天气学原理第一章知识点
天气学原理笔记(未排版)
天气学原理笔记简介笔记来自刘宣飞先生的上课内容，刘先生的课生动活泼，引人入胜，为表敬意，将其整理出电子稿，仅供纪念和参考。
其中算法表示是笔者自己加的内容，第二章锋面天气借唐卫亚老师的天气学分析课件图以期表述更加完善，第四章大气环流参考了李丽萍老师的大气环流概论和李忠贤老师的短期气候预测基础这两门课部分内容。
毕竟上课笔记，难免有些疏忽，如有不当，还望斧正。
长望党支部2014年制前言天气动力学主要分为三大主干课程：天气学、动力学、统计学，研究对象是天气系统和天气过程。
一般而言，天气学适合于做短期天气预报，这方面经验丰富的预报员往往准确率要高于数值预报。
数值预报的基础是动力学，根据方程、参数等进行模拟，模式的运用很关键，对于大尺度的把握较好。
而长期预报则是结合统计学知识，对现有资料进行分析，一般做概率预报为主，短期预报中像墨迹天气的降水概率也是运用到此类知识。
关于学习方法，方程的数学表达固然是基础，但天气学主旨是要理解方程的物理意义，并给予解释，“看图说话”这类图形表达也很重要，天气图的识别是天气学的重要部分。
主要参考书：1.天气学原理和方法（朱乾根等）2.天气学教程（梁必骐）3.现代天气学原理（伍荣生）4.中国主要天气过程的分析（寿绍文）第一章 大气运动的基本特征——风场和气压场本章结构：1.影响大气运动的力（1）2.控制大气运动的基本方程组（2,4）3.简化方程组。
突出大尺度运动基本特征（3）4.天气学分析的基本原则（5）第一节 影响大气运动的力⎧⎨⎩真实力（牛顿力、基本力）：气压梯度力、地心引力、摩擦力惯性力（虚假力、视示力）：惯性离心力、地转偏向力一．基本作用力1． 气压梯度力（pressure gradient force ）G定义：作用于单位质量气块上的净压力 表达式：11p p p G=-p=-i+j+k x y zρρ∂∂∂∇∂∂∂（）推导：对于一微气块而言，=x y z v δδδδB 面所受的压力为正方向p y z δδ，A 面应为pp+x y z xδδδ∂∂（）令x 正方向为压力正方向，则有x pF =-x y z x δδδ∂∂同理：y p F =-x y z y δδδ∂∂ z p F =-x y zz δδδ∂∂=-(+j+k)x y z=-x y z p p pF i p x y z δδδδδδδ∂∂∂∇∂∂∂1G===-p F F m v δδδρδρ∇讨论：A ． 性质：气压梯度力由气压不均匀造成的B ． 方向：高压指向低压，垂直于等压线C ． 大小：与气压梯度呈正比，与密度呈反比D ． 分量：G=G G G ()G h zh z+<<水平（垂直）但垂直方向上有重力与其达到平衡（静力平衡）注：等压线越密，气压梯度力越大 2． 地心引力*g定义： 表达式：*2GM rg =-a r（） 方向：地心 3． 摩擦力Fx y z F F i F j F k =++二．惯性力 1. 惯性离心力定义：单位质量的气块，因为地球旋转呈现出的一种惯性力表达式：2c F =R Ω推导：用一根绳子牵一小球以均匀角速度Ω作旋转运动。
《天气学原理》复习重点
《天气学原理》复习重点天气学是研究大气的物理、化学、动力学等性质以及它们在天气现象中的应用的学科。
了解天气学的基本原理是预测天气和了解气候变化的关键。
下面是《天气学原理》复习的重点内容：一、大气的组成和结构1.大气的组成：大气主要由氮氧和氩组成，同时还有一些稀有气体和水蒸气等。
2.大气的结构：大气主要分为对流层、平流层、中间层、热层和外层等不同层次。
二、大气的物理性质1.大气的密度和压强：大气密度随着高度的增加而减小，压强也呈现类似的变化趋势。
2.大气的温度：大气温度随着高度的升高或降低而发生变化，不同层次的大气温度分布呈现不同的特征。
三、大气的水循环1.蒸发和蒸腾：水在地表蒸发后形成水蒸气，植物通过蒸腾作用将水从根部吸收并释放到空气中。
2.云的形成：当空气中的水蒸气达到饱和时，会形成云，不同云的形成条件和特征。
四、大气的运动1.风的形成：气压差是风的主要驱动力，气压差越大，风速越快。
2.风的分类：大气运动可以分为垂直运动和水平运动，根据水平运动的方向可以将风分为经向风和纬向风。
五、气象要素和观测方法1.气温：常用温度计进行测量，测量站点和高度的选择对结果也有一定影响。
2.湿度：常用湿度计进行测量，相对湿度和绝对湿度的计算和测量方法。
3.气压：常用气压计进行测量，气压的变化对天气的影响程度。
4.风速和风向：常用风速计和风向标进行测量，气象要素的重要参数之一六、天气的形成和变化1.水平天气系统：高压和低压系统的形成和特征，冷、暖锋的形成和移动规律。
2.垂直天气系统：不同层次的大气运动引起的各种天气现象如云、雨、雪等。
七、天气的预报方法1.经验法预报：基于过去的天气观测，根据类似天气现象出现的规律进行预测。
2.数值模式预报：利用气象数值模型模拟大气的物理过程，通过计算机进行精细的数值预报。
3.卫星和雷达预报：利用卫星和雷达观测到的大气云图和降水信息进行天气预报。
以上是《天气学原理》复习的重点内容，掌握这些知识可以帮助我们更好地理解天气的形成和变化规律，提高天气预报的准确性。
《天气学原理》复习重点(上)
天气学原理Char1大气运动的基本特征1、真实力：气压梯度力、地心引力、摩擦力（1）气压梯度力：作用于单位质量气块上的净压力，由于气压分布不均匀而产生（2）地心引力：地球对单位质量空气的万有引力（3）摩擦力：单位质量空气受到的净粘滞力2、视示力：惯性离心力、地转偏向力惯性离心力：地球受到了向心力的作用却不作加速运动，违背牛顿第二定律，为了解释这种现象引入惯性离心力，其大小与向心力相等而方向相反。
C=Ω2R地转偏向力：由于坐标系的旋转导致物体没有受力却出现加速度，违背牛顿第二定律，从而引入，以使牛顿运动定律在旋转参考系中成立。
地转偏向力的特点：A= -2Ω×V（1）地转偏向力A与Ω相垂直，在纬圈平面内（2）地转偏向力A与风速V垂直，只改变气块运动方向，不改变其速度大小（3）在北半球A在水平速度的右侧，在南半球A在水平速度的左侧（4）地转偏向力的大小与相对速度成正比，V=0时，A=0；只有在做相对运动时A才存在重力：地心引力与惯性离心力的合力。
重力垂直于水平面，赤道最小，极地最大。
3、地转偏向力与水平地转偏向力有何相同与不同？水平地转偏向力：大气中垂直运动一般比较小，气块的运动主要受x方向和y方向的影响。
通常情况下w很小，因而近似有Ax=2Ωv和Ay= -2Ωu。
对水平运动而言，北半球Ax、Ay使运动向左偏，南半球右偏。
地转偏向力：包括垂直运动。
4、控制大气运动的基本规律：能量守恒、质量守恒、动量守恒牛顿第二运动定律——运动方程质量守恒定律——连续方程能量守恒定律——热力学能量方程气体实验定律——气体状态方程5、温度平流变化-V·▽hT是气块在温度水平分布不均匀的区域内保持原有的温度作水平运动而对局地温度变化所提供的贡献，称为温度平流变化。
-▽T温度梯度由高温指向低温。
当-V·▽hT<0时，有冷平流，夹角为钝角，风从冷区吹向暖区，使局地温度降低。
当-V·▽hT>0时，有暖平流，夹角为锐角，风从暖区吹向冷区，使局地温度升高。
天气学原理：第1章 天气学理论基础
PPa PePa PPe lim ar r er t0 t t t Va V Ve
2 7.292105 / s
24 3600
方向：地轴 指向北极
dar dr r ( d )r
dt dt
dt
作用于 Va 有
daVa dt
(d dt
)Va
v
dj
w
dk
dt dt dt
dt dt dt
关键在于确定：
di u
j sin k cos
dj
utg
i
v
k
dt r cos
dt
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r
dk
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dt r r
dV dt
du dt
uvtg
r
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i
dv
dt
u2tg
r
vw r
j
dw dt
u2
v2 r
k
确定 di i d i d i dr i dt t dt dt dt r
§1.1 大气运动方程
牛顿运动第二定律：
m dava
dt
Fi
i
（适用条件：惯性坐标系，绝对坐标系）
旋转坐标系（相对坐标系）：固定于地球表面， 并与地球一起旋转的坐标系
例： 原点（南京），X轴（向东），Y轴（向 北），Z轴（天顶）
一、绝对加速度和相对加速度的关系
PPa 绝对位移 PePa 相对位移 P Pe 牵连位移
❖ V 0 表示控制体元有净流体质量流出， 控制体元内流体密度则减小， t 0
❖ V 0 表示控制体元有净流体质量流 入，控制体元内流体密度则减小， t 0
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。
天气学重点——精选推荐
天⽓学重点第⼀章⽓团和锋重点⼀⽓团的形成条件（包括了下垫⾯和环流条件），为什么是反⽓旋有利于⽓团的形成；⼀⽓团的概念⽓团——⽓象要素（温度、湿度）⽔平分布⽐较均匀的⼤范围空⽓块。
⼆⽓团形成的条件1源地条件⼤范围性质均匀的下垫⾯。
Flat and uniform composition, 如冰雪覆盖的陆地、⼴阔的洋⾯以及⼴阔的沙漠等。
2 环流条件能使⼤范围空⽓停留较长时间的环流条件。
通常为移动缓慢且有辐散环流的巨⼤的反⽓旋。
三为什么⽓团跟反⽓旋联系在⼀起？1反⽓旋规模⼤，移动慢；2反⽓旋对应着辐散⽓流，使到⽓象要素趋于平均。
重点⼆锋⾯温度场，⽓压场和风场的特征；⼀、锋的概念和分类锋——两个不同性质⽓团之间的过度层称为锋。
根据锋两侧冷暖⽓团移向，锋和分为：冷锋、暖锋、静⽌锋和锢囚锋。
⼆温度场特征1 锋区内的⽔平温度梯度⼤：同⼀⽓团：10C/100km，锋区：5~100C/100km在天⽓图中表现为密集的等温线2 冷（暖）平流明显空⽓的温度平流——空⽓平流运动传热过程引起局地⽓温变化称为温度平流。
冷锋——对应⾼空冷平流；暖锋——对应⾼空暖平流；静⽌锋——温度平流相对较弱錮囚锋在等压⾯图上反应的是有暖⾆，暖湿位于地⾯錮囚锋的前⽅，则为暖式錮囚锋；后⽅则为冷式；3位温特征在锋区内等位温线密集，且与锋⾯近于平⾏（锋⾯近似于物质⾯，空⽓质点沿锋⾯上下滑动，在⼲绝热条件下，位温守恒）。
三⽓压场特征等压线穿越锋⾯产⽣折⾓，折⾓指向⾼压区，等压线通过锋⾯时呈⽓旋式弯曲，即锋区处于低压槽之中。
四变压场特征1暖锋锋前出现三⼩时负变压，锋后⽓压变化不⼤；2冷锋锋前⽓压变化不⼤，锋后为三⼩时正变压；3錮囚锋锋前为负变压，后多为正变压。
五风场特征1⽔平分布特征——⽓旋式切变；2垂直分布特征——冷锋风随⾼度逆时针旋转；暖锋风随⾼度顺时针旋转。
重点三影响锋⾯天⽓的主要因素⼀锋⾯附近的垂直运动1锋⾯的抬升作⽤；2摩擦辐合作⽤：锋⾯处于低⽓压区，摩擦作⽤会在这些区域产⽣辐合从⽽导致上升运动（槽越深，下垫⾯越粗糙，则上升运动越强）；3⾼空槽的辐合辐散、涡度平流以及温度平流作⽤⾼空槽前：辐散，正涡度平流，暖平流三个因素均会导致上升运动⼆⽔汽和层结稳定度锋⾯附近出现什么样的天⽓主要取决于暖空⽓的⽔汽含量以及层结稳定度·⽔汽含量多且层结稳定→层状云和连续性降⽔·⽔汽含量多且层结不稳定→积状云和对流性降⽔·⽔汽含量少，⽆降⽔重点四锋⽣和锋消的因⼦⼀、锋⽣、锋消的概念锋⽣——新锋⾯的⽣成或已有的锋⾯的强度的加强过程锋消——已有锋强度的减弱、消失过程⼆影响锋⽣和锋消的因素1、⽔平⽓流的辐合辐散：辐合导致锋⽣，辐散导致锋消；三种常见的锋⽣场：(a)低槽冷锋锋⽣；(b)低槽暖锋锋⽣；(c)鞍型场冷锋锋⽣（最有利于锋⽣的⽔平变形场）；2 垂直运动：层结稳定：①上升运动——锋消；②下层运动——锋⽣；层结不稳定情况相反；3 ⾮绝热加热的作⽤：冷空⽓冷却和暖空⽓加热有利于锋⽣；暖空⽓冷却和冷空⽓加热有利于锋消。
南京信息工程大学天气学原理知识点总结
图 1 海平面气压场
在气象上用等压线来表示气压的水平分布。气压分布形式有闭合低压和高压，有低压槽和高压脊，
以及两个高压和两个低压所围成的鞍型场。气压梯度反映在天气图上就是等压线的分布有疏有密，等
压线愈密集，表示气压梯度愈大。
而气压梯度力是作用于单位质量气块上的净压力，是由于气压分布不均匀而产生的。气压梯度力
梯度？
不会。由气压梯度力的定义可知，气压梯度力是作用于单位质量气块上的净压力，是由于气压分
布不均匀而产生的。如果气压是均匀分布的，也就意味着没有气压梯度，也就不会有净压力作用于气
块，就不会有气压梯度力了。
微风习习说明风很小，意味着气压梯度力小，而狂风大作说明风速大，意味着气压梯度力比较大。
2. 为什么气压梯度力的水平分量远小于垂直分量？
（2） 气压梯度力的方向与等压线相垂直，指向−方向，即由高压指向低压。
（3） 气压梯度力的水平分量远小于垂直分量
2
第一单元
大气运动的基本特征
1.1
影响大气运动的作用力
常见问题
第一单元
§1.1 影响大气运动的作用力
1. 如果气压分布均匀的话，会有气压梯度力产生吗？ 微风习习和狂风大作分别对应着怎样的气压
由此得到单位质量空气块受到的净压力为空气块受到的净合力与空气块的质量之比，上下均有体积项
，消掉后，就得到气压梯度力的表达式
1
⃑ = −
根据气压梯度力的表达式，我们很容易得到其性质：
（1） 气压梯度力的大小与气压梯度成正比，气压梯度越大，气压梯度力就越大；与空气密度成
反比，在气压梯度相同的情况下，密度越小，气压梯度越大；
1
第一单元
天气学原理-第一章.
讨论: 1.气压气流的三类垂直结构 a.深厚对称系统——底层：暖-高，冷-低 b.浅薄对称系统——底层：暖-低，冷-高 c.温压场不对称系统 随高度升高，高压中心轴线向暖区倾斜 随高度升高，低压中心轴线向冷区展 冷平流有利于低层高压或高层低压发展
3.极地和赤道的天气系统 极地：低层冷高压，高层冷低压 赤道：低层暖低压，高层暖高压
14
讨论：
1、 的方向除赤道和极地外，均不指向地心。 由于地球为椭圆，地球上重力垂直于当地水平面，向下 2、重力的大小随纬度变化，极地最大，赤道最小，一般 用45纬度海平面重力值= 9.806m/s2
15
五、地转偏向力（科里奥利力）
空气块相对旋转坐标系有偏向加速度，而引入地转偏向 力。 方向：垂直于 与 组成的平面，指向运动方向右侧
3.气压梯度力的大小与气压梯度成正比，与空 气密度成反比，即等压线越密集，气压梯度 越大。 在同样的气压梯度下，高处的风就比 低处的风大，因为高空的密度小。
4. 水平气压梯度力 比垂直气压梯度力小很多。
6
补充：气压梯度指单位距离间的气压差。
水平方向: 100 km 相差1hPa 垂直方向: 8-10 m 相差1hPa 1000hPa~850hPa 平均相差1500m 但由于向上的气压梯度力与向下的重力达到准静 力平衡，所以虽然垂直方向上的气压梯度力大，但 运动不明显。 而水平方向上力虽小但运动明显，故大气基本 上是准水平运动。
天气学原理和方法
第一章 大气运动的基本特征
章节内容
1 2 3
影响大气运动的作用力
控制大气运动的基本定律
大尺度运动系统的控制方程 4 “P”坐标系中的基本方程组 5 风场和气压场地关系
本章要点
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第一节 影响大气运动的作用力一、基本作用力：大气与地球或大气之间的相互作用而产生的真实力，它们的存在与参考系无关。
1气压梯度力G =- — \ P 作用于单位质量气块上的净压力。
P地心引力g^ g0 2：- g 0地球对单位质量空气的引力。
（1+z/a ）2 切应力/雷诺应力z = I U 作用于单位面积上的粘滞力（」动力粘滞系数） GZ称为运动学粘滞系数、视示力/外观力: 惯性离心力C=Q 2R （0 =2兀/24h ）：大小与向心力相等而方向相反。
地转偏向力A =-2门V地转偏向力与地球自转角速度相垂直，在纬圈平面内；地转偏向力与V 相垂直，对运动气块不做功，它只能改变气块的运动方 向，而不能改变其速度大小；对于水平运动而言，A 在北半球使运动向右偏，南半球使运动向左偏； 地转偏向力的大小与相对速度大小成正比， 当V 二0时地转偏向力消失三、重力 ^g^-2R :单位质量大气所受的地心引力和惯性离心力的合力 探※※此处有重点图示，请大家加强理解图1.8重力与惯性引力区别① 地心引力指向地心② 静止的气块，惯性离心力在纬圈平面内，并朝向外③ 重力是地心引力与惯性离心力的合力④ 除开极地和赤道外，重力并不指向地心，但重力都垂直于水平面⑤ 重力在赤道上最小，随纬度而增大第二节控制大气运动的基本定律局地温度变化等于气块运动中温度的个别变化（加热或冷却）加上温度的平 流变化（气块在温度水平分布不均匀的区域内保持原有的温度作水平运动而对局 地温度变化所提供的贡献）和对流变化（垂直运动引起的局地温度变化）。
、旋转坐标系中的大气运动方程 （称为单位质量空气的相对运动方程） ?- ■-2 JZ k 单位质量气块所受到的净粘滞力 摩擦力F 二；：2v . -2 j ；2T.:t 全导数手与局地导数手:dT dt -'Z由动量守恒定律导出dV 1P _2^ V g F dt :气压梯度力、地转偏向力、重力、摩擦力三、连续方程由质量守恒定律导出一（2） - 0 固定在空间的单位体积内；:t流体的净流出量，等于该单位体积内流体质量的减小。
I・C、V）称为质量散度，即单位体积内流体的净流出量。
对于大范围的大气运动i・V二•巴•二=o （不可压缩流体的速度e x c y c z散度为零）。
—项在气象上称为水平散度，它表示流体在单位时间内水平面积的\科矽丿相对膨胀率。
连续方程把水平风场与垂直运动联系了起来，通过它可以用水平风速分布来推断垂直运动。
四、热力学能量方程一一空气块的热力学能量（内能加动能）的变化率等于加热率加上外力对空气块的作功率。
c v d^ + P— =Q.其中c v是定容比热，a是比容，‘P竺i表示了压力对单dt dt * l dt 丿位质量空气的作功率，它代表了热能与机械能之间的转换，反映了大气动力过程与热力过程的相互联系。
第三节大尺度运动系统的控制方程实际大气中所出现的各种不同规模和维持时间的运动和运动系统，不仅型式有显著差异，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。
一、尺度分析与大气运动系统的分类尺度分析是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。
通过尺度分析保留大项，略去小项可以使方程得到简化。
步骤：首先确定方程中各种量的特征值（即尺度）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。
基本方程中一些主要量项的特征主要依赖于运动的水平尺度，因而可以按照水平尺度对大气运动系统进行分类。
行星尺度、大尺度（天气尺度）、中尺度、对流或小尺度。
二、天气尺度系统的运动方程中纬度天气尺度系统的特征尺度：V =TOm / s*・・「一 lO^m/s*** 106m ・・・*H=T04m零级简化就是只保留方程中数量级最大的各项。
一级简化除保留方程中数量 级最大的各项外，还保留小一个时级的各项。
垂直运动方程的零级、一级以至再精确一些的简化方程均为：0 = _丄空_g 即 兰二-为（这就是气象学中的静力平衡方程）P cZ cZ 第四节 “P ”坐标系中的基本方程组以气压P 为垂直坐标的x, y, p,t 坐标系称为“ p ”坐标系。
等压面图是气压 为一定值的平面天气图。
度量等压面距海平面的高度采用位势高度。
重力位势：单位质量的物体从海平面上升到高度z 克服重力所作的功。
Z=gdz 等位势面处处与重力的方向相垂直，是水平面。
定义：1位势米=9.8J/kgZ以位势米表示的位势高度为：H =0/9.8二J 0gdz/9.8“P ”坐标系中，水平气压梯度力可用等压面上的位势梯度 （等压面的坡度） 来表示G = —9.8八p H ； “Z ”坐标系中，在等高面上计算水平气压梯度力时， 只知道气压梯度还不够，还必须知道该处的空气密度 G =—丄、h P ；p“ P ”坐标系中的连续方程比“Z”坐标系中的简单得多。
“P ”坐标系中的基本方程组：理 一 f u =-旦 其中f =20sin 申 dt exJ d v 列 fu 二 dt ay M 1第五节风场与气压场的关系天气尺度的运动系统，通常是指在天气图上所分析出的气压场和风场中，具有结构特征和移动、发展规律的天气系统。
一、地转风（重点指数：三星） 在大气中水平方向的气压梯度力和地转运动方程 连续方程状态方程热力学能量方程2偏向力平衡时的空气水平运动，即满足地转平衡方程fu =—丄空 和=—丄亘的风P 內 P ex地转平衡和地转风的意义：1. 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 水平直线运动且无摩擦时 才能成立。
在赤道上水平地转偏向力等于零，不可能建 立地转平衡的关系，也不存在地转风；在低纬度地区地转风与实际风差别较大， 地转风原理不能应用。
2. 风压定律：地转风速大小与水平气压梯度力成正比，风向与等压线平行， 在北半球背风而立高压在右，低压在左，南半球则相反。
3. 地转风速大小与纬度成反比。
二、梯度风自由大气中空气作曲线运动且没有或不考虑摩擦力时， 水平气压梯度力G 、 地转偏向力A 和惯性离心力C 三力平衡时的空气水平运动，称为梯度风。
在北半 球示意图如下：在有梯度风时，等压线与流线重合，：：p/rs = O ，故切向方程为：dV/dt=O 即无切向加速度。
法向方程为：0 — 1 ：卩 ......................................... ①P 衍 f R T在大尺度运动系统中，等压线的曲率较小， R T 较大，故惯性离心力较小， 而地转偏向力较大，因此高压中心就是反气旋性环流中心， 低压中心就是气旋性 环流中心。
梯度风速率:V f 「虽f • R T f 2- \：：pf 2 2 \R T P£n 在气旋性环流中R T0 • ；:p/；:n ：：： 0 ,气压梯度和梯度风风速可以任意地大在反气旋性环流中R T < 0 • ::p/；:n ：：： 0 , V f 最大Vg =在一定的纬度上，气压梯度和梯度风的大小受反气旋的曲率所限制。
曲率越 大（R T 越小），则气压梯度越小，梯度风风速也越小。
所以越接近反气旋中心， 气压梯度和梯度风风速越小。
地转风与梯度风的比较地转风速率：V g 二-丄空 代入①得：冷=1 "9 Pf cn V f fR T在气旋性环流中R T 0，地转风比梯度风大，而在反气旋性环流中 R 「：： 0， 地转风比梯度风小，最大梯度风为地转风的两倍。
所以在应用地转近似关系时， 在气旋性环流中对风速估计过高，而在反气旋环流中估计过低。
一般在中纬度有 大尺度系统中地转风与梯度风相差不超过 10〜15%，但在热带气旋中V f /fR T 较 大，地转近似关系已不合适，而必须改用梯度风。
三、流线和轨迹流线是指某一固定时刻， 段时间内空气质块运动的路经 R s —流线曲率半径;R T —轨迹曲率半径; 低压移动过程中探※※此处有重点图示，加强理解 低压在移动过程中的运动轨迹，说明地转风的近似比梯度风近似要好① 基本知识：流线是指某一固定时刻，处处与风向相切的一条空间曲线； 轨迹是 指在某一段时间内空气质块运动的路径；流线能表现在某一时刻的天气图上，轨 迹却不能。
11 ② V （二 _士）=V （K T _K S ） ctR T 为轨迹曲率半径，R s 为流线曲率半径，1为水平风的方向角，V 为气块运动 速度。
只有在局地风向不随时间改变的条件下才有 K T = K s 。
但实际大气中天气系统总 是处于运动之中，故经常是 K T = K s ③假如系统在移动过程中不变形，一般的风向改变仅仅是由于系统移动所造成 的：得C cos 。
R B =R T （1 V ）二是流线（等压线）与系统移动方 向的夹角，C 是系统移动速度处处与风向相切的一条空间曲线。
轨迹是指在某一 移动系统的轨迹曲率半径：-厂’：Ceos 日 \ R s = R T 1 —< V 丿 C —系统移动速度； V —流线与系统移动方向的夹角。
=V / 2和C = 2V 时空气水平运动轨迹示意图R T R sIW 1.2?惟帐舂訥ii 矗中Y 气术碳禹功机遗A、当系统不动时（C =0 ）则R s二R T，流线与轨迹重合;B、当系统移动时，R s -R r （D-C为系统移动，圆为0时刻的流线，0-1-2-3 箭头为此处气块的轨迹，二为流线上某点的相切方向与D—C之间的夹角）V cosI、C=2 时，R s 二R T（1-2） o 低压的北半部，R s> R r ；南半部，R s V R r ；最东点和最西点R s = R r；n> C=2V时，R s二F T（1 —2cosR。
当2cosr >1时，流线曲率和轨迹曲率相反，呈反气旋弯曲。
结论：系统移动时，R s代替R r误差较大，系统移速越快，误差越大；直接计算Rr不方便，需知道系统的移速，且系统发生变形时，更不易计算。
所以在实际计算中用地转风近似比梯度风近似好。
四、地转风随高度的变化一一热成风热成风速率：V T二巴1 n旦k \.Tf P i热成风的大小与平均温度梯度（或厚度梯度）成正比，与纬度成反比，同时与In P。
/ p i有关。
厚度图不仅表示了两等压面之间的平均温度，同时也大致表示了这两层之间的热成风。
在实际工作中可以根据高空风随高度的变化来确定冷/暖平流的层次和估计冷/暖平流的大小。
并可根据上下层热成风的分布来确定相对不稳定区的方位和进行大气稳定度变化趋势的判断。
探※※※此处有重点理解图示fl!图―掘南北向温度梯度情吧下*高低空系统的配置Si.33 中纬度京统的~般温压场结构根据热成风原理，中纬度高层主要是西风气流。