气象学第4周教案.docx
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气象学第4周教案
第4周教案（第三章第七、八节第四章第一至五节）
课时：
4
教学目标：
1.通过学习重点掌握大气中的逆温。
2．理解并会运用作用在气块上的力。
3.熟练掌握自由大气中的风（包括地转风和梯度风）。
4.掌握地转风随高度的变化—热成风。
周教案内容分配：
第一次课：
（第三章7、8节）
2014.09.22
第二次课：
（第四章1节）
2014.09.25
1.本周教学学生课下学习量：
2
2.本周大作业设计：
思考题
第四周第一次课（2课时）
第三章第七、八节第四章第一节
时间：
（具体时间20XX年月日）
课时目标：
通过学习重点掌握大气中的逆温，理解并会运用作用在气块上的力。
备注：
师生互动：
采用问答式讲授
教学重点：
大气中的逆温。
教学难点：
作用在气块上的力。
教学过程设计：
复习与提问：
回顾上次课主要内容，提问：
1.什么是湿绝热？
2.什么是焚风？
新课导入：
通过本次课我们学习大气中的逆温，大气中的逆温是一种强稳定的大气层节，他可以阻碍空气垂直运动的发生发展，使近地面大量的烟、尘、水汽凝结物聚集在它的下面，能见度变坏。
因此，逆温也是对农业资源环境影响较大的一种天气现象。
新课讲授以教师讲授与课堂提问学生回答相结合的方式进行第三章第七、八节第四章第一节内容的教学活动。
本次课内容主要包括以下几部分：
第三章大气热力学
第七节局地温度变化的影响因素分析与判断
第八节大气中的逆温
第四章大气的运动
第一节作用在气块上的力
课程小结：
总结本次课主要内容，强调本次课重点与难点部分。
布置课下活动内容及下次课课前预习内容
课时内容（教学内容）：
详案附后
教学参考资料推荐：
《气象学与气候学教程》葛朝霞
学生课下活动设计：
1.真正使空气质点运动的力有哪些？
哪些力可使得已经运动的空气质点的运动方向发生改变？
2.水平地转偏向力具有哪些性质？
3.什么是气压梯度力？
它的大小方向如何？
时间限制：
1课时；
考核方式：
作业。
课后反思：
课时内容（教学内容）：
课前给出问题，学生自学，课堂以提问方式总结主要知识点
3.7局地温度变化的影响因素分析与判断
一、热流量方程
热力学第一定律：
热流量方程：
其中，为单位时间内流入气块的热量，即热流量。
气温个别变化：
表示某一（运动）空气质点（微团）气温随时间的变化率，又称气温随体导数。
气温局地变化：
固定空间点处气温度随时间的变化率。
结论：
气温局地变化=个别变化+平流变化+对流变化
3.8大气中的逆温
1、逆温
对流运动的阻挡层，即随高度升高气温也升高。
a‹0几种情况：
⑴辐射逆温（经常发生，日出后消失）
⑵平流逆温（冬季沿海）
暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。
这种因空气的平流而产生的逆温，称平流逆温（图2·37）。
但是平流逆温的形成仍和湍流及辐射作用分不开。
因为既是平流，就具有一定风速，这就产生了空气的湍流，较强的湍流作用常使平流逆温的近地面部分遭到破坏，使逆温层不能与地面相联，而且湍流的垂直混合作用使逆温层底部气温降得更低，逆温也愈加明显。
另外，夜间地面辐射冷却作用，可使平流逆温加强，而白天地面辐射增温作用，则使平流逆温减弱，从而使平流逆温的强度具有日变化。
⑶湍流逆温（举例，计算）
由于低层空气的湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温。
其形成过程可用图2·36来说明。
图中AB为气层原来的气温分布，气温直减率（γ）比干绝热直减率（γd）小，经过湍流混合以后，气层的温度分布将逐渐接近于干绝热直减率。
这是因为湍流运动中，上升空气的温度是按干绝热直减率变化的，空气升到混合层上部时，它的温度比周围的空气温度低，混合的结果，使上层空气降温。
空气下沉时，情况相反，会使下层空气增温。
所以，空气经过充分的湍流混合后，气层的温度直减率就逐渐趋近干绝热直减率。
图中CD是经过湍流混合后的气温分布。
这样，在湍流减弱层（湍流混合层与未发生湍流的上层空气之间的过渡层）就出现了逆温层DE。
（4）锋面逆温
冷暖空气团相遇时，较轻的暖空气爬到冷空气上方，在界面附近也会出现逆温，称之为锋面逆温。
（5）下沉逆温
如图2·38所示，当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，以及因气层向水平方向的辐散，使其厚度减小（h＇＜h）。
如果气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离要比底部下沉的距离大，其顶部空气的绝热增温要比底部多。
于是可能有这样的情况：
当下沉到某一高度上，空气层顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。
例如，设某气层从空中下沉，起始时顶部为3500m，底部为3000m（厚度500m），它们的温度分别为－12℃和－10℃，下沉后顶部和底部的高度分别为1700m和1500m（厚度200m）。
假定下沉是按干绝热变化的，则它们的温度分别增高到6℃和5℃，这样逆温就形成了。
这种因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。
下沉逆温多出现在高气压区内，范围很广，厚度也较大，在离地数百米至数千米的高空都可能出现。
冬季，下沉逆温常与辐射逆温结合在一起，形成一个从地面开始有着数百米的深厚的逆温层。
由于下沉的空气层来自高空，水汽含量本来就不多，加上在下沉以后温度升高，相对湿度显著减小，空气显得很干燥，不利于云的生成，原来有云也会趋于消散，因此在有下沉逆温的时候，天气总是晴好的。
第四章大气的运动
第四章大气的运动
一、气压随高度的变化：
由于大气质量的3/4集中于大气的低层，因此气压与高度是成反比，即随着高度的升高，气压是逐渐降低的。
但由于空气质量分布不均，气压随着高度减小的快慢程度不一。
（一）静力学方程：
大气静力平衡状态，垂直受力为零：
dp=-ρgdz
意义：
负号：
表示气压随着高度是降低的
因重力加速度变化小，因此气压在垂直方向上减小的快慢程度主要决定于空气密度，低层空气密度大，气压随高度降的快；高层空气密度小，气压随高度降的慢。
条件：
大气是静止的，无水平和垂直运动。
（二）单位高度气压差：
每改变一个单位高度时气压的变化量
单位：
mb/100m、hpa/100m
公式：
Gz=-dp/dz=-（-ρgdz）/dz=ρg
意义：
Gz愈大，气压随高度降得愈快。
（三）单位气压高度差：
气压每改变1mb所需要上升或下降的高度
单位：
：
m/mb、m/hpa
公式：
h=-dz/dp—dz/-ρgdz=1/ρg
意义：
单位气压高度差与空气密度成反比；
低层空气密度大，单位气压高度差小，气压随高度降的快；高层空气密度小，单位气压高度差大，气压随高度降的慢。
二、气压随时间的变化：
大气具有流动性和连续性，因此气压变化的实质就是空气柱内空气质量的
增多或减少。
（一）影响空气运动的因素：
1、热力因素：
温度高，空气受热膨胀，空气密度变小，空气发生辐散现象，气压下降。
温度低，空气冷却收缩，空气密度变大，空气发生辐合现象，气压升高。
2、动力因素：
①水平气流的辐合和辐散
辐合：
空气聚积，且前面的运动速度小于后面的运动速度，产生空气的堆积，导致气压上升。
辐散：
背离。
且前面的运动速度大于后面的运动速度，产生空气的扩散，导致空气的气压下降。
总体上看，高空的辐合、辐散量大于低空的辐合、辐散量。
②空气密度：
移来的气团密度大，空气质量增多，气压上升（如冷空气南下）
移来的气团密度小，空气质量减少，气压下降（如暖空气北上）
③空气的垂直运动
a：
无运动，空气质量不变，则Pa不变
b：
有下沉运动，上层空气质量减少，Pb变小
c：
有上升运动，上层空气质量增多，Pc变大
（二）气压的变化：
1、气压的日变化：
一天中有两个高值，两个低值。
2、气压的年变化：
陆地上：
最大在冬季，最小在夏季
海洋上：
最大在夏季，最小在冬季
高原上：
最大在夏季，最小在冬季
三、气压场
（一）气压场的表示方法：
气压场：
气压的空间分布
等高面图：
在等高面上用等压线表示水平方向上的气压分布状况
1、等压线：
同一水平面上气压相等各点的连线
2、等高面：
空间海拔高度相等各点连成的面
3、等高面图：
等高面与一组等压面在空间相割，在等高面上有许多交线，即等高面上的等压线所组成的图。
高压区：
等高面与上凸的等压面相割得到一组气压值递减的闭合区
低压区：
等高面与下凹的等压面相割得到一组气压值递增的闭合区
4、海平面图：
把同一时刻各测站的海平面气压值填在一张空白的地形图上，结合风向，把气压值勤相等的各点用平滑的曲线连接起来，构成当时的海平面图，即高度为零的等高面图。
等压面图：
在等压面上用等高线表示等压面空间起伏特征的图
1、等高线：
空间高度相等各点的连线
2、等压面：
空间气压相等各点连成的曲面。
特点：
不是平面，而是曲面或倾斜的面
等压面上凸：
中心数字大于四周
等压面下凹：
中心数字小于四周
3、等压面图：
用不同高度的等高面截等压面，在等高面上得到许多交线（等高线），将各高度上的截线投影到水平面上，得到一张有许多等高线的等压面图。
等高线中心数值大——对应上凸的等压面
等高线中心数值小——对应下凹的等压面
等高线密集——说明空间的等压面此处坡陡
等高线稀疏——说明空间的等压面此处坡缓
4、等压面图上的等高线的单位：
位势高度：
单位质量（1000g）的物体，从海平面（位势高度为零）
抬升到Z高度时克服重力所作的功。
即位势米。
1位势米=9.8J/kg
1位势什米=10位势米
位势米与几何高度的换算：
H=gΦ/9.8•Z
H：
位势米（能量单位，作功的大小）
gΦ：
纬度Φ处的重力加速度
Z：
几何高度（高度的单位）
空间气压场的分布：
hpa（mb）
1000
850
700
500
300
100
m
0
1500
3000
5500
9000
16000
（二）气压场的基本形式：
1、低气压（低压）：
在流场中称气旋
等高面图：
等压线闭合，中心气压值低，空间形状类似盆地
2、高气压（高压）：
在流场中称反气旋
等高面图：
等压线闭合，中心气压值高，空间形状类似倒放的锅
3、低压槽：
从低压中心向外伸出的狭长的区域。
槽中曲率最大点的连线就
是槽线。
空间形状类似狭谷。
4、高压脊：
从高压中心向外伸出的狭长的区域。
脊中曲率最大点的连
线就是脊线。
空间形状类似山脊。
5、鞍型气压场（鞍）：
两个高压、两个低压相对的中心区域。
类似马鞍。
（三）气压场的空间结构：
根据单位气压高度差h=1/ρg得，单位气压高度差与温度成正比，温度高，空气密度小，两个等压面的间距大，气压降低的慢；温度低，空气密度大，两个等压面的间距小，气压降低的快。
根据气压和气温的配置关系，有如下的温压系统：
深厚的对称系统
温度场中的暖中心与气压场区中的高压中心相重合，冷中心与低压中心相重合，形成暖高压和冷低压两个深厚的对称系统。
1、暖高压：
由于中心温度高，空气密度小，则单位气压高度差大，而四周相对中心温度低，空气密度大，单位气压高度差小，越向高空，中心位置的两个等压面的间距愈大，四周两个等压面的间距变小，等压面上凸的强烈，形成深厚的暖高压系统。
2、冷低压：
由于中心温度低，空气密度高，则两个等压面的间距小，而四周相对中心温度高，空气密度小，两个等压面的间距大，越向高空，中心位置的两个等压面的间距愈小，四周两个等压面的间距变大，等压面下凹强烈，形成深厚的冷低压系统。
浅薄的对称系统
温度场中的暖中心与气压场中的冷低压中心相重合，冷中心与高压中心相重合，形成暖低压和冷高压两个浅薄的对称温压系统。
1、暖低压：
由于中心温度高，空气密度小，则两个等压面间距大，则四周相对温度较低，空气密度大，两个等压面的间距小。
越向高空，中心位置的两个等压面的间距愈大，而四周两个等压面的间距越小，等压面趋于平缓，到一定高度后，低压中心消失，再向高度发展则形成暖高压形势。
2、冷高压：
由于高压中心温度低，空气密度大，两个等压面的间距小，而四周相对中心温度高，空气密度小，两个等压面的间距大，随着高度的增加，等压面上凸平缓，到一定高度后，高压中心消失，继续发展则形成冷低压。
温压场不对称系统：
即温度场中的冷暖中心与气压场中的高低压中心不重合，气压中心轴线是倾斜的。
1、高压区：
在暖区上空，因空气密度小，则两个等压面的间距大，愈向高空，温差愈大，暖区一侧的等压面间距愈大，因此中心轴线向暖区一侧倾斜。
北半球的暖空气来自南方，则轴线倾向西南方向形成脊。
2、低压区：
在冷区上空，因空气密度大，则两个等压面的间距小，冷区一侧等压面愈向高空愈向冷区一侧倾斜。
北半球的冷空气来自西北，则轴线倾向西北形成槽。
4.1、作用在气块上的力
一、气压梯度力：
1、气压梯度：
垂直等压线方向，单位距离内气压的改变量。
即有方向，又有大小。
方向：
垂直等压线从高压指向低压
大小：
-dp/dndp：
两个等压线间的压差，为负值
dn：
两个等压线的垂直距离
-：
表示沿此方向气压是降低的
单位：
mb/赤道度（1赤道度=111公里）
特点：
当两个等压线间的压差一定时，两个等压线间的垂直距离愈大，即等压线愈稀疏，气压梯度愈小，反之，气压梯度愈大。
2、气压梯度力：
周围空气介质作用在单位质量空气块表面上压力的合力。
公式：
G=-dp/ρdn
方向：
垂直于等压线从高压指向低压
意义：
水平气压梯度力与气压梯度是成正比的，气压梯度越大，水平气压梯度力也愈大；当气压梯度一定时，水平气压梯度力与空气密度成反比，即愈高空，空气密度愈小，水平气压梯度力也就愈大，风也就愈大。
因此水平气压梯度力是空气运动的原始动力，是实力。
实际大气中，水平气压梯度值很小，约为1hPa/100km.垂直气压梯度值要大得很多，约为水平气压梯度值的104倍，垂直气压梯度值虽大，但由于有重力与它平衡，所以空气所受的总的垂直分力并不大，水平气压梯度力虽小，但大气水平运动的起动力，起作用是非常可观的。
二、水平地转偏向力：
若无其它力与水平气压梯度力抗衡，则风从高压吹向低压，风速不断增大，并垂直于等压线。
而实际上风是平行于等压线的，风速也受到了限制。
主要的原因是地球自转的缘故
1、定义：
空气是在转动的地球上运动的，由于地球的转动而产生作用于空气的惯性力。
它是使空气运动偏离水平气压梯度力方向的主要原因。
2、水平地转偏向力的形成：
如右图
3、水平地转偏向力的大小：
OA=Vt∠A′OA=ωt
A′A=oA∠A′OA=Vωt
S=1/2at2
A′A≈S
Vωt=1/2at2
a=2Vω
F=ma=2mVω
单位质量空气受到的地转偏向力是A=-2VΩ
Ω为地球自转角速度
Ω＝2Л／24小时
＝7.29×10-5秒-1
V为水平风速
北极：
地平面轴与地轴相重合，则A=-2VΩ
赤道：
地平面轴与地轴垂直，Ω=0，则A=0
任一纬度：
自转轴与地轴交角大于零小于90º，
则Ω′=ΩsinΦA=-2VΩsinΦ
4、特点：
①A是为解释转动的物体产生偏向而假想的力，只有物体相对于地面有运动时产生的，物体静止时，没有A
②A的方向与空气运动方向始终是垂直的，只改变空气运动的方向，不改变运动的速度，在北半球，背风而立，偏向运动的右方，南半球则偏向左方。
③若空气运动的速度一定时，水平地转偏向力与纬度成正比，纬度愈高水平地转偏向力愈大。
（三）惯性离心力：
1、定义：
在曲线轨道上运动的空气质点时刻受到一个离开曲率半径中心向外的作用力，这个力是为空气质点保持惯性方向而产生的。
2、大小C=V2/r=ω2r
V：
空气运动的线速度
r：
空气运动的曲率半径
ω：
空气运动的角速度
3、方向：
与空气运动方向相垂直，指向曲率半径的处侧。
4、特点：
惯性离心力是一个假想的力，只改变空气的方向，不改变空气运动的速度；此力的值较小，只有在气旋中才很大。
（四）摩擦力：
1、定义：
空气运动时，因受地面摩擦和气层间的相互摩擦作用，减缓空气运动速度，此阻力称为摩擦力。
2、公式：
R=-KV
R：
摩擦力
K：
摩擦系数
V：
风速
-：
R与V方向相反
（五）四种力的区别：
1、水平气压梯度力是促使空气运动的原始动力
2、水平地转偏向力和惯性离心力都是假想的力，只改变空气运动的方向，而不改变空气运动的速度。
3、水平气压梯度力和摩擦力是实力，即改变空气运动的方向，又改变空气运动的速度
4、在赤道上：
A=0，忽视水平地转偏向力的作用
直线运动：
r=0，忽视惯性离心力的作用
在自由大气中的空气：
K=0，忽视摩擦力的作用
第四周第二次课（2课时）
第四章第二至五节
时间：
（具体时间20XX年月日）
课时目标：
通过本次课学习自由大气中的风、热成风。
教学重点：
自由大气中的风、热成风。
教学难点：
大气运动方程，p坐标系中的运动方程。
教学过程设计：
复习与提问：
回顾上次课主要内容，提问：
1.什么是气压梯度力？
它的大小方向如何？
2.水平地转偏向力具有哪些性质？
新课导入：
上一次课我们学习了作用在气块上的力，本节课我们重点要学习自由大气中的风包括地转风和梯度风。
对这些内容的学习为短期气温预报奠定基础。
新课讲授以教师讲授与课堂提问学生回答相结合的方式进行第四章第二至五节内容的教学活动。
本次课内容主要包括以下几部分：
第二节大气运动方程及其简化
第三节p坐标系中的运动方程
第四节自由大气中的风
第五节地转风随高度的变化——热成风
课程小结：
总结本次课主要内容，强调本次课重点与难点部分。
布置课下活动内容及下次课课前预习内容
课时内容（教学内容）：
详案附后
教学参考资料推荐：
《气象学与气候学教程》葛朝霞
学生课下活动设计：
1.什么是地转风？
什么是梯度风？
风场与气压场关系如何？
梯度风什么情况下等于地转风？
2.热成风的成因是什么？
热成风与平均等温线有何关系？
热成风在风随高度变化中有些什么作用？
3.地面冷高压随高度将会发生什么变化？
高空会是什么系统对应？
时间限制：
1课时；
课后反思：
课时内容（教学内容）：
课前给出问题，学生自学，课堂以提问方式总结主要知识点
4.2大气运动方程及其简化
一、运动方程
大气运动方程是表示作用于空气微团上的力与其所产生的加速度之间的关系式。
①矢量式：
②直角坐标系中标量式：
大气运动
类别
L（m）
H（m）
V（m/s）
w（m/s）
t（s）
大尺度
105~106
104
101
10-2
>105
中尺度
104~105
103~104
101
100
104~105
小尺度
<104
103~104
100~101
100~101
<104
根据大气运动分类及其尺度，对大气运动方程中各项的量级进行比较，以便简化方程，称为尺度分析。
首先，讨论自由大气中大尺度水平运动方程：
由此可见，自由大气中大尺度水平运动方程可简化为：
上述简化方程即为地转风方程，也称地转平衡方程，表示气压梯度力与地转偏向力平衡（赤道地区除外）。
该方程考虑速度场的时间变化，不能用于天气预报。
若要讨论速度场时间变化，则必须保留速度时间导数，即
其次，讨论自由大气中大尺度垂直运动方程：
由此可见，自由大气中大尺度垂直运动方程可简化为：
上述简化方程即为大气静力学方程，表示垂直方向上气压梯度力垂直分量与重力平衡。
该方程对中、小尺度大气运动也是成立的，但是对强烈的小尺度大气运动，则要考虑垂直加速度dw/dt。
对于小尺度大气运动，其水平加速度和气压梯度力同量级，而地转偏向力要小一个量级，可不考虑，于是运动方程简化为：
4.3p坐标系中的运动方程（自学）
4.4自由大气中的风
自由大气中大规模的水平运动基本是在各种力平衡下，运动速度保持不变的运动，称之为平衡运动。
一、地转风（平直等压线的气压场中的风C＝0）
1、定义：
在自由大气中，因气压场是平直的，空气仅受水平气压梯度力和水平地转偏向力的作用，当二力大小相等方向相反时，空气的水平运动称为地转风。
2、形成：
①在自由大气中，因气压场是平直的，空气仅受水平气压梯度力的作用，从高压指向低压。
②当质点产生运动时，立刻受到水平地转偏向力的作用，并指向质占运动的右方面③随着水平气压梯度力的增大，风速增大，水平地转偏向力增大，气流不断右偏
④当水平地转偏向力增到与水平气压梯度力大小相等方向相反时，空气沿着等压线平行作直线运动，称地转风。
3、风速：
条件：
水平气压梯度力=水平地转偏向力
即：
G=A-dp/ρdn=2VΩsinΦ
则：
Vg=-dp/ρdn•1/2ΩsinΦ
意义：
当密度和纬度一定时，风速与气压梯度力成正比，等压线愈密，风速愈大；当水平气压梯度力和纬度一定时，风速与空气密度成正比，高空密度小，风速大；当水平气压梯度力和空气密度一定时，风速与纬度成反比，纬度愈高，风速愈大。
4、白贝罗风压定律：
在北半球，风是顺着等压线吹的，背风而立，低压在左手边，高压在右手边，南半球则相反。
（二）梯度风（弯曲等压线的气压场中的风C≠0）
1、定义：
在自由大气中，空气质点作曲线运动时，受到水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力的共同作用，当三个力达到平衡时的空气运动，称梯度风。
2、低压区中的风速
在北半球A+C=G风是逆时针吹
3、高压区中的风速：
在北半球A=G+C风是顺时针吹
4、梯度风的特性：
①空气运动的速度受水平气压梯度、纬度和曲率半径的影响
②当气压梯度和纬度在同一气压场中时，Vac>Vg>Vc
Vg:
A=G
Vac:
A=G+C
Vc:
A=G-C
而实际大气中则是Vc>Vac
在高压中：
如果空气运动的曲率半径减小，则惯性离心力增大（C=V2/r），空气运动速度增大，水平地转偏向力增大（A=2VωsinΦ），则水平气压梯度力减小（G=A-C），因A与V是线性关系，而C与V（C=V2/r）平方关系，则C比A增大程度强，所以G变小。
因此高压中空气运动的速度受到限制，不能无限制增大。
在低压中：
如果空气运动的曲率半径减小，则惯性离心力增大（C=V2/r），空气运动速度增大，水平地转偏向力增大（A=2VωsinΦ），，则水平气压梯度力增大（G=A+C）因此空气运动的速度可以不受任何限制，无限制增大。
③梯度风遵守地转风风压定律
在实际大气中，严格的梯度风是不存在的，地转偏向力、水平气压梯度力、惯性离心力的平衡只是暂时的。
由于地球上的方向是以经纬线为准的，则空气的水平运动经常跨纬圈的。
纬度变化则水平地转偏向力、惯性离心力、水平气压梯度力就不平衡。
在自由大气中空气近似地转风。
因此地转风是梯度风的特例，可以近似代表实际空气运动的状况。
4.5地转风随高度的变化——热成风
一、热成风
由于水平温度分布不均所形成的风随高度的改变量。
特点：
①热成风与温度和气压
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