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 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127hPa,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42,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p,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 P2P1=△P=pg(Z2-Z1)=pg△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 (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(p)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41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
1 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,(42)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 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,(44)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 22-21=184001+t/273)log P2 实际大气并非等温大气,所以应用(46)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,(46)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。 、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
2 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45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46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 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
3 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。 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 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
4 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98J的功,也 就是获得98J/kg的位势能。当g取98m/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、50hPa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100hPa等压面图来代替 、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 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
5 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