风的形成

风的形成

空气的运动是在力的作用下产生的。作用于空气的力除重力之外，尚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相对运动而产生的摩擦力，由于空气作曲线运动时产生的惯性离心力。这些力在水平分量之间的不同组合，构成了不同形式的大气水平运动。而微团的水平运动对于风形成、演变起着重要的作用。

1作用于空气的力

1.1气压梯度力

气压梯度是一个向量，它垂直于等压面，由高压指向低压，数值等于两等压面间的气压差（△P）除以其间的垂直距离（△N），用下式表达：

观测表明，水平气压梯度值很小，一般为1—3hPa/赤道度，而垂直气压梯度在大气低层可达1/10m 左右，即相当于水平气压梯度的10 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。

气压梯度不仅表示气压分布的不均匀程度，而且还表示了由于气压分布不均而作用在单位体积空气上的压力。为了阐明这个问题，在气柱的P 和P＋δP 间取一小块立方体流体（图4·15），其体积是δV=δXδYδZ，Y 轴平行于地面等压线，X 轴指向较高气压方向，Z 轴垂直向上，并与地面重力作用线平行。

经推导，在X方向周围空气作用于立方体静压力之和为：

同理Y和Z方向也可求的，三个向量之和为

上式除以体积（δV）后，即得气压梯度△P，所以气压梯度是作用于单位体积空气上的力。

实际大气中，由于空气密度分布的不均匀，单位体积空气块质量也是不等的。根据牛顿第二定律，在相同的气压梯度力作用下，对于密度不同的空气所产生的运动加速度是不同的，密度小的空气所产生的运动加速度比较大，密度大的空气所产生的运动加速度比较小。因此，用气压梯度难以比较各地空气运动的速度。在气象上讨论空气水平运动时，通常取单位质量的空气作为讨论对象，并把在气压梯度存在时，单位质量空气所受的力称为气压梯度。

在大气中气压梯度力垂直分量比水平分量大得多，但是重力与Gz 始终处于平衡状态，因而在垂直方向上一般不会造成强大的垂直加速度。而水平气压梯度力虽小，由于没有其它实质力与它相平衡，在一定条件下却能造成较大的空气水平运动。气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力。

1.2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沿着水平气压梯度力方向运动时，对于站在地球表面的观察者看来，空气质点却受着一个使其偏离气压梯度力方向的力的作用，这种因地球绕自身轴转动而产生的非惯性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。地球不停地绕地轴以角速度ω从西向东自转，生活在地球上的人和上述圆盘上的人很相似会很自然地以转动的地表作为衡量物体运动的标准，所不同的是转动的球体表面更为复杂。然而圆盘非常相似地球极点的地平面。在北极，地平面绕其垂直轴（地轴）的角速度恰好等于地球自转的角速

度ω。转动方向也是逆时针的。因而在北极，单位质量空气受到的水平地转偏向力与空气运动方向垂直，并指向它的右方，大小等于2Vω。在赤道，地球自转轴与地表面的垂直轴正交，表明赤道上的地平面不随地球自转而旋转，因而赤道上没有水平地转偏向力。在北半球的其它纬度上，地球自转轴与地平面垂直轴的交角小于90°，因而任何一地的地平面都有绕地轴转动的角速度。见图4·17，图上ω表示绕地轴转动的角速度，AC 表示A 点地平面的垂直轴。由于∠AOD=φ，所以∠ABC=φ，ω在地平面垂直轴方向的分量为ω1（ωsinφ）。根据圆盘转动速度所得的公式α=2Vω，可以得出任何纬度上作用于单位质量运动空气上的偏向力为：A=2Vωsinφ

在南半球，由于地平面绕地轴按顺时针方向转动，因而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。地转偏向力只是在空气相对于地面有运动时才

产生，空气处于静止状态时没有地转偏向力作用。而且地转偏向力只改变气块运动方向而不能改变其运动速度。在风速相同情况下它随纬度减小而减小。见表4·3。

1.3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。惯性离心力的公式为：

或

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。但是在低纬度地区或空气运动速度很大而曲率半径很小时，也可以达到较大的数值并有可能超过地转偏向力。

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。

1.4摩擦力

是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。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。

内摩擦力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，也称湍流摩擦力。其数值很小，往往不予考虑。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方向相反，大小与空气运动的速度和摩擦系数成正比，其公式为

R=-kV （4·11）

式中R 为摩擦力，k 为摩擦系数，V 为空气运动速度。内摩擦力与外摩擦力的向量和称摩擦力。

摩擦力的大小在大气中的各个不同高度上是不同的，以近地面层（地面至30—50m）最为显著，高度愈高，作用愈弱，到1—2km以上，摩擦力的影响可以忽略不计。所以，把此高度以下的气层称为摩擦层（或行星边界层），此层以上称为自由大气层。

1.5四种力对于微团水平运动的影响对比

上述四个力都是在水平方向上作用于空气的力，它们对空气运动的影响是不一样的。一般来说，气压梯度力是使空气产生运动的直接动力，是最基本的力。其它力是在空气开始运动后产生和起作用的，而且所起的作用视具体情况而有不同。地转偏向力对高纬地区或大尺度的空气运动影响较大，而对低纬地区特别是赤道附近的空气运动，影响甚小。惯性离心力是在空气作曲线运动时起作用，而在空气运动近于直线时，可以忽略不计。摩擦力在摩擦层中起作用，而对自由大气中的空气运动也不予考虑。地转偏向、惯性离心力和摩擦力虽然不能使空气由静止状态转变为运动状态，但却能影响运动的方向和速度。气压梯度力和重力既可改变空气运动状态，又可使空气由静止状态转变为运动状态。

2.微团的水平运动与四种力的关系

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。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。

2.1地转风

地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气作等速、直线的水平运动，其公式为：

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，此称风压律。表4·4 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。

由于地转风是G 和 A 达到平衡时的空气水平运动，因而是稳定的直线运动，风向与等压线平行，等压线也是相互平行的，见图4·19。严格说，等压线还应平行于纬圈，因为地转偏向力随纬度有变化，只有等高线平行于纬线时才能达到处处气压梯度力与地转偏向力相平衡，以获得稳定的直线运动。实际大气中，这种严格的理论上的地转风是很少存在的。中高纬度自由大气中的实际风与地转风十分相近，水平运动基本上是地转的。在低纬度地转偏向力很小，地转风的概念已不适用。

对于等高面上的地转风公式，由于ρ随高度有很大变化，因而在比较某地不同高度上的地转风时，不仅要比较上、下层气压梯度的大小，同时还要知道ρ值随高度的变化，这给实际工作带来极大不便。如果应用等压面图来代替等高面图，问题就容易解决，因为在等压面图上水平气压梯度力，可以推出：

式中已经不出现ρ，地转风直接与等压面上的位势梯度成正比，与纬度的正弦成反比。对于一地来说，纬度相同，只要比较各层等压面图上的等高线疏密程度，就可确定各层风速的大小。

2.2梯度风

当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，称为梯度风。由于作曲线运动的气压系统有高压和低压之分，而且在高压和低压系统中，力的平衡状况不同，其梯度风也各不相同。

经推导低压梯度风速为：

高压梯度风速为：

在北半球，低压中的梯度风必然平行于等压线，绕低压中心作逆时针旋转。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。不同条件下的梯度风风速。见表4·5、表4·6。在一定纬度带，当G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。

另外，在低纬度地区或小尺度低压中，如果气压梯度力和惯性离心力都很大，而地转偏向力很小时，则可能出现旋衡风，由于这种风已不再考虑A 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，这在实际大气中是存在的。

梯度风与地转风既有共同点，又有相异处，两者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。在研究自由大气中大尺度空气运动时，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，它们概括了自由大气中风场和气压场的基本关系，在气象上有很大实用价值。

但实际自由大气中的空气运动并不完全与地转风或梯度风相吻合，各个作用力的平衡关系也只是相对的、暂时的，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，结果气压梯度力便随着时间和空间在发生变化。同时，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。由上可见，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。实际风与地转风、梯度风之间便出现偏差，形成所谓偏差风。

正是由于偏差风出现，促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达到平衡状态的应具有的风速值。

2.3摩擦力对于空气的水平运动的影响

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间的平衡关系，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（图4·27）。由于摩擦力（主要是外摩擦力）对风的阻滞作用，使平衡风的风速比原气压场中相应的地转风的风速要减小，进而使地转偏向力也相应减小。结果减小后的地转偏向力和摩擦力的合力与气压梯度力相平衡时的风，斜穿等压线，由高压吹向低压。其风速大小与气压梯度力成正比，而与地面摩擦系数成反比。

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。至于风向偏离等压线的角度（α）和风速减小的程度，则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。据统计，在中纬度地区，陆地上的地面风速（10—12m 高度上的风速）

约为该气压场所应有地转风速的35—45％，在海洋上约为60—70％。风向与等压线的交角，在陆地上约为25°—35°，在海洋上约为10°—20°。

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（图4·28）。

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，由于摩擦力随高度不断减小，其风速将随高度增高逐渐增大，风向随高度增高不断向右偏转（北半球），到摩擦层顶部风速接近于地转风，风向与等压线相平行。

根据理论计算和实测资料，可以得到北半球摩擦层中在不考虑气压梯度力随高度改变时，风随高度变化的图像（如图4·29）。图中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。