风的基本概念.doc

风的基本概念 一、风的形成 风的形成是空气流动的结果，常指空气相对地面的水平运动，是一个矢量,用风向和风速表示。 空气流动的原因是地球绕太阳运转，由于日地距离和方位不同，地球上各纬度所接受的太阳辐射强度也就各异(见图1)。在赤道和低纬度地区，太阳辐射强度强，地面和大气接受的热量多，因而温度高。这种温差形成了南北间的气压梯度，在北半球等压面向北倾斜，空气向北流动，风的强度由气压梯度力的大小决定。 图1 地球绕太阳运转示意图 由于地球自转形成的地转偏向力(这种力就叫做科里奥利力)的存在，在此力的作用下，在北半球，使气流向右偏转，在南半球使气流向左偏转。所以，地球大气的运动，除受到气压梯度力的作用外，还受地转偏向力的影响。 地转偏向力在赤道为零，随着纬度的增高而增大，在极地达到最大。 当空气由赤道两侧上升向极地流动时，开始因地转偏向力很小，空气基本受气压梯度力的影响，在北半球，由南向北流动，随着纬度的增加，地转偏向力逐渐加大，空气运动也就逐渐地向右偏转，也就是逐渐转向东方。在纬度30°附近，偏角达到90°，地转偏向力与气压梯度力相当，空气运动方向与纬圈平行，所以在纬度30°附近上空，赤道来的气流受到阻塞而聚积，气流下沉，形成这一地区地面气压升高，这就是所谓的副热带高压。 副热带高压下沉气流分为两支，一支从副热带高压向南流动，指向赤道。在地转偏向力的作用下，北半球吹东北风，南半球吹东南风，风速稳定且不大，约3～4级，这是所谓的信风，所以在南北纬30°之间的地带称为信风带。这支气流补充了赤道上升气流，构成了一个闭合的环流圈，称此为哈德来(Hadley)环流，也叫做正环流圈。此环流圈南面上升，北面下沉。 另一支从副热带高压向北流动的气流，在地转偏向力的作用下，在北半球吹西风，且风速较大，这就是所谓的西风带。在60°N附近处，西风带遇到了由极地向南流来的冷空气，被迫沿冷空气上面爬升，在60°N 地面出现一个副极地低压带。 副极地低压带的上升气流，到高空又分成两股：一股向南，一股向北。向南的一股气流在副热带地区下沉，构成一个中纬度闭合圈，正好与哈德来环流流向相反，此环流圈北面上升，南面下沉，所以叫反环流圈，也称费雷尔(Ferrel)环流圈；向北的一股气流，从此到达极地后冷却下沉，形成极地高压带，这股气流补偿了地面流向副极地带的气流，而且形成了一个闭合圈，此环流圈南面上升，北面下沉，形成与哈德来环流流向类似的环流圈，因此也叫正环流。在北半球，此气流由北向南，受地转偏向力的作用，吹偏东风，在60°～90°N之间，形成了极地东风带。 综合上述，在地球上由于地球表面受热不均，引起大气层中空气压力不均衡，因此，形成地面与高空的大气环流。各环流圈伸屈的高度，以热带最高，中纬度次之，极地最低，这主要是由于地球表面增热程度随纬度增高而降低的缘故。这种环流在地球自转偏向力的作用下形成了赤道到纬度30°N环流圈(哈德来环流)、30°～60°N环流圈和纬度60°～90°N环流圈，这便是著名的“三圈环流”，如图2 所示。 图2 “三圈环流”示意图 当然，所谓“三圈环流”乃是一种理论的环流模型。由于地球上海陆分布不均匀，因此，实际情况比上述情况要复杂的得多。 实际上，地面风不仅受这两个力的支配，而且在很大程度上受海洋、地形的影响，山隘和海峡能改变气流运动的方向，还能使风速增大，而丘陵、山地却磨擦大使风速减少，孤立山峰却因海拔高使风速增大。因此，风向和风速的时空分布较为复杂。 海陆差异对气流运动的影响，在冬季，大陆比海洋冷，大陆气压比海洋高风从大陆吹向海洋。夏季相反，大陆比海洋热，风从海洋吹向内陆。这种随季节转换的风，我们称为季风。所谓的海陆风也是白昼时，大陆上的气流受热膨胀上升至高空流向海洋，到海洋上空冷却下沉，在近地层海洋上的气流吹向大陆，补偿大陆的上升气流，低层风从海洋吹向大陆称为海风，夜间（冬季）时，情况相反，低层风从大陆吹向海洋，称为陆风。在山区由于热力原因引起的白天由谷地吹向平原或山坡，夜间由平原或山坡吹向谷地，前者称为谷风，后者称为山风。这是由于白天山坡受热快，温度高于山谷上方同高度的空气温度，坡地上的暖空气从山坡流向谷地上方，谷地的空气则沿着山坡向上补充流失的空气，这时由山谷吹向山坡的风，称为谷风。夜间，山坡因辐射冷却，其降温速度比同高度的空气快，冷空气沿坡地向下流入山谷，称为山风。此外，不同的下垫面对风也有影响，如城市、森林、冰雪覆盖地区等都有相应的影响。光滑地面或摩擦小的地面使风速增大，粗糙地面使风速减小等。 三、风向频率 指一年(月)内某方向风出现的次数和各方向风出现的总次数的百分比，即：风向频率＝某风向出现次数／风向的总观测次数×100% 。 四、风速 瞬时风速V可用平均风速（一般取10分钟）Vm加上风的波动分量v来表示： 　 　 五、湍流强度