空气的水平运动风PPT幻灯片课件.ppt

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1、1 1 大气运动在地球环境的形成中有重要的作用。大尺度的空气环流将热量从能量盈余的低纬地区输向能量亏损的高纬地区。气流的运动还将水分充足地区，如海面和热带潮湿地区输送到其他地区。盛行气流是形成天气和气候的重要因素。大气运动决定了生态环境的水热条件，从而影响自然景观、动植物群落乃至人类生活。2 2 大气运动对海水运动有极大的影响。风能可以转变为波浪和洋流能，从而形成第二个全球性环流系统。海水运动不只影响了海洋和海岸地貌，而且也将热量从低纬地区输送到高纬地区。非常强烈的大气运动，如台风和龙卷风，会给地球环境带来严重的破坏。3 3 To think deeply 1.自然界的大气为什么会运动？自然界

2、的大气为什么会运动？2.大气运动主要有几种方式？大气运动主要有几种方式？3.大气首先以哪种方式做运动？大气首先以哪种方式做运动？4 4 一、气压和风 大气运动包括垂直运动垂直运动与水平运动水平运动。以垂直运动为主的空气运动，称为上曳气流或下曳气流。空气在水平方向的流动称为风。气压的水平分布不均匀是风的起因。5 5 （一）气压 大气是有重量的，它施加于地面的压力称为气压。气压的单位以毫米水银柱高（mm）或毫巴（mb）表示。单位面积上承受大气柱的重量是产生气压的原因。随着海拔高度的上升，大气柱的重量减少，所以气压随高度升高而降低，气压随高度变化的实际情况与气温和气压条件有关。6 6 （1 1）在气

3、压相同的条件下，气柱温度愈高，单位）在气压相同的条件下，气柱温度愈高，单位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈小。因此，气压高度差愈大，气压垂直梯度愈小。因此，当空气受热状况有差异时，暖区的气压垂直梯当空气受热状况有差异时，暖区的气压垂直梯度比冷区小。度比冷区小。（2 2）在相同气温下，气压愈高，单位气压高度差）在相同气温下，气压愈高，单位气压高度差愈小，气压垂直梯度愈大。因此，在地面的高愈小，气压垂直梯度愈大。因此，在地面的高气压区，气压随海拔高度上升很快降低，上空气压区，气压随海拔高度上升很快降低，上空往往出现高空低压。基于这两点，在地面受热往往出现高空低压。基于这两点，在地面受热较强的暖区，地

4、面气压常比周围低，而高空气较强的暖区，地面气压常比周围低，而高空气压往往比同一海拔高度的邻区高；在地面热量压往往比同一海拔高度的邻区高；在地面热量损失较多的冷区，地面气压常比周围高，而高损失较多的冷区，地面气压常比周围高，而高空气压往往比周围低。由于热力和动力的原因，空气压往往比周围低。由于热力和动力的原因，在同一水平面上气压的分布是不均匀的。在同一水平面上气压的分布是不均匀的。7 7 高气压高气压低气压低气压地面地面热热地面冷热不均形成的空气环流地面冷热不均形成的空气环流叫热力环流叫热力环流热力环流热力环流是大气运动的最基本形式是大气运动的最基本形式低气压低气压低气压低气压高气压高气压高气压

5、高气压冷冷冷冷8 8 （二）二）空气的水平运动空气的水平运动 风风 气压的水平分布不均匀产生气压梯度力，从而引起空气运动。空气一旦开始运动就立即会受到地转偏向力、惯性离心力和摩擦力的影响。9 9 1.水平气压梯度力 风的产生首先是由于存在着水平气压梯度力。由于气压在空间分布不均，便产生一个从高压指向低压的力，这就是气压梯度力。水平气压梯度力虽然很小，但没有受到任何力的抵消，在长时间里会使空气运动产生加速度。这种加速度可以用全球水平气压的平均梯度（G1mb/100km）求出。1010 （百帕）（百帕）100010051010水平面上存在着气压梯度，就产水平面上存在着气压梯度，就产生了促使大气由高

6、压区流向低压生了促使大气由高压区流向低压区的力，叫水平气压梯度力。区的力，叫水平气压梯度力。1.水平气压水平气压梯度力梯度力a.垂直于垂直于等压线等压线b.b.由高压由高压指向低压指向低压1111 2.地转偏向力 地球自转的角速度分为垂直和水平两个方向的分量，水平方向分量对地球上任何作水平运动的物体产生一个与其运动方向相垂直的作用力。这就是地转偏向力F，它的大小为F2mvwsinj式中，m 为运动物体质量；v 为物体水平运动速度；w 为地球自转角速度，为0.000073 弧度/秒；j为地理纬度。1212 （百帕）（百帕）100010051010水平气压水平气压梯度力梯度力地转偏向力地转偏向力（

7、北半球）（北半球）a.a.北半球向右偏，北半球向右偏，南半球向左偏；南半球向左偏；b.b.垂直于空气的运动垂直于空气的运动 方向方向(即风向即风向)；c.c.由低纬向由低纬向 高纬增大；高纬增大；1313 当空气在气压梯度力作用下运动时，地转偏向力使气流产生偏向。在北半球，气流偏向运动方向的右方；在南半球，气流偏向左方。作用于相同质量和速度但在不同地点运动的物体的地转偏向力的大小是不同的，在赤道为零，随纬度的增高偏向力加大，在两极达最大值。1414 1515在气压梯度力和地转偏向力共同作用下的风在气压梯度力和地转偏向力共同作用下的风（北半球高空）（北半球高空）（百帕）（百帕）100010051

8、01010151020气气压压梯梯度度力力地转偏向力地转偏向力风向风向气压梯度力气压梯度力地转偏向力地转偏向力风向风向 （3）摩擦力 水平气压梯度力使空气运动产生加速度，但风速加大总是有限度的。因为处于运动状态不同的气层之间，空气和地面之间都会相互发生作用，对气流运动产生阻力。气层之间产生的阻力，称为内摩擦力；地面对气流运动产生的阻力，叫外摩擦力。摩擦力总是和运动的方向相反。摩擦力的存在限制了风速的加大。1616 地转偏向力地转偏向力（百帕）（百帕）100010051010（北半球）（北半球）风向风向地面摩擦力地面摩擦力与空气运动方向相反。与空气运动方向相反。请依据图中风向，画出空气运动时的受

9、力情况请依据图中风向，画出空气运动时的受力情况水平气压水平气压梯度力梯度力1717 水平气压梯度力水平气压梯度力地转偏向力地转偏向力(使风向垂直于等压线使风向垂直于等压线)(使北半球风向右偏使北半球风向右偏,南半球风向左偏南半球风向左偏)地面摩擦力地面摩擦力大大大大气气气气作作作作水水水水平平平平运运运运动动动动所所所所受受受受作作作作用用用用力力力力二力平二力平衡衡,风向风向平行于平行于等压线等压线三种力三种力共同作共同作用下用下,风风向斜穿向斜穿等压线等压线（与空气的运动方向相反）（与空气的运动方向相反）空气产生水平空气产生水平运动的原动力运动的原动力1818 总结：1.以上三种力对气流运

10、动的意义并不是等同的，在一定条件下，可以忽略某些力的作用。例如，在高空自由大气中，摩擦力可以忽略不计，起作例如，在高空自由大气中，摩擦力可以忽略不计，起作用的主要是气压梯度力和地转偏向力，当这两种力平衡用的主要是气压梯度力和地转偏向力，当这两种力平衡时，就形成地转风。时，就形成地转风。高空风近似于地转风，它的方向与高空风近似于地转风，它的方向与等压线平行，背风而立，在北半球是高压在右，低压在等压线平行，背风而立，在北半球是高压在右，低压在左；在南半球是高压在左，低压在右，即风压定律左；在南半球是高压在左，低压在右，即风压定律。在。在近地面气层中，必须考虑摩擦力对空气运动的作用。摩近地面气层中，

11、必须考虑摩擦力对空气运动的作用。摩擦力降低了风速，削弱了地转偏向力的作用，使风向与擦力降低了风速，削弱了地转偏向力的作用，使风向与等压线出现一定交角。等压线出现一定交角。1919 2.以上三种力的作用使气流运动具有一定的方向和速度。风可以用风向和风速来描述。风向指气流的来向，它表明风的性质，对天气有直接影响。例如，在北半球，北风表示气流从北方来，会引起气温降例如，在北半球，北风表示气流从北方来，会引起气温降低；南风表示气流从南方来，会导致天气转暖。根据风速低；南风表示气流从南方来，会导致天气转暖。根据风速的大小，可将风力划分为的大小，可将风力划分为12 12 级（有些国家增为级（有些国家增为1

12、7 17 级）。级）。从风力征象，可估算出相应的风级。从天气预报中的风力从风力征象，可估算出相应的风级。从天气预报中的风力等级，也可以知道风力征象。等级，也可以知道风力征象。2020 二、大气环流（一）大气环流一）大气环流 是指大气圈内空气作不同规模运行的总称。是形成是指大气圈内空气作不同规模运行的总称。是形成各种天气和气候的主要因素。由于纬度高低、海各种天气和气候的主要因素。由于纬度高低、海陆分布及地表状态所受太阳热量不均和地球转动陆分布及地表状态所受太阳热量不均和地球转动的不同影响，形成各种类型的环流。大型的有行的不同影响，形成各种类型的环流。大型的有行星风系、季风等；小型的有海陆风、山谷

13、风等。星风系、季风等；小型的有海陆风、山谷风等。全球性气温和气压差异形成行星风系；巨大的海全球性气温和气压差异形成行星风系；巨大的海陆差异是季风环流的重要成因；局地的水陆、地陆差异是季风环流的重要成因；局地的水陆、地形等的差异则形成各种地方性风系。形等的差异则形成各种地方性风系。2121 假定地球表面结构均一，假定地球表面结构均一，且没有自转运动，赤道地带就且没有自转运动，赤道地带就会由于气温高，空气受热膨胀会由于气温高，空气受热膨胀上升，使气压的垂直梯度变小；上升，使气压的垂直梯度变小；两极地带则会由于气温低，使两极地带则会由于气温低，使气压垂直梯度变大。这样在赤气压垂直梯度变大。这样在赤道

14、上空的气压比同一水平面上道上空的气压比同一水平面上的极地为高，形成由赤道指向的极地为高，形成由赤道指向极地的气流。极地上空积聚的极地的气流。极地上空积聚的来自赤道的空气向下沉降，使来自赤道的空气向下沉降，使地面空气密度增大，气压升高；地面空气密度增大，气压升高；而赤道地面因空气上升密度减而赤道地面因空气上升密度减小，气压降低。结果，在地面小，气压降低。结果，在地面上就形成了由极地流向赤道的上就形成了由极地流向赤道的气流。赤道地区空气以上升运气流。赤道地区空气以上升运动为主，两极地区以下沉为主，动为主，两极地区以下沉为主，从而形成赤道和极地之间的闭从而形成赤道和极地之间的闭合环流。合环流。赤道2

15、222 但地球是在不停地自转运动着，空气一旦开始运动，地转偏向力便随之发生作用。图3-25 所示的闭合环流图式，实际上不可能存在。当空气由赤道上空流向极地时，开始受地转偏向力影响很小，基本上按气压梯度力方向沿经圈运动。往后，随纬度增高偏转力加大，气流逐渐具有西风的成分，至纬度2030，地转偏向力与气压梯度力大致平衡，气流运动方向大致与纬圈平行，不可能向极地运动。但是，上空不断有空气来补充，在此堆积的空气必然作下沉运动，以致近地面层空气密度增大，形成动力高压带，这就是副热带高压带。副热带高压带与极地高压区之间是一相对的低压带，称为副极地低压带。这样，全球近地面气层就形成了赤道低压带、副热带高压带

16、、副极地低压带、极地高压区。赤道低压带副热带高压带副极地低压带极地高压带2323 （二）季风环流的形成 1、季风的定义以一年为周期，大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象。风向不仅有季节改变，而且方向的变化至少在120以上。2、成因：(1)海陆热力差异的存在：冬季：陆地上高压盛行，海洋上低压强盛，G从陆地指向海洋，形成冬季风，寒冷、干燥。夏季：陆地上低压强盛，海洋上高压势力得到发展，G从海洋指上陆地，盛行夏季风，潮湿、暖热。地点：产生于海陆相接地带，如热带季风、副热带季风、温带季风。2424 （2 2）行星风带的季节移动：）行星风带的季节移动：对北半球而言：对北半球而言：冬季：盛行东北季风

17、；冬季：盛行东北季风；夏季：由于赤道低压夏季：由于赤道低压北移，北移，东南信风越过赤道，转向为西南季风；东南信风越过赤道，转向为西南季风；地点：产生于赤道和热带地区，也称赤道季风，地点：产生于赤道和热带地区，也称赤道季风，热带季风。热带季风。2525 随着赤道低压带（热赤道）位置的季节性移动，行星风随着赤道低压带（热赤道）位置的季节性移动，行星风带也相应移动。冬季，赤道低压带移到南半球，北半球带也相应移动。冬季，赤道低压带移到南半球，北半球低纬地区盛行东北信风。夏季，赤道低压带移到赤道与低纬地区盛行东北信风。夏季，赤道低压带移到赤道与1010S S 之间，南半球的东南信风越过赤道转为西南气流。

18、之间，南半球的东南信风越过赤道转为西南气流。在印度半岛、中南半岛以及我国云南等地区，每年在印度半岛、中南半岛以及我国云南等地区，每年4 410 10 月盛行西南气流，称为西南季风。这种季风是由行月盛行西南气流，称为西南季风。这种季风是由行星风系季节移动产生的。东亚季风与西南季风不仅成因星风系季节移动产生的。东亚季风与西南季风不仅成因不同，特点也有差别。西南季风比东亚季风稳定得多。不同，特点也有差别。西南季风比东亚季风稳定得多。其气候的主要特征是：其气候的主要特征是：(1)(1)一年分为明显的旱季和雨季，雨季降水量占全年降水总一年分为明显的旱季和雨季，雨季降水量占全年降水总量的量的8080以上；

19、以上；(2)(2)最高气温出现在雨季来临之前，即最高气温出现在雨季来临之前，即4 4 月中旬前后。月中旬前后。2626 （三）局地环流 1.定义：行星风系、季风风系都是在大范围气压场控制下的大气环流。由于局部环境影响，如地形起伏、地表受热不均等等引起的小范围气流，称局地环流。局地环流虽然不能改变大范围气流的总趋势，但对小范围的气候却有很大的影响。2727 2、主要类型（1）海陆风由于海陆热力差异而引起的以一日为周期变化的风。（2）山谷风由于山坡、山谷空气受热不均，产生了风向以一日为变化周期的风。（3）樊风沿着山坡向下吹的热而干的风。（4）龙卷空气中产生垂直轴，并伴有极大风速空气中产生垂直轴，并

20、伴有极大风速 的涡旋。的涡旋。2828 3、各种风的形成及特点：1.海陆风 ：海陆风也是由于海陆热力差异引起的，但影响海陆风也是由于海陆热力差异引起的，但影响范围局限于沿海，风向转换以一天为周期。白范围局限于沿海，风向转换以一天为周期。白天，陆地增温比海面快，陆面气温高于海面，天，陆地增温比海面快，陆面气温高于海面，因而形成热力环流。下层风由海面吹向陆地，因而形成热力环流。下层风由海面吹向陆地，叫海风，上层则有反向气流。夜间，陆地降温叫海风，上层则有反向气流。夜间，陆地降温快，地面冷却，而海面降温缓慢，海面气温高快，地面冷却，而海面降温缓慢，海面气温高于陆面，海岸和附近海面间形成与白天相反的于

21、陆面，海岸和附近海面间形成与白天相反的热力环流，气流由陆地吹向海面，为陆风。热力环流，气流由陆地吹向海面，为陆风。2929 海陆风的转换时间因地海陆风的转换时间因地区和天气条件而不同。区和天气条件而不同。一般说来，陆风在上午一般说来，陆风在上午转为海风，转为海风，131315 15 时海时海风最盛，日没以后，海风最盛，日没以后，海风逐渐减弱并转为陆风。风逐渐减弱并转为陆风。阴天，海风要推迟到中阴天，海风要推迟到中午前后才出现。午前后才出现。当大范围气压场气压当大范围气压场气压梯度较大时，相应于气梯度较大时，相应于气压压场的风可以掩盖海风。场的风可以掩盖海风。3030 2.山谷风：在山地区域，日

22、出以后山坡受热，其上空气增温很快，而山谷中同一高度上的空气，由于距地面较远，增温较慢，因而产生由山谷指向山坡的气压梯度力，风由山谷吹向山坡，这就是谷风（图3-30）。夜间，山坡辐射冷却，气温降低很快，而谷中同一高度的空气冷却较慢，因而形成与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷，这就是山风。3131 在山地区域，只要大范围气压场气压梯度比较小，就能出现山谷风现象。在平原与高原相接地区。由于高原边缘地面气温与平原上空同高度上的气温差异，也会出现类似山谷风现象。3232 3.焚风：气流受山地阻挡被迫抬升，空气冷却，水汽凝结；气流受山地阻挡被迫抬升，空气冷却，水汽凝结；气流越山之后顺坡下沉，此时空

23、气中水汽含量大气流越山之后顺坡下沉，此时空气中水汽含量大为减少，下沉气流按干绝热递减率增温（为减少，下沉气流按干绝热递减率增温（1/100 1/100 米），以致背风坡气温比迎风坡同一高度气温为米），以致背风坡气温比迎风坡同一高度气温为高，从而形成相对干而热的风，这就是焚风。焚高，从而形成相对干而热的风，这就是焚风。焚风效应对山地自然环境局部差异有重要的意义，风效应对山地自然环境局部差异有重要的意义，对植被类型形成与生态特征、土壤形成过程与土对植被类型形成与生态特征、土壤形成过程与土壤类型都有一定的影响。壤类型都有一定的影响。3333 焚风现象在我国西南峡谷区表现特别显著。例如，云南怒江谷地自

24、然环境具有热带和亚热带稀树草原特征，显然与焚风效应有关。3434 4.龙卷：空气中产生垂直轴，并伴有极大风速的涡旋，空气中产生垂直轴，并伴有极大风速的涡旋，称为龙卷。龙卷与强烈的雷暴活动有关，它是称为龙卷。龙卷与强烈的雷暴活动有关，它是从雷雨云中伸向地面呈倒漏斗状的激烈旋转的从雷雨云中伸向地面呈倒漏斗状的激烈旋转的空气涡旋。龙卷的水平面积很小，其直径在海空气涡旋。龙卷的水平面积很小，其直径在海上为上为2525100 100 米，在陆上为米，在陆上为1001001000 1000 米，有米，有时达到时达到2000 2000 米。龙卷接近地面时，能拔树掀屋，米。龙卷接近地面时，能拔树掀屋，破坏力极

25、大，对局部地区来说，也是一种灾害破坏力极大，对局部地区来说，也是一种灾害性天气。性天气。3535 三 气团与锋一、气团 1、定义：一定范围内，水平方向上气象要素或物理属性（温度、湿度和大气稳定度），相对比较均一的大块空气。一定范围（1）水平范围：几百公里-几千公里（2）垂直范围：几公里-几十公里（3）水平温度梯度小于1-2/100km3636 2 2、气团的形成与变性、气团的形成与变性（1 1）形成条件）形成条件A A）大范围性质比较均一的下垫面。如广阔的海）大范围性质比较均一的下垫面。如广阔的海洋、沙漠、冰雪覆盖的地区性质较均一，可以洋、沙漠、冰雪覆盖的地区性质较均一，可以使大气获得相同的水

26、汽和热量；使大气获得相同的水汽和热量；B B）有利于空气停滞和缓行的环流条件。如缓慢）有利于空气停滞和缓行的环流条件。如缓慢移动的高压，不仅能使空气有充足的时间同下移动的高压，不仅能使空气有充足的时间同下垫面相互作用，以获得下垫面的属性；而且高垫面相互作用，以获得下垫面的属性；而且高压风下沉气流在低空的辐散流场有利于空气湿压风下沉气流在低空的辐散流场有利于空气湿度、温度水平梯度减小，趋于均匀化度、温度水平梯度减小，趋于均匀化 3737 （2）气团的变性 A）定义：气团离开源地后，随着下垫面性质和空气运动气团离开源地后，随着下垫面性质和空气运动状况的不断变化，从而引起气团的物理属性和状况的不断变

27、化，从而引起气团的物理属性和天气特征发生相应的变化，这种改变过程称为天气特征发生相应的变化，这种改变过程称为气团的变性。气团的变性。B B）变性的方式：）变性的方式：通过辐射、湍流、蒸发、凝结过程来实现。通过辐射、湍流、蒸发、凝结过程来实现。3838 C C）变性的程度：）变性的程度：一般情况下一般情况下 冷气团移到暖的地区变暖快冷气团移到暖的地区变暖快 因为下暖上冷，层结不稳定，因为下暖上冷，层结不稳定，对流易产生，通过对流，能对流易产生，通过对流，能很快将下垫面热量和水汽输很快将下垫面热量和水汽输到上层。）到上层。）暖气团移到冷的地区变冷慢暖气团移到冷的地区变冷慢 因为下冷上暖，层结稳定。

28、因为下冷上暖，层结稳定。3939 3、锋及分类 （1）温度或密度很大的两个气团相遇形成的 狭窄过渡区域。锋面两侧气温水平梯度达510/100km.分类：A)冷锋(Cold front)B)暖锋(Warm Front)C)准静止锋(Stationary Front)D)锢囚锋(Occluded)4040 (2)锋面天气:冷锋天气-缓行冷锋（型冷锋）：锋后降水 暖锋天气-急行冷锋（型冷锋）：锋前降水卷云 卷层云 高层云 雨层云4141 4242 4343 （三（三)气旋和反气旋：气旋和反气旋：1、气旋：中心气压低于四周的水平空气旋涡；2、反气旋：中心气压高于四周的大型空气旋涡；反气旋方向在北半球为

29、顺时针，南 半球为反时针。4444 低低 高高近地面高、低压中心处大气近地面高、低压中心处大气 的运动是怎样一种情形呢？的运动是怎样一种情形呢？1010100099010101000990气压单位：气压单位：（百帕）（百帕）4545 气旋气旋 低低北半球低压中心北半球低压中心逆时针逆时针方向由方向由四周向中心流入四周向中心流入南半球低压中心南半球低压中心顺时针顺时针方向由方向由四周向中心流入四周向中心流入低低南南半半球球北北半半球球4646 反气旋反气旋 高高北半球高压中心北半球高压中心 顺时针方向顺时针方向由中心向四周流出由中心向四周流出南半球高压中心南半球高压中心 逆时针方向逆时针方向由中心向四周流出由中心向四周流出高高南南半半球球北北半半球球4747 气旋控制下的天气气旋控制下的天气北北半半球球气旋控制下的气旋控制下的天气特点如何？天气特点如何？地面地面低低雨雨4848 北北半半球球晴晴反气旋控制下的天气反气旋控制下的天气反气旋控制下反气旋控制下的天气特点？的天气特点？地面地面 高高4949 气 旋 与 反 气 旋5050 台 风台风是台风是台风眼台风眼台风眼台风眼台风眼台风眼热带气旋热带气旋强烈发展的强烈发展的一种一种特殊形式，特殊形式，台风登陆时，多伴有暴雨、狂风、雷电等。台风登陆时，多伴有暴雨、狂风、雷电等。5151 5252