06气压场与大气的水平、垂直运动—结合相关高考真题-备战高考地理之探讨大学地理知识

这是一份06气压场与大气的水平、垂直运动—结合相关高考真题-备战高考地理之探讨大学地理知识，共22页。试卷主要包含了气压场的表示方法，气压场的基本型式，气压系统的空间结构，作用于空气的力，自由大气中的空气水平运动，摩擦层中空气的水平运动，空气的垂直运动等内容，欢迎下载使用。
气压场与大气的水平、垂直运动—结合相关高考真题
即气压的空间分布。各地气柱质量不同，气压的空间分布不均匀，有的地方气压高，有的地方气压低，气压场呈现出不同的形势，统称气压系统。大陆内部的海平面气压值按海拔每降低10米，气压升高约10hPa换算，以去掉地形对气压值的影响。

一、气压场的表示方法
气压的水平分布形势常用等压线或等压面表示。
等压线是同一水平面上各气压相等点的连线。按一定气压间隔（如2.5hPa或5hPa)绘出，构成气压水平分布图。若绘制的是海平面的等压线，就是海平面气压分布图。若绘制的是5000m高空的等压线，就成为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。气压随高度递减，因而某等压面以上各处的气压值都小于该面气压值，等压面以下各处反之。用系列等压面的排列和分布可以表示空间气压的分布状况。
由于下垫面性质差异、水平方向上温度分布和动力条件不均匀，以致实际大气同一高度上各地的气压都不同。因而等压面不是水平面，而像地表形态一样，是高低起伏的曲面。等压面起伏形势同它附近水平面上的气压高低分布对应。
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，水平面上气压越低。等压面上凸部位对应着水平面上的高压区域，等压面愈上凸，水平面高压愈强大。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，就得到等位势高度线(等高线)图，此图表示该等压面的形势，故称等压面图。

见图4·9，图中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，和等压面凸起部位对应的是闭合等高线构成的高值区域，高度值由中心向外递减，同理，和等压面下凹部位对应的是由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，且等高线的疏密同等压面的缓陡对应，等压面陡的地方，如图中A、B处，对应A'、Bᴵ处的密集等高线，等压面平缓的地方如图中C、D处，对应于Cᴵ、Dᴵ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。即单位质量的物体从海平面（位势取为零）抬升到某高度时，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
1位势米=9.8J/kg即等压面在垂直方向上的“高高低低”法则。

位势高度＝(几何高度×该纬度重力加速度)÷9.8
当该纬度重力加速度恰好等于9.8m/s²时，位势高度和几何高度在数值上相同，但两者物理意义完全不同，位势米表示能量，几何米表示高度。由于大气是在地球重力场中运动，时刻受重力的作用，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300hPa、200hPa、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：
(一)低气压
简称低压，由闭合等压线构成。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。见图4·10a。

(二)低压槽
简称槽，是低气压延伸出来的狭长区域。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。
(三)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，见图4·10b。
(四)高压脊
简称脊，由高压延伸出来的狭长区域，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。
(五)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。图4·11。

以上几种气压水平分布型式统称气压系统，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。见图4·12。

三、气压系统的空间结构
静力平衡下，气压系统随高度的变化同温度分布密切相关。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。
(一)温压场对称系统
水平面上等温线与等压线基本平行。系统中包括暖性高压、冷性低压和暖性低压、冷性高压，图4·13。

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。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，即通俗解释为：与冷区相比，暖区大气柱内的空气分子克服重力、相对集中于气柱上部，故暖高压，高处更高。
冷低压的强度愈向高空愈增强。
3.暖性低压冷区大气柱内的空气分子不活跃、受重力作用，相对集中于气柱下部，上部空气分子较少，故冷高压的高处反而是低压。

低压中心为暖区，暖中心与低压中心基本重合。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。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。
(二)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，见图4·14。

大气中气压系统的温压场配置绝大多数是不对称的，其中心轴线大多是倾斜的，系统的结构随高度发生改变，气压系统的温压场结构对于天气的形成和演变有重要影响。
【Ⅱ】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。
四、作用于空气的力
空气在力的作用下运动。作用于空气的力除重力之外，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。
(一)气压梯度力
是向量，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，公式为：
气压梯度＝—气压差÷垂直距离
由于垂直距离是从高压指向低压，气压差为负值，故加负号。气压梯度可以分解为水平气压梯度和垂直气瓜梯度。
水平气压梯度的单位通常用百帕/赤道度表示(1赤道度是赤道上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1一3hPa/赤道度，而垂直气压梯度在大气低层可达1hPa/10m左右，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。
气压梯度不仅表示气压分布的不均匀程度，还表示了由于气压分布不均而作用在单位体积空气上的压力。为了阐明这个问题，在气柱间取一小块立方体流体（图4·15)，Y轴平行于地面等压线，X轴指向较高气压方向，Z轴垂直向上，并与地面重力作用线平行。
立方体周围空气对气块B面施加的压力等于P×受力面积(P是这个面上的平均压强)。对气块A面施加的压力＝—(平均压强+水平压差力)×受力面积(取负号是因所取压强方向与X方向相反)，因而在X方向上，周围空气作用于立方体的净压力为此两力之和，即—水平压差力×A面面积
同理，在Y方向和Z方向作用于立方体的净压力也是—水平压差力×面积。作用于立方体上的总净压力，则为三者的向量和，它除以体积后，即得气压梯度，其大小即—压差÷距离，所以气压梯度是作用于单位体积空气上的力。实质是空气分子由高密度区向低密度区的扩散。

实际大气中，由于空气密度分布不均匀，单位体积空气块质量也不等。根据牛顿第二定律，在相同的气压梯度力作用下，密度不同的空气所产生的运动加速度是不同，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，常取单位质量的空气作为讨论对象，并把气压梯度存在时，单位质量空气所受的力称为气压梯度力，通常用G表示，即G=两等压面间的气压差÷两等压面间的垂直距离÷空气密度。
气压梯度力的方向由高压指向低压，其大小与气压梯度成正比，与空气密度成反比。气压梯度力可以分解为水平气压梯度力和垂直气压梯度力。
在大气中气压梯度力垂直分量比水平分量大得多，但是重力与垂直分量始终处于平衡状态，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，由于没有其它实质力与它相平衡，在一定条件下却能造成较大的空气水平运动。
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气压差和垂直距离所决定。只有当两个高度相差甚大的水平气压梯度力相比较时，气压差才需要考虑。实际大气中经常出现的数据是：空气密度=1.3×10⁻³g/cm³，气压梯度=1hPa/赤道度，所以水平气压梯度力=7×10⁻⁴N/kg。当在这种气压梯度力持续作用3h，可使风速由零增大7.6m/s。可见气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力。
海风最明显的是15—17时，陆风最明显在5—7时，1000米高处受海陆风影响小，可体现当日背景风。

典例
我国一海滨城市背靠丘陵,某日海陆风明显。图3示意当日该市不同高度的风随时间的变化。据此完成9～11题。

9.当日在观测场释放一只氦气球,观测它在1千米高度以下先向北漂,然后逐渐转向西南。释放气球的时间可能为( )
A.1时 B.7时 C.13时 D.19时
10.据图推测,陆地大致位于海洋的( )
A.东北方 B.东南方 C.西南方 D.西北方
11.当日该市所处的气压场的特点是( )
A.北高南低,梯度大 B.北高南低,梯度小
C.南高北低,梯度大 D.南高北低,梯度小
【答案】9.C 10.D 11.B
(解析)本题主要考查热力环流的成因、原理和应用相关知识。
9.氦气的密度小于空气的密度，故释放气球后气球在垂直方向上会上漂，在水平方向上会受大气的水平运动风的影响，先向北漂，故当时风向为偏南风，受偏南风的影响飘向北，随着海拔的上升，再转向西南，故随后应受东北风的影响飘向西南，由图可知，13时该地近地面吹偏南风，随着海拔的上升吹东北风。1时、7时、19时和该风向不对应。故C选项正确，ABD选项错误。
10.由热力环流的原理可知海陆风白天吹海风，夜间吹陆风。根据海陆风形成的原理，对图进行分析，夜间到清晨陆地气温低，应该为高压，此时近地面风向整体自北向南，说明陆地偏北。下午气温较高时，近地面风从东南方向吹来。此时陆地升温快为低压。水体气温低为高压，近地面风从水体吹向陆地即从东、南方向吹向陆地。综上所述，故推断陆地总体在水体南方向吹向陆地。综上所述，故推断陆地总体在水体的西北方向。故D选项正确，ABC选项错误。
11.材料中显示该地某日海陆风明显，说明当日该市所处的气压梯度较弱，如果气压梯度较强，则当地盛行风强于海陆风，则海陆风不明显，海拔越高受地面的海陆热力性质影响越小，受当地一般的盛行风影响大，由图知在高空500m处偏北风实力强，故当地气压场为北高南低。故B选项正确，ACD选项错误。思考题：说明我国东部气压形势分布图上高压中心常呈东北西南方向延伸的成因？

(二)地转偏向力
空气是在转动着的地球上运动，当运动的空气质点依其惯性沿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，地转偏向力是非常重要。
为了阐明地球自转产生偏向力的原因，先做一个实验。取一个圆盘并让它作逆时针旋转（图4·16），同时取一小球让它从圆盘中心O点向OB方向滚去。水平方向上如果没有外力作用于小球，则小球保持着惯性沿OB直线匀速地滚动着，圆盘的转动对小球运动的方向和速度都没有影响。但当小球自O点沿OB方向滚动到圆盘边缘的时间里，站在圆盘上A点的人也随圆盘一起转动，并由A移到A'位置上。如观察者以其立足的圆盘作为衡量物体运动的参照标准，在他看来，小球并没有作直线运动向他滚来，而是作曲线运动向右（沿小球运动方向看）偏移到A的位置上了，如图4·16中虚线所示。

按牛顿运动定律，这种看来向右偏转，好像是小球在作直线运动时，时刻受到的一个同它运动方向相垂直并指向其右方的作用力，就是由于圆盘转动所产生的偏向力，也就是随圆盘一起转动的观察者所观察到的力。这种力是假想的，事实上并无任何物体作用于小球来产生这个力，只是为了要在一个非惯性系里以牛顿定律来解释所观察到的现象而引进的一个假想力。
为了计算由地转偏向力所引起的相对加速度α，假设小球运动的速度是V，从O点出发经过时间t到达A点，它的位移为OA=Vt。与此同时，圆盘逆时针转动了角∠AOA'，圆盘转动的角速度为w，在t秒钟内转过的角度∠AOA'=wt。以S表示小球偏离的距离，并且近似等于AA'，如略去其差别，则S=AA=OA×∠AOA'，以OA=Vt，∠A纬度越高，物体运动速度越快，所受地转偏向力越大。
OA'=at代入上式，则S=Vwt²，根据加速度公式和牛顿定律，得单位质量物体偏向力：
A=2Vw (4·9)
圆盘上偏向力表达式表明，其大小等于圆盘的角速度与小球运动速度V的乘积的两倍。偏向力的方向垂直于转动轴，也垂直于相对速度V，指向V的右侧。
地球不停地绕地轴以角速度ω从西向东自转，生活在地球上的人和上述圆盘上的人很相似，会很自然地以转动的地表作为衡量物体运动的标准，所不同的是转动的球体表面更为复杂。然而圆盘非常相似地球极点的地平面。
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2Vw。
在赤道，地球自转轴与地表面的垂直轴正交，表明赤道上的地平面不随地球自转而旋转，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。见图4·17，图上表示绕地轴转动的角速度，AC表示A点地平面的垂直轴。由于∠AOD=φ，所以∠ABC=φ，w在地平面垂直轴方向的分量为w₁(w·sinφ)，根据圆盘转动速度所得的公式a=2Vw，可以得出任何纬度上作用于单位质量运动空气上的偏向力为： A =2×风速×地球自转角速度·sin纬度

在南半球，由于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。
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。见表4·3。

(三)惯性离心力
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（图4·18），其大小为转动的角速度ω的平方和曲率半径r的乘积。

对单位质量而言，惯性离心力C的表达式为C=w²r
因为物体转动的线速度V=wr代入上式，得：
惯性力离心力=线速度²÷曲率半径
表明惯性离心力C的大小与运动物体的线速度V的平方成正比，与曲率半径r成反比。
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方向，不改变运动的速度。
(四)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。它的方向与空气运动方向相反，大小与空气运动的速度和摩擦系数成正比，其公式为R=—kV
式中R为摩擦力，k为摩擦系数，V为空气运动速度。内摩擦力与外摩擦力的向量和称摩擦力(4·11)。
摩擦力的大小在大气中的各个不同高度上不同，以近地面层（地面至30一50m)最显著，高度愈高，作用愈弱，到1一2km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。
上述四个力都是在水平方向上作用于空气，它们对空气运动的影响不一样。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，而对低纬地区特别是赤道附近的空气运动，影响甚小。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，又思考题：说明摩擦力对风速和风向的影响？
可使空气由静止状态转变为运动状态。
(五)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。单位质量空气运动方程的一般形式为：
加速度(所受合力)=气压梯度力+地转偏向力+摩擦力+重力。5量均为向量。
如果以FX、FY、FZ分别表示作用力在标准坐标系X、Y、Z三个方向(X指向东、Y指向北、Z指向天顶)上的投影，u、v、w分别为速度在X、Y、Z三个方向上的分量。那么三个方向的分力都为对应的方向的速度变化量÷时间间隔。
如将向东的气压梯度力、地转偏向力、摩擦力和重力值代入，简化后可得向东的运动方程：
加速度=—压力差÷垂直距离÷空气密度+2×速度×地球自转角速度·sin(纬度值)+摩擦力
在空气作大规模水平运动中，大气近似于静力平衡，因而上式中的垂直运动项可以略去。在自由大气中，摩擦力也可略去。向东运动的加速度可写成
加速度=—压力差÷垂直距离÷空气密度+2×速度×角速度×sin(纬度)
这是研究自由大气运动时被广泛应用的运动方程式。垂直方向的静力平衡方程为
0=—压力差÷垂直距离÷空气密度—重力
五、自由大气中的空气水平运动
观测表明，自由大气中大尺度空气水平运动近似于稳定、水平运动。表明空气运动是在气压梯度力和地转偏向力（曲线运动时，还有惯性离心力）作用下运动着。
(一)地转风
地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气作等速、直线的水平运动，其公式为
地转风速度=—水平气压梯度÷【2×空气密度×地球自转角速度×sin(所在纬度)】。(4.15)
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，此称风压律。
表4·4说明，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。
可理解为：气压梯度力使大气从静止做加速度运动，直到地转偏向力增大并使风向偏转，达成二力平衡，才会停止加速，变为匀速直线运动，即地转风。纬度高，地转偏向力大，达成二力平衡需要的时间短，大气加速过程也短，故高纬度的地转风风速小。

由于地转风是气压梯度力和地转偏向力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，见图4·19。

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。
(4·15)式是等高面上的地转风公式，由于空气密度随高度有很大变化，因而在比较某地不同高度上的地转风时，不仅要比较上、下层气压梯度的大小，同时还要知道密度值随高度的变化，这给实际工作带来极大不便。如果应用等压面图来代替等高面图，问题就容易解决，因为在等压面图上
水平气压梯度力=—气压差÷水平距离÷空气密度
可推出
地转风风速=—9.8×高度差÷(2×地球自转角速度×sin纬度)÷水平距离 (4·16)
式中已经不出现空气密度，地转风直接与等压面上的位势梯度成正比，与纬度的正弦成反比。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。
(二）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。见图4·20，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C指向外，达于平衡状态时出现的梯度风为G=A+C
将G、A、C的表达式代入上式，得
低压梯度风风速V=—曲率半径×地球自转角速度±根号下√【(曲率半径×地球自转角速度)²—(曲率半径×气压差÷空气密度÷水平距离)】 (4.17)
高压内气压梯度力G和惯性离心力C指向外，而地转偏向力A指向内，三个力达于平衡时出现的梯度风，即G+C=A，将G、A、C的表达式代入上式，得
高压梯度风风速=曲率半径×地球自转角速度±根号下√【(曲率半径×地球自转角速度)²+(曲率半径×气压差÷空气密度÷水平距离)】 (4.18)
(4·17)式和(4·18)式根号前都有正负两个符号，可得两个根。但实际上，在曲率半径确定后，梯度风应当是一定的，即根号前正负号只能取一个，而且当
—气压差÷(垂直距离×空气密度)=0
时，梯度风风速值也为零。这样，低压梯度风风速式根号前符号应取正号，高压梯度风风速式根号前符号应取负号。

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。见表4·5、表4·6。

在一定纬度带，当气压梯度力相等时，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。可理解为，惯性离心力增大了高压系统风速，降低了低压系统风速。

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，则可能出现旋衡风，即被视为气压梯度力=惯性离心力时的空气运动。
由于这种风已不再考虑地转偏向力的影响，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。这是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。同时，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。
(三)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、风速是不一致的，风随高度有着明显变化。
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(Vr),即Vr=V₂—V₁
V₂、V₁分别是高层与低层的地转风。
如果低层等压面是水平的，则V₁=0，V₂=V，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。热成风风速的表达式为
V=重力加速度×上暖气柱内的空气分子无规则运动剧烈，抵消了部分重力，且部分空气分子侧向逃逸到了气柱以外，密度小，故其形成单位压力的气柱高度比冷空气大。故暖区高空为高压。
下层高度差×气层平均温度差÷(地转参数×气层平均温度×水平距离) (4·21)

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（图4·23）。

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（图4·24）。
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（图4·25），低层风从冷区吹向暖区。由于V1十VT=V2，所以，在北半球风向随高度逐渐向左转，而且愈到高层，风向与热成风风向愈接近。高温高压风，如盛行西风、东北信风，可伸展到高空。
低温高压风，如西北季风，极地东风，高空风向反转。


另一类是等压线与等温线相交而有暖平流（图4·26），低层风从暖区流向冷区，由于V1十Vᵀ=V2，所以风向随高逐渐向右转，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，这个结论与实际情况是相符的。
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。
热成风Vᵀ并不是实际上的空气水平运动，而是风随高度的改变量，是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。

典例
(2022年6月浙江卷)下图为北半球某地某季节平均纬向风速随高度分布图，甲、乙、丙为该地三个不同高程面，完成24、25题。

24．能正确反映上图平均纬向风速随高度分布的地点位于（ ）

A．春季的低纬度 B．夏季的中纬度 C．秋季的中纬度 D．冬季的高纬度
25．最接近该地甲、乙、丙三个高程面上风向、风速的是（ ）


【答案】24.B 25.C
【解析】【24题详解】 由图可知，自近地面到高空，纬向风速先变大，到对流层顶后达到最大，然后风速再变小，之后随高度增加，风速再变大，且风向有明显变化。
对流层厚度在低纬度地区最大，约为17-18千米，由第24题图可知，春季的低纬度(0-30°)，风速为0处与上图不符。且20千米以下随海拔增加，风速先变大后变小，与上图不符，A错误；
夏季的中纬度(30-60°)，随海拔升高，风速先变大，再变小，等于0后，风速为负值，表示改变了风向，与上图相符，B正确；
秋季的中纬度和冬季的高纬度，随海拔升高，风速的数值一直为
正值，与上图不符，CD错误。故选B。
【25题详解】
由题干图可知，由甲到乙到丙，风速在减小，但风向变化不明显，A图中丙为北风，D图中丙为南风，均没有明显的纬向风速，B图中三地风向差异大，ABD错误：
C图中三地风向差异小，为西南风，最接近题干中图的情况，C正确。故选C。
【点睛】对流层厚度随纬度和季节而发生变化。低纬度地区对流层厚度约为17-18千米，夏季大于冬季。
六、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。
(一)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(G)、地转偏向力(A)和地面摩擦力(R)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（图4·27）。

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(10一12m高度上的风速)约为该气压场所应有地转风速的35%一45%，在海洋上约为60%一70%。风向与等压线的交角，在陆地上约为25°一35°，在海洋上约为10°一20°。
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（图4·28）。

典例
(2022年山东卷)16．阅读图文资料，完成下列要求。（14分）
冬半年，美洲中部地区频繁受冷空气影响。图5示意2000年1月一次冷空气南下过程中，美洲中部附近海洋表层风场和海平面气温分布。甲处南北两侧的气压梯度较大。

（1）图6示意M点所在水平面上的等压线分布及空气质点的瞬时受力平衡情况。在图中用画出M点风向，并指出山脉的阻挡对冷空气运动的影响。（4分）

（2）在冷空气频繁南下的影响下，N海域表层水温较低、海产丰富。分析其原因。（10分）

答案：16. ①

②. 冷空气受山脉阻挡，在迎风坡一侧减速、堆积，气流转向、绕行。
16.(2)南下的冷空气在较大的气压梯度和狭管效应的共同影响下，快速穿过峡谷，并在下坡过程中不断加速，近地面的风速较大;
由于峡谷地势较低，冷空气过峡谷后在下沉过程中自身的增温幅度较小(焚风效应弱)，且较大的风速使冷空气在到达N海城之前与下垫面的热量交换较少，增温幅度小，冷气团保持较低温度；
冷气团与海水的热力交换使N海城表层水温降低；
强离岸风使N海城底部冷海水上泛，表层海水温度降低；
上泛的冷海水将下层的营养盐类带到表层，有利于浮游生物大量繁殖，佴料充足，使N海域海产丰富。
(二)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（如图4·29）。
图中V1、V2、V3…代表自地面起各高度的风向、风速矢量，接连各风矢量终点的平滑曲线，称为埃克曼螺线，是风速矢端迹图。
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。
(三)风的日变化和风的阵性近地面摩擦力大，故风速＜高空。白天地温升高，对流加剧，抑制高空风速，故高空风速夜间最大。

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。上层与下层的分界线随季节而有变化，
夏季湍流最强，可300m，冬季湍流最弱，低至20m，平均约50一100m。
风的日变化，晴天比阴天大，夏季比冬季大，陆地比海洋大。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。图4·30中的实箭头表示大范围气流的方向，虚箭头表示水平涡旋中气流的方向。
在A处两者同向，使风速增大，在B处两者反向，使风速减小，在C处和D处两者垂直，风向发生向左或向右偏转。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。设问：说明大气涡旋可能对所在地风速、风向造成的几种影响？

七、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。
(一)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0.1一50km,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。
(二)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1一10cm/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。