大气的运动气压空气的水平运动.ppt

由于大气处于静力平衡状态，所以有： F1-F2=G Pdxdy-（P+dP）dxdy=mg -dPdxdy=ρgdxdydz Eg：已知某座山，山脚下的气压为1000hpa，气温为20℃；山顶的气温为10 ℃，气压为750hpa；根据气压阶公式试确定该山的高度。 由于各地气压高低不一，而且还时刻变化着，所以在等高面图和等压面图上反映出来的气压型式是多种多样的。基本型式可概括为以下五种： 垂直于G方向且位于其右方 近地面层中，风存在着有规律的日变化。白天风速增大，午后增至最大，夜间风速减小，清晨减至最小。 是指风向变动不定、风速忽大忽小的现象。 风的阵性在摩擦层中经常出现，特别是山区更甚。随着高度的增高，风的阵性在逐渐减弱。以夏季和午后最为明显。 第三节 地方性风 大气运动产生的原因 二、常见的地方性风（热力因素引起的） 三、常见的地方性风（动力因素引起的） 海陆风 山谷风 城市风 林风 陆地 海洋 升温快 升温慢 气温高(低压) 气温低(高压) (高压) (低压) 海风 白天风从海上吹向陆地，即海风 陆地 海洋 降温快 降温慢 气温低(高压) 气温高(低压) (高压) (低压) 陆风 夜晚风从陆地吹向海洋，即陆风 在沿海地区发生的昼夜有风向转换现象的风称为海陆风。 山坡 山谷 山坡 增温快（热源） 增温快（热源） 增温慢（冷源） 谷风 白天风从山谷吹向山坡，即谷风 白天风从山坡吹向山谷，即山风 山坡 山谷 山坡 降温快（冷源） 降温快（冷源） 降温慢（热源） 山风 气流上升 市 区 由郊区流向市区 由郊区流向市区 郊 区 郊 区 热 昼夜，风均从郊区吹向市区，这种城市与郊区间形成的热力环流称为城市风。 城市风只有在大气候风速小于3m/s的情况下产生，且在城市边缘地区较为明显。 林 区 空旷地 空旷地 升温快 升温慢 气温高(低压) 气温低(高压) 升温快 气温高(低压) 白天，风从林区吹向空旷地，而夜间相反；这种由于热力差异而形成的空气环流称为林风。 林风只有在静稳天气情况下产生，且产生的风力只有1m/s左右。 峡谷风 焚风 焚风效应 狭管效应 定义 气流越山时，由于空气作绝热下沉运动，温度升高，湿度降低，而在山的背风坡形成的一种炎热而干燥的风。 形成 未饱和湿空气 迎风坡： 饱和湿空气 饱和湿空气 rd降温 rm降温 rd升温 背风坡： 未饱和湿空气 山脚 凝结高度 山顶 饱和湿空气 山顶 山脚 此时的温度为露点温度 站在圆盘外观察的人看来，小球保持惯性沿着直线OB而行，圆盘的转动对小球运动的方向和速度都没有影响， 但是如果人站在圆盘上，并和圆盘一起转动，就必然以他立足的圆盘作为衡量小球运动的标准。当小球到达圆盘边缘时，站在圆盘上A点的人，已同圆盘一起转动到A1点了，因而在他看来，小球并不是沿着圆盘上的直线OA方向运动的，而好象是小球的直线运动时刻受到一个同它相垂直并指向它的右方的作用力，使它不断地向着原来运动方向的右方偏转，这就是由于圆盘转动而产生的偏向力 A1 水平地转偏向力 左 右 在地转偏向力的作用下，空气运动方向在北半球向右偏，在南半球向左偏。 南半球偏转方向 北半球偏转方向 初始方向 （hPa） 1000 1005 1010 水平气压 梯度力G 地转偏向力A （北半球） a.北半球向右偏， 南半球向左偏； b.垂直于空气的运动 方向(即风向)； c.由低纬向 高纬增大； d.特点： 只改变方向， 不改变速度大小 =2ωvsinφ 只有在物体相对于地面运动时才存在水平地转偏向力 v 在水平气压梯度力和地转偏向力共同作用下的风 （北半球高空） （百帕） 1000 1005 1010 1015 1020 水平气压梯度力 地转偏向力 风向 水平气压梯度力 地转偏向力 风向 当空气作曲线运动时，受到的离开曲率中心向外的力。用C表示。 与运动方向垂直，由曲率中心指向边缘 与空气运动速度平方成正比，与运动的曲率半径成反比 只改变运动方向,不改变运动速度 惯性离心力 定义 方向 大小 H G C A v L G C A v 摩擦力 外摩擦力 粗糙地面对空气运动的阻力 方向与空气运动方向相反 R1=-k1v 内摩擦力 发生在大气内部，气层之间的阻力 方向与上下层风速向量差的方向一致 R2=-k2v 水平地转偏向力A （hPa） 1000 1005 1010 （北半球） 风向 外摩擦力R1 请依据图中风向，画出空气运动时的受力情况 水平气压 梯度力G 外摩擦力 下层空气 上层空气 R2 R1