第四章　　大气的运动

　　第一节　气压场　　第二节　大气的水平运动和垂直运动　　第三节　大气环流　　

第一节、气压场 气压的空间分布称为气压场。

　一、气压场的表示方法　　　 ( 一 ) 等压线和等高面　　表示水平面气压场的情况通常是用等压线。气压相等的各点的连线，称为等压线。

　（二）等高线和等压面 　　等高线和等压面图空间气压场的情况一般用等压面图

表示。在空间的每一点都有一个气压值，如果把所有气压相同的点连接起来，就形成一个等压面。由于同一高度上各地的气压不等，气压在空间的分布，就象山丘一样起伏不平。在同一高度上，气压比四周高的地方，等压面上凸，而且气愈高的地方等压面上凸的愈厉害；气压比周围低的地方，等压面上凹，而且气压愈低，等压面下凹的愈厉害。因此，等压面的起伏形势和该面附近等高面上气压的分布形势相对应。

（三）等压面和等高面的关系 　　等压面和邻近等高面的关系，由于等压面上各点的高

度不同，因而，等压面是曲面。在等压面上高度最高的地方，正是它邻近等高面上气压最高的地方；高度最低的地方，正是它邻近

等高面上气压最低的地方。由于在高空测气压比测高度方便，所以高空的气压分布可用等压面上的高度分布来表示，即用画有等高线的等压面图来表示 ( 与地形等高线图相似 ) 。

　　目前气象台所绘制的高空图，就是等压面图。常用的等压面有： 850hPa 、 700hpa 和 500hpa 等。它们分别代表 1500m,3000m 和 5000m 高度附近的水平气压场。

( 四）等压面的高度单位──位势米 　　　等高线的数值是高度单位，但不是几何高度，而是位势高度。

所谓位势高度，就是把单位质量的物体从海平面上升到某高度时克服重力所作的功来表示的高度，其单位是位势米。

　　　　几何高度 Z 和位势高度 h 在数值上相差不大但概念上完全不同，一个是长度单位，一个是能量单位。　　位势米 H ：当重力加速度 g=9.8 米 / 秒 2 时，使单位质量物体抬升 1

　　　　　　　　米的高度克服重力所消耗的功。在米、公斤、秒制　　　　　　　　中：　　　　　　 1 位势米 =mgh ＝ 1 公斤 ×9.8 米 / 秒 2×1 米 =9.8 焦耳

　　　　　　　　　 (1 位势什米 =10 位势米 )

思考：　重力加速度 g 在不同纬度海平面的变化，

从数值上看：　　在何地区，位势米大于几何米？　　在何地区，位势米小于几何米？

二、气压场的基本型式 　低空的气压系统类型，一般从海平面上等压线的分布

特征来确定。 （一）低气压 ( 简称低压 ) ：　　　其等压线闭合，中心气压值低，向外逐渐增高，空间

等压面向下凹陷，形如盆地。 （二）低压槽 ( 简称槽 ) ：　　　它是低压向外伸出的狭长区域或一组未闭合的等压线

向气压较高一方突出的部分。低压槽中各等压线弯曲最大处的连线，称为槽线。气压值沿槽线最低处向两边递增。槽附近的空间等压面呈下凹形，类似山谷。

（三）高气压 ( 简称高压 ) ：　　 由闭合等压线构成，中心气压高，向外逐渐降

低，空间等压面呈上凸状，类似山丘。（四）高压脊 ( 简称脊 ) ：　　 它是由高压向外伸出的狭长区域或一组未闭

合的等压线向气压较低的一方突出的部分。脊的各等压线弯曲最大处的连线，称为脊线，其气压值沿脊线最高处向两边递减，脊附近的空间等压面类似山脊。

（五）鞍形气压场（区） ( 简称鞍部 ) ：　　 是两个低压与两个高压交错组成的中间区域，其附近

空间等压面形如马鞍。

归纳　　 上述几种气压场的基本型式，统称为地面气压

系统。在不同的气压系统中，天气情况是不同的。例如，在低气压区，由于气流的辐合上升，容易造成云和降水；在高压区内，由于空气下沉辐散，一般天气晴好。所以，预报这些气压系统的移动与演变，是预报天气的重要内容。

　（请结合 P85 － 87 （一）气压变化的原因复习）

三、气压系统的空间结构 由静力学方程可知，气压系统随高度的变化同温度分布密切相 关，因而气压系统的垂直结构往往由于与温度场的配置状况不同而有 差异。

单位气压高度差 ： H=8000/p(1+t/273)(m/hpa) (p84, 4.2 式）　 当温度场与气压场配置重合时 ( 即温度场的高温、低温中心同气压场的高、低中心相重合 ) ，称气压系统是温压场对称；　 当温度场与气压场配置不相重合时，称气压系统是温压场不对称。

（一）温压场对称系统1. 暖性高压　 当温度场的暖中心与高压中心重合时，称为暖性高压。暖高压因中心部位温度高于四周，其高层等压面较低层向上凸得多，而且愈向高空伸展，向上凸出得愈多。这表明暖高压不仅可以伸展得高度很高，而且还随高度增高而加强。 2. 冷性高压　 当温度场的冷中心与高压中心重合时，称为冷性高压 冷高压因中心部位温度比四周低，等压面间的间距比四周小，结果愈向高空发展，高压削弱得愈多，到一定高度以后，高压就不复存在了，若再向高空发展，反而会变成一个低压中心 。

3. 暖性低压　　 当温度场的暖中心与低压中心重合时，称为暖性低压。

因其中心部位温度比四周高，单位气压高度差较四周为大，因而气压随高度减低比四周为慢，低压中凹下去的等压面愈往上愈变浅，到某一高度上低压将消失，若再向上发展，反而变成暖高压。

4. 冷性低压　 当温度场的冷中心与低压中心重合时，称为冷性低压。 冷低压因中心部位温度比四周低，单位气压高度差较四周为 小，气压随高度减低的强度较四周为快，结果低压中凹下去 的等压面愈往上愈变深 。

归纳　　 地面上的暖高压和冷低压都随高度增高而加强，一直伸展到 500hpa 等压面高度上仍然维持闭合等高线，这些系统一般称为深厚系统。实际上，高空大气中的高压系统几乎都是暖性的，低压系统都是冷性的；

相反，地面的暖低压和冷高压都随高度增高而减弱，到某一高度后就消失了。它们只存在于低空，称为浅薄系统。

单位气压高度差 ： H=8000/p(1+t/273)(m/hpa)

( 二）温压场不对称系统

　　 地面的高、低压系统中心如果同温度场的冷、暖中心配置不相重合时，则气压系统的垂直结构就出现不对称性，低压中心轴线随高度增高会不断向冷区偏移；高压中心轴线随高度将逐渐向暖区偏移。

　　 在北半球的中高纬度，冷空气一般从西北方向移来，因而低压轴线常常向西北方向倾斜；而高压的西南部比较暖，高压中心轴线便向西南方向倾斜。

同时，由于大气的平均温度场一般呈槽、脊形式，所以，在地面图上的闭合高、低压系统，在高空 (500hpa 等压面 ) 往往呈现为低压槽和高压脊，即整个气压形势呈现出与温度场相近似的波状形式。

第二节 大气的水平运动和垂直运动 大气的水平运动通常称为风。它对于大气中

水分、热量的传输和天气、气候的形成、演变起着重要作用。

一、作用于空气的力 空气的水平运动是在力的作用下产生的。作用于空气

的力有： 由于气压分布不均而产生的气压梯度力； 由于地球自转而产生的地转偏向力； 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力；由于空气作曲线运动所产生的惯性离心力等。这些力之间的不同组合构成了不同形式的大气水平运动。

( 一 ) 气压梯度力 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，用 - P/⊿

N⊿ 表示， ⊿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 ) 。

观测事实表明，水平气压梯度值是很小的，一般为 1—3 hpa ／赤道度，而垂直气压梯度在大气低层可达 1 hpa ／ 10 米左右，即相当于水平气压梯度的一百万倍。因而气压梯度的方向几乎与垂直气压梯度方向一致，等压面近似水平。

( 二 ) 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，空气质点还受到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，这种力称为水平地转偏向力 ( 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。

以 OA=Vt ，∠ AOA'= ω t 代入上式 则 S=VΩt2

根据加速度公式 S=1/2at2

因而 at2=V ω t2

a=2V ω

对单位质量来说， 偏向力 A=2V ω (4-11)

圆盘上偏向力的表达式表明， A 的大小等于圆盘的角速度 Ω 与小球运动速度 V 的两倍乘积。 A 的方向垂直于转动轴，也垂直于相对速度，指向的右侧。

A=2Vωsinψ

在南半球，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。

综上所述，可以得出以下结论： 1 、地转偏向力只是在物体相对于地面有运动时才产生，物体处于静

止状态时，不受地转偏向力的作用。 2 、在北半球地转偏向力垂直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，则相反。 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，只改变

空气运动的方向，不改变空气相对于地球的运动速度。 4 、水平地转偏向力的大小同风速和所在纬度的正弦成正比。在风速相

同的情况下，它随纬度的减小而减小，到赤道上减为零；在两极最大，等于 2Vω ，

( 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的力。这个力是物体为保持惯性方向运动而产生的，因而叫惯性离心力。惯性离心力和向心力方向相反，同运动的方向相垂直，自曲率中心指向外缘，其大小同物体转动的角速度 ω

的平方和曲率半径 r 的乘积成正比。对单位质量物体而言，惯性离心力 C 为

C=ω2r 因 ωr 是物体转动的线速度 V ，代入上式得

C= rV2

( 四 ) 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，一般分为内摩擦力和外摩擦力两种。

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，它的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=-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。

( 五 ) 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。

gRAGdt

Vd

U

将 G 、 A 、 R 、 g 值代入上式，则简化后的运动方程为：

z

x

y

RgX

P1

dt

dW

RsinV2X

P1

dt

dV

RsinV2X

P1

dt

dU

　二、自由大气中的空气水平运动　　 在自由大气中除赤道附近地区外，大尺

度运动系统里的风，大体上都是沿着等位势高线 (简称等高线 )吹的，不仅等高线是直线时是这样，等高线是曲线时也是这样。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，这些现象表现出自由大气运动的共同特征。

　 ( 一 ) 地转风　　 地转风系指自由大气中空气作等速、直线的

水平运动。 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。　 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：

sinV2

X

P10

sinU2

Y

P10

用代表地转风分量，则：

令 |Vg| 代表地转风风速的绝对值，则

X

P

sin2

11Vg

Y

P

sin2

11Ug

Y

P

sin

1|V| g

此即地转风公式，它指出：1. 在纬度一定时，地转风风速 (Vg) 与气压梯度力大小成正

比。也就是等压线愈密集，风速愈强；等压线愈稀疏，风速愈弱。

2. 当气压梯度、纬度相同时，地转风速与空气密度成反比，即在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成反比。因而低纬度地转风速度大于高纬度。但是，由于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

n

P1

利用静力学方程 (dP=-ρpgdZ) ，将水平气压梯度力用高度梯度表示。即：

Gn=

Vg=

地转风与位势梯度成正比，与纬度正弦成反比。

n

Zg

n

P1

n

H

sin

8.9

( 二 ) 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，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，就称为梯度风。

Vac= n

Pr)sinr(sinr 2

Vac>Vg>Vc

在低纬度地区或小尺度低压中，如果气匝梯度力及惯性离心力都很大，而地转偏向力很小时，可能出现旋衡风，被视为水平气压梯度力与惯性离心力相平衡时的运动，其方程为：

0n

P1

r

V 2

( 三 ) 自由大气中风随高度的变化

　　 大量的高空探测资料说明，不同高度上的风向、风速是不一致的。风随高度有明显的变

　　 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。这种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。

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。

摩擦层中风随高度的变化 在摩擦层中风随高度的变化，既受摩擦

力随高度变化的影响，又受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，那末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 (北半球 ) ；到摩擦层顶部，风速接近于地转风，风向与等医线平行。

第三节 大气环流　　 大气运动状况甚为复杂，不仅运动形态繁多，而且运

动的规模、活动的时间、演变的过程也各不相同。一般把水平尺度在 2000 公里以上，时间尺度在一周左右的大规模大气运动系统，称为大尺度环流系统；

　　 把水平空间尺度在 2000-200 公里，时间尺度在 2-3 天左右的系统，称为中间 ( 或天气 )尺度环流系统；

　　 水平尺度在 200-2 公里，时间尺度在一天左右的系统，称中尺度环流系统；水平空间尺度在 2 公里以下，时间尺度只有几小时或更短时间的系统，称为小尺度环流系统。

这些环流系统间既有区别，又有联系，相互作用、相互补充，共同构成了大气环流总体。但是，在这些组成系统中，最为稳定并可作为其他运动系统基础的是大尺度的运动系统。

　 因而，通常所称大气环流主要是指具有全球范围的大气的瞬时的以及平均的运动状况，它反映了大气运动的基本状态和变化特征，并孕育和制约着较小规模的气流运动。大气环流不仅是各种规模系统形成和发展的基础，而且是各地天气、气候形成、演变的背景。

一、大气环流的形成的主要因素

　　 ( 一 ) 太阳辐射的作用 ( 二 ) 地球自转作用 ( 三 ) 地表性质的作用 ( 四 ) 地面的摩擦作用而且也使中高层

　　

二、大气环流的主要特征 　　观测表明，大尺度环流的最显著特征：一是维持着静

力平衡，即重力和垂直气压梯度力之间近似平衡，与此平衡相联系的是大气运动的准水平运动，垂直速度很小；另一特征是除低纬度地区以外，运动是准地转的和准无辐散的。这两个特征不仅反映了大气环流的本质，而且是认识和解释大气环流状态的重要依据。

　　大气运行状态千变万化，为了从这些随时间和空间不断变化的复杂环流状态中找出大气环流的主要规律，可以采用求平均的方法，即对时间求平均，滤去所取时间内环流随时间的变化，显现出大气环流中比较稳定存在的特征；或对空间求平均，滤去各经度间的环流差异，显现出各纬圈上环流的基本特征。

( 一 ) 平均纬圈环流　　　大气环流最基本的状态是盛行着以极地为中

心的旋转着的纬向气流，也就是东、西风带。图4-32 是平均纬向风速的经向剖面图。从图上可以看出，对流层的中、上层，除赤道地区有东风外，各纬度几乎全是一致的西风。近地面层的纬向环流分布见图 4-33 。

　　 1. 高纬地区：冬夏都是一个很浅薄的东风带，称极地东风带。其厚度和强度都是冬季大于夏季。

　　 2. 中纬度地区：从地面向上都是西风，称盛行西风带。西风带在纬距上的宽度随高度而增大。西风风速自地面向上直到 200百帕，差不多都是增加的，到对流层顶附近形成一个强西风中心。

　北半球冬季西风风速最大值，约位于 27°N 附近的 200毫巴高度上，风速达 40 米／秒；夏季最大值减弱到 15-20 米／秒，位置向北移到 42°N附近的 300-200毫巴之间。

3. 低纬度地区：自地面到高空是深厚的东风层，称信风 ( 或贸易风 )带。从冬到夏，东风带北移，范围扩展，强度增大；夏到冬，风带南移，范围缩小，强度减弱。信风带 (北半球 )自下而上向南倾斜，因而下层像楔子一样，向北伸入西风带的下方。

( 二 ) 平均经圈环流　　平均经圈环流是指在南北向的垂直剖面上，由风速的

平均北、南分量和平均垂直分量共同组成的平均环流圈。在大气运动满足准静力平衡和准地转平衡的条件下，除低纬度以外，这两个分量都是很小的，因而经圈环流同纬圈环流相比，要弱得多。从图 4-34 可见，北半球有三个经向环流圈，即低纬环流圈又称哈得莱 (Hadley)环流圈，是一个直接热力环流圈 (正环流圈 ) ；中纬度环流圈又称费雷尔 (Ferrel)环流圈，是间接热力环流圈 (逆环流圈 ) ；高纬环流圈又称极地环流圈，也是一个直接热力环流圈，是三个环流圈中环流强度最弱的一个。

　 ( 三 ) 平均水平环流　　　平均水平环流是指纬向气流受到扰动 ( 山脉阻挡和海陆分布不均等 ) 而发展起来的槽、脊和高、低压环流。

　　　在北半球，对流层中、高层的平均水平环流形式是，西风带上存在着大尺度的平均槽、脊， 1月份 500百帕图上 ( 图 4-37a)西风带有三个平均槽，它们是位于亚洲东岸140°E 附近的东亚大槽和北美东岸 70°-80°W 附近的北美大槽，以及乌拉尔山脉西部自欧洲白海向西南倾斜的欧洲浅槽，在三槽之间并列着三个脊，脊的强度比槽弱得多。7月份西风带显著北移，槽脊的位置也有很大变动，东亚大槽东移入海；原欧洲浅槽已不存在，变为脊，而在欧洲西岸和贝加尔湖地区各出现一个浅槽；北美大槽位置少动。

　　对流层上层 300百帕平均图上 ( 图 4-38) 的环流形势与中层 500百帕大体相似，只是西风范围更扩大，风速更增强。冬季时，三槽形势非常清楚；夏季时槽、脊明显减弱。在副热带地区有深厚的高压带，其位置、范围、强度都随季节有变化。

归纳(1) 赤道低气压带：在赤道及其两侧，是太阳高度角最大的地带，这里受

太阳光热最多，地面增温也高，接近地面的空气受热膨胀上升，空气减少，气压降低。这样在南北纬 5° 之间的地区，就形成了一个低气压带一赤道低气压带。

(2)副热带高气压带：由赤道低气压带上升的气流，由于气温随高度而降低，空气渐重，在距地面 4-8 公里处大量聚集，转向南北方向扩散运动，同时还受重力影响，故气流边前进，边下沉，各在南北纬 30°附近沉到近地面，使低空空气增多，气压升高，形成了南北两个副热带高气压带，它是因为空气聚积，由动力原因形成的，属暖性高压。

(3) 极地高气压带：在地球南北两极及其附近是纬度最高的地区，这里的太阳高度角最小，接受的太阳光热也最少，终年低温，空气冷重下沉，地面空气多，气压较高，形成南北两个极地高气压带，它是由热力原因形成的冷高压。

　　为了区别以上两个高压，需要指出在一般条件下，气温高的地方，因近地面大气受热膨胀，到高空堆积起来，使高空空气密度增大，那里的气压比同一水平面上周围的气压都高，形成高气压，于是空气便从高气压向周围气压低的地方扩散，这样气温高的地方，空气质量就减少了，地面上随承受的压力就减低，形成低气压；气温低的地方空气收缩下沉，高空空气密度减小，形成低气压，这是周围的空气就会来补充，使气温低的地方空气柱的大气质量增多，地面气压因而增高，成为高气压。所以近地面空气受热，气压下降，空气冷却，气压升高。高空气压的高低与地面气压经常是相反的。因为气温高的地方，空气上升后在高空堆积，密度增大，形成高压；气温低的地方，空气下降后，在高空密度减小形成低压。这是由于热力原因形成空气中的高压和低压。

(4)副极地低气压带：这个气压带在南北纬 60°附近，由于这个地带处于副热带高气压带和极地高气压带之间，是一个相对的低压带。

北半球冬、夏季气压中心冬季

　高气压区：　　　　　　西伯利亚高压　　　　　　北美高压　　　　　　大西洋高压 势力弱　　　　　　太平洋高压 尚存　低气压区：　　　　　　阿留申低区　　　　　　冰岛低压

夏季　　　高气压区：　　　　　　　太平洋高压　　　　　　　大西洋高压 势力强　　　低气压区：　　　　　　　南亚低压　　　　　　　北美低压　　　　　　　阿留低压 势力大减　　　　　　　冰岛低压 凡似消失

　 ( 四 )急流　　　急流是指风速 30 米／秒以，上的狭窄强风带。在

天气图上经常观察到狭窄而弯曲的急流带。急流是大气环流中的一个重要特征。

　　　急流环绕地球自西向东弯弯曲曲延伸几千公里，水平宽度约上千公里，垂直厚度有几百公里到十几公里。急流中心强度最大区，称急流轴，急流轴是准水平的，其南北两端存在着强大的水平风速切变 ( 每百公里 5 米／秒，甚至达 20-40 米 / 秒 ) ；上、下方向也存在着强大的垂直风速切变 ( 每公里 5-10 米／秒，最大达 10 米／秒 ) 。一般情况下，急流中心风速可达 50-80 米／秒；强急流中心风速达 100-150 米／秒，或更大。根据现有资料，位于东亚海上和日本上空的急流强度最大，冬季曾达 150-180 米／秒，甚至达 200 米／秒。在同一条急流轴上，风速分布并不均匀，可有一个或几个强风中心。

思考：

　　 1 什么是大气活动中心？　　 2 、结合图 4.37-38, 在图中标明大气活动

中　　　 心位置及名称（抽样检查）　　 3 、大气环流形成的主要因素有哪些？　　 4 、试述风与气压的关系？