第四章 大气的运动
受太阳辐射强弱和下垫面性质多样性的影响，大气表现出了形式和规模复杂多样的运动形式。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。
第一节 气压随高度和时间的变化
一、气压随高度的变化
气压值变化的根本原因是其上空大气柱中空气质量的增多或减少。当大气柱增厚、密度增大时，相同体积内空气质量增多，气压值随之升高。反之，气压则减小。随着海拔高度的增高大气温度降低，依据空气状态方程，气压降低。相同体积的气体上升同样高，低层气压降低的数值大于高层。据实测，在地面层中，高度每升100m，气压平均降低12.7hPa，在高层则小于此数值。一般是应用静力学方程和压高方程，确定空气密度大小与气压随高度变化的定量关系，。
1、静力学方程。假设大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受铅直气柱的重量。见图4·2，在大气柱中截取面积为1cm?，厚度为△Z的薄气柱。设高度Z1处的气压为P1，高度Z2处的气压为P2，空气密度为ρ，重力加速度为g。在静力平衡条件下，Z1面上的气压P1和Z2面上的气压P2间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量，即
P2-P1=-△P=-ρg（Z2-Z1）=-ρg△Z
式中负号表示随高度增高，气压降低。若△Z趋于无限小，则上式可写成
-dP=ρgdZ （4.1）
上式是气象上应用的大气静力学方程。方程说明，气压随高度递减的快慢取决于空气密度（ρ）和重力加速度（g）的变化。重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。在密度大的气层里，气压随高递减得快，反之则递减得慢。实践证明，静力学方程虽是静止大气的理论方程，但除在有强烈对流运动的局部地区外，其误差仅有1％，因而得到广泛应用。?
从表4·l中可以看出：①在同一气压下，气柱的温度愈高，密度愈小，气压随高度递减得愈缓慢，单位气压高度差愈大。反之，气柱温度愈低，单位气压高度差愈小。②在同一气温下，气压值愈大的地方，空气密度愈大，气压随高度递减得愈快，单位高度差愈小。反之，气压愈低的地方单位气压高度差愈大。比如愈到高空，空气愈稀薄，虽然同样取上下气压差一个百帕，而气柱厚度却随高度而迅速增大。
通常，大气总处于静力平衡状态，当气层不太厚和要求精度不太高时，（4·2）式可以用来粗略地估算气压与高度间的定量关系，或者用于将地面气压订正为海平面气压。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，该式就难以直接运用，就需采用适合于较大范围气压随高度变化的关系式，即压高方程。
2、压高方程
为了精确地获得气压与高度的对应关系，通常将静力学方程从气层底部到顶部进行积分，即得出压高方程。它表示气压是随高度的增加而按指数递减的规律。而且在大气低层，气压递减得快，在高层递减得慢。在温度低时，气压递减得快，在温度高时，递减得慢。利用（4·4）式原则上可以进行气压和高度间的换算，但直接计算还比较困难。因为在公式中指数上的子式中，g和T都随高度而有变化，而且R因不同高度上空气组成的差异也会随高度而变化，因而进行积分是困难的。为了方便实际应用，需要对方程作某些特定假设。比如忽略重力加速度的变化和水汽影响，并假定气温不随高度发生变化，此条件下的压高方程，称为等温大气压高方程。在等温大气中，（4·4）式中的T可视为常数，于是得到气象上常用的等温大气压高方程：
实际大气并非等温大气，所以应用（4·6）式计算实际大气的厚度和高度时，必须将大气划分为许多薄层，求出每个薄层的tm，然后分别计算各薄层的厚度，最后把各薄层的厚度求和便是实际大气的厚度。（4.6）式中把重力加速度g当成常数，实际上g随纬度和高度而有变化，要求得精确的Z值，还必须对g作纬度和高度的订正。一般说，在大气低层g随高度的变化不大，但将此式应用到100km以上的高层大气时，就必须考虑g的变化。此外，（4.6）式是把大气当成干空气处理的，但当空气中水汽含量较多时，就必须用虚温代替式中的气温。
二、气压随时间的变化
1、气压变化的原因。空气柱重量增加或减少决定着某地气压的变化，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。往往引起空气质量在某些区域堆聚，而在另一些地区流散。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。
（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：当空气垂直运动时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4·5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点有空气上升运动时，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，可略而不计。
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4·6所示，上层有水平气流辐合、下层有水平气流辐散的区域必然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。
2、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。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，随着纬度的增高，气压日较差逐渐减小。
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。
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。
3、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变化，又包括着非周期变化，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，遇有特殊情况下也会出现相反的情况。
第二节 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
1、等压线和等压面
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。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。和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，和等压面下凹部位相对应的是由一组团合等高线构成的低值区域，高度值由中心向外递增。等压面图中等高线的高、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。
2、位势高度：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。所谓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。当g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。
气象台日常工作所分析的等压面图有850hPa、700hPa、500hPa以及300、200、100hPa等，它们分别代表1500m、3000m、5500m和9000m、12000m、16000m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、气压场的基本型式
低空气压水平分布的类型，一般从海平面图上等压线的分布特征来确定：
1、低气压
简称低压，是由闭合等压线构成的低气压区。气压值由中心向外逐渐增高。空间等压面向下凹陷，形如盆地。
2、低压槽
简称槽，是低气压延伸出来的狭长区域。在低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线称槽线。气压值沿槽线向两边递增。槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷，呈下凹形。
3、高气压
简称高压，由闭合等压线构成，中心气压高，向四周逐渐降低，空间等压面类似山丘，呈上凸状。
4、高压脊
简称脊，是由高压延伸出来的狭长区域，在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线，其气压值沿脊线向两边递减，脊附近空间等压面类似地形中狭长山脊。
5、鞍形气压场
简称鞍，是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。鞍形区空间的等压面形似马鞍。
以上几种气压水平分布型式统称气压系统。气压系统存在于三度空间中。由于愈向高空受地面影响愈小，以致高空气压系统比低空系统要相对简单，大多呈现出沿纬向的平直或波状等高线，有时也有闭合系统如切断低压、阻塞高压。
三、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。
（1）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。
（2）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。
（3）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。
（4）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
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。
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。
第三节 大气的水平运动和垂直运动
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。
一、作用于空气的力
空气的运动是在力的作用下产生的。作用于空气的力有水平气压梯度力、地转偏向力、地面摩擦力，空气作曲线运动时还受到惯性离心力的作用。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
气压分布不均匀产生气压梯度，使空气具有由高压区流向低压区的趋势。气压梯度力是一个向量，它垂直于等压面，由高压指向低压，数值等于两等压面间的气压差（△P）除以其间的垂直距离（△Z）。
水平气压梯度的单位通常用百帕/赤道度表示。在低层大气，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 hPa /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。气压梯度是作用于单位体积空气上的力。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。
虽然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。尽管水平气压梯度力很小，由于没有其它实质力与它相平衡，因此水平气压梯度力成为促进空气运动形成风和决定风向、风速的主导因素。
通常，在同一水平面上，密度随时间、地点变化不很明显，因此水平气压梯度力的大小主要由 决定。只有当两个高度相差甚大的水平气压梯度力相比较时 的差异才需要考虑。实际大气中经常出现的数据是 ρ＝1.3×10-3 g/ cm3， Gn ＝7×10-4N / kg 。当气压梯度力持续作用3小时，可使风速由零增大到7.6m/s。实际上地球表面经常存在着强大的高气压和低气压，其水平气压梯度远远超过1，所以水平气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力。
2、地转偏向力
由于地球转动而使在地球上运动的物体发生方向偏转的力。空气是在转动着的地球上运动着，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，空气质点却受着一个使其偏离气压梯度力方向的力的作用，这种因地球绕自身轴转动而产生的非惯性力称为水平地转偏向力或科里奥利力。在大尺度的空气运动中，地转偏向力是一个非常重要的力。
?在北极，地平面绕其垂直轴（地轴）的角速度恰好等于地球自转的角速度ω。转动方向也是逆时针的。因而在北极，单位质量空气受到的水平地转偏向力与空气运动方向垂直，并指向它的右方，大小等于2Vω。
在赤道，地球自转轴与地表面的垂直轴正交，因而赤道上没有水平地转偏向力。在北半球的其它纬度上，地球自转轴与地平面垂直轴的交角小于90°，因而任何一地的地平面都有绕地轴转动的角速度。
? 在南半球，地平面绕地轴按顺时针方向转动，因而地转偏向力指向运动物体的左方，其大小与北半球同纬度上的地转偏向力相等。因为球面的缘故。
地转偏向力只是在空气相对于地面有运动时才产生，空气处于静止状态时没有地转偏向力作用。而且地转偏向力只改变气块运动方向而不能改变其运动速度。在风速相同情况下它随纬度减小而减小。
3、惯性离心力
当空气作曲线运动时，还受到惯性离心力的作用。惯性离心力是物体在作曲线运动时所产生的，由运动轨迹的曲率中心沿曲率半径向外作用在物体上的力。这个力是物体为保持沿惯性方向运动而产生的，因而称惯性离心力。惯性离心力同运动的方向相垂直，自曲率中心指向外缘，其大小同物体转动的角速度ω的平方和曲率半径r 的乘积成正比。实际上，空气运动路径的曲率半径一般都很大，从几十千米到上千千米，因而空气运动时所受到的惯性离心力一般比较小，往往小于地转偏向力。但是在低纬度地区或空气运动速度很大而曲率半径很小时，也可以达到较大的数值并有可能超过地转偏向力。
惯性离心力和地转偏向力一样只改变物体运动的方向，不改变运动的速度。一般情况下空气运动的惯性离心力非常小，只有当空气运动速度很大，而运动路径的曲率半径特别小时，惯性离心力也可能大于地转偏向力。
4、摩擦力
是两个相互接触的物体作相对运动时，接触面之间所产生的一种阻碍物体运动的力。大气运动中所受到的摩擦力一般分为内摩擦力和外摩擦力。
内摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接触的两个空气层之间产生的一种相互牵制的力，它主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变，也称湍流摩擦力。其数值很小，往往不予考虑。
外摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面对空气运动的阻力。内摩擦力与外摩擦力的向量和称摩擦力。摩擦力以近地面层（地面至30—50m）最为显著，高度愈高，作用愈弱，到1—2km以上，摩擦力的影响可以忽略不计。所以，把此高度以下的气层称为摩擦层（或行星边界层），此层以上称为自由大气层。
一般来说，气压梯度力是使空气产生运动的直接动力，是最基本的力。其它力是在空气开始运动后产生和起作用的，而且所起的作用视具体情况而有不同。地转偏向力对高纬地区或大尺度的空气运动影响较大；惯性离心力是在空气作曲线运动时起作用，而在空气运动近于直线时，可以忽略不计。摩擦力在摩擦层中起作用，而对自由大气中的空气运动也不予考虑。地转偏向力、惯性离心力和摩擦力虽然不能使空气由静止状态转变为运动状态，但却能影响运动的方向和速度。气压梯度力和重力既可改变空气运动状态，又可使空气由静止状态转变为运动状态。
5、大气运动方程
大气运动方程是描述作用于空气微团上的力与其所产生的加速度之间关系的方程。根据牛顿第二定律，物体所受的力等于质量和加速度的乘积，即F=ma，F为物体所受的力，是各个作用力的总和。
二、自由大气中的空气水平运动
自由大气中，空气的运动规律比在摩擦层简单。自由大气中大尺度空气水平运动近似于稳定、水平运动。当空气作直线运动时，只需考虑气压梯度力和地转偏向力的作用；当空气作曲线运动时，还需要考虑惯性离心力的作用。
1、地转风
地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，自由大气中空气作等速、直线的水平运动。地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直，即平行于等压线。因而，若背风而立，在北半球高压在其右方，在南半球，高压在其左方，称白贝罗风压律。
地转风速随纬度增高而减小。但实际观测到的地转风速却是高纬度地区大于低纬度地区。这是由于高纬度的气压梯度值远远大于低纬度的缘故。
由于地转风是G和A达到平衡时的空气水平运动，因而是稳定的直线运动，风向与等压线平行，等压线也是相互平行的。严格说，等压线还应平行于纬圈，因为地转偏向力随纬度有变化，只有等高线平行于纬线时才能达到处处气压梯度力与地转偏向力相平衡，以获得稳定的直线运动。实际大气中，这种严格的理论上的地转风是很少存在的。中高纬度自由大气中的实际风与地转风十分相近，水平运动基本上是地转的。在低纬度地转偏向力很小，地转风的概念已不适用。对于一地来说，纬度相同，只要比较各层等压面图上的等高线疏密程度，就可确定各层风速的大小。
2、梯度风
当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，称为梯度风。
由于作曲线运动的气压系统有高压和低压之分，而且在高压和低压系统中，力的平衡状况不同，其梯度风也各不相同。在低压内气压梯度力G指向中心，地转偏向力A和惯性离心力G指向外；高压内气压梯度力G和惯性离心力G指向外，而地转偏向力A指向内。
? 在北半球，低压中的梯度风必然平行于等压线，绕低压中心作逆时针旋转。高压中梯度风平行于等压线绕高压中心作顺时针旋转。南半球则相反。不同条件下的梯度风风速。在一定纬度带，当G相等时，低压梯度风风速小于地转风速，高压梯度风风速大于地转风速。
另外，在低纬度地区或小尺度低压中，如果气压梯度力和惯性离心力都很大，而地转偏向力很小时，则可能出现璇衡风。?由于这种风已不再考虑A的影响，因而其风向既可按顺时针方向吹，又可按逆时针方向吹。龙卷风就具有旋衡风的性质，这在实际大气中是存在的。
梯度风与地转风既有共同点，又有相异处，两者都是作用于空气质点的力达到平衡时的风。梯度风考虑了空气运动路径的曲率影响，它比地转风更接近于实际风。
在研究自由大气中大尺度空气运动时，地转风或梯度风这两种平衡关系是基本上适应的，尤其在中高纬度，它们概括了自由大气中风场和气压场的基本关系，在气象上有很大实用价值。但实际自由大气中的空气运动并不完全与地转风或梯度风相吻合，各个作用力的平衡关系也只是相对的、暂时的，平衡关系经常会遭到破坏。因为空气运动的路径不会是直线的，也不会是圆形或曲线，结果气压梯度力便随着时间和空间在发生变化。空气运动也不会总是平行于纬圈，常常有穿越纬圈的运动，其风速也随之发生相应变化。由上可见，即使一开始空气所受的力达到平衡，而随着时间和空间的变化，力的平衡关系会遭到破坏，出现非平衡下的实际风。实际风与地转风、梯度风之间便出现偏差，形成所谓偏差风。正是由于偏差风出现，促使风场与气压场相互调整，建立新的平衡关系，新的平衡又在新的风压条件下遭到破坏。空气运动就是从不平衡到平衡，又从平衡到不平衡的过程。地转风和梯度风只不过是与实际风相近似的一种暂时达到平衡状态的应具有的风速值。
3、自由大气中风随高度的变化
大量高空探测资料表明，不同高度上的风向、风速有着明显变化。自由大气中风随高度的变化同气压场随高度的变化密切相关。而气压随高度递降的快慢又与大气柱中的平均温度有关。在暖气柱中，气压随高度增加而降低得慢，即单位气压高度差大，而在冷气柱中，气压随高度增加而降低得快，即单位气压高度差小。因此，假若等压面在低层是水平的（气压梯度为零），而由于气柱中平均温度在水平方向上有差别，到高层以后，等压面就会出现倾斜，暖区一侧等压面抬起，冷区一侧等压面降低，结果使高层水平面上的气压值不相等，出现了由暖区指向冷区的气压梯度力，从而产生了平行于等温线的风，而且气层中平均温度梯度愈大，高层出现的风也愈大，这种由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在铅直方向上的速度矢量差，称为热成风。
热成风的大小与气层内平均温度梯度以及气层的厚度成正比，与科氏参数（f）成反比。热成风的方向与平均等温线相平行，在北半球背热成风而立，高温在右，低温在左，南半球则反。?
在平衡条件下，自由大气中风随高度的变化主要与气层中的温度场有关。根据气层中水平温度场与气压场间的不同配置情况，风随高度的变化会有下列几种基本形式。
（1）等温线与等压线平行。出现于温压场对称系统。根据风随高度变化状况可分为两类：一类是高压区与高温区相对应的系统，其低层风向与热成风风向一致，因而其风速随高度逐渐增大，风向不改变。另一类是高压区与低温区相重合的系统。由于高压区对应着冷区，低层风向与热成风方向相反。因而低层风速随高度逐渐减小，风向不变，到某一高度风速减小到零。再向高空，风速随高度增大，而风向则与低层相反，即发生180°转变，同热成风风向一致。
?（2）等压线与等温线相交。出现于温压场不对称系统。在这种系统中风随高度的变化状况也分为两类，一类是等压线与等温线相交而有冷平流，低层风从冷区吹向暖区。在北半球风随高度逐渐向左转，而且愈到高层，风向与热成风风向愈接近。另一类是等压线与等温线相交而有暖平流，低层风从暖区流向冷区，所以风向随高度逐渐右转，愈到高层风向与热成风愈接近。?
在自由大气中，随着高度的增高，不论风向如何变化，高层风总是愈来愈趋向于热成风。比如北半球的对流层中，温度分布大致是南暖北冷，并且在纬度30°附近温度梯度最大，因而在对流层上层总是以西风为主（热成风是西风），并在纬度30°附近上空出现最大的西风风速区，称为西风急流。
?上层地转风与下层地转风的矢量差。地转风是作用力平衡情况下的风，所以热成风也是平衡状态下的风差。研究和了解热成风有助于揭示自由大气中风随高度变化的基本规律，以及大气平衡条件下的气压场、风场、温度场间的相互关系。
?三、摩擦层中空气的水平运动
在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力作用，不仅风速减弱、风向受到干扰，而且破坏了气压梯度力与地转偏向力间的平衡关系，表现出气流斜穿等压线，从高压吹向低压的特征。?
1、地面摩擦力对风的影响
如果地面层等压线为平行直线时，空气质点受到气压梯度力、地转偏向力和地面摩擦力的共同作用。当三个力达到平衡时，便出现了稳定的地面平衡风。由于摩擦力（主要是外摩擦力）对风的阻滞作用，使平衡风的风速比原气压场中相应的地转风的风速要减小，进而使地转偏向力也相应减小。结果减小后的地转偏向力和摩擦力的合力与气压梯度力相平衡时的风，斜穿等压线，由高压吹向低压。其风速大小与气压梯度力成正比，而与地面摩擦系数成反比。摩擦层中风场与气压场的关系为：在北半球背风而立，高压在右后方，低压在左前方，此即白贝罗风压定律。至于风向偏离等压线的角度（α）和风速减小的程度，则取决于摩擦力的大小。摩擦力愈大，交角愈大，风速减小得愈多。据统计，在中纬度地区，陆地上的地面风速（10—12m高度上的风速）约为该气压场所应有地转风速的35—45％，在海洋上约为60—70％。风向与等压线的交角，在陆地上约为25°—35°，在海洋上约为10°—20°。
? 在等压线弯曲的气压场中，例如闭合的高压和低压中，由于地面摩擦力的作用，风速比气压场中所应有的梯度风风速要小，风斜穿等压线吹向低压区。所以，低压中的空气是一面旋转、一面向低压中心辐合。高压中空气则是一面旋转、一面从高压中心向外辐散。
2、摩擦层中风随高度的变化
在摩擦层中风随高度的变化，既受摩擦力随高度变化的影响，又受气压梯度力随高度变化的影响。假若各高度上的气压梯度力都相同，由于摩擦力随高度不断减小，其风速将随高度增高逐渐增大，风向随高度增高不断向右偏转（北半球），到摩擦层顶部风速接近于地转风，风向与等压线相平行。
根据理论计算和实测资料，可以得到北半球摩擦层中在不考虑气压梯度力随高度改变时，风随高度变化的图像。?实际上，气压梯度力随高度也在改变，因而摩擦层中风的变化并不完全符合上述规律，需要根据热成风原理，用矢量合成方法进行修正。?
3、风的日变化和风的阵性
（1）风的日变化。
近地面层中，风存在着有规律的日变化。白天风速增大，午后增至最大，夜间风速减小，清晨减至最小。而摩擦层上层则相反，白天风速小，夜间风速大。这是因为在摩擦层中，通常是上层风速大于下层。白天地面受热，空气逐渐变得不稳定，湍流得以发展，上下层间空气动量交换增强，使上层风速大的空气进入下层，致下层风速增大，风向向右偏转。同理，下层风速小的空气进入上层，造成上层风速减小，风向向左偏转。午后湍流发展旺盛，下层风速增至最大值，风向右偏最多，上层风速减到最小值，风向左偏最多，这时上下层风的差异最小。夜间湍流减弱，下层风速变小、风向左偏，上层风速增大、风向右偏。当有强烈天气系统过境时，日变规律可能被扰和或被掩盖。
（2）风的阵性。
是指风向变动不定、风速忽大忽小的现象。它是因大气中湍流运动引起的。当大气中出现强烈扰动时，空气上下层间交换频繁，这时与空气一起移动的大小涡旋可使局部气流加强、减弱或改变方向。对于一定地点来说，随着涡旋的过往，该地的风速就会忽大忽小，风向有忽左忽右的变化。
风的阵性在摩擦层中经常出现，特别是山区更甚。随着高度的增高，风的阵性在逐渐减弱。以夏季和午后最为明显。
四、空气的垂直运动
大气运动经常满足静力学方程，基本上是准水平的，因而空气的垂直运动速度很小，一般仅为水平速度的百分之一，甚至千分之一或更小。然而垂直运动却与大气中云雨的形成和发展及天气变化有着密切关系。
1、对流运动
对流运动是由于某团空气温度与周围空气温度不等而引起的。当某空气团的温度高于四周空气温度时，气团获得向上浮力产生上升运动，升至上层向外流散，而低层四周空气便随之辐合以补充上升气流，这样便形成了空气的对流运动。对流运动的高度、范围和强度同上升气团的气层稳定度有关。大气中这种热力对流的水平尺度多在0.1—50km，是温暖的低、中纬度地区和温暖季节经常发生的空气运动现象。它的规模较小、维持时间短暂，但对大气中热量、水分、固体杂质的垂直输送和云雨形成、天气发展演变具有重要作用。
2、系统性垂直运动
是指由于水平气流的辐合、辐散、暖气流沿锋面滑升以及气流受山脉的机械、阻滞等动力作用所引起的大范围、较规则的上升或下降运动。这种运动垂直速度很小，但范围很广，并能维持较长时间，对天气的形成和演变产生着重大影响。
大气是连续性流体，当空气发生水平辐合运动时，位于辐合气流中的空气必然受到侧向的挤压，便从上侧面或下侧面产生上升或下降气流。同理，当空气向四周辐散时，在垂直方向上也会产生下沉或上升气流以补偿辐流气流的流散。
在系统性的垂直运动中，上升区或下降区的范围可达几百至几千千米，而升降速度却只有1—10cm/s。然而，这样的升降速度在持续较长的时间里（例如一昼夜），空气在垂直方向上可以移动数百米至数千米，对天气的形成和变化有很大影响。
系统性垂直运动的发生往往同天气系统相联系。例如与高压、低压、槽、脊以及锋面等有密切关系。
第四节 大气环流
大气环流是指大范围的大气运动状态，是各种不同尺度的天气系统发生、发展和移动的背景条件。
一、大气环流形成的主要因素
1、太阳辐射作用
大气对太阳辐射、地面辐射的吸收，以及自身向外的放射辐射差额在大气中的分布是很不均匀的，沿纬圈平均在35°S—35°N之间是辐射差额的正值区，即净得能量区。由35°S向南和由35°N向北是辐射差额的负值区，即净失能量区。这样自赤道向两极形成了辐射梯度，并以中纬度地区净辐射梯度最大。净辐射梯度分布引起了地球上高、低纬度间的大气热量收支不平衡，使大气中出现了有效位能，形成了向极的温度梯度。在这种温度梯度下，为保持静力平衡，对流层高层必然出现向极地的气压梯度，低层出现向低纬的气压梯度。假设地球表面性质均一和没有地转偏向力，则气压梯度力的作用将使赤道和极地间构成一个大的理想的直接热力环流圈。环流使高低纬度间不同温度的空气得以交换，并把低纬度的净收入热量向高纬度输送，以补偿高纬热量的净支出，从而维持了纬度间的热量平衡。因此，大气在高低纬间的热量收支不平衡是产生和维持大气环流的直接原动力。
2、地球自转作用
地球自转产生的偏转力迫使运动空气的方向偏离气压梯度力方向。在北半球，气流向右偏转，结果使直接热力环流圈中自极地低空流向赤道的气流偏转成东风，而不能迳直到达赤道；自赤道高空流向极地的气流，随纬度增高，偏转程度增大，逐渐变成与纬圈相平行的西风。可见，在偏转力的作用下，理想的单一的经圈环流，既不能生成也难以维持，因而形成了几乎遍及全球（赤道地区除外）的纬向环流。纬向风带的出现，阻挡着经向气流的逾越，引起某些地区空气质量的辐合和一些地区空气质量的辐散，使一些地区的高压带和另一些地区的低压带得以形成和维持。结果，全球气压水平分布在热力和动力因子作用下，呈现出规则的纬向气压带，而且高低气压带交互排列。而气压带的生成和维持又是经圈环流形成的必需条件。因而地球自转是全球大气环流形成和维持的重要因子。
3、地表性质作用
地球表面是一个性质不均匀的复杂的下垫面。海陆间热力性质的差异所造成的冷热源分布和山脉的机械阻滞作用，是影响大气环流的重要的热力和动力因素。
海洋与陆地的热力性质有很大差异。夏季，陆地上形成相对热源，海洋上成为相对冷源；冬季相反。这种冷热源分布直接影响到海陆间的气压分布，使完整的纬向气压带分裂成一个个闭合的高压和低压。冬夏海、陆间的热力差异引起的气压梯度驱动着海陆间的大气流动，这种随季节而转换的环流是季风形成的重要因素。北半球陆地辽阔，海陆东西相间分布，在冬季，大陆是冷源，纬向西风气流流经大陆时，气流温度逐渐降低，直到大陆东岸降到最低，气流东流入海后，因海洋是热源，气温不断升温，直到海洋东缘温度升到最高。即大陆东岸成为温度槽，大陆西岸形成温度脊。夏季时，温度场相反，大陆东岸为温度脊，大陆西岸为温度槽。根据热成风原理，与温度场相适应的高空气压场则是，冬季大陆东岸出现低压槽，西岸出现高压脊，夏季时相反。可见，海陆东西相间分布对高空环流形势的建立和变化有明显影响。
地形起伏，尤其是大范围的高原和高大山脉对大气环流的影响非常显著，其影响包括动力作用和热力作用两个方面。当大规模气流爬越高原和高山时，常常在高山迎风侧受阻，造成空气质量辐合，形成高压脊，在高山背风侧，则利于空气辐散，形成低压槽。东亚沿岸和北美东岸，冬半年经常存在的高空大槽，虽然其形成同海陆温差有关，但同西风气流爬越巨大青藏高压和落基山的动力减压亦有一定关系。如果地形过于高大或气流比较浅薄，则运动气流往往不能爬越高大地形，而在山地迎风面发生绕流或分支现象，在背风面发生气流汇合现象。地形对大气的热力变化也有影响。比如青藏高原相对于四周自由大气来说，夏季时高原面是热源，冬季时是冷源，这种热力效应对南亚和东亚季风环流的形成、发展和维持有重要影响。
夏季极冰的冷源作用改变了太阳总辐射所形成的夏季经向辐射梯度，使对流层大气的夏季热源仍维持在低纬，冷源维持在高纬极区，这种夏季极冰冷源作用是影响大气环流运动的又一重要因素。
4、地面摩擦作用
大气在自转地球上运动着，与地球表面产生着相对运动。相对运动产生着摩擦作用，而摩擦作用和山脉作用使空气与转动地球之间产生了转动力矩（即角动量）。角动量在风带中的产生、损耗以及在风带间的输送、平衡，对大气环流的形成和维持具有重要作用。
地球上的气流基本上呈纬向流动着，在中高纬度主要是西风带，低纬度是广阔东风带。在西风带地球通过摩擦作用给大气一个自东向西的转动力矩，所以西风带中大气将损耗西风角动量而地球将获得西风角动量。在东风带地球通过摩擦作用给大气一个自西向东的转动力矩，所以在东风带中大气获得地球给予的西风角动量，而地球将支出西风角动量。照此下去，西风带因不断损耗西风角动量，近地层西风要减弱；东风带因不断获得西风角动量，近地层东风也要减弱。然而长期观测事实证明，东、西风带的平均风速没有发生明显变化，地球自转速度也没有发生变化。这表明大气中的角动量是守恒的，东、西风带由地球获得或损耗的西风角动量是相等的。同时也表明大气中必有一种从东风带向西风带输送西风角动量的过程存在。
角动量的输送包括水平和垂直输送。水平输送主要通过平均纬向环流上叠加的大型涡旋（槽线呈东北-西南向）和平均经向风速来完成u角动量的输送。垂直输送主要靠平均经圈环流来实现。ω角动量随纬度有变化，纬度愈低，ω角动量愈大。在低纬经向环流圈中，赤道上升气流向上携带的ω角动量大于纬度30°附近下沉气流向下携带的ω角动量，因而有净余的ω角动量向上输送。赤道上空获得的ω角动量向北运行时，在绝对角动量守恒定律支配下，转化为u角动量以补充大型涡旋向北输送u角动量的需要。同理，中纬逆环流圈中靠极一侧上升气流向上携带较小ω角动量，而靠低纬一侧下沉气流向下携带较大ω角动量，结果有净余ω角动量向下输送，然后在低空于向北运动中转化为u角动量，补充地面西风带的损耗。通过角动量输送过程保持了东、西风中角动量平衡，使东、西风带能够长期维持稳定状态。由上可见，地面摩擦作用是大气环流中纬向环流与经圈环流形成和维持的重要因素。
二、大气环流平均状况
1、平均纬向环流
大气环流最基本的状态是盛行着以极地为中心的旋转的纬向环流，也就是东、西风带。对流层的中上层，除赤道地区有东风外，各纬度几乎是一致的西风，而且西风跨越的纬距随着高度在扩大。这是对流层中、上层由低纬指向高纬的经向温度所决定的。
近地面层的纬向环流分布特征如下：
（1）高纬地区：冬夏季都是一层很浅薄的东风带，称极地东风带。主要分布在北大西洋低压和北太平洋低压的向极一侧，其厚度、强度都是冬季大于夏季。
（2）中纬地区：从地面向上都是西风，称盛行西风带。西风带在纬距上的宽度随高度而增大。西风风速自地面向上直至200hPa，差不多是增加的，到对流层顶附近形成一个强西风中心。北半球冬季西风风速大于夏季。由于经常受到随基本气流向东移动的高压和低压的影响，西风的风向和强度会发生很大变化；而且巨大的大陆面积、不规则的地形以及气压型式的季节变化往往又使西风气流变得不十分清楚。南半球由于广阔的海洋抑制了静止气压系统的发展，西风风速比北半球要强，风向也更为稳定。
（3）低纬地区：自地面到高空是深厚的东风层，称热带东风带或信风带。它是纬向风带中风向最为稳定、风速较大（平均风速4—8m/s）、活动范围广阔（几乎占全球的一半）的风带。
2、平均水平环流
水平环流是指纬向环流受到扰动（主要是地球表面海陆分布以及地面摩擦和大地形作用所引起）后发展起来的槽、脊和高、低压环流。
在北半球对流层中，高层的平均水平环流形式是西风带上存在着大尺度的平均槽、脊。1月份500hPa等压面图上西风带有三个平均槽，即位于亚洲东岸140°E附近的东亚大槽、北美东岸70°—80°W附近的北美大槽，和乌拉尔山西部的欧洲浅槽。在三槽之间并列着三个脊，脊的强度比槽弱得多。7月份，西风带显著北移，槽脊的位置也发生很大变动，即东亚大槽东移入海，原欧洲浅槽已不存在，并变为脊，而欧洲西岸和贝加尔湖地区各出现一个浅槽，北美大槽位置基本未动。
对流层上层300hPa平均图上的环流形势与中层500hPa平均图大体相似，只是西风范围更扩大，风速更增强。冬季时，三槽形势非常清楚，夏季时，槽、脊明显减弱。在副热带地区有深厚的高压带，其位置、范围、强度都随季节有变化。
在中高纬的对流层低层，由于地表海陆性质差异和地表起伏不平所引起的热力、动力变化，使环流沿纬圈的不均匀性更加显著，水平环流在月平均海平面气压分布图上主要表现为一个个巨大的高、低压系统。
在平均气压图上出现的大型高、低压系统，称为大气活动中心。其中北半球海洋上的太平洋高压、大西洋高压、阿留申低压、冰岛低压常年存在，只是强度、范围随季节有变化，称为常年活动中心。而陆地上的南亚低压（印度低压）、北美低压、西伯利亚高压、北美高压等只是季节性存在，称为季节性活动中心。活动中心的位置和强弱反映了广大地区大气环流运行的特点，其活动和变化对其附近甚至全球的大气环流、对高低纬间、海陆间水分热量交换，对天气、气候形成演变起着重要影响。?
3、平均经圈环流
是指在南北向沿经圈的垂直剖面上，由风速的平均北、南分量和垂直分量构成的平均环流圈。在大气运动满足静力平衡和准地转平衡条件下，除低纬度以外，上述风速的南北分量和垂直分量都很小，因而经圈环流同纬圈环流相比要弱得多。北半球有三个经向环流圈，即①低纬环流圈，是一个直接热力环流圈。②中纬环流圈，是间接热力环流圈（逆环流圈）。③高纬环流圈，又称极地环流圈，也是一个直接热力环流圈，是三个环流圈中环流强度最弱的一个。?
经向环流圈都有季节性移动。在北半球，夏季时向北移，冬季时向南移。环流强度也有变化（冬季增强，夏季减弱），甚至经度上的瞬时经圈环流也有差异。如东亚的夏季环流同平均情况的差别就更大了。
? 此外，在赤道地区的东西方向上，还存在着几个纬向热力直接环流圈，称沃克（Walker）环流圈，它是由于赤道地区存在着大尺度的东西向热力差异引起的。这些环流的强度都是很弱的，而且经常有变化。当出现大的变化时，不仅对赤道地区环流有影响，而且同中纬度环流，甚至高纬度环流遥相关。引起天气、气候的异常。
? 大气环流基本上是纬向环流中包含着经圈环流，纬向主流上又叠着涡旋运动。这种不同运动形式之间相互联系、相互制约着，形成一个整体的环流体系。
三、大气环流的变化
大气环流在演变过程中既有形态、强度、位置的变化。这些变化集中表现为随季节交替的年变化和与大型环流调整相联系的中短期变化。
1、年变化
大气环流的基本状态决定于地表热力分布的特征，而地表热力状况在一年中具有明显的季节性变化，进而引起大气环流的季节交替。
在中高纬度，一年中环流状态的季节转换，一般是以西风带上槽脊的数量、结构形式和西风的强弱表现出来。从北半球500hPa多年平均流场来分析，1－4月（冬季）中高纬度西风带上有三个槽、三个脊，而且槽脊的位置和强度基本稳定，6—8月（夏季）西风带上原有的三个槽已变为四个比较浅的槽，因此冬季和夏季的环流形势比较稳定，且占全年相当长的时间，成为中高纬度高层大气环流的基本形态，并在一年中交替出现。环流在从冬季形态转变为夏季形态中，只通过短暂的春季环流（5月）过渡阶段。同样，从夏季环流形态转变为冬季环流形态时，也只经过秋季（9—10月）短促的过渡阶段。这种以一年为周期的环流形态的变化，称为环流的年变化。
对流层上层（200hPa）的纬向环流形势也有季节性转换，主要表现在高空急流的变换上。冬季时位于北纬30°附近的副热带急流非常明显，4月份开始减弱，5月底突然消失，同时在40°N以北出现中纬度急流；10月中纬度急流又突然消失，副热带急流又迅速建立。
2、中短期变化
大气环流的中短期变化是由不同尺度的高空和低空天气系统的发生、发展和消亡过程所引起的。这种变化主要表现在西风带纬向环流和经向环流的相互转换上。纬向环流型，即500hPa上，环流比较平直，并在平直的西风带上多小槽、小脊，很少有大槽、大脊。经向环流型，即500hPa西风带上发展出深槽大脊，能引起强烈冷、暖空气活动。纬向型和经向型环流经常交替出现，其交替周期大约2—6周。这种交替演变规律一般用环流指数来表示。
