第二章大气运动的基本特征
《动力气象学》课程辅导资料
《动力气象学》课程辅导资料知识点归纳总结第一章绪论1. 研究地球大气运动时的基本假设连续介质假设：研究大气的宏观运动时，不考虑离散分子的结构，把大气视为连续流体。
从而，表征大气运动状态和热力状态的各种物理量，例如大气运动的速度、气压、密度和温度等可认为是空间和时间的连续函数，并且经常假设这些场变量的各阶微商也是空间和事件的连续函数。
是研究大气运动的基本出发点。
理想气体假设：气压、密度、温度之间的关系满足理想气体状态方程。
2. 地球大气的运动学和热力学特性有哪些？大气是重力场中的旋转流体：大气运动一定是准水平的；静力平衡是大气运动的重要性质之一。
科里奥利力的作用：大尺度运动中科里奥利力作用很重要；中纬度大尺度运动中，科里奥利力与水平气压梯度力基本上相平衡——地转平衡；地球旋转角速度随纬度的变化，与每日天气图上的西风带中的波动有关；起稳定性作用——位能、动能的转换——锋面。
大气是层结流体：大气的密度随高度是改变的——层结稳定度；不稳定层结大气中积云对流；稳定层结大气中重力内波。
大气中含有水份：相变潜热——低纬度扰动和台风的发展。
大气的下边界是不均匀的：湍流性；海陆分布和大气环流。
3. 大气运动的多尺度性大气运动无论在时间尺度还是在水平尺度上都具有很宽的尺度谱，不同尺度系统在性质上有很大差异，对天气的影响也不同，不同尺度运动系统之间还存在相互作用。
而根据流体力学和热力学原理建立起来的大气运动方程组，表征了大气运动普遍规律，从物理上讲，它几乎描述了各种尺度运动和它们之间的相互作用，方程组是高度非线性的，难以求解。
因此，在动力气象中，常对各种运动系统进行尺度分类，利用尺度分析法分析各类运动系统的一般性质，建立各类运动系统的物理模型（第三章）。
第二章描写大气运动的基本方程组1. 作用于大气的力，哪些是真实力，哪些是视示力？真实力：气压梯度力、地球引力、摩擦力，既改变气流的运动方向，也改变速度的大小视示力：科里奥利力、惯性离心力，只改变气流的运动方向，不改变速度的大小2. 描述大气运动的基本方程组和各自遵守的物理原理牛顿第二定律——运动方程质量守恒定律——连续方程理想气体实验定律——状态方程能量守恒定律——热力学能量方程水气质量守恒——水汽质量守恒方程3. 分析流体运动的两种基本方法拉格朗日方法：着眼于微团，研究其空间位置及其他物理属性随时间变化的规律，推广到整个流体运动。
大气探测与大气物理第二章 大气边界层与大气运动
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
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： 0 1 P 2V sin
X 0 1 P 2U sin
Y
(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。
地转偏向力是一个非常重要的力。
(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
Vac= rsin
(rsin )2 r P n
(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。
大气运动知识点
第二章大气运动一、大气的受热过程1、太阳暖大地，大地暖大气（大气的热量直接根源于地面），大气还大地（大气对地面的保温作用）2、大气作用：⑴大气对地面拥有保温作用：使夜晚不太冷⑵大气对太阳辐射拥有削弱作用：使白日太不太热削弱作用表此刻：⑴反射⑵汲取：臭氧汲取紫外线。
氧气和水汽汲取红外线⑶散射：空气中微粒和水汽起散射作用。
日出前天已经亮，日落伍天没完整黑。
结论：晴日时，日夜温差大。
阴天、雾霾天气、雨雪天日夜温差小。
例1、乡村秋末制造浓烟抵抗严寒空气，加强盛气的逆辐射。
3、影响光照（太阳辐射能）的要素：海拔、天气、纬度例1、青藏高原成为我国太阳辐射最丰富的地域的原由：海拔高，大气稀疏，大气对太阳辐射的削弱作用小，且日照时间长，使抵达地面的太阳辐射能丰富，光照充分，日夜温差大成为农业发展的最大优势（可是大气稀疏，大气汲取地面辐射弱，且大气对地面保温作用弱，因此气温低，热量不足。
）例2、我国西北地域太阳能丰富的原由：天气干燥，多明朗天气，大气稀疏，使太阳能丰富例3、四川盆地成为太阳能最不丰富地域的原由：多阴雨天气。
二、热力环流D C1、形成过程：同水平面冷热不均→大气垂直运动→同水平面的气压差→大气水平运动（风）气温差越大，气压差越大；风力越大。
等压线越密，风力越大。
2、高压与低压是同水平面对比较而言的3、气压值大小次序B＞A＞D＞C4、海拔越高，气温越低，同时气压越低。
同水平面，气温越高，气压越低。
5、低压控制近地面，流行上涨气流，多阴雨天气。
高压控制近地面，流行下沉气流，天气明朗干燥。
三、几种特别的热力环流1、热岛效应：城郊风⑴市里建筑物密集，人口多，城市尾气多；树木少，因此市里气温比郊区高⑵绿地和河流能调理天气，降低气温。
2、海陆风⑴夏天海风凉快润湿，冬天海风暖和湿润⑵夏天陆风酷热干燥，冬天陆风严寒干燥⑶夏天陆地气温高，冬天大海气温高。
4、山谷风⑴山谷升温慢，降温也慢⑵山谷地形闭塞，空气流通不畅，拂晓时分简单出现逆温现象（海拔越高，气温越高）⑶山谷多夜雨的原由：山谷河流众多，水汽充分；夜晚山坡气温低，冷空气下沉，山谷暖空气被迫上涨，简单形成降水。
地转偏向力。
3) 惯性离心力的大小随纬度而变化：赤 道最大，极地最小。
4) 地表上每个静止物体均受到惯性离心 力的影响。
曲率中心
r 曲率半径 V
C
2、地转偏向力（科里奥利力、科氏力） A
y
以圆盘外为参照系
x
O
B
O
A B y’
以圆盘为参照系
x’
O
A
B
地转偏向力的定义：由于地球自转而使空气运动 方向发生偏离的力。它是使空气运动偏离水平气 压梯度力方向的主要原因。
第二章 大气运动基本特征
教学内容与教学安排
一、影响大气运动的作用力 2学时 二、 控制大气运动的基本定律 3学时 三、大尺度运动系统的控制方程 2学时 四、“P”坐标系中的基本方程组 3学时 五、 风场与气压场的关系 8学时 六、教学思考题
技能训练内容
地转风、梯度风、热成风、偏差 风的定性分析 6学时
1
P
1
P x
r
i
P y
ur
j
P z
ur
k
式中﹣▽p是气压梯度。它是一个向量，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）。气压梯度表示气压分布 的不均匀程度 。
讨论：
1.气压梯度力是由气压分布不均匀引起的。
2.气压梯度力的方向指向 ﹣▽p 的方向，即 垂直于等压线（面）由高压指向低压。
其分量形式可写成
ur ur ur ur ur
其向量形式为 A 2 V 2V
uur
uur r
水平地转偏向力写作 Ah 2sinVh k
地转偏向力的特点：
天气学原理和方法(1-5)
天气学原理和方法第一章大气运动的基本特征地球大气的各种天气现象和天气变化都与大气运动有关。
大气运动在空间和时间上具有很宽的尺度谱，天气学研究的是那些与天气和气候有关的大气运动。
大气运动受质量守恒、动量守恒和能量守恒等基本物理定律所支配。
为了应用这些物理定律讨论在气象上有意义的相对于自转地球的大气运动，本章首先讨论影响大气运动的基本作用力，和在旋转坐标系中所呈现的视示力，然后导出控制大气运动的基本方程组，并在此基础上分析大尺度运动系统的风压场和气压场的关系，并引出天气图分析中应遵循的一向基本指导原则。
第一节旋转坐标系中运动方程及作用力分析一、旋转坐标系中运动方程1.（绝对速度）与（相对速度）假设t时刻一空气质点位于P点，经t 时间，质块移到Pa点，地球上的固定点P移到了Pe位置位移0为R，质块相对固定地点的位移为R，图1.1 旋转坐标系显然当 0位移很小时单位时间内的位移为由此得此关系式表明：绝对速度等于相对速度与牵连速度之和2．与的关系地球自转角速度为则于是由此可得微分算子将微分算子用于则有再将代入上式右端得（*）式中为地转偏向力加速度，即柯氏加速度为向心力加速度3．牛顿第二定律单位质量的空气块所受到的力在绝对坐标系中单位质量空气块受到的力有+：地心引力F：摩擦力将此式代入（*）式：二、作用力分析1．气压梯度力①定义：单位质量空气块所受的净空气的压力②表达式G=-(1.1)③推导：图1.1.2 作用于气块上的气压梯度力的X分量x方向：B面 PA面：-（P+净压力：-同理y方向：z方向：净空气总压力④讨论：大小：气压梯度力的大小与气压梯度成正比，与空气密度成反比方向：气压梯度力的方向指向的方向，即由高压指向低压的方向2．地心引力① 定义：地球对单位质量的空气块所施加的万有引力② 表达式(1.2)K：万有引力常量M：地球质量a：到地心的距离③ 推导：图1.1.3 地心引力受力分析图④ 讨论：大小：不变，常数方向：指向地球心3．惯性离心力① 定义：观测者站在旋转地球外观测单位质量空气块所受到一个向心力的作用，但站在转动地球上（观测它的运动，发现它是静止的，这必然引入一个与向心力大小相同，方向相反的力，此力称为惯性离心力。
人教高中地理一第二章《地球上的大气》知识点总结
人教高中地理一第二章《地球上的大气》知识点总结2.1 冷热不均引起的大气运动一、大气的受热过程1．大气对太阳辐射的削弱作用吸取作用：平流层中的臭氧要紧吸取波长较短的紫外线。
对流层中的水汽和二氧化碳，吸取波长较长的红外线。
反射作用：无选择性,云的反射作用最强。
因此，夏季天空多云时，白天的气温可不能太高。
散射作用：散射能够改变太阳辐射的方向，因此日出前的清晨和日落后的黄昏天空是明亮的。
蓝紫光最容易被散射，因此晴朗的天空出现蔚蓝色。
2．大气对地面的保温作用大气通过吸取地面长波辐射保持热量，然后通过大气逆辐射补偿地面缺失的热量。
3.大气受热过程原理的应用(1)睛朗的天气条件下，白天大气削弱作用和夜晚大气的保温作用都弱，导致昼夜温差大。
因此，深秋至第二年早春，霜冻多显现有睛朗的夜里。
(2)秋冬季节，北方农民常用人造烟幕的方法来增强大气逆辐射，使地面的农作物免遭冻害。
二、热力环流1．概念：冷热不均引起的大气运动，是大气运动最简单的形式2．形成：冷热不均（大气运动的全然缘故）→空气的垂直运动→同一水平面气压差异→大气水平运动→热力环流。
注: 高气压、低气压是指同一水平高度上气压高低状况。
3．明白得热力环流应注意的问题：①近地面受热，气流上升，形成低压（气温高则气压低），高空则形成高压；近地面冷却，气流下沉，形成高压（气温低则气压高），高空则形成低压。
②在同一地点（垂直方向上），海拔越高，气压越低。
③同一水平面，高压区等压面上凸，低压区等压面下凹（凸高凹低）实例：气压值B=C=E气压值A>B, E>D (海拔越高,气压越低),因此，气压值A>D4．几种常见的热力环流①海陆风：受海陆热力性质差异阻碍形成的大气运动形式。
白天，在太阳照耀下，陆地升温快，气温高，空气膨胀上升，近地面气压降低（高空气压升高），形成“海风”；夜晚情形正好相反，空气运动形成“陆风”，（白天海风，夜晚陆风）②山谷风：白天，因山坡上的空气强烈增温，导致暖空气沿山坡上升，形成谷风；夜间因山坡空气迅速冷却，密度增大，因而沿坡下滑，流入谷地，形成山风。
大气运动的基本特征
第一章 大气运动的基本特征
大气科学学院 苗春生
1.1 影响大气运动的作用力
➢ 气压梯度力的数学表达式：G p x y z / x y z
➢ 气压梯度力的推导：
设气块为一个六面体，取局地直角坐标系，其体 积为 V x y z(图1.1)。
设周围大气作用于B 面上的压力为p y z ，
则作用于A面上的压 力应为 ( p p x) y z
一个沿x方向的作用力f zx，下部
流体必施于 z面0 上部流体层一个
反作用力- f ， zx
f zx
A u
z
摩擦力与作用面积,垂直切变成正比
第一章 大气运动的基本特征
大气科学学院 苗春生
1.1 影响大气运动的作用力
定义 为动力粘滞系数， 为 z作x 用于单位面积的粘滞
力，称为切应力或雷诺应力。
上部大气作用的X方向切应力
(p i p j p k) x y z p x y z 全矢量形式 x y z
第一章 大气运动的基本特征
大气科学学院 苗春生
体积元上的总净压力 (p i p j p k) x y z p x y z x y z
1.1 影响大气运动的作用力
按气压梯度，气压梯度力的定义
由于气压分布不均匀而造成的单位体积气块上
一、基本作用力-----气压梯度力
➢ 气压梯度的定义：当气压分布不均匀，气块就会受 到一个净压力的作用，作用于单位体积气块上的净 压力称为气压梯度。
➢ 气压梯度力的定义：当气压分布不均匀，气块就会 受到一个净压力的作用，作用于单位质量气块上的 净压力称为气压梯度力。
G p x y z / x y z 1 p ？？
用绳子牵引转动单位质量的球
高考地理复习第二章第二节 大气的受热过程和大气运动知识点总结
第二节大气的受热过程和大气运动一、大气的受热过程：1、能量来源：太阳辐射是地球大气最重要的能量来源，也是大气受热的根本来源。
（1）太阳辐射波长：太阳辐射包括红外线、紫外线和可见光三部分。
太阳辐射能主要集中在波长较短的可见光部分，因此太阳辐射又称为短波辐射。
（2）太阳辐射强度：太阳高度角是影响太阳辐射强度的最主要因素。
2、大气的受热过程如图：（1）大气的削弱作用：①吸收（有选择性）：臭氧：吸收波长较短的太阳紫外线；水汽、二氧化碳：吸收波长较长的太阳红外线。
②反射（无选择性）：云层和较大尘埃：对太阳辐射进行反射。
如：夏季多云的白天，气温不太高。
③散射：空气分子和较小尘埃（有选择性）：散射可见光中的蓝紫光。
如：晴朗的天空呈蔚蓝色；较大的尘埃：散射各种波长的太阳辐射，如：阴天的天空呈灰白色。
（2）地面吸收及地面辐射：①温度越低波长越长，地面吸收太阳辐射主要以长波的形式向上辐射给大气，所以地面辐射又叫长波辐射。
②注意不是地面反射太阳辐射，而是地面辐射。
（3）大气升温及大气逆辐射：①大气吸收太阳短波辐射能力很差，使大部分太阳辐射能透过大气射到地面，但对流层中水汽、二氧化碳长波辐射的能力很强，从而能把地面放出的热量保存在大气中，因此地面辐射是近地面大气的直接热源。
3、大气受热过程在实际中的应用：（1）夜晚多云时气温比晴天高：夜晚多云时，大气逆辐射强，地面散失热量少。
（2）晚秋或寒冬霜冻多出现在晴朗夜晚：晴朗夜晚，大气逆辐射弱，热量散失多，地面气温低，易出现霜冻现象。
（3）青藏高原光照强但气温低：高原上空气稀薄，大气回削弱作用弱，保温作用弱。
（4）利用烟雾防霜冻：烟雾能增强回大气逆辐射，减少地面热量的散失。
（5）果园中铺沙或鹅卵石：防止土壤水分蒸发的同时也能增加昼夜温差，有利于水果糖分积累等（6）一天中：太阳辐射在正午时最强，温度在14点前后最高，日出前温度最低。
（7）阴天与晴天对比：阴天的最高温较低，因为云层较厚，大气削弱作用强；阴天的最低温较高，因为云层较厚，大气逆辐射较强，晴天反之即可。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
第二章 大气运动的基本特征地球大气的各种天气现象和天气变化都与大气运动有关。
大气运动在时间和空间上具有很宽的尺度谱，天气学所研究的是那些与天气和气候有关的大气运动。
对这些运动，可忽略离散的分子特性，可以视大气为连续的流体介质，表征大气状态的物理变量（如气压、密度、温度）在大气这具有单一的值，这些场变量和它们的导数是空间和时间的连续函数，控制大气运动的流体力学和热力学基本定律可以用场变量作为因变量和空间、时间变量作为自变量的偏微分方程表示。
大气运动受质量守恒、动量守恒和能量守恒等基本物理定律所支配。
§2—1 影响大气运动的作用力一、 基本作用力影响大气运动的基本作用力：是指大气与地球或大气之间的相互作用而产生的真实力，它的存在与参考系无关。
1、 气压梯度力：作用于单位质量的气块上的净压力，称为气压梯度力。
当气压分布不均匀时，气块会受到净压力的作用。
P G ∇-=ρ1 （1） 其中，ρ为气块密度， k zp j y p i x p P ∂∂+∂∂+∂∂=∇称为气压梯度力。
P ∇是由于气压分布不均匀而造成的。
气压梯度力与气压梯度成正比，与密度成反比。
方向指向P ∇-的方向，即由高压指向低压的方向。
2、 地心引力由牛顿万有引力定理说明，宇宙间任何两个物体之间都具有引力：⎪⎭⎫ ⎝⎛-=r r r GMm F g 2 所以，地球对单位质量空气的引力（地心引力）为：⎪⎭⎫ ⎝⎛-=r r r GM m F g2 设：地球的半径为a （地心到海平面的距离），海拔高度为z ，则()()⎪⎭⎫ ⎝⎛+-=⎪⎭⎫ ⎝⎛+-=r r a z a Gm r r z a GM g 222*112*01⎪⎭⎫ ⎝⎛+=a z g 在气象学范围内，z 的值一般为数十公里，而地球半径a 竟达6000多公里，故*0*g g≈可作为常数。
地心引力始终是作用于大气的真实的力。
3、 摩擦力大气是一种粘性流体，它同任何实际流体一样都受内摩擦的影响。
大气是一种低粘性流体，在100km 以下的大气层内，运动学粘滞系数ν很小（海平面标准大气压下， s m /1046.125-⨯=ν），除了在近地面几厘米的薄层内因风的垂直切变很大而需要考虑分子粘性外，在其他气层都可以忽略分子粘滞性作用。
在地面边界层以外，大尺度流场到处都存在着小尺度的湍流涡旋，动量主要由湍流运动来传递。
)(222222k zw j z v i z u F ∂∂+∂∂+∂∂=ν 二、 外观力（视示力）由于旋转坐标系是一种非惯性参考系，牛顿定理要应用，必须引入两个视示力：惯性离心力和地转偏向力。
1、 惯性离心力在惯性坐标系或绝对坐标系中，相对于地球运动的物体是作加速运动的。
R C2Ω=地球绕地轴自西向东转，一天转一周，其角速度： 242π=Ω小时151029.7--⨯=s惯性离心力是在非惯性参考系这应用牛顿第二定理来解释的结果。
因此，当我们站在地球上观察时（在相对坐标系这）地表上每一静止的物体都会受到惯性离心力的作用。
2、 地转偏向力相对于旋转坐标系处于静止状态的空气块，只要在作用力这包括惯性离心力就可以在旋转坐标系中应用牛顿第二定律，但当空气块相对旋转坐标系运动时，除了要引入惯性离心力外，还需要引入另一种视示力，即：科里奥利力（地转偏向力），才能应用牛顿第二运动定律描述旋转坐标系中的相对运动。
地转偏向力是影响旋转坐标系中大尺度运动特征的一个很重要的力。
为了便于了解其性质和对大气运动特征的影响，取固定于地球表面上的局地直角坐标系。
如图：§ 2—2 大尺度运动系统的控制方程上节依据基本守恒定律导出的运动方程、连续方程和热力学方程，比较全面地包括了影响大气运动的各种物理因子，它们是支配大气这各种运动的基本方程。
然而，实际大气这所出现的各种不同规模和维持时间的运动和运动系统，不仅形式有显著差异，而且其动力学和热力学特性也有很大差别，原因在于各个物理因子对不同类型运动的作用具有不同的相对重要性。
为了揭示和研究不同类型的运动特征和规律，必须突出基本方程这对不同类型运动起决定性作用的主要因子，略去次要因子，也就是说要针对研究对象进行方程简化。
一、尺度分析和大气运动系统的分类尺度分析：针对某种类型的运动估计基本方程各项量级的一种简便方法。
首先：确定方程中各种量的特征值（特征尺度）（1）各场变量的数量级；（2）各场变量的变化幅度；（3）出现这些变化的特征长度、厚度和时间尺度。
然后：用这些典型值比较方程中各项的大小。
二、大尺度系统的运动方程1、水平方向的简化方程：零级简化：就是只保留方程中数量级最大的项，而将其它各项均略去不计。
零级简化方程：fv xp +∂∂-=ρ10 fu yp -∂∂-=ρ10 这就是著名的地转平衡方程，反映了大尺度系统最基本，最主要的运动情况。
它描述了水平气压梯度力和地转偏向力相平衡的运动，反映出大尺度运动中风场与气压场的关系，在日常分析中很有用处。
由于零级简化方程已略去加速度项，故它只是一个诊断方程，不能反映大气运动的变化情况，也就失去了预报意义。
一级简化：保留方程中数量级的最大项和次大项，略去其它更小的项。
一级简化方程：fv xp dt du +∂∂-=ρ1 fu yp dt dv -∂∂-=ρ1 这是一个预报方程，包括了风速分量u 、v 对时间的微商项，可以讨论风场随时间的变化。
φsin 2Ω=f 称为地转参数 垂直运动方程的简化：零级及一级简化均为：g z p -∂∂-=ρ10 这就是气象学中的静力方程，它同样适合于大尺度运动系统，而且具有很高的准确性。
三、 大气运动的重要性质根据运动方程的尺度分析，大气运动具有如下重要性质：1、大气中的大尺度运动（忽略摩擦力的作用）表现为一种平衡运动（空气微团在运动方向无加速度）。
这种平衡关系就是准地转平衡关系，即表示水平气压梯度力与地转偏向力相平衡。
满足这种关系的运动为地转风，作为一种基本运动在理论研究上和实际天气分析中具有广泛的应用。
2、大气在垂直方向上十分准确地满足准静力学方程。
只有在运动的水平尺度非常小（L <100米）和运动非常强烈（V>50米秒－1）的情况下，准静力平衡关系才不成立。
3、由于运动方程的零级简化和一级简化均不含w 的项，这说明大气运动在一般情况下可视为准水平运动，垂直运动的影响可以不计。
但对十分强烈的中小尺度运动，带有w 的对流项可与方程中主要项的量级相当，垂直运动不能略去。
4、在各种尺度的运动中，由于t u ∂∂和tv ∂∂都比方程的主要项小一个量级以上，这说明大气运动在一般情况下都处于准定常状态，速度场演变较缓慢。
但由于不包含tu ∂∂和t v ∂∂的零级简化无法用来进行预报，因此，必须采用包含tu ∂∂和tv ∂∂项的一级简化方程作为预报方程。
§2—3 风场与气压场的关系在第三节所导出的大尺度系统的运动方程的零级简化方程：fv x p +∂∂-=ρ10 水平方向x fu yp -∂∂-=ρ10 水平方向y g zp -∂∂-=ρ10 垂直方向 揭示了中纬度大尺度运动中相当简单的作用力平衡关系，这种平衡关系说明大尺度运动具有平衡运动的特征。
本节主要是依据这种力的平衡关系，通过讨论地转风、梯度风等平衡运动建立风场与气压场之间的关系，并通过讨论垂直方向上的静力平衡关系和地转风随高度的变化（热成风）以建立风场、气压场和温度场之间的关系。
一、 地转风由尺度分析的零级简化方程可以看出，对于中纬度天气尺度运动来说，在水平方向上的地转偏向力和气压梯度力近于平衡，即：⎪⎪⎩⎪⎪⎨⎧∂∂=∂∂-=x p fv y p fu ρρ11 称为地转平衡方程。
满足地转平衡方程的风称为地转风。
用g u ，g v 表示地转风的分量，则：⎪⎪⎭⎪⎪⎬⎫∂∂=∂∂-=x p f v y p f u g g ρρ11其向量形式为：k p f V h g ⨯∇-=ρ1“p ”坐标系中的形式为：k fV h g ⨯∇-=φ1， 其分量形式为：⎪⎪⎭⎪⎪⎬⎫∂∂=∂-=x f v y f u g g φφ11。
为了进一步了解地转平衡和地转风的意义，现作如下讨论：1、 运动方程简化中可知，只有当加速度项、摩擦力项以及垂直速度引起的地转偏向力项略去时，才能建立地转平衡。
在中纬度，这种平衡是近似成立的。
它反映了，在这种情况下，风压场关系的重要特点。
事实证明，实际风与地转风相差很小。
但是，严格地说，地转平衡只有在中纬度自由大气的大尺度系统中，当气流呈水平（无垂直）直线（无弯曲）运动且无摩擦时才能成立。
这种条件在实际大气中经常不能满足。
因此，地转平衡只能看成是一种近似关系，绝对的地转平衡并不存在。
在赤道上（0=φ）水平地转偏向力等于零（因为0sin =φ），不能建立地转平衡的关系，也不存在地转风。
即使不在赤道而在较低的纬度，由于φ较小，φsin 也较小，因而地转偏向力也较小。
地转平衡不能建立，地转风原理不能应用。
2、 地转风速大小与水平气压梯度力成正比。
这是因为水平气压梯度力愈大，就需要有较大的地转偏向力与之平衡。
而在同一纬度上，出现较大的地转偏向力，就必须存在较大的地转风速。
在同一张等高面图上（如地面图）密度在水平方向的变化较小，所以当纬度相差不大时，凡等压线较密集的地区（即气压梯度大），则地转风较大，因而实际风也较大。
反之，凡等压线较稀疏的地区，风速也较小。
但对于不同高度的等高面图，由于密度相差很大，所以相互之间不能比较，但如绘制等压面图，则不但同一张图上各处之间可以进行比较，而且不同层次的图也可以互相比较。
因为地转风仅与位势梯度成正比，而与密度无关。
当纬度相差不大时，凡等高线较密集的地区，风速较大，而等高线较稀疏的地区风速较小。
显然在计算地转风时，用等压面图较用等高面图要优越，也要方便得多。
3、地转风与等压线平行，在北半球背风而立，高压在右，低压在左。
因此在低压中，风呈逆时针旋转，这个系统称为气旋，而在高压中，风呈顺时针旋转，这个系统称为反气旋。
在南半球，由于水平地转偏向力指向风速的左边，因此当水平气压梯度力与水平地转偏向力平衡时，其风速方向与北半球正好相反。
所以在南半球，背风而立高压在左，在低压中，风呈顺时针旋转；在高压中，风呈逆时针旋转。
4、地转风速大小与纬度成反比，这是因为纬度愈高，同样的风速，地转偏向力愈大；所以水平气压梯度力相同时，纬度愈高地转风速愈小。
当分析天气图时，在相同纬度上，风速大的地方等高线应分析得密集一些，风速小的地方，应分析得稀疏一些。
但纬度相差较大时，就不能按此原则。
如果风速相同，在低纬的等高线应比高纬的等高线分析得稀疏一些。
二、梯度风自由大气中，空气微团沿曲线等高线或等压线做水平运动称为梯度风。
这时，在水平运动方程中除考虑水平气压梯度力和地转偏向力外，还要考虑向心加速度（或惯性离心力）。