大氣運動

大氣運動理論上應該是三圈環流的形式：

假設地球表面是均勻一致的，並且沒有地球自轉運動，即空氣的運動既無摩擦力，又無地轉偏向力的作用。那麼赤道地區空氣受熱膨脹上升，極地空氣冷卻收縮下沉，赤道上空某一高度的氣壓高於極地上空某一相似高度的氣壓。在水平氣壓梯度力的作用下，赤道高空的空氣極地上空流去，赤道上空氣柱質量減小，使赤道地面氣壓降低而形成低氣壓區，稱為赤道低壓；極地上空有空氣流入，地面氣壓升高而形成高氣壓區，稱為極地高壓。於是在低層就產生了自極地流向赤道的氣流補充了赤道上空流出的空氣質量，這樣就形成了赤道與極地之間一個閉合的大氣環流，這種經圈環流稱為單圈環流。

事實上地球時刻不停地自轉著，假使地表面是均勻的，但由於空氣流動時會受到地轉偏向力的作用，環流變得複雜起來。

赤道上受熱上升的空氣自高空流向高緯，起初受地轉偏向力的作用很小，空氣基本上是順著氣壓梯度力的方向沿經圈運行的。隨著緯度的增加，地轉偏向力作用逐漸增大，氣流就逐漸向緯圈方向偏轉，到30° N附近，地轉偏向力增大到與氣壓梯度力相等，這時在北半球的氣流幾乎成沿緯圈方向的西風，它阻礙氣流向極地流動。故氣流在30°N上空堆積並下沉，使低層產生一個高壓帶，稱為副熱帶高壓帶，赤道則因空氣上升形成赤道低壓帶，這就導致空氣從副熱帶高壓帶分別流向赤道和高緯地區。其中流向赤道的氣流，受地轉偏向力的影響，在北半球成為東北風，在南半球成為東南風，分別稱為東北信風和東南信風。這兩支信風到赤道附近輻合，補償了赤道上空流出的空氣，於是熱帶地區上下層氣流構成了第一環流圈(Ⅰ)，稱信風環流圈或熱帶環流圈。

極地寒冷、空氣密度大，地面氣壓高，形成極地高壓帶。在北半球空氣從極地高壓區流出並向右偏轉成為偏東風，副熱帶高壓帶流出的氣流北上時亦向右偏轉，成為中緯度低層的偏西風。這兩支氣流在60° N附近匯合，暖空氣被冷空氣抬升，從高空分別流向極地和副熱帶。在緯度60°N附近，由於氣流流出，低層形成副極地低壓帶。流向極地的氣流與下層從極地流向低緯的氣流構成極地環流圈，這是第二環流圈(Ⅱ)；自高空流向副熱帶處的氣流與地面由副熱帶高壓帶向高緯流動的氣流構成中緯度環流圈，這是第三環流圈 (Ⅲ)。只受太陽輻射和地球自轉影響所形成的環流圈，稱為三圈環流。它是大氣環流的理想模式。

由於下墊麵條件不同，三圈環流的模式被打破，形成季風、海陸風、山谷風、焚風和峽谷風等。

所有這些運動，都是大氣運動。

1.形成成因：冷熱不均。形成過程：地面受熱不均→空氣做垂直運動（受熱上升，冷卻下降）→同一水平面形成高、低氣壓中心，產生氣壓梯度（上升運動在近地面形成低壓，高空形成高壓。下降運動在近地面形成高壓，高空形成低壓）→大氣做水平運動，形成風，熱力環流形成。可見，大氣運動首先是垂直運動，其運動原因是受熱不均，其次是水平運動，其運動原因是同一水平面上有氣壓差。

2.高氣壓和低氣壓是指同一水平高度的氣壓狀況，如下圖中A′處的高氣壓是相對同一水平高度B′處和C′處的氣壓而言的。若A′處的高氣壓與近地面A處的低氣壓相比，氣壓值仍然小於近地面A處的氣壓值，原因是同一地點，氣壓值隨高度的增加而遞減。

3.一般情況下，在近地面氣溫高的地方則氣壓低，氣溫低的地方則氣壓高；近地面為低氣壓高空則為高氣壓，近地面為高氣壓高空則為低氣壓。地區間冷熱不均引起空氣的垂直運動，同一水平面上的氣壓差異導致大氣的水平運動。

4.等壓面凸起的地方是高壓區，等壓面下凹的地方是低壓區。

近地面大氣水平運動形成風。

大氣的水平運動稱為風。空氣運動是在力的作用下產生的，作用於空氣的力有重力、氣壓梯度力、地轉偏向力、地面摩擦力。這些力的性質各不相同，對大氣運動產生的作用也不一樣。

在近地面，因為慣性離心力較小可以忽略不計，風主要受三個力的影響：有重力、氣壓梯度力、地轉偏向力、摩擦力。

1．水平氣壓梯度力。氣壓梯度是一個向量，它垂直於等壓面，由高壓指向低壓，數值等於單位距離內的氣壓差。水平氣壓梯度的單位通常用hPa/赤道度表示（1赤道度等於在赤道上經度相差1度間的距離約為111km）。水平氣壓梯度很小，一般為1hPa/赤道度~3hPa/赤道度。而垂直氣壓梯度在低層大氣可達1hPa/10m，相當於水平氣壓梯度的十萬倍。但有重力與其平衡，因此，運動的空氣所受的總垂直分力並不大，對空氣產生運動的作用並不如水平氣壓梯度明顯。水平氣壓梯度雖小，卻是推動空氣運動的起始動力，是空氣產生水平運動的直接原因和動力。

受力分析

受力分析

2．地轉偏向力。空氣在轉動的地球表面按水平氣壓梯度力方向運動的同時，會受到地球自轉偏向力的影響。全球各緯度帶的地轉偏向力數值大小不等，赤道上的地轉偏向力為零，極地的地轉偏向力最大，其他緯度的地轉偏向力介於兩者之間。地轉偏向力的方向在北半球指向物體運動的右方，在南半球指向物體運動的左方。地轉偏向力只在空氣相對於地表有運動時才產生，並且只改變空氣運動的方向（風向），而不改變空氣的運動速率（風速）。

3．摩擦力。大氣運動中受到的摩擦力一般分為內摩擦力和外摩擦力。內摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接觸的兩個空氣層之間產生的一種相互牽制的力，它主要通過湍流交換作用使氣流速度發生改變，也稱湍流摩擦力，其數值很小，往往不予考慮。外摩擦力是空氣貼近下墊面運動時，下墊面對空氣運動的阻力。它的方向與空氣運動方向相反。一般海洋上摩擦力小，陸地上摩擦力大，所以海上風大，陸上風小。摩擦力可減小空氣運動的速度，並引起地轉偏向力相應減小。摩擦力對運動空氣的影響以近地面最為顯著，隨著高度的增加而逐漸減小，到1km—2km高度以上，摩擦力的影響已小到可忽略不計。因此，把此高度以下稱為摩擦層，以上稱為自由大氣。

1.由赤道地區熱空氣上升、極地地區冷空氣下沉，可以知道低緯和高緯環流是熱力原因形成的環流，中緯環流是動力因素形成的動力環流，所以赤道低氣壓帶、極地高氣壓帶是熱力原因形成的，副熱帶高氣壓帶和副極地低氣壓帶為動力原因形成的。在學習中我們要善於根據熱力環流原理，理解七個氣壓帶和風帶的形成原因和相關的氣候現象。例如赤道地區終年高溫，氣流受熱作上升運動，南北移后近地面空氣密度減小形成低壓，形成赤道低氣壓帶，受其控制的地區，多對流雨，降水豐富。又如在赤道低氣壓帶與副熱帶高氣壓帶之間，由於存在氣壓差異，水平氣壓梯度力由副熱帶高氣壓帶指向赤道低氣壓帶，又由於地轉偏向力的影響，往北半球的低緯地區吹就形成了東北信風，往南半球的低緯地區吹就形成了東南信風。由於信風由高緯（溫度低的地區）流向低緯（溫度高的地區），一般情況下降水稀少，但如果信風來自海洋，且有地形的抬升，也可能形成豐富的降水，如馬達加斯加島的東部地區、澳大利亞大陸的東北部沿海地區、巴西東南沿海地區等。

2.由於地球的公轉運動，引起太陽直射點隨季節而南北移動，導致氣壓帶和風帶在一年內也隨太陽直射點作周期性的季節移動。氣壓帶和風帶在一年內有規律的南北移動，常使一些地區在不同季節出現完全不同的氣候，如地中海氣候地區和熱帶草原氣候地區。

3.海陸分佈使氣壓帶和風帶的分佈變得複雜化。由於海陸熱力性質的差異，使緯向分佈的氣壓帶被分裂為塊狀，形成一個個高、低氣壓中心。北半球1月份副極地低氣壓帶被陸地上冷高壓切斷，如圖甲所示，副極地低氣壓帶僅保留在海洋上，在海洋上形成阿留申低壓，亞歐大陸形成亞洲高壓；7月份副熱帶高氣壓帶被陸地上熱低壓切斷，如圖乙所示，副熱帶高氣壓帶僅保留在海洋上在海洋上形成夏威夷高壓，亞歐大陸形成亞洲低壓。

4.亞洲東部季風環流最為典型。海陸熱力性質的差異，導致冬夏間海陸氣壓中心的季節變化，從而形成季風環流。如下圖就是不同季節海洋和陸地之間的季風環流（虛線箭頭表示高空的大氣運動方向）。南亞季風的成因除海陸熱力性質差異外，還有氣壓帶、風帶的季節移動，即南半球的東南信風夏季隨著赤道低氣壓帶北移而向北越過赤道，在地轉偏向力的影響下，形成西南季風。冬夏季風勢力的強弱主要取決於水平氣壓梯度力的大小。

風就是指大氣的水平運動。通過大氣的運動，進行熱量和水汽的輸送，產生多種天氣變化。