[教育]7_大气运动.ppt

第四章 大气的运动 难点、重点 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 大气压力的变化是导致空气运动的直接原因。 大气静力学 研究静止大气所受力的作用，及在力的作用下质量和压强分布规律的科学称为大气静力学。 事实上，大气在任何时刻都处于运动状态，但除山区以及有强烈对流运动的时候以外，空气的垂直加速度都是很小的，一般不超过0.001米／秒2，比重力加速度约小一万倍，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。 dP= －ρ g dZ 它表示了大气在垂直方向上处于静力平衡状态时，气压随高度变化的关系。由此式可知： 1、当dZ＞0时，dP＜0，气压随高度增加而减小 2、由于g随高度变化很小，所以气压随高度减小的快慢（dP/dZ的大小）主要决定于ρ。近地面层ρ大，气压随高度减小得快，上层ρ小 ，气压随高度减小得慢。 3、两个不同高度上的气压差等于这两个高度之间单位截面积空气柱的重量。 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 由静力学方程推导出压高方程（4·4）式，它表示气压随高度的增加而按指数递减。计算困难，为方便应用，需作某些假设。 气象上常用的等温大气（假定气温不随高度发生变化）压高方程为： Z2-Z1=18400（1+t / 273）lg 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。 但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。 上式中共有四个变量，若已知三个量，可求出第四个量。 1、根据不同高度上Zl、Z2的气压值P1、P2和其间的平均温度，可计算两水平面间的高度差（Z2—Z1）． 2、根据某高度上的气压值和气柱的平均温度，可推算另一高度上的气压值（ P1或P2）。 3、由某站气压值、海拔高度和气层平均温度，可估算海平面气压值（ P1 / P0）。 4、由两个不同高度的气压值，可求算两高度间的平均温度。 如：海平面气压订正 在做天气分析时，需要绘制地面天气图，即在海平面图上绘等压线， 因各气象观测站高度不同，所测得的气压值，不能进行比较，因此必须将各站所测得的气压值一律订正到海平面高度。 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