第四章大气的运动 受太阳辐射强弱和下垫面性质多样性的影响,大气表现出了形式和规模复杂多样的运动形式 既有水平运动,也有垂直运动。既有规模很大的全球性运动,也有尺度很小的局地性运动。大气的 运动使不同地区、不同高度间的热量和水分得以传输和交换,使不同性质的空气得以相互接近、相 互作用,直接影响着天气、气候的形成和演变。大气运动的产生和变化直接决定于大气压力的空间 分布和变化 第一节气压随高度和时间的变化 气压随高度的变化 气压值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。当大气柱增厚、密度增大时, 相同体积内空气质量增多,气压值随之升高。反之,气压则减小。随着海拔高度的增高大气温度降 低,依据空气状态方程,气压降低。相同体积的气体上升同样高,低层气压降低的数值大于高层 据实测,在地面层中,高度每升100m,气压平均降低127hPa,在高层则小于此数值。一般是应用 静力学方程和压高方程,确定空气密度大小与气压随高度变化的定量关系,。 1、静力学方程。假设大气相对于地面处于静止状态,则某一点的气压值等于该点单位面积上所承 受铅直气柱的重量。见图42,在大气柱中截取面积为1cm,厚度为△Z的薄气柱。设高度Z1处 的气压为P1,高度Z2处的气压为P2,空气密度为p,重力加速度为g。在静力平衡条件下,Z1面 上的气压P1和Z2面上的气压P2间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量,即 P2P1=△P=pg(Z2-Z1)=pg△Z 式中负号表示随高度增高,气压降低。若△Z趋于无限小,则上式可写成 (4.1) 上式是气象上应用的大气静力学方程。方程说明,气压随高度递减的快慢取决于空气密度(p)和 重力加速度(g)的变化。重力加速度(g)随高度的变化量一般很小,因而气压随高度递减的快慢 主要决定于空气的密度。在密度大的气层里,气压随高递减得快,反之则递减得慢。实践证明,静 力学方程虽是静止大气的理论方程,但除在有强烈对流运动的局部地区外,其误差仅有1%,因而 得到广泛应用 从表41中可以看出: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。反之,气柱温度愈低,单位气压高度差愈小。②在同一气温下,气压值 愈大的地方,空气密度愈大,气压随高度递减得愈快,单位高度差愈小。反之,气压愈低的地方单 位气压高度差愈大。比如愈到高空,空气愈稀薄,虽然同样取上下气压差一个百帕,而气柱厚度却 随高度而迅速增大
1 第四章 大气的运动 受太阳辐射强弱和下垫面性质多样性的影响，大气表现出了形式和规模复杂多样的运动形式。 既有水平运动，也有垂直运动。既有规模很大的全球性运动，也有尺度很小的局地性运动。大气的 运动使不同地区、不同高度间的热量和水分得以传输和交换，使不同性质的空气得以相互接近、相 互作用，直接影响着天气、气候的形成和演变。大气运动的产生和变化直接决定于大气压力的空间 分布和变化。 第一节 气压随高度和时间的变化 一、气压随高度的变化 气压值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。当大气柱增厚、密度增大时， 相同体积内空气质量增多，气压值随之升高。反之，气压则减小。随着海拔高度的增高大气温度降 低，依据空气状态方程，气压降低。相同体积的气体上升同样高，低层气压降低的数值大于高层。 据实测，在地面层中，高度每升 100m，气压平均降低 12.7hPa，在高层则小于此数值。一般是应用 静力学方程和压高方程，确定空气密度大小与气压随高度变化的定量关系，。 1、静力学方程。假设大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上所承 受铅直气柱的重量。见图 4·2，在大气柱中截取面积为 1cm ，厚度为△Z 的薄气柱。设高度 Z1 处 的气压为 P1，高度 Z2 处的气压为 P2，空气密度为 ρ，重力加速度为 g。在静力平衡条件下，Z1 面 上的气压 P1 和 Z2 面上的气压 P2 间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量，即 P2-P1=-△P=-ρg（Z2-Z1）=-ρg△Z 式中负号表示随高度增高，气压降低。若△Z 趋于无限小，则上式可写成 -dP=ρgdZ （4.1） 上式是气象上应用的大气静力学方程。方程说明，气压随高度递减的快慢取决于空气密度（ρ）和 重力加速度（g）的变化。重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢 主要决定于空气的密度。在密度大的气层里，气压随高递减得快，反之则递减得慢。实践证明，静 力学方程虽是静止大气的理论方程，但除在有强烈对流运动的局部地区外，其误差仅有 1％，因而 得到广泛应用。 从表 4·l 中可以看出：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。反之，气柱温度愈低，单位气压高度差愈小。②在同一气温下，气压值 愈大的地方，空气密度愈大，气压随高度递减得愈快，单位高度差愈小。反之，气压愈低的地方单 位气压高度差愈大。比如愈到高空，空气愈稀薄，虽然同样取上下气压差一个百帕，而气柱厚度却 随高度而迅速增大
通常,大气总处于静力平衡状态,当气层不太厚和要求精度不太高时,(42)式可以用来粗略 地估算气压与高度间的定量关系,或者用于将地面气压订正为海平面气压。如果研究的气层高度变 化范围很大,气柱中上下层温度、密度变化显著时,该式就难以直接运用,就需采用适合于较大范 围气压随高度变化的关系式,即压高方程 压高方程 为了精确地获得气压与高度的对应关系,通常将静力学方程从气层底部到顶部进行积分,即得 出压高方程。它表示气压是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。利用(4-4)式原则上可 以进行气压和高度间的换算,但直接计算还比较困难。因为在公式中指数上的子式中,g和T都随 高度而有变化,而且R因不同高度上空气组成的差异也会随高度而变化,因而进行积分是困难的 为了方便实际应用,需要对方程作某些特定假设。比如忽略重力加速度的变化和水汽影响,并假定 气温不随高度发生变化,此条件下的压高方程,称为等温大气压高方程。在等温大气中,(44)式 中的T可视为常数,于是得到气象上常用的等温大气压高方程 22-21=184001+t/273)log P2 实际大气并非等温大气,所以应用(46)式计算实际大气的厚度和高度时,必须将大气划分 为许多薄层,求出每个薄层的tm,然后分别计算各薄层的厚度,最后把各薄层的厚度求和便是实际 大气的厚度。(4.6)式中把重力加速度g当成常数,实际上g随纬度和高度而有变化,要求得精确 的Z值,还必须对g作纬度和高度的订正。一般说,在大气低层g随高度的变化不大,但将此式应 用到100km以上的高层大气时,就必须考虑g的变化。此外,(46)式是把大气当成干空气处理的, 但当空气中水汽含量较多时,就必须用虚温代替式中的气温。 、气压随时间的变化 1、气压变化的原因。空气柱重量增加或减少决定着某地气压的变化,而空气柱的重量是其质量和 重力加速度的乘积。重力加速度通常可以看作是定值,因而一地的气压变化就决定于其上空气柱中 质量的变化,气柱中质量增多了,气压就升高。质量减少了,气压就下降。空气柱质量的变化主要 是由热力和动力因子引起。热力因子是指温度的升高或降低引起的体积膨胀或收缩、密度的增大或 减小以及伴随的气候辐合或辐散所造成的质量增多或减少。动力因子是指大气运动所引起的气柱质 量的变化,根据空气运动的状况可归纳为下列三种情况。 (1)水平气流的辐合与辐散:空气运动的方向和速度常不一致。往往引起空气质量在某些区域堆 聚,而在另一些地区流散。前面空气运动速度快,后面的运动速度慢,显然这个区域里的空气质点 会逐渐向周围流散,引起气压降低,这种现象称为水平气流辐散。相反前面空气质点运动速度慢
2 通常，大气总处于静力平衡状态，当气层不太厚和要求精度不太高时，（4·2）式可以用来粗略 地估算气压与高度间的定量关系，或者用于将地面气压订正为海平面气压。如果研究的气层高度变 化范围很大，气柱中上下层温度、密度变化显著时，该式就难以直接运用，就需采用适合于较大范 围气压随高度变化的关系式，即压高方程。 2、压高方程 为了精确地获得气压与高度的对应关系，通常将静力学方程从气层底部到顶部进行积分，即得 出压高方程。它表示气压是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。利用（4·4）式原则上可 以进行气压和高度间的换算，但直接计算还比较困难。因为在公式中指数上的子式中，g 和 T 都随 高度而有变化，而且 R 因不同高度上空气组成的差异也会随高度而变化，因而进行积分是困难的。 为了方便实际应用，需要对方程作某些特定假设。比如忽略重力加速度的变化和水汽影响，并假定 气温不随高度发生变化，此条件下的压高方程，称为等温大气压高方程。在等温大气中，（4·4）式 中的 T 可视为常数，于是得到气象上常用的等温大气压高方程： 实际大气并非等温大气，所以应用（4·6）式计算实际大气的厚度和高度时，必须将大气划分 为许多薄层，求出每个薄层的 tm，然后分别计算各薄层的厚度，最后把各薄层的厚度求和便是实际 大气的厚度。（4.6）式中把重力加速度 g 当成常数，实际上 g 随纬度和高度而有变化，要求得精确 的 Z 值，还必须对 g 作纬度和高度的订正。一般说，在大气低层 g 随高度的变化不大，但将此式应 用到 100km 以上的高层大气时，就必须考虑 g 的变化。此外，（4.6）式是把大气当成干空气处理的， 但当空气中水汽含量较多时，就必须用虚温代替式中的气温。 二、气压随时间的变化 1、气压变化的原因。空气柱重量增加或减少决定着某地气压的变化，而空气柱的重量是其质量和 重力加速度的乘积。重力加速度通常可以看作是定值，因而一地的气压变化就决定于其上空气柱中 质量的变化，气柱中质量增多了，气压就升高。质量减少了，气压就下降。空气柱质量的变化主要 是由热力和动力因子引起。热力因子是指温度的升高或降低引起的体积膨胀或收缩、密度的增大或 减小以及伴随的气候辐合或辐散所造成的质量增多或减少。动力因子是指大气运动所引起的气柱质 量的变化，根据空气运动的状况可归纳为下列三种情况。 （1）水平气流的辐合与辐散：空气运动的方向和速度常不一致。往往引起空气质量在某些区域堆 聚，而在另一些地区流散。前面空气运动速度快，后面的运动速度慢，显然这个区域里的空气质点 会逐渐向周围流散，引起气压降低，这种现象称为水平气流辐散。相反前面空气质点运动速度慢
后面运动速度快,结果这个区域里空气质点会逐渐聚积起来,引起气压升高,这种现象称水平气流 辐合。实际大气中空气质点水平辐合、辐散的分布比较复杂,有时下层辐合、上层辐散,有时下层 辐散、上层辐合,在大多数情况下,上下层的辐散、辐合交互重叠非常复杂。因而某一地点气压的 变化要依整个气柱中是辐合占优势还是辐散占优势而定。 (2)不同密度气团的移动:不同性质的气团,密度往往不同。如果移到某地的气团比原来气团密 度大,则该地上空气柱中质量会增多,气压随之升高。反之该地气压就要降低。例如冬季大范围强 冷空气南下,流经之地空气密度相继增大,地面气压随之明显上升。夏季时暖湿气流北上,引起流 经之处密度减小,地面气压下降 (3)空气垂直运动:当空气垂直运动时气柱中质量的上下传输,可造成气柱中某一层次空气质量 改变,从而引起气压变化。图45中位于A、B、C三地上空某一高度上a、b、c三点的气压,在 空气没有垂直运动时应是相等的。而当B点有空气上升运动时,空气质量由低层向上输送,b点因 上空气柱中质量增多而气压升高。C地有空气下沉运动,空气质量由上层向下层输送,c点因上空 气柱中质量减少而气压降低。由于近地层空气垂直运动通常比较微弱,以致空气垂直运动对近地层 气压变化的影响也较微小,可略而不计 实际大气中气压变化并不由单一情况决定,而往往是几种情况综合作用的结果,而且这些情况 之间又是相互联系、相互制约、相互补偿的。如图46所示,上层有水平气流辐合、下层有水平气 流辐散的区域必然会有空气从上层向下层补偿,从而出现空气的下沉运动。反之,则会出现空气上 升运动。同理,在出现空气垂直运动的区域也会在上层和下层出现水平气流的辐合和辐散。 2、气压的周期性变化 气压的周期性变化是指在气压随时间变化的曲线上呈现出有规律的周期性波动,明显的是以日 为周期和以年为周期的波动 地面气压的日变化有单峰、双峰和三峰等型式,其中以双峰型最为普遍,其特点是一天中有 个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值。一般是清晨气压上升,9-10时出现最高值 以后气压下降,到15-16时出现最低值,此后又逐渐升高,到21-22时出现次高值,以后再度下 降,到次日3—4时出现次低值。最高、最低值出现的时间和变化幅度随纬度而有区别,热带地区 气压日变化最为明显,随着纬度的增高,气压日较差逐渐减小。 气压日变化的原因比较复杂,现在还没有公认的解释。一般认为同气温日变化和大气潮汐密切 相关。比如气压一日波(单峰型)同气温的日变化关系很大。当白天气温最高时,低层空气受热膨 胀上升,升到高空向四周流散,引起地面减压:清晨气温最低时,空气冷却收缩,气压相应升到最 高值。只是由于气温对气压的影响作用需要经历一段过程,以致气压极值出现的相时落后于气温。 同时,气压日变化的振幅同气温一样随海陆、季节和地形而有区别,表现出陆地大于海洋、夏季大
3 后面运动速度快，结果这个区域里空气质点会逐渐聚积起来，引起气压升高，这种现象称水平气流 辐合。实际大气中空气质点水平辐合、辐散的分布比较复杂，有时下层辐合、上层辐散，有时下层 辐散、上层辐合，在大多数情况下，上下层的辐散、辐合交互重叠非常复杂。因而某一地点气压的 变化要依整个气柱中是辐合占优势还是辐散占优势而定。 （2）不同密度气团的移动：不同性质的气团，密度往往不同。如果移到某地的气团比原来气团密 度大，则该地上空气柱中质量会增多，气压随之升高。反之该地气压就要降低。例如冬季大范围强 冷空气南下，流经之地空气密度相继增大，地面气压随之明显上升。夏季时暖湿气流北上，引起流 经之处密度减小，地面气压下降。 （3）空气垂直运动：当空气垂直运动时气柱中质量的上下传输，可造成气柱中某一层次空气质量 改变，从而引起气压变化。图 4·5 中位于 A、B、C 三地上空某一高度上 a、b、c 三点的气压，在 空气没有垂直运动时应是相等的。而当 B 点有空气上升运动时，空气质量由低层向上输送，b 点因 上空气柱中质量增多而气压升高。C 地有空气下沉运动，空气质量由上层向下层输送，c 点因上空 气柱中质量减少而气压降低。由于近地层空气垂直运动通常比较微弱，以致空气垂直运动对近地层 气压变化的影响也较微小，可略而不计。 实际大气中气压变化并不由单一情况决定，而往往是几种情况综合作用的结果，而且这些情况 之间又是相互联系、相互制约、相互补偿的。如图 4·6 所示，上层有水平气流辐合、下层有水平气 流辐散的区域必然会有空气从上层向下层补偿，从而出现空气的下沉运动。反之，则会出现空气上 升运动。同理，在出现空气垂直运动的区域也会在上层和下层出现水平气流的辐合和辐散。 2、气压的周期性变化 气压的周期性变化是指在气压随时间变化的曲线上呈现出有规律的周期性波动，明显的是以日 为周期和以年为周期的波动。 地面气压的日变化有单峰、双峰和三峰等型式，其中以双峰型最为普遍，其特点是一天中有一 个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值。一般是清晨气压上升，9—10 时出现最高值， 以后气压下降，到 15—16 时出现最低值，此后又逐渐升高，到 21—22 时出现次高值，以后再度下 降，到次日 3—4 时出现次低值。最高、最低值出现的时间和变化幅度随纬度而有区别，热带地区 气压日变化最为明显，随着纬度的增高，气压日较差逐渐减小。 气压日变化的原因比较复杂，现在还没有公认的解释。一般认为同气温日变化和大气潮汐密切 相关。比如气压一日波（单峰型）同气温的日变化关系很大。当白天气温最高时，低层空气受热膨 胀上升，升到高空向四周流散，引起地面减压；清晨气温最低时，空气冷却收缩，气压相应升到最 高值。只是由于气温对气压的影响作用需要经历一段过程，以致气压极值出现的相时落后于气温。 同时，气压日变化的振幅同气温一样随海陆、季节和地形而有区别，表现出陆地大于海洋、夏季大
于冬季、山谷大于平原。气压的半日波(双峰型)可能同一日间增温和降温的交替所产生的整个大 气半日振动周期,以及由日月引起的大气潮相关。至于三峰型气压波似应与一日波、半日波以及局 部地形条件等综合作用有关。 气压年变化是以一年为周期的波动,受气温的年变化影响很大,因而也同纬度、海陆性质、海 拔高度等地理因素有关。在大陆上,一年中气压最高值出现在冬季,最低值出现在夏季,气压年变 化值很大,并由低纬向高纬逐渐增大。海洋上一年中气压最高值出现在夏季,最低值出现在冬季, 年较差小于同纬度的陆地。高山区一年中气压最高值出现在夏季,是空气受热,气柱膨胀、上升 质量增加所致,而最低值出现在冬季,是空气受冷,气柱收缩、空气下沉、高山质量减少的结果。 3、气压的非周期性变化 气压的非周期性变化是指气压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,气压非周期性变化远较低纬度明显。如 以24h气压的变化量来比较,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 一个地方的地面气压变化总是既包含着周期变化,又包括着非周期变化,只是在中高纬度地区 气压的非周期性变化比周期性变化明显得多,因而气压变化多带有非周期性特征。在低纬度地区气 压的非周期性变化比周期性变化弱小得多,因而气压变化的周期性比较显著。当然,遇有特殊情况 下也会出现相反的情况 第二节气压场 气压的空间分布称为气压场。由于各地气柱的质量不相同,气压的空间分布也不均匀,有的地 方气压高,有的地方气压低,气压场呈现出各种不同的气压形势,这些不同的气压形势统称气压系 统。 气压场的表示方法 1、等压线和等压面 气压的水平分布形势通常用等压线或等压面来表示。等压线是同一水平面上各气压相等点的连 线。等压线按一定气压间隔绘出,构成一张气压水平分布图。若绘制的是海平面的等压线,就是 张海平面气压分布图。若绘制的是5000m高空的等压线,就成为一张5000m高空的气压水平分布 图(等高面图)。等压线的形状和疏密程度反映着水平方向上气压的分布形势。 等压面是空间气压相等点组成的面。由于气压随高度递减,因而在某一等压面以上各处的气 压值都小于该等压面上气压值,等压面以下各处则反之。用一系列等压面的排列和分布可以表示空 间气压的分布状况
4 于冬季、山谷大于平原。气压的半日波（双峰型）可能同一日间增温和降温的交替所产生的整个大 气半日振动周期，以及由日月引起的大气潮相关。至于三峰型气压波似应与一日波、半日波以及局 部地形条件等综合作用有关。 气压年变化是以一年为周期的波动，受气温的年变化影响很大，因而也同纬度、海陆性质、海 拔高度等地理因素有关。在大陆上，一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年变 化值很大，并由低纬向高纬逐渐增大。海洋上一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季， 年较差小于同纬度的陆地。高山区一年中气压最高值出现在夏季，是空气受热，气柱膨胀、上升， 质量增加所致，而最低值出现在冬季，是空气受冷，气柱收缩、空气下沉、高山质量减少的结果。 3、气压的非周期性变化 气压的非周期性变化是指气压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，气压非周期性变化远较低纬度明显。如 以 24h 气压的变化量来比较，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。 一个地方的地面气压变化总是既包含着周期变化，又包括着非周期变化，只是在中高纬度地区 气压的非周期性变化比周期性变化明显得多，因而气压变化多带有非周期性特征。在低纬度地区气 压的非周期性变化比周期性变化弱小得多，因而气压变化的周期性比较显著。当然，遇有特殊情况 下也会出现相反的情况。 第二节 气压场 气压的空间分布称为气压场。由于各地气柱的质量不相同，气压的空间分布也不均匀，有的地 方气压高，有的地方气压低，气压场呈现出各种不同的气压形势，这些不同的气压形势统称气压系 统。 一、气压场的表示方法 1、等压线和等压面 气压的水平分布形势通常用等压线或等压面来表示。等压线是同一水平面上各气压相等点的连 线。等压线按一定气压间隔绘出，构成一张气压水平分布图。若绘制的是海平面的等压线，就是一 张海平面气压分布图。若绘制的是 5000m 高空的等压线，就成为一张 5000m 高空的气压水平分布 图（等高面图）。等压线的形状和疏密程度反映着水平方向上气压的分布形势。 等压面是空间气压相等点组成的面。由于气压随高度递减，因而在某一等压面以上各处的气 压值都小于该等压面上气压值，等压面以下各处则反之。用一系列等压面的排列和分布可以表示空 间气压的分布状况
实际大气中由于下垫面性质的差异、水平方向上温度分布和动力条件的不均匀,以致同一高度 上各地的气压不可能是一样的。因而等压面并不是一个水平面,而像地表形态一样,是一个高低起 伏的曲面。等压面起伏形势同它附近水平面上的气压高低分布有对应关系。等压面下凹部位对应着 水平面上的低压区域,等压面愈下凹,水平面上气压低得愈多。等压面向上凸起的部位对应着水平 面上的高压区域,等压面愈上凸,水平面上高压愈强大。根据这种对应关系,可求出同一时间等压 面上各点的位势高度值,并用类似绘制地形等高线的方法,将某一等压面上相对于海平面的各位势 高度点投影到海平面上,就得到一张等位势高度线(等高线)图,此图能表示该等压面的形势,故 这种图称为等压面图。和等压面凸起部位相对应的是由一组闭合等高线构成的高值区域,高度值由 中心向外递减,同理,和等压面下凹部位相对应的是由一组团合等高线构成的低值区域,高度值由 中心向外递增。等压面图中等高线的高、低中心即代表气压的高低中心,而且等高线的疏密同等压 面的缓陡相对应 2、位势高度:气象上等高线的高度不是以米为单位的几何高度,而是位势高度。所谓位势高 度是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。在SI制中,1位势米定义为1kg空气上升1m时,克服重力作了98J的功,也 就是获得98J/kg的位势能。当g取98m/s2时,位势高度H和几何高度Z在数值上相同,但两者 物理意义完全不同,位势米是表示能量的单位,几何米是表示几何高度的单位。由于大气是在地球 重力场中运动着,时刻受到重力的作用,因此用位势米表示不同高度气块所具有的位能,显然比用 几何高度要好。 气象台日常工作所分析的等压面图有850hPa、700hPa、50hPa以及300、200、100hPa等,它 们分别代表1500m、3000m、5500m和9000m、12000m、16000m高度附近的水平气压场。海平面 气压场一般用等高面图(零高度面)来分析,必要时也用100hPa等压面图来代替 、气压场的基本型式 低空气压水平分布的类型,一般从海平面图上等压线的分布特征来确定 1、低气压 简称低压,是由闭合等压线构成的低气压区。气压值由中心向外逐渐增高。空间等压面向下凹 陷,形如盆地 低压槽 简称槽,是低气压延伸出来的狭长区域。在低压槽中,各等压线弯曲最大处的连线称槽线。气 压值沿槽线向两边递增。槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷,呈下凹形。 3、高气压 简称高压,由闭合等压线构成,中心气压高,向四周逐渐降低,空间等压面类似山丘,呈上凸
5 实际大气中由于下垫面性质的差异、水平方向上温度分布和动力条件的不均匀，以致同一高度 上各地的气压不可能是一样的。因而等压面并不是一个水平面，而像地表形态一样，是一个高低起 伏的曲面。等压面起伏形势同它附近水平面上的气压高低分布有对应关系。等压面下凹部位对应着 水平面上的低压区域，等压面愈下凹，水平面上气压低得愈多。等压面向上凸起的部位对应着水平 面上的高压区域，等压面愈上凸，水平面上高压愈强大。根据这种对应关系，可求出同一时间等压 面上各点的位势高度值，并用类似绘制地形等高线的方法，将某一等压面上相对于海平面的各位势 高度点投影到海平面上，就得到一张等位势高度线（等高线）图，此图能表示该等压面的形势，故 这种图称为等压面图。和等压面凸起部位相对应的是由一组闭合等高线构成的高值区域，高度值由 中心向外递减，同理，和等压面下凹部位相对应的是由一组团合等高线构成的低值区域，高度值由 中心向外递增。等压面图中等高线的高、低中心即代表气压的高低中心，而且等高线的疏密同等压 面的缓陡相对应。 2、位势高度：气象上等高线的高度不是以米为单位的几何高度，而是位势高度。所谓位势高 度是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。在 SI 制中，1 位势米定义为 1kg 空气上升 1m 时，克服重力作了 9.8J 的功，也 就是获得 9.8J/kg 的位势能。当 g 取 9.8m/s2 时，位势高度 H 和几何高度 Z 在数值上相同，但两者 物理意义完全不同，位势米是表示能量的单位，几何米是表示几何高度的单位。由于大气是在地球 重力场中运动着，时刻受到重力的作用，因此用位势米表示不同高度气块所具有的位能，显然比用 几何高度要好。 气象台日常工作所分析的等压面图有 850hPa、700hPa、500hPa 以及 300、200、100hPa 等，它 们分别代表 1500m、3000m、5500m 和 9000m、12000m、16000m 高度附近的水平气压场。海平面 气压场一般用等高面图（零高度面）来分析，必要时也用 1000hPa 等压面图来代替。 二、气压场的基本型式 低空气压水平分布的类型，一般从海平面图上等压线的分布特征来确定： 1、低气压 简称低压，是由闭合等压线构成的低气压区。气压值由中心向外逐渐增高。空间等压面向下凹 陷，形如盆地。 2、低压槽 简称槽，是低气压延伸出来的狭长区域。在低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线称槽线。气 压值沿槽线向两边递增。槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷，呈下凹形。 3、高气压 简称高压，由闭合等压线构成，中心气压高，向四周逐渐降低，空间等压面类似山丘，呈上凸
状 4、高压脊 简称脊,是由高压延伸出来的狭长区域,在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线,其气压值 沿脊线向两边递减,脊附近空间等压面类似地形中狭长山脊。 鞍形气压场 简称鞍,是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。鞍形区空间的等压面形似马鞍 以上几种气压水平分布型式统称气压系统。气压系统存在于三度空间中。由于愈向高空受地面影响 愈小,以致高空气压系统比低空系统要相对简单,大多呈现出沿纬向的平直或波状等高线,有时也 有闭合系统如切断低压、阻塞高压 三、气压系统的空间结构 气压系统存在于三度空间中,在静力平衡下,气压系统随高度的变化同温度分布密切相关。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。当温度场与气压场配置重合 (温度场的高温、低温中心分别与气压场的高压、低压中心相重合)时,称气压系统是温压场对称 当温度场与气压场的配置不重合时,称气压系统是温压场不对称 1、温压场对称系统 由于温压场配置重合,所以该系统中水平面上等温线与等压线是基本平行的。系统中包括暖性 高压、冷性低压和暖性低压、冷性高压 (1)暖性高压。高压中心区为暖区,四周为冷区,等压线和等温线基本平行,暖中心与高压中心 基本重合的气压系统。由于暖区单位气压高度差大于周围冷区,因而高压的等压面凸起程度随高度 增加不断增大,即高压的强度愈向高空愈增强。 (2)冷性低压。低压中心区为冷区,四周为暖区,等温线与等压线基本平行,冷中心与低压中心 基本重合的气压系统。因为冷区单位气压高度差小于周围暖区,因而冷低压的等压面凹陷程度随高 度增加而增大,即冷低压的强度愈向高空愈增强 (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。 (4)冷性高压。高压中心为冷区,冷中心与高压中心基本重合的气压系统。因为冷区单位气压高 度差小于周围暖区,因而高压等压面的凸起程度随高度升高而不断减小,最后趋于消失。若温压场 结构不变,随高度继续增加,冷高压会变成冷低压系统 由上可见,暖性高压和冷性低压系统不仅存在于对流层低层,还可伸展到对流层高层,而且其 气压强度随高度增加逐渐増强,这类系统称为深厚系统。而暖性低压和冷性高压系统主要存在于对
6 状。 4、高压脊 简称脊，是由高压延伸出来的狭长区域，在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线，其气压值 沿脊线向两边递减，脊附近空间等压面类似地形中狭长山脊。 5、鞍形气压场 简称鞍，是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。鞍形区空间的等压面形似马鞍。 以上几种气压水平分布型式统称气压系统。气压系统存在于三度空间中。由于愈向高空受地面影响 愈小，以致高空气压系统比低空系统要相对简单，大多呈现出沿纬向的平直或波状等高线，有时也 有闭合系统如切断低压、阻塞高压。 三、气压系统的空间结构 气压系统存在于三度空间中，在静力平衡下，气压系统随高度的变化同温度分布密切相关。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。当温度场与气压场配置重合 （温度场的高温、低温中心分别与气压场的高压、低压中心相重合）时，称气压系统是温压场对称。 当温度场与气压场的配置不重合时，称气压系统是温压场不对称。 1、温压场对称系统 由于温压场配置重合，所以该系统中水平面上等温线与等压线是基本平行的。系统中包括暖性 高压、冷性低压和暖性低压、冷性高压。 （1）暖性高压。高压中心区为暖区，四周为冷区，等压线和等温线基本平行，暖中心与高压中心 基本重合的气压系统。由于暖区单位气压高度差大于周围冷区，因而高压的等压面凸起程度随高度 增加不断增大，即高压的强度愈向高空愈增强。 （2）冷性低压。低压中心区为冷区，四周为暖区，等温线与等压线基本平行，冷中心与低压中心 基本重合的气压系统。因为冷区单位气压高度差小于周围暖区，因而冷低压的等压面凹陷程度随高 度增加而增大，即冷低压的强度愈向高空愈增强。 （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。 （4）冷性高压。高压中心为冷区，冷中心与高压中心基本重合的气压系统。因为冷区单位气压高 度差小于周围暖区，因而高压等压面的凸起程度随高度升高而不断减小，最后趋于消失。若温压场 结构不变，随高度继续增加，冷高压会变成冷低压系统。 由上可见，暖性高压和冷性低压系统不仅存在于对流层低层，还可伸展到对流层高层，而且其 气压强度随高度增加逐渐增强，这类系统称为深厚系统。而暖性低压和冷性高压系统主要存在于对
流层低空,称浅薄系统 2、温压场不对称系统 是指地面的高、低压系统中心同温度场冷暖中心配置不相重合的系统。这种气压系统,中心轴 线不是铅直的,而发生偏斜。地面低压中心轴线随高度升高不断向冷区倾斜,高压中心轴线随高度 升高不断向暖区倾斜。北半球中高纬度的冷空气多从西北方向移来,因而低压中心轴线常常向西北 方向倾斜,而高压的西南侧比较温暖,高压中心轴线多向西南方向倾斜。 大气中气压系统的温压场配置绝大多数是不对称的,对称系统是很少的,因而气压系统的中心 轴线大多是倾斜的,系统的结构随高度发生改变的,气压系统的温压场结构对于天气的形成和演变 有着重要影响 第三节大气的水平运动和垂直运动 大气的水平运动对于大气中水分、热量的输送和天气、气候的形成、演变起着重要的作用。 作用于空气的力 空气的运动是在力的作用下产生的。作用于空气的力有水平气压梯度力、地转偏向力、地面摩 擦力,空气作曲线运动时还受到惯性离心力的作用。这些力在水平分量之间的不同组合,构成了不 同形式的大气水平运动 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。气压梯度力是一个向 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 水平气压梯度的单位通常用百帕赤道度表示。在低层大气,水平气压梯度值很小,一般为 l—3hPa赤道度,而垂直气压梯度在大气低层可达1hPa/l0m左右,即相当于水平气压梯度的10 万倍,因而气压梯度的方向几乎与垂直气压梯度方向一致,等压面近似水平。气压梯度是作用于单 位体积空气上的力。在气压梯度存在时,单位质量空气所受的力称为气压梯度力,通常用G表示。 虽然大气中气压梯度力垂直分量比水平分量大得多,但是重力与Gz始终处于平衡状态,因而 在垂直方向上一般不会造成强大的垂直加速度。尽管水平气压梯度力很小,由于没有其它实质力与 它相平衡,因此水平气压梯度力成为促进空气运动形成风和决定风向、风速的主导因素 通常,在同一水平面上,密度随时间、地点变化不很明显,因此水平气压梯度力的大小主要由 决定。只有当两个高度相差甚大的水平气压梯度力相比较时的差异才需要考虑。实际大气中经 常出现的数据是p=1.3×103g/cm3 Gn=7×10N/kg。当气压梯度力持续作用 3小时,可使风速由零增大到76ms。实际上地球表面经常存在着强大的高气压和低气压,其水平
7 流层低空，称浅薄系统。 2、温压场不对称系统 是指地面的高、低压系统中心同温度场冷暖中心配置不相重合的系统。这种气压系统，中心轴 线不是铅直的，而发生偏斜。地面低压中心轴线随高度升高不断向冷区倾斜，高压中心轴线随高度 升高不断向暖区倾斜。北半球中高纬度的冷空气多从西北方向移来，因而低压中心轴线常常向西北 方向倾斜，而高压的西南侧比较温暖，高压中心轴线多向西南方向倾斜。 大气中气压系统的温压场配置绝大多数是不对称的，对称系统是很少的，因而气压系统的中心 轴线大多是倾斜的，系统的结构随高度发生改变的，气压系统的温压场结构对于天气的形成和演变 有着重要影响。 第三节 大气的水平运动和垂直运动 大气的水平运动对于大气中水分、热量的输送和天气、气候的形成、演变起着重要的作用。 一、作用于空气的力 空气的运动是在力的作用下产生的。作用于空气的力有水平气压梯度力、地转偏向力、地面摩 擦力，空气作曲线运动时还受到惯性离心力的作用。这些力在水平分量之间的不同组合，构成了不 同形式的大气水平运动。 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。气压梯度力是一个向 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（△Z）。 水平气压梯度的单位通常用百帕/赤道度表示。在低层大气，水平气压梯度值很小，一般为 1—3hPa/赤道度，而垂直气压梯度在大气低层可达 1 hPa /10m 左右，即相当于水平气压梯度的 10 万倍，因而气压梯度的方向几乎与垂直气压梯度方向一致，等压面近似水平。气压梯度是作用于单 位体积空气上的力。在气压梯度存在时，单位质量空气所受的力称为气压梯度力，通常用 G 表示。 虽然大气中气压梯度力垂直分量比水平分量大得多，但是重力与 Gz 始终处于平衡状态，因而 在垂直方向上一般不会造成强大的垂直加速度。尽管水平气压梯度力很小，由于没有其它实质力与 它相平衡，因此水平气压梯度力成为促进空气运动形成风和决定风向、风速的主导因素。 通常，在同一水平面上，密度随时间、地点变化不很明显，因此水平气压梯度力的大小主要由 决定。只有当两个高度相差甚大的水平气压梯度力相比较时 的差异才需要考虑。实际大气中经 常出现的数据是 ρ＝1.3×10-3 g/ cm3， Gn ＝7×10-4N / kg 。当气压梯度力持续作用 3 小时，可使风速由零增大到 7.6m/s。实际上地球表面经常存在着强大的高气压和低气压，其水平
气压梯度远远超过1,所以水平气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力。 2、地转偏向力 由于地球转动而使在地球上运动的物体发生方向偏转的力。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。在大尺度的空气运动中,地转偏向力是一个非常重要的力 在北极,地平面绕其垂直轴(地轴)的角速度恰好等于地球自转的角速度ω。转动方向也是 逆时针的。因而在北极,单位质量空气受到的水平地转偏向力与空气运动方向垂直,并指向它的右 方,大小等于2vo 在赤道,地球自转轴与地表面的垂直轴正交,因而赤道上没有水平地转偏向力。在北半球的其 它纬度上,地球自转轴与地平面垂直轴的交角小于90°,因而任何一地的地平面都有绕地轴转动的 角速度。 在南半球,地平面绕地轴按顺时针方向转动,因而地转偏向力指向运动物体的左方,其大小与 北半球同纬度上的地转偏向力相等。因为球面的缘故。 地转偏向力只是在空气相对于地面有运动时才产生,空气处于静止状态时没有地转偏向力作 用。而且地转偏向力只改变气块运动方向而不能改变其运动速度。在风速相同情况下它随纬度减小 而减小 3、惯性离心力 当空气作曲线运动时,还受到惯性离心力的作用。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。这个力是物体为保持沿惯性方向运动而 产生的,因而称惯性离心力。惯性离心力同运动的方向相垂直,自曲率中心指向外缘,其大小同物 体转动的角速度的平方和曲率半径r的乘积成正比。实际上,空气运动路径的曲率半径一般都 很大,从几十千米到上千千米,因而空气运动时所受到的惯性离心力一般比较小,往往小于地转偏 向力。但是在低纬度地区或空气运动速度很大而曲率半径很小时,也可以达到较大的数值并有可能 超过地转偏向力 惯性离心力和地转偏向力一样只改变物体运动的方向,不改变运动的速度。一般情况下空气运 动的惯性离心力非常小,只有当空气运动速度很大,而运动路径的曲率半径特别小时,惯性离心力 也可能大于地转偏向力 摩擦力 是两个相互接触的物体作相对运动时,接触面之间所产生的一种阻碍物体运动的力。大气运动 中所受到的摩擦力一般分为内摩擦力和外摩擦力
8 气压梯度远远超过 1，所以水平气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力。 2、地转偏向力 由于地球转动而使在地球上运动的物体发生方向偏转的力。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。在大尺度的空气运动中，地转偏向力是一个非常重要的力。 在北极，地平面绕其垂直轴（地轴）的角速度恰好等于地球自转的角速度 ω。转动方向也是 逆时针的。因而在北极，单位质量空气受到的水平地转偏向力与空气运动方向垂直，并指向它的右 方，大小等于 2Vω。 在赤道，地球自转轴与地表面的垂直轴正交，因而赤道上没有水平地转偏向力。在北半球的其 它纬度上，地球自转轴与地平面垂直轴的交角小于 90°，因而任何一地的地平面都有绕地轴转动的 角速度。 在南半球，地平面绕地轴按顺时针方向转动，因而地转偏向力指向运动物体的左方，其大小与 北半球同纬度上的地转偏向力相等。因为球面的缘故。 地转偏向力只是在空气相对于地面有运动时才产生，空气处于静止状态时没有地转偏向力作 用。而且地转偏向力只改变气块运动方向而不能改变其运动速度。在风速相同情况下它随纬度减小 而减小。 3、惯性离心力 当空气作曲线运动时，还受到惯性离心力的作用。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。这个力是物体为保持沿惯性方向运动而 产生的，因而称惯性离心力。惯性离心力同运动的方向相垂直，自曲率中心指向外缘，其大小同物 体转动的角速度 ω 的平方和曲率半径 r 的乘积成正比。实际上，空气运动路径的曲率半径一般都 很大，从几十千米到上千千米，因而空气运动时所受到的惯性离心力一般比较小，往往小于地转偏 向力。但是在低纬度地区或空气运动速度很大而曲率半径很小时，也可以达到较大的数值并有可能 超过地转偏向力。 惯性离心力和地转偏向力一样只改变物体运动的方向，不改变运动的速度。一般情况下空气运 动的惯性离心力非常小，只有当空气运动速度很大，而运动路径的曲率半径特别小时，惯性离心力 也可能大于地转偏向力。 4、摩擦力 是两个相互接触的物体作相对运动时，接触面之间所产生的一种阻碍物体运动的力。大气运动 中所受到的摩擦力一般分为内摩擦力和外摩擦力
内摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接触的两个空气层之间产生的一种相互牵制的力,它 主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变,也称湍流摩擦力。其数值很小,往往不予考虑 外摩擦力是空气贴近下垫面运动时,下垫面对空气运动的阻力。内摩擦力与外摩擦力的向量和 称摩擦力。摩擦力以近地面层(地面至30-50m)最为显著,高度愈高,作用愈弱,到1-2km以 上,摩擦力的影响可以忽略不计。所以,把此高度以下的气层称为摩擦层(或行星边界层),此层 以上称为自由大气层。 一般来说,气压梯度力是使空气产生运动的直接动力,是最基本的力。其它力是在空气开始运 动后产生和起作用的,而且所起的作用视具体情况而有不同。地转偏向力对高纬地区或大尺度的空 气运动影响较大;惯性离心力是在空气作曲线运动时起作用,而在空气运动近于直线时,可以忽略 不计。摩擦力在摩擦层中起作用,而对自由大气中的空气运动也不予考虑。地转偏向力、惯性离心 力和摩擦力虽然不能使空气由静止状态转变为运动状态,但却能影响运动的方向和速度。气压梯度 力和重力既可改变空气运动状态,又可使空气由静止状态转变为运动状态。 5、大气运动方程 大气运动方程是描述作用于空气微团上的力与其所产生的加速度之间关系的方程。根据牛顿第 二定律,物体所受的力等于质量和加速度的乘积,即F=ma,F为物体所受的力,是各个作用力的 总和。 自由大气中的空气水平运动 自由大气中,空气的运动规律比在摩擦层简单。自由大气中大尺度空气水平运动近似于稳定、 水平运动。当空气作直线运动时,只需考虑气压梯度力和地转偏向力的作用:当空气作曲线运动时 还需要考虑惯性离心力的作用 1、地转风 地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时,自由大气中空气作等速、直线的水平运动。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,在北半球高压在其右方, 在南半球,高压在其左方,称白贝罗风压律 地转风速随纬度增高而减小。但实际观测到的地转风速却是高纬度地区大于低纬度地区。这是 由于高纬度的气压梯度值远远大于低纬度的缘故 由于地转风是G和A达到平衡时的空气水平运动,因而是稳定的直线运动,风向与等压线平 行,等压线也是相互平行的。严格说,等压线还应平行于纬圈,因为地转偏向力随纬度有变化,只 有等高线平行于纬线时才能达到处处气压梯度力与地转偏向力相平衡,以获得稳定的直线运动。实 际大气中,这种严格的理论上的地转风是很少存在的。中高纬度自由大气中的实际风与地转风十分 相近,水平运动基本上是地转的。在低纬度地转偏向力很小,地转风的概念已不适用。对于一地来
9 内摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接触的两个空气层之间产生的一种相互牵制的力，它 主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变，也称湍流摩擦力。其数值很小，往往不予考虑。 外摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面对空气运动的阻力。内摩擦力与外摩擦力的向量和 称摩擦力。摩擦力以近地面层（地面至 30—50m）最为显著，高度愈高，作用愈弱，到 1—2km 以 上，摩擦力的影响可以忽略不计。所以，把此高度以下的气层称为摩擦层（或行星边界层），此层 以上称为自由大气层。 一般来说，气压梯度力是使空气产生运动的直接动力，是最基本的力。其它力是在空气开始运 动后产生和起作用的，而且所起的作用视具体情况而有不同。地转偏向力对高纬地区或大尺度的空 气运动影响较大；惯性离心力是在空气作曲线运动时起作用，而在空气运动近于直线时，可以忽略 不计。摩擦力在摩擦层中起作用，而对自由大气中的空气运动也不予考虑。地转偏向力、惯性离心 力和摩擦力虽然不能使空气由静止状态转变为运动状态，但却能影响运动的方向和速度。气压梯度 力和重力既可改变空气运动状态，又可使空气由静止状态转变为运动状态。 5、大气运动方程 大气运动方程是描述作用于空气微团上的力与其所产生的加速度之间关系的方程。根据牛顿第 二定律，物体所受的力等于质量和加速度的乘积，即 F=ma，F 为物体所受的力，是各个作用力的 总和。 二、自由大气中的空气水平运动 自由大气中，空气的运动规律比在摩擦层简单。自由大气中大尺度空气水平运动近似于稳定、 水平运动。当空气作直线运动时，只需考虑气压梯度力和地转偏向力的作用；当空气作曲线运动时， 还需要考虑惯性离心力的作用。 1、地转风 地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，自由大气中空气作等速、直线的水平运动。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，在北半球高压在其右方， 在南半球，高压在其左方，称白贝罗风压律。 地转风速随纬度增高而减小。但实际观测到的地转风速却是高纬度地区大于低纬度地区。这是 由于高纬度的气压梯度值远远大于低纬度的缘故。 由于地转风是 G 和 A 达到平衡时的空气水平运动，因而是稳定的直线运动，风向与等压线平 行，等压线也是相互平行的。严格说，等压线还应平行于纬圈，因为地转偏向力随纬度有变化，只 有等高线平行于纬线时才能达到处处气压梯度力与地转偏向力相平衡，以获得稳定的直线运动。实 际大气中，这种严格的理论上的地转风是很少存在的。中高纬度自由大气中的实际风与地转风十分 相近，水平运动基本上是地转的。在低纬度地转偏向力很小，地转风的概念已不适用。对于一地来
说,纬度相同,只要比较各层等压面图上的等高线疏密程度,就可确定各层风速的大小。 2、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 由于作曲线运动的气压系统有高压和低压之分,而且在高压和低压系统中,力的平衡状况不同, 其梯度风也各不相同。在低压内气压梯度力G指向中心,地转偏向力A和惯性离心力G指向外 高压内气压梯度力G和惯性离心力G指向外,而地转偏向力A指向内 在北半球,低压中的梯度风必然平行于等压线,绕低压中心作逆时针旋转。高压中梯度风平行 于等压线绕高压中心作顺时针旋转。南半球则相反。不同条件下的梯度风风速。在一定纬度带,当 G相等时,低压梯度风风速小于地转风速,高压梯度风风速大于地转风速。 另外,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,则可能出现璇衡风。由于这种风已不再考虑A的影响,因而其风向既可按顺时针方向吹, 又可按逆时针方向吹。龙卷风就具有旋衡风的性质,这在实际大气中是存在的 梯度风与地转风既有共同点,又有相异处,两者都是作用于空气质点的力达到平衡时的风。梯 度风考虑了空气运动路径的曲率影响,它比地转风更接近于实际风。 在研究自由大气中大尺度空气运动时,地转风或梯度风这两种平衡关系是基本上适应的,尤其 在中高纬度,它们概括了自由大气中风场和气压场的基本关系,在气象上有很大实用价值。但实际 自由大气中的空气运动并不完全与地转风或梯度风相吻合,各个作用力的平衡关系也只是相对的、 暂时的,平衡关系经常会遭到破坏。因为空气运动的路径不会是直线的,也不会是圆形或曲线,结 果气压梯度力便随着时间和空间在发生变化。空气运动也不会总是平行于纬圈,常常有穿越纬圈的 运动,其风速也随之发生相应变化。由上可见,即使一开始空气所受的力达到平衡,而随着时间和 空间的变化,力的平衡关系会遭到破坏,出现非平衡下的实际风。实际风与地转风、梯度风之间便 出现偏差,形成所谓偏差风。正是由于偏差风出现,促使风场与气压场相互调整,建立新的平衡关 系,新的平衡又在新的风压条件下遭到破坏。空气运动就是从不平衡到平衡,又从平衡到不平衡的 过程。地转风和梯度风只不过是与实际风相近似的一种暂时达到平衡状态的应具有的风速值 3、自由大气中风随高度的变化 大量高空探测资料表明,不同高度上的风向、风速有着明显变化。自由大气中风随高度的变化 同气压场随高度的变化密切相关。而气压随高度递降的快慢又与大气柱中的平均温度有关。在暖气 柱中,气压随高度增加而降低得慢,即单位气压高度差大,而在冷气柱中,气压随高度增加而降低 得快,即单位气压高度差小。因此,假若等压面在低层是水平的(气压梯度为零),而由于气柱中 平均温度在水平方向上有差别,到高层以后,等压面就会出现倾斜,暖区一侧等压面抬起,冷区
10 说，纬度相同，只要比较各层等压面图上的等高线疏密程度，就可确定各层风速的大小。 2、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。 由于作曲线运动的气压系统有高压和低压之分，而且在高压和低压系统中，力的平衡状况不同， 其梯度风也各不相同。在低压内气压梯度力 G 指向中心，地转偏向力 A 和惯性离心力 G 指向外； 高压内气压梯度力 G 和惯性离心力 G 指向外，而地转偏向力 A 指向内。 在北半球，低压中的梯度风必然平行于等压线，绕低压中心作逆时针旋转。高压中梯度风平行 于等压线绕高压中心作顺时针旋转。南半球则相反。不同条件下的梯度风风速。在一定纬度带，当 G 相等时，低压梯度风风速小于地转风速，高压梯度风风速大于地转风速。 另外，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，则可能出现璇衡风。 由于这种风已不再考虑 A 的影响，因而其风向既可按顺时针方向吹， 又可按逆时针方向吹。龙卷风就具有旋衡风的性质，这在实际大气中是存在的。 梯度风与地转风既有共同点，又有相异处，两者都是作用于空气质点的力达到平衡时的风。梯 度风考虑了空气运动路径的曲率影响，它比地转风更接近于实际风。 在研究自由大气中大尺度空气运动时，地转风或梯度风这两种平衡关系是基本上适应的，尤其 在中高纬度，它们概括了自由大气中风场和气压场的基本关系，在气象上有很大实用价值。但实际 自由大气中的空气运动并不完全与地转风或梯度风相吻合，各个作用力的平衡关系也只是相对的、 暂时的，平衡关系经常会遭到破坏。因为空气运动的路径不会是直线的，也不会是圆形或曲线，结 果气压梯度力便随着时间和空间在发生变化。空气运动也不会总是平行于纬圈，常常有穿越纬圈的 运动，其风速也随之发生相应变化。由上可见，即使一开始空气所受的力达到平衡，而随着时间和 空间的变化，力的平衡关系会遭到破坏，出现非平衡下的实际风。实际风与地转风、梯度风之间便 出现偏差，形成所谓偏差风。正是由于偏差风出现，促使风场与气压场相互调整，建立新的平衡关 系，新的平衡又在新的风压条件下遭到破坏。空气运动就是从不平衡到平衡，又从平衡到不平衡的 过程。地转风和梯度风只不过是与实际风相近似的一种暂时达到平衡状态的应具有的风速值。 3、自由大气中风随高度的变化 大量高空探测资料表明，不同高度上的风向、风速有着明显变化。自由大气中风随高度的变化 同气压场随高度的变化密切相关。而气压随高度递降的快慢又与大气柱中的平均温度有关。在暖气 柱中，气压随高度增加而降低得慢，即单位气压高度差大，而在冷气柱中，气压随高度增加而降低 得快，即单位气压高度差小。因此，假若等压面在低层是水平的（气压梯度为零），而由于气柱中 平均温度在水平方向上有差别，到高层以后，等压面就会出现倾斜，暖区一侧等压面抬起，冷区一
