大气基本动力过程ppt课件.ppt

1、2022-7-211第四章大气基本动力过程2022-7-2126节，8学时第一节第一节 地球大气运动的基本动力特征地球大气运动的基本动力特征第二节第二节 大气运动的空间和时间尺度大气运动的空间和时间尺度第三节第三节 大气中最基本的动力平衡关系大气中最基本的动力平衡关系第四节第四节 中纬度天气系统运动的动力方程组和中纬度天气系统运动的动力方程组和位涡度方程位涡度方程第五节第五节 大气运动的基本动力过程大气运动的基本动力过程第六节第六节 大气中的波动大气中的波动2022-7-213n地球大气可以看成是一种连续介质，因此，地球大气可以看成是一种连续介质，因此，在地球大气中所发生的运动是可以利用流在地

2、球大气中所发生的运动是可以利用流体动力学和热力学定律来研究的。体动力学和热力学定律来研究的。n本章将阐述大气中基本动力过程的特征、本章将阐述大气中基本动力过程的特征、大气所受的力、动力过程的分类、大气波大气所受的力、动力过程的分类、大气波动及其产生这些波动的动力机制。动及其产生这些波动的动力机制。2022-7-214第一节 地球大气运动的基本动力特征2022-7-215一、地球运动的动力特征n 地球大气作为一种连续介质，它遵从一般地球大气作为一种连续介质，它遵从一般流体动力学和热力学的定律。流体动力学和热力学的定律。n但是，它又不同于一般连续介质，它有如但是，它又不同于一般连续介质，它有如下独

3、特的特征：下独特的特征：2022-7-216(一)地球旋转对大气运动的重要性n地球自转会带来一种力，科学家称之为科里奥利力（简称科氏力，是地球自转会带来一种力，科学家称之为科里奥利力（简称科氏力，是一种非惯性参照系的惯性力）。一种非惯性参照系的惯性力）。n相对于推或者拉产生的力而言，科氏力并不是一个相对于推或者拉产生的力而言，科氏力并不是一个“真实的真实的”力，但是力，但是它的力量确实非常强大，强大到可以造就台风。它的力量确实非常强大，强大到可以造就台风。n科氏力是指物体在旋转系统中做直线运动时所受的力。科氏力是指物体在旋转系统中做直线运动时所受的力。n在旋转的的地球上，流体运动始终受到科氏力

4、的作用，气象学上又称在旋转的的地球上，流体运动始终受到科氏力的作用，气象学上又称之为地转偏向力。之为地转偏向力。n对于大尺度大气运动，科氏力具有十分重要的意义。对于大尺度大气运动，科氏力具有十分重要的意义。n由于地球自转的关系，空气块一开始运动即无法与地球自转系统同步，由于地球自转的关系，空气块一开始运动即无法与地球自转系统同步，因而产生偏转现象。因而产生偏转现象。n举例来说，如果有甲、乙二人站在转盘上，甲自转动中心平抛出一球，给位举例来说，如果有甲、乙二人站在转盘上，甲自转动中心平抛出一球，给位于转盘边缘上的乙。站在盘外的丙，所看到球的飞行方向是直线，然而就乙于转盘边缘上的乙。站在盘外的丙，

5、所看到球的飞行方向是直线，然而就乙和球的相对位置而言，乙所看到球的移动路径却是抛物线。和球的相对位置而言，乙所看到球的移动路径却是抛物线。n假设有一颗炮弹从北极点发射出去，如果地球不会自转，那么炮弹的飞行轨假设有一颗炮弹从北极点发射出去，如果地球不会自转，那么炮弹的飞行轨迹，从空中鸟瞰，应该是一直线。但是，事实上地球会自转，因此，随著地迹，从空中鸟瞰，应该是一直线。但是，事实上地球会自转，因此，随著地球的自转，炮弹在空中飞行的轨迹，如果站在北极点看过去，是不断偏右的。球的自转，炮弹在空中飞行的轨迹，如果站在北极点看过去，是不断偏右的。这就是科氏力的原理。这就是科氏力的原理。2022-7-217

6、科氏力n大小：大小：2V=2Vsin n是地球自转角速度是地球自转角速度n纬度n特性：特性：n科氏力只是在物体相对于地面有运动时才产生，物体科氏力只是在物体相对于地面有运动时才产生，物体静止时，不产生地转偏向力；静止时，不产生地转偏向力；n科氏力的大小同所在地的纬度的正弦成正比，随着纬科氏力的大小同所在地的纬度的正弦成正比，随着纬度的增大而增大，赤道为零；度的增大而增大，赤道为零；科氏力的方向同物体运动的方向垂直，在北半球沿着科氏力的方向同物体运动的方向垂直，在北半球沿着物体的运动方向向右偏转，在南半球他向左偏转。物体的运动方向向右偏转，在南半球他向左偏转。2022-7-218(二)密度层结对

7、大气运动的作用n 地球大气的密度随空间地点不同而不同，地球大气的密度随空间地点不同而不同，特别是随高度不同而不同，就是说，大气特别是随高度不同而不同，就是说，大气具有密度层结。具有密度层结。n层结一方面会产生浮力，从而对积云等对流活层结一方面会产生浮力，从而对积云等对流活动产生重要作用；动产生重要作用；n另一方面，密度层结对水平尺度为几千公里的另一方面，密度层结对水平尺度为几千公里的大气运动也会有影响。大气运动也会有影响。2022-7-219(三)不均匀加热是大气运动产生的根本原因n伴随着辐射和大气中水分的相伴随着辐射和大气中水分的相变，大气不断受到加热与冷却。变，大气不断受到加热与冷却。n热

8、空气上升、冷空气下沉，产生热空气上升、冷空气下沉，产生上升气流的地方心须有周围的空上升气流的地方心须有周围的空气来补充，而下沉气流的地方，气来补充，而下沉气流的地方，过剩的空气就会流向上升流的地过剩的空气就会流向上升流的地方，从而补偿所上升的空气，这方，从而补偿所上升的空气，这就会形成各种各样的环流。就会形成各种各样的环流。2022-7-2110二、大气运动所受的的基本力n空气为什么会流动，其最根本的原因就是空气质空气为什么会流动，其最根本的原因就是空气质元受到各种力的作用。元受到各种力的作用。n要了解大气运动，首先应知道作用于大气的力。要了解大气运动，首先应知道作用于大气的力。n根据流体动力

9、学，在惯性参考系中，即在空间固根据流体动力学，在惯性参考系中，即在空间固定的坐标系中来看地球大气，影响大气运动的基定的坐标系中来看地球大气，影响大气运动的基本作用力有本作用力有n重力重力n气压梯度力气压梯度力n科里奥利力科里奥利力n摩擦力摩擦力n还有惯性离心力：空气作曲线运动时才有还有惯性离心力：空气作曲线运动时才有2022-7-2111(一)重力n在地球表面，质量为在地球表面，质量为m的大气受到的重的大气受到的重力为力为mgn在高度为在高度为Z的单位质量的大气所受的重的单位质量的大气所受的重力为右式：力为右式：ng是重力加速度是重力加速度ng0是海平面上单位质元所受的重力，其是海平面上单位质

10、元所受的重力，其大小为大小为9.8m/s2。na是地球的半径，等于是地球的半径，等于6370km。n由于大气运动均发生在对流层（约由于大气运动均发生在对流层（约 10km以下）和平流层（约以下）和平流层（约 10到到 50km），这种高度范围与地球半径相），这种高度范围与地球半径相比是相当小的，因而，完全可以认为在比是相当小的，因而，完全可以认为在所有高度上单位质量的大气所受到的重所有高度上单位质量的大气所受到的重力都为力都为g。2022-7-2112(二)气压梯度力n在大气中，气压无论是在垂直方向在大气中，气压无论是在垂直方向上，还是在水平方向上都具有明显上，还是在水平方向上都具有明显的差异

11、。的差异。n根据流体动力学，作用于单位质量根据流体动力学，作用于单位质量大气上的气压梯度力可以写成大气上的气压梯度力可以写成n n n从上式可知，气压梯度力的方向是从上式可知，气压梯度力的方向是由气压高处指向气压低处的。由气压高处指向气压低处的。n气压梯度力在垂直方向向上，与重力相气压梯度力在垂直方向向上，与重力相互平衡。互平衡。n在水平方向上，因为地球表面状态的不在水平方向上，因为地球表面状态的不均性以及太阳辐射的南北差异等原因，均性以及太阳辐射的南北差异等原因，气压分布也是非常不均匀的，这就造成气压分布也是非常不均匀的，这就造成了水平方面的气压梯度力。了水平方面的气压梯度力。p1微分矢量算

12、子微分矢量算子2022-7-2113(三)摩擦力n两个相互接触的物体做相对运动时接触面之间所产生的一种阻碍物体运动的两个相互接触的物体做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。分为外摩擦力、内摩擦力。力称为摩擦力。分为外摩擦力、内摩擦力。n外摩擦力，即下垫面对空气运动的阻力。外摩擦力，即下垫面对空气运动的阻力。n这种力在摩擦层中起作用，而对自由大气中的空气运动，可以不考虑。这种力在摩擦层中起作用，而对自由大气中的空气运动，可以不考虑。n外摩擦力外摩擦力(R)的方向和运动方向相反，其大小和运动速度成正比：的方向和运动方向相反，其大小和运动速度成正比：R-KV n式中式中K是摩

13、擦系数，是摩擦系数，V为运动速度。为运动速度。n内摩擦力是指空气内部各层气流速度的大小或方向不同时，产生的一种相互内摩擦力是指空气内部各层气流速度的大小或方向不同时，产生的一种相互牵制的力。牵制的力。n它可分为分子摩擦力和乱流摩擦力两种。它可分为分子摩擦力和乱流摩擦力两种。n如在两层速度不同方向一致的气层间，或者通过分子无规则运动，靠分子间的碰如在两层速度不同方向一致的气层间，或者通过分子无规则运动，靠分子间的碰撞而交换动量；或者通过乱流运动、靠参与乱流的各空气微团的动量输送而交换撞而交换动量；或者通过乱流运动、靠参与乱流的各空气微团的动量输送而交换动量。两种方式都会使原来流速慢的气层因净得动

14、量而加速，原来流速快的气层动量。两种方式都会使原来流速慢的气层因净得动量而加速，原来流速快的气层因净失动量而减速。因净失动量而减速。n如果在气层运动方向不一致时，也同样可以通过动量交换使气层的速度趋于一致。如果在气层运动方向不一致时，也同样可以通过动量交换使气层的速度趋于一致。n因此，分子及乱流的动量交换使两气层的界面上产生阻碍它们维持相对运动的力，因此，分子及乱流的动量交换使两气层的界面上产生阻碍它们维持相对运动的力，此力即为内摩擦力。此力即为内摩擦力。n大气中除贴地极薄（几毫米）气层外，分子运动比乱流运动所交换的动量要小得大气中除贴地极薄（几毫米）气层外，分子运动比乱流运动所交换的动量要小

15、得多，因而内摩擦力通常主要指乱流摩擦力。多，因而内摩擦力通常主要指乱流摩擦力。2022-7-2114三、大气运动的基本方程组(一)牛顿力学的基本定律n 运动第一定律（又称惯性定律）运动第一定律（又称惯性定律）n当物体不受外力作用时，静止状态的物体仍处于静止。当物体不受外力作用时，静止状态的物体仍处于静止。n这个定律说明了物体在没有外力作用时，物体的动量，即质这个定律说明了物体在没有外力作用时，物体的动量，即质量与速度的乘积是守恒的。量与速度的乘积是守恒的。n运动第二定律运动第二定律n作用于物体的力等于物体的质量与运动加速度的积。作用于物体的力等于物体的质量与运动加速度的积。F=man说明物体运

16、动的加速度与作用于此物体的力成正比。说明物体运动的加速度与作用于此物体的力成正比。n运动第三定律（即作用力与反作用力定律）运动第三定律（即作用力与反作用力定律）n当物体当物体1向物体向物体2施加作用力时，物体施加作用力时，物体2对于物体对于物体1必必产生大小相等而方向相反的反作用力。产生大小相等而方向相反的反作用力。2022-7-2115(二)大气运动的基本方程组1动量方程n由牛二定律，作用于单位质量上的力由牛二定律，作用于单位质量上的力n上式又称动量方程。上式又称动量方程。nV是全风速，有是全风速，有3个分量：东西向个分量：东西向u，南北向，南北向v，垂直方向垂直方向wn相应的动量方程也有相

17、应的动量方程也有3个分量方程。个分量方程。FgpVdtdVF12科氏力科氏力气压梯度力气压梯度力地球引力地球引力摩擦力摩擦力全导数，个别变化全导数，个别变化2022-7-21162热量方程n根据第三章所述的大根据第三章所述的大气热力学定律，就有气热力学定律，就有nQ为非绝热加热为非绝热加热ncp为定压比容为定压比容n为单位质量的气体所为单位质量的气体所占有的体积占有的体积n也可用位温来表示也可用位温来表示dtdpdtdTcdtdQpdtdQTcdtdp2022-7-21173、连续方程n大气是一连续介质，它遵从流体大气是一连续介质，它遵从流体的质量守恒原理，即的质量守恒原理，即nV为三维速度矢

18、量为三维速度矢量n这说明对于大气中固定的单位体这说明对于大气中固定的单位体积来说，该单位体积中大气密度积来说，该单位体积中大气密度的时间变化应等于从周围大气向的时间变化应等于从周围大气向该体积中质量输送通量的辐合该体积中质量输送通量的辐合（辐散）。（辐散）。n若向该体积质量输送通量是辐散的，若向该体积质量输送通量是辐散的，则该体积的密度是减少的；则该体积的密度是减少的；n相反，若向该体积中质量输送通量是相反，若向该体积中质量输送通量是辐合的，则该体积的密度是增加的。辐合的，则该体积的密度是增加的。)(Vtn称为称为的局地的局地导数，局地变导数，局地变化率化率2022-7-2118n3个运动分量

19、的动量方程个运动分量的动量方程n热量方程热量方程n连续方程连续方程n状态方程状态方程n这这6个方程称为大气运动方程组个方程称为大气运动方程组n可以描述大气中许多运动。可以描述大气中许多运动。2022-7-2119第二节 大气运动的空间和时间尺度2022-7-2120n在地球大气中，包含着多种不同时空尺度在地球大气中，包含着多种不同时空尺度的运动，从而形成不同的天于气与气候现的运动，从而形成不同的天于气与气候现象。象。n不同时空尺度的运动，其动力特征也不一不同时空尺度的运动，其动力特征也不一样。样。2022-7-2121一、大气运动时间、空间的多尺度性与尺度分析2022-7-2122(一)大气运

20、动时空尺度的多尺度性1、湍流运动n空间尺度为空间尺度为 1cm100mn时间尺度为时间尺度为 1.0s1.0hn对各种物理量，如动量、热量、水汽垂直输送对各种物理量，如动量、热量、水汽垂直输送起到重要作用。起到重要作用。2022-7-21232、重力波和热对流n空间尺度为空间尺度为100m1kmn时间尺度为时间尺度为1.0h1.0dn因为从地面到高度约因为从地面到高度约 1.0 km称为大气边界层，称为大气边界层，这一层内摩擦力和科里奥利力具有同样大小，因这一层内摩擦力和科里奥利力具有同样大小，因此，在这一层中，大气运动具有某些独特的特征，此，在这一层中，大气运动具有某些独特的特征，它包括了如

21、下几种运动：它包括了如下几种运动：n（1）由于地形起伏，大气在这一层中形成各种各样的）由于地形起伏，大气在这一层中形成各种各样的重力波；重力波；n（2）由于风速随高度激增会形成不稳定的湍流；）由于风速随高度激增会形成不稳定的湍流；n（3）由地表加热，会形成各种不同型态的对流。）由地表加热，会形成各种不同型态的对流。2022-7-21243、积云对流n空间尺度为空间尺度为 1.010 kmn时间尺度为时间尺度为 1.06.0hn积云对流活动能向大气释放出大量潜热，积云对流活动能向大气释放出大量潜热，从而加热大气，因此，它对大气运动具有从而加热大气，因此，它对大气运动具有重要作用。重要作用。202

22、2-7-2125 4、台风和中尺度暴雨系统n空间尺度为空间尺度为 1001000 kmn时间尺度为几小时到时间尺度为几小时到23dn由于这种系统它会带来强降水，从而造成由于这种系统它会带来强降水，从而造成严重的灾害。严重的灾害。2022-7-21265、大气长波与气旋n大气中存在着长被，也称罗斯贝波大气中存在着长被，也称罗斯贝波（Rossby wave）。）。n空间尺度为空间尺度为 6000km左右左右n时间尺度为时间尺度为67dn它是与地面上所观测的高、低压相联系，它是与地面上所观测的高、低压相联系，并且会带来各种天气现象，控制着大气环并且会带来各种天气现象，控制着大气环流短期变化。流短期变

23、化。2022-7-21276、超长波n大气中存存在着大气中存存在着10 000 km左右的行星波左右的行星波（或超长波），这种波动将控制着（或超长波），这种波动将控制着 15d大气环流的中期与长期变化，是当今大气大气环流的中期与长期变化，是当今大气环流和短期气候变化研究的主要对象。环流和短期气候变化研究的主要对象。n此外，大气环流或气候还有季节内、年际和年此外，大气环流或气候还有季节内、年际和年代际的变化。代际的变化。2022-7-2128(二)大气运动的尺度分析方法n原始的大气运动方程包含了各种尺度的运原始的大气运动方程包含了各种尺度的运动，较为复杂，常需要简化。动，较为复杂，常需要简化。n

24、简化的目的：简化的目的：n一是为了使方程在数学形式上变得简单一些，一是为了使方程在数学形式上变得简单一些，有利于进行数学推导和求解；有利于进行数学推导和求解；n二是为了便与从物理机制上对数学结果进行解二是为了便与从物理机制上对数学结果进行解释。释。n其最常用的简化方法其最常用的简化方法尺度分析。尺度分析。2022-7-2129(二)大气运动的尺度分析方法n大气中有各种不同尺度运动系统，其水平范围大气中有各种不同尺度运动系统，其水平范围差别相当大。差别相当大。n各种运动系统能够维持的时间、所占据的空间各种运动系统能够维持的时间、所占据的空间大小以及它们的物理特性都有很大的差别，大小以及它们的物理

25、特性都有很大的差别，n对于如此众多不同形式的运动，方程组中起支对于如此众多不同形式的运动，方程组中起支配作用的因子也会有明显的不同配作用的因子也会有明显的不同n在方程组中突出所要研究运动对象项，而在方程组中突出所要研究运动对象项，而略去其它相对贡献较小的项，从而使方程略去其它相对贡献较小的项，从而使方程简化，这就是尺度分析的目的。简化，这就是尺度分析的目的。2022-7-2130(二)大气运动的尺度分析方法n一般来说，运动的特点与运动的水平尺度最为密切，故一一般来说，运动的特点与运动的水平尺度最为密切，故一般都根据大气运动的水平尺度把大气运动进行分类，然后，般都根据大气运动的水平尺度把大气运动

26、进行分类，然后，根据尺度分析方法，略去在运动方程中的小项，从而完全根据尺度分析方法，略去在运动方程中的小项，从而完全消去或部分滤掉某些不重要的运动类型。消去或部分滤掉某些不重要的运动类型。n因此，尺度分析可以说是一种因此，尺度分析可以说是一种“过滤过滤”方法，它可以滤去不关心方法，它可以滤去不关心的运动类型，而保目所关心的类型。的运动类型，而保目所关心的类型。n在应用尺度分析时，事先假定各种运动类型是可分的、是在应用尺度分析时，事先假定各种运动类型是可分的、是相互没有作用的，在实际大气中，这一点只能是近似成立相互没有作用的，在实际大气中，这一点只能是近似成立的。的。n尺度分析方法在动力气象学的

27、研究中被广泛应用。尺度分析方法在动力气象学的研究中被广泛应用。n动力气象学是研究大气尺度（水平尺度为数千公里，时间尺度为动力气象学是研究大气尺度（水平尺度为数千公里，时间尺度为数天）运动类型的一门学科，是目前进行于气预报的理论基础。数天）运动类型的一门学科，是目前进行于气预报的理论基础。2022-7-2131(三)各种尺度运动的相互作用n大气中不同空间、时间尺度运动，它们并不是各大气中不同空间、时间尺度运动，它们并不是各自独立的，而是相互作用的。自独立的，而是相互作用的。n例如，积云、中尺度暴雨系统对于大尺度运动起着很例如，积云、中尺度暴雨系统对于大尺度运动起着很重要的作用，积云与暴雨系统由干

28、强对流运动释放出重要的作用，积云与暴雨系统由干强对流运动释放出大量的潜热，这种潜热将严重影响大气中水平尺度为大量的潜热，这种潜热将严重影响大气中水平尺度为几千公里的罗斯贝波以及上万公里的行星波运动；几千公里的罗斯贝波以及上万公里的行星波运动；n相反，大尺度运动，如水平尺度为上万公里的西太平相反，大尺度运动，如水平尺度为上万公里的西太平洋副热带高压、季风环流影响着水平尺度为几百公里洋副热带高压、季风环流影响着水平尺度为几百公里的中尺度暴雨系统的生成。我国夏季东部中尺度暴雨的中尺度暴雨系统的生成。我国夏季东部中尺度暴雨系统的生成经常是受东亚季风环流和西太平洋副热带系统的生成经常是受东亚季风环流和西

29、太平洋副热带高压的作用。高压的作用。n由上可以看出，严格来说，大气运动是非线性的。由上可以看出，严格来说，大气运动是非线性的。2022-7-2132二、中纬度地区大气系统的特征尺度与尺度分析(一)中纬度天气系统的特征尺度n首先要利用尺度分析方法对大气运动的动力方程首先要利用尺度分析方法对大气运动的动力方程组进行简化。组进行简化。n特征尺度的决定：特征尺度的决定：n一方面根据观测的结果；一方面根据观测的结果；n另一方面有一些基本的原则：另一方面有一些基本的原则：n运动的水平尺度，对于波状形式的运动取其运动的水平尺度，对于波状形式的运动取其14波长，对于波长，对于涡旋运动则取半径，涡旋运动则取半径

30、，n垂直尺度垂直尺度H是指系统的垂直厚度，一般可取为对流层顶的高度是指系统的垂直厚度，一般可取为对流层顶的高度n时间尺度时间尺度T取为平流的时间尺度，大体上以西凤带水平移动的取为平流的时间尺度，大体上以西凤带水平移动的天气尺度的气压系统在某一地点由刚出现至达到极值所需的时天气尺度的气压系统在某一地点由刚出现至达到极值所需的时间。间。2022-7-2133(一)中纬度天气系统的特征尺度n根据中纬度天气系统的观测结果，各变量根据中纬度天气系统的观测结果，各变量的特征尺度如下：的特征尺度如下：n运动的空间、时间特征尺度运动的空间、时间特征尺度n水平尺度为数千公里，即水平尺度为数千公里，即L103km

31、；n垂直尺度为垂直尺度为10km左右，即左右，即 H10km；n时间尺度为几天，即时间尺度为几天，即T105s。n运动特征量运动特征量n水平速度尺度水平速度尺度u，v10m/s；n垂直速度尺度垂直速度尺度w10-2m/s1.气压在水平方向变动的尺度气压在水平方向变动的尺度p10hpa。2022-7-2134(二)中纬度天气系统运动的尺度分析n式中式中f=2Sin是地转参数是地转参数，n是地球自转角速度，是地球自转角速度，为纬度。为纬度。n 对上对上3式中的小项略去，就可以得出描述中纬度天气系式中的小项略去，就可以得出描述中纬度天气系统运动的动力方程组。统运动的动力方程组。2022-7-2135

32、(三)中纬度天气系统的动力特征n从上述两个方程可以看到中纬度天气系统的从上述两个方程可以看到中纬度天气系统的运动是准水平的。运动是准水平的。n这是静力平衡方程式。即大气质元的浮力与重力平衡。这是静力平衡方程式。即大气质元的浮力与重力平衡。n从以上分析可以认为，中纬度天气系统的运动具从以上分析可以认为，中纬度天气系统的运动具有有准水平性准水平性与与静力平衡静力平衡的动力特征。的动力特征。2022-7-2136第三节大气中最基本的动力平衡关系2022-7-2137n 除了在垂直方向上有除了在垂直方向上有静力平衡静力平衡外，大气运外，大气运动还有两个基本的平衡关系，即动还有两个基本的平衡关系，即地转

33、平衡地转平衡和和热成风平衡热成风平衡。2022-7-2138一、地转风(一)地转平衡与地转风n如果只保留（如果只保留（4.2.1）（4.2.3）式中量级最大的）式中量级最大的项，略去其他小项，则可项，略去其他小项，则可得零级近似方程，即得零级近似方程，即n这两式不含时间变量，即不这两式不含时间变量，即不含有速度或气压随时间的变含有速度或气压随时间的变化，因而不能用来描述速度化，因而不能用来描述速度场或气压场的变化，而是场或气压场的变化，而是。（简化）：（简化）：保留方程组中量级最保留方程组中量级最大的项，舍去其余项，大的项，舍去其余项，即反映大气运动的主即反映大气运动的主要特征。要特征。202

34、2-7-2139(一)地转平衡与地转风n这两个方程表明了大气中存在着这两个方程表明了大气中存在着科里奥利科里奥利力和气压梯度力相平衡力和气压梯度力相平衡的运动，通常把这的运动，通常把这种平衡运动称为种平衡运动称为，并把满足这种，并把满足这种关系的风场称为关系的风场称为。n这两个方程在大气动力学中相当重要，它这两个方程在大气动力学中相当重要，它说明了如果给定任意时刻的气压分布，就说明了如果给定任意时刻的气压分布，就可以由地转关系推算出水平风场。可以由地转关系推算出水平风场。2022-7-2140(一)地转平衡与地转风：1）地转风与等压线平行）地转风与等压线平行n适用自由大气适用自由大气n摩擦大气

35、有偏差摩擦大气有偏差2）在北半球，背风而立，高压在右，）在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；南半球相反（百贝罗风低压在左；南半球相反（百贝罗风压定律）；压定律）；3）其风速大小与气压梯度成正比，即）其风速大小与气压梯度成正比，即气压梯度愈大（等压线密），地转气压梯度愈大（等压线密），地转风速愈大。风速愈大。n在中、高纬度地区地转风与实际风在中、高纬度地区地转风与实际风的偏差不太大，约在的偏差不太大，约在10左右。左右。n为区别地转风和实际风，我们把地为区别地转风和实际风，我们把地转风写成转风写成ug、vg2022-7-2141(二)气压坐标系与位势高度n首先说明一下为什么等压面分析或等高面

36、首先说明一下为什么等压面分析或等高面分析在气象学中占有重要地位。分析在气象学中占有重要地位。n从前面列举的中纬度天气系统各个变量的特征从前面列举的中纬度天气系统各个变量的特征尺度中可以发现大气的三维运动具有明显的不尺度中可以发现大气的三维运动具有明显的不平衡性，其水平速度（平衡性，其水平速度（10m/s）远远大于垂）远远大于垂直速度（直速度（10-2m/s）。）。n因而，可以认为大气运动在各等压面或等高面因而，可以认为大气运动在各等压面或等高面上的演变情景远比各面之间相互作用的情景要上的演变情景远比各面之间相互作用的情景要明显得多，从而可以在一定程度上只注意各等明显得多，从而可以在一定程度上只

37、注意各等压面或等高面上发生的情况，而忽略各面之间压面或等高面上发生的情况，而忽略各面之间的相互作用。的相互作用。2022-7-2142(二)气压坐标系与位势高度n20世纪世纪40年代以后，在实际天气分析中，除地面年代以后，在实际天气分析中，除地面天气图以外，也广泛采用了高空天气图。天气图以外，也广泛采用了高空天气图。n每日天气预报都是分析等压面上的气象要素场，并且每日天气预报都是分析等压面上的气象要素场，并且日常报告的气象资料也都是在各个等压面上观测得到日常报告的气象资料也都是在各个等压面上观测得到的。的。n采用等压面分析方法，而不采用等高面分析方法采用等压面分析方法，而不采用等高面分析方法的

38、原因除了上述观测的原因之外，还有数学上的的原因除了上述观测的原因之外，还有数学上的原因。原因。n我们可以看到：在许多情况下，垂直坐标采用气压而我们可以看到：在许多情况下，垂直坐标采用气压而不采用高度，这会使方程在数学形式上更为简单。不采用高度，这会使方程在数学形式上更为简单。n然而，现有的许多数值模式由于地形的关系，都采用然而，现有的许多数值模式由于地形的关系，都采用p坐标系演变的地形坐标系，即坐标系演变的地形坐标系，即坐标系。坐标系。2022-7-2143(二)气压坐标系与位势高度n描述等压面上各点的高度，实际在动力气象中，一般采用描述等压面上各点的高度，实际在动力气象中，一般采用位势高度。

39、位势高度。n几何高度为几何高度为z的位势高度可由下式给出：的位势高度可由下式给出：n =gzn称为位势高度称为位势高度n它的物理意义是：将单位质量的物体从海平面抬高到高度它的物理意义是：将单位质量的物体从海平面抬高到高度为为z时所作的功，即该物体具有的重力势能。时所作的功，即该物体具有的重力势能。n位势高度的因次为位势高度的因次为m2/s2。n为便于应用，世界气象组织（为便于应用，世界气象组织（WMO）于）于 1947年规定位年规定位势高度的单位采用位势米（势高度的单位采用位势米（gpm），即），即n 1.0gpm 0.98 dym（动力米），（动力米），n而而n 1.0dym=10/g m2

40、/s2n可见可见 1dym等同于等同于 1.0 m，但它的物理意义却是表示位势。，但它的物理意义却是表示位势。2022-7-2144(三)等压面上的地转风n在理解了在理解了p坐标系的概念之后，就可以简单坐标系的概念之后，就可以简单给出大气中风场与气压场的地转关系。给出大气中风场与气压场的地转关系。n可以看到在可以看到在p坐标中，描述大气的方程，甚坐标中，描述大气的方程，甚至是地转关系都会变为较简单的形式。至是地转关系都会变为较简单的形式。2022-7-2145(三)等压面上的地转风n地转关系式在地转关系式在p坐标系中可写成坐标系中可写成n可见，在等压面上位势高度的可见，在等压面上位势高度的水平

41、梯度越大，则地转风也就水平梯度越大，则地转风也就越大。越大。nvg=0，东西向地转风；，东西向地转风；nug=0，南北向地转风。，南北向地转风。2022-7-2146(四)梯度风n在热带低压或台风的在热带低压或台风的系统中，气块并非以系统中，气块并非以直线而是以曲线运动，直线而是以曲线运动，因而有向心加速度，因而有向心加速度，故必须考虑离心力。故必须考虑离心力。n在这种情况下，运动在这种情况下，运动是科里奥利力、离心是科里奥利力、离心力和气压梯度力的平力和气压梯度力的平衡。衡。2022-7-2147(四)梯度风n梯度风方程表达式：梯度风方程表达式：nRT轨迹曲率半径轨迹曲率半径nn法线方向法线

42、方向nVG梯度风风速梯度风风速n气压梯度力、科里奥气压梯度力、科里奥利力、离心力三者平利力、离心力三者平衡产生的风成为衡产生的风成为梯度梯度风风。npfVRVGTG12注意更正教材中的错误注意更正教材中的错误2022-7-2148(四)梯度风n讨论：讨论：n在自然坐标系中，梯度风在自然坐标系中，梯度风V取正值才有意义取正值才有意义n即即 VG 0(1)低压（逆时针旋转），低压（逆时针旋转），RT 0（规定），在北（规定），在北半球（半球（f 0），科里奥），科里奥利力与离心力同向，并利力与离心力同向，并 0。n即运动的左侧为低压，即运动的左侧为低压，这是北半球气旋系统的这是北半球气旋系统的常见

43、情形，即称为正常常见情形，即称为正常低压。低压。npfVRVGTG12 0 02022-7-2149(四)梯度风(2)高压（顺时针旋转），高压（顺时针旋转），RT 0），科里奥），科里奥利力与离心力反同向，利力与离心力反同向，并并 0，即科氏力的，即科氏力的值超过离心力的值。值超过离心力的值。n即运动的右侧为高压，即运动的右侧为高压，这是北半球反旋系统这是北半球反旋系统的常见情形，即称为的常见情形，即称为正常高压。正常高压。npfVRVGTG12 0 02022-7-2150(四)梯度风n梯度风梯度风VG与地转风与地转风Vg的比较：的比较：n低压中，离心力加强了科里奥利力，低压中，离心力加强了

44、科里奥利力，空气质点运动时与气压梯度力取得空气质点运动时与气压梯度力取得平衡所需的风速要比只有科里奥利平衡所需的风速要比只有科里奥利力单独作用小。即：力单独作用小。即：VG Vgn在高压中，梯度风比地转风强，在高压中，梯度风比地转风强，在低压中，梯度风比地转风弱。在低压中，梯度风比地转风弱。2022-7-2151梯度风与地转风的比较讨论梯度风：梯度风：地转风：地转风：两式联立得到：两式联立得到：nPfVg1npfVRVGTG12TGGgfRVVV12022-7-2152讨论：气旋式运动，梯度风速小于地转风速气旋式运动，梯度风速小于地转风速 反气旋式运动，梯度风速大于地转风速反气旋式运动，梯度风

45、速大于地转风速 TGGgfRVVV101gTfgfvRv vv0 1gTf gfvRvvv 1GgVVGgVV 即1GgVVGgVV 即2022-7-2153(四)梯度风n另外，在高压中，梯度风有极限值，即不另外，在高压中，梯度风有极限值，即不能无限增大。能无限增大。n(VG)max=2 Vgn因此，天气图上高压中心附近气压水平分因此，天气图上高压中心附近气压水平分布均匀，风速较小。布均匀，风速较小。n应用在天气图分析中，高压附近的等压线（等应用在天气图分析中，高压附近的等压线（等高线）不能分析得太密集。高线）不能分析得太密集。2022-7-2154二、热成风(一)热成风关系n由在垂直方向运动

46、方程由在垂直方向运动方程（4.2.3）取零级近似，并利）取零级近似，并利用大气状态方程，则可得到如用大气状态方程，则可得到如下平衡关系：下平衡关系：n利用地转关系，从上式得到下利用地转关系，从上式得到下式：式：n这就是这就是地转风在地转风在p坐标系中的坐标系中的垂直变化率垂直变化率，通常称作，通常称作热成风热成风关系关系。pRTpxTfpRpvyTfpRpugg2022-7-2155(一)热成风关系n所谓热成风是指地转风在两个气压面之间所谓热成风是指地转风在两个气压面之间的差别（矢量差）。的差别（矢量差）。n之所以叫热成风，是因为从热成风关系中可以之所以叫热成风，是因为从热成风关系中可以看到，

47、这种地转风的垂直变化率是由在等压面看到，这种地转风的垂直变化率是由在等压面上的温度水平梯度所决定，即由水平方向上的上的温度水平梯度所决定，即由水平方向上的冷热不均匀性所产生。冷热不均匀性所产生。n如果温度在等压面上没有水平变化，那么也就没有如果温度在等压面上没有水平变化，那么也就没有地转风的垂直变化，即地转风的水平分布在各个等地转风的垂直变化，即地转风的水平分布在各个等压面上都是一样的。压面上都是一样的。2022-7-2156(一)热成风关系n但是，实际上由于太阳辐射的原但是，实际上由于太阳辐射的原因，在对流层，赤道地区上空的因，在对流层，赤道地区上空的大气温度要明显高于极地上空的大气温度要明

48、显高于极地上空的大气温度，随着纬度的增加，大大气温度，随着纬度的增加，大气温度呈降低的趋势。气温度呈降低的趋势。n因而，由热成风关系可知：因而，由热成风关系可知：n这样，随着高度的增加，地转风这样，随着高度的增加，地转风的的x分量分量ug不断增大，这就是为不断增大，这就是为什么在对流层顶附近出现急流什么在对流层顶附近出现急流（即最大风速中心）的原因。（即最大风速中心）的原因。0yTfpRpug2022-7-2157(二)热成风与温度平流的关系n在大气中，由于有冷暖分布，这就产在大气中，由于有冷暖分布，这就产生温度平流。生温度平流。n一般把一般把 称为温度平流。称为温度平流。n这种温度平流将会改

49、变地转风矢这种温度平流将会改变地转风矢置随高度的改变。置随高度的改变。n当下层有暖平流时，当下层有暖平流时，VT 0，即，即气流从暖区吹向冷区，则地转风矢量气流从暖区吹向冷区，则地转风矢量从下向上成顺时针转变；从下向上成顺时针转变；n相反，当下层有冷平流时，相反，当下层有冷平流时，VT0，即气流从冷区吹向暖区，则地转，即气流从冷区吹向暖区，则地转风矢量从下向上成逆时针转变。风矢量从下向上成逆时针转变。2022-7-2158补充：热成风原理与应用热成风原理：热成风原理：1）热成风的方向与气层间的平均等温线平行；）热成风的方向与气层间的平均等温线平行；2）背热成风而立，高温区在右侧，低温区在左侧；

50、）背热成风而立，高温区在右侧，低温区在左侧；3）热成风的大小与气层间的水平温度梯度成正比。）热成风的大小与气层间的水平温度梯度成正比。即等温线越密集（疏），热成风就越大（小）。即等温线越密集（疏），热成风就越大（小）。n应用：应用：n根据某站风随高度变化的情况作温度平流的分析根据某站风随高度变化的情况作温度平流的分析n当风随高度作逆时针方向旋转时，可判断这个气层间有冷平流；当风随高度作逆时针方向旋转时，可判断这个气层间有冷平流；n当风随高度作顺时针旋转时，则有暖平流。当风随高度作顺时针旋转时，则有暖平流。2022-7-2159(三)正压大气与斜压大气n这是两种在讨论大气运动时经常使用的两种大气