航海气象学之海上风力

航海气象学之海上风力

海上风力的大小及由风引起的海浪,直接影响船速及船舶航行的安全,所以风历来是海员

最为重视的气象要素。从气象学角度而言,风对地球上热量和水分的输送起着十分重要的作

19

用,它也直接影响天气的变化。

第一节 概 述

一、风的定义、单位和表示方法

空气的水平运动称为风(W ind )。风是一个表示空气运动的矢量,它既有大小(风速)又具

有方向(风向)。

风速(W ind S peed,W ind V elocity)是单位时间内空气在水平方向上移动的距离。常用的

单位有:米/ 秒(m ·s- 1),公里/ 小时(km ·h- 1)和海里/ 小时(n m ile·h- 1),即节(kn )。它们之

间有如下关系:

1m·s- 1= 3.6km ·h- 1 (4-1)

1k n= 1.852km ·h - 1 (4-2)

通常取1kn≈0.5m ·s- 1 (4-3)

或1m ·s- 1≈2kn (4-3)′

风向(W ind D irection)是指风的来向。如北风,指风从北方吹来。常用度数(0°～360°)或16

个方位来表示,见图4-1。

图4-1 风向表示法

二、风力等级

根据风对地面物体或者海面的影响程度,定出

风力等级。目前,国际上采用的风力等级是英国人蒲

福(F rancis B eaufort, 1774 ～ 1857) 于1808 年拟定

的,故称“蒲福风级”(B eaufort W ind Scale)。当时将

风级划分为0～12 级共13 个等级,风速越大,则等级

越高。自1946 年以后,对风力等级进行了修改,并将

风级增至0～17 级共18 个等级,见表4-1。实际中所

使用的风级是0～12 级。海员在目力测风时,采用风

级表示风的大小,人们在日常生活中也习惯于用风

级表示风的大小。

风级B 与风速V (m / s) 之间的关系为: V =

0.836B3/ 2。

风作用于物体时,产生风压,风速越大,则风压越大。在垂直于风的方向上单位面积所受到

的压力称为风压,它与风速之间的近似关系可表示为:

P = 0.613V2 (4-4)

式中: P 为风压,单位用N ·m - 2。例如,当风速为30m ·s- 1(11 级)时。面积为5× 4m 2 的船舷

上要受到11kN 多的压力。

第二节 作用于空气微团上的外力

空气的水平运动是在力的作用之下产生的。气压在水平方向上分布不均匀所造成的水平

20

风 力 等 级 表表4-1

风级风 名

相当风速

kn km / h m / s

中数

m / s

海面状况

海面浪高(m )

一般最高

海 面 征 象陆 面 征 象

风压

(N / m 2) 0 无风

C alm

小于1 小于1 0～0.2 0.1 平如镜子

C alm -glassy

— — 海面像镜子一样平静(无浪) 静,烟直上0～0.04 1 软风

L ight air

1～3 1～5 0.3～1.5 0.9 微波

C alm -rippled

0.1 0.1 海面有波纹,但还没有白色波顶烟能表示风向,但风标不

能转动

0.09～2.25 2 轻风

L igh t breeze

4～6 6～11 1.6～3.3 2.5 3 微风

G entle breeze

7～10 12～19 3.4～5.4 4.4 小波

Sm ooth w avelets

0.2 0.3 波浪纹虽小,但已明显,波顶透明

像玻璃,但不碎

人面感觉有风,树叶有微

响,风向标能转动

2.56～10.89 0.6 1.0 波较大,波顶开始分裂,泡沫有光,

间或见到白色波浪

树叶及微枝摇动不息,旌

旗开展

11.56～29.16 4 和风

M oderate breeze

11～16 20～28 5.5～7.9 6.7 轻浪

Slight

1.0 1.5 小浪,波长较大,往前卷的白碎浪

较多,有间断的呼啸声

能吹起地面灰尘和纸张,

树的小枝摇动

30.25～62.41 5 清风

F resh breeze

17～21 29～38 8.0～10.7 9.4 中浪

M oderate

2.0 2.5 中浪,波浪相当大,白碎浪很多,呼

啸声不断,间或有浪花溅起

有叶的小树摇摆,内陆的

水面有小波

64.00～114.49 6 强风

S trong breeze

22～27 39～49 10.8～13.8 12.3 大浪

R ough

3.0 4.0 开始成大浪,波浪白沫飞布海面,

呼啸声大作(可能有少数浪花溅

起)

大树枝摇摆,电线呼呼有

声,举伞困难

116.64～190.44 7 疾风

N ear gale

28～33 50～61 13.9～17.1 15.5 巨浪

V ery rough

4.0 5.5 海面像由波浪堆积而成,碎浪的白

泡沫开始成纤维状,随风吹散,飞

过几个波顶

全树摇动, 大树弯下来,

迎风步行感到不便

193.21～292.41 8 大风

G ale

34～40 62～74 17.2～20.7 19.0 狂浪

H igh

5.5 7.5 中高波,波长更大,随风吹起的纤

维状更明显,呼啸声更大

可摧毁树枝,迎风步行,

感觉阻力甚大

295.8～428.5

续上表

风级风 名

相当风速

kn km / h m / s

中数

m / s

海面状况

海面浪高(m )

一般最高

海 面 征 象陆 面 征 象

风压

(N / m 2) 9 烈风

Strong gale

41～47 75～88 20.8～24.4 22.6 10 狂风

Storm

48～55 89～102 24.5～28.4 26.5 狂涛

V ery high

7.0 10.0 高浪,泡沫纤维更加浓密,海浪卷

翻,泡沫可能影响能见度

烟囱及平房顶受到损坏,

小屋遭受破坏

432.6～595.4 9.0 12.5 大高浪,波浪成长形突出,纤维状

泡沫更为浓厚,并成片状,海浪颠

簸好像槌击,浪花飞起带白色,能

见度受影响

陆上少见,有时可将树木

拔起,或将建筑物吹毁

600.3～806.6 11 暴风

V iolent storm

56～63 103～117 28.5～32.6 30.6 12 飓风

H urricane

64～71 118～133 32.7～36.9 34.8 非凡现象

P henom enal

11.5 16.0 特高浪,中小型的船在海上有时可

能被浪所蔽,波顶边缘被风吹成泡

沫,能见度大减

陆上少见,有则必有重大

损毁

812.3～1062.8 14.0 — 空气中充满泡沫和浪花,海面因浪

花的飞起成白色状态,能见度剧烈

降低

陆上极少,其摧毁力极大> 1062.8 13 72～80 134～149 37.0～41.4 39.2 14 81～89 150～166 41.5～46.1 43.8 15 90～99 167～183 46.2～50.9 38.6 16 100～108184～201 51.0～56.0 53.5 17 109～118202～220 56.1～61.2 58.7 注:13～17 级风力是当风速可以用仪器测定时使用。

气压梯度力是产生风的直接原因,空气一旦开始运动,又会受到地转偏向力等力的作用。下面

分析空气在水平方向上所受的各种力。

一、水平气压梯度和水平气压梯度力G

_

n

1.水平气压梯度

气象学中规定,垂直于等压线,沿气压减小的方向,单位距离内的气压差称为水平气压梯

图4-2 气压梯度示意图

度(P ressure G radient), 用符号-

Δp

Δn

表

示。负号表示沿着水平气压梯度的方向气

压是减小的,即水平气压梯度的方向垂直

于等压线,由高压指向低压。如图4-2 所

示,在A、C 两处垂直于等压线各作出气

压梯度的矢量AB 和CD, 设AB 和CD

长度相等,由图4-2 可知,AB 间的气压差

为5h P a,而CD 间的气压差为10h P a。显

然,CD 处的气压梯度大于AB 处。

水平气压梯度的单位是h P a·m - 1。

实际工作中,常用百帕/ 赤道度来表示。1

赤道度相当于60n m ile 或约111k m 。

地面天气图上相邻两等压线间的气压差值Δp 是一定的,因此,在等压线密集处,水平气

压梯度大;在等压线稀疏处,水平气压梯度小。

2.水平气压梯度力G

_

n

由于水平气压梯度而产生的使空气作水平运动的力,称为水平气压梯度力(P ressure

G radient F orce)。气象学中,单位质量的空气微团所受到的水平气压梯度力用G

_

n 表示,且有:

G

_

n= -

1

ρ

Δp

Δn

(4-5)

式中: ρ—— 空气密度。

由上式可见,水平气压梯度力的大小与水平气压梯度-

Δp

Δn

成正比,与空气密度ρ成反

比,它的方向与水平气压梯度方向相同,由高压指向低压。若气压梯度值

Δp

Δn

≠ 0 时,则水平气

压梯度力G

_

n≠0,空气在水平气压梯度力的作用下,就产生由高压流向低压的水平运动;若

Δp

Δn

= 0 时,则有G

_

n = 0,空气就不可能有水平运动,也就没有风了。所以,水平方向上气压分布的不

均匀是产生风的直接原因,即水平气压梯度力是风的原动力。在地面天气图上,等压线密集处,

水平气压梯度和梯度力大,地面风大;反之,等压线稀疏处,地面风小。

二、水平地转偏向力A

_

n

由于地球自转,使得地球上任何运动物体在运动过程中不断地偏转它们的运动方向,这是

由于受到地球自转而产生的地球自转偏向力的作用,该力简称地转偏向力(D eflection F orce

of E arth R otation),亦称科里奥利力(C oriolis F orce)。

23

地转偏向力的大小与纬度φ,空气运动速度v 和地球自转角速度ω有关。单位质量的空气

微团所受到的地转偏向力以A

_

n 表示,其大小为:

An= 2ωvsinφ (4-6)

地转偏向力A

_

n 具有如下性质:

1.地转偏向力只有当物体相对于地面有运动时才产生。物体静止时,不受地转偏向力的作

用。

2.地转偏向力的大小与风速和所在纬度的正弦成正比。当风速相同时,随纬度的增高而增

大,在两极最大,而在赤道等于零;当纬度相同时,随风速的增大而增大。

3.地转偏向力的方向恒垂直于运动方向,故它只能改变空气的运动方向,而不能改变空气

运动速度的大小。在北半球,它指向空气运动的右方,使空气运动方向不断向右偏转;在南半

球,它指向空气运动方向的左方,使空气运动方向向左偏转,如图4-3 所示。

三、惯性离心力C

_

当空气作曲线运动时,要受到惯性离心力(Inertial C entrifugal F orce)的作用。对单位质量

的空气微团而言,所受到的惯性离心力为:

C=

V2

r

(4-7)

式中: V——空气运动的线速度; r—— 曲率半径。

式(4-7)表明惯性离心力的大小与空气运动的线速度V 的平方成正比、与曲率半径r 成反

比。惯性离心力的方向由曲率中心沿曲率半径指向外,它与空气运动的切线方向相垂直,如图

4-4 所示。可见,惯性离心力与地转偏向力一样都是一个虚力,它只能改变空气的运动方向而

不能改变运动速度。

在实际大气中,由于空气运动的曲率半径一般都很大,有几十千米到上千千米,因而惯性

离心力往往比地转偏向力小得多。但是,在低纬地区或空气运动速度很大而曲率半径又很小

时,惯性离心力则可达到较大值并有可能超过地转偏向力。例如,在强台风中心附近,惯性离心

力可达很大值,并对台风结构的形成产生很大影响。

图4-3 水平地转偏向力的方向图4-4 惯性离心力

四、摩擦力R

_

在摩擦层中,运动的空气还要受到地面摩擦力(F rictional D rag)的作用。摩擦力以近地面

24

层(指从地面至30～50m 高的层次)最为显著,随着高度的升高,摩擦力逐渐减小,到摩擦层顶

时,摩擦力的影响就可忽略不计了。在摩擦层的下边界处,摩擦力可近似表达为:

R

_

= - μV

_

(4-8)

式中:V

_

——风速; μ—— 摩擦系数,其大小取决于地面粗糙度。

上式表明,摩擦力的大小与风速和摩擦系数成正比;式中负号代表摩擦力方向与风向相

反。

上述四种力都是在水平方向上作用于空气微团的力,它们对空气运动的影响是不一样的。

一般说来,水平气压梯度力是使空气产生运动的直接动力,是最基本的力;其它力是在空气开

始运动后产生和起作用的,而且所起的作用视具体情况而不同,因而也就有了地转风、梯度风

和摩擦层中的风的区别。

第三节 地转风和梯度风

一、地 转 风

1.地转风定义及其形成过程

在自由大气中,等压线平直的气压场内,当水平气压梯度力G

_

n 与水平地转偏向力A

_

n 达到

平衡时,空气作等速、直线水平运动,这种风称为地转风(G eostrophic W ind)。

图4-5 地转风的形成示意图

地转风的形成过程如图4-5 所示:在等压线平

直分布的气压场内,原处于静止状态的空气微团a

因受水平气压梯度力G

_

n 的作用,开始由高压流向低

压。运动一开始,便有地转偏力A

_

n 产生,但因空气运

动的初速度小,所以地转偏向力也小。随着G

_

n 作用

时间的增加,空气运动的速率越来越大,地转偏向力

A

_

n 随之增大,它迫使空气向右偏转(北半球)的程度

也越来越大,直到地转偏向力A

_

n 增至与水平气压梯度力G

_

n 大小相等、方向相反,即两力达到

平衡状态时,空气沿着等压线方向作等速、直线运动,就形成了地转风。

2.地转风的大小和方向

根据地转风定义,在地转风形成时,有:

G

_

n+ A

_

n = 0 (4-9)

若以V

_

g 表示地转风时,则有:

-

1

ρ

·

Δp

Δn

= 2ωVgsinφ (4-9)′

可得地转风速公式: Vg= -

1

2ρωsinφ

·

Δp

Δn

(4-10)

由以上地转风公式可得如下结论:

25

1)地转风速与水平气压梯度成正比,即等压线密集的地方,地转风大;等压线稀疏的地方,

地转风小。

2)地转风速与空气密度成反比。因此,当水平气压梯度相同时,高空的地转风速比低层大,

而且越向高空越大。

3)地转风速与纬度的正弦成反比。当气压梯度和空气密度相同时,低纬度地区地转风速比

高纬大。但在赤道及附近地区,由于sinφ≈0,所以地转风不存在。实际上,由于低纬地区的气

压梯度值比高纬小得多,故低纬地区的风速一般较小。但是,有热带风暴活动时除外。

从图4-5 中可以看出,地转风风向与等压线相平行,即风场与气压场之间的关系有一定规

律:测者背风而立,在北半球,高压在右,低压在左;在南半球,高压在左,低压在右。这就是风压

定律,又称白贝罗定律(B uys B allot′s L aw )。显然,根据风压定律,由风向可判断出高、低压的

大致方位。

3.地转风的计算方法

1)利用地转风公式

将地球自转角速度ω及标准情况下的空气密度ρ= 1.293k g·m - 3代入地转风公式(4-10)

式中,则有:

Vg= -

4.78

sinφ

·

Δp

Δn

(4-11)

令Δn= 1 赤道度(60n m ile)、Δp = 1hP a 时的地转风以V0 表示,利用式(4-11)计算可得如

下结果:

V0=

4.78

sinφ

m / s (4-12)

利用式(4-12),便可计算出不同纬度上的地转风值,见表4-2。

地转风风速(米/ 秒)随纬度(φ)的变化

(假设

Δp

Δn

= 1hPa/ 赤道度;ρ= 1.293kg/ m 3 时算出的) 表4-2

纬 度 (度) 5° 10° 20° 30° 40° 50° 60° 70° 80° 90° 风速V0(m / s) 55.4 27.4 14.0 9.5 7.4 6.2 5.6 5.1 4.9 4.8 实际大气中,气压梯度的值可能是任意的。所以,当Δn= 60n m ile、Δp ≠1h P a 时,应有:

Vg= V0·Δp m / s (4-13)

这样,只要有了实际的Δp 值,很快便可求出地转风值。

例如:当纬度φ= 30°,Δp = 1.5hP a 时的地转风速值为:

Vg=

4.78

sin30°

× 1.5= 14.3m / s

2)地转风尺的应用

欧、美及南半球有些国家发布的地面传真天气图上一般都附有地转风尺(G eostrophic

W ind S cale),如图4-6 所示。该图为北半球天气图上所附的地转风尺。图中:纵坐标代表纬度,

曲线是地转风速线(单位:kn)。它是每隔4hP a 划一根等压线的天气图上所附的地转风尺。利

用地面天气图上等压线的分布和地转风尺,可得到任意地区的地转风速。

例如:在地面天气图上,40°N 的某处,量得两根等压线之间的垂直距离Δn= a b,然后在地

转风尺的40°N 线上,以纵坐标轴为起点量取ab线段,b 点落在30kn 线和20kn 线间约中点附

近,因此可判断该处的地转风速值为25kn。

26

图4-6 可用于不同纬度的地转风尺

二、梯 度 风

1.梯度风的定义

当空气质点作曲线运动时,水平气压梯度力G

_

n,水平地转偏向力A

_

n 和惯性离心力C

_

达到

平衡时的风称为梯度风(G radient W ind)。

2.高、低气压区中的梯度风

以北半球圆形等压线的情况为例,分别加以讨论:

在低压区中,如图4-7a)所示,气压梯度力G

_

n 沿半径由外指向中心;惯性离心力C

_

由中心

沿半径指向外,一般情况下,惯性离心力C

_

较小,所以地转偏向力A

_

n 的方向必须从中心指向

外。因而三力平衡时,有:

G

_

n= - (A

_

n+ C

_

) (4-14)

或: G

_

n = A

_

n + C

_

(4-14)′

由此,根据地转偏向力的性质可判断:北半球低压区中的梯度风应按反时针方向沿等压线吹;

南半球低压区中梯度风应按顺时针方向沿等压线吹。

图4-7 梯度风

在高压区中, 如图4-7b) 所示,气压梯度力G

_

n

由中心沿半径指向外;惯性离心力C

_

由中心沿半径

指向外;当三力达到平衡时,地转偏向力A

_

n 必定指

向以上二力的反方向,即:

G

_

n+ C

_

= - A

_

n (4-15)

或: G

_

n + C

_

= A

_

n (4-15)′

同理可知:北半球高气压区中的梯度风应按顺时针方向沿等压线吹;南半球高气压区中的梯度

风应按反时针方向沿等压线吹。从风场角度定义,将高气压称为反气旋,低气压称为气旋。

由以上分析可知,梯度风风向仍符合风压定律。即:测者背风而立,北半球,高压在右,低压

在左;南半球,高压在左,低压在右。

3.梯度风的风速

由式(4-14)′和(4-15)′经过求解后,最后得到气旋和反气旋中的梯度风速公式分别为:

气旋: vc= - rωsinφ+ (rωsin φ)2+

r

ρ

-

Δp

Δn

(4-16)

27

反气旋: va= rωsinφ- (rωsinφ)2-

r

ρ

-

Δp

Δn

(4-17)

式(4-16)和(4-17)表明,梯度风的风速与水平气压梯度、纬度的正弦和空气密度有关,同

时还要受到空气运动路径的曲率半径影响。

在式(4-16)中右边根号内总是正值,所以气旋区内的水平气压梯度-

Δp

Δn

不受限制,也就是说

低压区内气压梯度可以很大,即可以有很大的风速,这与经常观测到的实际情况是一致的。

在式( 4-17 ) 中, 右边根号内两项的正负号相反, 因此反气旋区中的水平气压梯度

-

Δp

Δn

不能超过某一临界值。否则根号内会出现负值,使算出的va 没有实际意义。令:

(rωsinφ)2-

r

ρ

-

Δp

Δn

≥0

则有: -

Δp

Δn

≤rρω2sin 2φ (4-18)

上式表明,反气旋区内水平气压梯度的极限值为γρω2sin2φ,将该值代入式(4-17)中,于是得出

反气旋区内梯度风速的极限值为:

va= ωrsin φ (4-19)

由以上讨论,可以得出如下结论:

1)反气旋区内,边缘风速较大,向中心风速减小,在中心附近微风或者静风。该结论与实际

情况相符合。当反气旋区内等压线曲率不均匀时,在曲率较小(r 大)处,即等压线平直处,等压

线密集,风速较大;在曲率较大(r 小)处,即等压线弯曲较大处,等压线稀疏,风速较小。

2)中高纬度反气旋的风速较大,低纬度反气旋内风速较小。

3)在一定纬度带,当气压梯度和曲率半径相同时,有反气旋区内的梯度风速大于地转风

速,气旋区内的梯度风速小于地转风速。即有:

Va> Vg> Vc (4-20)

根据式(4-14)′,在低压区(气旋)内,有A

_

n < G

_

n ;依据(4-15)′式,在高压区(反气旋)

内,有A

_

n > G

_

n ;在地转风场内,有A

_

n = G

_

n 。地转偏向力A

_

n 总是与风速成正比,因此,

气压梯度和纬度相等的条件下,A

_

n 的大小实际上反映了风速的大小,故式(4-20)成立。

三、旋 衡 风

在小尺度低压中,如果气压梯度力很大,那以由于空气微团运动轨迹的曲率半径小,风速

大,这时地转偏向力比气压梯度力和惯性离心力都小得多,可略去不计。此种情况下,水平气压

梯度力与惯性离心力相平衡,这种风称为旋衡风(C yclostroph ic W ind )。其力的平衡方程为:

v2

r

= -

1

ρ

Δp

Δn

(4-21)

故得旋衡风速: v= -

r

ρ

Δp

Δn

(4-22)

旋衡风不再考虑地转偏向力的影响,其风向既可按顺时针方向吹,又可以按反时针方向

吹,但都对应着低压。例如龙卷风就具有旋衡风的性质。

上述地转风和梯度风,概括了尤其是中、高纬度自由大气中风场和气压场的基本关系,在

28

气象学上有很大的实用价值。梯度风与地转风相比,它考虑了空气运动路径的曲率影响,因而

比地转风更接近于实际风。实际工作中,因为空气微团运动的曲率半径难以确定,所以,更广泛

地使用地转风作为实际大气运动的近似。

第四节 摩擦层中的风

一、摩擦力对风向、风速的影响

在摩擦层中,空气作水平运动时,要受到摩擦力作用。摩擦力在使风速减弱的同时,破坏了

水平气压梯度力与地转偏向力的平衡关系,因而风向也受到干扰,使运动变得复杂。

首先,讨论等压线平直分布的简单情况,如图4-8 所示。作用于空气微团上的有水平气压

梯度力G

_

n 、地转偏向力A

_

n 和摩擦力R

_

。由于摩擦力的作用使风速减小,小于与该气压场相应

的地转风,因而地转偏向力相应减小,最后三力平衡关系如下:

G

_

n= - (A

_

n + R

_

) (4-23)

在这种情况下,风不再沿着等压线吹,而是斜穿等压线,由高压指向低压,即风向与等压线之间

有一交角α。

同理,在等压线弯曲的气压场内,摩擦力的作用使风速比该气压场内所应有的梯度风风速

小,风向穿过等压线指向低压一侧,因而使摩擦层中高、低气压内风的分布有了如下规律:北半

球高压区的风顺时针方向向外辐散,低压区的风反时针方向向中心辐合,见图4-9;南半球,高

压区的风反时针向外辐散,低压区的风顺时针向中心辐合。

图4-8 摩擦层中的风图4-9 北半球摩擦层低压和高压的风

由以上各种气压场风的分布可见,摩擦层中的风压定律应为:测者背风而立,北半球,高压

在右后方,低压在左前方;南半球,高压在左后方,低压在右前方。

摩擦层中,实际风向与等压线的交角α的大小主要取决于摩擦力的大小。摩擦力与地面粗

糙度相关,所以,地面粗糙度越大,交角α越大;反之,地面粗糙度越小,交角α越小。通常在中

高纬度陆地上α约为35°～45°,海面摩擦力比陆面小得多,α约为10°～20°,但有大风浪时,海

面粗糙度增大,交角α可适当取大些。

实际风速比相应的地转风、梯度风减小。通常陆面上的风速(指10～ 12m 高度的风)约为

相应地转风速的1/ 3～1/ 2;海面上的风速约为相应地转风速的3/ 5～2/ 3。若令v0 为海面实际

风速;求v0 时通常采用以下经验公式:

v0= v×g 65% (4-24)

29

二、风的日变化和风的阵性

1.风的日变化

在近地面层,一天内的风速通常具有白天大、夜间小的日变化规律。在上层则相反,风速白

天小、夜间大。风的这种日变化规律主要是由于热力性对流和乱流作用所造成的。白天,由于

太阳辐射作用,近地面气层受热逐渐变得不稳定,乱流逐渐发展,午后乱流最强烈。随着近地面

层乱流的发展,上下层空气对流交换频繁,上层风速大、动量大的空气下传,使得下层风速加

大,上层风速减小,午后,下层风速达最大值,上层风速达最小值;夜间,乱流显著减弱,下层风

速随之减小,夜间和清晨达最小,上层风速则增至最大。这里所说的上、下层分界的高度并不固

定,主要是取决于乱流的强度,平均高度约为50～100m 。

风的日变化幅度,通常是晴天大于阴天,夏季大于冬季,陆地大于海洋。当有强的天气系统

影响时,这种日变化规律不明显或被扰乱。另外,在乱流比较强的夏季,适当天气条件下,日变

化作用在中午前后可造成局地大风。沿岸航行的小船有必要了解风的这一特点。

2.风的阵性

风向摇摆不定、风速忽大忽小的现象,称为风的阵性, 亦称风速脉动(W in d V elocity

F luctuation)。阵风则是指某段时间里最大的瞬时风速。例如,气象报告“风力4～5 级,阵风6

级”的意思是说平均风力4～5 级,最大瞬时风力可达6 级。图4-10 是某时段内风速的自计曲

线,由图可见风的阵性是很显著的。造成风的阵性的主要原因是空气的乱流运动,如图4-11 所

示,在大范围平均气流上夹带着一个绕垂直轴的小涡旋,涡旋随平均气流一起移动,两种运动

迭加的结果,使得A 点风速增大,C 点风速减小,B 点和D 点风向、风速发生了如图示的改变。

实际上在小涡旋的每一处的气流都会发生相应的改变,因此,若有测者位于P 点,就可以观测

到风的脉动性。

图4-10 风的阵性图4-11 风的阵性的形成示意图

摩擦层中风的阵性表现得经常而且显著,随着高度的升高, 阵性逐渐减弱,一般到2 ～

3km高度以上就不明显了。阵风发生的时间规律是:一天中,午后最强,一年中,夏季较明显;

陆地比海洋明显,山区最甚。

三、风随高度的变化

摩擦层中,摩擦力和大气密度随高度升高而减小,因而风随高度的增高而增大;另外,风随

高度的变化还要受到气压场随高度变化的影响。假定在气压场不随高度改变的前提下,风随高

度的变化主要是由于摩擦力随高度的减小而引起的。其变化规律是:风速随高度增加而逐渐加

大,风向不断向右偏转(南半球则向左偏转),到摩擦层顶部,风向和风速都逐渐接近于地转风

了,如图4-12 所示。

近地面层(指下垫面至30～50m 的贴地层)中,由于受乱流作用影响,风随高度的变化不

30

图4-12 摩擦层中风随高度的变化

图中:V0 为地面风,V100、V200 ⋯分别代表高度为

100m、200m ⋯的风,V1000 与Vg 一致

具明显的上述特点。

另外,在摩擦层以上的自由大气中,风随高度的改

变是由气层中温度的分布决定的。不再详细讨论。

第五节 地形的动力作用及地方性风

这里主要讨论局部地形对气流产生的影响。气流

在运行的过程中,遇到岛屿、海岸、海峡等地形时,风向、风速都会发生变化,因而产生了一些局

部环流和有名的地方性风。了解和掌握它们对保障航行安全是很必要的。

一、地形的动力作用

1.绕流

当气流遇到孤立的山峰和岛屿时,会绕过山峰(岛屿),从两侧通过。这种情况下,在迎风坡

风速增强,在背风坡风速减弱,并且在背风坡会产生气旋式或反气旋式涡流,如图4-13 所示。

2.狭管效应

当气流从开阔地区进入峡谷口时,由于狭管效应,在峡谷中风速加大,风向被迫改变为沿

峡谷走向,形成狭谷风,如图4-14 所示。我国的台湾海峡经常出现大风,且夏季多西南大风,冬

季多东北大风,就是这个缘故,如图4-15 表示出当气流经过台湾海峡时,风向风速所发生的显

著改变。

图4-13 绕流图4-14 峡谷风图4-15 台湾海峡的狭管效应

(1962 年1 月7 日20 时地面实况天气图)

3.岬角效应

当气流流经向海中突出的半岛或山脉尽头时,会造成气流辐合、流线密集,使风力大大加

强,这种现象称为岬角效应,如图4-16 所示。南非的好望角、南美的合恩角等处风浪很大,其中

就有岬角效应的影响。我国山东半岛的成山角附近也存在岬角效应,使得吹偏北风时,风力常

比周围海区大1～2 级左右。

4.海岸的摩擦效应

当气流接近于沿着海岸线方向吹时,在海陆交界处,海面与沿岸陆地上摩擦力大小不同,

因而风与等压线间的交角在沿岸处发生明显改变。如图4-17 所示,陆地在气流方向的右侧,当

气流接近海岸时,流线变密,风速增大;如果是陆地位于气流方向的左侧,则流线会疏散开来,

使风速减小。

31

图4-16 岬角效应图4-17 海岸的摩擦效应

二、地方性风

因特殊地理位置、地形或地表性质等影响产生的局部范围的风,称为地方性风。它们的形

成原因有地形的动力作用或下垫面的热力作用,或者是综合作用的结果。常见的地方性风有峡

谷风、海陆风、山谷风、焚风、布拉风等。有些对航海活动有影响的地方性风,在有关航线资料上

都有介绍。表4-3 介绍了部分地方性风的名称及主要特征,以供参考。

地 方 性 风表4-3

名 称地 域季 节风 向特 性

贝拉风(B elat) 阿拉伯南岸12～3 月N ,N W 寒冷干燥强陆风布拉风(B ora) 亚得利亚海冬N ,E 突发性狂暴山风

布拉克非德风

(Brickfielder)

澳洲南岸夏N 热风

可乐诺风

(C oronozo)

墨西哥东岸发生热带低压时S 强烈南风

艾艺风(E lephanta) 印度洋棉兰海岸9～10 月S,SE 西南季风尾声地中海季风

(E tesian)

地中海东部夏N 山风

格烈风(G regale) 地中海马尔他冬N E 强烈

哈麦丹风

(H arm attan)

非洲西岸佛地角与几内亚

湾间

冬E

干燥东风挟带红沙,可吹离海岸数

百里,造成能见度障碍

考斯风(K aus) 波斯湾12～4 月SE 与Sham al交替喀新风(K ham sin) 亚丁湾7～9 月N 挟带黄砂暴利凡脱风

(L evanter)

直布罗陀海峡夏E

常伴潮湿云带,风力强时形成强涡

流

拉维奇风(L eveche) 西班牙常有SE 干热有沙阵

麦斯楚风(M aestro) 地中海北部N W ,N 干冷

东北风

(N ortheaster)

北太平洋海岸N E 强烈

诺色风(N orther) 墨西哥湾12～4 月N ,N W 寒冷、强烈而干燥诺色风(N orther) 智利12～4 月N 常伴气压下降,密云32

续上表

名 称地 域季 节风 向特 性

潘派洛风(P am pero)

南美东海岸、拉布拉他河口

以外海面

7～10 月N 转SW 随飑线而来, 北风微弱转西南风

时,风力突然增至飓风级以上

西洛可风(Sirocco) 意大利马尔他夏末S

暖风, 地中海南干燥,地中海北湿

热

东南勃斯特风

(Southeast B uster)

澳洲南、东南岸12～4 月(夏) SE 狂风,狂风前常有热风夏马风(Sham al)

波斯湾、阿曼湾及沿马直兰

海岸

5～11 月N W 冬季可达8 级,伴有飑、雨、闪电, 来时无预兆

苏门答腊风

(Sum atra)

马来西亚W 强风

德呼脱比亚风

(T ehuantepecer)

T ehuantepecer N 强风

非洲龙卷风

(T ornado)

非洲西岸赤道至10°N 4～5 月9～ 11 月

离岸暴风雨

特拉蒙地那风

(T ram ontana)

地中海N 寒冷

文达瓦风

(V endavales)

西班牙直布罗陀海峡S W 强风

威利瓦风

(W illiw ays)

麦哲伦海峡狂风,无预兆,可持续1～2h

航海气象学之海上风力

海上风力的大小及由风引起的海浪,直接影响船速及船舶航行的安全,所以风历来是海员

最为重视的气象要素。从气象学角度而言,风对地球上热量和水分的输送起着十分重要的作

19

用,它也直接影响天气的变化。

第一节 概 述

一、风的定义、单位和表示方法

空气的水平运动称为风(W ind )。风是一个表示空气运动的矢量,它既有大小(风速)又具

有方向(风向)。

风速(W ind S peed,W ind V elocity)是单位时间内空气在水平方向上移动的距离。常用的

单位有:米/ 秒(m ·s- 1),公里/ 小时(km ·h- 1)和海里/ 小时(n m ile·h- 1),即节(kn )。它们之

间有如下关系:

1m·s- 1= 3.6km ·h- 1 (4-1)

1k n= 1.852km ·h - 1 (4-2)

通常取1kn≈0.5m ·s- 1 (4-3)

或1m ·s- 1≈2kn (4-3)′

风向(W ind D irection)是指风的来向。如北风,指风从北方吹来。常用度数(0°～360°)或16

个方位来表示,见图4-1。

图4-1 风向表示法

二、风力等级

根据风对地面物体或者海面的影响程度,定出

风力等级。目前,国际上采用的风力等级是英国人蒲

福(F rancis B eaufort, 1774 ～ 1857) 于1808 年拟定

的,故称“蒲福风级”(B eaufort W ind Scale)。当时将

风级划分为0～12 级共13 个等级,风速越大,则等级

越高。自1946 年以后,对风力等级进行了修改,并将

风级增至0～17 级共18 个等级,见表4-1。实际中所

使用的风级是0～12 级。海员在目力测风时,采用风

级表示风的大小,人们在日常生活中也习惯于用风

级表示风的大小。

风级B 与风速V (m / s) 之间的关系为: V =

0.836B3/ 2。

风作用于物体时,产生风压,风速越大,则风压越大。在垂直于风的方向上单位面积所受到

的压力称为风压,它与风速之间的近似关系可表示为:

P = 0.613V2 (4-4)

式中: P 为风压,单位用N ·m - 2。例如,当风速为30m ·s- 1(11 级)时。面积为5× 4m 2 的船舷

上要受到11kN 多的压力。

第二节 作用于空气微团上的外力

空气的水平运动是在力的作用之下产生的。气压在水平方向上分布不均匀所造成的水平

20

风 力 等 级 表表4-1

风级风 名

相当风速

kn km / h m / s

中数

m / s

海面状况

海面浪高(m )

一般最高

海 面 征 象陆 面 征 象

风压

(N / m 2) 0 无风

C alm

小于1 小于1 0～0.2 0.1 平如镜子

C alm -glassy

— — 海面像镜子一样平静(无浪) 静,烟直上0～0.04 1 软风

L ight air

1～3 1～5 0.3～1.5 0.9 微波

C alm -rippled

0.1 0.1 海面有波纹,但还没有白色波顶烟能表示风向,但风标不

能转动

0.09～2.25 2 轻风

L igh t breeze

4～6 6～11 1.6～3.3 2.5 3 微风

G entle breeze

7～10 12～19 3.4～5.4 4.4 小波

Sm ooth w avelets

0.2 0.3 波浪纹虽小,但已明显,波顶透明

像玻璃,但不碎

人面感觉有风,树叶有微

响,风向标能转动

2.56～10.89 0.6 1.0 波较大,波顶开始分裂,泡沫有光,

间或见到白色波浪

树叶及微枝摇动不息,旌

旗开展

11.56～29.16 4 和风

M oderate breeze

11～16 20～28 5.5～7.9 6.7 轻浪

Slight

1.0 1.5 小浪,波长较大,往前卷的白碎浪

较多,有间断的呼啸声

能吹起地面灰尘和纸张,

树的小枝摇动

30.25～62.41 5 清风

F resh breeze

17～21 29～38 8.0～10.7 9.4 中浪

M oderate

2.0 2.5 中浪,波浪相当大,白碎浪很多,呼

啸声不断,间或有浪花溅起

有叶的小树摇摆,内陆的

水面有小波

64.00～114.49 6 强风

S trong breeze

22～27 39～49 10.8～13.8 12.3 大浪

R ough

3.0 4.0 开始成大浪,波浪白沫飞布海面,

呼啸声大作(可能有少数浪花溅

起)

大树枝摇摆,电线呼呼有

声,举伞困难

116.64～190.44 7 疾风

N ear gale

28～33 50～61 13.9～17.1 15.5 巨浪

V ery rough

4.0 5.5 海面像由波浪堆积而成,碎浪的白

泡沫开始成纤维状,随风吹散,飞

过几个波顶

全树摇动, 大树弯下来,

迎风步行感到不便

193.21～292.41 8 大风

G ale

34～40 62～74 17.2～20.7 19.0 狂浪

H igh

5.5 7.5 中高波,波长更大,随风吹起的纤

维状更明显,呼啸声更大

可摧毁树枝,迎风步行,

感觉阻力甚大

295.8～428.5

续上表

风级风 名

相当风速

kn km / h m / s

中数

m / s

海面状况

海面浪高(m )

一般最高

海 面 征 象陆 面 征 象

风压

(N / m 2) 9 烈风

Strong gale

41～47 75～88 20.8～24.4 22.6 10 狂风

Storm

48～55 89～102 24.5～28.4 26.5 狂涛

V ery high

7.0 10.0 高浪,泡沫纤维更加浓密,海浪卷

翻,泡沫可能影响能见度

烟囱及平房顶受到损坏,

小屋遭受破坏

432.6～595.4 9.0 12.5 大高浪,波浪成长形突出,纤维状

泡沫更为浓厚,并成片状,海浪颠

簸好像槌击,浪花飞起带白色,能

见度受影响

陆上少见,有时可将树木

拔起,或将建筑物吹毁

600.3～806.6 11 暴风

V iolent storm

56～63 103～117 28.5～32.6 30.6 12 飓风

H urricane

64～71 118～133 32.7～36.9 34.8 非凡现象

P henom enal

11.5 16.0 特高浪,中小型的船在海上有时可

能被浪所蔽,波顶边缘被风吹成泡

沫,能见度大减

陆上少见,有则必有重大

损毁

812.3～1062.8 14.0 — 空气中充满泡沫和浪花,海面因浪

花的飞起成白色状态,能见度剧烈

降低

陆上极少,其摧毁力极大> 1062.8 13 72～80 134～149 37.0～41.4 39.2 14 81～89 150～166 41.5～46.1 43.8 15 90～99 167～183 46.2～50.9 38.6 16 100～108184～201 51.0～56.0 53.5 17 109～118202～220 56.1～61.2 58.7 注:13～17 级风力是当风速可以用仪器测定时使用。

气压梯度力是产生风的直接原因,空气一旦开始运动,又会受到地转偏向力等力的作用。下面

分析空气在水平方向上所受的各种力。

一、水平气压梯度和水平气压梯度力G

_

n

1.水平气压梯度

气象学中规定,垂直于等压线,沿气压减小的方向,单位距离内的气压差称为水平气压梯

图4-2 气压梯度示意图

度(P ressure G radient), 用符号-

Δp

Δn

表

示。负号表示沿着水平气压梯度的方向气

压是减小的,即水平气压梯度的方向垂直

于等压线,由高压指向低压。如图4-2 所

示,在A、C 两处垂直于等压线各作出气

压梯度的矢量AB 和CD, 设AB 和CD

长度相等,由图4-2 可知,AB 间的气压差

为5h P a,而CD 间的气压差为10h P a。显

然,CD 处的气压梯度大于AB 处。

水平气压梯度的单位是h P a·m - 1。

实际工作中,常用百帕/ 赤道度来表示。1

赤道度相当于60n m ile 或约111k m 。

地面天气图上相邻两等压线间的气压差值Δp 是一定的,因此,在等压线密集处,水平气

压梯度大;在等压线稀疏处,水平气压梯度小。

2.水平气压梯度力G

_

n

由于水平气压梯度而产生的使空气作水平运动的力,称为水平气压梯度力(P ressure

G radient F orce)。气象学中,单位质量的空气微团所受到的水平气压梯度力用G

_

n 表示,且有:

G

_

n= -

1

ρ

Δp

Δn

(4-5)

式中: ρ—— 空气密度。

由上式可见,水平气压梯度力的大小与水平气压梯度-

Δp

Δn

成正比,与空气密度ρ成反

比,它的方向与水平气压梯度方向相同,由高压指向低压。若气压梯度值

Δp

Δn

≠ 0 时,则水平气

压梯度力G

_

n≠0,空气在水平气压梯度力的作用下,就产生由高压流向低压的水平运动;若

Δp

Δn

= 0 时,则有G

_

n = 0,空气就不可能有水平运动,也就没有风了。所以,水平方向上气压分布的不

均匀是产生风的直接原因,即水平气压梯度力是风的原动力。在地面天气图上,等压线密集处,

水平气压梯度和梯度力大,地面风大;反之,等压线稀疏处,地面风小。

二、水平地转偏向力A

_

n

由于地球自转,使得地球上任何运动物体在运动过程中不断地偏转它们的运动方向,这是

由于受到地球自转而产生的地球自转偏向力的作用,该力简称地转偏向力(D eflection F orce

of E arth R otation),亦称科里奥利力(C oriolis F orce)。

23

地转偏向力的大小与纬度φ,空气运动速度v 和地球自转角速度ω有关。单位质量的空气

微团所受到的地转偏向力以A

_

n 表示,其大小为:

An= 2ωvsinφ (4-6)

地转偏向力A

_

n 具有如下性质:

1.地转偏向力只有当物体相对于地面有运动时才产生。物体静止时,不受地转偏向力的作

用。

2.地转偏向力的大小与风速和所在纬度的正弦成正比。当风速相同时,随纬度的增高而增

大,在两极最大,而在赤道等于零;当纬度相同时,随风速的增大而增大。

3.地转偏向力的方向恒垂直于运动方向,故它只能改变空气的运动方向,而不能改变空气

运动速度的大小。在北半球,它指向空气运动的右方,使空气运动方向不断向右偏转;在南半

球,它指向空气运动方向的左方,使空气运动方向向左偏转,如图4-3 所示。

三、惯性离心力C

_

当空气作曲线运动时,要受到惯性离心力(Inertial C entrifugal F orce)的作用。对单位质量

的空气微团而言,所受到的惯性离心力为:

C=

V2

r

(4-7)

式中: V——空气运动的线速度; r—— 曲率半径。

式(4-7)表明惯性离心力的大小与空气运动的线速度V 的平方成正比、与曲率半径r 成反

比。惯性离心力的方向由曲率中心沿曲率半径指向外,它与空气运动的切线方向相垂直,如图

4-4 所示。可见,惯性离心力与地转偏向力一样都是一个虚力,它只能改变空气的运动方向而

不能改变运动速度。

在实际大气中,由于空气运动的曲率半径一般都很大,有几十千米到上千千米,因而惯性

离心力往往比地转偏向力小得多。但是,在低纬地区或空气运动速度很大而曲率半径又很小

时,惯性离心力则可达到较大值并有可能超过地转偏向力。例如,在强台风中心附近,惯性离心

力可达很大值,并对台风结构的形成产生很大影响。

图4-3 水平地转偏向力的方向图4-4 惯性离心力

四、摩擦力R

_

在摩擦层中,运动的空气还要受到地面摩擦力(F rictional D rag)的作用。摩擦力以近地面

24

层(指从地面至30～50m 高的层次)最为显著,随着高度的升高,摩擦力逐渐减小,到摩擦层顶

时,摩擦力的影响就可忽略不计了。在摩擦层的下边界处,摩擦力可近似表达为:

R

_

= - μV

_

(4-8)

式中:V

_

——风速; μ—— 摩擦系数,其大小取决于地面粗糙度。

上式表明,摩擦力的大小与风速和摩擦系数成正比;式中负号代表摩擦力方向与风向相

反。

上述四种力都是在水平方向上作用于空气微团的力,它们对空气运动的影响是不一样的。

一般说来,水平气压梯度力是使空气产生运动的直接动力,是最基本的力;其它力是在空气开

始运动后产生和起作用的,而且所起的作用视具体情况而不同,因而也就有了地转风、梯度风

和摩擦层中的风的区别。

第三节 地转风和梯度风

一、地 转 风

1.地转风定义及其形成过程

在自由大气中,等压线平直的气压场内,当水平气压梯度力G

_

n 与水平地转偏向力A

_

n 达到

平衡时,空气作等速、直线水平运动,这种风称为地转风(G eostrophic W ind)。

图4-5 地转风的形成示意图

地转风的形成过程如图4-5 所示:在等压线平

直分布的气压场内,原处于静止状态的空气微团a

因受水平气压梯度力G

_

n 的作用,开始由高压流向低

压。运动一开始,便有地转偏力A

_

n 产生,但因空气运

动的初速度小,所以地转偏向力也小。随着G

_

n 作用

时间的增加,空气运动的速率越来越大,地转偏向力

A

_

n 随之增大,它迫使空气向右偏转(北半球)的程度

也越来越大,直到地转偏向力A

_

n 增至与水平气压梯度力G

_

n 大小相等、方向相反,即两力达到

平衡状态时,空气沿着等压线方向作等速、直线运动,就形成了地转风。

2.地转风的大小和方向

根据地转风定义,在地转风形成时,有:

G

_

n+ A

_

n = 0 (4-9)

若以V

_

g 表示地转风时,则有:

-

1

ρ

·

Δp

Δn

= 2ωVgsinφ (4-9)′

可得地转风速公式: Vg= -

1

2ρωsinφ

·

Δp

Δn

(4-10)

由以上地转风公式可得如下结论:

25

1)地转风速与水平气压梯度成正比,即等压线密集的地方,地转风大;等压线稀疏的地方,

地转风小。

2)地转风速与空气密度成反比。因此,当水平气压梯度相同时,高空的地转风速比低层大,

而且越向高空越大。

3)地转风速与纬度的正弦成反比。当气压梯度和空气密度相同时,低纬度地区地转风速比

高纬大。但在赤道及附近地区,由于sinφ≈0,所以地转风不存在。实际上,由于低纬地区的气

压梯度值比高纬小得多,故低纬地区的风速一般较小。但是,有热带风暴活动时除外。

从图4-5 中可以看出,地转风风向与等压线相平行,即风场与气压场之间的关系有一定规

律:测者背风而立,在北半球,高压在右,低压在左;在南半球,高压在左,低压在右。这就是风压

定律,又称白贝罗定律(B uys B allot′s L aw )。显然,根据风压定律,由风向可判断出高、低压的

大致方位。

3.地转风的计算方法

1)利用地转风公式

将地球自转角速度ω及标准情况下的空气密度ρ= 1.293k g·m - 3代入地转风公式(4-10)

式中,则有:

Vg= -

4.78

sinφ

·

Δp

Δn

(4-11)

令Δn= 1 赤道度(60n m ile)、Δp = 1hP a 时的地转风以V0 表示,利用式(4-11)计算可得如

下结果:

V0=

4.78

sinφ

m / s (4-12)

利用式(4-12),便可计算出不同纬度上的地转风值,见表4-2。

地转风风速(米/ 秒)随纬度(φ)的变化

(假设

Δp

Δn

= 1hPa/ 赤道度;ρ= 1.293kg/ m 3 时算出的) 表4-2

纬 度 (度) 5° 10° 20° 30° 40° 50° 60° 70° 80° 90° 风速V0(m / s) 55.4 27.4 14.0 9.5 7.4 6.2 5.6 5.1 4.9 4.8 实际大气中,气压梯度的值可能是任意的。所以,当Δn= 60n m ile、Δp ≠1h P a 时,应有:

Vg= V0·Δp m / s (4-13)

这样,只要有了实际的Δp 值,很快便可求出地转风值。

例如:当纬度φ= 30°,Δp = 1.5hP a 时的地转风速值为:

Vg=

4.78

sin30°

× 1.5= 14.3m / s

2)地转风尺的应用

欧、美及南半球有些国家发布的地面传真天气图上一般都附有地转风尺(G eostrophic

W ind S cale),如图4-6 所示。该图为北半球天气图上所附的地转风尺。图中:纵坐标代表纬度,

曲线是地转风速线(单位:kn)。它是每隔4hP a 划一根等压线的天气图上所附的地转风尺。利

用地面天气图上等压线的分布和地转风尺,可得到任意地区的地转风速。

例如:在地面天气图上,40°N 的某处,量得两根等压线之间的垂直距离Δn= a b,然后在地

转风尺的40°N 线上,以纵坐标轴为起点量取ab线段,b 点落在30kn 线和20kn 线间约中点附

近,因此可判断该处的地转风速值为25kn。

26

图4-6 可用于不同纬度的地转风尺

二、梯 度 风

1.梯度风的定义

当空气质点作曲线运动时,水平气压梯度力G

_

n,水平地转偏向力A

_

n 和惯性离心力C

_

达到

平衡时的风称为梯度风(G radient W ind)。

2.高、低气压区中的梯度风

以北半球圆形等压线的情况为例,分别加以讨论:

在低压区中,如图4-7a)所示,气压梯度力G

_

n 沿半径由外指向中心;惯性离心力C

_

由中心

沿半径指向外,一般情况下,惯性离心力C

_

较小,所以地转偏向力A

_

n 的方向必须从中心指向

外。因而三力平衡时,有:

G

_

n= - (A

_

n+ C

_

) (4-14)

或: G

_

n = A

_

n + C

_

(4-14)′

由此,根据地转偏向力的性质可判断:北半球低压区中的梯度风应按反时针方向沿等压线吹;

南半球低压区中梯度风应按顺时针方向沿等压线吹。

图4-7 梯度风

在高压区中, 如图4-7b) 所示,气压梯度力G

_

n

由中心沿半径指向外;惯性离心力C

_

由中心沿半径

指向外;当三力达到平衡时,地转偏向力A

_

n 必定指

向以上二力的反方向,即:

G

_

n+ C

_

= - A

_

n (4-15)

或: G

_

n + C

_

= A

_

n (4-15)′

同理可知:北半球高气压区中的梯度风应按顺时针方向沿等压线吹;南半球高气压区中的梯度

风应按反时针方向沿等压线吹。从风场角度定义,将高气压称为反气旋,低气压称为气旋。

由以上分析可知,梯度风风向仍符合风压定律。即:测者背风而立,北半球,高压在右,低压

在左;南半球,高压在左,低压在右。

3.梯度风的风速

由式(4-14)′和(4-15)′经过求解后,最后得到气旋和反气旋中的梯度风速公式分别为:

气旋: vc= - rωsinφ+ (rωsin φ)2+

r

ρ

-

Δp

Δn

(4-16)

27

反气旋: va= rωsinφ- (rωsinφ)2-

r

ρ

-

Δp

Δn

(4-17)

式(4-16)和(4-17)表明,梯度风的风速与水平气压梯度、纬度的正弦和空气密度有关,同

时还要受到空气运动路径的曲率半径影响。

在式(4-16)中右边根号内总是正值,所以气旋区内的水平气压梯度-

Δp

Δn

不受限制,也就是说

低压区内气压梯度可以很大,即可以有很大的风速,这与经常观测到的实际情况是一致的。

在式( 4-17 ) 中, 右边根号内两项的正负号相反, 因此反气旋区中的水平气压梯度

-

Δp

Δn

不能超过某一临界值。否则根号内会出现负值,使算出的va 没有实际意义。令:

(rωsinφ)2-

r

ρ

-

Δp

Δn

≥0

则有: -

Δp

Δn

≤rρω2sin 2φ (4-18)

上式表明,反气旋区内水平气压梯度的极限值为γρω2sin2φ,将该值代入式(4-17)中,于是得出

反气旋区内梯度风速的极限值为:

va= ωrsin φ (4-19)

由以上讨论,可以得出如下结论:

1)反气旋区内,边缘风速较大,向中心风速减小,在中心附近微风或者静风。该结论与实际

情况相符合。当反气旋区内等压线曲率不均匀时,在曲率较小(r 大)处,即等压线平直处,等压

线密集,风速较大;在曲率较大(r 小)处,即等压线弯曲较大处,等压线稀疏,风速较小。

2)中高纬度反气旋的风速较大,低纬度反气旋内风速较小。

3)在一定纬度带,当气压梯度和曲率半径相同时,有反气旋区内的梯度风速大于地转风

速,气旋区内的梯度风速小于地转风速。即有:

Va> Vg> Vc (4-20)

根据式(4-14)′,在低压区(气旋)内,有A

_

n < G

_

n ;依据(4-15)′式,在高压区(反气旋)

内,有A

_

n > G

_

n ;在地转风场内,有A

_

n = G

_

n 。地转偏向力A

_

n 总是与风速成正比,因此,

气压梯度和纬度相等的条件下,A

_

n 的大小实际上反映了风速的大小,故式(4-20)成立。

三、旋 衡 风

在小尺度低压中,如果气压梯度力很大,那以由于空气微团运动轨迹的曲率半径小,风速

大,这时地转偏向力比气压梯度力和惯性离心力都小得多,可略去不计。此种情况下,水平气压

梯度力与惯性离心力相平衡,这种风称为旋衡风(C yclostroph ic W ind )。其力的平衡方程为:

v2

r

= -

1

ρ

Δp

Δn

(4-21)

故得旋衡风速: v= -

r

ρ

Δp

Δn

(4-22)

旋衡风不再考虑地转偏向力的影响,其风向既可按顺时针方向吹,又可以按反时针方向

吹,但都对应着低压。例如龙卷风就具有旋衡风的性质。

上述地转风和梯度风,概括了尤其是中、高纬度自由大气中风场和气压场的基本关系,在

28

气象学上有很大的实用价值。梯度风与地转风相比,它考虑了空气运动路径的曲率影响,因而

比地转风更接近于实际风。实际工作中,因为空气微团运动的曲率半径难以确定,所以,更广泛

地使用地转风作为实际大气运动的近似。

第四节 摩擦层中的风

一、摩擦力对风向、风速的影响

在摩擦层中,空气作水平运动时,要受到摩擦力作用。摩擦力在使风速减弱的同时,破坏了

水平气压梯度力与地转偏向力的平衡关系,因而风向也受到干扰,使运动变得复杂。

首先,讨论等压线平直分布的简单情况,如图4-8 所示。作用于空气微团上的有水平气压

梯度力G

_

n 、地转偏向力A

_

n 和摩擦力R

_

。由于摩擦力的作用使风速减小,小于与该气压场相应

的地转风,因而地转偏向力相应减小,最后三力平衡关系如下:

G

_

n= - (A

_

n + R

_

) (4-23)

在这种情况下,风不再沿着等压线吹,而是斜穿等压线,由高压指向低压,即风向与等压线之间

有一交角α。

同理,在等压线弯曲的气压场内,摩擦力的作用使风速比该气压场内所应有的梯度风风速

小,风向穿过等压线指向低压一侧,因而使摩擦层中高、低气压内风的分布有了如下规律:北半

球高压区的风顺时针方向向外辐散,低压区的风反时针方向向中心辐合,见图4-9;南半球,高

压区的风反时针向外辐散,低压区的风顺时针向中心辐合。

图4-8 摩擦层中的风图4-9 北半球摩擦层低压和高压的风

由以上各种气压场风的分布可见,摩擦层中的风压定律应为:测者背风而立,北半球,高压

在右后方,低压在左前方;南半球,高压在左后方,低压在右前方。

摩擦层中,实际风向与等压线的交角α的大小主要取决于摩擦力的大小。摩擦力与地面粗

糙度相关,所以,地面粗糙度越大,交角α越大;反之,地面粗糙度越小,交角α越小。通常在中

高纬度陆地上α约为35°～45°,海面摩擦力比陆面小得多,α约为10°～20°,但有大风浪时,海

面粗糙度增大,交角α可适当取大些。

实际风速比相应的地转风、梯度风减小。通常陆面上的风速(指10～ 12m 高度的风)约为

相应地转风速的1/ 3～1/ 2;海面上的风速约为相应地转风速的3/ 5～2/ 3。若令v0 为海面实际

风速;求v0 时通常采用以下经验公式:

v0= v×g 65% (4-24)

29

二、风的日变化和风的阵性

1.风的日变化

在近地面层,一天内的风速通常具有白天大、夜间小的日变化规律。在上层则相反,风速白

天小、夜间大。风的这种日变化规律主要是由于热力性对流和乱流作用所造成的。白天,由于

太阳辐射作用,近地面气层受热逐渐变得不稳定,乱流逐渐发展,午后乱流最强烈。随着近地面

层乱流的发展,上下层空气对流交换频繁,上层风速大、动量大的空气下传,使得下层风速加

大,上层风速减小,午后,下层风速达最大值,上层风速达最小值;夜间,乱流显著减弱,下层风

速随之减小,夜间和清晨达最小,上层风速则增至最大。这里所说的上、下层分界的高度并不固

定,主要是取决于乱流的强度,平均高度约为50～100m 。

风的日变化幅度,通常是晴天大于阴天,夏季大于冬季,陆地大于海洋。当有强的天气系统

影响时,这种日变化规律不明显或被扰乱。另外,在乱流比较强的夏季,适当天气条件下,日变

化作用在中午前后可造成局地大风。沿岸航行的小船有必要了解风的这一特点。

2.风的阵性

风向摇摆不定、风速忽大忽小的现象,称为风的阵性, 亦称风速脉动(W in d V elocity

F luctuation)。阵风则是指某段时间里最大的瞬时风速。例如,气象报告“风力4～5 级,阵风6

级”的意思是说平均风力4～5 级,最大瞬时风力可达6 级。图4-10 是某时段内风速的自计曲

线,由图可见风的阵性是很显著的。造成风的阵性的主要原因是空气的乱流运动,如图4-11 所

示,在大范围平均气流上夹带着一个绕垂直轴的小涡旋,涡旋随平均气流一起移动,两种运动

迭加的结果,使得A 点风速增大,C 点风速减小,B 点和D 点风向、风速发生了如图示的改变。

实际上在小涡旋的每一处的气流都会发生相应的改变,因此,若有测者位于P 点,就可以观测

到风的脉动性。

图4-10 风的阵性图4-11 风的阵性的形成示意图

摩擦层中风的阵性表现得经常而且显著,随着高度的升高, 阵性逐渐减弱,一般到2 ～

3km高度以上就不明显了。阵风发生的时间规律是:一天中,午后最强,一年中,夏季较明显;

陆地比海洋明显,山区最甚。

三、风随高度的变化

摩擦层中,摩擦力和大气密度随高度升高而减小,因而风随高度的增高而增大;另外,风随

高度的变化还要受到气压场随高度变化的影响。假定在气压场不随高度改变的前提下,风随高

度的变化主要是由于摩擦力随高度的减小而引起的。其变化规律是:风速随高度增加而逐渐加

大,风向不断向右偏转(南半球则向左偏转),到摩擦层顶部,风向和风速都逐渐接近于地转风

了,如图4-12 所示。

近地面层(指下垫面至30～50m 的贴地层)中,由于受乱流作用影响,风随高度的变化不

30

图4-12 摩擦层中风随高度的变化

图中:V0 为地面风,V100、V200 ⋯分别代表高度为

100m、200m ⋯的风,V1000 与Vg 一致

具明显的上述特点。

另外,在摩擦层以上的自由大气中,风随高度的改

变是由气层中温度的分布决定的。不再详细讨论。

第五节 地形的动力作用及地方性风

这里主要讨论局部地形对气流产生的影响。气流

在运行的过程中,遇到岛屿、海岸、海峡等地形时,风向、风速都会发生变化,因而产生了一些局

部环流和有名的地方性风。了解和掌握它们对保障航行安全是很必要的。

一、地形的动力作用

1.绕流

当气流遇到孤立的山峰和岛屿时,会绕过山峰(岛屿),从两侧通过。这种情况下,在迎风坡

风速增强,在背风坡风速减弱,并且在背风坡会产生气旋式或反气旋式涡流,如图4-13 所示。

2.狭管效应

当气流从开阔地区进入峡谷口时,由于狭管效应,在峡谷中风速加大,风向被迫改变为沿

峡谷走向,形成狭谷风,如图4-14 所示。我国的台湾海峡经常出现大风,且夏季多西南大风,冬

季多东北大风,就是这个缘故,如图4-15 表示出当气流经过台湾海峡时,风向风速所发生的显

著改变。

图4-13 绕流图4-14 峡谷风图4-15 台湾海峡的狭管效应

(1962 年1 月7 日20 时地面实况天气图)

3.岬角效应

当气流流经向海中突出的半岛或山脉尽头时,会造成气流辐合、流线密集,使风力大大加

强,这种现象称为岬角效应,如图4-16 所示。南非的好望角、南美的合恩角等处风浪很大,其中

就有岬角效应的影响。我国山东半岛的成山角附近也存在岬角效应,使得吹偏北风时,风力常

比周围海区大1～2 级左右。

4.海岸的摩擦效应

当气流接近于沿着海岸线方向吹时,在海陆交界处,海面与沿岸陆地上摩擦力大小不同,

因而风与等压线间的交角在沿岸处发生明显改变。如图4-17 所示,陆地在气流方向的右侧,当

气流接近海岸时,流线变密,风速增大;如果是陆地位于气流方向的左侧,则流线会疏散开来,

使风速减小。

31

图4-16 岬角效应图4-17 海岸的摩擦效应

二、地方性风

因特殊地理位置、地形或地表性质等影响产生的局部范围的风,称为地方性风。它们的形

成原因有地形的动力作用或下垫面的热力作用,或者是综合作用的结果。常见的地方性风有峡

谷风、海陆风、山谷风、焚风、布拉风等。有些对航海活动有影响的地方性风,在有关航线资料上

都有介绍。表4-3 介绍了部分地方性风的名称及主要特征,以供参考。

地 方 性 风表4-3

名 称地 域季 节风 向特 性

贝拉风(B elat) 阿拉伯南岸12～3 月N ,N W 寒冷干燥强陆风布拉风(B ora) 亚得利亚海冬N ,E 突发性狂暴山风

布拉克非德风

(Brickfielder)

澳洲南岸夏N 热风

可乐诺风

(C oronozo)

墨西哥东岸发生热带低压时S 强烈南风

艾艺风(E lephanta) 印度洋棉兰海岸9～10 月S,SE 西南季风尾声地中海季风

(E tesian)

地中海东部夏N 山风

格烈风(G regale) 地中海马尔他冬N E 强烈

哈麦丹风

(H arm attan)

非洲西岸佛地角与几内亚

湾间

冬E

干燥东风挟带红沙,可吹离海岸数

百里,造成能见度障碍

考斯风(K aus) 波斯湾12～4 月SE 与Sham al交替喀新风(K ham sin) 亚丁湾7～9 月N 挟带黄砂暴利凡脱风

(L evanter)

直布罗陀海峡夏E

常伴潮湿云带,风力强时形成强涡

流

拉维奇风(L eveche) 西班牙常有SE 干热有沙阵

麦斯楚风(M aestro) 地中海北部N W ,N 干冷

东北风

(N ortheaster)

北太平洋海岸N E 强烈

诺色风(N orther) 墨西哥湾12～4 月N ,N W 寒冷、强烈而干燥诺色风(N orther) 智利12～4 月N 常伴气压下降,密云32

续上表

名 称地 域季 节风 向特 性

潘派洛风(P am pero)

南美东海岸、拉布拉他河口

以外海面

7～10 月N 转SW 随飑线而来, 北风微弱转西南风

时,风力突然增至飓风级以上

西洛可风(Sirocco) 意大利马尔他夏末S

暖风, 地中海南干燥,地中海北湿

热

东南勃斯特风

(Southeast B uster)

澳洲南、东南岸12～4 月(夏) SE 狂风,狂风前常有热风夏马风(Sham al)

波斯湾、阿曼湾及沿马直兰

海岸

5～11 月N W 冬季可达8 级,伴有飑、雨、闪电, 来时无预兆

苏门答腊风

(Sum atra)

马来西亚W 强风

德呼脱比亚风

(T ehuantepecer)

T ehuantepecer N 强风

非洲龙卷风

(T ornado)

非洲西岸赤道至10°N 4～5 月9～ 11 月

离岸暴风雨

特拉蒙地那风

(T ram ontana)

地中海N 寒冷

文达瓦风

(V endavales)

西班牙直布罗陀海峡S W 强风

威利瓦风

(W illiw ays)

麦哲伦海峡狂风,无预兆,可持续1～2h