气象基础知识

《气象基础知识》由会员分享，可在线阅读，更多相关《气象基础知识（9页珍藏版）》请在装配图网上搜索。

1、气象基础知识一，人工影响天气1. 概述2. 人工降水3. 人工消雾4. 人工防雹5. 人工消云三，大气科学6. 人工防霜冻1.概述2厄尔尼诺现象3. 什么是天气预报4. 什么是气象、天气和气候5. 天气学.天气图,畐H热带高压,天气.天气系统.气团.锋面, 温带气旋,温带反气旋,切变线,大气环流,大气动力学人工影响天气根据人们的意愿，通过人为干预，使某些局地天气现象朝有利于人们预定目的的方向转 化，以克服或减轻恶劣天气引发的灾害，这种改造自然的科学技术措施称人工影响 天气。 由于天气过程的能量十分巨大，一个10立方公里的云体，其含水量的凝结潜热相 当于10 万吨煤燃烧发出的热量，而一个台风的水

2、汽每分钟释放的潜热，便相当于20 个百 万吨级核 弹爆炸所释放的能量数。因此直接制造和消灭一个天气过程是不可能的，比较 现实的作法 是在云、降水和其他过程中某些关键环节，施放一些催化剂，因势利导，促使天气过程按预 定方向发展，以少量代价换取巨大经济效益。中国人从17 世纪至今的土炮、火炮消雹，便是人工影响天气的例子。目前正在各国试 验的人工影响天气项目有：人工降水、人工消雾、人工防雹、人工削弱台风、人工消 云、 人工防霜冻、人工抑制雷电等。我国从50 年代开始，至今已在大多数省（自治区）开展了 人工影响天气试验。世界上第一次对自然云作人工催化试验则是1946年美国VJ.谢费尔等 进行的，从那时

3、起至今，全世界已有80 多国家与地区开展过人工影响天气试验。i）人工降水也称人工增雨，是根据不同云层的物理特性，选择合适时机，用飞机、火箭弹 向云中播散干冰、碘化银、盐粉等催化剂，促使云层降水或增加降水量。人工增雨常分为暧 云催化剂增雨与冷云催化剂增雨。欲要暧云（温度高于0C的云）降水，就得使云中半径大 于 0.04 毫米的大云滴有足够的数密度，让它们迅速与小云滴碰并增长，成为半径超过 1.0 毫米的雨滴形成降水，因此在那些大云滴数密度小而无法形成降雨的云中，用飞机、 炮弹 携带等方法，播撒盐粉、尿素等吸湿性粒子，使形成许多大云滴，便可导致形成或增加降水。 欲要冷云降水， 就得使冷云上部的冰晶

4、数密度超过1 个/升，对那些冰晶数密 度不足的冷 云，用飞机等播撒干冰、碘化银等催化剂，便可产生大量冰晶，促成或增加 降水。为了弄 清楚人工催化剂的效果，弄清人工增雨量的多少，常常要进行检验。由于 云和降水过程十 分复杂，使人工降水和降水检验的方法措施还都很不完善，有待进一步 深入研究。ii） 人工消雾 大雾降低能见度、影响飞机起降、容易引发严重交通事故，人类希望能适时进行人 工 消雾。我们把用人工播撒催化剂、人工扰动空气混合或在雾区加热等方法，使雾消散， 称 为人工消雾。人工消雾分为人工消暧雾（雾区温度高于0C）和人工过冷雾（雾区气温高于 oc,雾滴为过冷却水滴等）。目前有三种消暧雾试验方法

5、：加热法：对小范围区域雾区 如机场跑道等，大量燃烧汽油等燃料、加热空气使雾滴蒸发而消失。吸湿法：播撒盐、尿 素等吸湿质粒作催化剂,产生大量凝结核,水汽在凝结核上凝结长成大水滴,雾滴会蒸发并 在大水滴上凝结，使雾消失。人工扰动混合法：用直升飞机在雾区顶部搅拌空气，把雾 顶以上干燥空气驱下来与雾中空气混合，雾便消失。人工消过冷雾的方法是用飞机或地面设 备，将干冰、液化丙烷等催化剂播撒到雾 中，产生大量冰晶，它们通过贝吉龙冰水转化过 程，夺取原雾滴的水分、雾滴便蒸发 而冰晶不断长大降落地面，雾便消失。这种方法效果 显著，已能实际应用。iii）人工防雹用人工方法使雹云不能降冰雹，或减弱雹强度的措施，称

6、人工防雹或人工抑雹。 中国人很早以前就使用土炮防雹， 17 世纪末清代的“广阳杂记”对土炮防雹就有明确 记载。20世纪50年代以后，包括我国在内的许多国家开展了防雹试验。通过气象雷达或有经验的 观测者目视，识别出冰雹云（比一般雷雨云发展更旺盛、 厚度更大、闪电更频繁等），然后 采用如下两类方法防雹：播催化剂法，用火箭、高炮、飞机等把碘化银播撒到雹云中， 产生大量冰核进而形成大量人工雹胚胎，它们 与云中原来的冰雹胚胎争夺水分，使大家都 不能长大成对人畜与作物产生危害的大雹块，在落出云底后还可能逐渐融化成雨滴。爆 炸法，用高射炮、土炮或火箭等，向雹云的中、下部轰击，往往亦可使雹云不降雹，或在下 风

7、向区降小雹，这样便能抑制 雹灾。这种方法在国内被较普遍采用，其防雹的物理机制尚 待进一步研究。iv）人工消云 用人工方法使局部区域云层消散的措施，称人工消云。大型运动会或某些航空活动等，有时 希望晴朗无云，便可进行人工消云试验。人工消云分为：人工消冷云和人工消暧云。人工消 冷云的方法是：播撒碘化银等人工冰核或播撒干冰等催化剂，产生大量冰晶，再通过贝吉龙 冰水转化过程，原云中的过冷却水滴（云滴）蒸发失，水份转移到冰晶上经凝华冻结，冰晶 长大成降水粒子，下降离开云体，使云消散。人工消暧云的方法是：向云中播散盐粉、尿素 等吸湿性粒子，这些吸湿性凝核吸收水汽凝结长大，然后与原来云滴碰并长大，降出云外，

8、 使云消散。此外，还试验过消除积云的方法：在积云顶部摇撒盐粒、水滴、沙子等质粒，有 时也观测到云消散，其原理尚 待研究。一般说来所有人工消云方法均不够完善，尚没有达 到实际应用阶段。v）人工防霜冻 用人工方法提高近地面气层和土壤表面温度，使作物和苗木等免受冻害的措施，称人工防霜 冻。常有五类方法： 烟雾法，用柴草或废柴油等燃烧产生烟雾，以抑制地表面长波辐射降冷，还使水汽在 烟粒上凝结而释放潜热，从而达到增温防霜冻。 扰动合法，晴夜的近地层常为逆温层，用吹风机吹风搅动，把上面暧空气搅动向下混 合，达到提高下层温度以防霜冻。 灌水法与洒水法：寒潮来临前，给作物灌水，可防霜冻。可在作物表面连续洒水，

9、使 作物表面一层水膜在结冰时释放潜热，以达到保护作物不受霜冻之害。 加热法，在果园或珍贵作物园，摆许多加热炉直接加热空气以防霜冻。此法成本较高。 覆盖法，用农用薄膜覆盖小区域作物，阻止长波辐射降冷，可防霜冻。vi） 播云（雾）催化剂 人工影响天气过程中，为改变云（雾）微结构与演变过程，向云（雾）中播撒的物质 称播云（雾）催化剂。选用催化剂必须考虑有效、经济、不污染环境、容易播撒、 安全无 毒害等。当今所用催化剂有三类：吸湿性巨核，包括盐（NaCl）、氯化钙、尿 素和液水 等，它们常用于对暧云的催化剂。致冷剂，包括干冰（固体C02）、液态丙烷、液氮、 液态空气等，它们常用于对冷云作催化。投入冷云

10、后，将使它们周围空气急 速降冷，产生 大量冰晶胚胎，并进一步生成冰晶。以干冰为例，实验室结果是：每1 克干 冰可产生 1万 亿个冰晶。人工冰核，包括碘化银fAgI）等无机冰核及介乙醛等有机冰核，其中以碘化银 最常用。它们常用于冷云增雨和防雹试验中，把它们播入云层，使云增加 大量冰核，进而 生成大量冰晶，造成增雨或消雹的效果。大气科学在地球表层有大气圈、水圈、岩石圈、冰雪圈、生物圈五大部分，组成了一个综合的系 统。研究发生在大气圈中各种现象的演变规律，并利用这些规律服务于人类的科学称为大气 科学。由于大气圈中发生的各种现象不仅种类繁多，而且在时间和空间尺度上不受限制，还 因地表的水圈、岩石圈、冰

11、雪圈、生物圈的影响，其复杂性和不确定性是 自然界最为突出 的，因此，大气科学的研究必然具有观测点高度分散（全球范围），观 测方法高度协调统一 （以利比较），观测资料高度集中（迅速交换集中），国际间高度 合作（任何一个地区、一 个国家都无法孤军作战，反过来世界气象工作也少不了任何一 个地区或一个国家的真诚合 作）的特点。大气科学在它的发展进程中已逐渐形成了若干分支，比较成熟的有大气探测学、大 气 物理学、天气动力学、气候学、农业气象学等。包围在地球外部的一层气体总称为大气或大气圈。大气圈以地球的水陆表面为其下 界， 称为大气层的下垫面。地球大气在重力场的作用下，保持在地球的外表面上，其密 度随高

12、 度升高呈指数递减，越向上越稀薄。大气上界约在1000-2000公里高度。大气的总质量为 5.14E8 千克，约为地球质量的百万分之一。大气质量的一半位于 500hPa 以下，平均约为 5.5公里，大气质量的99位于30公里以下，所以大气圈只是地球的一层簿壳，而天气变 化仅发生在大气底层十几公里范围内。大气分层：按大气温度的垂直结构，可把大气圈分为 对流层、平流层、中层和热层。对流层：地面以上大气的最低层称为对流层，对流层顶的气压约为200hPa，对流层顶的高度夏 季高于冬季，在赤道附近约17-18公里，中纬度平均约10-12公里，高纬度为8- 9公里。 对流层对整个大气圈而言只是很浅薄的一层

13、，但它集中了大气质量的80以上， 几乎全部 水汽、云和降水，主要天气现象和过程如寒潮、台风、雷雨、闪电等都发生在 这一层。对 流层的主要特征是：i）温度随高度升高而降低。因为大气不能吸收太阳短波辐射，但地面能吸收太阳辐射 而升温并放出长波辐射，大气主要通过吸收地面的长波辐射和通过对流、湍流等方式 从地 面吸收热量才能升温，因而越接近地面的大气得到的热量越多，造成对流层的气温 随高度 升高而降低。ii) 有强烈的垂直混合。低层空气由于从地面得到热量使之受热上升，高层冷空气下沉， 从而造成对流层内存在强烈的垂直混合作用。热带地面温度高，垂直混合能到很高 高度， 对流层顶高度高；极地地面温度低，垂直

14、混合作用弱，对流层顶高度低。iii) 气象要素水平分布不均匀。由于各地纬度和地表性质的差异，地面上空空气在水平 方向上具有不同物理属性，压、温、湿等要素水平分布不均匀，从而产生各种天气过 程和 天气变化。平流层：对流层顶向上到50公里左右为平流层。平流层顶的气压约lhPa。平流层下部温度随 高度变化很小，平流层上部因为存在臭氧层(2235公里处)，臭氧吸收太阳紫外辐射使大 气温度增加，这种下部冷上部热的逆温结构使平流层大气稳定，对流很弱，空气大 多作水 平运动，大气污染物如核爆炸残留碎片，火山喷发的火山灰等，能在平流层内滞 留很长时 间。平流层中水汽和尘埃很少，也没有对流层中的云和天气现象。中

15、层：平流层顶到85公里左右称为中层。中层顶气压约O.OlhPa。中层大气中温度随高度递 减，水汽极少，有相当强的垂直混合， 60公里以上大气分子开始电离，电离层的底就 在中 层内。(4)热层： 中层顶以上的大气称为热层。这一层温度又随高度升高而增加。这是由于热层的 分子 氧和原子氧能吸收0.17微米的太阳紫外辐射和太阳微粒辐射。但由于热层很难有对流 运 动，大气的热量主要靠热传导，而且由于分子稀少，热传导率很小，造成巨大温度梯度 和 昼夜温差，白天太阳活动期温度高达2000k，夜间太阳宁静期仅500k。热层空气处于高 度的电离状态。热层上部由于空气稀薄，大气粒子很少互相碰撞，高速运动的空 气质

16、点可 能克服地球引力，向星际空间逃逸，又称逸散层。大气边界层：在对流层下部靠近地面的1.2-1.5公里范围内的薄层大气称为大气边界层或行星边界 层。因为贴近地面，空气运动受到地面摩擦作用影响，又称摩擦层。大气边界层内根据空气受下垫面影响不同又可分为：(1)紧贴地表面小于1厘米的气 层， 为粘性副层。此层以分子作用为主。 (2)50-100米以下气层(包括粘性副层)称为近 地面层。 这一层大气受下垫面不均匀影响，有明显的湍流特征。 (3)近地面层以上至1- 1.5公里为上 部摩擦层。这一层除了下垫面的湍流粘性力外，还有气压梯度力和科里奥利力的作用，三力 量级相当。自由大气层： 大气边界层以上，地

17、面摩擦影响减小到可以忽略不计，只受气压梯度力和科里奥利 力 的影响，称为自由大气层。气象要素： 表示大气宏观物理状态的物理量称为气象要素，它是大气科学研究的基础。在气象 站测定的气象要素多达数十种，其中主要的有：气温：表示大气冷暖程度的物理量，常用摄氏温标t或华氏温标F或绝对温标T表示。 它们之间的换算关系为：T=273.15+tt=5/9(F-32)F=9/5t+32气压：表示从观测高度到大气上界，在单位面积上垂直空气柱的总重量，常用单位百 帕，即每平方厘米面积上受到一千达因力的压强值。湿度：表示空气中水汽含量多寡的物理量，有绝对湿度、相对湿度、露点、比湿等。 风：表示空气水平运动的物理量，

18、包括风向、风速，是个二维矢量。关于各气象要素的涵义，测定方法等详见气象观测部分。什么是天气预报？天气预报有哪几种？天气预报就是对未来时期内天气变化的预先估计和预告。“天有不测风云”，这句话充分说明了天气预报的难度。随着科学技术的发展，天气预 报的准确率在不断提高，人们根据天气预报，可以适时安排生产和生活，使气象为国民经 济建设服务，减少气象灾害的损失。天气预报是根据大气科学的基本理论和技术对某一地区未来的天气作出分析和预测，这 是大气科学为国民经济建设和人民生活服务的重要手段，准确及时的天气预报对于经济建 设、国防建设的趋利避害。保障人民生命财产安全等方面有极大的社会和经济效益，天气 预报的时

19、限分：12天为短期天气预报，315天为中期天气预报，月、季为长期天气预 报，1 一6小时之内则为短临预报（临近预报）。天气预报的主要方法，目前有天气学方法 （以天气图为主，配合气象卫星云图、雷达等资料）数值天气预报以计算机为工具，通过 解流体力学，热力学，动力气象学组成的预报方程，来制作天气预报；统计预报，以概率论 数理统计为手段作天气预报。以上各种有时互相配合、综合应用，并广泛采用计算机作为 工具。什么是气象、天气和气候地球上覆盖着很厚的空气层，叫做大气。在大气中我们看到阴、晴、冷、暖、干、湿、 雨、雪、雾、风、雷等各种物理、化学状态和现象，气象就是它们的通称。天气和气候是互相联系的。天气是

20、指一个地区较短时间的大气状况。我们从广播和电 视中收听收看到的2 4 . 4 8小时天气预报说的是天气；而气候则是一个地区多年的平均 天气状况及其变化特征。世界气象组织规定，3 0年记录为得出气候特征的最短年限。我 国古代以五日为候，三候为气，一年有二十四节气七十二候，各有气象、物候特征，合称 为气候。天气学是研究大气中的天气现象和天气过程的物理本质及其演变规律以及运用这些规律制作 天气预报的科学。是大气科学中的一个重要分支。现代天气学以数学、物理学、流体力学 为基础，以天气图为主要研究工具，通过对气象观测资料、气象卫星和雷达资料的分析， 广泛采用计算机作计算工具。对各种尺度天气系统的物理结构

21、及其发生、发展、移动、演 变过程的物理机制的分析研究，从而建立各种天气学概念模式或理论模式，据此进行天气 预报。天气图是指填有各地同一时间气象要素的特制地图。在天气图底图上，填有各城市、测站的 位置以及主要的河流、湖泊、山脉等地理标志。气象科技人员，根据天气分析原 理和方法 进行分析，从而揭示主要的天气系统，天气现象的分布特征和相互的关系。 是目前气象部 门分析和预报天气的一种重要工具。 天气图分地面天气图及高空天 气图主要层次如 850百帕、700百帕、500百帕、300百帕、200百帕等天气图，同一 时刻上、下层次配合， 可了解天气系统的三度空间结构，根据需要可选用不同范围的 天气图，在我

22、国通常用欧亚 范围的天气图，有时也用北半球范围，或低纬度(0N 30S)图或某一省，地区范围的小 图作辅助分析用。副热带高压是指存在于副热带地区一般指南、北纬 2040之间广大地区的深厚的暖性高气 压 系统，它是全球大气环流的一个重要成员。副热带高压的水平范围可达数千公里，几 乎占 了全球面积的1/51/4。它们在对流层中，低部约500hpa.表现明显。在北半球主 要有三 个中心。即太平洋副热带高压，大西洋副热带高压，北非副热带高压。对我国有 重要影响 的是太平洋副热带高压的西侧，习惯上称西太平洋副高。西太平洋副高随季节变化而有季节性移动。在春季高压脊线还在北纬15以南。到 5月 北移到15N

23、左右。6月上旬到7月上旬则北移到2025N左右。7月上、中旬一8月初脊 线到达30N左右。9月上旬后脊线又南撤25N左右。10月上旬以后即南撤至2 0N以南， 转入 冬季副高即全部退到海上，对我国影响就明显减少。由于副高的季节性变动，其西北侧一方面可从洋面上输送大量水汽，另一方面与北 方 冷空气交汇，可形成大范围降雨天气并有大暴雨出现。所以，西太平洋副高活动又与 我国 汛期有密切关系，如45月份的华南的前汛期， 67月份的江淮地区的梅雨。以 及78 月份的华北、东北的雨季，都与副高季节性活动有密切关系。但当受到西太平洋 副高控制 时，由于高压内有下沉气流，天气晴好。往往形成干旱。如长江流域梅雨

24、过后 出现的伏旱 就是受西太平洋副高控制造成的。因此，副热带高压的活动对我国及全球天 气气候有十分 重要的影响。天气是指某一地区、在某一时段内由各种气象要素所综合体现的大气状态，大气中发 生的 阴、晴、风、雨、雷、电、雾、霜、雪等等都是天气现象，它们的产生都与天气 系统的活 动有密切的关系，天气与人类的生活、社会、经济活动有十分密切的关系。天气系统是指具有一定的温度、气压或风等气象要素空间结构特征的大气运动系统。如有 的以 空间气压分布为特征组成高压、低压、高压脊、低压槽等。有的则以风的分布特 征来分， 如气旋，反气旋，切变线等。有的又以温度分布特征来确定，如锋。还有则 的以某些天气 特征来分

25、，如雷暴，热带云团等。通常构成天气系统的气压，风，温度 及气象要素之间都 有一定的配置关系。大气中各种天气系统的空间范围是不同的，水 平尺度可从几公里到 12 千公里。其生命史也不同，从几小时到几天都有。气团是指在水平方向上大气的物理属性主要指温度、湿度和稳定度.对比较均匀的大块 空 气块。其水平尺度达到几百至几千公里，垂直尺度约几公里到十几公里。气团的形成 必须 具有范围大，性质均匀的下垫面，还须有合适的环流条件。气团的分类，若按形成的地理 位置分，则有极地气团（又可分为极地大陆气团和极地海洋气团）热带气团（又可分为热 带海洋气团和热带大陆气团）。此外，还有中纬度气团它们主要来自极地或热带的

26、变性气团。 若按热力分类，则可分为冷气团和暖气团活动于我国的主要气团，随季节而有变化。冬季以极地大陆气团为主，我国南方部分 地区则会受热带海洋气团影响夏季主要受热带海洋和热带大陆气团影响，在我国北方则 仍会受极地大陆气团影响。春、秋季则主要有变性极地大陆气团和热带海洋气团。锋面也称为锋面。是指分隔冷、暖两种不同性质气团之间的狭窄的过渡带。这个过渡带自 地面向高空冷气团一侧倾斜。过渡带在近地面的宽度只有几十公里，到高层可达到20 0-400 公里。锋的长度一般可有几百公里到几千公里，垂直方向可伸展十多公里。在这一过渡带 里温度变化特别大。按照热力学分类方法，若冷气团主动推动暖气团，则称为冷锋。反

27、之称为暖锋。若冷 暖气团相当，则称为准静止锋。若冷锋追上暖锋，则会形成锢囚锋。由于锋是冷暖气团交 界地区，空气活动十分活跃，可以形成一系列的云、雨、大风、降水等天气。在我国一年 四季都有锋的活动，其中冷锋活动最为经常，且能在全国广大地区出现。在春夏之交，往 往会有准静止锋活动。锋的活动常经历着生成，加强，消亡的过程。一般历史3-5天左右。温带气旋是指生成和活动于中高纬温带地区的低气压系统。从气压场看，是中心气压低于四周，并 有闭合等压线的低压系统。从风场看，在北半球低压区内，风绕低压中心作逆时针旋转。 气象上将这种风逆时针旋转系统称为气旋。温带气旋往往由冷、暖气团组成并伴随有冷、 暖锋活动。这

28、种温带气旋也称为锋面气旋。温带气旋的平均直径约1000公里左右，有的可达23千公里，并大体呈园形。其生 命史可有初生波动阶段，发展成熟阶段，锢囚消亡阶段。在我国活动的温带气旋主要有：北方气旋，包括蒙古气旋，东北低压，黄河气旋。南方气旋包括：江淮气旋，东海气旋等。温带气旋的活动往往带来风雨天气。如东北低压，蒙古气旋, 往往在当地造成大风雪天气，而南方气旋在初夏，可造成暴雨，大风等激烈的天气现象。温带反气旋是指生成和活动于中高纬、温带地区的高气压系统。从气压场看是中心气压高于四周， 并有闭合等压线的高压系统。从风场看，在北半球高压区内，风绕高压中心作顺时针旋转。 因此也称为反气旋。温带反气旋一般生

29、成在高纬地区并由冷气团组成，在合适的大气环流 引导下，向南或东南移动。影响中、低纬地区，成为一次冷空气活动。有时可达到寒潮强 度。所以，也称冷性反气旋。温带反气旋的水平范围一般达几千公里，有时可占据我国大部地区。其生命史大体分 为：初生阶段，发展阶段和消亡阶段。温带反气旋从高纬向东南移动时，其前部由于与暖 气团相交，常常形成冷锋。所以，常有云系或风、雨天气。但当冷锋过境，受温带反气旋 控制时，特别在反气旋中心附近，则主要是晴好天气。冬季常会形成霜冻。切变线是指一条近于东西向的风向不连续线，线的两侧风存在明显的气旋性切变。根据风 场 的切变型式大体分为：冷锋式切变，即偏北风和西南风的切变；暖锋式

30、切变，即东南风和西南风的切变， 准 静止锋式切变即偏东风和偏西风的切变。切变线一般主要出现在中、低空即3000 米 和 1500 左右的空中。在我国东部地区常会出现和维持准静止锋式的切变线。如初夏在江淮流域到长江以南的江淮切变线。夏季即会在华北地区出现切变线。由 于 切变线是一种风的不连续线，往往会使空气辐合上升。所以，常能形成云雨天气。是 造成 夏半年我国降水的一个重要天气系统。大气环流是指大范围大气运动状态。就水平尺度而言，有某一大地区如欧亚地区，某半球 或全 球范围的大气运动状态。就时间尺度而言，有某时刻的，也可以有一天或几天，一 月或一 季，半年或全年的平均大气运动状态。从垂直尺度而言

31、，可以有对流层，平流层 或整个大 气圈的大气运动状态。了解大气环流的特征及其转换规律，对于提高和改进天 气预报准确 率和研究气候变化有重要意义。从全球平均的纬向环流看，在对流层里，最基本的特征是：大气大体上沿纬圈方向 绕 地球运行，在低纬地区常盛行东风，称为东风带，又称为信风带北半球为东北信风 ，南半 球为东南信风。中纬度地区则盛行西风，称为西风带。其所跨的纬度比东风带 宽。西风强 度随纬度增加。最大风出现在3040上空的 200百帕附近，称为行星西 风 急流。在极地 附近，低层存在较浅薄的弱东风，称为极地东风带。从全球径向环流看，在南北方向及垂直方向上的平均运动构成三个经圈环流：1 低纬 度

32、的正环流，即哈得来环流。在近赤道地区空气受热上升，在高层向北运行逐渐转 为偏西 风，在 30N 左右有一股气流下沉，在低层又分为两支，一支向南回到近赤道， 另一支北 移。2中纬度形成一个逆环流或称间接环流，费雷尔环流。3极区正环流， 即极地下沉 而在 60N 附近为上升，从而形成一个正环流，但较弱，在中纬地区与低纬 区之间，则常 有极锋活动。大气环流的主要成因有以下几方面：一是太阳辐射，这是地球上大气运动能量的来 源， 由于地球的自转和公转，地球表面接受太阳辐射能量是不均匀的。热带地区多，而 极区少， 从而形成大气的热力环流。二是地球自转，在地球表面运动的大气都会受地转 偏向力作用 而发生偏转

33、。三是地球表面海陆分布不均匀。四是大气内部南北之间热量、 动量的相互交 换。以上种种因素构成了地球大气环流的平均状态和复杂多变的形态。大气动力学是将包围地球的大气作为运动着的流体，应用流体力学的原理和方法来研究大气 的运 动。它从分析地球大气受力状况入手，研究这些力与大气运动的关系，从而探索 大气运动 的基本规律和机制。根据牛顿第二运动定律，分析大气中受力情况，可知空 气质点主要受 气压梯度力（G）,地转偏向力（A）,重力（g）和摩擦力（F）的作用。气压梯度力G是 由于大气压力不均匀而作用在空气质点上的压力，其方向由高压 指向低压，垂直于等压面， 也可以分解成水平气压梯度力和垂直气压梯度力，地

34、转偏向力A是由于地球自转而产生的 柯里奥利力，在北半球，它使运动着空气质点运动方 向发生右偏，在南半球则产生左偏， g 为重力，指向地球中心，F为摩擦力和大气粘性力。在地球大气中，大气运动系统的水平尺度是不同的。既有大尺度系统也有中尺度和小 尺度系统，分析各种尺度大气运动系统中空气受力的情况，抓住主要因子，就能得到大气 运动的主要特征，例如大尺度水平运动中，一般遵循地转风原理等等。地转风在大尺度自由大气中（不考虑摩擦力的作用），空气质点所受的水平气压梯度力（G） 和水平地转偏向力（A）达到平衡时的匀速直线平衡运动，G=A。地转风的表达式：Vg= （9.8/f） /（ H/ n）式中f=2eSi

35、n（是地转参数，一（H/ n）为高度梯度（相当于气 压梯度）。地转风方向平行于等压线，在北半球，背地转风而立，高压在右，低压在左，南 半球则相反，地转风速度大小与水平气压梯度成正比，即等压线越密（疏）地转风风速越 大（小）地转风风速还与地球纬度成反比。在中高纬地区，高空的实际风十分接近地转风，风压关系大体遵循上述地转风原理， 这是中高纬地区在分析天气和预报天气中应遵循的原则。梯度风当等压线呈弯曲时，空气质点运动不仅受G和A作用，还要受惯性离心力C.作用。当 此三力达到平衡时的圆周运动时，就称为梯度风。在北半球，高压内G+C=A。即空气质 点绕中心作顺时针旋转运动，在低压内A+C=G。即空气绕低

36、压中心作逆时针旋转运动，这 就是梯度风原理。热成风是指上、下两层等压面上地转风的矢量差称为热成风（Vt）。这是一种与两个气层间温 度分布不均匀有密切关系的。热成风的方向与气层间的平均等温线平行，背热成风而立， 高温区在右侧，低温区在左侧。热成风的大小与气层间的水平温度梯度成正比。即等温线 越密集（疏），热成风就越大（小），这就是热成风原理。应用热成风原理，可在实际工作中进行天气分析，如根据某站风随高度变化的情况作 温度平流的分析，当风随高度作逆时针方向旋转时，可判断这个气层间有冷平流，当风随 高度作顺时针旋转时，则有暖平流。地转偏差是指实际风与地转风的矢量差。我们所说的地转风，梯度风都是一种理

37、论上存在的风， 而不是实际风。实际风与地转风的差异总是存在的，这种差异的存在往往是各种因素造成 的，其中最主要的有，近地层的摩擦作用，这是由于空气运动时与地表面产生摩擦而出现 的，它的方向与空气运动方向相反，又总是使风速减小。应用热成风原理，可在实际工作中进行天气分析，如根据某站风随高度变化的情况作温度平流的分析，当风随高度作 逆时针方向旋转时互平衡。考虑了摩擦力后，在低压内就有空气绕中心边作逆时针旋转边向中心辐合。从而产生 上升运动；在高压内则有空气绕中心边作顺时针旋转边从中心向外辐散，从而产生下沉运动。在自由大气中，还有许多别的因素，可以造成地转偏差，例如空气运动突然产生加速 运动，或者气压场发生突然变化等等。