大气运动的基本特征课件.pptx

1、 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，几个有意义的风。并总结出天气分析预报中应遵循的一些基本规则。第一章 大气科学学院 苗春生 1.1 影响大气运动的作用力 1.2 控制大气运动的基本定律 1.3 大尺度运动系统的控制方程 1.4 “P”坐标系中的基本方程组 1.5 风场与气压场的关系第一章 大气科学学院 苗春生影响大气运动的作用力 第一章 大气科学

2、学院 苗春生3个真实的力和2个视示力 板书讲解影响大气运动的作用力 气压梯度的定义气压梯度的定义：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。第一章 大气科学学院 苗春生1/Gp x y zx y zp？影响大气运动的作用力Vx y z /Gp x y zx y z p y z 第一章 大气科学学院 苗春生 气压梯度力的数学表达式：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(图1.1)。设周围大气作用于

3、B面上的压力为 ，则作用于A面上的压力应为()ppxy zx 影响大气运动的作用力第一章 大气科学学院 苗春生()ppp y zpxy zx y zxx px y zy px y zz ()pppijkx y zp x y zxyz 则x方向上周围大气作用于体积元上的净压力为：作用于y方向体积元净压力为：作用于z方向体积元净压力为:作用于体积元上的总净压力为：全矢量形式影响大气运动的作用力第一章 大气科学学院 苗春生()ppppijkxyz 1/Gp x y zx y zp mx y z 由于气压分布不均匀而造成的单位体积气块上的力为气压梯度，是由气压高的地方指向气压低的地方。设气块的密度为

4、，该体积元所含大气质量为 ，作用于单位质量气块上的净压力为气压梯度力：（1.1）按气压梯度，气压梯度力的定义()pppijk x y zp x y zxyz 体积元上的总净压力 源于大气分布不均匀p 影响大气运动的作用力 气压梯度力的物理意义：气压梯度力是空间向量，垂直等压面，由高压指向低压；（1百帕变量，垂直8米，水平百KM）气压梯度力的大小与气压梯度 成正比，与空气密度成反比；等压线越密集，气压梯度越大第一章 大气科学学院 苗春生1/Gp x y zx y zp 影响大气运动的作用力 真实力 地心引力的定义地心引力的定义：地球对单位质量空气的引力。地心引力的数学表达式地心引力的数学表达式：

5、地心引力的推导：地心引力的推导：*2()GMrgrr 第一章 大气科学学院 苗春生假设地球的质量为M,空气块的质量为m,则M对m的引力为：2()gGMm rFrr 万有引力定律两物体质量乘积正比,与距离反比G为引力常数,M为地球质量引力方向距离影响大气运动的作用力 地球对单位质量的空气块的引力为：设地球半径为a，z为海拔高度，（1.2)其中 ，为海平面地心引力。气象学应用范围内，z一般为十公里，而地球半径达六千多公里，*2()gFGM rgmrr第一章 大气科学学院 苗春生*022221()()()(1/)(1/)gGMrGMrga zraz arz a*02()GMrgar*0gg实际讨论问

6、题考虑惯性离心力得重力任一高度的地心引力影响大气运动的作用力 地心引力的物理意义地心引力的物理意义：地心引力的方向严格指向地球球心的方向；在同一高度地心引力的大小不变，为常数；地心引力不与海平面垂直 第一章 大气科学学院 苗春生后面讲到的重力g是与海平面垂直的222222222222222222(),(),(),xyzuuuFxyzvvvFxyzwwwFxyz影响大气运动的作用力 真实力 摩擦力的定义：大气因具有粘性，当有相对运动时所受到的一种粘性力。摩擦力的数学表达式：第一章 大气科学学院 苗春生风有水平和垂直切变两种原因粘性作用:1,近地面层的分子粘性力2,杂乱无章的湍流涡旋,均与风的分布

7、有关.根据分子运动理论,风随高度增加,分子杂乱运动可穿越某平面上下运动,动量上下传,使动量趋于均匀影响大气运动的作用力 摩擦力的推导：如图1.3所示，假设x方向的风分量 ,。面上部流体层施与该面下部流体层一个沿x方向的作用力 ，下部流体必施于 面上部流体层一个反作用力-，第一章 大气科学学院 苗春生0uz220uz0zzxfzxufAz0zzxf动量上下传,上部使下部u增大,可视为施加X方向的力.反之下部对上部施加相反的力摩擦力与作用面积,垂直切变成正比根据分子运动理论,风随高度增加,分子杂乱运动可穿越某平面上下运动,动量上下传,使动量趋于均匀午后风大影响大气运动的作用力 为动力粘滞系数，为作

8、用于单位面积的粘滞力，称为切应力或雷诺应力。(1.3)如图1.4，取一微立方，体积为第一章 大气科学学院 苗春生20,0,0uuuzzzxzxuxVxyz 上部大气作用的X方向切应力下部大气作用的-X方向切应力非线性用气块讨论定义影响大气运动的作用力 y方向 ，z方向第一章 大气科学学院 苗春生()()zxBzxBzxx yx yx y ,0 xyz同除以立方体的质量11lim,01()x yzxzxFx yzxzxx y zx y zzxyzuzz 11()zyvFzyzzz11()zzwFzzzzz体元受到的X方向的净切应力为取极限周围大气对体元单位质量在X方向的净摩擦力U 分量随Z的切变

9、引起A影响大气运动的作用力 为常数，称为运动学粘滞系数 ，第一章 大气科学学院 苗春生22uFzxz22vFzyz22wFvzzz对风的水平切变引起的切应力在各方向的变化所决定的摩擦力，进行类似的推导，在笛卡尔坐标系三个方向合成的摩擦力分量为：设影响大气运动的作用力第一章 大气科学学院 苗春生222222222222222222()()()uuuFxxyzvvvFyxyzwwwFzxyz222222()uvwFijkzzz分量式右端前两项远小于第三项垂直切变项，总摩擦力为(1.4)图1.4这种情况上部X方向的切应力大于下部,合力向右,摩擦力使气团向X方向加速度实际考虑摩擦力时,视湍流为分子影响

10、大气运动的作用力惯性离心力的定义：为了在非惯性坐标系中(随地球一起转动的坐标系)应用牛顿惯性定律而引入的一个视示力(非真实力)。惯性离心力的数学表达式：第一章 大气科学学院 苗春生2CR 用绳子牵引转动单位质量的球影响大气运动的作用力惯性离心力的推导：图1.5具有单位质量的球，以均匀的角速度 做旋转运动，在 时间内旋转 。在不随球转动的固定坐标系观察，球做匀速圆周运动。时间变化量为 ，第一章 大气科学学院 苗春生VV ttV向心力引起运动方向变化影响大气运动的作用力第一章 大气科学学院 苗春生VVVVtt0t()dVdRVdtdtR,dVRdt 2()()dVdRRVRRdtdtRR 2dVC

11、Rdt惯性离心力同除时间取极限指向旋转中心向心加速度是由向心力引起的单位质量,表达式一样影响大气运动的作用力第一章 大气科学学院 苗春生惯性离心力的物理意义：惯性离心力的方向在球运动的平面内；惯性离心力的大小与 成正比，与R成正比；地球绕地轴自西向东转，其角速度2512/247.29 10h 秒气象上就考虑地转角速度 影响大气运动的作用力 地转偏向力的概念地转偏向力的概念：在非惯性系中为了解释因地球自转使空气质点运动方向发生改变的现象，而引进的一个视示力,这个力就称之为地转偏向力，或科氏力。第一章 大气运动的基本特征大气科学学院 苗春生解释:若气块只受气压梯度力的作用，则沿着气压梯度力的方向做

12、加速运动。事实上并非如此，因为地球自转的缘故,中高纬度地表面不断地旋转，这时空气质点依惯性方向前进，而在地面上的观察者看来，空气质点运动方向偏离了气压梯度力的方向，为了在非惯性系中满足牛顿定律,引进了非真实的力.设一个逆时针转动的转盘，若从中心向边缘A点掷出一个物体，站在圆盘外OA延长线上B点的人看来，物体保持惯性，沿着直线OB而行，尽管圆盘的转动对物体运动的方向速率都没有影响。但是人如果站在圆盘上，并且和圆盘一起转动，就必然以他立足的圆盘作为衡量物体运动的参照物。第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生进一步说明影响大气运动的作用力当物体到达圆盘边缘时，原来的A点已经转到了A1点，站

13、在圆盘上的人也随着转动圆盘一起旋转了角度AOA1,因而在他看来，物体并不是沿着圆盘上的直线OA方向运动，而是好像时刻都受到一个与运动方向垂直的并指向右方的作用力，使运动方向不断地向右方偏转。这就是因圆盘的转动而产生的偏向力。第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生影响大气运动的作用力 同样道理，地球按地球旋转角速度 旋转转动，在地球平面上同样有垂直于地平面的 分量，所以在地转平面上就存在这样的地转偏向力。第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生影响大气运动的作用力地转偏向力的数学表达式：地转偏向力的数学表达式：地转偏向力的推导：地转偏向力的推导：是地转参数 是在地球标准坐标系里

14、大气运动速度 是地球纬度 在xyz坐标系中的三个分量：第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生V 2AV 0 xcosy sinz 影响大气运动的作用力 V的三个分量根据叉乘求解式，A可以写成第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生Vuiv jwk22 0cossin(2sin2cos)(2sin)(2cos)ijkAVuvvvwiujuk W地转偏向力的三个分量影响大气运动的作用力地转偏向力的三个分量为：第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生2sin2cosXAvw 2sinYAu 2coszAu 2AV 其向量形式为满足右手螺旋法则 影响大气运动的作用力注意注意：

15、风向的定义：西风是沿x轴方向吹（风来向是西方）u0；东风u0;北风v0,沿z轴方向，下沉：wA但大尺度曲率小C小反气旋n风场和气压场的关系n第一章 大气科学学院 苗春生b.反气旋性环流气块作反气旋式环流，惯性离心力指向 的方向，地转偏向力指向 的方向，气压梯度力方向有两种情况。.气压梯度力指向 的方向，反气旋中心为低压中心，这样就要求惯性离心力大于地转偏向力。大尺度系统中惯性离心力较小，地转偏向力较大。这种情况不可能在大尺度运动系统中出现。.气压梯度指向 的方向，反气旋中心为高压中心。nnnns龙卷风场和气压场的关系第一章 大气科学学院 苗春生结论:大尺度大气运动系统中，低压与气旋性环流相对应

16、，低压中心就是气旋性环流中心,气流逆时针旋转。高压与反气旋环流相结合，高压中心就是反气旋性环流中心,既满足风压关系,背风而立高压在右低压在左。(2)梯度风的速率为：2422TTfTR fRpVfRn北半球f0,气旋性环流中，RT0;反气旋环流中，RT0总是0该项正的大总是0但出现如下情况风场和气压场的关系 .根号前取正号，0fV 第一章 大气科学学院 苗春生0pn2422TTfTR fRpVfRn0,TR 使 气旋中心附近气压梯度和风速可无限制的；反气旋中心附近气压梯度和风速是有限制的。合理的2422TTfTR fRpVfRn综上所述根号前必需是+号讨论重要结论风场和气压场的关系 .根号前取正

17、号，0pn第一章 大气科学学院 苗春生2422TTfTR fRpVfRn0,TR()2TfR fV最大因为 必为实数，要求根号中24TRfpn240TpfRnfV反气旋当上式取等号，得反气旋中最大的梯度风速（绝对值）气旋中总是满足的,气压梯度和梯度风可任意的大在反气旋中必需满足条件进一步讨论0pn因为曲率也0风场和气压场的关系 第一章 大气科学学院 苗春生TRTR在反气旋中，在一定的纬度上，气压梯度和梯度风的大小受反气旋的曲率所限制。曲率愈大（愈小），则气压梯度愈小，梯度风风速也愈小。所以越接近反气旋中心（愈小），气压梯度和梯度风也越小。分析天气图时，低压中心附近的等压线应分析得密集些，而在高

18、压中心附近，等压线应分析得比较稀疏。实际上大风分布也是如此。大风经常是在低压中心附近和高压的边缘区域。在高压中心附近，风速很小。在地面图上，如果冷高压中心位于高原地区，由于高度高，温度低，气压的订正结果常使这里的海平面气压比周围高得多，于是高压中心附近有很大的气压梯度，等压线密集，但实际上风很小。这种高压的中心强度是虚假的，在分析和预报中应加以注意。第一章 大气科学学院 苗春生在气旋中，气压梯度力由地转偏向力和惯性离心力所平衡，只要气压梯度和梯度风按一定比例增大，三力的平衡总可以建立。在气旋中心气压梯度和风速可以任意加大。在反气旋中，地转偏向力为气压梯度力和惯性离心力之和所平衡，气压梯度和梯度

19、风按一定比例增大时，惯性离心力与风速的平方成正比，而地转偏向力仅与风速本身成正比，因此在某一程度后，气压梯度力由和惯性离心力之和比地转偏向力增大更快，三力就不能保持平衡。所以在反气旋中，在某一曲率下，梯度风有极大值，如果梯度风达到极大时，使曲率半径减小曲率增大，则惯性离心力增大，三力不能保持平衡。这时，只有使气压梯度和梯度风减小，三力才能平衡。所以随着曲率的增加，梯度风的极大值也减小。在反气旋中心附近，气压梯度和风速都很小的。上次课梯度风的方向梯度风的速率在天气分析中以环流确定G,D压中心A=G+CG=A+C最大风速在高压外围和低压中心附近对应气压梯度最大210ffTVpfVRn 大尺度半径小

20、，C小天气分析原则风场和气压场的关系 1gpVfn第一章 大气科学学院 苗春生(3)梯度风与地转风的比较：自然坐标系中，地转风为：代入(1.88)式20ffgTVfVfVR地转风和梯度风之比为：1gffTVVVfR在气旋性环流中，地转风比梯度风大0TR1gfVV在反气旋性环流中，地转风比梯度风小0TR1gfVV在反气旋环流中，最大梯度风为地转风的2倍()2TfR fV最大1gffTVVVfR()2fgVV最 大210ffTVpfVRn(1.88)中纬度大尺度系统地转风和梯度风相差不大,考虑地转近似即可.但热带气旋离心力太大地转关系不成立,用梯度风较好同乘除f都是近似,那一个更好用板书讲风场和气

21、压场的关系 第一章 大气科学学院 苗春生TRTR在反气旋中，在一定的纬度上，气压梯度和梯度风的大小受反气旋的曲率所限制。曲率愈大（愈小），则气压梯度愈小，梯度风风速也愈小。所以越接近反气旋中心（愈小），气压梯度和梯度风也越小。分析天气图时，低压中心附近的等压线应分析得密集些，而在高压中心附近，等压线应分析得比较稀疏。实际上大风分布也是如此。大风经常是在低压中心附近和高压的边缘区域。在高压中心附近，风速很小。在地面图上，如果冷高压中心位于高原地区，由于高度高，温度低，气压的订正结果常使这里的海平面气压比周围高得多，于是高压中心附近有很大的气压梯度，等压线密集，但实际上风很小。这种高压的中心强度是

22、虚假的，在分析和预报中应加以注意。分析原则地面天气图上是常见的错G，D压定在环流中心 归归 纳纳 梯度风考虑了曲率的影响,在某种程度上,要比地转风更接近实际风,但同样是一种近似.由于大气运动并不总是同心圆,故梯度风方程不能严格成立,在曲率大时,计算误差较大,反而不如地转近似好.由于大气运动并不是定常的,等压线不是轨迹,不得不用流线或等压线曲率半径来代替轨迹半径,这给梯度风带来误差.因此在中高纬度天气系统中,二者差异小(10-15%),(实测风的误差10%),所以地转风被广泛应用.但低纬度梯度风近似比地转近似好.空气所受的力：地转风和梯度风均未考虑摩擦力，近地面风场要考虑摩擦地转近似同学分析地转

23、风,梯度风定律地转风实际风空气所受的力：大尺度系统C小C按V的平方增加，高压中心风速受限理想情况梯度风 空气所受的力：地面实际有摩擦力V到不了平行等压线就四力平衡了,有了交角风场和气压场的关系流线和轨迹的定义流线和轨迹的定义：流线流线：是指某一固定时刻，处处与风向相切 并指向气流方向的一条空间曲线。轨迹轨迹：是指在某一段时间内空气质块运动的路径。大气科学学院 苗春生如图1.25，A点流线的曲率 ,(曲率半径 )轨迹的曲率 (曲率半径 )并不相等。梯度风情况下，等压线就是流线，但不是轨迹。sksRTkTR讨论梯度风公式时,其曲率项用的是轨迹,但实际天气分析是流线,有误差近似和误差风场随时间不变时

24、轨迹和流线重合结 论 在推导梯度风公式时曲率项用的是轨迹半径RT,但实际天气图上是瞬时流场既流线.可以证明当天气系统移动时,在梯度风公式中用流线的曲率半径Rs代替轨迹半径RT时会有较大的误差,直接计算轨迹半径RT需要事先知道系统移速,这很麻烦,不易计算,在实践中无论计算还是定性分析在实践中无论计算还是定性分析还是用地转风近似为好还是用地转风近似为好.风场和气压场的关系热成风定义热成风定义：A.A.上下两层地转风的矢量差，称为这上下两层地转风的矢量差，称为这 两层之间的热成风两层之间的热成风 B.B.地转风随高度的变化，称为热成风地转风随高度的变化，称为热成风热成风的数学表达式热成风的数学表达式

25、：22111()()111()()gpgpugzRTpfp yfyf pyvgzRTpfp xfxf px 第一章 大气科学学院 苗春生1gpVRkTpf p 分量形式向量形式lngpVRkTpf 实际风随高度变化,有重要意义，用地转风替代用地转风代替了实际风或X,Y方向P坐标板书讲解1、风场和气压场的关系 热成风的推导热成风的推导：第一章 大气科学学院 苗春生01ln()TppRTvfpx1010()Tgggvvvzzf x1110001zppzppRTdzdpdpgpg0101ln,pRzzTgp T10zz01pp为两层之间的平均温度，y方向的热成风-p设两层等压面a处平均T小于b处平均

26、T0101ln,pRzzTgp把代入上式地转风随高度增大是因两等压面间的温度分布不均造成的AB板书讲解风场和气压场的关系1010()TgggVVVkzzf 第一章 大气科学学院 苗春生01ln()TppRTufpy1010()Tggguuuzzfyx方向的热成风01lnTpRVkTfp 向量形式为由(1.96)可知,热成风与平均温度线（或厚度线）平行，背风而立，高温在右，低温在左。同样得到热成风表达式在不同两等压面间，平均温度梯度和纬度相同热成风也不相同，用厚度梯度表示简单的多(1.96)风场和气压场的关系 22111()()111()()gpgpugzRTpfp yfyf pyvgzRTpf

27、p xfxf px 第一章 大气科学学院 苗春生1gpVRkTpf p 分量形式向量形式lngpVRkTpf TgVkhf 10zzh1010()TgggVVVkzzf 热成风数学表达式设厚度和地转风形式一样，等高线换成等厚度线即可根据定义推出的热成风公式为了方便在等压面天气图上判别风场与气压场的关系风场与气压场的关系01TggVVV TV 第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生2、热成风和冷暖平流根据热成风定义当p1和p0两层等压面的地转风已知时，即可从地转风的向量差求出 。并可从 的方向确定此两层间冷暖区的分布，且从其大小确定温度梯度的强弱。地转风随高度逆转：冷平流地转风随高度顺

28、转：暖平流TV Why？两层等压面间的平均等温线10热成风与等温线平行，背风而立实际风随高度的变化P坐标中，热成风与等温线平行，与温度梯度成正比，背风而立高温在右，低温在左，地转风随高度的变化，上层地转风与下层地转风的矢量差风场与气压场的关系1gV 1gV 0gV 第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生0gV TV TV 如右图（a）所示，设地转风随高度逆转，且 与 的向量差 指向东。由此可推断等温线是东西走向，且北冷南暖。在p0与p1层间，地转风温度平流是冷平流。如右图（b）所示，设地转风随高度顺转，且 与 的向量差 也指向东。由此可推断等温线是东西走向，且北冷南暖。在p0与p1层

29、间，地转风温度平流是暖平流。进一步分析风向不同强对流天气的风随高度变化上冷下暖上暖下冷单站高空风图 辅助图表1.0KM 050071.5KM 020112.0KM 010142.5KM 340103.0KM 220103.5KM 230164.0KM 250204.5KM 26026实际应用1,冷暖平流分布2,锋区位置、强度、行质3,不稳定区风向是风吹来的方向1-3km冷3-4.5km暖2.5-3.0锋区风场与气压场的关系01lnTpRVkTfp 第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生3、中纬度系统的温压场结构用热成风原理讨论天气系统的温压场特点：（1.96）由上式可知：当温度梯度不

30、变时，p0和p1间的层次越大（越大），则热成风越大，由图1.29可看出，不管低层风速 的方向、大小如何，只要温度梯度指向北，热成风指向东，则越到高层 越向东偏，并逐渐与等温线平行。中纬度北冷南暖，热成风是偏西风，所以高层主要是西风气流。01lnpp0gV 1gV实际上：西风带，极锋锋区，西风急流存在热成风原理可解释，下面讨论地转风随高度变化越大风场与气压场的关系第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生当等温线平直时,低压和高压之间，地面吹北风，热成风为西风，因而高空为西北风；在地面低压前部，高压后部地面吹南风，热成风为西风，因而高空吹西南风；（后接下页）满足风压关系，等高线形状？在中高

31、纬地面闭合系统,到了高空变为槽脊,温度分布不对称?无平流无平流冷平流暖平流暖平流平流导致冷暖舌,进而地面高低压位置前移看下图1、北冷，南暖2、地面闭合3、可知热成风4、高空风=低层风+热成风5、下时刻平流温度场变，气压系统变ABC风场与气压场的关系第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生在地面低压南部，高压北部，地面吹西风，热成风也是西风，因而高空仍为西风，且风速加大；在地面低压北部，高压南部，地面吹东风，热成风是西风，因而随着高度的升高，东风减小，至某一高度，热成风和地面风相互抵消，高空风为零，在向上则高空风转为西风。这种温度场的分布下，地面闭合高低压至高空转变为波状槽，脊。在高低压

32、中心及其南北轴线上，等温线与等高线平行，地转风随高度除做180o转向外（高压南部和低压北部），整层风向不转变，因而无冷暖平流。在地面低压后高压前，地转风随高度逆转故有冷平流；而在低压前高压后，地转风随高度顺转，故有暖平流。因此，平直等温线不能维持。在高低压之间出现冷舌，在低压前高压后出现暖舌。看下张图风压关系，等高线近似流线满足风压关系，等高线即流线，波状风场与气压场的关系第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生在A、B两点，地面风与热成风合成后，高空风是西南风，而在C、D点，高空风为西北风。因而，高空槽线必在B,C之间，而脊线则在A点之前，D点之后。这个图形是在中纬度常见到的温压场结

33、构。点划线是高空等高线,段线是高空等温度线低层风+热成风=高层风B因为冷暖平流出现温度槽脊热成风变了注意高低空是槽脊，G、D连续相间出现槽线风场与气压场的关系第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生注意：在上面讨论中，突出讨论了在一定的温度场下，地转风场（及气压场）随高度的变化。而实际上地转风场（及气压场）和温度场是互相联系而制约的关系，并不是因果关系。反之,在一定的地转风随高度变化的形式下，讨论温度场也是可行的。根据热成风原理：下层风+热成风=上层风，可解释西风带（极锋锋区）随高度增加形成 高空急流高层风与低层风的矢量差就是热成风,根据Vf即可知道温度场日本热气球对流层温度随高度减小

34、，平流层温度随高度增加 热成风方向相反风场与气压场的关系p（）p=RT0hT第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生4、正压大气和斜压大气正压大气的定义：当大气中密度分布仅仅随气压而变时，即 ，这种状态的大气称正压大气。在正压大气中等压面也就是等密度面。对于一个理想大气（），当大气是正压时，等压面也就是等温面。于是在等压面上没有温度梯度，即 也就是在等压面上分析不出等温线。因而也就没有热成风，热成风公式变为：0gVp 这就是说，正压大气中，地转风不随高度变化,无风垂直切变。重要的基本概念,后面常用。例如正压模式和斜压模式，温带斜压系统发展理论风场与气压场的关系0hT0gVp 第一章 影

35、响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生斜压大气的定义：当大气中密度分布不仅随气压而变而且还随温度而变时，即 ，这种状态的大气称斜压大气。在斜压大气中等压面和等密度面（或等温面）是相交的。于是在等压面上具有温度梯度 ，也就是在等压面上可以分析出等温线。因而就有热成风，热成风公式变为：这就是说，斜压大气中，地转风才随高度而发生变化。(,)P T风场与气压场的关系第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生 一般来说，大气的状态都是斜压的，虽然局地或短时期可以出现正压状态，但在受扰动后，便不能维持其正压性。例如：开始时大气是正压的，但当大气垂直温度递减率不等于绝热递减率时，只要大气在垂直方向受到

36、扰动，使一块空气由一个等压面移到另一个等压面上，由于绝热变化，这块空气在新的等压面上就将与其周围空气不同，因而在等压面上就有了温度梯度，大气就变成斜压的了。如果有条件使大气的状态始终维持正压性，这种状态称为自动正压状态。例如当环境温度递减率=干绝热温度递减率大气的斜压性对于天气系统的发生发展意义重大压容力管湿绝热递减率0.65/100米干绝热递减率1.0/100米河西反气旋前850hPa实际风风向较乱不完全满足地转关系地转偏差风场与气压场的关系第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生五、地转偏差地转偏差的定义：实际风与地转风矢量差称为地转偏差，或偏差风。（如右图所示）地转偏差的数学表达

37、式：gDVV 地转风是实际风的零级近似,500hpa交角A ），在其合力作用下将获得加速度 ，同时由于气压梯度力大于地转偏向力，实际风偏向低气压一侧，出现地转偏差，并指 的左方，同理可以推论，当等高线辐散时地转偏差指向高压一侧，实际风穿越等压线吹向高压一侧。值得注意的是：只有当实际风小于地转风时，实际风才会吹向低压一侧，从而有 地转偏差偏向低压一侧并指向 加速度的左方。AB实际风是地转风的35-70%，出现不合理是地转近似的误差地转风反映的是气压梯度力和相应的科氏力平衡时的风，而由A-B气压梯度力加大，科氏小不适应，空气质点运动偏离理论风即地转风-实际风大小和科氏力有关，只有实际风小才吹向低压

38、高低超地转？继续讨论风场与气压场的关系0s第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生 地转偏差2中划分为横向和纵向两项结论：当等高线辐合时地转偏差指向低压一侧，实际风穿越等压线吹向低压一侧当等高线辐散时地转偏差指向高压一侧，实际风穿越等压线吹向高压一侧法向地转偏差分析加速度在流线方向，地转偏差垂直并指向加速度的左侧（低压）加速度在流线负方向，地转偏差垂直并指向加速度的左侧（高压）风场与气压场的关系0s第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生（4）切向地转偏差的分析 已知：（1.108）2201ssVDsfR 可看出，该项表示流线曲率不等于零情况下（曲线运动）由于气压梯度力和地转偏

39、向力不平衡时所产生的法向（向心）加速度所对应的切向（方向）地转偏差（又称为纵向地转偏差（加速度是纵向）。地转偏差2中划分为横向和纵向两项风场与气压场的关系0Vt0VtsrRR第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生0ps21,ffsVpf VRn 29.8,ffsVHf VRn 设 ，在 情况下流线就是轨迹，。另外，将等高线或等压线视为流线，即：。按照梯度风方程（1.88），可得出或是气压梯度力和地转偏向力和惯性离心力平衡时的空气运动。实际上就是梯度风讨论气压梯度力只有N方向P两力不平衡时产生的向心加速度，D就是地转风和梯度风的矢量差 风场与气压场的关系21ffgsVVVfR 221f

40、ssVDf R(0)sR fgVV 2sD0s(0)sR fgVV 2sD0s利用地转风公式代换气压梯度力项，可得出：在上述情况下，梯度风就是实际风，梯度风和地转风方向都与等压（高）线相切，因此，切向地转偏差就是梯度风和地转风之差。由上式可以看出，当等高线或等压线成气旋性弯曲 时，指向 方向；当等高（压）线是反气旋性弯曲时 ，指向 方向。119.8ghppVkpkkHfff 21,ffsVpf VRn讨论实际风小于地转风，地砖偏差是负地转风方向即负流线方向曲率运动梯度风近似实际风也可背向心加速度而立，垂直且指向其左方讨论梯度风时的结论风场与气压场的关系第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院

41、苗春生从上图可以看出，在槽前脊后有纵向地转偏差的辐散；在槽后脊前有纵向地转偏差的辐合。风场与气压场的关系2sD2nD第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生1D综上所述：在水平运动中，地转偏差分解为三项来进行判断。一项是变压风（），用三小时变压来判断；一项是横向地转偏差（），用等压（高）线的辐散辐合来判断；还有一项是纵向地转偏差（），用等压（高）线的曲率来判断。风场与气压场的关系第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生如图所示，在纬向气流中，有一有限宽的槽，自西向东移动，其槽前脊后必有负变压，导致变压风辐合，而槽后脊前，变压风辐散，但由于等高线的弯曲，槽前脊后有纵向辐散，槽后脊

42、前有纵向辐合。另外，在槽前脊后上部因等高线辐合必有指向低压的横向地转偏差；而下部为指向高压的横向地转偏差，因而槽前脊后横向辐散，反之槽后脊前横向辐合。总的结果要看具体情况而定。综合分析：纵向地转偏差指向向心加速度的左方，横向地转偏差气流辐合区指向低压，反之指向高压风场与气压场的关系第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生 一般情况下在中纬度对流层中，地转西风是随高度而增大的，但系统的移动速度，在高低层却相差不大。因为纵向和横向辐合（散）的数值与风速成正比，所以相对来说，在高层，以纵向和横向辐合（散）为主，在低层以变压风辐合（散）为主。因而在高层槽前脊后为辐散，槽后脊前为辐合；在低层，槽

43、前脊后为辐合，槽后脊前为辐散。就某一固定地点而言，由下层向上层，辐散（合）转为辐合（散），其间必有一层辐合辐散为零，称为无辐散层。因而在槽前，低层辐合，高层辐散，而有上升运动；在槽后，低层辐散，高层辐合，而有下沉运动。从而使上下层之间起到补偿的作用。达因补偿原理同样600百Pa风场与气压场的关系第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生归纳：自由大气中的地转偏差可用：1、变压场来判断，得到变压风（与等压线斜交），2、用等高线的疏散，汇合来判断得到横向地转偏差，3、用等高线的曲率来判断得到纵向地转偏差。负变压中心对应辐合，正变压中心对应辐散地转偏差指向向心加速度的左侧，槽区偏差指向-S方向

44、等高线汇合区，偏差指向低压区，等高线散开区偏差指向高压区风场与气压场的关系3VDkfp3gVDkfp 32pRDTf p第一章 影响大气运动的作用力大气科学学院 苗春生3。由对流加速度表示的地转偏差3D3DpTpTpT(0)(0)在某些天气系统中垂直运动较强，风速垂直切变较大时，还必须考虑对流加速度项所对应的地转偏差，即：准地转近似（1.97）代入这一关系式可以看出，的方向取决于 和 ，当有上升运动时 ，指向温度梯度 的方向，当有下沉运动时 ，指向温度升度 的方向。这项地转偏差主要决定于垂直运动和温度场的配置。板书热成风表达式本章小结：本章小结：气压场的概念及其表示方法气压场的概念及其表示方法-分析空气之点分析空气之点的受力情况的受力情况-控制大气运动方程组控制大气运动方程组-应用尺应用尺度分析简化度分析简化-”P”坐标（等压面）坐标（等压面）-大尺度大尺度大气运动规律（地转风，梯度风，热成风大气运动规律（地转风，梯度风，热成风)的的定义，表达式，性质和应用定义，表达式，性质和应用-地转偏差的定地转偏差的定义，判断分析和应用。义，判断分析和应用。大气科学学院 苗春生