第四章第三节大气运动和天气系统

3、风随高度的变化——热成风
——气温水平梯度的存在，引起气压梯度力随高 度发生变化，影响风随高度发生相应变化。由于 水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热 成风（V T）。 ——热成风风向与等温线平行，在北半球，背热 成风而立，高温在右，低温在左，南半球则相反。 ——热成风的大小与气层平均水平温度梯度及气 层的厚度成正比。在自由大气中，随着高度的增 加，风越来越趋于热成风，如北半球中纬度对流 层顶部的西风急流。
1001 等压 线疏 密与 气压 梯度 大小
气压梯度小
1003
∆p ∆n
气压梯度 1007
1005
2、地转偏向力
指由于地球的自转而使地表上运动的物体发生方向偏转的 力。它包括水平和垂直两个分力。对于垂直分量，因为大气存 在静力平衡对大气运动无关紧要 。因此，只讨论水平分量。 水平地转偏向力为：
A = 2 m v ω sinϕ
远小于地转偏向力；但在空气运动速度很大而曲率半径很小时， 如龙卷风、台风，离心力很大，甚至超过地转偏向力。
4、摩擦力
◆摩擦力指地面与空气之间，不同运动状况的空气层之
间相互作用而产生的阻力。气层之间的阻力，称为内摩 擦力；地面对空气的阻力，称为外摩擦力。 ◆摩擦力以近地面层最显著，随高度增加而迅速减弱， 一般到 1 — 2 km 以上就可以忽略不计了，此高度以上 气层称为自由大气，以下的气层称为摩擦层或行星边界 层。 ◆ 摩擦力方向与风向相反，使风速减小，导致地转偏 向力也相应减弱。陆地表面摩擦力总是大于海洋表面。
极地环流
经向三圈环流
西风环流
信风环流
①信风环流圈（ Hadley 环流）：分布于赤道与 南北纬 30 °之间。 高空由赤道吹向副热带高压 带（西风），地面由副热带吹向赤道（信风）。 ②中纬度环流圈（Ferrel环流）： 分布于中纬度 约 30 °— 65 °地带。地面由副热带高压带吹向 副极地低压带（西风），高空由副极地低压带返 回。 ③极地环流圈： 分布于高纬度约 60 °与极地之 间地带。地面由极地高压带吹向副极地低压带 （东风），高空由副极地低压带返回（西风）。
柯氏力影响 北半球——右偏 南半球——左偏
高纬环流
6 下沉
极地高压带 极地东风带 副极地低压带 中纬西风带 副热带高压带 东北信风带
中纬环流
4
上升 5
3 下沉 1
低纬环流
2
赤道低压带
上升
极地环流 极地东风带 西风环流 西风带 副热带无风带 信风带 赤道无风带 信风带 副热带无风带 西风带 西风环流 咆哮40度 极地东风带 极地环流 信风环流 信风环流
2、行星风系
——行星风系是指不考虑海陆分布和地形起 伏等的影响，全球性的低层盛行风带。 主要包括三个盛行风带： ①信风带：由副热带高压带吹向赤道。北半 球为东北信风，南半球为东南信风； ②盛行西风带：由副热带高压带吹向高纬地 区。北半球为西南风，南半球为西北风； ③极地东风带：由极地高压向外辐散形成。
第三节大气运动和天气系统
第三节 大气运动和天气系统
大气运动——风
气压 气流 大气环流
——空气的水平运动称为风；空气的垂直运 动称为上升气流或下沉气流。地球上大气的 运动形式以水平运动最为广泛和持久。
一
大气的水平运动 空气运动是地球大气最重要的物理过程。由于
空气运动，不同地区、不同高度之间的热量、动量、 水分等得以交换，从而产生各种天气现象和天气变 化。 （一） 影响空气水平运动的四种力 气压梯度力（原动力）； 地转偏向力（改变方向）； 惯性离心力（改变方向）； 摩擦力（减速、改变方向）。
成正比，与空气密度（ρ）及纬度的正弦 （ sin ϕ ）成反比。
——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。在北半球，背风而立， 高压在右，低压在左，南半球相反，此称为 白贝罗风压定律。
2、梯度风
◆自由大气中，当空气作曲线运动时，水平气压梯度力G、
地转偏向力A和惯性离心力C三个力达到平衡时的空气水平运 动，称为梯度风。 当空气作直线运动时，惯性离心力为零，梯度风转为地 转风，因此地转风是梯度风的特例。 V L G
地转偏向力随纬度分布示意图
3、惯性离心力
◆离心力是指空气作曲线运动时，受到一个离开曲率 中心而沿曲率半径向外的作用力。 这是空气为了保持惯性方向运动而产生的，所 以称为惯性离心力。它的方向与空气运动方向垂直。 惯性离心力图示
V C= r
2
C — 离心力；V — 空气运动 速度；r — 曲率半径。
◆在一般情况下，空气运动路径的曲率半径很大，惯性离心力
——在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力的作用，
——在气压梯度不随高度变化的情况下，离地面愈远， 风速愈大，风向与等压线的交角愈小。
把北半球摩擦层中不同高度上风的向量投影到同一水平面上，可得到一条 风向风速随高度变化的螺旋曲线，称为埃克曼螺线。由埃克曼螺线可以看到，当 高度很小时，风速随高度增加很快，但风向改变不大；随高度增大风速增加缓慢， 风向却显著向右偏转，最终趋于地转风。在离地面10m以下的气层中摩擦力随高 度增加迅速减小，所以要求测风仪离地面10～12m以上。
行星风系
高空西风带的波动和急流
（二）季风环流
季风的英文名称是 “monsoon”，源自阿拉伯 语 “mausem”，意为季节。 ◆以一年为周期，大范围地区的盛行风随季节 而有显著改变的现象，称为季风。季风是由于海洋 与大陆之间的热力差异而形成的大范围热力环流。 ◆夏季，风由海洋吹向陆地，形成夏季风，海 风温暖潮湿；冬季，风由陆地吹向海洋，形成冬季 风，陆风寒冷干燥。
——指由于局部环境如地形起伏、受热不均等而产 生的小范围环流，也称地方性风系。 1、海陆风： 白天，地面风由海向陆，上层风则由 陆向海；夜晚风向相反； 2、山谷风： 白天， 地面风从谷地吹向山坡，夜晚 风向相反； 3、焚风： 背风坡气温比迎风坡同高度上的气温高 很多、干燥很多。在山区，一年四季均可出现。
热成风的形成与方向
热成风的风速与水平温度及气层厚度有关，其表达式为： ║VT║＝gΔZ/2ωsinφ×ΔTm/ΔN
4、摩擦层中空气的水平运动
风速减小，风向改变。如地转风斜穿等压线从高压吹 向低压，梯度风斜穿等压线，低压向中心辐合，高压 自中心向外辐散。 ——地面摩擦作用随高度减小，风速随高度增大，不 断右偏，达到摩擦层顶部，最终风向与等压线平行。
高
低 低 高
七月份
一月份
◆世界季风区
分布：约在 30°W — 170°E，20°S — 35°N的范 围， 其中以东亚和南亚的季风最显著。 东亚季风范围广、强度大，冬季风强于夏季风。 南亚季风（印度季风），夏季风强于冬季风。
亚洲季风区 非洲季风区 澳洲季风区
印度洋夏季风
（三）局地环流
P3 Z/P大 增温快 Z/P小 增温慢 P2 P1
白天 P3 P2 P1
冷却快
冷却慢
夜晚
海陆风形成源自文库意图
海陆风
白天海风
夜晚陆风
2、山谷风：白 天吹谷风；夜晚 吹山风
白天：山坡增温强烈，使得 谷底上空同高度处冷，山锋 处相对热，气流从山谷流向 山坡，形成谷风； 夜晚：山坡冷却快，谷底上 空同高度处冷却慢，相对热， 而山坡处相对冷，气流从山 坡流向山山谷，形成山风。
1、气压梯度力 ◆气压分布不均匀产生气压梯度，使空气具有由高压区流
向低压区的趋势，作用于单位质量空气上的力，称为气压梯 度力。 气压梯度力可分为垂直气压梯度力和水平气压梯度力两 种。 水平气压梯度力使空气从高压区流向低压区，是大气水 平运动的原动力，其表达式为：
1∆p G=− ρ ∆n
G — 水平气压梯度力；ρ— 空气密度；Δp —两条等压线之间的气压差； Δn — 两条等压线之间的垂直距离；Δp ／Δn — 为水平气压梯度； “ － ” 负号表示方向由高压指向低压。
极地高压 W E N W 65°N NE 30°N SE 0° W 30°S 副极地低压 副热带高压 W 赤道低压 W W E 65°S 副热带高 压 副极地低压 极地高压
H
L
H
L
H
L
H
S
1、赤道地区空气受热膨胀上升，地面形成低压，而高空形成高压； 2、极地地区空气冷却下沉，地面形成高压，高空形成低压； 3 、从赤道上 空高压流向极地上空低压的气流受地转偏向力的影响发生偏转 ，到 20~30°附近气流完全转达成西风，阻档了后来的气流，加上气温下降，气流下沉。 形成副热带高压带。 4、从南往北的暖气流与自北往南的冷气流相遇动力抬升，形成副极地低压
北半球
A、C Vg G L A H G、C
V A H
逆时针
顺时针
地转风
梯度风解析
——以北半球圆形等压线为例，在低压中，气压 梯度力 G指向低压中心，而地转偏向力 A和惯性 离心力 C都指向外，而且 A ＋ C ＝ G ，由于地 转偏向力和惯性离心力都与风向垂直，所以梯度 风的方向是沿着等压线按逆时针方向吹；在高压 中则相反， G ＋ C ＝ A ， 梯度风绕高压中心按 顺时针吹。南半球的情况刚好相反。 ——梯度风的风向，也遵从白贝罗风压定律，即 在北半球，背风而立，高压在右，低压在左，南 半球则相反。
北半球埃克曼 风速螺旋曲线
二、大气环流
★大气环流是指地球上具有一定稳定性的各种气流运行的综
合现象。 水平尺度可涉及某个地区、半球甚至全球；垂直尺度有对 流层、平流层、中间层或整个大气圈的大气环流；时间尺度有 一日至数日、月、季、半年、一年甚至多年的平均大气环流。 其主要表现形式包括全球行星风系、三圈环流、定常分布的平 均槽脊和高空急流、西风带中的大型扰动、季风环流。
m ：空气质量；v ：风速；ω：地球自转角速度；ϕ ：地理纬度。 ◆地转偏向力是使运动空气发生偏转的力，它总是与空气运动 方向垂直。在北半球，它使风向右偏；它的大小与风速和纬度 成正比，在赤道为零，随纬度而增大，在两极达最大。 ◆地转偏向力只能改变风的方向，而不能改变风的速度。
由方程可知赤道上地转偏向力为零；两极地转偏向力最大， 为2 νω
1、海陆风：白天吹海 风，夜晚吹陆风。
因为白天，陆地增温快，单位 气压高度差大，海洋增温慢， 单位气压高度差小， 所以，在同一高度上陆地上空 气气压比海洋上高，等压面由 陆地向海洋倾斜，陆地上空气 流流向海洋，于是海洋上空质 量增加，海平面低空气压升高， 陆地低空空气质量减少，地面 气压下降，造成低空等压面由 海洋向陆倾斜，产生了自海洋 指向陆地的水平气压梯度力， 使低层的空气由海洋流向陆地， 这种流向陆地的风就是海风。 晚上情况正好相反。
经向环流
假设地球不自转，且表面均匀，由于赤道和两极受热不均，赤 道上空的空气流向极地，而低层气流自极地流向赤道，这样在赤 道和极地之间会形成一个南北闭合的环流。
高空低压 90°N 地面高压
60°N 30°N
低压 地面
高压 高空
0°
假设地球没有自转——则出现 “ 单圈环流”
3、经向三圈环流
地球的自转导致——三圈环流的形成
（一） 全球环流 1· 全球气压带 如果地表性质均匀，那么地表气压完全取决于纬度。 在热力和动力因子作用下，气压的水平分布呈现规则的 气压带，且高低气压带交互排列。 全球7个纬向气压带 ①赤道低压带； ②极地高压带； ③副热带高压带； ④副极地低压带。
上升 3 下沉
1
上升 2 4 下沉 上升
原因：这种分布规律主要由于地表温度随纬度分布不均匀造成 的。赤道附近，终年受热，温度高，空气膨胀上升，到高空向外流 散，导致气柱质量减小，低空形成低气压，称赤道低压带；两极地 区气温低，空气冷却收缩下沉，积聚在低空，而高空伴有空气辐和 合，导致气柱质量增加，在低空形成高压区，称极地高压带。从赤 道上空流向两极地区的气流在地转偏向力的作用下，流向逐渐趋于 纬线方向，阻滞来自赤道上空的气流流向高纬，空气质量增加，形 成高压带，称副热带高压带。副热带高压带和极地低压带之间有一 个相对的低压带称为副极地低压带。 气压带每年随等温线移动几个纬度，对季节性的气候变化有影 响。
（二）自由大气中的空气运动
1 地转风
指自由大气中空气 作等速、直线水平 运动。
1∆ p Vg = − 2ωρ sin ϕ∆n
低压
1000 1010
气压梯度力
地转偏向力
高压
地转风是严格的平衡运动，等压线必须是直线
1020 hPa
——地转风出现时，地转偏向力（A）与 气压梯度力（G）平衡。
∆p ——地转风（ Vg ）风速与气压梯度（ ∆ n）