气候气象学资料.pptx

第四章 大气的运动;大气时刻不停地运动着，既有水平运动也有垂直运动，既有全球性运动也有局地性运动。 大气的运动对于地球上热量和水分的输送起着重要作用。;第一节 气压随高度和时间的变化;一、气压随高度的变化; （补充）大气静力学;因此，在一般情况下，可将大气中的垂直加速度忽略不计， 即认为大气在垂直方向上是处于静力平衡状态的。 因而，静力学的规律可以相当准确地应用于实际大气。 但对于局部地区有垂直运动发展时，应用静力学规律所得的结果将失去它的准确性。;（一）静力学方程（静压方程）;; dP= －ρ g dZ;:铅直气压梯度 / 单位高度气压差;（1）同一P，t高， ρ小，P随高度递减慢，h大； 反之，h小。 （2）同一t，P大， ρ大， P随高度递减快，h小； 反之，h大。;以上是将大气近似地看作静力平衡条件下对一薄气柱的讨论。 实践证明，这些情况与大气的实际情况大致符合。 当研究的气层不厚（海拔不超过2000m的台站）和要求精度不太高时，可用此式进行海平面气压订正或计算海拔高度。;例1：某站海拔40m，本站气压为1000hpa，气温为0℃。计算h值和海平面气压。 解：h≈8000/1000=8（m/hpa）， 即每升高8m，气压下降1hpa 气压高度差订正值：△P=40/8=5（hpa） 海平面气压 P0=P+△P=1000+5=1005（hpa）;例2：某站某月探空资料中，P1=1000hpa，t1=30℃；P2=940hpa，t2=26℃。用单位气压高度差公式求等压面P1和P2间的厚度△Z。 解：气层平均气压 Pm=（ P1 + P2）/2 = 970hpa 气层平均气温 tm=（ t1 + t2）/2 = 28℃ h=8000/970 (1+28/273) = 9.1(m/hpa) △Z = h △P = 9.1×(1000—940) = 546(m);如果研究的气层高度变化范围很大，气柱中上下层温度、密度变化显著时，上式就难以直接运用， 就需系用适合于较大范围气压随高度变化的关系式—压高方程。;静力学方程给我们指出了气压随高度的变化关系， 但静力学方程只能计算当高度增量很小时气压的变化值， 而实际工作中往往需要知道较厚气层内气压随高度的变化规律，所以要对静力学方程进行积分。;但由于大气温度及密度随高度的分布受多种因素的影响，很难用函数关系表达，给积分带来困难， 所以气象学中对密度和温度的垂直分布作一些假定，讨论几种典型条件下气压随高度的变化规律， 而这些假定具有一定的实际意义，用它们可以来讨论和解决实际问题。;均质大气：空气密度不随高度变化的大气。 等温大气：气温不随高度变化的大气。 多元大气：气温直减率不随高度变化的大气。 标准大气：铅直方向温度、气压和密度按一种假定的规律分布的模式大气。（P85下部：注解） 在气象学中，一般采用等温大气的压高方程。;（二）压高方程;Z2-Z1=18400（1+t / 273）log P1/P2 实际大气虽不等温，但可分成许多薄层，各层分别用平均温度代入上式计算，然后再把各层数值累计起来，求得整个气柱的压力与高度的关系。 表4·2 空气中水汽含量较多时，必须用虚温代替气温。 100km以上高度，因g和平均分子量都改变较多，上述方程不适用。;Z2-Z1=18400（1+t / 273）log P1/P2式中共有四个变量，若已知三个量，可求出第四个量。;例1：测得某山脚气压为1000hpa，气温为20℃，山顶气压为850hpa，气温8℃，求山高。 Z=18400（1+14/273）lg 1000/850 =1365（m）;例2：已知P0为1013hpa，t0为15℃，气温直减率为0.6℃/100m，求1500m处P2。 t2=15-15×0.6=6 tm=（15+6）/2=10.5 1500=18400 （1+10.5/273） lg 1013/P2 P2=845 hpa;如：海平面气压订正;例如：已知某地的海拔高度为24米，气温为20℃，气压为1010百帕，求海平面气压（ γ =0.6℃／100米）。 解：首先可根据 γ =0.6℃／100米求出海平面温度t。: t。=20+24×0.6/100=20.1℃ 平均温度tm=(20+20.1)/2=20.1℃ 再将z=24米，P=1010百帕，tm=20.1℃代入等温大气压高公式得:;如果测站较高，平均温度递减率与实际温度递减率相差而引起的气压误差较大， 所以我国在地面观测规范中规定当测站的海拔高度大于1500米时就不再作这种订正。;二、气压随时间的变化;由于大