第三章第二节大气的动力过程

② 自赤道高空高压带流向极地高空低压带的暖湿气流， 受随纬度增大的地转偏向力作用不能直抵极地，而30 °N/S 带高空堆积并形成地表的副热带高压带。
③ 地表副热带高压带，分二支气流分别补偿副极地和 赤道地表空气流失。北支气流运行中形成西风，构成中纬 度环流圈（费雷尔环流）；南支气流中形成东北（北半 球）/东南（南半球）信风，构成低纬度环流圈（哈德莱环 流）。
第三章 大气过程与气候形成
第二节 大气的动力过程
一、气压
指大气压强，通常用观测高度到大气上界单位 面积上垂直气柱的重量来表示。单位：hPa
（一） 气压随高度的变化
每降低单位气压所需要升高的高度称为单位气 压高度差(单位：m·hPa-1)。
（二）气压的空间分布 气压的空间分布称为气压场，常用等压线
图和等压面图来表示。
6. 城市热岛效应
城市温度一般高于周围的郊区和农村，尤如一个温暖的岛 屿，称为“城市热岛”。
• 由于城市上空通过乱流扩散从暖的建筑物得到热量，且吸收来自城 市表面和污染层的长波辐射。 • 因城市热岛效应，城市的年平均温度比郊区高0.5～1℃。 • 利于城市上空云、雨的形成；但城区相对湿度低。
干湿季明显，降水具有爆发性（夏半年西南风来自印度 洋，冬半年东北风来自中纬度）。
最高温在雨季之前（降雨气温降低）。 夏季风强于冬季风。
亚洲季风（a为冬季；b为夏季）
东亚季风与南亚季风
东亚季风
南亚季风
分布区
成因
夏季
盛 行
冬季
风 气压
变化
风力
天气
东亚 巨大的海陆热力差异 东南风（海洋→陆地）
青藏高原以南（南亚、 我国西南部分地区）
2.山谷风
山区由于山坡与谷地空气受热不均而产生的风向以一日为变 化周期的风。 • 白天从谷底吹向山顶为谷风，晚上从山坡吹向山谷为山风。 • 日出后2-3小时转为谷风；日落前1-1.5小时转为山风。 • 夏季谷风比山风强，冬季山风比谷风强。 • 谷风能加大山上湿度，甚至形成云雾或降水，山谷则相反。
3. 焚风
夏季风盛行时—高温、湿润、多雨（亚洲低压影响，带来 降水）。
夏季风有迟早，降水变化大、不稳定。 冬季风比夏季风强（冬季气压梯度>夏季）
Ø 南亚季风
• 形成条件：行星风带的季节移动；海陆热力差异。 • 范围：印度、缅甸、我国云南西部等南部地区。 • 气候特点：
冬季盛行东北风，夏季盛行西南风。南半球低纬的东南信 风越过赤道形成盛行的西南风。低压来自鞍脊槽
高压
气压场的几种基本形式
二、大气中气流的形成
空气的水平运动（气流）就是风。
Ø 风向：指风的来向。
Ø 风速：单位时间内空气质点在水平方向上 的移动距离，单位：m·s-1。
（一）气压梯度力及其作用
沿垂直于等压面的方向，在单位距离内气压的降 低值称为气压梯度。
u 气压梯度的大小
1005hpa 1002.5hpa
行星风系季节移动/亚洲大 陆与印度洋的海陆热力差异
西南风（海洋→陆地）
偏北风（陆地→海洋）
东北风（陆地→海洋）
亚洲高压切断副极地低压， 使其只保留在海上
东北信风
夏弱冬强
夏强冬弱
夏季风带来多雨潮湿天气，冬季风带来干燥少雨天气。
（四）地方性大气环流—局地环流
因地表受热不均和地形动力（局部环境差异） 作用产生的地方性气流运动称为局地环流或地方性 风。
④ 全球形成7个气压带、6个风带，6个环流圈，南北半 球各三风四带——行星风系。
三圈环流模式
（高纬环流） 直接环流（强）
60°N
极地环流 极锋
北极
费雷尔 环流
（中纬度环流） 间接环流（弱）
30°N
哈德莱 环流
赤道
（低纬度环流、热
带环流、信风环
流）
直接环流（强）
3．海陆差异和大地形的影响 • 海陆的热力差异对低层气压系统有明显影响。 • 大地形的动力和热力作用对大气环流有显著影响。 • 复杂的地表性质更增加了大气环流分布的紊乱性。
Ø气压梯度力可分为垂直和水平气压梯度力。
Ø 气压梯度力的方向和大小，直接影响空气运动的方向和速 度，是形成气流的直接原因。
（二）地转偏向力及其作用
含义：指由于地球的自转而使地表上运动的物体发生 方向偏转的力。
特点：地转偏向力只改变风向，不改变风速。在北/ 南半球，使风向右/左偏。
地转偏向力（A）： A= 2 m vw sinj
Ø 世界季风分布区
分布：约在 30°W - 170°E，20°S - 35°N 的范围， 其中以东亚和南亚的季风最显著。
Ø 东亚季风——世界最著名的季风区
• 形成原因：海陆热力差异 • 分布范围：中国东部、朝鲜、日本、俄罗斯等。 • 气候特点：
冬季风盛行时—低温、干燥、少雨（西伯利亚高压影响， 强盛时可影响东南亚、菲律宾群岛甚至更南，带来干冷空气）
动，在它们相接触的界面上会产生阻碍相对运动的力，这种 力称为摩擦力。大气与地面间的摩擦力为外摩擦力(R) ，气 层间的摩擦力为内摩擦力。 R=-K·V
特点：外摩擦力的方向与空气运动方向相反；大小与运动空
气的速度(V)和摩擦系数(K)成正比。
Ø 1-2km以下为摩擦层，以上为自由大气。 Ø 摩擦力使风速减小，导致地转偏向力也相应减弱。
青藏高原迫使冬半年西风气流发生分支、绕流、汇合。
高压脊区
低压槽区
夏季，西风带北移，南支西风消失，高原不再对西风 产生分支作用，为西南季风爆发提供了有利条件
北方冷空气 冬干冷，夏干热
冬干暖，夏温湿 西南季风
不同地形对气流的影响使气流变得不规则
（二）全球近地面层气流的分布
（1）受海陆分布影响，多为不连续的高压和低压中心。
7月气压中心
1月气压中心
Ø 北半球的这种经常活动的范围较广的高、低气压中心称为 大气活动中心或气压系统。
Ø 随季节不同高、低气压相互转变的大气活动中心或气压系 统称为半永久性（或季节性）活动中心或气压系统。如西伯 利亚高压、加拿大高压、印度低压和北美低压等。
Ø 终年存在的高低压中心或气压系统称为永久性活动中心或 永久性气压系统。如太平洋高压和大西洋高压。
2. 地球自转的作用
地转偏向力使运动空气偏离气压梯度力的方向。北半球 右偏，南半球左偏。若地表性质均匀，将在南北半球分别 形成三圈环流。
近地面层大气环流示意图
① 地转偏向力作用，使热力环流圈中自极地高压带地表 流向赤道低压带的干冷空气不能直抵赤道，而60 °N/S地表 形成副极地低压带，并偏转成东风（极地东风），补偿极地 上空流走空气质量而形成极地环流。
摩擦层中的风
北半球
三、大气环流
（一）大气环流的形成
1．太阳辐射的作用
• 35°N-35°S带内辐射差额＞0，大气净得热量并膨胀上 升，形成赤道上空大气层的高压和近地面大气层的低压。
• 35°N以北和35°S以南的高纬度，辐射差额＜0，大气净失 热量并收缩下沉，形成极地地表的高压和高空的低压。 • 假设：无地转偏向力且地表性质均一，则气压梯度力作用使 赤道上空暖空气流向极地上空， 而极地地表冷空气补偿赤道 地表的输出，构成理想的热力单环流圈。
4. 布拉风
从高原或山地向邻近平原倾泻而下的寒冷暴风称为布拉风。
• 特点：风速大，温 度低（有人称其为冷 的“空气瀑布”）。
• 著名分布区域：我 国的大高原和一些山 地区域，俄罗斯的黑 海和新地岛等地。
布拉风示意图
5. 峡谷风
当气流从开阔地进入峡谷 口时出现的一种地方性风。
• 特点：风速大，强气流 • 分布：我国的台湾海峡，松 辽平原等喇叭地形处。
范围：影响某些近海岸地带或山地区域等局部 环境。
出现时间：大范围气压场较弱时发生。
1. 海陆风
含义：由海陆热力差异引起的以一日为周期变化的地方性风。
• 原因：热力因素（类似东亚季风） • 分布：海陆相接区域（类似东亚季风） • 时间：环流周期1天。（东亚季风环流周期1年）
海陆风特点：
• 白天风从海洋吹向大陆，晚上风从大陆吹向海洋。 • 上午陆风转为海风（13-15时最强），阴天海风推迟至中 午出现。日落后海风转为陆风。 • 海风带来大量水汽，使陆地上湿度增大，有时形成低云或 雾，甚至形成降水。
1000hpa
等压线稀疏，单位距离内气 压差异小(气压梯度小)
等压线密集，单位距离内气 压差异大(气压梯度大)
u 气压梯度的方向
当气压梯度存在时，作用于单位质量空气 上的力，称为气压梯度力。
GN
=-1
r
DP DN
式中ρ为空气密度， -△p/△N为气压梯度。
Ø 气压梯度力的大小与气压梯度成正比，与空气密 度成反比。
焚风是指气压沿山坡下降而形成的热而干的风。
Ø 焚风效应—因焚风作用而出现非本地的气候生态环境
（山地迎风坡麓与背风坡麓出现截然不同的自然植被）。
• 分布：我国太行山、武夷山、西南峡谷等坡麓地区，世界的阿 尔卑斯山、洛基山麓等。 • 作用：初春积雪提前融化，夏末粮食、水果早熟等。 • 灾害：引起森林火灾等灾害。
3. 地形作用——高原季风
• 形成条件：大地形（山地与平原）间热力差异 • 形成区域：平原与高山相接的区域
• 青藏高原与东部平原之间 夏季风从平原上空（自由大
气层）吹向高原，气温日变化 大，降水不稳定（冰雹、雨）。
冬季风从高原吹向平原，气 候严寒、降水少。
冬季风>夏季风
若不存在青藏高原，南北气流 交换顺畅，现在东亚季风、西 南季风影响的区域，气候特征 将发生根本改变。
m-空气质量；v-风速；ω-地球自转角速度；φ-地理纬度
Ø 地转偏向力在赤道为零，随纬度而增加，极地达最 大。
地转风 ∵G=A, 即: -(1/ρ)(∆P/ ∆n)=2mvωsinφ