空气快速流动气压变化

大气时刻不停地运动着，运动的形式和规模复杂多样。既有水平运动，也有垂直运动。既有规模很大的全球性运动，也有尺度很小的局地性运动。大气的运动使不同地区、不同高度间的热量和水分得以传输和交换，使不同性质的空气得以相互接近、相互作用，直接影响着天气、气候的形成和演变。

大气运动的产生和变化直接决定于大气压力的空间分布和变化。因而，研究大气运动常常从大气压力的时空分布和变化入手。

大气的水平运动称为风。风是向量，包括风向和风速。风向指风的来向，通常用8个或16个方位来表示，如东风、东南风等；风速指单位时间内空气水平移动的距离，用米／秒（m／s）或风级表示。

风与气压场的水平分布和变化具有密切关系。

一、气压

气压是大气压强的简称。在静止空气中，任何一个地点的气压是指从地面到大气上界，单位面积的整个空气柱的重量。各地气压不等的原因或是气柱长短不一，或是空气密度不同（图1-27）。

气象站用来测定气压的水银气压表是根据托里拆利实验原理制成的。气压表玻璃管中水银柱对底面（单位面积）产生的压强等于大气压强。气象学上气压的测量单位以前用毫米水银柱高（mmHg），通常所说的一个标准大气压是指温度为0℃，纬度45°，海平面高度上测得的气压，其数值为760mmHg。

图1-27　气压随高度变化与空气密度的关系

物理学上压强的法定单位是帕斯卡，简称帕（Pa）。气象学上用百帕（hPa）作为大气压强的单位。过去大气压强的单位是毫巴（mb）。几种气压单位的关系为：

（一）气压随时间的变化

某地气压的变化，实质上是该地上空空气柱重量增加或减少的反映，而空气柱的重量是其质量和重力加速度的乘积。重力加速度通常可以看作是定值，因而一地的气压变化就决定于其上空气柱中质量的变化，气柱中质量增多了，气压就升高。质量减少了，气压就下降。空气柱质量的变化主要是由热力和动力因子引起。热力因子是指温度的升高或降低引起的体积膨胀或收缩、密度的增大或减小以及伴随的气候辐合或辐散所造成的质量增多或减少。动力因子是指大气运动所引起的气柱质量的变化，根据空气运动的状况可归纳为下列三种情况。

1.水平气流的辐合与辐散

空气运动的方向和速度常不一致。有时运动的方向相同而速度不同，有时速度相同而方向各异，也有时运动的方向、速度都不相同。这样可能引起空气质量在某些区域堆聚，而在另一些地区流散。图1-28a、c表示了各点的空气都背着同一线或同一点散开，而且前面空气运动速度快，后面的运动速度慢，显然这个区域里的空气质点会逐渐向周围流散，引起气压降低，这种现象称为水平气流辐散。相反，图1-28b、d表示各点空气向着同一点或同一线集聚，而且前面空气质点运动速度慢，后面运动速度快，结果这个区域里空气质点会逐渐聚积起来，引起气压升高，这种现象称水平气流辐合。实际大气中空气质点水平辐合、辐散的分布比较复杂，有时下层辐合、上层辐散，有时下层辐散、上层辐合，在大多数情况下，上下层的辐散、辐合交互重叠非常复杂。因而某一地点气压的变化要依整个气柱中是辐合占优势还是辐散占优势而定。

图1-28　水平气流的辐散（a、c）和辐合（b、d）

图中箭头方向表示空气质点运动方向；箭头长度表示空气质点运动速度

2.不同密度气团的移动

不同性质的气团，密度往往不同。如果移到某地的气团比原来气团密度大，则该地上空气柱中质量会增多，气压随之升高。反之该地气压就要降低。例如冬季大范围强冷空气南下，流经之地空气密度相继增大，地面气压随之明显上升。夏季时暖湿气流北上，引起流经之处密度减小，地面气压下降。

3.空气垂直运动

当空气有垂直运动而气柱内质量没有外流时，气柱中总质量没有改变，地面气压不会发生变化。但气柱中质量的上下传输，可造成气柱中某一层次空气质量改变，从而引起气压变化。图1-29中位于A、B、C三地上空某一高度上a、b、c三点的气压，在空气没有垂直运动时应是相等的。而当B地有空气上升运动时，空气质量由低层向上输送，b点因上空气柱中质量增多而气压升高。C地有空气下沉运动，空气质量由上层向下层输送，c点因上空气柱中质量减少而气压降低。由于近地层空气垂直运动通常比较微弱，以致空气垂直运动对近地层气压变化的影响也较微小，可忽略不计。

图1-29　空气垂直运动和气压变化的关系

图1-30　水平气流的辐合、辐散和垂直运动的相互关系

实际大气中气压变化并不由单一情况决定，而往往是几种情况综合作用的结果，而且这些情况之间又是相互联系、相互制约、相互补偿的。如图1-30所示，上层有水平气流辐合、下层有水平气流辐散的区域必会有空气从上层向下层补偿，从而出现空气的下沉运动。反之，则会出现空气上升运动。同理，在出现空气垂直运动的区域也会在上层和下层出现水平气流的辐合和辐散。

（二）气压的周期性变化

气压的周期性变化是指在气压随时间变化的曲线上呈现出有规律的周期性波动，明显的是以日为周期和以年为周期的波动。

地面气压的日变化有单峰、双峰和三峰等型式，其中以双峰型最为普遍，其特点是一天中有一个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值（图1-31）。一般是清晨气压上升，9～10时出现最高值，以后气压下降，到15～16时出现最低值，此后又逐渐升高，到21～22时出现次高值，以后再度下降，到次日3～4时出现次低值。最高、最低值出现的时间和变化幅度随纬度而有区别，热带地区气压日变化最为明显，日较差可达3～5hPa。随着纬度的增高，气压日较差逐渐减小，到纬度50°日较差已减至不到1hPa。

气压日变化的原因比较复杂，现在还没有公认的解释。一般认为同气温日变化和大气潮汐密切相关。比如气压一日波（单峰型）同气温的日变化关系很大。当白天气温最高时，低层空气受热膨胀上升，升到高空向四周流散，引起地面减压；清晨气温最低时，空气冷却收缩，气压相应升到最高值。只是由于气温对气压的影响作用需要经历一段过程，以致气压极值出现的相时落后于气温。同时，气压日变化的振幅同气温一样随海陆、季节和地形而有区别，表现出陆地大于海洋、夏季大于冬季、山谷大于平原。气压的半日波（双峰型）可能同一日间增温和降温的交替所产生的整个大气半日振动周期，以及由日月引起的大气潮相关。至于三峰型气压波似应与一日波、半日波以及局部地形条件等综合作用有关。

图1-31　不同地方气压日变化曲线

图1-32　不同地方气压年变化曲线

气压年变化是以一年为周期的波动，受气温的年变化影响很大，因而也同纬度、海陆性质、海拔高度等地理因素有关。在大陆上，一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年变化值很大，并由低纬向高纬逐渐增大。海洋上一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年较差小于同纬度的陆地。高山区一年中气压最高值出现在夏季，是空气受热，气柱膨胀、上升，质量增加所致，而最低值出现在冬季，是空气受冷，气柱收缩、空气下沉、高山质量减少的结果（图1-32）。

（三）气压的非周期性变化

气压的非周期性变化是指气压变化不存在固定周期的波动，它是气压系统移动和演变的结果。通常在中高纬度地区气压系统活动频繁，气团属性差异大，气压非周期性变化远较低纬度明显。如以24h气压的变化量来比较，高纬度地区可达10hPa，低纬度地区因气团属性比较接近，气压的非周期变化量很小，一般只有1hPa。

一个地方的地面气压变化总是既包含着周期性变化，又包括着非周期性变化，只是在中高纬度地区气压的非周期性变化比周期性变化明显得多，因而气压变化多带有非周期性特征。在低纬度地区气压的非周期性变化比周期性变化弱小得多，因而气压变化的周期性比较显著。当然，遇有特殊情况时也会出现相反的情况。

二、气压场

气压的空间分布称为气压场。由于各地气柱的质量不相同，气压的空间分布也不均匀，有的地方气压高，有的地方气压低，气压场呈现出各种不同的气压形势，这些不同的气压形势统称气压系统。

（一）气压场的表示方法

气压的水平分布形势通常用等压线或等压面来表示。等压线是同一水平面上各气压相等点的连线。等压线按一定气压间隔（如2.5hPa或5hPa）绘出，构成一张气压水平分布图。若绘制的是海平面的等压线，就是一张海平面气压分布图。若绘制的是5000m高空的等压线，就成为一张5000m高空的气压水平分布图（等高面图）。等压线的形状和疏密程度反映着水平方向上气压的分布形势。

等压面是空间气压相等点组成的面。如700hPa等压面上各点的气压值都等于700hPa。由于气压随高度递减，因而在某一等压面以上各处的气压值都小于该等压面上气压值，等压面以下各处则反之。用一系列等压面的排列和分布可以表示空间气压的分布状况。

实际大气中由于下垫面性质的差异、水平方向上温度分布和动力条件的不均匀，以致同一高度上各地的气压不可能是一样的。因而等压面并不是一个水平面，而像地表形态一样，是一个高低起伏的曲面。等压面起伏形势同它附近水平面上的气压高低分布有着对应关系。等压面下凹部位对应着水平面上的低压区域，等压面愈下凹，水平面上气压低得愈多。等压面向上凸起的部位对应着水平面上的高压区域，等压面愈上凸，水平面上高压愈强大。根据这种对应关系，可求出同一时间等压面上各点的位势高度值，并用类似绘制地形等高线的方法，将某一等压面上相对于海平面的各位势高度点投影到海平面上，就得到一张等位势高度线（等高线）图，此图能表示该等压面的形势，故这种图称为等压面图。图1-33中P为等压面，H1、H2、H3…为高度间隔相等的若干等高面，它们分别与等压面P相截（截线以虚线表示），每条截线都在等压面P上，所以截线上各点的气压值均相等，将这些截线投影到水平面上，便得出P等压面上距海平面高度分别为H1、H2、H3…的许多等高线。由图可见，与等压面凸起部位相对应的是由一组闭合等高线构成的高值区域，高度值由中心向外递减；同理，与等压面下凹部位相对应的是由一组闭合等高线构成的低值区域，高度值由中心向外递增。因此，平面图中等高线的高、低中心即代表气压的高低中心，而且等高线的疏密同等压面的缓陡相对应，等压面陡的地方，如图中A、B处，对应于A′、B′处的密集等高线，等压面平缓的地方如图中C、D处，对应于C′、D′处的稀疏等高线。

气象上等高线的高度不是以米为单位的几何高度，而是位势高度。位势高度是指单位质量的物体从海平面（位势取为零）抬升到Z高度时，克服重力所作的功，又称重力位势，单位是位势米。在SI制中，1位势米定义为1kg空气上升1m时，克服重力作了9.8J的功，也就是获得9.8J／kg的位势能，即

图1-33　等压面和等高线的关系

位势高度与几何高度的换算关系为

式中：H为位势高度（位势米）；Z为几何高度（m）；gφ为纬度φ处的重力加速度（m／s2）。当gφ取9.8m／s2时，位势高度H和几何高度Z在数值上相同，但两者物理意义完全不同，位势米是表示能量的单位，几何米是表示几何高度的单位。由于大气是在地球重力场中运动着，时刻受到重力的作用，因此用位势米表示不同高度气块所具有的位能，显然比用几何高度要好。

气象部门日常工作所分析的等压面图有850hPa、700hPa、500hPa、3000hPa、2000hPa、100hPa等，它们分别代表1500m、3000m、5500m、9000m、12 000m、16 000m高度附近的水平气压场。海平面气压场一般用等高面图（零高度面）来分析，必要时也用1000hPa、等压面图来代替。

（二）气压系统的空间结构

气压系统存在于三度空间中，在静力平衡下，气压系统随高度的变化同温度分布密切相关。因此气压系统的空间结构往往由于与温度场的不同配置状况而有差异。当温度场与气压场配置重合（温度场的高温、低温中心分别与气压场的高压、低压中心相重合）时，称气压系统是温压场对称。当温度场与气压场的配置不重合时，称气压系统是温压场不对称。

1.温压场对称系统

由于温压场配置重合，所以该系统中水平面上等温线与等压线是基本平行的。系统中包括暖性高压、冷性低压和暖性低压、冷性高压（图1-34）。

图1-34　不同温压场配置垂直剖面图

暖性高压。高压中心区为暖区，四周为冷区，等压线和等温线基本平行，暖中心与高压中心基本重合的气压系统。由于暖区单位气压高度差大于周围冷区，因而高压的等压面凸起程度随高度增加不断增大，即高压的强度愈向高空愈增强。

冷性低压。低压中心区为冷区，四周为暖区，等温线与等压线基本平行，冷中心与低压中心基本重合的气压系统。因为冷区单位气压高度差小于周围暖区，因而冷低压的等压面凹陷程度随高度增加而增大，即冷低压的强度愈向高空愈增强。

暖性低压。低压中心为暖区，暖中心与低压中心基本重合的气压系统。由于暖区的单位气压高度差大于周围冷区，所以低压等压面凹陷程度随高度升高而逐渐减小，最后趋于消失。如果温压场结构不变，随高度继续增加，暖低压就会变成暖高压系统。

冷性高压。高压中心为冷区，冷中心与高压中心基本重合的气压系统。因为冷区单位气压高度差小于周围暖区，因而高压等压面的凸起程度随高度升高而不断减小，最后趋于消失。若温压场结构不变，随高度继续增加，冷高压会变成冷低压系统。

由上可见，暖性高压和冷性低压系统不仅存在于对流层低层，还可伸展到对流层高层，而且其气压强度随高度增加逐渐增强，这类系统称为深厚系统。而暖性低压和冷性高压系统主要存在于对流层低空，称浅薄系统。

2.温压场不对称系统

温压场不对称系统是指地面的高、低压系统中心同温度场冷暖中心配置不相重合的系统。这种气压系统，中心轴线不是铅直的，而发生偏斜。地面低压中心轴线随高度升高不断向冷区倾斜，高压中心轴线随高度升高不断向暖区倾斜。北半球中高纬度的冷空气多从西北方向移来，因而低压中心轴线常常向西北方向倾斜，而高压的西南侧比较温暖，高压中心轴线多向西南方向倾斜（图1-35）。

图1-35　温压场不对称系统图

大气中气压系统的温压场配置绝大多数是不对称的，对称系统是很少的，因而气压系统的中心轴线大多是倾斜的，系统的结构随高度发生改变的，气压系统的温压场结构对于天气的形成和演变有着重要影响。

三、气压与风

风，即是大气的水平运动。多数情况下是由于气压的水平分布不均引起的。大气的水平运动对于大气中水分、热量的输送和天气、气候的形成、演变起着重要的作用。

空气一刻不停地运动着。空气的运动可以分解为水平运动和铅直运动两个分量。空气的水平运动称为风。风是向量，包括风向和风速。风向指风的来向，通常用8个或16个方位来表示。风速指单位时间内空气水平移动的距离，用米／秒（m／s）或风级表示。

风对地球上的热量和水分输送起着重要作用，它直接影响天气的变化。风把二氧化碳不断地输送到叶片周围，促进光合作用。风又能传播花粉和种子，对树木繁殖与森林更新有很大作用。当然，风速过大，对树木也有许多不利，会引起风折、风倒，风速过大，人体感觉不适，交通受到阻碍，影响人们的户外活动。

风与气压场的水平分布和变化有着密切关系。

（一）作用于运行空气质点上的力

空气的水平运动与其他任何物体的运动一样，都是在力的作用下产生的，空气质点受力的情况不同，其运动状态也不同。作用于空气质点的力，除重力之外，尚有由于气压分布不均而产生的气压梯度力，由于地球自转而产生的地转偏向力，由于空气层之间、空气与地面之间存在相对运动而产生的摩擦力，由于空气作曲线运动时产生的惯性离心力。这些力在水平分量之间的不同组合，构成了不同形式的大气水平运动。

1.气压梯度力

水平气压梯度是一个向量，它的方向是沿着等压线的法线方向，指向气压减小的一方，它的大小是沿着法线方向单位距离的气压差（图1-36）。其表达式是

式中：GN是气压梯度；ΔP是气压差；ΔN是法向距离差。由于ΔN正方向的气压总是降低的，即ΔP为负值，但GN取正值，因此在前加一负号。-ΔP／ΔN可以分解为水平气压梯度-ΔP／Δn和垂直气压梯度-ΔP／ΔZ。水平气压梯度的单位通常用“百帕／赤道度”表示（1赤道度是赤道经度相差一度的纬圈长度，其值约为111km）。观测表明，水平气压梯度值很小，一般为1～3hPa／赤道度，而垂直气压梯度在大气低层可达1／10m左右，即相当于水平气压梯度的10万倍，因而气压梯度的方向几乎与垂直气压梯度方向一致，等压面近似水平面。

图1-36　水平气压梯度示意图（梯度方向AB）

实际大气中，由于空气密度分布的不均匀，单位体积空气块质量也是不等的。根据牛顿第二定律，在相同的气压梯度力作用下，对于密度不同的空气所产生的运动加速度是不同的，密度小的空气所产生的运动加速度比较大，密度大的空气所产生的运动加速度比较小。因此，用气压梯度难以比较各地空气运动的速度。在气象上讨论空气水平运动时，通常取单位质量的空气作为讨论对象，并把在气压梯度存在时，单位质量空气所受的力称为气压梯度力，通常用G表示，即

式中：ρ是空气密度；ΔP是两等压面间的气压差；ΔN是两等压面间的垂直距离。气压梯度力的方向由高压指向低压，其大小与气压梯度-ΔP成正比，与空气密度ρ成反比。气压梯度力可以分解为水平气压梯度力（Gn）和垂直气压梯度力（Gz），即：

在大气中气压梯度力垂直分量比水平分量大得多，但是重力与Gz始终处于平衡状态，因而在垂直方向上一般不会造成强大的垂直加速度。而水平气压梯度力虽小，由于没有其他实质力与他相平衡，在一定条件下却能造成较大的空气水平运动。

2.地转偏向力

空气是在转动着的地球上运动的，当运动的空气质点依其惯性沿着水平气压梯度力方向运动时，对于站在地球表面的观察者看来，观测者在确定空气水平运动的方向时，是以固定于观测点水平面上的直角坐标系，即X轴指向正东，Y轴指向正北的标准坐标系为参照系。该坐标系随地球自转而变动（图1-37）。也就是说，参照系不是牛顿参照系。这样站在转动地球上的观测者所测得的空气运动是相对运动，不能用牛顿第二定律来描述力与运动加速度之间的关系。为了解决这一矛盾，只有把地球自转作为一个力，才能运用牛顿定律。这个力是由于地球自转运动引起的、假想的力，称为地球自转偏向力。在大尺度的空气运动中，地转偏向力是一个非常重要的力。

任意纬度上的水平地转偏向力A，可由下式表达：

式中：Ω为地球自转角速度（Ω＝2π弧度／24＝7.29×10-5rad／s）；V为运动速度（风速）；φ为纬度。

可见，水平地转偏向力A具有如下几个重要特征：

（1）只有物体相对于地面运动时，才有偏向力，物体静止时，即当V＝0时，A＝0。

图1-37　水平地转偏向力对风的影响

（2）地转偏向力的大小与物体的水平运动速度和所在纬度的正弦成正比，在水平运动速度（风速）相同的情况下，纬度越高，水平地转偏向力越大。因此，在极地（φ＝90°）水平地转偏向力最大，即A＝2ΩV；在赤道（φ＝0）没有水平地转偏向力，即A＝0。

（3）地转偏向力是一种视力和假想力，只改变运动方向，不改变运动速率。在北半球，水平地转偏向力垂直指向物体运动（即风向）的右方；在南半球则指向左方。

在北半球，由于水平地转偏向力，使风向偏离了水平气压梯度力的方向，并向右偏转。为了说明这一现象，参照图1-37。如果空气质点在水平气压梯度力的作用下，沿着力的方向即OC方向运动（东北偏东）；若力不变，则质点运动方向也不变。但是观测者和坐标系随着地球自西向东旋转，经Δt时刻后，观测者由O点转移到O′点，他判断空气质点的运动方向为东南偏东（即O′C′）。可见空气质点偏离了水平气压梯度力的方向，并偏向其右方。

水平地转偏向力不可忽视（除赤道外）。例如V＝10m／s，那么在纬度30°处，1kg空气受的水平地转偏向力为0.7×10-3N。这个数值与水平气压梯度为1hPa／111km，1kg空气所受的水平气压梯度力相当，故一般不可忽略。

3.惯性离心力

空气质点作曲线运动时，在转动系统内的观察者看来，空气质点时刻受到一个离开曲率中心向外的力的作用，这个力是由于物体为保持惯性方向运动而产生的，因此称为惯性离心力。

惯性离心力的方向垂直于运动方向，由曲率中心向外，其大小与物体转动角速度ω平方和半径r的乘积成正比（图1-38）。对单位质量的物体而言，惯性离心力的表达式为

因为ωr是物体转动的线速度V，代入上式得

上式表明了惯性离心力的大小与线速度的平方成正比，与曲率半径成反比。

图1-38　曲线运动中惯性离心力的方向

如果空气质点运动的曲率半径为500km，风速为10m／s，则1kg空气受到的惯性离心为0.2×10-2N，它比水平地转偏向力小得多。但是如果空气质点的运动速度很大，或运动曲率半径很小时，惯性离心力也可以很大，并超过水平地转偏向力。

4.摩擦力

两个相互接触的物体作相对运动时，接触面之间产生阻碍物体运动的力，称为摩擦力。

空气运动中受到的摩擦力，可分为外摩擦力和内摩擦力。

外摩擦力是空气运动时受到下垫面的阻碍，使其速度减小的力。它的方向与空气运动方向相反，大小与空气运动速度（风速）和摩擦系数成正比，其表达式为

式中：F为外摩擦力；k为外摩擦系数（与下垫面粗糙程度有关）；V为风速；负号表示外摩擦力的方向与运动方向相反。

内摩擦力是空气内部各层之间由于速度大小或方向不同时而产生的互相牵制的力。下层空气受到的总摩擦力是外摩擦力与内摩擦力的矢量和。

摩擦力对空气运动的影响以近地面层较为显著，随高度增加其影响逐渐减弱，到1～2km高度以上，摩擦力的影响可以忽略不计。

上述几种力对空气运动的影响，在不同的条件下是不同的。水平地转偏向力在高纬度地区或大尺度运动中影响较大，而在低纬度特别是赤道地区则可忽略不计；摩擦力只在摩擦层中起作用，在自由大气中则不必考虑；惯性离心力对于曲率半径较大的空气运动影响较小。偏向力、摩擦力和离心力只存在于运动的空气中，它们虽不能使空气由静止变为运动状态，却能改变空气运动的速度或方向。而气压梯度力则是空气运动的原动力。

（二）气压场中的风

1.自由大气中的风与气压场

观测表明，在自由大气中，除赤道地区外，风向几乎与等压线平行。下面介绍两种不同气压场分布下的风：地转风和梯度风。

图1-39　北半球地转风形成过程示意图

Vg.地转风；V.风；G.水平气压梯度；A.水平地转偏向力

（1）地转风。自由大气中，当气压场分布是平直等压线时，空气只在水平气压梯度力和水平地转偏向力作用下运动，当这两个力处于平衡时（大小相等、方向相反），空气就沿着等压线作匀速直线运动，这种风称为地转风。图1-39为北半球地转风形成过程示意图。在平直等压线气压场中，空气在水平气压梯度力作用下，开始从高压向低压流动，受水平地转偏向力作用向右偏转（北半球）。在水平气压梯度力不断作用下，风速不断增加，地转偏向力也随之增大，风向不断向右偏转。当地球偏向力增大到与水平气压梯度力大小相等、方向相反时，空气运动就进入相对平衡状态，风向停止偏转，风速趋于稳定，风沿等压线吹，形成地转风。地转风与气压场的关系是：地转风沿等压线吹，在北半球背风而立，低压在左方，高压在右方；南半球则相反。这个规律，称为白贝罗风压定律。

（2）梯度风。空气质点作曲线运动时，除受水平气压梯度力和水平地转偏向力的作用外，还有惯性离心力作用。当这三个力达到平衡时，空气质点就沿等压线作匀速曲线运动，这种风称为梯度风。图1-40为高压和低压区中的梯度风，VG和VD分别为高、低气压区中的梯度风矢量；G、A和C分别为水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力的矢量。可以看出，在北半球，高压中的梯度风沿等压线切线方向顺时针方向吹，低压中的梯度风沿等压线切线方向逆时针方向吹；在南半球则相反。梯度风方向与气压场的关系，仍然遵循风压定律。

图1-40　高、低气压区中的梯度风

2.摩擦层中的风与气压场

摩擦层中，摩擦力（特别是外摩擦力）对风的影响很大，它不仅使风速减小，风向受到干扰，而且破坏了地转风的平衡关系，表现出风斜穿等压线从高压区吹向低压区。

在摩擦层中，如果气压场为平直等压线，当水平气压梯度力、水平地转偏向力和摩擦力达到平衡时，风斜穿等压线从高压区吹向低压区（图1-41）。风向与等压线的交角（α）因下垫面状况而异。从众多的观测和实验可知，偏角α在海洋上小于陆地上，平原地区小于山区，高空小于低空。在中纬度地区的大陆上，α角为45°～60°，海洋上为15°～20°。这是由于海洋上摩擦力小，α角也小。

在闭合等压线的气压场中，摩擦力的影响同样使风速减小，风向偏于低压一方。这时风要保持稳定状态，则必须水平气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离心力和摩擦力等四个力达到平衡。这样，在北半球摩擦层中，低压区中的空气则沿逆时针方向由四周向中心辐合，高压中的空气则沿顺时针方向由中心向四周辐散（图1-42）。

摩擦层中无论等压线分布形式如何，摩擦力总是使风斜穿等压线，从高压区吹向低压区。在北半球，背摩擦风而立，高压区在右后方，低压区在左前方；在南半球则相反。

图1-41　摩擦层内平直等压线中的风

图1-42　北半球摩擦层内低压与高压中的风

（三）大气中的风

1.阵性风

风向不定，风速忽大忽小的现象，称为风的阵性。风的阵性与空气的乱流运动有关。一般来说，风的阵性在山区比平原地区明显，低空比高空明显，白天比夜间明显，午后最显著。

2.风的日变化

在气压场形势稳定少变的情况下，低层大气的风常常表现出一定的日变化规律，其特点是：日出后风速随时间逐渐增大，风向逐渐顺时针改变。显然，这种变化与乱流交换日变化有关。白天乱流交换强，高层大气中具有较大动量的空气随乱流传输到下层，使下层风速增大；夜间乱流交换弱，低层大气得不到高层大气的动量，因而风速比白天小。必须指出，当有强的天气系统过境时，上述日变化规律可能被扰乱或掩盖。

风的日变化规律，晴天比阴天显著，夏季比冬季显著，陆地上比海洋上显著。

3.风的年变化

风的年变化和当地的自然地理条件有关。北半球中纬度地区，一般风速最大值出现在冬季，最小值出现在夏季。我国处于亚欧大陆东岸，东、南两面临海，冬季大陆为高压控制，夏季为低压盘踞，盛行风向随季节改变，大部分地区夏季多偏南风，冬季多偏北风。

4.风随高度的变化

在摩擦层中，绝大多数情况下，风速随高度增加而增大，风向随高度而顺时针（北半球）改变。图1-43是北半球摩擦层中风随高度变化的示意图。图中V1，V2，V3，…，V分别代表Z1，Z2，Z3，…，Z高度上的风矢量。这种变化可用各高度上受力不同来解释。高度增加，摩擦力减小，因此风速随高度增加而增大，风向与等压线的交角α随高度逐渐减小，风向则不断向右偏转（北半球），摩擦层以上，风向就平行于等压线，风速接近于地转风速。在实际大气中，风随高度的变化比较复杂，特别是近地面气层（离地面10m左右），虽然风向随高度变化不大，但风速随高度增加很快。

图1-43　风随高度的变化示意图

5.地方性风

在大范围气压场比较均匀，气压梯度比较小的情况下，由于下垫面性质和形状不同，不同地区的风也可以有很大差异，这种与地方特点有关的局部地区的风，称为地方性风。由于地面热力性质不同而出现的以一日为周期的地方风有海陆风、山谷风等；由于地形的动力影响而出现的地方性风，有焚风、峡谷风等。下面介绍这些地方性风的形成及其特点。

（1）山谷风。在山地中，白天风从山谷吹向山坡，夜间风从山坡吹向山谷。前者称为谷风，后者称为山风，合称为山谷风。

山谷风是由于接近山坡的空气与同高度谷底上空的空气间，因白天增热与夜间失热程度不同而产生的一种局地的热力环流。

白天，山坡接受太阳辐射，增温很快，靠近山坡的空气也随之增温，而同高度谷底上空的空气因距地面较远，增温较少，于是山坡上的热空气沿山坡上升。在某高度上出现了由山坡上空指向谷底上空的水平气压梯度，这里的空气由山坡流向山谷上空，并增加了谷底的气压，在下层出现了由谷底指向山坡的水平气压梯度，空气由谷底流向山坡形成谷风环流（图1-44）。

图1-44　谷风

夜间，山坡由于辐射冷却，降温很快，山坡附近的空气也随之降温，而同高度谷底上空的空气冷却较慢，形成了与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷，上层风则由山谷吹向山坡，形成山风环流（图1-45）。

图1-45　山风

一年中，山谷风以夏季最明显；一天中，谷风比山风强。山风转换为谷风的时间在上午10时左右，谷风转换为山风的时间则在日落以后。在背阴的峡谷中，谷风出现的时间会延后，持续时间也缩短。山风与谷风的转换时刻，一般出现短时间的静风。

（2）海陆风。在海岸线附近，由于海陆的热力性质不同，造成白天近地层风从海洋吹向陆地，夜间由陆地吹向海洋，前者称为海风，后者称为陆风，合称为海陆风。

海陆表面的热力性质不同，白天陆地增热比海洋强烈，陆地上的气温高于海洋上的气温，陆地空气受热膨胀，空气向上输送，在某高度上出现了从陆地指向海洋的水平气压梯度，空气由陆地上空流向海洋上空，从而增大了海洋上低层空气的压力，出现了从海洋指向陆地的水平气压梯度，空气从海洋流向陆地，形成海风环流（图1-46）。夜间，陆面冷却比海洋快，形成同白天相反的环流：下层风从陆地吹向海洋，上层风从海洋吹向陆地（图1-47）。

图1-46　海风环流

图1-47　陆风环流

由于摩擦力的影响，海陆风并不与海岸线垂直而是有一个偏角。海陆温差最大的地方也是海陆风发展最强烈的地方。在内陆地区，大的湖岸和河岸附近，也有类似于海陆风的水陆风现象出现。

海风一般比陆风强，这与白天海陆温差大，以及陆地上空气不稳定而有利于对流发展有关。海陆风的转换时间随地方条件和天气条件而异，一般是陆风在上午8～11时转为海风，13～15时海风最强，日落后转为陆风。阴天时，海陆风转换时间要推迟2～3小时。海陆风转换时刻也出现短时静风。海陆风对海岸线附近地区的小气候具有一定的调节作用，加上沿岸气流的辐合上升，常常形成低云、雾，甚至降水。

（3）峡谷风。在两山之间或河谷等喇叭口地形地带，当气流进入狭窄的谷口时，因气流在这里密集而形成强风区，这种因地形狭管效应而形成的风，称为峡谷风。

我国地形复杂，峡谷风现象并不鲜见。如台湾海峡、云南下关、新疆阿拉山口等地，因地形影响常出现峡谷风。

（4）焚风。沿高大山脉背风坡吹下的干热风，称为焚风。当未饱和湿空气越山时，在山的迎风坡被迫上升，先按干绝热直减率上升冷却，到一定高度空气达到饱和，水汽开始凝结。这支气流继续上升，则按湿绝热直减率降低温度，并有大量水汽在上升过程中凝结降落。气流过山后，顺坡下沉，由于凝结物已全部停留或降落在迎风坡，因此气流过山顶后已成未饱和状态；按干绝热直减率下沉增温，于是在背风坡的中部或山麓出现了高温而干燥的焚风。

图1-48是气流过山形成的焚风。设有一山岭高3000m，气流越山之前起始温度t0＝20℃，相对湿度u0＝70%；水汽压e0＝2.29mmHg；凝结高度H＝500m，湿绝热直减率平均为0.6℃／100m，到达背风山麓时气温升到30℃，相对湿度下降到14%。

焚风在山地任何时间、任何季节都可出现。初春时，焚风可使积雪融化，有利于灌溉；夏末时，焚风可使粮食、水果早熟，但强大的焚风会引起森林火灾和旱灾。

干燥的焚风，可使人鼻子和眼睛发痒，有的还出现胃病、神志不清等症状。焚风袭击时，空气中产生大量的正电离子，影响人的情绪。户外运动，特别是登山运动要时刻提防焚风对人员的影响。

图1-48　焚风的形成

（四）风的分级

风是气象变化的主要因素之一，虽然看不见，摸不着，但却可以通过人的感官感受其清爽和危害。根据人的感官，可以凭目力来估测风向和风速的等级。我们把风划分为13级（表1-7）。6级以上的大风被认为是不利于户外运动的。

表1-7　风的分级