，此力称为惯性离心力。
第一章06 热成风
Department of Atmospheric Sciences Yunnan University
三、热成风公式（P系简单）
g g VT Vg 2 Vg 1 ( H 2 k ) ( H 1 k ) f f g ( H 2 H1 ) k H 2 H1：厚度 f ( H 2 H1 ) : 厚度梯度 RTm g p1 ( ln ) k f g p2 g p1 R ln Tm k f p2 g R p1 ln Tm k f p2
Department of Atmospheric Sciences Yunnan University
实际情况下，等压面上有一定的温度梯度，正压 大气不存在，只是一种理想的状态。但是可以把温 度梯度很小的区域认为是相当正压大气，例如：庞 大的气团内部温度和气压差别不大，可以认为气团 内部是相当正压的。 天气学中一般认为，当温度梯度很大时，斜压性 强。例如：锋区的温度梯度很大，斜压性强。
第6节 热成风
一、什么是热成风
高层地转风减去低层地转风的矢量差。
VT Vg 2 Vg 1
p2
Vg p
dp Vg 2 Fra bibliotekTp1
即地转风随高度的变化。
Vg1
2、为什么叫热成风？热成风为什么随高度而变化？
（1）压高公式或等压面厚 度公式： RTm p1 H 2 H1 ln , Tm为变量 g p2 （2）地转风公式： g H H ug , u g 与坡度 成正比 f y y P2上坡度大，u g 2就大；P1上坡度小，u g1就小
暖平流
思考题
1、理解正压大气与斜压大气的区别。 2、北半球中高纬高空西风急流的形成原因是什么？ 3、怎样用热成风来判断冷暖平流？
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2w x2
2w y2
2w z 2
2w
❖ 在一定的简化条件下，单位质量气块所受摩擦力可 写为
r F
2u z 2
r i
2v z 2
r j
2w z 2
r k
r
式中 为运动粘滞系数
4. 惯性离心力
5. 地转偏向力
1. 在地球上可随意移动 2. 在不大的范围内，可以将x、y、z的方向看成不变
❖ 天气学研究对象和方法
研究对象：研究整个地球大气的天气现象和天气 过程的规律及其物理本质——预测天气
研究方法： 1.天气图——工具
建立天气模式，分析天气过程演变规律 2. 定性的物理分析方法
a) 天气图看懂 b) 公式意义明确 （不在于推导）
❖ 课程内容和参考书： 内容：1-5章 参考书： 梁必琪的“天气学” 寿绍文的“天气学”
1920---至今，“理论研究时期”
❖ 大气科学发展的几个阶段
第一阶段：1820-1920，分析地面天气图 简单外 推预测天气
第二阶段：1920-1940，挪威学派V.Bjerknes “锋 面理论与气旋波动理论”
第三阶段：1940-1960，芝加哥学派 Rossby “大 气长波理论“
第四阶段：1960-现在 产生多门学科来预测天气
v
dj
w
dk
dt dt dt
dt dt dt
关键在于确定：
r
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j sin k cos
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r
j
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rr
r
2. 地心引力
因为a z, 所以g* g0*
3. 摩擦力 大气是一种粘性流体，当相邻两层空气有相对运动 时，即产生摩擦作用。
单位质量空气块所受到的净粘滞力称摩擦力.
Fx
2u x2
2u y 2
2u z 2
2u
r Fr
Fy
2v x2
2v y 2
2v z 2
2v
Fz
第一章 天气学理论基础
❖ 大气运动方程 ❖ 大气连续方程 ❖ 大气热力学方程 ❖ 大尺度大气运动方程组 ❖ P坐标系中的基本方程组 ❖ 小结
§1.1 大气运动方程
牛顿运动第二定律：
m dava dt
Fi
i
（适用条件：惯性坐标系，绝对坐标系）
旋转坐标系（相对坐标系）：固定于地球表面， 并与地球一起旋转的坐标系
例： 原点（南京），X轴（向东），Y轴（向 北），Z轴（天顶）
一、绝对加速度和相对加速度的关系
uuuv PPa 绝对位移 uuuuv PePa 相对位移 uuuuv P Pe 牵连位移
Ve R
uuv Ve
v
rv
uuuv uuuuv uuuv PPa PePa PPe
uuuv uuv uuuv
天气学原理
授课老师：陶丽 ; E-mail: taoli@; 办公室: 气象楼609
绪论
❖ 天气学 synoptic meteorology ❖ 天气学发展史
17世纪以前，“经验时期” 《气象通典》--亚里 士多德
17-19世纪初，“实验时期”，1820年第一张天 气图的产生——大气科学成为一门独立的学科
6、旋转坐标系中的重力
三、旋转坐标系中的大气运动方程：
❖ 综上所述，单位质量空气加速度——旋转坐标系的 大气运动方程为：
r
dV dt
1
rr p 2 V
gr
r Fr
四、全导数和局地导数的关系
【思考题】设某日北京的气温为10度，南京与北京相 距1000公里，气温为15度，而北京向南京的气流速 度为12米/秒，在流动过程中，假设空气温度不变， 试问南京平均每日下降几度？若空气流动过程中， 由于气团变性，每日温度升高2.5度，问南京每日温 度变化多少？
则
u dx v dy w dz
dt
dt
dt
x r cos y r
z r
球坐标系下速度分量：
Hale Waihona Puke u r cos d v r d w dr
dt
dt
dt
加速度项
dV dt
的处理： 注意：i
j
k
随时间变化。
dV
d
ui vj wk
dt
dt du
i
dv
j
dw
k
u
di
v
rv
uuv d a Va
v dV
v
drv
v
v V
v
v
rv
dt
dvt dV
v 2
dt r V
v 2R
dt
相对 科氏 向心 加速度 加速度 加速度
r
旋转坐标系：
v dV
Fi i
vv v 2 V 2R
dt m
真实力 科氏力 惯性 离心力
气压 地心 摩擦 梯度力 引力 力
二、作用于大气的力 1. 气压梯度力
❖ 任意物理量B(x,y,z,t)的质点导数为:
❖ 表示空间点上的物理量B随时间的变化率，称为 物理量B的当地变化率（或局地变化），反映流场 的不定常性；
❖ 表示沿x方向的位移（迁移）时，因流场的不均 匀性引起的物理量B的变化，称为物理量B在x方向 迁移变化率（或平流变化）；
❖ ， 分别表示在y,z方向的平流变化率。 ❖ 用场论符号表示：
r
r
确定 di i d i d i dr i
dt t dt dt dt r
r
r
r
r
据
i u i v i w i
t r cos r r
rrr
r
i u i v i w i
t x y z
而
因此
di u i
dt
x
x r cos y r
z r
i
的方向是指向地轴的，该方向的单位矢量为
lim ar r er t0 t t t uuv v uuv Va V Ve
v
2
7.292105 / s
24 3600
方向：地轴 指向北极
darv
drv
v
rv
(
d
v)rv
dt dt
dt
uuv 作用于 Va 有
uuv
daVa dt
(d dt
v uuv )Va
uuv Va
v V
sin j
cosk
x
r r
故有 di u i u
r
r
j sin k cos
❖ 式中：
❖ 流场加速度可表示为：
❖ 物理意义： 个别变化＝局地变化＋平流变化
五、球坐标系中的分量方程
球坐标系的定义－－－任意空间点P表示为：
P P(,, r)
其中：
r
经度；
i
纬度；
j
地心到空间 点的距离；
k
速度的定义：V
ui
vj
wk
令 x y 分别表示沿纬圈、经圈方向 的微小位移，z 为铅直方向的微小位移：