大氣時刻不停地運(yùn)動著，運(yùn)動的形式和規(guī)模復(fù)雜多樣。既有水平運(yùn)動，也有垂直運(yùn)動。既有規(guī)模很大的全球性運(yùn)動，也有尺度很小的局地性運(yùn)動。大氣的運(yùn)動使不同地區(qū)、不同高度間的熱量和水分得以傳輸和交換，使不同性質(zhì)的空氣得以相互接近、相互作用，直接影響著天氣、氣候的形成和演變。

大氣運(yùn)動的產(chǎn)生和變化直接決定于大氣壓力的空間分布和變化。因而，研究大氣運(yùn)動常常從大氣壓力的時空分布和變化入手。

大氣的水平運(yùn)動稱為風(fēng)。風(fēng)是向量，包括風(fēng)向和風(fēng)速。風(fēng)向指風(fēng)的來向，通常用8個或16個方位來表示，如東風(fēng)、東南風(fēng)等；風(fēng)速指單位時間內(nèi)空氣水平移動的距離，用米／秒（m／s）或風(fēng)級表示。

風(fēng)與氣壓場的水平分布和變化具有密切關(guān)系。

一、氣壓

氣壓是大氣壓強(qiáng)的簡稱。在靜止空氣中，任何一個地點(diǎn)的氣壓是指從地面到大氣上界，單位面積的整個空氣柱的重量。各地氣壓不等的原因或是氣柱長短不一，或是空氣密度不同（圖1-27）。

氣象站用來測定氣壓的水銀氣壓表是根據(jù)托里拆利實(shí)驗(yàn)原理制成的。氣壓表玻璃管中水銀柱對底面（單位面積）產(chǎn)生的壓強(qiáng)等于大氣壓強(qiáng)。氣象學(xué)上氣壓的測量單位以前用毫米水銀柱高（mmHg），通常所說的一個標(biāo)準(zhǔn)大氣壓是指溫度為0℃，緯度45°，海平面高度上測得的氣壓，其數(shù)值為760mmHg。

圖1-27　氣壓隨高度變化與空氣密度的關(guān)系

物理學(xué)上壓強(qiáng)的法定單位是帕斯卡，簡稱帕（Pa）。氣象學(xué)上用百帕（hPa）作為大氣壓強(qiáng)的單位。過去大氣壓強(qiáng)的單位是毫巴（mb）。幾種氣壓單位的關(guān)系為：

（一）氣壓隨時間的變化

某地氣壓的變化，實(shí)質(zhì)上是該地上空空氣柱重量增加或減少的反映，而空氣柱的重量是其質(zhì)量和重力加速度的乘積。重力加速度通?？梢钥醋魇嵌ㄖ担蚨坏氐臍鈮鹤兓蜎Q定于其上空氣柱中質(zhì)量的變化，氣柱中質(zhì)量增多了，氣壓就升高。質(zhì)量減少了，氣壓就下降?？諝庵|(zhì)量的變化主要是由熱力和動力因子引起。熱力因子是指溫度的升高或降低引起的體積膨脹或收縮、密度的增大或減小以及伴隨的氣候輻合或輻散所造成的質(zhì)量增多或減少。動力因子是指大氣運(yùn)動所引起的氣柱質(zhì)量的變化，根據(jù)空氣運(yùn)動的狀況可歸納為下列三種情況。

1.水平氣流的輻合與輻散

空氣運(yùn)動的方向和速度常不一致。有時運(yùn)動的方向相同而速度不同，有時速度相同而方向各異，也有時運(yùn)動的方向、速度都不相同。這樣可能引起空氣質(zhì)量在某些區(qū)域堆聚，而在另一些地區(qū)流散。圖1-28a、c表示了各點(diǎn)的空氣都背著同一線或同一點(diǎn)散開，而且前面空氣運(yùn)動速度快，后面的運(yùn)動速度慢，顯然這個區(qū)域里的空氣質(zhì)點(diǎn)會逐漸向周圍流散，引起氣壓降低，這種現(xiàn)象稱為水平氣流輻散。相反，圖1-28b、d表示各點(diǎn)空氣向著同一點(diǎn)或同一線集聚，而且前面空氣質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動速度慢，后面運(yùn)動速度快，結(jié)果這個區(qū)域里空氣質(zhì)點(diǎn)會逐漸聚積起來，引起氣壓升高，這種現(xiàn)象稱水平氣流輻合。實(shí)際大氣中空氣質(zhì)點(diǎn)水平輻合、輻散的分布比較復(fù)雜，有時下層輻合、上層輻散，有時下層輻散、上層輻合，在大多數(shù)情況下，上下層的輻散、輻合交互重疊非常復(fù)雜。因而某一地點(diǎn)氣壓的變化要依整個氣柱中是輻合占優(yōu)勢還是輻散占優(yōu)勢而定。

圖1-28　水平氣流的輻散（a、c）和輻合（b、d）

圖中箭頭方向表示空氣質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動方向；箭頭長度表示空氣質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動速度

2.不同密度氣團(tuán)的移動

不同性質(zhì)的氣團(tuán)，密度往往不同。如果移到某地的氣團(tuán)比原來氣團(tuán)密度大，則該地上空氣柱中質(zhì)量會增多，氣壓隨之升高。反之該地氣壓就要降低。例如冬季大范圍強(qiáng)冷空氣南下，流經(jīng)之地空氣密度相繼增大，地面氣壓隨之明顯上升。夏季時暖濕氣流北上，引起流經(jīng)之處密度減小，地面氣壓下降。

3.空氣垂直運(yùn)動

當(dāng)空氣有垂直運(yùn)動而氣柱內(nèi)質(zhì)量沒有外流時，氣柱中總質(zhì)量沒有改變，地面氣壓不會發(fā)生變化。但氣柱中質(zhì)量的上下傳輸，可造成氣柱中某一層次空氣質(zhì)量改變，從而引起氣壓變化。圖1-29中位于A、B、C三地上空某一高度上a、b、c三點(diǎn)的氣壓，在空氣沒有垂直運(yùn)動時應(yīng)是相等的。而當(dāng)B地有空氣上升運(yùn)動時，空氣質(zhì)量由低層向上輸送，b點(diǎn)因上空氣柱中質(zhì)量增多而氣壓升高。C地有空氣下沉運(yùn)動，空氣質(zhì)量由上層向下層輸送，c點(diǎn)因上空氣柱中質(zhì)量減少而氣壓降低。由于近地層空氣垂直運(yùn)動通常比較微弱，以致空氣垂直運(yùn)動對近地層氣壓變化的影響也較微小，可忽略不計(jì)。

圖1-29　空氣垂直運(yùn)動和氣壓變化的關(guān)系

圖1-30　水平氣流的輻合、輻散和垂直運(yùn)動的相互關(guān)系

實(shí)際大氣中氣壓變化并不由單一情況決定，而往往是幾種情況綜合作用的結(jié)果，而且這些情況之間又是相互聯(lián)系、相互制約、相互補(bǔ)償?shù)摹Ｈ鐖D1-30所示，上層有水平氣流輻合、下層有水平氣流輻散的區(qū)域必會有空氣從上層向下層補(bǔ)償，從而出現(xiàn)空氣的下沉運(yùn)動。反之，則會出現(xiàn)空氣上升運(yùn)動。同理，在出現(xiàn)空氣垂直運(yùn)動的區(qū)域也會在上層和下層出現(xiàn)水平氣流的輻合和輻散。

（二）氣壓的周期性變化

氣壓的周期性變化是指在氣壓隨時間變化的曲線上呈現(xiàn)出有規(guī)律的周期性波動，明顯的是以日為周期和以年為周期的波動。

地面氣壓的日變化有單峰、雙峰和三峰等型式，其中以雙峰型最為普遍，其特點(diǎn)是一天中有一個最高值、一個次高值和一個最低值、一個次低值（圖1-31）。一般是清晨氣壓上升，9～10時出現(xiàn)最高值，以后氣壓下降，到15～16時出現(xiàn)最低值，此后又逐漸升高，到21～22時出現(xiàn)次高值，以后再度下降，到次日3～4時出現(xiàn)次低值。最高、最低值出現(xiàn)的時間和變化幅度隨緯度而有區(qū)別，熱帶地區(qū)氣壓日變化最為明顯，日較差可達(dá)3～5hPa。隨著緯度的增高，氣壓日較差逐漸減小，到緯度50°日較差已減至不到1hPa。

氣壓日變化的原因比較復(fù)雜，現(xiàn)在還沒有公認(rèn)的解釋。一般認(rèn)為同氣溫日變化和大氣潮汐密切相關(guān)。比如氣壓一日波（單峰型）同氣溫的日變化關(guān)系很大。當(dāng)白天氣溫最高時，低層空氣受熱膨脹上升，升到高空向四周流散，引起地面減壓；清晨氣溫最低時，空氣冷卻收縮，氣壓相應(yīng)升到最高值。只是由于氣溫對氣壓的影響作用需要經(jīng)歷一段過程，以致氣壓極值出現(xiàn)的相時落后于氣溫。同時，氣壓日變化的振幅同氣溫一樣隨海陸、季節(jié)和地形而有區(qū)別，表現(xiàn)出陸地大于海洋、夏季大于冬季、山谷大于平原。氣壓的半日波（雙峰型）可能同一日間增溫和降溫的交替所產(chǎn)生的整個大氣半日振動周期，以及由日月引起的大氣潮相關(guān)。至于三峰型氣壓波似應(yīng)與一日波、半日波以及局部地形條件等綜合作用有關(guān)。

圖1-31　不同地方氣壓日變化曲線

圖1-32　不同地方氣壓年變化曲線

氣壓年變化是以一年為周期的波動，受氣溫的年變化影響很大，因而也同緯度、海陸性質(zhì)、海拔高度等地理因素有關(guān)。在大陸上，一年中氣壓最高值出現(xiàn)在冬季，最低值出現(xiàn)在夏季，氣壓年變化值很大，并由低緯向高緯逐漸增大。海洋上一年中氣壓最高值出現(xiàn)在夏季，最低值出現(xiàn)在冬季，年較差小于同緯度的陸地。高山區(qū)一年中氣壓最高值出現(xiàn)在夏季，是空氣受熱，氣柱膨脹、上升，質(zhì)量增加所致，而最低值出現(xiàn)在冬季，是空氣受冷，氣柱收縮、空氣下沉、高山質(zhì)量減少的結(jié)果（圖1-32）。

（三）氣壓的非周期性變化

氣壓的非周期性變化是指氣壓變化不存在固定周期的波動，它是氣壓系統(tǒng)移動和演變的結(jié)果。通常在中高緯度地區(qū)氣壓系統(tǒng)活動頻繁，氣團(tuán)屬性差異大，氣壓非周期性變化遠(yuǎn)較低緯度明顯。如以24h氣壓的變化量來比較，高緯度地區(qū)可達(dá)10hPa，低緯度地區(qū)因氣團(tuán)屬性比較接近，氣壓的非周期變化量很小，一般只有1hPa。

一個地方的地面氣壓變化總是既包含著周期性變化，又包括著非周期性變化，只是在中高緯度地區(qū)氣壓的非周期性變化比周期性變化明顯得多，因而氣壓變化多帶有非周期性特征。在低緯度地區(qū)氣壓的非周期性變化比周期性變化弱小得多，因而氣壓變化的周期性比較顯著。當(dāng)然，遇有特殊情況時也會出現(xiàn)相反的情況。

二、氣壓場

氣壓的空間分布稱為氣壓場。由于各地氣柱的質(zhì)量不相同，氣壓的空間分布也不均勻，有的地方氣壓高，有的地方氣壓低，氣壓場呈現(xiàn)出各種不同的氣壓形勢，這些不同的氣壓形勢統(tǒng)稱氣壓系統(tǒng)。

（一）氣壓場的表示方法

氣壓的水平分布形勢通常用等壓線或等壓面來表示。等壓線是同一水平面上各氣壓相等點(diǎn)的連線。等壓線按一定氣壓間隔（如2.5hPa或5hPa）繪出，構(gòu)成一張氣壓水平分布圖。若繪制的是海平面的等壓線，就是一張海平面氣壓分布圖。若繪制的是5000m高空的等壓線，就成為一張5000m高空的氣壓水平分布圖（等高面圖）。等壓線的形狀和疏密程度反映著水平方向上氣壓的分布形勢。

等壓面是空間氣壓相等點(diǎn)組成的面。如700hPa等壓面上各點(diǎn)的氣壓值都等于700hPa。由于氣壓隨高度遞減，因而在某一等壓面以上各處的氣壓值都小于該等壓面上氣壓值，等壓面以下各處則反之。用一系列等壓面的排列和分布可以表示空間氣壓的分布狀況。

實(shí)際大氣中由于下墊面性質(zhì)的差異、水平方向上溫度分布和動力條件的不均勻，以致同一高度上各地的氣壓不可能是一樣的。因而等壓面并不是一個水平面，而像地表形態(tài)一樣，是一個高低起伏的曲面。等壓面起伏形勢同它附近水平面上的氣壓高低分布有著對應(yīng)關(guān)系。等壓面下凹部位對應(yīng)著水平面上的低壓區(qū)域，等壓面愈下凹，水平面上氣壓低得愈多。等壓面向上凸起的部位對應(yīng)著水平面上的高壓區(qū)域，等壓面愈上凸，水平面上高壓愈強(qiáng)大。根據(jù)這種對應(yīng)關(guān)系，可求出同一時間等壓面上各點(diǎn)的位勢高度值，并用類似繪制地形等高線的方法，將某一等壓面上相對于海平面的各位勢高度點(diǎn)投影到海平面上，就得到一張等位勢高度線（等高線）圖，此圖能表示該等壓面的形勢，故這種圖稱為等壓面圖。圖1-33中P為等壓面，H1、H2、H3…為高度間隔相等的若干等高面，它們分別與等壓面P相截（截線以虛線表示），每條截線都在等壓面P上，所以截線上各點(diǎn)的氣壓值均相等，將這些截線投影到水平面上，便得出P等壓面上距海平面高度分別為H1、H2、H3…的許多等高線。由圖可見，與等壓面凸起部位相對應(yīng)的是由一組閉合等高線構(gòu)成的高值區(qū)域，高度值由中心向外遞減；同理，與等壓面下凹部位相對應(yīng)的是由一組閉合等高線構(gòu)成的低值區(qū)域，高度值由中心向外遞增。因此，平面圖中等高線的高、低中心即代表氣壓的高低中心，而且等高線的疏密同等壓面的緩陡相對應(yīng)，等壓面陡的地方，如圖中A、B處，對應(yīng)于A′、B′處的密集等高線，等壓面平緩的地方如圖中C、D處，對應(yīng)于C′、D′處的稀疏等高線。

氣象上等高線的高度不是以米為單位的幾何高度，而是位勢高度。位勢高度是指單位質(zhì)量的物體從海平面（位勢取為零）抬升到Z高度時，克服重力所作的功，又稱重力位勢，單位是位勢米。在SI制中，1位勢米定義為1kg空氣上升1m時，克服重力作了9.8J的功，也就是獲得9.8J／kg的位勢能，即

圖1-33　等壓面和等高線的關(guān)系

位勢高度與幾何高度的換算關(guān)系為

式中：H為位勢高度（位勢米）；Z為幾何高度（m）；gφ為緯度φ處的重力加速度（m／s2）。當(dāng)gφ取9.8m／s2時，位勢高度H和幾何高度Z在數(shù)值上相同，但兩者物理意義完全不同，位勢米是表示能量的單位，幾何米是表示幾何高度的單位。由于大氣是在地球重力場中運(yùn)動著，時刻受到重力的作用，因此用位勢米表示不同高度氣塊所具有的位能，顯然比用幾何高度要好。

氣象部門日常工作所分析的等壓面圖有850hPa、700hPa、500hPa、3000hPa、2000hPa、100hPa等，它們分別代表1500m、3000m、5500m、9000m、12 000m、16 000m高度附近的水平氣壓場。海平面氣壓場一般用等高面圖（零高度面）來分析，必要時也用1000hPa、等壓面圖來代替。

（二）氣壓系統(tǒng)的空間結(jié)構(gòu)

氣壓系統(tǒng)存在于三度空間中，在靜力平衡下，氣壓系統(tǒng)隨高度的變化同溫度分布密切相關(guān)。因此氣壓系統(tǒng)的空間結(jié)構(gòu)往往由于與溫度場的不同配置狀況而有差異。當(dāng)溫度場與氣壓場配置重合（溫度場的高溫、低溫中心分別與氣壓場的高壓、低壓中心相重合）時，稱氣壓系統(tǒng)是溫壓場對稱。當(dāng)溫度場與氣壓場的配置不重合時，稱氣壓系統(tǒng)是溫壓場不對稱。

1.溫壓場對稱系統(tǒng)

由于溫壓場配置重合，所以該系統(tǒng)中水平面上等溫線與等壓線是基本平行的。系統(tǒng)中包括暖性高壓、冷性低壓和暖性低壓、冷性高壓（圖1-34）。

圖1-34　不同溫壓場配置垂直剖面圖

暖性高壓。高壓中心區(qū)為暖區(qū)，四周為冷區(qū)，等壓線和等溫線基本平行，暖中心與高壓中心基本重合的氣壓系統(tǒng)。由于暖區(qū)單位氣壓高度差大于周圍冷區(qū)，因而高壓的等壓面凸起程度隨高度增加不斷增大，即高壓的強(qiáng)度愈向高空愈增強(qiáng)。

冷性低壓。低壓中心區(qū)為冷區(qū)，四周為暖區(qū)，等溫線與等壓線基本平行，冷中心與低壓中心基本重合的氣壓系統(tǒng)。因?yàn)槔鋮^(qū)單位氣壓高度差小于周圍暖區(qū)，因而冷低壓的等壓面凹陷程度隨高度增加而增大，即冷低壓的強(qiáng)度愈向高空愈增強(qiáng)。

暖性低壓。低壓中心為暖區(qū)，暖中心與低壓中心基本重合的氣壓系統(tǒng)。由于暖區(qū)的單位氣壓高度差大于周圍冷區(qū)，所以低壓等壓面凹陷程度隨高度升高而逐漸減小，最后趨于消失。如果溫壓場結(jié)構(gòu)不變，隨高度繼續(xù)增加，暖低壓就會變成暖高壓系統(tǒng)。

冷性高壓。高壓中心為冷區(qū)，冷中心與高壓中心基本重合的氣壓系統(tǒng)。因?yàn)槔鋮^(qū)單位氣壓高度差小于周圍暖區(qū)，因而高壓等壓面的凸起程度隨高度升高而不斷減小，最后趨于消失。若溫壓場結(jié)構(gòu)不變，隨高度繼續(xù)增加，冷高壓會變成冷低壓系統(tǒng)。

由上可見，暖性高壓和冷性低壓系統(tǒng)不僅存在于對流層低層，還可伸展到對流層高層，而且其氣壓強(qiáng)度隨高度增加逐漸增強(qiáng)，這類系統(tǒng)稱為深厚系統(tǒng)。而暖性低壓和冷性高壓系統(tǒng)主要存在于對流層低空，稱淺薄系統(tǒng)。

2.溫壓場不對稱系統(tǒng)

溫壓場不對稱系統(tǒng)是指地面的高、低壓系統(tǒng)中心同溫度場冷暖中心配置不相重合的系統(tǒng)。這種氣壓系統(tǒng)，中心軸線不是鉛直的，而發(fā)生偏斜。地面低壓中心軸線隨高度升高不斷向冷區(qū)傾斜，高壓中心軸線隨高度升高不斷向暖區(qū)傾斜。北半球中高緯度的冷空氣多從西北方向移來，因而低壓中心軸線常常向西北方向傾斜，而高壓的西南側(cè)比較溫暖，高壓中心軸線多向西南方向傾斜（圖1-35）。

圖1-35　溫壓場不對稱系統(tǒng)圖

大氣中氣壓系統(tǒng)的溫壓場配置絕大多數(shù)是不對稱的，對稱系統(tǒng)是很少的，因而氣壓系統(tǒng)的中心軸線大多是傾斜的，系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)隨高度發(fā)生改變的，氣壓系統(tǒng)的溫壓場結(jié)構(gòu)對于天氣的形成和演變有著重要影響。

三、氣壓與風(fēng)

風(fēng)，即是大氣的水平運(yùn)動。多數(shù)情況下是由于氣壓的水平分布不均引起的。大氣的水平運(yùn)動對于大氣中水分、熱量的輸送和天氣、氣候的形成、演變起著重要的作用。

空氣一刻不停地運(yùn)動著?？諝獾倪\(yùn)動可以分解為水平運(yùn)動和鉛直運(yùn)動兩個分量?？諝獾乃竭\(yùn)動稱為風(fēng)。風(fēng)是向量，包括風(fēng)向和風(fēng)速。風(fēng)向指風(fēng)的來向，通常用8個或16個方位來表示。風(fēng)速指單位時間內(nèi)空氣水平移動的距離，用米／秒（m／s）或風(fēng)級表示。

風(fēng)對地球上的熱量和水分輸送起著重要作用，它直接影響天氣的變化。風(fēng)把二氧化碳不斷地輸送到葉片周圍，促進(jìn)光合作用。風(fēng)又能傳播花粉和種子，對樹木繁殖與森林更新有很大作用。當(dāng)然，風(fēng)速過大，對樹木也有許多不利，會引起風(fēng)折、風(fēng)倒，風(fēng)速過大，人體感覺不適，交通受到阻礙，影響人們的戶外活動。

風(fēng)與氣壓場的水平分布和變化有著密切關(guān)系。

（一）作用于運(yùn)行空氣質(zhì)點(diǎn)上的力

空氣的水平運(yùn)動與其他任何物體的運(yùn)動一樣，都是在力的作用下產(chǎn)生的，空氣質(zhì)點(diǎn)受力的情況不同，其運(yùn)動狀態(tài)也不同。作用于空氣質(zhì)點(diǎn)的力，除重力之外，尚有由于氣壓分布不均而產(chǎn)生的氣壓梯度力，由于地球自轉(zhuǎn)而產(chǎn)生的地轉(zhuǎn)偏向力，由于空氣層之間、空氣與地面之間存在相對運(yùn)動而產(chǎn)生的摩擦力，由于空氣作曲線運(yùn)動時產(chǎn)生的慣性離心力。這些力在水平分量之間的不同組合，構(gòu)成了不同形式的大氣水平運(yùn)動。

1.氣壓梯度力

水平氣壓梯度是一個向量，它的方向是沿著等壓線的法線方向，指向氣壓減小的一方，它的大小是沿著法線方向單位距離的氣壓差（圖1-36）。其表達(dá)式是

式中：GN是氣壓梯度；ΔP是氣壓差；ΔN是法向距離差。由于ΔN正方向的氣壓總是降低的，即ΔP為負(fù)值，但GN取正值，因此在前加一負(fù)號。-ΔP／ΔN可以分解為水平氣壓梯度-ΔP／Δn和垂直氣壓梯度-ΔP／ΔZ。水平氣壓梯度的單位通常用“百帕／赤道度”表示（1赤道度是赤道經(jīng)度相差一度的緯圈長度，其值約為111km）。觀測表明，水平氣壓梯度值很小，一般為1～3hPa／赤道度，而垂直氣壓梯度在大氣低層可達(dá)1／10m左右，即相當(dāng)于水平氣壓梯度的10萬倍，因而氣壓梯度的方向幾乎與垂直氣壓梯度方向一致，等壓面近似水平面。

圖1-36　水平氣壓梯度示意圖（梯度方向AB）

實(shí)際大氣中，由于空氣密度分布的不均勻，單位體積空氣塊質(zhì)量也是不等的。根據(jù)牛頓第二定律，在相同的氣壓梯度力作用下，對于密度不同的空氣所產(chǎn)生的運(yùn)動加速度是不同的，密度小的空氣所產(chǎn)生的運(yùn)動加速度比較大，密度大的空氣所產(chǎn)生的運(yùn)動加速度比較小。因此，用氣壓梯度難以比較各地空氣運(yùn)動的速度。在氣象上討論空氣水平運(yùn)動時，通常取單位質(zhì)量的空氣作為討論對象，并把在氣壓梯度存在時，單位質(zhì)量空氣所受的力稱為氣壓梯度力，通常用G表示，即

式中：ρ是空氣密度；ΔP是兩等壓面間的氣壓差；ΔN是兩等壓面間的垂直距離。氣壓梯度力的方向由高壓指向低壓，其大小與氣壓梯度-ΔP成正比，與空氣密度ρ成反比。氣壓梯度力可以分解為水平氣壓梯度力（Gn）和垂直氣壓梯度力（Gz），即：

在大氣中氣壓梯度力垂直分量比水平分量大得多，但是重力與Gz始終處于平衡狀態(tài)，因而在垂直方向上一般不會造成強(qiáng)大的垂直加速度。而水平氣壓梯度力雖小，由于沒有其他實(shí)質(zhì)力與他相平衡，在一定條件下卻能造成較大的空氣水平運(yùn)動。

2.地轉(zhuǎn)偏向力

空氣是在轉(zhuǎn)動著的地球上運(yùn)動的，當(dāng)運(yùn)動的空氣質(zhì)點(diǎn)依其慣性沿著水平氣壓梯度力方向運(yùn)動時，對于站在地球表面的觀察者看來，觀測者在確定空氣水平運(yùn)動的方向時，是以固定于觀測點(diǎn)水平面上的直角坐標(biāo)系，即X軸指向正東，Y軸指向正北的標(biāo)準(zhǔn)坐標(biāo)系為參照系。該坐標(biāo)系隨地球自轉(zhuǎn)而變動（圖1-37）。也就是說，參照系不是牛頓參照系。這樣站在轉(zhuǎn)動地球上的觀測者所測得的空氣運(yùn)動是相對運(yùn)動，不能用牛頓第二定律來描述力與運(yùn)動加速度之間的關(guān)系。為了解決這一矛盾，只有把地球自轉(zhuǎn)作為一個力，才能運(yùn)用牛頓定律。這個力是由于地球自轉(zhuǎn)運(yùn)動引起的、假想的力，稱為地球自轉(zhuǎn)偏向力。在大尺度的空氣運(yùn)動中，地轉(zhuǎn)偏向力是一個非常重要的力。

任意緯度上的水平地轉(zhuǎn)偏向力A，可由下式表達(dá)：

式中：Ω為地球自轉(zhuǎn)角速度（Ω＝2π弧度／24＝7.29×10-5rad／s）；V為運(yùn)動速度（風(fēng)速）；φ為緯度。

可見，水平地轉(zhuǎn)偏向力A具有如下幾個重要特征：

（1）只有物體相對于地面運(yùn)動時，才有偏向力，物體靜止時，即當(dāng)V＝0時，A＝0。

圖1-37　水平地轉(zhuǎn)偏向力對風(fēng)的影響

（2）地轉(zhuǎn)偏向力的大小與物體的水平運(yùn)動速度和所在緯度的正弦成正比，在水平運(yùn)動速度（風(fēng)速）相同的情況下，緯度越高，水平地轉(zhuǎn)偏向力越大。因此，在極地（φ＝90°）水平地轉(zhuǎn)偏向力最大，即A＝2ΩV；在赤道（φ＝0）沒有水平地轉(zhuǎn)偏向力，即A＝0。

（3）地轉(zhuǎn)偏向力是一種視力和假想力，只改變運(yùn)動方向，不改變運(yùn)動速率。在北半球，水平地轉(zhuǎn)偏向力垂直指向物體運(yùn)動（即風(fēng)向）的右方；在南半球則指向左方。

在北半球，由于水平地轉(zhuǎn)偏向力，使風(fēng)向偏離了水平氣壓梯度力的方向，并向右偏轉(zhuǎn)。為了說明這一現(xiàn)象，參照圖1-37。如果空氣質(zhì)點(diǎn)在水平氣壓梯度力的作用下，沿著力的方向即OC方向運(yùn)動（東北偏東）；若力不變，則質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動方向也不變。但是觀測者和坐標(biāo)系隨著地球自西向東旋轉(zhuǎn)，經(jīng)Δt時刻后，觀測者由O點(diǎn)轉(zhuǎn)移到O′點(diǎn)，他判斷空氣質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動方向?yàn)闁|南偏東（即O′C′）?？梢娍諝赓|(zhì)點(diǎn)偏離了水平氣壓梯度力的方向，并偏向其右方。

水平地轉(zhuǎn)偏向力不可忽視（除赤道外）。例如V＝10m／s，那么在緯度30°處，1kg空氣受的水平地轉(zhuǎn)偏向力為0.7×10-3N。這個數(shù)值與水平氣壓梯度為1hPa／111km，1kg空氣所受的水平氣壓梯度力相當(dāng)，故一般不可忽略。

3.慣性離心力

空氣質(zhì)點(diǎn)作曲線運(yùn)動時，在轉(zhuǎn)動系統(tǒng)內(nèi)的觀察者看來，空氣質(zhì)點(diǎn)時刻受到一個離開曲率中心向外的力的作用，這個力是由于物體為保持慣性方向運(yùn)動而產(chǎn)生的，因此稱為慣性離心力。

慣性離心力的方向垂直于運(yùn)動方向，由曲率中心向外，其大小與物體轉(zhuǎn)動角速度ω平方和半徑r的乘積成正比（圖1-38）。對單位質(zhì)量的物體而言，慣性離心力的表達(dá)式為

因?yàn)棣豶是物體轉(zhuǎn)動的線速度V，代入上式得

上式表明了慣性離心力的大小與線速度的平方成正比，與曲率半徑成反比。

圖1-38　曲線運(yùn)動中慣性離心力的方向

如果空氣質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動的曲率半徑為500km，風(fēng)速為10m／s，則1kg空氣受到的慣性離心為0.2×10-2N，它比水平地轉(zhuǎn)偏向力小得多。但是如果空氣質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動速度很大，或運(yùn)動曲率半徑很小時，慣性離心力也可以很大，并超過水平地轉(zhuǎn)偏向力。

4.摩擦力

兩個相互接觸的物體作相對運(yùn)動時，接觸面之間產(chǎn)生阻礙物體運(yùn)動的力，稱為摩擦力。

空氣運(yùn)動中受到的摩擦力，可分為外摩擦力和內(nèi)摩擦力。

外摩擦力是空氣運(yùn)動時受到下墊面的阻礙，使其速度減小的力。它的方向與空氣運(yùn)動方向相反，大小與空氣運(yùn)動速度（風(fēng)速）和摩擦系數(shù)成正比，其表達(dá)式為

式中：F為外摩擦力；k為外摩擦系數(shù)（與下墊面粗糙程度有關(guān)）；V為風(fēng)速；負(fù)號表示外摩擦力的方向與運(yùn)動方向相反。

內(nèi)摩擦力是空氣內(nèi)部各層之間由于速度大小或方向不同時而產(chǎn)生的互相牽制的力。下層空氣受到的總摩擦力是外摩擦力與內(nèi)摩擦力的矢量和。

摩擦力對空氣運(yùn)動的影響以近地面層較為顯著，隨高度增加其影響逐漸減弱，到1～2km高度以上，摩擦力的影響可以忽略不計(jì)。

上述幾種力對空氣運(yùn)動的影響，在不同的條件下是不同的。水平地轉(zhuǎn)偏向力在高緯度地區(qū)或大尺度運(yùn)動中影響較大，而在低緯度特別是赤道地區(qū)則可忽略不計(jì)；摩擦力只在摩擦層中起作用，在自由大氣中則不必考慮；慣性離心力對于曲率半徑較大的空氣運(yùn)動影響較小。偏向力、摩擦力和離心力只存在于運(yùn)動的空氣中，它們雖不能使空氣由靜止變?yōu)檫\(yùn)動狀態(tài)，卻能改變空氣運(yùn)動的速度或方向。而氣壓梯度力則是空氣運(yùn)動的原動力。

（二）氣壓場中的風(fēng)

1.自由大氣中的風(fēng)與氣壓場

觀測表明，在自由大氣中，除赤道地區(qū)外，風(fēng)向幾乎與等壓線平行。下面介紹兩種不同氣壓場分布下的風(fēng)：地轉(zhuǎn)風(fēng)和梯度風(fēng)。

圖1-39　北半球地轉(zhuǎn)風(fēng)形成過程示意圖

Vg.地轉(zhuǎn)風(fēng)；V.風(fēng)；G.水平氣壓梯度；A.水平地轉(zhuǎn)偏向力

（1）地轉(zhuǎn)風(fēng)。自由大氣中，當(dāng)氣壓場分布是平直等壓線時，空氣只在水平氣壓梯度力和水平地轉(zhuǎn)偏向力作用下運(yùn)動，當(dāng)這兩個力處于平衡時（大小相等、方向相反），空氣就沿著等壓線作勻速直線運(yùn)動，這種風(fēng)稱為地轉(zhuǎn)風(fēng)。圖1-39為北半球地轉(zhuǎn)風(fēng)形成過程示意圖。在平直等壓線氣壓場中，空氣在水平氣壓梯度力作用下，開始從高壓向低壓流動，受水平地轉(zhuǎn)偏向力作用向右偏轉(zhuǎn)（北半球）。在水平氣壓梯度力不斷作用下，風(fēng)速不斷增加，地轉(zhuǎn)偏向力也隨之增大，風(fēng)向不斷向右偏轉(zhuǎn)。當(dāng)?shù)厍蚱蛄υ龃蟮脚c水平氣壓梯度力大小相等、方向相反時，空氣運(yùn)動就進(jìn)入相對平衡狀態(tài)，風(fēng)向停止偏轉(zhuǎn)，風(fēng)速趨于穩(wěn)定，風(fēng)沿等壓線吹，形成地轉(zhuǎn)風(fēng)。地轉(zhuǎn)風(fēng)與氣壓場的關(guān)系是：地轉(zhuǎn)風(fēng)沿等壓線吹，在北半球背風(fēng)而立，低壓在左方，高壓在右方；南半球則相反。這個規(guī)律，稱為白貝羅風(fēng)壓定律。

（2）梯度風(fēng)?？諝赓|(zhì)點(diǎn)作曲線運(yùn)動時，除受水平氣壓梯度力和水平地轉(zhuǎn)偏向力的作用外，還有慣性離心力作用。當(dāng)這三個力達(dá)到平衡時，空氣質(zhì)點(diǎn)就沿等壓線作勻速曲線運(yùn)動，這種風(fēng)稱為梯度風(fēng)。圖1-40為高壓和低壓區(qū)中的梯度風(fēng)，VG和VD分別為高、低氣壓區(qū)中的梯度風(fēng)矢量；G、A和C分別為水平氣壓梯度力、水平地轉(zhuǎn)偏向力和慣性離心力的矢量?？梢钥闯?，在北半球，高壓中的梯度風(fēng)沿等壓線切線方向順時針方向吹，低壓中的梯度風(fēng)沿等壓線切線方向逆時針方向吹；在南半球則相反。梯度風(fēng)方向與氣壓場的關(guān)系，仍然遵循風(fēng)壓定律。

圖1-40　高、低氣壓區(qū)中的梯度風(fēng)

2.摩擦層中的風(fēng)與氣壓場

摩擦層中，摩擦力（特別是外摩擦力）對風(fēng)的影響很大，它不僅使風(fēng)速減小，風(fēng)向受到干擾，而且破壞了地轉(zhuǎn)風(fēng)的平衡關(guān)系，表現(xiàn)出風(fēng)斜穿等壓線從高壓區(qū)吹向低壓區(qū)。

在摩擦層中，如果氣壓場為平直等壓線，當(dāng)水平氣壓梯度力、水平地轉(zhuǎn)偏向力和摩擦力達(dá)到平衡時，風(fēng)斜穿等壓線從高壓區(qū)吹向低壓區(qū)（圖1-41）。風(fēng)向與等壓線的交角（α）因下墊面狀況而異。從眾多的觀測和實(shí)驗(yàn)可知，偏角α在海洋上小于陸地上，平原地區(qū)小于山區(qū)，高空小于低空。在中緯度地區(qū)的大陸上，α角為45°～60°，海洋上為15°～20°。這是由于海洋上摩擦力小，α角也小。

在閉合等壓線的氣壓場中，摩擦力的影響同樣使風(fēng)速減小，風(fēng)向偏于低壓一方。這時風(fēng)要保持穩(wěn)定狀態(tài)，則必須水平氣壓梯度力、水平地轉(zhuǎn)偏向力、慣性離心力和摩擦力等四個力達(dá)到平衡。這樣，在北半球摩擦層中，低壓區(qū)中的空氣則沿逆時針方向由四周向中心輻合，高壓中的空氣則沿順時針方向由中心向四周輻散（圖1-42）。

摩擦層中無論等壓線分布形式如何，摩擦力總是使風(fēng)斜穿等壓線，從高壓區(qū)吹向低壓區(qū)。在北半球，背摩擦風(fēng)而立，高壓區(qū)在右后方，低壓區(qū)在左前方；在南半球則相反。

圖1-41　摩擦層內(nèi)平直等壓線中的風(fēng)

圖1-42　北半球摩擦層內(nèi)低壓與高壓中的風(fēng)

（三）大氣中的風(fēng)

1.陣性風(fēng)

風(fēng)向不定，風(fēng)速忽大忽小的現(xiàn)象，稱為風(fēng)的陣性。風(fēng)的陣性與空氣的亂流運(yùn)動有關(guān)。一般來說，風(fēng)的陣性在山區(qū)比平原地區(qū)明顯，低空比高空明顯，白天比夜間明顯，午后最顯著。

2.風(fēng)的日變化

在氣壓場形勢穩(wěn)定少變的情況下，低層大氣的風(fēng)常常表現(xiàn)出一定的日變化規(guī)律，其特點(diǎn)是：日出后風(fēng)速隨時間逐漸增大，風(fēng)向逐漸順時針改變。顯然，這種變化與亂流交換日變化有關(guān)。白天亂流交換強(qiáng)，高層大氣中具有較大動量的空氣隨亂流傳輸?shù)较聦?，使下層風(fēng)速增大；夜間亂流交換弱，低層大氣得不到高層大氣的動量，因而風(fēng)速比白天小。必須指出，當(dāng)有強(qiáng)的天氣系統(tǒng)過境時，上述日變化規(guī)律可能被擾亂或掩蓋。

風(fēng)的日變化規(guī)律，晴天比陰天顯著，夏季比冬季顯著，陸地上比海洋上顯著。

3.風(fēng)的年變化

風(fēng)的年變化和當(dāng)?shù)氐淖匀坏乩項(xiàng)l件有關(guān)。北半球中緯度地區(qū)，一般風(fēng)速最大值出現(xiàn)在冬季，最小值出現(xiàn)在夏季。我國處于亞歐大陸東岸，東、南兩面臨海，冬季大陸為高壓控制，夏季為低壓盤踞，盛行風(fēng)向隨季節(jié)改變，大部分地區(qū)夏季多偏南風(fēng)，冬季多偏北風(fēng)。

4.風(fēng)隨高度的變化

在摩擦層中，絕大多數(shù)情況下，風(fēng)速隨高度增加而增大，風(fēng)向隨高度而順時針（北半球）改變。圖1-43是北半球摩擦層中風(fēng)隨高度變化的示意圖。圖中V1，V2，V3，…，V分別代表Z1，Z2，Z3，…，Z高度上的風(fēng)矢量。這種變化可用各高度上受力不同來解釋。高度增加，摩擦力減小，因此風(fēng)速隨高度增加而增大，風(fēng)向與等壓線的交角α隨高度逐漸減小，風(fēng)向則不斷向右偏轉(zhuǎn)（北半球），摩擦層以上，風(fēng)向就平行于等壓線，風(fēng)速接近于地轉(zhuǎn)風(fēng)速。在實(shí)際大氣中，風(fēng)隨高度的變化比較復(fù)雜，特別是近地面氣層（離地面10m左右），雖然風(fēng)向隨高度變化不大，但風(fēng)速隨高度增加很快。

圖1-43　風(fēng)隨高度的變化示意圖

5.地方性風(fēng)

在大范圍氣壓場比較均勻，氣壓梯度比較小的情況下，由于下墊面性質(zhì)和形狀不同，不同地區(qū)的風(fēng)也可以有很大差異，這種與地方特點(diǎn)有關(guān)的局部地區(qū)的風(fēng)，稱為地方性風(fēng)。由于地面熱力性質(zhì)不同而出現(xiàn)的以一日為周期的地方風(fēng)有海陸風(fēng)、山谷風(fēng)等；由于地形的動力影響而出現(xiàn)的地方性風(fēng)，有焚風(fēng)、峽谷風(fēng)等。下面介紹這些地方性風(fēng)的形成及其特點(diǎn)。

（1）山谷風(fēng)。在山地中，白天風(fēng)從山谷吹向山坡，夜間風(fēng)從山坡吹向山谷。前者稱為谷風(fēng)，后者稱為山風(fēng)，合稱為山谷風(fēng)。

山谷風(fēng)是由于接近山坡的空氣與同高度谷底上空的空氣間，因白天增熱與夜間失熱程度不同而產(chǎn)生的一種局地的熱力環(huán)流。

白天，山坡接受太陽輻射，增溫很快，靠近山坡的空氣也隨之增溫，而同高度谷底上空的空氣因距地面較遠(yuǎn)，增溫較少，于是山坡上的熱空氣沿山坡上升。在某高度上出現(xiàn)了由山坡上空指向谷底上空的水平氣壓梯度，這里的空氣由山坡流向山谷上空，并增加了谷底的氣壓，在下層出現(xiàn)了由谷底指向山坡的水平氣壓梯度，空氣由谷底流向山坡形成谷風(fēng)環(huán)流（圖1-44）。

圖1-44　谷風(fēng)

夜間，山坡由于輻射冷卻，降溫很快，山坡附近的空氣也隨之降溫，而同高度谷底上空的空氣冷卻較慢，形成了與白天相反的熱力環(huán)流，下層風(fēng)由山坡吹向山谷，上層風(fēng)則由山谷吹向山坡，形成山風(fēng)環(huán)流（圖1-45）。

圖1-45　山風(fēng)

一年中，山谷風(fēng)以夏季最明顯；一天中，谷風(fēng)比山風(fēng)強(qiáng)。山風(fēng)轉(zhuǎn)換為谷風(fēng)的時間在上午10時左右，谷風(fēng)轉(zhuǎn)換為山風(fēng)的時間則在日落以后。在背陰的峽谷中，谷風(fēng)出現(xiàn)的時間會延后，持續(xù)時間也縮短。山風(fēng)與谷風(fēng)的轉(zhuǎn)換時刻，一般出現(xiàn)短時間的靜風(fēng)。

（2）海陸風(fēng)。在海岸線附近，由于海陸的熱力性質(zhì)不同，造成白天近地層風(fēng)從海洋吹向陸地，夜間由陸地吹向海洋，前者稱為海風(fēng)，后者稱為陸風(fēng)，合稱為海陸風(fēng)。

海陸表面的熱力性質(zhì)不同，白天陸地增熱比海洋強(qiáng)烈，陸地上的氣溫高于海洋上的氣溫，陸地空氣受熱膨脹，空氣向上輸送，在某高度上出現(xiàn)了從陸地指向海洋的水平氣壓梯度，空氣由陸地上空流向海洋上空，從而增大了海洋上低層空氣的壓力，出現(xiàn)了從海洋指向陸地的水平氣壓梯度，空氣從海洋流向陸地，形成海風(fēng)環(huán)流（圖1-46）。夜間，陸面冷卻比海洋快，形成同白天相反的環(huán)流：下層風(fēng)從陸地吹向海洋，上層風(fēng)從海洋吹向陸地（圖1-47）。

圖1-46　海風(fēng)環(huán)流

圖1-47　陸風(fēng)環(huán)流

由于摩擦力的影響，海陸風(fēng)并不與海岸線垂直而是有一個偏角。海陸溫差最大的地方也是海陸風(fēng)發(fā)展最強(qiáng)烈的地方。在內(nèi)陸地區(qū)，大的湖岸和河岸附近，也有類似于海陸風(fēng)的水陸風(fēng)現(xiàn)象出現(xiàn)。

海風(fēng)一般比陸風(fēng)強(qiáng)，這與白天海陸溫差大，以及陸地上空氣不穩(wěn)定而有利于對流發(fā)展有關(guān)。海陸風(fēng)的轉(zhuǎn)換時間隨地方條件和天氣條件而異，一般是陸風(fēng)在上午8～11時轉(zhuǎn)為海風(fēng)，13～15時海風(fēng)最強(qiáng)，日落后轉(zhuǎn)為陸風(fēng)。陰天時，海陸風(fēng)轉(zhuǎn)換時間要推遲2～3小時。海陸風(fēng)轉(zhuǎn)換時刻也出現(xiàn)短時靜風(fēng)。海陸風(fēng)對海岸線附近地區(qū)的小氣候具有一定的調(diào)節(jié)作用，加上沿岸氣流的輻合上升，常常形成低云、霧，甚至降水。

（3）峽谷風(fēng)。在兩山之間或河谷等喇叭口地形地帶，當(dāng)氣流進(jìn)入狹窄的谷口時，因氣流在這里密集而形成強(qiáng)風(fēng)區(qū)，這種因地形狹管效應(yīng)而形成的風(fēng)，稱為峽谷風(fēng)。

我國地形復(fù)雜，峽谷風(fēng)現(xiàn)象并不鮮見。如臺灣海峽、云南下關(guān)、新疆阿拉山口等地，因地形影響常出現(xiàn)峽谷風(fēng)。

（4）焚風(fēng)。沿高大山脈背風(fēng)坡吹下的干熱風(fēng)，稱為焚風(fēng)。當(dāng)未飽和濕空氣越山時，在山的迎風(fēng)坡被迫上升，先按干絕熱直減率上升冷卻，到一定高度空氣達(dá)到飽和，水汽開始凝結(jié)。這支氣流繼續(xù)上升，則按濕絕熱直減率降低溫度，并有大量水汽在上升過程中凝結(jié)降落。氣流過山后，順坡下沉，由于凝結(jié)物已全部停留或降落在迎風(fēng)坡，因此氣流過山頂后已成未飽和狀態(tài)；按干絕熱直減率下沉增溫，于是在背風(fēng)坡的中部或山麓出現(xiàn)了高溫而干燥的焚風(fēng)。

圖1-48是氣流過山形成的焚風(fēng)。設(shè)有一山嶺高3000m，氣流越山之前起始溫度t0＝20℃，相對濕度u0＝70%；水汽壓e0＝2.29mmHg；凝結(jié)高度H＝500m，濕絕熱直減率平均為0.6℃／100m，到達(dá)背風(fēng)山麓時氣溫升到30℃，相對濕度下降到14%。

焚風(fēng)在山地任何時間、任何季節(jié)都可出現(xiàn)。初春時，焚風(fēng)可使積雪融化，有利于灌溉；夏末時，焚風(fēng)可使糧食、水果早熟，但強(qiáng)大的焚風(fēng)會引起森林火災(zāi)和旱災(zāi)。

干燥的焚風(fēng)，可使人鼻子和眼睛發(fā)癢，有的還出現(xiàn)胃病、神志不清等癥狀。焚風(fēng)襲擊時，空氣中產(chǎn)生大量的正電離子，影響人的情緒。戶外運(yùn)動，特別是登山運(yùn)動要時刻提防焚風(fēng)對人員的影響。

圖1-48　焚風(fēng)的形成

（四）風(fēng)的分級

風(fēng)是氣象變化的主要因素之一，雖然看不見，摸不著，但卻可以通過人的感官感受其清爽和危害。根據(jù)人的感官，可以憑目力來估測風(fēng)向和風(fēng)速的等級。我們把風(fēng)劃分為13級（表1-7）。6級以上的大風(fēng)被認(rèn)為是不利于戶外運(yùn)動的。

表1-7　風(fēng)的分級