第三节 大气运动和天气系统第三节 大气运动和天气系统

一、大气的水平运动一、大气的水平运动二、大气环流二、大气环流三、主要天气系统三、主要天气系统

1 1 、作用于空气的力空气的运动情况由所受的力决定作用

于空气的力是水平气压梯度力，地转偏向力，摩擦力，惯性离心力。

1 、气压梯度力和水平气压梯度力

（ 1 ）气压梯度——是一个向量，方向：垂直于等压面，从高压指向低压；大小：等于单位距离上的气压差： n=-Δp/ΔN ，由于 ΔN 是从高压指向低压，沿着 ΔN 为正的方向上，气压总是降低的，因而气压差恒为负值，但气压梯度取得是正值，故

Δp/ΔN 前要加负号。它的单位常用： Hpa/ 赤道度（ 111km ）

水平气压梯度的大小和等压线的疏密程度成正比，等压线愈密，水平气压梯度愈大。

气压梯度单位

示意图 1002.5

A 处 Δp/ΔN=2.5/2.5=1(hpa/ 赤道度 )

B 处 Δp/ΔN=2.5/5=0.5(hpa/ 赤道度 )

1007.5

1005.0A 2.5 赤道度

B5 赤道度

气压梯度就好象阶梯一样

气压梯度力 G

(2) 水平气压梯度力（ G ——） 指由于气压梯度的存在而作用于单位质量空气上的力大小 G=-1/ρ. Δp/ΔN 。

G 的方向从高压指向低压，G 与气压梯度成正比，等压线愈密， G 就

愈大；当气压梯度一定时， G 与空气质量密度成反比， ρ 愈小， G 就愈大。

2 、地转偏向力 A

如果空气只受气压梯度力的作用，则应沿着空气梯度力方向作加速运动，但实际上空气中风的方向并不是与 G 方向平行的，而是接近于相互垂直的，且也不是愈吹愈大，这就证明还存在着一个起抑制作用的力——地转偏向力。

地转偏向力——由于地球转动而产生的，作用于运动空气上的力。

旋转盘系统示意图

O A B

A′

S

—— 站在旋转盘之外，看球从 O点出发，球沿着 OB 线运动；

—— 站在旋转盘的 A 点看球从 O 点出发，则是沿着 OA 弧线运动，这是因为人站在旋转盘上随盘运动到 A ，

朝小球方向看，偏向右边，按牛顿第运动定律，这种看来向右偏转，好像是小球的直线运动时刻受到一个同它相垂直并指向其右方向的作用力，这个力就是由于圆盘转动所产生的偏向力（假想力）

地转偏向力 A=2Vωsinα（ ω 为地球自转角速度）

地球上 A 的大小

α

α

AC

D

ωω

因 为 角 BAC= 角OAD ， 所 以 角ABC= 角 AOD=α 即观 看 点 的 角 速 度AC=ωsinα 即 观 看 点的地转偏向力A= 2Vωsinα

O

B

小结A) 只有在物体相对地面有运动时，才产生

A ，当 V=0 时， A=0B)A 的方向与物体运动方向相垂直， A 只能

改变物体运动的方向，不能改变运动速率；C) 在北半球，它指向物体运动方向的右方，

使物体向原来运动方向的右方偏转，在南半球，则使物体向原来运动方向的左边偏转；

D)A 与 V 及所地纬度的正弦成正比，在 V 相同的情况下，它随纬度的增高而增大，赤道上 A=0 ，两极处， A 最大为 2Vω

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 地转偏向力随纬度分布示意图

3· 惯性离心力 当空气作曲线运动时，受惯性离心力 c 作用。惯性离心力方向与空气运动方向垂直，并由曲线路径的曲率中心指向外缘。其表达式为： c ＝ v2/r v 为空气运动的线速度， r 为曲线的曲率半径。

惯性离心力图示

4· 摩擦力 运动状态不同的气层之间、空气和地面之间都会产生相互作用阻碍气流的运动，这种相互作用称为摩擦力。摩擦力总是阻碍气流的运动。 摩擦力的大小随高度不同而变化。近地面层（地面至 30 ～ 50m ）最大，高度愈高，作用愈若，到 1 ～ 2km 以上其影响可以忽略。此高度以上称为自由大气，以下的气层称为摩擦层或行星边界层。

（二） 自由大气的运动 自由大气中，空气运动规律比摩擦层简单。空气作直线运动时 ，只需考虑气压梯度力和地转偏向力；空气作曲线运动时，还需考虑惯性离心力。 1· 地转风

地转风指自由大气中空气作匀速直线运动。地转风方向与气压场之间存在一定的关系，即白贝罗风压定律： 当不考虑摩擦时，地转偏向力与气压梯度力平衡，水平面上地转风表达式为： vg ＝－ 1/2ρsinφ×ΔP/Δn地转风与气压场的关系

地转风是严格的平衡运动，等压线必须是直线。

2· 梯度风 自由大气中，空气作曲线运动时，地转偏向力、气压梯度力、惯性离心力达到平衡时的风称为梯度风。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。 梯度风有气旋性弯曲和反气旋性弯曲两类。所以存在气旋区内梯度风和反气旋区内的梯度风。

反气旋内存在气压梯度极限值，此值与曲率半径 r 有关。如果 r 很小或气压梯度力很大，地转偏向力不可能与方向相反的气压梯度力和离心力平衡，就不能维持梯度风。所以反气旋中心区不可能存在很大的气压梯度。气旋区内则不存在极限值。 （三） 风随高度的变化 1· 地转风随高度的变化－－热成风 水平温度分布不均导致气压梯度随高度发生变化，风相应的随高度发生变化。有水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风，用 VT表示。

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

北半球埃克曼 风速螺旋曲线

摩擦层中，风随高度的变化受摩擦力和气压梯度随高度变化的影响。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。

• 2· 摩擦层中风随高度变化

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。 根据风速大小可将风力划分为 12 级。如表所示：

二 大气环流定义：是指大范围内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。 （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。

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。

2· 行星风系 定义：不考虑海陆和地形的影响，地面盛行风的全球形式称为行星风系。 依据气压系统分布状况和风压关系，可以判断盛行风情况。

赤 道 低 压 带

极地高压带极地高压带

副热带高压带

东北信风带东北信风带1 2

副极地低压带中纬西风带中纬西风带

极地东风带极地东风带

3

5

低纬环流低纬环流

中纬环流中纬环流

高纬环流高纬环流

上升

下沉

下沉

4

6

上升

A 、赤道低气压带（位于赤道附近）：无风，气流上升为主，多雨。 B 、信风带（位于赤道低气压带的南北两侧）：北半球为东北信风、南半球

为东南信风。风从较高纬度吹向较低纬度，干燥、少雨。但当局部地区风从暖流海面吹向陆地则多雨。

C 、副热带高气压带（位于南、北回归线附近地区）：无风，气流以下沉为主，干燥、少雨。

D 、西风带（位于南、北纬 40° ～ 60° 附近地区）：风从较低纬度吹向较高纬度，多雨。

E 、副极地低气压带（位于南、北纬 60° ～ 70° 附近地区）：“极锋”地带，气流以上升为主，多雨。

F 、极地东风带（位于极地高气压带的南侧或北侧）：风从较高纬度吹向较低纬度，降水少。

G 、极地高气压带（位于极地地区）：风从较高纬度吹向较低纬度，降水少。

3· 经向三圈环流 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。

0

30N

60N

90N

高压

高空

低压

地面

高空低压

地面高压

但地球不停自转， 空气一旦开始运动， 地转偏向力便随之 发生作用。在地转 偏向力的作用下， 南北半球分别形 成三圈环流。

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4· 高空西风带的波动和急流

季风环流 定义：大陆和海洋间的广大地区，以一年为周期、随着季节变化而方向相反的风系，称为风系。季风是海陆间季风环流的简称，它是由大尺度的海洋和陆地间热力差异形成的大范围热力环流。夏季由海洋吹向大陆的风为夏季风；冬季由大陆吹向海洋的风为冬季风。 一般夏季风由暖湿热带海洋气团或赤道海洋气团构成；冬季风则由干冷的极地大陆气团构成。 分布：主要季风区位于 350N～250N， 300W～ 1700E 之间，而南亚和中国东南部季风特别发达。 南亚和东亚是世界最著名的季风区，其环流特征主要表现为冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风

地地面面

热热热热

低低

冷冷冷冷

高高

00

300

60 0

900

反气旋反气旋

锋 锋 面 面 气 气 旋旋

反气旋反气旋

气旋气旋赤低赤低

副高副高

副极低副极低

极高极高

热带雨林气候热带雨林气候

热带草原气候热带草原气候

热带沙漠气候热带沙漠气候

地中海气候地中海气候

温带海洋 温带海洋 性气候性气候

亚寒带针叶林气候亚寒带针叶林气候

         极极地气候

海陆热力性质差异

海陆热力性质差异

季风环流

季风环流

热带 热带 季风季风热带 热带 季风季风

亚热带 亚热带 季风季风

温带 温带 季风季风

温 温 大 大 陆陆

季节移动季节移动

一月份 七月份

高

低

低

高

（三） 局地环流 行星风系与季风都是大范围气压场控制下的大气环流。由局部环境如地形起伏、地表受热不均等引起的小范围气流，称为局地环流。包括海陆风，山谷风 ，焚风等地方性风。 1· 海陆风 在滨海地区，白天风从海上吹向陆地；晚间风从陆地吹向海洋，这就是海陆风环流。

2· 山谷风 当大范围水平气压场较弱时，山区白天地面风从谷地吹向山坡；晚间地面风从山坡吹向谷地，这就是山谷风环流。 形成机制：白天，山坡空气比同高度的自由大气增热强烈，暖空气沿坡上升，成为谷风；夜间山坡辐射冷却，迅速降温，而谷地中同高度空气冷却较慢，因而形成与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷，称为山风。

谷风 山风

3· 焚风 气流受山地阻挡被迫抬升，迎风坡空气上升冷却，起初按干绝热递减率降温（ 10C/100m），当空气达到饱和状态时，水汽凝结，气温按湿绝热递减率降低（ 0.5～ 0.60C/100m），大部分水汽在迎风坡降落。气流越过山后顺坡下沉，基本按干绝热递减率增温，以致背风坡气温比同高度迎风坡气温高，从而形成相对干热的风，称为焚风。

焚风

三 主要天气系统       大气中引起天气变化的各种尺度的运动系统，称天气系统。一般多指温压场和风场中的大气长波、气旋、反气旋、锋面、台风、龙卷风等。根据水平尺度和生命史，天气系统可分为：

（一）气团和锋1· 气团 定义：气团指在广大区域内水平方向上温度、湿度、铅直稳定度等物理属性较均匀的大块空气团。其水平范围由数千米到数千千米，垂直范围由数千米到十余千米甚至伸展到对流层顶。 气团按其热力性质可分为冷气团和暖气团。 冷、暖气团是根据气团温度与所经下垫面的温度对比来定义的。气团向比它暖的下垫面移动，称为冷气团；向比它冷的下垫面移动，称为暖气团。按气团的源地的地理位置和 下垫面性质可分为：

气团的地理位置

2· 锋及其分类 温度或 密度差异 很大的两 个气团相 遇形成的 狭窄过渡 区域，称 为锋。

锋的空间结构

由于锋附近的辐 和气流及冷暖空 气的相对运动， 使锋面上的暖空 气不断上升，所 以锋面上多云雨 天气。

冷

暖

气

团

相

遇

形

成

锋

根据锋移动过程中冷暖气团的替代情况，锋可分为冷锋、暖锋、准静止锋、囚锢锋四种类型。冷锋是指冷气团主动向暖气团移动的锋；暖锋则是暖气团主动向冷气团移动的锋；准静止锋是指很少移动或移动速度非常缓慢的锋；囚锢锋是指锋面相遇、合并后的锋。

冷锋 暖锋 囚锢锋

（二） 气旋和反气旋

1· 气旋 气旋是由锋面上或不同密度空气分界面上发生波动形成 的，占有三度空间、中心气压比四周低的水平空气涡旋。北半球气旋空气按反时针方向自外围向中心运动。

气旋天气特征 锋面气旋是由其中的流场、气团属性和锋的结构特征决定的。从流场来说，在锋面气旋中有强烈的上升气流，有利于云和降水的形成，气旋前部的天气更坏。 从气团属性来说，若气团湿度大就更易于发生降水。若气团层结稳定，会有系统性上升，从而产生层状云系和连续性降北如气闭层结不稳定，则有利于对流发展，产生积状云和阵性降水。 从锋的结构看，气旋区域如果有冷暖锋，则一般表现为冷暖锋云系相应的降水。

3．气旋活动与移动路径 温带气旋主要发生在东亚 ( 东亚气旋 ) 、北美以及地中海等地区。 在东亚．气旋土要发生于我国东北地区，约北纬 45°--55 °之间称东北低压 ) ，偏南部的江淮地区 ( 称江淮气旋 ) 以及日本南部海域三个地区。

东亚气旋路径一般向东北方向移动。其移动速度平均约为 35—40淮公里 / 小时，快的可达 100公里小时，慢的约 15公里／小时。

2· 反气旋

反气旋是占有三度空间的，中心气压比四周高的大型空气涡旋。 地面反气旋中心气压一般为 l020—l030毫巴，最高可达 1083． 8毫巴。规模小的反气旋直径为数百公里，最小的反气旋可与最大的大陆相比。例如，冬季亚洲大陆反气旋，可占有整个亚洲大陆面积的 3／ 4 。

1．反气旋的形成 如果在某一地区上空出现以辐合气流占优势的情况，就会出现地面高气压，气流自高压中心流向外围，故在北半球反气旋外围风向是顺时针方向旋转的。 亚洲大陆面积辽阔，冬季北部尤其严寒，积累了大量的冷空气，有利于冷性反气族的形成与发展。冷性反气旋地面气压虽然很高，但因冷空气中气压垂直梯度大，所以只出现于近地面的浅薄气层中，其垂直厚度通常只有 1 一 1.5公里。冬半年蒙古地区很冷，容易产生反气旋，这就是上述的蒙古高压。从亚洲西北部移来的冷性反气旋，多数与蒙古冷高压合并，势力更加强大。 夏季蒙古地面气温较高，不能形成冷性反气族，而由其他地区移砌冷性反气旋，到达以后也分裂减弱，甚至消失。

2．反气旋天气 在反气旋中气流下沉，空气绝热下沉时要增温从而降低了相对湿度，在中高纬度地区的反气旋内，由于气团干冷，低层大气稳定，云雨不易形成，故多出现晴朗天气。