大气的水平运动与垂直运动精选PPT.ppt

关于大气的水平运动与垂直运动第1页，讲稿共44张，创作于星期日第三节第三节 大气的水平运动大气的水平运动 和和 垂直运动垂直运动大气的水平运动通常称为风。大气的水平运动通常称为风。风对于大气中水分、热量的传输，对天气、气候风对于大气中水分、热量的传输，对天气、气候的形成、演变起着重要作用。的形成、演变起着重要作用。空气的水平运动是在力的作用下产生的。空气的水平运动是在力的作用下产生的。第2页，讲稿共44张，创作于星期日一、作用于空气的力一、作用于空气的力1.1.由于气压分布不均而产生的由于气压分布不均而产生的气压梯度力气压梯度力气压梯度力气压梯度力；2.2.由于地球自转而产生的地转偏向力；由于地球自转而产生的地转偏向力；3.3.由于空气层之间、空气与地面之间存在着相对运动而产生的由于空气层之间、空气与地面之间存在着相对运动而产生的摩擦摩擦摩擦摩擦力力力力；4.4.由于空气作曲线运动所产生的由于空气作曲线运动所产生的惯性离心力惯性离心力惯性离心力惯性离心力等。等。这些力之间的不同组合构成了不同形式的大气水平运动。第3页，讲稿共44张，创作于星期日(一一)气压梯度力气压梯度力气压梯度气压梯度是一个向量，它的方向是沿垂直于等压面的方向由高压指向低压，其大小为这个方向上单位距离内气压的改变量:-P/N N为两等压面间的垂直距离，P为相应的气压差，因为N是从高压指向低压，即沿N方向上气压值总是降低的，所以前加一负号.可以分解为水平气压梯度-和垂直气压梯度-两个分量。水平气压梯度水平气压梯度的单位通常用hpa赤道度表示(1赤道度是赤道上经度相差一度的纬圈长度，其值约为111公里)。第4页，讲稿共44张，创作于星期日水平气压梯度值一般为水平气压梯度值一般为13 hpa 13 hpa 赤道度赤道度垂直气压梯度在大气低层可达垂直气压梯度在大气低层可达1 hpa 1 hpa 1010米左右，即相当于水平气压米左右，即相当于水平气压梯度的一百万倍。（等压面近似水平）梯度的一百万倍。（等压面近似水平）因而气压梯度的方向几乎与垂直气压梯度方向一致，因而气压梯度的方向几乎与垂直气压梯度方向一致，垂直垂直气压梯度力分量大得多，但是却与重力Gz 始终处于平衡状态。水平水平气压梯度力虽小，在一定条件下能造成较大的空气水平运动第5页，讲稿共44张，创作于星期日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：=1.310-3 g/cm3；P/n=1h Pa/赤道度，则Gn=10-4N/kg，持续三个小时，可使风速由零增大到7.6m/s-4-5级风。气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力。第6页，讲稿共44张，创作于星期日(二二)地转偏向力地转偏向力 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顺着水平气压梯度力的方向运动时，对于站在地球表面的观察者看来，空气质点好像好像还受到由于地球转动而产生的，由于地球转动而产生的，使空气偏离气压梯度力方向的力的作用使空气偏离气压梯度力方向的力的作用，这种力称为水平地转偏向水平地转偏向水平地转偏向水平地转偏向力力力力(或科里奥利力或科里奥利力或科里奥利力或科里奥利力)。在大尺度的空气运动中，地转偏向力是一个非常重要的力。第7页，讲稿共44张，创作于星期日假设一小球向外运动，圆盘逆时针运动：假设一小球向外运动，圆盘逆时针运动：弧的长度弧的长度S=AA1=OA S=AA1=OA （AOAAOA1 1）；）；OA=V OA=V t t，AOA=AOA=t t代入代入 则则 S=V tS=V t2 2根据加速度公式根据加速度公式 S=S=a a t t2 2 因而因而atat2 2=V t=V t2 2 小球获得的加速度：小球获得的加速度：a=2V a=2V 对单位质量来说，偏向力对单位质量来说，偏向力:A=2V A=2V A A A A的大小的大小的大小的大小角速度角速度 、小球运动速度V。A A A A的方向的方向的方向的方向垂直于转动轴，也垂直于相对速度，指向V的右侧（圆盘逆时针转）。第8页，讲稿共44张，创作于星期日 A=2V A=2V 在地球上，在地球上，假设为观察点的赤纬角，则有：为观察点的赤纬角，则有：A=2VsinA=2Vsin 地球上在南半球南半球，由于地平面绕垂直轴按顺时针方向转动，因此，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。第9页，讲稿共44张，创作于星期日 地球偏向力规律地球偏向力规律 1 1、地转偏向力只是在物体相对于地面有运动时才产生，地转偏向力只是在物体相对于地面有运动时才产生，物体处物体处于静止状态时，不受地转偏向力的作用于静止状态时，不受地转偏向力的作用。2 2、在、在北半球北半球地转偏向力垂直指向物体运动方向的地转偏向力垂直指向物体运动方向的右方右方，使物体向，使物体向原来运动方向的右方偏转，在南半球，则相反。原来运动方向的右方偏转，在南半球，则相反。3 3、地转偏向力是一个视力和假想力，它垂直于空气运动方向，、地转偏向力是一个视力和假想力，它垂直于空气运动方向，只改变只改变运动方向运动方向，不改变空气相对于地球的运动速度。，不改变空气相对于地球的运动速度。4 4、水平地转偏向力的大小同风速和所在、水平地转偏向力的大小同风速和所在纬度的正弦成正比纬度的正弦成正比。在。在风速相同的情况下，它风速相同的情况下，它随纬度的减小而减小，到赤道上减为零；随纬度的减小而减小，到赤道上减为零；在两极最大，等于在两极最大，等于2V2V 第10页，讲稿共44张，创作于星期日（三）惯性离心力（三）惯性离心力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。惯性离心力方向同运动方向相垂直，自曲率中心指向外缘。惯性离心力的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。对单位质量物体，有公式：第11页，讲稿共44张，创作于星期日实际上，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。但在低纬度地区在低纬度地区在低纬度地区在低纬度地区,or,or,or,or 空气运动速度很大、曲率半径很小时，空气运动速度很大、曲率半径很小时，空气运动速度很大、曲率半径很小时，空气运动速度很大、曲率半径很小时，离心力可以达到较大的数值并能超过地转偏向力离心力可以达到较大的数值并能超过地转偏向力离心力可以达到较大的数值并能超过地转偏向力离心力可以达到较大的数值并能超过地转偏向力。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。第12页，讲稿共44张，创作于星期日(四四)摩擦力摩擦力 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，称为摩擦力。大气运动中所受到的摩擦力，一般分为内摩擦力内摩擦力内摩擦力内摩擦力和外摩擦力外摩擦力外摩擦力外摩擦力两种。外摩擦力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.方向与空气运动的方向相反，大小与空气运动的速度和摩擦系数(与下垫面的粗糙程度有关)成正比，其公式为：R=-kVR=-kV 式中R为摩擦力，k为摩擦系数，V为风速。内摩擦力与外摩擦力的向量和称为总摩擦力总摩擦力。第13页，讲稿共44张，创作于星期日内摩擦力内摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接触的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两个空气层之间产生的一种相互牵制的力制的力，它主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变，也称，它主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变，也称湍流摩擦力湍流摩擦力。其数值其数值很小，往往不予考虑很小，往往不予考虑。摩擦力的大小不同高度是不同的摩擦力的大小不同高度是不同的以近地面层（地面至以近地面层（地面至303050m50m）最为显著，）最为显著，高度愈高，作用愈弱，高度愈高，作用愈弱，到到112km2km以上，摩擦力的影响可以忽略不计。以上，摩擦力的影响可以忽略不计。把此高度以下的气层称为把此高度以下的气层称为摩擦层（或行星边界层），摩擦层（或行星边界层），摩擦层（或行星边界层），摩擦层（或行星边界层），此层以上称为此层以上称为自由大气层自由大气层。第14页，讲稿共44张，创作于星期日(五五)大气运动方程大气运动方程 大气运动方程是表示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为所受的力，是各个作用力的总和。单位质量空气运动方程的一般形式为：式中G为气压梯度力，为A地转偏向力，为R摩擦力，g为重力。第15页，讲稿共44张，创作于星期日将将G G、A A、R R、g g值代入上式，则简化后的运动方程为：值代入上式，则简化后的运动方程为：研究自由大气运动时被广泛应用的-大气运动方程式大气运动方程式。第三式是静力平衡方程（若加速度静力平衡方程（若加速度=0）。第16页，讲稿共44张，创作于星期日二、二、自由大气自由大气自由大气自由大气中的空气水平运动中的空气水平运动 在在自由大气自由大气中除赤道附近地区外，大尺度运动系统里的风，中除赤道附近地区外，大尺度运动系统里的风，大体风向都是沿着等位势高线大体风向都是沿着等位势高线(简称等高线简称等高线)，不论等高线是直线，不论等高线是直线还是曲线。还是曲线。在北半球，观测者背风而立时，高压区总位于其右方，低压区在北半球，观测者背风而立时，高压区总位于其右方，低压区总位于其左方（风压定律总位于其左方（风压定律），这些现象表现出自由大气运动的），这些现象表现出自由大气运动的共同特征。共同特征。观测表明，自由大气中大尺度空气水平运动近似于观测表明，自由大气中大尺度空气水平运动近似于稳定、水平运动稳定、水平运动。表明空气运动是在气。表明空气运动是在气压梯度力和地转偏向力（曲线运动时，还有惯性离心力）作用下运动着的。压梯度力和地转偏向力（曲线运动时，还有惯性离心力）作用下运动着的。第17页，讲稿共44张，创作于星期日(一一)地转风地转风 地转风地转风-自由大气中空气作等速、直线的水平运自由大气中空气作等速、直线的水平运动（受力动（受力=0=0）。）。空气开始运动后，地转偏向力立即产生，并迫使运动的气流向右偏离(北半球)，南反之。所以，地转风的方向平行于等压线，高压在其右侧(北半球)。根据运动方程可推出，地转风的运动方程式为：第18页，讲稿共44张，创作于星期日第19页，讲稿共44张，创作于星期日 各方向地转风风速分量：地转风风速分量：地转风公式地转风公式-它指出：1.在纬度一定时，地转风风速(Vg)与气压梯度力压梯度力压梯度力压梯度力大小成正比。等压线疏-密程度。2.当气压梯度、纬度相同时，地转风速与空气密度空气密度空气密度空气密度成反比(空气密度大的区域风速小；在空气密度小的区域风速大)3.在气压梯度、密度相同时，地转风速与纬度的正弦纬度的正弦纬度的正弦纬度的正弦成反比。低纬度地转风速度大于高纬度。低纬度的气压梯度通常很小，地转风速实际上也很小。在赤道附近，由于地转在赤道附近，由于地转偏向力过小，无法与气压梯度力相平衡，地转风也就不存在了偏向力过小，无法与气压梯度力相平衡，地转风也就不存在了。地球上不同纬度的地转风速不一样第20页，讲稿共44张，创作于星期日 利用静力学方程(dP=-gdZ)，将水平气压梯度力用高度梯度表示-消除了的影响即：Gn=Vg=地转风与位势梯度位势梯度成正比，与纬度正弦成反比。-气压梯度第21页，讲稿共44张，创作于星期日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，称风压律称风压律。表44 说明，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。第22页，讲稿共44张，创作于星期日(二二)梯度风梯度风 当空气质点作曲线运动时，除了受气压梯度力和地转偏向力的作用外，还受惯性离心力惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，就称为梯度风梯度风梯度风梯度风。（1）低压时：气压梯度指向内，惯性离心力和地转偏向力之向外，有：（2）高压时：气压梯度和惯性离心力指向外，地转偏向力之向内，有：第23页，讲稿共44张，创作于星期日（1）低压时（2）高压时取合理符号后取合理符号后:第24页，讲稿共44张，创作于星期日在一定纬度带，当气压梯度力相等时，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。-高纬度在北半球：在北半球：低压中低压中低压中低压中的梯度风必然平行于等压线，绕低压中心作的梯度风必然平行于等压线，绕低压中心作的梯度风必然平行于等压线，绕低压中心作的梯度风必然平行于等压线，绕低压中心作逆时针逆时针逆时针逆时针旋转。旋转。旋转。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。高压中梯度风平行于等压线绕高压中心作顺时针旋转。高压中梯度风平行于等压线绕高压中心作顺时针旋转。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。南半球则相反。第25页，讲稿共44张，创作于星期日 在低纬度地区或小尺度低压中，如果气压梯度力及惯性离心力都很大，(地转偏向力小到可以忽略)，出现旋衡风旋衡风旋衡风旋衡风:水平气压梯度力与惯性离心力相平衡时的运动：由于这种风已不再考虑地转偏向力 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。梯度风与地转风,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。第26页，讲稿共44张，创作于星期日自由大气中大尺度空气运动中，地转风或梯度风这两种平衡关系是基本上适应的，尤其在中高纬度中高纬度中高纬度中高纬度，概括了自由大气中风场和气压场的基本关系。实际自由大气自由大气中，各个作用力的平衡关系也只是相对的、暂时力的平衡关系也只是相对的、暂时力的平衡关系也只是相对的、暂时力的平衡关系也只是相对的、暂时的的的的，平衡关系经常会遭到破坏。这是因为空气运动的路径不会是直线的，也不会是圆形或曲线，气压梯度力会发生变化。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。-力不平衡时？第27页，讲稿共44张，创作于星期日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非平衡下的实际风非平衡下的实际风非平衡下的实际风。实际风与地转风、梯度风之间便出现偏差，形成所谓偏差风偏差风偏差风偏差风。偏差风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平衡状态的表达。第28页，讲稿共44张，创作于星期日 (三三)自由大气中风随高度的变化自由大气中风随高度的变化 高空探测资料表明，风向、风速随高度有明显变化 自由大气中风随高度的变化同气温的水平分布密切相关。气温水平梯度气温水平梯度的存在，引起了气压梯度力随高度的变化，进而影响风随高度发生相应的变化。由于水平温度分布不均，所形成的风随高度的改变量，由于水平温度分布不均，所形成的风随高度的改变量，称热成风称热成风称热成风称热成风。第29页，讲稿共44张，创作于星期日气压随高度递降的快慢与大气柱中的温度有关。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。第30页，讲稿共44张，创作于星期日假设等压面在低层是水平的（气压梯度为零），因温度差别，到高层以后，等压面就会出现倾斜。暖区一侧等压面抬起，冷区一侧等压面降低，结果使高层水平面暖区一侧等压面抬起，冷区一侧等压面降低，结果使高层水平面暖区一侧等压面抬起，冷区一侧等压面降低，结果使高层水平面暖区一侧等压面抬起，冷区一侧等压面降低，结果使高层水平面上的气压值不相等，出现了由上的气压值不相等，出现了由上的气压值不相等，出现了由上的气压值不相等，出现了由暖暖暖暖区指向区指向区指向区指向冷冷冷冷区的气压梯度力，从而区的气压梯度力，从而区的气压梯度力，从而区的气压梯度力，从而产生了产生了产生了产生了平行于等温线的风。平行于等温线的风。平行于等温线的风。平行于等温线的风。气层中平均温度梯度愈大，高层出现的风也愈大由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在铅直方由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在铅直方向上的速度矢量差向上的速度矢量差，即热成风热成风第31页，讲稿共44张，创作于星期日热成风的热成风的热成风的热成风的方向方向与等温线的方向平行，在北半球，与等温线的方向平行，在北半球，背风而立，高温在右，低温在左。南半球相反。背风而立，高温在右，低温在左。南半球相反。第32页，讲稿共44张，创作于星期日等温线与等高线不同配置情况（P101）热成风与原风速方向相同热成风与原风速方向相同 热成风与原风速方向相反热成风与原风速方向相反第33页，讲稿共44张，创作于星期日第34页，讲稿共44张，创作于星期日在自由大气中，随着高度的增高，不论风向如何变化，高层风总是高层风总是高层风总是高层风总是愈来愈趋向于热成风愈来愈趋向于热成风愈来愈趋向于热成风愈来愈趋向于热成风，实际情况也是如此。比如北半球的对流层中，温度分布大致是南暖北冷，并且在纬度30附近温度梯度最大，因而在对流层上层总是以西风为主（热成风是西风西风为主（热成风是西风），并在纬度30附近上空出现最大的西风风速区，称为西风急流西风急流西风急流西风急流。地转风是作用力平衡情况下的风，所以热成风也是平衡状态下的风差。第35页，讲稿共44张，创作于星期日三、摩擦层中空气的运动三、摩擦层中空气的运动 在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力作用，不仅风速减弱，风向受到干扰，而且破坏了气压梯度力与地转偏向力的平衡关系，表现出气流斜穿等压线，从高压吹向低压的特征。如果地面层等压线为平行直线时，空气质点受到气压梯度力（G）、地转偏向力（A）和地面摩擦力（R）的共同作用。当三个力达到平衡时，便出现了稳定的地面平衡风地面平衡风第36页，讲稿共44张，创作于星期日在等压线弯曲的气压场中，例如闭合的高压和低压中，由于地面摩擦力的作用，风速比气压场中所应有的梯度风风速要小，风斜穿等压线吹向低压区。所以，低压中的空气低压中的空气低压中的空气低压中的空气是一面旋转、一面向低压中心辐合。高压中空气则是一面旋转、一面从高压中心向是一面旋转、一面向低压中心辐合。高压中空气则是一面旋转、一面从高压中心向是一面旋转、一面向低压中心辐合。高压中空气则是一面旋转、一面从高压中心向是一面旋转、一面向低压中心辐合。高压中空气则是一面旋转、一面从高压中心向外辐散外辐散外辐散外辐散第37页，讲稿共44张，创作于星期日摩擦层中风场与气压场的关系为：在北半球背风而立，高压在右后方，低压在左前方，此即白贝罗风压定律。风向偏离等压线的角度（）及风速减小的程度，取决于摩擦力的大小。摩擦力愈大，交角愈大，风速减小得愈多。第38页，讲稿共44张，创作于星期日摩擦层中风随高度的变化摩擦层中风随高度的变化受摩擦力、气压梯度力随高度变化的影响。假若各高度上的气压梯度力都相同，假若各高度上的气压梯度力都相同，由于摩擦力随高度减小，风速要随高度增高逐渐增大，由于摩擦力随高度减小，风速要随高度增高逐渐增大，风向随高度不断向右偏转风向随高度不断向右偏转(北半球北半球)；到摩擦层顶部，风速接近于地转风，到摩擦层顶部，风速接近于地转风，风向与等压线平行。风向与等压线平行。-埃克曼螺线埃克曼螺线第39页，讲稿共44张，创作于星期日实际上，气压梯度力随高度也在改变，因而摩擦层中风的变化并不完全符合上述规律，需要根据热成风原理，用矢量合成方法进行修正。V1、V2、V3代表自地面起各高度的风向、风速矢量，接连各风矢量终点的平滑曲线，称为埃克曼螺线，是风速矢端迹图。第40页，讲稿共44张，创作于星期日（三）风的日变化和风的阵性（三）风的日变化和风的阵性 1 1风的日变化风的日变化:近地面层中，风存在着有规律的日变化。近地面白天风速增大，午后增至最大近地面白天风速增大，午后增至最大，夜间风速减小，清晨减至最小。而摩擦层上层则相反。摩擦层中，通常是上层风速大于下层摩擦层中，通常是上层风速大于下层。白天地面受热，空气不稳定，湍流发展，上下空气动量交换增强，使上层风速大的空气进入下层，致下层风速增大，风向向右偏转。同理，下层风速小的空气进入上层，造成上层风速减小，风向向左偏转。午后湍流发展旺盛，下层风速增至最大值下层风速增至最大值，风向右偏最多，上层风速减到最小值上层风速减到最小值，风向左偏最多，这时上下层风的差异最小。夜间湍流减弱，下层风速变小、风向左偏，上层风速增大、风向右偏。上层与下层的分界线随季节而有变化，夏季湍流最强，可达300m，冬季湍流最弱，低至20m，平均约50100m。风的日变化：晴天阴天，夏季冬季，陆地海洋。当有强烈天气系统过境时，日变化规律可能被扰乱或被掩盖。第41页，讲稿共44张，创作于星期日2 2风的阵性风的阵性指风向变动不定、风速忽大忽小的现象。它是因大气中湍流运动引起的。风的阵性在摩擦层中经常出现，特别是山区山区更甚，以夏季和午后夏季和午后最为明显。随着高度的增高，风的阵性在逐渐减弱。随着涡旋的过往，该地的风速就会忽大忽小，风向有忽左忽右的变化第42页，讲稿共44张，创作于星期日四、空气的垂直运动四、空气的垂直运动空气的垂直运动速度很小。（一）对流运动（一）对流运动 对流运动是由于某团空气温度与周围空气温度不等而引起的。大气中这种热力对流的水平尺度多在0.150km，是温暖的低、中纬度地区和温暖季节经常发生的空气运动现象。它的规模较小、维持时间短暂，但对大气中热量、水分、固体杂质的垂直输送和云雨形成、天气发展演变具有重要作用。第43页，讲稿共44张，创作于星期日感感谢谢大大家家观观看看第44页，讲稿共44张，创作于星期日