3《大气污染控制工程》第三章.docx
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3《大气污染控制工程》第三章
第三章大气污染气象学
为了有效地控制大气污染．除需采取安装净化装置等各种技术措施外，还需充分利用大气对污染物的扩散和稀释能力。
污染物从污染源排到大气中的扩散过程，与排放源本身的特性、气象条件、地面特征和周围地区建筑物分布等因素有关。
本章主要对大气污染气象学的基本知识作一扼要介绍。
第一节大气圈结构及气象要素
一、大气圈垂直结构
地球表面环绕着在层很厚的气体，称为环境大气或地球大气，简称大气。
大气是自然环境的重要组成部分，是人类及生物赖以生存的必不可少的物质。
大气圈的垂直结构是指气象要素的垂直分布情况；如气温、气压、大气密度和大气成分的垂直分布等。
根据气温在垂直于下垫面（即地球表面情况）方向上的分布，可将大气分为五层：
对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层。
1.对流层
对流层是大气层最低的一层；平均厚度为12公里。
由于对流程度在热带要比寒带强烈，故自下垫面算起的对流层的厚度随纬度增加而降低，赤道处约为16～17km,中纬度地区约10～12km，两极附近只有8～9km。
①对流层的主要特征是：
（1）对流层虽然较薄，但却集中了整个大气质量的3／4和几乎全部水汽，主要的大气现象都发生在这一层中，它是天气变化最复杂、对人类活动影响最大的一层；
（2）气温随高度增加而降低，每升高100m平均降温约0.65℃；
（3）空气具有强烈的对流运动，大气垂直混合激烈。
主要由于下垫面受热不均及其本身特性不同造成的。
（4）温度和湿度的水平分布不均匀；例如在热带海洋上空，空气比较温暖潮湿，在高纬度内陆上空，空气比较寒冷干燥，因此也经常发生大规模空气的水平运动。
②对流层亚层分层情况：
（1）对流层的下层，厚度约为1～2km，其中气流受地面阻滞和摩擦的影响很大，称为大气边界层（或摩擦层）。
（2）其中从地面到50～100m左右的一层又称近地层。
在近地层中，垂直方向上热量和动量的交换甚微，所以温差很大，可达1～2℃。
（3）在近地层以上，气流受地面摩擦的影响越来越小。
在大气边界层以上的气流，几乎不受地面摩擦的影响，所以称为自由大气层。
大气边界层特征：
在大气边界层中，由于受地面冷热的直接影响，所以气温的日变化很明显，特别是近地层，昼夜可相差十儿乃至几十度。
出于气流运动受地面摩擦的影响，故风速随高度的增高而增大。
在这一层中，大气上下有规则的对流和无规则的湍流运动都比较盛行，加上水汽充足，直接影响着污染物的传输、扩散和转化。
2.平流层
从对流层顶到50～55km高度的一层称为平流层。
亚层分层情况：
从对流层项到25～35km左右的一层，气温几乎不随高度变化，为-55℃左右，称为同温层；
从这以上到平流层顶，气温随高度增高而增高，至平流层顶达-3℃左右，称为逆温层。
平流层集中了大气中大部分臭氧（O3），并在20～25km高度上达到最大值，形成臭氧层。
特征：
在平流层中，几乎没有空气对流运动，空气垂直混合微弱，极少出现雨雪天气；同时正是因为这种情况，进入平流层的大气污染物停留时间很长，例如进入平流层的氟氯烃，能与臭氧发生光化学反应，致使臭氧层的臭氧逐渐减少。
3.中间层
从平流层顶到85km高度的一层称为中间层。
特点：
气温随高度增高而迅速降低，其顶部气温可达到-83℃，因此空气具有强烈的对流运动，垂直混合明显；因此也称为上层对流层。
4.暖层
从中间层顶到800km高度为暖层。
特点:
在强烈的太阳紫外线和宇宙射线作用下，再度出现温度随高度上升而增高的现象。
暖层空气处于高度的电离状态，存在着大量的离了和电子，故又称电离层。
5.散逸层
暖层以上的大气层统称为散逸层。
它是大气的外层，气温很高，空气极为稀薄，空气粒子运动速度很高，可以摆脱地球引力而散逸到太空中。
均质层和非均质层：
大气压力的垂直分布，总是随着高度的升高而降低，并可用气体静力学方程来描述；大气密度随高度的变化几乎和压力的变化规律相同。
大气成分的垂直分布，主要取决于分子扩散和湍流的强弱。
在80～85km以下的大气层中，以湍流扩散为主，大气的主要成分氮和氧的组成比例几乎不变，称为均质大气层（简称均质层）；在均质层以上的大气中，以分子扩散为主，气体随高度变化很大，称为非均质层。
这层中较轻的气体成分有明显增加。
二、主要气象要素
表示大气状态的物理量和物理现象，称为气象要素。
气象要素主要有：
气温、气压、气湿、风向、风速、云况、能见度等。
1.气温
气象上讲的地面气温一般是指距地面1.5m高处在百叶箱中观测到的空气温度。
单位是摄氏温度℃或热力学温度K。
2.气压
气压是指大气的压力。
气压单位用帕（Pa）表示，1Pa=1N/m2；气象上常用的气压单位是百帕hPa；国际上规定，温度0℃、纬度45°的海平面上的气压为一个标准大气压；它与其它气压单位的关系
1atm＝101325Pa=1013.25hPa=760mmHg
3.气湿
空气的湿度简称气湿，反映大气中水汽含量的多少和空气的潮湿程度。
常用的表示方法有：
绝对湿度、水汽压、饱和水气压、相对湿度、含湿量、水汽体积分数及露点等。
（1）绝对湿度：
在1m3湿空气中含有的水汽质量（kg）,称为湿空气的绝对湿度。
由理想气体状态方程可得到：
PV=nRT=
式中：
ρw——空气的绝对湿度，kg/m3（湿空气）；
Pw——水汽分压，Pa；
Rw——水汽的气体常数，Rw=461.5J/（kg·K）；
T——空气温度，K。
（2）相对湿度：
空气的绝对湿度ρw与同温度下饱和空气的绝对湿度ρv之百分比，称为空气的相对温度。
φ=
式中：
φ——空气的相对湿度，%；
Ρv——饱和绝对湿度，kg/m3（饱和空气）；
Pv——饱和空气的水汽分压，Pa。
（3）含湿量：
湿空气中1kg干空气所包含的水汽质量（kg）称为空气的含湿量（d），气象中也称为比湿。
（V1=V2）
式中：
d——空气的含湿量，kg（水汽）/kg（干空气）；
ρw——空气的绝对湿度，kg/m3（湿空气）；
ρd——干空气的密度，kg/m3。
由理想气体状态方程可知：
干空气的气体常数Rd=287.1J/（kg·K）,则
，代入上式得
在工程应用中常将空气的含湿量定义为1标准立方米（1m3N）干空气所包含的水汽质量（kg）,其单位是kg（水汽）/m3N（干空气），并用d0表示，则得：
式中：
ρNd——标准状况下干空气的密度，kg/m3N。
上式推导如下：
根据定义有：
、
；
所以
又因为：
Rw=461.5
所以：
。
故得：
由上式可得：
（4）水气体积分数：
对于理想气体来说，混合气体中某一气体的体积分数等于其摩尔分数，所以水汽的体积分数可表示成：
讲解例3-1（P70）
附例题：
已知某地区的大气环境参数为：
大气压P=101325Pa，气温T=298K，相对湿度φ=75%，试问该地区的大气含湿量（d、d0）、绝对湿度（ρw）及水蒸气的摩尔分数（φ）各为多少？
干空气的密度（ρNd）是多少？
解：
查表得T=298K时的饱和水汽压力Pv=3139.8Pa，由式（3-5）求大气含湿量
由式（3-7）得含湿量（工程计算）：
由式（3-2）得Pw=φPv=0.75×3139.8=2354.85Pa；
由式（3-1）得绝对湿度
由式（3-8）求得水汽体积分数：
由式（3-6）得干空气密度
（5）露点：
在一定气压下空气中的水汽达到饱和状态时的温度，称为空气的露点。
4.风向和风速
气象上把水平方向的空气运动称为风；垂直方向的空气运动则称为升降气流。
风是一个矢量，具有大小和方向。
风向是指风的来向。
例如，风从东方来称东风。
风向可用8个方位或16个方位表示。
也可用角度表示，如图3—2所示。
风速是指单位时间内空气在水平方向运动的距离，单位用m/s或km/h表示。
通常气象台站所测定的风向、风速，都是指一定时间（如2min或10min）的平均值。
有时也需要测瞬时风向、风速。
根据自然现象将风力分为13个等级（0～12级），若用F表示风力等级，则风速u（单位km/h）为:
u≈3.02
5.云况
云是大气中的水汽凝结现象，它是由飘浮在空中的大量小水滴或小冰晶或两者的混合物构成的。
云的生成、外形特征、量的多少、分布及演变，不仅反映了当时大气的运动状态，而且预示着天气演变的趋势。
云对太阳辐射和地面辐射起反射作用，反射的强弱视云的厚度而定。
由于云层的反射作用，云层存在的效果是使气温随高度的变化减小。
从大气污染物扩散的观点看，主要关心的是云量和云高。
（1）云高：
指云底距地面的高度，根据云底高度可将云分为：
高云：
云底高度一般在5000m以上，它由冰晶组成，云体呈白色，有蚕丝般光泽，薄而透明。
中云：
云底高度一般在2500～5000m之间，由过冷的微小水滴几冰晶构成，颜色为白色或灰白色，云体稠密。
低云：
云底高度一般在2500m以下，不稳定气层中的低云常分散为孤立的大云块，稳定气层中低云云层低而黑，结构稀松。
（2）云量：
是指云遮蔽天空的成数。
我国将天空分为10等分，云遮蔽了几分，云量就是几。
例如碧空无云，云量为零；阴天云量为10。
国外将天空分为8等分，云遮蔽几分云量就是几。
两者的换算关系为
国外云量×1.25＝我国云量
总云量：
指所有云遮蔽天空的成数，不论云的层次和高度。
低云量：
指低云遮蔽天空的成数。
云量记录：
一般总云量和低云量以分数的形式记入观测记录。
总云量作分子，低云量作分母，如10/7、5/5、7/2。
任何情况下，低云量不得大于总云量。
6.能见度
能见度是指在当时的大气条件下，视力正常的人能够从天空背景下看到或辨认出的目标物的最大水平距离，单位用m或km表示。
能见度的大小反映大气透明或混浊的程度。
能见度的观测值通常分为10级，如表3-1所示：
计算公式见P17（1-2）
第二节大气的热力过程
一、太阳、大气和地面的热交换
太阳是地球和大气的主要热源，低层大气的增热与冷却，是太阳、大气和地面之间进行热量交换的结果。
太阳是一个炽热的球形体，表面温度约为6000K，不断地以电磁波方向向外辐射能量。
太阳以紫外线、可见光和红外线的形式向外辐射能量，波长在0.15～4µm之间的辐射能占太阳总辐射能的99%左右，辐射最强波长在0.475µm附近。
（主要热交换方式）大气吸收太阳短波辐射的能力很弱，太阳辐射到地球上的能量大部被地面吸收；地面吸收太阳辐射温度升高后又向大气辐射长波辐射，从而加热低层大气；
大气本身也以长波形式向外辐射长波辐射。
这种辐射即可以向上，也可以向下。
大气向下辐射可使地面长波辐射的热损失减少，有利于地面温度的保护，大气的这种作用称为大气的保温效应。
大气中的水汽和汽凝结物，释放长波辐射的能力较强，它们的存在增强了大气向下辐射，在有云存在时，可以减少夜间地面向外部空间的辐射损失。
因此，一般在有云的夜间和清晨的气温，要比睛天的夜间和清晨的气温要高一些。
综上所述，太阳、大气、地面之间的热量交换过程，首先是太阳短波辐射加热了地球表面，然后是地面长波辐射加热了大气。
因此，近地层大气温度随地表温度的升高而增高，随地表温度的降低而降低；地表温度的周期性变化引起低层大气随之发生周期性变化。
（其它热交换方式）此外，地面与大气之间、空气团之间还存在温差的热传导方式；气流的上下运动或不规则运动所形成的对流或湍流换热方式；以及由于水蒸发后，不是在原处凝结等实现的潜热交换方式。
当然，这些热交换方式，只有的空气密度大、温度梯度大的低层大气中才较为明显。
二、气温的垂直变化
1．大气的绝热过程
大气的升降运动总是伴随有不同形式的能量交换。
如果大气中某一空气块作垂直运动时与周围空气不发生热量交换，则这样的状态变化过程称为大气的绝热过程。
在实际大气中，当一干空气块作绝热上升时，将因周围气压的减少而膨胀，消耗一部分内能而对外作膨胀功，导致气块内能减少和温度降低；相反，当干空气块作绝热下降时，则因周围气压的增大而被除数压缩，外压力对气块作压缩功，转换为它的内能，气块温度升高。
空气块在升降过程中因膨胀或被压缩引起的温度变化，要比它与外界进行热交换引起的温度变化大的多，所以一般可以将没有水相变化的空气块的垂直运动近似地看作绝热过程。
根据热力学第一定律和理想气体状态方程，可以推导出描述大气热力过程的微分方程：
式中：
Q——加入体系的热量，J/kg；
Cp——干空气的定压比热容，Cp=1005J/（kg·K）；
R——干空气的气体常数；287.1J/（kg·K）
T——气块温度，K；
P——气块压力，hPa。
对于大气的绝热过程，dQ=0，上式变为：
将此式从气块升降前的状态（T0、P0）积分到气块升降后的状态（T、P），则得：
上式称为泊松方程（Poisson），它描述了气块在绝热升降过程中，气块的初态（P0、T0）到终态（P、T）之间的关系，说明气块在绝热过程中气温的变化完全是由气压变化引起的。
2.干绝热直减率
干空气在绝热上升或下降过程中，每上升或下降单位距离（通常取100m）的温度变化称为干空气的绝热垂直递减率，简称干绝热直减率。
以γd表示，定义式为：
γd＝－
i—表示空气块
d—表示干空气
根据热力学第一定律，可推导出：
式中：
重力加速度g=9.81m/s2；干空气的定压比热容cp=1005J/（kg·K）。
上式表示干空气块（或未饱和的湿空气块）每升高（或下降）100m时，温度降低（或升高）约1K。
2.位温
一干空气块绝热升降到标准气压（1013.25hPa）处所具有的温度称为它的位温,以θ表示。
由式3-12得：
式中：
T0、P0表示气块最初的温度和压力。
不管空气块温度T如何变化，位温θ是不变的。
3.气温的垂直分布
气温随高度的变化可以用气温垂直递减率
来表示，简称气温直减率。
它系指单位高度（通常取100m）气温的变化值。
若气温随高度增加是递减的，γ为正值，反之，γ为负值。
气温沿垂直高度的分布，可以在一张坐标图上用一条曲线表示出来，如图3－4所示。
这种曲线称为气温沿高度分布曲线或温度层结曲线，简称温度层结。
大气中的温度层结有四种类型：
（1）气温随高度增加而递减，且γ＞γd，称为正常分布层结或递减层结；
（2）气温直减率等于或近似等于干绝热直减率，即γ=γd，称为中性层结；
（3）气温不随高度变化，即γ＝0，称为等温层结；
（4）气温随高度增加而增加．即γ＜0，称为气温逆转，简称逆温。
三、大气稳定度
1.大气稳定度的概念
大气稳定度是指在垂直方向上大气稳定的程度，即是否易于发生对流。
对于大气稳定度可以作这样的理解，如果一空气块由于某种原因受到外力的作用，产生了上升或下降运动后，可能发生三种情况：
（1）当外力去除后，气块就减速并有返回原来高度的趋势，则称这种大气是稳定的；
（2）当外力去除后，气块加速上升或下降，称这种大气是不稳定的；
（3）当外力去除后，气块被外力推到哪里就停到哪里或作等速运动，称这种大气是中性的。
2.大气稳定度的判别
判断大气是否稳定，可用气块法来说明。
假设一气块的状态参数为Ti、Pi和ρi；周围大气状态参数为T、P、ρ，则单位体积气块（体积V=1）受四周大气的浮力为ρg，本身重力为ρig，在此二力作用下产生的向上加速度为：
利用准静力条件Pi=P和理想气体状态方程，则有：
；
，代入式（3-16）得：
若气块运动过程中满足绝热条件，则气块运动ΔZ高度时，其温度Ti=Ti0-γdΔZ；而同样高度的周围空气温度T=T0-γΔZ。
假设起始温度相同，即Ti0=T0，则有：
从式（3-18）可知，（γ-γd）的符号决定了气块加速度a与其位移ΔZ的方向是否一致，也就是决定了大气是否稳定。
若ΔZ＞0，则有三种情况：
（1）γ＞γd时，a＞0，气块的加速度与其位移方向是相同，气块作加速运动，大气不稳定；
（2）γ＜γd时，a＜0，气块的加速度与其位移方向是相反，气块作减速运动，大气稳定；
（3）γ=γd时，a=0，大气是中性的。
因此，γ、γd时可作为大气稳定度的判断依据。
大气稳定度也可以用图3-4作进一步说明。
（P76）
在图3-4（a）中，γ＞γd，气块上升（或下降）后，气块温度Ti将高于（或低于）周围大气温度T，气块密度ρi小于（或大于）大气密度ρ，因而气块继续上升（或下降），所以是不稳定的。
反之，要图3-4（b）中，γ＜γd，气块上升（或下降）后，它的温度低于（或高于）周围大气，则气块的升降运动受到阻碍，所以大气是稳定的。
四、逆温
辐射到地球表面的太阳辐射主要是短波辐射。
地面吸收太阳辐射的同时也向空中辐射能量，这种辐射主要是长波辐射。
大气吸收短波辐射的能力很弱，而吸收长波辐射的能力却极强。
因此，在大气边界层内特别是近地层内，空气温度的变化主要是受地表长波辐射的影响。
近地层空气温度，随着地面温度的增高而增高，而且是自下而上的增高；即气温随高度是垂直递减的，也就是γ＞0，但在特定情况下，也会出现γ=0或γ＜0的情况。
一般将气温随高度增加而增加的气层称为逆温层。
逆温层的存在，大大阻碍了气流的垂直运动；所以也将逆温层称为阻挡层。
由于受污染的气流不能穿过逆温层而积累在它的下面，则会造成严重的大气污染现象。
事实表明，有许多大气污染事件多发生在有逆温及静风的气象条件下，所以在研究污染物的大气扩散时必须对逆温给予足够的重视。
逆温可以发生在近地层中，也可能发生在较高气层（自由大气）中。
根据逆温生成的过程，可将逆温分为辐射逆温、下沉逆温、平流逆温、锋面逆温及湍流逆温等五种。
1．辐射逆温
由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。
这种逆温与大气污染的关系最为密切。
在晴朗无云（或少云）的夜间，当风速较小（＜3m/s）时，地面因强烈的有效辐射而很快冷却，近地面气层冷却最为强烈，较高的气层冷却较慢，因而形成自地面开始逐渐向上发展的逆温层，称为辐射逆温。
图3—5示出辐射逆温在一昼夜间从生成到消失的过程。
图中（a）是下午时递减温度层结；（b）是日落前1小时逆温开始生成的情况；随着地面辐射的增强，地面迅速冷却，逆温逐渐向上发展；黎明时达到最强[图中的（c）]；日出后太阳辐射逐渐增强，地面逐渐增温，空气也随之自下而上的增温，逆温便自下而上的逐渐消失[图中（d）]；大约在上午10点钟左右逆温层完全消失[图中的（e）]。
辐射逆温在陆地上常年可见，但以冬季最强。
在中纬度地区的冬季，辐射逆温层厚度可达200一300m，有时可达400m左右。
冬季睛朗无云和微风的白天，由于地面辐射超过太阳辐射，也会形成辐射逆温。
辐射逆温与大气污染关系最为密切。
冬季晴朗无云和微风的白天，由于地面辐射超过太阳辐射，也会形成逆温层。
再有云层遮盖时，辐射逆温强度将减少，这是因为云层吸收了地面辐射射来的能量，重新辐射到地面上的缘故。
另外，强烈的压力梯度所引起的风使湍流增加，因而使逆温强度减弱。
6～9m/s的风速，可以完全制止逆温的出现。
2．下沉逆温
由于空气下沉受到压缩增温而形成的逆温称为下沉逆温。
即当上层空气下沉时，落入高压气团中，因受压而变热，使气温高于下层的空气下沉逆温可以用下图来说明：
假定某高度有一气团ABCD，其厚度为h，当它下沉时，由于低空气压增大及气层向水平方向扩散，该气层被压缩成A’B’C’D’，厚度减小为h’（＜h）。
这样，气层顶部CD比底部AB下降的距离大（H＞H’），因而气层顶部绝热增温比底部增温多，从而形成逆温。
下沉逆温多处现在高压控制区，范围很广，厚度也很大，一般可达数百米，下沉逆温一般达到某一高度时就停止了，所以下沉逆温多发生在高空中。
3．平流逆温
由暖空气平流到冷地面上而形成的逆温称为平流逆温。
这是因为低层空气受地面影响大、降温多，上层空气降温少所形成的。
暖空气与地面之间温差越大，逆温越强。
当冬季中纬度沿海地区海上暖空气流到大陆上，及暖空气平流到低地、盆地内积聚的冷空气上面时，皆可形成平流逆温。
4．湍流逆混
低层空气湍流混合形成的逆温称为湍流逆温。
湍流逆湿的形成过程如图3—8所示：
（a）中的AB是气层在湍流混合前的气温分布，气温直减率γ＜γd；低层空气经湍流混合后，气层的温度将按干绝热直减率变化，如（b）中的CD。
但在混合层以上，混合层与不受湍流混合影响的上层空气之间出现了一个过渡层DE，即是逆温层。
5．锋面逆温
在对流层中的冷空气团与暖空气团相遇时，暖空气因其密度小就会爬到冷空气上面去，形成一个倾斜的过渡区，称为锋面，在锋面上，如果冷暖空气的温差较大；即可出现逆温，这种逆温称为锋面逆温。
锋面逆温仅在冷空气一边可以看到。
五、烟流形状与大气稳定度的关系
大气污染状况与大气稳定度有密切关系。
大气稳定度不同，高架点源排放烟流扩散形状和特点不同，造成的污染状况差别很大。
典型的烟流形状有以下五种：
（1）波浪形：
烟流呈波浪状，发生在全层不稳定大气中，即γ＞γd，污染物扩散良好，多发生在晴朗的白天，地面最大浓度落地点距烟囱较近，浓度较高。
（2）锥形：
烟流呈圆锥状，发生在中性条件下，即γ=γd，垂直扩散比扇形好，比波浪型差；所以烟囱距污染物开始到达地面的距离要大于波浪型，而小于扇形。
锥形常常出现在有云和风低的情况下，昼夜均可能出现。
（3）扇形：
烟流垂直方向扩散很小，像一条带子飘向远方。
从上面看，烟流呈扇形展开。
它发生在烟囱出口处于逆温层中，即该层大气γ-γd＜-1。
污染情况随烟囱高度不同而异。
当烟囱很高时，近处地面上不会生成污染，在远方会造成污染；烟囱很低时，会造成近地面上严重污染。
（4）爬升型（屋脊型）：
烟流的下部是稳定的大气，上部是不稳定的大气。
一般在日落后出现，由于地面辐射冷却，低层形成逆温，而高空仍保持递减层结。
它持续时间较短，对近处地面污染较小。
（5）漫烟型（熏烟型）：
对于辐射逆温，日出后逆温从地面向上逐渐消失，即不稳定大气从地面向上逐渐扩展，当扩展到烟流的下边缘或更高一点时，烟流便发生向下的强烈扩散，而上边缘仍处于逆温层中，漫烟型便发生了（对近地面造成严重污染）。
这时烟流下部γ-γd＞0，上部γ-γd＜-1。
这种烟流多发生在上午8：
00～10：
00，持续时间较短。
（下部是不稳定的大气，上部是稳定的大气）
第三节大气的运动和风
一、引起大气运动的作用力
大气的运动是在各种力的作用下产生的，作用于大气上的力，有气压梯度力，重力，地转偏向力、摩擦力和惯性离心力。
这些力之间的不同结合，构成了不同形式的大气运动和风。
1.水平气压梯度力
单位质量的空气在气压场中受到的作用力，称为气压梯度力。
这一力可分解为垂直和水平方向的两个分量。
垂直气压梯度力虽大，但由于有空气重力与之平衡，所以空气在垂直方向所受作用力并不大。
水平气压梯度力虽小，但却是大气运动的主要原因。
水平气压梯度力G的大小，与空气密度ρ成反比，与水平气压梯度（
）成正比，即：
上式表明，只要水平方向存在着气压梯度，就有水平气压梯度力作用在大气上，使大气由高压侧向低压侧运动，直到水平气压与之平衡为止。
（例子见教材P81）
2.地转偏向力
由于地球自转而产生的使运动着的大气偏离气压梯度方向的力，称为地转偏向力。
如果以u、ω和Ф分别表示风速、地球自转角速度和当地地理纬度，以Dn表示水平地转偏向力，则有：
地转偏向力具有如下性质：
①伴随风速的产生而产生；
②水平地转偏向力的方向垂直于大气运动方向，向北指向运动方向的右方，向南指向左方；
③由于与大气运动方向垂直，所以只改变风向，不改变风速；
④该力正比于sinФ，随纬度增高而增大，在两极最大，在赤道为零。
3.惯性离心力
当大气作曲线运动时，将受到惯性
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